內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水年代際突變及其可能成因

董祝雷

（內(nèi)蒙古氣候中心，內(nèi)蒙古 呼和浩特 010051）

引言

我國(guó)的氣候?yàn)?zāi)害發(fā)生頻率較高, 旱澇災(zāi)害極大地影響我國(guó)的經(jīng)濟(jì)建設(shè)和社會(huì)發(fā)展, 對(duì)月、季時(shí)間尺度旱澇氣候, 尤其是汛期旱澇趨勢(shì)的預(yù)測(cè)是我國(guó)大氣科學(xué)家的一項(xiàng)重要課題[1]。內(nèi)蒙古自治區(qū)位于我國(guó)北部邊疆，全年干旱少雨，屬于干旱、半干旱地區(qū)，東亞夏季風(fēng)對(duì)它的影響較弱，也是我國(guó)氣候變化最敏感的地區(qū)之一[2]。內(nèi)蒙古區(qū)域跨度大，降水區(qū)域分布不均，在東部受大興安嶺，在中、西部受陰山和賀蘭山山脈等地形條件影響顯著，主要特征是從東部到西部地區(qū)降水量逐漸減少，其中全區(qū)大部分區(qū)域60%以上降水集中在夏季，故研究?jī)?nèi)蒙古夏季降水的年際和年代際變化具有重要的科學(xué)意義和必要性。

眾多學(xué)者對(duì)中國(guó)不同地區(qū)夏季降水年代際突變特征進(jìn)行了較為詳細(xì)的研究，但多集中在我國(guó)東部和南部降水。相關(guān)研究表明，我國(guó)東部地區(qū)夏季降水有3 次年代際突變，分別為20 世紀(jì)70 年代末期、90 年代初期和90 年代末期[3-6]，并指出太平洋年代際振蕩（Pacific Decadal Oscillation，PDO），對(duì)我國(guó)東部夏季降水突變起著關(guān)鍵作用。而中國(guó)南部夏季降水突變年份為20 世紀(jì)90 年代初期[7]。XU 等[8]根據(jù)我國(guó)夏季降水REOF分析，將我國(guó)劃分為8 個(gè)分區(qū)，討論了8 個(gè)分區(qū)夏季降水的年代際變化，指出我國(guó)東北地區(qū)和華北地區(qū)大多數(shù)站點(diǎn)夏季降水在1997—1999年間發(fā)生突變。HAO 等[9]對(duì)1961—2013年華北地區(qū)夏季降水分析指出，華北和東北兩地夏季降水具有顯著的年代際變化特征，1981—2000 年?yáng)|北多雨，華北正常偏少；2001—2010 年華北和東北地區(qū)少雨，并從環(huán)流場(chǎng)上分析了這一成因。丁婷[10]分析東北地區(qū)夏季降水指出，1961—1983 年?yáng)|北地區(qū)夏季降水偏少，1984—1998 年降水偏多，1999 年之后又進(jìn)入偏少期，并認(rèn)為這一轉(zhuǎn)變是由于北太平洋年代際振蕩所造成的。周連童等[11-12]研究我國(guó)西北地區(qū)夏季降水指出，我國(guó)西北干旱、半干旱地區(qū)夏季降水在20世紀(jì)70 年代中后期發(fā)生明顯的氣候躍變，并指出地表氣溫差和春季感熱異常可能是造成地區(qū)夏季降水年代際變化的原因之一。

近些年來(lái)，內(nèi)蒙古干旱趨勢(shì)嚴(yán)重[13-15]。張華[16]研究呼和浩特市夏季降水異常指出，呼和浩特市夏季降水存在顯著的年代際變化特征。劉新等[17]指出1998 年后內(nèi)蒙古東部四盟市夏季降水處于偏少期，88% 的站點(diǎn)降水減少。內(nèi)蒙古夏季降水的年代際變化是怎樣的，造成年代際變化的因素是什么？研究這些，有利于我們對(duì)我國(guó)北部地區(qū)夏季降水因素的認(rèn)識(shí)，為內(nèi)蒙古夏季降水或干旱預(yù)測(cè)提供科學(xué)的指導(dǎo)。

1 資料與方法

使用了內(nèi)蒙古氣象信息中心提供的1961—2019年的119 個(gè)站點(diǎn)降水?dāng)?shù)據(jù)，其中12 個(gè)站點(diǎn)數(shù)據(jù)連續(xù)性較差，將其剔除，運(yùn)用Cressman插值方法將站點(diǎn)數(shù)據(jù)插值成水平分辨率為0.5 °×0.5 °的格點(diǎn)數(shù)據(jù)；使用了1961—2019 年NCEP/NCAR 逐月再分析資料，包括氣溫、500 hPa位勢(shì)高度場(chǎng)以及500 hPa經(jīng)緯向風(fēng)和1000—150hPa垂直速度，水平分辨率為2.5 °×2.5 °。

本文所用的分析方法主要有曼—肯德爾檢驗(yàn)（M-K檢驗(yàn)）、滑動(dòng)t檢驗(yàn)、合成分析、相關(guān)分析等方法。由于內(nèi)蒙古東、西部地區(qū)夏季降水差異較大，根據(jù)分析，將內(nèi)蒙古夏季降水以110 °E為界限，以東區(qū)域?yàn)闁|部地區(qū)，以西區(qū)域?yàn)槲鞑康貐^(qū)（圖1）。

圖1 內(nèi)蒙古119 個(gè) 站分布及分區(qū)

2 內(nèi)蒙古夏季降水年代際變化特征

圖2給出了內(nèi)蒙古、內(nèi)蒙古東部和內(nèi)蒙古西部地區(qū)夏季降水距平百分率變化趨勢(shì)。整體上來(lái)看，內(nèi)蒙古夏季降水在20 世紀(jì)90 年代中期以前主要以年際變化為主，年代際信號(hào)不明顯，1961—1998 年，內(nèi)蒙古夏季降水呈微弱的增加趨勢(shì)，增加率為3.8 mm·10 a-1，1961—1998 年平均降水距平百分率為4.7%，而1983—1998年降水距平達(dá)到了8.7%；1999—2011年夏季降水除2003年為正的降水距平，其余年份均為負(fù)降水距平，平均為-16.0%，2012、2013年內(nèi)蒙古夏季降水處于偏多狀態(tài)，2014—2017年夏季降水為偏少年。1999—2017年平均降水距平百分率為-10.7%。內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水距平百分率變化形式與全區(qū)夏季降水變化相似。1961—1998 年，內(nèi)蒙古西部地區(qū)夏季降水變化不大，保持在平均值附近，平均降水距平百分率為2.2%，1998 年后，內(nèi)蒙古西部地區(qū)夏季降水變化劇烈，1999—2019年西部地區(qū)夏季降水略有減少，平均降水距平百分率為-4.0%，但1999—2019年西部地區(qū)夏季降水表現(xiàn)為增加趨勢(shì)，夏季降水增長(zhǎng)率達(dá)到了14.8 mm·10 a-1。從圖2可知，內(nèi)蒙古夏季降水主要在1998/1999發(fā)生改變，進(jìn)一步分別對(duì)P1階段（1983—1998年）和P2階段（1999—2011年）內(nèi)蒙古夏季降水距平百分率合成分析發(fā)現(xiàn)（圖3），在P1階段，內(nèi)蒙古夏季降水表現(xiàn)為一致偏多，東部地區(qū)夏季降水普遍多于西部地區(qū)，而在P2階段，全區(qū)夏季降水表現(xiàn)出一致偏少形勢(shì)，減少高值區(qū)主要位于內(nèi)蒙古東部地區(qū)。

圖2 1961—2019年內(nèi)蒙古夏季月平均降水序列

圖3 P1（a）、P2（b）階段內(nèi)蒙古夏季降水距平百分率

從圖2和圖3可以看到，在20世紀(jì)90年代末期，內(nèi)蒙古夏季降水進(jìn)入偏少階段。為了得到這期間內(nèi)蒙古夏季降水突變時(shí)間點(diǎn)，分別對(duì)內(nèi)蒙古、內(nèi)蒙古東部和西部地區(qū)平均夏季降水序列進(jìn)行M-K檢驗(yàn)和滑動(dòng)t檢驗(yàn)（圖4），結(jié)果表明，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水在20世紀(jì)90年代末期有一明顯的減少趨勢(shì)，由圖4a、4bUF曲線可見，自20世紀(jì)90年代中期，內(nèi)蒙古和內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水有明顯的減少趨勢(shì)，這一減少趨勢(shì)在2008 年前后超過0.05顯著性檢驗(yàn)，表明內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水減少趨勢(shì)非常顯著?；瑒?dòng)t檢驗(yàn)（圖4d）表明，自1980 年以來(lái)，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水在1998 年有一超過0.05顯著性檢驗(yàn)的負(fù)突變點(diǎn)，說(shuō)明內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季平均降水在1998/1999 年由偏多轉(zhuǎn)為偏少的顯著突變，而內(nèi)蒙古西部地區(qū)夏季降水年代際變化不明顯（圖4c）。由此可見，無(wú)論是M-K突變檢驗(yàn)還是滑動(dòng)t檢驗(yàn)，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水與全區(qū)夏季降水的突變檢驗(yàn)基本是一致的。而內(nèi)蒙古西部地區(qū)降水年代際變化不顯著，主要表現(xiàn)為年際變率。

圖4 內(nèi)蒙古（a）、東部（b）、西部（c）地區(qū)夏季降水序列M-K檢驗(yàn)及滑動(dòng)t檢驗(yàn)（d）

3 內(nèi)蒙古夏季降水年代際突變成因

3.1 內(nèi)蒙古夏季降水與亞洲中高緯地區(qū)氣溫的聯(lián)系

上述分析表明，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水在20 世紀(jì)90 年代中后期發(fā)生顯著的年代際轉(zhuǎn)變。 LIU 等[18]研究?jī)?nèi)蒙古中部地區(qū)氣候變化指出，內(nèi)蒙古中部地區(qū)氣溫在1960—2009年期間平均上升了0.318 ℃·10 a-1，而在1980—2009年期間氣溫上升率為0.423 ℃·10 a-1，對(duì)應(yīng)降水減少了-2.91 mm·10 a-1。對(duì)此分別用內(nèi)蒙古東、西部地區(qū)夏季降水序列與氣溫作相關(guān)分析（圖5），從相關(guān)關(guān)系圖上可見，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水與貝加爾湖以南、蒙古國(guó)等亞洲中高緯地區(qū)氣溫有顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系（圖5a），即表明當(dāng)亞洲中高緯地區(qū)夏季氣溫偏暖（冷）時(shí)，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水偏少（偏多），而內(nèi)蒙古西部地區(qū)降水與氣溫的相關(guān)關(guān)系不明顯（圖5b）。為了進(jìn)一步驗(yàn)證這一關(guān)系，提取1961—2019年45~52 °N、95~125 °E區(qū)域地表氣溫序列（Ti指數(shù)），發(fā)現(xiàn)Ti指數(shù)與內(nèi)蒙古夏季降水負(fù)相關(guān)關(guān)系非常好，尤其是110 °E以東地區(qū)，超過了95%的顯著性檢驗(yàn)（圖5c），Ti指數(shù)與內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水序列相關(guān)系數(shù)達(dá)到了-0.59，且兩者均在1998/1999 年出現(xiàn)了年代際突變（圖5d）。可見，亞洲中高緯地區(qū)氣溫年代際突變與內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水年代際變化有著密切聯(lián)系。

圖5 內(nèi)蒙古東部（a），西部（b）地區(qū)夏季降水與地面氣溫相關(guān)分布（陰影區(qū)域表示通過99%顯著性檢驗(yàn)）以及（c）T i指數(shù)與內(nèi)蒙古夏季降水相關(guān)分布（陰影區(qū)域表示通過95%顯著性檢驗(yàn)）（d）1961—2019年T i指數(shù)（已乘以-1）與內(nèi)蒙古東部夏季降水標(biāo)準(zhǔn)化距平序列。方框范圍為Ti指數(shù)計(jì)算區(qū)域。

圖6給出了P1和P2階段亞洲中高緯地區(qū)夏季氣溫距平變化，從中可以看到，在P1階段（圖6a）亞洲中高緯地區(qū)為負(fù)的氣溫距平，最低中心溫度低于-1 ℃，對(duì)應(yīng)內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水偏多階段；P2階段則為正的溫度距平，中心最高溫度距平超過1.2 ℃，對(duì)應(yīng)于內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水偏少階段，這兩個(gè)時(shí)期，亞洲中高緯地區(qū)氣溫相差達(dá)2.2 ℃，遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過了氣候變率。IPCC第5次報(bào)告[19]指出，由于人類活動(dòng)排放的溫室氣體顯著增強(qiáng)，導(dǎo)致大氣中溫室氣體濃度增加，增強(qiáng)了溫室效應(yīng)，使得平均氣溫上升，根據(jù)線性趨勢(shì)計(jì)算，1980—2012年全球平均氣溫升高0.85 ℃[0.65~1.06 ℃]。進(jìn)一步給出了去除線性趨勢(shì)后P1、P2階段亞洲中高緯地區(qū)氣溫變化形勢(shì)（圖6c、6d），相較于去線性趨勢(shì)之前，無(wú)論是低溫范圍還是高值中心區(qū)域都有一定縮小，但整體變暖的趨勢(shì)沒有改變。從經(jīng)向平均的氣溫距平時(shí)間—緯度剖面圖（圖7a），可明顯看到，在P1階段，亞洲中高緯地區(qū)基本處于負(fù)的溫度異常，而在P2階段，這一區(qū)域則為正的溫度異常所控制，而1998/1999為正、負(fù)溫度異常的分水嶺。圖7b為去掉線性趨勢(shì)后的溫度場(chǎng)，表現(xiàn)出與原始溫度距平場(chǎng)相同的變化形勢(shì)。由此可見，亞洲中高緯地區(qū)在1980—2015年這段期間，氣溫增幅較大，尤其是在1998/1999年后，氣溫增暖趨勢(shì)明顯，超過其自身的線性增長(zhǎng)趨勢(shì)。

圖6 亞洲中高緯地區(qū)溫度距平（單位：℃）P1階段（a）、P2階段（b）、P2階段與P1階段差值和去趨勢(shì)后溫度距平（c）、P1階段（d）、 P2階段（e）、P2階段與P1階段差值（f）。打點(diǎn)區(qū)域表示通過95%信度檢驗(yàn)

圖7 沿47.5°—57.5 °N經(jīng)向平均氣溫距平（單位：℃）的時(shí)間—經(jīng)度剖面圖（a）原始溫度場(chǎng)、（b）去掉線性趨勢(shì)。

3.2 氣溫與環(huán)流場(chǎng)的聯(lián)系

上面的分析表明，亞洲中高緯地區(qū)氣溫的異常年代際變化，可能是導(dǎo)致內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水年代際突變的主要因素。那么亞洲中高緯地區(qū)增暖是如何影響內(nèi)蒙古夏季降水的呢？ HUANG 等[20]和 XU 等[8]研究我國(guó)夏季降水年代際突變指出，夏季局地風(fēng)場(chǎng)異常是造成1998/1999年突變的主要成因，我國(guó)北方及內(nèi)蒙古高原地區(qū)異常反氣旋性環(huán)流與西北太平洋上空異常的氣旋性環(huán)流，形成正壓經(jīng)向偶極子環(huán)流，使得我國(guó)華北、東北及長(zhǎng)江中下游地區(qū)對(duì)流層低層為異常輻散區(qū)，降水偏少。為此，利用NCEP/NOAA再分析資料分析歐亞上空500 hPa水平環(huán)流場(chǎng)。圖8分別給出了P1階段（圖8a）和P2階段（圖8b）夏季500 hPa環(huán)流距平分布特征。在P1階段，我國(guó)北部到貝加爾湖一帶上空為異常氣旋性環(huán)流，而在日本海附近為異常的反氣旋環(huán)流，這一環(huán)流配置，導(dǎo)致向內(nèi)蒙古東部地區(qū)的水汽輸送加強(qiáng)，進(jìn)而使得內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水偏多；而到了P2階段，我國(guó)北方以及蒙古國(guó)地區(qū)上空為異常的反氣旋環(huán)流，內(nèi)蒙古大部地區(qū)被異常高壓所控制，另一方面，鄂霍次克海到日本海北部一帶為異常的氣旋性環(huán)流，使得這一時(shí)期內(nèi)蒙古東部地區(qū)盛行偏北氣流，導(dǎo)致內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水偏少。從500 hPa位勢(shì)高度場(chǎng)上看，P1階段亞洲中高緯度地區(qū)為負(fù)的位勢(shì)高度距平場(chǎng)，而到了P2階段，則表現(xiàn)為正的位勢(shì)高度距平場(chǎng)，表明在P2階段，大陸性高壓控制我國(guó)北方地區(qū)，上升對(duì)流運(yùn)動(dòng)被抑制，進(jìn)而造成華北地區(qū)干旱少雨[21-22]。

圖8 內(nèi)蒙古夏季降水年代際變化P1階段（a）、P2階段（b）歐亞大陸500 hPa風(fēng)場(chǎng)（矢量，單位：m·s-1）和位勢(shì)高度場(chǎng) （等值線，單位：hPa）距平。A和C分別表示反氣旋和氣旋

圖9給出了P1和P2階段我國(guó)北部垂直環(huán)流場(chǎng)特征，表明，在P1階段（圖9a），內(nèi)蒙古東部地區(qū)主要為異常的上升氣流為主，對(duì)流加強(qiáng)；而到了P2階段（圖9b），內(nèi)蒙古東部地區(qū)則被異常的下沉環(huán)流所控制。值得注意的是，在這兩時(shí)期，內(nèi)蒙古西北部垂直對(duì)流變化卻是截然相反，在P1階段為異常的下沉氣流，而在P2階段則為異常的上升氣流，這與P1階段內(nèi)蒙古西部地區(qū)夏季降水偏少，P2階段降水偏多情況是一致的，這也間接說(shuō)明影響內(nèi)蒙古東、西部地區(qū)夏季降水的因子是不同的。最后，從圖9c中可以看到，在1998/1999突變年之前，內(nèi)蒙古東部地區(qū)從低層到高層主要以上升氣流為主，而在突變年之后，東部地區(qū)則為弱的下沉氣流。

圖9 內(nèi)蒙古夏季降水年代際變化（a）P1階段、（b）P2階段內(nèi)蒙古上空850 hPa垂直速度距平分布（單位：10-2 m·s-1）、（c）40o—50 oN、 110o—120 oE（矩形框）區(qū)域平均垂直速度時(shí)間-高度剖面圖（虛線表示上升運(yùn)動(dòng)，實(shí)現(xiàn)表示下沉運(yùn)動(dòng)）

王新敏[23]研究發(fā)現(xiàn)，蒙古氣旋頻數(shù)與蒙古及東亞地區(qū)850 hPa溫度有負(fù)相關(guān)關(guān)系?？梢姡赑1階段，亞洲中高緯地區(qū)氣溫偏低，中高緯地區(qū)溫差較大，另一方面位勢(shì)高度場(chǎng)偏低，南北氣壓梯度增強(qiáng)，使得中高緯地區(qū)之間風(fēng)切變?cè)龃?，進(jìn)而造成內(nèi)蒙古氣旋活動(dòng)頻繁，強(qiáng)度加強(qiáng)，在低層氣流輻合，加強(qiáng)了氣流的輻合上升運(yùn)動(dòng)，進(jìn)而有利于內(nèi)蒙古東部地區(qū)降水增多；而在P2階段，則出現(xiàn)了相反的變化，亞洲中高緯地區(qū)氣溫異常升高，位勢(shì)高度距平場(chǎng)增強(qiáng)，內(nèi)蒙古處于異常反氣旋環(huán)流控制，氣旋生成受到抑制，低層為輻散氣流，對(duì)流活動(dòng)受到抑制，導(dǎo)致內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水偏少。

4 結(jié)果與討論

本文利用內(nèi)蒙古107個(gè)氣象站月降水?dāng)?shù)據(jù)，分析了內(nèi)蒙古東、西部地區(qū)夏季降水年代際變化。研究發(fā)現(xiàn)，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水具有顯著的年代際突變，通過滑動(dòng)t檢驗(yàn)和M-K檢驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水在1998/1999年前，表現(xiàn)為明顯偏多階段（P1），而在1998/1999年后，內(nèi)蒙古東部地區(qū)進(jìn)入夏季降水顯著偏少階段（P2）。

研究表明，內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水與亞洲中高緯地區(qū)，尤其是蒙古國(guó)區(qū)域氣溫有顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系，即當(dāng)蒙古國(guó)地區(qū)氣溫升高時(shí)，對(duì)應(yīng)內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水顯著減少，反之則相反。進(jìn)一步分析表明，蒙古國(guó)地區(qū)溫度距平在1998/1999年位相發(fā)生轉(zhuǎn)變，有P1階段的冷位相轉(zhuǎn)變?yōu)镻2階段的暖位相。

通過環(huán)流場(chǎng)分析，P1階段，亞洲中高緯地區(qū)為負(fù)的溫度距平場(chǎng)，北方氣旋活動(dòng)較為頻繁，這一時(shí)期，內(nèi)蒙古上空為氣旋性環(huán)流異常，大陸高壓偏弱，輻合上升運(yùn)動(dòng)強(qiáng)，使得這一時(shí)期內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水增多；而在P2階段，亞洲中高緯增溫明顯，北方氣旋活動(dòng)較弱，內(nèi)蒙古上空為反氣旋性環(huán)流異常，大陸性高壓偏強(qiáng)，對(duì)流被抑制，進(jìn)而造成內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水異常偏少。進(jìn)一步研究表明，亞洲中高緯地區(qū)異常增溫可能不僅對(duì)內(nèi)蒙古東部地區(qū)夏季降水年代際突變起到調(diào)整作用，可能對(duì)我國(guó)東北和華北地區(qū)夏季降水多寡有著重要影響，值得進(jìn)一步研究。