华北地区夏季降水减少的原因分析，本文主要内容关键词为：华北地区论文,夏季论文,原因论文，此文献不代表本站观点，内容供学术参考，文章仅供参考阅读下载。
中图分类号：P426.6 文献标识码：A 文章编号：1001-4675(2007)04-0522-06
20世纪60年代中期以后，华北地区夏季降水呈现减少趋势，特别是70年代以来，华北地区变干更加明显[1]。目前，华北地区人均水资源量在全国最少[2]，生态脆弱，引起了广泛关注[3]。黄荣辉等[4]，分析了我国夏季降水的年代际变化特征及华北地区干旱化趋势，发现我国夏季降水在1965年前后发生了一次气候跃变。这种气候变化可能主要是由于60年代中期和80～90年代初赤道东太平洋海水温度明显升高所致；郝立生[5]研究表明，海温作为外源强迫对大气环流及天气气候，特别是华北地区降水的年代际变化有不可忽视的作用；张庆云[6]将华北地区降水变化归于西太平洋副热带高压的异常；彭京备和陈列庭等[7]研究了青藏高原雪盖变化与中国夏季降水的关系，发现积雪在70年代后期发生了一次年代际跃变，积雪由少雪期向多雪期转化，与华北夏季降水变化有很好的对应关系。更多的研究表明，华北夏季降水减少与东亚夏季风减弱有密切的联系[8～11]。
尽管很多研究者从各个角度，对华北地区夏季降水减少及其成因进行了分析，但很少有人将华北地区夏季降水减少与全球变暖背景下气温、湿度场变化以及大气环流和季风环流变化等进行综合分析。气候变暖，地面气温变化影响地面气压场、季风环流和高层环流变化。季风环流的变化改变了水汽地域分布特征，高空环流变化又影响了冷暖空气活动的频率、强度和位置，从而使不同地区降水和干旱变化表现出不同的特征[12,13]。本文就华北地区夏季降水偏多年份和偏少年份的气温、湿度场以及大气环流、季风环流变化进行研究，以便对近年来华北地区夏季降水减少的原因有进一步的认识。
1 资料和方法
本文用到两种资料：①华北地区夏季降水资料。取自国家气候中心整理的160站1951-2005年月降水资料，从中选取位于华北的承德、张家口、北京、天津、石家庄、德州、邢台、安阳、烟台、青岛、潍坊、济南、临沂、菏泽、郑州、南阳、信阳、长治、太原、临汾20站6～8月降水资料；②海平面气压场和气温场、850 hPa风场和相对湿度场、500 hPa高度场和气温场。取自NCEP/NCAR再分析的1948年1月～2005年12月的月平均资料。
华北地区夏季降水变化采用趋势分析、MannKendall突变检验进行分析，气温场、气压场、湿度场和环流变化等采用合成分析方法。
2 华北地区夏季降水变化
首先对华北地区夏季降水变化趋势和突变特征进行分析（图1）。由图1(a)可见，从10年滑动平均曲线分析，50～60年代前期降水偏多，60年代后期至70年代中期为过渡期，70年代后期以后降水基本为偏少时期，80年代降水最少。对55年降水变化进行线性倾向分析，结果通过了95%的显著性检验，说明华北地区夏季降水近55年线性减少趋势显著，平均每10年减少15.5mm。
为了检验华北夏季降水量变化有无突变发生，采用Mann-Kendall检验方法。用原气象序列构造统计量C[,1]，同样的方法用原气象序列的反序列构造统计量C[,2]给定α=0.05，作M-K检验曲线。若C[,1]的值大于零，则表明序列呈上升趋势，C[,1]小于零则表明序列呈下降趋势，当c[,1]超过临界值时，表明上升或下降趋势明显。如果C[,1]和C[,2]两条曲线出现交点，且交点在临界线之间，那么交点对应的时间就是突变开始的时间，交点到C[,1]超过临界值位置之间的范围为突变发生的时间区域。见图1(b)，由曲线C[,1]可见，80年代中期，夏季降水出现明显的减少趋势。根据C[,1]和C[,2]两条曲线在临界值之间的交点位置，可以确定突变发生在60年代中期。
(a)变化趋势（竖线是距平，粗实线是10年滑动平均，虚线是线性倾向）；(b)M-K突变检验（实线是C[,1]，虚线是C[,2]，断线是95%显著性临界值）
图1 华北夏季降水变化
(a)Change trend(upright for anomaly,thick solid for 10-year moving average,and dashed for linear trend);(b)M-K test(solid for C[,1],dotted for C[,2] and dashed for significance at 95% level)Fig.1 Variation of summer rainfall over north China
3 环流变化分析
为了研究环流变化对华北地区夏季降水的影响，选择华北降水偏多的50年代（1951-1960年）夏季（6～8月）和华北降水偏少的80年代（1981-1990年）夏季（6～8月）的气温、气压、湿度变化以及大气环流、季风环流形势进行合成对比分析。
3.1 海平面气温、气压变化
夏季海平面气温场变化情况：在海平面气温1948-2005年夏季合成平均场上（图略），青藏高原地区气温很低，是明显的冷中心，此外，极地和阿留申地区也是冷中心。阿拉伯半岛、北非气温最高，是最大的热源区。在80年代夏季与50年代夏季海平面气温场合成场的差值场上（图略），青藏高原地区和华北地区是负值，北非的10～20°N地区是明显的正值，说明80年代夏季与50年代夏季相比，青藏高原地区、华北地区气温下降了，由于海陆热力差异形成的东亚夏季风也会因此减弱。北非的10～20°N地区气温，80年代夏季比50年代夏季明显升高。
海平面气压场变化情况：在海平面气压1948-2005年夏季合成平均场上（图略），阿拉伯半岛、印度地区和蒙古附近地区为最大的低压中心，青藏高原附近为比较弱的低压区，北太平洋和北大西洋是强大的高压。阿拉伯半岛、印度、蒙古附近地区和青藏高原附近的低压区对印度夏季风和东亚夏季风的形成起了重要作用。在80年代夏季与50年代夏季海平面气压场合成场的差值场上（图略），青藏高原和蒙古地区为最大的正值区，北非是另一个较小的正值区，极地、北太平洋、西太平洋副高压位置为负值，而印度气压几乎没有什么变化。这说明，80年代与50年代相比，印度低压强弱变化不大，表明印度季风没有什么变化，而青藏、蒙古低压区的气压显著升高，表明东亚夏季风会明显减弱。同时，极地气压降低，北太平洋高压和西太平洋高压也有所减弱。
3.2 850 hPa风场、湿度场变化
图2是850 hPa层风场变化情况，图2(a)是50年代夏季风场合成平均场，图2(b)是80年代夏季风场合成平均场。在图2(a)上，120°E以西的印度季风低纬度的偏西风和中纬度的西南风非常强，一直伸展到我国东北地区，东亚是西南风风速最大的区域，蒙古西部和贝加尔湖东部存在两个气旋性环流；而120°E以东的副热带高压南部的偏东风和西北部的西南季风也很强。印度季风强西南气流和副热带高压强东南气流将水汽集中输送到东亚地区，使得这里降水量增多。在图2(b)上，120°E以西的印度季风低纬度的偏西风没有什么变化，但东亚中纬度的西南风减弱非常明显，夏季风表现不突出，另外蒙古西部和贝加尔湖东部的两个气旋性环流也消失了；而120°E以东的副热带高压南部的偏东风和西北部的西南季风减弱非常明显，从环流分析，副高明显偏弱且位置偏东。印度季风西南气流输送水汽到30°N已变得非常弱，大量水汽很难到达30°N以北的地区。副热带高压南部偏东气流和西北部西南气流非常弱，加之上风副高位置偏东，在50年代由副热带高压东南气流输送到华北地区的水汽大量减少，非常不利于华北夏季降水。
(a)50年代合成；(b)80年代合成
图2夏季850 hPa风场变化
(a)Composite figure for the 1950s；(b)Composite figure for the 1980s
Fig.2 Change of wind field at 850 hPa
(a)1948-2005年合成；(b)80年代与50年代差值场
图3 夏季850 hPa相对湿度场变化
(a)Composite figure for the period of 1948-2005; (b)Composite figure for the difference between the 1980s and 1950s
Fig.3 Change of relative humidity at 850 hPa
图3是850 hPa层相对湿度场变化情况，图3(a)是1948-2005年夏季相对湿度合成平均场，图3(b)是80年代夏季与50年代夏季相对湿度合成平均场的差值场。
在图3(a)上，蒙古到新疆和华北北部区域为相对湿度最小的地区，这是因为夏季风偏南风受青藏高原阻挡很难到达这里，没有水汽来源，加之北部西伯利亚南下冷空气经常控制这里，使得空气比较干燥。青藏高原地区的相对湿度高值区为资料再分析时形成的虚假现象，因为高原高度在850 hPa层以上，这里在850 hPa层实际是不存在观测水汽值的。
在图3(b)上，东北到华北为负值区，蒙古至青藏高原东部边缘地区为正值区，新疆西部至青海为更大的负值区。这说明，80年代的东北至华北、新疆西部至青海地区湿度比50年代减小了，新疆西部到青海地区湿度减小最为明显，而蒙古至青藏高原东边缘地区相对湿度比50年代有所增加。华北地区的夏季水汽减少，对华北降水十分不利。
3.3 500 hPa环流、气温变化
图4是夏季500 hPa位势高度场变化状况。图4(a)是50年代夏季高度场合成平均场与多年夏季平均场的差值场，图4(b)是80年代夏季高度场合成平均场与多年夏季平均场的差值场，图4(c)是80年代夏季与50年代夏季高度场合成平均场的差值场。
从图4(a)分析，贝加尔湖到青藏高原北部较常年为明显低值区，高纬度的乌拉尔山、堪察加半岛和北美极地地区为高值区，形成明显的三波环流。这说明，50年代夏季，贝加尔湖至青藏高原高空槽较深，高纬度冷空气活动南下频繁。从欧洲（—）、乌拉尔山（＋）、中亚（－）形成了一个明显欧亚遥相关型，这使得槽脊活动非常明显，经向环流表现突出，有利于冷暖空气南北交换。图4(b)与图4(a)比较分析，贝加尔湖至青藏高原北部的低值区消失了，新疆以北地区为高值区，乌拉尔山附近的高值区明显减小，而欧洲地区为明显的高值区，高纬度的三波环流也不存在了。欧亚遥相关型仍然明显存在，形式与50年代相反，即变为欧洲（＋）、乌拉尔（－）、中亚（＋）形势，这种环流使得槽脊环流减弱，纬向环流表现突出，不利于冷暖空气南北交换。因此，80年代夏季，贝加尔湖至青藏高原高空槽显著变浅，新疆以北高压脊阻止了西来冷空气活动，高纬度冷空气南下减少。在图4(c)上，高纬度为负值区，乌拉尔山附近为负值，欧洲、亚洲为正值，正、负、正的欧亚遥相关型即欧洲（＋）、乌拉尔山（－）、中亚（＋）的形势明显加强。这说明80年代极涡明显加深，位势等高线南压，乌拉尔山高压脊减弱，贝加尔湖至青藏高原北部的槽明显变浅，即槽脊环流减弱，纬向环流表现突出，非常不利于冷暖空气南北交换。
(a)50年代与多年平均的差值场；(b)80年代与多年平均的差值场；(c)80年代与50年代差值场
图4 夏季500 hPa位势高度场变化
(a)Difference between the 1950s and the period of 1948-2005;(b)Difference between the 1980s and the period of 1948-2005;(c)Difference between the 1980s and 1950s
Fig.4 Change of 500-hPa height field
图5是夏季500 hPa层气温场变化状况。图5(a)是50年代夏季气温场合成平均场，图5(b)是80年代夏季气温场合成平均场，图5(c)是80年代夏季与50年代夏季气温场合成平均场的差值场。
从图5(a)分析，西伯利亚到青藏高原西北部为冷槽，欧洲西海岸和北太平洋也为明显的冷槽，说明这些地区多冷空气南下活动，并经常影响到其东南方向的华北地区。图5(b)与图5(a)比较，西伯利亚至青藏高原西北部的冷槽明显东移南压到蒙古至华北地区，因此冷空气影响的范围位于华北以东和以南地区。欧洲西海岸和北太平洋冷槽位置变化不大，极地冷空气位置和强度与50年代相比也变化不大。从图5(c)分析，贝加尔湖至蒙古、整个中国为明显的负值区，即80年代这里高空为比较冷的空气控制，锋区位于华北以东和以南地区，造成华北地区冷暖空气交汇减少，降水也因此减少。
(a)50年代合成；(b)80年代合成；(c)80年代与50年代差值场
图5 夏季500 hPa层气温场变化
(a)Composite figure for the 1950s;(b)Composite figure for the 1980s;(c)Difference between the 1980s and 1950s
Fig.5 Change of air temperature field at 500 hPa in summer
4 小结
(1)华北夏季降水在60年代中期发生了气候突变，之后出现降水减少趋势。近55年，华北夏季降水线性减少趋势显著，平均每10年减少15.5mm。
(2)在地面上，阿拉伯半岛、印度地区、蒙古附近地区和青藏高原附近的低压区对印度夏季风和东亚夏季风的形成起了重要作用。80年代与50年代夏季相比，青藏高原地区、华北地区气温下降，而印度附近气温变化不大，结果造成印度低压强弱变化不大，蒙古低压明显减弱，使得东亚夏季风明显减弱，同时地面低压活动减少，使得降雨天气过程减少。
(3)在850 hPa层上，80年代与50年代相比，120°E以西的东亚中纬度的西南季风和120°E以东的副热带高压南部的偏东风、西北部的西南风异常减弱，加之副高明显偏弱且位置偏东，结果使得西南气流输送水汽很难到达30°N以北的地区，而副热带高压西部外围偏东南、偏南气流输送到华北地区的水汽也大量减少，水汽不足造成华北夏季降水偏少。
(4)在500 hPa高度场上，50年代夏季，乌拉尔山高压脊较强，贝加尔湖至青藏高原北部的高空槽较深，从欧洲（－）、乌拉尔山（＋）、中亚（－）形成了一个明显欧亚遥相关型，这种环流使槽脊活动加强，经向环流表现突出，有利于冷暖空气南北交换；80年代，乌拉尔山高压脊减弱，贝加尔湖至青藏高原北部的高空槽变浅，欧亚遥相关型表现与50年代相反，变为欧洲（＋）、乌拉尔山（－）、中亚（＋）形势，这种环流使得槽脊活动减弱，纬向环流表现突出，不利于冷暖空气南北交换。
在500 hPa气温场上，50年代，西伯利亚至青藏高原西北部为冷槽，说明这里多冷空气南下活动影响其东南方向的华北地区；80年代，西伯利亚至青藏高原西北部的冷槽明显东移南压到蒙古至华北地区，华北为比较冷的空气控制，锋区位于华北以东和以南地区，造成华北地区冷暖空气交汇减少，降水也因此减少。
收稿日期：2006-07-18；修订日期：2007-03-13