柴达木盆地1981—2017 年降水及大气环流特征分析

吕春艳，李 旭，刘明歆，李 艳*，张志瑶

（1.兰州大学大气科学学院，甘肃 兰州730000；2.格尔木市气象局，青海 格尔木816099）

人类对气候的影响越来越明显，其中最显著的就是气候变暖，气候变暖会对全球及区域的水循环产生重要影响[1]。气温上升引起陆地和海洋表面蒸发量增多，大气持水量也增加，因此发生干旱的可能性加剧，同时洪涝、暴雨等极端天气事件频发。降水是气候变化的特征量之一[2]，近年来，许多学者在全球变暖背景下对中国降水进行了研究，并得到了很有意义的结果。研究显示，中国强降水事件增加，小雨日数、中雨日数显著减少，同时干旱日数和微量降水日数明显增加，从微量降水到强降水的转变[3-4]，说明中国发生干旱和洪涝的风险增加。不同地区降水变化不同，其中长江流域和中国东南部强降水事件增多，微量降水事件减少，西南地区、中国北部和东北地区降水减少，而西北地区各类降水事件均增加[3]，其中极端降水增加最为显著[5]。西北地区位于欧亚大陆中纬度干旱半干旱气候区，对气候的变化极为敏感，深居内陆，面积广阔，水汽来源少，干旱问题异常突出[6]。21 世纪以来，中国西北地区中西部降水趋势有所增加，而东部降水趋势有所减少[7-8]，并且极端降水也呈西增东减的分布。从季节变化来看，春季、夏季和秋季西北西部大部分地区降水量以增加趋势为主，东部主要呈减少趋势，在冬季几乎所有站点的降水量都呈增加趋势，此外黄建平等[8]指出夏季110°E 以西的干旱半干旱区极端降水量呈明显增加趋势。从降水机理来看，我国西北干旱半干旱区主要受中纬西风带的影响，西风带位置的变化会引起西北地区降水的变化；另外，青藏高原季风强年时，西风带北跳时间较常年偏早，在此期间，南亚高压加强北上，贝加尔湖西部槽加深[9]，该环流形势有利于西北地区降水。与我国东部不同，正常情况下西部夏季纬向水汽输送通量比经向水汽输送通量大，而水汽输送通量的散度主要依赖于湿度平流[10]。此外，陶建红[11]等和王付村[12]等通过个例分析发现大气环流将孟加拉湾的水汽接力式地输送到西北地区，同时在西风气流携带上游水汽的共同作用下引起该地降水增多。

位于我国西北内陆的柴达木盆地是我国四大盆地之一，地处中纬西风带和东亚季风系统的交界地带，属高原大陆性气候，气候以干旱为主[13]，由于暖湿气流很难到达这里，因而是我国最严重的干旱区之一。这里大风沙尘暴日数多，日照时数多，太阳辐射强，昼夜温差大，温差常常达到30 ℃左右[14]。有研究表明[15-16]，近几十年来，柴达木盆地气温经历了两个时期，1987 年以前为相对偏冷期，1987 年以后为相对偏暖期，年平均气温、最高温度、最低温度都有明显的上升趋势，增暖趋势明显高于青藏高原乃至全国和全球平均水平。盆地变暖后，气候变湿明显，由暖干向暖湿转变，气候暖湿化具有明显的经向地带型分布规律，降水量和降水日数均呈增多趋势且呈现出东部大于西部的趋势。柴达木盆地不仅是气候敏感区域，还是生态环境脆弱带，青藏高原的热力作用、动力作用以及屏障作用对其干旱气候的形成具有重要意义[17-18]。

由于柴达木盆地特殊的地理位置，其气候特征及其环流成因得到了一些研究。但是，关于降水尤其是降水集中期夏季特征的研究还不够系统，包括降水的时空分布主要模态、周期以及影响降水最主要的大气环流特征等问题还较少见报道。因此，本文主要从盆地降水周期变化、大气环流特征等角度对盆地降水变化进行分析。

1 资料与方法

1.1 资料

柴达木盆地在青藏高原东北部，青海省西部[13]，位于 90°16′~99°16′N，35°00′~39°20′E。本文采用茫崖、冷湖、小灶火、大柴旦、德令哈、格尔木、诺木洪、乌兰、都兰和茶卡10 个气象站的逐日降水资料，气象站分布如图1。盆地气象站点分布均匀，其资料具有很好的代表性，本文研究时段为1981—2017 年，夏季为6—8 月。

大气环流资料选用美国国家环境预测中心/美国国家大气研究中心（NCEP/NCAR）的再分析资料，水平分辨率为2.5°×2.5°，要素场包括500 hPa 高度场、700 hPa 风场和 700 hPa 高度场。

图1 柴达木盆地10 个气象站的空间分布

1.2 方法介绍

本文采用Morlet 小波分析柴达木盆地降水的周期变化特征[19]。利用正交经验函数（EOF）对柴达木盆地夏季降水进行时空分解[20]，并运用North 等[21]提出的计算特征值误差范围的方法进行显著性检验，此外还采用线性趋势方法估算柴达木盆地近37 a 来降水的长期变化，利用合成分析、t 检验等方法研究柴达木盆地的降水特征。

2 柴达木盆地降水时空分布特征

2.1 柴达木盆地降水的空间分布特征

柴达木盆地面积广阔，站点稀疏，对站点资料进行克里金插值绘制盆地降水量的空间分布。年、春季、夏季、秋季和冬季平均降水量均由东向西递减，表明柴达木盆地东部降水大于西部降水。Zhang 等[22]通过分析青藏高原及其邻近地区水汽的相对偏差发现，在对流层中低层，青藏高原东部的水汽相对偏差大于西部，这可能是因为青藏高原东部受季风的影响，青藏高原东北部的柴达木盆地东、西部降水存在明显差异，这也可能与柴达木盆地东部降水受季风影响有关。春季、夏季和秋季盆地降水量呈明显的经向型分布，四季平均降水量和年平均降水量的最小值均出现在冷湖。春季、冬季和年平均降水量最大值出现在盆地东南侧，其中年平均降水量最大值达220 mm，夏季和秋季平均降水量的最大值出现在盆地东侧。从季节分布来看，平均降水量呈现出夏季＞春季＞秋季＞冬季的特征，因此盆地降水量主要集中在夏季。

2.2 柴达木盆地降水时间变化特征

2.2.1 年代际变化特征

本文计算了柴达木盆地20 世纪80 年代—21世纪前十年的平均降水量（图2a），20 世纪80 年代—21 世纪前十年平均降水量呈上升趋势，气候倾向率为7.217 mm/10 a，降水分布呈凹字形，说明20世纪90 年代平均降水量低于20 世纪80 年代和21世纪前十年平均降水量。图2b 是柴达木盆地年降水量标准化的时间序列变化，可以看出柴达木盆地降水具有显著的年代际变化特征，20 世纪80 年代初期、20 世纪80 年代中期和20 世纪90 年代是柴达木盆地少雨时段，20 世纪80 年代后期、21 世纪前十年中后期以及21 世纪10 年代中期是柴达木盆地多雨时段。滑动平均相当于低通滤波器，使低频信号通过。本文对柴达木盆地的年降水量进行了11 a 滑动平均，使序列中短于11 a 周期的信号大大削弱，凸显了其降水的年代际变化（图2b 中虚线）。可以看出盆地在2003 年发生了由降水偏少到降水偏多的转变，关于柴达木盆地气候的转变，李林等[16]认为与太阳辐射减小、高原季风增强、西风环流略微减弱和具有明显经向地带型变化特征的盆地植被覆盖恢复有关。戴升等[15]研究表明柴达木盆地中东部在1987 年气候发生由暖干向暖湿转型的变化，盆地整体气候转变发生在2003 年，说明盆地西部气候转变比中东部滞后。

2.2.2 年际变化特征

对盆地年、四季降水量进行了线性趋势分析（图3），结果显示：除春季外，其他季节降水量呈增加趋势，其中年降水量的气候倾向率高达8 mm/10 a。年、春季、夏季、秋季、冬季降水量判定系数分别为0.11、0.016 7、0.164、0.132 和 0.008 6，夏季和秋季通过了90%的置信水平检验，4 个季节降水量增加趋势大小排列顺序为秋季＞夏季＞冬季＞春季。年降水量和夏季降水量线性变化趋势比较一致，只存在量级大小的差异，均表现为茶卡、乌兰、都兰和德令哈4 站降水量的增加趋势大于盆地总体降水上升趋势，大柴旦降水量增加趋势与盆地较一致，而茫崖降水呈减少趋势，其他站点均呈微弱的增加趋势，说明近37 a，柴达木盆地东部降水量呈显著增加趋势，而西部降水量增加趋势不太明显，盆地东部降水量增幅明显大于盆地中西部。德令哈、都兰2 个站点降水上升趋势在四季都比较明显，并通过了0.1 的显著性水平检验，其中都兰在夏季降水量的气候倾向率达15 mm/10 a，年降水量中的气候倾向率为21 mm/10 a。从盆地降水的时空分布特征（图3）可以看出，柴达木盆地降水主要集中在夏季，春季次之。由于盆地海拔高度高，春季气温低，降水可能主要与积雪厚度有关，当遇到气温回升时，会引起该地的春汛。夏季温度升高，水循环加快，增强了降水和蒸发，从而降水量增多，同时积雪开始融化，导致盆地易发生洪水。

2.2.3 季节内变化特征

图4 为柴达木盆地月降水量的逐年变化，可以看出柴达木盆地降水主要集中在5—9 月，其他月份降水量几乎不超过10 mm。降水量极大值主要出现在夏季（6—8 月），达 50 mm。1981—1988 年柴达木盆地夏季降水处于低值期，20 世纪80 年代末到90年代初，夏季降水增多，之后盆地夏季降水又处于相对偏少期，到2003 年以后，夏季降水量显著增加。相守贵等[23—24]还指出，柴达木盆地降水的月变化趋势中，10 月降水量呈减少的趋势，其它月份均呈增加趋势，6、7 月降水量增加最为明显。柴达木盆地在2003 年发生了由降水偏少到降水偏多的气候转变，而柴达木盆地降水主要集中在夏季，说明柴达木盆地的这种气候转变主要发生在夏季。

图2 柴达木盆地降水量年代际变化（a）（单位：mm）和时间变化序列（b）（虚线为11 a 滑动平均）

图3 1981—2017 年柴达木盆地年降水量（a）和四季降水量（b~e）变化

图4 1981—2017 年柴达木盆地月降水量的逐年变化（单位：mm）

3 柴达木盆地降水的周期变化

3.1 年际周期

图5 为柴达木盆地年、春季、夏季、秋季和冬季降水量的小波分析。年降水量在20 世纪80 年代中后期至20 世纪90 年代初期存在1~4 a 的振荡周期，21 世纪前十年到21 世纪10 年代前期存在1~3 a的振荡周期。春季降水量在1986—1991 年期间存在2~3 a 的振荡周期，1991—1998 年存在 2~4 a 的振荡周期，1999—2006 年和2009—2014 年皆存在1~3 a 的振荡周期。夏季降水量在1985—1995 年和1999—2014 年存在1~3 a 的振荡周期。秋季降水量从20 世纪80 年代中后期到21 世纪10 年代初存在1~3 a 的振荡周期。冬季降水量在1985—2001 年存在 1~3 a 的周期，1990—2004 年存在 5~6 a 的振荡周期。年、春季、夏季、秋季和冬季降水量都存在1~3 a 的振荡周期，说明柴达木盆地1~3 a 的降水振荡周期在全年都比较显著。

图 5 1981—2017 年柴达木盆地年（a）、春季（c）、夏季（e）、秋季（g）和冬季（i）降水量的小波分析和年（b）、春季（d）、夏季（f）、秋季（h）和冬季（j）降水量的小波全谱

3.2 年内周期

盆地降水主要集中在6—8 月，占全年降水的63.4%以上，说明此阶段为盆地降水的集中期。因此本文对6—8 月的降水进行了小波分析（图6）。图6a为夏季降水的标准化时间序列，6—8 月降水总体呈减少趋势，6—7 月为降水最多。从图6b 可以看出，柴达木盆地夏季降水存在2~7 d、1~3 d 和4~6 d 的准单周振荡。因此，降水存在准单周振荡特征的时段为降水波动较大时段。

图6 柴达木盆地6—8 月降水量的标准化时间序列（a）（虚线为 0.8 个标准差）、小波分析（b）和小波全谱（c）

3.3 柴达木盆地夏季降水EOF 分析

为了进一步研究柴达木盆地夏季降水的时空分布特征，本文对盆地夏季降水进行EOF 分解。根据North[21]检验，前两个模态相互独立，解释方差为63.03%和14.4%，占总方差的77.43%，这两个模态体现了柴达木盆地夏季降水的空间分布特征，因此本文仅对前两个模态进行分析。

图7 给出了柴达木盆地夏季降水EOF 分析前两个模态的空间分布及相应的时间系数。第一模态（图7a）表现为盆地夏季降水为空间一致型变化的特征，其大值区位于盆地东北部。EOF1 的时间系数呈现显著的年代际和年际变化特征（图7b），当EOF1 的时间系数为正异常（负异常）时，柴达木盆地全域降水异常偏多（异常偏少）。总体来说，20 世纪80 年代和20 世纪90 年代盆地降水异常偏少，21世纪前十年和21 世纪10 年代盆地降水异常偏多，从该点也证明了柴达木盆地气候发生了由降水偏少向降水偏多的转变。第二模态（图7c）表现为“-+-”的纬向分布特征，盆地中部为正值，西部和东部为负值，大值主要位于盆地中部。EOF2 的时间系数具有显著的年际变化特征，当EOF2 的时间系数为正异常时，盆地中部降水异常偏多，而盆地东部和西部降水异常偏少，当EOF2 的时间系数为负异常时，情况正好相反。

4 柴达木盆地夏季降水环流特征

图7 1981—2017 年柴达木盆地夏季降水EOF 前两个模态的空间分布（a，c）及对应的时间系数（b，d）

以上分析揭示了盆地夏季降水存在不同的空间分布类型，这可能与不同的大气环流相联系。本节以0.8 个标准差为标准，将时间系数标准化值＞0.8 的年份定义为典型涝年，＜-0.8 的年份定义为典型旱年。从盆地夏季降水前两个模态对应的时间系数选取出前两个模态的典型涝年和典型旱年，具体年份见表1。通过对典型涝年和典型旱年的对流层500 hPa和700 hPa 的环流场进行合成分析，揭示与柴达木盆地夏季降水不同模态相对应的典型环流特征。

表1 1981—2017 年柴达木盆地夏季降水EOF前两个模态对应的典型旱涝年份

4.1 500 hPa 环流特征

图8 给出了柴达木盆地1981—2017 年夏季降水500 hPa 位势高度场的合成分析。图8a 和图8b分别为空间一致型模态正异常年和负异常年的异常环流形势，当盆地夏季降水表现为全域一致偏多时，欧亚大陆上空位势高度出现两个明显的正异常区，其中一个正异常区从贝加尔湖向北延伸到泰梅尔半岛北侧，中心位于西西伯利亚平原，另一个正异常区从地中海延伸到里海。与第一个正异常区相对应，在贝加尔湖南侧形成了一个气旋式异常环流，该异常气旋向东伸到西北太平洋，到了西北太平洋变得异常强盛。低纬副高位置偏北偏西，强度偏强，与此相联系，在黑海—蒙古高原—日本海地区呈现“+-+”的波状环流异常，这与印度和内蒙古夏季降水异常有关的遥相关型波列结构基本一致[25-26]。同时在东亚副热带地区—蒙古高原—西西伯利亚维持“异常反气旋—异常气旋—异常反气旋”的经向遥相关型波列。当盆地夏季降水表现为全区一致型偏少时，环流形势与降水一致型偏多的环流形势基本相反，纬向遥相关型和经向遥相关型波列都呈现“-+-”空间分布特征，欧亚大陆位势高度基本上都为负距平，柴达木盆地受异常强盛的气旋控制。图8c 和图8d 为第二模态降水正异常年和负异常年的环流形势，可以看出正异常年欧亚大陆位势高度大部分地区为正距平，欧洲上空的异常反气旋比较显著，并通过了0.05 的显著性水平检验，其他异常中心都没通过显著检验。降水负异常年从里海—贝加尔湖呈现“异常反气旋—异常气旋”的纬向环流分布特征，异常气旋从印度半岛北部一直延伸到北太平洋。通过以上分析可得，柴达木盆地夏季降水异常主要受纬向遥相关型波列环流异常的影响，Chen 等[27-29]通过对中国西北地区夏季降水的分析把这种纬向遥相关型称为“丝绸之路”遥相关型。

图8 1981—2017 年柴达木盆地夏季降水500 hPa 位势高度场合成场距平分析（单位：gpm）

4.2 700 hPa 环流特征

柴达木盆地海拔高，因此本文主要对对流层低层700 hPa 的环流特征和风场进行分析（图9）。其中分析风场的目的主要是为了进行水汽分析，原因是在降水区中，水汽通量辐合主要由风的辐合造成，特别是在低层空气里水平辐合最为重要，而水汽平流对水汽的贡献很小[30]。

空间一致型模态降水正异常年，柴达木盆地位于异常气旋中心，对流层中层位于异常反气旋边缘，低层辐合强，当低层辐合强度大于中层时，具有上升运动。副高位置偏西偏北，与中亚上空的异常气旋式环流相互作用把阿拉伯海、孟加拉湾的水汽从青藏高原东侧输送到柴达木盆地，风场较弱，携带的水汽较少，但其携带的水汽足以使柴达木盆地降水异常偏多。降水负异常年时，柴达木盆地处于位势高度场负距平区域，降水强度比降水正异常年弱，对流层中层维持辐合场，因此上升运动弱。副热带高压位置较常年偏南偏东，低纬副热带暖湿水汽难以到达我国西北地区，有一支较强的气流从日本海长途跋涉到达柴达木盆地时，气流携带的水汽已经大大减少，因而对柴达木降水影响不大。第二模态降水异常偏多年（图9c），在柴达木盆地西北部有一异常反气旋式环流，贝加尔湖以东有一异常气旋式环流，异常气旋和异常反气旋相互配合，使较强冷空气南下。西北太平洋地区的异常反气旋式环流南侧的偏东气流把水汽向西输送，然后青藏高原东侧的异常反气旋把水汽接力式的向北输送，最后冷暖空气在柴达木盆地交汇，导致降水偏多。第二模态降水异常偏少年（图9d），500 hPa 和 700 hPa 的环流分布基本一致，柴达木盆地在异常气旋的控制下，对流层低层有较强的辐合，而对流层中层辐散弱，因此上升运动不强，西太平洋异常反气旋南侧偏东气流携带的源于太平洋的水汽，在异常反气旋式环流西侧转向，并在印度半岛北部、长江中下游辐合，其携带的水汽难以达到柴达木盆地，从而盆地降水异常偏少。

可见，柴达木盆地夏季降水的水汽源地主要有两个。一个是孟加拉湾，水汽主要从青藏高原东侧到达盆地。另外一个是西北太平洋，主要靠太平洋地区异常反气旋式环流南侧的偏东气流输送水汽，并在青藏高原东侧的异常反气旋式环流的作用下，把西北太平洋的水汽输送到柴达木盆地。

图9 1981—2017 年柴达木盆地夏季降水700 hPa 位势高度场（等值线间隔为4 gpm，单位：gpm）和风场（箭头，单位：m/s）合成场距平

5 结论与讨论

本文基于1981—2017 年柴达木盆地10 个气象台站的逐日降水资料、NCEP/NCAR 再分析资料，对柴达木盆地降水特征及主要影响的大气环流形势进行了分析，主要结论如下：

（1）柴达木盆地年和四季平均降水量空间分布从东向西递减，最大值位于盆地东部，最小值出现在冷湖，平均降水量呈现夏季>春季>秋季>冬季的特征。近37 a，盆地降水除春季外，其余3 个季节降水均呈上升趋势，上升趋势表现为秋季>夏季>冬季，柴达木盆地东部降水显著增加，而西部增加趋势不明显，由于降水增多，盆地在2003 年发生了由降水偏少向降水偏多的气候转变。柴达木盆地年、春季、夏季、秋季和冬季降水都存在1~3 a 的振荡周期，该特征在全年都比较明显，其中夏季降水具有显著准单周振荡特征。

（2）夏季是柴达木盆地降水集中时段。对其夏季降水进行EOF 分析，得出了柴达木盆地夏季降水的主要空间模态。第一模态为空间一致型，正异常年（负异常年），柴达木盆地夏季降水偏多（偏少）。多雨年，在500 hPa 的位势高度场上，从贝加尔湖到泰梅尔半岛北侧表现为正异常，中心位于西西伯利亚平原。贝加尔湖南侧有一气旋式异常环流，此外从地中海到里海表现为正异常，低纬副高位置偏北偏西，强度偏强，在黑海—蒙古高原—日本海表现为“+-+”的“丝绸之路”型遥相关波列，同时东亚从低纬到高纬呈现“+-+”的遥相关波列。700 hPa 柴达木盆地受异常气旋式环流的控制，异常气流将阿拉伯海、孟加拉湾的暖湿空气从青藏高原东侧输送到柴达木盆地，使得柴达木盆地夏季降水一致偏多。反之，500 hPa 环流形势呈“-+-”的纬向遥相关波列和“-+-”的经向遥相关波列时，柴达木盆地夏季干旱少雨。第二模态的正异常年（负异常年），盆地中部降水偏多（偏少），盆地西部和东部降水偏少（偏多）。当盆地降水呈“中部多，东部、西部少”的分布时，对流层中层欧亚大陆位势高度大部分地区为正异常，盆地受异常反气旋的控制。对流层低层，盆地北部的异常反气旋和东北部的异常气旋相互作用使较强冷空气南下，同时西北太平洋地区的异常反气旋式环流南侧的偏东气流向西输送水汽，接着青藏高原东侧的异常反气旋把水汽接力式地向北输送，最后冷暖空气在柴达木盆地交汇，导致降水偏多。负异常年，对流层中低层，柴达木盆地都在异常气旋式环流控制下，上升运动不强，西太平洋异常反气旋式环流携带的水汽在印度半岛北部、长江中下游辐合，因此水汽难以达到柴达木盆地，降水异常偏少。

（3）柴达木盆地位于中国西北内陆，降水主要集中在夏季，既受中高纬系统的影响，又受低纬环流的影响[7]，同时紧挨青藏高原，高原大地形的存在以及高原季风对盆地降水也有重要影响[5，12]，此外西太副高、极涡也会影响柴达木盆地夏季降水[31]。本文只对引起柴达木盆地夏季降水集中的环流形势特征进行了分析，以后还需要进一步研究其他因子对柴达木盆地夏季降水异常的作用。另外，本文针对影响柴达木盆地夏季降水的环流形势是从大尺度的角度进行的，下一步计划利用更为精细的观测资料，对影响降水的中小尺度系统进行深入分析。