青藏高原夏季极端降水特征及影响因子分析

张嘉可 宋敏红 张少波 路增鑫

（1.成都信息工程大学大气科学学院，四川成都 610225；2.高原大气与环境四川省重点实验室，四川成都 610225；3.吉林省气象科学研究所，吉林长春 130062；4.长白山气象与气候变化吉林省重点实验室，吉林长春 130062）

1 引言

气候变暖会带来频繁的气候灾害， 并成为气候可持续发展的挑战之一[1-3]。 全球气候变暖对于青藏高原（以下简称高原）这种特殊地势区域有很大影响，冰川作为高原水循环的重要成员，对气候变化极其敏感[4]。

随着变暖加剧， 极端降水事件普遍呈现增加趋势。 Klein Tank 和Kunkel K 等[5-6]研究了欧洲和北美洲的极端降水，其发生频率以增加为主，总降水量与极端降水量呈现正相关。翟盘茂等[7]研究了我国极端降水事件的变化发展， 发现除华北呈现下降之外，我国其余地区呈现增加趋势。

曹瑜等[8]对高原中东部夏季极端降水进行了时空分析，得出高原北部以增加趋势为主，南部增加与减少相当， 且极端降水指数在20 世纪70 年代存在明显的年代际转折。吕春艳等[9]对柴达木盆地夏季极端降水进行分析，得出其极端降水量、极端降水频数和降水阈值的空间分布为东部大西部小，而动力配置为低层辐合与高层辐散。本文在前人研究的基础上， 对高原夏季极端降水进行进一步分析， 为特殊大地形的极端降水特征与机制研究提供更充分依据。

2 数据与方法

2.1 数据选取

采用国家气象信息中心的“中国地面气候资料日值数据集V3.0”，1951—2020 年逐日降水数据， 全国共699 个站点， 通过区域处理得到高原64 个站点的逐日降水数据。

采用欧洲气象中心ERA5 逐小时再分析数据， 选取1951—2020 年1 000—100 hPa 共12 个气压层的逐小时平均比湿、 合成纬向风速与经向风速、垂直速度场、位势高度场、温度场，以及地表气压等数据进行分析，空间分辨率为0.25°×0.25°。

2.2 方法简介

采用百分位法得出单站降水阈值。 以单站夏季70 a 逐日降水为样本，通过百分位法计算出单站阈值。 Bonsal 将n 个要素按照一定顺序排列成x1，x2，…，xm，…，xn，在序列中某值小于或等于xm的概率可以通过公式计算得到[7，10]。 降水阈值通过排序后相邻两位进行线性插值得出计算结果[7]。

选取4 个气候变化检测和指数专家组研究降水指数， 在计算过程中以夏季降水和夏季极端降水为基础进行计算。 文中出现的夏季降水量仅在空间分布讨论时指单站累计降水量， 涉及到时间序列的讨论均指高原累计降水量（表1）。

表1 高原夏季极端降水指数及其缩写和定义

高原上空的垂直积分水汽通量计算按照纬向与经向水汽通量计算， 高原总体水汽收支的计算按照高原东、南、西、北4 个边界收支情况汇总。

在讨论影响因子时， 本文提到的物理量异常值为各个物理量场极端降水偏多年的平均值与气候态平均值之差。 取1981—2020 年共计40 a 的夏季平均值作为本文的气候态均值。

3 结果与分析

3.1 高原降水概况及极端降水特征

3.1.1 高原降水概况

高原全年降水量（图1a）在20～1 310 mm，最大值出现在藏南谷地，最小值出现在西北部。夏季降水量（图1c）在15～480 mm，夏季降水量作为全年降水的重要组成部分，且降水集中，因此用来研究高原的极端降水变化。 全年的降水量空间分布为东南—西北向分布，最大值在东南部，最小值在西部与北部；夏季趋势与全年相似。

图1 1951-2020 年高原年（a）、夏季（c）平均降水量（单位：mm）与年（b）、夏季（d）变化趋势（单位：mm/10a）

从降水量的变化趋势来看， 高原东南部出现下降趋势，中部出现显著上升的趋势。全年降水量变化（图1b）最大值在高原中部，以中部为中心向四周辐散，变化范围在20～30 mm/10a，延伸到高原东北部和西南部， 在西南部形成一个第二大值区。 夏季降水量（图1d）下降趋势范围更广，范围在-10～0 mm/10a，在东南部和南部；降水量增加面积小于全年，大多数地区集中在0～10 mm/10a。

3.1.2 高原夏季极端降水特征

阈值和气候指数可以更好地描述极端降水特征。 采用第95 百分位值作为降水阈值。 1951—2020 年高原夏季降水阈值呈东北—西南向分布。雅鲁藏布江流域阈值较大， 大值中心位于横断山脉南端，最大值超过22 mm/d，南部降水强弱同来自孟加拉湾的暖湿气流和印度西南季风的强弱变化有关[11-13]；最小值出现在盆地，盆地全年干旱少雨，北上暖湿气流因地势阻挡很难进入高原北部。

选择R95P、R95D、R95I 及R95C 这4 个气候指数来分析高原夏季极端降水的空间异质性。 从极端降水量的空间分布（图2a）来看，其分布与阈值的空间分布最为接近，横断山脉南端阈值最大，累计极端降水量最大值也出现在横断山脉南端。从累计极端降水日数空间分布（图2b）来看，高原夏季年均极端降水日数为0.44～3.73 d。 盆地地区和西部山区的极端降水日数都比较少， 最小值出现在盆地北部，小于0.6 d；高原东南部诸多站点极端降水日数都超过了3 d。 从极端降水的强度（图2c）来看，高原夏季的极端降水强度为9.76～35.7 mm/d。 极端降水强度最大值出现在东南部，为35.7 mm/d；最小值位于盆地北部。 从极端降水贡献率（图2d）来看，高原夏季的极端降水贡献率在19.98%～33.49%。 贡献率高的地区集中在高原北部和西南部。在盆地地区，极端降水量和极端降水日数虽然表现出较低水平， 但极端降水量在夏季降水总量中所占的比例却表现出了较高贡献，可以推断北部和西南部区域极端降水出现的概率是非常大的，这个推断在马伟东等[14]的文章中得到了证实。

图2 高原夏季极端降水气候指数R95P（a，单位：mm）、R95D（b，单位：d）、R95I（c，单位：mm/d）、R95C（d，单位：%）空间分布

对气候指数的时间序列进行简单的距平处理，累计极端降水量最小值为1951 年，最大值为2018 年。 极端降水频数的最小值为1951 年，最大值为2020 年。极端降水强度最小值为1957 年，最大值为1952 年。 极端降水贡献率最小值为1951年，最大值为2018 年。 从趋势变化上来看，R95P、R95D 和R95C 分别以2.14 mm/10a、0.08 d/10a 和0.46%/10a 的速度增加， 只有R95I 是微弱下降的趋势，为-0.03（mm/d）/10a。 值得注意的是，R95P、R95D 的两条趋势线分别在20 世纪80—90 年代完成了由负到正的转变， 进一步验证了高原全区域降水量增长的结论。

对高原极端降水频次做旬分布与候分布的处理分析中，第19 旬和第38 候（以全年365 天作为旬数与候数的基准）为极端降水发生峰值，对应月份为7 月， 可以初步推断出高原夏季极端降水在7 月多发。

为了深入了解高原夏季极端降水特征， 本文对高原全区夏季累计极端降水量的时间序列进行了标准化处理， 选取极端降水偏多年作为主要研究对象。 为使结果更有代表性，选取数值远大于1的年份作为极端降水偏多年。 分别是2012 年、2014 年、2016 年、2017 年、2018 年和2020 年。 利用6 个极端降水偏多年的平均值来代表极端降水年进行接下来的分析。

3.2 极端降水影响因子的简单分析

3.2.1 环流形势分析

选用上文提到的极端降水偏多年的6 月、7月、8 月各月平均值及夏季平均值作为本节内容的研究对象（图3）。在500 hPa 异常值分布图上，6—8 月高原西侧50—60°N，60—80°E 的位置正在经历“负—正”的高度场异常值转变，高原正西侧20—40°N，60—80°E 位置始终维持负异常，说明高原西侧500 hPa 负异常维持有利于强降水产生；高原北侧贝加尔湖附近发生“正—负—正”转变，7 月为负异常； 高原东侧一直保持正异常状态，7 月正异常面积达到最大，东北地区为东北冷涡，7 月环流场存在明显逆时针涡旋， 位置在35—50°N，110—145°E。从各月及夏季平均环流的状态不难发现高原东西部异常值分布正好相反，且始终不变，均为东正西负。 在100 hPa 异常值分布图上，6—8 月高原及附近地区， 南亚高压位置变化对高原影响最大， 高原主体各月及夏季平均均处于正异常，且不断加强。 7 月、8 月达到最强，属于东部型南亚高压，位置稳定在100°E 以东，配合500 hPa 西风槽（70—90°E）形成稳定的高低空配置，有利于上升运动的形成。

图3 6 月（a）、7 月（b）、8 月（c）、夏季平均（d）高原夏季极端降水偏多年的水汽通量（箭头，单位：kg·m-1·s-1）与水汽通量散度（阴影，单位：10-5kg·m-2·s-1）

3.2.2 动力结构分析

为了更好揭示极端降水偏多年的动力条件和垂直结构， 采用纬向平均剖面对夏季高原极端降水的涡度异常与散度异常进行了分析。600—400 hPa，整个高原，尤其是南部地区，为明显气流辐合。 400—100 hPa 存在明显辐散。7 月、8 月从低空到高空均存在负涡度扰动， 随着高度增加逐渐向高纬度地区上空倾斜，形成多个负涡度中心。 以30°N 为明显分界线， 证明垂直运动在30—35°N 更活跃。 7月高空辐散最强， 高低空结构配置最接近于极端降水年的夏季平均值。

3.2.3 热力条件分析

温度为极端降水产生提供了触发机制，因此对于极端降水偏多年的热力条件研究是有必要的。高原地区位温异常随高度逐渐增大， 在300 hPa，30—35°N 附近有一个高值中心，而正异常随着高度增加逐渐向高纬度地区倾斜。 7 月、8 月位温异常等值线最密集，证明热量条件较好，7 月的垂直速度扰动条件最好，存在较强上升运动，加快了凝结潜热的释放。

3.2.4 水汽条件分析

从水汽条件来看，高原南部（26—32°N）为水汽辐合集中区， 夏季高原从南边界接收的水汽占绝对主导地位。 从各月水汽通量上看（图3），7 月高原接收来自印度洋、孟加拉湾、阿拉伯海的水汽最多。 在水汽通量计算中，水汽通量是矢量，比湿是标量，可以得出7 月为夏季风最强时间段，从而可以推断出夏季风对高原夏季极端降水有重要影响。

4 结语

（1） 高原夏季降水量占全年降水量的比重最大，其空间分布呈东南—西北向递减趋势。极端降水量、极端降水频数、极端降水强度与降水量空间分布类似。 极端降水贡献率与降水量大小不一定成正相关关系，即使在降水偏少区域，也可以频繁发生极端降水事件。 极端降水夏季频发，旬分布与候分布峰值在7 月， 证明7 月是夏季极端降水最频发阶段。

（2）极端降水偏多年受环流形势、动力、热力和水汽等因素共同影响。500 hPa 高原整体西部为负异常，东部维持正异常，有利于强降水的生成与发展。 东侧东北地区东北冷涡强盛，6—8 月贝加尔湖完成“正—负—正”的异常值转变。100 hPa 以东部型南亚高压为主，配合高原北侧西风槽，控制整个高原乃至全国大部分地区。 上升运动在高原30—35°N 更活跃，高空存在气流辐散，低空存在气流辐合。位温异常随高度逐渐增大，在300 hPa，30—35°N 附近有一个大值中心，高原垂直速度扰动较好，加快潜热释放，有利于降水产生。 南边界接收水汽较多，是高原最大的水汽接收边界。

（3）无论从旬分布、候分布的时间序列峰值来看，还是从影响极端降水的各个因子来看，7 月是极端降水发展最强盛的阶段， 也是最接近夏季平均状态的月份。