2017, Vol. 36
2. 成都信息工程大学, 四川 成都 610225;
3. 中国气象局气候中心, 北京 100008
作为世界干旱气候研究动态及进展综述的续篇, 本文将继续从纵向分别介绍和评述世界干旱区气候在干旱指数、干旱半干旱区划分和分布、干旱气候变化、形成原因以及预测等5个核心内容的主要研究进展。
2 干旱指数由于各国各地区的干旱情况千差万别, 因而, 各国各地区各行业部门分别提出了许多不同干旱指数。仅在World Meteorological Organization (WMO)的技术报告(WMO, 1975)中列引的各国干旱指数就多达58种。Gibbs(1987)曾幽默地说: “各国的干旱指数多得几乎与讨论干旱指数的文献数一样多”。
2002年美国气象学会公报(BAMS)曾出专辑讨论它(Heim, 2002; Redmond, 2002; Keyantash et al, 2002; Svoboda et al, 2002; Lawrimore, 2002)。WMO(1975)、Heim(2002)和Redmond et al(2002)都曾对各国(特别是美国)干旱指数的发展及制定等作了详细评述和回顾。差不多各国干旱指数的发展都经历了从单一要素(雨量)到雨量、温度及土壤湿度等多要素的组合指数; 从指数讨论到作干旱监测应用的转变。并认为Palmer (1965)提出的PDSI(Palmer drought Severity Index)及应用是美国干旱指数研究史上的转折点(Heim, 2002; Redmond, 2002)。其中, PDSI、标准化了的降水指数SPI (Mckee et al, 1993)及卫星植被指数NDVI (Kogan, 1995)等在美、欧及我国都被广泛应用(Heim, 2002; Redmond, 2002; Keyantash et al, 2002; Svoboda et al, 2002; Lawrimore 2002; Palmer, 1965; 李江风等, 2000; Li et al, 2006; 安顺清, 1985; 卫捷等, 2003; Alley, 1984; Olapid, 1985; Mckee et al, 1993)。我国、非洲及印度还广泛应用降水标准差和降水距平百分率(钱正安等, 1998, 2001a, 2001b; 叶笃正等, 1979, 1990; 白肇烨等, 1988; 谢金南, 2000; 罗哲贤, 2005; 丁一汇等, 2001; 徐国昌等, 1983, 1997; 吴国雄等, 2005; 李栋梁等, 1997, 2000; 李江风, 1991; 王文辉, 1990; 王江山等, 2004; 戴加洗等, 1990; 张家宝等, 1987), 国家气象局还推荐Ci及其改进版的MCi指数(孙安健等, 2000)。在澳大利亚则一直沿用Gibbs and Maher提出的十分位雨量等级指数, 类似于上述降水距平百分率(WMO, 1975)。
在制定干旱指数的实践中学者们已逐渐形成了一些共识, 如Redmond(2002)曾提出指数要多用降水量、要尽量简化, 应是标准化了的无量纲量, 指数要素应有长序列实测值, 划分后干湿等级的比例要协调、合理等(表 1)。
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表 1 干旱指数制定的若干共识 Table 1 Some common view on the formulation of drought index |
PDSI指数算是世界最广泛应用的干旱指数了, 它常被视为检验新提出干旱指数的“真值”, 一些地区重建树木年轮代用资料干湿序列时, 还常根据部分器测时期的实测PDSI值延伸统计拟合了地质时期的PDSI指数序列(Fye et al, 2003; Cook et al, 1999; Chen et al, 2011; Li et al, 1989; Li et al, 2010), 但过去Gibbs (1987)、安顺清(1985)、卫捷等(2003)、Alley (1984)、Olapid (1985)、Mckee et al (1993)及李新周等(2004)都曾先后指出该指数的种种限制:它主要适用于农业干旱、未计及高山冰雪, 也不适用于“过干”及“过湿”地区。最近Sheffield et al(2012)及IPCC (2007)第4次评估报告TAR4都提及, 过去60年全球干旱化的趋势被高估了, Hulme(1996)的结论也是如此。Sheffield et al(2012)更指出, 高估的原因是计算PET时用了Thornthwaite经验公式, 使PET-Th值偏高, PDSI值偏大; 而用更有物理基础、也更精确的彭曼Peman公式计算的PET-Pm值则无上述问题。因此, 后来Hulme(1996)采用“全球分区+分区对PET-Th值订正的方法”。看来, 应该纠正人们对PDSI指数盲目偏爱的倾向(Sheffield et al, 2012)。
降水标准差指数经北非、印度及我国的实践(叶笃正等, 1990, 1996; Booth, 2002; 国家科学技术委员会, 1990; 中央气象局气象科学研究院, 1981; 张家诚等, 1985), 它简洁、可隐含地考虑我国东部湿润区及西北干旱区降水变率不同的问题, 我国已有近500年旱涝分布图(中央气象局气象科学研究院, 1981), 魏凤英(2001)也延伸了该资料序列(共有520年), 完全符合表 1干旱指数制定的共识。故建议在西北干旱区仍可继续使用修改后的降水标准差指数等。
再综合过去制定其他多种气象事件指数的研究实践看, 并不存在对各地区各行业都实用的普适干旱指数, 各地区各部门的干旱指数也不一定强求统一。要注意别把研究精力总耗费在不断地提出各自的新干旱指数上, 而应作更多的使用检验。在某地区或部门可同时较稳定地使用一组指数。在应用中熟悉各已有指数的性能, 它们常各有特点, 性能互补。可像美国干旱监测那样, 根据各指数的实际应用效果, 赋予不同的权重因子, 最后加权平均, 形成统一的监测意见。
3 全球干旱半干旱区的分布绘制更新更合理的全球干旱半干旱区分布图本身也是揭示全球干旱气候分布事实的重要方面。国内过去对全球干旱区分布图的介绍及引用较少(钱正安等, 2001b, 2011)。
近百年来先后有1918年Koppen(Alley, 1984), Tannehill(1947), 1953年Meigs(吉野正敏, 2002)及Hulme and Marsh (Thomas, 1997)等全球干旱半干旱区划图相继问世。上述各干旱区图的差别在于划分干旱(区)的气象资料、“判据”及干旱环境区分的详细程度不同。结果, 各图的合理程度不一。
类似于干旱(期)指数的演变, 国内外干旱(区)判据也经历了先仅用多年平均雨量P到Thornthwaite提出有效湿度P/PET概念后的Tannehill(1947)、Meigs(图 1)及Hulme and Marsh的图(图 2)的转变。Meigs和Hulme and Marsh图虽同用了P/PET判据, 可Meigs用了早期的降水及气温资料、省时、但不很精确的Thornthwaite公式计算PET值。综合学者们Thomas(1997), Bruins(2012)对Hulme and Marsh干旱区分布图判据的零星介绍可知, Hulme and Marsh用了更近期的气象资料, 计算PET时先在全球各站仍计算PET-Th值; 再将全球分区, 在各分区的1个代表站却同时按精确、费时的Peman公式计算了PET-Pm值; 而将各分区代表站的PET-Pm与其PET-Th值的差值, 作为后来对各该分区其他站的PET-Th值进行统一订正的依据, 让各该分区其他站的PET-Th值尽量接近于各该分区代表站的PET-Pm值。从而取长补短, 达到既计算省时又部分提高了PET计算精度的目的。因而, 下面将可看到Hulme and Marsh的图比Meigs图有明显改进。
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图 1 全球干旱半干旱区分布(Thomas, 1997) Figure 1 Distribution of arid and semi-arid regions in the world (From Thomas, 1997) |
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图 2 全球极端干旱、干旱、半干旱以及干-半湿润区分布 引自Thomas(1997), 钱正安等(2011)后来改为彩色版 Figure 2 Distribution of extreme arid, arid, semi-arid, and dry-subhumid regions in the world. From Thomas (1997), later Qian et al(2011) changed to color version |
限于资料和我们对其他干旱区了解的不足, 以下对各干旱区分布图的介绍主要以中蒙、北非及中亚等干旱区为例, 说明各版本干旱区分布图的改进处。
3.1 Tannehill全球干旱区图Tannehill(1947)的干旱区图算是较早者, 在2001年曾引用过该图(钱正安等, 2001b)。因当时气象资料少, 计算PET时仅用了Thornthwaite的经验公式值, 干旱环境也仅区分干旱及半干旱区两类, 故干旱半干旱区的边界划分相当粗糙。如他把我国西北干旱区的南界划到青藏高原北部了; 该图也未区分出柴达木盆地干旱区; 蒙古国干旱区也仅出现在蒙古国西北部。再对比下面的Meigs和Hulme and Marsh的图(图 1, 图 2), 还可见到该图也未能反映北非干旱区等雨量线沿纬度分布的总体特征, 甚至连美国本土西北部的“沙尘暴干旱区”也有部分漏划(Fye et al, 2003; Cook et al, 1999)。但从该图仍可简洁地看清全球8大干旱区分布的全貌。
该图首先映入读者眼帘的是北非10°N—35°N间包括撒哈拉沙漠在内的大块黑色的北非干旱半干旱区。它在先前任何版本的全球干旱区图上都是世界最大的干旱区。北非干旱区因多沙尘暴, 也是全球向大气排放沙尘最多的地区(Tanaka et al, 2005; Pederson et al, 2001)。其次, 由该图还看到一东西向伸展的亚非干旱带:它西起北非大西洋西海岸, 向东穿过北非、阿拉伯半岛、西南亚至印度西北部的塔尔沙漠、然后折向经中亚北上、再绕高原北侧东行。北非及中蒙干旱区分别位于亚非干旱带的西、东两端。
对全球有几大干旱区有不同说法。如李新周等(2004)、钱正安等(2011)及Hulme(1996)就分别有7, 8和9大干旱区之说。其差别主要在非、亚洲。Hulme对北非干旱区分区过细, 仅北非就细分为北非、南撒哈尔及“非洲之角”(即索马里沿海一带)等三分区。但Hulme(1996)及李新周等(2004)对亚洲干旱区分区又粗了点, 只分两区。李新周等(2004)虽分开了中亚及中国西北区, 但又漏划了西南亚及蒙古国大部; Hulme(1996)虽区分出西南亚干旱区, 但又把中亚和中蒙两干旱区合称为中亚—东亚干旱区了。我们认为北非地势平坦, 降水分布主要随纬度变化, 可仅分为一区; 而亚洲地形复杂, 干旱区受地形分隔强, 应分为中蒙、中亚及西南亚三分区。这样, 将全球分为北非、澳大利亚、中蒙、西南亚、中亚、美国中西部、南非和南美等8大永久半永久性干旱区(钱正安等, 2011)。注意, 它们主要分布在南、北两半球的副热带地区, 可见两半球的Hadley环流下沉支对这些干旱气候区形成的重要影响。再看分布在青藏高原北侧的中蒙干旱区, 北美落基山东侧的美国中西部干旱区, 特别是南美安第斯山东侧南北向狭长的“干旱走廊”, 也可见大地形效应对干旱气候形成的重要影响。
3.2 Meigs全球干旱区图如前述, Meigs也根据有效湿度判据, 分别定义了三种干旱环境:极端干旱(hyper arid zone)、干旱及半干旱区(图 1)。根据Thomas(1997)的介绍, 该图实际还用了Grove的多年平均雨量＜25 mm, 25~200 mm及200~500 mm, 分别为极端干旱、干旱及半干旱区的附加雨量判据。
对比Meigs图(图 1)与后面的中蒙、中亚及西南亚(东段)干旱半干旱区雨量细节分布图(图 3)可知, 前者对中蒙干旱区的划分比Tannehill的图更准确了。它已能分辨出我国北疆、南疆、柴达木盆地及蒙古国南半部的干旱区。但其极端干旱区似乎还在南疆盆地中央, 南疆干旱区还是明显南伸到青藏高原北部了。众所周知, 像青藏高原和极地地区, 特别是高原西北部昆仑山区一带, 因气温过低, 作物难以生长, 那些地区是不划分干旱半干旱区的。可在高原范围内的柴达木盆地因海拔在2 800 m左右, 其光热条件明显优于其他高原区, 它更接近于南疆盆地干旱区。故单独区分出柴达木干旱区是必要的。对此, 高国栋(1961)早就有专文讨论。
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图 3 中蒙、中亚及西南亚(东段)干旱区年降水量分布(单位: cm) 根据钱正安等(1998, 2001b, 2011) Figure 3 Distribution of annual precipitation in arid regions of China and Mongolia, Central Asia and Southwest Asia (east section). Unit: cm (From Qian et al, 1998, 2001b, 2011) |
显然, Meigs图对北非干旱区降水的纬向分布和美国西北部沙尘暴干旱区的范围方面都较Tannehill的图有改进。后来, 该图得到UN ESCO的推荐(Thomas, 1997), 被地理界广为应用。
3.3 Hulme and Marsh全球干旱区图如前述, Hulme and Marsh巧妙地采用“全球分区+分区订正”的方法计算PET。这便是Hulme and Marsh的全球最新版干旱半干旱区分布图(图 2)。它与Meigs图不同的是多区分出干－半湿润区(dry-subhumid)环境(图 2中的绿色部分)。
与中蒙及中亚等干旱区平均雨量图相比(图 3), Hulme and Marsh的全球干旱区图更好地考虑了各地的地形背景, 具有更多的中蒙干旱区分布细节特征。它清楚地显示出中蒙干旱区的主体在中国西北部, 其极端干旱区在南疆盆地东端, 即由托克逊、淖毛湖、冷湖及且末等包围的区域, 不再在南疆盆地腹地了, 与事实分析一致(钱正安等, 2011)。而且南疆盆地干旱区也不再南伸到高原上了。同时, 该图也更好地揭示了南撒哈尔区降水分布主要随纬度变化, 但东西方向也有差异的“四带五区”特征(Nicholson, 1980)。Hulme and Marsh图也得到UNEP的推荐, 后来UNEP的世界沙漠化图也采用了该图, 是世界公认的最新版干旱区分布图(Thomas, 1997)。
美中不足的是该图多区分出全球比例高达9.9%的干-半湿润干旱环境。这样, 根据Thomas(1997)的统计, Hulme and Marsh的全球干旱区面积占陆地总面积的比例高达47.2%, 比其他各版本的干旱区图面积比都高。如他们将我国黄淮海河区及西北区东南部大片土地也划入“干-半湿润区”了, 显得中蒙干旱区明显东南伸了。这可能与他们用了更近期的降水资料, 倒是如实反映了近30多年来东亚夏季风降水年代际明显减弱的事实。可关中平原及黄淮海一带仍是中国传统的农业区之一, 且这些地区的雨量近年已呈上升趋势, 接近常态。这些可能是世界各地半湿润区因环流异常造成的变干。这类干旱环境似可以不予划分。Thomas(1997)也认为47.2%的比例是太高了。下面还会提及。
3.4 中蒙及中亚干旱区图图 3是中蒙、中亚及西南亚(东段)干旱区图。因缺少蒙古国、中亚等干旱区各站的潜在蒸发量PET资料, 钱正安等(2011)仿Grove的做法(Thomas, 1997), 暂仅用各地近50年平均雨量资料, 区分极端干旱、干旱及半干旱区三种干旱环境, 划分了中蒙、中亚及西南亚东段干旱半干旱区图。如图 3所示, 中蒙干旱区主要分布在青藏高原北侧(柴达木盆地例外), 该图比许多已有的国内外雨量分布图, 增添了许多降水分布细节, 更接近实际(钱正安等, 2011)。其极端干旱及干旱区主要分布在中国西北区境内。从实测雨量、地形、更盛行高压环流及多年平均下沉运动中心等综合判断, 其极端干旱区应在南疆盆地东端(被托克逊、淖毛湖、冷湖及且末等四个年平均雨量≤25 mm的站包围的区域内), 特别是原罗布泊(约41°N, 91°E)及周围地区(钱正安等, 2011)。而不是过去猜测的南疆盆地腹地塔中(白肇烨等, 1988); 也不是仅强调托克逊等个别因峡谷背风坡焚风效应强造成的孤立旱极点; 这得到Hulme and Marsh干旱区图的有力支持。中蒙干旱区在高原东侧也有明显南伸的”V”形半干旱区干谷, 也比Hulme and Marsh图有改进。中蒙干旱区的总面积约为5.63×106 km2, 是中蒙接壤地区近1亿人口的家园。其最低年平均雨量为托克逊站6.9 mm, 最大年降水变率为0.89(钱正安等, 2011)。蒙古国的干旱区主要分布在其南半部和西北角, 其西南角的最低雨量仅30 mm左右(穆尔扎耶夫, 1958)。综合干旱区面积、最低年平均雨量及最大年降水变率看, 中蒙干旱区是继北非、澳大利亚干旱区后的世界第三大干旱区(钱正安等, 2011)。
这样, 全球干旱(区)划分判据及划分方面已取得了明显的进展。划分干旱(区)时, 学者们已更多地使用有效湿度判据P/PET。且认为用Peman公式计算PET比Thornthwaite公式更精确。
根据Thomas(1997)综合统计, 全球干旱区主要分布在大洋洲(面积比占75%)、非洲(31.9%)和亚洲(31.7%), 欧洲环境优越, 得天独厚, 干旱区面积最小(仅4.8%)。也根据Thomas(1997)的统计表, 各版本全球干旱半干旱区面积的比例相差颇大, 在26.3%~47.2%的都有。若仅统计Meigs(图 1)、Shantz(图略)、UN(图略)及Hulme and Marsh(图 2)等最近4版本的干旱区图, 也不计Hulme and Marsh的干-半湿润区环境类, 得到全球(包括极端干旱、干旱及半干旱区)的平均面积占陆地总面积的35.3%;对全球干旱区总人口的估计也是从10多亿(Hulme, 1996)到24亿(Redmond, 2002)都有。暂按约20亿估算。这些平均比例数应更合理些。现在对全球干旱区的面积比及人口数比以前更清楚了。
以上数据更正了人们对全球干旱区分布的原有认识。还向人们敲起了警钟, 更清醒地认识到全球可利用土地资源的匮乏, 再不能对全球粮食安全生产掉以轻心了。
4 世界干旱气候的变化各地区的温、湿等气候要素总在变化中。它们时而相对稳定在某均值状态, 时而在其均值上、下呈准周期性波动变化, 时而呈持续上升(下降)趋势, 有时还出现某阶段均值或变化频率等的突变(符淙斌, 1994; 杨鑑初, 1958)。气候变化研究就是要从上述混沌杂乱的过去器测或代用资料中, 寻找某些“规律”, 哪怕是某阶段相对稳定的“统计规律”, 再结合气候模拟等分析手段, 鉴古知今推未来。
在UN和WMO组织下, IPCC自1990年起, 常以评估报告TARn形式, 集各国专家之长, 不断对全球气候变化进行评估。例2007年发布的IPCC(2007)第4次评估报告TAR4。许多中外学者(Hulme, 1996; 马柱国等, 2005; Sheffield et al, 2012; 符淙斌, 1994; 王绍武等, 2007; Bradley et al, 1987; 施能等, 2003)分别对过去百年全球陆地或各干旱区的温、湿气候进行了研究; 一些学者像Nicholson et al(1980, 2000)、李万源等(2005, 2006)、陈豫英等(2010, 2011)、徐国昌等(1983 1997)、李栋梁等(1995, 1997)、Cook et al (1999)及Fye et al(2003)则分别对北非、中蒙及美国干旱区气候进行了较多分析; 而对西南亚、特别是南美、南非等干旱区的气候变化则鲜见报道。气候变化常是年际、年代际、多年代际及百年际等多时间尺度的结合。
迄今, 全球各国的器测资料年数不过百年左右。虽有少数国家利用代用资料, 而有长达500年的中国旱涝分布图集(中央气象局气象科学研究院, 1981)及美国干、湿期分析(Cook et al, 1999; Fye et al, 2003), 甚至是长达5 000年的气候变迁分析(竺可桢, 1972); 但受资料及研究手段等的限制, 也从了解过去和预知未来的需要和可能看, 目前人们能说得较清楚的气候变化, 不过是过去50~100年及未来30~50年的年代际到多年代际尺度的变化。
下面分别梳理学者们对全球陆地及各主要干旱区近百年温、湿气候变化的研究进展。
4.1 近百年全球和各干旱区的增暖近千年(特别是近百年)的全球气候变化是以全球气温变化一致性好, 但各地降水更多变化为主要特征的。
这里一并讨论全球和各干旱区的地面气温。因前者是后者的背景, 也因全球陆地和各干旱区的温、湿变化还不完全相同。王绍武等(2007)在综述了近千年的全球温度变化后指出, 全球大部分地区经历了公元800—1300年的中世纪暖期MWP, 1300—1900年间的小冰期LIA, 及20世纪后的增暖期三阶段。IPCC TAR3报告(2001)及符淙斌等(1994)指出, 在20世纪中, 1910—1945年为增暖期, 1946—1975年气温少变化(但南、北半球不同), 1976—2000年为强增暖期。IPCC TAR4报告等(2007)进一步认定, 20世纪是过去1000年中的最暖世纪。过去百年(1906—2005年)全球平均增暖了0.56~0.92 ℃, 但其增暖程度有地区、年代及季节的差异。全球增暖最强区出现在欧、亚洲中高纬度及美洲西北部; 有的增暖超过2 ℃, 如在中蒙干旱区内蒙古的临河-拐子湖-新疆巴里坤-富蕴一带(李万源等, 2005, 2006); 北半球的增暖率[0.35 ℃·(10a)-1]是南半球的两倍多; 陆地又大于海洋。根据美、英、美国NOAA等3个有代表性的近百年全球地面气温序列资料, 全球最明显的增暖出现在1978年后, 1979—2005年增暖率为0.27 ℃·(10a)-1, 1990年代是有观测记录以来最暖的10年, 1998年或2005年分别是器测资料中的最暖或次暖的年(因以上3序列的资料还不一致, 这些记录也在不断被刷新); 全球大部分地区的最大增暖季在冬、春季(包括中国), 但北非、西南亚等干旱区及欧洲等却出现在夏、秋季(Mamtimin et al, 2011)。Hulme(1996)分别对过去近百年全球陆地及9大干旱区的增暖统计表明, 各干旱区平均增暖率[0.65 ℃·(10a)-1]稍大于全球陆地的均值[0.52 ℃·(10a)-1], 但南撒哈尔及南非等干旱区的平均增温率小于全球陆地的均值。这些特点对澳大利亚干旱区是否有代表性还不清楚。
至于全球增暖的原因, 能代表科学界共识的是IPCC TAR4报告等(2007):他们归结为CO2及CH4等温室气体增加。WMO组织秘书长雅罗(2015)在最新的大气中CO2和其他温室气体年度报告中披露, 2014年的CO2浓度已达新高值397 ppm, 已是1750年该值的143%。许多倍增CO2的气候模拟试验表明, 倍增CO2可使地面增暖达0.48~4.2 ℃不等(叶笃正等, 1991); 有研究更指出CO2增暖占全球温室气体增暖的50%。于是, 世界气候变化大会呼吁在2030年温室气体达全球最大排放量前, 各国要大幅度减少化石燃料的应用, 让21世纪全球平均增暖幅度控制在2 ℃以内。
4.2 近百年全球及若干干旱区的降水变化降水气候的变化自然比气温变化更多变、复杂。人们关注过去百年或更长时间尺度全球及各干旱区的降水变化, 也关注各干旱区间干、湿变化的联系及同一干旱区温、湿要素变化的常见组合型。
Bradley et al(1987)和施能等(2003)曾分别分析了过去百年序列的北半球年雨量和全球陆地夏季(6—8月)雨量的变化。他们都强调20世纪东亚降水明显的年代际变化特征, 即1910年代干旱, 1920—1940年湿润, 1949—1960年代中期是明显的洪涝多发期(出现了9个涝年), 1970—2002年主要为旱年, 涝年也不少。20世纪出现了1930年代的美国沙尘暴干旱(Tannehill, 1947; Cook et al, 1999; Fye et al, 2003), 1968—1999年南撒哈尔大旱(秦大河等, 2007; Nicholson et al, 1980, 2000)及1995—2002年间中蒙干旱区及华北区等的年代际大旱事件(陈豫英等, 2010, 2011)。其中, 1988(1930)年是全球性最重涝(旱)年, 1954(1976)年是次重涝(旱)年。施能等(2003)还指出, 美国中西部、地中海及欧洲区的降水常与北半球其他地区相反, 南、北半球间降水联系不是很明显。
北非干旱区是全球最大的干旱区(秦大河等, 2007; 钱正安等, 2011)。Nicholson(1980)曾分别计算绘制了南撒哈尔等四分区站过去70多年的降水特定相关系数的变化曲线, 可惜其资料截止于1970年代初(图 4)。幸好, 本综述(Ⅰ)图 2中该地区降水距平直方柱图(钱正安等, 2017)弥补了这一不足。结合综述(Ⅰ)图 2及本文图 4来看, 对南撒哈尔区近百年来的旱涝变化就一目了然了。它基本再现了施能等(2003)前述19世纪东亚地区降水变化的四个年代际变化期, 即它对北半球东半球象限的降水变化似有代表性。如中蒙干旱区和华北区降水变化也是1949—1964年明显湿, 1995—2002年明显旱, 1999—2002年蒙古国也严重旱。过去有人曾推测上世纪下半叶华北及中蒙干旱区东部和华北区大旱是北非大旱东传的结果(孙国武等, 1996)。实际该次大旱是近30多年东亚夏季风三阶段持续减弱的反映, 与北非干旱大体是同期的干旱事件。再查《中国近500年旱涝分布图集》(中央气象局气象科学研究院, 1981), 对应北半球东半象限的北非1920—1940年是湿期, 中国北方也是湿期; 即过去百年华北区和中蒙干旱区东部与北非干旱区的降水变化一致性较好。但对应北半球东半球1920—1940年湿期及1950—1964年的湿期, 在西半球象限, 美国中西部却分别出现了1930年代的沙尘暴干旱和1950年代的干旱, 两者的干、湿似有相反的特点。
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图 4 北非4站特定降水相关系数的5年滑动平均曲线 (引自Nicholson, 1980) Figure 4 Five-year running mean curves of precipitation correlation coefficient at four stations in North Aficia (From Nicholson, 1980) |
同期内Hulme(1996)、李新周等(2012)、马柱国等(2005)及Sheffield et al(2012)也都讨论了过去近百年全球各干旱区的降水变化趋势, 其看法不完全相同: 李新周等(2012)和马柱国等(2005)强调全球增暖以来各干旱区有变干趋势; Nicholls et al(1985, 2000)也强调高温对干旱的重要影响; 但Hulme(1996)却强调, 过去百年除南撒哈尔和东亚(实际是中国北方及蒙古国东南部)明显变干外, 其他干旱区并不存在大范围的变干现象; Sheffield et al(2012)用词更肯定:过去60年“全球干旱变化甚微”。怎样解释上述分歧呢？Sheffield et al(2012)认为这与相关学者过分青睐PDSI干旱指数有关, 导致对干旱趋势的高估问题。而且, 20世纪后半叶明显变干的南撒哈尔及中蒙干旱区及华北区等区的降水目前也已先后恢复到当地正常水平以上了。
同样, Hulme(1996)也分别研究了全球陆地和各干旱区间的温、湿变化的组合关系(或称温、湿变化组合型)的差别。他详细统计了年际/年代际尺度上全球陆地及各干旱区变湿和变温的关系:他虽得到全球陆地的温、湿变化是呈正比关系的, 也通过了显著性检验。全球陆地常为增暖增湿(或变冷变干)的年际/年代际组合型。Trenberth et al(1998)也曾导出温度上升1 K, 饱和水汽压上升7%的理论值; 并得到全球增暖后平均降水量实际也增加了4%的统计值; 但全球增温后, 各地的降水增加既非均匀分布, 也非总成正比例增加; 常是热带海洋增加多, 陆地增加少, 有些干旱区的降水还是减少的。Hulme(1996)专门对全球各大干旱区的统计也表明, 不存在上述陆地增湿与增暖总呈正比例的关系。如20世纪后半叶南撒哈尔、北非及南非就变干了; 同期中蒙干旱区大部分地区增暖变干, 但新疆中部及柴达木盆地近20年却增暖变湿(李万源等, 2005, 2006; 陈豫英等, 2010, 2011)。不仅器测时期如此, 而且地质时期亦如此(汪卫国等, 2005)。当然, 李新周等(2012)认为在干旱区可能增暖变干组合型者居多些。全球增暖后, 不断见到一些地区易出现极端气候事件的报道。如地处南疆盆地东端地形开口处, 中蒙极端干旱区的若羌站, 有气象记录以来的7次大于25 mm·d-1的相对强降水日, 就均出现在全球明显增暖后的1978年及以后, 2005年7、8月更出现了两次(栾晨, 2012)。这可能与若羌特定的风口地形等有关。
4.3 地质时期美国及中蒙干旱区的降水变化要追溯百年以上的气候变化, 只有借助史书古籍和树木年轮等代用资料了。中蒙及美国中西部干旱区是全球干旱区中开展代用资料分析降水气候变化有成效的地区。Cook et al(1999)和Fye et al(2003)经周密设计的大批量长序列树轮分析堪称榜样。他们搜集了全美大体均匀分布的格点化(约2×3°W/°N)的426个树轮年表, 再与同网格区内近百年的实测PSDI干旱指数进行统计回归拟合, 重建了美国(特别是中西部)1500年至21世纪初夏季(6—8月)的PSDI指数序列。据此, 客观定量地确定美国中西部过去500年间的年代际(6~21年)的干、湿期:得到干期21次(含笔者根据近期实况添加的1988年前后及21世纪初的近两次干期), 湿期仅4次。即美国地质史上中西部晚春及夏季的干期明显多于湿期。这不同于同纬度带的东亚地区。受东亚夏季风影响, 中国东部夏季则多洪涝, 少干旱。美国过去500年中的4次湿期分别出现在16世纪中、17世纪初、19世纪中及20世纪初, 每次湿期平均持续15年左右, 50~200年一遇, 以20世纪初的湿期最湿(Cook et al, 1999; Fye et al, 2003)。自上次湿期以来已百年有余, 显然, 美国中西部正期待下一次湿期的来临。美国中西部出现干期更频繁, 约10年一遇, 每次干期平均持续10年左右。其中, 以1570—1587年的干期最强(称特大干旱megadrought)。一些美式英语文献更把美国中、西部的干旱分为少、多沙尘暴干旱两类。地质时期以前者为主, 共出现了15次, 它主要出现在美国西南部及大平原南部, 以20世纪50年代(1948—1957年)最典型, 故称像50年代的干旱(1950's-like drought); 后者只有6次, 主要出现在美国西北部, 以前述30年代(1929—1940年)的沙尘暴干旱最典型。
中国历史渊源流长。原中央气象局气象科学研究院(1981)通过查阅1470—1979年500年间的大量史书、古籍及地方志等的降水记载, 综合整理出版了《中国近五百年旱涝分布图集》; 后来徐国昌(1997)和魏凤英(2001)又将该图集资料实际延伸至2000年。由该图集揭示, 明末(1637—1644年)是我国东部近500年中最强的干旱, 曾被Cook et al(1999)称为亚洲近千年的四大干旱之一。另外, 1923—1932年还出现了西北区全区性的民国大旱。根据该图集罗哲贤(2005)及谢金南(2000)又指出甘肃各地降水还有130年的准周期变化。
可惜, 该图集上西北区的站点过少。幸好, 近年中蒙干旱区西部各地的树轮分析等代用资料是对当地地质时期降水气候信息的部分补充。
康兴成等(2002)重建了祁连山中段黑河出山口距今1 320年的径流量序列。过去1 320年间的最低枯水期在938—958年和1051—1057年; 最大的丰水期在679—685年和790—804年。若计及连续5年及以上的枯(丰)水期, 过去1 320年共有枯(丰)水期37(38)次, 长度5~20余年不等。因枯水期平均长度稍长, 故总体上祁连山中段的枯水期稍多于丰水期。康兴成等(2002)还揭示, 黑河流域的径流约有11, 22及35年变化周期。似与太阳黑子活动11年周期有关。
Chen et al(2011)分析了祁连山西段酒泉附近242年(1768—2009年)的树轮, 揭示各存在7次干、湿期, 平均持续20年左右, 大旱期有1876—1879年, 1923—1932年及1957—1962年三次, 以1923—1932年最旱。
Li et al(1989, 2010)也分析了天山中段的树轮, 揭示1675—2002年间在中天山及周边(包括蒙古西部及哈萨克斯坦东部)广大区域, 交替出现了较湿的18世纪, 干的19世纪和前干后湿的20世纪。以1784年最湿, 该湿期也得到同期中天山乌鲁木齐1号冰川推进的佐证, 并也出现在蒙古国东、西部树轮等的重建序列中。
邵雪梅等(2006)在青海柴达木盆地东北缘德令哈和乌兰等11个样点多样本长序列树轮分析揭示, 在过去1 437年间, 最湿期在1597年前后, 最干期在1702年前后, 在小冰期(1300—1900年)年降水量振幅大, 达30 mm; 在中世纪暖期(900—1300年)年降水量变化小, 仅15 mm。在柴达木盆地东北缘的降水还有150~200年的变化周期。
这些表明1923—1932年的民国(18年)大旱是西北全区性的。西北区东部老人们常称的“民国18年”前后的大旱(即1928—1929年)(徐国昌, 1997), 在西北区西部持续了10年之久。另外, 新疆、蒙古国西部及中亚东部在1945年前后还出现了近300年的大旱事件(Li et al, 2010)。西北区西部降水也存在4~5年及20年左右两种变化周期等重要事实。
4.4 北非及中蒙干旱区的古气候变化在1978年Barry综述短文中(耿其昌等, 1985), 古气候变化是其主要着墨点之一。他强调重建古气候时, 确定古气候变化主要年代的重要性, 指出远古时代各干旱区的干旱环流和高湖面水位期(即干、湿期)也常是交替出现的。根据非洲和西南亚干旱区已收集到的准确测定年代, 撒哈拉干旱最盛期在公元前15000—13000年, 湖面高水位期约在公元前9500年, 在公元前3500年左右又恢复了沙漠环境。Barry还提及Sign的看法(耿其昌等, 1985), 撒哈拉1913年和1917年干期的干旱环境同公元前17000年和13000年的情况相似; 而1952年和1957年的湿年则恢复了全新世早期湿润湖泊的自然特征。
说到中蒙干旱区的古气候变化, 值得接着讲完前述中瑞西北科考团的后续故事:高原北侧及东北侧过去80多年间先后发现的多点、多批量珍贵的古动物化石代用资料, 是西北干旱环境演变和青藏高原隆升(高原隆升)过程的实物证据。
古动物化石是有坚硬甲壳和骨骼等古代活生物体在瞬间非正常死亡, 又被分别迅速掩埋在地下不同地质史地层中形成的。
青藏高原海相沉积表明, 古代那里曾是一片海洋, 称“特提斯海”(戴加洗等, 1990)。根据地质学板块学说, 约13 000万年前, 因印度大陆板块向北插入欧亚大陆板块下面, 于是“特提斯海”由海变陆, 青藏高原隆起或隆升。
众所周知, 动植物繁衍生息常受当时的古地理环境和气候状况的制约。
中瑞西北科考团袁复礼等1928年在北疆盆地发现的水龙兽等是地质史上中生代的典型小爬行动物; 1932年该科考团瑞典学者步林又在宁夏、内蒙古、祁连山南北侧发现了绘龙等新生代早期典型的小型哺乳动物; 在高原东北侧兰州正南100 km处的临夏盆地, 20世纪30年代初它虽与科考团擦肩而过, 大量古动物化石在地下又多沉睡了50年, 到80年代终于袒露了它古动物化石聚宝盆的真容。经邱丘祥、谢俊义、邓涛及李大庆等古动物化石专家们鉴别, 它们分别被埋藏在新生代中、晚期的四个地层中, 代表了四个不同时期的哺乳动物的代表性种群:即最底层距今3 000万年左右的巨犀、下部距今1 300万年的铲齿象、中部距今1 000万年的三趾马以及上部黄土地层距今200万年与近代马相似的真马种群。它们种群多, 批量大, 分布范围广, 有6个“世界之最”。仅附近的和政县就散布在80多点、近700 km2范围内, 被中外专家称为是“古动物学界的东方瑰宝”, “中国古动物化石之乡”(瞿学忠等, 2009; 张馨玉等, 2009)。这些古动物化石的价值在于, 袁复礼和步林当年的发现分别来自中生代和新生代早期的地层, 临夏盆地的化石则来自新生代中、晚期的地层。在地质史时序上互相衔接, 也符合动物物种进化承继演替的谱系。更珍贵的是临夏盆地的上述巨犀等四种种群正处在高原隆升过程的关键期, 可更好地解读亚洲中部沙漠环境形成及中蒙干旱古气候的变化。
专家们分析在新生代渐新世高原就有一次较大隆升(瞿学忠等, 2009; 张馨玉等, 2009)。当时临夏盆地的盛行动物是巨犀, 且在喜马拉雅山(喜山)南麓的孟加拉国渐新世地层中也发现了巨犀化石, 表明那次高原隆升幅度还不够大, 巨犀仍能在喜山南北自由迁徙。待到距今1 500万年到1 200万年的新生代中期, 高原又出现了几次更大的隆升, 这时临夏盆地及高原北侧地区已盛行铲齿象, 而此时南亚次大陆地区却未再见铲齿象化石。专家解释说, 距今1 200万年后高原已隆升到足够高(例如2~3 km), 铲齿象再也不能在喜山南北自由迁徙了。结果, 新生代中期高原上及其北侧随之干冷化, 这时似乎中蒙干旱气候已初步形成了。再到第四纪初期的更新世(距今250万年到1万年), 随高原进一步隆升, 高原及东北侧地区的气候又剧烈变化, 临夏盆地盛行真马, 它与现代高原动物既有惊人的相似性, 但因原陆相沉积的临夏盆地也随之抬升了不少, 所以真马也有“该盆地本身的特点”。这表明到更新世青藏高原大体已抬升到现代高原约4.5 km的平均高度, 中蒙干旱气候已基本形成了。
另外, 学者们也广泛利用气候模拟手段分析, 如Manabe et al(1990)、Kutzbach et al(1993)、Sun et al(2012)及Liu et al(2013)。中国黄土学者Sun et al (2006)、Sun et al(2012)及Liu et al(2015a, 2015b)根据自新生代中新世以来高原北部有一次约2 000 m隆升过程等证据, 认为亚洲內陆南疆盆地等大沙漠形成及中蒙气候干旱化, 可能与高原北部(不是高原主体)隆升的关系更密切。
为具体检验这一假设, Liu et al(2015a, 2015b)一改过去Kutzbach et al(1993)采用“高原总体隆升(bulk-plateau uplift)”简化设计方案, 最近利用高分辨率的中尺度区域气候模式RegCM 4.1版(Giorgi et al, 2012), 视帕米尔高原、昆仑山、天山、祁连山等为“高原北部”, 分别更合理地设计了代表“高原北部”已部分隆升了的“低山试验LM”、代表现代海、陆和高原状况的控制试验CT、以及代表高原已完成隆升过程的“高山试验HM”等3试验, 各积分20年, 然后比较试验HM、LM的结果, 并配合试验HM和CT结果的比较, 综合讨论自新生代中新世至上新世“高原北部”隆升和高原北侧南疆大沙漠等形成对中蒙气候干旱化的影响。
结果表明, 试验HM在高原北侧模拟的降水比试验LM更少, 因前者地形更高, 高原北侧下沉带更強, 降水更少。以南疆盆地为例, 雨量就减少了50%;再与试验CT相比, 在天山北风和帕米尔高原西风迎(背)风坡, 也因抬升凝结增雨(下沉减湿变干), 加剧了南疆盆地中央与周围降水分布的不均匀性; 显然, 这些是“高原北部”隆升的影响。随上新世早期后“高原北部”继续抬升, 类似于Charney(1975)的地-气相互作用正反馈致旱机理, 于是, 高原北侧南疆大沙漠形成, 北疆、巴丹吉林及柴达木等沙漠亦然, 这样, 中蒙干旱带亦形成。即高原北部隆升及其北侧内陆沙漠形成对中蒙气候干旱化有控制作用。
综合上述地质证据和黄土专家们的理论分析, 它们的结果大体是协调一致的。远古时代高原上曾经是海, 其北侧曾经温暖湿润。随高原主体, 特别是高原北部新生代中新世以来的不断隆升, 其北侧下沉带逐渐加強, 降水逐渐减少, 上新世早期以来, 南、北疆沙漠、巴丹吉林、以及柴达木沙漠形成, 它们共同影响了中蒙一带的气候。到约250万年前, 已完成了高原隆升及其北侧内陆沙漠的形成过程, 高原与北侧内陆沙漠环境间已达到准平衡状态, 中蒙干旱气候最后形成。但上述平衡仍是脆弱的平衡, 若生态环境治理稍一放松, 就会现沙漠化现象。
中国学者们的上述分析丰富了中蒙干旱古气候变化的内容。
5 干旱气候的形成原因干旱气候成因是人们关注的话题之一。70多年来, 世界干旱气候成因研究大体经历了以下三阶段。
早在世界干旱气候研究之初, Tannehill(1947)就指出美国中西部干旱与落基山地形、东太平洋冷洋流及太阳黑子活动周期有关; Streten(1981, 1983)也指出西太平洋及印度洋冷海温对该国北部环流及干旱的影响。后来, Barry归纳了4个致旱因子(耿其昌等, 1985): (1)与热带Hadley环流下沉有关; (2)与地形或其他因素产生的区域下沉有关; (3)远离水汽源地, 少暖湿气流; (4)少水汽辐合上升凝结的系统(如低压)。至20世纪下半叶针对北非及中蒙干旱区大旱的事实, 一些世界著名学者如叶笃正等(1979)及Charney(1975)也纷纷参与讨论, 提出了全球暖海温(Rowell et al, 1992; Folland et al, 1986, 1991; Giannini et al, 2003; Washington et al, 2003)、陆-气相互作用(Nicholson, 1988; Sud et al, 1985; Charney, 1975)及沙尘影响(黄建平等, 2013; Prospero et al, 1986)等新因子; 并广泛运用气候模拟手段; 开创了干旱气候成因研究的新局面。
正如Voice et al (1984)所言:影响某地干旱的因子可能有多个。由Barry致旱因子归纳及不久前围绕北非及中蒙干旱气候成因的讨论(耿其昌等, 1985), 似乎可将世界干旱区先粗分为两大类:一是热带海温影响类, 北非、澳大利亚、西南亚及南非等副热带干旱区, 是其代表; 二是地形影响类, 中蒙、美国中西部及南美狭窄的“干旱走廊”属此类。
须指出, 这里未用先前Barry归纳的Hadley环流下沉原名, 而用了热带海温名(耿其昌等, 1985)。因后者是Rowell et al(1992)、Folland et al(1986, 1991)及Giannini et al(2003)讨论南撒哈尔大旱成因时频繁使用的关健词; 至于离海洋远, 少低压环流等其他致旱因子, 事实上在地形影响类中已被考虑。
下面具体介绍该两大类干旱的成因。
5.1 热带海温SST影响类近几十年南撒哈尔干旱成因的讨论集中在各海区(如东大西洋几内亚湾、西印度洋及东太平洋海区等)暖海温SST的影响(Folland et al, 1986, 1991; Rowell et al, 1992; Giannini et al, 2003)、陆-气相互作用(Nicholson, 1988; Sud et al, 1985; Charney, 1975)及环流(Shinoda, 1990)等三方面, 但更强调热带暖SST对北非干旱的影响。Giannini et al(2003)的评述及随后的数值模拟具有权威性。他们评述过去的SST模拟或限于理想SST场的个例模拟; 或限于几个南撒哈尔干、湿年实测SST场的合成模拟。充其量其结果仅是再产生了几个特定SST场异常年南撒哈尔区降水的响应; 而Charney(1975)的陆-气相互作用致旱机制虽能成功地解释人类不合理土地利用带来的沙漠化事实, 但其模拟也因过分夸大了地面反照率的变化, 而遭人诟病。而且, 此前的争论也未回答热带海温及陆-气相互作用两因子的相对重要性问题。
于是, Giannini et al(2003)用美国宇航局NASA NSPPI版全球模式, 作了1930—2000年共71年积分的全球各海区实测SST场及随季节变化植被实测值的9个模式成员平均的群体降水模拟。模拟的降水相当好地再现了南撒哈尔区过去71年间7—9月降水的年际及年代际变化。能较好地反映该地区1950年代到1960年代中期的湿期及其后的持续干期, 与实测年降水量序列的相关系数达0.60。这表明只要考虑全球实测SST及北非植被实际变化后, 模式是能够较好地模拟出过去71年间实际降水历史变化的。注意, 该研究中再无植被或地面反照率变化幅度被夸大问题。
为进一步比较SST及陆-气相互作用的相对重要性, 他们还作了另两敏感性试验:若不计全球各海区SST的实际年际变化, 模拟的南撒哈尔雨量变率只及上述群体模拟值的1/3;若不计实际陆-气相互作用正反馈机制, 模拟的降水和上述群体模拟值却仍相当一致, 其年降水序列相关仍高达0.83(Gianini et al, 2003)。这说明决定南撒哈尔降水异常的, 主要是全球各海区(东大西洋几内亚湾、西印度洋特别是中、东太平洋等热带环圈带内)的暖SST。其影响机理是:热带暖SST环圈带减弱了北非夏季风区的海-陆热力对比, 使强对流区移至几内亚湾海上(不在陆上的南撒哈尔区), 使南撒哈尔地带干旱少雨。Giannini et al(2003)还认为, 南撒哈尔地带是对全球热带海盆暖SST变化的最敏感区。而陆-气相互作用是影响南撒哈尔干旱的次要原因, 它只对暖SST的影响起加强和放大作用。可以理解, 南撒哈尔地带人口压力大, 土地不合理利用及沙尘排放问题突出(Prospero et al, 1986; Charney, 1975), 沙漠化现象严重。
在热带海温影响类干旱区中, 澳大利亚干旱区或许是最类似于北非干旱区了, 特别是其海温及Hadley环流影响方面。该国学者Voice et al (1984)和Nicholls et al(1985, 2004)都强调海洋(特别是南方涛动)的影响, 他们满有信心地认为, 从春季的南方涛动信息可较好地预测该国(特别是东南部)夏季的降水(Nicholls et al, 1985)。澳大利亚干旱还与澳大利亚副高单体偏南有关。该国地广人稀, 似不存在不合理土地利用的问题。至于南非及西南亚干旱区也都会受热带海洋、Hadley环流及赤道辐合带等环流的影响。
5.2 地形影响类中蒙干旱区是全球独特的中纬度干旱区, 它与Hadley环流下沉无关; 不像热带, 也难用遥远处的热带海温影响解释。早先, 人们常从离海洋远、水汽少, 又少低压活动来解释(钱正安等, 2001b)。
现在我国学者强调青藏高原地形、东亚及南亚季风、以及西风带环流扰动等对中蒙(特别是中国西北)干旱气候的综合影响(钱正安等, 1998, 2001a, 2001b, 2011; 白肇烨等, 1988; 谢金南, 2000; 罗哲贤, 2005; 丁一汇等, 2001; 叶笃正等, 1979; 徐国昌等, 1983; 吴国雄等, 2005; 李栋梁等, 1997; 李万源等, 2005, 2006; 陈豫英等, 2010, 2011)。综合已有研究, 经多次修改得到西北干旱气候如何形成的概念模型框图[钱正安等(2017)图 3], 该图侧重中国西北地区, 故冠名为“西北干旱”字样。
高原地形全年的动力和夏季的热力作用, 分别造成高原北侧全年的平均辐散下沉带及夏季的热力补偿下沉带, 这是中蒙干旱带形成的气候背景(钱正安等, 1998, 2001a, 2001b, 2011; 白肇烨等, 1988; 谢金南, 2000; 罗哲贤, 2005; 丁一汇等, 2001; 叶笃正等, 1979; 徐国昌等, 1983; 吴国雄等, 2005; 李栋梁等, 1997; 李万源等, 2005, 2006; 陈豫英等, 2010, 2011)。即远离海洋, 水汽少, 多沙漠, 气候大陆度高。另外, 高原西端连体分布的帕米尔高原、阿赖山及天山复合体地形也整体地加强了高原西北侧的绕流效应(吴国雄等, 2005; 李栋梁等, 1997; 钱正安等, 1998, 2001b), 而多风口、通道等中、小地形迎、背风坡效应差异也加剧了区内降水的不均匀性(钱正安等, 2011); 高原北侧夏季干对流抬升强, 大气边界层高, 加剧了云下水滴的蒸发耗水(李岩瑛等, 2009)。它们也都加强了框图左半侧的干旱带背景。
在上述干旱带背景下, 框图右半侧相对的干、湿年夏季又是如何形成的？这涉及到高原地形热力作用及季风环流(包括经圈环流)等的年际变化, 且西北区东、西部不同。若东亚、南亚夏季风弱, 台海区少台风, 西北区东部少“东高西低”“北槽南涡”及“上高下低”等组合流型, 则西北区东部为干年; 反之, 则为湿年。若西北区西部多“上高下高”流型, 高原北侧中层多“干旱经圈环流”, 则为干年; 若高原北侧偏北风強, 无闭合经圈环流, 则西北区西部为湿年(蔡英等, 2003, 2015; 钱正安等, 2017; 吴统文等, 1996a, 1996b)。若高原上和高原东侧的偏南风均强, 且前者也参与到北侧强而深厚的经圈闭合环流中, 高原北侧还可能是典型湿年。这些也得到相关气候模式模拟结果的部分支持(钱正安等, 1998; 周建琴等, 2009a, 2009b)。注意右半侧框图中高原北侧干、湿年经圈环流的差异, 实际也是高原地形作用使然。
高原地形是西北干旱形成的主要影响因子, 而干旱区内的盛行环流型及周边的东亚、南亚季风及西风带扰动等也是重要影响因子。再从中国北方局部地区到20世纪90年代其沙漠面积仍在扩大的事实(王涛等, 2003), 陆-气相互作用及沙尘影响(黄建平等, 2013; Prospero et al, 1986; Charney, 1975)等也会是西北干旱区的成因之一, 可纳入图左半侧地方性因素框区中。
中国西北、美国中西部及南美三片干旱区的地形影响方式又有差别。后两者均位于狭长南北向山系东侧, 其干旱区明显受到南、北两半球西风带山脉背风坡“雨影效应”的重要影响, 其地形动、热力影响也没有青藏高原那样明显。如南美的干旱走廊, 在秘鲁南部及智利北部一带其年雨量还不到50 mm。而中蒙干旱区的下沉带则主要是青藏高原地形的热、动力综合效应所致, 高原地形整体的背风坡“雨影效应”则不明显(局部山区例外)。
还须指出, 对中蒙干旱气候, 中国学者们明确提出了要分别回答干旱带背景及其相对干、湿年各是如何形成的两子问题; 而国外学者讨论南撒哈尔干旱时未这样分解问题, 但作了长达71年逐年随季节变化的SST和植被值的模拟, 亦较好地再现了过去71年间南撒哈尔地区降水的年际及年代际变化(Giannini et al, 2003)。两者的研究算是异曲同工。
5.3 土地不合理利用与沙漠化一般在各干旱区不同程度地存在土地过垦、过牧及过采地下水等过度开发利用行为, 谓之土地的不合理利用。殊不知, 地球资源是有限的, 要合理有序地开发利用。犹如人类要“休养生息”一样, 地球资源亦然。那种只顾眼前不顾将来的“竭泽而渔”的作法, 是非科学的发展观。否则, 人类也会遭到环境的惩罚。不久前发生的北非大旱及我国北方部分地区到1990年代沙漠区还在扩展, 都是殷鉴不远的人类过度开发的实例。人类与环境要友好共处, 人类既要发展, 也要蓝天、绿水和青山。这是人类付出了沉痛代价后才悟出来的可持续发展观。
陆-气相互作用正反馈致旱机制, 是Charney(1975)总结了美国1930年代沙尘暴及北非大旱等事实后才提出的创新理论, 已得到气候模拟的检验, 其设计方案虽有夸大之嫌, 但瑕不掩瑜。后来自然也被各界接受了。即在热带海温及地形影响两大类干旱区都可能出现人类不合理的开发行为, 人们应引以为戒。
分别强调全球热带暖海温使南撒哈尔等地区致旱及青藏高原北侧不同型态垂直经圈环流型对西北旱区背景及干、湿年形成有不同影响, 特别是Charney(1975)提出地-气相互作用的正反馈致旱机理, 是当代干旱气候成因研究的重要进展。
6 干旱气候的监测和预测为应对干旱灾害, 世界各国早就先后采取了诸如或被动地发布干旱声明, 制定应急干旱计划; 或主动地加强干旱监测、尽可能作干旱的短期预测等多种措施。如从1965年起澳大利亚就发布干旱声明, 制定应急干旱计划是更有组织, 有目的抗旱的第一步。如1982—1997年美国制定了应急干旱计划的州数已从3个增加到28个, 已扩及全美国本土所有易受干旱影响的州。
6.1 干旱气候监测为及时关注各地的干旱强度及范围的变化, 各国实际也都在进行不同程度的干旱监测, 只是原先的监测在气象、农业及水文等各行业部门分别进行的。我国1958年起就进行降水的长期预报(杨鑑初, 1958; 张强等, 2009)。1980年代美国农业部已在每年农作物生长季节, 在农作物公报上每周定期发布各地的Palmer干旱指数分布图。但直到1999年前, 美国国家大气和海洋管理局NOAA还没有统一的有组织的干旱监测活动和机构。
值得推荐美国1999年以后的干旱监测体系和监测业务活动(Svobada et al, 2002; Lawrimore et al, 2002)。
受1995/1996年美国西南部和大平原南部大旱, 特别是1999年5月华盛顿特区大旱的推动, 催生了美国西部干旱协调委员会、国家干旱政策委员会及全国干旱监测体系的建立。在美国NOAA、农业部及干旱研究中心等的支持下, 几经协商, 相关专家们同意, 先在内布拉斯加州大学干旱监测中心林肯, 继而, 2001年后在国家资料中心阿什维尔, 建立和维持一干旱监测网址, 借助互联网E-mail通讯, 及时收集、汇总全美各地每周的PDSI、SPI及NDVI等6种主要干旱指数值, 仿龙卷风等其他灾害强度的分类作法, 按上述6种干旱指数的加权平均值, 划分每周的干旱强度等级, 分正常、中等、严重、极端及例外干旱5等, 分别记为D0~D4。且以A、W及F分别标识其属农业、水文或森林山火类干旱。干旱监测具体由NOAA气候预测中心、农业部及干旱监测中心的9名专家轮流作每周干旱监测的首席负责人。每周一全国各行业、各地的约130名专家分别向该周轮值的首席负责人汇总各地的干旱信息(包括各地的干旱指数加权平均值、各气候指数季节值、预报产品信息等); 周二首席负责人在汇总各地的干旱信息, 并与上周发布的干旱监测图仔细比较后, 绘制本周干旱监测分布图及其书面说明(征求意见稿), 再发向全美各专家征求意见; 首席负责人在获得各地专家的反馈意见并协调后, 于周四上午正式对外发布该周的干旱监测图。从1999年5月第一次试验性地对外发布第一张全美干旱监测图, 以后几经修改, 到2001年全国的干旱监测正式投入业务运行。其干旱监测信息已为气象、农业及水文各界用户广泛应用, 也获媒体的广泛传播(Lawrimore et al, 2002)。美国的邻国加拿大和墨西哥还准备加入, 拟共同把这一全美国的干旱监测体系扩展成北美洲尺度的监测系统(Lawrimore et al, 2002)。
6.2 干旱气候预测鉴于国民经济建设规划、国家重大活动乃至公众生活等安排的需要, 各国政府和公众不断提出了干旱气候预测的要求, 寄厚望于先进的全球耦合的海-气环流模式的预测。事实上, 世界许多国家的相关学者们也一直在以不同的方法和手段(包括模式预测)进行着不同程度的气候预测试验。
以我国为例, 早在中华人民共和国成立初期, 从1958年起, 我国中长期预报界前辈杨鑑初(1958)就在当时测站少, 绝大多数站资料短, 也少科研积累的情况下, 硬是利用少数站当时仅有的资料, 借助单站气温、降水变化曲线上的最高(低)值、转折点、持续性及周期性等特性制作降水等的长期预报, 用天气学外推法“摸着石头过河”作预测。
为了给政府部门提供防灾减灾的决策服务, 我国也逐步开展了干旱监测、预报预测工作。2004年起国家气候中心和中国干旱气象网站分别发布全国逐日和旬旱涝滚动监测公报。目前的干旱产品有国家气候中心每周发布《中国旱涝气候公报》等几种。另外, 农牧业、水利部门和科研院校也开展了干旱监测预测(张强等, 2009)。最近, 丁一汇等(2013)、王会军等(2013)、张莉等(2008)及李新周等(2012)都曾分别用CMIP5和RegCM3模式, 作了21世纪中、后期中国北方降水将明显增加的预测。又例如, 近若干年我国一些湿润半湿润区也相继出现了严重的环流异常性干旱事件, 如2011年西南区冬春连旱, 2012年华北冬春旱及2013年长江中、下游的初夏旱及2015年夏、秋季华北、东北、西北区东部干旱等。兰州干旱气象研究所都曾及时组织相关省(区)、院校及研究所的专家们进行会商讨论。最后, 及时向国家气象局汇报了大家的会商参考意见。这些可视为我国开展干旱气候预测的缩影。
在发达国家如美国及澳大利亚等, 他们则更多更广泛地利用气候模式的预测。如早在IPCC(2007)报告中, 美国学者就先后作出了未来美国西南部将变干的预测。在历次全球气候模式模拟比较计划CMIPn中, 也涌现出像英国、澳大利亚及日本等的较好模式(陈晓晨等, 2014)。
当然, 鉴于各地干旱气候形成原因的多元性, 降水预测的复杂性, 以及气候模式预测的不确定性, 至今气候(特别是干旱气候)预测仍是一世界性难题。看来未来的干旱气候预测仍然要走天气学、统计学及动力学延伸预报相结合之路; 要根据前述海洋影响和地形影响类干旱区形成的主次因子特点进行预测。对中蒙干旱区则要考虑高原、东亚和南亚季风及西风带的综合影响; 边研究、边预测, 不断总结, 直至建立一套既有坚实物理基础, 又有较稳定预测准确率的预测系统。
7 结论(1) 各国先后共已提出了数10种有效的干旱指数, 并形成了一些共识。如美国提出的Palmer干旱强度指数PDSI、标准化了的降水指数SPI及标准化了的卫星植被指数NDVI等一批使用性能较好, 也获国内外广泛应用的指数, 特别是PDSI。但学者们也指出它的部分不足, 指出其有被“神化”的倾向。
(2) 当代划分干旱半干旱区更爱用有效湿度(P/PET)判据, 在已有的近10种干旱半干旱区划图中, 以Hulme and Marsh图更符合实况, 使用更广泛。世界干旱半干旱区面积约占全球陆地面积的35.3%, 主要分布在两半球副热带区。全球有北非、澳大利亚、中蒙、西南亚、中亚、北美、南美及南非等8大干旱区, 约是全球近20万人口的家园。中蒙干旱区是全球第三大干旱区, 也是全球独特的中纬度干旱区。
(3) 过去千年(特别是近百年)全球大部分地区的气候变化地面以气温变暖、降水多变为主要特征。过去百年全球平均增暖了0.56~0.92 ℃, 各地各年代的增温幅度不一。增暖的主要原因在CO2等温室气体的加速排放。过去近百年全球降水气候的时空间变化更大, 除北非、中蒙两干旱区降水气候大体呈干、湿期交替、同步变化、联系较好外, 其他干旱区降水间的联系则不密切。随全球变暖, 各地的平均雨量虽有微弱增加, 但主要增加区在热带海洋。各干旱区温、湿要素变化呈增暖减湿及增暖增湿年际/年代际型两种型态。
(4) 世界各地的干旱形成原因常是多元的。围绕当代学者对北非及中蒙干旱气候主要成因的讨论, 似可将全球八大干旱区粗分为热带海温及地形影响两大类:前者以北非、澳大利亚等副热带干旱区为代表, 强调海温(特别是热带各海区的暖海温)及土地过垦、过牧分别是造成北非干旱的主要及次要因子; 而后者以中蒙、北美及南美干旱区为代表, 中国学者强调青藏高原地形及环流等对中蒙干旱气候形成的综合影响。
(5) 从需要和可能看, 干旱预测重点应抓年代际干旱的预测; 干旱预测应走天气学、统计学及动力学延伸预测相结合之路, 目前干旱气候预测仍处在探索阶段。
以上回顾、介绍和评述, 虽也准备多年, 着力颇多, 但笔者能力有限, 问题肯定不少, 盼引来更多的指正。
致谢 感谢两位匿名评审人的认真审查和宝贵的修改意见。
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