2018, Vol. 37
2. 成都信息工程大学大气科学学院, 四川 成都 610225;
3. 中国气象局国家气候中心, 北京 100081;
4. 云南省气候中心, 云南 昆明 650034;
5. 黑龙江省气象局, 黑龙江 哈尔滨 150001
中国西北区干旱少雨, 但其全年的相对多雨期(5—9月)偶尔也会出现日雨量大于等于25 mm的相对强降水, 造成当地交通中断、房倒屋塌等灾害, 被当地定义为暴雨(白肇烨等, 1988; 张家宝等, 1987)。
水汽是降水的物质基础。西北区远离海洋, 气柱中的水汽只及同纬度华北区气柱水汽的1/3~1/2。当地若无外来水汽补充, 就是假定让其上空气柱中的水汽完全凝结, 并毫无蒸发损耗地降至地面, 其日雨量也不会超过其大气可降水量(Precipitable Water, PW)。可各地的实际暴雨量常更大, 那是因为降水区上空气柱中不断有外来水汽补充的缘故。那么, 西北各地暴雨的水汽源地各在哪里？又各是怎样被输送到各降水区的？这一直是困扰西北区降水预报和水汽输送等的难题, 不时还成为国内外新闻报道的热点话题之一。
目前, 国家正在执行西北区人工增雨相关计划(新加坡《联合早报》网站, 2016; 青海省气候中心, 2017)。因此, 了解西北各地区常见的水汽输送源地及有利水汽输送形势和路径, 不失时机地作降水中期预报, 并选择合适的时间和地点, 更有效地进行人工增雨作业等均有理论和现实意义。
下面将回顾、梳理、并剖析过去60多年来西北区的水汽输送分析工作, 综述了西北核心旱区夏秋及晚春两类水汽输送型态的进展, 也指出仍待解决的问题。
2 西北区水汽输送研究的回顾和剖析 2.1 若干回顾和梳理应该说, 西北区开展水汽输送分析并不晚, 几乎在徐淑英(1958)最早进行我国东部同类研究的同时, 张学文(1962)就首先注意新疆地区夏季的水汽平衡分析了。随观测资料和研究工作的积累, 于20世纪80年代或稍晚些, 西北各省(区)的学者们纷纷报道了各省(区)的水汽源地。首先, 周琴南(1983)、孙纪改等(1989)和白肇烨等(1988)分别报道了南疆盆地东端、宁夏及陇东南一带的暴雨水汽来自四川盆地; 接着, 张家宝等(1987)指出北疆的水汽主要来自中亚; 青海强调孟加拉湾(孟湾)水汽的影响(戴加洗等, 1990); 再以后, Qian et al(1991)和刘子臣等(1995)分别揭示南海、孟湾及渤海水汽对陕南及陕北暴雨的影响; 还有提及高原上及西北区“本地源”者(西北暴雨编写组, 1992)。
陶诗言等(1964)、罗四维等(1982)和张琼等(2001)相继指出, 夏季如果100 hPa出现东部型南亚高压, 常驱使中低层的西太平洋副热带高压(下称副高)西伸北挺, 酿成贵州、川西及西北区东部等大范围降水; 牟维丰(1992)曾指出, 若我国东南沿海多台风(特别是多连续编号的西行台风)活动时, 也会驱使副高西伸北挺; 陆渝蓉等(1983)也指出, 东亚夏季风和西伸的副高是影响我国南岭以南地区水汽输送的三大区系之一。事实上, 后来的分析和模拟均表明, 东亚夏季风的水汽输送不仅影响岭南地区, 而且借助西伸副高外围气流及高原地形等的影响, 它还可转向北上继续影响西南及西北区东部(孙纪改等, 1989; 蒋兴文等, 2007)。再后来, 黄小莉等(1988)和谢金南等(2000)更指出西北区东部的年降水量与当年夏秋季东南沿海一带的台风数成正比。这些研究或指出南亚高压、台风与副高西伸间的互动关系; 或指出借助西伸副高外围的气流, 东亚季风水汽可影响西北区降水。这些都是后来构建西北核心旱区水汽输送动态过程详图时不可或缺的。遗憾的是, 由于西北区水汽输送过程的复杂性, 也限于当时的认识, 更可惜新疆等三省(区)将水汽源地追踪到四川盆地后都未再继续追踪。结果, 上述水汽源地分歧大, 难以归纳。以致于辈牟维丰(1991)在另一专文中分析了近10例西北区大降水后, 只笼统地提: “需要特殊有利形势和机会, 才能使大量水汽从远距离输入到各降水区”。最后, 也未具体回答其有利形势是什么？某降水区的水汽源地在哪里？又是如何被输送来的问题。即近30年来西北区的水汽输送分析遇到了分歧大, 难深入的困境。
新千年伊始, 钱正安等(2001)曾呼吁加强西北旱区水汽输送分析, 也得到部分东部和西南区学者们的响应(任宏利, 2004; 何金海等, 2005; 王秀荣等, 2007; 蒋兴文等, 2007; 杨莲梅等, 2012; 司瑶冰等, 2013; 陶健红等, 2016), 他们还先后提出了春季或晚春孟湾水汽源问题。近20多年来, 我们课题组也一直在回顾和剖析以前的西北区降水和水汽输送工作, 以进一步了解西北区降水的事实及东亚夏季风的影响(钱正安等, 1990, 2011; 吴统文等, 1996a, 1996b; 蔡英, 2004; 栾晨, 2015), 作批量强干、湿事件水汽输送的再分析(下称再分析文)(蔡英等, 2015), 还作了增(减)不同源地水汽对西北区降水影响的数值模拟(周建琴等, 2009a, 2009b)。
2.2 一些剖析和思考首先, 西北区范围广, 离海洋远, 区内有青藏高原(高原)、天山及秦岭等众多地形的分隔阻挡影响, 加上不同季节各地多变的降水环流, 各地的水汽源地差异大是事实。西北区各地的水汽输送应分区、分季节分别进行。但先选何处为主要切入点呢？
西北区各地的水汽源地差异虽大, 但同时我们也发现, 从南疆盆地东端(且末—库尔勒一线以东)、经河西、内蒙古西部阿拉善、到黄河河套、再到陇东南一带, 它们地跨新、甘、宁及内蒙古四省(区), 绵延近两千余公里, 可前面周琴南(1983)、孙纪改等(1989)及白肇烨等(1988)分别独立进行的分析, 居然不约而同地把他们的水汽源地都追踪到四川盆地了。在多年平均雨量图上, 该地带正好分别属西北干旱区的极端干旱、干旱及半干旱区部分, 是西北“核心旱区”部分(钱正安等, 2011); 它们位于高原北侧、东北侧边坡通道地带:相对平坦的河西走廊、岷山与六盘水间及高原东侧嘉陵江上游较低的河谷通道, 平均高1 500~2 000 m, 是当地气流南下和北上的天然通道。后面会说明, 在特定的“天时”(指副高西伸形势)及“地利”(指该地理通道)条件下, 特别有利于前期已抵达四川盆地的暖湿气流继续向西北区输送(孙纪改等, 1989; 钱正安等, 1990; 蒋兴文等, 2007; 蔡英等, 2015)。若再巧遇蒙古槽冷空气, 将酿成旱区的暴雨。即从水汽输送和降水角度, 整个“核心旱区”, 连同川西盆地在同一自成体系的水汽输送单元里(钱正安等, 1990; 蒋兴文等, 2007; 陈丹等, 2018)。因此, 他们将水汽源追溯到四川盆地也在情理之中。因该地带覆盖面积大, 宁夏、内蒙古沿黄河灌溉区及河西绿洲均在该区内。为更有代表性, 也抓主要矛盾, 下面我们先整体地抓上述“核心旱区”的水汽输送, 作为西北旱区水汽输送分析的第一突破点。
其次, 前述一些水汽源地提法也值得推敲。以“核心旱区”为例, 前有西北“本地源”一说, 试想在巴丹吉林沙漠中, 地面完全裸露, 冬季无积雪时沙区50 cm以上表层也不冻结, 哪会有多少水汽蒸发呢？前苏联学者对中亚(Lydolph, 1977); 中国学者对新疆沙漠区(刘国纬等, 1997)已有结论; 当地蒸发量只占降水量的10%左右。近期黑河试验沙漠站实测的地面潜热通量很小也是明证(胡隐樵等, 1994)。Chahine(1992)更有全球陆地降水的水汽35%来自海洋的平均估计。那么, 地处内陆的四川盆地是否是最终的水汽源地呢？如下事实及分析片段也给以启示: (1)申辉等(2011)揭示, 川西新津机场站地面风盛行风向分别是是偏北风、偏东南风和偏西南风, 其多年平均出现频率依次为27.7%, 18%及10%, 是它们给川西带来冷空气及暖湿气流, 夏秋季偏东南风的频率还更大些, 这与夏秋季我国东部更多副高西伸北挺过程有关。这些盛行风向在川西地区是有代表性的; (2)蔡英等(2004, 2015)指出, 在西北核心旱区东部5个湿月平均湿度距平场上, 湿中心自然在河套区, 但在其水汽输送上游的四川、两广、特别是台海地区也明显偏湿, 但同处上游的孟湾区却无此偏湿现象; (3)黄小莉等(1988)和谢金南等(2000)的统计也指出, 核心旱区东部的年雨量和当年夏秋季台海区的台风数成正比。上三点启示, 核心旱区东部的降水与台海区的湿度场及台风环流间似有某种联系; (4)再联系到蔡英等(2004)还进一步计算了该区5个干、湿月及典型湿月低层的平均水汽通量: 5个干月平均的水汽通道从台海区只西伸到四川; 5个湿月的水汽通道抵达四川后还能折向北上抵达核心旱区东部; 典型湿月1981年7月的水汽通道抵达西北区东部后, 更能继续西延到河西走廊中段。将上述事实和研究片段串起来, 反复思索, 使我们顿悟:联系上述核心旱区东部降水与台海区水汽、台风及副高环流等的纽带正是水汽输送。即核心旱区的最终水汽源似可继续追溯到遥远的台海区。典型四川西涝东旱年1981年等6年的7—8月间西伸的副高南侧, 常有东南风为四川带来暖湿气流, 川西更有向北的、强劲的水汽输送就是佐证(陈丹等, 2018)。这样, 我们又有了第二个切入点。须强调, 如我们的模拟文章(周建琴等, 2009a)的水汽源地分区图所示, 台海区应广义地理解为包括台海、两广及南海北部等的东南沿海地区(105°E—130°E, 15°N—28°N), 下称台海区。
再者, 西北区水汽输送分析的方法也待改进。作干湿事件对比分析是常用的方法, 但过去分析常因循我国东部或西南湿润区的惯例, 多作干、湿年夏季(6—8月)的合成分析, 或作中层、甚至整层大气可降水量的分析, 反而部分平滑、模糊了原有的差异。针对西北旱区降水常是“湿年一两场雨”, 又集中在该湿年某个月的某一天或几天内的特点, 我们成功地选择更多、更有代表性的强干、湿月, 甚至是干、湿日个例, 作批量个例对比分析, 尽量凸显了干湿差异(蔡英等, 2004, 2015; 栾晨, 2015)。类似地, 过去的分析还存在分析方法单一; 联系环流少, 联系暖湿环流更少; 也缺少将过去已有分散的, 相关水汽输送研究片段串联起来, 作较深入综合研究的努力。这些都不利于该项研究成果整体水平的提升。于是, 蔡英等(2015)先重点作了西北核心旱区夏秋暴雨的水汽输送的再分析。
3 核心旱区强干、湿事件的环流及水汽输送再分析天气系统是晴雨天气的调制者, 有序气流的组织者, 富含水汽的低空急流更是高效的水汽输送载体。换言之, 水汽输送及降水分析离不开特定系统和气流的有序配合。
在后来的“再分析文”中, 蔡英等(2015)先从核心旱区东、西部两例典型暴雨出发, 仔细剖析西伸副高外围气流的水汽输送功能; 然后再逐步扩大到核心旱区东部数十例大及较大范围区域性暴雨, 数百例强干、湿日, 以及两对典型干、湿月水汽输送的对比。以较翔实的资料, 较有说服力的分析了副高西伸北挺及河西偏东风环流等对台海水汽西北输的重要作用, 把“核心旱区”的水汽源地继续追溯到台海地区。
3.1 两例典型暴雨及其水汽输送环流“1981·7·13”和“1981·7·28—8·3”是分别出现于核心旱区东、西部的两例典型暴雨。前者号称史上西北暴雨第一强; 后者则在相当偏西偏北的内蒙古西部拐子湖及南疆库尔勒等地出现了5站日暴雨。“再分析文”明确揭示, 正是借助西伸北挺副高外围的华南东南季风急流、高原东侧(也即西伸副高西侧)的偏南风急流、以及河西偏东风等气流的密切配合, 台海水汽才接力输送到核心旱区东、西部的事实; 并也提及副高西伸前多台海区台风或东部型南亚高压活动的影响。其中“1981·7·13”暴雨还是台海及孟湾两水汽源共同影响的, 但数值模拟表明, 盛夏仍以台海水汽为主。
如果说上小节还仅是两例暴雨结论的话, 下面的两小节则是支持上小节结论的批量区域性暴雨及干湿日(月)事件等的新例证。
3.2 批量区域性暴雨、干湿日及干湿月事件等的验证“再分析文”(蔡英等, 2015)专门普查了核心旱区东部过去50年出现的大(较大)范围暴雨日20(44)例, 共64天; 逐一查看了其前20强大范围暴雨日的降水流型, 其大部分(15/20)属白肇烨等(1988)和董安祥等(2006)过去简称的“东高西低”(指东面副高西伸, 西面为高原涡或槽)及“北槽南涡”(指北有蒙古槽, 南有西南涡)主雨的水平组合流型; 有时还再加上“上高下低”形势(指100 hPa为东部型南亚高压, 500 hPa为低压或槽)。如“1981·7·13”暴雨日的流型。对另外44例较大范围暴雨日的降水环流型, 我们虽未再逐一查看统计, 但考虑到后者主要是出现暴雨的站数比前者少10个站左右, 由天气实践知, 上述两者大部分的组合流型应类同。这样, 我们进而又概括出该区夏秋季主雨的“东高西低”+“北槽南涡”+“上高下低”的三维组合流型图(图 1)。在该三维组合流型图中“东高”给核心旱区带来了降水奇缺的台海区水汽; “北槽”带来了干冷空气, 两者交汇致雨。也决定了雨区位置; 而“上高下低”环流的抽气机效应, 则加强了中低层气流的辐合上升。结果, 地面暴雨带常分布在西伸副高的西北侧(图 1)。
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图 1 夏秋季西北区东部大范围带状暴雨的三维组合流型(单位: dagpm)(引自蔡英等, 2015) 绿色带区为地面雨带 Figure 1 Three-dimensional combined circulation types of rainstorm zone on large scale in the east of NWC in summer and autumn.Unit: dagpm.Green belt is the rain area (From Cai et al, 2015) |
核心旱区西部降水更少, 测站又稀, 降水常多呈“单点暴雨”, 虽无法仿上述区域性暴雨作流型统计, 但前述“1981·7·28—8·3”暴雨过程及栾晨等(2015)的核心旱区西部5个湿月平均环流图显示, 副高西伸同样也是核心旱区西部(特别是河西及青海等)湿月暴雨时的盛行流型。即图 1对河西、内蒙古阿拉善及青海一带主雨流型也有代表性。相反, 在副高未西伸, 西部又出现“上高下高”(指整层为高压或脊)形势下, 西北区西部或西北全区常是干旱少雨的。
西伸的副高在台海水汽向西北输送的诸系统中扮演了主要的角色。正是它南侧的华南东南风急流先把台海水汽经两广输入四川; 又是它西侧的偏南风急流再把四川的水汽接力北输到核心旱区东部; 核心旱区东部才可能降雨。鉴于副高是东亚夏季风系统的重要环流成员, 就是说, 核心旱区东部降水常是东亚夏季风的(直接)影响。
3.3 核心旱区东部强干、湿日水汽通量的聚类分析高原东侧偏南风急流是副高西伸, 高原东侧气压梯度加大的产物。为进一步验证它对该区强干、湿日形成的重要性, 再分析文还作了该区干、湿日水汽通量的聚类分析(蔡英等, 2015)。同样, 选前述64个大(较大)范围暴雨日为强湿日, 过去179个核心旱区全区性伏旱日为强干日。以700 hPa全区格点的全风速水汽通量uq+vq, 特别是高原东侧的偏南风通量vq为两干、湿日聚类相似指示量。在分别两两比较两干、湿日全区全风速通量及高原东侧偏南风水汽通量平均差异Duq+vq和Dvq后, 在再分析文聚类分析图 5上(图略), 两湿日聚集区R1及R2的相似指示量平均差异Dvq绝大部分在5 g·cm-1·hPa-1·s-1以上; 且R1及R2区内出现湿日的概率分别高达87%及58%, 远高于当地湿日出现的气候概率; 算是相当好的聚类了。这表明高原东侧出现更强偏南风急流对核心旱区东部强湿日形成的重要性。可以理解, 高原东侧偏南风愈强, 愈持久, 将给西北区带来愈多的水汽, 因而它是使该区成为强湿日的充分条件。
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图 5 西北核心旱区夏秋暴雨时台海水汽西北输的“三棒接力”输送动态图 Figure 5 The moving process of relay transportation of the three jet water vapor from Taiwan Strait region to northwest ward when rainstorm in summer and autumn in the central arid area of Northwest China |
注意, 高原东侧的偏南风急流是台海水汽向西北接力输送的第二棒。它连南接北, 既给核心旱区东部带来水汽, 又为其水汽继续西输打下基础。是台海水汽西北输过程中的关键一棒。
3.4 两对典型干、湿月水汽输送的对比1985(1981)年是西北区历史上公认的全区性典型干(湿)年, 且是两对7、8月都干(湿)的干、湿月(吴统文等, 1996a, 1996b)。下面以该两年的7月为例, 比较它们的盛行环流和水汽输送状况。图 2是该两年7月31天的700 hPa比湿及水汽通量时间—空间剖面图。图中的比湿及水汽通量中心脊轴线(粗虚线)大体都向左上方倾斜, 直观地显示台海水汽沿一由广州—成都、成都—兰州及兰州—敦煌三段折线组成的逆“之”字形路径向西北区输送。在图 2(a)中, 该月700 hPa先后出现了10次≥8 g·kg-1的高比湿中心从广州输向敦煌的过程。注意, 图 2(a)中的高湿中心起点已既非早先文章中的四川盆地(白肇烨等, 1988; 周琴南, 1983; 孙纪改等, 1989); 也非后来再分析文的重庆、贵阳(蔡英等, 2015); 而是本文的柳州、广州站了。已是广义的台海水汽源地了。这和前述核心旱区东部的年雨量与台海区当年夏秋季的台风数成正比等事实吻合; 也与川西一带夏秋季更多东南风的事实一致。图 2(b)系全风速水汽通量uq+vq, 其脊轴线的连续性要差些, 但较连续者也达8次。图 2(a)和(b)中的脊轴线大体是一一对应的, 特别是前述提及的“1981·7·5”、“1981·7·13”及“1981·7·28—8·3”等三例暴雨。如7月底直至酒泉、敦煌一带700 hPa的比湿依然达9~10 g·kg-1的高值[图 2(a)], 说明那次暴雨过程的水汽输送条件确实很好。也与蒋兴文等(2007)指出的“1981年7—8月川西常存在一支由滇东北一直西北伸至河套地区异常强的水汽输送带的分析”吻合。再查该月高原东面盛行副高西伸、东部型南亚高压过程(吴统文等, 1996a, 1996b), 共出现河西偏东风日18天; 仅核心旱区西部就出现暴雨10站日。可1985年7月则反之, 仅于上旬末出现了1次大于等于7 cm·s-1向西北传过程, 全月仅出现柴达木低压和河西偏东风日各1天, 结果全月无1站日暴雨(蔡英等, 2015)。
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图 2 典型湿月1981年7月逐日700 hPa比湿(a, 单位: g·kg-1)、水汽通量(b, 单位: g·cm-1·hPa-1·s-1)及典型干月1985年7月逐日水汽通量(c)的时间—空间剖面(引自蔡英等, 2015) Figure 2 Time-spacial cross-sections of 700 hPa specific humidity (a, unit: g·kg-1) and daily water vapor flux (b, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1) for the typical wet month in July 1981 and 700 hPa daily water vapor flux for the typical dry month in July 1985(c) (From Cai et al, 2015) |
类似于1981年7月, 该年8月中、下旬仅核心旱区西部就出现8站日暴雨, 核心旱区东部也出现了史上秋雨最多的一年, 共43天; 而1985年8月仅于24日在乌鞘岭附近出现2站日暴雨(蔡英等, 2015)。
河西偏东风常小于等于10 m·s-1, 不像华南东南风及高原东侧偏南风急流那样强, 却是核心旱区西部暴雨不可或缺的。例如, 尽管核心旱区东部的“1981·7·13”暴雨强, 范围大, 连乌鞘岭也下了暴雨, 但14日因副高东退, 河西未再继续吹偏东风, 结果, 14日及以后河西再无暴雨。而“1981·7·28—8·3”暴雨过程则因其间副高西伸依旧, 河西连日东风, 拐子湖及库尔勒等也出现了5站日暴雨。副高西伸及河西偏东风共同对台海水汽接力西输, 造成河西、南疆东部暴雨的重要性可见一斑。
有比较才有鉴别。上面的数十例区域性暴雨的组合流型; 数百天强干、湿日事件及两对典型干、湿月的对比; 都支持副高西伸北挺及随后河西偏东风等密切配合, 对台海水汽西北输的重要性。“1981·7·13”及“1981·7·28—8·3”两例暴雨的水汽输送特征的确可视为台海水汽西北输的缩影。
4 不同源地水汽对西北区降水影响的模拟数值模拟是当代气象学客观定量地检验某个(或某些)因子对天气气候影响的重要手段。为分别或联合检验前述台海、孟湾、高原上及中亚4个水汽源地水汽对西北区降水的影响, 也比较各源地水汽影响的相对重要性, 周建琴等(2009a, 2009b)还用先进的美国中尺度模式MM5, 选湿年湿月1979年7月的NCEP再分析值作初始场和侧边界值, 分别作了该月的积分试验。该月1—4日就是一次先多西行台风, 继而驱使副高西伸的典型过程。以该月1—4日的水汽输送模拟为例, 注意, 前文(周建琴等, 2009a, 2009b)中的增东南沿海区水汽试验SEI, 本文中改称增台海区水汽试验, 它对应着台海区出现台风或赤道辐合带北移等实体情景。在仅增加7月1日00:00(北京时)台海源区初始场水汽30%, 模式积分24 h后, 相对于控制试验, 该试验模拟的降水增加区先出现在台海框区内及西边缘等[图 3(a)]; 积分48 h后, 主要降水增加区已西北移至核心旱区东部, 并向河西走廊延伸, 中心值达25 mm·d-1[图 3(b)]; 积分72 h后, 核心旱区东部降水中心值达125 mm·d-1, 向河西方向也延伸更远[图 3(c)]。对照历史天气图实况, 该试验较成功地模拟了7月1—4日前期有台风、接着副高西伸及其后河西偏东风等形势及降水。相反, 在减台海水汽试验中, 西北区则主要出现降水减少区, 其降水减少区也是逐渐从川西、扩及陇东南及河套一带, 且向河西伸展(图略)。可以理解, 这些正是仅增(减)初始场台海源地水汽后, 台海源地区已变湿(变干)了的空气相继被西伸副高边缘的东南风、偏南风急流、以及河西偏东风气流先后平流至西北区的“湿(干)平流效应”, 是仅增(减)台海源区水汽的影响。
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图 3 增台海源区水汽试验与控制试验模拟的1979年7月1日(a)、2日(b)、3日(c)雨量差值及2-4日3天总雨量差值(d)(单位: mm) 等雨量线间距依次为5, 10, 25, 50, ……; 实(虚)线为5 mm以上降水增加(减少)等值线 Figure 3 The simulated daily rainfall differences value between the test of increasing water vapor in Taiwan Strait region and the control test on 1(a), 2(b), 3(c) July 1979 and the three days ones for July 2-4 (d).Unit: mm.The isoline intervals are 5, 10, 25, 50 ….The solid (dashed) line indicates increasing (decreasing) precipitation areas over 5 mm |
类似地, 1979年7月1—4日在仅增初始场孟湾源区水汽试验BBI中, 传向下游的降水增加区亦对应孟湾西南季风气流的北上两分支, 一路从孟湾北部北上高原, 先后影响西藏东部、青海中东部; 另一路随西南季风气流东传, 经缅甸在滇西、川西, 绕高原东南角折向北上。最后两者合并, 共同影响核心旱区东部及河西降水。但因高原气柱水汽垂直递减快, 降水增加值要小于增台海区试验(图 4)。鉴于春季, 特别是晚春有时也存在台海及孟湾水汽共同影响西北降水的事实, 我们还作了同时增(减)该两源地水汽的联合影响试验。结果台海源区水汽的贡献更大。同样, 对仅增(减)高原及中亚源区的试验, 也均因其源区水汽初始场基数过低, 增(减)水汽对核心旱区降水的影响明显不如增(减)台海或孟湾区试验, 特别是后者(图略)(周建琴等, 2009a, 2009b)。
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图 4 增孟湾源区试验与控制试验模拟的1979年7月1日(a)、2日(b)、3日(c)雨量差值及2—4日3天总雨量差值(d)(单位: mm) 等雨量线间距依次为5, 10, 25, 50, ……, 实(虚)线为5 mm以上降水增加(减少)等值线 Figure 4 The simulated daily rainfall differences value between the test of increasing water vapor in the Bay of Bengal and the control on 1 (a), 2 (b), 3 (c) July 1979 and the three days ones for July 2—4 (d).Unit: mm.The isoline intervals are 5, 10, 25, 50 ……, solid (dashed) line indicates increasing (decreasing) precipitation areas over 5 mm |
这样, 上述模拟较好地模拟了7月1—4日副高西伸及河西偏东风等环流形势及降水分布, 也较好地再现了台海水汽向西北输的逆“之”字形路径和经西伸副高南侧东南风等三支急(气)流三棒接力输送方式。增(减)各源地水汽的确引起西北降水区的变化。从模拟降水区的范围和强度看, 在诸源地区中台海源区影响最大, 孟湾区次之, 中亚区最小。即上述模拟有力地支持了再分析文的分析结论, 台海源区的确是影响核心旱区夏秋季降水的最重要源区。国内外尚未见其他同类模拟工作的报道。
5 利于台海水汽西北输的形势及输送模型回到前面牟维丰(1991)未明言的“特殊有利的西北区水汽输送形势”话题。亦以核心旱区为例, 前面的统计事实、诊断分析及数值模拟都反复强调, 先出现副高西伸北挺, 后出现河西偏东风等特定流型下利于台海水汽西北输的重要性。那么, 何时才出现该特定流型呢？前面也多次提及副高西伸前常伴有台海区台风, 或出现南亚高压东部型活动等事实, 它们又起什么作用呢？
由陶诗言等(1964)和同行们(陆渝蓉等, 1983; 牟维丰, 1992; 谢金南等, 2000)的工作, 也由天气常识和预报实践可知: (1)台风区水汽辐合常最强, 特别是那些连续西行台风路径本身就是一强水汽输送通道, 后来就可能成为台海水汽西北输路径事实上的开始段。(2)台风(特别是连续西行台风)常驱使其北面的副高西伸北挺; 可举出更多例证; 同时, 出现东部型南亚高压后也常引起中低层副高西伸。(3)至于何时才出现河西偏东风？通过对核心旱区西部5个干、湿月的对比分析表明(栾晨等, 2015), 西北区西部湿月时副高也常西伸, 高原中北部感热加热也更强, 其后柴达木热低涡D2-3发展, 其北部盛行河西偏东风E2-3(图 5)。这些显示了高原地形及东亚夏季风的共同影响。
这样, 综合前人及我们自己的若干工作, 可将夏秋季利于台海水汽西北输的特定形势, 较清楚地表述为:当台海区、我国东部及河西走廊分别相继出现多台风(特别是西行台风)或东部型南亚高压活动、副高西伸北挺、以及河西偏东风流型背景下, 台海水汽将被相继接力输送到西北核心旱区东、西部。这回答了牟维丰(1991)话题的前一部分。
接着还可将上述台海水汽西北输过程中各天气系统及急(气)流等的出现时序、位置及功能等, 勾勒出如下水汽输送动态过程详图(图 5):
首先, 台海区在前1天或当日分别有西行台风
此乃台海水汽沿一逆“之”字形输送路径, 由华南东南风急流等“三棒接力”水汽输送模型。它具体体现了东亚夏季风如何将台海(有时还有部分孟湾水汽)输送至核心旱区形成降水的图像。从而又回答了牟维丰(1991)话题的后一部分。即先前被周琴南(1983)、孙纪改等(1989)及白肇烨等(1988)谓之的四川“水汽源地”, 实际仅是台海(或孟湾)水汽西北输途中的“中转站”。这可能是核心旱区每年6月下旬(江淮梅雨期开始)—9月初夏秋雨期的主要水汽输送型类。须注意, 8月常既是核心旱区东部(例兰州一带)的最多雨月, 又常是该地带全年降水变率最大的月份, 这增加了该月及其前后降水预报的难度。白肇烨等(1988)曾用8月副高脊线南、北摆动幅度大来解释; 查气候上, 8月副高西脊点平均已东退到130°E以东, 30°N以北的西太平洋上(俞亚勋等, 2013); 可“再分析文”揭示, 西北区东部大范围暴雨前20强中的绝大部分个例确实又属副高西伸形势, 该事实说明造成8月降水变率较大可能还是副高东西进退的幅度更大的缘故。
6 晚春暴雨时孟湾源地水汽输送上面重点综述了西北核心旱区夏秋暴雨时, 台海水汽源地、输送路径及模型等研究的进展, 人们还应关注西北春雨及晚春暴雨的水汽输送等其他问题。
(1) 关于西北春雨。西北旱区的春雨是对夏秋雨的重要补充。如新疆西部的喀什、伊宁及乌鲁木齐等地的春雨常占年雨量的33%(张家宝等, 1987), 且相对稳定。核心旱区东部及河西一带的春雨也常是影响农区春播及牧区牧草返青的“及时雨”, 有时还达大暴雨量级(陶健红等, 2016)。根据司瑶冰等(2013)的分析, 内蒙古河套区过去50年3—5月共出现日雨量大于等于10 mm及以上的区域性降水过程共16次, 主要系前述“北槽南涡”流型诱发。奇怪的是它们全集中在4月, 又多在1998年后, 后者可能与近年用了加密雨量筒资料有关。相信这些特征对宁夏、陇东南及青海东部等核心旱区东部春雨也有代表性。近年累见河西春季, 特别是晚春暴雨“1967·5·3”、“1987·6·10—11”、“2011·6·15—16”及“2012·6·5”等的报道和分析(栾晨等, 2015; 陶健红等, 2016)。更值得推荐陶健红等(2016)对后两强暴雨的分析。他们用美国NOAAHYSPLIT空气质点追踪模型, 将河西暴雨的水汽源地追踪到孟湾地区。再次证实了先前孟湾水汽源的提法, 推进了本项研究。河西春雨要晚至5—6月上、中旬, 下面称晚春雨。
(2) 关于孟湾水汽源。春季印缅槽发展或夏季西南季风活跃时, 从孟湾到我国南海北部一带850 hPa常见到宽广的西南气流带。该气流带上在孟湾北部及高原东南角也常见到分岔的北上分支, 它们不仅可影响高原及西北区降水; 而且该气流主体东延后若未受下游高压阻挡, 还可影响我国江淮(Qian et al, 1991)及华北区的降水(黄荣辉等, 1998; 周长艳等, 2005); 据初歩分析, 如果该东延气流在我国东部分别受北方南下弱冷高压或西伸副高阻挡, 西北核心旱区将可能分别出现如下两种不同源地的水汽输送和降水。
(3) 关于孟湾及台海两源地水汽输送流型背景的分析和比较。仔细对比“2012·6·5”(陶健红等, 2016)及“1981·7·28—8·3”(蔡英等, 2015)两例河西暴雨流型, 可加深对这方面的认识和理解。表面上, 该两例暴雨的环流十分相似, 都出现了河西偏东风、高原东侧偏东风, 有时也都有孟湾西南气流、乃至东亚都有阻挡高压等流型。但前者在晋豫陕接壤处的高压属晚春北方南下的弱冷高压残余, 并非前述西伸副高。气候上, 晚春时副高平均仍待在菲律宾西北面海域, 东亚夏季风仍处在华南前汛期降水阶段(俞亚勋等, 2013)。“2012·6·5”晚春雨的弱冷高压虽也阻挡了部分孟湾西南气流东行, 促其转向北上, 加强了高原东侧偏南风, 再加上还有部分中亚水汽加入, 又有地形抬升作用等, 遂酿成玉门镇西南面近100 mm/日的强暴雨。可这次暴雨受台海区水汽影响不大, 其水汽源地非孟湾莫属; 其水汽是沿绕高原东缘的半圆形路径, 也由“三支气流”接力输送到河西。只是水汽西北输第一棒的气流是孟湾西南气流。而“1981·7·28—8·3”暴雨中的东亚阻挡高压才是盛夏已明显北挺西伸了的強而稳定的副高, 它南侧的东南风更强, 也带来了更丰沛的台海区水汽, 主要水汽源地在台海区, 其水汽接力输送的第一棒是东南季风急流。从而造成核心旱区晚春及夏秋暴雨的水汽源地及水汽接力输送第一棒等的差异。显示了季节及我国东部局部环流不同对核心旱区水汽输送源地等的不同影响。
概言之, 像“1981·7·28—8·3”例这样的“副高西伸+河西偏东风”流型背景对核心旱区夏秋暴雨是更有代表性; 而“2012·6·5”强暴雨也不是孤立的一例, 它还得到另一例河西暴雨“2011·6·15—16”的有力支持(陶健红等, 2016)。即像“2012·6·5”及“2011·6·15—16”两例“孟湾西南气流下游受晚春北方弱冷高压阻挡+河西偏东风”流型背景, 可能是影响核心旱区春季, 特别是晚春(5—6月上、中旬)暴雨的另一种型类, 过去对此注意不够。当然这还待更多个例的检验。
7 结论和讨论本文在认真梳理、剖析了已有工作的基础上, 重点分析了西北核心旱区夏秋季暴雨的台海水汽输的研究进展, 继而初步分析评述了核心旱区晚春暴雨的孟湾水汽输送型态。主要结论如下:
(1) 西北区范围广, 地形阻挡分隔性强, 再加上各地多变的降水环流, 各分区的水汽源地、输送路径及模型差异大是合理的, 特别是核心旱区与其外围的北疆、南疆中西部、青海高原及陕北等分区间, 各分区暴雨的水汽源地及输送方式等应分区、分季节分别研究。
(2) 简洁地总结了西北区东、西部夏秋雨时的常见组合流型:西北区东部若为“东高西低”+“北槽南涡”+“上高下低”的立体组合流型, 则多雨; 反之, 若为“上高下高”组合流型等, 则少雨。西北区西部若为“上高下低”组合形势则多雨; 反之, 若为“上高下高”形势, 则少雨。
(3) 我们明确揭示:在核心旱区夏秋暴雨前, 在台海区、我国东部及河西走廊若分别相继出现多台风活动、副高西伸及河西偏东风等特定流型, 台海水汽将相继借助西伸副高南侧的东南风急流、副高西侧的偏南风急流及河西偏东风等三支急(气)流, 沿一逆“之”字形路径, 三棒接力输送到核心旱区, 再与蒙古槽等冷空气相遇致雨。其水汽输送动态过程详图已被构建。其主要水汽源地在台海区。这是该区夏秋暴雨水汽输送的主要型类。
(4) 类似地, 陶健红等(2016)还揭示了核心旱区春季(特别是晚春)暴雨水汽输送的另一新模型, 即当孟湾、我国东部及河西走廊分别相继出现西南风急流、晚春弱冷高压南下及河西偏东风流型背景时, 孟湾水汽亦相继借助孟湾西南急流、高原东侧偏南风急流及河西偏东风等三支急(气)流, 沿一环绕高原东缘的半圆形路径, 三棒接力输送到核心旱区。这时的主要水汽源地在孟湾。
以台海水汽西北输送过程为例, 它的复杂性在于:它需要台风、南亚高压、副高、蒙古槽及柴达木低涡等5~6个天气系统及河西偏东风等三支急(气)流的次第配合; 台海水汽才两经辗转; 长途跋涉约3 000 km; 费时3~5天; 被接力输送到核心旱区东、西部。它不仅比核心旱区外围的北疆、青海高原上等分区的水汽输送情景更复杂; 也比我国东北(Simmonds et al, 1999)、华北(黄荣辉等, 1998)及江淮区(Qian et al, 1991)等较简单的经向型水汽输送路径更复杂。是过去不敢想象的。但是, 它符合夏秋季台海区多台风, 我国东部盛行东亚夏季风的气候背景; 是前述数十例区域性暴雨、数百例强干湿日事件环流水汽输送特征的总结; 也得到数值模拟结果的检验; 它凝聚了几代学人的心血; 相信这应是易为广大学者们接受的水汽输送模型。
上述研究突破了近几十年西北旱区水汽输送分析的困境, 先重点推进了核心旱区夏秋季及晚春暴雨水汽输送的分析, 加深了高原地形、东亚和南亚夏季风如何影响西北干旱气候的认识; 为核心旱区晚春及夏秋季降水的中期预报提出了新的着眼点, 人们可依次跟踪晚春孟湾西南气流、夏秋季台风、副高、两高山站华家岭及乌鞘岭风向的变化, 明显延长了预报时效; 期待这些成果能早日应用于降水预报和人工增雨试验中。这是西北或中蒙干旱气候研究的深入, 也补充和丰富了世界干旱气候的内容和体系。
当然, 以上突破还仅限于西北核心旱区夏秋及晚春暴雨两类型。类似地, 对核心旱区外围的新疆西部、青海高原上、以及陕北等分区春、夏雨的水汽输送问题仍有待深入。如新疆西部春雨, 从其诱生系统中亚低压的纬向移动路径看, 其水汽源地应在地中海东部(不是中亚); 青藏高原上多东—西向高山阻隔, 高原中部多低涡东移及切变线环流, 是否存在“稳定有序的水汽输送通道”也待分析(新加坡《联合早报》网站, 2016); 陕北暴雨系由东南沿海台风登陆后转向北上, 在河南省北部滞留, 其北部的偏东风急流带来渤海及黄海水汽酿成(刘子臣等, 1995)。类似的个例还有。
这些核心旱区外围分区的暴雨也都给各地带来灾害, 都应逐步有针对性、有代表性地选取若干典型多暴雨年、更多暴雨个例予以分析、总结, 以得到全西北旱区各地暴雨水汽源地、输送特征及降水等的更多认识和理解。
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2. School of Atmospheric Sciences, Chengdu University of Information and Technology, Chengdu 610225, Sichuan, China;
3. National Climate Center, China Meteorological Administration, Beijing 100081, China;
4. Yunnan Climate Center, Kunming 650034, Yunnan, China;
5. Heilongjiang Meteorological Bureau, Haerbin 150001, Heilongjiang, China