新疆地处祖国的西北边陲, 深居亚欧大陆腹地, 远离海洋, 气候具有强烈的大陆性, 加之青藏高原的屏障作用使夏季西南季风影响不到新疆, 使新疆地区特别是南疆地区成为著名的干旱区(王谦, 1983; 张家宝, 1986; 张强等, 2015)。新疆虽降水稀少且分布不均, 但仍是各种形式水体的根本补给源, 其多少直接决定着本区域内水资源的总量, 而由于其时空变化的复杂性与随机性, 直接影响着生态系统的生产力、植被分布格局等(吕世海等, 2015), 因此对新疆的经济生产和生态环境产生重要影响。新疆的降水也呈现明显的季节性, 夏季面雨量为全年的54. 4 % (史玉光等, 2008), 是全年降水最多的季节, 而各地降水量差异和严重的洪涝灾害发生主要是由夏季强降水决定的。因此, 夏季降水一直是天气预报业务中的难点, 同时也是气象工作者研究的重点(申红艳等, 2017; 许东蓓等, 2018; 郝立生等, 2016; 杨玮等, 2017)。

目前, 针对新疆降水气候特征的研究中, 已有许多针对总降水量的统计特征研究, 譬如EOF分析(南庆红等, 2003)或REOF分区(辛渝等, 2009)来确定年平均或季节平均降水量的基本时空分布特征, 也有一些针对对流性降水天气的个例研究(王江等, 2015; 阿不都外力·阿不力克木等, 2014; 庄薇等, 2006; 姚俊强等, 2018)和宏微观物理属性的分析(王旭等, 2016; 邓军英等, 2016), 但以降水形成机制进行区分并对其气候特征进行分析的研究尚不多见。值得注意的是, 按照降水云系的宏观结构和动力成因可将降水分为“对流性降水”和“大范围降水”(Rulfová et al, 2016)。二者的差异也体现在一些气象业务当中(仲凌志等, 2007), 一方面二者的可预报性存在差异, 虽然它们都受大范围的水汽源汇制约, 但对流性降水时空尺度往往更小且更难以被精确预报; 另一方面, 在人工影响天气业务中, 由于二者的宏观特性存在差异, 适宜的作业方式也有所不同, 譬如作业飞机不宜穿越强对流云, 而单点地面作业不易影响整块层状云。因此对对流性降水和大范围降水的时空分布特征应被进一步区分研究。目前尚未有针对新疆地区特别是夏季对流性降水气候尺度时空分布特征的研究。这主要是由于直接观测的雨量数据无法按此种分类标准进行类型区分, 但值得注意的是, ECMWF的ERA再分析数据集中提供了已经区分好的对流性降水和大范围降水产品(Berrisford et al, 2011), 这为针对新疆的降水特征开展深入的研究提供了便利。本文将主要利用该数据集, 以夏季为例, 开展新疆对流性降水的时空分布及环流成因的研究。

主要基于ECMWF的ERA-Interim再分析资料开展研究。ERA-Interim资料是降水相关研究中最常用的再分析数据之一(谢启玉等, 2015; 周杰等, 2013; 王前等, 2017), 在数据的适用性方面, 已有多种再分析数据的对比研究表明ERA-Interim的降水产品可以反映我国降水基本的时空分布特征(李健等, 2010), 特别是范彬彬等(2013)利用ERA-Interim对新疆夏季降水进行了适用性研究发现该资料对新疆大部有较好的试用性。目前ERA-Interim同化系统中的累积降水产品除了总降水(Total Precipitation)外, 还按降水形成的宏观动力机制给出了组成总降水的两个分量, 即主要由大范围抬升凝结方案计算得到的大范围降水和主要由对流参数化方案计算得到的对流性降水, 其基本求解方案主要基于Tompkins et al(2004)和Lopez et al(2005)提出并验证的方案, 其中主要综合考虑了模式中大范围抬升凝结、层状云比例、有效对流位能、不同深度的对流和不同对流触发机制等因素的识别与计算, 且方案细节被不断验证与改进(Dee et al, 2011; ECMWF, 2017)。所选取数据时间范围为1979-2016年夏季6-8月3个月, 每天8个时次, 水平分辨率0. 25°×0. 25°, 降水数据包括总降水、对流性降水、大范围降水3种降水产品, 用以分析对流性降水占比及时空分布特征。此外还使用了等压面层的风场、温度、比湿、高度场等物理量以及CAPE值等变量, 来综合分析影响对流性降水时空分布的环流背景。

在分析新疆夏季对流性降水时空分布的主要特征时, 利用EOF方法(魏凤英, 2007)开展分析。在将原场经验正交分解为空间型和时间系数即X=V·T的基础上, 将空间型和时间系数分别乘/除以特征值λ的开方, 即$\widetilde{V}={{V}_{k}}\cdot \sqrt{{{\lambda }_{k}}}, \widetilde{\mathit{T}}\mathit{=}{{\mathit{T}}_{\mathit{k}}}/\sqrt{{{\lambda }_{k}}} $ (k为模态序号), 得到的新的时间系数为标准化变量, 而新的空间型的量纲与原场是一致的(吴洪宝等, 2005), 便于直观反映原场时空变化的程度。在对对流性降水EOF空间型进行讨论的基础上, 进一步对时间系数进行M-K突变检验与小波分析(孟庆兰等, 2017), 并依据其时间系数典型的高值年和低值年来划分样本, 并利用距平分析来诊断造成新疆夏季对流性降水时空分布差异的环流成因。

新疆属于我国内陆地区, 从南到北有昆仑山、天山、阿尔泰山三大山系, 期间有塔里木、吐鲁番、准噶尔三个盆地, 在新疆境内天山西部还有具有河谷地形的伊犁地区, 为了简单表征地形的作用, 在下文所有变量场水平分布中只绘制2000 m海拔的等值线[图 1(a)]。由图 1(b)可见, 新疆夏季降水随地形分布特征十分明显, 在海拔小于2000 m的大部分地区, 夏季3个月平均累积降水不足40 mm, 而靠近昆仑山、天山附近的区域雨量变化梯度十分明显, 在山区夏季累积降水可达200 mm以上。而其中对流性降水随地形的分布特征也十分明显[图 1(c)], 在大部分盆地地区, 对流性降水占总降水的比例均可达70 %以上, 在昆仑山北侧沿线, 对流性降水占比向南递减至50 %以下, 而天山及天山以北到45°N的区域内对流性降水占比只有50 % ~60 %。这表明新疆大部分的大范围降水是和山系的地形抬升作用相关的, 在山区及山系北侧两种降水各占一半左右, 而在没有山系的盆地则大部分都是对流性降水。讨论水汽输送特征时注意到, 一般讨论水汽通量所使用的925, 850和700 hPa三个低层并不适合本文所研究的区域, 因为受地形影响部分地区的地面气压实际上会小于850 hPa甚至小于700 hPa, 因此选取另一种常用的讨论水汽输送特征的方法——整层水汽通量来进行讨论。由38年夏季平均的整层水汽通量及可降水量[图 1(d)]可见, 最显著的水汽通道从西边方向进入准噶尔盆地并向东南输送, 其中又有一支水汽通道绕过天山东侧向西南的塔里木盆地输送, 此外塔里木盆地还受到直接从西侧越过天山的输送通道以及从西南侧越过高原的输送通道的影响, 这与以往研究中的结论基本一致(史玉光等, 2008; 戴新刚等, 2006)。需要指出的是, 水汽输送在大地形的背风面一般容易形成干热的“焚风”气候特征, 这是由于水汽在大地形的迎风面全部凝结脱落后在背风面干绝热下沉导致的, 但当迎风面的水汽没有全部凝结或下落, 其实有可能越过大地形输送的, 这也是研究我国内陆地区水汽条件时值得关注的问题。此外上述水汽输送的平均特征还表明新疆并不像我国中部、西南或东部地区一样主要由低纬海洋输送水汽, 而更可能是从中高纬接收水汽输送。偏北向的水汽通道在山系北麓被强迫抬升进而形成降水。

图 1(Fig. 1)

图 1 新疆夏季降水与水汽条件概况 黑色粗实线为2000 m海拔等值线; 图(d)中矢量为水汽通量(单位: kg·m-1·s-1), 阴影区为大气可降水量(单位: kg·m-2) Fig. 1 General situation of summer precipitation and water vapor in Xinjiang. The black solid line is the contour line of 2000 m above sea level; In Fig. 1(d), vector denote the water vapor flux (unit: kg·m-1·s-1), the shaded denote atmospheric precipitation (unit: kg·m-2)

为了讨论对流性降水和大范围降水时空分布的差异, 同时分别对这两种降水产品的时空场进行经验正交分解(EOF), 其前5个模态的解释方差和累计方差贡献率如表 1所示。其中两种降水产品的第一模态(PC1)占比近一半, 均明显高于其他模态, 已经能在相当程度上反映降水时空变化的最主要特征。鉴于篇幅有限, 下面仅对第一个模态开展分析。

表 1(Table 1)

表 1 新疆近38年夏季降水EOF的解释方差贡献 Table 1 The explanatory variance contribution of summer precipitation from EOF analysis in Xinjiang in recent 38 years 变量/解释方差占比/% PC1 PC2 PC3 PC4 PC5 前5模态累积 对流性降水 43. 4 22. 2 9. 3 5. 4 4. 7 85. 0 大范围降水 51. 9 13. 1 12. 3 5. 4 4. 7 87. 5

表 1 新疆近38年夏季降水EOF的解释方差贡献 Table 1 The explanatory variance contribution of summer precipitation from EOF analysis in Xinjiang in recent 38 years

由图 2可见, 新疆夏季对流性降水和大范围降水的主要时空分布特征集中的区域是一致的, 都位于天山和昆仑山两个山系及附近区域有绝对值40 mm以上的相位大值中心。但二者明显的差异在于, 对流性降水表现的是一对反相位变化:在塔里木盆地的西侧及靠近西南和西北山区的位置为正相位, 伊犁地区和天山北侧部分地区为负相位; 而大范围降水在塔里木盆地南侧昆仑山沿线以及天山地区则均为正相位。从时间系数来看, 二者的基本趋势和起伏点又是比较一致的, 在1995年之前二者的PC1都有明显的起伏, 而20世纪90年代后期PC1均明显下降, 到21世纪00年代后期又有一定回升, 但峰值未能达到20世纪90年代以前的数值。就对流性降水而言, 这表明塔里木盆地西侧的对流性降水在90年代开始是相对减少的, 而伊犁地区、天山北侧部分地区则是相对增加的。

图 2(Fig. 2)

图 2 新疆夏季对流性降水(a)和大范围降水(b)EOF第一模态空间分布(单位: mm)及时间系数(c) Fig. 2 Spatial distribution (unit: mm) of the first mode from EOF analysis of convective precipitation (a) and large-scale precipitation (b) and their time coefficient (c) in Xinjiang in summer

进一步对对流性降水的PC1进行突变和周期分析, 从图 3中可以看出, UF统计量和UB统计量在1995年左右存在显著性阈值线内的交叉点, 而后UF统计量持续下降并超过显著性阈值线, 表明该信号在1995年左右存在减小的突变。而从PC1的小波系数图可见, 2000年以前在5年和10年周期尺度上存在明显的正负相位交替, 但这种变化在1990年代后期开始逐渐减弱, 在2000年后基本消失, 结合上述M-K检验结果表明该对流性降水的模态在早期存在5年和10年左右的周期变化, 但从20世纪90年代后期开始周期性变化变为突变减小的变化。

图 3(Fig. 3)

图 3 对流性降水EOF PC1的突变检验与周期特征分析 Fig. 3 Mutation and periodic characteristics of the first mode from EOF analysis of convective precipitation

为了讨论导致上述对流性降水时空分布差异的环流成因, 根据对流性降水PC1的数值高低来划分两组样本年, 以1987, 1983, 1982, 1993和1986共5年作为高值年, 以2008, 2002, 2004, 2009和2001共5年作为低值年, 通过对两组样本年进行距平分析来开展讨论。

由整层水汽通量和可降水量的距平对比[图 4(a), (b)]可见, 两组样本年的水汽条件及输送特征差异明显, 在对流性降水PC1高值年, 天山北部为可降水量负距平, 塔里木盆地为正距平, 且有多个方向的水汽通量距平汇聚在塔里木盆地, 其中包括从北侧及西北侧越过天山的水汽通量距平、从东北侧绕过天山的距平以及高原上较弱的指向新疆的距平。而在PC1低值年则呈近乎相反的距平形势, 可降水量的距平与EOF结果[见图 2(a)]相吻合。结合平均态的水汽通道[见图 1(d)]可知, 当偏北向水汽输送较强时, 水汽可更多的深入并汇聚在塔里木盆地, 导致降水增多; 而当偏北向输送偏弱时, 水汽只输送到天山北侧而并没有继续更多地向新疆南部输送。通过水汽通量的经向垂直剖面对比[图 4(c), (d)]也可清晰的看到, PC1高值年从40°N到天山北侧大部分地区在500 hPa以下都是经向输送负距平, 即向南输送的距平, 而PC1低值年在500 hPa以下则都是明显的向北输送的距平, 即向南输送减弱的距平。由此可见, 偏北向水汽输送至少显著影响着塔里木盆地的总降水和天山的大范围降水。

图 4(Fig. 4)

图 4 对流性降水EOF PC1高值年(a, c)与低值年(b, d)的整层水汽通量距平(矢量, 单位: kg·m-1·s-1)与大气可降水量(a, b, 等值线, 单位: kg·m-2)和水汽通量经向垂直剖面(c, d, 等值线, 单位: ×10-3 kg·m-2·s-1, 剖面为75°E 82°E纬向平均, 灰色阴影为77°E参考地形) Fig. 4 The water vapor flux anomaly of the whole layer (vector, unit: kg·m-1·s-1) and atmospheric precipitation anomaly (a, b, contour, unit: kg·m-2), and the longitude vertical section of water vapor flux (c, d, contour, unit: ×10-3 kg·m-2·s-1, section is a zonally averaged of 75°E 82°E, grey shades is the reference terrain of 77°E) in the high value years (a, c) and the low value years (b, d)

图 5给出了两组样本年对应的北半球500 hPa高度场距平, 在PC1高值年, 亚欧大陆区中高纬的持续性系统并不明显, 因此等高线较为平直, 此外在新疆西北侧有一个弱的高度场正距平, 而在新疆东侧是一条延伸至太平洋的负距平带, 在这种配置下, 一方面新疆北侧会有北风距平, 另一方面新疆中东部又会受到西风距平影响, 这种配置下有利于加强向塔里木盆地的水汽输送。而在PC1低值年, 整个北半球中高纬都盛行阻塞系统, 在乌拉尔山和鄂霍茨克各有一负高度场距平中心, 而贝加尔湖为正距平中心, 乌拉尔山大槽比较明显, 在这种配置下会产生与高值年相反的流场距平, 从而导致相反的水汽输送距平, 进而影响新疆的水汽条件。

图 5(Fig. 5)

图 5 对流性降水EOF PC1高值年(a)与低值年(b)的500 hPa高度场距平合成分析 等值线为平均高度场(单位: gpm), 等值线填色为高度场距平场(单位: gpm) Fig. 5 The anomaly composite analysis of 500 hPa height field in the high value years (a) and the low value years (b) of the first mode from EOF analysis of convective precipitation. The contour line is the average height field (unit: gpm), the contour color is the height anomaly (unit: gpm)

上文中通过大范围的流场和水汽输送场的分析只能解释新疆大范围降水以及塔里木盆地对流性降水的时空分布成因, 而并没能完全解释为什么伊犁地区和天山北侧会出现相对于塔里木盆地的对流性降水反相位变化。为了对对流性降水的其他条件进行讨论, 以对流有效位能CAPE作为表征层结不稳定的变量来进行分析。由图 6可见, CAPE值在两组样本的距平与对流性降水EOF第一模态空间型的结论也是基本一致的, 即PC1高值年是塔里木盆地西部的层结较不稳定, PC1低值年则是伊犁地区和天山北部较不稳定, 而较大的不稳定的层结为对流性降水的产生提供了必要条件。

图 6(Fig. 6)

图 6 对流性降水EOF PC1高值年(a)与低值年(b)的CAPE距平分析(单位: J·kg-1) Fig. 6 CAPE distance analysis in the high value years (a) and the low value years (b) of the first mode from EOF analysis of convective precipitation. Unit: J·kg-1

为了进一步分析导致上述CAPE大值中心形成的原因, 选取塔里木盆地西部和伊犁地区两个典型区域绘制温度廓线和湿度廓线在两组样本年间差异(图 7), 其中差值为低值年数据减去高值年数据, 图中塔里木盆地西部范围为75°E-80°E、36°N-41°N平均, 伊犁地区范围为80°E-83°E、42°N-44°N平均。在全球变暖背景下, 虽然两个区域的低层温度在靠后的年份(PC1低值年)相比于靠前的年份是增加的, 但正温差的深度有所区别, 塔里木盆地西侧的正温差范围只向上延伸到550 hPa左右, 而伊犁地区正温差范围可达到400 hPa。同时, 伊犁地区在700 hPa以下有0~4 %的相对湿度正差值, 而塔里木盆地在500 hPa以下都是负的相对湿度偏差, 在底层平均可达-13 %。由此可见, 在PC1低值年即北风水汽输送较弱的年份, 一方面伊犁地区低层受北风冷气团影响较弱所以温度更高, 另一方面水汽在天山附近堆积, 而低层相对较暖或较湿又会导致层结更不稳定(丁一汇, 2005)。因此, 伊犁地区在PC1低值年更多的对流性降水可以被解释为大范围环流背景导致的更不稳定的层结所引起的。

图 7(Fig. 7)

图 7 对流性降水EOF PC1高值年与低值年的典型区域的温度差异(a)和相对湿度差异(b) Fig. 7 Temperature differences (a) and relative humidity differences (b)in typical regions in the high value years and the low value years of the first mode from EOF analysis of convective precipitation

利用ECMWF ERA-Interim再分析数据对新疆近38年夏季的对流性降水的时空分布特征及其环流成因开展了研究, 得到如下主要结论:

(1) 新疆夏季平均总降水和对流性降水随地形分布的特征十分明显。夏季累积总降水在昆仑山和天山区域平均可达200 mm以上, 而盆地则平均在40 mm以下。对流性降水占总降水的比例在大部分盆地地区为70 %以上, 而在昆仑山为50 %以下, 在天山和天山以北部分地区为50 % ~60 %。

(2) 对流性降水的EOF分析结果显示, 新疆夏季对流性降水主要的时空变化特征为塔里木盆地西侧山区(正相位)与伊犁地区及天山以北部分地区(负相位)呈反相位变化。这种分布在21世纪00年代以前存在5年和10年左右的周期, 而从1995年开始出现突变, 塔里木盆地西侧的对流性降水减少, 而伊犁及天山北麓的对流性降水增多。并且对流性降水EOF第一模态空间型明显区别于大范围降水EOF第一模态塔里木盆地南侧山区和天山区域都是同相位的空间型分布。

(3) 对流性降水PC1典型低值年相比于PC1典型高值年, 亚欧大陆中高纬阻塞系统较强, 新疆处于乌山大槽和贝湖高压之间, 使新疆地区偏北向的水汽输送减弱, 导致越过和绕过天山到达新疆南部盆地的水汽输送减少, 水汽更多的堆积在天山及其北部地区。在这种大范围环流背景下, 伊犁地区相比于塔里木盆地西侧低层变暖的垂直范围更大, 且变得更湿润, 使得前者的层结不稳定条件更强。水汽条件和层结不稳定条件的差异共同作用导致了上述两个地区夏季对流性降水反相位的变化。

同时也应指出, 本文仅开展了初步的区域性气候统计特征研究, 针对局地性较强的对流性天气而言, 今后可以进一步结合更为精细的观测资料开展研究, 或结合微物理变量譬如云凝结核、冰核的时空分布特征进行深入讨论。