2016, Vol. 40
2 中国科学院大学, 北京 100049
2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049
受东亚热带、副热带季风环流强弱及其相互作用和季节内进退快慢影响,夏季我国东部降水不但有显著的年代际、年际、季节内变化,还有显著的空间变化。近几十年来我国东部夏季降水年代际变化的主要特征表现为20世纪70年代末之后夏季江淮流域降水增多而华北降水明显减少(黄荣辉等,1999；Wang,2001),1992/1993年之后降水在华南明显增多(Kwon et al., 2007; Ding et al., 2008；Wu et al., 2010),进入21世纪前10年夏季淮河流域降水明显增多、长江中下游降水减少(Zhu et al., 2011；张庆云和郭恒,2014)。异常降水事件引发旱涝灾害,给当地工农业生产及人民生活造成极大影响。
夏季我国东部降水的年代际变化受东亚夏季风年代际变化影响(王会军和范可,2013；丁一汇等,2013)。20世纪70年代后期,青藏高原前冬和春季积雪呈现年代际偏多而热带中东太平洋海表温度则发生年代际增温,由此减小了亚洲地区夏季海陆热力对比,使得东亚夏季风发生了年代际减弱(Ding et al., 2009；邓伟涛等,2009)；20世纪80年代末90年代初,青藏高原春季积雪继续维持偏多的状态,日本以南西北太平洋海温异常偏暖,进一步减小了亚洲地区夏季海陆热力对比,使得东亚夏季风继续维持年代际减弱。东亚夏季风从20世纪70年代后期开始的年代际减弱导致亚洲夏季风水汽输送也同时发生了年代际减弱(陈际龙和黄荣辉,2008),使得我国东部夏季雨带在21世纪前不断南移(丁一汇等,2013)。
夏季我国东部降水年际、季节、月际变化与东亚夏季风环流系统多时间尺度变化关系的研究也取得了一系列有应用价值的成果,相关研究主要集中在东亚夏季风环流系统,如东亚季风槽、梅雨 锋、西太平洋副热带高压、南亚高压及北方冷空气和南半球环流系统异常等方面(Tao and Chen, 1987；张庆云和陶诗言,1998；徐海明等,2001；张琼和吴国雄,2001；张庆云等,2003；琚建华等,2005；陈烈庭等,2007；贾燕和管兆勇,2010；马音等,2011；刘屹岷等,2013)。陶诗言和卫捷(2006)总结认为,东亚夏季风环流系统的梅雨锋、副热带高压、南亚高压活动与亚洲上空副热带西风急流中的准静止波列有关,指出亚洲副热带高空西风急流区Rossby波活动应作为东亚夏季风系统的一个重要成员。亚洲高空副热带西风急流区准静止波列的活动与东亚季风环流系统及东亚天气气候异常关系受到高度关注并取得一系列有应用价值的成果。杨莲梅和张庆云(2007)研究发现,夏季东亚副热带西风急流Rossby波扰动偏强(偏弱)年伴随的急流位置偏南(北)会导致南海季风槽减弱(加强)、梅雨锋加强(减弱),进而造成中国东部降水呈现出“－＋－”(“＋－＋”)的异常分布；杜银等(2009)研究指出,在讨论东亚高空副热带急流位置与中国东部降水关系时,要综合考虑急流的南北偏移、急流中心的东西偏移和急流形态的变化；宣守丽等(2011)探讨了东亚高空西风急流在夏季6、7、8各月南北偏移对我国东部降水异常分布的影响及可能成因；黄荣辉等(2013)认为沿亚洲副热带急流传播的“丝绸之路”遥相关型对20世纪90年代末我国东部夏季降水格局的变化有重要作用。陆日宇等(2013)总结了近年来夏季东亚高空急流变化成因及其对东亚夏季风环流和降水影响的研究成果。
综上可见,中国东部降水年代际、年际、季节、季节内异常成因机理的研究,大多集中在夏季(6～8月平均)或6、7、8逐月降水异常方面,这对于了解我国东部夏季平均降水及月际变化特征是十分必要的。但Tao and Chen(1987)曾指出,东亚夏季风环流系统的演变以及我国东部夏季雨带向北推进过程的阶段性特征并不是以月为单位完成的,比如华南前汛期盛期开始的标志是5月中下旬的南海夏季风爆发(何金海和罗京佳,1999；梁建茵和吴尚森,2002),梅雨期的开始则发生在东亚高空西风急流6月上旬迅速北跳之后(葉篤正等,1958；李崇银等,2004)。这些研究说明,我国东部区域性降水集中时段与东亚夏季风环流系统阶段性演变密切相关,以月份的划分研究夏季平均或逐月降水异常的环流特征及机理,不能客观反映我国东部夏季降水随东亚夏季风环流系统阶段性向北推进的事实,同时也掩盖了各个区域主雨季降水的主要环流特征。为了更客观细致的了解夏季我国东部不同区域主雨季降水异常的成因机理,需要按照东亚夏季环流季节内推进的自然阶段及其主雨带的演变规律进行研究。
我国东部夏季降水主雨带的自然演变时段,按照降水集中程度基本可分为华南前汛期、梅雨期及华北东北雨季(江志红等,2006；王遵娅和丁一汇,2008)。Zhang et al.(2006)研究指出,气候平均的东亚高空西风急流中心在一年的第37～39候(7月第1候～第3候)很短时间内从140°E附近迅速西移至90°E附近青藏高原上空,之后我国长江流域变为急流出口区而局地上升气流受到抑制导致江淮梅雨结束(杜银等,2008),随之我国北方如黄河下游、华北、东北进入雨季。因此,讨论我国北方雨季降水异常的研究时段始于7月中旬比7月上旬更为合理。有关北方降水取得的有应用价值的研究成果,主要集中在降水的长期变化趋势、空间分布特征、水汽输送异常、外强迫因子以及季节内振荡等方面(张人禾,1999；孙淑清等,2002；陆日宇,2002；琚建华等,2006；武炳义等,2008；刘海文和丁一汇,2010；沈柏竹等,2011；王晓芳等,2013；丁婷等,2015)。实际天气过程表明,北方雨季也是我国华南的后汛期降水时段,此时的环流异常不但影响北方地区降水,同时还造成我国东部其他地区降水异常,因此该时段内我国北方降水与我国东部其他地区降水的关系及成因机理值得深入研究。为了更深入了解北方雨季我国东部的降水异常特征,本文选取北方雨季时段为7月11日至8月31日,重点探讨该时段我国东部降水异常的同期、前期环流特征。第2节是本文资料与方法；第3节探讨北方雨季降水异常模态及主要环流特征；第4节探讨北方雨季降水异常模态的前期环流特征；第5节是结论与讨论。
2 资料和方法1958～2011年逐日再分析数据集,水平分辨率2.5°×2.5°,垂直方向17个气压层(Kalnay et al,1996)来自于美国国家环境预报中心和美国国家大气研究中心；1958～2011年降水资料来自于中国气象局整编的756个地面观测站的逐日降水数据,并从105°E以东地区选出无缺测的316站代表我国东部降水。
文章采用距平方案的经验正交函数分解(Empirical Orthogonal Function,EOF),对分解出的模态依据North et al.(1982)的准则进行独立性检验。为了体现降水实际空间变化的量值,采用吴洪宝和吴蕾(2010)的方法对各特征向量进行了变换,并将特征向量每个站点变换后的值都除以该站点降水的气候平均值以化为距平百分率的形式。此外还利用合成分析、线性回归等方法,并对统计结果进行t检验(魏凤英,2007)。
根据Takaya and Nakamura(1997,2001)推导的三维波活动通量描述准定常Rossby波的能量频散特征。该通量在WKB近似假定下与波位相无关,且与波列的局地群速度方向一致；其基本流场包含了不均匀的纬向和经向风场,更适合描述夏季蜿蜒曲折的中高纬背景流场。
3 北方雨季降水异常模态及环流特征利用1958～2011年中国逐日降水资料,对105°E以东316站7月11日至8月31日时段累积降水进行经验正交函数分解,只有前三个模态通过 North et al.(1982)的独立性检验；对这三个模态的时间系数进行标准化处理,并据不同的时间系数标准化值定义各模态正、负异常年(去除了三个模态共有年),重点探讨前三个降水异常模态正(负)异常年环流特征。
3.1 第一模态(偏西型降水)及其环流特征北方雨季降水异常第一模态(EOF1)的解释方差为14.02%,图 1a是其空间分布。由图可见,异常大值区表现为河套、南方大部降水正异常,江淮流域上游降水负异常,也即EOF1的时间系数为正(负)异常时,我国东部呈现河套地区降水偏多(少)、江淮流域上游降水偏少(多)、南方大部降水偏多(少)的降水分布。考虑到北方的降水异常中心位于偏西的河套地区,将该模态称为偏西型降水。图 1b是该模态的标准化时间系数序列(PC1),从图中虚线可见,PC1有明显的年代际变化,即20世纪60年代末到70年代末、90年代中期到21世纪初PC1处于年代际的正位相,20世纪80年代至90年代初位于年代际的负位相。PC1还有清楚的 年际变化(图 1b实线),据此定义PC1＞1.0为模态正异常代表年,PC1＜-1.0年为模态负异常代表年,得到正异常代表年有7年(1961、1973、1994、1996、1997、2002、2006),负异常代表年有8年(1962、1963、1965、1982、1989、2003、2010、2011)。
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图 1 1958～2011年我国东部北方雨季降水异常第一模态（偏西型）的（a）空间分布及（b）标准化时间系数序列（虚线为9年滑动平均） Figure 1 (a) The first EOF mode of the precipitation in eastern China during the northern China rainy season and (b) its normalized time series with a 9-year running mean (curve) |
为了解北方雨季偏西型降水的环流特征,图 2给出了对应正、负异常代表年份的高、中、低层环流异常合成。从图 2可见,EOF1异常代表年亚洲环流最显著的异常特征(阴影区)分别出现在高层200 hPa的西亚(50°E～80°E)高空副热带西风急流区(图 2a、b)及低层850 hPa东亚季风区(图 2e、f),500 hPa位势高度距平场的对比并不明显(图 2c、d),因此我们重点探讨200 hPa、850 hPa环流异常与偏西型降水的关系。200 hPa环流异常合成表明,EOF1正异常年,亚洲纬向风的显著正、负距平中心分别出现在40°N以北及以南的西亚地区(图 2a),对应西亚急流轴在北方雨季时段(7月11日至8月31日)始终位于气候态北侧(图 3),即西亚高空副热带西风急流位置偏北有利于北方西部降水偏多；EOF1负异常年,亚洲纬向风的显著正、负距平中心分别出现在40°N以南及以北的西亚地区(图 2b),对应西亚急流轴在北方雨季时段始终位于气候态南侧(图 3),即西亚高空副热带西风急流位置偏南不利于北方西部产生降水；可见西亚高空副热带西风急流的南北偏移对北方雨季偏西型降水的形成有重要作用。850 hPa环流异常的合成表明,在EOF1正异常年,东亚季风区出现显著的气旋性环流异常,即东亚热带季风槽区(10°N～20°N )为西风距平、副热带江淮流域呈现东风距平(图 2e),东亚热带、副热带纬向风距平这种分布特征表明东亚热带季风偏强,有利于南方地区降水偏多、江淮流域降水偏少；EOF1负异常年,东亚季风区出现显著的反气旋性环流异常,即东亚热带季风槽区呈现东风距平、副热带江淮流域呈现西距平(图 2f),说明东亚热带季风环流减弱,使得我国南方降水偏少、江淮流域降水偏多。由此可见,偏西型降水的环流特征主要是西亚高空副热带西风急流位置的南北偏移和东亚热带季风环流的强弱变化。
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图 2 我国东部北方雨季降水异常第一模态（偏西型）（a、c、e）正异常年和（b、d、f）负异常年合成的（a、b）200 hPa纬向风场（单位：m s−1）、（c、d）500 hPa位势高度场（单位：gpm）、（e、f）850 hPa矢量风场的距平（单位：m s−1）。合成图上浅、深阴影区分别表示置信水平为95%、99%的区域，冷、暖色分别表示负、正异常区；矢量风场合成图上阴影表示纬向风场显著的区域，红线包围的区域表示经向风场显著的区域 Figure 2 Composites of the (a, b) 200 hPa zonal wind (units: m s−1), (c, d) 500 hPa geopotential height (units: gpm), and (e, f) 850 hPa wind anomalies (units: m s−1) in years with (a, c, e) positive and (b, d, f) negative anomalies of the first EOF mode of the precipitation in eastern China during the northern China rainy season. Light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively; cold- and warm-color shaded areas indicate confident negative and positive anomalies; shaded areas and areas encircled by red lines in the 850 hPa wind field indicate confident zonal and meridional wind anomalies, respectively |
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图 3 我国东部北方雨季降水异常第一模态（偏西型）的200 hPa西亚急流轴（50°E～75°E平均的纬向风经向梯度零线）五天滑动平均的季节内演变合成图。黑实线表示气候态；红虚线表示模态正异常；蓝虚线表示模态负异常 Figure 3 Composites of the 200 hPa West Asian subtropical westerly jet stream axis (averaged over 50°E-75°E) in years with positive (red dashed line) and negative (black dashed line) anomalies of the first EOF mode of the precipitation in eastern China during the northern China rainy season (black solid line indicates the climatic mean) |
那么上游西亚高空急流位置的南北偏移与下游东亚热带季风环流的强弱是通过什么过程联系起来的？夏季南亚高压是北半球高层中低纬度最强大的环流系统,东西边界横跨亚洲大陆,其东部的形态变化对东亚夏季风环流强弱有直接影响。因此,这里给出EOF1正、负异常年200 hPa南亚高压的位势高度实况合成,以“1252”闭合线代表南亚高压的范围(图 4)。正异常年南亚高压的东脊点位置比气候态明显偏西,同时东亚热带地区(20°N～30°N,110°E～120°E)上空200 hPa散度场呈显著正异常(图 4a),高层辐散异常有利于低层上升运动加强,导致东亚热带季风偏强；而负异常年南亚高压东脊点位置比气候态明显偏东,同时东亚沿海热带地区上空200 hPa散度场呈显著负异常(图 4b),高层辐合异常抑制了低层上升运动,造成东亚热带季风环流减弱。图 4说明EOF1正、负异常年,东亚热带季风环流的加强(减弱)与南亚高压东脊点偏西(东)有关。
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图 4 我国东部北方雨季降水异常第一模态（偏西型）（a）正、（b）负异常年合成的200 hPa南亚高压实况。黑实线为合成场，蓝虚线为气候态，1252 dagpm起画，间隔2 dagpm。填色区为散度异常通过显著性检验的区域，浅、深阴影区分别表示置信水平为95%、99%的区域，冷、暖色分别表示负、正异常区 Figure 4 Composites of the actual 200 hPa geopotential height (units: dagpm) in years with (a) positive and (b) negative anomalies of the first EOF mode of the precipitation in eastern China during the northern China rainy season (blue dashed lines indicate the climatic mean; cold- and warm-color shaded areas indicate confident negative and positive divergence anomalies; light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively) |
由上述分析可见,北方雨季时段河套地区降水偏多(少)、江淮流域上游降水偏少(多)及南方大部降水偏多(少)的偏西型降水分布对应环流特征主要表现为200 hPa西亚高空副热带西风急流偏北(南)及东亚热带季风环流加强(减弱)。在西亚高空副热带西风急流偏北(南)时,南亚高压东脊点位置偏西(东),使得东亚热带地区上升运动加强(减弱),造成东亚热带季风偏强(弱)。说明西亚高空副热带西风急流位置南北偏移和南亚高压东脊点的东西偏移对北方雨季偏西型降水有重要影响。
3.2 第二模态(北方一致型降水)的环流特征北方雨季降水异常第二模态(EOF2)解释方差为11.21%,图 5a是其空间分布。EOF2显示出北方全区与长江流域降水呈反向变化的特征,当EOF2时间系数为正(负)时,北方全区降水一致偏多(少),而长江流域降水偏少(多),称该模态为北方一致型降水。图 5b是该模态的标准化时间系数序列(PC2),从图中虚线可见,PC2有明显的年代际变化,20世纪60年代至70年代中期、80年代中期至90年代中期位于年代际正位相,而70年代末至80年代初、90年代中期至21世纪的前10年位于负位相。PC2还呈现出清楚的年际变化(图 5b实线),据此定义PC2＞1.1及PC2＜-1.1为模态正、负异常代表年,得到正异常代表年有7年(1959、1966、1967、1976、1978、1985、2003年),负异常代表年有5年(1969、1980、1982、1993、2002年)。
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图 5 1958～2011年我国东部北方雨季降水异常第二模态（北方一致型）的（a）空间分布及（b）标准化时间系数序列（虚线为9年滑动平均） Figure 5 As in Fig. 1 but for the second EOF mode |
为了解北方一致型降水的环流特征,图 6给出了对应的正、负异常年的高、中、低层环流合成。从200 hPa纬向风距平场可见,在EOF2正异常年,亚洲地区纬向风的最大正、负距平分别出现40°N以北和以南的东亚中纬度(图 6a),说明东亚(100°E～130°E)高空副热带西风急流区位置偏北；而在EOF2负异常年,亚洲纬向风最大正、负距平出现在40°N以南和以北的东亚中纬度地区(图 6b),即东亚高空副热带西风急流位置偏南。在500 hPa高度距平场上,EOF2正异常年东亚地区从低纬至高纬出现“－、＋、－”的距平波列,距平中心分别位于南海、淮河流域及贝加尔湖以东(图 6c)；而EOF2负异常年东亚地区从低纬至高纬出现“＋、－、＋”的距平波列,距平中心分别位于台湾附近、朝鲜半岛及东北亚地区(图 6d)；且正、负异常年500 hPa最显著的异常区均出现在东亚中高纬度。低层850 hPa风场的异常与200、500 hPa一致,EOF2正异常年,显著的西风距平出现在东亚中纬度40°N以北,40°N以北的贝加尔湖以东地区呈现异常的气旋性环流,而长江流域则出现了异常的反气旋性环流,黄河以北地区处于异常的辐合风场中,有利于北方降水偏多、长江流域降水偏 少；EOF2负异常年,朝鲜半岛为异常的气旋性环流,台湾以东为异常的反气旋性环流,长江流域位于二者西侧异常的辐合风场中,有利于降水偏多。
我们注意到,EOF2正、负异常年中层500 hPa环流显示出的异常波列与先前研究发现的东亚—太平洋型经向遥相关(East Asian-Pacific teleconnection,EAP)(Nitta,1987; 黄荣辉和李维京,1988)十分类似,而且高、中、低层环流异常具有较一致的分布形势,也符合Kosaka and Nakamura(2006)发现的EAP型同时存在于对流层低层和中高层的事实。为了进一步证明EOF2和EAP型的关系,这里给出EOF2正、负异常年合成的110°E～130°E平均的纬向风距平的纬度—气压垂直剖面(图 7)。在EOF2正异常年,30°N附近约600 hPa以上副热带对流层出现显著的纬向风负距平,而40°N附近整个中纬度对流层则出现显著的纬向风正距平；EOF2负异常年,30°N附近约600 hPa副热带对流层出现显著的纬向风正距平,而40°N以北整个中高纬度对流层则出现显著的纬向风负距平。EOF2正、负异常年的纬向风异常垂直分布呈现明显的从副热带到中高纬度的波列结构,并且异常分布随高度向北倾斜,这与先前的研究结果一致(Kosaka and Nakamura, 2006)。因此,EOF2所代表的北方一致型降水对应的主要环流特征正是EAP型遥相关波列。
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图 7 我国东部北方雨季降水异常第二模态（北方一致型）（a）正异常年和（b）负异常年合成的110°～130°E平均的纬向风距平（单位：m s−1）的纬度—气压剖面。浅、深阴影区分别表示置信水平为95%、99%的区域，冷、暖色分别表示负、正异常区 Figure 7 Composites of the meridional-vertical sections of zonal wind anomalies (units: m s−1) averaged over 110°-130°E in years with (a) positive and (b) negative anomalies of the second EOF mode of the precipitation in eastern China during the northern China rainy season (cold- and warm-color shaded areas indicate confident negative and positive zonal wind anomalies; light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels |
综上可见,北方雨季时段北方全区降水偏多(少)及长江流域降水偏少(多)的北方一致型降水分布主要环流特征表现为从南海(台湾附近)、淮河流域(朝鲜半岛)至贝加尔湖以东(东北亚)地区“－、＋、－”(“＋、－、＋”)的东亚—太平洋型遥相关波列。
3.3 第三模态(偏东型降水)的环流特征北方雨季降水异常第三模态(EOF3)的解释方差为9.05%,图 8a是其空间分布。相对于前两个模态,EOF3表现为东北南部到长江中游与华东沿海降水反向变化的特征,且降水异常大值带呈明显的经向性,当时间系数为正(负)异常时,东北南部到长江中游降水偏多(少),华东沿海降水偏少(多)。考虑到北方地区的降水异常中心明显偏 东,将EOF3称为偏东型降水。图 8b是该模态的标准化时间系数序列(PC3),其年代际变化(图 8b虚线)表现为：20世纪60年代与90年代处于正位相,70年代至80年代末具有明显的波动,21世纪初进入负位相。PC3还有清楚的年际变化(图 8b实线),据此定义PC3＞1.0及PC3＜-1.1分别模态为正、负异常代表年,正异常年有7年(1963、1964、1967、1969、1985、1996、2010),负异常有7年(1972、1981、1989、1997、2001、2006、2009)。
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图 8 1958～2011年我国东部北方雨季降水异常第三模态（偏东型）的（a）空间分布及（b）标准化时间系数序列（虚线为9年滑动平均） Figure 8 As in Fig. 1 but for the third EOF mode |
对北方雨季偏东型降水的各层环流异常合成(图 9)发现,东亚上空200 hPa环流对比并不明显(图 9a、b),而500 hPa(图 9c、d)及850 hPa环流(图 9e、f)在模态正、负异常年强度均呈相反变化,说明偏东型降水更多受中、低层环流异常的共同影响。进一步对比环流异常的置信水平发现,低层850 hPa环流异常显著区不论范围还是置信水平都明显优于500 hPa高度场(图 9c-f),因此低层环流对EOF3起更重要的作用。从EOF3正异常年850 hPa环流异常来看(图 9e),蒙古上空存在明显的气旋性风异常,而在日本及西太平洋上存在明显的反气旋性风异常,造成我国东部上空显著的西南风异常,使得水汽通量达到5×10-3 kghPa-1 m-1 s-1以上,说明水汽来源充足(图 10a),使得从东北南部至长江中游大范围降水偏多；在EOF3负异常年,850 hPa环流(图 9f)表现为蒙古上空有显著的反气旋性风异常,而在西太平洋上空是显著的气旋式风异常,造成我国东部上空显著的东北风异常,使得水汽通量值均小于3×10-3 kg hPa-1 m-1 s-1),说明水汽输送偏弱(图 10b),难以到达中纬度的华北东北地区,导致我国大范围地区降水偏少。
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图 9 同图 2,但为第三模态,且850 hPa矢量风场合成图上阴影表示经向风场显著的区域,红线包围的区域表示纬向风场显著的区域 Figure 9 As in Fig. 2 but for the third EOF mode(shaded areas and areas encircled by red lines in the 850 hPa wind field indicate confident meridional and zonal wind anomalies,respectively) |
大范围的低层风场异常必然和东亚夏季风环流有关,考虑到季风的形成与海陆气压分布有关,为此这里分析EOF3正、负异常年合成的海平面气压异常。显然,在EOF3正异常年,亚洲大陆上是以蒙古为中心的气压负距平,而西太平洋上则是气压正距平(图 10c),说明亚洲大陆热低压偏强,同时西太平洋副热带高压脊偏西(图 10a),造成东亚夏季风偏强,向北的水汽输送增强；而EOF3负异常年气压异常与此相反且更加显著(图 10d),说明亚洲大陆低压偏弱,同时西太平洋副热带高亚脊偏东(图 10b),造成东亚夏季风偏弱,向北的水汽输送减弱。上述结论与先前在季节尺度上关于东亚夏季风强度的部分研究(郭其蕴,1983；施能等,1996；赵平和周自江,2005)是一致的,说明北方雨季偏东型降水与由于海陆气压的异常对比造成的东亚夏季风异常紧密相关。
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图 10 我国东部北方雨季降水异常第三模态(偏东型)(a、c)正、(b、d)负异常年合成的(a、b)850 hPa位势高度(填色及等值线,单位：dagpm)、水汽通量(蓝色矢量,单位：10−3 kg hPa−1m−1 s−1)实况及(c、d)海平面气压距平(等值线,单位：hPa)。图中略去了小于3个单位的水汽通量矢量。图a、b中等值线表示气候态的位势高度场,填色表示异常年合成的位势高度场,均从150 dagpm起画,间隔2 dagpm。图c、d中浅、深阴影区分别表示置信水平为95%、99%的区域,冷、暖色分别表示负、正异常区 Figure 10 Composites of the(a,b)actual 850 hPa geopotential height(shading; units: dagpm),(a,b)water vapor fluxes(vectors,units: 10−3 kg hPa−1 m−1 s−1),and(c,d)sea level pressure anomalies(units: hPa)in years with(a,c)positive and(b,d)negative anomalies of the third EOF mode of the precipitation in eastern China during the northern China rainy season [black isolines in(a,b)indicate the climatically mean 850 hPa geopotential height; vectors less than 3 units are omitted; light and dark shaded areas in(c,d)indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels,respectively; cold- and warm-color shaded areas indicate confident negative and positive anomalies] |
综合上述分析,北方雨季时段东北南部至长江中游降水偏多(少)、华东沿海降水偏少(多)的偏东型降水分布对应环流特征是亚洲大陆热低压偏强(偏弱)、低层副热带高压脊偏西(东)造成的东亚夏季风偏强(偏弱),表现为我国东部大范围的低层西南(东北)风异常。
4 北方雨季不同降水异常模态的前期信号 4.1 第一模态(偏西型降水)的前期信号根据前面的分析,北方雨季降水异常第一模态(EOF1)表现为河套地区及南方大部与江淮流域上游降水异常反向变化的偏西型降水分布,主要受西亚急流和南亚高压东脊点位置的影响,在EOF1正(负)异常年西亚急流轴偏北(南)、南亚高压东脊点偏西(东)。这两个环流系统均位于我国东部降水区的上游,因此我们探讨上游环流物理过程与之的联系。图 11a、b给出EOF1降水正、负异常年合成的前期7月上旬200 hPa位势高度距平场及相应的波活动通量。在EOF1正异常年,从冰岛经欧洲中部、乌拉尔山至巴尔喀什湖以南存在位势高度场“－、＋、－、＋”的波列(图 11a)；其中,乌拉尔山、巴尔喀什湖以南分别为显著的负、正位势高度异常,这种异常形势可以持续至华北雨季时段(图略),有利于西亚急流位置偏北、南亚高压东脊点偏西。在EOF1负异常年,从冰岛经欧洲中 部、乌拉尔山至巴尔喀什湖以南存在位势高度场“＋、－、＋、－”的波列(图 11b)；其中乌拉尔山及巴尔喀什湖以南分别为显著的正、负位势高度异常,这种异常形势可以持续至北方雨季时段(图略),导致北方雨季西亚急流偏南、南亚高压东脊点偏东。
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图 11 我国东部北方雨季降水异常第一模态（偏西型）（a）正、（b）负异常年合成的前期7月上旬200 hPa位势高度场距平（单位：dagpm，零线加粗，间隔1 dagpm）和波活动通量（单位：m2 s−2）。图上浅、深阴影区分别表示位势高度异常置信水平为95%、99%的区域，冷、暖色分别表示负、正异常区；已略去值小于4个单位的矢量 Figure 11 Composites of the anomalous geopotential height (lines; units: dagpm) and wave activity fluxes (vectors; units: m2 s−2) at 200 hPa during early July in years with (a) positive and (b) negative anomalies of the first EOF mode of the precipitation in eastern China during the northern China rainy season (light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively; cold- and warm-color shaded areas indicate confident negative and positive anomalies; vectors less than 4 units are omitted) |
上述分析表明,北方雨季偏西型降水的前期信号与来自北大西洋的波列有关,该波列的位相变化造成乌拉尔山和巴尔喀什湖以南的位势高度异常反向变化,导致西亚急流和南亚高压位置异常,从而造成北方雨季我国东部降水异常。值得注意的是,EOF1正、负异常年西亚急流轴位置在6月下旬就有明显差异(图 3),更确切的说,是西亚急流在EOF1正异常年北跳偏早、在EOF1负异常年北跳偏晚。如图 3所示,在EOF1正异常年,西亚急流在6月第4候就迅速北跳,第6候就到达42.5°N,比气候态平均到达同纬度要早约两候(红虚线)；而在EOF1负异常年,西亚急流在7月第1候才开始北跳,明显比气候态晚(蓝虚线),这其中的机制还有待进一步研究。
4.2 第二模态(北方一致型降水)的前期信号根据前面的分析,北方雨季降水异常第二模态(EOF2)表现为北方大部与长江流域降水异常反向变化的北方一致型分布,主要受东亚沿岸至东北亚地区EAP遥相关型的影响,在EOF2正(负)异常年东亚沿岸热带至中高纬度出现“－、＋、－”(“＋、－、＋”)的距平波列。先前研究指出,EAP波列在低纬度西太平洋上的异常中心主要由西太平洋暖池区的对流活动造成(Nitta,1987; 黄荣辉和李维京,1988),并且在盛夏时段(7月15日至8月31日)最大振幅中心主要位于对流层中低层(施宁等,2009)。但对于EOF2而言,其正、负异常的显著环流差异主要表现在中高纬度(图 6)和600 hPa以上的对流层中高层(图 7),也即影响该降水模态的主要是EAP波列的中高纬两个异常中心,因此造成EOF2降水分布的EAP波列不大可能由西太平洋对流活动直接导致。施宁等(2009)研究认为,在中期时间尺度上,盛夏EAP波列的中高纬异常中心最大振幅位于对流层中高层,并且形成初期主要由上游对流层上层Rossby波能量频散造成。那么对于次季节时间尺度的EOF2,其对应的EAP波列是否由同样的机制造成呢？下面对此进行分析。
考虑到波列的传播过程,先给出EOF2正、负异常年前期7月上旬200 hPa位势高度距平场及对应的波活动通量合成(图 12a、b)。从图 12a可见,EOF2正异常年北大西洋上位势高度出现明显的负异常,负异常中心的波活动通量向下游传播,并在西欧折向地中海传播；在EOF2负异常年,北大西洋上位势高度则是显著的正异常,正异常中心的波活动通量明显向下游传播(图 12b),但此时东亚大陆上空还没有出现显著的位势高度异常(图略)。到了北方雨季期间,EOF2正异常年,先前北大西洋上的负异常中心已东移,向下游传播的波活动通量经欧洲大陆、里海黑海、巴尔喀什湖并在蒙古高原附近折向东南传播,导致东亚中纬度地区出现显著的位势高度正异常(图 12c),形成EAP波列的中纬度异常中心,使得东亚急流偏北,有利于我国北方降水偏多、长江流域降水偏少。在EOF2负异常年(图 12d),前期的正异常中心向东北扩展至斯堪的纳维亚半岛,由此向下游传播的波活动通量由斯堪的纳维亚半岛出发经乌拉尔山、叶尼塞河；一支波通量准纬向传播至东北亚,导致显著的位势高度正异常,形成EAP波列的高纬度中心,另一支波通量在贝加尔湖附近折向东南传播,导致东亚中纬度地区位势高度呈现显著的负异常(图 12d),形成EAP波列的中纬度中心,使得东亚急流偏南,有利于我国北方降水偏少、长江流域降水偏多。对比发现,造成EOF2正异常的上游波列大致是沿着45°N附近的中纬度路径传播(图 12c),而造成EOF2负异常的上游波列大致是沿着65°N附近的高纬度路径传播(图 12d)。
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图 12 同图 11,第二模态(北方一致型)(a、c)正、(b、d)负异常年合成的前期7月(a、b)上旬与(c、d)同期200 hPa位势高度场距平(单位：dagpm,零线加粗,间隔1 dagpm)和波活动通量(单位：m2 s−2)。图上浅、深阴影区分别表示位势高度异常置信水平为95%、99%的区域,冷、暖色分别表示负、正异常区；图a、b已略去值小于4个单位的矢量,图c、d已略去值小于1个单位的矢量 Figure 12 As in Fig. 11 but for the second EOF mode:(a,c)and(b,d)are for years with positive and negative anomalies of the second EOF mode,respectively;(a,b)are for early July,with vectors less than 4 units omitted;(c,d)are for the northern China rainy season,with vectors less than 1 unit omitted |
上述分析说明,北方雨季北方一致型降水的前期信号表现为自7月上旬开始的200 hPa北大西洋上的位势高度异常,位势高度负(正)异常中心向下游传播的波列经中(高)纬度路径传播至东亚,造成EAP波列的中高纬异常中心。值得注意的是,7月上旬北大西洋上空高层位势高度异常在EOF2负异常年与上游北美的位势高度异常之间有波活动通量传播的关系(图 12b),而EOF2正异常年似乎与北美的位势高度异常关系不大(图 12a),这两种情况下北大西洋上位势高度异常的产生机制是否相同还有待进一步研究。
4.3 第三模态(偏东型降水)的前期信号前面分析已经指出,北方雨季降水异常第三模态(EOF3)所代表的偏东型降水分布与亚洲大陆热低压强弱以及低层西太平洋副热带高压脊的东西偏移导致的东亚夏季风异常密切相关。考虑到东亚夏季风异常是大尺度环流相对稳定的特征,其发生发展应该具有持续性,因此我们对前期逐月的对流层高、中、低层环流场进行了分析。结果发现,最早在3月份,东亚大陆低层环流就存在显著差别(图 13)。EOF3正异常年,3月份700 hPa蒙古上空存在明显的气旋性环流异常(图 13a),蒙古上空的异常气旋一直持续至6月(图 13a、c、e、g),并伴随有我国东部大范围的偏南风异常,其特征与同期低层环流异常十分相似,说明东亚大陆环流形势在3月份就已经出现征兆。EOF3负异常年,环流形势与上述相反,低层700 hPa蒙古上空从3月至6月一直维持显著的反气旋式异常(图 13b、d、f、h),我国东部大范围出现偏北风异常,其特征与同期低层环流异常也十分相似。前期3月至6月850 hPa风场的异常与700 hPa类似(图略)。以上分析表明,由海陆气压的异常对比导致的东亚夏季风环流异常形势相对稳定且具有持续性,春季相似的环流异常可持续至夏季并逐渐加强,从而有利于北方雨季降水出现偏东型的分布特征。
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图 13 我国东部北方雨季降水异常第三模态（偏东型）（a、c、e、g）正、（b、d、f、h）负异常年合成的前期3月至6月700 hPa风场距平（单位：m s−1）。合成图上浅、深阴影区分别表示置信水平为95%、99%的区域，冷、暖色分别表示负、正异常区；图上阴影表示经向风场显著的区域，红线包围的区域表示纬向风场显著的区域 Figure 13 Composites of the wind anomalies (vectors; units: m s−1) at 700 hPa in (a, b) March, (c, d) April, (e, f) May, and (g, h) June for years with (a, c, e, g) positive and (b, d, f, h) negative anomalies of the third EOF mode of the precipitation in eastern China during the northern China rainy season (light and dark shaded areas indicate the meridional wind anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively; cold- and warm-color shaded areas indicate confident negative and positive anomalies; areas encircled by red lines indicate confident zonal wind anomalies) |
本文重点探讨了北方雨季时段(7月11日至8月31日)我国东部降水异常模态的环流特征及前期信号,得出如下主要结论：
(1) 北方雨季我国东部降水异常第一模态为偏西型降水,当该模态时间系数为正(负)异常时,河套地区降水偏多(少)、江淮流域上游降水偏少(多)、南方大部降水偏多(少)；第二模态为北方一致型降水,当该模态时间系数为正(负)异常时,北方全区降水一致偏多(少),长江流域降水偏少(多)；第三模态为偏东型降水,当该模态时间系数为正(负)异常时,华北南部至长江中游降水偏多(少),华东沿海降水偏少(多)。
(2) 北方雨季我国东部降水异常第一模态主要受西亚高空副热带西风急流位置偏北(南)以及南亚高压东部脊点位置偏西(东)影响。7月上旬200 hPa来自北大西洋的波列引起乌拉尔山位势高度负(正)异常和巴尔喀什湖以南位势高度正(负)异常,是该模态的前期信号。
(3) 北方雨季我国东部降水异常第二模态主要受东亚沿岸从低纬至高纬的“－、＋、－”(“＋、－、＋”)的东亚—太平洋型遥相关波列影响。7月上旬200 hPa北大西洋上空的位势高度负(正)异常,使得上游波列沿中纬度(高纬度)路径向下游传播至东亚,是该模态的前期信号。
(4) 北方雨季我国东部降水异常第三模态主要受亚洲大陆热低压偏强(弱)、西太平洋副热带高压脊偏西(东)导致的东亚夏季风增强(减弱)的影响。春季3月低层蒙古上空异常的气旋(反气旋)性环流持续至夏季,是该模态的前期信号。
我们还注意到,这三个模态的降水异常大值区与200 hPa亚洲—太平洋上纬向风最大异常中心的位置配合较好。对于偏西型降水,200 hPa纬向风最显著的异常中心位于50°E～80°E的西亚地区(图 2a、b),而我国东部北方的异常降水中心位于偏西的河套地区,江淮流域异常降水中心以及南方的异常降水中心都位于115°E以西(图 1a)；对于北方一致型降水,200 hPa纬向风最显著的异常中心位于100°～130°E的东亚地区(图 6a、b),而北方的降水异常中心东扩到山西地区,长江流域的降水异常中心位于110°～120°E之间(图 5a)；对于偏东型降水,200 hPa纬向风最显著的异常中心位于更东面的北太平洋日界线附近(图 9a、b),而我国东部的异常降水中心位于华北东部的环渤海以及华东沿海(图 8a)。可见,北方雨季我国东部降水异常中心的经度位置与高空200 hPa纬向风异常中心的经度位置有一定的对应关系,但这种关系还需要在业务中进一步检验。
此外,北方雨季降水异常第三模态同期环流(图 9e、f)和前期环流的异常信号(图 15)都主要出现在低层阿尔泰山、萨彦岭及蒙古高原上空,该区域是蒙古气旋生成次数最多、蒙古反气旋东移经过次数最多的地方(朱乾根等,2007)。实际上该模态的降水特征是我国北方夏季常见的雨型,因此前期和同期蒙古气旋和反气旋与第三模态的关系值得进一步研究。本文有关环流场以及物理过程的诊断结果,还有待利用数值模式进行验证,并在新的观测事实和预测实践中加以检验。
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