胡桂芳，徐學(xué)義，高理

（1.山東省氣候中心，山東濟(jì)南250031；2.泰安市氣象局，山東泰安 271000）

山東夏季不同雨型的前期異常大氣環(huán)流及海溫場(chǎng)特征

胡桂芳1，徐學(xué)義2，高理1

（1.山東省氣候中心，山東濟(jì)南250031；2.泰安市氣象局，山東泰安 271000）

采用合成分析原理，研究了山東夏季降水不同分布型的前期冬、春季大氣環(huán)流及前期秋、冬、春季海溫場(chǎng)特征。結(jié)果表明，不同降水分布型在前期的大氣環(huán)流及海溫場(chǎng)中表現(xiàn)出了較大差異，同多型表現(xiàn)為歐亞中高緯環(huán)流由前冬12月的緯向型，隆冬到初春轉(zhuǎn)為經(jīng)向型，西太平洋副高隆冬到初春偏弱，春季4—5月轉(zhuǎn)為偏強(qiáng)，海溫場(chǎng)則表現(xiàn)為赤道中東太平洋地區(qū)前期秋冬季的暖水位相到春季減弱或轉(zhuǎn)換為冷水位相；而同少型則基本相反；東多西少型前期冬春季西太平洋副高持續(xù)偏弱，歐亞中高緯和北美地區(qū)盛行經(jīng)向環(huán)流，海溫場(chǎng)上則表現(xiàn)為從上年秋冬季為拉尼娜狀態(tài)，而

春季明顯減弱；西多東少型基本相反。

夏季雨型；大氣環(huán)流；海溫

1 引言

山東地處副熱帶與溫帶的過(guò)渡地區(qū)，特殊的地理位置和復(fù)雜的地形、地貌，造成了山東夏季降水具有明顯的局地特征。汛期處在江淮雨帶和華北雨帶之間，南北兩條雨帶的進(jìn)退均會(huì)對(duì)我省汛期雨量的多寡產(chǎn)生重要影響。因此，我省夏季降水預(yù)測(cè)具有獨(dú)特的困難。冬季風(fēng)控制東亞大陸達(dá)半年之久，且有明顯的年際變化，異常的冬季風(fēng)必將導(dǎo)致后期環(huán)流及天氣的變化。孫淑清等[1]的研究工作表明江淮流域夏季的旱澇可以追溯到其前冬形勢(shì)的異常，冬季風(fēng)的異常能引起全球性特別是中低緯度環(huán)流的變化，并可明顯地影響未來(lái)的環(huán)流與天氣。陳烈庭[2—3]等研究了太平洋各區(qū)海溫異常對(duì)中國(guó)東部夏季雨帶類型的共同影響及中國(guó)東部夏季雨帶類型與前期北半球500 hPa環(huán)流異常的關(guān)系，指出前期西北和熱帶太平洋各種海溫距平不同配置的共同影響及中高緯和低緯環(huán)流不同季節(jié)變異及其相互作用，是導(dǎo)致中國(guó)東部各種雨型的重要因素。陳雋[4—5]等的研究也表明，強(qiáng)冬季風(fēng)年后期的東亞夏季風(fēng)偏弱，我國(guó)的江淮地區(qū)降水偏少，弱年則相反，海溫在隔季相關(guān)中起中介作用。施能等[6]指出我國(guó)不同夏季雨型的前期冬季海平面氣壓場(chǎng)及500 hPa高度場(chǎng)分布特征存在著明顯差異。本文從山東夏季降水的不同分布型入手，分析夏季降水不同分布型的前期冬、春季的大氣環(huán)流及海溫場(chǎng)的演變特征，以尋求物理意義清晰的前期預(yù)測(cè)強(qiáng)信號(hào)，為我省夏季降水趨勢(shì)分布預(yù)測(cè)提供新的預(yù)報(bào)依據(jù)。

本文采用的資料為中國(guó)氣象局的1961—2009年北半球500 hPa月平均高度（10°—85°N，5°×10°）及北太平洋月平均海溫（10°S—50°N，5°×5°）；山東26個(gè)代表站夏季（6—8月）降水量資料。

2 各種典型雨型年的確定

文獻(xiàn)[7]的研究結(jié)果表明，山東夏季降水空間分布特征可用6個(gè)分布型（以下簡(jiǎn)稱雨型），即同多型、西多東少型、南多北少型、同少型、東多西少型、北多南少型來(lái)概括，不同的年份均有一個(gè)雨型來(lái)對(duì)應(yīng)，為了尋求不同雨型前期物理意義清晰的預(yù)測(cè)信號(hào)，有必要對(duì)典型雨型的年份進(jìn)行重新界定，本文在文獻(xiàn)[7]研究的基礎(chǔ)上，定義相關(guān)概率≥70%且降水距平百分率≥20%為典型多雨年，而相關(guān)概率≥70%且降水距平百分率≤-20%為典型少雨年，其他雨型的樣本量較少，不再重新定義，這樣1961年以來(lái)山東降水同多型共有13年，為1962年，1963年，1964年，1971年，1974年，1978年，1990年，1994年，1996年，1998年，2003年，2004年，2007年；同少型出現(xiàn)8年，為1968年，1981年，1983年，1989年，1992年，1997年，1999年，2002年；西多東少型出現(xiàn)5年，為1961年，1973年，1977年，1987年，1991年；東多西少型出現(xiàn)6年，為1965年，1970年，1975年，1985年，2001年，2008年；南多北少型出現(xiàn)4年，為1967年，2000年，2006年，2009年；北多南少型僅出現(xiàn)1年，為1966年。因北多南少型樣本數(shù)僅1年，南多北少型為4年，統(tǒng)計(jì)分析所得二者的差異特征將失去意義，所以本文只對(duì)同多型、同少型、東多西少型和西多東少型的前期環(huán)流及海溫場(chǎng)特征進(jìn)行分析。

3 前期環(huán)流場(chǎng)特征

不同降水分布型在前期冬、春季的大氣環(huán)流特征上表現(xiàn)出較大差異，這些關(guān)鍵區(qū)可用于夏季降水趨勢(shì)分布預(yù)測(cè)。

3.1 同多型與同少型的差異

圖1為山東夏季降水同多型減同少型的前期北半球500 hPa高度差值場(chǎng)，可以發(fā)現(xiàn)，上年12月東亞大槽區(qū)為正差值，烏拉爾山及中東太平洋為負(fù)差值，意味著山東夏季降水同多型的前冬12月歐亞至太平洋中高緯地區(qū)的槽脊比平均狀態(tài)要弱，巴爾喀什湖向北到烏拉爾山東側(cè)的負(fù)差值中心為45 gpm，通過(guò)了95%的信度檢驗(yàn)，即歐亞及太平洋地區(qū)盛行緯向環(huán)流；而隆冬1月較前冬12月環(huán)流發(fā)生了較大調(diào)整，即差值場(chǎng)的正負(fù)值分布出現(xiàn)了與12月基本相反的特征，東亞大槽內(nèi)為負(fù)差值，烏拉爾山及中東太平洋的中高緯地區(qū)為正差值，這種特征繼續(xù)在2—3月維持，即1—3月歐亞中高緯槽脊比平均狀態(tài)要強(qiáng)，表現(xiàn)最突出的是3月，我國(guó)東部沿海及中緯度西太平洋地區(qū)為大范圍的負(fù)差值區(qū)，朝鮮半島的負(fù)差值中心為45 gpm，通過(guò)了95%的信度檢驗(yàn)。這說(shuō)明同多型前冬歐亞中高緯以緯向環(huán)流占優(yōu)勢(shì)，隆冬至初春轉(zhuǎn)為以經(jīng)向環(huán)流，東亞大槽比常年加強(qiáng)南伸，意味著由冬到春的季節(jié)轉(zhuǎn)換過(guò)程中，東亞大槽減弱的比常年要慢。

圖1 山東夏季同多型減同少型前期北半球500 hPa高度差值場(chǎng)

對(duì)13個(gè)典型多雨年的當(dāng)年1月北半球500 hPa高度距平場(chǎng)特征進(jìn)行普查，結(jié)果表明13個(gè)多雨年中有7年（1962年、1963年、1971年、1974年、1978年、1994年、2004年）與多雨年特征基本吻合，2年（1964年、2007年）與多雨年形勢(shì)相反，其他4年不易確定。8個(gè)典型少雨年中基本符合少雨年的特征有5年（1981年，1983年，1989年，1992年，2002年），其他3年（1968年，1997年，1999年）不易確定，即用1月份環(huán)流特征對(duì)夏季降水進(jìn)行預(yù)測(cè)，準(zhǔn)確率為（7+5）/21=57.1%，錯(cuò)報(bào)率為2/21=9.5%，還有7/21=33%的年份無(wú)法確定。

對(duì)13個(gè)典型多雨年的上年12月環(huán)流特征進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)13個(gè)多雨年中有8年（1963年、1964年、1978年、1990年、1996年、1998年、2003年、2007年）基本符合多雨年特征，8個(gè)少雨年中有5年符合少雨年的形勢(shì)（1968年、1981年、1983年、1997年、2002年），即用12月環(huán)流特征進(jìn)行次年夏季降水趨勢(shì)分布預(yù)測(cè)的準(zhǔn)確率為（8+5）/21=61.9%，如果將12月與1月結(jié)合起來(lái)分析，13個(gè)多雨年中僅2年（1978年、1964年）與上年12月和當(dāng)年1月的多雨年形勢(shì)特征都吻合，其他11年只與其中1個(gè)月的多雨年形勢(shì)相近，8個(gè)少雨年中有3年（1981年、1983年、2002年）與2個(gè)月的少雨年形勢(shì)都相近，1999年與2個(gè)月的少雨年形勢(shì)都不相近，其他4年中僅與其中1個(gè)月的少雨年形勢(shì)相近，所以用前期環(huán)流場(chǎng)進(jìn)行預(yù)測(cè)時(shí)，并非每個(gè)月的環(huán)流特征都要吻合典型多（少）雨年的特征。

圖2 山東夏季東多西少型減西多東少型前期北半球500 hPa高度差值場(chǎng)（說(shuō)明同圖1）

在35°N以南的中低緯地區(qū)，1—3月西太平洋的熱帶和副熱帶地區(qū)為負(fù)差值，4—5月轉(zhuǎn)為正差值（圖略），意味著隆冬到初春西太平洋副高偏弱，春季4—5月轉(zhuǎn)為偏強(qiáng)時(shí)，山東夏季易多雨，反之，則易出現(xiàn)少雨。

3.2 東多西少型與西多東少型的差異

圖2為東多西少型減西多東少型的500 hPa差值場(chǎng)，前期冬季到初春3月30°N以北的歐亞中高緯地區(qū)，東亞大槽區(qū)為負(fù)差值，烏拉爾山和中東太平洋為正差值，即歐亞到太平洋的中高緯地區(qū)盛行經(jīng)向環(huán)流。值得注意的是2—3月（3月圖略）的北美大陸上維持著強(qiáng)負(fù)差值區(qū)，2月最強(qiáng)，中心達(dá)-135 gpm，通過(guò)95%信度檢驗(yàn)。普查1951年以來(lái)6個(gè)東多西少型年份，除1975年與上述特征差異較大外，其他5年基本符合，以1965年，1970年，1985年吻合的最好；5個(gè)西多東少型年份中，除1977年外，其他4年基本符合，以1961年，1987年，1991年最為典型。

另一突出特征是35°N以南的熱帶和副熱帶地區(qū)從前期冬季到當(dāng)年春季一直維持著明顯的負(fù)差值，尤其是太平洋地區(qū)更為顯著，中心均低于-45 gpm，意味著前期冬季到春季西太平洋副高較常年持續(xù)偏弱，山東易出現(xiàn)東多西少的分布形勢(shì)。反之，則易出現(xiàn)西多東少分布型。

4 前期海溫場(chǎng)特征

繪制了不同雨型前期（上年10月到當(dāng)年5月）北太平洋海溫差值場(chǎng)圖，因篇幅所限，本文只給出了前冬12月和春季4月的圖。

4.1 同多型與同少型的差異

合成結(jié)果表明，上年10月到當(dāng)年1月差值場(chǎng)自南向北呈明顯的三明治式“+-+”分布，40°N以北和10°N以南基本上為正差值，北部的正差值弱，中心在0.4°—0.8℃之間，南部的正差值略強(qiáng)，中心在0.6°—1.0℃之間；10°—40°N之間基本上為負(fù)差值，中心位于西風(fēng)漂流區(qū)西部及黑潮區(qū)東北部；2月赤道以南的東太平洋地區(qū)開(kāi)始出現(xiàn)負(fù)差值，3月該負(fù)差值區(qū)逐步西移和加強(qiáng)，到5月-0.6℃的差值區(qū)已西擴(kuò)到140°W,同時(shí)10°—40°N的負(fù)差值區(qū)明顯減弱西縮，而西風(fēng)漂流區(qū)南側(cè)（180°—160°W，25°—38°N）的正差值迅速加強(qiáng)，5月正差值中心已增強(qiáng)到0.8℃，北太平洋海溫差值場(chǎng)呈明顯的南負(fù)北正分布。

圖3 同多型減同少型前期北太平洋海溫差值場(chǎng)(單位/10-1℃)

上述特征意味著赤道東太平洋海溫前期秋冬季為暖水位相到春季減弱或轉(zhuǎn)換為冷水位相時(shí)，山東夏季易出現(xiàn)全省性多雨。對(duì)13個(gè)同多型年份的前期海溫場(chǎng)演變特征進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)有7年（1964年，1978年，1994年，1998年，2003年，2004年，2007年）基本符合，其他6年情況各異。反之，當(dāng)前期秋冬季為冷水位相到春季減弱，山東易出現(xiàn)全省性少雨，8個(gè)同少型年份中，有5年（1968年，1989年，1997年，1999年，2002年）基本符合。

4.2 東多西少型與西多東少型的差異

東多西少型減西多東少型的差值場(chǎng)上，前期秋冬季（上年10月到當(dāng)年2月）北太平洋海溫場(chǎng)基本為“-+-”結(jié)構(gòu)，35°N以北和15°N以南的地區(qū)為負(fù)差值，北部的負(fù)差值弱，大部地區(qū)在-1.0℃以上；南部的負(fù)差值強(qiáng)，（5°S—5°N）的赤道太平洋地區(qū)均在-1.0℃以下，15°—35°N之間基本為正差值，中心位于中緯度的中太平洋地區(qū)（20°—35°N，170°E—150°W），3月起形勢(shì)有所調(diào)整，中太平洋地區(qū)的正差值區(qū)明顯擴(kuò)大和加強(qiáng)，4月已加強(qiáng)到1.0℃以上。與此同時(shí)，赤道太平洋地區(qū)的負(fù)差值則從東部開(kāi)始迅速減弱，4月該區(qū)域已出現(xiàn)正差值，而赤道中太平洋地區(qū)的負(fù)差值中心也減弱到-0.8℃以上。

上述特征意味著前期秋冬季赤道中東太平洋地區(qū)為強(qiáng)的負(fù)差值到當(dāng)年春季為弱的負(fù)差值，即當(dāng)前期秋冬季到當(dāng)年春季拉尼娜狀態(tài)迅速減弱時(shí)，山東夏季降水易出現(xiàn)東多西少分布型。6個(gè)東多西少型年份中，有5年（1965年，1975年，1985年，2001年，2008年）基本符合；反之，當(dāng)前期秋冬季到當(dāng)年春季厄爾尼諾狀態(tài)減弱時(shí)，易出現(xiàn)西多東少型，5個(gè)西多東少型年份中，有4年（1973年，1977年，1987年，1991年）基本符合。

圖4 東多西少型減西多東少型前期北太平洋海溫差值場(chǎng)(單位/10-1℃)

5 結(jié)論與討論

綜合以上分析，得出如下結(jié)論：

（1）同多型表現(xiàn)為歐亞中高緯地區(qū)環(huán)流由前冬12月的緯向型，隆冬到初春轉(zhuǎn)為經(jīng)向型，西太平洋副高隆冬到初春偏弱，4—5月轉(zhuǎn)為偏強(qiáng)，海溫場(chǎng)上則表現(xiàn)為赤道太平洋地區(qū)前期秋冬季為暖水位相到春季減弱或轉(zhuǎn)為冷水位相時(shí)；而同少型基本相反；

（2）東多西少型前期冬春季西太平洋副熱帶高壓持續(xù)偏弱，歐亞中高緯地區(qū)盛行經(jīng)向環(huán)流，海溫場(chǎng)上則表現(xiàn)為從上年秋冬季為拉尼娜狀態(tài)，而春季明顯減弱；西多東少型基本相反。

以上結(jié)論僅是根據(jù)有限樣本統(tǒng)計(jì)分析得到的，結(jié)論的可信度及完整性還有待于在今后的工作中進(jìn)一步完善和補(bǔ)充。

[1]孫淑清，孫柏民.東亞冬季風(fēng)環(huán)流異常與中國(guó)江淮流域夏季旱澇天氣的關(guān)系[J].氣象學(xué)報(bào),1995,53(4):440-445.

[2]陳烈庭,吳仁廣.太平洋各區(qū)海溫異常對(duì)中國(guó)東部夏季雨帶類型的共同影響[J].大氣科學(xué),1998,22(5):718-726.

[3]陳烈庭,吳仁廣.中國(guó)東部夏季雨帶類型與前期北半球500 hPa環(huán)流異常的關(guān)系[J].大氣科學(xué),1998,22(6):849-857.

[4]陳雋,孫淑清.東亞冬季風(fēng)與全球大氣環(huán)流變化Ⅰ強(qiáng)弱冬季風(fēng)影響的對(duì)比研究[J].大氣科學(xué),1999,23(1):101-111.

[5]陳雋,孫淑清.東亞冬季風(fēng)與全球大氣環(huán)流變化Ⅱ異常對(duì)全球海溫變化的影響[J].大氣科學(xué),1999,23(3):287-294.

[6]施能,陳輝,馮俊茹,等.我國(guó)夏季雨型的前期異常特征及預(yù)報(bào)方法的初步研究[J].應(yīng)用氣象學(xué)報(bào),1999,10（S）:70-78.

[7]胡桂芳.山東夏季降水分布型及與全國(guó)雨型的關(guān)系[J].山東氣象,2011,31(1):1-4.

Early abnormal atmospheric circulation and SST characterstics in different pattern of summer rainfall in Shandong

HU Gui-fang1，XU Xue-yi2，GAO Li1
(1.Shandong Climate Center,Jinan,250031 China;2.Meteorological Bureau of Taian,Taian,271000 China)

According to different pattern of summer rainfall in Shandong,the characteristics of abnormal atmopheric circulation in previous winter and spring,SST(Sea Surface Temperautre)in previous autumn,winter and spring are studied by using composite analysis method.The results show that there are obvious difference in early atmospheric circulation and SST among different rainfall patterns.For wetter rainfall pattern in large scale,the zonal circulation in mid-high latitude of Eurasia changes to meridional type and warm phase of SST in middle-east equator Pacific Ocean decreases or changes to cool phase fromearly winter to early spring.Meanwhile,the west Pacific subtropical high becomes weaker from previous December to early spring and becomes stronger fromApril to May.For dryer rainfall pattern in large scale,the characteristics is opposite to that of the wetter rainfall.For wetter rainfall pattern in the east Pacific and dryer rainfall in the west Pacific,the subtropical high keeps weaker in previous winter and spring,the zonal circulation is found in mid-high latitude of Eurasia and North America,and the La Nina event continues in previous autumn and winter and becomes weaker in spring.For wetter rainfall pattern in the west Pacific and dryer rainfall pattern in the east Pacifc,it shows opposite characteristics.

rainfall pattern in summer；atmospheric circulation；SST

P732

A

1003-0239（2012）01-0042-06

2011-05-16

山東省氣象局項(xiàng)目（2009sdqxz09)

胡桂芳（1963—），女，高級(jí)工程師，主要從事短期預(yù)測(cè)業(yè)務(wù)及研究工作。E-mail:hgf@sdan.com.cn