陳穎曼，曹杰，王傳輝

(1.南京信息工程大學(xué)經(jīng)濟(jì)管理學(xué)院，江蘇南京210044;2.氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(南京信息工程大學(xué))，江蘇南京210044;3.安徽省公共氣象服務(wù)中心，安徽合肥230061)

0 引言

中國大部分地區(qū)的降水集中在夏季，冬季相對偏少，因而冬季降水受關(guān)注的程度相對較低。然而，隨著近年來冬季低溫、寒潮、凍雨、暴雪等氣象災(zāi)害頻繁發(fā)生，中國冬季災(zāi)害性天氣受到的關(guān)注開始增多(丁一匯和馬曉青，2008;張自銀等，2008;孫建華和黃翠銀，2011;陶玥等，2012)。大多數(shù)災(zāi)害性天氣都是伴隨降水而發(fā)生的，且降水異常對人們的生產(chǎn)生活造成了嚴(yán)重影響。

近年來，中國冬季降水變化得到諸多研究。王林和馮涓(2011)利用EOF方法對中國冬季160站降水分析發(fā)現(xiàn)，長江以南地區(qū)降水量的一致變化是中國冬季降水的最主要模態(tài)，并具有顯著的2～4 a周期。紀(jì)忠萍等(2009)發(fā)現(xiàn)廣東冬季降水也存在準(zhǔn)2 a的變化周期。智協(xié)飛等(2011)對中國南方冬季氣候變暖前后極端降水事件進(jìn)行分析發(fā)現(xiàn)，中國南方冬季氣候變暖的突變發(fā)生在1991年前后，且氣候變暖后中國南方冬季的極端降水強(qiáng)度普遍有所增加。

最近，關(guān)于中國南方冬季降水變化的成因已受到氣象學(xué)者的廣泛關(guān)注。冬季，中國處在旱季，水汽輸送的變化是決定降水多少的關(guān)鍵因素。李秀珍等(2010)、吳蔚等(2011)指出，影響中國華南地區(qū)旱澇的水汽輸送存在明顯的季節(jié)性差異。春季水汽輸送變化來源于南海和中國北方，而冬季水汽輸送變化則主要來源于孟加拉灣和南海。索渺清和丁一匯(2009)在分析冬半年副熱帶南支西風(fēng)槽結(jié)構(gòu)和演變特征時認(rèn)為，從氣候平均看，冬季水汽輸送較弱，上升運(yùn)動淺薄，無強(qiáng)對流活動，南支槽前降水不明顯，雨區(qū)主要位于高原東南側(cè)昆明準(zhǔn)靜止鋒至華南一帶。冬季，中國主要處于西風(fēng)帶的控制之下，由于青藏高原地形作用，從高原南側(cè)繞流部分形成南支槽，活躍的南支擾動向下游傳播，南支槽前的西南氣流將水汽從孟加拉灣向華南和江南輸送，引起華南和江南降水偏多(彭京備，2011)。南支氣流上多小槽脊活動，這些東移的小槽為江南、華南地區(qū)的降水提供水汽和擾動，是冬半年影響東亞的主要天氣系統(tǒng)之一(索渺清和丁一匯，2009)。此外，南支槽的西南氣流是南方冬季水汽的主要來源之一(何溪澄等，2006;張自銀等，2008)。紀(jì)忠萍等(2009)認(rèn)為，亞洲大陸中低緯度西風(fēng)帶低壓擾動不活躍，南支槽活動偏弱，是導(dǎo)致廣東冬半年產(chǎn)生連續(xù)干旱的共同原因。

總結(jié)上述對中國南方降水的研究發(fā)現(xiàn)，有的研究只是針對南方某個個別的省份，有的是從全國的角度出發(fā)，更多的研究是從環(huán)流系統(tǒng)出發(fā)。本文擬從中國冬季降水分布特點(diǎn)出發(fā)，選取更容易成災(zāi)的降水量較大且年際變化明顯的區(qū)域來進(jìn)行研究，重點(diǎn)分析該區(qū)域冬季降水的變化特征以及影響其變化的主要環(huán)流特征。

1 資料和方法

采用中國國家氣候中心提供的1951—2011年160站月平均降水量資料;采用NCEP/NCAR再分析資料(Kalnay et al.，1996)，包括海平面氣壓、比濕、位勢高度和風(fēng)場，水平分辨率為2.5°×2.5°。文中冬季指12月—次年2月，如1951年冬季指1951年12月—1952年2月;冬季平均值指12月—次年2月的平均值;冬季降水指12月—次年2月降水總和?？紤]水汽主要集中在300 hPa以下(Zhou，2003)，在計(jì)算水汽通量時積分上限pt取300 hPa。根據(jù) Rasmusson 方程(Rsmusson，1967)，有:

式中:ps表示地面氣壓(單位:hPa);pt取為積分上限;g為重力加速度;u、v分別為緯向、經(jīng)向風(fēng)速(單位:m/s);q為比濕(單位:g/kg);水汽通量的單位為 kg·m－1·s－1。文中涉及到的散度是由 u、v 風(fēng)場計(jì)算得來。

使用的統(tǒng)計(jì)方法為:滑動平均、Morlet小波變換、回歸分析、相關(guān)分析等，文中使用的顯著性檢驗(yàn)均為t檢驗(yàn)(魏鳳英，2007)。

2 中國冬季降水分布的氣候特征

2.1 中國冬季降水的空間分布

圖1 1951—2010年冬季氣候平均降水量(a)及標(biāo)準(zhǔn)差(b)分布(圖1a中陰影為數(shù)值大于100 mm的區(qū)域;圖1b中陰影為數(shù)值大于60 mm的區(qū)域，▲代表本文所選的28站位置;單位:mm)Fig.1 (a)The average precipitation and(b)its standard deviation in the winter of 1951—2010(the shaded area for value great than 100 mm in Fig.1a;the shaded area for value great than 60 mm，and ▲ for the position of 28 weather stations in Fig.1b;units:mm)

中國年平均降水量整體上呈現(xiàn)由東南沿海向西北內(nèi)陸遞減的分布特征，冬季降水也如此。由1951—2010年冬季平均降水量空間分布(圖1a)可見，中國秦嶺淮河以北降水普遍在50 mm以下，沿江江南在100 mm以上，大值中心位于江南至華南北部，最大值超過250 mm。冬季降水標(biāo)準(zhǔn)差的空間分布(圖1b)與降水分布類似，也呈東南向西北遞減的分布特征，黃河下游至云貴高原一線以北的廣大地區(qū)普遍在20 mm以下，而沿江江南到北部灣一線以南普遍在60 mm以上，最大值位于東南沿海地區(qū)，達(dá)120 mm。

由于冬季長江以南地區(qū)降水的變化具有一致性(王林和馮涓，2011)，所以選取位于長江以南、降水均值和標(biāo)準(zhǔn)差均較大的中國東南部沿海區(qū)域進(jìn)行研究。如圖1b陰影區(qū)所示，選取位于其中且分布均勻的28個站點(diǎn)(站點(diǎn)信息見表1)平均的降水代表該區(qū)域冬季降水。

2.2 中國東南部冬季降水的時間演變

利用第2.1節(jié)中所選28站降水量的算術(shù)平均值來反映中國東南部降水的年際變化。圖2a為區(qū)域平均降水的年際變化?？梢?，中國東南部冬季降水具有明顯的年際和年代際變化。11 a滑動平均曲線表明，20世紀(jì)60—70年代中期、80—90年代中期中國東南部冬季降水偏少，而70年代后期及90年代后期—21世紀(jì)初降水偏多。1962年降水最少，僅60.0 mm;1997年降水最多，達(dá)397.5 mm?？梢娭袊鴸|南部冬季降水年際差異十分顯著。

表1 中國東南部28個站點(diǎn)信息Table 1 The information of 28 stations over southeastern China

圖228 站冬季平均降水的年際變化(a;單位:mm)及其小波能譜(b;陰影為通過0.1信度檢驗(yàn)的去噪能譜)Fig.2 (a)The interannual variation of average precipitation(units:mm)of 28 stations in winter and(b)its wavelet analysis spectrums(shadings denote de-noise spectrums exceeding 0.1 confidence level)

通過對中國東南部冬季降水的時間序列做Morlet小波變換分析(圖2b)可以看到，降水普遍存在2～4 a的年際變化，這與以往我國南方降水周期的分析結(jié)果(紀(jì)忠萍等，2009;王林和馮涓，2011)相似。此外，20世紀(jì)80—90年代中期準(zhǔn)7 a的周期振蕩較強(qiáng)。

3 與降水變化相聯(lián)系的環(huán)流特征

大范圍降水異常必然與相應(yīng)的大氣環(huán)流異常聯(lián)系。由氣候平均海平面氣壓場(圖3a)可見，在亞洲由海洋向大陸腹地，海平面氣壓逐漸升高。在10°N以南的熱帶印度洋以及熱帶西太平洋洋面上，海平面氣壓低于1 012 hPa，中國大陸區(qū)域均超過1 020 hPa，蒙古上空最高，高壓中心超過1 036 hPa。圖3b給出了冬季海平面氣壓場對同期降水的回歸系數(shù)分布。可見，當(dāng)降水異常偏多(少)時，蒙古高壓及中國廣大南方地區(qū)海平面氣壓異常偏低(高)，而亞洲附近的洋面上則異常偏高(低)，尤其在西太平洋;該海平面氣壓異常分布與Li and Yang(2010)得到的強(qiáng)(弱)冬季風(fēng)年情況相反，即亞洲陸地海平面氣壓偏低(高)、周圍洋面上偏高，對應(yīng)冬季風(fēng)偏弱(強(qiáng))。

冬季氣候平均500 hPa高度場上，亞洲中高緯主要呈現(xiàn)為一脊一槽，高壓脊位于巴爾喀什湖附近，低壓槽線位于錫霍特山脈到朝鮮半島一帶(圖3c)。冬季氣候平均850 hPa風(fēng)場上，亞洲主要處于西風(fēng)帶控制之下，在青藏高原地形作用下分為南北兩支，南支在孟加拉灣北部形成半永久系統(tǒng)——南支槽，北支繞過高原后南下給中國大部分地區(qū)帶來偏北風(fēng)(圖3c)。由冬季500 hPa位勢高度場對降水的回歸系數(shù)(圖3d)可見，巴爾喀什湖附近位勢高度為顯著的負(fù)異常，而東亞大槽冬季位置處則為正異常，表明當(dāng)中國東南部降水偏多(少)時，巴爾喀什湖附近高壓脊和東亞大槽均偏弱(強(qiáng))。張自銀等(2008)指出，東亞大槽偏弱，200 hPa上中東急流異常偏強(qiáng)，有利于中國南方冬季降水偏多。圖3d還表明:500 hPa上，當(dāng)亞洲20°N以南熱帶地區(qū)也為顯著正(負(fù))異常時，亞洲經(jīng)向氣壓梯度偏小(大);850 hPa上，當(dāng)中國東部處在由青藏高原南側(cè)和中國南海匯合后的異常偏南風(fēng)控制之下時，中國東南部處在異常西南風(fēng)的右側(cè)，而這里一般為異常正渦度控制，有利于降水發(fā)生，反之則不利于降水發(fā)生(丁一匯等，2007)。

冬季200 hPa緯向風(fēng)對降水的回歸系數(shù)分布(圖3e)顯示，中東地區(qū)高空急流異常偏強(qiáng)，東亞地區(qū)以28°N為界，以北為負(fù)異常，以南為正異常，而氣候態(tài)上西風(fēng)急流中心緯度在30°N附近。說明當(dāng)冬季中國東南部降水偏多(少)時，東亞高空西風(fēng)急流異常偏弱(強(qiáng))，中東地區(qū)高空急流異常偏強(qiáng)(弱)，這與中國南方冬季降水偏多(少)時環(huán)流形勢的研究成果相似(毛睿等，2007;張自銀等，2008;倪東鴻等，2010a，2010b)。

由110～120°E緯向平均的經(jīng)向垂直速度場對降水的回歸系數(shù)分布(圖3f)可見，當(dāng)中國東南部冬季降水異常偏多時(少)，中國南方地區(qū)(20～30°N)出現(xiàn)顯著的異常上升(下沉)運(yùn)動，大值區(qū)位于400～500 hPa，而低緯度地區(qū)(0°～10°N)出現(xiàn)顯著的異常下沉(上升)運(yùn)動，同時低層出現(xiàn)異常偏南(北)風(fēng)，與圖3d中異常風(fēng)場相對應(yīng)。表明來自低緯度的異常暖濕氣流在中國長江以南發(fā)生輻合，產(chǎn)生上升運(yùn)動，進(jìn)而導(dǎo)致中國南方的降水異常偏多;反之，中國長江以南發(fā)生輻散，產(chǎn)生下沉運(yùn)動，進(jìn)而導(dǎo)致中國南方的降水異常偏少。

圖3 冬季氣候平均海平面氣壓場(a，單位:hPa)、海平面氣壓場對降水的回歸(b，單位:hPa;深、淺陰影分別通過0.01和0.05信度的顯著性檢驗(yàn))、冬季氣候平均500 hPa位勢高度場(等值線，單位:dagpm)及850 hPa風(fēng)場(箭矢，單位:m/s)(c)、500 hPa位勢高度場(等值線，單位:dagpm;深、淺陰影分別通過0.01和0.05信度的顯著性檢驗(yàn))及850 hPa風(fēng)場(箭矢，單位:m/s;粗、細(xì)箭矢分別通過0.01和0.05信度的顯著性檢驗(yàn))對降水的回歸(d)、200 hPa緯向風(fēng)場對降水的回歸(e，單位:m/s;陰影表示冬季200 hPa緯向風(fēng)的氣候平均，單位:m/s)、110～120°E平均的經(jīng)向—垂直風(fēng)速對降水的回歸(f;垂直風(fēng)速單位為10－2Pa/s，經(jīng)向風(fēng)速單位為m/s;深、淺陰影分別通過0.01和0.05信度的顯著性檢驗(yàn))Fig.3 (a)Distribution of annual mean sea level pressure(units:hPa)in winter，(b)regression coefficients of sea level pressure against precipitation(units:hPa;thick and thin shadings pass the significance test at 99%and 95%confidence levels，respectively)，(c)distribution of annual mean 500 hPa geopotential height(isoline;units:dagpm)and 850 hPa wind field(vector;units:m/s)in winter，(d)regression coefficients of 500 hPa geopotential height(isoline with the unit of dagpm;thick and thin shadings pass the significance test at 99%and 95%confidence levels，respectively)and 850 hPa wind field(vector with the unit of m/s;thick and thin vectors pass the significance test at 99%and 95%confidence levels，respectively)against precipitation，(e)regression coefficients of 200 hPa zonal wind against precipitation(units:m/s;shadings show annual mean 200 hPa zonal wind in winter with the unit of m/s)，and(f)regression coefficients of meridional and vertical velocities averaged over 110—120°E against precipitation(vertical velocity with the unit of 10 －2Pa/s，and meridional velocity with the unit of m/s;thick and thin shadings pass the significance test at 99%and 95%confidence levels，respectively)

4 與降水變化相聯(lián)系的水汽輸送

垂直運(yùn)動和水汽輸送是降水形成的兩個主要條件。前述利用回歸方法對環(huán)流特征進(jìn)行分析，發(fā)現(xiàn)來自中國南海的異常偏南氣流在我國南方發(fā)生輻合上升，為中國南方降水提供很好的動力條件;中國冬季主要受北方干冷空氣影響，空氣濕度相對較低，因此水汽條件在降水形成過程中顯得尤為重要。

對冬季整層水汽通量進(jìn)行積分后對降水進(jìn)行回歸。圖4給出了整層水汽通量及其散度對降水的回歸系數(shù)，可見影響中國東南部降水的水汽主要有兩條通道:其一，來自西風(fēng)帶繞高原的南支氣流，經(jīng)阿拉伯海和孟加拉灣向華南的水汽輸送;其二來自低緯西太平洋，經(jīng)中國南海向中國西南的水汽輸送。這兩支水汽輸送氣流在中國東南沿海匯合，使得長江以南為明顯的水汽輻合區(qū)(水汽通量散度為負(fù))。

為了進(jìn)一步分析中國東南部空氣中水汽含量及水汽通量散度對該區(qū)域降水的作用，選取中國東南部區(qū)域(圖4黑框位置)，計(jì)算該區(qū)域空氣中水汽含量及水汽通量散度。由圖5可見，空氣中水汽含量及水汽通量散度與降水的年際變化具有較好的一致性，它們的相關(guān)系數(shù)分別為0.53和－0.56，均通過0.01信度的顯著性檢驗(yàn)，說明空氣中水汽含量及水汽通量散度對降水異常非常重要。

5 東亞冬季風(fēng)對降水的影響

圖4 整層水汽通量及其散度對降水的回歸系數(shù)(箭矢表示水汽通量，單位為kg/(s·m);粗、細(xì)箭矢分別表示通過0.01和0.05信度的顯著性檢驗(yàn);陰影表示水汽通量散度小于－6×10－5kg/(s·m2)的區(qū)域;粗虛線為地形高于1 500 m的區(qū)域)Fig.4 Regression coefficients of vertically integrated water vapor flux and its divergence against precipitation(vector for the water vapor flux with the unit of kg/(s·m);thick and thin vectors pass the significance test at 99%and 95%confidence levels，respectively;shadings with water vapor flux divergence less than－6×10－5kg/(s·m2);thick dashed lines show topography above 1 500 m)

冬季，中國處在東亞冬季風(fēng)的控制之下，冬季風(fēng)的強(qiáng)弱必然對中國東南部的降水產(chǎn)生重要影響。表2給出了各種冬季風(fēng)指數(shù)與本研究區(qū)域降水的相關(guān)系數(shù)(由于定義存在差異，為便于比較，相關(guān)系數(shù)均取絕對值)。可見，東亞冬季風(fēng)的強(qiáng)弱多由經(jīng)向風(fēng)、緯向風(fēng)、海平面氣壓以及位勢高度場等氣象要素來進(jìn)行描述。比較發(fā)現(xiàn)，利用經(jīng)向風(fēng)描述的冬季風(fēng)指數(shù)與降水的相關(guān)較好，其中低緯經(jīng)向風(fēng)與降水的相關(guān)最好(相關(guān)系數(shù)達(dá)0.71)。

圖5 冬季降水、空氣中水汽含量及水汽通量散度的標(biāo)準(zhǔn)化距平的年際變化(圖中水汽通量散度乘以－1)Fig.5 Interannual variations of normalized anomalies of precipitation，moisture content，water vapor flux divergence in winter(the divergence is multiplied by－1)

表2 東亞冬季風(fēng)指數(shù)與中國東南部降水的相關(guān)系數(shù)Table 2 Correlation coefficient between East Asian winter monsoon index and precipitation in southeastern China

6 結(jié)論

根據(jù)中國冬季降水的空間分布及年際變化，選取了降水量較大且年際變化最明顯的中國東南部進(jìn)行研究，分析了該區(qū)域降水的年際變化及與之相關(guān)的環(huán)流和水汽輸送特征，得到以下結(jié)論:

1)中國東南部冬季降水年際差異較大，降水普遍存在2～4 a的年際變化，且20世紀(jì)80年代—90年代中期準(zhǔn)7 a的周期振蕩較強(qiáng)。

2)當(dāng)降水異常偏多(少)時，蒙古高壓及中國廣大南方地區(qū)海平面氣壓異常偏低(高)，而亞洲附近的洋面上則異常偏高(低);500 hPa上，巴爾喀什湖附近的高壓脊和東亞大槽均偏弱(強(qiáng));200 hPa上，東亞西風(fēng)急流偏弱(強(qiáng))，中東地區(qū)急流異常偏強(qiáng)(弱);中國東部20～30°N出現(xiàn)顯著異常上升(下沉)運(yùn)動，上升(下沉)大值區(qū)位于400～500 hPa，低緯度地區(qū)(0°～10°N)出現(xiàn)異常下沉(上升)運(yùn)動。

3)影響中國東南部冬季降水變化的水汽輸送主要有兩支，其一，來自西風(fēng)帶繞高原的南支氣流，經(jīng)過阿拉伯海和孟加拉灣向華南的水汽輸送;其二，來自低緯西太平洋，經(jīng)南海向中國西南的水汽輸送。

4)東亞冬季風(fēng)與中國東南部降水呈較好的相關(guān)關(guān)系，在各種描述東亞冬季風(fēng)的指數(shù)中，利用東亞低緯度經(jīng)向風(fēng)描述的冬季風(fēng)指數(shù)與降水關(guān)系密切。

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