劉屹岷 洪潔莉 劉超, 張鵬飛,

1中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京100029

2中國氣象局國家氣候中心，北京100081

3中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049

1 引言

我國地處世界最大陸地板塊歐亞大陸東部、最大的海洋太平洋西側(cè)，在大尺度海陸熱力差異和高聳的青藏高原共同影響下，環(huán)流的季節(jié)變化明顯。東亞夏季風(fēng)在6月和7月將雨帶推進至江淮流域形成“梅雨”（Qian et al., 2009），東亞夏季風(fēng)異常引起的梅雨洪澇干旱等氣象災(zāi)害嚴(yán)重影響我國東部經(jīng)濟發(fā)展和人民生命安全?？茖W(xué)上，梅雨期降雨受東亞大氣環(huán)流的控制，是包括海陸氣相互作用的亞洲氣候的組成部分，對其異常的研究及其預(yù)測具有重要的科學(xué)意義和應(yīng)用價值。

梅雨降水異常的直接原因是東亞夏季風(fēng)的大氣環(huán)流出現(xiàn)異常。東亞夏季風(fēng)雖然是副熱帶季風(fēng)系統(tǒng)，但與中高緯度和低緯大氣環(huán)流系統(tǒng)聯(lián)系緊密。Tao and Chen（1987）系統(tǒng)提出東亞夏季風(fēng)主要受南海季風(fēng)槽、梅雨鋒、西太平洋副熱帶高壓、青藏高壓以及北方冷空氣的影響。陶詩言和衛(wèi)捷（2006）將北方冷空氣的影響進一步解釋為高空副熱帶急流的靜止Rossby波，強調(diào)靜止Rossby波列對東亞夏季氣候的變化有較大影響。張慶云和陶詩言（1998）研究發(fā)現(xiàn)當(dāng)鄂霍茨克海高壓建立并穩(wěn)定時，亞洲中高緯度及東亞東部地區(qū)的距平場易形成“負(fù)正負(fù)”的距平波列，東亞地區(qū)距平波列常常造成東亞夏季梅雨期降水偏多，反之偏少。周學(xué)鳴等（1995）的數(shù)值試驗表明，烏拉爾阻高作為一個激發(fā)源能激發(fā)出一支東南—西北的定常波列，其高空反氣旋輻散環(huán)流恰好位于長江中下游地區(qū)，同時它增強東亞西風(fēng)急流，有利于擾動的發(fā)展。陸日宇和黃榮輝（1998）指出當(dāng)夏季東北亞阻塞高壓頻發(fā)時，江淮地區(qū)降水偏多；而當(dāng)夏季東北亞阻塞高壓維持日數(shù)少時，江淮地區(qū)降水偏少。

西太平洋副熱帶高壓（簡稱西太副高）西北側(cè)低空西南氣流向東亞地區(qū)輸送水汽，副高的強度、位置直接與副熱帶雨帶相聯(lián)系。劉還珠等（2006）研究指出2003年夏季我國東部旱澇分明，長江以南高溫少雨、淮河流域持續(xù)多雨、強降水過程頻繁等特點是與西太平洋副熱帶高壓活動有關(guān)。陶詩言和衛(wèi)捷（2006）研究表明夏季我國東部暴雨帶位置的變動，受西太副高西伸北跳（南撤東退）的調(diào)節(jié)。副高的變異可以視為西北太平洋氣旋/反氣旋環(huán)流異常，又與熱帶環(huán)流以及中高緯環(huán)流緊密聯(lián)系在一起（陸日宇和富元海，2009）。吳國雄等（2008）闡明夏季我國江淮流域的暴雨均發(fā)生在特定的高低空副高配置中。副高長軸隨高度增加北傾的配置在我國沿海強迫出一個較為定常的動力性的局地次級經(jīng)圈環(huán)流，下沉運動位于華南，上升運動位于江淮。它疊加在大尺度上升氣流上，使江淮流域至日本一線成為初夏上升運動和降水易于發(fā)展的區(qū)域。

東亞夏季風(fēng)和梅雨的年際變率受到上述大氣內(nèi)部動力調(diào)整過程的影響外，其大尺度持續(xù)異常更受到外界強迫的影響（Lau et al., 2000），包括傳統(tǒng)ENSO（Huang and Wu，1989；Wang et al.，2000）；中太平洋增暖（Weng et al.，2007; Weng et al.，2011；Feng et al.，2011），北大西洋濤動和海溫異常（徐海明等，2001），陸面熱力狀況以及高原積雪（錢永甫等，2003；Wu and Qian，2003），北極海冰（劉宗秀和曹鴻興，1994）等諸多因子。總的來說，關(guān)于海洋對梅雨影響的研究大多是研究海洋表面溫度（SST）的影響，并基于其異常進行預(yù)測。事實上，海洋熱含量包括了海洋上層整體的熱力狀況，比SST具有更強的“記憶”能力，異常信號更加穩(wěn)定。這一更穩(wěn)定的海洋熱狀況變量的異常對梅雨期大氣環(huán)流異常有著怎樣的影響？是否存在預(yù)測梅雨異常的前期海洋熱含量異常信號？

長江和淮河流域相比鄰，中心位置南北緯度相差不到 5°，通常被合稱為江淮流域。近年來的幾次較大洪澇災(zāi)害發(fā)生在淮河流域，如進入 21世紀(jì)以來2003、2005和2007年。而在上世紀(jì)九十年代1998、1999在長江流域發(fā)生嚴(yán)重洪澇。這引起了不少氣象學(xué)者對淮河和長江洪澇差異的關(guān)注。畢寶貴等（2004）和魏鳳英和張婷（2009）的研究發(fā)現(xiàn)淮河洪澇年副高總體偏強偏西。錢維宏等（2009）提出江南梅雨與淮河梅雨年際異常變化上有顯著不同。馬音等（2011）研究和比較了我國夏季淮河和江南梅雨期降水異常年際變化的氣候背景，主要分析大氣環(huán)流和海溫異常差別。Hong and Liu（2012）合成分析和數(shù)值試驗發(fā)現(xiàn)6月淮河洪澇年和長江洪澇年，在對流層中高緯均存在相當(dāng)正壓的 Rossby波列，但槽、脊分布相反。阿拉伯?！《葘α骷訌娪欣诨春拥貐^(qū)發(fā)生洪澇，而西太平洋暖池對流偏弱有利于長江流域洪澇。

江南梅雨位于華南地區(qū)以北至沿江，集中在六月下旬開始；而淮河梅雨位于長江中下游以北，時間集中在7月上中旬。6月淮河洪澇是否和環(huán)流季節(jié)推進異常有關(guān)？本文的研究目的是理解梅雨期淮河洪澇與環(huán)流季節(jié)推進特別是西太平洋副熱帶高壓季節(jié)變化的聯(lián)系，重點在于研究熱帶海洋上層變化對淮河洪澇和環(huán)流季節(jié)推進異常的影響、其中的過程和機理及可能的短期氣候預(yù)測信號。全文將分為5節(jié)，第2節(jié)介紹所用資料和方法，第3節(jié)分析6月梅雨期東亞環(huán)流和降水主要模態(tài)、其與環(huán)流季節(jié)推進的聯(lián)系，第4節(jié)研究淮河洪澇與熱帶海洋熱含量變化的聯(lián)系、可能的來自海洋熱含量的前期預(yù)測信號。最后第5節(jié)是總結(jié)和討論。

2 資料和方法

考慮到所用資料共同時段，如沒有特殊指出，本文選取 1979～2007年資料進行研究，氣候態(tài)為該時期的平均。

2.1 資料

（1）降水?dāng)?shù)據(jù)集

本文主要研究梅雨期中國東部降水的年際變率，降水資料包括中國 2500臺站降水，全球陸面降水 PrecL（Precipitation Reconstruction over Land）和全球降水?dāng)?shù)據(jù)集GPCP（Global Precipitation Climatology Project）。PrecL和GPCP 水平分辨率分別為 0.5°×0.5°和 2.5°×2.5°。

（2）大氣數(shù)據(jù)集

主要采用的是JRA-25（Japanese 25-year Reanalysis）再分析數(shù)據(jù)集，為了驗證JRA-25資料是否有代表性，還使用NCEP2（NCEP–DOE Atmospheric Model Intercomparison Project reanalysis）和ERAInterim（European Center for Medium-Range Weather Forecasts）再分析進行比較。

（3）海洋數(shù)據(jù)集

采用SODA（Simple Ocean Data Assimilation）再分析資料，水平分辨率是 0.5°×0.5°，垂直方向共有40層。

海洋上層（0～700 m）海洋熱含量資料由美國國家海洋數(shù)據(jù)中心（National Oceanographic Data Center，NODC）提供，資料是覆蓋全球，分辨率為 1°×1°，只提供季節(jié)平均和年平均，一年分為1～3月、4～6月、7～9月、10～12月四個季節(jié)。這套資料融入了許多現(xiàn)場觀測資料，如深海測溫儀（Bathythermograph）包括投棄式海水測溫儀 （Expendable Bathythermographs）和機械式深海測溫儀（Mechanical Bathythermographs）以及電導(dǎo)溫鹽儀器（Conductivity Temperature Depth）和Argo漂流浮標(biāo)，較為可靠。

NODC熱含量只有季節(jié)平均資料，對于分析季節(jié)內(nèi)尺度變化有一定局限性。本文還利用SODA資料，計算了逐月上層 700 m 海洋熱含量（1979～2007）。

熱含量公式參照Antonov et al.（2004）：

式中0ρ為海水密度，取為定常1020 kg m–3，實際海水隨著鹽度和溫度都會發(fā)生變化，但是這些變化相對于溫度的變化對海水熱含量變化的作用較小。a為地球半徑取為6372 m，cp為海水比熱取為4187 J (°C kg)–1，T是海溫，φ為緯度，λ為經(jīng)度，z為海水深度。同NODC資料，從海表0 m積分至700 m。

（4）海氣界面通量資料

海氣界面的湍流通量資料采用OAflux（Objective Analysis Flux），包括感熱、潛熱、短波輻射和長波輻射4個分量。資料的時間尺度為1951～2006年，空間分辨率為1°×1°（Yu and Weller, 2007；Yu et al., 2008）。

（5）向外長波輻射 OLR（Outgoing Longwave Radiation）

使用美國 NOAA 的逐月資料，空間范圍為全球，分辨率為 2.5°×2.5°。

2.2 統(tǒng)計方法

應(yīng)用的統(tǒng)計方法包括合成分析，線性相關(guān)和回歸，EOF（Empirical Orthogonal Function）分解和奇異值分解（SVD, Singular Value Decomposition）。奇異值分解方法旨在最大限度分離出兩個場的高相關(guān)區(qū)，找出兩個變量場之間相互影響的關(guān)鍵空間結(jié)構(gòu)。

3 6月梅雨期東亞環(huán)流和降水主要模態(tài)

6月至7月隨著太陽直射點不斷北進，大氣環(huán)流隨之調(diào)整，最為直接結(jié)果是東亞梅雨6月和7月降雨分布的差別。從圖1中可以發(fā)現(xiàn)中國東部降水極大值區(qū)域從6月至7月是向北推進的。6月大值區(qū)主要是華南和長江以南25°N左右，而7月大值區(qū)向北推移至淮河流域 34°N附近。東北和華北地區(qū)的降水也相應(yīng)增多。另一特點是，6月降水大于8 mm d–1的區(qū)域范圍大于7月大于8 mm d–1的范圍，氣候平均降水量值6月長江流域大于7月淮河流域。圖1c給出了更為直觀 7月與 6月降水的偏差。7月與6月降水差異是以長江為界淮河流域降水偏多、長江以南降水偏少的“梅雨偶極型”分布。

GPCP分析結(jié)果與站點資料在中國范圍一致（洪潔莉，2012），7月與6月差異還反映在印度季風(fēng)區(qū)，阿拉伯海上降水是減少的，而印度半島北部是增加的，總體概括為東撤北進。在東亞季風(fēng)區(qū)差異也呈現(xiàn)帶狀分布。我國長江以南的華南大部及日本以南為東北—西南走向的帶狀降水偏少區(qū)，而其北側(cè)從淮河流域至朝鮮半島一帶是降水偏多（圖略，參見圖2c）。

圖1 氣候平均（1979～2007）臺站降水:（a）6月，（b）7月，（c）7月和6月差異Fig.1 Climatology rainfall (1979–2007) of station observation: (a) June, (b) July, (c) the difference between July and June

圖2(a, b) 基于6月臺站降水和200 hPa位勢高度場SVD分解方法得到的第一（a）和第二（b）模態(tài)時間序列回歸的850 hPa風(fēng)場分布型和PrecL降水系數(shù)；（c）氣候平均850 hPa風(fēng)場和PrecL降水場7月與6月差異Fig.2(a) Regressed wind (vector) and precipitation of PrecL (shaded) with the first component of SVD of June station rainfall and 200-hPa geopotential height; (b) same as (a), but for the second component of SVD; (c) the differences between July and June climatological 850-hPa winds (vector) and PrecL rainfalls (shaded)

有意思的是: 圖 1c所反映的以長江為界淮河流域降水偏多、長江以南降水偏少的“梅雨偶極型”分布與6月合成的淮河洪澇年與長江洪澇年降水場之差（Hong and Liu，2012，圖3f）的主要特征一致。是否意味著“梅雨偶極型”是6月梅雨的一種主要模態(tài)？為了說明歐亞大陸以及西北太平洋對流層環(huán)流與中國6月降水的相關(guān)分布，下面利用SVD方法進行研究。

首先基于JRA-25資料中200 hPa位勢高度場和中國臺站降水進行SVD分解得到200 hPa位勢高度和降水距平的前兩個模態(tài)，其解釋方差分別占總方差的 25.1%和18.3%（Hong and Liu，2012）。NCEP2和ERA-Interim的結(jié)果類似。然后利用這兩個模態(tài)時間序列與對流層低層850 hPa風(fēng)場和全球陸面降水進行回歸，圖2a和b為其回歸系數(shù)?？梢娕c臺站降水 SVD分析結(jié)果一致，第一模態(tài)回歸降水大值在長江流域，華南和華北降水距平與之相反，呈現(xiàn)“三明治”結(jié)構(gòu)；回歸風(fēng)場表明當(dāng)長江流域降水偏多時從東亞近海到我國東部中南地區(qū)形成一異常閉合反氣旋。該反氣旋的西南氣流與來自日本以南的東風(fēng)在長江流域輻合，為持續(xù)性降水提供條件。反氣旋以東熱帶—副熱帶西太平洋上維持異常氣旋環(huán)流，在阿拉伯海上有也存在一異常氣旋（圖2a）。第二模態(tài)時間系數(shù)回歸全球陸地降水模態(tài)（圖2b）也與 SVD分解得到的降水第二主模態(tài)是一致的，即淮河流域與長江以南地區(qū)降水變化相反的“梅雨偶極型”模態(tài)，同時印度上空降水顯著增加。與第一模態(tài)時間系數(shù)回歸風(fēng)場（圖2a）不同，第二模態(tài)時間系數(shù)回歸的低層風(fēng)場（圖 2b），呈現(xiàn)出傾斜地以臺灣為界，以南西太平洋是異常氣旋環(huán)流，以北為反氣旋環(huán)流，即西太副高偏北，對應(yīng)淮河流域上存在異常西南風(fēng)，但是沒有形成閉合反氣旋；與印度降水增加相關(guān)聯(lián)，印度上空西風(fēng)偏強，阿拉伯海上是異常反氣旋。

圖2c給出氣候平均環(huán)流和PrecL降水7月與6月之差。在我國東部降水同樣表現(xiàn)出以長江為界南北反向的“梅雨偶極型”模態(tài)。環(huán)流場上，7月相對6月的差異是在我國南部及附近海域有一異常反氣旋，500 hPa上西太副高也偏北；而南海及其以東的西太平洋是異常氣旋環(huán)流，阿拉伯海上是反氣旋式環(huán)流增加。上述差異均與淮河洪澇時環(huán)流及降水特征（圖2b）一致，說明6月淮河發(fā)生洪澇是大尺度環(huán)流季節(jié)推進異常即季節(jié)超前的結(jié)果。與Guo and Liu（2008）研究2003年淮河洪澇時發(fā)現(xiàn)熱帶臺風(fēng)推動季節(jié)進程的結(jié)果一致。

4 淮河洪澇與熱帶海洋熱含量變化的聯(lián)系

上節(jié)研究闡明了6月發(fā)生淮河洪澇與環(huán)流和梅雨季節(jié)提前向北發(fā)展有關(guān)。另一方面如引言所述，已有研究發(fā)現(xiàn)表明西太平洋或印度洋 SST與東亞夏季風(fēng)聯(lián)系緊密。

本節(jié)將分析基于具有更長時間“記憶”的海洋熱含量在春季的變化及其與亞洲環(huán)流季節(jié)推進異常和淮河洪澇的關(guān)系。

我們先考察海洋熱含量的年際變率的基本特征，這可通過方差分析得到。圖3a可見4～6月方差較大的區(qū)域位于澳大利亞東北向的南太平洋輻合帶，黑潮附近海域和菲律賓以東鄰近海域。這些區(qū)域海洋熱含量相對于其他海域年際變率大?；赟ODA資料計算得到的4～6月海洋上層700 m熱含量的方差（圖略，參見洪潔莉，2012，圖 6.3）除在南赤道印度洋和東赤道太平洋也存在大值中心外，其他大值中心區(qū)域與NODC的熱含量方差一致。說明澳大利亞東北向的南太平洋赤道輻合帶熱含量變率最大是可信的。

為討論淮河洪澇與熱含量異常的關(guān)系，圖 3b給出了反映淮河洪澇年“梅雨偶極型”的 SVD第二模態(tài)時間系數(shù)與熱含量的相關(guān)。從澳大利亞東北向海域熱含量變率大值區(qū)至赤道地區(qū)兩者存在顯著高相關(guān)，意味著春季該區(qū)海洋熱含量變化對6月季節(jié)推進和淮河洪澇有指示意義。正的相關(guān)還存在于菲律賓以東，負(fù)相關(guān)則位于日本及其以南黑潮區(qū)域和東赤道太平洋。綜合考慮熱含量變率和正高相關(guān)區(qū)域為關(guān)鍵區(qū)，定義一熱含量指數(shù)，即將區(qū)域（15°S～5°S，160°E～190°E）海洋熱含量的區(qū)域平均定義為海洋熱含量指數(shù)（Heat Content index，HCI），來表征關(guān)鍵區(qū)域熱含量的變化。

圖3c中紅線給出4～6月NODC HCI指數(shù)隨著時間變化曲線。可見HCI有明顯年際變化，同時存在年代際變化。從2000年開始與2000年前的變化規(guī)律有明顯不同。HCI指數(shù)在 2000年以后持續(xù)偏高。而HCI偏高時，淮河容易偏澇（圖略，參見洪潔莉，2012）。正是從2000年以后淮河發(fā)生洪澇次數(shù)明顯增多，因此春季太平洋熱帶和副熱帶海洋熱含量在2000年后的變化可能是6月淮河發(fā)生洪澇的原因之一。利用HCI指數(shù)異常合成的6月我國東部降水距平分布證實在年際變化上，當(dāng)關(guān)鍵區(qū)域4～6月平均海洋熱含量偏多（少）時淮河流域以及華北地區(qū)降水偏多（少），長江以南華南地區(qū)降水偏少（多）（圖略，參見洪潔莉，2012，圖6.8b）?？傊?月我國東部以長江為界南北降水“梅雨偶極型”分布和前期熱帶南太平洋關(guān)鍵區(qū)域海洋熱含量異常存在較密切聯(lián)系。

圖3 （a）4～6月NODC海洋熱含量的標(biāo)準(zhǔn)方差分布（單位：1018J）；（b）SVD分解第二模態(tài)時間主成分與4～6月NODC海洋熱含量的相關(guān)系數(shù) (等值線為超過90%置信度水平);（c）4～6月NODC熱含量指數(shù)HCI（紅線）和熱含量EOF第一模態(tài)的時間序列（藍線）。方框為定義HCI指數(shù)的關(guān)鍵區(qū)域，下同F(xiàn)ig.3(a) The variance of oceanic heat content of NODC during April–June (units: 1018J); (b) the correlation coefficient between the second component of SVD and oceanic heat content of NODC (Contours signify the 90% confidence level); (c) the time series of Heat Content Index (HCI) of NODC (red) and the time series of first component of EOF of oceanic heat content (blue).The HCI is defined as the average oceanic heat content for the rectangular area (the same below)

那么關(guān)鍵區(qū)熱帶南太平洋海洋熱含量異常是如何影響北半球副熱帶地區(qū)大氣環(huán)流？事實上HCI指數(shù)變化不僅是關(guān)鍵海區(qū)熱含量改變，它反映的是太平洋熱含量的一種異常分布型。圖 3c中藍線是4～6月NODC太平洋熱含量EOF第一模態(tài)（圖6a）的時間序列。EOF第一模態(tài)系數(shù)的時間序列（圖3c藍線）與HCI（圖3c紅線）的相關(guān)為0.84，表明可以用定義的熱含量指示圖 6a所示太平洋海洋熱含量三極型的分布，即菲律賓以東的西太平洋和澳大利亞東北向海域同位相，但與赤道中東太平洋熱含量呈相反變化的形態(tài)。

海氣相互作用是通過海氣界面動量、熱量和水汽交換及反饋過程而影響大氣。當(dāng)HCI為正值即其所指示的關(guān)鍵海域和熱帶西太平洋海洋熱含量偏多時，海洋對其上大氣產(chǎn)生正的表面感熱加熱（圖4a）。環(huán)流向熱源適應(yīng)（吳國雄和劉屹岷，2000），氣塊得到不穩(wěn)定能量，受熱上升、低層風(fēng)場向加熱區(qū)輻合，并激發(fā)出氣旋式環(huán)流（圖4b、c）。在南半球，感熱異常加熱區(qū)位于海洋大陸以東至澳大利亞東北的關(guān)鍵區(qū)及以南地區(qū)，氣流在關(guān)鍵區(qū)南部輻合強烈，造成該地區(qū)對流不穩(wěn)定，對流增多（圖5a）。在北半球，顯著的正感熱異?？刂品坡少e以東到夏威夷以北的廣大熱帶—副熱帶西太平洋地區(qū)，其北側(cè)黑潮延伸區(qū)為負(fù)感熱區(qū)。兩者共同作用激發(fā)出局地反氣旋在北、氣旋在南，使對流層低層西太平洋副熱帶高壓偏北（圖4b、c）。該環(huán)流型與上節(jié)通過SVD系數(shù)回歸得到6月淮河洪澇型環(huán)流場（圖2b）和7月與6月季節(jié)差異場（圖2c）一致。偏北的異常反氣旋影響到我國東部，低層850 hPa風(fēng)場及水汽在長江以北的淮河流域輻合，長江以南輻散（圖4c），呈現(xiàn)出“梅雨偶極型”對應(yīng)的環(huán)流特征（圖2b）。因此春季太平洋海洋熱含量三極型異?？赡苁?月東亞地區(qū)和西太平洋副熱帶高壓季節(jié)推進提前、淮河發(fā)生洪澇的重要原因之一。

圖4 4～6月NODC熱含量指數(shù)與表面感熱通量的相關(guān)系數(shù)（a）和基于熱含量指數(shù)回歸的6月10 m風(fēng)場（b）、850 hPa風(fēng)場（c）的系數(shù)。（a）中等值線和（b、c）中紅色箭頭表示分別表示通過90%信度檢驗Fig.4(a) The correlation between April–June NODC HCI and surface sensible heat flux in June; the regressed with winds (b) at 10 m and (c) at 850 hPa in June based on April–June NODC HCI.The contours in (a) and red vectors in (b) and (c) mean the 90% confidence level

對應(yīng)太平洋三極型海洋熱含量分布，阿拉伯海上空低層風(fēng)場是一反氣旋異常（圖4b，c），與之關(guān)聯(lián)的印度對流偏強（圖5a），也與圖2b和c一致，反映了季節(jié)推進提前的特征。同時，也與Hong and Liu（2012）指出的異常強的印度對流是淮河洪澇發(fā)生重要原因的結(jié)果一致。Zhang（2001）曾指出，來自印度季風(fēng)的水汽輸送與東亞上空水汽輸送的關(guān)系具有反相變化的特征。太平洋三極型海洋熱含量異常導(dǎo)致熱帶西太平洋為氣旋式環(huán)流異常（圖4c）、熱帶水汽輸送偏弱，可能有助于從阿拉伯海到中南半島出現(xiàn)反氣旋式環(huán)流，阿拉伯海西北是氣旋式環(huán)流，印度半島低空上西風(fēng)偏強，降水偏多（圖4c，5a）。另一方面，印度上空低層西風(fēng)增加和熱帶西太平洋上出現(xiàn)氣旋式環(huán)流異?？赡芘c夏季熱帶地區(qū)30～60天低頻振蕩（MJO）位相有關(guān)（Maloney and Hartmann，1998）。但阿拉伯海環(huán)流異常和印度對流增加與太平洋海洋熱含量三極型變化的關(guān)聯(lián)，還需進一步研究。

上述環(huán)流與對流位置還體現(xiàn)了環(huán)流對對流加熱的Gill模態(tài)響應(yīng)。在北半球?qū)α鲗拥蛯託庑行目偸俏挥趯α骷訜嶂行奈鞅眰?cè)，反映出環(huán)流對加熱的反饋。另一方面，與太平洋海洋熱含量三極型異常和印度對流增強相關(guān)聯(lián)的對流層高層異常信號也很顯著。200 hPa位勢高度場上，中高緯度存在Rossby波波列，其中在貝加爾湖上空為一顯著阻塞高壓，其上、下游是負(fù)位勢高度異常，北太平洋上空是正異常信號（圖5b）。與6月淮河洪澇發(fā)生時歐亞大陸上空出現(xiàn)“單阻”相似（Hong and Liu，2012），利于淮河洪澇發(fā)生。

圖5 4～6月NODC熱含量指數(shù)與6月OLR (a) 和6月200 hPa位勢高度場相關(guān)系數(shù)（b）。（a）中等值線和（b）中打點區(qū)域通過90%信度水平Fig.5 The correlations between the April–June NODC HCI and (a) OLR, (b) geopotential height at 200 hPa in June, respectively.Contours in (a) and dotted areas in (b) mean 90% confidence level

海洋熱含量變化具有持續(xù)性和穩(wěn)定性。圖6是NODC資料4～6月平均和基于SODA資料計算的4、5、6月各月熱含量的EOF第一模態(tài)。NODC 4～6月熱含量第一模態(tài)方差占總方差的 22%。與 NODC資料4～6月平均（圖6a）相似，SODA資料4、5、6月各月熱含量的第一模態(tài)（圖6b–d）均表現(xiàn)出熱帶西太平洋和澳大利壓東北向海域與赤道中東太平洋熱含量呈相反變化的特征，其中變率幅度最大的區(qū)域就是本文定義的熱含量指數(shù)的區(qū)域，SODA第一模態(tài)的時間變化與NODC 4～6月EOF1時間系數(shù)的相關(guān)分別為 0.96，0.95，0.90，均遠(yuǎn)超過 99%的信度水平。另外，基于 4月 SODA計算得到的EOF1時間序列與6月感熱的相關(guān)分布（圖7）也與4～6月NODC熱含量指數(shù)與表面感熱通量相關(guān)的分布（圖4a）非常接近，即為在西太平洋黑潮附近和赤道中太平洋是向大氣的負(fù)感熱通量，而從海洋大陸在北半球向東北方向、南半球位于澳大利亞以東熱帶中太平洋上是正的表面感熱異常。因此可用4月或5月關(guān)鍵區(qū)平均的海洋熱含量指數(shù)作為預(yù)測6月淮河洪澇的因子之一。

圖6 （a）4～6月NODC熱含量EOF分解第一模態(tài)；SODA資料（b）4月、（c）5月、（d）6月熱含量EOF分解第一模態(tài)Fig.6(a) Spatial distribution of the first EOF mode of April-June NODC heat content; (b, c, d) same as (a), but for SODA heat content in (b) April, (c) May,and (d) June, respectively

圖7 4月SODA資料海洋熱含量指數(shù)和6月洋面感熱通量相關(guān)系數(shù)。等值線內(nèi)表示通過90%信度檢驗的區(qū)域Fig.7 The correlation coefficient between the SODA HCI in April and the surface sensible heat flux in June.The contours mean 90% confidence level

5 總結(jié)和討論

淮河流域和長江流域經(jīng)濟發(fā)達，洪澇災(zāi)害的發(fā)生對于當(dāng)?shù)厣鐣徒?jīng)濟影響嚴(yán)重。1990年代梅雨期洪澇主要發(fā)生在長江流域，但2000年后主要發(fā)生在淮河流域。本文基于臺站和衛(wèi)星觀測及再分析資料研究了6月淮河洪澇發(fā)生時中國東部降雨型及與雨帶異常相聯(lián)系的環(huán)流特征、環(huán)流季節(jié)推進異常及其機理。得到的結(jié)果如下：

（1）東亞和西太平洋季風(fēng)區(qū) 7月與 6月相比,雨帶向北推移，在我國差異表現(xiàn)為以長江為界降水北增南減的分布。與之相關(guān)聯(lián)環(huán)流系統(tǒng)西太副高、西風(fēng)急流軸位置等都向北移動。熱帶地區(qū)，與6月相比，7月低層索馬里急流加強北進，阿拉伯海存在反氣旋改變，印度季風(fēng)降水增加。

（2）6月淮河流域發(fā)生洪澇與亞洲環(huán)流和降水聯(lián)合模態(tài)的第二模態(tài)密切相關(guān)，在我國東部表現(xiàn)為以長江為界降水北增南減的“梅雨偶極型”分布，同時印度上空降水顯著偏多。對應(yīng)的低層風(fēng)場呈現(xiàn)出傾斜的以臺灣為界，以南的西太平洋是異常氣旋環(huán)流，以北為反氣旋環(huán)流，即西太副高偏北，淮河流域上存在異常西南風(fēng)；印度上空西風(fēng)增加，阿拉伯海上是異常反氣旋。因此6月“梅雨偶極型”降水和相應(yīng)環(huán)流異常反映了東亞和西太平洋季風(fēng)區(qū)季節(jié)推進超前。

（3）“梅雨偶極型”異常與前期澳大利亞東北向海域上海洋熱含量變化顯著相關(guān)。該關(guān)鍵區(qū)海洋熱含量變化是太平洋熱含量變化第一模態(tài)的一部分，呈現(xiàn)三極型，即當(dāng)菲律賓以東西太平洋和澳大利東北向海域熱含量增加，赤道中東太平洋熱含量減少。該三極型海洋熱含量異常激發(fā)的正感熱加熱異常控制了菲律賓以東到夏威夷以北的廣大熱帶—副熱帶西太平洋地區(qū)，其北側(cè)黑潮延伸區(qū)為負(fù)感熱區(qū)。兩者共同作用激發(fā)出局地反氣旋在北、氣旋在南，使對流層低層西太平洋副熱帶高壓偏北。因此春季三極型海洋熱含量通過影響對流層低層西太平洋副熱帶高壓北移和西太對流異常對東亞—西太平洋季節(jié)推進提前和淮河梅雨洪澇發(fā)生起重要作用，并進一步影響對流層高層，可能是6月東亞地區(qū)和西太平洋副熱帶高壓季節(jié)推進提前、淮河發(fā)生洪澇的原因之一。

與SST太平洋年際變化主要模態(tài)ENSO相比，春季海洋熱含量第一模態(tài)反映了熱帶太平洋ENSO衰減期的部分特征。但與之顯著差別在于海洋熱含量具有更好的穩(wěn)定性，在春季特征明顯。更為重要的是其主要信號位于西太平洋，尤其是位于北半球的北支信號更接近東亞地區(qū)從而可能比傳統(tǒng)ENSO信號對我國短期氣候預(yù)測有更好指示意義。

本文研究了熱帶海洋的作用，實際上影響梅雨和東亞季風(fēng)的動力過程還很多。另一方面，本文關(guān)注的是月平均尺度的大氣環(huán)流變化，季節(jié)內(nèi)振蕩對東亞季節(jié)進程和我國氣候的影響及相關(guān)的季節(jié)預(yù)測值得進一步研究。

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