姜茹茵

(山東省招遠(yuǎn)市氣象局，山東 招遠(yuǎn) 265400)

1 引言

目前針對江淮梅雨異常已有大量研究，并取得了許多重要進(jìn)展。從20世紀(jì)30、40年代起，竺可楨［1］和涂長望等［2］就指出，華南前汛期降水、江淮梅雨以及華北雨季是由5月南海夏季風(fēng)爆發(fā)一直到8月間雨帶的南北推移而形成的。梅雨是大氣環(huán)流季節(jié)性變換過程中的產(chǎn)物，梅雨的異常必然與大氣環(huán)流的變化相聯(lián)系。不同大尺度環(huán)流形勢皆會不同程度影響我國江淮地區(qū)的梅雨異常。張慶云等［3］的研究表明，環(huán)流系統(tǒng)的變化:如西太平洋副高、中高緯度的阻塞高壓、中緯度的西風(fēng)擾動等都對我國江淮流域梅雨期降水產(chǎn)生直接的影響;楊義文等［4］等也提出歐亞大陸上空中高緯度的阻塞高壓的不同形勢可對我國夏季主要降水區(qū)的位置和強(qiáng)度產(chǎn)生影響，由于高緯度的一個阻塞形勢，導(dǎo)致了大氣環(huán)流東西向的傳輸，這促進(jìn)了從北部高緯地區(qū)傳來的冷空氣輸送到我國東部地區(qū)，因此決定了夏季其與暖濕氣流的交匯位置以及冷空氣的強(qiáng)度，對中國夏季降水產(chǎn)生重要影響。

以往的研究通常是把江淮流域作為一個整體來考慮，然而，江志紅等［5］研究發(fā)現(xiàn)，梅雨期淮河地區(qū)降水與長江地區(qū)降水分別代表了江淮梅雨的兩個階段，起始時間上也存在一定差異，二者有很大的不同之處;竺夏英等［6－7］進(jìn)一步指出，江淮地區(qū)梅雨期降水存在明顯的經(jīng)向非均勻性;馬音等［8－9］也對江淮地區(qū)進(jìn)行了南北分區(qū)的對比研究。自2000年之后，淮河地區(qū)梅雨期洪澇現(xiàn)象頻繁出現(xiàn)，2003年、2005年以及2007年在長江以南(江南)地區(qū)出現(xiàn)了顯著的干旱，但在淮河流域卻有嚴(yán)重的洪澇現(xiàn)象。因此，有必要對江南和淮河流域的梅雨旱澇并存現(xiàn)象進(jìn)行分別研究。

2 資料與方法

資料:國家氣候中心整編的我國160 站的月平均降水資料;再分析資料主要使用了NCEP/NCAR水平分辨率為2.5°×2.5°的月平均500 hPa 位勢高度、200 hPa 位勢高度、850 hPa u、v 風(fēng)場和850 hPa的比濕。本文研究的時間段為1951—2012年，共計62 a。

其中降水資料提取江淮區(qū)26 站1951—2012年6—7月份累積降水量，根據(jù)江淮區(qū)域的廣泛定義(110～122°E，28～34°N)，選取分布較均勻的26個站作為代表站，站點分布如圖1。

方法:本文主要采用了EOF 分析方法進(jìn)行梅雨期江淮區(qū)的空間分型;再運(yùn)用合成分析方法討論梅雨異?？臻g分布型下的大氣環(huán)流特征。

3 梅雨期江淮地區(qū)降水的時空分布特征

3.1 江淮地區(qū)梅雨量的空間分布特征

對1951—2012年共62 a 江淮流域26 站6—7月梅雨期降水距平場做EOF 分析，表1 為對江淮流域梅雨期降水距平場做EOF 分析后得到的前8個特征向量方差貢獻(xiàn)率，結(jié)果表明:前8個特征向量的累積方差貢獻(xiàn)率達(dá)90.22%;第1 特征向量占39.53%，第2特征向量的方差貢獻(xiàn)率達(dá)20.34%，第3 特征向量的方差貢獻(xiàn)率為8.97%，第3 特征向量的方差貢獻(xiàn)迅速降低，后面幾個特征向量的方差貢獻(xiàn)已經(jīng)很小，前3個模態(tài)所占總的方差貢獻(xiàn)達(dá)68.83%。因而給出前3個主成分對應(yīng)的特征場，見圖2。它反映出江淮區(qū)梅雨異常的幾種主要的空間分布型。

圖2 梅雨量距平場EOF 分析的前3個模態(tài)的空間分布(a，c，e)及其時間系數(shù)(b，d，f)

圖2 給出了梅雨量距平場EOF 前3個模態(tài)的空間分布及其時間系數(shù)。圖2a 給出的是江淮梅雨量第1 特征場，第1 模態(tài)代表的空間分布全區(qū)皆為正值，表明江淮區(qū)降水的干濕變化是相同的，即整體的空間一致性，前人主要討論的江淮流域整體旱澇特征;由圖2c 可看到，第2 特征場與第1 特征場相比有很大的不同，第2 模態(tài)代表的空間分布是以30°N 為界南北呈反向的變化特征，以南的江蘇、安徽大部、河南南部以及湖北中東部為負(fù)值區(qū)，以北的湖南北部、江西北部、安徽北部以及浙江大部為正值區(qū)，表明江淮區(qū)降水的干濕變化呈南北反相的格局，即南北差異是江淮梅雨的第2 空間異常類型;第3 模態(tài)代表的空間分布為近東北—西南向的反向變化，江蘇大部、安徽南部、江西北部以及浙江北部為負(fù)值區(qū)，安徽北部、河南南部、湖北中東部、湖南北部以及江西北部為正值區(qū)，表明江淮區(qū)降水的干濕變化呈東西反相的格局，即東西差異是江淮梅雨的第3 空間異常類型。本文主要根據(jù)第2 模態(tài)——降水南北的反向變化進(jìn)行討論，將其劃分為南澇北旱及北澇南旱2 種空間分布型，再結(jié)合此模態(tài)的時間系數(shù)變化曲線進(jìn)行討論。

3.2 南北分布異?？臻g型梅雨的年際及年代際變化

進(jìn)一步討論上文梅雨量空間分布南北反向變化的時間演變，上文分析江淮梅雨量的空間分布時，是把梅雨量在時間上作為一個點來考慮的，下面把整個江淮流域26個站劃分為南區(qū)和北區(qū)，南區(qū)13個站(圖2 第2 模態(tài)中正值區(qū))和北區(qū)13個站(圖2 第2模態(tài)中負(fù)值區(qū))，將南北各看做一個整體區(qū)域進(jìn)行分析，進(jìn)一步分析各梅雨特征量的時間變化特征，來驗證這些年份梅雨期降水南北向分布特征。

圖3 南北兩區(qū)62 a 梅雨量距平百分率(柱線)、9 a 的滑動平均(實線)的時間變化和長期趨勢(虛線)(上圖:南區(qū) 下圖:北區(qū))

圖3 給出的是南北兩區(qū)62 a 梅雨量距平百分率的時間演變曲線，其中黑實線是9 a 滑動平均，虛線為線性趨勢線。從圖中線性趨勢線(虛線)可以清楚地看出，62 a 來南區(qū)與北區(qū)的降水量都有上升的趨勢，說明從較長時間尺度上看，南區(qū)與北區(qū)梅雨量皆增多。

由圖中梅雨量距平百分率(柱線)可以清楚地看出，南北兩區(qū)的梅雨量均存在顯著不同的年際變化特征。若超過0.15 距平百分率作為梅雨量偏多，低于－ 0.15 距平百分率作為梅雨量偏少的標(biāo)準(zhǔn)，給出62 a 以來南北兩區(qū)的異常年份見表2。

表2 梅雨量的異常年份

由圖3 中9 a 滑動平均(實線)可知南北兩區(qū)梅雨量呈現(xiàn)顯著不同的年代際變化特征。南區(qū)梅雨量的年代際變化:20世紀(jì)50年代中期之前梅雨量顯著偏多，從50年代末期一直到80年代末期梅雨量呈正常偏少的狀態(tài)，90年代梅雨量顯著偏多，21世紀(jì)初梅雨量顯著減少，到2010年之后梅雨量又呈一個增加的趨勢;而北區(qū)梅雨量的年代際變化:20世紀(jì)50年代梅雨量顯著偏多，60年代以及70年代梅雨量顯著偏少，80年代梅雨量呈正常略偏多的狀態(tài)，90年代梅雨量偏少，20世紀(jì)初梅雨量又顯著偏多，到2009年之后又呈一個偏少的狀態(tài)。南北兩區(qū)有明顯的年代際變化特征。并且自20世紀(jì)90年代起，南北區(qū)梅雨量呈明顯反向的年代際變化，90年代南區(qū)梅雨量明顯增多，北區(qū)梅雨量偏少;而20世紀(jì)初，南區(qū)梅雨量明顯偏少，北區(qū)雨量明顯偏多，且這一趨勢也符合圖2d 中第2 模態(tài)時間系數(shù)的變化趨勢。

4 梅雨期江淮地區(qū)南北分布異常年的大氣環(huán)流特征

4.1 梅雨空間分布異常年份的確定

南澇北旱型及北澇南旱型典型年劃分方法如下:

根據(jù)圖2d，首先選出第2個特征向量的標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)＞0.8 的年份作為澇年，標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)＜－0.8 的年份作為旱年，并對比該年份下的第1個特征向量的標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)，若其絕對值也＞0.8，則舍去(因為第1 模態(tài)所占的方差貢獻(xiàn)率大，當(dāng)?shù)? 模態(tài)的標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)絕對值大時，往往顯示第1 模態(tài)的空間特征)，這樣得到南(北)澇北(南)旱型的典型年份:南澇北旱有1966，1973，1992，1993，1994，1995，1999年，北澇南旱有1956，1957，1979，1991，2000，2003，2005 和2007年。

然后再對比南北分區(qū)梅雨量的異常年份，綜合考慮上面時空分布的結(jié)果，最終確定梅雨異常年如表3 所示，為驗證所取的典型年是否正確，將62 a 6、7月份降水量進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化，定義S 為全區(qū)26 站標(biāo)準(zhǔn)化梅雨量，S南為南區(qū)13 站標(biāo)準(zhǔn)化梅雨量，S北為北區(qū)13 站標(biāo)準(zhǔn)化梅雨量。

表3 江淮流域梅雨期南(北)澇北(南)旱異常年及標(biāo)準(zhǔn)化降水距平

梅雨期降水南北向分布異常年見表3:梅雨期降水南北向分布異常年，南區(qū)與北區(qū)降水量距平值符號大部相反(除1966年)，代表了南北反向的一種空間分布形勢。最明顯的是1956、1991、1993、1999 和2007年，南區(qū)或北區(qū)至少有一側(cè)的標(biāo)準(zhǔn)化降水量絕對值＞1，另一側(cè)的標(biāo)準(zhǔn)化降水量絕對值也接近1，該地區(qū)南北向的降水分布異常明顯;而對江淮地區(qū)整體而言，除1966，1991，1993，1995 和1999年，大部分年份全區(qū)標(biāo)準(zhǔn)化梅雨量絕對值＜0.5，整個江淮地區(qū)降水量屬于正常范圍內(nèi)，即江淮區(qū)總體降水量正常，空間分布有差異。由此可以看出，表3選出的江淮梅雨期南澇北旱及北澇南旱的典型年是比較合理的。江淮梅雨期降水存在南北反向分布特征，對于以上這些典型年份，北澇南旱的強(qiáng)度似乎要比南澇北旱的強(qiáng)度要大一些，且大部分年份江淮地區(qū)整體梅雨量趨于正常，所以選取以上的典型年份來進(jìn)行下面的合成分析。

4.2 梅雨南澇、北澇年同期500 hPa 高度距平場

對南澇北旱年進(jìn)行梅雨期500 hPa 位勢高度的距平合成，結(jié)果顯示(圖4a):相對于平均場(圖略)，正距平區(qū)位于西太平洋副高(20～25°N)的南側(cè)，表明西太副高偏南呈東西向的帶狀分布，位置位于20°N 左右，高緯度鄂霍次克海附近有一個正距平中心，中心強(qiáng)度達(dá)12 gpm，阻塞形勢明顯，我國東北地區(qū)也有一個正距平中心，強(qiáng)度較弱，我國其他大部地區(qū)都被負(fù)距平所包圍，內(nèi)蒙以北，整個中西伯利亞地區(qū)皆被負(fù)距平區(qū)所覆蓋，整體上看，歐亞大陸東部上空從低緯到高緯呈現(xiàn)“+－ +－”的距平波列;南旱北澇年(圖4b)，正距平區(qū)于西太副高的北側(cè)，且形成一個閉合中心，表明西太副高較平均西伸北抬，中心位置已到達(dá)30°N 左右，且強(qiáng)度增強(qiáng)，高緯度鄂霍次克海附近仍有一個正距平中心，中心強(qiáng)度達(dá)35 gpm，阻塞形勢增強(qiáng)，我國東北地區(qū)距平由正轉(zhuǎn)負(fù)，高緯度地區(qū)皆被正距平所覆蓋，由整體上看，歐亞大陸東部上空從低緯到高緯呈現(xiàn)“－+－+”的距平波列。兩圖對比得出，對應(yīng)影響我國夏季降水的主要系統(tǒng)，北澇南旱年相對于南澇北旱年，西太副高的位置偏北，強(qiáng)度增加;高緯度鄂霍次克海高壓阻塞形勢偏強(qiáng)。

4.3 梅雨南澇、北澇年同期200 hPa 高度距平場

對南澇北旱年梅雨期200 hPa 位勢高度的距平合成，結(jié)果顯示(圖5a):較平均場而言，北半球極區(qū)為一負(fù)距平區(qū)中心，中心強(qiáng)度達(dá)－20 gpm，即位勢高度場偏低，代表極渦較強(qiáng)。歐亞大陸東部上空從低緯到高緯依舊呈“+－ +－”的距平波列;歐亞大陸高緯度地區(qū)有2個負(fù)距平中心，位勢高度距平為負(fù)值;中、低緯度地區(qū)，90°E 以西為正距平區(qū)，即位勢高度偏高;90°E 以東，20°N 以北為負(fù)距平區(qū)，位勢高度偏低，20°N 以南為正距平區(qū)，位勢高度偏高，代表南亞高壓偏西偏南。而南旱北澇年情況基本相反(見圖5b)，北半球極區(qū)為正距平區(qū)所控制，即位 勢高度場偏高，極渦偏弱，歐亞大陸東部上空從低緯到高緯呈“－+－ +”的距平波列，南亞高壓較南澇北旱年偏東偏北。

圖4 梅雨期500 hPa 位勢高度的距平場合成(單位:gpm)(a)南澇北旱年 (b)北澇南旱年

圖5 梅雨期200 hPa 位勢高度的距平合成(單位:gpm)(a)南澇北旱年 (b)北澇南旱年

4.4 梅雨南澇、北澇年同期850 hPa 風(fēng)場

亞洲夏季風(fēng)推進(jìn)到長江流域產(chǎn)生了江淮梅雨，因此亞洲夏季風(fēng)異常與梅雨異常具有緊密的關(guān)系。Tao 等［15］研究指出影響我國東部夏季降水的風(fēng)場條件有夏季來自印度洋和孟加拉灣的西南季風(fēng)氣流以及西太平洋副熱帶高壓西側(cè)轉(zhuǎn)向的西南季風(fēng)氣流，西南季風(fēng)氣流的強(qiáng)度以及它與北方來的冷空氣相遇的位置，對我國東部夏季降水的位置與強(qiáng)度有著決定性的作用。

由850 hPa 風(fēng)場合成圖(略)可見，來自印度洋和孟加拉灣的西南季風(fēng)氣流輸送水汽到達(dá)我國南部沿海。南旱北澇年的急流區(qū)范圍比南澇北旱年大，可能說明南旱北澇年輸送的西南風(fēng)較強(qiáng)，有利于水汽向更北的方向輸送;從850 hPa 風(fēng)場差值圖(圖6)可看出，江淮流域上空呈大范圍的顯著東北差值氣流，表明梅雨期兩種降水南北向分布異常年東亞副熱帶夏季風(fēng)具有很大差異，兩種異常年在江淮地區(qū)上空皆呈大范圍的西南氣流，所以表明南澇北旱年西南風(fēng)較弱，而北澇南旱年西南風(fēng)較強(qiáng)，北澇年的強(qiáng)西南風(fēng)更有利于水汽向更北的方向輸送。除此以外，在副熱帶西太平洋上空為氣旋式的差值環(huán)流，即南澇北旱年副熱帶西太平洋上空反氣旋式環(huán)流形勢很可能較南旱北澇年的強(qiáng)度偏弱，表明南澇北旱年西太副高強(qiáng)度很可能較北澇南旱年偏弱，這與500 hPa 位勢高度場的合成分析結(jié)果一致。

4.5 梅雨南澇、北澇年同期850 hPa 水汽條件

周玉淑等［10］研究發(fā)現(xiàn)，從水汽的輸送上看，江淮地區(qū)水汽輸送的主要通道是夏季印度季風(fēng)環(huán)流和南海夏季風(fēng)。苗秋菊等［11］研究指出，從孟加拉灣傳來的水汽輸送對中國江淮地區(qū)及華南地區(qū)的夏季降水有重要作用。

圖6 梅雨期850 hPa 的風(fēng)場差值圖(南澇北旱年減北澇南旱年)(單位:m/s)

850 hPa 水汽通量的合成差值場(圖7a)顯示:江淮地區(qū)上空被整體的東北差值的水汽輸送所覆蓋，說明北澇南旱年向北的水汽輸送較南澇北旱年強(qiáng)得多，水汽被輸送到更北的位置上，并且圖示的東北差值的水汽通量主要以偏東向為主，所以偏西風(fēng)的水汽輸送強(qiáng)弱是造成這種差異的主要原因，這符合卓東奇等人［12］研究的經(jīng)向水汽輸送變化結(jié)果。而西太平洋上空水汽通量差值較小，表明副高南側(cè)偏東風(fēng)的水汽輸送差異較小。

南澇北旱年水汽通量散度圖看出，于28°N 左右有一個負(fù)值中心，即水汽的輻合中心，大小為－4.5×10－6g/(cm2·s)，而北澇南旱年的負(fù)值中心位于30°N 左右，中心大小為－5×10－6g/(cm2·s);兩圖對比可得出，雖然南北反向分布異常年的水汽輻合中心的強(qiáng)度差不多，但位置差異顯著，北澇南旱時水汽輻合中心明顯偏北。

5 總結(jié)

①江淮流域梅雨期降水具有明顯的空間差異，通過對梅雨量距平場進(jìn)行EOF 分析，得到3 種主要空間分布形勢:全區(qū)整體一致性，南北反向分布以及東西反向分布特征。本文主要根據(jù)第2 特征向量所代表的降水空間分布南北反向變化特征進(jìn)行研究，將梅雨雨型分為北澇南旱型和南澇北旱型。

②南北分布異?？臻g型梅雨存在明顯的年代際變化特征:自20世紀(jì)90年代起，南北區(qū)梅雨量呈明顯反向的年代際變化，90年代南區(qū)梅雨量明顯增多，北區(qū)梅雨量偏少;而20世紀(jì)初，南區(qū)梅雨量明顯偏少，北區(qū)雨量明顯偏多。

圖7 梅雨期850 hPa 水汽通量差值(單位:g/(cm·s))及水汽通量散度的合成(單位:g/(cm2·s))(a)南澇北旱年減北澇南旱年(b)南澇北旱年 (c)北澇南旱年

③以上兩種空間分布的典型年梅雨期大氣環(huán)流背景特征，結(jié)果顯示:

北澇南旱年:500 hPa 西太副高的位置偏北，強(qiáng)度增加，高緯度鄂霍次克海高壓阻塞形勢偏強(qiáng);200 hPa 極渦偏弱，南亞高壓偏東偏北。850 hPa 風(fēng)場印度洋和孟加拉灣的西南季風(fēng)氣流較強(qiáng)，偏西風(fēng)的水汽輸送強(qiáng)，副高南側(cè)偏東風(fēng)的水汽輸送差異較小，水汽輻合中心明顯偏北。

南澇北旱年:500 hPa 西太副高的位置偏南，強(qiáng)度偏弱，高緯度鄂霍次克海高壓阻塞形勢偏強(qiáng);200 hPa 極渦偏強(qiáng)，南亞高壓偏西偏南。850 hPa 風(fēng)場印度洋和孟加拉灣的西南季風(fēng)氣流較弱，偏西風(fēng)的水汽輸送弱，副高南側(cè)偏東風(fēng)的水汽輸送差異較小，水汽輻合中心明顯偏南。

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