焦 洋，張永婧，尹承美，褚穎佳

（1. 山東省濟南市氣象局，山東 濟南 250102；2. 山東省氣象防災減災重點實驗室，山東 濟南 250102）

引 言

山東暴雨事件發(fā)生頻繁，暴雨引發(fā)的災害嚴重影響當?shù)毓まr(nóng)業(yè)發(fā)展。近年來，隨著山東省內(nèi)城市發(fā)展，交通、供水、供電等城市生命線的脆弱性在遭遇暴雨洪澇等災害時更顯突出。山東極端降水量通常占全年總降水量的30%左右，隨著年降水量的增加，極端降水事件也越發(fā)頻繁［1］。在全球變暖背景下，提高城市生命線氣候防護能力，加強重點地區(qū)的氣候變化風險及極端氣候事件預測預報研究至關重要［2］。山東省地處黃淮流域與華北地區(qū)交界地帶，南北氣候差異明顯，暴雨氣候預測難度較大［3］，僅側(cè)重于暴雨的氣候特征和個例分析仍不夠［4-6］，還需探究暴雨前期預測信號及影響機制。

山東處于東亞季風區(qū)，青藏高原熱力強迫是影響東亞季風和中國東部雨帶的一個重要因素［7-12］。青藏高原對大氣的季節(jié)性加熱激發(fā)了東亞夏季風的爆發(fā)［13-16］，而春季高原熱力強迫的減弱會導致東亞夏季風減弱、雨帶南撤［17］。研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原熱力強迫增強，通過2 個Rossby 波列促使中國東部鋒面降水加強［18］；當前期5 月高原大氣熱源偏強時，7 月中國東北地區(qū)主要為反氣旋環(huán)流形勢，導致降水偏少［19］；春季高原感熱強度減弱，會引起中國華南地區(qū)降水量、暴雨強度等大幅增加，華北地區(qū)降水量減少［17］。此外，高原上空的南亞高壓是一個強大的反氣旋系統(tǒng)，在夏季覆蓋整個歐亞大陸［20］，對中國東部夏季降水產(chǎn)生重大影響［21-23］；夏季，絲綢之路遙相關的轉(zhuǎn)變使得高原大氣水汽含量增加，進而影響中國東部雨帶分布［24］。南亞高壓和絲綢之路遙相關的變化很大程度上取決于青藏高原及其周圍區(qū)域的非絕熱加熱［24-25］。大氣中的非絕熱加熱組成了全球的大氣熱源［13］。綜上可見，中國東部極端降水事件的發(fā)生與大氣熱力強迫密切相關。為提高山東省區(qū)域氣候系統(tǒng)綜合預報水平和極端天氣精細化預報能力，本文利用1979—2018 年山東省120 個氣象站降水觀測資料和歐洲中期天氣預報中心ERAInterim 再分析資料、美國國家環(huán)境預報中心和大氣研究中心（National Centers for Environmental Predic?tion/National Center for Atmospheric Research，NCEP/NACR）再分析資料，分析山東夏季暴雨日數(shù)的時空變化特征及與青藏高原熱力強迫的聯(lián)系，并從環(huán)流場、南亞高壓等環(huán)流指數(shù)變化的角度探討春季高原熱力強迫影響山東夏季暴雨的可能機制，以期為山東夏季暴雨氣候預測與防災減災提供一定參考。

1 資料與方法

1.1 資 料

選用1979—2018 年山東省120 個國家地面氣象觀測站逐日降水量資料和歐洲中期天氣預報中心ERA-Interim 逐月再分析資料（水平分辨率為1°×1°）以及NCEP/NACR 逐6 h 再分析資料（水平分辨率為2.5°×2.5°）。文中附圖中的山東省行政邊界基于山東省自然資源廳標準地圖服務網(wǎng)站下載的審圖號為魯SG（2020）019 號的標準地圖繪制，底圖無修改。

1.2 方 法

1.2.1 大氣視熱源計算方法

根據(jù)熱力學方程，利用倒算法可計算青藏高原的大氣視熱源［26-27］。研究發(fā)現(xiàn)，NCEP/NACR 再分析資料中的大氣熱源（匯）值大致能夠反映基于觀測資料計算得到的青藏高原大氣熱源（匯）的氣候態(tài)和季節(jié)循環(huán)［28］。大氣視熱源的計算公式如下：

式中：Q1（W·m-2）為大氣視熱源；T（℃）為氣溫；V（m·s-1）為水平風速；ω（Pa·s-1）為p坐標下垂直速度；θ（K）為 位 溫；R（J·mol-1·K-1）為 氣 體 常 數(shù)；CP（J·kg-1·K-1）為干空氣的定壓比熱容；P（hPa）為氣壓，P0取1000 hPa；t（s）為時間。將Q1從對流層頂（取為100 hPa）到地面垂直積分，即可得到整層的大氣視熱源。

1.2.2 三維波作用通量計算方法

TAKAYA 和NAKAMURA 推導的三維波作用通量（簡稱“TN通量”）與Rossby波群速度方向平行，適用于探討Rossby 波頻散特征［29］。因此，可以利用TN 通量描述準定常Rossby 波的能量頻散特征。準地轉(zhuǎn)條件下TN 通量在p坐標系下的分量［30-31］可表示如下：

2 山東夏季暴雨氣候變化特征

對1979—2018 年山東夏季暴雨及以上量級降水（簡稱“暴雨”）日數(shù)標準化場進行經(jīng)驗正交函數(shù)分解（empirical orthogonal function，EOF），得到的第一模態(tài)空間分布均為正值，具有全區(qū)一致性變化特征，大值區(qū)位于魯西南、魯中及半島部分地區(qū)，是變化顯著區(qū)域［圖1（a）］；第一模態(tài)對應的時間系數(shù)序列（簡稱“夏季暴雨指數(shù)”）顯示，山東夏季暴雨日數(shù)具有明顯的年代際變化，21 世紀初以前以負位相居多，之后多為正位相，且存在一定的年際波動，2000年前后至2006年經(jīng)歷了顯著增多期，2006年后逐漸減少，但仍以正位相為主［圖1（b）］。

1979—2018 年，山東大部地區(qū)夏季暴雨日數(shù)呈增多趨勢，僅魯中地區(qū)部分站點、魯西北及半島沿岸個別站點呈減少趨勢，其中顯著增多的站點多集中在魯西南、魯西北中東部地區(qū)［圖1（c）］。從圖1（d）看出，山東夏季暴雨日數(shù)存在明顯的階段性變化，2002 年以前為暴雨偏少期，之后為偏多期，其中1999—2007年經(jīng)歷了顯著增多后開始波動下降，21世紀初以來山東夏季暴雨日數(shù)整體偏多。

圖1 1979—2018年山東夏季暴雨日數(shù)的標準化場EOF第一模態(tài)空間分布（a）及其時間系數(shù)序列（b）以及暴雨日數(shù)變化趨勢分布［c，單位：d·（10 a）-1］和距平序列（d）（實心的三角、倒三角通過α=0.05的顯著性檢驗）Fig.1 Spatial distribution of the first mode of standardized rainstorms days field decomposed by EOF（a）and its time coefficient series（b），and the tendency distribution（c，Unit：d·（10 a）-1）and anomaly series（d）of rainstorms days in summer from 1979 to 2018 in Shandong Province（The solid triangles and inverted triangles pass the significance test at 0.05 level）

3 高原大氣熱源與山東夏季暴雨的關系

春季，青藏高原大氣熱源以感熱為主，大氣熱源中心位于高原東南部至中南半島西北部地區(qū)，中心最大值超過250 W·m-2，且熱源值自東南向西北遞減［圖2（a）］。春季，熱源加熱作用增強，高原上空氣柱變暖，在靜力平衡約束下高層輻散、低層輻合，上升運動加強，當夏季水汽充足時易形成降雨，降雨產(chǎn)生的潛熱使大氣熱源進一步增強。夏季，隨著雨季開始，高原及周邊區(qū)域大氣熱源以潛熱加熱為主，高原上大氣熱源值依然自東南向西北遞減，熱源中心仍位于高原東南部至中南半島西北部地區(qū)，且范圍和強度都較春季明顯增大，中心最大值超過400 W·m-2［圖2（b）］。

圖2 1979—2018年春季（a）、夏季（b）平均大氣熱源分布（單位：W·m-2）（黑色線為海拔3000 m以上青藏高原邊界，紅色方框為大氣熱源強中心區(qū)。下同）Fig.2 The distribution of mean atmospheric heat source in spring（a）and summer（b）（Unit：W·m-2）（the black line for the Tibetan Plateau boundary with altitude more than 3000 m，and the red box for the strong center of atmospheric heat source. the same as below）

春季高原大氣熱源對中國華北地區(qū)夏季降水有調(diào)控作用［32］。計算發(fā)現(xiàn)，春季高原大氣熱源強中心區(qū)的強度與山東夏季暴雨指數(shù)呈顯著正相關［圖3（a）］，表明春季高原大氣熱源強中心區(qū)增強（減弱）有利于山東夏季暴雨日數(shù)增多（減少）；夏季山東地區(qū)大氣熱源強度與同期暴雨指數(shù)也呈顯著正相關［圖3（b）］?？梢?，夏季山東雨熱同期，其局地大氣熱源的增強使空氣加熱、上升運動加強，有利于降水產(chǎn)生，熱源加熱效應與強降水區(qū)域有很好的對應關系。

圖3 1979—2018年山東夏季暴雨指數(shù)與春季（a）、夏季（b）大氣熱源強度相關系數(shù)分布以及春季高原大氣熱源強度指數(shù)時間序列（c）及其與山東夏季暴雨日數(shù)相關系數(shù)分布（d）（打點區(qū)通過α=0.1的顯著性檢驗。下同；實心三角從小到大分別通過α=0.1、0.05的顯著性檢驗）Fig.3 The correlation coefficients distribution between summer rainstorm index in Shandong Province and intensity of atmospheric heat source in spring（a）and summer（b），and the time series of atmospheric heat source intensity index over the Tibetan Plateau in spring（c）and its correlation coefficients distribution with summer rainstorm days in Shandong Province（d）from 1979 to 2018（The dotted areas pass the significance test at 0.1 level. the same as below；the solid triangles from small to large pass the significances tests at 0.1 and 0.05 level，respectively）

為描述青藏高原熱力條件變化，定義春季高原大氣熱源強度指數(shù)，即對1979—2018年春季高原大氣熱源強中心區(qū)域（90°E—105°E、22°N—35°N）熱源值逐年求平均，然后進行標準化距平處理。從圖3（c）看出，1979—2018年春季高原大氣熱源強度指數(shù)的年代際變化特征明顯，1979—1997年除個別年份外均表現(xiàn)為負距平，1998—2010 年多數(shù)年份為正距平，之后正負距平交替；9 a 滑動平均顯示，1979—1997 年大氣熱源強度指數(shù)逐漸增大，1998—2005 年經(jīng)歷顯著增大期，2006 年后逐漸減小，近2 a 再次有增大趨勢，這與山東夏季暴雨指數(shù)變化具有一致性。因此，計算春季高原大氣熱源強度指數(shù)與山東氣象站點夏季暴雨日數(shù)的相關系數(shù)［圖3（d）］，發(fā)現(xiàn)除魯東南及半島部分站點外，山東其余大部分站點夏季暴雨日數(shù)與春季高原大氣熱源強度指數(shù)呈顯著正相關，表明當春季青藏高原大氣熱源增強（減弱）時，山東大部地區(qū)夏季暴雨日數(shù)增多（減少）。

4 春季高原大氣熱源強度變化影響山東夏季暴雨的環(huán)流機制

4.1 環(huán)流形勢

利用1979—2018 年春季高原大氣熱源強度指數(shù)回歸夏季環(huán)流場。夏季，200 hPa青藏高原上空為顯著正高度異常，南亞高壓偏強，其中心位于90°E附近，呈中部型，高壓中心及其東部脊線位于35°N附近［圖4（a）］；500 hPa副熱帶高壓西部脊線北抬至28°N附近［圖4（b）］，雨帶位于甘肅南部、四川西部、河南、湖北、山東、河北至東北地區(qū)南部，雨帶寬約5個緯距［33］，山東處于主雨帶范圍內(nèi)。另外，500 hPa自西伯利亞東部至中國東北地區(qū)為顯著負高度異常，日本以東地區(qū)為顯著正高度異常，表明當春季高原大氣熱源偏強時，夏季500 hPa 中國東北地區(qū)易有冷渦生成南下，日本東部的西太平洋副熱帶高壓加強北抬，冷暖氣流交匯產(chǎn)生降水。整層水汽通量場上，有來自孟加拉灣、南海及西北太平洋的暖濕水汽輸送至山東地區(qū)，為山東夏季降水提供有利于的水汽及熱力條件。

圖4 春季高原大氣熱源強度指數(shù)回歸的夏季200 hPa位勢高度場（a，單位：gpm）和500 hPa位勢高度場（填色區(qū)，單位：gpm）及整層水汽通量場（矢量，單位：g·cm-1·s-1）（b）Fig.4 The 200 hPa geopotential height field（a，Unit：gpm），500 hPa geopotential height（color shaded areas，Unit：gpm）and integrated water vapor flux（vectors，Unit：g·cm-1·s-1）field（b）in summer regressed by spring atmospheric heat source intensity index over the Tibetan Plateau

圖5是春季青藏高原大氣熱源強度指數(shù)回歸的春季、夏季相對渦度及風場緯向垂直剖面。從圖5（a）看出，當春季青藏高原地表加熱增強時，同期高原上空對流層中高層表現(xiàn)為正渦度異常，其以上至平流層為負渦度異常，導致500 hPa 附近氣旋性環(huán)流增強形成輻合氣流，對流層上部至平流層反氣旋性環(huán)流增強形成輻散氣流。低層輻合、高層輻散，有利于上升運動加強，在水汽充足條件下降水增多，同時降水產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱進一步促使大氣熱力強迫加強。春季高原大氣熱力強迫增強對天氣和氣候的影響可持續(xù)到夏季。從夏季35°N—40°N 范圍平均相對渦度及風場緯向垂直剖面［圖5（b）］看出，春季青藏高原地表加熱增強有利于夏季高原上空對流層上部至平流層反氣旋環(huán)流增強，促使南亞高壓加強、東擴，山東對流層上部存在負渦度異常區(qū)，形成高層反氣旋式輻散，而低層伴有不顯著的正渦度異常區(qū)，形成低層氣旋式輻合。低層輻合、高層輻散，致使山東上空上升運動增強，有利于降水增強。

圖5 春季高原大氣熱源強度指數(shù)回歸的同期沿30°N（a）和夏季35°N—40°N范圍（b）相對渦度（填色區(qū)，單位：10-5 s-1）及風場（矢量，單位：m·s-1）的緯向垂直剖面（黑色區(qū)為青藏高原，黑色箭頭通過α=0.1的顯著性檢驗。下同）Fig.5 The zonal vertical sections of relative vorticity（color shaded areas，Unit：10-5 s-1）and wind field（vectors，Unit：m·s-1）along 30°N in the same period（a）and over 35°N-40°N area in summer（b）regressed by atmospheric heat source intensity index over the Tibetan Plateau in spring（The black area is the Tibetan Plateau，and black arrows pass the significance test at 0.1 level. the same as below）

4.2 南亞高壓及絲綢之路遙相關作用機制

選取夏季南亞高壓強度指數(shù)（South Asia high intensity index，SAH_int）及絲綢之路遙相關指數(shù)進行分析。采用夏季200 hPa 高度場計算1979—2018年SAH_int［34］。春季高原大氣熱源強度指數(shù)和夏季SAH_int（圖略）在年代際變化上存在差異，因此對二者去除趨勢后再做分析。將夏季200 hPa 經(jīng)向風距平場EOF 分解的第一模態(tài)空間分布（解釋方差為33.1%）定義為絲綢之路遙相關型，標準化后的時間序列定義為絲綢之路遙相關指數(shù)［35-37］，其變化影響中國降水分布和雨帶移動［38］。從圖6（a）看出，200 hPa上20°N—60°N 范圍自西向東呈“正、負、正”的絲綢之路遙相關型分布，與夏季副熱帶西風急流軸的平均位置近乎一致，且與西風急流的南北偏移存在顯著相關［38］。從圖6（b）看出，絲綢之路遙相關指數(shù)具有明顯的年代際變化，20 世紀初以前指數(shù)呈明顯下降趨勢，2000 年以后指數(shù)多為負位相，這與山東夏季暴雨指數(shù)變化相反。另外，春季青藏高原大氣熱源強度指數(shù)與夏季SAH_int、絲綢之路遙相關指數(shù)的相關系數(shù)分別為0.28、-0.65，而山東夏季暴雨指數(shù)與夏季SAH_int、絲綢之路遙相關指數(shù)的相關系數(shù)分別為0.38、-0.46，均通過α=0.1 的顯著性檢驗，表明春季高原大氣熱源通過調(diào)節(jié)夏季南亞高壓、大氣遙相關等方式影響山東夏季降水，當春季高原大氣熱源強度指數(shù)增大（減?。r，夏季SAH_int 增大（減?。?，絲綢之路遙相關指數(shù)減?。ㄔ龃螅?，山東夏季暴雨增多（減少）。

圖6 夏季200 hPa平均經(jīng)向風距平場EOF分解的第一模態(tài)空間分布（a，填色區(qū)）及其標準化時間系數(shù)序列（b）（黑色等值線表示風速大于等于20 m·s-1的西風急流氣候平均位置）Fig.6 The spatial distribution of the first mode of 200 hPa mean meridional wind anomaly field in summer decomposed by EOF（a，color shaded areas）and its standardized time coefficients series（b）（the black contours for the climatic average location of westerly jet with wind speed more than or equal to 20 m·s-1）

利用夏季SAH_int 回歸同期110°E—125°E 范圍平均相對渦度場和風場（圖7）?？梢钥闯?，南亞高壓變化對環(huán)流場的調(diào)節(jié)作用可以間接影響山東降水，當夏季SAH_int 偏大時，20°N—30°N 范圍有顯著負渦度異常，中高層反氣旋式環(huán)流增強，副熱帶高壓強盛，而40°N 以北地區(qū)為正渦度異常，氣旋式環(huán)流增強，低值系統(tǒng)南下易與副熱帶高壓系統(tǒng)相結(jié)合，35°N 以北的山東地區(qū)上升運動加強，有利于降水產(chǎn)生。

圖7 夏季南亞高壓強度指數(shù)回歸的同期110°E—125°E范圍平均相對渦度（填色區(qū)，單位：10-5 s-1）和風場（矢量，單位：m·s-1）的經(jīng)向垂直剖面Fig.7 The meridional vertical section of average relative vorticity（color shaded areas，Unit：10-5 s-1）and wind field（vectors，Unit：m·s-1）over 110°E-125°E in the same period regressed by SAH_int in summer

由于山東夏季暴雨指數(shù)與同期絲綢之路遙相關指數(shù)呈顯著負相關，故而將圖8 中各變量乘以負號來表達絲綢之路遙相關偏弱時的環(huán)流狀況?？梢钥闯?，當夏季絲綢之路遙相關指數(shù)偏小時，200 hPa 在里海附近、青藏高原以北存在2 個相對渦度負異常中心，烏拉爾山附近、貝加爾湖以西以及山東半島至日本海區(qū)域分別存在相對渦度正異常中心，中高緯地區(qū)為明顯的“正、負、正”交替的異常變化，屬于典型的絲綢之路遙相關空間分布型。另外，中緯地區(qū)從貝加爾湖以東至山東一帶有異常的TN 通量自西向東傳播，即Rossby 波能量頻散增強，易形成高空急流，且在江淮北部至華北南部形成急流出口，有利于上升運動加強。當貝加爾湖附近對流層中上層相對渦度正異常（位勢高度負異常）增強，并伴隨Rossby 波能量頻散增強時，會引起東北冷渦增強［38］。東北冷渦作為影響山東夏季降水的重要天氣系統(tǒng)，其增強將引起山東夏季降水增加。山東至日本上空正渦度異常會促使該區(qū)域上升運動加強，進而形成有利的降水形勢。

圖8 夏季絲綢之路遙相關指數(shù)回歸的同期低通濾波的200 hPa平均相對渦度（填色區(qū)，單位：10-5 s-1）和TN通量（矢量，單位：m2·s-2）Fig.8 The lowpass filtered mean relative vorticity（color shaded areas，Unit：10-5 s-1）and TN flux（vectors，Unit：m2·s-2）at 200 hPa in the same period regressed by Silk Road teleconnection correlation index in summer

5 結(jié) 論

（1）山東夏季暴雨日數(shù)的EOF 第一模態(tài)分布具有空間一致性。1979—2018 年山東大部地區(qū)夏季暴雨日數(shù)呈增加趨勢，魯西南、魯西北中東部增加趨勢顯著；2002 年以前為暴雨偏少期，1999—2007年經(jīng)歷了顯著增加期，21 世紀初以來山東暴雨日數(shù)整體偏多。

（2）春季大氣熱源中心位于高原東南部至中南半島西北部地區(qū)，而夏季大氣熱源中心位置基本未變，但范圍和強度均有所增大。當春季高原大氣熱源增強時，山東大部分地區(qū)夏季暴雨日數(shù)增多。

（3）春季高原大氣熱源偏強時，夏季高原上空對流層上部至平流層反氣旋環(huán)流加強，促使南亞高壓加強、東擴，200 hPa 南亞高壓易呈中部型；500 hPa東北冷渦易生成南下，日本東部西太平洋副熱帶高壓加強北抬，冷暖氣流在山東地區(qū)交匯。同時，有明顯的水汽輸送至山東地區(qū)。因此，春季高原大氣熱源偏強時，夏季山東地區(qū)易形成低層輻合、高層輻散的環(huán)流配置，有利于降水。

（4）春季高原大氣熱源通過調(diào)節(jié)夏季南亞高壓、大氣遙相關等方式影響山東夏季降水。當春季高原大氣熱源偏強時，夏季南亞高壓增強、絲綢之路遙相關減弱，有利于冷空氣南下，并與暖濕空氣在山東地區(qū)交匯，從而在山東地區(qū)形成強降雨。

本文研究發(fā)現(xiàn)，山東地區(qū)局地熱源與同期暴雨存在顯著正相關，其機制尚不明確。低空急流向降水區(qū)輸送強的暖濕平流，從而使得降水過程中不穩(wěn)定能量得以維持。然而，對山東地區(qū)多次暴雨天氣個例統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，低空急流并不一定是暖平流，因此，還需對降水集中時段大氣熱源中溫度垂直變化項、局地變化項及水平平流項的作用及能量主要來源進一步深入探討研究。