郭 恒 張慶云

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北方雨季中國東部降水異常模態(tài)的環(huán)流特征及成因分析

郭 恒1, 2張慶云1

1中國科學(xué)院大氣物理研究所國際氣候與環(huán)境科學(xué)中心，北京100029;2中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049

根據(jù)1958～2011年中國東部（105°E以東）316站逐日降水資料及NCEP/NCAR逐日再分析資料，利用統(tǒng)計分析、物理量診斷等方法，探討北方雨季（7月11日至8月31日）中國東部降水異常模態(tài)及同期、前期的大氣環(huán)流特征。分析發(fā)現(xiàn)，北方雨季中國東部降水異常表現(xiàn)為三個相互獨立的降水模態(tài)：第一模態(tài)為偏西型，當其時間系數(shù)為正（負）時，河套地區(qū)降水偏多（少），江淮流域上游降水偏少（多），南方大部降水偏多（少）；第二模態(tài)為北方一致型，當其時間系數(shù)為正（負）時，北方降水一致偏多（少），長江流域降水偏少（多）；第三模態(tài)為偏東型，當其時間系數(shù)為正（負）時，東北南部至長江中游降水偏多（少），華東沿海降水偏少（多）。研究發(fā)現(xiàn)，造成北方雨季三個降水異常模態(tài)的環(huán)流特征各不相同：偏西型降水主要受西亞高空副熱帶西風(fēng)急流位置南北偏移影響；北方一致型降水主要由東亞—太平洋遙相關(guān)波列導(dǎo)致；偏東型降水主要與海陸氣壓異常對比造成的東亞夏季風(fēng)變化有關(guān)。此外，三個模態(tài)與前期環(huán)流異常有密切聯(lián)系。第一模態(tài)的正（負）異常由7月上旬200 hPa來自北大西洋的異常波列造成烏拉爾山位勢高度負（正）異常和巴爾喀什湖以南位勢高度正（負）異常引起。第二模態(tài)的正（負）異常與前期7月上旬200 hPa北大西洋上位勢高度負（正）異常產(chǎn)生的沿中緯度（高緯度）路徑向下游傳播的波列有關(guān)。第三模態(tài)的正（負）異常由春季3月份低層蒙古上空異常的氣旋（反氣旋）持續(xù)至同期造成。

北方雨季 降水異常 西風(fēng)急流 副熱帶高壓

1 引言

受東亞熱帶、副熱帶季風(fēng)環(huán)流強弱及其相互作用和季節(jié)內(nèi)進退快慢影響，夏季我國東部降水不但有顯著的年代際、年際、季節(jié)內(nèi)變化，還有顯著的空間變化。近幾十年來我國東部夏季降水年代際變化的主要特征表現(xiàn)為20世紀70年代末之后夏季江淮流域降水增多而華北降水明顯減少（黃榮輝等，1999；Wang, 2001），1992/1993年之后降水在華南明顯增多（Kwon et al., 2007; Ding et al., 2008；Wu et al., 2010），進入21世紀前10年夏季淮河流域降水明顯增多、長江中下游降水減少（Zhu et al., 2011；張慶云和郭恒，2014）。異常降水事件引發(fā)旱澇災(zāi)害，給當?shù)毓まr(nóng)業(yè)生產(chǎn)及人民生活造成極大影響。

夏季我國東部降水的年代際變化受東亞夏季風(fēng)年代際變化影響（王會軍和范可，2013；丁一匯等，2013）。20世紀70年代后期，青藏高原前冬和春季積雪呈現(xiàn)年代際偏多而熱帶中東太平洋海表溫度則發(fā)生年代際增溫，由此減小了亞洲地區(qū)夏季海陸熱力對比，使得東亞夏季風(fēng)發(fā)生了年代際減弱（Ding et al.，2009；鄧偉濤等，2009）；20世紀80年代末90年代初，青藏高原春季積雪繼續(xù)維持偏多的狀態(tài)，日本以南西北太平洋海溫異常偏暖，進一步減小了亞洲地區(qū)夏季海陸熱力對比，使得東亞夏季風(fēng)繼續(xù)維持年代際減弱。東亞夏季風(fēng)從20世紀70年代后期開始的年代際減弱導(dǎo)致亞洲夏季風(fēng)水汽輸送也同時發(fā)生了年代際減弱（陳際龍和黃榮輝，2008），使得我國東部夏季雨帶在21世紀前不斷南移（丁一匯等，2013）。

夏季我國東部降水年際、季節(jié)、月際變化與東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)多時間尺度變化關(guān)系的研究也取得了一系列有應(yīng)用價值的成果，相關(guān)研究主要集中在東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)，如東亞季風(fēng)槽、梅雨鋒、西太平洋副熱帶高壓、南亞高壓及北方冷空氣和南半球環(huán)流系統(tǒng)異常等方面（Tao and Chen，1987；張慶云和陶詩言，1998；徐海明等，2001；張瓊和吳國雄，2001；張慶云等，2003；琚建華等, 2005；陳烈庭等，2007；賈燕和管兆勇，2010；馬音等，2011；劉屹岷等，2013）。陶詩言和衛(wèi)捷（2006）總結(jié)認為，東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)的梅雨鋒、副熱帶高壓、南亞高壓活動與亞洲上空副熱帶西風(fēng)急流中的準靜止波列有關(guān)，指出亞洲副熱帶高空西風(fēng)急流區(qū)Rossby波活動應(yīng)作為東亞夏季風(fēng)系統(tǒng)的一個重要成員。亞洲高空副熱帶西風(fēng)急流區(qū)準靜止波列的活動與東亞季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)及東亞天氣氣候異常關(guān)系受到高度關(guān)注并取得一系列有應(yīng)用價值的成果。楊蓮梅和張慶云（2007）研究發(fā)現(xiàn)，夏季東亞副熱帶西風(fēng)急流Rossby波擾動偏強（偏弱）年伴隨的急流位置偏南（北）會導(dǎo)致南海季風(fēng)槽減弱（加強）、梅雨鋒加強（減弱），進而造成中國東部降水呈現(xiàn)出“－＋－”（“＋－＋”）的異常分布；杜銀等（2009）研究指出，在討論東亞高空副熱帶急流位置與中國東部降水關(guān)系時，要綜合考慮急流的南北偏移、急流中心的東西偏移和急流形態(tài)的變化；宣守麗等（2011）探討了東亞高空西風(fēng)急流在夏季6、7、8各月南北偏移對我國東部降水異常分布的影響及可能成因；黃榮輝等（2013）認為沿亞洲副熱帶急流傳播的“絲綢之路”遙相關(guān)型對20世紀90年代末我國東部夏季降水格局的變化有重要作用。陸日宇等（2013）總結(jié)了近年來夏季東亞高空急流變化成因及其對東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水影響的研究成果。

綜上可見，中國東部降水年代際、年際、季節(jié)、季節(jié)內(nèi)異常成因機理的研究，大多集中在夏季（6～8月平均）或6、7、8逐月降水異常方面，這對于了解我國東部夏季平均降水及月際變化特征是十分必要的。但Tao and Chen（1987）曾指出，東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)的演變以及我國東部夏季雨帶向北推進過程的階段性特征并不是以月為單位完成的，比如華南前汛期盛期開始的標志是5月中下旬的南海夏季風(fēng)爆發(fā)（何金海和羅京佳，1999；梁建茵和吳尚森，2002），梅雨期的開始則發(fā)生在東亞高空西風(fēng)急流6月上旬迅速北跳之后（葉篤正等，1958；李崇銀等，2004）。這些研究說明，我國東部區(qū)域性降水集中時段與東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)階段性演變密切相關(guān)，以月份的劃分研究夏季平均或逐月降水異常的環(huán)流特征及機理，不能客觀反映我國東部夏季降水隨東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)階段性向北推進的事實，同時也掩蓋了各個區(qū)域主雨季降水的主要環(huán)流特征。為了更客觀細致的了解夏季我國東部不同區(qū)域主雨季降水異常的成因機理，需要按照東亞夏季環(huán)流季節(jié)內(nèi)推進的自然階段及其主雨帶的演變規(guī)律進行研究。

我國東部夏季降水主雨帶的自然演變時段，按照降水集中程度基本可分為華南前汛期、梅雨期及華北東北雨季（江志紅等，2006；王遵婭和丁一匯，2008）。Zhang et al.（2006）研究指出，氣候平均的東亞高空西風(fēng)急流中心在一年的第37～39候（7月第1候～第3候）很短時間內(nèi)從140°E附近迅速西移至90°E附近青藏高原上空，之后我國長江流域變?yōu)榧绷鞒隹趨^(qū)而局地上升氣流受到抑制導(dǎo)致江淮梅雨結(jié)束（杜銀等，2008），隨之我國北方如黃河下游、華北、東北進入雨季。因此，討論我國北方雨季降水異常的研究時段始于7月中旬比7月上旬更為合理。有關(guān)北方降水取得的有應(yīng)用價值的研究成果，主要集中在降水的長期變化趨勢、空間分布特征、水汽輸送異常、外強迫因子以及季節(jié)內(nèi)振蕩等方面（張人禾，1999；孫淑清等，2002；陸日宇，2002；琚建華等，2006；武炳義等，2008；劉海文和丁一匯，2010；沈柏竹等，2011；王曉芳等，2013；丁婷等，2015）。實際天氣過程表明，北方雨季也是我國華南的后汛期降水時段，此時的環(huán)流異常不但影響北方地區(qū)降水，同時還造成我國東部其他地區(qū)降水異常，因此該時段內(nèi)我國北方降水與我國東部其他地區(qū)降水的關(guān)系及成因機理值得深入研究。為了更深入了解北方雨季我國東部的降水異常特征，本文選取北方雨季時段為7月11日至8月31日，重點探討該時段我國東部降水異常的同期、前期環(huán)流特征。第2節(jié)是本文資料與方法；第3節(jié)探討北方雨季降水異常模態(tài)及主要環(huán)流特征；第4節(jié)探討北方雨季降水異常模態(tài)的前期環(huán)流特征；第5節(jié)是結(jié)論與討論。

2 資料和方法

1958～2011年逐日再分析數(shù)據(jù)集，水平分辨率2.5°×2.5°，垂直方向17個氣壓層（Kalnay, et al, 1996）來自于美國國家環(huán)境預(yù)報中心和美國國家大氣研究中心；1958～2011年降水資料來自于中國氣象局整編的756個地面觀測站的逐日降水數(shù)據(jù)，并從105°E以東地區(qū)選出無缺測的316站代表我國東部降水。

文章采用距平方案的經(jīng)驗正交函數(shù)分解(Empirical Orthogonal Function, EOF)，對分解出的模態(tài)依據(jù)North et al. (1982) 的準則進行獨立性檢驗。為了體現(xiàn)降水實際空間變化的量值，采用吳洪寶和吳蕾（2010）的方法對各特征向量進行了變換，并將特征向量每個站點變換后的值都除以該站點降水的氣候平均值以化為距平百分率的形式。此外還利用合成分析、線性回歸等方法，并對統(tǒng)計結(jié)果進行檢驗（魏鳳英，2007）。

根據(jù)Takaya and Nakamura (1997, 2001) 推導(dǎo)的三維波活動通量描述準定常Rossby波的能量頻散特征。該通量在WKB近似假定下與波位相無關(guān)，且與波列的局地群速度方向一致；其基本流場包含了不均勻的緯向和經(jīng)向風(fēng)場，更適合描述夏季蜿蜒曲折的中高緯背景流場。

3 北方雨季降水異常模態(tài)及環(huán)流特征

利用1958～2011年中國逐日降水資料，對105°E以東316站7月11日至8月31日時段累積降水進行經(jīng)驗正交函數(shù)分解，只有前三個模態(tài)通過 North et al. (1982) 的獨立性檢驗；對這三個模態(tài)的時間系數(shù)進行標準化處理，并據(jù)不同的時間系數(shù)標準化值定義各模態(tài)正、負異常年（去除了三個模態(tài)共有年），重點探討前三個降水異常模態(tài)正（負）異常年環(huán)流特征。

3.1 第一模態(tài)（偏西型降水）及其環(huán)流特征

北方雨季降水異常第一模態(tài)（EOF1）的解釋方差為14.02%，圖1a是其空間分布。由圖可見，異常大值區(qū)表現(xiàn)為河套、南方大部降水正異常，江淮流域上游降水負異常，也即EOF1的時間系數(shù)為正（負）異常時，我國東部呈現(xiàn)河套地區(qū)降水偏多（少）、江淮流域上游降水偏少（多）、南方大部降水偏多（少）的降水分布。考慮到北方的降水異常中心位于偏西的河套地區(qū)，將該模態(tài)稱為偏西型降水。圖1b是該模態(tài)的標準化時間系數(shù)序列（PC1），從圖中虛線可見，PC1有明顯的年代際變化，即20世紀60年代末到70年代末、90年代中期到21世紀初PC1處于年代際的正位相，20世紀80年代至90年代初位于年代際的負位相。PC1還有清楚的年際變化（圖1b實線），據(jù)此定義PC1＞1.0為模態(tài)正異常代表年，PC1＜?1.0年為模態(tài)負異常代表年，得到正異常代表年有7年（1961、1973、1994、1996、1997、2002、2006），負異常代表年有8年（1962、1963、1965、1982、1989、2003、2010、2011）。

圖1 1958～2011年我國東部北方雨季降水異常第一模態(tài)（偏西型）的（a）空間分布及（b）標準化時間系數(shù)序列（虛線為9年滑動平均）

為了解北方雨季偏西型降水的環(huán)流特征，圖2給出了對應(yīng)正、負異常代表年份的高、中、低層環(huán)流異常合成。從圖2可見，EOF1異常代表年亞洲環(huán)流最顯著的異常特征（陰影區(qū)）分別出現(xiàn)在高層200 hPa的西亞（50°E～80°E）高空副熱帶西風(fēng)急流區(qū)（圖2a、b）及低層850 hPa東亞季風(fēng)區(qū)（圖2e、f），500 hPa位勢高度距平場的對比并不明顯（圖2c、d），因此我們重點探討200 hPa、850 hPa環(huán)流異常與偏西型降水的關(guān)系。200 hPa環(huán)流異常合成表明，EOF1正異常年，亞洲緯向風(fēng)的顯著正、負距平中心分別出現(xiàn)在40°N以北及以南的西亞地區(qū)（圖2a），對應(yīng)西亞急流軸在北方雨季時段（7月11日至8月31日）始終位于氣候態(tài)北側(cè)（圖3），即西亞高空副熱帶西風(fēng)急流位置偏北有利于北方西部降水偏多；EOF1負異常年，亞洲緯向風(fēng)的顯著正、負距平中心分別出現(xiàn)在40°N以南及以北的西亞地區(qū)（圖2b），對應(yīng)西亞急流軸在北方雨季時段始終位于氣候態(tài)南側(cè)（圖3），即西亞高空副熱帶西風(fēng)急流位置偏南不利于北方西部產(chǎn)生降水；可見西亞高空副熱帶西風(fēng)急流的南北偏移對北方雨季偏西型降水的形成有重要作用。850 hPa環(huán)流異常的合成表明，在EOF1正異常年，東亞季風(fēng)區(qū)出現(xiàn)顯著的氣旋性環(huán)流異常，即東亞熱帶季風(fēng)槽區(qū)（10°N～20°N）為西風(fēng)距平、副熱帶江淮流域呈現(xiàn)東風(fēng)距平（圖2e），東亞熱帶、副熱帶緯向風(fēng)距平這種分布特征表明東亞熱帶季風(fēng)偏強，有利于南方地區(qū)降水偏多、江淮流域降水偏少；EOF1負異常年，東亞季風(fēng)區(qū)出現(xiàn)顯著的反氣旋性環(huán)流異常，即東亞熱帶季風(fēng)槽區(qū)呈現(xiàn)東風(fēng)距平、副熱帶江淮流域呈現(xiàn)西距平（圖2f），說明東亞熱帶季風(fēng)環(huán)流減弱，使得我國南方降水偏少、江淮流域降水偏多。由此可見，偏西型降水的環(huán)流特征主要是西亞高空副熱帶西風(fēng)急流位置的南北偏移和東亞熱帶季風(fēng)環(huán)流的強弱變化。

圖2 我國東部北方雨季降水異常第一模態(tài)（偏西型）（a、c、e）正異常年和（b、d、f）負異常年合成的（a、b）200 hPa緯向風(fēng)場（單位：m s?1）、（c、d）500 hPa位勢高度場（單位：gpm）、（e、f）850 hPa矢量風(fēng)場的距平（單位：m s?1）。合成圖上淺、深陰影區(qū)分別表示置信水平為95%、99%的區(qū)域，冷、暖色分別表示負、正異常區(qū)；矢量風(fēng)場合成圖上陰影表示緯向風(fēng)場顯著的區(qū)域，紅線包圍的區(qū)域表示經(jīng)向風(fēng)場顯著的區(qū)域

圖3 我國東部北方雨季降水異常第一模態(tài)（偏西型）的200 hPa西亞急流軸（50°E～75°E平均的緯向風(fēng)經(jīng)向梯度零線）五天滑動平均的季節(jié)內(nèi)演變合成圖。黑實線表示氣候態(tài)；紅虛線表示模態(tài)正異常；藍虛線表示模態(tài)負異常

那么上游西亞高空急流位置的南北偏移與下游東亞熱帶季風(fēng)環(huán)流的強弱是通過什么過程聯(lián)系起來的？夏季南亞高壓是北半球高層中低緯度最強大的環(huán)流系統(tǒng)，東西邊界橫跨亞洲大陸，其東部的形態(tài)變化對東亞夏季風(fēng)環(huán)流強弱有直接影響。因此，這里給出EOF1正、負異常年200 hPa南亞高壓的位勢高度實況合成，以“1252”閉合線代表南亞高壓的范圍（圖4）。正異常年南亞高壓的東脊點位置比氣候態(tài)明顯偏西，同時東亞熱帶地區(qū)（20°N～30°N，110°E～120°E）上空200 hPa散度場呈顯著正異常（圖4a），高層輻散異常有利于低層上升運動加強，導(dǎo)致東亞熱帶季風(fēng)偏強；而負異常年南亞高壓東脊點位置比氣候態(tài)明顯偏東，同時東亞沿海熱帶地區(qū)上空200 hPa散度場呈顯著負異常（圖4b），高層輻合異常抑制了低層上升運動，造成東亞熱帶季風(fēng)環(huán)流減弱。圖4說明EOF1正、負異常年，東亞熱帶季風(fēng)環(huán)流的加強（減弱）與南亞高壓東脊點偏西（東）有關(guān)。

圖4 我國東部北方雨季降水異常第一模態(tài)（偏西型）（a）正、（b）負異常年合成的200 hPa南亞高壓實況。黑實線為合成場，藍虛線為氣候態(tài)，1252 dagpm起畫，間隔2 dagpm。填色區(qū)為散度異常通過顯著性檢驗的區(qū)域，淺、深陰影區(qū)分別表示置信水平為95%、99%的區(qū)域，冷、暖色分別表示負、正異常區(qū)

由上述分析可見，北方雨季時段河套地區(qū)降水偏多（少）、江淮流域上游降水偏少（多）及南方大部降水偏多（少）的偏西型降水分布對應(yīng)環(huán)流特征主要表現(xiàn)為200 hPa西亞高空副熱帶西風(fēng)急流偏北（南）及東亞熱帶季風(fēng)環(huán)流加強（減弱）。在西亞高空副熱帶西風(fēng)急流偏北（南）時，南亞高壓東脊點位置偏西（東），使得東亞熱帶地區(qū)上升運動加強（減弱），造成東亞熱帶季風(fēng)偏強（弱）。說明西亞高空副熱帶西風(fēng)急流位置南北偏移和南亞高壓東脊點的東西偏移對北方雨季偏西型降水有重要影響。

3.2 第二模態(tài)（北方一致型降水）的環(huán)流特征

北方雨季降水異常第二模態(tài)（EOF2）解釋方差為11.21%，圖5a是其空間分布。EOF2顯示出北方全區(qū)與長江流域降水呈反向變化的特征，當EOF2時間系數(shù)為正（負）時，北方全區(qū)降水一致偏多（少），而長江流域降水偏少（多），稱該模態(tài)為北方一致型降水。圖5b是該模態(tài)的標準化時間系數(shù)序列（PC2），從圖中虛線可見，PC2有明顯的年代際變化，20世紀60年代至70年代中期、80年代中期至90年代中期位于年代際正位相，而70年代末至80年代初、90年代中期至21世紀的前10年位于負位相。PC2還呈現(xiàn)出清楚的年際變化（圖5b實線），據(jù)此定義PC2＞1.1及PC2＜?1.1為模態(tài)正、負異常代表年，得到正異常代表年有7年（1959、1966、1967、1976、1978、1985、2003年），負異常代表年有5年（1969、1980、1982、1993、2002年）。

圖5 1958～2011年我國東部北方雨季降水異常第二模態(tài)（北方一致型）的（a）空間分布及（b）標準化時間系數(shù)序列（虛線為9年滑動平均）

為了解北方一致型降水的環(huán)流特征，圖6給出了對應(yīng)的正、負異常年的高、中、低層環(huán)流合成。從200 hPa緯向風(fēng)距平場可見，在EOF2正異常年，亞洲地區(qū)緯向風(fēng)的最大正、負距平分別出現(xiàn)40°N以北和以南的東亞中緯度（圖6a），說明東亞（100°E～130°E）高空副熱帶西風(fēng)急流區(qū)位置偏北；而在EOF2負異常年，亞洲緯向風(fēng)最大正、負距平出現(xiàn)在40°N以南和以北的東亞中緯度地區(qū)（圖6b），即東亞高空副熱帶西風(fēng)急流位置偏南。在500 hPa高度距平場上，EOF2正異常年東亞地區(qū)從低緯至高緯出現(xiàn)“－、＋、－”的距平波列，距平中心分別位于南海、淮河流域及貝加爾湖以東（圖6c）；而EOF2負異常年東亞地區(qū)從低緯至高緯出現(xiàn)“＋、－、＋”的距平波列，距平中心分別位于臺灣附近、朝鮮半島及東北亞地區(qū)（圖6d）；且正、負異常年500 hPa最顯著的異常區(qū)均出現(xiàn)在東亞中高緯度。低層850 hPa風(fēng)場的異常與200、500 hPa一致，EOF2正異常年，顯著的西風(fēng)距平出現(xiàn)在東亞中緯度40°N以北，40°N以北的貝加爾湖以東地區(qū)呈現(xiàn)異常的氣旋性環(huán)流，而長江流域則出現(xiàn)了異常的反氣旋性環(huán)流，黃河以北地區(qū)處于異常的輻合風(fēng)場中，有利于北方降水偏多、長江流域降水偏少；EOF2負異常年，朝鮮半島為異常的氣旋性環(huán)流，臺灣以東為異常的反氣旋性環(huán)流，長江流域位于二者西側(cè)異常的輻合風(fēng)場中，有利于降水偏多。

圖6 同圖2，但為第二模態(tài)

我們注意到，EOF2正、負異常年中層500 hPa環(huán)流顯示出的異常波列與先前研究發(fā)現(xiàn)的東亞—太平洋型經(jīng)向遙相關(guān)（East Asian–Pacific teleconnection, EAP）（Nitta, 1987; 黃榮輝和李維京，1988）十分類似，而且高、中、低層環(huán)流異常具有較一致的分布形勢，也符合Kosaka and Nakamura (2006) 發(fā)現(xiàn)的EAP型同時存在于對流層低層和中高層的事實。為了進一步證明EOF2和EAP型的關(guān)系，這里給出EOF2正、負異常年合成的110°E～130°E平均的緯向風(fēng)距平的緯度—氣壓垂直剖面（圖7）。在EOF2正異常年，30°N附近約600 hPa以上副熱帶對流層出現(xiàn)顯著的緯向風(fēng)負距平，而40°N附近整個中緯度對流層則出現(xiàn)顯著的緯向風(fēng)正距平；EOF2負異常年，30°N附近約600 hPa副熱帶對流層出現(xiàn)顯著的緯向風(fēng)正距平，而40°N以北整個中高緯度對流層則出現(xiàn)顯著的緯向風(fēng)負距平。EOF2正、負異常年的緯向風(fēng)異常垂直分布呈現(xiàn)明顯的從副熱帶到中高緯度的波列結(jié)構(gòu)，并且異常分布隨高度向北傾斜，這與先前的研究結(jié)果一致（Kosaka and Nakamura, 2006）。因此，EOF2所代表的北方一致型降水對應(yīng)的主要環(huán)流特征正是EAP型遙相關(guān)波列。

圖7 我國東部北方雨季降水異常第二模態(tài)（北方一致型）（a）正異常年和（b）負異常年合成的110°～130°E平均的緯向風(fēng)距平（單位：m s?1）的緯度—氣壓剖面。淺、深陰影區(qū)分別表示置信水平為95%、99%的區(qū)域，冷、暖色分別表示負、正異常區(qū)

綜上可見，北方雨季時段北方全區(qū)降水偏多（少）及長江流域降水偏少（多）的北方一致型降水分布主要環(huán)流特征表現(xiàn)為從南海（臺灣附近）、淮河流域（朝鮮半島）至貝加爾湖以東（東北亞）地區(qū)“－、＋、－”（“＋、－、＋”）的東亞—太平洋型遙相關(guān)波列。

3.3 第三模態(tài)（偏東型降水）的環(huán)流特征

北方雨季降水異常第三模態(tài)（EOF3）的解釋方差為9.05%，圖8a是其空間分布。相對于前兩個模態(tài)，EOF3表現(xiàn)為東北南部到長江中游與華東沿海降水反向變化的特征，且降水異常大值帶呈明顯的經(jīng)向性，當時間系數(shù)為正（負）異常時，東北南部到長江中游降水偏多（少），華東沿海降水偏少（多）?？紤]到北方地區(qū)的降水異常中心明顯偏東，將EOF3稱為偏東型降水。圖8b是該模態(tài)的標準化時間系數(shù)序列（PC3），其年代際變化（圖8b虛線）表現(xiàn)為：20世紀60年代與90年代處于正位相，70年代至80年代末具有明顯的波動，21世紀初進入負位相。PC3還有清楚的年際變化（圖8b實線），據(jù)此定義PC3＞1.0及PC3＜?1.1分別模態(tài)為正、負異常代表年，正異常年有7年（1963、1964、1967、1969、1985、1996、2010），負異常有7年（1972、1981、1989、1997、2001、2006、2009）。

圖8 1958～2011年我國東部北方雨季降水異常第三模態(tài)（偏東型）的（a）空間分布及（b）標準化時間系數(shù)序列（虛線為9年滑動平均）

對北方雨季偏東型降水的各層環(huán)流異常合成（圖9）發(fā)現(xiàn)，東亞上空200 hPa環(huán)流對比并不明顯（圖9a、b），而500 hPa（圖9c、d）及850 hPa環(huán)流（圖9e、f）在模態(tài)正、負異常年強度均呈相反變化，說明偏東型降水更多受中、低層環(huán)流異常的共同影響。進一步對比環(huán)流異常的置信水平發(fā)現(xiàn)，低層850 hPa環(huán)流異常顯著區(qū)不論范圍還是置信水平都明顯優(yōu)于500 hPa高度場（圖9c–f），因此低層環(huán)流對EOF3起更重要的作用。從EOF3正異常年850 hPa環(huán)流異常來看（圖9e），蒙古上空存在明顯的氣旋性風(fēng)異常，而在日本及西太平洋上存在明顯的反氣旋性風(fēng)異常，造成我國東部上空顯著的西南風(fēng)異常，使得水汽通量達到5×10?3 kg hPa?1m?1s?1以上，說明水汽來源充足（圖10a），使得從東北南部至長江中游大范圍降水偏多；在EOF3負異常年，850 hPa環(huán)流（圖9f）表現(xiàn)為蒙古上空有顯著的反氣旋性風(fēng)異常，而在西太平洋上空是顯著的氣旋式風(fēng)異常，造成我國東部上空顯著的東北風(fēng)異常，使得水汽通量值均小于3×10?3 kg hPa?1 m?1s?1），說明水汽輸送偏弱（圖10b），難以到達中緯度的華北東北地區(qū)，導(dǎo)致我國大范圍地區(qū)降水偏少。

圖9 同圖2，但為第三模態(tài)，且850 hPa矢量風(fēng)場合成圖上陰影表示經(jīng)向風(fēng)場顯著的區(qū)域，紅線包圍的區(qū)域表示緯向風(fēng)場顯著的區(qū)域

大范圍的低層風(fēng)場異常必然和東亞夏季風(fēng)環(huán)流有關(guān)，考慮到季風(fēng)的形成與海陸氣壓分布有關(guān)，為此這里分析EOF3正、負異常年合成的海平面氣壓異常。顯然，在EOF3正異常年，亞洲大陸上是以蒙古為中心的氣壓負距平，而西太平洋上則是氣壓正距平（圖10c），說明亞洲大陸熱低壓偏強，同時西太平洋副熱帶高壓脊偏西（圖10a），造成東亞夏季風(fēng)偏強，向北的水汽輸送增強；而EOF3負異常年氣壓異常與此相反且更加顯著（圖10d），說明亞洲大陸低壓偏弱，同時西太平洋副熱帶高亞脊偏東（圖10b），造成東亞夏季風(fēng)偏弱，向北的水汽輸送減弱。上述結(jié)論與先前在季節(jié)尺度上關(guān)于東亞夏季風(fēng)強度的部分研究（郭其蘊，1983；施能等，1996；趙平和周自江，2005）是一致的，說明北方雨季偏東型降水與由于海陸氣壓的異常對比造成的東亞夏季風(fēng)異常緊密相關(guān)。

綜合上述分析，北方雨季時段東北南部至長江中游降水偏多（少）、華東沿海降水偏少（多）的偏東型降水分布對應(yīng)環(huán)流特征是亞洲大陸熱低壓偏強（偏弱）、低層副熱帶高壓脊偏西（東）造成的東亞夏季風(fēng)偏強（偏弱），表現(xiàn)為我國東部大范圍的低層西南（東北）風(fēng)異常。

4 北方雨季不同降水異常模態(tài)的前期信號

4.1 第一模態(tài)（偏西型降水）的前期信號

根據(jù)前面的分析，北方雨季降水異常第一模態(tài)（EOF1）表現(xiàn)為河套地區(qū)及南方大部與江淮流域上游降水異常反向變化的偏西型降水分布，主要受西亞急流和南亞高壓東脊點位置的影響，在EOF1正（負）異常年西亞急流軸偏北（南）、南亞高壓東脊點偏西（東）。這兩個環(huán)流系統(tǒng)均位于我國東部降水區(qū)的上游，因此我們探討上游環(huán)流物理過程與之的聯(lián)系。圖11a、b給出EOF1降水正、負異常年合成的前期7月上旬200 hPa位勢高度距平場及相應(yīng)的波活動通量。在EOF1正異常年，從冰島經(jīng)歐洲中部、烏拉爾山至巴爾喀什湖以南存在位勢高度場“－、＋、－、＋”的波列（圖11a）；其中，烏拉爾山、巴爾喀什湖以南分別為顯著的負、正位勢高度異常，這種異常形勢可以持續(xù)至華北雨季時段（圖略），有利于西亞急流位置偏北、南亞高壓東脊點偏西。在EOF1負異常年，從冰島經(jīng)歐洲中 部、烏拉爾山至巴爾喀什湖以南存在位勢高度場“＋、－、＋、－”的波列（圖11b）；其中烏拉爾山及巴爾喀什湖以南分別為顯著的正、負位勢高度異常，這種異常形勢可以持續(xù)至北方雨季時段（圖略），導(dǎo)致北方雨季西亞急流偏南、南亞高壓東脊點偏東。

圖11 我國東部北方雨季降水異常第一模態(tài)（偏西型）（a）正、（b）負異常年合成的前期7月上旬200 hPa位勢高度場距平（單位：dagpm，零線加粗，間隔1 dagpm）和波活動通量（單位：m2 s?2）。圖上淺、深陰影區(qū)分別表示位勢高度異常置信水平為95%、99%的區(qū)域，冷、暖色分別表示負、正異常區(qū)；已略去值小于4個單位的矢量

上述分析表明，北方雨季偏西型降水的前期信號與來自北大西洋的波列有關(guān)，該波列的位相變化造成烏拉爾山和巴爾喀什湖以南的位勢高度異常反向變化，導(dǎo)致西亞急流和南亞高壓位置異常，從而造成北方雨季我國東部降水異常。值得注意的是，EOF1正、負異常年西亞急流軸位置在6月下旬就有明顯差異（圖3），更確切的說，是西亞急流在EOF1正異常年北跳偏早、在EOF1負異常年北跳偏晚。如圖3所示，在EOF1正異常年，西亞急流在6月第4候就迅速北跳，第6候就到達42.5°N，比氣候態(tài)平均到達同緯度要早約兩候（紅虛線）；而在EOF1負異常年，西亞急流在7月第1候才開始北跳，明顯比氣候態(tài)晚（藍虛線），這其中的機制還有待進一步研究。

4.2 第二模態(tài)（北方一致型降水）的前期信號

根據(jù)前面的分析，北方雨季降水異常第二模態(tài)（EOF2）表現(xiàn)為北方大部與長江流域降水異常反向變化的北方一致型分布，主要受東亞沿岸至東北亞地區(qū)EAP遙相關(guān)型的影響，在EOF2正（負）異常年東亞沿岸熱帶至中高緯度出現(xiàn)“－、＋、－” （“＋、－、＋”）的距平波列。先前研究指出，EAP波列在低緯度西太平洋上的異常中心主要由西太平洋暖池區(qū)的對流活動造成（Nitta, 1987; 黃榮輝和李維京，1988），并且在盛夏時段（7月15日至8月31日）最大振幅中心主要位于對流層中低層（施寧等，2009）。但對于EOF2而言，其正、負異常的顯著環(huán)流差異主要表現(xiàn)在中高緯度（圖6）和600 hPa以上的對流層中高層（圖7），也即影響該降水模態(tài)的主要是EAP波列的中高緯兩個異常中心，因此造成EOF2降水分布的EAP波列不大可能由西太平洋對流活動直接導(dǎo)致。施寧等（2009）研究認為，在中期時間尺度上，盛夏EAP波列的中高緯異常中心最大振幅位于對流層中高層，并且形成初期主要由上游對流層上層Rossby波能量頻散造成。那么對于次季節(jié)時間尺度的EOF2，其對應(yīng)的EAP波列是否由同樣的機制造成呢？下面對此進行分析。

考慮到波列的傳播過程，先給出EOF2正、負異常年前期7月上旬200 hPa位勢高度距平場及對應(yīng)的波活動通量合成（圖12a、b）。從圖12a可見，EOF2正異常年北大西洋上位勢高度出現(xiàn)明顯的負異常，負異常中心的波活動通量向下游傳播，并在西歐折向地中海傳播；在EOF2負異常年，北大西洋上位勢高度則是顯著的正異常，正異常中心的波活動通量明顯向下游傳播 (圖12b)，但此時東亞大陸上空還沒有出現(xiàn)顯著的位勢高度異常（圖略）。到了北方雨季期間，EOF2正異常年，先前北大西洋上的負異常中心已東移，向下游傳播的波活動通量經(jīng)歐洲大陸、里海黑海、巴爾喀什湖并在蒙古高原附近折向東南傳播，導(dǎo)致東亞中緯度地區(qū)出現(xiàn)顯著的位勢高度正異常（圖12c），形成EAP波列的中緯度異常中心，使得東亞急流偏北，有利于我國北方降水偏多、長江流域降水偏少。在EOF2負異常年（圖12d），前期的正異常中心向東北擴展至斯堪的納維亞半島，由此向下游傳播的波活動通量由斯堪的納維亞半島出發(fā)經(jīng)烏拉爾山、葉尼塞河；一支波通量準緯向傳播至東北亞，導(dǎo)致顯著的位勢高度正異常，形成EAP波列的高緯度中心，另一支波通量在貝加爾湖附近折向東南傳播，導(dǎo)致東亞中緯度地區(qū)位勢高度呈現(xiàn)顯著的負異常（圖12d），形成EAP波列的中緯度中心，使得東亞急流偏南，有利于我國北方降水偏少、長江流域降水偏多。對比發(fā)現(xiàn)，造成EOF2正異常的上游波列大致是沿著45°N附近的中緯度路徑傳播（圖12c），而造成EOF2負異常的上游波列大致是沿著65°N附近的高緯度路徑傳播（圖12d）。

圖12 同圖11，第二模態(tài)（北方一致型）（a、c）正、（b、d）負異常年合成的前期7月（a、b）上旬與（c、d）同期200 hPa位勢高度場距平（單位：dagpm，零線加粗，間隔1 dagpm）和波活動通量（單位：m2 s?2）。圖上淺、深陰影區(qū)分別表示位勢高度異常置信水平為95%、99%的區(qū)域，冷、暖色分別表示負、正異常區(qū)；圖a、b已略去值小于4個單位的矢量，圖c、d已略去值小于1個單位的矢量

上述分析說明，北方雨季北方一致型降水的前期信號表現(xiàn)為自7月上旬開始的200 hPa北大西洋上的位勢高度異常，位勢高度負（正）異常中心向下游傳播的波列經(jīng)中（高）緯度路徑傳播至東亞，造成EAP波列的中高緯異常中心。值得注意的是， 7月上旬北大西洋上空高層位勢高度異常在EOF2負異常年與上游北美的位勢高度異常之間有波活動通量傳播的關(guān)系（圖12b），而EOF2正異常年似乎與北美的位勢高度異常關(guān)系不大（圖12a），這兩種情況下北大西洋上位勢高度異常的產(chǎn)生機制是否相同還有待進一步研究。

4.3 第三模態(tài)（偏東型降水）的前期信號

前面分析已經(jīng)指出，北方雨季降水異常第三模態(tài)（EOF3）所代表的偏東型降水分布與亞洲大陸熱低壓強弱以及低層西太平洋副熱帶高壓脊的東西偏移導(dǎo)致的東亞夏季風(fēng)異常密切相關(guān)?？紤]到東亞夏季風(fēng)異常是大尺度環(huán)流相對穩(wěn)定的特征，其發(fā)生發(fā)展應(yīng)該具有持續(xù)性，因此我們對前期逐月的對流層高、中、低層環(huán)流場進行了分析。結(jié)果發(fā)現(xiàn)，最早在3月份，東亞大陸低層環(huán)流就存在顯著差別（圖13）。EOF3正異常年，3月份700 hPa蒙古上空存在明顯的氣旋性環(huán)流異常（圖13a），蒙古上空的異常氣旋一直持續(xù)至6月（圖13a、c、e、g），并伴隨有我國東部大范圍的偏南風(fēng)異常，其特征與同期低層環(huán)流異常十分相似，說明東亞大陸環(huán)流形勢在3月份就已經(jīng)出現(xiàn)征兆。EOF3負異常年，環(huán)流形勢與上述相反，低層700 hPa蒙古上空從3月至6月一直維持顯著的反氣旋式異常（圖13b、d、f、h），我國東部大范圍出現(xiàn)偏北風(fēng)異常，其特征與同期低層環(huán)流異常也十分相似。前期3月至6月850 hPa風(fēng)場的異常與700 hPa類似（圖略）。以上分析表明，由海陸氣壓的異常對比導(dǎo)致的東亞夏季風(fēng)環(huán)流異常形勢相對穩(wěn)定且具有持續(xù)性，春季相似的環(huán)流異常可持續(xù)至夏季并逐漸加強，從而有利于北方雨季降水出現(xiàn)偏東型的分布特征。

圖13 我國東部北方雨季降水異常第三模態(tài)（偏東型）（a、c、e、g）正、（b、d、f、h）負異常年合成的前期3月至6月700 hPa風(fēng)場距平（單位：m s?1）。合成圖上淺、深陰影區(qū)分別表示置信水平為95%、99%的區(qū)域，冷、暖色分別表示負、正異常區(qū)；圖上陰影表示經(jīng)向風(fēng)場顯著的區(qū)域，紅線包圍的區(qū)域表示緯向風(fēng)場顯著的區(qū)域

5 結(jié)論與討論

本文重點探討了北方雨季時段（7月11日至8月31日）我國東部降水異常模態(tài)的環(huán)流特征及前期信號，得出如下主要結(jié)論：

（1）北方雨季我國東部降水異常第一模態(tài)為偏西型降水，當該模態(tài)時間系數(shù)為正（負）異常時，河套地區(qū)降水偏多（少）、江淮流域上游降水偏少（多）、南方大部降水偏多（少）；第二模態(tài)為北方一致型降水，當該模態(tài)時間系數(shù)為正（負）異常時，北方全區(qū)降水一致偏多（少），長江流域降水偏少（多）；第三模態(tài)為偏東型降水，當該模態(tài)時間系數(shù)為正（負）異常時，華北南部至長江中游降水偏多（少），華東沿海降水偏少（多）。

（2）北方雨季我國東部降水異常第一模態(tài)主要受西亞高空副熱帶西風(fēng)急流位置偏北（南）以及南亞高壓東部脊點位置偏西（東）影響。7月上旬200 hPa來自北大西洋的波列引起烏拉爾山位勢高度負（正）異常和巴爾喀什湖以南位勢高度正（負）異常，是該模態(tài)的前期信號。

（3）北方雨季我國東部降水異常第二模態(tài)主要受東亞沿岸從低緯至高緯的“－、＋、－” （“＋、－、＋”）的東亞—太平洋型遙相關(guān)波列影響。7月上旬200 hPa北大西洋上空的位勢高度負（正）異常，使得上游波列沿中緯度（高緯度）路徑向下游傳播至東亞，是該模態(tài)的前期信號。

（4）北方雨季我國東部降水異常第三模態(tài)主要受亞洲大陸熱低壓偏強（弱）、西太平洋副熱帶高壓脊偏西（東）導(dǎo)致的東亞夏季風(fēng)增強（減弱）的影響。春季3月低層蒙古上空異常的氣旋（反氣旋）性環(huán)流持續(xù)至夏季，是該模態(tài)的前期信號。

我們還注意到，這三個模態(tài)的降水異常大值區(qū)與200 hPa亞洲—太平洋上緯向風(fēng)最大異常中心的位置配合較好。對于偏西型降水，200 hPa緯向風(fēng)最顯著的異常中心位于50°E～80°E的西亞地區(qū)（圖2a、b），而我國東部北方的異常降水中心位于偏西的河套地區(qū)，江淮流域異常降水中心以及南方的異常降水中心都位于115°E以西（圖1a）；對于北方一致型降水，200 hPa緯向風(fēng)最顯著的異常中心位于100°～130°E的東亞地區(qū)（圖6a、b），而北方的降水異常中心東擴到山西地區(qū)，長江流域的降水異常中心位于110°～120°E之間（圖5a）；對于偏東型降水，200 hPa緯向風(fēng)最顯著的異常中心位于更東面的北太平洋日界線附近（圖9a、b），而我國東部的異常降水中心位于華北東部的環(huán)渤海以及華東沿海（圖8a）?？梢姡狈接昙疚覈鴸|部降水異常中心的經(jīng)度位置與高空200 hPa緯向風(fēng)異常中心的經(jīng)度位置有一定的對應(yīng)關(guān)系，但這種關(guān)系還需要在業(yè)務(wù)中進一步檢驗。

此外，北方雨季降水異常第三模態(tài)同期環(huán)流（圖9e、f）和前期環(huán)流的異常信號（圖15）都主要出現(xiàn)在低層阿爾泰山、薩彥嶺及蒙古高原上空，該區(qū)域是蒙古氣旋生成次數(shù)最多、蒙古反氣旋東移經(jīng)過次數(shù)最多的地方（朱乾根等，2007）。實際上該模態(tài)的降水特征是我國北方夏季常見的雨型，因此前期和同期蒙古氣旋和反氣旋與第三模態(tài)的關(guān)系值得進一步研究。本文有關(guān)環(huán)流場以及物理過程的診斷結(jié)果，還有待利用數(shù)值模式進行驗證，并在新的觀測事實和預(yù)測實踐中加以檢驗。

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The Dominant Modes of Precipitation Anomalies over Eastern China during the Northern China Rainy Season and the Possible Causes

GUO Heng1, 2and ZHANG Qingyun1

1,,,100029;2,100049

Based on the daily mean rainfall data at 316 China meteorological stations and the NCEP–NCAR reanalysis dataset for 1958–2011, the dominant modes of precipitation anomalies over eastern China (east of 105°E) during the northern China rainy season (11 July to 31 August) and the accompanying circulation as well as precursors, are investigated with EOF and composite analysis, along with other methods. The results show that there are three dominant modes—the first EOF mode (EOF1) depicting a meridional tripole pattern, the second EOF mode (EOF2) depicting a seesaw precipitation anomaly between northern China and the Yangtze River valley, and the third EOF mode (EOF3) depicting a seesaw precipitation anomaly between areas from Northeast China to the upper reaches of the Yangtze River and coastal areas in East China. The major circulation characteristics resulting in the three modes are different. EOF1 is attributed to the meridional displacement of the West Asian subtropical westerly jet stream (WAJS), EOF2 is attributed to the East Asian–Pacific (EAP) teleconnection pattern, and EOF3 is attributed to the anomalous East Asian summer monsoon (EASM) due to an anomalous sea level pressure gradient between East Asia and the western North Pacific. Possible causes of the above anomalous circulation are also analyzed. For EOF1, the 200 hPa wave train from the North Atlantic causes the seesaw geopotential height anomalies between the Ural mountains and Balkhash Lake in early July, leading to the meridional displacement of the WAJS. For EOF2, the EAP teleconnection pattern is closely associated with the geopotential height anomaly over the North Atlantic and corresponding wave train dating from early July. For EOF3, the anomalous cyclonic/anticyclonic circulation over Mongolia beginning from March is the precursor of stronger/weaker EASM.

Northern China Rainy Season, Anomalous precipitation, Westerly jet stream, Western Pacific subtropical high

1006-9895(2016)05-0946-19

P466

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1510.15218

2015-06-24；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2015-10-09

郭恒，男，1989年生，博士研究生，主要從事天氣動力學(xué)與短期氣候預(yù)測研究。E-mail: hnkfgh2011@sina.cn

張慶云，E-mail: zqy@mail.iap.ac.cn

國家自然科學(xué)基金項目41375055，國家重點基礎(chǔ)研究發(fā)展計劃2014CB954301、2012CB957803

Funded by National Natural Science Foundation of China (NSFC) (Grant 41375055), National Basic Research Programs of China (Grants 2014CB954301, 2012CB957803)