張黎，譚桂容，章毅之

(1.南京信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，江蘇南京210044；

2.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害教育部重點實驗室/氣候與環(huán)境變化國際合作聯(lián)合實驗室/氣象災(zāi)害預(yù)報預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇南京210044；3.江西省氣候中心，江西南昌330000)

1 引 言

20世紀以來全球氣候變暖導(dǎo)致天氣氣候異常事件頻發(fā)。江西地處我國東南部，主汛期6月降水多、強度大，同時江西6月易受梅雨鋒影響出現(xiàn)連續(xù)性暴雨[1]，是長江中下游發(fā)生洪澇災(zāi)害較嚴重的省份之一。因此，加強江西6月降水的研究分析，對當?shù)刈龊梅罏?zāi)減災(zāi)工作尤為重要。

大量研究表明，影響我國東部夏季降水的因子眾多[2-6]，主要有西太平洋副熱帶高壓、東亞季風和北半球中高緯阻塞高壓等環(huán)流因子，以及ENSO與海溫、低溫、冰雪覆蓋、太陽活動等邊界強迫因子。其中，西太平洋副熱帶高壓的南北進退與東部夏季雨帶位置存在明顯的對應(yīng)關(guān)系，西伸脊點與降水的豐欠有關(guān)[7-9]。夏季，東亞季風通過水汽輸送對中國東部降水產(chǎn)生影響，其與阻塞高壓和東亞環(huán)流也密切相關(guān)[10-12]。邊界強迫因子則主要通過改變環(huán)流進而影響我國夏季降水[13]。熱帶太平洋低層大氣與東亞環(huán)流有較好的關(guān)系，當其兩模態(tài)呈正（負）位相分布時，貝加爾湖南側(cè)都容易發(fā)生持續(xù)的高壓（低壓）異常環(huán)流，對應(yīng)El Ni?o年長江流域雨量偏多，La Ni?a年雨量偏少[14]。宗海鋒通過分析ENSO對我國東部夏季降水的影響，揭示了ENSO通過赤道Walker環(huán)流、北半球Hadley環(huán)流和西太平洋副熱帶高壓對東部降水產(chǎn)生影響[15-16]。

以往關(guān)于江西6月降水的研究多集中于太平洋地區(qū)[17-19]，鮮有人關(guān)注印度洋地區(qū)。而印度洋作為我國西南季風的發(fā)源地，可通過引起東亞環(huán)流和水汽輸送的異常從而影響我國氣候[20-21]。Yang等[22]研究指出，當印度洋海盆一致增暖時，西北太平洋上空為反氣旋性環(huán)流，長江流域夏季降水偏多。肖子牛等[23]研究認為，印度洋海溫偶極指數(shù)正位相可能通過西南季風較直接地影響中國夏季降水，而負位相則可能通過PJ波列影響中國降水。前人研究發(fā)現(xiàn)，南印度洋偶極子正位相時，6—8月通過改變海洋大陸下墊面SST熱狀態(tài)，改變印度洋上空對流與水汽輸送的方向，間接影響西太副高強度和位置，導(dǎo)致長江中游以及華南地區(qū)降水偏多[24]。

值得注意的是，海氣系統(tǒng)在1970年代中后期發(fā)生了年代際轉(zhuǎn)折[25-26]。眾多學(xué)者對中國東部地區(qū)夏季降水變化特征進行研究后發(fā)現(xiàn)東部夏季降水也呈現(xiàn)明顯的年代際變化，1970年代以前華北為多雨區(qū)，1980年代以后多雨區(qū)南移到長江中下游地區(qū)，中國東部地區(qū)夏季降水由“北多南少”型轉(zhuǎn)變?yōu)椤澳蠞潮焙怠毙蚚2,27-29]。研究表明[30-34]太平洋、北大西洋及印度洋海表溫度的年代際變率，貝加爾湖地表氣溫等均與中國東部夏季降水年代際轉(zhuǎn)型有著重要影響。

關(guān)于印度洋對東亞氣候影響的研究在海洋方面主要集中在熱帶印度洋海表面溫度、次表層海溫以及深度變化等，在大氣方面則主要集中在低空風場以及緯向的Walker環(huán)流，且多以環(huán)流場分析定性地研究印度洋與東亞氣候之間的相關(guān)關(guān)系為主。而熱帶外地區(qū)高低層勢函數(shù)可以反映促使大氣內(nèi)系統(tǒng)發(fā)展與消亡的強迫源異常，利用大氣的無旋分量可分析環(huán)流異常及其強迫的相應(yīng)位置，利用診斷方程可定量分析要素場間關(guān)系大小，且所得結(jié)果明確簡潔、更具說服力。盧明等[35]利用無旋度分量表征西印度洋垂直環(huán)流，發(fā)現(xiàn)江淮夏季降水與同期西印度洋垂直環(huán)流存在良好的相關(guān)關(guān)系。孫鳴婧等[36]研究指出西印度洋垂直環(huán)流與太平洋垂直環(huán)流耦合區(qū)域發(fā)生年代際變化，使得西印度洋垂直環(huán)流與江淮夏季降水關(guān)系發(fā)生明顯的年代際變化，1979年以前西印度洋與太平洋主要耦合區(qū)在東太平洋，1979年以后則東移至中東太平洋。同時，6月正值江西梅雨期，易受梅雨鋒影響發(fā)生連續(xù)性暴雨，是江西夏季降水的重要組成部分[1]。因此，本文將對江西6月降水進行分析，沿用前人對印度洋垂直環(huán)流的表征方法[35-36]研究南印度洋垂直環(huán)流對江西6月降水的影響，并利用大尺度渦度方程進行診斷分析，探索印度洋對江西6月降水的可能影響，為進一步預(yù)測提供有益的物理依據(jù)。

2 資料和方法

本文運用了江西省氣象信息中心提供的江西省82站1959—2016年6月降水資料。此外，還采用了美國NCEP/NCAR再分析月平均位勢高度場、風場資料，空間分辨率為2.5°×2.5°。所有資料長度均為1959—2016年共58年。

文中用到了經(jīng)驗正交函數(shù)分解（EOF）、相關(guān)分析、回歸分析、滑動相關(guān)、合成分析及其顯著性檢驗等方法。

3 江西6月降水時空分布特征

為了考察江西6月降水的時空分布特征，對1959—2016年江西省82個站點6月降水進行EOF分解（圖1）。前3個特征向量的方差貢獻分別為44.1%、17.7%和8.2%，累積方差貢獻達70%。第1特征向量呈現(xiàn)全區(qū)一致的正值，表明江西6月降水空間變化最主要的模態(tài)為全區(qū)一致變化的趨勢；第2特征向量呈南北向?qū)ΨQ分布，0線在28°N附近，界線以北為負值區(qū)，界線以南為正值區(qū)，表明南北相反變化的空間型；第3特征向量自北向南依次為負-正-負的帶狀分布形式，反映江西北部和南部降水與中部相反的變化趨勢。

由于第一特征向量表示江西全區(qū)一致變化，且方差貢獻最大，因此采用EOF分析所得第一特征向量的時間序數(shù)（后簡稱PC1）來定義區(qū)域旱澇年。為使所選旱澇年更具代表性，挑選旱澇年數(shù)約占總年數(shù)一半，取1959—2016年中PC1＞1倍標準差的年份為多雨年（1962、1964、1973、1977、1982、1993、1994、1995、1998、2010、2011、2015年），PC1＜-1倍標準差的年份為少雨年（1963、1972、1978、1980、1981、1985、1987、1991、1996、2004、2005、2007、2009年）。

圖1 1959—2016年江西6月降水量EOF展開前3個特征向量的空間分布（a、c、e）與時間系數(shù)序列（b、d、f）

4 降水異常環(huán)流特征

大氣環(huán)流異常是造成天氣氣候異常的直接原因，進一步分析江西6月降水偏多年和偏少年環(huán)流場的不同分布特征將有助于更深入地研究降水異常的影響因素及變化原因。江西6月多雨年與少雨年500 hPa位勢高度場合成差值圖（圖2a）上，東亞地區(qū)從中高緯到低緯為“+-+”的距平符號分布，正距平位于巴爾喀什湖以北到貝加爾湖以東的西伯利亞地區(qū)，負距平位于黃海、日本及我國東部地區(qū)，另一正距平中心位于南海到臺灣以東洋面附近。表明烏拉爾山、貝加爾湖地區(qū)阻塞高壓異常發(fā)展，西太平洋副熱帶高壓偏強，西脊點明顯西伸、南邊界向南有所擴展，有利于北方冷空氣南下在我國東部地區(qū)與南來的暖濕氣流交匯；500 hPa渦度距平場上（圖2b），反映江西區(qū)域為異常的正渦度，正渦度中心在其東北側(cè)，同時其南側(cè)為負渦度異常；850 hPa風場上（圖2c），江西南側(cè)為異常的反氣旋，北側(cè)有異常的偏北風，南北風距平在江西上空輻合，對應(yīng)江西6月降水異常偏多。江西6月降水偏少年環(huán)流異常則相反。從PC1與勢函數(shù)差 DVP（DVP=X850hPa-X200hPa）的相關(guān)場看，在北太平洋到極地地區(qū)為顯著的負相關(guān)，印度洋上空存在顯著的正相關(guān)，相關(guān)中心位于南印度洋。表明江西6月降水與南印度洋大氣垂直環(huán)流存在顯著的相關(guān)關(guān)系（圖2d）。當江西6月降水偏多時，南印度洋地區(qū)上空低層輻合高層輻散，為異常上升運動；反之亦然。

圖 2 江西 6月降水異常年 500 hPa高度場（a，單位：gpm）、渦度場（b，單位：10-6 s-1）、850 hPa風場（c，單位：m/s）合成差值圖和降水EOF分析第一模態(tài)時間序列PC1與勢函數(shù)差DVP相關(guān)分析圖（d） 打點表示通過0.1顯著性檢驗。等值線為1959—2016年6月平均500 hPa位勢高度場；a、b中填色區(qū)為降水異常年距平，d中填色區(qū)為相關(guān)系數(shù)a、b、c中虛線標注江西地區(qū)；d中矩形框為顯著正相關(guān)區(qū)。

5 南印度洋大氣環(huán)流與降水的關(guān)系

海氣相互作用在長期天氣和氣候變化中扮演著非常重要的作用，印度洋海溫及其引起的環(huán)流異常對中國降水有重要影響，且有明顯的地域性特征。上一節(jié)分析結(jié)果表明南印度洋大氣垂直環(huán)流與江西6月降水有顯著的關(guān)系，以下將進一步探究南印度洋大氣垂直環(huán)流異常及其對江西6月降水的影響。

5.1 南印度洋大氣垂直環(huán)流指數(shù)

為進一步分析南印度洋地區(qū)大氣垂直環(huán)流與江西6月降水的關(guān)系，根據(jù)圖2d的顯著相關(guān)區(qū)定義南印度洋地區(qū)大氣垂直環(huán)流指數(shù)：在0～65.5°S，30～120°E區(qū)域內(nèi)850 hPa高度勢函數(shù)區(qū)域平均值與200 hPa高度勢函數(shù)區(qū)域平均值的差值：

當I為正異常時對應(yīng)區(qū)域有異常上升環(huán)流，反之則為下沉環(huán)流。

圖3a為58年（1959—2016年）南印度洋垂直環(huán)流指數(shù)I和PC1線性趨勢圖，二者相關(guān)系數(shù)高達0.486，通過了0.01的顯著性檢驗。對比I和PC1的年際變化可以看出，在1969—1989年兩者相關(guān)系數(shù)僅為0.092，關(guān)系不密切；1990年以后兩者的變化趨勢基本一致，相關(guān)系數(shù)高達0.539，通過了0.01顯著性檢驗。從兩者的9年滑動相關(guān)圖（圖3b）可見，1969—1989年之間相關(guān)性較弱，1990年以后兩者的正相關(guān)關(guān)系更顯著。這說明南印度洋垂直環(huán)流與江西6月降水的關(guān)系存在明顯的年代際變化。

為研究南印度洋大氣垂直環(huán)流對東亞環(huán)流異常的物理過程，把同期海溫和850 hPa風場、OLR回歸到指數(shù)I上（圖略），可以看出在熱帶西印度洋地區(qū)為對流偏強，西印度洋赤道南北兩側(cè)為低壓異常，由于南印度洋的低壓環(huán)流更強，故勢函數(shù)異常主要表現(xiàn)在南印度洋，當I大于0，反映西印度洋熱帶及其南北兩側(cè)都是異常的垂直上升運動，這種環(huán)流異常通過“大氣橋”影響到西太平洋環(huán)流，在熱帶西太平洋到我國東南近海海域為異常的反氣旋環(huán)流，該異常的反氣旋環(huán)流將影響到西太平洋副高，進而影響到江西6月的降水。本文南印度洋垂直環(huán)流指數(shù)I與國家氣候中心整理的印度洋海盆模指數(shù)IOBW之間的相關(guān)系數(shù)達0.219且通過0.1顯著性檢驗。但從空間分布看，南印度洋垂直環(huán)流指數(shù)對應(yīng)中東太平洋海溫偏冷，為La Ni?a發(fā)展階段，但IOBW對應(yīng)中東太平洋海溫偏高，為El Ni?o的發(fā)展階段。

5.2 南印度洋大氣垂直環(huán)流與東亞大氣環(huán)流的關(guān)系

為進一步探討南印度洋大氣垂直環(huán)流對東亞環(huán)流和江西6月降水的關(guān)系，對1969—1989年和1990—2012年兩段時間南印度洋大氣垂直環(huán)流指數(shù)I時間序列，以0.5倍標準差為劃分依據(jù)，挑選出南印度洋大氣垂直環(huán)流正負異常年。1969—1989 年階段正異常年為 1977、1978、1979、1988年 ， 負 異 常 年 為 1969、1981、1982、1985 年 ；1990—2016 年階段正異常年為 1995、1996、1998、2000、2007、2010 年 ， 負 異 常 年 為 1990、1991、1997、1999、2004、2009、2012 年。

圖4為兩時段南印度洋大氣垂直環(huán)流正負異常年同期500 hPa高度場、渦度場合成差值圖。由500 hPa位勢高度場合成差值圖（圖4a）可見，亞洲從高緯到低緯的高度距平分布型類似于多雨年（圖2a），在我國東部地區(qū)存在一個相對低值區(qū)，從而有利于江西省降水偏多。圖4b的分布類似于圖4a，只是中國東部相對的低值區(qū)范圍小，且位置偏南。比較而言，前一段時間中高緯阻塞異常頻繁活動區(qū)在貝加爾湖以西，西太平洋副高偏弱偏東；后一段在貝加爾湖以東，西太平洋副高偏強偏南。從500 hPa渦度場看（圖4c～4d），前一段時間，江西大部為負渦度異常，正渦度中心在江西以西地區(qū)，江西南側(cè)為大范圍的負渦度異常；后一段時間，江西區(qū)域均為正渦度異常，江西及其南側(cè)也為大范圍的負渦度異常。但就江西區(qū)域來講，后一段時間的正異常幅度大于前段，更有利于區(qū)域降水的正異常，這與前面分析的后一段時間，南印度洋垂直環(huán)流與江西降水的相關(guān)更好是一致的。

圖 4 1969—1989 年（a、c）和 1990—2016 年（b、d）I指數(shù)正負異常年 500 hPa高度場(a、b)、渦度場(c、d)合成差值圖

6 動力診斷

6.1 診斷方程

為進一步分析南印度洋大氣垂直環(huán)流與江西6月降水的年際關(guān)系，運用大尺度準地轉(zhuǎn)渦度方程來診斷背景場改變引起的各項變化。式（1）為準地轉(zhuǎn)渦度方程，

式中：ξ為相對渦度；V為風矢量；f為地轉(zhuǎn)參數(shù)；Q為外強迫。Q=Qa+Qc。式（1）線性化[37]后，可得到如下形式的局地異常渦度傾向變化方程：

其中，ua、va、ξa、Qa分別是緯向風、經(jīng)向風、相對渦度及外強迫距平，uc、vc、ξc、Qc為緯向風、經(jīng)向風、相對渦度及外強迫的氣候平均場，f為科氏力參數(shù)。由方程（2）可知，局地渦度異常的傾向變化與背景場和異常強迫有關(guān)，即不同的強迫異常對區(qū)域局地渦度異常傾向的貢獻不同，不同氣候背景下同樣的強迫異常對局地渦度傾向變化的貢獻也會不同。

設(shè) 1969—1989 年 距 平 為 u1a、v1a、ξ1a，1990—2016 年距平為 u2a、v2a、ξ2a，這里運用本文兩個時段的I指數(shù)分別回歸各物理量場得到的距平代入計算，表示南印度洋大氣垂直環(huán)流對應(yīng)的異常變化；1969—1989 年平均場為 u1c、v1c、ξ1c，1990—2016 年平均場為 u2c、v2c、ξ2c,1969—2016 年平均場為 uc、vc、ξc。ua、va、ξa則以整個時段(1969—2016 年)I指數(shù)分別回歸的相應(yīng)距平量代入。定義以下變量：

ξ1d、u1d、v1d為 1969—1989年相對于整段平均的距平，ξ2d、u2d、v2d為 1990—2016 年相對于整段平均的距平。則，

代入（2）得：

其中，

考慮南印度洋大氣垂直環(huán)流異常對應(yīng)的局地渦度異常，可見兩個時段局地渦度變化傾向的差異主要由 A1、A2、B1、B2決定。以上 A1代表1969—1989年階段南印度洋大氣垂直環(huán)流異常在整段平均場背景下引起的區(qū)域局地渦度傾向異常；A2代表1990—2016年階段南印度洋大氣垂直環(huán)流異常在整段平均場背景下引起的區(qū)域局地渦度傾向異常。A1、A2簡稱為南印度洋大氣垂直環(huán)流異常的年際貢獻。B1表征1969—1989年階段的年代際變化引起的區(qū)域局地渦度傾向異常；B2表征1990—2016年階段年代際變化引起的區(qū)域局地渦度傾向異常。B1、B2簡稱為年代際貢獻。

6.2 診斷結(jié)果

由降水異常年500 hPa渦度距平場合成差值圖（圖2b）可知，降水正異常年江西區(qū)域上空為正渦度異常。由圖5a可見，江西大部地區(qū)為負值，表明1969—1989年階段，年代際變化對于江西局地渦度異常變化的貢獻不利于區(qū)域降水的增加。同理，由圖5b可見，江西區(qū)域基本為正值，表明1990—2016年階段的年代際渦度異常對局地渦度變化的貢獻為正，有利于區(qū)域降水的增加。對比圖4a可見，1969—1989年南印度洋大氣垂直環(huán)流異常對應(yīng)江西局地相對渦度存在負異常，而1990—2016年基本為正異常?？赡苷且驗檫@種年代際變化，使得南印度洋垂直環(huán)流與江西6月降水的關(guān)系存在年代際變化。

圖5 渦度年代際變化 a.1969—1989年距平ξ1d；b.1990—2016年距平 ξ2d。單位：10-6 s-1。

為進一步定量地診斷江西局地渦度傾向變化中各項的作用大小，這里計算了 A1、A2、B1、B2項。由圖6a可見，江西大部地區(qū)為正值，表明1969—1989年階段，南印度洋大氣垂直環(huán)流異常在整段平均場背景下引起的區(qū)域局地渦度傾向異常對江西6月降水為正貢獻；同理，由圖6b可見，江西大部地區(qū)為正值，表明1990—2016年階段，南印度洋大氣垂直環(huán)流年際異常對江西6月降水為正貢獻。從年代際異常引起的區(qū)域局地渦度傾向異常來看(圖6c),1969—1989年階段江西省均為負值，但在1990—2016年階段（圖6d）為正值。由以上結(jié)果可見，雖然年際異常引起的江西局地渦度變化傾向在前一階段為正，其數(shù)值甚至大于1990—2016年階段，但由于年代際變化的負貢獻削弱了因年際異常引起的變化，使得南印度洋大氣垂直環(huán)流與江西6月降水在該階段相關(guān)不明顯，1990—2016年階段年代際異常的貢獻加強了年際異常引起的正貢獻，使得南印度洋大氣垂直環(huán)流與江西6月降水在該階段為顯著正相關(guān)。

圖 6 局地渦度傾向變化 a.A1；b.A 2；c.B1；d.B2。單位：10-11 s-2。

7 主要結(jié)論

本文分析了近58年南印度洋垂直環(huán)流與江西6月降水的相關(guān)關(guān)系，發(fā)現(xiàn)兩者關(guān)系存在明顯的年代際變化，結(jié)合大尺度渦度方程，探究了二者關(guān)系年代際變化的原因，主要結(jié)論如下。

（1）南印度洋大氣垂直環(huán)流與江西6月降水的年際關(guān)系經(jīng)歷了兩次轉(zhuǎn)折：1969年前為顯著正相關(guān)，1969—1989年相關(guān)性不明顯，1990年后二者關(guān)系又轉(zhuǎn)變?yōu)轱@著正相關(guān)。

（2）江西6月降水異常年環(huán)流場具有明顯特征。降水偏多年，500 hPa上東亞地區(qū)從中高緯到低緯為“+-+”距平符號分布，江西區(qū)域為正渦度異常，低層南北風距平在江西上空交匯；降水偏少年環(huán)流異常則相反。

（3）南印度洋大氣垂直環(huán)流異常年500 hPa高度距平分布型類似于降水異常年，兩時段江西省500 hPa均為正渦度異常，但后一段時間的正異常幅度大于前段，更有利于區(qū)域降水的正異常?？梢姡嫌《妊蟠髿獯怪杯h(huán)流異?？赏ㄟ^“大氣橋”影響到西太平洋環(huán)流，在熱帶西太平洋到我國東南近海海域為異常的反氣旋環(huán)流，該異常的反氣旋環(huán)流將影響到西太平洋副高，進而影響到江西6月的降水。

（4）南印度洋大氣垂直環(huán)流對江西6月降水的影響與背景場的變化有關(guān)。通過大尺度準地轉(zhuǎn)渦度方程對背景場改變引起的各項變化進行診斷，結(jié)果表明：1969—1989年南印度洋大氣垂直環(huán)流因年際異常對江西局地渦度為正貢獻，但年代際異常為負貢獻，削弱了年際異常的作用；1990—2016年階段年際異常為正貢獻，同時年代際異常也為正貢獻，加強了年際異常的作用，使得后一時間段其與江西6月降水的正相關(guān)顯著。