山東冬季降水異常及其與東亞大槽的關(guān)系

胡桂芳， 伯忠凱， 高 理， 徐瑋平， 王 娜

(山東省氣候中心，濟(jì)南 250031)

引 言

東亞大槽是東亞地區(qū)對(duì)流層中層的重要環(huán)流系統(tǒng)，其變化會(huì)影響東亞冬季風(fēng)，進(jìn)而影響中國的天氣氣候[1-11]。研究表明，當(dāng)冬季東亞大槽偏強(qiáng)(弱)時(shí)，易造成中國東部地區(qū)冬季降水量偏少(多)[8-10]。2008/2009年秋冬季我國東部地區(qū)嚴(yán)重干旱，是由于東亞大槽維持在日本東北部，高原上空為穩(wěn)定的高壓脊，中國大陸長期被東亞大槽槽后的西北氣流控制[11]。東亞大槽的強(qiáng)度及位置不僅對(duì)秋冬季降水產(chǎn)生重要影響，對(duì)春季降水影響也同樣顯著[12-16]。研究表明，西北東部春季嚴(yán)重雨澇(干旱)發(fā)生時(shí),東亞大槽偏弱(強(qiáng))且位置偏東(西)[12];華北春季降水偏多年，東亞大槽偏東、偏弱[15]；東亞大槽減弱(加強(qiáng))，山東省春季降水易偏多(少)[16]。山東省東接太平洋，西連亞歐大陸，受海洋和大陸的影響，季風(fēng)氣候特點(diǎn)相當(dāng)顯著[17]。因此，東亞大槽是山東冬春季短期氣候預(yù)測需要考慮的重要環(huán)流因子，其與山東冬季氣溫的關(guān)系已有較多研究[18-19]，但其與山東冬季降水的關(guān)系還未見系統(tǒng)研究，本文在對(duì)山東冬季降水分布型及其對(duì)應(yīng)的環(huán)流場進(jìn)行系統(tǒng)分析的基礎(chǔ)上，分析山東不同降水分布型產(chǎn)生的環(huán)流特征，系統(tǒng)分析東亞大槽強(qiáng)弱與山東冬季降水的關(guān)系，并對(duì)與常規(guī)配置不同的異常年份進(jìn)行單獨(dú)分析，以期為今后冬季降水預(yù)測提供參考。

1 資料與方法

采用資料為1961-2018年山東短期氣候預(yù)測業(yè)務(wù)中使用的26個(gè)代表站(因福山站資料不完整，用鄰近的煙臺(tái)站代替)冬季(12月至次年2月)降水量資料；NCEP/NCAR的月平均500 hPa位勢高度場及850 hPa風(fēng)場再分析資料，水平分辨率為2.5°×2.5°。采用的主要方法有經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(EOF)分解、相關(guān)分析及合成分析等[20]。

2 結(jié)果分析

2.1 山東冬季降水分布型及其同期500 hPa高度場環(huán)流特征

對(duì)山東省26個(gè)代表站1961-2018年的冬季降水量距平場進(jìn)行EOF分解，結(jié)果表明：第一特征向量解釋了總方差的71.0%，全省降水距平符號(hào)一致，表現(xiàn)出全省降水呈同多同少分布型，高值中心位于魯東南，低值中心位于魯西北(圖1a)；第二特征向量解釋了總方差的10.4%，反映了南部少(多)北部多(少)的分布型，零線呈準(zhǔn)東西向，自西向東大致穿過陽谷、沂源及即墨等地，低值中心位于魯南，高值中心位于半島東北部(圖1b)。第三特征向量解釋了總方差的7.0%，反映了東部少(多)西部多(少)的降水分布型，零線呈準(zhǔn)東北西南走向，自西南向東北大致經(jīng)過魚臺(tái)、蒙陰、濰坊等地，低值中心位于魯東南及半島東部，高值中心位于魯西北西部及魯中西部地區(qū)(圖1c)。前三個(gè)特征向量累積方差貢獻(xiàn)占總方差的88.4%，基本概括了山東冬季降水的分布特征。

圖1 1961-2018年山東冬季降水EOF分解前三個(gè)模態(tài)的特征向量場

計(jì)算前三個(gè)EOF模態(tài)的時(shí)間系數(shù)與同期北半球500 hPa高度場的相關(guān)系數(shù)(圖2)，并對(duì)各分布型典型年份的500 hPa高度距平場進(jìn)行合成分析(圖3)。對(duì)于全省降水呈同多同少的第一模態(tài)，歐亞中高緯自西向東呈現(xiàn)“+ - +”相關(guān)分布，歐洲西部、東亞沿岸至西北太平洋中緯地區(qū)分別為顯著正相關(guān)，烏拉爾山至巴爾喀什湖(以下簡稱巴湖)為顯著負(fù)相關(guān)(圖2a)。降水同多年(1963、1966、1968、1971、1974、1975、1989、1997、2000、2012、2016年),歐亞中高緯自西向東高度距平呈現(xiàn)“+-+”分布，巴湖北側(cè)為負(fù)距平中心(圖3a)，反映了全省性降水偏多的主要環(huán)流特征是歐亞中高緯地區(qū)盛行緯向環(huán)流，東亞大槽較常年偏弱，有助于偏南暖濕氣流的北上[15]，巴湖北側(cè)經(jīng)常有低槽活動(dòng)，引導(dǎo)冷空氣東移南下與暖濕氣流在山東交匯，造成山東冬季降水偏多。這與孫照渤等[9]華北冬季降水偏多年的500 hPa高度距平場特征大致相同。降水同少年(1962、1967、1973、1976、1983、1987、1993、1995、1998、2017年)，歐亞中高緯高度距平呈現(xiàn)與偏多年相反的“-+-”分布(圖3b)，朝鮮半島及日本附近為負(fù)距平中心，-20 gpm等值線已達(dá)30°N以南，即全省性降水偏少的主要環(huán)流特征是歐亞中高緯地區(qū)盛行經(jīng)向環(huán)流，東亞大槽加深且向南伸展，山東處于槽后干冷的西北氣流控制下而降水偏少。這與孫照渤等[9]的研究結(jié)果一致。對(duì)于冬季降水南北反向的第二模態(tài)，歐亞中高緯地區(qū)最主要特征是貝加爾湖(以下簡稱貝湖)東側(cè)至朝鮮半島的顯著負(fù)相關(guān)(圖2b)。北多南少年(1980、1985、2005、2015年)，貝湖東側(cè)至日本為負(fù)高度距平區(qū)，朝鮮半島周圍為負(fù)高度距平中心，烏拉爾山至貝湖北側(cè)為明顯的正高度距平區(qū)(圖3c)，反映了中西伯利亞高壓脊向北發(fā)展，東亞大槽也加深發(fā)展，山東多受橫槽或冷渦影響，在魯北及山東半島產(chǎn)生降水[17]。尤其是在這種環(huán)流形勢下，強(qiáng)勁的西北氣流攜帶著冷空氣經(jīng)過渤海暖濕海面產(chǎn)生較大海氣溫差，以淺對(duì)流的形式在山東半島東北部產(chǎn)生冷流降雪[21-23]，造成該區(qū)域降水明顯偏多。南多北少年(1979、2001、2002年)的形勢基本與北多南少的相反(圖3d)。對(duì)于降水東西反向的第三模態(tài)，在貝湖以南、巴湖以東及20°-30°N附近的西太平洋地區(qū)為顯著的負(fù)相關(guān)(圖2c)，東多西少(1988、1992、2006、2018年)(圖3e)和西多東少(1972、1978、1984、2004年)(圖3f)的高度距平場上，東亞地區(qū)二者差異最明顯的區(qū)域在貝湖地區(qū)，該區(qū)域高度場偏低，魯西北及魯中西部降水易偏多，反之，該區(qū)域降水易偏少。

綜上所述，東亞大槽是影響山東冬季降水的關(guān)鍵系統(tǒng)：當(dāng)東亞大槽偏弱時(shí)，山東冬季降水易出現(xiàn)全省性降水偏多；當(dāng)東亞大槽偏強(qiáng)且向南伸展時(shí)，山東冬季降水易全省性偏少；當(dāng)東亞大槽偏強(qiáng)且烏拉爾山至貝湖北側(cè)高度距平為明顯正距平時(shí)，山東北部尤其是半島東北部地區(qū)降水易偏多，其他地區(qū)降水易偏少；貝湖地區(qū)高度場的異常與魯西北及魯中西部地區(qū)的降水也有較密切的關(guān)系。

圖2 1961-2018年山東冬季降水前三個(gè)模態(tài)的時(shí)間系數(shù)與同期北半球500 hPa高度相關(guān)場

2.2 東亞大槽強(qiáng)度及其與山東冬季降水的關(guān)系

由前文分析可知，東亞大槽是影響山東冬季降水的關(guān)鍵系統(tǒng)，因此有必要對(duì)它進(jìn)行定量分析。關(guān)于東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)的定義，長期以來氣象工作者對(duì)它進(jìn)行了許多研究[8，24-26]。穆明權(quán)等[24]采用區(qū)域(30°-50°N、120°-150°E)平均的500 hPa高度距平來表示東亞大槽強(qiáng)度。王冀等[25]選定區(qū)域(40°-50°N、110°-130°E) 對(duì)高度場進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化，求得區(qū)域平均，再經(jīng)過標(biāo)準(zhǔn)化求得東亞大槽指數(shù)。本文參考上述研究及前文相關(guān)分析結(jié)果，用區(qū)域(30°-50°N、110°-160°E)平均的500 hPa高度距平值來定義東亞大槽的強(qiáng)度指數(shù)，記為IH500，數(shù)值為正，表示東亞大槽偏弱；數(shù)值為負(fù)，表示東亞大槽偏強(qiáng)。對(duì)計(jì)算得到的1961-2018年東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)進(jìn)行線性趨勢分析(圖4)，發(fā)現(xiàn)東亞大槽強(qiáng)度呈顯著的減弱趨勢，通過了0.01的顯著性水平檢驗(yàn)。計(jì)算去趨勢后東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)與山東冬季降水量的相關(guān)系數(shù)，結(jié)果表明，二者存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)為0.42，通過了0.01的顯著性水平檢驗(yàn)，意味著東亞大槽偏弱(強(qiáng))時(shí)，山東冬季降水易偏多(少)。為了考察東亞大槽和山東冬季降水關(guān)系的穩(wěn)定性，計(jì)算了東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)與山東冬季降水量的21 a滑動(dòng)相關(guān)系數(shù)，得到1961-1981年段，1962-1982年段，……，1998-2018年段的相關(guān)系數(shù)序列(圖 5)。由圖 5可看出，1961-1981年段至1991-2011年段為穩(wěn)定的正相關(guān)，即東亞大槽偏弱(強(qiáng))時(shí)，山東冬季降水易偏多(少)，但1980—2000年段之后二者的相關(guān)程度轉(zhuǎn)弱，達(dá)不到0.05的顯著性水平，1992-2012年段相關(guān)性質(zhì)發(fā)生了改變，轉(zhuǎn)為弱的負(fù)相關(guān)關(guān)系，意味著東亞大槽偏強(qiáng)(弱)時(shí)，山東冬季降水偏多(少)可能性大。

圖3 山東冬季降水6種空間分布型對(duì)應(yīng)的同期北半球500 hPa高度距平場

圖4 1961-2018年冬季東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)演變圖

圖5 冬季東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)與山東冬季降水21 a滑動(dòng)相關(guān)系數(shù)

計(jì)算去趨勢后東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)差為2.0，因此將IH500<-2.0作為東亞大槽偏強(qiáng)年，IH500>2.0作為東亞大槽偏弱年。1961-2018年間共出現(xiàn)了10個(gè)東亞大槽偏強(qiáng)年和9個(gè)偏弱年，其與山東冬季降水的關(guān)系見表1。

由表1可見，當(dāng)IH500<-2.0，即東亞大槽偏強(qiáng)時(shí)，山東冬季降水為負(fù)距平的頻率為8/10=80%，為正距平的頻率為2/10=20%。2000年和2012年為異常偏多年，均出現(xiàn)在二者相關(guān)關(guān)系轉(zhuǎn)為負(fù)相關(guān)的1992年以后。當(dāng)IH500>2.0，即東亞大槽偏弱時(shí)，山東冬季降水為正距平的頻率為7/9=78%，負(fù)距平的頻率為2/9=22%，由于2年降水負(fù)距平年偏少幅度在2成以內(nèi)，所以不作為異常來討論，本文將對(duì)上述2個(gè)多雨年進(jìn)行深入分析。

表1 東亞大槽強(qiáng)度指數(shù)(IH500)異常與山東冬季降水的統(tǒng)計(jì)關(guān)系

2.3 東亞大槽偏強(qiáng)背景下山東冬季降水偏多年環(huán)流特征

由前文分析可知，東亞大槽偏強(qiáng)背景下出現(xiàn)了2000年和2012年2個(gè)降水異常偏多年。逐一將其冬季北半球500 hPa高度距平場(圖6a、b)與前文3個(gè)模態(tài)對(duì)應(yīng)的500 hPa高度相關(guān)場及距平場對(duì)比分析可見，這兩年實(shí)況圖上歐亞中高緯地區(qū)自西向東高度距平為“-+-”分布，與第一模態(tài)對(duì)應(yīng)相關(guān)場(圖2a)的“+-+”分布基本相反，與偏少年高度距平場(圖3b)的“-+-”分布基本一致，但值得注意的是，實(shí)況圖上東亞沿岸的負(fù)距平區(qū)比圖2(a)的正相關(guān)區(qū)及圖3(b)上的負(fù)距平區(qū)位置明顯偏西，向西伸至烏拉爾山一帶，負(fù)距平中心位于貝湖地區(qū)，而該地區(qū)在西多東少年距平場上(圖3f)為明顯的負(fù)距平，在第三模態(tài)相關(guān)場上(圖2c)為負(fù)相關(guān)，意味著魯西北和魯中西部地區(qū)的降水易偏多。另外，在2000年和2012年的20°-35°N附近，我國東南沿海及西太平洋地區(qū)為正高度距平覆蓋，與相關(guān)場上顯著的負(fù)相關(guān)區(qū)相對(duì)應(yīng)(圖2c)，指示著魯東南及半島東部地區(qū)的降水易偏多。850 hPa矢量風(fēng)距平場上(圖6c、d)，這兩年冬季均有異常的偏南風(fēng)北上到達(dá)山東，2000年為來自西太平洋的異常東南風(fēng)，2012年為來自孟家拉灣的異常西南風(fēng)和來自西太平洋的異常東南風(fēng)共同影響，且以前者更為強(qiáng)盛，異常偏南風(fēng)將海洋的水汽輸送到山東，造成2000年和2012年山東省降水的異常偏多。

圖6 2000年(a)、2012年(b)冬季北半球500 hPa高度距平場和2000年(c)、2012年(d)850 hPa矢量風(fēng)距平場

3 結(jié)論與討論

(1)山東冬季降水大致可分為同多(少)、南少 (多)北多(少)和東少(多)西多(少)6種空間分布型，不同分布型對(duì)應(yīng)的環(huán)流特征各異。東亞大槽是影響山東冬季降水的關(guān)鍵系統(tǒng)：當(dāng)東亞大槽偏弱時(shí)，冬季降水易出現(xiàn)全省性偏多；當(dāng)東亞大槽偏強(qiáng)且向南伸展時(shí)，冬季降水易全省性偏少；當(dāng)東亞大槽偏強(qiáng)且烏拉爾山至貝湖北側(cè)為明顯正高度距平時(shí)，山東北部尤其是半島東北部地區(qū)降水易偏多，其他地區(qū)易偏少。

(2)東亞大槽對(duì)山東冬季降水的影響存在明顯的年代際變化，前期東亞大槽偏弱(強(qiáng))、山東冬季降水易偏多(少)的關(guān)系在1992年以后不能成立。

(3)當(dāng)東亞大槽偏強(qiáng)且貝湖地區(qū)高度場明顯偏低及我國東南沿海和西太平洋低緯地區(qū)高度場升高時(shí)，山東冬季降水也易偏多。

本文所得結(jié)論僅是根據(jù)有限樣本統(tǒng)計(jì)分析得到的，結(jié)論的可信度及完整性還有待于在今后的工作中進(jìn)一步研究和補(bǔ)充。另外，東亞大槽和山東冬季降水關(guān)系為什么會(huì)呈現(xiàn)年代際變化特征，其原因還有待于進(jìn)一步分析和研究。