江淮梅雨异常空间分布型对比分析

2014-11-08姜茹茵

中低纬山地气象 2014年2期

姜茹茵

(山东省招远市气象局，山东招远 265400)

1 引言

目前针对江淮梅雨异常已有大量研究，并取得了许多重要进展。从20世纪30、40年代起，竺可桢［1］和涂长望等［2］就指出，华南前汛期降水、江淮梅雨以及华北雨季是由5月南海夏季风爆发一直到8月间雨带的南北推移而形成的。梅雨是大气环流季节性变换过程中的产物，梅雨的异常必然与大气环流的变化相联系。不同大尺度环流形势皆会不同程度影响我国江淮地区的梅雨异常。张庆云等［3］的研究表明，环流系统的变化:如西太平洋副高、中高纬度的阻塞高压、中纬度的西风扰动等都对我国江淮流域梅雨期降水产生直接的影响;杨义文等［4］等也提出欧亚大陆上空中高纬度的阻塞高压的不同形势可对我国夏季主要降水区的位置和强度产生影响，由于高纬度的一个阻塞形势，导致了大气环流东西向的传输，这促进了从北部高纬地区传来的冷空气输送到我国东部地区，因此决定了夏季其与暖湿气流的交汇位置以及冷空气的强度，对中国夏季降水产生重要影响。

以往的研究通常是把江淮流域作为一个整体来考虑，然而，江志红等［5］研究发现，梅雨期淮河地区降水与长江地区降水分别代表了江淮梅雨的两个阶段，起始时间上也存在一定差异，二者有很大的不同之处;竺夏英等［6－7］进一步指出，江淮地区梅雨期降水存在明显的经向非均匀性;马音等［8－9］也对江淮地区进行了南北分区的对比研究。自2000年之后，淮河地区梅雨期洪涝现象频繁出现，2003年、2005年以及2007年在长江以南(江南)地区出现了显著的干旱，但在淮河流域却有严重的洪涝现象。因此，有必要对江南和淮河流域的梅雨旱涝并存现象进行分别研究。

2 资料与方法

资料:国家气候中心整编的我国160 站的月平均降水资料;再分析资料主要使用了NCEP/NCAR水平分辨率为2.5°×2.5°的月平均500 hPa 位势高度、200 hPa 位势高度、850 hPa u、v 风场和850 hPa的比湿。本文研究的时间段为1951—2012年，共计62 a。

其中降水资料提取江淮区26 站1951—2012年6—7月份累积降水量，根据江淮区域的广泛定义(110～122°E，28～34°N)，选取分布较均匀的26个站作为代表站，站点分布如图1。

方法:本文主要采用了EOF 分析方法进行梅雨期江淮区的空间分型;再运用合成分析方法讨论梅雨异常空间分布型下的大气环流特征。

3 梅雨期江淮地区降水的时空分布特征

3.1 江淮地区梅雨量的空间分布特征

对1951—2012年共62 a 江淮流域26 站6—7月梅雨期降水距平场做EOF 分析，表1 为对江淮流域梅雨期降水距平场做EOF 分析后得到的前8个特征向量方差贡献率，结果表明:前8个特征向量的累积方差贡献率达90.22%;第1 特征向量占39.53%，第2特征向量的方差贡献率达20.34%，第3 特征向量的方差贡献率为8.97%，第3 特征向量的方差贡献迅速降低，后面几个特征向量的方差贡献已经很小，前3个模态所占总的方差贡献达68.83%。因而给出前3个主成分对应的特征场，见图2。它反映出江淮区梅雨异常的几种主要的空间分布型。

图2 梅雨量距平场EOF 分析的前3个模态的空间分布(a，c，e)及其时间系数(b，d，f)

图2 给出了梅雨量距平场EOF 前3个模态的空间分布及其时间系数。图2a 给出的是江淮梅雨量第1 特征场，第1 模态代表的空间分布全区皆为正值，表明江淮区降水的干湿变化是相同的，即整体的空间一致性，前人主要讨论的江淮流域整体旱涝特征;由图2c 可看到，第2 特征场与第1 特征场相比有很大的不同，第2 模态代表的空间分布是以30°N 为界南北呈反向的变化特征，以南的江苏、安徽大部、河南南部以及湖北中东部为负值区，以北的湖南北部、江西北部、安徽北部以及浙江大部为正值区，表明江淮区降水的干湿变化呈南北反相的格局，即南北差异是江淮梅雨的第2 空间异常类型;第3 模态代表的空间分布为近东北—西南向的反向变化，江苏大部、安徽南部、江西北部以及浙江北部为负值区，安徽北部、河南南部、湖北中东部、湖南北部以及江西北部为正值区，表明江淮区降水的干湿变化呈东西反相的格局，即东西差异是江淮梅雨的第3 空间异常类型。本文主要根据第2 模态——降水南北的反向变化进行讨论，将其划分为南涝北旱及北涝南旱2 种空间分布型，再结合此模态的时间系数变化曲线进行讨论。

3.2 南北分布异常空间型梅雨的年际及年代际变化

进一步讨论上文梅雨量空间分布南北反向变化的时间演变，上文分析江淮梅雨量的空间分布时，是把梅雨量在时间上作为一个点来考虑的，下面把整个江淮流域26个站划分为南区和北区，南区13个站(图2 第2 模态中正值区)和北区13个站(图2 第2模态中负值区)，将南北各看做一个整体区域进行分析，进一步分析各梅雨特征量的时间变化特征，来验证这些年份梅雨期降水南北向分布特征。

图3 南北两区62 a 梅雨量距平百分率(柱线)、9 a 的滑动平均(实线)的时间变化和长期趋势(虚线)(上图:南区下图:北区)

图3 给出的是南北两区62 a 梅雨量距平百分率的时间演变曲线，其中黑实线是9 a 滑动平均，虚线为线性趋势线。从图中线性趋势线(虚线)可以清楚地看出，62 a 来南区与北区的降水量都有上升的趋势，说明从较长时间尺度上看，南区与北区梅雨量皆增多。

由图中梅雨量距平百分率(柱线)可以清楚地看出，南北两区的梅雨量均存在显著不同的年际变化特征。若超过0.15 距平百分率作为梅雨量偏多，低于－ 0.15 距平百分率作为梅雨量偏少的标准，给出62 a 以来南北两区的异常年份见表2。

表2 梅雨量的异常年份

由图3 中9 a 滑动平均(实线)可知南北两区梅雨量呈现显著不同的年代际变化特征。南区梅雨量的年代际变化:20世纪50年代中期之前梅雨量显著偏多，从50年代末期一直到80年代末期梅雨量呈正常偏少的状态，90年代梅雨量显著偏多，21世纪初梅雨量显著减少，到2010年之后梅雨量又呈一个增加的趋势;而北区梅雨量的年代际变化:20世纪50年代梅雨量显著偏多，60年代以及70年代梅雨量显著偏少，80年代梅雨量呈正常略偏多的状态，90年代梅雨量偏少，20世纪初梅雨量又显著偏多，到2009年之后又呈一个偏少的状态。南北两区有明显的年代际变化特征。并且自20世纪90年代起，南北区梅雨量呈明显反向的年代际变化，90年代南区梅雨量明显增多，北区梅雨量偏少;而20世纪初，南区梅雨量明显偏少，北区雨量明显偏多，且这一趋势也符合图2d 中第2 模态时间系数的变化趋势。

4 梅雨期江淮地区南北分布异常年的大气环流特征

4.1 梅雨空间分布异常年份的确定

南涝北旱型及北涝南旱型典型年划分方法如下:

根据图2d，首先选出第2个特征向量的标准化时间系数＞0.8 的年份作为涝年，标准化时间系数＜－0.8 的年份作为旱年，并对比该年份下的第1个特征向量的标准化时间系数，若其绝对值也＞0.8，则舍去(因为第1 模态所占的方差贡献率大，当第1 模态的标准化时间系数绝对值大时，往往显示第1 模态的空间特征)，这样得到南(北)涝北(南)旱型的典型年份:南涝北旱有1966，1973，1992，1993，1994，1995，1999年，北涝南旱有1956，1957，1979，1991，2000，2003，2005 和2007年。

然后再对比南北分区梅雨量的异常年份，综合考虑上面时空分布的结果，最终确定梅雨异常年如表3 所示，为验证所取的典型年是否正确，将62 a 6、7月份降水量进行标准化，定义S 为全区26 站标准化梅雨量，S南为南区13 站标准化梅雨量，S北为北区13 站标准化梅雨量。

表3 江淮流域梅雨期南(北)涝北(南)旱异常年及标准化降水距平

梅雨期降水南北向分布异常年见表3:梅雨期降水南北向分布异常年，南区与北区降水量距平值符号大部相反(除1966年)，代表了南北反向的一种空间分布形势。最明显的是1956、1991、1993、1999 和2007年，南区或北区至少有一侧的标准化降水量绝对值＞1，另一侧的标准化降水量绝对值也接近1，该地区南北向的降水分布异常明显;而对江淮地区整体而言，除1966，1991，1993，1995 和1999年，大部分年份全区标准化梅雨量绝对值＜0.5，整个江淮地区降水量属于正常范围内，即江淮区总体降水量正常，空间分布有差异。由此可以看出，表3选出的江淮梅雨期南涝北旱及北涝南旱的典型年是比较合理的。江淮梅雨期降水存在南北反向分布特征，对于以上这些典型年份，北涝南旱的强度似乎要比南涝北旱的强度要大一些，且大部分年份江淮地区整体梅雨量趋于正常，所以选取以上的典型年份来进行下面的合成分析。

4.2 梅雨南涝、北涝年同期500 hPa 高度距平场

对南涝北旱年进行梅雨期500 hPa 位势高度的距平合成，结果显示(图4a):相对于平均场(图略)，正距平区位于西太平洋副高(20～25°N)的南侧，表明西太副高偏南呈东西向的带状分布，位置位于20°N 左右，高纬度鄂霍次克海附近有一个正距平中心，中心强度达12 gpm，阻塞形势明显，我国东北地区也有一个正距平中心，强度较弱，我国其他大部地区都被负距平所包围，内蒙以北，整个中西伯利亚地区皆被负距平区所覆盖，整体上看，欧亚大陆东部上空从低纬到高纬呈现“+－ +－”的距平波列;南旱北涝年(图4b)，正距平区于西太副高的北侧，且形成一个闭合中心，表明西太副高较平均西伸北抬，中心位置已到达30°N 左右，且强度增强，高纬度鄂霍次克海附近仍有一个正距平中心，中心强度达35 gpm，阻塞形势增强，我国东北地区距平由正转负，高纬度地区皆被正距平所覆盖，由整体上看，欧亚大陆东部上空从低纬到高纬呈现“－+－+”的距平波列。两图对比得出，对应影响我国夏季降水的主要系统，北涝南旱年相对于南涝北旱年，西太副高的位置偏北，强度增加;高纬度鄂霍次克海高压阻塞形势偏强。

4.3 梅雨南涝、北涝年同期200 hPa 高度距平场

对南涝北旱年梅雨期200 hPa 位势高度的距平合成，结果显示(图5a):较平均场而言，北半球极区为一负距平区中心，中心强度达－20 gpm，即位势高度场偏低，代表极涡较强。欧亚大陆东部上空从低纬到高纬依旧呈“+－ +－”的距平波列;欧亚大陆高纬度地区有2个负距平中心，位势高度距平为负值;中、低纬度地区，90°E 以西为正距平区，即位势高度偏高;90°E 以东，20°N 以北为负距平区，位势高度偏低，20°N 以南为正距平区，位势高度偏高，代表南亚高压偏西偏南。而南旱北涝年情况基本相反(见图5b)，北半球极区为正距平区所控制，即位势高度场偏高，极涡偏弱，欧亚大陆东部上空从低纬到高纬呈“－+－ +”的距平波列，南亚高压较南涝北旱年偏东偏北。

图4 梅雨期500 hPa 位势高度的距平场合成(单位:gpm)(a)南涝北旱年 (b)北涝南旱年

图5 梅雨期200 hPa 位势高度的距平合成(单位:gpm)(a)南涝北旱年 (b)北涝南旱年

4.4 梅雨南涝、北涝年同期850 hPa 风场

亚洲夏季风推进到长江流域产生了江淮梅雨，因此亚洲夏季风异常与梅雨异常具有紧密的关系。Tao 等［15］研究指出影响我国东部夏季降水的风场条件有夏季来自印度洋和孟加拉湾的西南季风气流以及西太平洋副热带高压西侧转向的西南季风气流，西南季风气流的强度以及它与北方来的冷空气相遇的位置，对我国东部夏季降水的位置与强度有着决定性的作用。

由850 hPa 风场合成图(略)可见，来自印度洋和孟加拉湾的西南季风气流输送水汽到达我国南部沿海。南旱北涝年的急流区范围比南涝北旱年大，可能说明南旱北涝年输送的西南风较强，有利于水汽向更北的方向输送;从850 hPa 风场差值图(图6)可看出，江淮流域上空呈大范围的显著东北差值气流，表明梅雨期两种降水南北向分布异常年东亚副热带夏季风具有很大差异，两种异常年在江淮地区上空皆呈大范围的西南气流，所以表明南涝北旱年西南风较弱，而北涝南旱年西南风较强，北涝年的强西南风更有利于水汽向更北的方向输送。除此以外，在副热带西太平洋上空为气旋式的差值环流，即南涝北旱年副热带西太平洋上空反气旋式环流形势很可能较南旱北涝年的强度偏弱，表明南涝北旱年西太副高强度很可能较北涝南旱年偏弱，这与500 hPa 位势高度场的合成分析结果一致。

4.5 梅雨南涝、北涝年同期850 hPa 水汽条件

周玉淑等［10］研究发现，从水汽的输送上看，江淮地区水汽输送的主要通道是夏季印度季风环流和南海夏季风。苗秋菊等［11］研究指出，从孟加拉湾传来的水汽输送对中国江淮地区及华南地区的夏季降水有重要作用。

图6 梅雨期850 hPa 的风场差值图(南涝北旱年减北涝南旱年)(单位:m/s)

850 hPa 水汽通量的合成差值场(图7a)显示:江淮地区上空被整体的东北差值的水汽输送所覆盖，说明北涝南旱年向北的水汽输送较南涝北旱年强得多，水汽被输送到更北的位置上，并且图示的东北差值的水汽通量主要以偏东向为主，所以偏西风的水汽输送强弱是造成这种差异的主要原因，这符合卓东奇等人［12］研究的经向水汽输送变化结果。而西太平洋上空水汽通量差值较小，表明副高南侧偏东风的水汽输送差异较小。

南涝北旱年水汽通量散度图看出，于28°N 左右有一个负值中心，即水汽的辐合中心，大小为－4.5×10－6g/(cm2·s)，而北涝南旱年的负值中心位于30°N 左右，中心大小为－5×10－6g/(cm2·s);两图对比可得出，虽然南北反向分布异常年的水汽辐合中心的强度差不多，但位置差异显著，北涝南旱时水汽辐合中心明显偏北。