江南春雨的时空分布特征及其旱涝年环流差异

王黎娟 高龙龙

摘要利用1979-2010年中国753站逐日降水资料，定义了江南春雨时间范围（12-27候）和空间范围（110～120°E，23～30°N），并通过EOF方法分析了江南春雨的时空分布特征，得到3个主要模态：全区一致型、南北反相型和东西反相型。在此基础上，利用NCEP/NCAR再分析资料合成分析了江南春雨的旱涝年的环流差异。结果表明：江南春雨偏涝年，上游青藏高原东南侧的西南风增强，西太平洋副热带高压加强西伸，有利于来自副高南侧的水汽与高原南侧的水汽汇合向江南地区输送，而江南地区的上升运动也明显加强，有利于江南地区降水的产生。进一步分析发现在春雨期涝年青藏高原的热源强度明显强于旱年，导致高原东南侧的绕流增强，进而有利于江南地区的降水，而旱年情况大致相反。此外，比较旱涝年西太平洋一东亚大陆之间的纬向海陆热力差异发现，涝年大约在第11候发生冷热源的反转，旱年则在第16候反转。涝年江南地区春雨期热源强度也明显强于旱年，进一步说明江南地区冷热源的反转以及增强对于江南地区的降水具有重要的作用，同时对于判定江南春雨的季风降水性质具有重要指示意义。

关键词江南春雨；时空分布；环流差异；纬向海陆热力差异

传统的研究观点认为中国的主汛期为6-8月，即夏季，但是在南海季风爆发之前，长江以南、南岭以北地区就已经盛行降水（高由禧等，1962；吴宝俊和彭治班，1996），而且根据王谦谦和陈绍东（2004）研究认为3-6月的降水占全年降水的54.8%。Yeh et al.（1959）发现，全年实际只有两个季节，夏季和冬季。冬季是相当长的，而过渡季节短的简直可以忽略。所以，在气候研究方面，与江南春雨相关的降水和环流特征很少被关注，很少有涉及到江南春季的持续性降水。直到Tian and Yasunari（1998）提出春季持续降水的概念（SPR，Spring PersistentRain），首次将该多雨期作为气候事件来研究。

从20世纪70年代开始，有关我国南方春季连阴雨天气现象的研究受到有关学者的重视（李麦村等，1977；包澄澜，1987），对于江南春雨的开始日期，结束日期，空间范围等都有很多研究。丁一汇和张莉（2008）用110°E、25～28°N以东地区代表江南；Zhao et al.（2007）分析了中国东部降水的年循环情况，发现中国东部在第10候降水开始增加，到16候以后稳定维持在5 mm/d；Tian and Yasunari（1998）确定的江南春雨期为第12-26候，空间范围是（110～120°E，25～30°N）；吴宝俊和彭治班（1996）也对江南岭北春季连阴雨的动力和热力特征分布进行了个例的天气学分析，所选取的区域是中国大陆110°E、25～30°N以东的地区。万日金等（2008）、万日金和吴国雄（2008）采用降水量和850hPa风场作为衡量标准，得到江南春雨爆发的平均日期为第13.8候。另外，刘宣飞和袁旭（2013）通过滑动f检验方法，发现江南地区的春季降水分别在第10、16候出现突增，因而将江南春雨划分成两个阶段：第一阶段为第10-15候，第二阶段为第16-27候。Chou et al.（2009）分析发现115～135°E、25～30°N区域平均的降水量在第9候与第10候之间发生跳跃性增加，由此将第10候定为江南春雨的建立日期，并且将第10-27候划分为江南春雨期。

江南春雨形成原因也不尽相同，主要是动力和热力两个方面。1）动力方面：韦晋等（2013）深入的研究了高原东南侧南风，发现其与我国南方春季降水有着非常好的对应关系。Wan et al.（2009）研究认为高原东南侧西南风风速中心的出现是江南春雨气候形成的直接原因，其在下游引起强烈的风速辐合，是使江南出现强烈的水汽输送和水汽辐合的关键。对中国东部850 hPa风场的纬向平均（110～120°E）时间演变分析（万日金等，2008；赵平等，2008）来看，30°N以南有短暂的西南风增强，第13候开始，一直持续到第27候。2）热力方面：何金海等（2007）讨论了纬向海陆热力差异的季节转换与东亚副热带季风环流的关系，表明沿25°N的纬带上500 hPa温度纬向偏差，在120°E以西（华南地区）增暖最早，14候后转为暖区，这与江南春雨的爆发日期几乎同时。陈绍东等（2003）发现影响江南汛期降水的海温异常关键区位于121～129°E、1°s～9°s，关键影响时段为前一年的5—7月。尚可等（2013）联系西太平洋暖池地区的热含量和海表温度，与江南春雨做了相关性的对比研究，认为热含量可以作为江南春雨预报的首要因子，并且给出了敏感海区位于130-170°E、4～16°N，预报关键时段为前一年7-12月。卢楚翰等（2014）通过诊断分析认为冬季暖池区热含量异常间接地影响之后春夏季西太平洋副热带高压，进而对东亚沿岸气候产生影响。

综上所述，目前有关江南春雨的起止划分仍然存在争议，春雨开始日期的确定仍是天气分析和预报上的难点。因研究目的不同和资料限制，各自强调的特征也有差别。所以，本文采用Ting and Wang（1997）较为客观地划分降水区的方法定义江南春雨，分析江南春雨的时空变化特征，比较江南春雨期旱涝年的环流差异，这将为江南春雨的天气预报和短期气候预测提供科学依据和思路。

1资料和方法

所用资料主要包括：1）国家气象局提供的全国753站逐日降水资料，资料长度为1979-2010年（考虑站點迁移、存在缺测等原因选取了其中602站）；2）国家气候中心气候系统诊断预测室提供的1979-2010年74项环流特征量资料；3）1979-2010年CMAP（Climate Prediction Center Merged A-nalysis of Precipitation）的逐候降水资料；水平分辨率是2.5°x2.5°，范围是1.25～358.75°E、88.75°N～88.75°s；4）美国国家环境预报中心和美国国家大气研究中心（NCEP/NCAR）逐日再分析资料，包括温度、位势高度、风场、比湿、地面气压等资料，水平分辨率均为2.5°×2.5°，资料长度为1979-2010年。另外，为了保持逐候资料的一致性，采用CMAP逐候降水资料的处理方法，每年共73候。

2江南春雨的时空分布

对于江南春雨经度的范围，前人基本划定在110～120°E之间，本文也将采用这一范围。图1是1979-2010年CMAP候降水与年平均降水差值沿110～120°E的纬度一时间（候）剖面，负值表示逐候降水低于年平均降水，相应的正值表示逐候降水大于年平均降水。由图1可见，最先出现正值的区域位于30°N以南地区（即长江以南），时间大约在第10候，第12候左右正值范围扩大，之后基本维持到27候，之后南海季风爆发（高辉和朱艳峰，2009），雨带南扩，然后逐渐向北推进，先后形成江淮梅雨，华北雨季。

2.1江南春雨的起止时间

采用国家气象局提供的全国753站逐日降水资料，参考现有研究的定义（Tian et al，1998；万日金和吴国雄，2008），将长江以南、南岭以北出现大范围降水（4 mm/d以上），且能够一直稳定维持雨带的候数定义为江南春雨的开始。如图2所示，第12候的降水量（图2b）明显比第11候（图2a）增大，且江南区域降水达到4 mm/d以上，从第13候以后，江南区域基本维持稳定的降水分布（图略），因此本文将第12候定义为江南春雨开始的日期。一般认为，南海季风于28候爆发，冬季环流向夏季环流转变，从图2c发现，第27候江南地区仍是雨带中心，但第28候（图2d）时雨带明显南移到华南沿海地带，所以将第27候定义为江南春雨的结束日期。

2.2江南春雨的空间范围

采用前人对江南春雨的研究区域都包含110～120°E、25～28°N，称之为核心关键区，然后根据Ting and Wang（1997）划分降水区的方法，确定江南春雨核心区域降水变率最大的站为广昌站，其位于116.20°E、26.51°N，再以该站为基点，计算其与全国其他站降水的单点相关，如图3所示，相关系数在基点处为1，然后向周围逐渐减小，当相关系数达到0.442时，通过99%的置信度检验。另外，排除东北地区和西南边境的部分站点，位于江南春雨区的站点共有48个。因此，本文确定的江南春雨区包括浙江西南部、福建、江西、湖南南部、广东中北部，约位于110～120°E、23～30°N。需要特别指出的是，本文所确定的站点相对前人更为客观，更能代表江南春雨的降水信息，而不是一个笼统区域的所有站点。因此，本文将以这48站降水量的平均值作为江南春雨的降水量。

2.3江南春雨的时空分布特征

首先，对挑选的江南春雨区48个代表站1979-2010年春雨期降水序列做标准化处理。然后进行EOF展开，从而了解江南春雨的时空分布特征。结果表明，前3个特征向量的累积方差贡献为74.67%，利用North判别准则（North et al，1982），其结果收敛很快，满足能量自由度均分，是稳定可分的，因此具有实际的物理意义。

图4是EOF分解前3个特征向量空间分布及其时间系数演变图。EOF第1模态（图4a）占总方差的52.42%，空间分布为全区一致型，春雨区降水具有同位相特征，有一个大值中心，位于武夷山脉西侧，南岭北侧，这与春雨的降水中心基本一致；从其相对应的时间系数（图4d）来看，90年代以前SPR具有较明显的准2～3 a变化特征，90年代以后来降水有减少的趋势。第2模态（图4b）占总方差的15.41%，空间分布成南北反相型，SPR降水在26～27°N之间为界呈南北反位相变化，即所谓“南涝（旱）北旱（涝）”，反映江南地区南北部空间差异；从第二特征向量的时间系数（图4e）来看，有明显的年代际变化，从20世纪70年末到80年末基本是负值，即江南地区是南涝北旱，其中80年初较为明显，到了20世纪90年代初到21世纪初正负值交替且时间系数绝对值较大，说明这一期间降水南北旱涝急转比较明显。第3模态（图4c）占总方差的6.83%，空间分布大致是东西反相型，也可以说沿海一内陆型，分布状况可能与地形和水汽输送有关；从相应的时间系数（图4f）可见，在20世纪80年代基本是正值，SPR降水在沿海多内陆少，之后呈较明显的年际变化。

3江南春雨的旱涝年的环流差异

3.1江南春雨旱涝年的选取

采用上文中48站降水量的平均值作为江南春雨的降水量，图5是1979-2010年江南春雨平均降水量的时间序列，可见，32 a平均降水量是6.24mm/d，且总体呈逐年减少趋势；降水量最多的是1980年，达到9.23 mm/d，其正异常是标准方差的2.54倍；年降水量最少的是2007年，平均只有4.32mm/d，其负异常是标准方差的1.62倍。以上表明江南地区降水年际变率大，易造成极端旱涝年，影响该地区国民经济的增长。因此，了解江南春雨旱涝年大气环流异常，做好江南地区春雨预报，提前做好应对措施，十分必要。

对于旱涝年的确定，根据图5的降水标准化距平序列，以标准化距平的绝对值大于0.8个标准差为判断江南春雨的旱涝年，其中涝年为1980、1981、1983、1992、2010年；旱年为1985、2003、2007、2008、2009年。下面根据选定的年份合成分析江南春雨旱涝年大气环流差异。

3.2江南春雨旱涝年850 hPa风场

首先看看低层风场，图6是江南春雨期涝年、旱年850 hPa风场分布及涝年与早年差值场。比较图6a和6b，发现在江南地区的上游均存在明显的西南风速中心，位于105～115°E，20～25°N区域。万日金和吴国雄（2006）指出青藏高原東南侧的西南风速中心使得其下游的江南地区西南风辐合明显，从而直接导致了水汽的辐合明显。可见，该西南风速中心的出现是江南春雨形成的可能原因。比较涝年和旱年850 hPa风场，发现涝年无论是4 m/s的以上风速范围，还是该区域最大风速值都明显大于旱年，进一步说明西南风速中心对江南春雨量的影响。图6c是涝年与旱年的差值场，存在3个显著异常区，分别是蒙古高压异常环流、西太平洋副热带高压异常环流和青藏高原南侧孟加拉湾异常高压环流。其中西太平洋副热带高压环流的西北侧的西南风最为显著，该处的u、v分量都通过了显著性检验，表明该处西南风的增强有利于江南地区的降水。另外，结合图10可以发现，在春雨期涝年青藏高原的热源强度明显强于旱年，导致高原东南侧的绕流增强，进而有利于江南地区的降水。

3.3江南春雨旱涝年850 hPa高度场

图7给出了江南春雨期旱涝年850 hPa高度场，在涝年青藏高原东南侧的等高线比旱年密集，这也解释了西南地区出现风速中心的原因。另外，发现在涝年1520 gpm线西伸至110°E附近的北部湾地区，而旱年1520 gpm线位于菲律宾以东洋面上，再比较气候平均（图略），发现涝年西太平洋副热带高压的范围向南向北扩大，增强西伸。反之，旱年1520 gpm线东退至130°E附近。研究表明西太副高指数与中国降水有着密切的关系（贾燕和管兆勇，2010），西太副高的东西进退与东亚夏季风系统成员相互影响、相互制约（余丹丹等，2014）。本文采用国家气候中心提供的74项环流指数中的3、4月平均的西太平洋副高西伸脊点指数与江南春雨期的降水做相关，发现相关系数达到0.393，通过95%置信度检验，说明江南地区的降水与西太平洋副高西伸有关，副高偏西（东），江南地区的降水偏多（少）。

3.4江南春雨旱涝年经向垂直环流

图8是江南春雨期（12-27候）旱涝年沿110～120°E平均的经向垂直环流。就平均而言，Hadley环流场已不复存在，江南地区表现为上升运动，达到300 hPa以上。比较旱涝年江南地区的上升运动，涝年明显比旱年增强，有利于水汽的辐合上升。

3.5江南春雨旱涝年水汽输送通量

江南春雨的多寡与水汽输送及其辐合的变化有直接的关系，图9是江南春雨期旱涝年的整层水汽输送通量分布，可见，影响江南地区的水汽输送带有两支：一支是来自阿拉伯海流经青藏高原南侧的西风水汽输送带；另一支是来自西太平洋副高南侧较强劲的东风水汽输送带。低纬度东风水汽输送带在中南半岛及南海地区出现偏南风的水汽输送且向东折与中纬度西风水汽输送带汇合，一起进入江南地区。比较旱涝年的水汽输送通量，发现涝年两支水汽输送带上的水汽输送明显大于旱年，特别是西太平洋副高南侧转向的西南水汽输送明显增强，为江南地区提供了充分的水汽供应。结合850 hPa西太平洋副高旱涝年的变化（图7），发现涝年西太平洋副高加强西伸，在中南半岛南端与高原南侧的水汽输送汇合，有利于水汽向江南地区输送；反之，旱年水汽输送明显减少。

3.6江南春雨旱涝年纬向海陆热力差异

研究表明，大气热源与中国东部降水具有密切的关系（宋大伟等，2011），而且东亚副热带地区的纬向海陆热力差异对于江南地区的降水具有重要影响（何金海等，2007）。本文采用的大气热源是指大气中的非绝热加热（以感热、潜热和辐射加热的形式加热大气），是大气环流的驱动力。图10是20～30°N平均的整层大气热量源/汇纬向偏差（各经度上的大气热量源/汇与80～150°E平均热量源/汇之差）。可以发现，无论是涝年（图10a）还是旱年（图10b），大陆和海洋都是以120°E为分界线，年初大陆是冷源，海洋是热源。西太平洋地区年初时大气热源向冷源转化，在各个经度依次向西推进的；而江南地区（110-120°E）年初是冷源，涝年和旱年在冷源转化为热源的时间上有所差异。涝年大约在第11候转化，早于气候平均江南春雨开始候；旱年在第16候左右转化，晚于气候平均春雨开始日期。另外还可以发现，涝年江南地区春雨期热源强度大于旱年，可见江南地区大气热量源/汇的反转和增强对于江南春雨具有重要的影响。纬向海陆热力差异是副热带季风的根本推动力，这表明江南地区春季降水具有副热带季风降水的性质。

4结论

1）确定了江南春雨的时空范围（12-27候）和空间范围（110～120°E，23～30°N）。并且选取了江南地区48个分布比较均匀的代表站，采用EOF方法分析了江南春雨的时空分布特征，主要有三种空间分布模态，分别是全区一致型、南北反相型和东西反相型。

2）江南春雨偏涝年，上游青藏高原东南侧的西南风增强，西太平洋副热带高压加强西伸，有利于來自副高南侧的水汽与高原南侧的水汽汇合向江南地区输送，而江南地区的上升运动也明显加强，有利于江南地区降水的产生。而旱年情况大致相反。

3）东亚大陆一西太平洋之间的纬向海陆热力差异对江南地区的降水具有重要影响。涝年大约在第11候发生热力转化，早于气候平均江南春雨开始候；旱年在第16候左右转化，晚于其后平均春雨开始日期。从江南地区春雨期热源强度来看，涝年也明显强于旱年，进一步说明纬向海陆热力差异与江南地区降水关系密切，江南地区春季降水具有副热带季风降水的性质。