黑龙江初夏降水的主模态特征及其前兆海洋信号分析

班晋，王永光，王波，李永生，赵佳莹，张健，于梅

(1. 黑龙江省气候中心，黑龙江哈尔滨150030； 2. 国家气候中心，北京100081)

1 引 言

黑龙江省位于中国东北地区北部，降水主要集中在夏季。诊断分析表明[1-10]，黑龙江省初夏降水(6月)与盛夏降水(7—8月)主要影响系统并不相同，影响初夏降水主要为中高纬环流系统，如东北冷涡和鄂霍次克海阻塞高压(简称鄂海阻高)等，而副热带系统对盛夏降水有重要影响，如西太平洋副热带高压(简称西太副高)等。近10 a年来，黑龙江省初夏气候异常事件频发，干旱和洪涝灾害对国家粮食安全造成严重负面影响，同时抑制了本省的经济发展。初夏是黑龙江农作物生长的关键期，在气候变化明显的背景下，如何准确预测黑龙江省初夏降水成为当下重要的研究课题之一。

研究表明[11-15]，海温是预测初夏降水最重要的前兆信号。Fang 等[11]研究表明，近 20 a 来，春季北大西洋三极子异常正位相在初夏贝加尔湖西北侧诱发阻塞高压增强，并伴随东北冷涡增强，导致东北初夏降水偏多；高辉等[12]认为黑潮区海温通过海洋热力异常持续性导致低层出现反气旋环流，并在东北冷涡区形成气旋环流，增强了东北冷涡；高晶等[13]则发现副热带东南太平洋海温偏低是通过越赤道的遥相关波列激发我国东北地区夏季出现气旋性环流，从而导致东北冷涡活动偏强，我国东北地区降水偏多；杨亚力等[14]分析El Niño 年对流层低层阿拉伯海及孟加拉湾东风异常，水汽输送减弱，云南大部地区降水偏少。种种研究均表明，前期海温的异常直接导致我国大部地区夏季降水分布异常。

以往的研究[16-21]认为ENSO 是影响黑龙江夏季降水的最主要前兆信号，受1998 年的超强El Niño 事件影响，嫩江、松花江流域发生特大洪水，而2016 年的超强El Niño 事件则导致嫩江流域异常干旱。由此可见，影响黑龙江省夏季降水的主要前兆信号可能并非传统意义上的ENSO 事件，或者说ENSO 与黑龙江降水的关系也发生了年代际变化，前兆信号的变化使得黑龙江省初夏降水的预测更加困难。基于上述问题，本文分析黑龙江省初夏降水主模态的时间变化特征，重点研究不同年代际影响初夏降水的主要大气环流系统以及海温前兆信号，解释前兆信号对初夏降水异常的可能影响机制，为黑龙江省初夏降水提供可靠的预测结果，提高气象服务保障能力。

2 资料与方法

黑龙江省数据中心提供的1961—2018年全省62 个台站初夏(6 月)降水资料；NCEP/NCAR 再分析资料，时间为1961—2018 年，要素为500 hPa 高度场、850 hPa矢量风场和200 hPa纬向风场，分辨率为 2.5 °×2.5 °；1960—2018 年 NOAA 扩展重建海温(ERSSTv4)资料，分辨率为2.0 °×2.0 °。

采用经验正交分解(EOF)法提取主成分研究初夏降水距平的空间分布特征[22]。为了提高主模态的收敛性，采用每个地区选取一个代表站进行EOF 分解。选取代表站的方法，用某一地区所有站点平均值与该地区每个站点依次求相关，相关系数最大站点记为这一地区的代表站。由于七台河地区只有两个站点，统计站点时将其并入双鸭山，这样全省只有12 个地市，选取的代表站依次为：漠河、黑河、五营、甘南、肇州、青冈、延寿、佳木斯、双鸭山、鹤岗、宁安、鸡西。此外，本文还采用滑动t检验法研究主成分时间突变性，采用皮尔逊相关系数研究降水与环流及海温关系。

3 结果与分析

3.1 黑龙江省初夏降水诊断分析

图1 表示降水距平EOF 分解第一、第二模态的空间分布，其中模态解释方差贡献率分别为61.3%和17.4%，累计贡献率达78.7%。第一模态为全省一致型空间分布，中心位于鹤岗、伊春地区。第二模态以伊春、哈尔滨东部为界，呈东西反向型空间分布。

图1 第一(a)、第二(b)模态空间分布

图2 表示降水距平EOF 分解第一、第二模态的时间系数。第一模态时间系数(简称PC1)年代际变化明显，在1960—1970 年代一直处于负位相背景，从1980 年代初开始向正位相转变，直到1990 年代中期再次转为负位相，并持续至2010 年代中期，最近4 年连续出现正位相，标志PC1 有可能进入一个新的年代际背景。第二模态时间系数(简称PC2)年代际变化并不明显，但年际变化较突出，1990年代至今正负位相交替出现，很难出现连续多年正(负)位相。

图2 第一(PC1，a)、第二(PC2，b)模态时间系数序列

采用 11 a 滑动t检验法分别对 PC1 和 PC2 做突变检验(图3)，结果发现PC1 在1993 年为主要突变点，PC2 则没有明显的突变点。降水与大气环流以及海温相关性在年代际尺度存在明显变化，目前短期气候预测业务使用1981—2010年平均作为气候态，这里着重研究1981 年之后两者的相关关系。对于PC1 在1993 年有明显的突变，可分为突变前(1981—1993 年)和突变后(1994—2018 年)两个时间段分析，对比两个时段发现，突变前的13 a 中有8 a 降水偏多，而在突变后的25 a 里则只有9 a 降水偏多，表明突变前后降水的变化较明显；PC2没有明显突变，因此只分析1961—2018年PC2与大气环流的年际变化特征。

图3 PC1(a)和 PC2(b)滑动 t检验

3.2 黑龙江初夏降水PC1、PC2与大气环流的关系

图4a、图4b 分别为突变前和突变后PC1 与500 hPa 位势高度相关，其中突变前PC1 与500 hPa 位势高度显著相关区在 120～140 °E 范围内，自北向南呈现“+，-，+”的波列分布。负相关区反映东北冷涡的影响，北部正相关区为阻塞高压的建立，我国东北地区北部出现异常阻塞形势，同时东北冷涡异常活跃，有利于黑龙江省降水明显偏多。南部正相关区显示副热带系统北推进程，西太副高脊线偏北同样有利于黑龙江省降水异常偏多。从相关系数的显著性来看，中高纬系统较强，而副热带系统较弱，这与前人研究的结论[2-7]一致。突变后PC1 与500 hPa 位势高度相关分布型与突变前相差较小，同样自北向南呈现“+，-，+”的波列分布，南部的正相关区西伸至高原以东，中高纬影响系统通过相关检验的范围明显增大。相对于突变前，鄂海阻高增强，东北冷涡增强南压，西太副高偏南。分析突变前后PC1 与200 hPa 纬向风相关，突变前(图4c)显示，东北地区上空北部东风、南部西风，表明黑龙江上空为冷涡环流，与图4a分析结论一致。暖池上空西风、东海东风(不显著)，表明对流层高层辐合、低层辐散，季风槽偏弱。北欧的东风、南侧中纬度西风(不显著)，表明乌山及以西为槽区，阻塞高压偏弱，冷空气偏弱。继续分析突变前后PC1 与850 hPa 矢量风相关，突变前(图4e)显示，东北地区低层为显著的气旋性环流，西太平洋呈现反气旋性环流；突变后(图4e)依然呈现出在东北亚和西北太平洋的气旋和反气旋性环流，但反气旋性环流位置略偏南。

突变后与突变前的区别在于，冷涡加强西伸南压，乌拉尔山变为高压脊，印度半岛北侧高层辐合、低层印度低压减弱。突变前后季风槽没有变化，均呈现偏弱趋势。6月高空西风急流轴位置通常位于35～40 °N，图4d 显示正相关区位于40 °N以北一带，这表明当高空西风急流轴西伸偏强时，黑龙江降水偏多。兰明才等[23]研究东亚副热带急流与东北夏季降水表明东北夏季降水偏多年份，急流轴中心偏强并且向东北方向倾斜，与本文结论一致。

图4 突变前PC1与500 hPa位势高度(a)、200 hPa纬向风(c)和850 hPa矢量风(e)相关场，以及突变后PC1与500 hPa位势高度(b)、200 hPa纬向风(d)和850 hPa矢量风(f)相关场

图5 为 PC2 与 500 hPa 位势高度(a)以及 200 hPa纬向风(b)相关，时间为1961—2018年。如图5所示，500 hPa 位势高度在贝加尔湖偏南为显著正相关，黑龙江省东部至日本海为显著负相关。200 hPa 纬向风在巴尔喀什湖的西、东分别呈现“+，-”相关，并且在东亚地区自北向南呈现“+，-，+”的相关分布。初夏降水第二模态空间分布为东西反向，当贝加尔湖阻塞高压明显偏东、高空西风急流轴偏弱、日本海上空为低涡时，对应黑龙江省降水西少东多分布。PC2 模态解释方差贡献率仅为17.4%，因此本文接下来重点研究海温与初夏降水PC1的超前相关。

图5 PC2与500 hPa位势高度(a)和200 hPa纬向风(b)相关场

前文分析指出黑龙江省初夏降水PC1 与500 hPa位势高度场、200 hPa纬向风场以及850 hPa矢量风场存在较好的相关关系，下面继续分析海温与黑龙江省初夏降水PC1的超前相关。

按照前文结论得到突变时间点为1993 年，分突变前(1981—1993 年)和突变后(1994—2018 年)两个时间段分析海温与降水的超前相关。分析相关的海温场采用三个月滑动平均，从上一年秋季开始一直到当年春季结束。经分析，突变前后降水均与上年12 月—当年2 月的海温相关最好，因此重点分析上年此时段海温与降水关系。图6a给出1981—1993 年黑龙江省初夏降水PC1 与上年12 月—当年2 月的海温线性相关，可见显著相关区位于澳洲西北海温，简称A 区(100～130 °E，0 °～20 °S)，此区域相关中心通过0.05 显著性检验。图6b 给出1994—2018 年黑龙江省初夏降水PC1与上年12 月—当年2 月的海温线性相关，A 区的正相关减弱，呈现负相关趋势，并且相关系数无法通过0.1 显著性检验，A 区以东海区由不显著负相关转变为显著正相关，位置从澳洲东北部向东南方向延伸，在130 °E～180 °，0 °～30 °S 范围内大部区域均通过0.05 显著性检验，此区域称作澳洲东北海温(简称B 区)。通过对比发现，突变前后澳洲北部海温相关由东向西的“+，-”型转为“-，+”分布，显著正相关区域明显东移。图7 给出A 区(a)和B 区(b)海温距平标准化指数序列，突变前A 区海温与PC1 变化趋势一致，突变后海温有变暖趋势，两者关系减弱；突变前B 区海温与PC1 呈现反向关系，突变后海温与PC1 年代际变化基本一致。关键区(A 区和B 区)海温如何影响黑龙江初夏降水以及为什么两者相关性发生转变，这是本文下一步研究的重点。

图6 PC1突变前与12—2月海温场相关(a)，以及PC1突变后与12—2月海温场相关(b)

图7 A区海温(a)和B区海温(b)距平标准化指数序列

3.3 可能机制解释

冬季澳洲东北海温在突变前后如何影响降水，为了讨论可能的物理机制，图8 给出了突变前A 区海温与初夏500 hPa 位势高度场以及200 hPa纬向风场的线性相关。海温与位势高度在东北地区上空同样关系密切，但是呈现负相关关系，海温偏高(低)时，激发东北冷涡异常偏强(弱)，初夏黑龙江降水偏多(少)。此外海温与200 hPa纬向风在北印度洋、黄淮和华北南部、黑龙江以北相关显著，当海温偏高(低)时，激发印度洋、青藏高原东部至朝鲜半岛南部高空西风急流偏强(弱)，青藏高压偏弱(强)，东西伯利亚东风偏强(弱)。

图8 突变前A区海温与500 hPa位势高度(a)和200h Pa纬向风(b)相关场

图9 给出了突变后冬季B 区海温与初夏500 hPa 位势高度场以及200 hPa 纬向风场的线性相关。B 区海温与500 hPa 位势高度场关系密切的区域依然在东北地区，200 hPa 纬向风变化在华北以及东北南部、西伯利亚中部相关显著。对比突变前后发现，500 hPa 东北区上空正相关转为负相关，海温偏低(高)时，中纬度西风急流偏弱(强)，东西伯利亚东风偏弱(强)，东北冷涡偏弱(强)，初夏黑龙江降水偏少(多)。与A区海温影响相比，相对于突变前东北冷涡偏南，澳大利亚北部东风明显偏强。

图9 突变后B区海温与500 hPa位势高度(a)和200 hPa纬向风(b)相关场

分析海温在降水突变前后的关系变化之后，还需要进一步研究海温变化是如何激发出初夏东北冷涡和西风急流轴的变化情况，这里主要研究突变前后两者的关系。前人研究指出[24-28]，在对流层中低层南北半球的相互作用主要是冬季影响夏季；Zhou[24]认为冬季澳大利亚东侧海温偏暖有利于夏季长江流域降水偏多，同时海温通过自身持续性的调制作用影响东亚夏季环流；薛峰[25]和高辉等[26]也研究证实南半球高纬环流系统首先建立，通过越赤道气流影响亚洲夏季风的建立发展。为讨论可能的影响机制，图10 分析突变前冬季A区海温与初夏850 hPa 矢量风场的相关。当冬季A 区海温偏高时，初夏东南亚、非洲东岸，越赤道气流为北风距平，印度半岛盛行东风。同时在菲律宾以东出现反气旋，我国东北地区以及西北太平洋呈现低压气旋，此时东北冷涡活动偏强。图11 分析突变后冬季B 区海温与初夏850 hPa 矢量风场的相关。当冬季B 区海温偏高时，澳大利亚东部海温激发两条偏北的越赤道气流，其中一条沿着爪哇岛、苏门答腊岛一路向北到我国南海，并且在菲律宾一带呈现出气旋相关，南海季风槽偏强。同时向北对应出现反气旋-气旋交替波列，即在西北太平洋激发反气旋，而在我国东北-华北激发出气旋。850 hPa 东北-华北出现低压气旋环流对应500 hPa也呈现低压气旋，导致东北冷涡异常活跃。若B 区海温偏低，则出现相反的变化，东北冷涡偏弱。对比突变前后全国多雨带位置可发现(图略)，突变前的 13 a 中，A 区海温(图 7a)有 7 a 海温偏高，东亚呈“南高北低”型分布，东北冷涡偏强，我国北方呈现降水偏多趋势，黄淮、江南地区降水偏少；突变后的 25 a 中，B 区海温(图 7b)有12 a 海温偏低，东亚呈南北向的“+，-，+”分布，此时东北冷涡偏弱，东北中南部、华北大部、西北东部降水偏少，长江中下游和江南地区降水偏多明显，多雨带突变前后由北转南与西太副高脊线的北转南关系相吻合，同时前文研究表明突变后PC1 与850 hPa 矢量风场在西北太平洋的反气旋环流较突变前向南移动，这与突变后副高南移的结论完全一致。

图10 突变前A区海温与850 hPa矢量风相关场

图11 突变后B区海温与850 hPa矢量风相关场

进一步解释前冬海温影响初夏大气环流变化的物理机制，当冬季B 区海温偏高时，初夏南半球的越赤道气流显著，并在东亚区激发一个明显的PJ(Pacific-Japan)波列，结果使得西北太平洋反气旋性环流异常，而在东北-华北地区气旋性环流异常，对应垂直气流为上升运动，对流层中层为辐合区，导致初夏东北冷涡异常活跃。通过激发出PJ波列，使得东亚季风系统进程较常年偏早，强度偏强。反之，冬季B 区海温偏低时，初夏南半球的越赤道气流将变得不显著，在东亚区激发反向的PJ波列，东亚季风强度偏弱，东北-华北上空出现正的位势高度距平，东北冷涡活动偏弱，这些都不利于黑龙江初夏降水偏多。

高空西风急流作为冬夏季节转换的主要环流系统之一，其北跳及南退对中国东部地区降水至关重要[29-34]。前文研究证实A 区海温在突变前激发高空西风急流轴比常年偏北，急流轴左侧具有气旋性切变，右侧具有反气旋性切变；突变后B 区海温则激发高空西风急流轴比常年偏南，急流轴左侧具有反气旋性切变，右侧具有气旋性切变。那么，对于海温是如何激发高空西风急流轴南移的，根据Huang 等[29]和董敏等[30]的研究指出，夏季热带西太平洋对流活动可影响西风急流轴位置，当热带西北太平洋对流活动偏强时，东亚地区高空急流轴北移，反之，热带西北太平洋对流活动偏弱时，东亚地区高空急流轴南移。B 区海温偏高对应着菲律宾(即西北太平洋)一带出现低层气旋式环流，这表明垂直上升运动，对流活动偏强，进而东亚地区高空急流轴北移，有利于黑龙江省初夏降水偏多。反之，当B区海温偏低时，菲律宾-北太平洋一带出现低层反气旋式环流，垂直方向为下沉运动，对流活动偏弱，东亚地区高空急流轴南移，不利于黑龙江省初夏降水偏多。

4 结 论

(1) 黑龙江省初夏降水主要模态为全省一致型和东西反向型，分别占解释方差的61.3%和17.4%。通过滑动t检验发现PC1 在1993 年发生突变。

(2) 分析突变前后影响降水的环流因子发现，影响黑龙江初夏降水PC1 的主要因子为东北冷涡和高空西风急流轴，冷涡偏强、急流轴偏北，降水偏多。

(3) 前兆影响信号主要在澳大利亚海域，突变前A 区海温偏高东北冷涡偏强；突变后则是B 区海温偏低东北冷涡偏弱。

(4) 分析突变后海温对降水的影响机理发现，突变前澳大利亚A 区海温偏高可以激发初夏越赤道气流，菲律宾以东出现反气旋，我国东北地区呈现气旋，南高北低的高度距平，高空急流轴偏北；突变后，冬季澳大利亚B 区海温偏低激发初夏反向越赤道气流，在菲律宾出现反气旋性环流，同时向北激发出一条南北向的“+，-，+”PJ波列，导致东北冷涡偏弱，高空急流位置偏南，造成黑龙江初夏降水偏少。