孔德璿，楊春艷，謝佳君，肖艷林，龍 園

(1.貴州省六盤水市氣象局，貴州 貴陽 553000；2.南京信息工程大學(xué)，江蘇 南京 210044)

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青藏高原與同緯度東部平原汛期降水的關(guān)系

孔德璿1，楊春艷2，謝佳君1，肖艷林1，龍 園1

(1.貴州省六盤水市氣象局，貴州 貴陽 553000；2.南京信息工程大學(xué)，江蘇 南京 210044)

基于青藏高原(以下簡稱高原)39個及同緯度東部平原(以下簡稱平原)129個地面氣象觀測站逐月降水量資料和英國Hadley中心提供的海表溫度(SST)數(shù)據(jù)。利用EOF、SVD以及相關(guān)分析等方法，分析了同緯度的高原與平原汛期降水量分布特征。結(jié)果顯示：高原與平原汛期降水量均呈現(xiàn)出由東南向西北遞減的空間分布特征，但高原地區(qū)空間差異更為顯著；EOF揭示出兩地區(qū)汛期降水量均存在南北反相和全區(qū)一致的空間分布特征，其中南北反相型的空間分布兩者時間系數(shù)并不一致變化，全區(qū)一致型的空間分布兩者具有較好的一致性。SVD揭示出兩者全區(qū)一致型變化的時間系數(shù)在不同年代存在明顯差異，1969—1989年相關(guān)系數(shù)處于相對低值時段，而1990—2010年處于相對高值時段，海溫異常對其年代際差異的影響可能起到較為關(guān)鍵的作用。

青藏高原；東部平原；汛期降水；空間分布；對比分析

1 引言

青藏高原包括西藏、青海、云南、四川、新疆、甘肅等省份，地處中低緯西風(fēng)帶。高原的動力和熱力作用對東亞乃至全球的天氣氣候具有重要的影響[1-4]。高原降水主要集中在汛期(5—9月)，雨季干季分明。近年來，對于高原汛期降水的時空特征研究較少[5]，而對于高原夏季降水的時空特征研究已有不少成果[6-7]。周順武等[5]研究了高原汛期降水的氣候和時空特征發(fā)現(xiàn)，高原汛期降水的氣候特征整體上表現(xiàn)為由東南向西北逐步減少的空間分布特征，通過經(jīng)驗正交函數(shù)(EOF)方法進(jìn)一步研究發(fā)現(xiàn)，高原汛期降水主要呈南北反向分布、全區(qū)一致分布、東南—西北分布和高原東部從南向北呈現(xiàn)“+-+”的空間分布特征。盧鶴立等[6]采用經(jīng)驗正交函數(shù)(EOF)方法研究了高原夏季(6—8月)降水特點，把高原夏季降水類型按前3空間模態(tài)的空間分布分為高原東南部類型場、高原東北部類型場和三江源類型場，并確定33°N為高原東南部類型場和高原東北部類型場的分界線，指出這一分界線可能是大氣環(huán)流和高原地形共同作用的結(jié)果。馮蕾等[7]對高原夏季降水的研究也有類似的結(jié)果，差別在于馮蕾等[7]還考慮了高原夏季降水的第4空間模態(tài)，該模態(tài)對應(yīng)于高原夏季降水偏北型類型場。青藏高原同緯度東部平原(以下簡稱平原)主要包括山西、山東、河北、河南、湖北、湖南、江蘇、安徽、浙江、江西10個省份，處于中低緯西風(fēng)帶上，是我國旱澇發(fā)生比較頻繁的地區(qū)。東部平原暴雨頻繁，大部分降水集中于汛期，受季風(fēng)影響明顯，時空特征顯著[8-9]。王勇等[8]利用江淮地區(qū)逐日降水資料，通過經(jīng)驗正交函數(shù)(EOF)方法對江淮地區(qū)1956—2005年6—7月降水進(jìn)行了分析，得到了全區(qū)一致型和南北反向型的降水空間分布特征。這與竺夏英等[9]在研究江淮梅雨期經(jīng)向非均勻分布的結(jié)果是類似的。多數(shù)研究主要關(guān)注于夏季(6—8月)降水，而沒有對前后的5月和9月降水進(jìn)行分析[6-14]。因此，對于高原和平原汛期降水的對比研究有重要意義。

本文根據(jù)高原和平原氣象臺站地面觀測逐月降水資料，對比分析高原和平原汛期降水的空間分布特征，并找到了對兩地區(qū)汛期降水全區(qū)一致型變化的年代際差異具有指示意義的因子，得出了一些有意義的結(jié)論。

2 資料與方法

本文使用中國氣象局國家氣象信息中心氣象資料室提供的高原及平原建站至2010年的臺站地面觀測月平均降水資料。從中選取了高原39個及平原129個測站1961—2010年共50 a汛期(5—9月)的逐月降水量資料。個別站點由于缺測導(dǎo)致的數(shù)據(jù)缺失，以本站該月多年平均值進(jìn)行簡單插補(bǔ)。海表溫度(SST)數(shù)據(jù)采用英國Hadley中心提供的1961—2010年共50 a 5—9月的月平均再分析數(shù)據(jù)。

利用經(jīng)驗正交函數(shù)(EOF)方法[16]分析高原及平原降水的空間分布特征。采用奇異值分解(SVD)[16]以及相關(guān)分析方法分析高原與平原降水空間分布的關(guān)系和高原與平原一致型變化的年代際差異與海表溫度(SST)的關(guān)系。

3 高原與平原降水的氣候特征

圖1 高原(a)及平原(b)汛期降水的氣候特征(單位：mm)

高原1961—2010年共50 a汛期區(qū)域平均降水量為319.86 mm，平原為645.02 mm，大致為高原的2倍。

由圖1a可見，高原和平原的汛期降水整體表現(xiàn)均為由東南向西北逐步減少的空間分布特征。高原東南部(主要是四川西部、西藏東部、青海南部部分地區(qū))降水量在400 mm以上，這主要是由于夏半年高原東南部受西太平洋副熱帶高壓(以下簡稱副高)西側(cè)和印度季風(fēng)東北部的暖濕氣流影響，這與周順武等[5]研究結(jié)果一致。高原南部存在兩個汛期降水大值中心，一個是位于東南部的西藏嘉黎站(599.61 mm)，另一個是位于雅魯藏布江中游地區(qū)的日喀則站(426.66 mm)。高原西北部汛期降水量最少，主要是由于夏半年高原西北部位于中東高壓東北部，受西北氣流影響，加之海拔較高，距離較遠(yuǎn)，高原東南部的暖濕氣流難以輸送至西北部，導(dǎo)致西北部降水量偏少[5]，其中位于青海的冷湖站只有14.89 mm，為全區(qū)乃至全國最少[17]。在青海的中部和東北部，南北降水量梯度較大，而在四川西部以及西藏西部，降水量空間分布較為均勻。

由圖2b可見，平原汛期降水量超過800 mm的區(qū)域主要是平原東南部，即江西北部、浙江南部一帶，一個大值中心位于江西廬山站(1 201.83 mm)，平原東南部夏半年位于副高的西北側(cè)，受西南暖濕氣流影響，水汽輸送充足，降水量較大。平原汛期降水量最少的地區(qū)位于平原西北部，主要是山西的大部分地區(qū)和河北西北部部分地區(qū)，有11個站汛期降水量不足400 mm，其中以河北蔚縣站最小(333.09 mm)，這主要是由于平原西北部夏半年水汽條件較東南部差一些。平原等雨量線全區(qū)都較為均勻。總而言之，雖然高原與平原汛期降水均表現(xiàn)為由東南向西北逐漸減少的空間分布特征，但是高原由于其特殊的地理環(huán)境，降水的空間差異較平原更為顯著。

4 高原與平原降水的時空分布特征

4.1 EOF分解

對高原39個站點1961—2010年共50 a汛期降水量進(jìn)行經(jīng)驗正交函數(shù)(EOF)分解，并對前2個模態(tài)進(jìn)行分析。

表1 高原汛期降水EOF前8模態(tài)方差貢獻(xiàn)(%)

由表1看出前2個模態(tài)的累計方差貢獻(xiàn)率為38.18%，為高原汛期降水的主要空間分布型。

圖2a給出了高原汛期降水量的第1模態(tài)的空間分布。從第1模態(tài)來看，其特點是大致以33°N緯線為分界線，高原北部地區(qū)與高原南部地區(qū)呈反相變化，2個正值中心分別位于西藏中南部和四川西部，2個負(fù)值中心分別出現(xiàn)在青海西北部和東部，這反映出高原汛期降水分布的南北差異，即高原南部地區(qū)汛期降水偏多時，高原北部地區(qū)汛期降水偏少，反之亦然。這種南北反相型空間分布特征可能與青藏高原地形和副高的位置有關(guān)[18]。從相應(yīng)的時間系數(shù)來看(圖3a)，近10 a來，此分布型有較強(qiáng)的下降趨勢，表明北部降水增多，南部降水減少。圖2b給出了高原汛期降水第2模態(tài)的空間分布。由圖可見，高原大部分地區(qū)表現(xiàn)為一致性的正值，以唐古拉山脈為正值中心向周圍逐步減小，這反映了高原整體降水量呈現(xiàn)全區(qū)一致型變化，即高原汛期降水表現(xiàn)為整體降水量一致偏多或偏少。這種全區(qū)一致型空間分布特征可能與夏半年青藏高壓的強(qiáng)弱有關(guān)[19]。其相應(yīng)的時間系數(shù)(圖3b)反映，近10 a這一空間模態(tài)有緩慢的上升趨勢。這一研究結(jié)果與周順武等[5]的研究結(jié)果類似。

圖2 青藏高原汛期降水EOF第1模態(tài)(a)和第2模態(tài)(b)空間分布

圖3 青藏高原汛期降水EOF第1模態(tài)(a)和第2模態(tài)(b)時間系數(shù)

模態(tài)12345678方差176315901162622594456295272累計方差17633353451551385731618764826754

采用經(jīng)驗正交函數(shù)(EOF)分解方法對平原129個站點1961—2010年共50 a汛期降水量前2個模態(tài)進(jìn)行分析。表2給出了前8個模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率和累計方差貢獻(xiàn)率。由表2可見，前2個模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率為33.53%，為平原汛期降水量的主要空間分布型。圖4和圖5分別給出了平原汛期降水量的前2個模態(tài)的空間分布和相應(yīng)的時間系數(shù)。

圖4 平原汛期降水EOF第1模態(tài)(a)和第2模態(tài)(b)空間分布

圖4a給出了平原汛期降水的第1空間模態(tài)。由圖可見，平原大部分地區(qū)呈現(xiàn)出一致性的正值，以湖北東部為正值中心向四周逐漸減小，該模態(tài)反映了平原汛期降水量的整體同位相變化特點，即平原汛期降水表現(xiàn)為整體降水一致偏多或偏少。這種全區(qū)一致型的空間分布特征說明東部平原夏季一般受相同的天氣系統(tǒng)控制。從圖5a可以看出，近10 a此模態(tài)對應(yīng)的時間系數(shù)有較弱的上升趨勢。圖4b給出了平原汛期降水第2空間模態(tài)。從第2模態(tài)來看，該模態(tài)反映了平原汛期降水量呈南北反相變化的空間分布特征，即平原南部汛期降水量偏多，平原北部汛期降水量則偏少，反之亦然，其分界線大致位于31°N附近，呈東北—西南走向，正值中心位于河南、安徽、江蘇及山東四省交界處，2個負(fù)值中心分別位于浙江北部和江西中部。王勇等[8]認(rèn)為這種南北反向型空間分布特征主要是因為季風(fēng)以及副高的南北移動和西伸東進(jìn)。從圖5b可以看出，此模態(tài)在近10 a有較強(qiáng)的下降趨勢。這一研究結(jié)果與王勇等[8]的研究結(jié)果一致，差別在于研究的月份不同。

由以上討論可知，高原與平原汛期降水都存在南北反相型和全區(qū)一致型的空間分布，并且兩種空間分布所對應(yīng)的時間系數(shù)也有類似的變化趨勢，即近10 a南北反相型對應(yīng)的時間系數(shù)呈較強(qiáng)的下降趨勢，而全區(qū)一致型對應(yīng)的時間系數(shù)呈較弱的上升趨勢，這表明近10 a高原與平原汛期降水南北反相型的空間分布有所減弱，而全區(qū)一致型的空間分布有所增強(qiáng)。

4.2 SVD分解

圖5 平原汛期降水EOF第1模態(tài)(a)和第2模態(tài)(b)時間系數(shù)分布

圖6 高原(a)與平原(b)SVD第1對特征向量

為了更好地了解高原與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的關(guān)系，進(jìn)一步通過奇異值分解(SVD)方法揭示二地區(qū)全區(qū)一致型空間分布的關(guān)系。

由圖6a看出，數(shù)值絕對值大于0.28的區(qū)域通過0.05的顯著性水平檢驗，大于0.36的區(qū)域通過0.01的顯著性水平檢驗，是相關(guān)顯著區(qū)域。圖6a給出了第1對特征向量左場的異性相關(guān)系數(shù)分布。由圖6a還可以看出，第1對特征向量左場大部分地區(qū)為一致的正相關(guān)區(qū)，相關(guān)顯著區(qū)域主要位于西藏北部沿西藏、青海交界線至新疆境內(nèi)，最大相關(guān)系數(shù)絕對值超過0.5。

由圖6b可見，第1對特征向量右場大部分地區(qū)也為大面積的正相關(guān)區(qū)，相關(guān)顯著區(qū)域主要位于湖北、河南中南部、安徽以及江蘇中部，最大相關(guān)系數(shù)絕對值超過0.4。由此可見，高原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化呈正相關(guān)關(guān)系，即高原汛期降水表現(xiàn)為整體降水一致偏多或偏少，則平原汛期降水也表現(xiàn)為整體降水一致偏多或偏少。

圖7 高原與平原SVD第1對特征向量的時間系數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化距平場

圖7給出了高原與平原SVD第1對特征向量的時間系數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化距平場。由圖可見，高原與平原汛期多雨年中1963、1979、1997、2002年與這一對特征向量對應(yīng)。高原與平原汛期少雨年中1977、1994、1996與這一對特征向量對應(yīng)。

圖8 高原與平原SVD第1對特征向量左右場時間系數(shù)的11 a滑動相關(guān)系數(shù)

為更清楚地了解高原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化與平原汛期一致型空間分布的變化在各時段的相關(guān)程度，進(jìn)一步對高原與平原SVD第1對特征向量左右場的時間系數(shù)做11 a滑動相關(guān)系數(shù)(圖8)。由圖8可見，1969—1989年相關(guān)系數(shù)處在相對低值時段，而1990—2010的21 a里處在相對高值時段。因此，高原與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的時間系數(shù)在1990—2010的21 a里相關(guān)性較好，而在1969—1989年的21 a里相關(guān)性較差一些，這表明在1990—2010的21 a里高原與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化具有更好的一致性，而在1969—1989年的21 a里兩者變化的一致性較差一些。

5 高原與平原一致性變化與海溫的關(guān)系

高原與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的時間系數(shù)在不同年代存在明顯差異，為了尋找對其年代際差異具有指示意義的因子，分別計算了1969—1989年和1990—2010年2個時段高原與平原SVD第1對特征向量的時間系數(shù)與同期海表溫度(SST)的相關(guān)系數(shù)。圖9和圖10分別給出了1969—1989年和1990—2010年高原與平原SVD第1對特征向量的時間系數(shù)與同期海表溫度(SST)的相關(guān)系數(shù)分布。

圖9 1969—1989年高原(a)與平原(b)SVD第1對特征向量的時間系數(shù)與同期海溫相關(guān)系數(shù)分布

圖9a和圖9b分別給出了1969—1989年高原與平原SVD第1對特征向量的時間系數(shù)與同期海表溫度(SST)的相關(guān)系數(shù)分布。由圖9a和圖9b可見，相關(guān)系數(shù)在3個關(guān)鍵海域均很小，沒有明顯的相關(guān)性。這表明當(dāng)高原與平原全區(qū)一致型空間分布的變化的相關(guān)系數(shù)處在低值時段時，3個關(guān)鍵海域海表溫度(SST)對高原與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化沒有明顯的指示意義。

圖10a和圖10b分別給出了1990—2010年高原與平原SVD第1對特征向量的時間系數(shù)與同期海表溫度(SST)的相關(guān)系數(shù)分布。由圖10a和圖10b可見，相關(guān)系數(shù)在北印度洋和澳大利亞東部海域均呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，在Monika相關(guān)系數(shù)呈顯著的正相關(guān)關(guān)系，且高原的時間系數(shù)與Monika海表溫度(SST)的相關(guān)性更為顯著。這表明當(dāng)高原與平原汛期全區(qū)一致型空間分布的變化的相關(guān)系數(shù)處于相對高值時段時，3個關(guān)鍵海域海表溫度(SST)對高原與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化具有指示意義，即當(dāng)北印度洋和澳大利亞東部海域海表溫度(SST)異常偏低，Monika海表溫度(SST)異常偏高時，高原與平原汛期降水均表現(xiàn)為整體降水一致偏多。

圖10 1990—2010年高原(a)與平原(b)SVD第1對特征向量的時間系數(shù)與同期海溫相關(guān)系數(shù)分布

6 結(jié)論與討論

①平原汛期降水量大致為高原的2倍。高原與平原汛期多年平均降水量大致呈由東南向西北逐步減少的空間分布特征。高原由于其特殊的地理環(huán)境，其降水的空間差異較平原更為顯著。

②高原汛期降水具有南北反相型和全區(qū)一致型的空間分布特征，南北反相型空間分布在近10 a有較強(qiáng)的減弱趨勢，而全區(qū)一致型有緩慢的增強(qiáng)趨勢。平原汛期降水的空間分布特征與高原類似，也具有南北反相型和全區(qū)一致型的空間分布特征，在對應(yīng)的時間系數(shù)的特征上也與高原有類似的結(jié)論。

③高原與平原汛期降水南北反相型空間分布的變化二地區(qū)并不一致，而全區(qū)一致型空間分布的變化二地區(qū)具有較好的一致性。SVD揭示高原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化呈正相關(guān)關(guān)系，即高原汛期降水表現(xiàn)為整體降水一致偏多或偏少，則平原汛期降水也表現(xiàn)為整體降水一致偏多或偏少。

④高原與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化的相關(guān)系數(shù)存在年代際差異，在1990—2010的21 a里處在相對高值時段，而在1969—1989年的21 a里處在相對低值時段。當(dāng)高原與平原汛期全區(qū)一致型空間分布的變化的相關(guān)系數(shù)處于相對高值時段時，北印度洋、Monika和澳大利亞東部海域海表溫度(SST)異常對高原與平原汛期降水全區(qū)一致型空間分布的變化可能起到較為關(guān)鍵的作用。

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2014-02-12

孔德璿(1990—)，男，助工，主要從事短期天氣預(yù)報、預(yù)測工作。

1003-6598(2015)03-0021-06

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