李明剛 管兆勇 梅士龍

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夏季長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性年（代）際變異及其與環(huán)流和Rossby波活動的聯(lián)系

李明剛1, 2管兆勇1, 3梅士龍4

1南京信息工程大學江蘇省氣象災害預報預警協(xié)同創(chuàng)新中心，南京210044;2中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京100081;3南京信息工程大學氣象災害省部共建教育部重點實驗室，南京210044;4嘉興市氣象局，嘉興314050

旱澇異常不僅與降水的頻次和強度有關，在多種時間尺度上，其與降水的持續(xù)性亦存在較好的對應關系?；?979～2013年6～7月中國東部249站點逐日降水資料及ERA-interim逐月再分析資料，研究了長江中下游地區(qū)近35年降水持續(xù)性的長期變化及其相聯(lián)系的大尺度環(huán)流型和Rossby波能量頻散特征。結果表明：近35年長江中下游地區(qū)降水時段平均持續(xù)時間變短而無雨時段變長，體現(xiàn)出了降水持續(xù)性的減弱趨勢。進一步研究發(fā)現(xiàn)，該趨勢變化與長江中下游地區(qū)在1980和1990年代持續(xù)性降水事件偏多，而在2000年以后偏少的年代際變化有關。在年代際和年際尺度上，與長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征變異相聯(lián)系的異常環(huán)流型在我國東南部及南海地區(qū)分布較為類似，而在偏高緯度和偏低緯度地區(qū)存在較大差異。相似之處在于：在兩個時間尺度上，在對流層中高層均存在顯著的反氣旋性環(huán)流控制我國東南部地區(qū)，而在中低層均存在由海洋向長江中下游地區(qū)的氣流輻合，并在高層由長江中下游地區(qū)向海洋輻合。不同之處是：年代際尺度上，自對流層低層到高層在烏拉爾山以東及蒙古地區(qū)分別存在反氣旋性環(huán)流和氣旋性環(huán)流，且赤道印度洋地區(qū)的對流層中低層存在顯著的氣旋性環(huán)流；而在年際尺度上，由低層到高層位于貝加爾湖東、西側均為反氣旋性環(huán)流異常，但海洋性大陸的東北部，低層出現(xiàn)向長江中下游地區(qū)輻合的氣流的源，高層則為由長江中下游地區(qū)向低緯度地區(qū)輻合的氣流的匯。Rossby波擾動能量頻散特征在年代際和年際尺度上亦呈現(xiàn)出明顯的差異。年代際尺度上，中緯度地區(qū)自大西洋至蒙古地區(qū)存在一個正—負—正—負的Rossby波列，波能東傳，對長江中下游地區(qū)產生影響，而在中低層，自低緯地區(qū)向長江中下游地區(qū)的波能傳播相對較弱；在年際尺度上，影響長江中下游地區(qū)降水的Rossby波活動的局地性特征更為明顯。在低層，波擾能量經由南海向長江中下游地區(qū)傳播更明顯，而在對流層高層源于貝加爾湖西側的波擾能量傳播相對較強。這些結果有助于深刻認識長江中下游地區(qū)降水的異常持續(xù)及與之相聯(lián)系的洪澇災害的形成機理。

長江中下游地區(qū) 降水持續(xù)性 Rossby波活動

1 引言

近幾十年來，一些國家和地區(qū)有雨或無雨時段的持續(xù)時間發(fā)生了顯著變化（Schmidli and Frei，2005；Tolika and Maheras，2005；Groisman and Knight，2008；Singh and Ranade，2010；Llano and Penalba，2011），其反映了這些地區(qū)降水持續(xù)性特征發(fā)生了改變，而降水持續(xù)特征的變化又與旱澇異常存在聯(lián)系。Zolina et al.（2010，2013）發(fā)現(xiàn)，歐洲部分地區(qū)在總雨日無明顯變化的情況下，雨日的重新分配導致連續(xù)有雨和無雨時段平均持續(xù)時間均變長，從而使得干旱和洪澇災害的發(fā)生概率同時增加。在中國范圍內，約以100°E為分界，其以西連陰雨日數(shù)有微弱增多趨勢，以東的大部分區(qū)域呈減少趨勢，尤其在華北和西南地區(qū)，連陰雨日數(shù)顯著減少，持續(xù)無雨時段增多（Qian and Lin，2005；Bai et al.，2007），與這些區(qū)域的干旱頻發(fā)相對應。

每年6、7月份，中國東部雨帶穩(wěn)定維持在江淮地區(qū)，即江淮梅雨。梅雨降水強度強、降水過程平均持續(xù)天數(shù)較長（于文勇等，2012），且存在較大的年際變率，導致長江中下游地區(qū)旱澇災害頻繁（陳文和楊修群，2013）。在一些洪澇發(fā)生年，除降水平均強度偏強外，降水過程持續(xù)長且間隔短的特征亦十分明顯（黃榮輝等，1998；張小玲等，2006）。此外，在夏季的季節(jié)內時間尺度上，長江中下游地區(qū)還常發(fā)生旱澇急轉現(xiàn)象（吳志偉等，2006），其形成與持續(xù)無雨時段和持續(xù)強降水時段的迅速更替有關（封國林等，2012；沈柏竹等，2012）。這些亦反映出降水持續(xù)特征異常在長江中下游地區(qū)旱澇災害形成中具有不可忽視的作用。

降水的異常持續(xù)往往需要有利的大尺度環(huán)流背景，而大尺度環(huán)流異常的形成及維持又與Rossby波活動存在聯(lián)系。研究表明，當長江中下游地區(qū)降水異常持續(xù)時，中高緯度地區(qū)多有利于引導冷空氣南下的阻塞形勢存在（陸爾等，1994；林學椿和張素琴，2000；平凡等，2014）、與大氣低頻活動相聯(lián)系的低緯度地區(qū)暖濕氣流明顯的輸送（陸爾和丁一匯，1996；張慶云等，2003；Zhu et al.，2003）。中高緯度阻塞形勢的長期維持多存在明顯的天氣尺度波的擾動能量供應（Hoskins et al.，1983；吳國雄等，1994），而低緯度地區(qū)大氣低頻活動的信號傳播又與CISK-Rossby波的激發(fā)及驅動作用密切相關（李崇銀，1990；劉式適和王繼勇，1992；陳建洲和趙強，2014）。相比之下，除了受到臺風影響，中緯度大氣中的Rossby波活動對長江中下游地區(qū)降水異常的作用更為直接（梅士龍和管兆勇，2008，2009；陶詩言等，2010；陳海山等，2013；Jin et al.，2013）。副熱帶高空西風急流對Rossby波傳播起到波導作用（Hoskins and Ambrizzi，1993），亞洲急流中的Rossby波能量頻散在出口區(qū)能夠激發(fā)出槽（脊），從而影響長江流域旱澇（陶詩言和衛(wèi)捷，2006；陶詩言等，2010）。亦有工作表明，長江中下游地區(qū)梅雨異常持續(xù)時，對流層上層斜壓不穩(wěn)定波包活動頻繁且下游發(fā)展明顯（譚本馗和潘旭輝，2002；梅士龍和管兆勇，2008，2009）。

在近幾十年全球加劇變暖的背景下（Hansen et al.，2010），已有大量工作揭示出我國長江中下游地區(qū)降水強度、頻次、極端強降水事件等均發(fā)生了顯著的變化（Qian and Lin，2005；Zhai et al.，2005），亦有一些較近的研究關注了我國東南部地區(qū)持續(xù)性暴雨/極端降水事件的統(tǒng)計特征、變化趨勢及成因等（如：Tang et al.，2006；鮑名，2007；Chen and Zhai，2013；Wu and Zhai，2013），但專門針對降水持續(xù)特征變化的分析工作還較少。目前學者們對旱澇災害的個例分析的工作也多基于降水量值和頻次異常進行，常常忽視降水持續(xù)特征異常的作用。本研究分析包括長江中下游地區(qū)在內的中國東部地區(qū)降水持續(xù)特征的變化，并著重探討與長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征年際和年代際異常相聯(lián)系的大氣環(huán)流型及Rossby波能量頻散特征，將有助于加深人們對于我國東部多尺度上旱澇異常的形成機理的認識。

2 資料與方法

2.1 資料

本文研究時段為1979～2013年逐年6～7月，使用的資料包括：

（1）中國東部地區(qū)的249個站點的逐日降水資料，其在研究時段內均無缺測，范圍包括了110°E以東除去黑龍江、吉林、內蒙古和臺灣四個省份以外的全部省份（圖1）。該資料取自中國大陸743站點逐日資料集（http://www.escience.gov.cn/metdata/ page/index.html [2015-10-25]）。

（2）ERA interim逐月再分析資料（http://apps. ecmwf.int/datasets/data/interim-full-moda [2015-10- 25]），使用的變量包括經向風、緯向風、位勢高度、比濕等，水平分辨率為1°×1°。

2.2 持續(xù)降水時段、無雨時段的定義

關于有雨和無雨日的區(qū)分標準目前存在兩種做法：有的學者以0.1 mm的逐日降水量作為區(qū)分雨日和無雨日的標準（如：Tolika and Maheras，2005；Bai et al.，2007）；有的則以1.0 mm的逐日降水量作為區(qū)分有雨日和無雨日的標準（如：Qian and Lin，2005；Schmidli and Frei，2005；Groisman and Knight，2008；Zhang et al.，2011）?？紤]到1.0 mm以下的降水并不明顯且易于蒸發(fā)消散，本文采用了后者，即當逐日降水量大于等于1.0 mm時，定義該日為雨日；小于1.0 mm或無降水時為無雨日。對于各個站點，自第一個雨日起至最后一個雨日連續(xù)日為雨日，則為一次持續(xù)日的降水時段，同理亦可得到各個持續(xù)無雨時段。

基于以上定義可得到逐年6～7月各站點總降水天數(shù)（無雨日數(shù)）、總降水時段（無雨時段）數(shù)。由某年降水（無雨日）總天數(shù)除以該年降水時段（無雨時段）總數(shù)得到該站當年降水時段（無雨時段）平均持續(xù)天數(shù)。

要說明的是，在中國氣象局的“降水強度等級劃分標準”中，將逐日降水量在0.1～9.9 mm區(qū)間的降水日定義為小雨日，而本文中將0.1～0.9 mm的降水日劃歸到了無雨日類別里。二者略有差別。

2.3 波作用通量

本文中使用了Takaya and Nakamura（2001）推導出的三維波作用通量診斷Rossby波擾動能量傳播特征。對于非靜止Rossby波，其水平分量在對數(shù)氣壓坐標中由下式給出：

3 降水持續(xù)特征的氣候平均態(tài)及長期變化

3.1 降水持續(xù)特征的氣候平均態(tài)及變化趨勢

1979～2013年多年平均6～7月降水總日數(shù)存在由南向北減少的分布。由圖1a（陰影）可見，遼寧東部、華東中南部、湖南西部及兩廣等地區(qū)降水總天數(shù)相對較多，均在20日以上，其中兩廣地區(qū)最多，絕大多數(shù)站點超過25日。而我國東部的其他區(qū)域相對較少，均不到20日。考慮到西北太平洋熱帶氣旋（Tropical Cyclones，簡寫為TC）活動對我國東南部地區(qū)6～7月降水存在一定影響，我們使用500 km固定圓方法（Lau et al.，2008；Nogueira and Keim，2010；Barlow，2011；Dare et al.，2012）對每個站點的每個降水日做了檢查。當降水日當日西北太平洋上存在TC，且站點與TC中心距離小于500 km時，則認為該降水日為TC雨日。6～7月份多年平均TC雨日占總雨日的比例上（圖1a，點標記），東南沿海地區(qū)TC雨日的比例相對較大，達到10%，尤其在廣東南部和海南島地區(qū)，部分站點的TC雨日比例超過15%。相比之下，TC活動對長江中下游地區(qū)降水的影響并不大，TC雨日比例一般在1%～5%左右。

在我國東部地區(qū)，夏季降水持續(xù)時間南長北短（于文勇等，2012；江志紅等，2013），持續(xù)性降水的比例由南向北逐漸減小的特征明顯（Bai et al.，2007）。近35年平均6～7月降水平均持續(xù)天數(shù)亦符合這種南長北短的特征（圖1b，陰影）。在華南地區(qū)降水持續(xù)天數(shù)多在2.5日以上，江南地區(qū)多在2.5～2日之間，長江以北地區(qū)則多在2日以下。降水時段持續(xù)時間的變化趨勢上（圖1b，點標記），華南地區(qū)站點呈較為統(tǒng)一的變長趨勢，而長江中下游地區(qū)絕大多數(shù)站點為變短趨勢。在河南中南部、安徽北部地區(qū)降水持續(xù)時間亦有變長趨勢，但不如兩廣地區(qū)變長趨勢顯著。此外，淮河以北地區(qū)站點以變短趨勢居多，僅有小部分站點呈變長趨勢，但增長和減短趨勢的站點并未在地域上有明顯的區(qū)分。

無雨時段的持續(xù)時間可以反映出降水過程之間的間隔長短。氣候平均6～7月無雨時段平均持續(xù)時間上（圖1c，陰影），兩廣及遼寧東部地區(qū)持續(xù)時間最短，在4日以下；華北南部，華東北部及華中地區(qū)無雨時段平均持續(xù)時間較長，在4.5～5日之間。其中河南、山西南部和河北南部持續(xù)時間最長，達5日以上。在這一區(qū)域，降水的持續(xù)時間短而間隔時間長，反映出利于發(fā)生干旱的降水持續(xù)特征；與之相反，在兩廣地區(qū)，降水持續(xù)時間長且間隔短，體現(xiàn)出利于產生洪澇的降水持續(xù)特征。趨勢變化上，無雨時段的持續(xù)時間在華南地區(qū)變短、在長江中下游地區(qū)變長，兩個區(qū)域內站點的變化趨勢的區(qū)域一致性亦較好（圖1c，點標記）。

圖1 1979～2013年平均6～7月東部地區(qū)（a）降水總天數(shù)分布（陰影，單位：d）及TC雨日比例（點標記），（b）降水時段平均持續(xù)天數(shù)（陰影，單位：d）及其線性趨勢（點標記）。圖（c）同（b）但為無雨時段。圖（d）和（e）均為1979～2013年6～7月總降水日數(shù)的變化趨勢，但（d）給出了降水時段和無雨時段持續(xù)時間變化趨勢相同的站點，而（e）給出了二者趨勢相反的站點（在圖b，c，d和e中，顯著趨勢表示通過了90%信度的顯著性檢驗）。圖（f）給出了東部地區(qū)各個站點90%分位上降水時段（剔除TC雨日后）持續(xù)天數(shù)閾值（單位：d）及長江中下游地區(qū)子區(qū)域劃分

降水持續(xù)性的變化與總雨日增減和雨日分布規(guī)律的改變均存在聯(lián)系，但在不同區(qū)域，這種聯(lián)系有著不同的表現(xiàn)（Zolina et al.，2010，2013）。圖1d和圖1e給出了東部地區(qū)各站點近35年6～7月降水總天數(shù)的變化趨勢，仿照Zolina et al.（2013）的做法，將無雨時段與降水時段持續(xù)時間變化趨勢相同的站點（圖1d）和相反的站點（圖1e）作為區(qū)分。可以看出，長江中下游地區(qū)站點較為一致的降水持續(xù)時間變短、降水間隔時間變長（圖1b，c）、總降水日數(shù)減少（圖1e），也就是近35年間在長江中下游地區(qū)，6～7月降水的總天數(shù)變少導致降水持續(xù)性減弱，結合該區(qū)域的極端日降水事件的增多趨勢（Zhai et al.，2005），提示該區(qū)域可能會出現(xiàn)較多短持續(xù)高強度的洪澇事件和長持續(xù)時間的偏旱時段。相反地，在華南地區(qū)則呈現(xiàn)區(qū)域性的降水時段持續(xù)時間顯著變長而間隔變短（圖1b，c），反映出華南地區(qū)增多的降水天數(shù)（圖1e）導致降水持續(xù)性加強，利于產生更多的連陰雨天氣及洪澇災害。注意到，在河南中南部和安徽北部地區(qū)，降水時段和無雨時段持續(xù)時間均變長（圖1b，c），總雨日減少（圖1d），反映出雨日分布規(guī)律和雨日總數(shù)的改變對該區(qū)域降水持續(xù)特征均產生了影響。降水時段和無雨時段持續(xù)時間同時增長會導致旱澇共增，但總雨日若繼續(xù)減少將導致這一區(qū)域最終會趨于干旱。

針對東部的各個站點，對1979～2013年共35年中6～7月去除TC雨日后的所有降水時段按其降水連續(xù)天數(shù)進行升序排列，得到每個站點90%分位上降水持續(xù)天數(shù)閾值（閾值的定義方法參照了Bonsal et al.，2001的做法）。在長江以北的地區(qū)，絕大多數(shù)站點閾值為3日（圖1f），長江以南的湖南、江西和浙江三省份多為4日，90%分位上降水持續(xù)天數(shù)最長的地區(qū)為廣東地區(qū)，絕大多數(shù)站點達到5日，鄰近的福建和廣西地區(qū)多在4～5日，亦相對較長。這種分布符合我國東部地區(qū)降水持續(xù)時間由南向北逐漸遞減的特征，即在長江以北，降水持續(xù)時間較短，以1～2天的降水為主，而在華南地區(qū)，則常發(fā)生持續(xù)數(shù)日的連陰雨。長江中下游地區(qū)位于二者之間，降水持續(xù)時間不如華南地區(qū)持續(xù)長，亦不像華北地區(qū)那樣短。

3.2 長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征的年際及年代際變化

上述分析表明，長江中下游地區(qū)站點降水持續(xù)特征的趨勢變化存在較好的區(qū)域一致性?；诖耍覀冞x取了（29°N～32°N）范圍內的共42個站點（圖1f），以這42個站點的算術平均值作為長江中下游地區(qū)的區(qū)域平均結果。

近35年長江中下游地區(qū)6～7月降水平均持續(xù)天數(shù)存在明顯的由長變短的長期變化。圖2a顯示，在1980年代和1990年代長江中下游地區(qū)降水持續(xù)時間較長，兩個年代均值分別為2.22日及2.23日，均長于35年平均值（2.11日），其中1983年和1996年降水平均持續(xù)時間超過2.6日，為35年中降水平均持續(xù)時間最長的兩年。自2000年代初，降水平均持續(xù)時間由長變短，年際變率亦變小。這一段時期（2000～2013）內降水平均持續(xù)天數(shù)為1.96日，明顯短于1980和1990年代，且亦短于多年平均。因此，長江中下游地區(qū)降水持續(xù)時間呈現(xiàn)出顯著（顯著性水平：=0.1）的變短趨勢。

一段時期內，持續(xù)性降水事件的總降水天數(shù)多，可說明該時期內降水的持續(xù)性較強，反之亦然。長江中下游地區(qū)的42個站點90%分位上降水持續(xù)天數(shù)閾值的算術平均值為3.74，因此，本文將4日統(tǒng)一為長江中下游地區(qū)所有站點的持續(xù)性降水事件閾值。對于區(qū)域內的每個站點，當一次降水時段的持續(xù)天數(shù)大于等于4日時，記為一次持續(xù)性降水事件。圖2b給出了去除TC雨日后的長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)的年際變化?？梢钥闯?，其與降水平均持續(xù)時間的變化（圖2a）同步（相關達0.89），說明持續(xù)性降水事件的發(fā)生對降水平均持續(xù)時間變化的貢獻較大。在2000年以前持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)較多，這一時段（1979～1999年）平均為7.32日，高于35年均值（6.35日），同時也高于后一時段（2000～2013年）的均值（4.89日）。相應地，近35年長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)亦呈減少的趨勢，但并不顯著。

圖2 長江中下游地區(qū)區(qū)域平均的6～7月（a）降水平均持續(xù)天數(shù)的逐年變化（點實線，單位：d）及線性趨勢，（b）以及持續(xù)性降水事件總降水天數(shù)的逐年變化（點虛線，單位：d）及線性趨勢

上述分析揭示出，近35年長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征存在顯著的年代際變化。進一步，使用9年高斯濾波方法，將長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)的年際信號和年代際信號進行了分離（圖3a），可以更明顯地看出：在2000年以前，持續(xù)性降水事件的降水總天數(shù)處在高值年代，年際變率亦相對較大，年際分量標準化后絕對值大于1的年份大多出現(xiàn)在此時段內（表1），而在2000年之后，進入低值年代，年際變率亦變小，年際分量標準化后絕對值大于1的年份則相對較少（表1）。在Huang et al.（2011）的研究中，亦指出江淮地區(qū)長持續(xù)性的降水事件在2000年前后由多變少，這與本文結論一致。

表1 依據(jù)圖3a確定的年際時間尺度上長江中下游地區(qū)6～7月持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)的偏多和偏少年份（持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)的年際變化分量標準化值不小于1個標準差）

6～7月長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水事件累計降水量值的逐年變化（圖3b）與總天數(shù)的變化（圖2b）對應亦較好。持續(xù)性降水事件總天數(shù)多的年份累計降水量值及其占總雨量的比例亦較大，如1983、1991、1998和1999年，累計雨量及其占6～7月總雨量的比例均分別達到300 mm和45%以上，遠高于1979～2013年的平均值（152 mm和31%）。尤其是在1991年，累計雨量為401 mm，占總雨量的比例達到64%，而這一年持續(xù)性降水事件總降水天數(shù)為12.2日，接近多年平均值（6.35日）的兩倍。

圖3 長江中下游地區(qū)區(qū)域平均6～7月持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)的（a）年代際變化分量（空心點虛線）及年際變化分量（實心點實線）的標準化時間序列，以及長江中下游地區(qū)6～7月持續(xù)性降水事件的（b）累計降水量（實心柱，單位：mm）及其占總降水量的百分比（空心柱）的逐年變化

利用時間序列間的相關系數(shù)更能夠直觀地揭示出上述關系。表2給出了持續(xù)性降水事件總降水天數(shù)、累計雨量、降水平均強度之間及其與6～7月總降水量之間的相關系數(shù)?？梢钥闯觯?～7月總雨量與持續(xù)性降水事件總降水天數(shù)、持續(xù)性降水事件累計雨量的相關系數(shù)分別為0.89和0.90，明顯高于與降水強度的相關值（0.63），反映出長江中下游地區(qū)洪澇災害的形成與降水異常持續(xù)性之間聯(lián)系密切，即較長持續(xù)的降水事件使得累計雨量偏高，而偏高的累計雨量將易于導致洪澇的發(fā)生。

表2 長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水事件的降水總天數(shù)、累計雨量、降水平均強度之間及其與6～7月總雨量之間的相關系數(shù)

注：這里的6～7月總雨量指不包括TC雨日雨量在內的所有雨日降水量之和。

注意到，在1990年代持續(xù)性降水事件累計降水量值普遍偏高，其中有7年高于35年均值，尤其是1991、1996、1998和1999年，持續(xù)性降水的累計降水量值均達到300 mm以上。結合圖2和圖3可知，在1990年代降水平均持續(xù)時間長且強度大，導致在這一時期長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水極端事件頻發(fā)（Zhang et al.，2007；李明剛等，2012），隨之引發(fā)了多次嚴重的洪澇災害（張慶云等，2003；平凡等，2014）。

4 與降水持續(xù)特征變化相聯(lián)系的環(huán)流型

上述分析揭示出長江中下游地區(qū)在近35年，降水平均持續(xù)天數(shù)、持續(xù)性降水事件的降水總天數(shù)及累計降水量均存在顯著的年際和年代際變化，且這些指標的變化較為同步。我們以持續(xù)性降水事件的降水總天數(shù)作為表征降水持續(xù)特征的指標，使用9年高斯濾波方法對其進行了年際信號和年代際信號的分離。為進一步降低不同時間尺度上信號間的相互干擾，我們對用于分析環(huán)流型和波動傳播特征的各個分析量亦做了年際信號和年代際信號的分離。在這些工作的基礎上，對比分析與長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征年代際和年際變化相聯(lián)系的大尺度大氣環(huán)流型及Rossby波活動特征。

4.1 年代際變化

基于持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)的年代際分量的標準化時間序列（圖3a），選取連續(xù)為正值的1982～2000年這一時段作為偏多年代，連續(xù)為負值的2001～2013年這一時段作為偏少年代進行合成分析。圖4a–c分別給出了對流層低（850 hPa）、中（500 hPa）、高（200 hPa）三層上旋轉風場和輻散風場的偏多年代與偏少年代合成差值結果。在對流層低層（圖4a），我國東部的長江以南地區(qū)受到反氣旋性環(huán)流控制，其中心在我國東南沿海地區(qū)，有利于將南海及西太平洋上的暖濕氣流輸送到長江中下游地區(qū)，并在此形成輻合。在對流層中層（圖4b），長江以南地區(qū)的反氣旋性環(huán)流及由低緯度海洋向長江中下游地區(qū)的氣流輻合均更加明顯。相反地，在對流層高層（圖4c），在我國東南部地區(qū)，氣流由陸地向海洋輻合。在長江中下游地區(qū)，氣流在對流層中低層輻合、高層輻散，這種大尺度條件有利于在該區(qū)域產生上升運動及降水的發(fā)生與維持。且在水汽輸送上（圖4d），長江中下游地區(qū)存在明顯的水汽輻合，源自孟加拉灣和西太平洋的水汽在長江中下游地區(qū)匯集，為降水提供充足的水汽源。

注意到，盡管在長江中下游地區(qū)存在低層輻合高層輻散的氣流，但圖4顯示，在年代際時間尺度上，30°N以北及東亞/西太平洋區(qū)域環(huán)流異常在垂直方向上呈現(xiàn)相當正壓結構。

4.2 年際變化

基于長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水事件降水總天數(shù)年際分量的標準化時間序列（圖3a），選取大于1的年份作為異常偏多年，小于?1的年份作為異常偏少年作合成分析（具體年份可見表1）。偏多年份與偏少年份的合成差值輻散風場顯示，在對流層中低層（圖5a、b），輻散氣流由低緯度海洋吹向長江中下游地區(qū)，而在高層（圖5c），氣流由長江中下游地區(qū)吹向海洋。旋轉風場上，在對流層低層（圖5a），長江中下游地區(qū)南側存在顯著的反氣旋性環(huán)流，其中心位于南海上空，東北側存在氣旋性環(huán)流，中心在朝鮮半島上空，這兩個異常環(huán)流有利于氣流在長江中下游地區(qū)輻合。隨著高度上升，這兩個異常環(huán)流的中心均向北移動（圖5b、c）。到了對流層高層（圖5c），氣旋性環(huán)流異常中心移至日本海中部地區(qū)，而反氣旋性環(huán)流異常的中心已移至長江下游地區(qū)，使得黃河以南的我國東南部地區(qū)全部在異常反氣旋性環(huán)流的控制下，利于我國東南部大陸上高層的氣流輻散。水汽輸送上（圖5d），由南海和西太平洋地區(qū)向長江流域的水汽輸送亦明顯。這種大尺度條件亦有利于降水的發(fā)生與維持。

圖 5 同圖4，但為年際時間尺度

在年際時間尺度上，長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性強時的環(huán)流異常與年代際的有相同之處，亦存在不同。相似之處在于：在對流層中高層，兩者均存在顯著的反氣旋性環(huán)流異?？刂浦袊鴸|南地區(qū)，在中低層則存在氣流由海洋向長江中下游地區(qū)輻合而在高層由長江中下游地區(qū)向海洋輻合的特征（圖4、5）。

然而在較高緯度和較低緯度地區(qū)，引起長江中下游地區(qū)年代際和年際尺度上降水持續(xù)特征異常的環(huán)流型存在較大區(qū)別。在中高緯度，與長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征年代際異常的相聯(lián)系的環(huán)流場上，對流層的低、中、高層（圖4a–c），在蒙古地區(qū)均存在顯著的氣旋性環(huán)流異常，在其西側至烏拉爾山區(qū)域，存在一個反氣旋性環(huán)流異常。而與年際變化相聯(lián)系的環(huán)流場上，由低層到高層（圖5a–c），在貝加爾湖東、西側各存在一個顯著的反氣旋性環(huán)流中心，指示阻塞高壓對長江中下游地區(qū)降水異常持續(xù)具有重要作用。在低緯度地區(qū)，其差異主要體現(xiàn)在赤道印度洋及海洋性大陸區(qū)域。與年代際變化相聯(lián)系的環(huán)流場上，對流層中低層赤道印度洋地區(qū)存在顯著的氣旋性環(huán)流，反映了印度洋地區(qū)海溫與長江中下游地區(qū)降水在長時間尺度的變化上存在一定的聯(lián)系（Yang and Lau，2004）。而在年際尺度的合成差值場上，海洋性大陸東北部在低層為向長江中下游地區(qū)輻合的氣流的源，高層為長江中下游地區(qū)向低緯度地區(qū)輻合的氣流的匯。亦有研究表明，當長江中下游地區(qū)冬春持續(xù)干旱少雨時，受到海洋性大陸區(qū)域在低層輻合高層輻散的異常環(huán)流型的持續(xù)控制十分顯著（Jin et al.，2013），這說明海洋性大陸區(qū)域環(huán)流異常與長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征年際變化存在密切聯(lián)系。

5 與降水持續(xù)性異常相聯(lián)系的準定常Rossby波活動

包括長江中下游流域在內的東亞地區(qū)夏季降水異常與Rossby波活動存在的緊密聯(lián)系已被許多工作所揭示（Guan and Yamagata，2003；Huang，2004；施寧等，2009；金大超等，2010；Huang et al.，2012）。圖6a–c給出與長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性年代際異常相聯(lián)系的Rossby波能量在不同等壓面上的水平頻散特征。可以看出，在對流層低（700 hPa，圖6a）、中（500 hPa，圖6b）、高（200 hPa，圖6c）層位勢高度擾動上，中緯度自大西洋至蒙古地區(qū)的正—負—正—負的Rossby波列結構清晰。波列結構中的后兩個中心對應圖4a–c中的烏拉爾山東側的反氣旋性環(huán)流異常和蒙古地區(qū)的氣旋性環(huán)流異常。波作用量通量顯示存在顯著的波能東傳，指示烏拉爾山以東的這兩個異常環(huán)流系統(tǒng)對長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性的年代際異常存在影響，且他們的形成和維持與自大西洋向下游地區(qū)傳播的Rossby波列有關?？傮w上，在對流層上層波擾能量主要來源于中高緯度，而在對流層低層則存在一些較弱的自低緯度北傳的擾動能量的影響。

年際尺度上，影響長江中下游地區(qū)降水的Rossby波活動的局地性特征明顯。在低層（圖7a），波擾能量經由南海向長江中下游地區(qū)傳播，在中層（圖7b）及高層（圖7c），源自貝加爾湖西側的波擾能量向下游傳播至我國東部地區(qū)，影響長江中下游地區(qū)降水。

圖 7 同圖6，但針對年際時間尺度上的擾動

綜上可知，與年代際變化相比，在年際時間尺度上，持續(xù)性降水事件總降水天數(shù)偏多的年份，波擾能量在對流層低層自低緯地區(qū)向北傳播更為明顯，但相對而言，中高緯度影響在年代際尺度上則更清楚些。這些結論提示我們在考慮長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性的長期變化時，需要更多地考慮中高緯度波擾的作用，而在考慮降水持續(xù)性年際時間尺度上的變化時，則要關注海洋性大陸地區(qū)東北側部分的擾動。

6 結論與討論

基于以上分析，全文結果可總結如下：

近35年來，在中國東部、華南和長江中下游地區(qū)兩個區(qū)域內的站點降水持續(xù)特征存在較為明顯的區(qū)域性。華南地區(qū)顯著的降水時段持續(xù)時間變長，無雨時段持續(xù)時間變短，而長江中下游地區(qū)降水時段持續(xù)時間變短，無雨時段變長，體現(xiàn)出降水持續(xù)特征變弱的趨勢。這些與長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水事件在2000年前后由多轉少的年代際變化有關。

通過比較引起長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性年代際和年際異常的環(huán)流型可以發(fā)現(xiàn)，二者在我國東南部至南海地區(qū)較為相似，而在較高緯度和較低緯度地區(qū)則差異明顯。相似的是：在對流層中低層存在氣流由低緯度的海洋向長江中下游地區(qū)輻合、高層氣流由長江中下游地區(qū)向低緯度海洋輻合，且在中高層，我國東南部地區(qū)均處在顯著的反氣旋性環(huán)流異?？刂浦隆２煌氖牵号c年代際異常相聯(lián)系的環(huán)流型上，在高緯度地區(qū)由低層到高層，在烏拉爾山東側及蒙古地區(qū)分別存在反氣旋、氣旋性環(huán)流異常；低緯度地區(qū)，中低層在赤道印度洋地區(qū)存在顯著的氣旋性環(huán)流異常。而與年際異常相聯(lián)系的環(huán)流型上，高緯度地區(qū)，自低層到高層在貝加爾湖東、西兩側各存在一個反氣旋性環(huán)流異常；在低緯度的海洋性大陸東北部，低層為向長江中下游地區(qū)輻合的氣流的源，高層為長江中下游地區(qū)向低緯度地區(qū)輻合的氣流的匯。

與長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征年代際和年際異常相聯(lián)系的Rossby波能量頻散特征上存在較大差別。年代際尺度上，由對流層低層到高層，中緯度自大西洋地區(qū)至蒙古地區(qū)存在一個正—負—正—負的波列結構，Rossby波擾能量沿此波列自西向東的傳播十分明顯，從而影響到長江中下游地區(qū)，與此相比，低緯地區(qū)的擾動能量向長江中下游地區(qū)的傳播不甚明顯。而在年際尺度上，影響長江中下游地區(qū)降水的Rossby波活動的局地性特征更為明顯，在對流層低層受到低緯地區(qū)波擾影響大而在高層則主要受源于貝加爾湖西側的波擾影響。

要說明的是，上文僅從大尺度環(huán)流和Rossby波活動角度，對比分析了我國長江中下游地區(qū)降水持續(xù)特征在年代際和年際尺度上變化的成因。有研究表明，烏拉爾山和鄂霍茨克地區(qū)的雙阻塞形勢及經向的“正—負—正”型的位勢高度異常易于引起長江中下游地區(qū)發(fā)生持續(xù)性降水極端事件/暴雨（如：馬音等，2012；陳文和楊修群，2013）。本文的研究表明，在年際尺度上，當長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性偏強時，在貝加爾湖東、西側各存在一個反氣旋性環(huán)流異常；在經向上，由低緯度到高緯度存在反氣旋（我國東南部及南海區(qū)域）、氣旋（江淮—日本區(qū)域），反氣旋性的環(huán)流異常（鄂霍茨克地區(qū)）。這些異常擾動呈波列狀分布，且能夠被波作用量通量的分布所部分地解釋。另外，存在于對流層低層的低緯向中緯度地區(qū)的經向波能傳播反映了海洋性大陸區(qū)域擾動對長江中下游地區(qū)的影響。本文的這些從持續(xù)降水總日數(shù)變化及其相關環(huán)流變化角度進行分析所得的結果支持了前人所獲得的相近的結論。在年代際尺度上，當長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性偏強時，在中高緯度，在烏拉爾山的東、西側各存在顯著的反氣旋、氣旋性環(huán)流異常，此環(huán)流異常與西風帶中的Rossby波活動聯(lián)系緊密。在低緯的赤道印度洋地區(qū)，對流層中低層上存在的氣旋性環(huán)流異常對長江中下游地區(qū)降水異常持續(xù)亦存在影響。

長江中下游夏季持續(xù)降水事件受到包括不同地區(qū)海溫異常、積雪變化、高原熱力異常等異常強迫的影響。ENSO與長江中下游地區(qū)旱澇的發(fā)生存在聯(lián)系，衰退位相的ENSO容易引起長江中下游地區(qū)降水偏強，極端雨日偏多，從而易于引發(fā)洪澇（黃榮輝等，1998；李威和翟盤茂，2009），而印度洋偶極子及海盆模對我國東部地區(qū)旱澇形成亦具有一定的作用（Guan and Yamagata，2003；Fu et al.，2008；Hu and Duan，2015）。其他如南海、日本海及北太平洋海溫在亦可在不同時間尺度上對長江中下游地區(qū)降水異常的產生影響（馬音等，2012；呂俊梅等，2014；Si et al.，2015）。然而，海溫異常與長江中下游地區(qū)不同時間尺度上降水持續(xù)性的關系及其機理如何則仍有待未來進一步研究。

致謝 中國氣象局信息中心以及地球科學部南京信息工程大學資料服務中心提供站點逐日降水資料及相關服務，還使用了ECMWF提供的ERA interim再分析資料。

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Interannual and Interdecadal Variations of Summer Rainfall Duration over the Middle and Lower Reaches of the Yangtze River in Association with Anomalous Circulation and Rossby Wave Activities

LI Minggang1,2, GUAN Zhaoyong1,3, and MEI Shilong4

1,,210044;2,,100081;3,,210044;4,314050

Droughts and floods are not only related to abnormal rainfall frequency or intensity, but also associated with the duration of rainfall on multiple timescales. Based on daily rainfall data collected at 249 stations in eastern China and the ERA-interim reanalysis, the long term changes in rainfall duration over the middle and lower reaches of the Yangtze River (hereafter MLRYR) and associated large scale circulation patterns and Rossby wave energy dispersion have been investigated. In the recent 35 years, the average duration of summertime wet spells decreases while that of dry spells increases, indicating a decreasing (negative) trend of rainfall duration over the MLRYR. Further analysis shows that this trend is related to inter-decadal changes in the frequency of persistent rainfall extremes, which is obviously higher in the 1980s and 1990s and lower in the 2000s. The anomalous circulation patterns that describe the inter-decadal and inter-annual changes in rainfall duration over the MLRYR look similar in some regions including Southeast China and the South China Sea, but different between mid- to high-latitudes and lower-latitudes. On both inter-decadal and inter-annual timescales, southeastern China is under control of a notable anticyclonic circulation anomaly in the middle and upper troposphere. The airflow converges into the MLRYR in the middle and lower troposphere and diverges in the upper troposphere with air flowing away from the MLRYR to the ocean. However, associated with inter-decadal changes, an anomalous anticyclonic circulation is located to the east of the Urals while an anomalous cyclonic circulation is found over Mongolia in the lower and upper troposphere. Meanwhile, an anomalous cyclonic circulation can be found over the equatorial Indian Ocean in the middle and lower troposphere. In contrast, on the inter-annual timescale, anomalous anticyclonic circulation can be found on both the east and west sides of Lake Baikal in the lower and upper troposphere. Divergence occurs in the lower troposphere over northeastern Maritime Continent with the air moving towards the MLYRV, whereas convergence develops in the upper troposphere and the air flows away from the MLRYR to lower latitudes. Characteristic Rossby wave propagation and energy dispersion demonstrate significant differences between inter-decadal and inter-annual timescales. On the inter-decadal timescale, a Rossby wave train with alternatively positive-negative-positive-negative geopotential height anomaly can be found in the mid-latitude from the Atlantic to Mongolia. The eastward propagation of waver energy affects the MLRYR. In the mid- and lower troposphere, however, the wave energy dispersion from lower latitudes to MLRYR is relatively weak. On the inter-annual timescale, the Rossby wave activity flux demonstrates more distinct local features. In the lower troposphere, strong wave energy propagates from South China Sea in the lower latitudes to the MLRYR. In the upper troposphere, wave energy dispersion from regions to the west of Lake Baikal to MLRYR is more obvious. These results are helpful for our better understanding of the mechanism for the persistent rainfall anomaly and related droughts/floods over the MLRYR.

Middle and lower reaches of the Yangtze River, Rainfall duration, Rossby wave activity

1006-9895(2016)06-1199-16

P461

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1511.15257

2015-08-26；網絡預出版日期 2015-11-19

李明剛，男，1986年出生，博士，研究方向為氣候動力學。E-mail: leemg@nuist.edu.cn

管兆勇，E-mail: guanzy@nuist.edu.cn

公益性行業(yè)（氣象）科研專項 GYHY201406024，國家自然科學基金項目41330425，江蘇省研究生科研創(chuàng)新計劃項目 CXZZ12_0485，災害天氣國家重點實驗室課題 2015LASW-A03

Special Scientific Research Fund of Meteorological Public Welfare Profession of China (Grant GYHY201406024 ), National Natural Science Foundation of China (NSFC) (Grant 41330425), Creative Program of Science & Technology of Jiangsu (Grant CXZZ12_0485), Creative Program of the State Key Laboratory of Severe Weather (Grant 2015LASW-A03)