肖艷林，池再香，楊冬冬，陳　蘊，孔德璇

(1.貴州省六盤水市氣象局 ，貴州 六盤水　553000；2.南京信息工程大學(xué)，江蘇 南京　210044；3.貴州省水城縣氣象局，貴州 水城　553001)

1　引言

中國東部降水具有明顯的地域和季節(jié)性差異特點，中國東部夏季降水雨帶分布類型的研究，在實際應(yīng)用上有很重要的意義[1]，陶詩言等[1-2]研究表明:中國東部雨帶具有明顯的3個階段分布特征,第1階段為4—6月華南前汛期降水，第2階段為6月中旬—7月初的江淮梅雨，第3階段為7月中旬—8月上旬的華北和東北地區(qū)降水。雨帶的變化對中國東部旱澇分布具有十分重要的影響[ 3]。廖荃蓀等[4-6]把中國東部夏季降水的雨帶分為3個類型，第1類型雨帶主要位于黃河流域及其以北地區(qū)，而江淮流域少雨；第2類型雨帶主要分布在黃河與長江之間，而黃河以北地區(qū)和長江以南地區(qū)少雨；第3類型雨帶主要分布在長江流域以南地區(qū)，而淮河以北地區(qū)和東南沿海少雨。雨帶的變化是造成某地區(qū)洪澇或干旱災(zāi)害天氣的主要原因，對生產(chǎn)生活影響較大。陳隆勛等[7]研究指出,造成南澇北旱的主要原因是南海夏季風(fēng)的異常。李新周等[ 8]通過分析大氣環(huán)流與中國北方干旱的年代際變化關(guān)系,得出北方干旱化的主要原因是由于東亞夏季風(fēng)減弱造成的。張順利等[9]通過研究指出,青藏高原冬、春季積雪的日益增加是導(dǎo)致南澇北旱分布格局的主要原因。張瓊等[10-11]通過研究得出了南亞高壓強度變化與西北、西南地區(qū)的降水關(guān)系十分密切。馬端良[12]通過分析得到了南亞高壓脊點位置的變化與中國東部夏季降水有較好的關(guān)系。池再香等[13]通過研究得出了西太平洋副熱帶高壓位置的變化對貴州黔東南地區(qū)夏季局地暴雨落區(qū)具有較好的指示意義。王芬等[14]分析貴州黔西南5—6月暴雨天氣發(fā)生時，200 hPa受南亞高壓控制、500 hPa處于西太平洋副熱帶高壓邊緣，并有高空槽影響。Yu 等[ 15]指出東亞地區(qū)對流層上部的降溫可以導(dǎo)致西太平洋副熱帶高壓位置偏南,造成中國東部出現(xiàn)南澇北旱的現(xiàn)象。趙平等[ 16]指出夏季東亞大陸中緯度和西太平洋副熱帶地區(qū)的氣壓年際變化與長江流域降水異常有顯著的關(guān)系。因此，西太平洋副熱帶高壓(簡稱西太副高，下同)南北位置異常變化對中國東部夏季降水有著重要影響。本文通過分析中國東部夏季(6—8月)降水分布特征及其與西太副高的關(guān)系，對中國東部夏季降水的雨帶變化及其預(yù)報具有十分重要的意義。

2　資料與方法

2.1　資料來源

降水資料為中國東部地區(qū)160個氣象觀測站1951—2012年6—8月的月平均降水量；西太副高資料為1951—2012年NCEP 1°×1°再分析資料中的500 hPa高度場數(shù)據(jù)，其范圍為 0°～40°N,100°E—160°W。

2.2　方法

利用EOF研究方法，將某氣候變量場的觀測資料以矩陣形式給出:

(1)

式中m為空間點，n為時間序列長度。

然后把X分解為時間函數(shù)(Z)和空間函數(shù)(V),其表達式為：

X=VZ

(2)

或

(3)

上式中，把第i個格點上的第t次觀測值看作是p個空間函數(shù)(z)和時間(V)函數(shù)的線性組合。

其中：

(4)

(5)

vj=(v1j,v2j,…,vmj)t

(6)

第t個空間場表示為：

(7)

式中， 把m個空間典型場表示第t個場，按不同的權(quán)重線性疊加而成。V的每一列分別表示一個空間典型場。

3　中國東部夏季降水氣候特征

華南4月份開始進入汛期(俗稱前汛期)，造成這種現(xiàn)象主要是降水發(fā)生在西太副高北側(cè)的西風(fēng)帶中，到5月中旬降水量迅速增加，華南處于前汛期的盛期； 5月中旬之后，受東亞季風(fēng)的影響，大雨帶移至華南沿海地區(qū)，降水量繼續(xù)增加。

圖1給出了中國東部夏季降水分布情況。由圖1a可知，6月降水大值區(qū)主要出現(xiàn)在華南地區(qū)，其降水量在200 mm以上。華南南嶺以南存在一個大雨帶,其中心為250 mm；華南武夷山—長江下游以南地區(qū)也存在一個大雨帶，其中心值達300 mm。由此可知,6月雨帶的分布屬于第3類型雨帶，即雨帶主要位于長江流域以南，而淮河以北少雨。由圖1b看出，長江以北和黃河以南存在兩個降水大值區(qū)，一個分布在長江中下游與黃河下游之間，且呈東西向帶狀分布，從沿海伸向武漢附近，其中心為200 mm以上；另一個分布在重慶巫山附近，其中心為200 mm。將這兩個降水中心看作一個大雨帶，即長江以北與黃河以南地區(qū)降水量偏多，表明江淮流域進入梅雨期；而長江以南和黃河以北降水量偏少，其降水量在150 mm以下；但黃河以北地區(qū)7月份降水量比6月份明顯增多，其降水量由50～100 mm增加到100～150 mm。綜上所述，7月雨帶的分布屬于第2類型雨帶。7月降水氣候態(tài)圖反映了江淮地區(qū)進入梅雨期。梅雨期間，長江中下游地區(qū)多陰雨天氣，雨量充沛，相對濕度較大，日照時間短，降水具有連續(xù)性特征。由圖1c看出，華南南部為降水大值區(qū)，其中心為200 mm；東北地區(qū)降水明顯增多，長春一帶的降水量由7月份的100 mm增加到150 mm；長江中下游、黃河流域和華南北部降水量減少，說明江淮流域已出梅。由此可見，8月雨帶的分布屬于第1類型雨帶，即黃河以北地區(qū)降水量偏多，黃河以南地區(qū)以及長江流域降水量偏少，東北地區(qū)處于雨季。由圖1d看出，中國東部夏季降水具有空間分布不均的特點，由東南沿海向西北內(nèi)陸逐漸減少。夏季降水大值區(qū)主要集中在華南南部、云貴高原、四川盆地，其降水量達600 mm以上；其次為長江中下游以及浙江、福建等沿海地區(qū)，其降水量在500 mm以上；再次為華北和東北地區(qū)，其降水量為300～400 mm；降水量最少為中國東部地區(qū)的西北部，其降水量在200 mm以下。

綜上所述，6月份，雨帶位于華南地區(qū)，江淮流域、華北、東北地區(qū)降水量偏少。7月份，雨帶位于江淮流域，江淮地區(qū)處于梅雨期，而長江以南地區(qū)降水量偏少，但華北、東北地區(qū)的降水量比6月份有所增加。8月份，雨帶位于華北—東北地區(qū)，江淮流域和華南地區(qū)的降水量明顯減少。

圖1　中國東部6月(a)、7月(b)、8月(c)和夏季(d)降水量分布(單位：mm)Fig.1　Distribution of precipitation in June(a),July(b),August(c) and summer(d) in eastern China(unit: mm)

4　中國東部夏季降水與西太副高的關(guān)系

4.1　降水第1模態(tài)時空分布特征

利用EOF方法，得到中國夏季降水EOF第1模態(tài)(圖2)。由圖2a看出，在長江以北與黃河以南有降水大值中心存在，且呈帶狀分布，降水正中心可達0.15，表明該區(qū)域降水量偏多；華南為負值區(qū)，負值中心(-0.1)在武夷山附近，同時，華北地區(qū)也為負值區(qū)，其負值中心為-0.1，表明華南和華北地區(qū)降水量偏少。由此可見，江淮流域的降水變化與長江以南和黃河以北地區(qū)的降水呈反位相。由圖2b看出，降水存在一個準(zhǔn)3～5a的振蕩周期；2000年之前，降水隨時間序列振幅較大，說明夏季降水變化也較大，基本上是每3 a或5 a中國東部夏季降水就出現(xiàn)一個大值年或一個小值年，說明旱澇分布比較明顯；2000年之后，降水隨時間序列振幅較小，說明夏季降水變化也較小，旱澇災(zāi)害不明顯。

圖2　中國夏季降水EOF第1模態(tài)(a)及其時間序列分布(b)Fig.2　EOF first modal(a) and its time series distribution(b) of Chinese summer precipitation

4.1.1第一模態(tài)時間序數(shù)大值年降水與西太副高的關(guān)系在降水EOF第1模態(tài)的時間序列中，以1.8為標(biāo)準(zhǔn)，把序列值>1.8的降水定為大值年。在62 a中，降水大值年分別是1964年、1969年、1971年、1972年、1989年和1995年，并對6個大值年夏季降水距平及其對應(yīng)的500 hPa高度場做合成。由圖3a看出，江淮流域和黃河以北地區(qū)降水量偏多，華南和東北地區(qū)降水量偏少，與中國東部夏季降水EOF分析的第1空間模態(tài)相吻合。由圖3b看出，西太副高的中心位置在25～30°N、165～175°E之間，副高范圍(588 dagpm線)較小，說明副高強度偏弱，導(dǎo)致江淮流域降水量偏多，而華南和東北地區(qū)的降水量偏少。

圖3　EOF的第1模態(tài)時間序數(shù)大值年份160個氣象觀測站降水合成(a)及其500 hPa高度場合成(b)(單位：mm、dagpm)Fig.3　EOF the first modal time ordinal number of large value year 160 meteorological observation stations precipitation synthesis (a) and its 500 hPa height(b) (unit: mm,dagpm)

4.1.2第1模態(tài)時間序數(shù)小值年降水與西太副高的關(guān)系在降水EOF第1模態(tài)的時間序列中，以-1.8為標(biāo)準(zhǔn)，把序列值<-1.8的降水定為小值年。在62 a中，降水小值年分別是1959年、1966年、1973年、1974年、1982年和1987年，并對6個小值年夏季降水距平及其對應(yīng)的500 hPa高度場做合成。由圖4a看出，中國東部夏季降水有3個大值區(qū)，一個分布在兩廣地區(qū)，一個分布在四川盆地，還有一個分布在華北—東北一線；而長江以北與黃河以南地區(qū)存在一個降水小值區(qū)，該降水小值區(qū)從山東一直向內(nèi)陸延伸至陜西、重慶，其中心值達-30 mm。由圖4b看出，西太副高的中心位置在22～32°N、145～172°E之間，副高范圍(588 dagpm線)較大，說明副高強度偏強，導(dǎo)致華南和華北—東北地區(qū)降水量偏多，而江淮流域降水量偏少。

圖4　EOF的第1模態(tài)時間序數(shù)小值年份160個氣象觀測站降水合成(a)及其500 hPa高度場合成(b)(單位：mm、dagpm)Fig.4　EOF the first modal time ordinal number of small year 160 meteorological observation stations precipitation synthesis(a) and its 500 hPa height(b) (unit: mm,dagpm)

4.2　降水第2模態(tài)時空分布特征

利用EOF方法，得到中國夏季降水EOF第2模態(tài)(圖5)。由圖5a看出，華北與長江流域存在降水大值區(qū)，其中心值為0.1，且呈自西向東帶狀分布，該帶狀比第1模態(tài)范圍大，基本上覆蓋了整個華北地區(qū)—長江流域，表明華北地區(qū)和長江流域降水量偏多；長江以南地區(qū)降水處于負值區(qū)，其負值中心位于南嶺—武夷山一帶，其負值中心為-0.15，表明長江以南地區(qū)降水量偏少。由此可見，降水是以長江為界，長江以北降水量偏多，長江以南降水量偏少，且它們之間呈反位相。由圖5b看出，中國東部夏季降水存在1個準(zhǔn)2～3a的振蕩周期。1990年之前，降水的時間序列振幅較大，表示夏季降水的變化也較大，基本上是每隔2a或3a中國東部夏季降水就有一個大值年或一個小值年發(fā)生，說明旱澇分布明顯；1990年之后，降水的時間序列振幅較小，表示夏季降水年際變化較小，說明旱澇災(zāi)害不明顯。

圖5　中國夏季降水EOF第2模態(tài)(a)及其時間序列分布(b)Fig.5　EOF second modal (a) and its time series distribution (b) of Chinese summer precipitation

4.2.1第2模態(tài)時間序數(shù)大值年份降水與西太副高的關(guān)系在降水EOF第2模態(tài)的時間序列中，以1.8為標(biāo)準(zhǔn)，把序列值>1.8的降水定為大值年。在62a中，降水大值年分別是1955年、1978年、1983年和1984年，并對4個大值年夏季降水距平及其對應(yīng)的500 hPa高度場做合成。由圖6a看出，長江以北與黃河以南降水量偏多，而黃河以北、長江以南降水量偏少，與中國東部夏季降水EOF分析的第2空間模態(tài)基本一致。由圖6b看出，西太副高的中心位置在25～27.5°N、155～165°E之間，副高范圍(588 dagpm線)較小，說明副高強度偏弱，導(dǎo)致江淮流域降水量偏多，而華南和東北地區(qū)的降水量偏少，與第1模態(tài)得出的結(jié)論一致。

圖6　EOF的第2模態(tài)時間序數(shù)大值年份160個氣象觀測站降水合成(a)及其500hPa高度場合成(b)(單位：mm、dagpm)Fig.6　EOF the second modal time ordinal number of large value year 160 meteorological observation stations precipitation synthesis(a) and its 500hPa height(b) (unit: mm,dagpm)

4.2.2第2模態(tài)時間序數(shù)小值年份降水與西太副高的關(guān)系在降水EOF第2模態(tài)的時間序列中，以-1.8為標(biāo)準(zhǔn)，把序列值<-1.8的降水定為小值年。在62a中，降水小值年分別是1953年、1954年、1956年、1964年、1973年和1981年，并對6 a夏季降水距平及其對應(yīng)的500 hPa高度場做合成。由圖7a看出，在華北太行山脈—重慶巫山有一個降水大值區(qū)，其中心值為50mm，長江流域降水距平為20 mm；而山東和長江以南地區(qū)存在降水小值區(qū)，其中心值為-20 mm。由圖7b看出，西太副高的中心(587 dagpm線)位置在135°E以東地區(qū)，說明西太副高位置偏南、強度偏弱，導(dǎo)致長江以北地區(qū)降水量偏多，長江以南地區(qū)降水量偏少。

圖7　EOF的第2模態(tài)時間序數(shù)小值年份160個氣象觀測站降水合成(a)及其500hPa高度場合成(b)(單位：mm、dagpm)Fig.7　EOF the second modal time ordinal number of small year 160 meteorological observation stations precipitation synthesis(a) and its 500hPa height(b) (unit: mm,dagpm)

5　結(jié)論與討論

5.1　結(jié)論

①中國東部雨帶6月份位于華南地區(qū)，江淮流域、華北和東北地區(qū)降水量偏少；7月份雨帶北抬至江淮流域，江淮地區(qū)處于梅雨期，而長江以南地區(qū)降水量偏少，但華北和東北地區(qū)的降水量比6月份有所增加；8月份雨帶繼續(xù)北抬到華北—東北地區(qū)，華北和東北地區(qū)降水量偏多，而江淮流域和華南地區(qū)的降水量明顯減少。夏季降水具有空間分布不均的特點，由東南沿海向西北內(nèi)陸逐漸減少，以華南南部、云貴高原、四川盆地降水量(600 mm以上)為最多，以中國東部地區(qū)的西北部降水量(200 mm以下)為最少。

②中國東部夏季降水第1模態(tài)表現(xiàn)為長江以北與黃河以南地區(qū)降水量偏多，而華南和華北地區(qū)降水量偏少，且降水存在一個準(zhǔn)3～5a的振蕩周期，同時夏季降水的變化對西太副高的位置、強度有較好的響應(yīng)。2000年之前，中國東部夏季旱澇災(zāi)害特征明顯；2000年之后，中國東部夏季旱澇災(zāi)害特征不明顯。

③中國東部夏季降水第2模態(tài)表現(xiàn)為華北—長江流域降水量偏多，而長江以南地區(qū)降水量偏少，且降水存在一個準(zhǔn)2～3a的振蕩周期，同時夏季降水的變化對西太副高的位置、強度有較好的響應(yīng)。1990年之前，中國東部夏季旱澇災(zāi)害特征明顯；1990年之后，中國東部夏季旱澇災(zāi)害特征不明顯。

5.2　討論

Menon等[17]研究表明雨帶位置通常位于西太副高脊線以北的6～10個緯距處，且雨帶的走向大致和脊線平行。本文根據(jù)EOF方法研究得到的兩種模態(tài)表明，中國東部夏季雨帶位置的變化與西太副高的位置、強度變化有密切關(guān)系，西太副高位置的變化對雨帶位置的變化影響較大，西太副高位置的不正常變化往往會造成中國東部各區(qū)域的旱澇變化，但第2模態(tài)下合成分析的西太副高較弱，而華北地區(qū)降水偏多，長江以南地區(qū)降水偏少，這與常識相悖，有待進一步開展研究。