吳 娟 ，梁 萍，林荷娟，吳志勇，錢琦雯

(1：太湖流域管理局水文局(信息中心)，上海 200434) (2：上海市氣候中心，中國氣象局上海城市氣候變化應對重點開放實驗室，上海 200030) (3：河海大學水文水資源學院，南京 210098) (4：南京信息工程大學，南京 210044)

梅雨通常是指每年初夏6、7月份在中國長江中下游流域、日本中南部、韓國南部等地出現(xiàn)的連陰雨現(xiàn)象[1]. 梅雨是一個區(qū)域氣候學概念，區(qū)域內不同省(市)的梅雨起始日期可能不一致，但區(qū)域入梅日期應為該區(qū)域內集中降雨的開始和大氣環(huán)流轉變的時間[2]. 各省(市)在制定本地入/出梅標準時，有的以降雨實況為標準，有的以大氣環(huán)流特征為標準，有的同時考慮降雨和大氣環(huán)流的變化[3]，當符合了各自制定的標準，相應地區(qū)就入/出梅了. 然而，即使采用同一類標準，區(qū)域內各省(市)所處的地理位置不同、梅雨監(jiān)測的具體指標不同，導致了計算的入/出梅日期差異較大、可比性較差，對梅雨預測產(chǎn)生了一定影響. 為解決這些問題，《梅雨監(jiān)測指標》(GB/T 33671-2017)(以下簡稱“國標”)于 2017年12月正式實施[4]. 國標將梅雨監(jiān)測區(qū)域分為江南區(qū)、長江中下游區(qū)和江淮區(qū)，通過制定雨日雨期、西太平洋副熱帶高壓(以下簡稱“副高”)脊線位置、日平均氣溫等標準，綜合反映梅雨期降雨過程多、雨強大、高濕悶熱的氣候特征[5].

從氣候分區(qū)來看，太湖流域屬于長江中下游區(qū)，總面積為37097.8 km2，行政區(qū)劃分屬江蘇、浙江、上海、安徽三省一市，其中江蘇省19310.7 km2、浙江省12386.1 km2、上海市5176.0 km2、安徽省225.0 km2. 梅雨是太湖流域汛期重要的降水來源，正常梅雨量可占汛期降水量的30%～40%成，梅雨是太湖流域洪澇災害的主要降雨類型[6]，3次流域性大洪水(1991、1999、2016年)均由異常偏多的梅雨造成，導致太湖水位長時間超警戒甚至超設計[7]. 長期以來，由于缺少針對太湖流域的入/出梅標準，太湖流域的歷史入/出梅日期主要根據(jù)江蘇、浙江、上海入/出梅日期綜合而定，通常以第一個省(市)當年宣布的入梅日定為流域入梅日，以最后一個省(市)當年宣布的出梅日定為流域出梅日. 然而，流域各省(市)宣布入/出梅日期大多是根據(jù)預報綜合分析而定，由于存在預報誤差，加上沒有考慮地域差異，導致太湖流域部分歷史入/出梅日期與實際差異很大，個別年份甚至出現(xiàn)入梅當日流域無雨或持續(xù)高溫干旱仍不出梅的不合理現(xiàn)象，嚴重影響了梅雨期水文分析評價工作.

為了進一步做好梅雨期水文預測預報工作，在建立適用于太湖流域相對統(tǒng)一的入/出梅標準的基礎上，準確預測水情變化趨勢，對太湖流域防汛調度、水資源調度具有十分重要的指導意義，對深入研究梅雨期氣象水文變化規(guī)律、水利工程精細調度與科學決策具有重大的應用價值. 本研究重新劃分了國標實施前(1986-2016年)的太湖流域入/出梅日期(以下簡稱“新標準”)，并與歷史梅雨特征量(以下簡稱“歷史”)比較，進一步分析導致梅雨期超設計、超警戒洪水的環(huán)流異常成因，以期為太湖流域水文分析評價提供標準參考，為氣象水文預測預報、水旱災害防御提供技術支撐.

1 數(shù)據(jù)來源與研究方法

1.1 測站選擇

本研究采用資料連續(xù)、分布均勻、穩(wěn)定監(jiān)測的81個水文測站(包括雨量站、水位站、潮位站、閘壩站)的年鑒雨量整編資料計算太湖流域日平均降水量. 太湖流域日平均降水量由7個水利分區(qū)(湖西區(qū)、武澄錫虞區(qū)、陽澄淀泖區(qū)、太湖區(qū)、浙西區(qū)、杭嘉湖區(qū)、浦東浦西區(qū))通過面積權重法計算所得. 各水利分區(qū)日平均降水量分別由分區(qū)代表站通過算術平均法計算所得，其中：湖西區(qū)17站、武澄錫虞區(qū)10站、陽澄淀泖區(qū)11站、太湖區(qū)8站、浙西區(qū)15站、杭嘉湖區(qū)11站、浦東浦西區(qū)9站，具體站點見圖1. 大氣環(huán)流資料為美國國家環(huán)境預報中心和國家大氣研究中心(NCEP/NCAR)逐日再分析資料集中的各層位勢高度場、水平風場和水汽場，資料水平分辨率為2.5°×2.5°[8-9]. Mann-Kendall趨勢檢驗法是提取序列變化趨勢最為有效的工具，被廣泛應用于氣候參數(shù)和水文序列變化趨勢的分析中，計算原理見參考文獻[10]；周期分析采用小波分析法，見參考文獻[11].

圖1 太湖流域梅雨監(jiān)測站點位置Fig.1 Spatial distribution of the Meiyu monitoring stations in Taihu Basin

1.2 梅雨劃分標準

國標確定區(qū)域入/出梅日期、雨期主要是以區(qū)域內各監(jiān)測站的降水條件、副高脊線、日平均溫度等為輔助條件[12]. 針對太湖流域的梅雨確定，本文在國標統(tǒng)一指標的基礎上，采用適用于流域的日降水量閾值確定雨日，并增加梅雨平均雨強指標以適應流域洪水預報分析的實際需要. 具體如下：

1)雨日：定義太湖流域出現(xiàn)小到中雨及以上降水過程、流域日平均降水量≥2.0 mm、1/3以上監(jiān)測站出現(xiàn)≥0.1 mm的降水為1個雨日.

2)雨期：從第1個雨日算起，往后1～10個雨日占相應時段總日數(shù)的比例≥50%，則第1個雨日為入梅日期，7月20日之后不再有新的雨期開端日. 從雨期的最后1個雨日算起，往前2日、3日、……、10日的雨日數(shù)占相應時段內總日數(shù)的比例≥50%，則最后1個雨日為雨期結束日；當雨期進入8月后，以第1個非雨日的前1天為雨期結束日，最后1個雨期結束日的次日為出梅日. 雨期要求任何連續(xù)10 d的雨日比例≥40%、雨日數(shù)≥6 d且梅雨連續(xù)5 d及以上的非雨日等條件.

3)輔助條件：梅雨最早開始于5月下旬，日平均氣溫≥22℃. 梅雨期內副高第1次北跳，脊線5 d滑動位置位于19°N～26°N. 當副高脊線5 d滑動位置有1候超過28°N且沒有繼續(xù)出現(xiàn)雨日，而是高溫干熱天氣，則梅雨期結束.

4)空梅和二度梅：6-7月之間無法確定有效梅雨期定義為空梅. 進入梅雨期之后，在第1個雨期結束后又出現(xiàn)持續(xù)性降水，且副高脊線5 d滑動位置位于19°N～26°N，則進入第2個雨期，定義為二度梅.

1.3 梅雨洪水指數(shù)

太湖是太湖流域防洪和水資源管理的調蓄中心，太湖水位是流域防汛抗旱調度的依據(jù)[13]. 當太湖洪峰水位超過設計水位4.66 m(鎮(zhèn)江吳淞高程，下同)，定義為超設計洪水；當太湖洪峰水位超過警戒水位3.80 m、但不超過設計水位4.66 m的洪水，定義為超警戒洪水. 梅雨期發(fā)生超設計或超警戒洪水，對太湖流域防汛形勢影響很大[14]. 梅雨期持續(xù)較強降水通常導致太湖水位呈穩(wěn)定上升趨勢，最高水位一般發(fā)生在梅雨期末. 根據(jù)歷年梅雨期防汛經(jīng)驗，梅雨期起漲水位、梅雨量、雨強均對太湖最高水位影響很大. 其中，最大7 d 降水量占梅雨量的比例、梅雨期平均雨強是形成洪水的關鍵指標，可分為兩種機制：一是最大7 d降水量占梅雨量比例較低，但梅雨期長度偏長，導致太湖水位緩慢抬升形成洪水，如1991、1996年；二是最大7 d降水量占梅雨量的比例很高(即梅雨期降水時間分布高度集中)，配合較大的平均雨強，導致太湖水位快速抬升形成洪水，如1995、2011年. 因此，采用梅雨期起漲水位、梅雨量、梅雨期平均雨強、最大7 d降水量占梅雨量比例構建梅雨洪水指數(shù)，如下：

(1)

2 梅雨特征分析

2.1 新標準下的梅雨氣候特征

根據(jù)新標準確定的1986-2016年梅雨特征值序列(附表1)，給出梅雨氣候特征值，如表1所示. 新標準下多年平均入梅日期為6月17日，出梅日期為7月11日，梅雨期長度24 d，梅雨量為266.8 mm. 入梅異常偏早年份為1991年，異常偏晚為2005年，與陳麗娟等[15]的研究基本一致；出梅異常偏早為1988年，出梅異常偏晚為2009年，與羅小杰[16]、梁萍等[17]的研究基本一致. 1991年梅雨期最長，達到46 d. 1999年太湖流域梅雨量最大，為679.1 mm. 2000年梅雨期平均雨強(梅雨量除以梅雨期長度)最小，為5.5 mm/d. 梅雨期二度梅有3個年份，分別為1991、1999、2009年；空梅有2個年份，分別為1992、2013年，與項瑛等的研究一致[18].

表1 新標準下梅雨特征量的氣候特征

新標準下梅雨特征量之間的相關關系見表2. 入梅日期與出梅日期的相關系數(shù)為0.30，未通過0.01的顯著性檢驗，說明太湖流域出梅是否提前或推遲，與入梅偏早或偏晚并沒有顯著對應關系. 入梅日期與梅雨期長度、梅雨量之間的相關系數(shù)分別為-0.48、-0.54，均通過了0.01的顯著性水平檢驗，說明入梅早的年份，梅雨期易偏長、梅雨量易偏多. 出梅日期與梅雨期長度、梅雨量之間的相關系數(shù)分別為0.66、0.47，均通過了0.01的顯著性水平檢驗，說明出梅早的年份，梅雨期易偏短、梅雨量易偏少. 梅雨量與梅雨期長度、平均雨強的相關系數(shù)分別為0.82、0.55，均通過了0.01的顯著性水平檢驗，說明梅雨量越大，梅雨期越長、雨強越大.

表2 新標準下梅雨特征量的相關關系

2.2 與歷史梅雨的對比

圖2為太湖流域逐年梅雨統(tǒng)計量(入梅日期、出梅日期、梅雨期長度、梅雨量)歷史與新標準對比. 總體上，新標準劃分的梅雨量與歷史序列相關性很好，相關系數(shù)達到0.90，其次是入梅日期(0.64)、梅雨期長度(0.62)，出梅日期相關性較差，相關系數(shù)為0.46. 具體而言，新標準平均入梅日期為6月17日，較歷史偏晚4 d，新標準與歷史入梅異常年的一致率(與各自的氣候態(tài)相比，同時為負距平或同時為正距平的年數(shù)占總年數(shù)的比例，下同)為79.3%；選取入梅較早(晚)的10個年份進行比較，新標準確定的入梅較早(晚)的年份與歷史確定的入梅較早(晚)年份的相同比例為7/10(5/10). 新標準出梅日期為7月11日，較歷史偏晚3 d，異常年一致率為79.3%；選取出梅較早(晚)的10個年份進行比較，新標準確定的出梅較早(晚)的年份與歷史確定的出梅較早(晚)年份的相同比例為7/10(5/10). 新標準梅雨期長度為24 d，較歷史偏少1 d，異常年一致率為71.0%，選取梅雨期偏短(長)的10個年份進行比較，新標準確定的梅雨期偏短(長)的年份與歷史梅雨期偏短(長)年份的相同比例為6/10(5/10). 新標準梅雨量為266.8 mm，較歷史偏多19.2 mm，異常年一致率為83.9%，選取梅雨量偏少(多)的10個年份進行比較，新標準確定的梅雨量偏少(多)的年份與歷史梅雨量偏少(多)年份的相同比例為6/10(8/10). 由此可見，新標準確定的梅雨統(tǒng)計量與歷史序列相比，梅雨量一致率較高，其次是入梅時間、出梅時間；從一致率分布來看，入梅偏早、出梅偏早、梅雨偏多年份一致率較高.

圖2 新標準與歷史入梅日期(a)、出梅日期(b)、梅雨期長度(c)和梅雨量(d)的對比Fig.2 Meiyu onset data(a), ending date(b), length(c) and rainfall(d) comparison between the new standard and historical data

進一步對比圖2發(fā)現(xiàn)，2000年以后，新標準計算的出梅日期、梅雨期長度、梅雨量與歷史差異較大；與歷史入梅日期相比，新標準有10個年份偏晚2～25 d；與歷史出梅日期相比，新標準有11個年份較歷史偏晚 2～26 d、12個年份較歷史偏早1～20 d. 由于1986、1987、1988、1989、1992、1996、2005、2007、2013年差異明顯(表3)，對這些年進行具體分析. 新標準下流域歷史入梅日期偏早與副高脊線位置、雨帶不穩(wěn)定有關，導致部分時段未達到1/3 以上監(jiān)測站出現(xiàn)≥0.1 mm的降水要求，或者不滿足“沒有連續(xù)5 d及以上的非雨日”的要求. 以2013年為例，歷史梅雨期為6月7日-7月7日，從降水條件來看，6月8-22日、6月28日-7月4日，流域每天降雨量均不足2.0 mm，未達到1/3以上監(jiān)測站出現(xiàn)≥0.1 mm的降水要求，6月23-27日共計5 d有明顯降雨，未達到“雨日數(shù)≥6 d”的要求，導致無法確定有效雨期，按新標準計算應為空梅. 歷史出梅日期偏早可能與流域各省市出梅標準未能考慮到流域總體降水仍滿足雨期要求有關. 以1986年為例，歷史梅雨期為6月12日-7月6日，而流域7月7-23日持續(xù)出現(xiàn)強降水，仍然滿足雨期要求.

總體而言，雨日數(shù)和副高脊線北跳時間是影響入/出梅確定的兩個重要因素. 由于初夏流域降水強度較弱，未達到雨日數(shù)的標準，新標準將2013年定為空梅，1987、1989和2005年歷史入梅日期向后調整更加合理. 另外，梅雨期作為副高北跳伴隨的副熱帶季風降水階段，是大氣環(huán)流突變的重要表現(xiàn)形式. 因此，流域梅雨和副高北跳密切相關，1992年由于副高北跳偏晚，造成空梅；而1986、1996年，新標準下入梅日期發(fā)生在副高脊線北跳到19°N之后，更為合理. 此外，1988、2007年未達到雨日數(shù)的標準，新標準將歷史出梅日期向前調整更加合理. 由此可見，新標準確定區(qū)域入/出梅日期、雨期的主要依據(jù)是區(qū)域降雨條件，客觀性較強，有利于太湖流域入/出梅日期的標準化、規(guī)范化. 這與梅雨期作為流域安全度汛關鍵時段聯(lián)系更加緊密，可為氣象水文預測預報、水利工程精細調度與科學決策提供更好的技術支撐.

對新標準下1986-2016年梅雨特征量變化規(guī)律和成因機制進行分析，對1986-2016年入梅日期、出梅日期、梅雨期長度、梅雨量進行Mann-Kendall趨勢檢驗，出梅日期、梅雨期長度無明顯變化趨勢，入梅日期呈偏晚趨勢，梅雨量呈上升趨勢，但未通過0.1水平上的顯著性檢驗. 對梅雨特征量進行小波分析，入梅日期呈現(xiàn)3～4 a、7～8 a準周期振蕩，出梅日期呈現(xiàn)3～4 a、10 a準周期振蕩. 太湖流域梅雨期長度、梅雨量年際變化顯著，1980s后期，梅雨期長度及梅雨量異常位相正負相間，以準2 a周期振蕩為主. 此后的梅雨呈現(xiàn)準7～8 a 振蕩，1990s中后期，梅雨量明顯偏多、梅雨期偏長；2000-2007年，梅雨期偏短、梅雨量偏少、梅雨強度偏弱；而從2008年開始，梅雨期長度、梅雨量呈現(xiàn)增加的趨勢. 上述太湖流域梅雨的準2 a和準7～8 a周期振蕩與長江梅雨變化基本一致[5]. 與1986-1999年梅雨特征量相比，新標準計算的2000-2016年太湖流域入梅日期偏晚3 d、出梅偏早2 d、梅雨期偏少5 d、梅雨量偏少63.2 mm. 太湖流域年代際變化可能與氣候變暖背景下梅雨的“非典型性”變化有關[19-20]. 2000年以來，北太平洋海溫年代際振蕩(PDO)處于負位相，且拉尼娜事件頻繁發(fā)生，熱帶西太平洋海溫增高，利于副高偏強、偏西、偏北，導致水汽輸送通道偏西、偏北，從而不利于太湖流域降水偏多[21].

3 梅雨洪水典型年異常成因分析

1986-2016年，梅雨期發(fā)生超設計洪水共有3個年份，分別為1991、1999、2016年，梅雨期較常年明顯偏長，幅度為10～22 d，梅雨量偏多59.6%～154.5%. 發(fā)生超警戒洪水共有6個年份，其中：1987、1996、2008、2015年梅雨期較常年偏長2～13 d，梅雨量偏多11.6%～73.1%；1995、2011年梅雨期分別偏短7、6 d，但梅雨量分別偏多22.8%、8.3%. 梅雨期太湖最高水位與梅雨量和梅雨期平均雨強的相關性均很好，相關系數(shù)分別為0.91和0.81，說明太湖高水位與梅雨量偏多、強度偏強密切相關(圖3).

分別構建2個指數(shù)(梅雨量、梅雨期長度)、3個指數(shù)(梅雨量、梅雨期長度、梅雨期平均雨強)、4個指數(shù)(梅雨量、梅雨期長度、梅雨期平均雨強、起漲水位)與實際超警戒幅度的關系，相關系數(shù)分別為0.85、0.88、0.90(圖4a～c)；在4個指數(shù)的基礎上，梅雨洪水指數(shù)RFI增加了最大7 d降水量占梅雨量比例指數(shù)，與太湖水位超警幅度的相關性更高，相關系數(shù)為0.93(圖4d). 文中定義的RFI指標包含了梅雨特征量和起漲水位等，是氣象與水文因子的綜合指標，為氣象與水文學科的交叉融合提供了實例. 該指標與《太湖洪水與水量調度方案》《太湖超標準洪水應急處理預案》特征水位相匹配，可為流域防洪提供有力支撐. 同時，對指標中不同因子的分析，也為不同梅雨特征量對太湖水位超警幅度的貢獻率分析提供了基礎. 經(jīng)對比，RFI對1995、2011年集中強降水引起的超警戒洪水，2016年因入梅起漲水位異常偏高引起超設計洪水均未發(fā)生誤判，指示效果優(yōu)于其他洪水指數(shù)，有一定的應用價值.

圖3 太湖最高水位與梅雨量(a)、梅雨期平均雨強(b)以及超警幅度的相關性(豎線表示太湖警戒水位3.80 m)Fig.3 Relationships between the highest water stage of Lake Taihu and Meiyu rainfall (a) and average rainfall intensity (b)

圖4 梅雨特征量組合因子與太湖實際超警幅度的相關性Fig.4 Relationships between characteristic variables for Meiyu and exceeding value of the alarm water stage of Lake Taihu

表4 超設計、超警戒洪水年太湖最高水位與梅雨洪水指數(shù)(RFI)的對比

對1986-2016年梅雨強度指數(shù)M、梅雨洪水指數(shù)RFI進行Mann-Kendall趨勢檢驗，均呈上升趨勢，但未通過0.1水平上的顯著性檢驗. 從年際變化來看，M、RFI與梅雨量變化基本一致. 與M相比，RFI還考慮到影響太湖洪水形成的兩個關鍵因子(梅雨期起漲水位、最大7 d降水量占梅雨量的比例)，對流域防洪更具指示意義，可為太湖流域防洪減災提供更有力的支撐. 例如，1995、2011年等因集中強降雨和太湖水位快速抬升引起超警戒洪水，2016年因入梅起漲水位異常偏高、強降雨發(fā)生時段集中引起超設計洪水，RFI的指示意義較M更強. 以RFI作為參考因子判斷太湖洪水的可能性有一定的指示意義. 當RFI>0時，發(fā)生超警戒洪水的可能性較大，概率為90%，其中：當RFI>1時，發(fā)生超設計洪水，概率達到100%. 1999年RFI最大，為2.57(表4).

梅雨期降水是不同緯度、高低空天氣系統(tǒng)有利配置的結果. 在有利的水汽條件下，氣流輻合與暴雨落區(qū)有直接聯(lián)系[24]. 影響太湖流域梅雨的主要天氣系統(tǒng)主要有：副熱帶高壓、阻塞高壓、低渦切變線以及與高空環(huán)流相對應的地面準靜止鋒[25]. 本研究選取高度場、風場與水汽場等大氣變量，分析超設計、超警戒洪水典型年大氣環(huán)流形勢異常成因. 為進一步理解造成太湖洪峰的典型梅雨年的環(huán)流背景，對上述9個洪水年環(huán)流形勢進行合成分析. 500 hPa高度合成場(圖5a)在貝加爾湖以東、鄂霍次克海以西為阻塞高壓，高壓脊較深厚，有利于北方冷空氣頻繁南侵到太湖流域，5840 gpm等值線控制長江中下游較大的區(qū)域，太湖流域處于5840 gpm等值線西北邊緣. 來自西太平洋經(jīng)南海的偏南氣流、印度洋經(jīng)孟加拉灣的西南暖濕氣流匯合后(圖5b)，與北方弱冷空氣相結合，從副高西北側進入太湖流域，為降水提供了有利條件(圖5c). 從500 hPa垂直速度合成場(圖5d)可見，太湖流域位于垂直上升運動大值區(qū)，進一步計算發(fā)現(xiàn)垂直上升運動較常年同期偏強70%左右，垂直速度大值區(qū)與副高西北側暖濕氣流風速正距平區(qū)基本吻合.

圖5 梅雨洪水典型年500 hPa位勢高度合成場及距平場(陰影)(a)；對流層整層(300～1000 hPa)水汽輸送通量合成場(b)；850 hPa風場合成場及距平場(綠色箭頭表示風速正距平大于1 m/s)(c)；500 hPa垂直速度合成場及距平場(陰影)(d)Fig.5 Composite of 500 hPa geopotential height and its anomalies (shading) (a), integrated moisture transport fluxes (b), 850 hPa wind filed and anomalies (green wind barb stands for positive anomaly more than 1 m/s) (c), 500 hPa vertical velocity and its anomalies (shading) (d)

4 結論

依據(jù)《梅雨監(jiān)測指標》國家標準，采用1986-2016年降水量等資料，重新劃分了太湖流域的歷年入/出梅日期、梅雨量，構建了梅雨洪水指數(shù)RFI，并分析了導致梅雨期超設計、超警戒洪水的異常環(huán)流成因，結論如下：

1)新標準下多年平均入梅日期為6月17日，出梅日期為7月11日，梅雨期長度24 d，梅雨量為266.8 mm. 太湖流域入梅早的年份，梅雨期易偏長，梅雨量易偏多；出梅早的年份，梅雨期易偏短，梅雨量易偏少. 入梅異常偏早年份為1991年，異常偏晚為2005年；二度梅有3個年份，分別為1991、1999、2009年；空梅有2個年份，分別為1992、2013年. 上述結論為太湖流域入/出梅劃分提供了參考依據(jù)，并可為梅雨期氣象水文規(guī)律研究、水利工程調度模擬提供線索.

2)與歷史序列相比，新標準確定的梅雨量一致率較高，其次是入梅時間、出梅時間，入梅偏早、出梅偏早、梅雨偏多年份一致率較高. 雨日數(shù)和副高脊線北跳時間是影響入/出梅確定的兩個重要因素，新標準將1992、2013年定為空梅，1986、1987、1989、1996、2005年歷史入/出梅日期向后調整，1988、2007年出梅日期向前調整，修正后的太湖流域入/出梅日期突出了梅雨高溫高濕的氣候特征，客觀性較強，故更加合理.

3)梅雨期太湖最高水位與梅雨量、梅雨期平均雨強的相關性均較好，梅雨量越大，雨強越大，太湖水位越高. 梅雨期發(fā)生超設計洪水共有3個年份，超警戒洪水共有6個年份. 以梅雨洪水致指數(shù)RFI作為參考因子，考慮到影響太湖洪水形成的兩個關鍵因子(梅雨期起漲水位、最大7 d降水量占梅雨量的比例)，對入梅起漲水位異常偏高、因集中強降雨引起太湖洪水的指示意義較強.

4)梅雨期降水與不同緯度、高低空天氣系統(tǒng)有利配置關系密切. 貝加爾湖以東、鄂霍次克海以西為阻塞高壓，利于北方冷空氣頻繁南侵到太湖流域，來自西太平洋經(jīng)南海的偏南氣流、印度洋經(jīng)孟加拉灣的西南氣流的西南暖濕氣流匯合后持續(xù)向北輸送，冷暖空氣在太湖流域匯合. 太湖流域垂直上升運動異常強烈，高值區(qū)域與副高西北側暖濕氣流風速正距平區(qū)域基本吻合，觸發(fā)降雨層結不穩(wěn)定能量釋放，形成暴雨洪水.

5 附錄

附表Ⅰ見電子版(DOI: 10.18307/2021.0118).