梅雨雨帶北跳過程研究

陳艷麗宋潔李崇銀,

1解放軍理工大學(xué)氣象海洋學(xué)院，南京2111012中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100029

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梅雨雨帶北跳過程研究

陳艷麗1宋潔2李崇銀1, 2

1解放軍理工大學(xué)氣象海洋學(xué)院，南京211101
2中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100029

摘 要利用 1979～2007年逐日再分析資料和高分辨率逐日降水資料，通過定義確定了每年梅雨雨帶北跳的日期，對(duì)梅雨雨帶的北跳過程及其可能的物理機(jī)制進(jìn)行了研究。分析結(jié)果表明：梅雨雨帶北跳日期存在明顯的年際變化，本文合成得到的雨帶北跳過程與前人的工作相一致。水汽輸送的變化和對(duì)流層中層的垂直運(yùn)動(dòng)是影響梅雨雨帶位置分布的關(guān)鍵因素。Omega方程診斷結(jié)果表明，在梅雨雨帶北跳前期，對(duì)流層高層的環(huán)流異常導(dǎo)致江淮流域出現(xiàn)異常下沉運(yùn)動(dòng)，不利于梅雨雨帶的北跳；而渦度方程的診斷結(jié)果表明，江淮流域的異常下沉運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致的非絕熱冷卻在中國(guó)東部的對(duì)流層低層引起異常反氣旋渦度傾向，有利于副熱帶高壓西伸，從而有利于梅雨雨帶的北跳。因此，當(dāng)對(duì)流層高層環(huán)流發(fā)生變化（主要受緯向渦度平流影響），使得江淮流域的異常下沉運(yùn)動(dòng)轉(zhuǎn)變?yōu)楫惓Ｉ仙\(yùn)動(dòng)時(shí)，高低層相互配合，造成了梅雨雨帶的突然北跳。

關(guān)鍵詞梅雨雨帶 北跳 大氣環(huán)流變化 渦度診斷

陳艷麗, 宋潔, 李崇銀. 2016. 梅雨雨帶北跳過程研究 [J]. 大氣科學(xué), 40 (4): 703–718. Chen Yanli, Song Jie, Li Chongyin. 2016. A study on northward jump of the Meiyu rainbelt [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (4): 703–718, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1601.15258.

1 引言

早在20世紀(jì)30～40年代，竺可楨（1934）、涂長(zhǎng)望和黃士松（1944）等就指出，南海夏季風(fēng)爆發(fā)后，隨著夏季風(fēng)的推進(jìn)，中國(guó)東部地區(qū)依次出現(xiàn)華南前汛期、江淮梅雨和華北雨季。大量的研究都揭示了東亞夏季風(fēng)的進(jìn)退與中國(guó)東部雨帶存在密切的關(guān)系：東亞夏季風(fēng)首先在南海地區(qū)爆發(fā)，并隨時(shí)間向北推進(jìn)，中國(guó)東部地區(qū)夏季風(fēng)雨帶從低緯到中緯的移動(dòng)過程共經(jīng)歷了兩次北跳和三次停滯（徐淑英和高由禧，1962；郭其蘊(yùn)和王繼琴，1981；Wang and Lin, 2002；何金海等，2008；王遵婭和丁一匯，2008）。其中，夏季風(fēng)雨帶的第一次北跳過程通常發(fā)生在6月中旬，雨帶從華南地區(qū)北跳至長(zhǎng)江中下游地區(qū)，在湖北宜昌以東28°～34°N之間的江淮流域常會(huì)出現(xiàn)連陰雨天氣，雨量很大，由于這一時(shí)期正是江南梅子黃熟季節(jié)，故稱“梅雨”（Ding, 1992; Tanaka, 1992）。許多研究都表明，作為東亞夏季風(fēng)的重要組成部分，梅雨是東亞夏季風(fēng)向北推進(jìn)的階段性產(chǎn)物，是春末、夏初東亞夏季風(fēng)季節(jié)進(jìn)程中特有的雨季。由于長(zhǎng)江中下游地區(qū)幾乎近一半的夏季降水來自于這 20多天的梅雨（丁一匯等，2007；梁萍和丁一匯，2012），并且梅雨期降水的年際差異很大，因此中國(guó)東部大范圍的旱澇分布主要與梅雨雨帶的位置有關(guān)（楊義文，2002；魏鳳英和謝宇，2005；吳志偉等，2006；鮑媛媛等，2009；錢維宏等，2009；劉屹岷等，2013）。此外，梅雨雨帶到達(dá)的早晚，強(qiáng)度的變化和北推的快慢也直接影響到夏季江淮流域降水的空間分布以及旱澇的發(fā)生。因此，針對(duì)梅雨雨帶北跳過程演變規(guī)律及其動(dòng)力學(xué)成因的研究，具有重要的科學(xué)意義和實(shí)際應(yīng)用價(jià)值。

中國(guó)氣象學(xué)家在梅雨雨帶氣候?qū)W研究方面已經(jīng)開展了大量的工作。丁一匯等（2007）對(duì)江淮梅雨雨帶的天氣氣候?qū)W特征進(jìn)行了較為全面的研究，認(rèn)為梅雨開始和結(jié)束日期的年際變化很大，梅雨季的發(fā)生與東亞夏季風(fēng)階段性的向北推進(jìn)有關(guān)。陶詩(shī)言等（1958）、李崇銀等（2004）研究指出南海夏季風(fēng)爆發(fā)和東亞梅雨的開始與5月及6月亞洲上空西風(fēng)急流的二次北跳過程密切相關(guān)。丁一匯等（2004）研究還表明季風(fēng)期南?！魈窖鬅釒У貐^(qū)的對(duì)流活動(dòng)可以激發(fā)定常的 Rossby波產(chǎn)生 East Pacific–Asia（EPA）遙相關(guān)型，南海季風(fēng)的強(qiáng)弱與中國(guó)的降水有密切關(guān)系，強(qiáng)（弱）季風(fēng)通常在長(zhǎng)江中下游地區(qū)導(dǎo)致降水的偏少（多）。此外，張慶云等（2003）發(fā)現(xiàn)，中高緯度的阻塞高壓、中緯度西風(fēng)急流和西太平洋副熱帶高壓（簡(jiǎn)稱副高）等環(huán)流系統(tǒng)的變化都對(duì)梅雨期降水具有直接影響。陳隆勛等（2000）也提出，南海熱帶季風(fēng)爆發(fā)之后，副熱帶季風(fēng)雨帶就隨著副熱帶高壓的北跳而向北推進(jìn)。同樣，在蘇同華和薛峰（2010）的研究中發(fā)現(xiàn)，雨帶在演變過程中與副高一樣呈現(xiàn)出兩次明顯的突跳，副高與其西部邊緣凝結(jié)潛熱的相互作用導(dǎo)致副高發(fā)生季節(jié)內(nèi)的低頻振蕩。司東等（2010）研究還表明20世紀(jì)90年代末中國(guó)梅雨雨帶呈明顯北移的趨勢(shì)，東亞副熱帶大氣的擴(kuò)張使得梅雨雨帶向北，導(dǎo)致長(zhǎng)江以南降水減少，長(zhǎng)江以北降水增多。另外，黃榮輝和陳際龍（2010）提出我國(guó)東部季風(fēng)區(qū)降水不僅僅依賴于由季風(fēng)環(huán)流所驅(qū)動(dòng)的水汽平流，而且還依賴于環(huán)流場(chǎng)的輻合。在劉丹妮等（2009）關(guān)于梅雨研究的回顧與展望中指出梅雨研究仍需解決的問題，江淮流域梅雨季節(jié)的開始至今仍沒有一個(gè)客觀統(tǒng)一的劃定標(biāo)準(zhǔn)。黃青蘭等（2012）發(fā)現(xiàn)入、出梅時(shí)間與梅期長(zhǎng)度和梅雨量有密切關(guān)系，副熱帶夏季風(fēng)的強(qiáng)弱和推進(jìn)的快慢對(duì)入梅的早晚有重要影響。

通過前人的工作，我們已經(jīng)對(duì)梅雨系統(tǒng)的相關(guān)特征有了較為系統(tǒng)的了解，也得出了一些重要的結(jié)論。近年來大量的研究都表明，梅雨雨帶的推進(jìn)和停滯表現(xiàn)出明顯的階段性，也就是說，梅雨雨帶的推進(jìn)是迅速的，甚至是跳躍性的，在梅雨雨帶推進(jìn)到新的位置后，即進(jìn)入相對(duì)穩(wěn)定的梅雨雨季期（王遵婭和丁一匯，2008）；同時(shí)也發(fā)現(xiàn)了一些環(huán)流異常對(duì)梅雨雨帶造成的影響（徐海明等，2001；宗海鋒，2006；董麗娜等，2010；馬音等，2012）。但是對(duì)于梅雨雨帶北跳的動(dòng)力學(xué)及熱力學(xué)原因的揭示還有待深入，因而有必要系統(tǒng)分析梅雨雨帶向北推進(jìn)的過程，理解與梅雨雨帶突然北跳相關(guān)的大氣環(huán)流變化的物理機(jī)制，進(jìn)而得出造成梅雨雨帶北跳的可能原因，為中國(guó)東部夏季降水的預(yù)報(bào)提供更有力的理論依據(jù)。同時(shí)，縱觀前人的工作，關(guān)于梅雨雨帶推進(jìn)的研究多集中在逐候的分析上，而利用逐日資料研究梅雨雨帶北跳過程及其物理機(jī)制的工作較少。

利用一套基于站點(diǎn)觀測(cè)的高分辨率逐日降水網(wǎng)格資料，本研究提出了一個(gè)客觀定量的新方法定義了夏季梅雨雨帶北跳的日期。根據(jù)該北跳日期，我們利用合成的方法給出了典型梅雨雨帶的北跳過程及其對(duì)應(yīng)的大氣環(huán)流異常。通過分析梅雨雨帶北跳前期的環(huán)流異常以及利用一個(gè)顯式包含非絕熱加熱貢獻(xiàn)的渦度方程進(jìn)行渦度診斷分析，得到了一些與前人不同的結(jié)果，初步給出了造成梅雨雨帶北跳的可能物理機(jī)制，并解釋了梅雨雨帶北跳具有突然性的物理原因。

文章剩余部分主要包括五部分。第二部分簡(jiǎn)要介紹研究所用到的資料和方法；第三部分討論了我們定義的梅雨雨帶北跳日前后的降水，環(huán)流場(chǎng)的差異，驗(yàn)證了定義的北跳日的合理性；第四部分主要闡述梅雨雨帶北跳與前期大氣環(huán)流異常之間的聯(lián)系；第五部分用渦度方程診斷分析了造成梅雨雨帶北跳前期大氣環(huán)流異常的主要物理過程；最后部分是本研究的結(jié)論以及進(jìn)一步的討論。

2 資料和方法

2.1 資料

為了更為準(zhǔn)確地描述梅雨雨帶的北跳過程，本研究降水資料使用的是基于站點(diǎn)觀測(cè)的 0.5°×0.5°高分辨率網(wǎng)格數(shù)據(jù)：日本 APHRODITE（Asian Precipitation—Highly Resolved Observational Data Integration towards Evaluation of Water Resources）提供的 1979～2007年逐日降水資料（Yatagai et al., 2012）。本研究中還使用了 1979～2007年NCEP/DOE（Department of Energy, National Centers for Environmental Prediction）Reanalysis-2逐日再分析環(huán)流資料（Kanamitsu et al., 2002）。由于NCEP/DOE Reanalysis-2逐日資料的變量不包括比濕，因此，本文還使用了美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)報(bào)中心（National Centers for Environmental Prediction）和美國(guó)國(guó)家大氣研究中心（National Center for Atmospheric Research）發(fā)布的NCEP/NCAR Reanalysis-1逐日再分析資料中1979～2007年的比濕資料（Kalnay et al., 1996）。其中環(huán)流再分析資料的空間水平分辨率均為2.5°×2.5°。

2.2 方法

2.2.1 梅雨雨帶的北跳日期

梅雨雨帶的北跳日期（即入梅時(shí)間）是研究梅雨雨帶北跳的一個(gè)關(guān)鍵指標(biāo)。徐群等（2001）利用長(zhǎng)江中下游地區(qū)沿江5站（上海、南京、蕪湖、九江和漢口）的降水和西太平洋副熱帶高壓脊線確定出、入梅日期。而姚學(xué)祥等（2004）認(rèn)為沿江5站代表性不夠，不能全面反映江淮流域的出入梅。Zhang et al.（2005）從天氣實(shí)況（降水）出發(fā)，定義江淮流域 40%以上的測(cè)站第 1次季風(fēng)雨季開始（結(jié)束）的時(shí)間為入（出）梅的時(shí)間。然而，江淮梅雨出入梅的劃分至今仍然沒有統(tǒng)一的標(biāo)準(zhǔn)。為了能更加客觀地描述梅雨雨帶的北跳過程，同時(shí)參考Tao and Chen（1987）以及Lau and Yang（1997）采用多年候平均6 mm d?1降水量等值線來描述季風(fēng)爆發(fā)日期的方法，本文提出了一個(gè)客觀定量的方法來確定每一年的梅雨雨帶北跳日期：

（1）首先，我們計(jì)算北半球東亞雨季（5～8月）每日在20°N以北115°～125°E經(jīng)向平均的6 mm d?1降水等值線的緯度值；

（2）計(jì)算從5月11日到8月21日，每日的前10天平均與后10天平均6 mm d?1降水等值線的緯度值的差異；

（3）當(dāng)前、后10天平均的6 mm d?1降水等值線的緯度值差異大于3°，且后10天6 mm d?1降水等值線的平均緯度值大于等于30°N時(shí)（確保雨帶位于江淮流域）即認(rèn)為該天是梅雨雨帶北跳日。

采用上述方法，我們計(jì)算得到了 1979～2007每一年梅雨雨帶的北跳日期。圖 1給出了 1979～2007各年梅雨雨帶北跳日期及其平均日期。由圖所示，梅雨雨帶北跳日期的年際差異很大，但多年平均的北跳日期為 6月 15日，這與 Tao and Chen （1987）所描述的長(zhǎng)江流域梅雨的起止日期（6月18日至7月18日）以及丁一匯等（2007）得出的初夏長(zhǎng)江流域特有梅雨雨季有平均 21天的長(zhǎng)度，從6月17日開始到7月8日結(jié)束的研究結(jié)果大體一致。

2.2.2 診斷方程

在本研究中，我們還利用了由位渦方程演化而來的一個(gè)顯式包含非絕熱加熱貢獻(xiàn)的渦度方程對(duì)在梅雨雨帶北跳前期的大氣環(huán)流變化的渦度傾向進(jìn)行了診斷分析。其表達(dá)式為（Song and Li, 2014）

圖1 1979～2007年各年的梅雨雨帶北跳日期（黑色圓點(diǎn)）及其平均日期（黑色實(shí)線）Fig. 1 Dates (black dots) of the northward jump of Meiyu rainbelt and the average date (black line) for the period of 1979–2007

在分析大尺度垂直速度異常時(shí)，我們還使用了簡(jiǎn)化的 omega方程（Trenberth, 1978; Holton, 2004）進(jìn)行了定性診斷分析，其中，omega方程表達(dá)式為

本研究還計(jì)算了整層水汽通量（H）和水汽通量散度（A）。其計(jì)算公式為

其中，V為各層大氣的風(fēng)速矢量，q為比濕，ps和p分別是大氣柱下界氣壓（地面氣壓）和上界氣壓（取300 hPa）。H和A的單位分別為kg hPa?1m?1s?1和kg hPa?1m?2s?1。

3 梅雨雨帶的北跳過程

在討論梅雨雨帶北跳過程之前，首先有必要討論中國(guó)東部地區(qū) 5～8月氣候態(tài)夏季降水在緯向上的演變過程。圖 2給出了 1979～2007年 5～8月（共123天，即0～122天）9點(diǎn)平滑后115°～125°E經(jīng)向平均的氣候態(tài)降水的時(shí)間—緯度剖面。如圖所示，中國(guó)東部地區(qū)的降水是隨著季節(jié)變化逐漸向北推進(jìn)的，在6月上旬（40天左右）之前季風(fēng)雨帶整體一直維持在30°N以南的地區(qū)；而在6月中旬（45天左右），雨帶有一個(gè)明顯的北跳過程，使得季風(fēng)雨帶主要維持在30°N及其以北地區(qū)，即中國(guó)長(zhǎng)江流域至日本一帶的梅雨。

為了完整描述整個(gè)梅雨雨帶的北跳過程，我們給出了在1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳日前后10天115°～125°E經(jīng)向平均的日降水量的時(shí)間—緯度剖面（圖3）。在圖中，0天表示的是我們定義的梅雨雨帶北跳日。由圖可見，在0天之前，降水的大值區(qū)（以6 mm d?1等值線包圍的區(qū)域作為降水大值區(qū)）主要位于30°N以南，極值中心位于23°N；而在0天之后，降水的大值區(qū)維持在26°～34°N，極值中心位于28°N，即整個(gè)雨帶大致停滯在江淮流域，形成江淮梅雨。同時(shí)，合成的結(jié)果表明整個(gè)雨帶從低緯度北跳到副熱帶大約只用了兩天時(shí)間，這和前人工作所表明的梅雨雨帶北跳具有突然性的特點(diǎn)有很好的一致性。

圖2 1979～2007年氣候平均降水（單位：mm d?1）沿著115°～125°E平均的時(shí)間（5～8月）—緯度剖面。陰影區(qū)表示降水量大于6 mm d?1的區(qū)域Fig. 2 Time–latitude cross section of the climatology of precipitation (units: mm d?1) (May–August) over 115°–125°E averaged during 1979–2007. Shaded areas denote regions where precipitation is more than 6 mm d?1

利用前文所定義的 1979～2007每一年的梅雨雨帶北跳日期，我們對(duì)北跳日前后10天的降水場(chǎng)、緯向風(fēng)場(chǎng)以及位勢(shì)高度場(chǎng)等進(jìn)行了合成并計(jì)算了兩者的差異（后10天平均結(jié)果減去前10天平均結(jié)果）。圖4給出了梅雨雨帶北跳前后10天平均的降水分布及兩者之間的差異場(chǎng)。在北跳日前 10天，中國(guó)主要的降水都局限在30°N以南地區(qū)，江淮流域沒有明顯降水（圖4a）；而在北跳日后10天，長(zhǎng)江中下游地區(qū)出現(xiàn)明顯的呈近乎緯向分布的雨帶降水大值區(qū)，即江淮梅雨出現(xiàn)（圖 4b）。同時(shí)，在差值場(chǎng)上，我們可以更為明顯地看到東亞雨帶呈現(xiàn)一個(gè)整體向北移動(dòng)的特征。這里的結(jié)果也與丁一匯等對(duì)東亞梅雨系統(tǒng)的天氣氣候?qū)W研究大體一致[見丁一匯等（2007）的圖10a]。

另外，在梅雨雨帶北跳日前、后 10天平均的200 hPa及850 hPa緯向風(fēng)場(chǎng)及其差值場(chǎng)中（圖略），相比于雨帶北跳前，在雨帶北跳后東亞30°～35°N 200 hPa了西風(fēng)急流風(fēng)速減弱，而其北部35°～40°N附近的西風(fēng)風(fēng)速增強(qiáng)，反映出高空西風(fēng)急流的北移。同時(shí)，從850 hPa緯向風(fēng)的差值分布中也可以看到，東亞低空急流也呈現(xiàn)出明顯的北移趨勢(shì)，有明顯的西風(fēng)帶的西進(jìn)。事實(shí)上，低空急流的變化反映了副熱帶高壓的西伸。此外，根據(jù)梅雨雨帶北跳前 10天和后 10天 500 hPa平均位勢(shì)高度場(chǎng)（圖略），北跳后 588位勢(shì)什米線明顯向西推進(jìn)，這表明副熱帶高壓有明顯的加強(qiáng)西伸。副熱帶季風(fēng)雨帶隨著副熱帶高壓的西伸而向北推進(jìn)。

為了更好地證明我們確定的梅雨雨帶北跳日的合理性，圖5給出了雨帶北跳前10天和后10天平均的500 hPa垂直速度、非絕熱加熱以及1000～300 hPa水汽通量的分布及其差值場(chǎng)。其中，非絕熱加熱是通過計(jì)算熱力學(xué)方程的殘差項(xiàng)得到的（Yanai et al., 1973）。從圖中明顯看出，梅雨雨帶北跳前從中國(guó)華南地區(qū)到日本南部有一略微呈東北—西南走向帶狀分布的上升運(yùn)動(dòng)和非絕熱加熱區(qū)，同時(shí)，這一上升運(yùn)動(dòng)和非絕熱加熱區(qū)對(duì)應(yīng)著顯著的水汽輻合，這正是副高北側(cè)的雨帶。顯然，在我們定義的北跳日之前，這一雨帶并沒有覆蓋到中國(guó)江淮流域，表明梅雨并未開始。同時(shí)，我們注意到北跳日之前，在中國(guó)江淮流域以北的區(qū)域存在下沉運(yùn)動(dòng)，這將不利于副高北側(cè)雨帶的向北推進(jìn)。然而在我們定義的北跳日之后，垂直運(yùn)動(dòng)和非絕熱加熱場(chǎng)均表明副高北側(cè)的雨帶已經(jīng)向北推進(jìn)到中國(guó)江淮流域，此時(shí)梅雨發(fā)生。同時(shí)在江淮流域有明顯的水汽輻合，這將維持梅雨的存在。我們注意到，北跳日之后在中國(guó)江淮流域北側(cè)，前期的下沉運(yùn)動(dòng)消失，這將有利于雨帶向北推進(jìn)，從而形成梅雨。值得強(qiáng)調(diào)的是，中國(guó)江淮流域北側(cè)的垂直運(yùn)動(dòng)和非絕熱加熱場(chǎng)沒有明顯的聯(lián)系，這表明這一地區(qū)的垂直運(yùn)動(dòng)主要是由于絕熱運(yùn)動(dòng)造成的，即和大尺度環(huán)流的變化密切相關(guān)。這說明，中緯度地區(qū)環(huán)流的變化對(duì)梅雨雨帶的北跳有一定的作用，我們將在后續(xù)內(nèi)容詳細(xì)討論。而在北跳前后的差值場(chǎng)上，雨帶的北跳過程表現(xiàn)得更為清晰。

圖3 1979～2007年梅雨雨帶北跳前后10天115°～125°E經(jīng)向平均日降水量（單位：mm d?1）的時(shí)間—緯度剖面Fig. 3 Time–latitude cross section of the climatology of daily precipitation (units: mm d?1) averaged over 115°–125°E from 10 days before to 10 days after the northward jump of Meiyu rainbelt during 1979–2007

圖4 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前10天和（b）后10天平均降水場(chǎng)及其（c）差值場(chǎng)（后10天減去前10天的結(jié)果）。實(shí)（虛）線表示正（負(fù)）值，對(duì)應(yīng)暖（冷）色陰影區(qū)，下同F(xiàn)ig. 4 Climatological precipitation averaged over (a) 10 days before and (b) 10 days after the northward jump of Meiyu rainbelt and (c) their differences (average of 10 days after minus that of 10 days before) for the period of 1979–2007. Solid (dashed) contours represent positive (negative) values and the zero contours are omitted, to get a better visual effect, the positive (negative) values are shaded by the warm (cool) colors, the same hereafter

上述結(jié)果表明，根據(jù)本研究所定義的梅雨雨帶北跳日期得到的北跳前后期的降水場(chǎng)，環(huán)流場(chǎng)，垂直運(yùn)動(dòng)，非絕熱加熱，水汽通量以及雨帶隨時(shí)間演變過程均與前人得到的梅雨雨帶北跳的特征相一致。這表明本研究所提出的定義梅雨雨帶北跳日期的新方法是比較合理的。這為我們研究梅雨雨帶北跳的物理過程打下了堅(jiān)實(shí)的基礎(chǔ)。但需要指出的是我們定義的梅雨雨帶北跳日在時(shí)間上的離散度非常顯著，所確定的北跳日期和前人的結(jié)果還有一定的差別，這可能是由于我們所用的資料和方法與前人不同所導(dǎo)致。本研究主要利用115°～125°E經(jīng)向平均的 6 mm d?1降水量等值線對(duì)雨帶北跳日期進(jìn)行定義，與前人利用特定站點(diǎn)的降水進(jìn)行的定義方式有較大差別。此外，前人定義的梅雨爆發(fā)日是指雨帶中心整體北移至長(zhǎng)江中下游地區(qū)，降水大范圍爆發(fā)的時(shí)間，而我們是定義的北跳日期是雨帶開始北移的轉(zhuǎn)折點(diǎn)，這也是我們與前人結(jié)果不太一致的可能原因。

4 梅雨雨帶北跳與大氣環(huán)流場(chǎng)的聯(lián)系

中國(guó)東部地區(qū)夏季天氣氣候的變化受東亞季風(fēng)大氣環(huán)流強(qiáng)弱變化影響。一系列的研究表明，東亞夏季環(huán)流系統(tǒng)中，最重要的大尺度環(huán)流系統(tǒng)是位于東亞中緯40°N左右的高空西風(fēng)急流和位于太平洋上的西太平洋副熱帶高壓（陶詩(shī)言等，1958；黃榮輝，1990；杜銀等，2008）。前人的研究中指出東亞夏季高空急流和西太平洋副熱帶高壓是影響東亞和中國(guó)天氣氣候的重要環(huán)流系統(tǒng)，對(duì)東亞副熱帶地區(qū)雨帶的移動(dòng)有重要影響（張慶云等，2003；劉還珠等，2006；陶詩(shī)言和衛(wèi)捷，2006；陸日宇和富元海，2009）。而梅雨作為東亞夏季風(fēng)降水的重要部分，與大范圍大氣環(huán)流變化密切相關(guān)。但是對(duì)于造成梅雨雨帶北跳的關(guān)鍵因子以及影響梅雨發(fā)生發(fā)展的物理機(jī)制仍未完全弄清楚。因此，以下我們將主要討論造成梅雨雨帶發(fā)生北跳的物理機(jī)制，重點(diǎn)關(guān)注雨帶北跳前期異常大氣環(huán)流場(chǎng)的變化。從圖3中我們看出北跳前4至0天是梅雨雨帶北跳的關(guān)鍵期，雨帶變化最為劇烈。同時(shí)，從合成的雨帶北跳前10天至前4天的200 hPa和850 hPa流函數(shù)異常場(chǎng)以及1000 hPa到300 hPa水汽通量的異常場(chǎng)來看，前10天至前4天環(huán)流異常的空間分布基本一致（圖略）。因此，下文中我們將重點(diǎn)討論梅雨雨帶北跳前4天異常大氣環(huán)流場(chǎng)的變化及其原因。

圖6給出了1979～2007年合成的200 hPa及850 hPa流函數(shù)異常從梅雨雨帶北跳前4天到0天的演變。在北跳前4天，貝加爾湖以東地區(qū)以及日本東南上空為反氣旋式環(huán)流異常，而中國(guó)東部為氣旋式環(huán)流異常，在中緯度地區(qū)構(gòu)成了異常的橫槽橫脊結(jié)構(gòu)。顯然，異常的中緯度橫槽橫脊結(jié)構(gòu)活動(dòng)不利于中高緯的冷空氣入侵到江淮流域，從而不利于梅雨在江淮流域的建立。但隨著時(shí)間的演變，東亞東部的橫槽橫脊結(jié)構(gòu)逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)樾辈坌奔梗瑫r(shí)槽脊結(jié)構(gòu)向下游傳播，使得在中國(guó)江淮流域北側(cè)地區(qū)出現(xiàn)反氣旋式異常，在日本及其東部地區(qū)出現(xiàn)氣旋式異常。這將有利于中高緯的冷空氣向南輸送，從而有利于梅雨在江淮流域的建立。中緯度槽脊結(jié)構(gòu)的變化還使得在北跳前期的東亞大槽及槽前位于日本東部的淺脊消失，中緯度環(huán)流場(chǎng)變得更為平直。這也對(duì)應(yīng)著梅雨雨帶北跳所伴隨的中緯度急流的北移。

在雨帶北跳前期，對(duì)流層低層和對(duì)流層高層的異常環(huán)流具有準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu)特點(diǎn)，但整體偏東偏南。在北跳前4天和前2天，江淮流域和中國(guó)華南及其東側(cè)海域?yàn)槿醯臍庑江h(huán)流異常，其北側(cè)及其東側(cè)為反氣旋式異常，反映了對(duì)流層高層的橫槽橫脊和隨后的斜槽斜脊結(jié)構(gòu)。但在0天，中國(guó)東部及其東側(cè)海域?qū)α鲗拥蛯拥臍庑江h(huán)流異常突然轉(zhuǎn)變?yōu)閺?qiáng)的反氣旋式環(huán)流異常，上下層異常環(huán)流反號(hào)形成典型的斜壓結(jié)構(gòu)。中國(guó)東部及其東側(cè)海域?qū)α鲗拥蛯拥臍庑江h(huán)流異常轉(zhuǎn)變?yōu)榉礆庑江h(huán)流異常表明了雨帶北跳過程中副高向西移動(dòng)的過程。副高的西移將導(dǎo)致副高西側(cè)的西南風(fēng)將水汽輸送到江淮流域，從而有利于梅雨的出現(xiàn)。這一結(jié)論在1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳前4天到0天1000～300 hPa水汽輸送異常隨時(shí)間的演變中（圖7）表現(xiàn)得十分明顯。在雨帶北跳前4天至前2天，中國(guó)東部及其東側(cè)海域?qū)α鲗拥蛯拥臍庑江h(huán)流異常造成了江淮流域?yàn)樗椛ⅲ?天，副高的西移使得江淮流域?yàn)樗麖?qiáng)輻合區(qū)，從而有利于梅雨的出現(xiàn)。

除了水汽輸送，對(duì)流層中層的垂直運(yùn)動(dòng)也是影響大尺度雨帶位置分布的重要原因之一。圖8給出了1979～2007年合成的雨帶北跳前4至0天500 hPa垂直速度異常隨時(shí)間的演變（圖8a–c）。由圖可見，在梅雨雨帶北跳前期，江淮流域存在異常的下沉運(yùn)動(dòng)，對(duì)雨帶的北跳具有抑制作用；而在0天這一地區(qū)突然轉(zhuǎn)變成異常的上升運(yùn)動(dòng)，有利于引導(dǎo)梅雨雨帶向北推進(jìn)。我們注意到江淮流域的降水主要是在北跳日之后才發(fā)生（見圖3）。因此，在0天，江淮流域的異常上升運(yùn)動(dòng)并不是由于降水造成的非絕熱加熱而導(dǎo)致的，而主要是由于大尺度環(huán)流的絕熱過程造成的。為了證明這一點(diǎn)，圖8還給出了1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳前4天至0天利用omega方程計(jì)算得到的1000～100 hPa垂直平均的熱成風(fēng)的準(zhǔn)地轉(zhuǎn)渦度平流異常隨時(shí)間的演變（圖8d–f）。對(duì)比圖 8a–c，我們發(fā)現(xiàn)江淮流域的異常垂直運(yùn)動(dòng)和熱成風(fēng)的準(zhǔn)地轉(zhuǎn)渦度平流異常從雨帶北跳前至北跳日在空間分布上都具有很好的一致性：正（負(fù)）熱成風(fēng)的渦度平流異常對(duì)應(yīng)著異常上升（下沉）運(yùn)動(dòng)。這一結(jié)果很好地說明了從雨帶北跳前至北跳日江淮流域的垂直速度異常和對(duì)流層高、低層大氣環(huán)流場(chǎng)的變化密不可分。更細(xì)致的分析表明，1000～100 hPa垂直平均的熱成風(fēng)的準(zhǔn)地轉(zhuǎn)渦度平流異常主要由對(duì)流層中高層（500～100 hPa）的環(huán)流異常造成（圖略）。因此，對(duì)流層中高層的環(huán)流異常和江淮流域的垂直運(yùn)動(dòng)有密切的聯(lián)系，從而影響梅雨雨帶的北跳。在北跳前期（北跳日），對(duì)流層中高層的大氣環(huán)流異常使得江淮流域出現(xiàn)異常下沉（上升）運(yùn)動(dòng)，從而不利于（有利于）梅雨在江淮流域的出現(xiàn)。這表明，雨帶的北跳并不完全歸咎于副高的西進(jìn)。事實(shí)上，下文中我們渦度診斷的結(jié)果表明副高的移動(dòng)僅是雨帶北跳這一事件的一個(gè)側(cè)面反映，熱帶與熱帶外、高層與低層所有系統(tǒng)耦合在一起，共同造成了梅雨雨帶的北跳。所以，并不能簡(jiǎn)單用因果關(guān)系來理解副高西移和梅雨之間的關(guān)系。

圖5 1979～2007年梅雨雨帶北跳前10天（上）和后10天（中）平均的500 hPa（a1、b1）垂直速度（單位：Pa s?1）、（a2、b2）非絕熱加熱（單位：K d?1）以及（a3、b3）1000 hPa到300 hPa水汽通量積分（箭頭，單位：kg m?1s?1，陰影區(qū)表示其相應(yīng)的水平散度）的分布及其差值場(chǎng)（下）Fig. 5 (a1, b1) Climatological vertical velocity (units: Pa s?1) and (a2, b2) diabatic heating Q (units: K d?1) at 500 hPa and (a3, b3) moisture fluxes integrated (arrows, units: kg m?1s?1, shaded areas denote the corresponding horizontal divergence of the regressed moisture fluxes) from 1000 to 300 hPa on (a1, a2, a3) 10 days before and (b1, b2, b3) 10 days after the northward jump of Meiyu rainbelt and (c1, c2, c3) their differences (averages of 10 days after minus those of 10 days before) for the period of 1979–2007

圖6 1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的200 hPa流函數(shù)異常及（d）前4天、（e）前2天、（f）0天的850 hPa流函數(shù)異常（單位：106m2s?1）Fig. 6 Climatological stream function anomalies over (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 of the northward jump of Meiyu rainbelt at 200 hPa and (d) day 4 before, (e) day 2 before, (f) day 0 at 850 hPa during 1979–2007 (units: 106m2s?1)

圖7 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的1000～300 hPa水汽輸送通量異常積分（箭頭，單位：kg m?1s?1）。陰影區(qū)表示水汽通量相應(yīng)的水平散度Fig. 7 Climatological moisture flux anomalies integrated (arrows, units: kg m?1s?1) from 1000 to 300 hPa on (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 of northward jump of Meiyu rainbelt during 1979–2007. Shaded areas denote the corresponding horizontal divergence of the moisture fluxes

圖8 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的500 hPa垂直速度異常（單位：Pa s?1）及（d）前4天、（e）前2天、（f）0天的1000～100 hPa垂直平均熱成風(fēng)的準(zhǔn)地轉(zhuǎn)渦度平流異常（單位：10?12hPa?1s?2）Fig. 8 Climatological vertical velocity anomalies (units: Pa s?1) at 500 hPa over (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 and from 1000 to 100 hPa vertically averaged anomalous quasi-geostrophic vorticity advection by the thermal wind (units: 10?12hPa?1s?2) over (d) day 4 before, (e) day 2 before, (f) day 0 of northward jump of Meiyu rainbelt for the period of 1979–2007

5 渦度方程診斷

在前文中，江淮流域的水汽輸送和垂直運(yùn)動(dòng)異常均在北跳前2天至0天由不利于梅雨的發(fā)生突然轉(zhuǎn)變?yōu)橛欣诿酚甑漠a(chǎn)生，這使得梅雨雨帶北跳具有突然性的特點(diǎn)。而水汽輸送和垂直運(yùn)動(dòng)的突然改變均與大氣環(huán)流的變化密切相關(guān)（見圖7和8）。因此，理解梅雨北跳的原因關(guān)鍵在于理解大氣環(huán)流變化的機(jī)制。在本節(jié)中，我們將從渦度動(dòng)力學(xué)的角度詳細(xì)分析雨帶北跳前期大氣環(huán)流變化的物理機(jī)制，從而進(jìn)一步揭示梅雨雨帶北跳的原因。

首先，我們計(jì)算了 1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳前4天至0天200 hPa及850 hPa局地渦度傾向異常?/?t異常隨時(shí)間的演變（圖9）?？傮w而言，在200 hPa上，北跳前2天的局地渦度傾向異常場(chǎng)在中國(guó)東部是負(fù)渦度增強(qiáng)，而在其東側(cè)海域及日本地區(qū)為正渦度增強(qiáng)。這與北跳日200 hPa環(huán)流異常的空間分布具有很好的一致性。在 850 hPa上，北跳日前2天中國(guó)東部一帶有很強(qiáng)的異常負(fù)渦度傾向，西太平洋副熱帶高壓會(huì)明顯西伸加強(qiáng)。高低層局地渦度傾向異常場(chǎng)都表明，北跳前2天的局地渦度傾向是北跳日環(huán)流異常形成的關(guān)鍵。因此，下面我們將利用渦度方程詳細(xì)診斷分析北跳前2天局地渦度傾向的主要物理過程，從而理解梅雨雨帶發(fā)生北跳的主要物理機(jī)制及其北跳突然性的原因。

我們計(jì)算了1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳前2天200 hPa和850 hPa渦度方程右端各項(xiàng)異常。為了更好地比較渦度方程右端各項(xiàng)異常對(duì)渦度局地傾向異常的相對(duì)貢獻(xiàn)大小，圖 10給出了 200 hPa和850 hPa渦度方程右端各項(xiàng)異常在雨帶北跳前2天渦度局地變化異常項(xiàng)上的投影結(jié)果（投影范圍：30°～50°N，110°～135°E）。從圖中可以看出，在200 hPa，渦度方程中ZA、MA、Beta、DH_P、Theta_P及residual項(xiàng)是大值項(xiàng)，其他項(xiàng)的貢獻(xiàn)可以忽略。但是其中，ZA項(xiàng)的投影值遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于其他各項(xiàng)，對(duì)投影區(qū)域渦度局地變化的貢獻(xiàn)最大。在 850 hPa, 情況變得較為復(fù)雜，渦度方程中，ZA、Beta、DH_P、Theta_P以及residual項(xiàng)均對(duì)投影區(qū)域的局地渦度傾向異常有顯著的貢獻(xiàn)且彼此投影數(shù)值相當(dāng)，但ZA和Beta，DH_P和Theta_P之間彼此互相抵消。值得指出的是，在200 hPa，residual項(xiàng)是抑制投影區(qū)域的局地渦度傾向異常，這與我們通常概念中的摩擦耗散作用相一致。但在 850 hPa，residual項(xiàng)的投影結(jié)果表明摩擦耗散對(duì)于梅雨北跳前2天中國(guó)東部一帶的異常負(fù)渦度傾向存在一定正的貢獻(xiàn)。這似乎令人難以理解。但考慮到雨帶北跳前2天，在850 hPa中國(guó)東部地區(qū)為氣旋式環(huán)流異常（見圖 6e），因此摩擦耗散的作用使得氣旋式環(huán)流異常減弱，這正使得residual項(xiàng)對(duì)中國(guó)東部一帶異常負(fù)渦度傾向的貢獻(xiàn)為正。

考慮到投影方法有強(qiáng)烈依賴于投影區(qū)域的選擇這樣的局限性，圖11給出了200 hPa渦度方程投影大值項(xiàng)的空間分布。結(jié)果表明，在梅雨雨帶北跳前2天渦度方程中200 hPa投影大值項(xiàng)的空間分布上，ZA項(xiàng)與局地渦度傾向的整體空間分布確實(shí)最為一致。其他幾項(xiàng)的渦度傾向異常均在不同程度上抵消ZA項(xiàng)引起的渦度傾向異常。這表明，對(duì)流層高層的局地渦度傾向異常主要是緯向渦度平流（ZA）造成的，與投影的結(jié)果相一致。ZA項(xiàng)的異?？煞纸鉃?/p>

變量上面的橫線表示變量的氣候態(tài)，( )＇表示變量的異常。我們計(jì)算了ZA項(xiàng)異常分解后的這三項(xiàng)結(jié)果，發(fā)現(xiàn)ZA項(xiàng)的空間分布主要是方程右端第二項(xiàng)決定（圖略）。這表明，對(duì)流層高層有利于梅雨雨帶北跳環(huán)流異常的變化既依賴于環(huán)流異常本身，也依賴于東亞地區(qū)背景場(chǎng)緯向風(fēng)的空間分布。眾所周知，在北半球夏季，東亞地區(qū)背景場(chǎng)緯向風(fēng)的空間分布具有明顯的季節(jié)變化特征。因此，這一結(jié)果在一定程度上有助于我們理解“為什么平均而言梅雨雨帶的北跳總是發(fā)生在六月中旬左右”。

圖12給出了850 hPa投影大值項(xiàng)的空間分布。由圖可見，盡管存在一定的位置偏移，DH_P項(xiàng)仍是造成中國(guó)東部為負(fù)渦度傾向的最主要貢獻(xiàn)因子。但同時(shí)，此負(fù)渦度傾向異常受到Beta項(xiàng)和Theta_P項(xiàng)的共同抵消。這些結(jié)果均與投影結(jié)果相吻合。因此，中國(guó)東部的負(fù)渦度傾向異常，即副高的西移主要是非絕熱加熱（DH_P）起到了主要的作用。

我們注意到

利用熱成風(fēng)關(guān)系和連續(xù)方程

DH_P項(xiàng)和Theta_P項(xiàng)之和等于普通渦度方程中的輻合輻散項(xiàng)。異常下沉運(yùn)動(dòng)由連續(xù)方程，將引起低層輻散，從而引起反氣旋渦度傾向，因此，從輻合輻散的角度，我們也可以認(rèn)為中國(guó)東部對(duì)流層低層的負(fù)渦度傾向異常是由于該地區(qū)異常的下沉運(yùn)動(dòng)（見圖8b）造成的輻散所引起。從位渦的角度出發(fā)，中國(guó)東部對(duì)流層低層的負(fù)渦度傾向異常是由于DH_P項(xiàng)（相當(dāng)于位渦匯）引起的位渦減少而導(dǎo)致的。下沉引起的輻散造成的反氣旋渦度傾向與位渦一樣，其實(shí)也是三維的概念，只是角度不同，但同時(shí)，由于非絕熱加熱改變了靜力穩(wěn)定度，Theta_P項(xiàng)在一定程度上抵消了DH_P項(xiàng)引起的渦度傾向。

圖9 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的200 hPa及（d）前4天、（e）前2天、（f）0天的850 hPa渦度方程中局地渦度傾向異常（單位：10?11s?2）Fig. 9 Climatological local vorticity tendency anomalies (units:×10?11s?2) in the vorticity equation on (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 at 200 hPa and (d) day 4 before, (e) day 2 before, (f) day 0 at 850 hPa of the northward jump of Meiyu rainbelt for the period of 1979–2007

圖10 梅雨雨帶北跳前2天（a）200 hPa和（b）850 hPa渦度方程各項(xiàng)異常在北跳前2天渦度傾向異常上的投影指數(shù)。投影范圍：（30°～50°N，110°～135°E），紅（藍(lán)）柱形表示正（負(fù)）投影指數(shù)Fig. 10 The projection index of the anomaly of each individual term in the vorticity equation on the vorticity tendency anomalies on day 2 before the northward jump of Meiyu rainbelt at (a) 200 hPa and (b) 850 hPa. Projection area: (30°–50°N, 110°–135°E), red (blue) bars represent positive (negative) projection indexes. Tendency denotes vorticity tendency. ZA, MA, and VA denote vorticity tendency due to the zonal, meridional,and vertical advections of vorticity, respectively. DH_P, DH_X, and DH_Y denote vorticity tendency related to diabatic heating, respectively. Theta_P, Theta_X, and Theta_Y denote vorticity tendency associated with changes of the atmospheric stability and slants of the isentropic levels, respectively. The residual term denotes errors and physical processes that this equation does not include such as friction and viscous dissipations

為了進(jìn)一步說明熱帶外環(huán)流異常和雨帶北跳之間的聯(lián)系，我們給出了在梅雨雨帶北跳前2天的500 hPa非絕熱加熱異常的空間分布（圖13）。雨帶北跳前兩天中國(guó)江淮流域高空為非絕熱冷卻，這與北跳前期異常的下沉運(yùn)動(dòng)空間分布高度一致（見圖8）。而omega方程的診斷結(jié)果已經(jīng)表明，北跳前期中國(guó)江淮流域的異常下沉運(yùn)動(dòng)和對(duì)流層中高層環(huán)流異常密切相關(guān)。由于雨帶北移之前，中國(guó)江淮流域基本沒有降水，因此，雨帶北跳前2天中國(guó)東部的非絕熱加熱異常是可能是由伴隨熱帶外環(huán)流異常的異常下沉運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致的晴空而引起的，從而加強(qiáng)了輻射冷卻。顯然在北跳前2天，江淮流域異常的下沉運(yùn)動(dòng)不利于雨帶向北推進(jìn)。

圖11 梅雨雨帶北跳前2天渦度方程中200 hPa投影大值項(xiàng)異常（單位：10?11s?2）的空間分布：（a）渦度傾向；（b）ZA項(xiàng)；（c）MA項(xiàng)；（d）Beta項(xiàng)；（e）DH_P項(xiàng)；（f）Theta_P項(xiàng)Fig. 11 Spatial distribution of climatological anomalies (units: 10?11s?2) in the vorticity equation at 200 hPa on day 2 before the northward jump of Meiyu rainbelt: (a) Vorticity tendency, (b) ZA, (c) MA, (d) Beta, (e) DH_P, and (f) Theta_P

圖12 同圖11，但為850 hPa的投影大值項(xiàng)異?？臻g分布Fig. 12 As in Fig. 11, but for 850 hPa

但在另一個(gè)角度，由于異常下沉運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致的異常非絕熱冷卻通過DH_P項(xiàng)，在中國(guó)東部的對(duì)流層低層引起負(fù)渦度傾向，卻有使得副高西伸的傾向，有利于梅雨雨帶的向北推進(jìn)。圖14給出了1979～2007年梅雨雨帶北跳前4天至0天的500 hPa位勢(shì)高度場(chǎng)隨時(shí)間的演變，能明顯看到在北跳前2天副高西伸脊點(diǎn)等位置的改變最為劇烈，副高西伸最為明顯。因此，對(duì)流層高層的環(huán)流異常（通過垂直運(yùn)動(dòng)）既有不利于梅雨雨帶北跳的一面，也有（通過非絕熱加熱）有利于梅雨雨帶北跳的一面。當(dāng)高層環(huán)流結(jié)構(gòu)發(fā)生變化，江淮流域的異常下沉運(yùn)動(dòng)轉(zhuǎn)變?yōu)楫惓Ｉ仙\(yùn)動(dòng)時(shí)，高低層相互配合，梅雨雨帶突然北跳，同時(shí)伴隨著副高的向西移動(dòng)。

6 結(jié)論及討論

本文利用1979～2007年日本APHRODITE提供的高分辨率網(wǎng)格逐日降水?dāng)?shù)據(jù)，以及 NCEP/ NCAR Reanalysis-1和NCEP-DOE Reanalysis-2逐日再分析環(huán)流資料，采用客觀定量的方法確定出每年梅雨雨帶北跳的日期，根據(jù)該北跳日期對(duì)中國(guó)梅雨雨帶的北跳過程及其對(duì)應(yīng)的大氣環(huán)流異常進(jìn)行了研究，總結(jié)了梅雨雨帶北跳與各個(gè)區(qū)域大氣環(huán)流變化的聯(lián)系。另外，利用一個(gè)顯式包含非絕熱加熱貢獻(xiàn)的渦度方程對(duì)大氣環(huán)流變化的物理機(jī)制進(jìn)行了詳細(xì)地診斷分析，理解與梅雨雨帶突然北跳相關(guān)的大氣環(huán)流變化的物理機(jī)制，進(jìn)而得出造成梅雨雨帶北跳的原因。分析結(jié)果表明：

（1）中國(guó)東部地區(qū)的降水是隨著季節(jié)變化逐漸向北推進(jìn)的，本文所確定的梅雨雨帶北跳過程與前人的工作大體一致，這表明本研究所提出的定義梅雨雨帶北跳日期的方法是比較合理的，但多年平均的北跳日期和前人的結(jié)果還有一定差別，具體原因還值得進(jìn)一步地探討。

（2）梅雨雨帶北跳與大范圍大氣環(huán)流變化密切相關(guān)。北跳前期對(duì)流層高層環(huán)流異常為大尺度波列結(jié)構(gòu)，東亞東部的橫槽橫脊結(jié)構(gòu)逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)樾辈坌奔梗蛯游魈窖蟾睙釒Ц邏好黠@加強(qiáng)西伸，對(duì)流層低層和對(duì)流層高層的異常環(huán)流由準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu)轉(zhuǎn)變?yōu)樾眽航Y(jié)構(gòu)，這些都有利于梅雨的出現(xiàn)。

（3）水汽輸送的變化和對(duì)流層中層的垂直運(yùn)動(dòng)是影響大尺度雨帶位置分布的重要原因。對(duì)流層中高層的環(huán)流異常使得江淮流域出現(xiàn)異常下沉（上升）運(yùn)動(dòng)，從而不利于（有利于）江淮梅雨的發(fā)生。熱帶與熱帶外、高層與低層所有系統(tǒng)耦合在一起，共同造成了梅雨雨帶的北跳。

（4）梅雨雨帶北跳具有突然性的特點(diǎn)，本研究用渦度方程詳細(xì)診斷分析了與梅雨雨帶北跳過程相關(guān)的大氣環(huán)流變化的物理機(jī)制，從而揭示梅雨雨帶突然北跳的可能原因。其結(jié)果如下：梅雨雨帶北跳前2天的局地渦度傾向是北跳日環(huán)流異常形成的關(guān)鍵。對(duì)流層高層（低層）的局地渦度傾向異常主要是緯向渦度平流ZA項(xiàng)（非絕熱加熱DH_P項(xiàng)）造成的。當(dāng)高層環(huán)流結(jié)構(gòu)發(fā)生變化，江淮流域的異常下沉運(yùn)動(dòng)轉(zhuǎn)變?yōu)楫惓Ｉ仙\(yùn)動(dòng)時(shí)，高低層相互配合，從而造成了梅雨雨帶的突然北跳。

需要指出的是，本文主要目的是進(jìn)一步研究揭示梅雨雨帶建立的物理過程及其機(jī)理，為此我們定義和確定了每年梅雨爆發(fā)的時(shí)間，雖然其時(shí)間與已有研究結(jié)果大體一致（也有差異），本文定義的梅雨爆發(fā)時(shí)間用在研究上沒有問題，但要在業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)中使用會(huì)有些困難，因?yàn)樗枰霰l(fā)前后的比較。另外，大氣環(huán)流場(chǎng)前期的波列結(jié)構(gòu)，可能是雨帶北跳的前期信號(hào)，還需要我們后面進(jìn)一步地研究。我們還可以通過對(duì)比分析雨帶北跳偏早與偏晚年份的異同點(diǎn)，更加深入地討論梅雨雨帶北跳的原因，這在以后的工作中再進(jìn)行更加詳細(xì)地闡述。

圖13 梅雨雨帶北跳前2天的500 hPa非絕熱加熱Q異常（單位：K d?1）的空間分布。等值線間隔：0.5 K d?1Fig. 13 Spatial distribution of climatological Q anomalies (units: K d?1) at 500 hPa on day 2 before the northward jump of Meiyu rainbelt. The contour interval is 0.5 K d?1

圖14 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的500 hPa位勢(shì)高度場(chǎng)（單位：gpm）。等值線間隔：40 gpmFig. 14 Climatological geopotential height (units: gpm) (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 before the northward jump of Meiyu rainbelt at 500 hPa during 1979–2007. The contour interval is 40 gpm

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資助項(xiàng)目 國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41275086、41490642，國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃（973計(jì)劃）項(xiàng)目2015CB453202

Funded by National Natural Science Foundation of China (Grants 41275086 and 41490642), the National Basic Research Program of China (Grant 2015CB453202)

文章編號(hào)1006-9895(2016)04-0703-16 中圖分類號(hào) P466

文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼A

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1601.15258

收稿日期2015-08-29；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2016-01-20

作者簡(jiǎn)介陳艷麗，女，1987年出生，碩士，研究方向?yàn)闁|亞夏季風(fēng)和天氣氣候動(dòng)力學(xué)。E-mail: chen_yanli@foxmail.com

通訊作者宋潔，E-mail: song_jie@mail.iap.ac.cn

A Study on Northward Jump of the Meiyu Rainbelt

CHEN Yanli1, SONG Jie2, and LI Chongyin1, 2
1 Institute of Meteorology and Oceanography, PLA University of Science and Technology, Nanjing 211101
2 State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029

AbstractThis study has exploited daily reanalysis data and high-resolution precipitation data for the period of 1979 to 2007 to investigate the northward jump of the Meiyu rainbelt and its possible physical mechanisms. The northward jump dates of the Meiyu rainbelt are determined. Results show that the northward jump dates of the Meiyu rainbelt vary greatly from year to year. Composite results of the Meiyu northward jump process revealed in this study are consistent with results of previous studies. Water vapor transport and vertical motions in the middle troposphere play a crucial role in determining the spatial distribution of Meiyu rainbelt. Diagnostic results of the Omega equation indicate that anomalous circulations in the upper troposphere induce descending motion anomalies over the Yangtze?Huaihe River basin, which inhibit the northward jump of the Meiyu rainbelt. Meanwhile, diagnostic results of a vorticity equation suggest that the anomalous diabatic cooling associated with the anomalous descending motions over the Yangtze?Huaihe River basin produces anomalous anticyclonic vorticity tendency over East China in the lower troposphere, which is favorable for the westward shift of the subtropical high and the northward jump of the Meiyu rainbelt. The above results show clearly thatthe sudden northward jump of the Meiyu rainbelt is attributed to anomalous ascending motions over the Yangtze?Huaihe River basin, which are associated with circulation anomalies in the upper troposphere (primarily driven by zonal vorticity advection).

KeywordsMeiyu rainbelt, Northward jump, Variations of atmospheric circulation, Vorticity diagnosis