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(dòng)的聯(lián)系

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(dòng)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(xué)江蘇省氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警協(xié)同創(chuàng)新中心，南京210044;2中國氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100081;3南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害省部共建教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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(qiáng)度有關(guān)，在多種時(shí)間尺度上，其與降水的持續(xù)性亦存在較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系?；?979～2013年6～7月中國東部249站點(diǎn)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(jié)果表明：近35年長江中下游地區(qū)降水時(shí)段平均持續(xù)時(shí)間變短而無雨時(shí)段變長，體現(xiàn)出了降水持續(xù)性的減弱趨勢。進(jìn)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(guān)。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(gè)時(shí)間尺度上，在對(duì)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(duì)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(duì)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(cè)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(dòng)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(gè)正—負(fù)—正—負(fù)的Rossby波列，波能東傳，對(duì)長江中下游地區(qū)產(chǎn)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(duì)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(dòng)的局地性特征更為明顯。在低層，波擾能量經(jīng)由南海向長江中下游地區(qū)傳播更明顯，而在對(duì)流層高層源于貝加爾湖西側(cè)的波擾能量傳播相對(duì)較強(qiáng)。這些結(jié)果有助于深刻認(rèn)識(shí)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(zāi)害的形成機(jī)理。

長江中下游地區(qū) 降水持續(xù)性 Rossby波活動(dòng)

1 引言

近幾十年來，一些國家和地區(qū)有雨或無雨時(shí)段的持續(xù)時(shí)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(dǎo)致連續(xù)有雨和無雨時(shí)段平均持續(xù)時(shí)間均變長，從而使得干旱和洪澇災(zāi)害的發(fā)生概率同時(shí)增加。在中國范圍內(nèi)，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(shí)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(duì)應(yīng)。

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(qiáng)度強(qiáng)、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(dǎo)致長江中下游地區(qū)旱澇災(zāi)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(qiáng)度偏強(qiáng)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(nèi)時(shí)間尺度上，長江中下游地區(qū)還常發(fā)生旱澇急轉(zhuǎn)現(xiàn)象（吳志偉等，2006），其形成與持續(xù)無雨時(shí)段和持續(xù)強(qiáng)降水時(shí)段的迅速更替有關(guān)（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(zāi)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(dòng)存在聯(lián)系。研究表明，當(dāng)長江中下游地區(qū)降水異常持續(xù)時(shí)，中高緯度地區(qū)多有利于引導(dǎo)冷空氣南下的阻塞形勢存在（陸爾等，1994；林學(xué)椿和張素琴，2000；平凡等，2014）、與大氣低頻活動(dòng)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(dòng)能量供應(yīng)（Hoskins et al.，1983；吳國雄等，1994），而低緯度地區(qū)大氣低頻活動(dòng)的信號(hào)傳播又與CISK-Rossby波的激發(fā)及驅(qū)動(dòng)作用密切相關(guān)（李崇銀，1990；劉式適和王繼勇，1992；陳建洲和趙強(qiáng)，2014）。相比之下，除了受到臺(tái)風(fēng)影響，中緯度大氣中的Rossby波活動(dòng)對(duì)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(fēng)急流對(duì)Rossby波傳播起到波導(dǎo)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(shí)，對(duì)流層上層斜壓不穩(wěn)定波包活動(dòng)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(qiáng)度、頻次、極端強(qiáng)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(guān)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(jì)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(duì)降水持續(xù)特征變化的分析工作還較少。目前學(xué)者們對(duì)旱澇災(zāi)害的個(gè)例分析的工作也多基于降水量值和頻次異常進(jìn)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(nèi)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(duì)于我國東部多尺度上旱澇異常的形成機(jī)理的認(rèn)識(shí)。

2 資料與方法

2.1 資料

本文研究時(shí)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(gè)站點(diǎn)的逐日降水資料，其在研究時(shí)段內(nèi)均無缺測，范圍包括了110°E以東除去黑龍江、吉林、內(nèi)蒙古和臺(tái)灣四個(gè)省份以外的全部省份（圖1）。該資料取自中國大陸743站點(diǎn)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(jīng)向風(fēng)、緯向風(fēng)、位勢高度、比濕等，水平分辨率為1°×1°。

2.2 持續(xù)降水時(shí)段、無雨時(shí)段的定義

關(guān)于有雨和無雨日的區(qū)分標(biāo)準(zhǔn)目前存在兩種做法：有的學(xué)者以0.1 mm的逐日降水量作為區(qū)分雨日和無雨日的標(biāo)準(zhǔn)（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(biāo)準(zhǔn)（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(dāng)逐日降水量大于等于1.0 mm時(shí)，定義該日為雨日；小于1.0 mm或無降水時(shí)為無雨日。對(duì)于各個(gè)站點(diǎn)，自第一個(gè)雨日起至最后一個(gè)雨日連續(xù)日為雨日，則為一次持續(xù)日的降水時(shí)段，同理亦可得到各個(gè)持續(xù)無雨時(shí)段。

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

要說明的是，在中國氣象局的“降水強(qiáng)度等級(jí)劃分標(biāo)準(zhǔn)”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(dǎo)出的三維波作用通量診斷Rossby波擾動(dòng)能量傳播特征。對(duì)于非靜止Rossby波，其水平分量在對(duì)數(shù)氣壓坐標(biāo)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?cè)諗?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(duì)較多，均在20日以上，其中兩廣地區(qū)最多，絕大多數(shù)站點(diǎn)超過25日。而我國東部的其他區(qū)域相對(duì)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(dòng)對(duì)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(duì)每個(gè)站點(diǎn)的每個(gè)降水日做了檢查。當(dāng)降水日當(dāng)日西北太平洋上存在TC，且站點(diǎn)與TC中心距離小于500 km時(shí)，則認(rèn)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(diǎn)標(biāo)記），東南沿海地區(qū)TC雨日的比例相對(duì)較大，達(dá)到10%，尤其在廣東南部和海南島地區(qū)，部分站點(diǎn)的TC雨日比例超過15%。相比之下，TC活動(dòng)對(duì)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(shí)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(shí)段持續(xù)時(shí)間的變化趨勢上（圖1b，點(diǎn)標(biāo)記），華南地區(qū)站點(diǎn)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(diǎn)為變短趨勢。在河南中南部、安徽北部地區(qū)降水持續(xù)時(shí)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(diǎn)以變短趨勢居多，僅有小部分站點(diǎn)呈變長趨勢，但增長和減短趨勢的站點(diǎn)并未在地域上有明顯的區(qū)分。

無雨時(shí)段的持續(xù)時(shí)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(shí)段平均持續(xù)時(shí)間上（圖1c，陰影），兩廣及遼寧東部地區(qū)持續(xù)時(shí)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(shí)段平均持續(xù)時(shí)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(shí)間最長，達(dá)5日以上。在這一區(qū)域，降水的持續(xù)時(shí)間短而間隔時(shí)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(shí)間長且間隔短，體現(xiàn)出利于產(chǎn)生洪澇的降水持續(xù)特征。趨勢變化上，無雨時(shí)段的持續(xù)時(shí)間在華南地區(qū)變短、在長江中下游地區(qū)變長，兩個(gè)區(qū)域內(nèi)站點(diǎn)的變化趨勢的區(qū)域一致性亦較好（圖1c，點(diǎn)標(biāo)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(diǎn)標(biāo)記），（b）降水時(shí)段平均持續(xù)天數(shù)（陰影，單位：d）及其線性趨勢（點(diǎn)標(biāo)記）。圖（c）同（b）但為無雨時(shí)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(shí)段和無雨時(shí)段持續(xù)時(shí)間變化趨勢相同的站點(diǎn)，而（e）給出了二者趨勢相反的站點(diǎn)（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(yàn)）。圖（f）給出了東部地區(qū)各個(gè)站點(diǎn)90%分位上降水時(shí)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(diǎn)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(shí)段與降水時(shí)段持續(xù)時(shí)間變化趨勢相同的站點(diǎn)（圖1d）和相反的站點(diǎn)（圖1e）作為區(qū)分?？梢钥闯?，長江中下游地區(qū)站點(diǎn)較為一致的降水持續(xù)時(shí)間變短、降水間隔時(shí)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(dǎo)致降水持續(xù)性減弱，結(jié)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(huì)出現(xiàn)較多短持續(xù)高強(qiáng)度的洪澇事件和長持續(xù)時(shí)間的偏旱時(shí)段。相反地，在華南地區(qū)則呈現(xiàn)區(qū)域性的降水時(shí)段持續(xù)時(shí)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(dǎo)致降水持續(xù)性加強(qiáng)，利于產(chǎn)生更多的連陰雨天氣及洪澇災(zāi)害。注意到，在河南中南部和安徽北部地區(qū)，降水時(shí)段和無雨時(shí)段持續(xù)時(shí)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(duì)該區(qū)域降水持續(xù)特征均產(chǎn)生了影響。降水時(shí)段和無雨時(shí)段持續(xù)時(shí)間同時(shí)增長會(huì)導(dǎo)致旱澇共增，但總雨日若繼續(xù)減少將導(dǎo)致這一區(qū)域最終會(huì)趨于干旱。

針對(duì)東部的各個(gè)站點(diǎn)，對(duì)1979～2013年共35年中6～7月去除TC雨日后的所有降水時(shí)段按其降水連續(xù)天數(shù)進(jìn)行升序排列，得到每個(gè)站點(diǎn)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(diǎn)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(diǎn)達(dá)到5日，鄰近的福建和廣西地區(qū)多在4～5日，亦相對(duì)較長。這種分布符合我國東部地區(qū)降水持續(xù)時(shí)間由南向北逐漸遞減的特征，即在長江以北，降水持續(xù)時(shí)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(shí)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(diǎn)降水持續(xù)特征的趨勢變化存在較好的區(qū)域一致性?；诖?，我們選取了（29°N～32°N）范圍內(nèi)的共42個(gè)站點(diǎn)（圖1f），以這42個(gè)站點(diǎn)的算術(shù)平均值作為長江中下游地區(qū)的區(qū)域平均結(jié)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(shí)間較長，兩個(gè)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(shí)間超過2.6日，為35年中降水平均持續(xù)時(shí)間最長的兩年。自2000年代初，降水平均持續(xù)時(shí)間由長變短，年際變率亦變小。這一段時(shí)期（2000～2013）內(nèi)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(shí)間呈現(xiàn)出顯著（顯著性水平：=0.1）的變短趨勢。

一段時(shí)期內(nèi)，持續(xù)性降水事件的總降水天數(shù)多，可說明該時(shí)期內(nèi)降水的持續(xù)性較強(qiáng)，反之亦然。長江中下游地區(qū)的42個(gè)站點(diǎn)90%分位上降水持續(xù)天數(shù)閾值的算術(shù)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(diǎn)的持續(xù)性降水事件閾值。對(duì)于區(qū)域內(nèi)的每個(gè)站點(diǎn)，當(dāng)一次降水時(shí)段的持續(xù)天數(shù)大于等于4日時(shí)，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(shí)間的變化（圖2a）同步（相關(guān)達(dá)0.89），說明持續(xù)性降水事件的發(fā)生對(duì)降水平均持續(xù)時(shí)間變化的貢獻(xiàn)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(shí)段（1979～1999年）平均為7.32日，高于35年均值（6.35日），同時(shí)也高于后一時(shí)段（2000～2013年）的均值（4.89日）。相應(yīng)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(diǎn)實(shí)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(diǎn)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(jìn)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(hào)和年代際信號(hào)進(jìn)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(duì)較大，年際分量標(biāo)準(zhǔn)化后絕對(duì)值大于1的年份大多出現(xiàn)在此時(shí)段內(nèi)（表1），而在2000年之后，進(jìn)入低值年代，年際變率亦變小，年際分量標(biāo)準(zhǔn)化后絕對(duì)值大于1的年份則相對(duì)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(jié)論一致。

表1 依據(jù)圖3a確定的年際時(shí)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(biāo)準(zhǔn)化值不小于1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差）

6～7月長江中下游地區(qū)持續(xù)性降水事件累計(jì)降水量值的逐年變化（圖3b）與總天數(shù)的變化（圖2b）對(duì)應(yīng)亦較好。持續(xù)性降水事件總天數(shù)多的年份累計(jì)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(jì)雨量及其占6～7月總雨量的比例均分別達(dá)到300 mm和45%以上，遠(yuǎn)高于1979～2013年的平均值（152 mm和31%）。尤其是在1991年，累計(jì)雨量為401 mm，占總雨量的比例達(dá)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(diǎn)虛線）及年際變化分量（實(shí)心點(diǎn)實(shí)線）的標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)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(jì)降水量（實(shí)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(shí)間序列間的相關(guān)系數(shù)更能夠直觀地揭示出上述關(guān)系。表2給出了持續(xù)性降水事件總降水天數(shù)、累計(jì)雨量、降水平均強(qiáng)度之間及其與6～7月總降水量之間的相關(guān)系數(shù)。可以看出，6～7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(jì)雨量的相關(guān)系數(shù)分別為0.89和0.90，明顯高于與降水強(qiáng)度的相關(guān)值（0.63），反映出長江中下游地區(qū)洪澇災(zāi)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(jì)雨量偏高，而偏高的累計(jì)雨量將易于導(dǎo)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(jì)雨量、降水平均強(qiáng)度之間及其與6～7月總雨量之間的相關(guān)系數(shù)

注：這里的6～7月總雨量指不包括TC雨日雨量在內(nèi)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(jì)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(jì)降水量值均達(dá)到300 mm以上。結(jié)合圖2和圖3可知，在1990年代降水平均持續(xù)時(shí)間長且強(qiáng)度大，導(dǎo)致在這一時(shí)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(yán)重的洪澇災(zāi)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(jì)降水量均存在顯著的年際和年代際變化，且這些指標(biāo)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(biāo)，使用9年高斯濾波方法對(duì)其進(jìn)行了年際信號(hào)和年代際信號(hào)的分離。為進(jìn)一步降低不同時(shí)間尺度上信號(hào)間的相互干擾，我們對(duì)用于分析環(huán)流型和波動(dòng)傳播特征的各個(gè)分析量亦做了年際信號(hào)和年代際信號(hào)的分離。在這些工作的基礎(chǔ)上，對(duì)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(dòng)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(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列（圖3a），選取連續(xù)為正值的1982～2000年這一時(shí)段作為偏多年代，連續(xù)為負(fù)值的2001～2013年這一時(shí)段作為偏少年代進(jìn)行合成分析。圖4a–c分別給出了對(duì)流層低（850 hPa）、中（500 hPa）、高（200 hPa）三層上旋轉(zhuǎn)風(fēng)場和輻散風(fēng)場的偏多年代與偏少年代合成差值結(jié)果。在對(duì)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(duì)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(duì)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(duì)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(chǎn)生上升運(yùn)動(dòng)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(shí)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(dāng)正壓結(jié)構(gòu)。

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(biāo)準(zhǔn)化時(shí)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(fēng)場顯示，在對(duì)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(zhuǎn)風(fēng)場上，在對(duì)流層低層（圖5a），長江中下游地區(qū)南側(cè)存在顯著的反氣旋性環(huán)流，其中心位于南海上空，東北側(cè)存在氣旋性環(huán)流，中心在朝鮮半島上空，這兩個(gè)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(gè)異常環(huán)流的中心均向北移動(dòng)（圖5b、c）。到了對(duì)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(shí)間尺度

在年際時(shí)間尺度上，長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性強(qiáng)時(shí)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(duì)流層中高層，兩者均存在顯著的反氣旋性環(huán)流異常控制中國東南地區(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(duì)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(cè)至烏拉爾山區(qū)域，存在一個(gè)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(cè)各存在一個(gè)顯著的反氣旋性環(huán)流中心，指示阻塞高壓對(duì)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(duì)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(shí)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(dāng)長江中下游地區(qū)冬春持續(xù)干旱少雨時(shí)，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(zhǔn)定常Rossby波活動(dòng)

包括長江中下游流域在內(nèi)的東亞地區(qū)夏季降水異常與Rossby波活動(dòng)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(duì)流層低（700 hPa，圖6a）、中（500 hPa，圖6b）、高（200 hPa，圖6c）層位勢高度擾動(dòng)上，中緯度自大西洋至蒙古地區(qū)的正—負(fù)—正—負(fù)的Rossby波列結(jié)構(gòu)清晰。波列結(jié)構(gòu)中的后兩個(gè)中心對(duì)應(yīng)圖4a–c中的烏拉爾山東側(cè)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(gè)異常環(huán)流系統(tǒng)對(duì)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(guān)。總體上，在對(duì)流層上層波擾能量主要來源于中高緯度，而在對(duì)流層低層則存在一些較弱的自低緯度北傳的擾動(dòng)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(dòng)的局地性特征明顯。在低層（圖7a），波擾能量經(jīng)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(cè)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(duì)年際時(shí)間尺度上的擾動(dòng)

綜上可知，與年代際變化相比，在年際時(shí)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(duì)流層低層自低緯地區(qū)向北傳播更為明顯，但相對(duì)而言，中高緯度影響在年代際尺度上則更清楚些。這些結(jié)論提示我們?cè)诳紤]長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性的長期變化時(shí)，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(shí)間尺度上的變化時(shí)，則要關(guān)注海洋性大陸地區(qū)東北側(cè)部分的擾動(dòng)。

6 結(jié)論與討論

基于以上分析，全文結(jié)果可總結(jié)如下：

近35年來，在中國東部、華南和長江中下游地區(qū)兩個(gè)區(qū)域內(nèi)的站點(diǎn)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(shí)段持續(xù)時(shí)間變長，無雨時(shí)段持續(xù)時(shí)間變短，而長江中下游地區(qū)降水時(shí)段持續(xù)時(shí)間變短，無雨時(shí)段變長，體現(xiàn)出降水持續(xù)特征變?nèi)醯内厔荨＿@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(zhuǎn)少的年代際變化有關(guān)。

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(duì)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(cè)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(cè)各存在一個(gè)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(duì)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(gè)正—負(fù)—正—負(fù)的波列結(jié)構(gòu)，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(dòng)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(dòng)的局地性特征更為明顯，在對(duì)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(cè)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(dòng)角度，對(duì)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(jīng)向的“正—負(fù)—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(dāng)長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性偏強(qiáng)時(shí)，在貝加爾湖東、西側(cè)各存在一個(gè)反氣旋性環(huán)流異常；在經(jīng)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(dòng)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(duì)流層低層的低緯向中緯度地區(qū)的經(jīng)向波能傳播反映了海洋性大陸區(qū)域擾動(dòng)對(duì)長江中下游地區(qū)的影響。本文的這些從持續(xù)降水總?cè)諗?shù)變化及其相關(guān)環(huán)流變化角度進(jìn)行分析所得的結(jié)果支持了前人所獲得的相近的結(jié)論。在年代際尺度上，當(dāng)長江中下游地區(qū)降水持續(xù)性偏強(qiáng)時(shí)，在中高緯度，在烏拉爾山的東、西側(cè)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(fēng)帶中的Rossby波活動(dòng)聯(lián)系緊密。在低緯的赤道印度洋地區(qū)，對(duì)流層中低層上存在的氣旋性環(huán)流異常對(duì)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(qiáng)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(qiáng)，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(duì)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(shí)間尺度上對(duì)長江中下游地區(qū)降水異常的產(chǎn)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(shí)間尺度上降水持續(xù)性的關(guān)系及其機(jī)理如何則仍有待未來進(jìn)一步研究。

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

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李明剛，管兆勇，梅士龍. 2016. 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(dòng)的聯(lián)系[J]. 大氣科學(xué), 40 (6): 1199-1214. Li Minggang, Guan Zhaoyong, Mei Shilong. 2016. 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 [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (6): 1199- 1214, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1511.15257.

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(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2015-11-19

李明剛，男，1986年出生，博士，研究方向?yàn)闅夂騽?dòng)力學(xué)。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(xiàng) GYHY201406024，國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41330425，江蘇省研究生科研創(chuàng)新計(jì)劃項(xiàng)目 CXZZ12_0485，災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)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)