近60年三江平原夏季強降水日數(shù)氣候變化特征及其影響因子研究

鄒立堯，國世友，趙秀蘭

（1.中國氣象局氣象干部培訓學院，北京 100081；2.黑龍江省氣象臺，哈爾濱 150030；3.國家氣象中心，北京 100081）

三江平原位于黑龍江省東北部，是我國重要商品糧生產(chǎn)基地，降水時空匹配對三江平原糧食生產(chǎn)有關(guān)鍵制約作用[1-3]，近些年旱澇災(zāi)害影響較大[4-5]，尤其是強降水引發(fā)的水澇災(zāi)害是影響當?shù)丶Z食穩(wěn)產(chǎn)高產(chǎn)主要因素之一[6]，分析三江平原強降水氣候變化特征可為氣候變化背景下農(nóng)業(yè)防災(zāi)減災(zāi)、保障糧食安全提供重要科學依據(jù)。目前關(guān)于三江平原降水氣候變化研究分為兩類，一類是對生態(tài)環(huán)境影響方面[7-9]，另一類是關(guān)于降水時空變化特征以及旱澇關(guān)系[10-12]，但針對三江平原夏季強降水日數(shù)氣候變化特征及影響因子研究相對較少[13-15]；已有研究大多基于國家氣象站觀測資料，而國家氣象站在地形復(fù)雜的山地與丘陵地區(qū)站點較少，氣象資料空間代表性方面存在一定局限性。因此，增加長時間序列農(nóng)墾氣象站資料，可使氣象觀測站分布更趨合理，加密三江平原西部和南部地形復(fù)雜區(qū)域資料，彌補國家氣象站氣象觀測資料在不同地形地貌條件下代表性相對不足缺陷，增強研究的客觀性和科學性。三江平原強降水多發(fā)生在夏季，因此，本文利用三江平原國家氣象站和農(nóng)墾氣象站兩類共計25個氣象站資料，側(cè)重分析1961～2019年三江平原夏季強降水日數(shù)氣候變化特征，通過對夏季強降水日數(shù)異常環(huán)流分析，探討三江平原夏季強降水日數(shù)異常主要影響因子。

1 材料與方法

1.1 材料及定義

三江平原14個國家氣象站（鶴崗、蘿北、集賢、同江、佳木斯、雙鴨山、饒河、湯源、樺南、寶清、勃利、密山、虎林、雞西）和11個農(nóng)墾氣象站（勤得利、寶泉嶺、新華、二九零、建三江、雙鴨山、友誼、八五五、八五二、八五四、密山）1961～2019年夏季（6～8月）逐日降水觀測資料來源于國家氣象中心和黑龍江省氣象科學數(shù)據(jù)共享服務(wù)網(wǎng)，站點主要分布在129～134°E、45～48°N范圍。考慮到站點建站時間不同，資料長度不一，且存在部分缺測，本文在分析研究前針對降水觀測資料作缺測插補和標準化處理[16-17]。為分析強降水事件變化原因，應(yīng)用NCEP/NCAR逐月200、500、850 hPa位勢高度及200 hPa緯向風、850 hPa經(jīng)向風和緯向風等資料。本文將日降水量達到或超過20 mm降水稱為強降水。

1.2 研究方法

三江平原夏季強降水日數(shù)年際變化研究方法采用趨勢分析方法。采用Jones等提出計算區(qū)域平均氣候時間序列方法[18-19]，計算三江平原夏季強降水日數(shù)、夏季強降水量、夏季降水量平均時間序列。三江平原夏季強降水日數(shù)異常環(huán)流分析研究方法主要采用天氣學方法[20]。

2 結(jié)果與分析

2.1 1961～2019年三江平原夏季強降水日數(shù)氣候特征和年際變化

按照WMO關(guān)于氣候平均的規(guī)定，取1981～2010年30年強降水日為氣候平均值。即1961～2019年三江平原夏季強降水日數(shù)氣候特征以1981～2010年30年的強降水日計算結(jié)果作為代表。通過計算分析三江平原25個氣象觀測站6～8月逐日降水資料，得到三江平原夏季強降水日數(shù)氣候平均分布見表1，可見，三江平原夏季強降水日數(shù)空間分布呈西北、東北、東南多而中部偏西地區(qū)少特征，其中強降水日數(shù)最多區(qū)域位于鶴崗，為7.0～7.5 d·年-1；而集賢、雙鴨山（國家站和農(nóng)墾站）、寶清、勃利、二九零、友誼均少于5.5 d·年-1，雙鴨山農(nóng)場最少，不足5.0 d·年-1；其他大部分區(qū)域為5.5～6.0 d·年-1。

表1 1981～2010年三江平原夏季強降水日數(shù)氣候平均分布Table 1 Climate mean distribution of the number of heavy rainfall days in summer in Sanjiang Plain from 1981 to 2010

1981～2010年三江平原平均夏季強降水日數(shù)與強降水量、總降水量之間年際變化相關(guān)系數(shù)分別為0.9816、0.9358。通過對三江平原平均夏季強降水量與總降水量比值計算，可見，大部分地區(qū)兩者比值均在35%以上，其中三江平原西北部即鶴崗西部超過40%，且夏季強降水日數(shù)多、強降水量大的地區(qū)，其總降水量也大，說明夏季強降水日數(shù)、強降水量在總降水量中均貢獻大[13]。

三江平原夏季強降水日數(shù)較氣候平均值（4.7 d）偏多2 d以上有4年，強降水日數(shù)分別為1994（10.7 d）、2019（9.5 d）、1981（8.4 d）、2009（7.2 d）年，偏少2 d以上有5年，分別為1977（2.1 d）、1976（2.2 d）、1975（2.3 d）、1970（2.4 d）、2001（2.6 d）年。總體看，三江平原夏季強降水日數(shù)較氣候平均值偏少年份居多，有37年，其中有20年偏少1 d以上；而夏季強降水日數(shù)較氣候平均值偏多年份有22年，其中僅有9年偏多1 d以上。夏季強降水日數(shù)偏少年多、偏多年少特征與三江平原發(fā)生夏季干旱頻率有20%～40%、雨澇頻率僅有1%～5%多旱少澇規(guī)律，存在較好一致性[21]。

由圖1可知，夏季強降水日數(shù)變化有明顯階段性，如1981～1985、1994～1998、2009～2010、2018～2019年強降水日數(shù)以偏多年份居多，其他時段以偏少年份為主，其中1966～1980、1999～2008年期間以強降水日數(shù)偏少年份居多。1961～2019年，三江平原夏季強降水日數(shù)年際變化總體呈增多趨勢，線性趨勢線斜率為0.0182 d·年-1，但強降水日數(shù)年際變化幅度較大，最多年份達10.7 d（1994年），最少年僅為2.1 d（1977年），二者相差8.6 d。其中，強降水日數(shù)最多為1994年、其次2019年，再次1981年，均發(fā)生明顯澇害[4,22]，對糧食生產(chǎn)造成不利影響；其中1981年澇害使三江平原51%耕地受災(zāi)，糧食減產(chǎn)明顯，糧豆單產(chǎn)僅為平年1/3[4，6]。強降水日數(shù)最少的3年為1975～1977年，連續(xù)3年夏季發(fā)生農(nóng)業(yè)干旱，干旱情況幾十年不遇[23]，使糧食生產(chǎn)遭受較大損失。

圖1 1961～2019年三江平原夏季強降水日數(shù)逐年變化Fig.1 Annual variation of the number of summer heavy rainfall days in Sanjiang Plain during 1961-2019

2.2 三江平原夏季強降水日數(shù)異常環(huán)流分析

黃榮輝[24]、張慶云[25]等研究表明，中國氣候災(zāi)害發(fā)生主要是因東亞氣候系統(tǒng)變化引起，其中包括中緯度擾動（中高緯度地區(qū)阻塞形勢和中緯度西風擾動）、西太平洋副熱帶高壓、東亞季風等。三江平原夏季強降水日數(shù)與夏季降水量關(guān)系密切，影響夏季降水異常成因同樣適合于強降水日數(shù)變化。本文分析三江平原夏季強降水日數(shù)6個典型偏多 年（1964、1965、1981、1991、1994、1998年）、6個典型偏少年（1967、1975、1976、1977、2001、2004年）的東亞氣候系統(tǒng)異常環(huán)流。

2.2.1 夏季中高緯度阻塞異常

中高緯度阻塞形勢對我國大范圍持續(xù)性天氣和氣候異常有重要作用，尤其是東北亞阻塞高壓活動與我國三江平原夏季降水密切相關(guān)[19-20,25]。

三江平原夏季強降水日偏多年500 hPa位勢高度場如圖2所示，6月在東北平原存在較深低槽，鄂霍茨克海存在弱高壓脊，日本以南為副熱帶高壓。在低槽前部，西南氣流將渤海、黃海暖濕空氣輸送到三江平原，與槽后西北冷空氣作用產(chǎn)生強降水過程。從高度異常上表現(xiàn)為正、負、正分布。對于三江平原而言，當東北冷渦形成時，東北平原低槽與東北冷渦匹配往往產(chǎn)生較強降水。

圖2 三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年500 hPa位勢高度場(hPa)Fig.2 500 hPa geopotential height field in the year of the number of heavy rainfall days more than the climatological average in summer in Sanjiang Plain(hPa)

7月分布形勢與6月相似，區(qū)別為東北平原的低槽位置偏西、強度減弱，鄂霍茨克海高壓脊增強，西太平洋副熱帶高壓脊線北移約10個緯度，在這種配置下，西南季風沿槽前到達三江平原，與從中高緯低槽槽后偏北冷空氣相遇引起強降水天氣。從異常變化上體現(xiàn)出，鄂霍茨克海地區(qū)表現(xiàn)為異常正高值中心，三江平原為弱負值區(qū)。

8月分布形勢與6、7月主要差異表現(xiàn)在鄂霍茨克海高壓脊范圍變大，50～80°N是異常的正值區(qū)。從中西伯利亞高原到鄂霍茨克海呈寬廣的一個高壓脊，東北平原上空低槽仍存在。西太平洋副熱帶高壓位置與7月相比變化較小。

對于夏季而言，夏季中高緯地區(qū)500 hPa位勢高度與6月環(huán)流形勢一致，即東北亞地區(qū)為一槽，鄂霍茨克海一個高壓脊，50°N以北為正異常，在鄂霍茨克海北部上揚斯克山脈、切爾斯基山脈為正異常中心，西太平洋上為副熱帶高壓。

由圖3可見，6月在東北平原有一弱低槽，與三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年500 hPa位勢高度場相比，低槽位置偏南；在庫頁島存在一個淺槽，鄂霍茨克海有一高壓脊。高度異常分布上體現(xiàn)出自西向東表現(xiàn)為負、正、負、正分布形勢，其中一個很強的正異常中心位于西西伯利亞平原，在庫頁島附近存在一個負異常中心；在40°N以南地區(qū)為負異常區(qū)。7月中高緯度500 hPa位勢高度等值線比較平直，僅在額爾齊斯河附近可看出有明顯低槽。8月分布形勢與7月相似，僅500 hPa位勢高度等值線更加平直，在西西伯利亞、南千島群島分別有一個負異常中心。就夏季而言，在東北平原-朝鮮半島-日本九州島為弱的正異常區(qū)，其外圍為大范圍負異常區(qū)，在庫頁島存在一個負異常中心。

圖3 三江平原夏季強降水日數(shù)偏少年500 hPa位勢高度場(hPa)Fig.3 500 hPa geopotential height field in the year of the number of heavy rainfall days less than the climatological average in summer in Sanjiang Plain(hPa)

通過以上分析可發(fā)現(xiàn)，影響三江平原夏季降水量重要因子包括鄂霍茨克海高壓脊（鄂霍茨克海高壓）、東北平原低槽（東北冷渦），在強降水日偏多年，兩個系統(tǒng)分別表現(xiàn)為正異常、負異常，也就是兩個系統(tǒng)均偏強；三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年的東北平原低槽及鄂霍茨克海高壓脊均強于常年。在三江平原夏季強降水日數(shù)偏少年，東北冷渦、鄂霍茨克海阻塞高壓活動較弱。即東北冷渦與鄂霍茨克海阻塞高壓呈“蹺蹺板”結(jié)構(gòu)，并存在較好的負相關(guān)關(guān)系，當鄂霍茨克海地區(qū)位勢高度增加（降低）時，東北地區(qū)位勢高度降低（增加），鄂霍茨克海阻塞高壓加強（減弱），東北冷渦也加強（減弱），二者互為生消，與梁紅等研究結(jié)果一致[26]。

為分析鄂霍茨克海阻塞高壓區(qū)域高度場異常與三江平原夏季強降水日數(shù)關(guān)系，對盛夏季節(jié)（7～8月）（60～70°N，130～150°E）范圍內(nèi)45個格點500 hPa位勢高度值求平均，并作標準化處理，得到指數(shù)I，用其描述盛夏鄂霍茨克海阻塞高壓區(qū)域500 hPa位勢高度場強弱變化。

在I指數(shù)偏強（I＞0.5）即有利于鄂海阻高建立年份中，三江平原夏季強降水日數(shù)偏多的概率為57.1%；I指數(shù)偏弱（I＜-0.5）即不利于鄂海阻高建立年份中，三江平原夏季強降水日數(shù)偏少的概率為70.6%。三江平原夏季強降水日數(shù)與I指數(shù)年際變化相關(guān)分析表明，I指數(shù)偏強有利于三江平原夏季強降水日數(shù)偏多，I指數(shù)偏弱有利于三江平原夏季強降水日數(shù)偏少。

2.2.2 中高緯度高空風異常特征

在6月200 hPa緯向風場中（見圖4），急流中心位于日本本州島及以東洋面，最大值超過35 m·s-1，此時中低緯之間東西風交界線位于25°N附近，在風場距平上發(fā)現(xiàn)，西西伯利亞平原存在異常的西風中心，中心強度大于2 m·s-1；在日本及其以東洋面為另一個異常西風中心，中心強度＞3 m·s-1。

圖4 三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年200 hPa緯向風異常（m·s-1）Fig.4 200 hPa zonal wind anomaly in the year of the number of heavy rainfall days more than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（m·s-1）

7月200 hPa緯向風強度明顯減弱，且急流中心位于大陸，東北平原為西風異常區(qū)，在天山山脈與昆侖山之間，最大值＜35 m·s-1，高空東風向北北界接近30°N。8月存在兩個高空急流中心，一個位于天山山脈與昆侖山之間，另一個在日本北海道，后一個較6月偏北，東西風分界線與7月相比無變化。就夏季而言，急流中心有兩個，一個位于天山山脈與昆侖山之間，另一個位于日本本州島及以東洋面，中心強度分別高于30、25 m·s-1。從風場異常體現(xiàn)出，巴爾喀什湖-東北平原-鄂霍茨克海上空為異常東風區(qū)，貝加爾湖、日本及其以東洋面上空為異常西風區(qū)。

由圖5可知，6月在陰山附近的異常東風強度明顯偏強，在秦嶺一帶為明顯異常西風中心。7月在中西伯利亞高原、北海道島西部各有一個異常西風中心，而在九州島附近為異常東風中心。8月在大興安嶺附近有一異常西風中心，秦嶺有一異常東風中心。就夏季而言，在鄂霍茨克海、祁連山-九州島均為異常東風區(qū)，而在西西伯利亞高原和北海道各存在一個異常西風中心。

圖5 三江平原夏季強降水日數(shù)偏少年200 hPa緯向風異常（m·s-1）Fig.5 200 hPa zonal wind anomaly in the year of the number of heavy rainfall days less than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（m·s-1）

通過以上分析發(fā)現(xiàn)，中高緯度高空急流與三江平原夏季強降水日數(shù)關(guān)系緊密，三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年與偏少年200 hPa緯向風存在差異，尤其是8月在急流區(qū)域存在明顯不同，為此根據(jù)200 hPa緯向風異常狀況，定義一個8月高空急流指數(shù)，該指數(shù)定義為（40～50°N，100～130°E）區(qū)域8月200 hPa緯向風距平。

在選定區(qū)域上空8月200 hPa緯向風距平變化幅度較大，最大值與最小值相差約8 m·s-1。在8月高空急流指數(shù)大于2.0 m·s-1，即8月高空急流比較強年份中，三江平原夏季強降水日數(shù)偏少的概率為72.7%；而8月高空急流指數(shù)小于-2.0 m·s-1，即8月高空急流較弱年份中，三江平原夏季強降水日數(shù)偏多的概率僅為50%，也就是說，200 hPa緯向風偏強與三江平原夏季強降水日數(shù)關(guān)系較為密切，200 hPa緯向風偏弱與三江平原夏季強降水日數(shù)關(guān)系并不密切。

2.2.3 西太平洋副熱帶高壓特征

以往研究表明，西太平洋副熱帶高壓對我國降水帶位置異常分布起重要作用，其西伸程度、中心緯度位置、強度和維持時間對我國東北及三江平原夏季旱澇有決定性影響[26-28]。因此，為揭示三江平原夏季強降水日異常原因，需研究西太平洋副熱帶高壓變化情況。

圖6 是三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年6～8月及夏季850 hPa位勢高度分布情況。6月148 hPa線從我國東南沿海地區(qū)，從東海沿著日本島南面向東偏轉(zhuǎn)。從高度異常上發(fā)現(xiàn)，在30°N以南148 hPa線經(jīng)過地區(qū)為負距平異常，表明6月副高偏強、偏東。7月148 hPa線在30°N以南與6月類似，但在30°N以北148 hPa線從東海經(jīng)過朝鮮海峽從日本本州島中部穿過，再向北、向東延伸。8月148 hPa線在30°N以南向南、向東推進，而30°N以北148 hPa線從東海經(jīng)過朝鮮半島南部至日本海從日本本州島與北海道島穿過，再向北、向東延伸，與7月份相比向北推進。最后，三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年夏季850 hPa位勢高度場，148 hPa線在中南半島中部進入南海中部北轉(zhuǎn)至我國東南沿海地區(qū)，經(jīng)由東海北部從日本島中南部東折到太平洋上，副高偏強，位置偏東、偏南。

圖6 三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年850 hPa位勢高度（hPa）Fig.6 850 hPa geopotential height in the year of the number of heavy rainfall days more than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（hPa）

圖7 是三江平原夏季強降水日數(shù)偏少年850 hPa位勢高度場。與三江平原夏季強降水日偏多年相比，6月148 hPa線偏東、偏南；7月偏北、偏東；8月30°N以南偏東、偏南，30°N以北偏西、偏北。夏季而言，30°N以南偏東、偏南，30°N以北類似。

圖7 三江平原夏季強降水日數(shù)偏少年850 hPa位勢高度（hPa）Fig.7 850 hPa geopotential height in the year of the number of heavy rainfall days lsee than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（hPa）

通過以上分析可見，三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年與偏少年西太平洋副熱帶高壓強度、位置存在差異。三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年，6月副熱帶高壓區(qū)域（20～30°N，120～150°E）內(nèi)850 hPa位勢高度場為正異常，偏少年為負異常；7月偏多年正異常區(qū)域仍維持在原地，而偏少年則在（30～40°N，120～170°E）區(qū)域存在正異常區(qū)，偏少年副高范圍偏北；8月偏多年在海南島至臺灣存在弱正異常區(qū)域，而偏少年卻在黃海有弱正異常中心，偏少年副高偏西。

2.2.4 中低緯度夏季風環(huán)流特征

分析中高緯度位勢高度分布及其變化特征，初步明確影響三江平原夏季強降水日數(shù)異常物理因子。對流層低層環(huán)流形勢變化是直接造成強降水日數(shù)異常關(guān)鍵因素，因此研究夏季850 hPa風場異常對了解三江平原夏季強降水日數(shù)異常具有重要意義。

由圖8可知，6月，在東亞和西太平洋850 hPa矢量風異常場中，最明顯特征是在貝加爾湖上空及日本島南部太平洋上空異常反氣旋。貝加爾湖反氣旋帶來西伯利亞異常北風與西太平洋異常反氣旋引導(dǎo)南部海區(qū)暖濕空氣交匯，導(dǎo)致異常切變線出現(xiàn)在東北平原，三江平原產(chǎn)生較強降水。7月，海洋異常反氣旋繼續(xù)存在，貝加爾湖異常反氣旋向東北移動，中心位于新西伯利亞群島附近，與其比鄰的異常氣旋中心位于西太平洋海盆上空；南部海區(qū)異常南風與新西伯利亞群島來的異常北風在三江平原上空匯合，產(chǎn)生明顯風切變，出現(xiàn)強降水天氣。8月，海洋異常反氣旋環(huán)流繼續(xù)存在，南海存在一氣旋性異常環(huán)流，兩個異常環(huán)流輸送空氣在三江平原形成異常風切變，出現(xiàn)明顯強降水。也就是說三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年的6～8月850 hPa矢量風異常均有利于強降水日數(shù)增加。就夏季平均而言，位于臺灣島以東洋面異常反氣旋、北海道島東部洋面異常氣旋、新西伯利亞群島附近異常反氣旋等異常環(huán)流，有利于三江平原夏季強降水日數(shù)增加。

圖8 三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年850 hPa矢量風異常情況（m·s-1）Fig.8 850 hPa vector wind anomaly in the year of the number of heavy rainfall days more than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（m·s-1）

由圖9可知，6～8月及夏季三江平原上空均為異常反氣旋控制，海上向三江平原輸送暖濕空氣減少，直接影響三江平原少雨天氣，導(dǎo)致三江平原夏季強降水日數(shù)異常偏少。

3 結(jié)論

1961～2019年，三江平原夏季強降水日數(shù)年際變化顯著，氣候平均分布空間差異明顯；強降水日數(shù)年際變化總體呈增加趨勢，其中最多年10.7 d（1994年）比最少年2.1 d（1977年）多8.6 d。近60年，夏季強降水日數(shù)較氣候平均值偏少年份較多，為37年；偏多年份相對少些，為22年。強降水日數(shù)異常偏少偏多與旱澇災(zāi)害密切相關(guān)，強降水日數(shù)最多3年均發(fā)生明顯澇害，強降水日數(shù)最少3年均發(fā)生嚴重旱災(zāi)。夏季強降水日數(shù)多、強降水量大地區(qū)，其總降水量也大，說明夏季強降水日數(shù)、強降水量在總降水量中均貢獻大。

鄂霍茨克海高壓偏強有利于三江平原夏季強降水日數(shù)偏多，偏弱有利于三江平原夏季強降水日數(shù)偏少。三江平原夏季強降水日數(shù)異常年，中高緯度高空急流存在差異，8月較明顯，8月高空急流偏強有利于三江平原夏季強降水日數(shù)偏多。三江平原夏季強降水日數(shù)異常年，西太平洋副熱帶高壓強度、位置存在差異；6月，偏多年副熱帶高壓區(qū)域（20～30°N，120～150°E）內(nèi)850 hPa位勢高度場為正異常，偏少年為負異常；7月，偏多年正異常區(qū)域仍維持在原地，偏少年副高范圍比偏多年偏北（30～40°N，120～170°E）；8月，偏少年比偏多年副高位置偏西。三江平原夏季強降水日數(shù)偏多年，850 hPa矢量風異常，表現(xiàn)在三江平原上空有明顯風向切變；而偏少年則為異常反氣旋控制。