華北夏季單峰和雙峰降水過程的特征及其機理

李易芝,郭品文

(1.南京信息工程大學 大氣科學學院,江蘇 南京 210044;2.湖南省氣象科學研究所,湖南 長沙 410118)

李易芝,郭品文.2015.華北夏季單峰和雙峰降水過程的特征及其機理[J].大氣科學學報,38(4):540-548.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140918001.

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華北夏季單峰和雙峰降水過程的特征及其機理

李易芝1,2,郭品文1

(1.南京信息工程大學 大氣科學學院,江蘇 南京 210044;2.湖南省氣象科學研究所,湖南 長沙 410118)

摘要：采用1954—2010年NCEP/NCAR逐日再分析資料和中國753站逐日站點降水資料,定義了華北雨季的開始日和結束日,發現華北夏季存在單峰和雙峰兩種降水過程,選取典型單峰和雙峰降水過程,對比分析這兩種降水過程的特征和機理。結果表明:1)在華北雨季期間,單峰降水過程中的副高脊線沒有中斷的現象,而雙峰降水過程中的降水中斷現象是因副高的東退南壓所致。2)華北夏季單峰降水年的季風中斷現象不明顯,季風的影響能一直持續至雨季結束,而雙峰降水年的季風加強(減弱中斷)對應著降水峰值(中斷)。3)濾波后的華北夏季降水時間變化顯示,當30～60 d和7～14 d振蕩的波峰相對時,則出現降水峰值;當30～60 d振蕩的波谷和7～14 d振蕩的波峰相對時,則出現降水中斷。4)華北夏季雙峰降水年的低頻緯向風傳播與雙峰降水的時間演變具有較好的對應關系。

關鍵詞：華北雨季;雙峰降水;單峰降水;副熱帶高壓

0引言

中國夏季在華南、長江流域、華北及東北地區會相繼經歷一段連續降水,對應為雨帶由南到北的三次跳躍,這是東亞副熱帶季風向北推進的階段性表現(黃青蘭和王黎娟,2012)。候平均雨帶5月中旬至6月上旬停滯在華南,稱為華南前汛期;6月中旬至7月上旬停滯在長江中下游,稱為江淮梅雨;7月中旬到8月下旬停滯在華北東北地區,造成華北和東北雨季(朱乾根等,2001;周連童,2009;閆冠華和李澤椿,2014)。

華北地區雨季的起止時間隨定義的不同也有所差別,趙漢光(1994)統計華北雨季起止時間出現的概率,7月中旬雨季開始的概率最大,可達32%;其次是7月上旬,概率為28.9%,7月下旬雨季開始的概率為18.1%,所以華北雨季開始期主要集中在7月中旬左右,對于雨季結束期,其中8月中旬雨季結束的概率最大,可達25.6%;其次是8月下旬,概率為20.9%;9月上旬雨季結束的概率為19.6%。黃菲等(2008)認為7月中旬隨著梅雨季節的結束,雨帶移至黃淮、山東、華北地區,華北雨季開始,8月下旬雨季結束。劉海文和丁一匯(2008)根據Samel的半客觀分析方法,得到華北汛期開始日期為第181 d,即6月30日,結束日期為第230 d,即8月18日,持續時間為50 d。

眾所周知江淮地區有“二度梅”的現象存在,周曾奎(1988)在統計江淮歷年入、出梅期時也曾指出過該現象。針對江淮二度梅的成因,孫建華和趙思雄(2003)指出1998年中高緯度雙阻形勢,東亞沿岸大槽的形成以及相應西風急流的南移、東伸和北風(冷空氣)的南進,對“二度梅”的形成有重要作用。占瑞芬等(2004)提出了副熱帶高壓雙脊線的概念,并著重揭示了西太平洋副熱帶高壓雙脊線對1998年夏季長江流域“二度梅”的影響。

然而,近期發現華北夏季也有類似二次降水的現象,即雙峰降水過程。郝立生(2011)在研究華北各年代逐候降水指數變化時發現,華北雨季降水存在明顯的雙峰分布特征。劉海文和丁一匯(2011)指出,在華北汛期降水偏多階段,日降水量具有典型的單峰結構,在華北汛期降水偏少階段,在7月14日和8月3日有兩個極大值,顯示出低頻振蕩的特點。因此,本文定義了華北雨季,發現華北夏季存在兩種降水過程:一種是單峰降水過程,另一種是雙峰降水過程。并對單峰和雙峰降水過程的特征及機理進行了對比分析。

1資料及處理

1)1954—2010年中國753站逐日降水資料,從753站中挑選了(110～120°E,35～43°N)范圍內連續無缺測的站點。根據Ting and Wang(1997)劃分降水區的方法,通過計算華北各站7—8月累積降水量的標準差,得到華北地區降水變率最大的站為泰山站,但因為泰山是高山站,則選取降水變率較大的北京站為標準站,計算其與其他站降水的單點相關。由圖1可見,相關系數在基點處為1,然后向四周逐漸減小。華北雨季區為圖1中陰影區,區內共有21個代表站點。雨季區的降水以21站平均降水量來表示。

2)1954—2010年NCEP/NCAR全球2.5°×2.5°逐日再分析資料的風場和位勢高度場資料。

圖1　7—8月北京站與華北地區其他站降水量的相關系數分布(陰影表示通過置信度為95%的顯著性檢驗)Fig.1　Distribution of correlation coefficients of precipitation at Beijing station with that at all other stations in North China during July and August(shading indicates the coefficients are significant at 95% confidence level)

2華北雨季及雙峰降水的定義

2.1　華北雨季及雙峰降水的定義標準

王遵婭和丁一匯(2008)的研究指出,華北汛期需要滿足兩個條件:1)要保證在汛期有一定的強降水日數;2)華北汛期開始(結束)日期,是華北夏季日降水迅速增加(減少)的發生日。強學民和楊修群(2008)認為劃分汛期起止日期時,需要對判斷進入汛期的雨量標準進行分析和界定。因此,本文結合上述三個原則來定義華北雨季的起止時間。

首先定義降水突變指數:

qi=ri-1+ri-2+ri-3,hi=ri+ri+1+ri+2,

ai=hi-qi,i=4,5…70。

(1)

其中:ri為華北夏季第i候的候平均降水量。

其次,劃定進入雨季的降水標準。圖2是1954—2010年57 a平均華北夏季候平均降水量及突變指數隨時間的變化。由圖2可見,華北雨季具有單峰結構特征,7月第1候(37候)降水量劇增,侯平均降水量從2.8 mm增加到3.6 mm,并且降水突變指數達到最大值。7月下旬到8月上旬(42—43候)候平均降水量達到全年最大值,為4.8 mm。8月第三候(45候)以后侯平均降水量迅速減少到3.2 mm,同時降水突變指數達到最小值。因此,本文將候平均降水量達到3.6 mm作為進入雨季的標準。

圖2　1954—2010年華北地區平均的候平均降水量(單位:mm)和突變指數隨時間的變化Fig.2　Time series of the pentad mean precipitation(units:mm) and the sudden change index averaged over North China during 1954—2010

雨季開始日的定義:當降水突變指數達到一個峰值,并且在以該候為核心前后5候的范圍內,達到候平均降水量大于3.6 mm標準的候不小于3候,且該候前連續兩候候平均降水量均小于3.6 mm,則該候定義為雨季開始日,若不滿足條件,則可在該候前后5候內滑動到滿足的候為止。

雨季結束日的定義:當降水突變指數達到一個谷值,并且在以該候為核心前后5候的范圍內,達到候平均降水量大于3.6 mm標準的候不大于3候,且該候及后一候候平均降水量均小于3.6 mm,則該候前一候定義為雨季結束日,若不滿足條件,則可在該候前后5候內滑動到滿足的候為止。

雙峰降水定義:當雨季開始日和結束日條件都滿足,形成了一次降水過程之后,在連續降水停止后的一段時間里(至少大于兩候),又出現一段滿足雨季條件的持續性降水,夏季候降水序列明顯有兩個峰值,則這種現象稱為華北雙峰降水過程。

當不滿足汛期開始條件時,則該站該年空汛。

2.2　華北雨季劃分結果分析

由統計結果可以得出平均華北雨季開始時間為38候,平均結束時間為45候,雨季長短不一,最長雨季可持續12候,最短的為空汛期,平均持續時間為7候。這與劉海文和丁一匯(2008)的研究結果基本一致(華北汛期始于6月30日止于8月18日)。雨季來臨的早晚時間差異也非常顯著,其中最早的年份出現在6月中旬(1956年),最晚的年份出現在8月中旬(1987年)。對于雨季結束時間,最早出現在7月中旬(1986年),最晚到9月上旬(1995年)。其中雙峰降水年為:1955、1956、1957、1958、1971、1973、1977、1978、1987、1994、1999、2003、2008年。

圖3　江淮雨季結束日期和華北雨季開始日期的年際變化Fig.3　Interannual variations of the end date of Meiyu over the Changjiang-Huaihe River valley and the beginning date of rainy season over North China

圖3為江淮雨季結束、華北雨季開始的時間序列,其中江淮雨季結束時間參考江蘇省定義的梅雨結束日期,華北雨季開始時間為本文定義的雨季開始日期。可以看出大多數年份都是江淮雨季結束以后出現華北雨季,江淮雨季平均結束時間為37.7候,華北雨季平均開始時間為38.3候,即江淮梅雨平均結束時間小于華北雨季平均結束時間,這與江淮梅雨結束后,雨帶北移到華北地區的理論是相符合的,也證明了華北雨季定義的合理性。

3典型華北夏季雙峰和單峰降水過程的特征對比分析

3.1　典型華北夏季雙峰和單峰降水過程特征

選取典型的雙峰降水年(1958年)和單峰降水年(1992年),對比分析該兩種降水類型的降水及環流特征。圖4為1958、1970年的逐候降水序列。由圖4a可見,1958年華北夏季降水有明顯的雙峰分布特征,相應的突變指數也存在兩個峰值和谷值。由圖4b可見,1992年華北夏季降水為單峰分布特征,其突變指數也為一個峰值和谷值。

圖4　1958年(a)和1992年(b)華北地區5—9月逐候降水的時間序列(單位:mm)Fig.4　Time series of pentad mean precipitation in North China during May—September of (a)1958 and (b)1992(units:mm)

對典型雙峰(表1)降水年夏季降水天氣特征進行統計發現,華北夏季雙峰降水過程中第一次降水出現在7月上旬到中旬(38—40候),持續時間為3候,第二次降水出現在8月上旬(43—44候),持續時間為2候。這與傳統意義上華北汛期降水量主要集中在7月下旬和8月上旬(丁一匯等,2007)的規律有所不同。而對于華北夏季單峰降水來說(表2),汛期候平均降水集中于7月中旬到8月中旬之間,和傳統華北雨季時間是基本吻合的。

3.2　典型華北夏季雙峰和單峰降水過程雨帶活動特征

圖5為1958年雙峰降水過程和1992年單峰降水過程中我國東部降水分布。在1958年雙峰降水過程中,華北地區和廣西附近地區分別有一個降水大值區(圖5a),隨后華北降水減少,雨帶的范圍也相應縮小,降水大值帶移到了東北地區及華南一帶,兩個大值中心分別位于遼寧和廣東地區,華北雨季處于間歇期(圖5b),到了43候(圖5c),雨帶又重新回到了華北地區。1992年的單峰降水過程中,雨季前雨帶位于江淮流域(圖5d),此時正處于江淮梅雨期。雨季期間(圖5e)雨帶到達華北區域,為華北雨季強盛期。之后雨帶逐步南下,華北雨季結束(圖5f)。

對比雙峰和單峰降水過程雨帶活動特征,發現單峰降水過程中雨帶從江淮流域北跳到華北地區,華北進入雨季,維持一段時間后,雨帶南壓,華北雨季結束。而雙峰降水的雨帶活動有所不同,當雨帶北跳到華北地區后,中間會有一次雨季的中斷,此時雨帶位于東北和華南一帶,停滯2—3候以后,重新進入華北雨季。

3.3　副熱帶高壓對華北夏季雙峰和單峰降水過程的影響

表1華北夏季典型雙峰降水過程的天氣特征

Table 1Weather characteristics of the typical bimodal precipitation process in North China in summer

年份雨季開始日期第一個峰值時間第一次峰值雨量/(mm·d-1)第一次降水持續時間間斷時間第二個峰值時間第二次峰值雨量/(mm·d-1)第二次降水持續時間雨季結束日期195838候39候1438—40候41—42候43候943—44候44候

圖5　1958年華北雙峰降水過程第39候(a)、第41候(b)和第43候(c)以及1992年華北單峰降水過程第37候(d)、第43候(e)和第47候(f)的降水分布(單位:mm;陰影區表示降水量大于4 mm)Fig.5　Precipitation distributions during the bimodal precipitaion process over North China in the (a)39th,(b)41st and (c)43rd pentad of 1958,and during the unimodal precipitaion process over North China in the (d)37th,(e)43rd and (f)47th pentad of 1992(units:mm;shadings show the precipitation larger than 4 mm)

表2華北夏季典型單峰降水過程的天氣特征

Table 2Weather characteristics of the typical unimodal precipitation process in North China in summer

年份雨季開始日期峰值時間峰值雨量/(mm·d-1)持續時間雨季結束日期199239候43候8.539—45候45候

圖6　1958年(a)和1992年(b)夏季500 hPa位勢高度沿125°E的時間—緯度剖面(單位:dagpm;虛線為副高脊線;陰影表示位勢高度大于585 dagpm)Fig.6　Time-latitude cross sections of 500 hPa geopotential height(units:dagpm) along 125°E in summer of (a)1958 and (b)1992(dashed lines denote the ridge of subtropical high and shadings show the geopotential height larger than 585 dagpm)

副高的南北位移對華北夏季的降水有影響。圖6給出了華北雙峰及單峰降水年夏季500 hPa合成的位勢高度沿125°E的緯度—時間剖面,虛線為副高脊線。由圖6a可見,在雙峰降水年36候,副高脊線達到26°N附近,隨后南壓,此時雨帶位于淮河流域(圖略);38候時副高脊線穩定維持在26°N以北,直到華北第一次降水結束;43候時副高脊線又一次北跳到26°N以北,使得華北進入第二次降水過程。由圖6b可見,在單峰降水年39候,副高脊線開始北跳到26°N,585 dagpm線也北跳到30°N以北,一直穩定維持到45候雨季結束。這與用降水判定的雨季起止時間正好匹配,與蘇同華和薛峰(2010)研究結果一致(副高脊線在7月中下旬從26°N北跳到32°N,華北雨季開始),也與黃青蘭和王黎娟(2012)所指出的脊線北跳到26°N以北地區,預示著梅雨結束時間吻合。

由此可見,兩種降水過程中,副高的變動有明顯的不同:雙峰降水年間,副高的兩次北抬,正好對應著華北夏季兩次降水過程的開始,副高的南下,對應著降水的中斷;單峰降水年,副高脊線在華北雨季期間沒有中斷的現象。據此可判斷副高的南壓與華北夏季雙峰降水的中斷有密切的聯系。

圖7　1958年(a)和1992年(b)夏季500 hPa位勢高度沿32.5°N的時間—經度剖面(單位:dagpm;陰影表示位勢高度大于584 dagpm)Fig.7　Time-longitude cross sections of 500 hPa geopotential height(units:dagpm) along 32.5°N in summer of (a)1958 and (b)1992(shadings show the geopotential height larger than 584 dagpm)

副高除了南北移動外,還存在東西方向的進退。圖7給出了華北典型雙峰及單峰降水年夏季500 hPa位勢高度沿32.5°N的經度—時間剖面。蘇同華和薛峰(2010)研究表明,華北雨季開始,副高西伸脊點維持在132°E左右的位置。由圖7a可見,雙峰降水年,38—40候和43—44候分別為副高的兩次西伸過程,西伸均超過130°E。這兩次西伸過程正好與該年兩次降水過程相對應;41—42候,副高東退到150°E以東,對應著降水的間歇期。由圖7b可見,單峰降水年,39候時副高中心西伸到130°E以西,一直穩定維持到45候副高中心退回到140°E以東,雨季結束。期間并沒有副高東退后再西伸的過程,和雙峰降水年副高的活動明顯不同。由此可見,和單峰降水年相比,雙峰降水年雨季過程中副高東退后又有一次西伸過程,使得華北產生第二次降水。

3.4　副熱帶季風對華北夏季雙峰和單峰降水過程的影響

李崇銀(1992)指出夏季西南季風對我國的降水有著極為重要的影響,華北汛期降水的產生主要就是東亞季風向北推進到華北地區的結果。劉海文和丁一匯(2011)也指出850 hPa大于4 m/s的經向風到達華北北部地區的時間可作為夏季風的北跳時間。由于東亞夏季風的年代際減弱(Wang,2001),1978年以后到達華北地區的經向風速度值明顯減小,整個華北汛期階段,很少出現大于4 m/s的經向風速度。因此,1978年以后用大于2 m/s的經向風速來表示夏季風的北推特征(劉海文和丁一匯,2011)。由圖8b可見,單峰降水年,39候前后,大于2 m/s的經向風突然北跳到35°N地區,并且該大小的經向風一直穩定維持到華北雨季結束,故39候可以算是該年夏季風向北推進的時間。這與伍榮生(1999)提出的夏季風第3次向北推進的時間一致。在雙峰降水年(圖8a),兩次峰值降水均發生在夏季風風速最大值的時候,降水的中斷發生在夏季風中斷的時候,則說明夏季風對華北夏季降水有顯著的影響。

對比發現,在雙峰降水年夏季風有明顯的中斷過程,并且中斷時間和降水的間歇期一致,很多研究者也都認為印度季風存在著活躍和中斷現象(Yasunari,1979;Ding,2007)。而單峰降水年季風中斷現象不明顯,季風影響華北地區一直持續到了雨季結束。由此推斷,華北雙峰降水可能是由于西南季風的中斷產生的。

4大氣低頻活動與華北夏季雙峰和單峰降水的關聯

4.1　華北夏季雙峰和單峰降水年的降水低頻特征

上述研究表明,華北降水可能與低頻振蕩有關,李崇銀(1992)也指出華北地區的汛期降水量存在著不同時間尺度的低頻變化。在汛期多雨年,華北降水量有明顯季節內(30～60 d)振蕩。為了分析降水的低頻振蕩特征,則對雙峰降水年(1958年)和單峰降水年(1992年)5—9月153 d的降水資料進行小波分析。由圖9可見,雙峰降水年華北地區夏季降水最顯著的周期為30～60 d,其次為7～14 d的準雙周振蕩;單峰降水年華北夏季降水最顯著的周期為7～14 d。本文側重從30～60 d季節內振蕩的角度出發,探討雙峰降水年降水與低頻振蕩的關聯。

圖8　1958年(a;陰影表示風速大于4 m/s)和1992年(b;陰影表示風速大于2 m/s)夏季850 hPa經向風沿115°E的時間—緯度剖面(單位:m/s)Fig.8　Time-latitude cross sections of 850 hPa meridional wind(units:m/s) along 115°E in summer of (a)1958 (shadings show the velocity larger than 4 m/s) and (b)1992(shadings show the velocity larger than 2 m/s)

圖9　1958年(a)和1992年(b)華北地區5月1日—9月30日逐日降水的小波分析Fig.9　Wavelet analysis of daily precipitation over North China from 1 May to 30 September in (a)1958 and (b)1992

圖10　1958年(a)和1992年(b)華北地區5月1日—9月30日逐日降水的時間序列(單位:mm)以及經過30～60 d濾波和7～14 d帶通濾波的低頻分量Fig.10　Time series of daily precipitation(units:mm) and their low frequency components with periods of 30—60 d and 7—14 d over North China from 1 May to 30 September in (a)1958 and (b)1992

圖10為實際降水及濾波后的振蕩分量,可以看出,30～60 d的振蕩在雙峰降水年降水期間非常明顯,華北地區夏季降水相對集中的時段正好對應著降水30～60 d濾波后的波峰值,而兩段集中降水時段之間的間歇期則對應著降水濾波后的波谷值。同時可以看出1958年和1992年每次降水過程和7～14 d的振蕩也有很好的對應,且當30～60 d振蕩的波峰和7～14 d振蕩的波峰相對時,會出現降水的峰值,而當30～60 d振蕩的波谷和7～14 d振蕩的波峰相對時,波峰、波谷相互抵消,則會出現降水的中斷。由圖10a可見,在7月下旬華北地區30～60 d振蕩的波谷和7～14 d振蕩的波峰相對,則出現了華北降水的中斷。圖10b表明,在7月末到8月初,華北地區30～60 d振蕩的波峰和7～14 d振蕩的波峰相對,出現降水的峰值。據此推斷,華北雙峰年降水的中斷是由于30～60 d振蕩的波谷和7～14 d振蕩的波峰相對時相互抵消產生的。

4.2　850 hPa緯向風場的低頻特征及其與華北夏季雙峰降水的關系

為進一步探討低頻環流的調整對雙峰降水的影響,對雙峰降水年850 hPa緯向風進行30～60 d濾波,然后沿115°E得到低頻緯向風的緯度—時間剖面。由圖11a可見,雙峰降水年6月上旬在熱帶地區大氣季節內振蕩(Intraseasonal Oscillation,ISO)處于高值區,并開始向北傳播。當該中心7月上旬傳到35°N左右時,使得華北地區產生第一次強降水階段,并且在該區域ISO的強度得到增強。在這次中心值為正值的ISO向北傳播的同時,6月中下旬左右在熱帶地區又出現一次中心值為負值的ISO活動,于7月下旬北傳到35°N附近,正好對應著華北地區降水過程的間歇期,而當第二次中心值為正值的ISO于8月上旬北傳到35°N時,很快華北地區出現雙峰降水的第二階段強降水過程。與此同時,高緯度地區在6月和7月中旬分別出現低頻振蕩的高值區,并向南傳播,于7月中旬和8月上旬在35～45°N區域內和熱帶傳來的ISO匯合,一起影響華北地區,時間正好和華北兩次降水階段相對應。由此分析可以看出,夏季ISO的向北傳播及高緯地區低頻振蕩的向南傳播對華北地區的大尺度降水過程有著非常重要的調控作用,高低緯低頻西風共同作用可能是產生更為強烈降水的原因。同時,低頻西風的中斷也可能是導致華北地區降水中斷的原因。

圖11　1958年30～60 d帶通濾波后的850 hPa緯向風沿115°E的時間—緯度剖面Fig.11　Time-latitude cross section of 30—60 d band-pass filtered zonal wind at 850 hPa along 115°E in 1958

5結論

1)在華北單峰降水年,雨季前雨帶位于江淮流域,雨季期間雨帶到達華北區域,雨季之后又退回到江淮及華南地區;在華北雙峰降水年雨季期間,當雨帶北跳到華北地區后,中間會有一次雨季的中斷,此時雨帶位于東北和華南一帶,并且停滯一段時間以后,重新進入華北雨季。

2)雙峰降水年,副高的兩次北抬,正好對應著華北夏季的兩次降水過程的開始,副高的南下,對應著降水的中斷;單峰降水年,副高脊線在華北雨季期間沒有中斷的現象,則可判斷副高的南壓與華北夏季雙峰降水的中斷有密切的聯系。

3)在雙峰降水年夏季風有明顯的中斷過程,并且中斷時間和降水的間歇期一致;而單峰降水年季風中斷現象不明顯,季風影響華北地區一直持續到了雨季結束。由此推斷華北雙峰降水可能是由于西南季風的中斷產生的。

4)研究大氣低頻活動與華北夏季雙峰和單峰降水的關系表明,當降水過程中30～60 d和7～14 d振蕩的波峰相對時,會出現降水的峰值;當30～60 d振蕩的波谷和7～14 d振蕩的波峰相對時,波峰、波谷相互抵消,則會出現降水的中斷。則可判斷在雙峰降水年,降水的中斷是由于華北夏季降水30～60 d振蕩的波谷和7～14 d振蕩的波峰相對時相互抵消產生。

5)夏季低層低頻西風的向北傳播及高緯地區低頻振蕩的向南傳播對華北地區的大尺度降水過程有著非常重要的調控作用。

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(責任編輯：孫寧)

Characteristics and mechanisms of unimodal and bimodal

precipitation processes in North China in summer

LI Yi-zhi1,2,GUO Pin-wen1

(1.School of Atmospheric Sciences,NUIST,Nanjing 210044,China;

2.Hunan Institute of Meteorological Sciences,Changsha 410118,China)

Abstract:Based on the NCEP/NCAR daily reanalysis data during 1954—2010 and the daily precipitation data at 753 stations in China,the beginning and end dates of rainy season over North China are defined.Analysis shows that there are two kinds of precipitation processes,one is unimodal precipitation process,the other is bimodal precipitation process.Meanwhile,the paper selects the two kinds of typical precipitation processes and studies their characteristics and mechanisms.Results show that:1)During the rainy season of North China,the ridge of subtropical high are not interrupted during the unimodal precipitation process,but there is precipitation break phenomenon during the bimodal precipitation process,which is caused by the eastward retreat and southward downshift of subtropical high.2)In the unimodal precipitation years,the phenomenon of monsoon break is not obvious and the influence of monsoon can continue to the end of the rainy season.However,in the bimodal precipitation years,the strengthening(weakening) of monsoon corresponds to the peak(break) of precipitation.3)Temporal variation of the filtered precipitation in North China shows that a precipitation peak will occur when there is a good corresponding relation between the peaks of 30—60 d and 7—14 d oscillations,and a rainfall break will happen when there is a good corresponding relation between the trough of 30—60 d oscillation and the peak of 7—14 d oscillation.4)The evolution of bimodal precipitation in North China obviously has a close relation to the low frequency oscillation of zonal wind in summer.

Key words:rainy season in North China;bimodal precipitation;unimodal precipitation;subtropical high

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140918001

中圖分類號：

文章編號：1674-7097(2015)04-0540-09P4

文獻標志碼：A

通信作者：李易芝,碩士,助理工程師,研究方向為氣候分析,girl.lyz@163.com.

基金項目:國家自然科學基金重點資助項目(41030636)

收稿日期：2014-09-18；改回日期：2015-04-03