山東冬季降水異常及其與東亞大槽的關系

胡桂芳， 伯忠凱， 高 理， 徐瑋平， 王 娜

(山東省氣候中心，濟南 250031)

引 言

東亞大槽是東亞地區對流層中層的重要環流系統，其變化會影響東亞冬季風，進而影響中國的天氣氣候[1-11]。研究表明，當冬季東亞大槽偏強(弱)時，易造成中國東部地區冬季降水量偏少(多)[8-10]。2008/2009年秋冬季我國東部地區嚴重干旱，是由于東亞大槽維持在日本東北部，高原上空為穩定的高壓脊，中國大陸長期被東亞大槽槽后的西北氣流控制[11]。東亞大槽的強度及位置不僅對秋冬季降水產生重要影響，對春季降水影響也同樣顯著[12-16]。研究表明，西北東部春季嚴重雨澇(干旱)發生時,東亞大槽偏弱(強)且位置偏東(西)[12];華北春季降水偏多年，東亞大槽偏東、偏弱[15]；東亞大槽減弱(加強)，山東省春季降水易偏多(少)[16]。山東省東接太平洋，西連亞歐大陸，受海洋和大陸的影響，季風氣候特點相當顯著[17]。因此，東亞大槽是山東冬春季短期氣候預測需要考慮的重要環流因子，其與山東冬季氣溫的關系已有較多研究[18-19]，但其與山東冬季降水的關系還未見系統研究，本文在對山東冬季降水分布型及其對應的環流場進行系統分析的基礎上，分析山東不同降水分布型產生的環流特征，系統分析東亞大槽強弱與山東冬季降水的關系，并對與常規配置不同的異常年份進行單獨分析，以期為今后冬季降水預測提供參考。

1 資料與方法

采用資料為1961-2018年山東短期氣候預測業務中使用的26個代表站(因福山站資料不完整，用鄰近的煙臺站代替)冬季(12月至次年2月)降水量資料；NCEP/NCAR的月平均500 hPa位勢高度場及850 hPa風場再分析資料，水平分辨率為2.5°×2.5°。采用的主要方法有經驗正交函數(EOF)分解、相關分析及合成分析等[20]。

2 結果分析

2.1 山東冬季降水分布型及其同期500 hPa高度場環流特征

對山東省26個代表站1961-2018年的冬季降水量距平場進行EOF分解，結果表明：第一特征向量解釋了總方差的71.0%，全省降水距平符號一致，表現出全省降水呈同多同少分布型，高值中心位于魯東南，低值中心位于魯西北(圖1a)；第二特征向量解釋了總方差的10.4%，反映了南部少(多)北部多(少)的分布型，零線呈準東西向，自西向東大致穿過陽谷、沂源及即墨等地，低值中心位于魯南，高值中心位于半島東北部(圖1b)。第三特征向量解釋了總方差的7.0%，反映了東部少(多)西部多(少)的降水分布型，零線呈準東北西南走向，自西南向東北大致經過魚臺、蒙陰、濰坊等地，低值中心位于魯東南及半島東部，高值中心位于魯西北西部及魯中西部地區(圖1c)。前三個特征向量累積方差貢獻占總方差的88.4%，基本概括了山東冬季降水的分布特征。

圖1 1961-2018年山東冬季降水EOF分解前三個模態的特征向量場

計算前三個EOF模態的時間系數與同期北半球500 hPa高度場的相關系數(圖2)，并對各分布型典型年份的500 hPa高度距平場進行合成分析(圖3)。對于全省降水呈同多同少的第一模態，歐亞中高緯自西向東呈現“+ - +”相關分布，歐洲西部、東亞沿岸至西北太平洋中緯地區分別為顯著正相關，烏拉爾山至巴爾喀什湖(以下簡稱巴湖)為顯著負相關(圖2a)。降水同多年(1963、1966、1968、1971、1974、1975、1989、1997、2000、2012、2016年),歐亞中高緯自西向東高度距平呈現“+-+”分布，巴湖北側為負距平中心(圖3a)，反映了全省性降水偏多的主要環流特征是歐亞中高緯地區盛行緯向環流，東亞大槽較常年偏弱，有助于偏南暖濕氣流的北上[15]，巴湖北側經常有低槽活動，引導冷空氣東移南下與暖濕氣流在山東交匯，造成山東冬季降水偏多。這與孫照渤等[9]華北冬季降水偏多年的500 hPa高度距平場特征大致相同。降水同少年(1962、1967、1973、1976、1983、1987、1993、1995、1998、2017年)，歐亞中高緯高度距平呈現與偏多年相反的“-+-”分布(圖3b)，朝鮮半島及日本附近為負距平中心，-20 gpm等值線已達30°N以南，即全省性降水偏少的主要環流特征是歐亞中高緯地區盛行經向環流，東亞大槽加深且向南伸展，山東處于槽后干冷的西北氣流控制下而降水偏少。這與孫照渤等[9]的研究結果一致。對于冬季降水南北反向的第二模態，歐亞中高緯地區最主要特征是貝加爾湖(以下簡稱貝湖)東側至朝鮮半島的顯著負相關(圖2b)。北多南少年(1980、1985、2005、2015年)，貝湖東側至日本為負高度距平區，朝鮮半島周圍為負高度距平中心，烏拉爾山至貝湖北側為明顯的正高度距平區(圖3c)，反映了中西伯利亞高壓脊向北發展，東亞大槽也加深發展，山東多受橫槽或冷渦影響，在魯北及山東半島產生降水[17]。尤其是在這種環流形勢下，強勁的西北氣流攜帶著冷空氣經過渤海暖濕海面產生較大海氣溫差，以淺對流的形式在山東半島東北部產生冷流降雪[21-23]，造成該區域降水明顯偏多。南多北少年(1979、2001、2002年)的形勢基本與北多南少的相反(圖3d)。對于降水東西反向的第三模態，在貝湖以南、巴湖以東及20°-30°N附近的西太平洋地區為顯著的負相關(圖2c)，東多西少(1988、1992、2006、2018年)(圖3e)和西多東少(1972、1978、1984、2004年)(圖3f)的高度距平場上，東亞地區二者差異最明顯的區域在貝湖地區，該區域高度場偏低，魯西北及魯中西部降水易偏多，反之，該區域降水易偏少。

綜上所述，東亞大槽是影響山東冬季降水的關鍵系統：當東亞大槽偏弱時，山東冬季降水易出現全省性降水偏多；當東亞大槽偏強且向南伸展時，山東冬季降水易全省性偏少；當東亞大槽偏強且烏拉爾山至貝湖北側高度距平為明顯正距平時，山東北部尤其是半島東北部地區降水易偏多，其他地區降水易偏少；貝湖地區高度場的異常與魯西北及魯中西部地區的降水也有較密切的關系。

圖2 1961-2018年山東冬季降水前三個模態的時間系數與同期北半球500 hPa高度相關場

2.2 東亞大槽強度及其與山東冬季降水的關系

由前文分析可知，東亞大槽是影響山東冬季降水的關鍵系統，因此有必要對它進行定量分析。關于東亞大槽強度指數的定義，長期以來氣象工作者對它進行了許多研究[8，24-26]。穆明權等[24]采用區域(30°-50°N、120°-150°E)平均的500 hPa高度距平來表示東亞大槽強度。王冀等[25]選定區域(40°-50°N、110°-130°E) 對高度場進行標準化，求得區域平均，再經過標準化求得東亞大槽指數。本文參考上述研究及前文相關分析結果，用區域(30°-50°N、110°-160°E)平均的500 hPa高度距平值來定義東亞大槽的強度指數，記為IH500，數值為正，表示東亞大槽偏弱；數值為負，表示東亞大槽偏強。對計算得到的1961-2018年東亞大槽強度指數進行線性趨勢分析(圖4)，發現東亞大槽強度呈顯著的減弱趨勢，通過了0.01的顯著性水平檢驗。計算去趨勢后東亞大槽強度指數與山東冬季降水量的相關系數，結果表明，二者存在顯著的正相關關系，相關系數為0.42，通過了0.01的顯著性水平檢驗，意味著東亞大槽偏弱(強)時，山東冬季降水易偏多(少)。為了考察東亞大槽和山東冬季降水關系的穩定性，計算了東亞大槽強度指數與山東冬季降水量的21 a滑動相關系數，得到1961-1981年段，1962-1982年段，……，1998-2018年段的相關系數序列(圖 5)。由圖 5可看出，1961-1981年段至1991-2011年段為穩定的正相關，即東亞大槽偏弱(強)時，山東冬季降水易偏多(少)，但1980—2000年段之后二者的相關程度轉弱，達不到0.05的顯著性水平，1992-2012年段相關性質發生了改變，轉為弱的負相關關系，意味著東亞大槽偏強(弱)時，山東冬季降水偏多(少)可能性大。

圖3 山東冬季降水6種空間分布型對應的同期北半球500 hPa高度距平場

圖4 1961-2018年冬季東亞大槽強度指數演變圖

圖5 冬季東亞大槽強度指數與山東冬季降水21 a滑動相關系數

計算去趨勢后東亞大槽強度指數的標準差為2.0，因此將IH500<-2.0作為東亞大槽偏強年，IH500>2.0作為東亞大槽偏弱年。1961-2018年間共出現了10個東亞大槽偏強年和9個偏弱年，其與山東冬季降水的關系見表1。

由表1可見，當IH500<-2.0，即東亞大槽偏強時，山東冬季降水為負距平的頻率為8/10=80%，為正距平的頻率為2/10=20%。2000年和2012年為異常偏多年，均出現在二者相關關系轉為負相關的1992年以后。當IH500>2.0，即東亞大槽偏弱時，山東冬季降水為正距平的頻率為7/9=78%，負距平的頻率為2/9=22%，由于2年降水負距平年偏少幅度在2成以內，所以不作為異常來討論，本文將對上述2個多雨年進行深入分析。

表1 東亞大槽強度指數(IH500)異常與山東冬季降水的統計關系

2.3 東亞大槽偏強背景下山東冬季降水偏多年環流特征

由前文分析可知，東亞大槽偏強背景下出現了2000年和2012年2個降水異常偏多年。逐一將其冬季北半球500 hPa高度距平場(圖6a、b)與前文3個模態對應的500 hPa高度相關場及距平場對比分析可見，這兩年實況圖上歐亞中高緯地區自西向東高度距平為“-+-”分布，與第一模態對應相關場(圖2a)的“+-+”分布基本相反，與偏少年高度距平場(圖3b)的“-+-”分布基本一致，但值得注意的是，實況圖上東亞沿岸的負距平區比圖2(a)的正相關區及圖3(b)上的負距平區位置明顯偏西，向西伸至烏拉爾山一帶，負距平中心位于貝湖地區，而該地區在西多東少年距平場上(圖3f)為明顯的負距平，在第三模態相關場上(圖2c)為負相關，意味著魯西北和魯中西部地區的降水易偏多。另外，在2000年和2012年的20°-35°N附近，我國東南沿海及西太平洋地區為正高度距平覆蓋，與相關場上顯著的負相關區相對應(圖2c)，指示著魯東南及半島東部地區的降水易偏多。850 hPa矢量風距平場上(圖6c、d)，這兩年冬季均有異常的偏南風北上到達山東，2000年為來自西太平洋的異常東南風，2012年為來自孟家拉灣的異常西南風和來自西太平洋的異常東南風共同影響，且以前者更為強盛，異常偏南風將海洋的水汽輸送到山東，造成2000年和2012年山東省降水的異常偏多。

圖6 2000年(a)、2012年(b)冬季北半球500 hPa高度距平場和2000年(c)、2012年(d)850 hPa矢量風距平場

3 結論與討論

(1)山東冬季降水大致可分為同多(少)、南少 (多)北多(少)和東少(多)西多(少)6種空間分布型，不同分布型對應的環流特征各異。東亞大槽是影響山東冬季降水的關鍵系統：當東亞大槽偏弱時，冬季降水易出現全省性偏多；當東亞大槽偏強且向南伸展時，冬季降水易全省性偏少；當東亞大槽偏強且烏拉爾山至貝湖北側為明顯正高度距平時，山東北部尤其是半島東北部地區降水易偏多，其他地區易偏少。

(2)東亞大槽對山東冬季降水的影響存在明顯的年代際變化，前期東亞大槽偏弱(強)、山東冬季降水易偏多(少)的關系在1992年以后不能成立。

(3)當東亞大槽偏強且貝湖地區高度場明顯偏低及我國東南沿海和西太平洋低緯地區高度場升高時，山東冬季降水也易偏多。

本文所得結論僅是根據有限樣本統計分析得到的，結論的可信度及完整性還有待于在今后的工作中進一步研究和補充。另外，東亞大槽和山東冬季降水關系為什么會呈現年代際變化特征，其原因還有待于進一步分析和研究。