黑龍江初夏降水的主模態特征及其前兆海洋信號分析

班晉，王永光，王波，李永生，趙佳瑩，張健，于梅

(1. 黑龍江省氣候中心，黑龍江哈爾濱150030； 2. 國家氣候中心，北京100081)

1 引 言

黑龍江省位于中國東北地區北部，降水主要集中在夏季。診斷分析表明[1-10]，黑龍江省初夏降水(6月)與盛夏降水(7—8月)主要影響系統并不相同，影響初夏降水主要為中高緯環流系統，如東北冷渦和鄂霍次克海阻塞高壓(簡稱鄂海阻高)等，而副熱帶系統對盛夏降水有重要影響，如西太平洋副熱帶高壓(簡稱西太副高)等。近10 a年來，黑龍江省初夏氣候異常事件頻發，干旱和洪澇災害對國家糧食安全造成嚴重負面影響，同時抑制了本省的經濟發展。初夏是黑龍江農作物生長的關鍵期，在氣候變化明顯的背景下，如何準確預測黑龍江省初夏降水成為當下重要的研究課題之一。

研究表明[11-15]，海溫是預測初夏降水最重要的前兆信號。Fang 等[11]研究表明，近 20 a 來，春季北大西洋三極子異常正位相在初夏貝加爾湖西北側誘發阻塞高壓增強，并伴隨東北冷渦增強，導致東北初夏降水偏多；高輝等[12]認為黑潮區海溫通過海洋熱力異常持續性導致低層出現反氣旋環流，并在東北冷渦區形成氣旋環流，增強了東北冷渦；高晶等[13]則發現副熱帶東南太平洋海溫偏低是通過越赤道的遙相關波列激發我國東北地區夏季出現氣旋性環流，從而導致東北冷渦活動偏強，我國東北地區降水偏多；楊亞力等[14]分析El Ni?o 年對流層低層阿拉伯海及孟加拉灣東風異常，水汽輸送減弱，云南大部地區降水偏少。種種研究均表明，前期海溫的異常直接導致我國大部地區夏季降水分布異常。

以往的研究[16-21]認為ENSO 是影響黑龍江夏季降水的最主要前兆信號，受1998 年的超強El Ni?o 事件影響，嫩江、松花江流域發生特大洪水，而2016 年的超強El Ni?o 事件則導致嫩江流域異常干旱。由此可見，影響黑龍江省夏季降水的主要前兆信號可能并非傳統意義上的ENSO 事件，或者說ENSO 與黑龍江降水的關系也發生了年代際變化，前兆信號的變化使得黑龍江省初夏降水的預測更加困難。基于上述問題，本文分析黑龍江省初夏降水主模態的時間變化特征，重點研究不同年代際影響初夏降水的主要大氣環流系統以及海溫前兆信號，解釋前兆信號對初夏降水異常的可能影響機制，為黑龍江省初夏降水提供可靠的預測結果，提高氣象服務保障能力。

2 資料與方法

黑龍江省數據中心提供的1961—2018年全省62 個臺站初夏(6 月)降水資料；NCEP/NCAR 再分析資料，時間為1961—2018 年，要素為500 hPa 高度場、850 hPa矢量風場和200 hPa緯向風場，分辨率為 2.5 °×2.5 °；1960—2018 年 NOAA 擴展重建海溫(ERSSTv4)資料，分辨率為2.0 °×2.0 °。

采用經驗正交分解(EOF)法提取主成分研究初夏降水距平的空間分布特征[22]。為了提高主模態的收斂性，采用每個地區選取一個代表站進行EOF 分解。選取代表站的方法，用某一地區所有站點平均值與該地區每個站點依次求相關，相關系數最大站點記為這一地區的代表站。由于七臺河地區只有兩個站點，統計站點時將其并入雙鴨山，這樣全省只有12 個地市，選取的代表站依次為：漠河、黑河、五營、甘南、肇州、青岡、延壽、佳木斯、雙鴨山、鶴崗、寧安、雞西。此外，本文還采用滑動t檢驗法研究主成分時間突變性，采用皮爾遜相關系數研究降水與環流及海溫關系。

3 結果與分析

3.1 黑龍江省初夏降水診斷分析

圖1 表示降水距平EOF 分解第一、第二模態的空間分布，其中模態解釋方差貢獻率分別為61.3%和17.4%，累計貢獻率達78.7%。第一模態為全省一致型空間分布，中心位于鶴崗、伊春地區。第二模態以伊春、哈爾濱東部為界，呈東西反向型空間分布。

圖1 第一(a)、第二(b)模態空間分布

圖2 表示降水距平EOF 分解第一、第二模態的時間系數。第一模態時間系數(簡稱PC1)年代際變化明顯，在1960—1970 年代一直處于負位相背景，從1980 年代初開始向正位相轉變，直到1990 年代中期再次轉為負位相，并持續至2010 年代中期，最近4 年連續出現正位相，標志PC1 有可能進入一個新的年代際背景。第二模態時間系數(簡稱PC2)年代際變化并不明顯，但年際變化較突出，1990年代至今正負位相交替出現，很難出現連續多年正(負)位相。

圖2 第一(PC1，a)、第二(PC2，b)模態時間系數序列

采用 11 a 滑動t檢驗法分別對 PC1 和 PC2 做突變檢驗(圖3)，結果發現PC1 在1993 年為主要突變點，PC2 則沒有明顯的突變點。降水與大氣環流以及海溫相關性在年代際尺度存在明顯變化，目前短期氣候預測業務使用1981—2010年平均作為氣候態，這里著重研究1981 年之后兩者的相關關系。對于PC1 在1993 年有明顯的突變，可分為突變前(1981—1993 年)和突變后(1994—2018 年)兩個時間段分析，對比兩個時段發現，突變前的13 a 中有8 a 降水偏多，而在突變后的25 a 里則只有9 a 降水偏多，表明突變前后降水的變化較明顯；PC2沒有明顯突變，因此只分析1961—2018年PC2與大氣環流的年際變化特征。

圖3 PC1(a)和 PC2(b)滑動 t檢驗

3.2 黑龍江初夏降水PC1、PC2與大氣環流的關系

圖4a、圖4b 分別為突變前和突變后PC1 與500 hPa 位勢高度相關，其中突變前PC1 與500 hPa 位勢高度顯著相關區在 120～140 °E 范圍內，自北向南呈現“+，-，+”的波列分布。負相關區反映東北冷渦的影響，北部正相關區為阻塞高壓的建立，我國東北地區北部出現異常阻塞形勢，同時東北冷渦異常活躍，有利于黑龍江省降水明顯偏多。南部正相關區顯示副熱帶系統北推進程，西太副高脊線偏北同樣有利于黑龍江省降水異常偏多。從相關系數的顯著性來看，中高緯系統較強，而副熱帶系統較弱，這與前人研究的結論[2-7]一致。突變后PC1 與500 hPa 位勢高度相關分布型與突變前相差較小，同樣自北向南呈現“+，-，+”的波列分布，南部的正相關區西伸至高原以東，中高緯影響系統通過相關檢驗的范圍明顯增大。相對于突變前，鄂海阻高增強，東北冷渦增強南壓，西太副高偏南。分析突變前后PC1 與200 hPa 緯向風相關，突變前(圖4c)顯示，東北地區上空北部東風、南部西風，表明黑龍江上空為冷渦環流，與圖4a分析結論一致。暖池上空西風、東海東風(不顯著)，表明對流層高層輻合、低層輻散，季風槽偏弱。北歐的東風、南側中緯度西風(不顯著)，表明烏山及以西為槽區，阻塞高壓偏弱，冷空氣偏弱。繼續分析突變前后PC1 與850 hPa 矢量風相關，突變前(圖4e)顯示，東北地區低層為顯著的氣旋性環流，西太平洋呈現反氣旋性環流；突變后(圖4e)依然呈現出在東北亞和西北太平洋的氣旋和反氣旋性環流，但反氣旋性環流位置略偏南。

突變后與突變前的區別在于，冷渦加強西伸南壓，烏拉爾山變為高壓脊，印度半島北側高層輻合、低層印度低壓減弱。突變前后季風槽沒有變化，均呈現偏弱趨勢。6月高空西風急流軸位置通常位于35～40 °N，圖4d 顯示正相關區位于40 °N以北一帶，這表明當高空西風急流軸西伸偏強時，黑龍江降水偏多。蘭明才等[23]研究東亞副熱帶急流與東北夏季降水表明東北夏季降水偏多年份，急流軸中心偏強并且向東北方向傾斜，與本文結論一致。

圖4 突變前PC1與500 hPa位勢高度(a)、200 hPa緯向風(c)和850 hPa矢量風(e)相關場，以及突變后PC1與500 hPa位勢高度(b)、200 hPa緯向風(d)和850 hPa矢量風(f)相關場

圖5 為 PC2 與 500 hPa 位勢高度(a)以及 200 hPa緯向風(b)相關，時間為1961—2018年。如圖5所示，500 hPa 位勢高度在貝加爾湖偏南為顯著正相關，黑龍江省東部至日本海為顯著負相關。200 hPa 緯向風在巴爾喀什湖的西、東分別呈現“+，-”相關，并且在東亞地區自北向南呈現“+，-，+”的相關分布。初夏降水第二模態空間分布為東西反向，當貝加爾湖阻塞高壓明顯偏東、高空西風急流軸偏弱、日本海上空為低渦時，對應黑龍江省降水西少東多分布。PC2 模態解釋方差貢獻率僅為17.4%，因此本文接下來重點研究海溫與初夏降水PC1的超前相關。

圖5 PC2與500 hPa位勢高度(a)和200 hPa緯向風(b)相關場

前文分析指出黑龍江省初夏降水PC1 與500 hPa位勢高度場、200 hPa緯向風場以及850 hPa矢量風場存在較好的相關關系，下面繼續分析海溫與黑龍江省初夏降水PC1的超前相關。

按照前文結論得到突變時間點為1993 年，分突變前(1981—1993 年)和突變后(1994—2018 年)兩個時間段分析海溫與降水的超前相關。分析相關的海溫場采用三個月滑動平均，從上一年秋季開始一直到當年春季結束。經分析，突變前后降水均與上年12 月—當年2 月的海溫相關最好，因此重點分析上年此時段海溫與降水關系。圖6a給出1981—1993 年黑龍江省初夏降水PC1 與上年12 月—當年2 月的海溫線性相關，可見顯著相關區位于澳洲西北海溫，簡稱A 區(100～130 °E，0 °～20 °S)，此區域相關中心通過0.05 顯著性檢驗。圖6b 給出1994—2018 年黑龍江省初夏降水PC1與上年12 月—當年2 月的海溫線性相關，A 區的正相關減弱，呈現負相關趨勢，并且相關系數無法通過0.1 顯著性檢驗，A 區以東海區由不顯著負相關轉變為顯著正相關，位置從澳洲東北部向東南方向延伸，在130 °E～180 °，0 °～30 °S 范圍內大部區域均通過0.05 顯著性檢驗，此區域稱作澳洲東北海溫(簡稱B 區)。通過對比發現，突變前后澳洲北部海溫相關由東向西的“+，-”型轉為“-，+”分布，顯著正相關區域明顯東移。圖7 給出A 區(a)和B 區(b)海溫距平標準化指數序列，突變前A 區海溫與PC1 變化趨勢一致，突變后海溫有變暖趨勢，兩者關系減弱；突變前B 區海溫與PC1 呈現反向關系，突變后海溫與PC1 年代際變化基本一致。關鍵區(A 區和B 區)海溫如何影響黑龍江初夏降水以及為什么兩者相關性發生轉變，這是本文下一步研究的重點。

圖6 PC1突變前與12—2月海溫場相關(a)，以及PC1突變后與12—2月海溫場相關(b)

圖7 A區海溫(a)和B區海溫(b)距平標準化指數序列

3.3 可能機制解釋

冬季澳洲東北海溫在突變前后如何影響降水，為了討論可能的物理機制，圖8 給出了突變前A 區海溫與初夏500 hPa 位勢高度場以及200 hPa緯向風場的線性相關。海溫與位勢高度在東北地區上空同樣關系密切，但是呈現負相關關系，海溫偏高(低)時，激發東北冷渦異常偏強(弱)，初夏黑龍江降水偏多(少)。此外海溫與200 hPa緯向風在北印度洋、黃淮和華北南部、黑龍江以北相關顯著，當海溫偏高(低)時，激發印度洋、青藏高原東部至朝鮮半島南部高空西風急流偏強(弱)，青藏高壓偏弱(強)，東西伯利亞東風偏強(弱)。

圖8 突變前A區海溫與500 hPa位勢高度(a)和200h Pa緯向風(b)相關場

圖9 給出了突變后冬季B 區海溫與初夏500 hPa 位勢高度場以及200 hPa 緯向風場的線性相關。B 區海溫與500 hPa 位勢高度場關系密切的區域依然在東北地區，200 hPa 緯向風變化在華北以及東北南部、西伯利亞中部相關顯著。對比突變前后發現，500 hPa 東北區上空正相關轉為負相關，海溫偏低(高)時，中緯度西風急流偏弱(強)，東西伯利亞東風偏弱(強)，東北冷渦偏弱(強)，初夏黑龍江降水偏少(多)。與A區海溫影響相比，相對于突變前東北冷渦偏南，澳大利亞北部東風明顯偏強。

圖9 突變后B區海溫與500 hPa位勢高度(a)和200 hPa緯向風(b)相關場

分析海溫在降水突變前后的關系變化之后，還需要進一步研究海溫變化是如何激發出初夏東北冷渦和西風急流軸的變化情況，這里主要研究突變前后兩者的關系。前人研究指出[24-28]，在對流層中低層南北半球的相互作用主要是冬季影響夏季；Zhou[24]認為冬季澳大利亞東側海溫偏暖有利于夏季長江流域降水偏多，同時海溫通過自身持續性的調制作用影響東亞夏季環流；薛峰[25]和高輝等[26]也研究證實南半球高緯環流系統首先建立，通過越赤道氣流影響亞洲夏季風的建立發展。為討論可能的影響機制，圖10 分析突變前冬季A區海溫與初夏850 hPa 矢量風場的相關。當冬季A 區海溫偏高時，初夏東南亞、非洲東岸，越赤道氣流為北風距平，印度半島盛行東風。同時在菲律賓以東出現反氣旋，我國東北地區以及西北太平洋呈現低壓氣旋，此時東北冷渦活動偏強。圖11 分析突變后冬季B 區海溫與初夏850 hPa 矢量風場的相關。當冬季B 區海溫偏高時，澳大利亞東部海溫激發兩條偏北的越赤道氣流，其中一條沿著爪哇島、蘇門答臘島一路向北到我國南海，并且在菲律賓一帶呈現出氣旋相關，南海季風槽偏強。同時向北對應出現反氣旋-氣旋交替波列，即在西北太平洋激發反氣旋，而在我國東北-華北激發出氣旋。850 hPa 東北-華北出現低壓氣旋環流對應500 hPa也呈現低壓氣旋，導致東北冷渦異常活躍。若B 區海溫偏低，則出現相反的變化，東北冷渦偏弱。對比突變前后全國多雨帶位置可發現(圖略)，突變前的 13 a 中，A 區海溫(圖 7a)有 7 a 海溫偏高，東亞呈“南高北低”型分布，東北冷渦偏強，我國北方呈現降水偏多趨勢，黃淮、江南地區降水偏少；突變后的 25 a 中，B 區海溫(圖 7b)有12 a 海溫偏低，東亞呈南北向的“+，-，+”分布，此時東北冷渦偏弱，東北中南部、華北大部、西北東部降水偏少，長江中下游和江南地區降水偏多明顯，多雨帶突變前后由北轉南與西太副高脊線的北轉南關系相吻合，同時前文研究表明突變后PC1 與850 hPa 矢量風場在西北太平洋的反氣旋環流較突變前向南移動，這與突變后副高南移的結論完全一致。

圖10 突變前A區海溫與850 hPa矢量風相關場

圖11 突變后B區海溫與850 hPa矢量風相關場

進一步解釋前冬海溫影響初夏大氣環流變化的物理機制，當冬季B 區海溫偏高時，初夏南半球的越赤道氣流顯著，并在東亞區激發一個明顯的PJ(Pacific-Japan)波列，結果使得西北太平洋反氣旋性環流異常，而在東北-華北地區氣旋性環流異常，對應垂直氣流為上升運動，對流層中層為輻合區，導致初夏東北冷渦異常活躍。通過激發出PJ波列，使得東亞季風系統進程較常年偏早，強度偏強。反之，冬季B 區海溫偏低時，初夏南半球的越赤道氣流將變得不顯著，在東亞區激發反向的PJ波列，東亞季風強度偏弱，東北-華北上空出現正的位勢高度距平，東北冷渦活動偏弱，這些都不利于黑龍江初夏降水偏多。

高空西風急流作為冬夏季節轉換的主要環流系統之一，其北跳及南退對中國東部地區降水至關重要[29-34]。前文研究證實A 區海溫在突變前激發高空西風急流軸比常年偏北，急流軸左側具有氣旋性切變，右側具有反氣旋性切變；突變后B 區海溫則激發高空西風急流軸比常年偏南，急流軸左側具有反氣旋性切變，右側具有氣旋性切變。那么，對于海溫是如何激發高空西風急流軸南移的，根據Huang 等[29]和董敏等[30]的研究指出，夏季熱帶西太平洋對流活動可影響西風急流軸位置，當熱帶西北太平洋對流活動偏強時，東亞地區高空急流軸北移，反之，熱帶西北太平洋對流活動偏弱時，東亞地區高空急流軸南移。B 區海溫偏高對應著菲律賓(即西北太平洋)一帶出現低層氣旋式環流，這表明垂直上升運動，對流活動偏強，進而東亞地區高空急流軸北移，有利于黑龍江省初夏降水偏多。反之，當B區海溫偏低時，菲律賓-北太平洋一帶出現低層反氣旋式環流，垂直方向為下沉運動，對流活動偏弱，東亞地區高空急流軸南移，不利于黑龍江省初夏降水偏多。

4 結 論

(1) 黑龍江省初夏降水主要模態為全省一致型和東西反向型，分別占解釋方差的61.3%和17.4%。通過滑動t檢驗發現PC1 在1993 年發生突變。

(2) 分析突變前后影響降水的環流因子發現，影響黑龍江初夏降水PC1 的主要因子為東北冷渦和高空西風急流軸，冷渦偏強、急流軸偏北，降水偏多。

(3) 前兆影響信號主要在澳大利亞海域，突變前A 區海溫偏高東北冷渦偏強；突變后則是B 區海溫偏低東北冷渦偏弱。

(4) 分析突變后海溫對降水的影響機理發現，突變前澳大利亞A 區海溫偏高可以激發初夏越赤道氣流，菲律賓以東出現反氣旋，我國東北地區呈現氣旋，南高北低的高度距平，高空急流軸偏北；突變后，冬季澳大利亞B 區海溫偏低激發初夏反向越赤道氣流，在菲律賓出現反氣旋性環流，同時向北激發出一條南北向的“+，-，+”PJ波列，導致東北冷渦偏弱，高空急流位置偏南，造成黑龍江初夏降水偏少。