2020 年長江中下游地區梅汛期強降水特征及其與對流層上層斜壓Rossby 波的關系

孫思遠 管兆勇

1 南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室/氣候與環境變化國際合作聯合實驗室/氣象災害預報預警與評估協同創新中心,南京 210044

2 中國氣象局地球系統數值預報中心, 北京 100081

3 國家氣象中心, 北京 100081

1 引言

梅雨是東亞夏季風向北推進時于我國東部地區產生的現象。梅雨通常發生于初夏（6 月中旬至7月上旬），其在雨季的降水量級、分布、持續時間及雨帶移動方面有特殊表現（Wang and Lin, 2002;俞亞勛等, 2013; 陳艷麗等, 2016; 唐玉和李棟梁,2020），且存在較大的年際和年代際變化（魏鳳英和謝宇, 2005; 梁萍等, 2018）。長江中下游地區梅汛期降水在1970s/1980s 和1990s/2000s 存在兩次轉折，分別是少梅期向多梅期、多梅期向少梅期的轉變（蔣薇和高輝, 2013; 柏玲等, 2015），同時，有研究發現該地區梅雨期長度通常與梅雨期的降水量成正比（郝志新等, 2009）。2020 年梅雨季持續時間（62 天），與2015 年并列，是1961 年以來歷史最長的梅雨季。超長梅汛期（6～7 月）使得我國遭遇了1998 年以來最為嚴峻的汛情，洪澇災害致使28 個省份7000 多萬人次受災。受持續性的強降水影響，中央氣象臺自6 月2 日至7 月11 日連續發布暴雨預警，長江流域在梅汛期更是發生了3 次編號洪水，洪水嚴重地威脅了長江中下游地區人民生命和財產安全。幸運的是，由于三峽水利工程的建成、近年河湖調蓄能力的上升以及各部門的聯合部署，2020 年梅汛期的受災損失要遠小于1998 年。盡管如此，為了進一步提高梅汛期強降水的預報能力，并為防災減災提供技術支持，具體分析2020 年梅汛期強降水的成因仍是十分必要的。

前人針對長江中下游地區梅汛期強降水的成因已展開了大量工作。東亞夏季風系統的配置對梅汛期的持續時間和降水強度均有很大影響（Li et al.,2001; 梁萍等, 2007; 丁婷和高輝, 2020）。例如，南海夏季風弱年，長江中下游地區多雨（吳尚森等,2003）；西太平洋副熱帶高壓（西太副高）異常對長江中下游地區的梅雨期降水量亦有很大的影響（錢代麗和管兆勇, 2020），西太副高強度的增強（陳菊英等, 2006）和位置的異常偏西（鄧汗青和羅勇, 2013）可能會觸發異常偏多的降水。梅汛期降水強度和位置還與梅雨鋒及鋒面上的中尺度系統活動有關，對流單體的列車效應易造成持續性的降水異常（趙玉春, 2011; 趙宇等, 2018），而梅雨鋒生強度的年際變化與梅雨發生時間也較為一致（侯俊和管兆勇, 2013）。此外，青藏高原對流系統的東移和西南低渦的觸發，對梅雨鋒地區強降水十分有利（傅慎明等, 2011; Li et al., 2021）。吳志偉等（2006）分析梅汛期降水和前期春季南半球年際模態時，發現兩者存在很好的正相關，而前期春季南半球年際模態又與東亞大氣環流異常聯系密切。還有學者研究發現，全球海溫與長江中下游地區梅雨在不同時間尺度上的相關性較好，且較長時間尺度的相關更為顯著（周麗和魏鳳英, 2006）；處于發展位相的El Ni?o 事件通常有利于長江中下游夏季降水偏多，同期的河套地區和印度中部地區降水偏少（Zhang et al., 2021）；祁莉等（2014）在分析前期西太平洋暖池和長江中下游地區夏季降水時，發現兩者的顯著負相關超前2 個季節。

除了上述研究所揭示的梅雨的成因和影響因子，長江中下游地區降水異常與對流層上層斜壓Rossby 波活動的聯系也有尤為密切的聯系（Cholaw et al., 2008; 楊寧等, 2020）。斜壓Rossby 波及其在一定條件下組織成的波包是中緯度高影響天氣變化的重要預報因子和制造者。Rossby 波的下游發展等理論也被廣泛應用（陶詩言等, 2010），Rossby波及斜壓波包通常沿高空副熱帶急流較為連貫的傳播，斜壓波包可能為下游地區提供異常降水所需的擾動能量（劉思佳等, 2018）。以1998 年為例，長江流域的強降水配合著更為頻繁、維持時間更久的波包活動（譚本馗和潘旭輝, 2002），且與梅雨較弱的1997 年相比，1997 年的波包活動沒有明顯上游效應（梅士龍和管兆勇, 2009）。葉德超等（2019）以2016 年為例得到類似的結論，發現2016 年長江中下游地區強降水與斜壓波包存在信息傳遞，是導致當年梅雨期強降水發生的成因之一。而影響長江中下游地區梅汛期各次強降水過程的Rossby 波源有所不同（李慧等, 2019），但大多源于上游地區。此外，在年際和年代際尺度上，Rossby 波列對長江中下游地區降水的影響分別表現出局地性和連續性，且擾動能量對該地區的影響也有很大不同（李明剛等, 2016）。

綜上所述，已有眾多針對上游波包活動對位于下游的長江中下游地區梅汛期降水異常的影響的相關研究，但2020 年該地區梅汛期強降水是否仍與對流層上層Rossby 波活動有關，還需進一步明確，這也有助于驗證前人的相關結論并為未來梅汛期強降水的預報預測提供線索。

2 資料和方法

本文的研究時段為2020 年梅汛期，使用的資料有：（1）NCEP/NCAR 逐日再分析資料，使用的變量有經向風、緯向風、垂直速度、位勢高度、比濕等，資料水平空間分辨率為2.5°×2.5°；（2）NCEP/Climate Prediction Center 全球逐日降水量網格數據集（CPC Global Unified Gauge-Based Analysis of Daily Precipitation），資料水平空間分辨率為0.5°×0.5°；（3）國家氣候中心公布的西太副高脊線位置的逐日變化序列。

各變量的異常定義為該變量與其氣候平均值之間的偏差，并采用1981～2010 年共30 年的平均值作為氣候平均（逐日氣候場）。采用Morlet 小波分析方法（Torrence and Compo, 1998）和Lanczos濾波器（Duchon, 1979），在分析時間序列的周期特征后對變量進行帶通濾波。

中緯度對流層上層（300 hPa）斜壓波的典型波數具有年際差異（Ye et al., 2019），因而在分析波包前，需要先確定2020 年擾動經向風或濾波后的經向風的緯向波數。之后采用Hilbert 變換來做包絡分析（Zimin et al., 2003），波包絡的表達式為Ve=abs(v′+iv?′)， 其中，v′表示300 hPa 的擾動經向風或濾波后的經向風，v?′表 示v′的Hilbert 變換，所得的Ve則表示波包參數。

波作用通量是診斷Rossby 波能傳播的有力工具。Takaya and Nakamura（2001）推導了三維波作用通量，可以用來對大氣Rossby 波擾動能量的傳播特征進行診斷（Nishii and Nakamura, 2005），其水平分量在p坐標中的表達式為

3 2020 年梅汛期降水時空特征和環流背景特征

2020 年我國梅汛期降水主要集中在長江流域，大值中心位于安徽南部，總降水量超過1400 mm（圖1a，等值線），其中安徽黃山地區連續降水日數突破歷史極值。從降水異常場中（圖1a，陰影）則可以看出，在華南、華北東部和東北東南部降水異常偏少，在長江流域和東北北部降水異常偏多，降水異常偏多的大值中心同樣位于安徽南部，降水量偏多超過900 mm，因此，本文選擇降水量和降水正異常的大值中心（29.25°N～32.25°N，114.75°E～119.25°E）作為主要研究區域（圖1a，橘色矩形框，記為Box-A）。從垂直環流異常場（圖1b）中可以看出，在15°N 附近的對流層上層300 hPa 為異常場的正值中心，對應較強的下沉運動，而在長江中下游地區30°N 附近的對流層中層為負值中心，說明此處有較強的上升運動，有利于強降水的發生。同時，從整層積分（地面至300 hPa）的水汽通量散度場（圖1c）中可以看出，水汽從孟加拉灣和中國南海傳送至長江中下游地區，并在此處匯聚，這為強降水的發生提供了足夠的水汽條件。

圖1 2020 年梅汛期（a）中國東部地區總降水量（等值線，單位：mm）和降水距平（陰影，單位：mm）分布，藍色粗實線為長江和黃河；（b）112.5°E～120°E 緯向平均的經向環流異常場（流線）、位勢高度異常場（等值線，單位：gpm）和垂直速度異常場（陰影，單位：10-2 Pa s-1）的垂直剖面；（c）整層積分的水汽通量散度（陰影，單位：106 kg s-1）及其輻散分量（箭頭，單位：kg m-1 s-1）和旋轉分量（流線，單位：kg m-1 s-1）。（a）和（c）中的橘色矩形框為本文所選的研究范圍Fig. 1 (a) Total precipitation (contours, unit: mm) and precipitation anomalies (shaded, units: mm) in eastern China during the 2020 Meiyu period;the thick blue line denotes the Yangtze River and Yellow River; (b) anomalous meridional circulation (streamlines), anomalous geopotential height(contours, units: m), and anomalous vertical velocity (shaded, units: 10-2 Pa s-1) in vertical profiles; (c) water vapor flux divergence (shaded, units:106 kg s-1) and its radiative dispersion component (arrows, units: kg m-1 s-1) and rotational component (streamlines, units: kg m-1 s-1) for the wholelayer integral. The orange rectangular boxes in (a) and (c) represent the study areas

從Box-A（即長江中下游地區降水的主體區域）區域平均的降水時間序列中，可以發現該地區明顯的降水過程有7 次（圖2a），且自6 月1 日至7月31 日，梅汛期的7 次降水過程較為連續，因而造成了長江中下游地區嚴重的洪澇災害。西太副高的脊線位置在8 月初北跳，此時雨帶離開長江中下游地區，華北東北地區進入汛期。選擇每次降水過程降水量級最大的那天作為極值日（表1），極值日的平均總降水量與其前一日相比明顯增強，同樣也在安徽南部存在大值中心，最大值超過45 mm d-1（圖2b），這一結論也進一步證明了我們所選區域的合理性。此外，發生在7 月的最后兩次降水過程的極值日與長江2 號（7 月17 日）和3 號洪水（7 月26 日）有較好的對應，雖然長江流域1 號洪水當日（7 月2 日）的降水量也較大，但此次過程的極值日在7 月5 號（表1）。

圖2 2020 年梅汛期（a）長江中下游地區區域平均的逐日降水量（左側縱坐標軸，單位：mm）和西太副高的脊線位置（右側坐標軸，藍色實線）的時間序列，其中（a）中紅色實線表示三點滑動平均降水量，黑色柱狀為每次過程的極值日；（b）極值日與其前一日降水量之差的分布（單位：mm d-1），橘色矩形框為本文所選的研究范圍Fig. 2 The time series of (a) the regional average of daily precipitation (left Y-axis, units: mm) and the position of the ridge of the western Pacific(right Y-axis, blue solid line) paramount in the middle and lower reaches of the Yangtze River during the 2020 Meiyu period, where the red solid line in(a) indicates the three-point sliding average precipitation, and the black bar denotes the extreme day of each process; (b) the distribution of the difference between the extreme day and the precipitation of the previous day (units: mm d-1). The orange rectangular box denotes the selected study range

表1 長江中下游地區區域平均的7 次降水過程極值日的日期、降水量和西太副高的脊線位置Table 1 Dates of 7 extremes of precipitation and the corresponding amount precipitation in the middle and lower reaches of the Yangtze River, as well as the ridge location of the western Pacific subtropical high

環流異常決定了持續性強降水的分布。由圖3a–c 可以看出，對流層低層的異常環流在中國東部地區自南向北呈“反氣旋—氣旋—反氣旋”的水平分布，位于西太平洋的異常反氣旋則可能攜源自中國南海的水汽為長江中下游地區提供異常強降水所需的充足水汽，此外，長江中下游地區低空盛行異常西南風（圖3a）；在對流層中上層，中國南方地區則主要受異常反氣旋性環流控制，長江中下游地區上空盛行偏西風（圖3b 和3c）。長江中下游地區在對流層中低層有明顯的輻合，在對流層上層有明顯的輻散，有利于異常上升運動的形成和維持。高空亞洲西風急流帶呈東西走向（圖3d），連貫性好且西風帶中的西風較強，軸線位于37.5°N附近。在里海和日本海附近分別有明顯的西風大值區，對應的是急流入口區和出口區。整體而言，高空的環流形勢利于Rossby 波及其在一定條件下組織成的波包沿這條波導向下游傳播（Ambrizzi andHoskins, 1997）。

圖3 2020 年梅汛期（a）850 hPa、（b）500 hPa、（c）300 hPa 高度上異常旋轉風場（流線，單位：m s-1）、輻散風場（箭頭，單位：m s-1）和散度（陰影，單位：10-6 s-1）分布以及（d）300 hPa 高度上的環流場，（d）中陰影為緯向風，等值線為經向風，箭頭為流場（單位：m s-1），黃色虛線為急流軸Fig. 3 Anomalous circulations at (a) 850 hPa, (b) 500 hPa, and (c) 300 hPa; (d) circulation at 300 hPa during the 2020 Meiyu period. (a), (b), and (c)show the divergence (shaded, units: 10-6 s-1), rotational component (streamlines, units: m s-1), and divergent component (arrows, units: m s-1) of the anomalous winds. (d) shows the latitudinal wind (shaded, units: m s-1) and meridional wind (contours, units: m s-1); the arrow denotes the flow field(units: m s-1), and the yellow dashed line denotes the westerly jet-stream axis

為進一步了解擾動變化過程，需對7 次過程極值日（day0；表1）及其前/后4 天（day-4/day+4）的環流場進行合成分析。在極值日前后四天的850 hPa合成環流距平場中可以看出：在day-4 時，Box-A受反氣旋性環流控制，在Box-A 的西北側有一氣旋性環流，該地區上空主要為西南風（圖4a）；在day-3 和day-2 時，Box-A 受氣旋性環流控制，上空主要為西北風或偏北風（圖4b 和c），氣旋性環流中心西移減弱；在day-1 時，Box-A 受中心位于菲律賓群島的反氣旋性環流控制，上空主要為西南風（圖4d）；在day0 時，Box-A 南側受中心位于中國南海的反氣旋性環流影響，北側受中心位于外興安嶺附近的氣旋性環流影響，反氣旋環流中心與前一日相比有明顯的增強北抬，同時，氣旋性環流中心局地增強顯著，在Box-A 上空存在西北風 和 西 南 風 的 輻 合（ 圖4e）； 在day+1 和day+2 時，Box-A 受中心位于中國東北的氣旋性環流控制，上空主要為西南風（圖4f 和g），氣旋性環流中心有明顯南移；在day+3 時，Box-A 受中心位于朝鮮半島的氣旋性環流影響，環流中心繼續南移，上空主要為東北風（圖4h）；在day+4 時，Box-A 受中心位于黃海附近的反氣旋性環流控制，上空主要為偏東風（圖4i）。

概括起來，850 hPa 上位于低緯度菲律賓附近的異常反氣旋（圖4 中的紫色圓點）在day-4 至day+4 的9 天時間里存在逐步且連續的西伸過程，中高緯度（50°N～60°N）處存在異常反氣旋（圖4中粉色圓點）東移，后被同樣逐漸東移的異常氣旋（圖4 中藍色星形）取代。而Box-A 區域處于異常氣旋（圖4 中棕色星形）或反氣旋（圖4 中的紫色圓點）的邊緣，但在day0 當日，Box-A 上空有明顯的西北風和西南風的輻合，這種環流分布有利于西風輻合型鋒生的加強（易兵等, 1991; Hou and Guan, 2013），進而利于強降水的發生。

圖4 （a–i）極值日（day0）及其前后4 天850 hPa 上合成環流距平場（流線，單位：m s-1）和降水距平場（陰影，單位：mm）分布（圓點表示反氣旋中心，星形表示氣旋中心）Fig. 4 Composites of circulation anomalies (streamlines, units: m s-1) and precipitation anomalies (shaded, units: mm) over 850 hPa (a–i) four days before and after the extreme day (day0). The dot represents the anticyclone center and the star represents the cyclone center

由圖5 可見，在300 hPa 上，極值日前后四天異常環流變化的主要特征表現為：在day-4 至day-2 時，Box-A 地區上空由西南風轉為偏西風，Box-A 在day-4 受中心位于臺灣地區的反氣旋性環流和中心位于貝加爾湖西南側的氣旋性環流影響，反氣旋環流和氣旋環流中心在day-3 和day-2 持續減弱并向東南方向移動（圖5a–c）；在day-1 時，Box-A 受反氣旋性環流影響，上空主要為偏西風（圖5d）；在day0 時，Box-A 受中心位于西太平洋的反氣旋性環流控制，上空主要為西南風（圖5e）；在day+1 至day+2 時，Box-A 地區上空主要為西北風，Box-A 在day+1 受中心位于黃海的反氣旋性環流（東側）和中心位于黃土高原附近的氣旋性環流（西側）的共同影響，反氣旋環流中心和氣旋性環流中心隨后分別東移至日本海和江淮地區（圖5f–g）；在day+3 和day+4 時，Box-A 受中心位于江淮地區的氣旋性環流控制，上空由偏西風轉為西南風（圖5h–i）。

圖5 （a–i）極值日前后4 天300 hPa 上合成環流距平場（流線，單位：m s-1）和風場的散度距平場（陰影，單位：10-6 s-1）。藍色虛線表示波列狀擾動軸線Fig. 5 Composites of circulation anomalies (streamlines, units: m s-1) and divergence anomalies of the wind field (shaded, units: 10-6 s-1) over 300 hPa(a–i) four days before and after the extreme day (day0). The blue dotted line represents the axis of the wave-train anomaly disturbance

在極值日前后四天的降水距平場和300 hPa 風場的散度距平場中可以看出：在day-4 至day-1和day+2 至day+4，降水均呈負距平；在day0 至day+1，降水呈正距平。相應地，Box-A 上空300 hPa風場在day-4 至day-1 和day+2 至day+4 期間輻合，而在day0 至day+1 有顯著的輻散。高空輻散有利于強上升運動的形成，進一步利于該地區強降水的發生發展。

整體而言，Box-A 地區上空在整個降水過程中受斜壓性環流的控制，對流層高低層環流系統存在明顯的東移過程，與降水過程的變化較好的一致性。特別的，降水主要集中在day0 和day+1。此外，還可以注意到圖5 所示的對流層上層異常環流在day-1 至day+1 的三天時間里，存在著自西北向東南排列的“氣旋—反氣旋—氣旋”樣的波列狀擾動異常（圖5 中藍色虛線所示），在中緯度35°N 附近亦存在這種波列狀的擾動環流結構。

4 與長江中下游地區梅汛期強降水相關的Rossby 波活動特征

對梅汛期長江中下游地區區域平均的逐日標準化降水序列進行功率譜分析，可以發現其在不同時段存在2～4 天和6～14 天的顯著周期（圖6a 和6b）。隨后，對逐日資料進行濾波處理，根據Lanczos 帶通濾波器得到2～14 天的高頻分量，進而更有針對性地分析對流層上層Rossby 波活動的特征。

圖6 長江中下游地區（a）區域平均的逐日標準化降水的Morlet 小波功率譜分析（圖中陰影區域為功率譜值，打點區域為通過90%的顯著性檢驗，網格線處為邊界效應）和（b）時間平均功率譜（紅色虛線為紅噪聲檢驗）以及（c）300 hPa 高頻經向風場在30°N～60°N 緯帶上的功率譜（橫軸為波數，縱軸為功率譜值）Fig. 6 (a) Morlet wavelet power spectrum analysis results of the standardized daily regional average precipitation over the middle and lower reaches of the Yangtze River (the shaded area in the figure denotes the power spectrum value, and the dotted area denotes the red noise test passing the 0.1 confidence level, with boundary effects at the grid lines); (b) the time-averaged power spectrum (the red dotted line denotes the red noise test); (c) the power spectrum of the 300 hPa high-frequency meridional wind field over 30°N–60°N (the horizontal axis represents the number of waves; the vertical axis denotes the power spectrum value)

2020 年梅汛期對流層上層斜壓波的典型波數為5～7 波（圖6c），使用Hilbert 變換從高頻經向風v′中提取出斜壓波包參數Ve，利用一點相關和回歸等方法對該參數進行分析（Chang and Yu, 1999），明確2020 年梅汛期強降水期間300 hPa 高度上波包與波能的傳播過程（圖7 和圖8）。圖7 給出了該地區波列v′和波包Ve的一點相關關系（圖7 陰影和等值線），其中選擇梅汛期降水極值中心（30°N，117.5°E）作為基點（圖1a）。由圖可見，波列在整個傳播過程中明顯向下游頻散，波包向下游頻散則主要始于-1 d（-1d 表示空間場超前于基點1 天）。

圖7 長江中下游地區Box-A 梅汛期300 hPa 基點處 v′（陰影）和Ve（等值線）與相應的整個場在-3 d 至+1 d 的一點相關以及相應的對基點 h′回歸的波作用通量Wr（箭頭，單位：m2 s-2）。相關系數≥0.3 即為通過90%的顯著性檢驗，陰影和等值線間隔為0.1，綠色等值線為正相關，棕色等值線為負相關，黑色實心圓點為基點Fig. 7 One-point correlations of v′ (Ve) at the base point of Box-A in the middle and lower reaches of the Yangtze River, with v′ (Ve) at 300 hPa in the whole field, and the corresponding wave action fluxes (arrows,units: m2 s-2) for the regression of h′ at the base point. The time lags are set from -3 d to +1 d. Contour intervals of correlations for both v′ and Ve are 0.1. The correlation coefficient at 90% confidence level is 0.3,according to a t-test; the solid green lines denotes positive correlation,the dashed brown line denotes negative correlation, and the solid black dot denotes the base point

圖8 長江中下游地區Box-A 梅汛期300 hPa 基點處 ψ′（陰影）和ψe（等值線）與相應的整個場在-3 d 至+1 d 的一點相關。相關系數≥0.3 即為通過90%的顯著性檢驗，陰影和等值線間隔為0.1，綠色等值線為正相關，棕色等值線為負相關，黑色實心圓點為基點Fig. 8 One-point correlations of ψ′ (ψe) at the base point of Box-A in the middle and lower reaches of the Yangtze River, with ψ′ (ψe) at 300 hPa in the whole field. The time lags are set from -3 d to +1 d.Contour intervals of correlations for both ψ′ and ψe are 0.1. The correlation coefficient at 90% confidence level is 0.3, according to a ttest. The solid green line denotes positive correlation, the dashed brown line denotes negative correlation, and the solid black dot denotes the base point

當空間場超前于基點3 天（-3 d）時，波列的負相關中心位于貝加爾湖西側、正相關中心位于貝加爾湖附近，此時，還可以在基點附近觀察到前次過程的結束。-2 d 時，波列的正負相關中心均明顯增強，負相關中心有顯著的南移，正相關中心則有顯著的向東移動。-1 d 時，波列的正負相關中心持續增強并南移，而波包的正相關中心位于基點上游地區（35°N，110°E）附近。0 d 時，波列的正相關中心向東南方向移動至基點處，負相關中心也持續向東南方向移動；同時，波包正相關中心移動至基點。+1 d 時，波列和波包減弱東移。波作用通量Wr進一步顯示出波擾動能量向下游頻散的過程，與波列的頻散特征較為一致。可以發現，在-3 d 時的波能傳播為上次過程的結束，當日在上游地區的地中海附近有明顯的能量輻散，相對于基本氣流，Rossby 波波能向東和向東南方向頻散。在-2 d 時，波能輻散中心位于地中海和黑海附近，與前一日相比，波能中心略向東移，同時貝加爾湖附近也有明顯的波能向東和向東南的頻散。尤其是在-1 d至+1 d 更為清楚，特別是在0 d 時兩支波擾動能量對下游地區有明顯的影響。此外，根據波列的相關中心位置，可以大致推算出2020 年梅汛期Rossby波的相速度約為4°lon. d-1，而群速度約為10°lon. d-1，群速度明顯大于相速度。

已有研究發現，波包活動在1998 年和2016 年同樣發生在長江流域的極端梅汛期期間主要起源于里海和黑海附近（梅士龍和管兆勇, 2009; 葉德超等, 2019）。看上去，這與2020 年波包活動的源地不同，但一致的是，波包活動均沿高空西風急流自上游地區向下游頻散，對下游地區的極端強降水事件產生一定影響。

準地轉擾動流函數 ψ′相對于由其緯向梯度表示的擾動經向風而言，其空間變化更為平滑。為進一步揭示波包活動特征，這里使用 ψ′進行Hilbert 變換提取出波包絡ψe，再利用一點相關對 ψ′和ψe進行分析，仍可得到相似結論（圖8）。由圖可見，波包向下游的移動則主要始于-2 d，波包的正負相關中心沿經向傳播明顯，波包的相關中心自西北向東南移動，整個傳播過程維持約4 d。

5 總結

本文利用再分析資料對長江中下游地區2020年超長“暴力梅”的降水特征和環流與波活動特征進行了分析，得到以下結論：

（1）2020 年梅汛期強降水致使長江中下游地區出現了嚴重的暴雨洪澇災害，降水和降水異常大值中心位于安徽南部，在梅汛期（6～7 月）共有7 次降水過程，其中6 月發生4 次，7 月有3 次過程。該地區梅汛期的61 天內，降水時間序列主要存在2～4 天和6～14 天的變化周期。

（2）2020 年梅汛期長江中下游地區在對流層中低層輻合、高層輻散，且該地區上空有較強的異常上升運動，為異常強降水提供了有利的動力條件。同時，位于西太平洋的異常反氣旋攜源于孟加拉灣和中國南海地區的水汽在長江中下游地區匯集，為異常強降水提供了有利的水汽條件。長江中下游地區7 次降水過程中，該地區上空受斜壓性環流控制，環流系統逐步東移，與降水過程的變化相對應。

（3）2020 年梅汛期長江中下游強降水與對流層上層斜壓Rossby 波活動關系密切。梅汛期高空亞洲西風急流帶連貫性好且西風較強，為上游高頻波列和波包向下游傳播提供了通道。2020 年梅汛期對流層上層300 hPa 的波作用通量表現出波動有明顯的下游頻散，波能傳播路徑分別有兩支，其中一支源于地中海附近，另外一支源于貝加爾湖附近，均能為下游地區的異常強降水帶來擾動能量。波動起源于上游貝加爾湖附近，由西北向東南移動至長江中下游地區，但值得注意的是，高頻波動的沿經向傳播特征要更為顯著，這與1998 年夏季波包的傳播路徑有所差異（梅士龍和管兆勇, 2009）。采用準地轉擾動流函數作為參數分析波活動時，亦可見波動沿自西北—東南路徑移至長江中下游地區。

要說明的是，導致2020 年梅汛期降水異常的成因復雜：首先，造成超長梅汛期的原因可以歸結為西太副高的基本穩定，而這一穩定的副高結構主要是由其第一模態和第三模態引起的（錢代麗和管兆勇, 2020）；其次是低頻過程，這里主要包含準雙周振蕩和40～90 天振蕩；第三是Rossby 波包活動；第四，當然還有中小尺度過程等等。本文僅從對流層上層Rossby 波活動的角度出發進行探究，關于2020 年梅汛期降水形成的全部機理還需進行更多、更深入的研究。此外，通過擾動經向風場或準地轉擾動流函數獲得的波包參數，理論上可用于監測波包的移動，從而可為強降水過程監測和預報提供依據，然而，關于開發偵測波包傳播的前兆指數和技術有待未來進一步展開。

致謝再 分 析 資 料 取 自NOAA-C?RES Climate Diagnostics Center（https://www.noaa.gov/ [2021-01-11]）；西太副高指數取自國家氣候中心（http://cmdp.ncc-cma.net/cn/[2021-01-11]）；文中插圖使用NCL 軟件繪制。謹致謝忱！