所用资料包括:来源于NCEP/NCAR逐日再分析资料, 水平分辨率为2.5° × 2.5° , 要素包括风场、垂直速度场等。来源于国家气象局整编的我国753站逐日降水资料, 选取了长江中下游地区可信度高的164站(图1)的逐日降水资料。资料时间序列均为1960— 2013年共54 a, 夏季指6~8月共92 d。其中高原地区的选取范围是:80° ~100° E, 25° ~40° N, 主要包括格点数为48个。

图1

Fig.1

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	图1 长江中下游地区164个气象站分布示意图Fig.1 Locations of 164 weather stations in the middle and lower Reaches of the Yangtze River

主要采用Butterworth带通滤波、Morlet小波分析^[30] 、合成分析及t 检验^[31] 等方法。小波分析法是基于尺度可变的小波基对时间序列在时间领域和频率域上进行同步分解, 从而得到各种“ 周期” 信号的方法。主要用来确定长江中下游地区旱涝年夏季降水及其对应青藏高原地区高层要素的周期特征。需要指出的是在对降水和高原地区要素资料进行小波分析前, 首先对其进行5点滑动平均以削弱高频波的影响。Butterworth滤波法具有输入长度几乎不损失和收敛速度快的优点。本文用Butterworth滤波法提取旱涝年降水及其环流场的低频振荡分量。

本文通过对长江中下游地区164个站点逐日降水资料进行标准化处理, 获得长江中下游地区夏季降水异常的年份。图2为1960— 2013年长江中下游地区夏季降水标准化时间序列, 由降水的标准化时间序列可见, 长江中下游夏季降水年际变化特征明显。以一个标准差为标准, 将标准化降水值大于(小于)1的年份定义为典型涝年(旱年)。典型旱年和涝年均选8 a, 具体年份见表1, 以下分析主要针对典型旱涝年进行。此外, 在年代际时间尺度上, 长江中下游夏季降水呈波动式变化, 没有明显的年代际转折。从夏季降水的线性变化趋势来看, 近54 a长江中下游地区夏季降水整体表现为由少到多的上升趋势, 但上升趋势不明显。

图2

Fig.2

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	图2 1960— 2013年长江中下游夏季降水标准化时间序列Fig.2 Normalized time series of summer rainfall from 1960 to 2013 in the middle and lower Reaches of the Yangtze River

表1

Table 1

表1(Table 1)

表1 1960— 2013年长江中下游夏季典型旱涝年份 Table 1 List of typical drought and flood years in summer from 1960 to 2013 in the middle and lower Reaches of the Yangtze River 年型 典型年份 涝年 1969年、1980年、1993年、1995年、1996年、1998年、1999年、2002年 旱年 1961年、1966年、1971年、1972年、1978年、1981年、1985年、2013年

表1 1960— 2013年长江中下游夏季典型旱涝年份 Table 1 List of typical drought and flood years in summer from 1960 to 2013 in the middle and lower Reaches of the Yangtze River

图3分别给出了典型涝年和典型旱年合成的长江中下游4~9月逐日降水时间序列的小波分析结果。需要指出的是:考虑到边界效应等的影响, 将讨论的时间序列做了适当的延长, 从6~8月(共92 d)延长至4~9月(共183 d)。对典型涝年而言(图3a), 6月中旬开始夏季降水存在10~20 d和30~60 d的周期, 但30~60 d的振荡周期比较显著。对典型旱年而言(图3b), 5月中旬到7月中旬降水存在显著的10~30 d的振荡周期, 而且通过了90%的信度检验。比较长江中下游典型旱涝年季节内振荡可发现:涝年降水振荡周期以30~60 d为主, 而旱年以10~30 d周期为主。通过对各典型旱涝年份降水周期分析结果表明, 在8个典型涝年中, 1969年、1996年和1998年的30~60 d振荡周期显著; 在8个典型旱年中, 1966年、1972年和1978年的10~30 d振荡周期显著。这进一步说明涝年夏季降水周期以30~60 d为主, 旱年以10~30 d为主。而这与文献[18, 19]的研究成果相似, 即对于长江中下游地区夏季降水低频振荡的研究, 尽管合成分析旱涝年份的个数不同, 但其结果基本是相同的, 涝年降水以30~60 d为主, 旱年以10~30 d为主。

图3

Fig.3

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	图3 长江中下游涝年(a)、旱年(b)4~9月逐日降水合成序列的小波分析 阴影区表示通过90%的显著性检验, 虚线表示边界影响Fig.3 Wavelet analysis of daily rainfall amounts over the middle-lower reaches of the Yangtze River during the period from April to September for flood years(a)and drought years(b) Shaded areas denote areas exceeding the confidence level of 90%, and dashed lines represent the boundary effect

图4给出了旱涝年相同频带的降水振荡强度的分析结果。无论是10~30 d还是30~60 d振荡, 长江中下游夏季降水的振荡强度都是涝年大于旱年。由于标准差是表示样本序列偏离平均值的平均距离, 本文用滤波序列偏离平均值的平均距离来近似表示季节内振荡的振幅大小, 即振荡强度。据此, 计算了典型旱涝年10~30 d和30~60 d滤波序列的标准差, 结果表明:涝年30~60 d滤波序列的标准差为0.72, 旱年为0.51。涝年10~30 d滤波序列的标准差为1.34, 旱年为1.11。表明在2种滤波尺度上, 涝年的振荡强度都是大于旱年的, 但对于旱涝年来说, 夏季降水10~30 d振荡整体均强于30~60 d振荡。

图4

Fig.4

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	图4 30~60 d(a)和10~30 d(b)滤波的旱涝年长江中下游4~9月降水量序列 实心圆表示涝年, 空心圆表示旱年Fig.4 Time series of the 30~60 d oscillation(a) and the 10~30 d oscillation(b) of rainfall amounts during the period from April to September over the mid-lower Reaches of the Yangtze River Solid circles and hollow circles denote flood and drought years respectively

为找出高原地区上空200 hPa夏季风场是否具有和长江中下游地区夏季降水一致的周期性, 我们分别对典型旱涝年4~9月青藏高原(80° ~100° E, 25° ~40° N)上空区域平均的200 hPa风场进行合成的小波分析。由涝年纬向风分析结果(图5a)可知, 涝年纬向风除5月初和8月初存在明显的20~50 d周期振荡外, 其他时段无明显周期振荡, 整个夏季周期特征不明显; 由涝年经向风(图5b)可知, 5月中旬到7月中旬存在明显的10~30 d和30~60 d周期振荡。对旱年纬向风(图5c)进行分析发现, 从6月初开始至7月底存在明显10~30 d周期振荡; 对旱年经向风(图5d)分析可知, 5月中旬到7月中旬存在明显的15~40 d周期振荡, 而8月初到9月初存在明显的10~30 d周期振荡。对经向风功率谱分析得出:旱年(图5e)经向风存在明显的10~30 d周期振荡, 涝年(图5f)经向风存在30~60 d周期振荡。综上所述涝年风场主要以30~60 d周期振荡为主, 旱年风场主要以准20 d周期振荡为主, 这分别和旱涝年夏季降水周期相对应。

图5

Fig.5

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图5 青藏高原200 hPa风场小波分析和功率谱分析 (a)涝年纬向风小波分析; (b)涝年经向风小波分析; (c)旱年纬向风小波分析; (d)旱年经向风小波分析; (e)旱年经向风功率谱; (f)涝年经向风功率谱(阴影区通过90%的显著性检验, 虚线表示边界影响, 红色虚线表示通过95%的红噪声检验)Fig.5 Wavelet analysis and power spectrum of the wind of the 200 hPa Tibet Plateau (a)Wavelet analysis of flood years for zonal wind; (b)Wavelet analysis of flood years for meridional wind; (c)Wavelet analysis of drought years for zonal wind; (d)Wavelet analysis of drought years for meridional wind; (e)Power spectrum of drought years for meridional wind; (f)Power spectrum of flood years for meridional wind(shaded areas denote areas exceeding the confidence level of 90%, and dashed lines represent the boundary effect, red dashed lines represent exceeding the red noise confidence level of 95%)

基于以上小波分析结果, 分别对典型旱涝年夏季风场进行10~30 d和30~60 d的带通滤波。图6是典型旱涝年夏季平均的低频风场。由旱年分析结果(图6a)可知, 高原主体西部上空出现低频反气旋环流系统, 高压中心在青藏高原西部地区, 高原主体上空盛行偏北风, 这个低频反气旋使得南亚高压偏北偏西; 相应的, 我国东部地区和西太平洋地区分别受低频气旋和低频反气旋控制, 即在高原纬度范围(25° ~45° N)内, 自西向东形成反气旋— 气旋— 反气旋的低频波列, 长江中下游地区上空受低频气旋东部的偏南气流控制。我国东部地区上空的低频气旋形成高空辐合, 导致气流堆积下沉不利于长江中下游地区形成降水。涝年分析结果(图6b)可知, 青藏高原主体西北部出现低频气旋环流系统, 高压中心在我国中东部地区上空; 相应的我国中东部地区和西太平洋地区分别为低频反气旋和低频气旋控制, 即自西向东是一个气旋— 反气旋— 气旋的低频波列, 长江中下游地区上空受低频反气旋东部的偏北气流控制。在我国中东部地区上空的低频反气旋使南亚高压偏东偏南, 在高空形成辐散环境有利于我国东部地区形成降水。从850 hPa低频风场看出, 旱年(图6c)在西太平洋沿岸存在低频气旋, 一方面不利于副高的西伸北进, 另一方面其西北侧的东北风也抑制了南海和孟加拉湾水汽向长江中下游地区的输送, 进而阻碍长江中下游地区降水的产生。涝年(图6d)在西太平洋沿存在一个低频反气旋, 一方面可以导致副高向更西的位置伸展, 另一方面其西南侧的西南风可以向长江中下游地区输送大量的水汽。再结合高空低频环流场可以发现高空偏北风和低空偏南风构成的局地经向垂直环流使长江中下游降水加强并得到维持。

图6

Fig.6

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图6 夏季平均低频风场(单位:m/s) A代表低频反气旋, C代表低频气旋; (a)旱年10~30 d滤波的200 hPa风场; (b)涝年30~60 d滤波的200 hPa风场; (c) 旱年10~30 d滤波的850 hPa风场; (d) 涝年30~60 d滤波的850 hPa风场Fig.6 Low-frequency wind field of summer(unit: m/s) A denote low-frequency anticyclone, C denotes low-frequency cyclone; (a)10~30 d filtered 200 hPa winds in drought years; (b)30~60 d filtered 200 hPa winds in flood years; (c) 10~30 d filtered 850 hPa winds in drought years; (d) 30~60 d filtered 200 hPa winds in flood

降水的产生往往伴随着强烈的辐合上升运动, 为此本文分别对旱涝年的850 hPa垂直速度进行滤波分析。结果如图7所示, 旱年结果(图7a)表明:在长江中下游地区存在较强的下沉运动, 不利于水汽的汇聚, 进而影响降水的产生。涝年结果(图7b)表明:长江中下游地区存在较强的上升运动, 水汽辐合, 有利于降水的产生。值得注意的是, 旱年在青藏高原南侧有强烈的下沉运动, 而涝年则有强烈的上升运动, 这种现象的发生可能与青藏高原南侧热源的强度有关。

从旱年经向风10~30 d时间— 经度剖面图可知(图8a), 低频经向风具有明显的纬向传播特征; 整个夏季都存在低频系统从高原地区上空向下游传播, 主要表现为负— 正— 负— 正— 负— 正排列的低频经向风依次自西向东传播至长江中下游地区以东约130° E附近, 且传播速度较快。从涝年经向风30~60 d时间— 经度剖面图(图8d)看出, 低频经向风也具有明显的纬向传播特征且整个夏季也存在有低频系统从高原地区上空向下游传播; 但与旱年不同的是低频经向风自西向东传播至长江中下游地区, 同时也有自西太平洋地区向西的传播, 两者共同汇合于长江中下游地区; 结合图4a可以看出:当有负的低频系统汇合于长江中下游地区时, 对应峰值降水; 反之谷值降水。然后对比分析了旱涝年相同频带200 hPa经向风的传播特征, 图8b给出旱年经向风30~60 d时间— 经度剖面图, 可以看出虽有传播特征, 但是向西传播, 且整体传播特征不明显。图8c为涝年经向风10~30 d时间— 经度剖面图, 从图中看出也有向东传播, 但速度较快, 传播特征不显著。

图7

Fig.7

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	图7 夏季平均低频垂直速度场(单位:Pa/s× 1000) (a) 旱年10~30 d滤波的850 hPa垂直速度场; (b)涝年30~60 d滤波的850 hPa垂直速度场Fig.7 Low-frequency vertical velocity field of summer(unit: Pa/s× 1000) (a) 10~30 d filtered 850 hPa vertical velocity in drought years; (b) 30~60 d filtered 850 hPa vertical velocity in flood years

图8

Fig.8

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图8 夏季低频经向风沿30° N的时间— 经度剖面图(单位:m/s) (a)旱年10~30 d低频经向风沿30° N的时间— 经度剖面图; (b)旱年30~60 d低频经向风沿30° N的时间— 经度剖面图; (c)涝年10~30 d低频经向风沿30° N的时间— 经度剖面图; (d)涝年30~60 d低频经向风沿30° N的时间— 经度剖面图Fig.8 Longitude-time cross-section over 30° N of low-frequency meridional wind (unit:m/s) (a)Longitude-time cross-section over 30° N of 10~30 d low-frequency meridional wind in drought years; (b)Longitude-time cross-section over 30° N of 30~60 d low-frequency meridional wind in drought years; (c)Longitude-time cross-section over 30° N of 10~30 d low-frequency meridional wind in flood years; (d)Longitude-time cross-section over 30° N of 30~60 d low-frequency meridional wind in flood years

基于小波分析和功率谱分析结果, 可以看出无论旱年还是涝年经向风都存在显著振荡周期, 而且传播特征也比较明显。接下来我们分别对8个典型旱年、涝年的低频降水序列与滤波的200 hPa经向风做时滞相关, 进一步探讨南亚高压低频振荡与长江中下游旱涝年低频降水的关系。统计分析结果表明涝年异常特征明显, 而旱年无明显特征。作为个例, 图9仅给出了1998年30~60 d滤波的长江中下游地区降水序列与滤波的200 hPa经向风场的时滞相关图。图9中左上角数字表示滞后天数, 负数表示经向风超前长江中下游降水, 0表示同时相关, 而正数表示经向风落后降水。从经向风场超前20 d到落后20 d的间隔大致是一个30~60 d低频振荡完整循环(准40 d)。从正负相关系数的分布看, 图9中左列的结构与右列基本相反, 首先从同时相关的符号(0 d)看, 青藏高原东北部以及我国长江中下游及东南地区为显著负相关区, 表明长江中下游地区上空有偏北风时, 长江中下游降水偏多; 反之偏少, 而这一结果和上面图8 d所得结果一致。同时在贝加尔湖— 中国东北— 日本南部地区是一显著正相关区, 说明该地区的风场异常与长江中下游涝年降水异常存在显著遥相关起伏。再从相关区的传播看, 在-20 d, 贝加尔湖— 中国东北— 日本南部部地区是负相关。随后负相关向西南移动, 我国长江中下游— 东南地区的正相关消失。到-10 d, 负相关区继续向西南移动, 此时在西太平洋沿岸也有一显著负相关区。随后两显著负相关区在-5 d汇合于长江中下游地区, 此时对应着长江中下游多雨时段, 而中国东北— 日本南部地区再次呈现正相关。接下来, 正相关再从该地区向西南方向移动, 完成一个完整循环。从整个循环过程看, 贝加尔湖— 中国东北— 日本南部异常低频风场向西南的传播以及与来自西太平地区异常低频风场会合于长江中下游地区, 是导致长江中下游低频降水异常的原因。另外, 在整个循环中, 青藏高原地区的相关区的符号经历了一次改变, 这反映了中高纬冷空气的活动以及青藏高原地区南亚高压的低频振荡。而南亚高压低频振荡的产生机制可能与青藏高原的低频扰动有关^[15]。

图9

Fig.9

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图9 30~60 d滤波的长江中下游低频降水时间序列与30~60 d滤波的低频200 hPa经向风场的时滞相关 阴影区为信度检验超过99%的显著相关区, 负时滞天数表示经向风超前于降水; 正时滞天数表示经向风落后于降水Fig.9 Lagged correlations (shading) between the 30~60 d filtered the middle and lower reaches of the Yangtze River rainfall and the 30~60 d filtered 200 hPa meridional wind Critical positive(negative) values of the correlation exceeding the 99% significance level are darkly(lightly) shaded, negative lag such as -20 indicates that the meridional wind leads the rainfall, the opposite for positive lag

图10

Fig.10

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图10 10~30 d滤波的长江中下游低频降水时间序列与10~30 d滤波的低频200 hPa经向风场的时滞相关 阴影区为信度检验超过99%的显著相关区, 负时滞天数表示经向风超前于降水; 正时滞天数表示经向风落后于降水Fig.10 Lagged correlations (shading) between the 10~30 d filtered the middle and lower reaches of the Yangtze River rainfall and the 10~30 d filtered 200 hPa meridional wind Critical positive(negative) values of the correlation exceeding the 99% significance level are darkly(lightly) shaded, negative lag such as -12 indicates that the meridional wind leads the rainfall, the opposite for positive lag

旱年结果如图10所示, 从正负相关系数的分布看, 图中左列结构与右列的基本无对应关系。从同时相关的符号(0 d)看, 在我国东北以及华南地区为显著负相关, 而长江中下游地区无显著特征, 表明旱年长江中下游地区低频降水与低频经向风没有显著关系。再从整个循环过程上来看, 只有在我国东北地区存在相反分布, 但没有向西南方向移动, 影响长江中下游地区。这可能不仅与经向风向东传播的速度较快和距离较远有关(图8a), 还与西太平洋局地强迫作用有关。