梅雨雨帶北跳過程研究

陳艷麗宋潔李崇銀,

1解放軍理工大學氣象海洋學院，南京2111012中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室，北京100029

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梅雨雨帶北跳過程研究

陳艷麗1宋潔2李崇銀1, 2

1解放軍理工大學氣象海洋學院，南京211101
2中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室，北京100029

摘 要利用 1979～2007年逐日再分析資料和高分辨率逐日降水資料，通過定義確定了每年梅雨雨帶北跳的日期，對梅雨雨帶的北跳過程及其可能的物理機制進行了研究。分析結果表明：梅雨雨帶北跳日期存在明顯的年際變化，本文合成得到的雨帶北跳過程與前人的工作相一致。水汽輸送的變化和對流層中層的垂直運動是影響梅雨雨帶位置分布的關鍵因素。Omega方程診斷結果表明，在梅雨雨帶北跳前期，對流層高層的環流異常導致江淮流域出現異常下沉運動，不利于梅雨雨帶的北跳；而渦度方程的診斷結果表明，江淮流域的異常下沉運動導致的非絕熱冷卻在中國東部的對流層低層引起異常反氣旋渦度傾向，有利于副熱帶高壓西伸，從而有利于梅雨雨帶的北跳。因此，當對流層高層環流發生變化（主要受緯向渦度平流影響），使得江淮流域的異常下沉運動轉變為異常上升運動時，高低層相互配合，造成了梅雨雨帶的突然北跳。

關鍵詞梅雨雨帶 北跳 大氣環流變化 渦度診斷

陳艷麗, 宋潔, 李崇銀. 2016. 梅雨雨帶北跳過程研究 [J]. 大氣科學, 40 (4): 703–718. Chen Yanli, Song Jie, Li Chongyin. 2016. A study on northward jump of the Meiyu rainbelt [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (4): 703–718, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1601.15258.

1 引言

早在20世紀30～40年代，竺可楨（1934）、涂長望和黃士松（1944）等就指出，南海夏季風爆發后，隨著夏季風的推進，中國東部地區依次出現華南前汛期、江淮梅雨和華北雨季。大量的研究都揭示了東亞夏季風的進退與中國東部雨帶存在密切的關系：東亞夏季風首先在南海地區爆發，并隨時間向北推進，中國東部地區夏季風雨帶從低緯到中緯的移動過程共經歷了兩次北跳和三次停滯（徐淑英和高由禧，1962；郭其蘊和王繼琴，1981；Wang and Lin, 2002；何金海等，2008；王遵婭和丁一匯，2008）。其中，夏季風雨帶的第一次北跳過程通常發生在6月中旬，雨帶從華南地區北跳至長江中下游地區，在湖北宜昌以東28°～34°N之間的江淮流域常會出現連陰雨天氣，雨量很大，由于這一時期正是江南梅子黃熟季節，故稱“梅雨”（Ding, 1992; Tanaka, 1992）。許多研究都表明，作為東亞夏季風的重要組成部分，梅雨是東亞夏季風向北推進的階段性產物，是春末、夏初東亞夏季風季節進程中特有的雨季。由于長江中下游地區幾乎近一半的夏季降水來自于這 20多天的梅雨（丁一匯等，2007；梁萍和丁一匯，2012），并且梅雨期降水的年際差異很大，因此中國東部大范圍的旱澇分布主要與梅雨雨帶的位置有關（楊義文，2002；魏鳳英和謝宇，2005；吳志偉等，2006；鮑媛媛等，2009；錢維宏等，2009；劉屹岷等，2013）。此外，梅雨雨帶到達的早晚，強度的變化和北推的快慢也直接影響到夏季江淮流域降水的空間分布以及旱澇的發生。因此，針對梅雨雨帶北跳過程演變規律及其動力學成因的研究，具有重要的科學意義和實際應用價值。

中國氣象學家在梅雨雨帶氣候學研究方面已經開展了大量的工作。丁一匯等（2007）對江淮梅雨雨帶的天氣氣候學特征進行了較為全面的研究，認為梅雨開始和結束日期的年際變化很大，梅雨季的發生與東亞夏季風階段性的向北推進有關。陶詩言等（1958）、李崇銀等（2004）研究指出南海夏季風爆發和東亞梅雨的開始與5月及6月亞洲上空西風急流的二次北跳過程密切相關。丁一匯等（2004）研究還表明季風期南海—西太平洋熱帶地區的對流活動可以激發定常的 Rossby波產生 East Pacific–Asia（EPA）遙相關型，南海季風的強弱與中國的降水有密切關系，強（弱）季風通常在長江中下游地區導致降水的偏少（多）。此外，張慶云等（2003）發現，中高緯度的阻塞高壓、中緯度西風急流和西太平洋副熱帶高壓（簡稱副高）等環流系統的變化都對梅雨期降水具有直接影響。陳隆勛等（2000）也提出，南海熱帶季風爆發之后，副熱帶季風雨帶就隨著副熱帶高壓的北跳而向北推進。同樣，在蘇同華和薛峰（2010）的研究中發現，雨帶在演變過程中與副高一樣呈現出兩次明顯的突跳，副高與其西部邊緣凝結潛熱的相互作用導致副高發生季節內的低頻振蕩。司東等（2010）研究還表明20世紀90年代末中國梅雨雨帶呈明顯北移的趨勢，東亞副熱帶大氣的擴張使得梅雨雨帶向北，導致長江以南降水減少，長江以北降水增多。另外，黃榮輝和陳際龍（2010）提出我國東部季風區降水不僅僅依賴于由季風環流所驅動的水汽平流，而且還依賴于環流場的輻合。在劉丹妮等（2009）關于梅雨研究的回顧與展望中指出梅雨研究仍需解決的問題，江淮流域梅雨季節的開始至今仍沒有一個客觀統一的劃定標準。黃青蘭等（2012）發現入、出梅時間與梅期長度和梅雨量有密切關系，副熱帶夏季風的強弱和推進的快慢對入梅的早晚有重要影響。

通過前人的工作，我們已經對梅雨系統的相關特征有了較為系統的了解，也得出了一些重要的結論。近年來大量的研究都表明，梅雨雨帶的推進和停滯表現出明顯的階段性，也就是說，梅雨雨帶的推進是迅速的，甚至是跳躍性的，在梅雨雨帶推進到新的位置后，即進入相對穩定的梅雨雨季期（王遵婭和丁一匯，2008）；同時也發現了一些環流異常對梅雨雨帶造成的影響（徐海明等，2001；宗海鋒，2006；董麗娜等，2010；馬音等，2012）。但是對于梅雨雨帶北跳的動力學及熱力學原因的揭示還有待深入，因而有必要系統分析梅雨雨帶向北推進的過程，理解與梅雨雨帶突然北跳相關的大氣環流變化的物理機制，進而得出造成梅雨雨帶北跳的可能原因，為中國東部夏季降水的預報提供更有力的理論依據。同時，縱觀前人的工作，關于梅雨雨帶推進的研究多集中在逐候的分析上，而利用逐日資料研究梅雨雨帶北跳過程及其物理機制的工作較少。

利用一套基于站點觀測的高分辨率逐日降水網格資料，本研究提出了一個客觀定量的新方法定義了夏季梅雨雨帶北跳的日期。根據該北跳日期，我們利用合成的方法給出了典型梅雨雨帶的北跳過程及其對應的大氣環流異常。通過分析梅雨雨帶北跳前期的環流異常以及利用一個顯式包含非絕熱加熱貢獻的渦度方程進行渦度診斷分析，得到了一些與前人不同的結果，初步給出了造成梅雨雨帶北跳的可能物理機制，并解釋了梅雨雨帶北跳具有突然性的物理原因。

文章剩余部分主要包括五部分。第二部分簡要介紹研究所用到的資料和方法；第三部分討論了我們定義的梅雨雨帶北跳日前后的降水，環流場的差異，驗證了定義的北跳日的合理性；第四部分主要闡述梅雨雨帶北跳與前期大氣環流異常之間的聯系；第五部分用渦度方程診斷分析了造成梅雨雨帶北跳前期大氣環流異常的主要物理過程；最后部分是本研究的結論以及進一步的討論。

2 資料和方法

2.1 資料

為了更為準確地描述梅雨雨帶的北跳過程，本研究降水資料使用的是基于站點觀測的 0.5°×0.5°高分辨率網格數據：日本 APHRODITE（Asian Precipitation—Highly Resolved Observational Data Integration towards Evaluation of Water Resources）提供的 1979～2007年逐日降水資料（Yatagai et al., 2012）。本研究中還使用了 1979～2007年NCEP/DOE（Department of Energy, National Centers for Environmental Prediction）Reanalysis-2逐日再分析環流資料（Kanamitsu et al., 2002）。由于NCEP/DOE Reanalysis-2逐日資料的變量不包括比濕，因此，本文還使用了美國國家環境預報中心（National Centers for Environmental Prediction）和美國國家大氣研究中心（National Center for Atmospheric Research）發布的NCEP/NCAR Reanalysis-1逐日再分析資料中1979～2007年的比濕資料（Kalnay et al., 1996）。其中環流再分析資料的空間水平分辨率均為2.5°×2.5°。

2.2 方法

2.2.1 梅雨雨帶的北跳日期

梅雨雨帶的北跳日期（即入梅時間）是研究梅雨雨帶北跳的一個關鍵指標。徐群等（2001）利用長江中下游地區沿江5站（上海、南京、蕪湖、九江和漢口）的降水和西太平洋副熱帶高壓脊線確定出、入梅日期。而姚學祥等（2004）認為沿江5站代表性不夠，不能全面反映江淮流域的出入梅。Zhang et al.（2005）從天氣實況（降水）出發，定義江淮流域 40%以上的測站第 1次季風雨季開始（結束）的時間為入（出）梅的時間。然而，江淮梅雨出入梅的劃分至今仍然沒有統一的標準。為了能更加客觀地描述梅雨雨帶的北跳過程，同時參考Tao and Chen（1987）以及Lau and Yang（1997）采用多年候平均6 mm d?1降水量等值線來描述季風爆發日期的方法，本文提出了一個客觀定量的方法來確定每一年的梅雨雨帶北跳日期：

（1）首先，我們計算北半球東亞雨季（5～8月）每日在20°N以北115°～125°E經向平均的6 mm d?1降水等值線的緯度值；

（2）計算從5月11日到8月21日，每日的前10天平均與后10天平均6 mm d?1降水等值線的緯度值的差異；

（3）當前、后10天平均的6 mm d?1降水等值線的緯度值差異大于3°，且后10天6 mm d?1降水等值線的平均緯度值大于等于30°N時（確保雨帶位于江淮流域）即認為該天是梅雨雨帶北跳日。

采用上述方法，我們計算得到了 1979～2007每一年梅雨雨帶的北跳日期。圖 1給出了 1979～2007各年梅雨雨帶北跳日期及其平均日期。由圖所示，梅雨雨帶北跳日期的年際差異很大，但多年平均的北跳日期為 6月 15日，這與 Tao and Chen （1987）所描述的長江流域梅雨的起止日期（6月18日至7月18日）以及丁一匯等（2007）得出的初夏長江流域特有梅雨雨季有平均 21天的長度，從6月17日開始到7月8日結束的研究結果大體一致。

2.2.2 診斷方程

在本研究中，我們還利用了由位渦方程演化而來的一個顯式包含非絕熱加熱貢獻的渦度方程對在梅雨雨帶北跳前期的大氣環流變化的渦度傾向進行了診斷分析。其表達式為（Song and Li, 2014）

圖1 1979～2007年各年的梅雨雨帶北跳日期（黑色圓點）及其平均日期（黑色實線）Fig. 1 Dates (black dots) of the northward jump of Meiyu rainbelt and the average date (black line) for the period of 1979–2007

在分析大尺度垂直速度異常時，我們還使用了簡化的 omega方程（Trenberth, 1978; Holton, 2004）進行了定性診斷分析，其中，omega方程表達式為

本研究還計算了整層水汽通量（H）和水汽通量散度（A）。其計算公式為

其中，V為各層大氣的風速矢量，q為比濕，ps和p分別是大氣柱下界氣壓（地面氣壓）和上界氣壓（取300 hPa）。H和A的單位分別為kg hPa?1m?1s?1和kg hPa?1m?2s?1。

3 梅雨雨帶的北跳過程

在討論梅雨雨帶北跳過程之前，首先有必要討論中國東部地區 5～8月氣候態夏季降水在緯向上的演變過程。圖 2給出了 1979～2007年 5～8月（共123天，即0～122天）9點平滑后115°～125°E經向平均的氣候態降水的時間—緯度剖面。如圖所示，中國東部地區的降水是隨著季節變化逐漸向北推進的，在6月上旬（40天左右）之前季風雨帶整體一直維持在30°N以南的地區；而在6月中旬（45天左右），雨帶有一個明顯的北跳過程，使得季風雨帶主要維持在30°N及其以北地區，即中國長江流域至日本一帶的梅雨。

為了完整描述整個梅雨雨帶的北跳過程，我們給出了在1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳日前后10天115°～125°E經向平均的日降水量的時間—緯度剖面（圖3）。在圖中，0天表示的是我們定義的梅雨雨帶北跳日。由圖可見，在0天之前，降水的大值區（以6 mm d?1等值線包圍的區域作為降水大值區）主要位于30°N以南，極值中心位于23°N；而在0天之后，降水的大值區維持在26°～34°N，極值中心位于28°N，即整個雨帶大致停滯在江淮流域，形成江淮梅雨。同時，合成的結果表明整個雨帶從低緯度北跳到副熱帶大約只用了兩天時間，這和前人工作所表明的梅雨雨帶北跳具有突然性的特點有很好的一致性。

圖2 1979～2007年氣候平均降水（單位：mm d?1）沿著115°～125°E平均的時間（5～8月）—緯度剖面。陰影區表示降水量大于6 mm d?1的區域Fig. 2 Time–latitude cross section of the climatology of precipitation (units: mm d?1) (May–August) over 115°–125°E averaged during 1979–2007. Shaded areas denote regions where precipitation is more than 6 mm d?1

利用前文所定義的 1979～2007每一年的梅雨雨帶北跳日期，我們對北跳日前后10天的降水場、緯向風場以及位勢高度場等進行了合成并計算了兩者的差異（后10天平均結果減去前10天平均結果）。圖4給出了梅雨雨帶北跳前后10天平均的降水分布及兩者之間的差異場。在北跳日前 10天，中國主要的降水都局限在30°N以南地區，江淮流域沒有明顯降水（圖4a）；而在北跳日后10天，長江中下游地區出現明顯的呈近乎緯向分布的雨帶降水大值區，即江淮梅雨出現（圖 4b）。同時，在差值場上，我們可以更為明顯地看到東亞雨帶呈現一個整體向北移動的特征。這里的結果也與丁一匯等對東亞梅雨系統的天氣氣候學研究大體一致[見丁一匯等（2007）的圖10a]。

另外，在梅雨雨帶北跳日前、后 10天平均的200 hPa及850 hPa緯向風場及其差值場中（圖略），相比于雨帶北跳前，在雨帶北跳后東亞30°～35°N 200 hPa了西風急流風速減弱，而其北部35°～40°N附近的西風風速增強，反映出高空西風急流的北移。同時，從850 hPa緯向風的差值分布中也可以看到，東亞低空急流也呈現出明顯的北移趨勢，有明顯的西風帶的西進。事實上，低空急流的變化反映了副熱帶高壓的西伸。此外，根據梅雨雨帶北跳前 10天和后 10天 500 hPa平均位勢高度場（圖略），北跳后 588位勢什米線明顯向西推進，這表明副熱帶高壓有明顯的加強西伸。副熱帶季風雨帶隨著副熱帶高壓的西伸而向北推進。

為了更好地證明我們確定的梅雨雨帶北跳日的合理性，圖5給出了雨帶北跳前10天和后10天平均的500 hPa垂直速度、非絕熱加熱以及1000～300 hPa水汽通量的分布及其差值場。其中，非絕熱加熱是通過計算熱力學方程的殘差項得到的（Yanai et al., 1973）。從圖中明顯看出，梅雨雨帶北跳前從中國華南地區到日本南部有一略微呈東北—西南走向帶狀分布的上升運動和非絕熱加熱區，同時，這一上升運動和非絕熱加熱區對應著顯著的水汽輻合，這正是副高北側的雨帶。顯然，在我們定義的北跳日之前，這一雨帶并沒有覆蓋到中國江淮流域，表明梅雨并未開始。同時，我們注意到北跳日之前，在中國江淮流域以北的區域存在下沉運動，這將不利于副高北側雨帶的向北推進。然而在我們定義的北跳日之后，垂直運動和非絕熱加熱場均表明副高北側的雨帶已經向北推進到中國江淮流域，此時梅雨發生。同時在江淮流域有明顯的水汽輻合，這將維持梅雨的存在。我們注意到，北跳日之后在中國江淮流域北側，前期的下沉運動消失，這將有利于雨帶向北推進，從而形成梅雨。值得強調的是，中國江淮流域北側的垂直運動和非絕熱加熱場沒有明顯的聯系，這表明這一地區的垂直運動主要是由于絕熱運動造成的，即和大尺度環流的變化密切相關。這說明，中緯度地區環流的變化對梅雨雨帶的北跳有一定的作用，我們將在后續內容詳細討論。而在北跳前后的差值場上，雨帶的北跳過程表現得更為清晰。

圖3 1979～2007年梅雨雨帶北跳前后10天115°～125°E經向平均日降水量（單位：mm d?1）的時間—緯度剖面Fig. 3 Time–latitude cross section of the climatology of daily precipitation (units: mm d?1) averaged over 115°–125°E from 10 days before to 10 days after the northward jump of Meiyu rainbelt during 1979–2007

圖4 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前10天和（b）后10天平均降水場及其（c）差值場（后10天減去前10天的結果）。實（虛）線表示正（負）值，對應暖（冷）色陰影區，下同Fig. 4 Climatological precipitation averaged over (a) 10 days before and (b) 10 days after the northward jump of Meiyu rainbelt and (c) their differences (average of 10 days after minus that of 10 days before) for the period of 1979–2007. Solid (dashed) contours represent positive (negative) values and the zero contours are omitted, to get a better visual effect, the positive (negative) values are shaded by the warm (cool) colors, the same hereafter

上述結果表明，根據本研究所定義的梅雨雨帶北跳日期得到的北跳前后期的降水場，環流場，垂直運動，非絕熱加熱，水汽通量以及雨帶隨時間演變過程均與前人得到的梅雨雨帶北跳的特征相一致。這表明本研究所提出的定義梅雨雨帶北跳日期的新方法是比較合理的。這為我們研究梅雨雨帶北跳的物理過程打下了堅實的基礎。但需要指出的是我們定義的梅雨雨帶北跳日在時間上的離散度非常顯著，所確定的北跳日期和前人的結果還有一定的差別，這可能是由于我們所用的資料和方法與前人不同所導致。本研究主要利用115°～125°E經向平均的 6 mm d?1降水量等值線對雨帶北跳日期進行定義，與前人利用特定站點的降水進行的定義方式有較大差別。此外，前人定義的梅雨爆發日是指雨帶中心整體北移至長江中下游地區，降水大范圍爆發的時間，而我們是定義的北跳日期是雨帶開始北移的轉折點，這也是我們與前人結果不太一致的可能原因。

4 梅雨雨帶北跳與大氣環流場的聯系

中國東部地區夏季天氣氣候的變化受東亞季風大氣環流強弱變化影響。一系列的研究表明，東亞夏季環流系統中，最重要的大尺度環流系統是位于東亞中緯40°N左右的高空西風急流和位于太平洋上的西太平洋副熱帶高壓（陶詩言等，1958；黃榮輝，1990；杜銀等，2008）。前人的研究中指出東亞夏季高空急流和西太平洋副熱帶高壓是影響東亞和中國天氣氣候的重要環流系統，對東亞副熱帶地區雨帶的移動有重要影響（張慶云等，2003；劉還珠等，2006；陶詩言和衛捷，2006；陸日宇和富元海，2009）。而梅雨作為東亞夏季風降水的重要部分，與大范圍大氣環流變化密切相關。但是對于造成梅雨雨帶北跳的關鍵因子以及影響梅雨發生發展的物理機制仍未完全弄清楚。因此，以下我們將主要討論造成梅雨雨帶發生北跳的物理機制，重點關注雨帶北跳前期異常大氣環流場的變化。從圖3中我們看出北跳前4至0天是梅雨雨帶北跳的關鍵期，雨帶變化最為劇烈。同時，從合成的雨帶北跳前10天至前4天的200 hPa和850 hPa流函數異常場以及1000 hPa到300 hPa水汽通量的異常場來看，前10天至前4天環流異常的空間分布基本一致（圖略）。因此，下文中我們將重點討論梅雨雨帶北跳前4天異常大氣環流場的變化及其原因。

圖6給出了1979～2007年合成的200 hPa及850 hPa流函數異常從梅雨雨帶北跳前4天到0天的演變。在北跳前4天，貝加爾湖以東地區以及日本東南上空為反氣旋式環流異常，而中國東部為氣旋式環流異常，在中緯度地區構成了異常的橫槽橫脊結構。顯然，異常的中緯度橫槽橫脊結構活動不利于中高緯的冷空氣入侵到江淮流域，從而不利于梅雨在江淮流域的建立。但隨著時間的演變，東亞東部的橫槽橫脊結構逐漸轉變為斜槽斜脊，同時槽脊結構向下游傳播，使得在中國江淮流域北側地區出現反氣旋式異常，在日本及其東部地區出現氣旋式異常。這將有利于中高緯的冷空氣向南輸送，從而有利于梅雨在江淮流域的建立。中緯度槽脊結構的變化還使得在北跳前期的東亞大槽及槽前位于日本東部的淺脊消失，中緯度環流場變得更為平直。這也對應著梅雨雨帶北跳所伴隨的中緯度急流的北移。

在雨帶北跳前期，對流層低層和對流層高層的異常環流具有準正壓結構特點，但整體偏東偏南。在北跳前4天和前2天，江淮流域和中國華南及其東側海域為弱的氣旋式環流異常，其北側及其東側為反氣旋式異常，反映了對流層高層的橫槽橫脊和隨后的斜槽斜脊結構。但在0天，中國東部及其東側海域對流層低層的氣旋式環流異常突然轉變為強的反氣旋式環流異常，上下層異常環流反號形成典型的斜壓結構。中國東部及其東側海域對流層低層的氣旋式環流異常轉變為反氣旋式環流異常表明了雨帶北跳過程中副高向西移動的過程。副高的西移將導致副高西側的西南風將水汽輸送到江淮流域，從而有利于梅雨的出現。這一結論在1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳前4天到0天1000～300 hPa水汽輸送異常隨時間的演變中（圖7）表現得十分明顯。在雨帶北跳前4天至前2天，中國東部及其東側海域對流層低層的氣旋式環流異常造成了江淮流域為水汽輻散，而在0天，副高的西移使得江淮流域為水汽強輻合區，從而有利于梅雨的出現。

除了水汽輸送，對流層中層的垂直運動也是影響大尺度雨帶位置分布的重要原因之一。圖8給出了1979～2007年合成的雨帶北跳前4至0天500 hPa垂直速度異常隨時間的演變（圖8a–c）。由圖可見，在梅雨雨帶北跳前期，江淮流域存在異常的下沉運動，對雨帶的北跳具有抑制作用；而在0天這一地區突然轉變成異常的上升運動，有利于引導梅雨雨帶向北推進。我們注意到江淮流域的降水主要是在北跳日之后才發生（見圖3）。因此，在0天，江淮流域的異常上升運動并不是由于降水造成的非絕熱加熱而導致的，而主要是由于大尺度環流的絕熱過程造成的。為了證明這一點，圖8還給出了1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳前4天至0天利用omega方程計算得到的1000～100 hPa垂直平均的熱成風的準地轉渦度平流異常隨時間的演變（圖8d–f）。對比圖 8a–c，我們發現江淮流域的異常垂直運動和熱成風的準地轉渦度平流異常從雨帶北跳前至北跳日在空間分布上都具有很好的一致性：正（負）熱成風的渦度平流異常對應著異常上升（下沉）運動。這一結果很好地說明了從雨帶北跳前至北跳日江淮流域的垂直速度異常和對流層高、低層大氣環流場的變化密不可分。更細致的分析表明，1000～100 hPa垂直平均的熱成風的準地轉渦度平流異常主要由對流層中高層（500～100 hPa）的環流異常造成（圖略）。因此，對流層中高層的環流異常和江淮流域的垂直運動有密切的聯系，從而影響梅雨雨帶的北跳。在北跳前期（北跳日），對流層中高層的大氣環流異常使得江淮流域出現異常下沉（上升）運動，從而不利于（有利于）梅雨在江淮流域的出現。這表明，雨帶的北跳并不完全歸咎于副高的西進。事實上，下文中我們渦度診斷的結果表明副高的移動僅是雨帶北跳這一事件的一個側面反映，熱帶與熱帶外、高層與低層所有系統耦合在一起，共同造成了梅雨雨帶的北跳。所以，并不能簡單用因果關系來理解副高西移和梅雨之間的關系。

圖5 1979～2007年梅雨雨帶北跳前10天（上）和后10天（中）平均的500 hPa（a1、b1）垂直速度（單位：Pa s?1）、（a2、b2）非絕熱加熱（單位：K d?1）以及（a3、b3）1000 hPa到300 hPa水汽通量積分（箭頭，單位：kg m?1s?1，陰影區表示其相應的水平散度）的分布及其差值場（下）Fig. 5 (a1, b1) Climatological vertical velocity (units: Pa s?1) and (a2, b2) diabatic heating Q (units: K d?1) at 500 hPa and (a3, b3) moisture fluxes integrated (arrows, units: kg m?1s?1, shaded areas denote the corresponding horizontal divergence of the regressed moisture fluxes) from 1000 to 300 hPa on (a1, a2, a3) 10 days before and (b1, b2, b3) 10 days after the northward jump of Meiyu rainbelt and (c1, c2, c3) their differences (averages of 10 days after minus those of 10 days before) for the period of 1979–2007

圖6 1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的200 hPa流函數異常及（d）前4天、（e）前2天、（f）0天的850 hPa流函數異常（單位：106m2s?1）Fig. 6 Climatological stream function anomalies over (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 of the northward jump of Meiyu rainbelt at 200 hPa and (d) day 4 before, (e) day 2 before, (f) day 0 at 850 hPa during 1979–2007 (units: 106m2s?1)

圖7 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的1000～300 hPa水汽輸送通量異常積分（箭頭，單位：kg m?1s?1）。陰影區表示水汽通量相應的水平散度Fig. 7 Climatological moisture flux anomalies integrated (arrows, units: kg m?1s?1) from 1000 to 300 hPa on (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 of northward jump of Meiyu rainbelt during 1979–2007. Shaded areas denote the corresponding horizontal divergence of the moisture fluxes

圖8 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的500 hPa垂直速度異常（單位：Pa s?1）及（d）前4天、（e）前2天、（f）0天的1000～100 hPa垂直平均熱成風的準地轉渦度平流異常（單位：10?12hPa?1s?2）Fig. 8 Climatological vertical velocity anomalies (units: Pa s?1) at 500 hPa over (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 and from 1000 to 100 hPa vertically averaged anomalous quasi-geostrophic vorticity advection by the thermal wind (units: 10?12hPa?1s?2) over (d) day 4 before, (e) day 2 before, (f) day 0 of northward jump of Meiyu rainbelt for the period of 1979–2007

5 渦度方程診斷

在前文中，江淮流域的水汽輸送和垂直運動異常均在北跳前2天至0天由不利于梅雨的發生突然轉變為有利于梅雨的產生，這使得梅雨雨帶北跳具有突然性的特點。而水汽輸送和垂直運動的突然改變均與大氣環流的變化密切相關（見圖7和8）。因此，理解梅雨北跳的原因關鍵在于理解大氣環流變化的機制。在本節中，我們將從渦度動力學的角度詳細分析雨帶北跳前期大氣環流變化的物理機制，從而進一步揭示梅雨雨帶北跳的原因。

首先，我們計算了 1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳前4天至0天200 hPa及850 hPa局地渦度傾向異常?/?t異常隨時間的演變（圖9）。總體而言，在200 hPa上，北跳前2天的局地渦度傾向異常場在中國東部是負渦度增強，而在其東側海域及日本地區為正渦度增強。這與北跳日200 hPa環流異常的空間分布具有很好的一致性。在 850 hPa上，北跳日前2天中國東部一帶有很強的異常負渦度傾向，西太平洋副熱帶高壓會明顯西伸加強。高低層局地渦度傾向異常場都表明，北跳前2天的局地渦度傾向是北跳日環流異常形成的關鍵。因此，下面我們將利用渦度方程詳細診斷分析北跳前2天局地渦度傾向的主要物理過程，從而理解梅雨雨帶發生北跳的主要物理機制及其北跳突然性的原因。

我們計算了1979～2007年合成的梅雨雨帶北跳前2天200 hPa和850 hPa渦度方程右端各項異常。為了更好地比較渦度方程右端各項異常對渦度局地傾向異常的相對貢獻大小，圖 10給出了 200 hPa和850 hPa渦度方程右端各項異常在雨帶北跳前2天渦度局地變化異常項上的投影結果（投影范圍：30°～50°N，110°～135°E）。從圖中可以看出，在200 hPa，渦度方程中ZA、MA、Beta、DH_P、Theta_P及residual項是大值項，其他項的貢獻可以忽略。但是其中，ZA項的投影值遠遠大于其他各項，對投影區域渦度局地變化的貢獻最大。在 850 hPa, 情況變得較為復雜，渦度方程中，ZA、Beta、DH_P、Theta_P以及residual項均對投影區域的局地渦度傾向異常有顯著的貢獻且彼此投影數值相當，但ZA和Beta，DH_P和Theta_P之間彼此互相抵消。值得指出的是，在200 hPa，residual項是抑制投影區域的局地渦度傾向異常，這與我們通常概念中的摩擦耗散作用相一致。但在 850 hPa，residual項的投影結果表明摩擦耗散對于梅雨北跳前2天中國東部一帶的異常負渦度傾向存在一定正的貢獻。這似乎令人難以理解。但考慮到雨帶北跳前2天，在850 hPa中國東部地區為氣旋式環流異常（見圖 6e），因此摩擦耗散的作用使得氣旋式環流異常減弱，這正使得residual項對中國東部一帶異常負渦度傾向的貢獻為正。

考慮到投影方法有強烈依賴于投影區域的選擇這樣的局限性，圖11給出了200 hPa渦度方程投影大值項的空間分布。結果表明，在梅雨雨帶北跳前2天渦度方程中200 hPa投影大值項的空間分布上，ZA項與局地渦度傾向的整體空間分布確實最為一致。其他幾項的渦度傾向異常均在不同程度上抵消ZA項引起的渦度傾向異常。這表明，對流層高層的局地渦度傾向異常主要是緯向渦度平流（ZA）造成的，與投影的結果相一致。ZA項的異常可分解為

變量上面的橫線表示變量的氣候態，( )＇表示變量的異常。我們計算了ZA項異常分解后的這三項結果，發現ZA項的空間分布主要是方程右端第二項決定（圖略）。這表明，對流層高層有利于梅雨雨帶北跳環流異常的變化既依賴于環流異常本身，也依賴于東亞地區背景場緯向風的空間分布。眾所周知，在北半球夏季，東亞地區背景場緯向風的空間分布具有明顯的季節變化特征。因此，這一結果在一定程度上有助于我們理解“為什么平均而言梅雨雨帶的北跳總是發生在六月中旬左右”。

圖12給出了850 hPa投影大值項的空間分布。由圖可見，盡管存在一定的位置偏移，DH_P項仍是造成中國東部為負渦度傾向的最主要貢獻因子。但同時，此負渦度傾向異常受到Beta項和Theta_P項的共同抵消。這些結果均與投影結果相吻合。因此，中國東部的負渦度傾向異常，即副高的西移主要是非絕熱加熱（DH_P）起到了主要的作用。

我們注意到

利用熱成風關系和連續方程

DH_P項和Theta_P項之和等于普通渦度方程中的輻合輻散項。異常下沉運動由連續方程，將引起低層輻散，從而引起反氣旋渦度傾向，因此，從輻合輻散的角度，我們也可以認為中國東部對流層低層的負渦度傾向異常是由于該地區異常的下沉運動（見圖8b）造成的輻散所引起。從位渦的角度出發，中國東部對流層低層的負渦度傾向異常是由于DH_P項（相當于位渦匯）引起的位渦減少而導致的。下沉引起的輻散造成的反氣旋渦度傾向與位渦一樣，其實也是三維的概念，只是角度不同，但同時，由于非絕熱加熱改變了靜力穩定度，Theta_P項在一定程度上抵消了DH_P項引起的渦度傾向。

圖9 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的200 hPa及（d）前4天、（e）前2天、（f）0天的850 hPa渦度方程中局地渦度傾向異常（單位：10?11s?2）Fig. 9 Climatological local vorticity tendency anomalies (units:×10?11s?2) in the vorticity equation on (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 at 200 hPa and (d) day 4 before, (e) day 2 before, (f) day 0 at 850 hPa of the northward jump of Meiyu rainbelt for the period of 1979–2007

圖10 梅雨雨帶北跳前2天（a）200 hPa和（b）850 hPa渦度方程各項異常在北跳前2天渦度傾向異常上的投影指數。投影范圍：（30°～50°N，110°～135°E），紅（藍）柱形表示正（負）投影指數Fig. 10 The projection index of the anomaly of each individual term in the vorticity equation on the vorticity tendency anomalies on day 2 before the northward jump of Meiyu rainbelt at (a) 200 hPa and (b) 850 hPa. Projection area: (30°–50°N, 110°–135°E), red (blue) bars represent positive (negative) projection indexes. Tendency denotes vorticity tendency. ZA, MA, and VA denote vorticity tendency due to the zonal, meridional,and vertical advections of vorticity, respectively. DH_P, DH_X, and DH_Y denote vorticity tendency related to diabatic heating, respectively. Theta_P, Theta_X, and Theta_Y denote vorticity tendency associated with changes of the atmospheric stability and slants of the isentropic levels, respectively. The residual term denotes errors and physical processes that this equation does not include such as friction and viscous dissipations

為了進一步說明熱帶外環流異常和雨帶北跳之間的聯系，我們給出了在梅雨雨帶北跳前2天的500 hPa非絕熱加熱異常的空間分布（圖13）。雨帶北跳前兩天中國江淮流域高空為非絕熱冷卻，這與北跳前期異常的下沉運動空間分布高度一致（見圖8）。而omega方程的診斷結果已經表明，北跳前期中國江淮流域的異常下沉運動和對流層中高層環流異常密切相關。由于雨帶北移之前，中國江淮流域基本沒有降水，因此，雨帶北跳前2天中國東部的非絕熱加熱異常是可能是由伴隨熱帶外環流異常的異常下沉運動導致的晴空而引起的，從而加強了輻射冷卻。顯然在北跳前2天，江淮流域異常的下沉運動不利于雨帶向北推進。

圖11 梅雨雨帶北跳前2天渦度方程中200 hPa投影大值項異常（單位：10?11s?2）的空間分布：（a）渦度傾向；（b）ZA項；（c）MA項；（d）Beta項；（e）DH_P項；（f）Theta_P項Fig. 11 Spatial distribution of climatological anomalies (units: 10?11s?2) in the vorticity equation at 200 hPa on day 2 before the northward jump of Meiyu rainbelt: (a) Vorticity tendency, (b) ZA, (c) MA, (d) Beta, (e) DH_P, and (f) Theta_P

圖12 同圖11，但為850 hPa的投影大值項異常空間分布Fig. 12 As in Fig. 11, but for 850 hPa

但在另一個角度，由于異常下沉運動導致的異常非絕熱冷卻通過DH_P項，在中國東部的對流層低層引起負渦度傾向，卻有使得副高西伸的傾向，有利于梅雨雨帶的向北推進。圖14給出了1979～2007年梅雨雨帶北跳前4天至0天的500 hPa位勢高度場隨時間的演變，能明顯看到在北跳前2天副高西伸脊點等位置的改變最為劇烈，副高西伸最為明顯。因此，對流層高層的環流異常（通過垂直運動）既有不利于梅雨雨帶北跳的一面，也有（通過非絕熱加熱）有利于梅雨雨帶北跳的一面。當高層環流結構發生變化，江淮流域的異常下沉運動轉變為異常上升運動時，高低層相互配合，梅雨雨帶突然北跳，同時伴隨著副高的向西移動。

6 結論及討論

本文利用1979～2007年日本APHRODITE提供的高分辨率網格逐日降水數據，以及 NCEP/ NCAR Reanalysis-1和NCEP-DOE Reanalysis-2逐日再分析環流資料，采用客觀定量的方法確定出每年梅雨雨帶北跳的日期，根據該北跳日期對中國梅雨雨帶的北跳過程及其對應的大氣環流異常進行了研究，總結了梅雨雨帶北跳與各個區域大氣環流變化的聯系。另外，利用一個顯式包含非絕熱加熱貢獻的渦度方程對大氣環流變化的物理機制進行了詳細地診斷分析，理解與梅雨雨帶突然北跳相關的大氣環流變化的物理機制，進而得出造成梅雨雨帶北跳的原因。分析結果表明：

（1）中國東部地區的降水是隨著季節變化逐漸向北推進的，本文所確定的梅雨雨帶北跳過程與前人的工作大體一致，這表明本研究所提出的定義梅雨雨帶北跳日期的方法是比較合理的，但多年平均的北跳日期和前人的結果還有一定差別，具體原因還值得進一步地探討。

（2）梅雨雨帶北跳與大范圍大氣環流變化密切相關。北跳前期對流層高層環流異常為大尺度波列結構，東亞東部的橫槽橫脊結構逐漸轉變為斜槽斜脊，低層西太平洋副熱帶高壓明顯加強西伸，對流層低層和對流層高層的異常環流由準正壓結構轉變為斜壓結構，這些都有利于梅雨的出現。

（3）水汽輸送的變化和對流層中層的垂直運動是影響大尺度雨帶位置分布的重要原因。對流層中高層的環流異常使得江淮流域出現異常下沉（上升）運動，從而不利于（有利于）江淮梅雨的發生。熱帶與熱帶外、高層與低層所有系統耦合在一起，共同造成了梅雨雨帶的北跳。

（4）梅雨雨帶北跳具有突然性的特點，本研究用渦度方程詳細診斷分析了與梅雨雨帶北跳過程相關的大氣環流變化的物理機制，從而揭示梅雨雨帶突然北跳的可能原因。其結果如下：梅雨雨帶北跳前2天的局地渦度傾向是北跳日環流異常形成的關鍵。對流層高層（低層）的局地渦度傾向異常主要是緯向渦度平流ZA項（非絕熱加熱DH_P項）造成的。當高層環流結構發生變化，江淮流域的異常下沉運動轉變為異常上升運動時，高低層相互配合，從而造成了梅雨雨帶的突然北跳。

需要指出的是，本文主要目的是進一步研究揭示梅雨雨帶建立的物理過程及其機理，為此我們定義和確定了每年梅雨爆發的時間，雖然其時間與已有研究結果大體一致（也有差異），本文定義的梅雨爆發時間用在研究上沒有問題，但要在業務預報中使用會有些困難，因為它需要做爆發前后的比較。另外，大氣環流場前期的波列結構，可能是雨帶北跳的前期信號，還需要我們后面進一步地研究。我們還可以通過對比分析雨帶北跳偏早與偏晚年份的異同點，更加深入地討論梅雨雨帶北跳的原因，這在以后的工作中再進行更加詳細地闡述。

圖13 梅雨雨帶北跳前2天的500 hPa非絕熱加熱Q異常（單位：K d?1）的空間分布。等值線間隔：0.5 K d?1Fig. 13 Spatial distribution of climatological Q anomalies (units: K d?1) at 500 hPa on day 2 before the northward jump of Meiyu rainbelt. The contour interval is 0.5 K d?1

圖14 1979～2007年梅雨雨帶北跳（a）前4天、（b）前2天、（c）0天的500 hPa位勢高度場（單位：gpm）。等值線間隔：40 gpmFig. 14 Climatological geopotential height (units: gpm) (a) day 4 before, (b) day 2 before, (c) day 0 before the northward jump of Meiyu rainbelt at 500 hPa during 1979–2007. The contour interval is 40 gpm

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資助項目 國家自然科學基金項目41275086、41490642，國家重點基礎研究發展計劃（973計劃）項目2015CB453202

Funded by National Natural Science Foundation of China (Grants 41275086 and 41490642), the National Basic Research Program of China (Grant 2015CB453202)

文章編號1006-9895(2016)04-0703-16 中圖分類號 P466

文獻標識碼A

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1601.15258

收稿日期2015-08-29；網絡預出版日期 2016-01-20

作者簡介陳艷麗，女，1987年出生，碩士，研究方向為東亞夏季風和天氣氣候動力學。E-mail: chen_yanli@foxmail.com

通訊作者宋潔，E-mail: song_jie@mail.iap.ac.cn

A Study on Northward Jump of the Meiyu Rainbelt

CHEN Yanli1, SONG Jie2, and LI Chongyin1, 2
1 Institute of Meteorology and Oceanography, PLA University of Science and Technology, Nanjing 211101
2 State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029

AbstractThis study has exploited daily reanalysis data and high-resolution precipitation data for the period of 1979 to 2007 to investigate the northward jump of the Meiyu rainbelt and its possible physical mechanisms. The northward jump dates of the Meiyu rainbelt are determined. Results show that the northward jump dates of the Meiyu rainbelt vary greatly from year to year. Composite results of the Meiyu northward jump process revealed in this study are consistent with results of previous studies. Water vapor transport and vertical motions in the middle troposphere play a crucial role in determining the spatial distribution of Meiyu rainbelt. Diagnostic results of the Omega equation indicate that anomalous circulations in the upper troposphere induce descending motion anomalies over the Yangtze?Huaihe River basin, which inhibit the northward jump of the Meiyu rainbelt. Meanwhile, diagnostic results of a vorticity equation suggest that the anomalous diabatic cooling associated with the anomalous descending motions over the Yangtze?Huaihe River basin produces anomalous anticyclonic vorticity tendency over East China in the lower troposphere, which is favorable for the westward shift of the subtropical high and the northward jump of the Meiyu rainbelt. The above results show clearly thatthe sudden northward jump of the Meiyu rainbelt is attributed to anomalous ascending motions over the Yangtze?Huaihe River basin, which are associated with circulation anomalies in the upper troposphere (primarily driven by zonal vorticity advection).

KeywordsMeiyu rainbelt, Northward jump, Variations of atmospheric circulation, Vorticity diagnosis