山东冬季降水异常及其与东亚大槽的关系

胡桂芳， 伯忠凯， 高 理， 徐玮平， 王 娜

(山东省气候中心，济南 250031)

引 言

东亚大槽是东亚地区对流层中层的重要环流系统，其变化会影响东亚冬季风，进而影响中国的天气气候[1-11]。研究表明，当冬季东亚大槽偏强(弱)时，易造成中国东部地区冬季降水量偏少(多)[8-10]。2008/2009年秋冬季我国东部地区严重干旱，是由于东亚大槽维持在日本东北部，高原上空为稳定的高压脊，中国大陆长期被东亚大槽槽后的西北气流控制[11]。东亚大槽的强度及位置不仅对秋冬季降水产生重要影响，对春季降水影响也同样显著[12-16]。研究表明，西北东部春季严重雨涝(干旱)发生时,东亚大槽偏弱(强)且位置偏东(西)[12];华北春季降水偏多年，东亚大槽偏东、偏弱[15]；东亚大槽减弱(加强)，山东省春季降水易偏多(少)[16]。山东省东接太平洋，西连亚欧大陆，受海洋和大陆的影响，季风气候特点相当显著[17]。因此，东亚大槽是山东冬春季短期气候预测需要考虑的重要环流因子，其与山东冬季气温的关系已有较多研究[18-19]，但其与山东冬季降水的关系还未见系统研究，本文在对山东冬季降水分布型及其对应的环流场进行系统分析的基础上，分析山东不同降水分布型产生的环流特征，系统分析东亚大槽强弱与山东冬季降水的关系，并对与常规配置不同的异常年份进行单独分析，以期为今后冬季降水预测提供参考。

1 资料与方法

采用资料为1961-2018年山东短期气候预测业务中使用的26个代表站(因福山站资料不完整，用邻近的烟台站代替)冬季(12月至次年2月)降水量资料；NCEP/NCAR的月平均500 hPa位势高度场及850 hPa风场再分析资料，水平分辨率为2.5°×2.5°。采用的主要方法有经验正交函数(EOF)分解、相关分析及合成分析等[20]。

2 结果分析

2.1 山东冬季降水分布型及其同期500 hPa高度场环流特征

对山东省26个代表站1961-2018年的冬季降水量距平场进行EOF分解，结果表明：第一特征向量解释了总方差的71.0%，全省降水距平符号一致，表现出全省降水呈同多同少分布型，高值中心位于鲁东南，低值中心位于鲁西北(图1a)；第二特征向量解释了总方差的10.4%，反映了南部少(多)北部多(少)的分布型，零线呈准东西向，自西向东大致穿过阳谷、沂源及即墨等地，低值中心位于鲁南，高值中心位于半岛东北部(图1b)。第三特征向量解释了总方差的7.0%，反映了东部少(多)西部多(少)的降水分布型，零线呈准东北西南走向，自西南向东北大致经过鱼台、蒙阴、潍坊等地，低值中心位于鲁东南及半岛东部，高值中心位于鲁西北西部及鲁中西部地区(图1c)。前三个特征向量累积方差贡献占总方差的88.4%，基本概括了山东冬季降水的分布特征。

图1 1961-2018年山东冬季降水EOF分解前三个模态的特征向量场

计算前三个EOF模态的时间系数与同期北半球500 hPa高度场的相关系数(图2)，并对各分布型典型年份的500 hPa高度距平场进行合成分析(图3)。对于全省降水呈同多同少的第一模态，欧亚中高纬自西向东呈现“+ - +”相关分布，欧洲西部、东亚沿岸至西北太平洋中纬地区分别为显著正相关，乌拉尔山至巴尔喀什湖(以下简称巴湖)为显著负相关(图2a)。降水同多年(1963、1966、1968、1971、1974、1975、1989、1997、2000、2012、2016年),欧亚中高纬自西向东高度距平呈现“+-+”分布，巴湖北侧为负距平中心(图3a)，反映了全省性降水偏多的主要环流特征是欧亚中高纬地区盛行纬向环流，东亚大槽较常年偏弱，有助于偏南暖湿气流的北上[15]，巴湖北侧经常有低槽活动，引导冷空气东移南下与暖湿气流在山东交汇，造成山东冬季降水偏多。这与孙照渤等[9]华北冬季降水偏多年的500 hPa高度距平场特征大致相同。降水同少年(1962、1967、1973、1976、1983、1987、1993、1995、1998、2017年)，欧亚中高纬高度距平呈现与偏多年相反的“-+-”分布(图3b)，朝鲜半岛及日本附近为负距平中心，-20 gpm等值线已达30°N以南，即全省性降水偏少的主要环流特征是欧亚中高纬地区盛行经向环流，东亚大槽加深且向南伸展，山东处于槽后干冷的西北气流控制下而降水偏少。这与孙照渤等[9]的研究结果一致。对于冬季降水南北反向的第二模态，欧亚中高纬地区最主要特征是贝加尔湖(以下简称贝湖)东侧至朝鲜半岛的显著负相关(图2b)。北多南少年(1980、1985、2005、2015年)，贝湖东侧至日本为负高度距平区，朝鲜半岛周围为负高度距平中心，乌拉尔山至贝湖北侧为明显的正高度距平区(图3c)，反映了中西伯利亚高压脊向北发展，东亚大槽也加深发展，山东多受横槽或冷涡影响，在鲁北及山东半岛产生降水[17]。尤其是在这种环流形势下，强劲的西北气流携带着冷空气经过渤海暖湿海面产生较大海气温差，以浅对流的形式在山东半岛东北部产生冷流降雪[21-23]，造成该区域降水明显偏多。南多北少年(1979、2001、2002年)的形势基本与北多南少的相反(图3d)。对于降水东西反向的第三模态，在贝湖以南、巴湖以东及20°-30°N附近的西太平洋地区为显著的负相关(图2c)，东多西少(1988、1992、2006、2018年)(图3e)和西多东少(1972、1978、1984、2004年)(图3f)的高度距平场上，东亚地区二者差异最明显的区域在贝湖地区，该区域高度场偏低，鲁西北及鲁中西部降水易偏多，反之，该区域降水易偏少。

综上所述，东亚大槽是影响山东冬季降水的关键系统：当东亚大槽偏弱时，山东冬季降水易出现全省性降水偏多；当东亚大槽偏强且向南伸展时，山东冬季降水易全省性偏少；当东亚大槽偏强且乌拉尔山至贝湖北侧高度距平为明显正距平时，山东北部尤其是半岛东北部地区降水易偏多，其他地区降水易偏少；贝湖地区高度场的异常与鲁西北及鲁中西部地区的降水也有较密切的关系。

图2 1961-2018年山东冬季降水前三个模态的时间系数与同期北半球500 hPa高度相关场

2.2 东亚大槽强度及其与山东冬季降水的关系

由前文分析可知，东亚大槽是影响山东冬季降水的关键系统，因此有必要对它进行定量分析。关于东亚大槽强度指数的定义，长期以来气象工作者对它进行了许多研究[8，24-26]。穆明权等[24]采用区域(30°-50°N、120°-150°E)平均的500 hPa高度距平来表示东亚大槽强度。王冀等[25]选定区域(40°-50°N、110°-130°E) 对高度场进行标准化，求得区域平均，再经过标准化求得东亚大槽指数。本文参考上述研究及前文相关分析结果，用区域(30°-50°N、110°-160°E)平均的500 hPa高度距平值来定义东亚大槽的强度指数，记为IH500，数值为正，表示东亚大槽偏弱；数值为负，表示东亚大槽偏强。对计算得到的1961-2018年东亚大槽强度指数进行线性趋势分析(图4)，发现东亚大槽强度呈显著的减弱趋势，通过了0.01的显著性水平检验。计算去趋势后东亚大槽强度指数与山东冬季降水量的相关系数，结果表明，二者存在显著的正相关关系，相关系数为0.42，通过了0.01的显著性水平检验，意味着东亚大槽偏弱(强)时，山东冬季降水易偏多(少)。为了考察东亚大槽和山东冬季降水关系的稳定性，计算了东亚大槽强度指数与山东冬季降水量的21 a滑动相关系数，得到1961-1981年段，1962-1982年段，……，1998-2018年段的相关系数序列(图 5)。由图 5可看出，1961-1981年段至1991-2011年段为稳定的正相关，即东亚大槽偏弱(强)时，山东冬季降水易偏多(少)，但1980—2000年段之后二者的相关程度转弱，达不到0.05的显著性水平，1992-2012年段相关性质发生了改变，转为弱的负相关关系，意味着东亚大槽偏强(弱)时，山东冬季降水偏多(少)可能性大。

图3 山东冬季降水6种空间分布型对应的同期北半球500 hPa高度距平场

图4 1961-2018年冬季东亚大槽强度指数演变图

图5 冬季东亚大槽强度指数与山东冬季降水21 a滑动相关系数

计算去趋势后东亚大槽强度指数的标准差为2.0，因此将IH500<-2.0作为东亚大槽偏强年，IH500>2.0作为东亚大槽偏弱年。1961-2018年间共出现了10个东亚大槽偏强年和9个偏弱年，其与山东冬季降水的关系见表1。

由表1可见，当IH500<-2.0，即东亚大槽偏强时，山东冬季降水为负距平的频率为8/10=80%，为正距平的频率为2/10=20%。2000年和2012年为异常偏多年，均出现在二者相关关系转为负相关的1992年以后。当IH500>2.0，即东亚大槽偏弱时，山东冬季降水为正距平的频率为7/9=78%，负距平的频率为2/9=22%，由于2年降水负距平年偏少幅度在2成以内，所以不作为异常来讨论，本文将对上述2个多雨年进行深入分析。

表1 东亚大槽强度指数(IH500)异常与山东冬季降水的统计关系

2.3 东亚大槽偏强背景下山东冬季降水偏多年环流特征

由前文分析可知，东亚大槽偏强背景下出现了2000年和2012年2个降水异常偏多年。逐一将其冬季北半球500 hPa高度距平场(图6a、b)与前文3个模态对应的500 hPa高度相关场及距平场对比分析可见，这两年实况图上欧亚中高纬地区自西向东高度距平为“-+-”分布，与第一模态对应相关场(图2a)的“+-+”分布基本相反，与偏少年高度距平场(图3b)的“-+-”分布基本一致，但值得注意的是，实况图上东亚沿岸的负距平区比图2(a)的正相关区及图3(b)上的负距平区位置明显偏西，向西伸至乌拉尔山一带，负距平中心位于贝湖地区，而该地区在西多东少年距平场上(图3f)为明显的负距平，在第三模态相关场上(图2c)为负相关，意味着鲁西北和鲁中西部地区的降水易偏多。另外，在2000年和2012年的20°-35°N附近，我国东南沿海及西太平洋地区为正高度距平覆盖，与相关场上显著的负相关区相对应(图2c)，指示着鲁东南及半岛东部地区的降水易偏多。850 hPa矢量风距平场上(图6c、d)，这两年冬季均有异常的偏南风北上到达山东，2000年为来自西太平洋的异常东南风，2012年为来自孟家拉湾的异常西南风和来自西太平洋的异常东南风共同影响，且以前者更为强盛，异常偏南风将海洋的水汽输送到山东，造成2000年和2012年山东省降水的异常偏多。

图6 2000年(a)、2012年(b)冬季北半球500 hPa高度距平场和2000年(c)、2012年(d)850 hPa矢量风距平场

3 结论与讨论

(1)山东冬季降水大致可分为同多(少)、南少 (多)北多(少)和东少(多)西多(少)6种空间分布型，不同分布型对应的环流特征各异。东亚大槽是影响山东冬季降水的关键系统：当东亚大槽偏弱时，冬季降水易出现全省性偏多；当东亚大槽偏强且向南伸展时，冬季降水易全省性偏少；当东亚大槽偏强且乌拉尔山至贝湖北侧为明显正高度距平时，山东北部尤其是半岛东北部地区降水易偏多，其他地区易偏少。

(2)东亚大槽对山东冬季降水的影响存在明显的年代际变化，前期东亚大槽偏弱(强)、山东冬季降水易偏多(少)的关系在1992年以后不能成立。

(3)当东亚大槽偏强且贝湖地区高度场明显偏低及我国东南沿海和西太平洋低纬地区高度场升高时，山东冬季降水也易偏多。

本文所得结论仅是根据有限样本统计分析得到的，结论的可信度及完整性还有待于在今后的工作中进一步研究和补充。另外，东亚大槽和山东冬季降水关系为什么会呈现年代际变化特征，其原因还有待于进一步分析和研究。