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user: 4. 华北降水转型环流特征 降水的发生是由于大量水汽遇到上升运动、发生凝结降落地面而形成的。水汽来源多少与850 hPa层水汽输送有关，而上升运动与地形和环流动力抬升有关，这里暂不讨论地形抬升的影响，而主要关注环流变化的影响。由天气学理论可知，地面低压可造成辐合上升运动，高空气旋或低槽也可诱发低层产生上升运动。因此，下面重点对海平面气压场、500 hPa高度场、850 hPa水平风场变化进行对比分析，以便从环流和水汽条件变化方面更好地认识华北夏季降水是否发生了转型。 4.1. 海平面气压场变化 晏红明等[ 17 ] 研究指出，冬季风异常对中国大部分地区，特别对中国长江中下游地区的降水影响较大。分析进一步揭示了强弱东亚冬季风年后期夏季流场明显不同的变化特征，正是由于这种不同的夏季环流的异常变化使得中国长江中下游地区在强(弱)冬季风年的夏季降水偏少(多)。赵汉光和张先恭[ 18 ] 研究表明，东亚夏季风强弱与我国夏季雨带位置有较好的对应关系，强夏季风年，主要雨带位置易偏北，弱夏季风年，主要雨带位置易偏南。冬季风1960~1978年偏强，1979~1994年偏弱；而夏季风1956~1966年强盛，1967~1987年衰弱，1988年以后有逐渐增强的趋势，北方类雨带将逐渐增多。他们认为东亚冬季风和夏季风的增强和减弱有相反变化的趋势，但近20年变化并不像预期的结果。一些学者对此指出了造成差异的原因，如王绍武等[ 19 ] (2013)认为东亚冬、夏季风变化并不总是反相的。尽管如此，但冬季风与夏季风确实存在密切联系，冬季风通过降水量的时空分布变化影响气温、海温，储存其信息，进而影响后期夏季的大气环流，最终使夏季风和夏季降水发生变化。冬季风最显著的环流系统就是蒙古冷高压，夏季显著的系统有蒙古低压、印度低压。 图4是冬季海平面气压场变化。在多年平均场上(图4(a))，蒙古为一强大高压，中心位于蒙古西部，高压东南侧向华北、华东伸展并影响我国。对应1961~1965年华北和东北夏季降水明显偏多情况(图4(b))，冬季气压场在蒙古地区为明显正距平，最大距平中心在蒙古东北部，造成蒙古高压中心东移到蒙古中部，强度加强。对应1966~1980年华北夏季降水偏多情况(图4(c))，西伯利亚地区出现明显正距平，造成蒙古高压西移，从1961~1965年蒙古中部移到蒙古西部，强度有所减弱。对应1981~2000年东北夏季降水偏多情况(图4(d))，蒙古高压位置、强度正常。对应2001~2010年华北夏季降水明显偏少情况(图4(e))，西伯利亚地区出现明显正距平，蒙古高压位于蒙古西部，强度正常。对应2011~2013年华北和东北夏季降水偏多情况(图4(f))，50˚N以北广大地区基本都为明显正距平，蒙古中部也为明显正距平，造成蒙古高压东移到蒙古中部，中心强度有所加强，与1961~1965年形势相似。 总之，仅就华北夏季降水偏多年(1966~1980)、偏少年(2001~2010)而言，蒙古高压强度和位置差别不大，中心都位于蒙古西部，强度基本一样(图4(c)、图4(e))。对于华北和东北夏季降水同时偏多年(1961~1965，2011~2013)，蒙古高压中心位于蒙古中部，强度明显加强，但距平场有所不同(图4(b)、图4(f))。因此，冬季蒙古高压中心位于蒙古中部且强度加强，接下来的夏季华北和东北可能同时降水偏多。 图5是夏季海平面气压场变化。在多年平均场上(图5(a))，蒙古东南至我国东北、华北为低压，中心低于1006 hPa，印度西北部为另一低压中心。对应1961~1965年华北和东北夏季降水明显偏多情况(图5(b))， 图4. 冬季海平面气压场变化，阴影区为距平。单位：hPa 夏季气压场在蒙古地区为明显负距平，造成蒙古低压中心位于蒙古中南部，低压明显加深，中心低于996 hPa。对应1966~1980年华北夏季降水偏多情况(图5(c))，蒙古西部为负距平，但数值明显小于1961~1965年，低压中心位置变化不大，且低压中心显著减弱，为1004 hPa。对应1981~2000年东北夏季降水偏多 图5. 夏季海平面气压场，阴影区为距平。单位：hPa 情况(图5(d))，地面气压为正常，这时蒙古低压中心东移到我国东北地区，低压强度较弱，为1006 hPa。对应2001~2010年华北夏季降水明显偏少情况(图5(e))，西伯利亚地区出现明显负距平，且形成一个新的低压，而蒙古低压显著减弱。对应2011~2013年华北和东北夏季降水偏多情况(图5(f))，地面气压基本都为正常，蒙古低压中心位于蒙古东南至华北、东北，强度较弱，低于1006 hPa，与1961~1965年形势并不一致。 总之，仅就华北夏季降水偏多年(1966~1980)、偏少年(2001~2010)而言，蒙古低压强度差别不是很大，但位置有明显不同，偏多年低压中心位于蒙古中南部(图5(c))，而偏少年主要低压中心位于西伯利亚地区(图5(e))，华北附近低压场非常弱。对于华北和东北夏季降水同时偏多年(1961~1965，2011~2013)，这两个阶段蒙古低压中心位置和强度明显不同，在1961~1965年(图5(b))，低压中心位于蒙古中南部，低压显著加深，而在2011~2013年(图5(f))，低压中心位于蒙古东部至华北、东北地区，低压明显偏弱。因此，近年华北和东北夏季降水同时明显增多，仅就降水量空间分布形势看与1961~1965年类似，但夏季海平面气压场形势明显不同。 4.2. 500 hPa高度场变化 500 hPa环流场可为降水提供动力上升条件，其槽脊等环流变化对降水影响很大。图6是对应不同年代的夏季高度场变化情况。在多年平均场上(图6(a))，乌拉尔山东部的西伯利亚为槽，我国东北到华北也为槽，贝加尔湖附近为弱脊。这种槽脊配置的位置、强度发生变化会对华北夏季降水产生明显影响。对应1961~1965年华北、东北夏季降水偏多年情况(图6(b))，欧亚广大地区都为负距平，蒙古西部至新疆为最大负距平中心，这造成贝加尔湖脊明显偏弱，西伯利亚高空槽和华北高空槽形成阶梯槽，这会使得华北、东北多低槽过境，降水天气过程会增多，所以降水偏多。对应1966~1980年华北夏季降水偏多年情 图6. 夏季500 hPa高度场，阴影区为距平。单位：dagph 况(图6(c))，西伯利亚地区为负距平，造成西伯利亚槽加深，而贝加尔湖脊和华北槽的位置、强度变化不大。对应1981~2000年东北夏季降水偏多年情况(图6(d))，槽脊位置、强度无明显异常。对应2001~2010年华北夏季降水偏少年情况(图6(e))，西伯利亚地区为明显负距平，贝加尔湖地区为显著正距平，使得西伯利亚高空槽明显加深，贝加尔湖脊异常强大，华北槽向南位于江淮地区，这种形势一方面阻止了西伯利亚槽对华北的影响，华北槽位置偏南，也减弱了对华北的影响，华北地区缺乏有利的上升条件，降水天气过程减少，所以，夏季降水量明显偏少。对应2011~2013年华北、东北夏季降水偏多年情况(图6(f))，欧洲和亚洲东北部为明显正距平，贝加尔湖附近正常，造成西伯利亚高空槽加深东移、华北高空槽加深北抬，副高偏北，东部阻挡作用加强，这种形势有利于华北、东北夏季降水偏多，但环流形势与1961~1965年不同。 总之，华北夏季降水偏多是由于西伯利亚高空槽加深，而贝加尔湖脊、华北高空槽正常造成的(图6(c))。华北夏季降水偏少年是由于贝加尔湖脊偏强，阻止了西伯利亚高空槽对华北的影响，同时华北高空槽位置偏南，也减弱了对华北的影响，华北缺乏动力上升条件，结果降水量偏少(图6(e))。2011~2013年华北、东北降水增多与1961~1965年的偏多情况明显不同，在1961~1965年(图6(b))，欧亚地区都为负距平，西伯利亚槽、华北槽都有所加深，贝加尔湖脊减弱，“阶梯槽”的形势造成华北、东北降水偏多；而对于2011~2013年(图6(f))，欧亚中高纬都为正距平，鄂霍次克海正距平更加显著，贝加尔湖脊正常，副高偏北，华北槽受东部阻挡作用，造成华北、东北夏季降水偏多。 4.3. 850 hPa风场变化 在夏季重大降水过程中，850 hPa水平风场起到重要的水汽输送作用。因此，夏季降水异常一般都伴有850 hPa风场环流异常。图7是对应不同年代的夏季850 hPa水平风场变化情况。在多年平均场上(图7(a))，北印度洋、印度半岛为异常强盛的西风气流，一直吹到南海，然后转向向北吹到华北至东北亚地区。对应1961-1965年华北、东北夏季降水偏多年情况(图7(b))，异常风场上存在一些显著特征：从华南至华北、东北为明显偏南风异常；东部日本岛南侧海上有反气旋性环流异常，进一步加强了向北的偏南气流异常；蒙古地区为强大的气旋性环流异常，与偏南气流在华北、东北西侧产生风向辐合。这些因素造成降水异常偏多。同时，斯里兰卡有向北的越赤道气流异常，菲律宾海有向南的越赤道气流异常，它们如何影响降水值得关注。对应1966~1980年华北夏季降水偏多年情况(图7(c))，环流异常形势同 图7. 夏季850 hPa平均风场(a)和距平场(b， c， d， e， f). 单位：m·s −1 1961~1965年相似，但强度显著减弱，造成东北夏季水汽来源大量减少。斯里兰卡向北越赤道气流和菲律宾海向南越赤道气流异常也明显减弱。对应1981-2000年东北夏季降水偏多年情况(图7(d))，环流异常形势同1961~1965年、1966~1980年相反，但异常程度太小，这时的环流场与多年平均场差别不大。对应2001~2010年华北夏季降水偏少年情况(图7(e))，环流异常形势与1966~1980年基本相反，东亚尤其东部海上为偏北风异常，减弱了偏南风向华北的水汽输送；中南半岛至南海、菲律宾海出现异常偏西风，加大了对印度洋至南海水汽大通道向东的“抽吸”作用，这会减弱向华北的水汽有效输送；蒙古地区为弱的反气旋性环流异常，华北辐合条件减弱，这些因素造成降水异常偏少。同时，斯里兰卡转为向南的越赤道气流异常，菲律宾海转为向北的越赤道气流异常。对应2011~2013年华北、东北夏季降水偏多年情况(图7(f))，日本海为反气旋性环流异常，较1961~1965年反气旋位置偏西、偏北，东亚无明显南风异常，但反气旋外围有明显东南风异常；菲律宾以东海上为偏东风异常，最后并入反气旋外围的东南气流里，从而加强了东南水汽向华北、东北的输送，但总体上输送强度明显小于1961~1965年偏南风输送。同时，斯里兰卡为向北的越赤道气流异常，菲律宾海也为向北的越赤道气流异常，与1961~1965年环流形势不同。 从以上分析可知，华北夏季降水偏多是因为：从华南至华北有明显偏南风异常；东部日本岛南侧海上有反气旋性环流异常，进一步加强了向北的偏南气流异常。蒙古地区为明显气旋性环流异常，与偏南气流在华北、东北西侧产生风向辐合上升运动，结果造成华北夏季降水异常偏多(图7(c))。华北夏季降水偏少年是因为：东亚尤其东部海上为偏北风异常，减弱了偏南气流向华北的水汽输送；中南半岛至南海、菲律宾海出现异常偏西风，加大了对印度洋至南海水汽大通道向东的“抽吸”作用，这也会减弱向华北的水汽有效输送。蒙古地区为反气旋性环流异常，华北辐合条件减弱，结果造成华北夏季降水异常偏少(图7(e))。 2011~2013年华北、东北降水增多与1961~1965年的偏多情况明显不同，在1961~1965年(图7(b))，从华南至华北、东北为明显偏南风异常，蒙古地区为强大的气旋性环流异常，与偏南气流在华北、东北西侧产生风向辐合，造成华北、东北降水异常偏多。而2011~2013年(图7(f))，东亚地区无南风异常，但有明显的东南风异常，从而加强了东南水汽向华北、东北的输送，但总体上输送强度明显小于1961~1965年偏南风输送。蒙古地区无气旋性环流异常，缺乏动力上升条件，结果造成华北、东北夏季降水虽然比常年多，但少于1961~1965年。另外，2011~2013年斯里兰卡、菲律宾海都为向北的越赤道气流异常，与1961~1965年斯里兰卡为向北越赤道气流异常、菲律宾海为向南越赤道气流异常明显不同。因此，近年华北和东北夏季降水同时明显增多，空间分布上与1961~1965年降水形势类似，但850 hPa季风环流形势明显不同，这在唐佳和武炳义[ 14 ] 、龚志强等[ 15 ] 文献中也有体现。