引言

中国地处欧亚大陆与太平洋之间，受亚澳季风系统影响，气候复杂多变。我国夏季天气气候受多因子控制，既与东亚夏季风系统中多个成员的相互协同作用有关，又受热带海洋等外强迫因子影响(张庆云等, 1998; 黄荣辉等, 2006; Wu et al, 2013)。多因子之间复杂的相互关系造成夏季旱涝分布等天气气候特征具有明显的年际变化，这种分布异常的持续维持会进一步导致极端天气气候事件及气象灾害的发生(龚志强等, 2014; 崔童等, 2015; 陈博宇等, 2015; 沈晓琳等, 2015)。例如1998年长江全流域的严重洪涝灾害，2003和2007年淮河流域洪涝灾害等，均给人民的生产生活造成影响，带来严重的经济损失(冯明等, 2000; 徐良炎, 2003)。

因此，详细了解中国夏季气候特征及其变化，加强夏季重大气候事件的成因诊断分析，明确大气内部动力过程及前期下垫面外强迫对夏季气候异常事件的可能影响，具有重要现实意义。本文拟围绕2015年夏季中国降水“南多北少”，梅雨雨季持续时间长、雨量大等气候异常特征，从东亚夏季风系统各成员及影响东亚夏季风系统的前期海洋外强迫入手，探讨其可能成因。

1 资料和方法

本文使用的主要资料包括：国家气象信息中心提供的1951年以来中国2286站温度资料；美国气象环境预报中心(NCEP)和美国国家大气研究中心(NCAR)提供的NCEP/NCAR再分析数据集(Kalnay et al, 1996)；美国国家海洋和大气管理局(NOAA)提供的ERSST V3海温数据集(Smith et al, 2008)。本文使用的气候平均值为1981—2010年。

为表征东亚夏季风活动特征，本文还计算标准化东亚夏季风指数(施能等, 1996)和南亚夏季风指数(Webster et al, 1992)，其中：

东亚夏季风指数定义为10°、20°、30°、40°和50°N 5个纬度带上160°E与110°E海平面气压差的平均值：

$\begin{array}{l} {I_{{\rm{EASM}}}} = \frac{1}{n}\sum\nolimits_{{\rm{lat}} = 10{\rm{°N}}}^{{\rm{50°N}}} {\left( {{P_{SL\;160{\rm{°E}}}} - {P_{SL\;110{\rm{°E}}}}} \right)} \\ \quad \quad \quad \quad \quad \quad \left( {n = 5} \right) \end{array}$

南亚夏季风指数定义为0°~20°N、40°~110°E区域平均的纬向风垂直切变：

I_WY=(U_{850 hPa}-U_{200 hPa})(0°~20°N、40°~110°E)

2 2015年夏季天气气候特征 2.1 夏季风活动特征

1951—2015年，东亚夏季风强度呈现显著减弱趋势，并表现出年代际波动特征(图 1a)。20世纪70年代中期以前，夏季风持续偏强，尤其是在1965年以前异常偏强；20世纪70年代中后期以来，夏季风在年代际尺度上呈现接近正常略偏弱特征。2015年，夏季风强度指数为-2.16，强度显著偏弱。

南亚夏季风总体同样表现出减弱趋势，且年代际变化特征显著(图 1b)。20世纪50年代至70年代末，南亚夏季风主要表现为偏强特征；90年代初以来，表现为偏弱特征，尤其是在2006—2015年，南亚夏季风异常偏弱。2015年南亚夏季风显著偏弱，强度指数为-6.73。

2.2 中国夏季降水异常特征

2015年夏季，全国平均降水量297.6 mm，较常年同期(325.2 mm)偏少8.5%(图 2)。从空间分布看，受东亚夏季风强度显著偏弱影响，我国中东大部地区降水总体呈“北少南多”分布型。华北大部、西北地区东部、黄淮大部、东北地区西南部和西藏中部等地降水偏少20%~50%，局部偏少50%以上；江淮、江南东北部、贵州东南部、新疆东部和西部部分地区、西藏西部局部等地降水偏多20%至1倍，局部偏多1倍以上(图 3)。

中国各地区(江南地区、长江中下游地区和江淮地区)梅雨开始日期早晚不一，但雨量均偏多。江南地区梅雨5月27日入梅，较常年偏早12 d，7月26日出梅，较常年偏晚18 d，梅雨期累计降雨量676.7 mm，较常年(364.7 mm)偏多85.4%。长江中下游地区5月26日入梅，较常年同期偏早19 d，7月27日出梅，较常年偏晚14 d，梅雨期累计降雨量547.0 mm，较常年(281.0 mm)偏多94.7%。江淮地区梅雨6月24日入梅，较常年偏晚3 d，7月25日出梅，较常年偏晚10 d，梅雨期累计降雨量387.6 mm，较常年(264.4 mm)偏多46.6%。

夏季，北方地区降水显著偏少，华北地区(京、津、冀、晋和内蒙古)平均降水量为213.4 mm，较常年同期(285.1 mm)偏少25.1%，为2000年以来最少(图 4)。降水偏少导致华北、西北东部及内蒙古中部出现阶段性气象干旱。

2.3 中国夏季气温异常特征

2015年夏季，全国平均气温21.2℃，较常年同期(20.9℃)偏高0.3℃(图 5)。从空间分布看，全国大部地区气温接近常年同期或偏高，其中新疆北部和西南部局部、内蒙古东部局部和黑龙江北部局部等地气温偏高1~2℃；而安徽南部局部气温偏低1~2℃(图 6)。

2.4 中国夏季极端事件特征

2015年夏季，我国主要出现了极端日降水量、极端高温和极端连续高温事件。全国共有157站出现极端日降水量事件，主要分布于江淮、江南、西南地区东部等地，其中福建福州(244.4 mm)、贵州长顺(247.8 mm)和江苏常州(243.6 mm)等24站日降水量达到或突破历史极值(图 7)。

季内，新疆、云南等地极端高温事件频现。夏季，新疆、西南地区和华北等地共228站发生极端高温事件，其中新疆蔡家湖(44.4℃)、云南云龙(35.9℃)等55站日最高气温突破历史极值(图 8)。同期，全国共有212站发生极端连续高温事件，主要分布在新疆、西北地区东部及东部沿海等地区，其中新疆若羌(30 d)和民丰(20 d)等74站连续高温日数突破历史极值(图 9)。

3 梅雨雨季降水偏多成因分析

2015年夏季气候异常最显著的特征为长江中下游至江淮地区降水偏多，梅雨雨季雨期长、雨量多，降水偏多的地区总体表现为气温偏低。下文将围绕梅雨雨期长、雨量多这一特征，从大气内部过程及下垫面外强迫两个方面作简要的分析。

3.1 西南低空急流偏强

中国东部地区的西南低空急流是东亚季风环流系统的重要组成部分，是影响降水最直接的因子之一，低空急流在暴雨的形成过程中起到了输送暖湿空气，促进不稳定能量释放并激发对流产生等关键作用(孙淑清等, 1980; Tao, 1989; Zhou et al, 2002；2009;夏茹娣等, 2006; Jiang et al, 2008; Chen et al, 2010)。Wang等(2013)研究发现，我国夏季降水的分布与低空急流有直接关系。无急流发生时降水主要分布在东南沿海，降水分布较均匀，没有明显的大值中心；在有急流发生时，降水主要分布在江淮流域，略呈带状分布。图 10给出西南低空急流发生频次及其距平分布。参照Stensrud(1996)的研究，图 10对西南低空急流定义为：在850 hPa高度风速大于10 m·s^-1，并且风向角在180°~270°(西南风)。分析发现，2015年夏季西南低空急流发生频次显著高于常年同期，大值中心位于我国华南东部地区，频次较常年同期偏多近1倍，位置较常年同期略偏南。作为水气输送“管道”，频次偏多的低空急流有利于将水气向内陆地区输送，进而有利于急流出口区左前侧，即长江中下游至江淮地区降水偏多；而急流位置的偏南限制了水汽进一步向北方地区输送，不利于黄淮及华北地区降水偏多。同时，急流轴左侧气旋切变造成水汽辐合和上升运动，并激发不稳定能量释放，有利于对流活动的发展和降水的产生。2015年夏季西南低空急流异常频繁的发生，是造成长江中下游至江淮地区降水偏多，梅雨雨期长、雨量多的直接原因。

夏季中国东部地区西南低空急流一般出现在西北太平洋副热带高压(以下简称西太副高)西北侧外围地区，其强度和位置的变化均受西太副高影响。低空急流发生时，西南风场具有明显的超地转特征，地转风及非地转风的增强均可能导致低空急流的发生或增强。地转风的强度取决于气压梯度，当西太副高强度加强时，有利于中国东部地区气压梯度的增强，进而加强地转风；地转偏差取决于风场非定常性、风速在流动方向上的非均匀性、流线弯曲和大气斜压性，即非地转风的变化主要是由局地变压、水平风场涡度、垂直运动和温度梯度的变化产生。研究表明，西太副高强度和位置的变化、青藏高原大地形加热效应是造成中国东部地区非地转风强度变化的主要原因(王东阡等, 2012)。2015年夏季，西太副高较常年同期显著偏强，脊点西伸，脊线位置较常年同期略偏南(图 11)。西太副高的偏强、偏西导致中国东南部地区地转风加强，而副高位置整体偏南，造成局地变压大值区位置较常年同期偏南，有利于华南地区非地转风的增强，两者共同作用，造成2015年夏季西南低空急流在华南东部地区频繁发生，强度偏强。此外，在500 hPa高度场上，我国中东大部地区主要受高空槽控制，冷空气活动相对活跃。冷空气与低空急流输送的暖湿气流在我国长江中下游及江淮地区频繁交汇，使得梅雨雨期长、雨量多。

3.2 热带印度洋海温一致偏暖

3.1的分析表明，西太副高偏强、偏西偏南是造成长江中下游至江淮地区降水偏多，梅雨雨季雨期长、雨量多的重要原因，本节将利用广义平衡反馈分析(GEFA)方法从前期下垫面外强迫入手，探讨西太副高持续偏强的原因。

广义平衡反馈分析方法是在Frankignoual等(1998)提出的平衡反馈方法(EFA)的基础上推广发展起来的，用于分离观测中不同下垫面各自对气候异常的影响作用。这一方法的优点是，在识别最优外强迫源时，避免了EFA反馈分析中不能区分来自不同强迫区影响的问题，可以把不同外强迫区对气候异常的单独贡献分离出来(Liu et al, 2006; 2008;Wen et al, 2010)。本文选取热带太平洋、北太平洋、热带大西洋、热带印度洋和北大西洋5个海域海温EOF分解前3个模态，共15个海温分布模态作为外强迫因子，分析东亚地区夏季(6月1日至8月31日平均)大气环流对海温外强迫的响应，分析时段为1971—2015年共45年。结果表明，东亚地区500 hPa位势高度对热带印度洋海温EOF第一模态，即热带印度洋海温一致偏暖模态(IOBW)强迫有较好的响应，响应系数分布如图 12a所示。当热带印度洋海温一致偏暖时，东亚地区500 hPa位势高度倾向于出现经向“+-+”模态分布。在中低纬，500 hPa高度场在30°N以南地区表现为正反馈，正值中心位于135°E附近，超过95%的蒙特卡罗检验，30°N以北地区表现为负反馈，负值中心位于140°E附近，同样超过95%的蒙特卡罗检验。在这一海温模态强迫下，有利于30°N以南地区位势高度场的偏高及30°N以北地区位置位势高度场的偏低，即受热带印度洋海域海温一致偏暖外强迫影响，有利于西太副高强度较常年同期偏强，但不利于其位置北抬。这一结果与吴国雄等(2000)和谭言科等(2003)的研究结论相符。2014年以来，厄尔尼诺事件发展，热带印度洋一致偏暖模态维持正位相，特别是2015年5月之后，一致偏暖模态正位相显著发展。在印度洋海域暖海温强迫下，热带100°E地区以西地区对流相对活跃，从而激发出西升东降的局地异常纬向环流，其下沉支位于105°~135°E附近，有利于这一区域500 hPa位势高度偏高，进而造成西太副高加强西伸(图 13)。

此外，利用GEFA方法分析850 hPa纬向和经向风场对海温外强迫响应的结果显示(图 12b和12c)，我国东南部地区850 hPa纬向和经向风场对IOBW模态海温外强迫均表现为正反馈，分别通过80%和95%的蒙特卡罗检验。表明当热带印度洋海温偏高时，有利于我国东南部地区对流层中低层纬向和经向风场，特别是经向风场的增强，进而有利于我国东部地区西南低空急流的发生和增强。这一结果也与西太副高对IOBW模态海温外强迫响应及西太副高对西南低空急流的影响相对应。

4 结论

(1) 2015年夏季，全国平均降水量297.6 mm，较常年同期(325.2 mm)偏少8.5%。我国中东大部地区降水总体呈“北少南多”分布型，长江中下游及江淮地区降水显著偏多，梅雨雨季持续时间长，雨量偏多。全国平均气温21.2℃，较常年同期(20.9℃)偏高0.3℃。季内，我国主要出现了极端日降水量、极端高温和极端连续高温事件。

(2) 西南低空急流发生频数偏多、强度偏强，有利于来自南海的水汽向江淮等地输送，同时，急流轴左侧气旋切变造成水汽辐合和上升运动，并激发不稳定能量释放，有利于对流活动的发展和降水的产生，进而导致梅雨雨季持续时间长，雨量多。西太副高偏强、偏西，位置偏南，是造成西南低空急流偏强的重要原因。

(3) GEFA分析显示，在热带印度洋海温一致偏暖海温模态强迫下，500 hPa高度场在30°N以南地区表现为正反馈，30°N以北地区表现为负反馈，有利于西太副高强度较常年同期偏强，但不利于其位置北抬。2015年5月以来，热带印度洋海温一致偏暖模态正位相发展，赤道印度洋地区对流相对活跃，从而激发出西升东降的局地异常纬向环流，其下沉支位于105°~135°E附近，导致西太副高加强西伸。