引言

梅雨期是东亚季风雨带季节循环中的一个典型阶段，主要雨带位于27°~33°N的长江中下游一带(丁一汇等，2007)。梅雨期雨量多寡对长江中下游旱涝灾害有重要影响，如1954、1969、1980、1991、1996、1998、2020年等长江流域大的洪涝灾害均对应着强的梅雨(张明玉，1997；陶诗言等，1998；李维京，1999；张庆云等，2003；刘芸芸和丁一汇，2020)。长江流域是我国洪涝灾害最为严重的地区, 其中近1/3的地区是洪水灾害高脆弱性地区(姜彤和施雅风，2003)，洪涝灾害的频繁发生给当地经济带来了巨大的损失，也严重制约了当地社会经济发展。因此，研究长江中下游梅雨期降水异常的成因并准确预测梅雨趋势具有重要意义。

梅雨是东亚夏季风系统与欧亚中高纬环流系统相互作用的体现(丁一汇等，2007；李丽和张耀存，2017)，许多学者做了大量研究，认为梅雨与中高纬度槽、脊(唐玉和李栋梁，2020)、东亚副热带西风急流(陶诗言等，1958；李侃等，2018)、西太平洋副热带高压(梁萍等，2007；江丽俐等，2012；赵俊虎等，2016；王永光等，2020)等密切相关。环流因子异常受海温和海冰等下垫面强迫因子影响。长江流域梅雨与前期赤道中东太平洋、印度洋、西太平洋暖池、北大西洋等关键区海温关系密切(宗海锋等，2005；魏凤英，2006；梁萍等，2018)。赵俊虎等(2018)指出受到前冬超强厄尔尼诺衰减和随后的印度洋海温偏暖影响，2016年梅雨期西太平洋副热带高压异常偏强，其西南侧转向的水汽输送偏强，与北方弱冷空气在长江区和江淮区辐合，导致该区域降水异常偏多。前期中太平洋ENSO事件通过东亚太平洋遥相关型来影响梅雨建立，是梅雨建立年际变化的强信号(汪靖等，2009；Wang et al, 2009)。赤道印度洋、南海和西太平洋黑潮海温偏高有利于出现长江流域降水偏多(宗海锋等，2005)。冬、春季关键区海冰的变化通过异常湍流热通量激发大气异常Rossby波源(Honda et al，2009)，这种大气能量波动以波列的形式向东亚传播，影响夏季东亚环流，进而影响长江流域的降水变化(王乐等，2019；张若楠等，2018)。

司东等(2010)、Si et al(2010)、蒋薇和高辉(2013)研究表明，长江流域梅雨在2000年后明显减弱，梅雨雨带明显北移，而对梅雨年代际减少背景下的预测研究还不多。因此本文在分析2000年后长江中下游梅雨及环流异常特征的基础上，研究影响梅汛期降水异常的海温、北极海冰等下垫面强迫因子的异常特征, 并进行预测试验。

1 资料和方法

本文所用资料包括：国家气候中心整编的长江区/长江中下游梅雨监测资料(周兵等, 2017)。NCEP逐日再分析资料(Kalnay et al, 1996)，资料水平分辨率为2.5°×2.5°，垂直方向为17层。NOAA的ERSST V 5月海表温度资料(以下简称海温)，资料水平分辨率为2°×2°(Huang et al，2017)。上述资料时段均为1961—2020年。北极海冰指数资料由国家气候中心网站下载(http://cmdp.ncc-cma.net/pred/seaice.php?product=seaice_moni)，时段为1982—2020年。文中梅汛期雨量为长江区每年梅雨期内的雨量。长江中下游入梅和出梅时间年际变率较大，为分析环流特征，本文参照气候态将每年6月下半月至7月上半月30天梅雨期(Meiyu season，MYS)的平均环流场作为梅汛期环流场。采用相关分析、回归分析、多元回归等统计方法，相关分析和回归分析时资料的线性趋势均已去除。

2 结果分析 2.1 长江中下游梅汛期雨量变化特征

1961年以来长江中下游地区梅汛期雨量随时间呈略增加趋势(图 1)，气候倾向率为19.6 mm·(10 a)^-1，增加趋势通过了0.10的显著性水平检验。梅汛期雨量具有明显的阶段性变化特征，20世纪60年代至80年代降水总体偏少，其中1965年梅汛期雨量仅有46.9 mm，为1961年以来最少。90年代降水偏多，21世纪00至10年代前期降水急剧减少，10年代中期至今降水又有增多趋势，尤其是2020年梅汛期雨量达到753.9 mm，为1961年以来最多。

对降水序列进行滑动t检验突变检测(图略)发现，梅汛期雨量在2000年前后发生了明显突变，2000年后较20世纪90年代降水明显减少。梅汛期雨量的减少与长江中下游2001年以后入梅日偏晚和梅汛期长度明显缩短是一致的(图略)。下文着重分析2000年后年代际少雨背景下的梅汛期雨量异常的环流特征及前兆信号。

2.2 长江中下游梅雨量异常的环流特征

图 2是2000—2020年长江中下游梅雨序列与梅汛期500 hPa位势高度、200 hPa纬向风、850 hPa风和整层水汽通量和水汽通量散度距平场的回归系数分布，图中浅色、深色阴影区分别代表通过0.10和0.05的显著性水平检验的区域。由图 2a可知，乌拉尔山附近、贝加尔湖至中国东北地区北部、东亚副热带地区为正高度距平区，巴尔喀什湖—渤海湾—日本岛南部为负高度距平区。其中巴尔喀什湖和渤海湾附近的负异常通过了0.10以上显著性水平检验。表明长江中下游梅雨偏多年中纬度巴尔喀什湖、渤海湾地区冷空气活动频繁。图 2b通过显著性水平检验的区域表明，梅雨偏多年副热带西风急流轴较气候态偏南，急流中心位置偏东，长江中下游地区位于急流出口区右侧，高层辐散。图 2c表明，梅雨偏多年低层850 hPa风场上贝加尔湖至东北地区有异常反气旋式距平环流，日本海至华东沿海为异常的气旋式距平环流，巴士海峡附近有异常的反气旋式距平环流。东亚沿岸距平风场呈经向的“反气旋—气旋—反气旋”分布，中低纬以偏北风距平为主，夏季风偏弱，长江中下游梅雨锋偏强，有距平风场辐合。水汽通量和水汽通量散度回归场显示(图 2d)，梅雨量偏多年长江中下游地区为水汽通量距平大值区和水汽通量距平辐合区。对梅雨量偏多年和偏少年的环流场合成分析也可以得到一致的结论(图略)。

对突变前(1961—1999年)梅汛期降水序列也做上述分析(图略)可知，1961—1999年与近20年影响梅汛期降水异常的环流差异主要反映在中低纬度地区。1961—1999年西太平洋副热带高压(以下简称副高)异常偏强偏南，副热带西风急流轴更偏南，中心偏东，东亚太平洋遥相关型(EAP)波列显著。菲律宾反气旋距平环流异常偏强，副高前部有充沛的暖湿水汽输送。暖湿气流与渤海湾附近冷空气在长江中下游地区交汇，水汽通量辐合区范围明显偏大。突变前后环流场差异与梅雨量在突变后明显减少的特征一致。

综上所述，近20年长江中下游梅雨偏多的主要环流特征是：欧亚中纬度巴尔喀什湖和渤海湾附近低值系统较活跃，高空西风急流偏南偏东，低层风场呈经向波列分布，东亚夏季风偏弱，日本海至长江中下游地区梅雨锋偏强，有强的辐合上升运动和水汽辐合。突变前，梅汛期环流EAP显著偏强，副高偏强偏南。

2.3 长江中下游梅雨量异常的前兆信号及可能影响机制

研究表明，海温、海冰等是影响长江流域夏季降水的重要下垫面强迫因子(宗海锋等，2005；王乐等，2019)，因此下面着重分析前期海温和海冰与长江流域梅雨量的相关。

2.3.1 海温

图 3为长江中下游梅雨量突变后(图 3a)和突变前(图 3b)与前冬海温场的距平相关系数分布。由图 3a显示的通过显著性水平检验的区域可知，前一年冬季热带中东太平洋及北太平洋夏威夷岛附近为正相关区，其南北两侧为呈侧“V”型分布的负相关区，澳大利亚西北侧的南印度洋为正相关区。相关场分布类似ENSO暖位相年冬季海温异常分布型(Alexander，2010)。而突变前(图 3b)的显著相关区域主要分布在北太平洋亲潮区，与热带太平洋区域相关较弱，大部分区域没有通过0.10显著性水平检验。两个时段相关场对比可知，近20年前冬ENSO信号与梅汛期雨量的联系更密切。检测结果显示，1961—2019年冬季Ni o3.4区海温指数没有明显的年代际尺度突变特征(图略)，其与梅雨量的21年滑动相关表明二者的滑动相关在20世纪80、90年代较弱，90年代末期以后明显加强，通过了0.05的显著性水平检验。可见近20年与过去相比前冬热带东太平洋海温信号突变特征不明显，但与梅汛期雨量之间相关加强，2000年后前冬ENSO信号是影响长江中下游梅雨量的主要前兆信号之一。

图 4为近20年前冬Ni o3.4区海表温度标准化指数和前冬500 hPa高度场和风场、梅汛期500 hPa高度场和风场、200 hPa纬向风场、850 hPa风场、垂直速度场距平场的回归系数分布。由图可知，当前冬热带中东太平洋海温偏暖时，对应的冬季500 hPa高度距平场上，环流呈相对的“两脊一槽”型分布，巴尔喀什湖以南和日本海附近为相对的高度脊，正高度中心异常通过0.10以上显著性水平检验，东亚槽偏弱。两脊之间至中国南方地区为相对低槽，低纬度地区至西北太平洋均为显著的正高度异常。东部沿海地区处在低槽前和日本海高脊后部偏南气流控制下，东亚冬季风偏弱(图 4a)。之后的梅汛期对流层中层环流在东亚地区呈经向波列分布。副高异常偏强偏西，渤海附近低槽偏强，贝加尔湖脊偏强(图 4b)。西北高东南低的环流配置有利于北方冷空气南下影响长江中下游地区。对流层高层100°E以东区域的副热带急流异常偏南，较气候态偏南约5~10个纬度，其南北两侧有显著异常的距平东风(图 4c)。低层距平风场东亚沿岸自低纬到高纬呈“反气旋—气旋—反气旋”的东亚太平洋型(EAP) 遥相关波列分布，异常的偏北风与副高前沿异常偏西风在长江中下游地区交汇(图 4d)。沿100°~120°E平均的垂直速度经向剖面图显示，15°~25°N附近为显著正异常，25°~35°N为明显负距平，表明南海北部有异常下沉运动，季风槽偏弱，长江中下游地区有异常上升运动(图 4e)。回归分析表明，当前冬热带中东太平洋偏暖时，东亚冬季风偏弱，随后的梅汛期对流层中层副高异常偏强偏西，渤海湾附近低槽加强，低层距平风场环流呈经向波列分布。北方冷空气与副高外围的西南暖湿气流在长江中下游交汇，造成该区域有异常的风场和水汽辐合，降水偏多。

2.3.2 海冰

计算突变后和突变前长江中下游梅雨量和前一年秋、冬季及当年春季北极海冰指数的相关，得到只有突变后的近20年前冬北极海冰指数与长江中下游梅雨量相关显著，相关系数为0.58，通过了0.01的显著性水平检验，其余季节和时段二者相关均较弱。计算得到冬季北极海冰指数在1997、2011年前后发生了2次突变，1997年后指数偏高，2011年后又转入偏低。21年滑动相关也表明梅汛期雨量与前冬北极海冰指数在1997年开始由相关不明显变化为显著相关。20世纪90年代末期冬季北极海冰指数发生突变时间略早于梅汛期雨量突变时间，突变后二者相关明显加强，近20年前冬北极海冰指数也是影响梅汛期雨量的主要前兆信号之一。

图 5为近20年前冬北极海冰标准化指数和前冬500 hPa高度场和风场、梅汛期500 hPa高度场和风场、200 hPa纬向风场、850 hPa风场、垂直速度场距平场的回归系数分布。由图可知，当前冬海冰异常偏多时，冬季500 hPa对流层中纬度地区高度距平场呈“两脊一槽”型分布，乌拉尔山和日本海附近为高压脊，两脊之间为宽广槽区，高原高度场显著偏低。西伯利亚高压及东亚大槽均偏弱，东亚沿岸冬季风环流减弱(图 5a)。随后的梅汛期对流层中层欧亚中高纬也呈“两脊一槽”型分布，但东亚高压脊的位置较冬季明显偏北。乌拉尔山、贝加尔湖以东至鄂霍次克海为高压脊，乌拉尔山脊异常偏强。两脊之间为低槽，低值区由巴尔喀什湖一直延伸到日本岛南部，其中巴尔喀什湖东侧和朝鲜半岛附近负异常通过0.10以上显著性水平检验。低纬度副高略偏强偏西(图 5b)。对流层高层东亚西风急流中心位置略偏南偏东(图 5c)。对流层低层距平风场渤海湾以北有异常的偏东风，贝加尔湖以东—渤海湾距平风场呈经向的反气旋—气旋式分布，长江中下游附近有距平风场辐合(图 5d)。沿100°~120°E平均的垂直速度场在25°N附近对流层有异常的下沉运动，长江中下游地区低层有异常上升运动，高层为下沉运动(图 5e)。可以看出500 hPa高度场、200 hPa纬向风场和850 hPa风场环流配置与图 2均非常相似。由上可知，当前冬北极海冰异常偏多时，冬季风偏弱，随后的梅汛期渤海湾附近低槽加强，高空西风急流偏南偏东，东亚沿岸俄罗斯远东地区—渤海距平风场环流呈反气旋—气旋波列分布，夏季风偏弱，长江中下游地区低层辐合高层辐散，降水偏多。

黄荣辉和陈文(2002)、陈丽娟等(2013)研究表明，当前冬海温场呈现ENSO暖位相特征时，热带中东太平洋上空对流活动加强，菲律宾附近对流活动受到抑制，在对流层低层激发Rossby波列，南海附近强迫出异常的反气旋环流，冬季风偏弱。刘毓赟等(2008)研究也证实冬季热带中东太平洋和印度洋同时偏暖时，通过西太平洋地区强迫出的异常南风分量，使得冬季风偏弱。当前冬北极海冰异常偏多时，北极气温偏低，欧亚大陆北部向极的大气热力梯度和厚度梯度加大，纬向西风增强，影响欧亚大陆的冷空气活动减弱，西伯利亚高压偏弱，也造成冬季风环流减弱(Francis and Vavrus, 2012；武炳义等，2011；Wu et al, 2011)。冬季风减弱使得东亚上空吹向海洋的偏北风减弱，近海地区海温偏暖，随后的夏季近海暖海温维持使得东亚地区海陆温差减小，东亚夏季风减弱(李瑜，2015)。另外作为对ENSO暖位相响应，印度洋海温会在随后的春季继续增暖，暖海温不断向东扩展，使得南海至菲律宾反气旋异常持续到夏季，致使副高持续偏强偏西(吴国雄等，2000；刘芸芸等，2021；司东等，2016；高辉等，2017)，南海季风槽减弱，夏季风减弱。因此，当前期冬季热带中东太平洋海温偏高或北极海冰偏多时，在随后的梅雨期北方冷空气会与沿副高外围的暖湿水汽在长江中下游交汇，使该地区上空有异常的风场和水汽辐合，降水偏多。

2.4 预测试验

计算图 3中3个显著相关区域(热带中东太平洋关键区、北太平洋夏威夷岛关键区、南印度洋澳大利亚西北侧关键区)的冬季平均海温，将标准化后的3个区域海温与标准化后的冬季北极海冰指数作为预报因子，利用多元回归方法建立梅雨量预测方程。

采用交叉验证方式进行独立样本预测试验。以预测2015年梅雨量为例，首先去掉资料序列中2015年的梅雨量数据及2014/2015年冬季海温和海冰因子数据，用其余20年数据建立预测方程，计算方程的拟合相关系数，然后代入2014/2015年冬季4个因子实况值得到2015年梅雨量预测值。得到21年梅雨量预测值后，计算预测值序列与实况序列的相关系数，评估预测效果。结果表明21个预测方程的拟合相关系数均在0.85~0.91，通过了0.001显著性水平检验，预测方程拟合效果均较好。图 6为交叉验证预测结果。可以看到预测曲线与实况曲线一致性较好，二者相关系数R=0.82，通过了0.001显著性水平检验，标准化距平的同号率为85.7%(18/21)。总体来说，利用海温和海冰因子建立的预测方程对梅雨预测效果较好，好于单独因子的预测效果(图略)。

3 结论与讨论

本文主要分析了2000年后长江中下游梅雨量年代际减少背景下的环流异常特征、海温和海冰等前兆信号及可能影响机制, 最后建立了多元回归预测模型并开展了预测试验。结论如下：

(1) 长江中下游梅雨偏多的主要环流特征是：欧亚中纬度巴尔喀什湖和渤海湾附近低值系统较活跃，高空西风急流偏南偏东，低层距平风场呈经向波列分布，东亚夏季风偏弱，日本海至长江中下游地区梅雨锋偏强，有强的辐合上升运动和水汽辐合。

(2) 影响梅汛期雨量的前兆信号变化有明显差异。近20年与过去相比前冬赤道中东太平洋海温信号突变特征不明显，但与梅汛期雨量之间相关加强，而前冬北极海冰指数则在1997年前后发生了突变，略早于梅汛期雨量突变时间，且突变后二者相关明显加强。前冬热带中东太平洋海温、北极海冰异常是近20年长江中下游梅汛期雨量的主要前兆信号。当前冬热带中东太平洋海温偏暖时，海温场呈现ENSO暖位相特征，菲律宾附近对流活动受到抑制，在对流层低层激发Rossby波列，南海附近有异常的反气旋环流，冬季风偏弱。印度洋对ENSO暖事件的滞后增暖响应及东亚冬季风对海温的持续性影响均使随后的夏季副高偏强、东亚夏季风偏弱，长江中下游梅汛期降雨偏多。当前冬北极海冰异常偏多时，欧亚大陆北部大气热力梯度增大，纬向西风增强，欧亚大陆冷空气活动减弱，冬季风减弱。随后的东亚夏季风也偏弱，长江中下游梅汛期降雨偏多。

(3) 利用海温和海冰因子构建了长江中下游梅雨量多元回归预测模型，交叉验证结果表明，对梅汛期雨量的回报和预测效果均较好。预测值序列与实况序列的相关系数达到0.82，通过了0.001显著性水平检验。

前期4—5月北大西洋涛动可以在北大西洋激发海温三极型异常，海温异常能够持续到随后的初夏，并激发欧亚型遥相关，从而使乌拉尔山脊和鄂霍次克海脊加强或减弱，进一步影响东亚夏季风的强弱，从而影响长江流域梅汛期雨量(Wu et al，2009；王永光和郑志海，2018)。因此，对北大西洋三极子及热带北大西洋海温异常对长江流域梅雨影响的进一步探讨将有助于更加全面地了解长江中下游梅雨的影响机理。本文中建立的预测方程对长江中下游梅汛期雨量有一定的预报能力，但突变后的资料年份较短，可能存在一定的局限性。