近52年长江中下游地区夏季年代际尺度干湿变化及其环流演变分析

李淑萍 侯威 封泰晨

1 兰州大学大气科学学院，兰州730000

2 中国气象局国家气候中心，北京100081

1 引言

全球气候变暖背景下，干旱事件频发（Dai,2011），超过一半以上的陆地地区受到不同程度干旱的影响（Kogan, 1997），且气候变化对干旱及半干旱地区影响更加显著（Huang et al., 2008；Ji et al.,2014）。我国地域广阔，东北、华北、西北、西南及长江中下游地区均受到不同程度旱灾的影响，这严重威胁到人们的生产生活（张庆云等，2003a；侯威等，2008；章大全等，2010）。长江中下游地区经济发达，人口密度大，开展对这一地区干旱与洪涝等灾害性天气气候的预测，已成为政府关注与科学研究的焦点。有研究显示，长江中下游地区夏季降水在70年代后期明显增加，但降水天数减少，降水强度增强，干旱和洪涝等极端事件频发（叶笃正和黄荣辉，1991；Wang and Zhou, 2005；Zhang et al., 2008；封国林等，2012a）。长江中下游地处亚热带季风区，南海季风爆发后，水汽从南半球越过赤道经孟加拉湾/南海向我国东部地区输送，季风区内水汽输送与雨带位置一致（周晓霞等, 2008）。东亚夏季风的强弱也会影响长江中下游夏季旱涝（施能等，1996），西太平洋副热带高压是东亚夏季风体系的环流成员之一（黄士松和汤明敏, 1987），西太平洋副热带高压的位置与强度对我国东部地区的天气气候有重要的影响（陶诗言和徐淑英，1962; 张庆云和陶诗言, 1999; 朱乾根等, 2000），同时，西太平洋副热带高压的位置与强度受南亚高压的制约（陶诗言和朱福康，1964）。已有研究（陶诗言等，1998；孙淑清和马淑杰，2003；王蕾和张人禾，2006）表明海温是影响气候变化的一个重要外强迫因子，关键区海温异常对中国夏季降水有指示作用。封国林等（2012b）研究发现，2011年春季海温场的转变引起了环流形势的变化，导致长江中下游地区在春末夏初出现旱涝急转现象。

干旱是长期水汽异常偏少（Huschke, 1959），其发展具有一定的积累过程，影响区域比较大，属于一种中长期的气候行为（Hirschi et al., 2011）。因此，前期及同期环流形势的维持与演变对干旱有十分重要影响。研究显示，长江中下游夏季旱年，前冬阻塞形势发展（孙淑清和孙柏民，1995），春季南印度洋和南海海温异常偏冷（张琼等，2003），夏季中高纬度乌拉尔山与鄂霍次克海高压脊偏弱（张庆云和陶诗言，1998）。值得注意的是，在已有研究中，对长江中下游夏季旱涝的个例分析及降水趋势变化的研究比较多（施能和朱乾根，1996；Gong and Wang，2000；王遵娅和丁一汇，2008），但对该地区夏季干湿的分阶段变化特征及其年代际环流演变的考察较为欠缺。鉴于此，本文主要分析了 1961～2012年长江中下游地区夏季干湿变化的阶段性特征，并且重点研究了不同时段夏季及前期环流背景场的异常特征。在此基础上，综合分析了前冬至夏季环流形势的演变过程，从环流演变的过程性角度出发，建立了干湿变化三个不同时段的概念模型，为长江中下游地区夏季干旱预测提供新的思路。

本文主要内容包括七节，第二节介绍了文中所用到的资料与方法，第三节根据长江中下游地区夏季中旱及以上等级站点数目的突变检测结果，将1961～2012年划分为三个时段，并探讨了长江中下游地区夏季不同时段的干湿变化。第四节主要对比分析了不同时段夏季环流背景场的异常特征，并分析了环流内部动力过程和海温外强迫作用。第五节主要研究了不同时段前期环流形势及海温场的变化。结合前冬至夏季环流背景场的维持与演变，文中第六节建立了三个时段的概念模型。第七节为本文的结论与讨论。

2 资料和方法

本文用到的资料包括：NCEP/NCAR提供的1960～2012年月平均高度场、风场及比湿场再分析资料（Kalnay et al., 1996），空间分辨率为 2.5°×2.5°；中国气象局国家气象信息中心提供的长江中下游地区353站（图1）1961～2012年的逐月降水资料，并以此计算得到各个站点 1961～2012年夏季标准化降水指数（SPI）资料；美国NOAA提供的 1960～2012年月平均海洋表面温度重建资料（Smith et al., 2008），空间分辨率是 2°×2°。本文研究的区域是长江中下游地区，包括湖北、湖南、安徽、江苏、江西、浙江6省及上海市。计算过程中取 1961～2012年的平均作为气候态，对于某一气候变量，每一时段的距平场为该时段气候变量的平均值与其气候态的差值，反映该时段气候变量偏离气候态的平均情况，并对距平场进行了显著性检验（施能和古文保，1993）。

图1 长江中下游地区353站站点分布Fig. 1 Spatial distribution of the 353 stations in the middle and lower reaches of the Yangtze River

3 1961～2012年长江中下游地区夏季干湿变化

SPI是基于降水的气象干旱指数，可以反映实测降水量相对于降水概率分布函数的标准偏差。降水资料满足偏态分布，根据Gamma概率分布计算给定时间尺度的累积概率，将累积概率转换为标准正态分布函数，这样有利于消除降水量的时空分布差异。因此，计算得到的SPI能够用于不同时间尺度、不同区域的干旱研究（Mckee et al., 1993; Lana et al., 2001; Heim, 2002）。SPI是国内研究干旱的主要指标之一，可以表征短期降水异常和土壤湿度，适用于特定区域近时干旱监测和季节性预测（Byun and Wilhite, 1999）。

利用长江中下游地区353站1961～2012年的逐月降水资料，计算夏季降水量的累积概率密度，并将其转化成标准正态分布函数，最后近似求得各站点夏季 SPI（Thom, 1966; Mckee et al., 1993）（取1961～2012年夏季降水量的平均为气候态，计算过程中的参数采用最大似然估计求得）。文中利用季节尺度的SPI来表征夏季长江中下游地区各站点的干湿状态，当SPI值大于0，表明降水偏多，处于偏湿状态；SPI值小于 0，表明降水偏少，处于偏干状态。SPI旱涝等级划分规则如表1（Mckee et al.,1995）（基于长江中下游地区各站点1961～2012年逐年夏季SPI，根据表1得到各站点逐年夏季的干湿状态），并统计了整个长江中下游地区逐年夏季中旱及以上等级的站点数目（干旱站点数目），即逐年夏季SPI值小于或等于-1.0的站点数目。

表1 标准化降水指数（SPI）旱涝等级划分Table 1 Meteorological drought grades based on the Standardized Precipitation Index (SPI)

图2给出了长江中下游地区1961～2012年夏季干旱站点数目的逐年变化及其MK突变检测结果（Mann, 1945; Litchfield and Wilcoxon, 1955）。从图2a可看出，干旱站点数目具有明显的年际变化，在1970年代早期减少、中后期明显增加，1990年代以后干旱站点数目则显著减少。据此，图2b进行了MK突变检测，当曲线UF/UB的值大于（小于）0时，表明序列呈上升（下降）趋势，并且当曲线UF/UB曲线超过信度线时，则表明序列有显著上升（下降）趋势（魏凤英，2007）。由图中UF曲线可见，UF值在1970年代由正转负，表明该地区干旱站点数目有减少的趋势。MK突变检测中，若 UF和UB曲线相交于信度线之间，则该点为突变点（符淙斌和王强，1992）。注意到，UF和 UB曲线在1970年代中后期至1980年代中期一直交叉，同时，有研究（施能等，1995；Gong and Ho，2002；马柱国和任小波，2007；张人禾等，2008）表明，在1970年代末与 1980年代中后期长江中下游夏季降水及我国东部夏季气候发生了明显的突变/转折。基于以上分析，将 1961～2012年长江中下游地区夏季干湿变化划分为三个时段：1961～1973年为第一时段，该时段干旱站点较多；1974～1986年为第二时段，干旱站点数目呈现不稳定变化，该时段处于过渡阶段，且在时间上也与目前学术界公认的一次全球气候突变/转折的发生时间（1970年代末至1980年代初）相吻合（Graham,1994; Alley et al.,2003;Xiao and Li, 2007）；1987～2012年为第三时段，该时段干旱站点较少。图2a中黑色虚线分别为三个时段干旱站点数目的均值，表明干旱站点显著减少。

图3给出了长江中下游地区夏季SPI分布。计算是根据各站点逐年夏季SPI合成每一时段各站点的SPI值。从图3中可见，在第一时段（1961～1973年），长江中下游大部分地区干旱，浙江东部、江苏南部部分地区及上海市干旱比较严重，只有江苏北部及江西南部部分地区无旱。第二时段（1974～1986年）相对于第一时段，干旱强度减弱，范围缩小，尤其是浙江东部、江苏南部及上海地区干旱明显减轻。第三时段（1987～2012年），长江中下游绝大部分地区SPI为正值，只有很少且零星分布的局部地区存在干旱。综合图2和图3的结果，说明长江中下游地区夏季干旱程度及干旱范围有明显的年代际变化，干旱范围在不断缩小，且干旱程度持续减弱。

4 不同时段夏季环流背景场异常特征分析

4.1 不同高度水平环流及整层水汽输送通量

图4给出了不同时段夏季500 hPa高度场及其距平场，第一时段（图4a），欧亚上空为显著负距平，乌拉尔山至蒙古上空为显著负距平中心，鄂霍次克海上空为负距平，不利于乌拉尔山与鄂霍次克海高压脊发展；贝加尔湖西部槽北移偏强，东亚大槽偏强且槽区较宽，亚洲中高纬度西风环流平直，不利于冷空气南下；南支槽加深，槽前从孟加拉湾向我国东部地区的西南水汽输送偏强；副热带高压偏弱，西太平洋副热带高压偏弱尤为明显。第二时段（图4b）相对于第一时段，欧亚上空负距平明显减弱，部分地区甚至出现正距平；巴尔喀什湖附近为正距平中心，巴尔喀什湖高压脊发展，我国东北上空有一浅槽；东亚大槽位置偏东，南支槽西移减弱，西太平洋副热带高压增强，但仍弱于气候态。第三时段（图4c），500 hPa高度场为正距平控制，乌拉尔山及贝加尔湖附近为显著正距平中心，乌拉尔山与贝加尔湖高压脊发展；东亚大槽东移偏弱，南支槽异常偏西偏弱，西太平洋副热带高压显著偏强，使得其西侧向我国东部地区的偏南水汽输送增强。

图2 长江中下游地区（a）夏季干旱站点数目逐年变化（虚线为各时段干旱站点数目均值）及（b）Mann-Kendall方法统计量曲线（虚线为95%的置信水平）Fig. 2 (a) Interannual variation and (b) the Mann-Kendall statistics for the number of stations in the middle and lower reaches of the Yangtze River above the level of moderate drought in summer. Dotted lines in (a) denote the average number of stations in each stage, and in (b) denotes the 95% confidence level

将1961～2012年逐年夏季各站点的SPI进行区域平均，得到可以反映长江中下游地区逐年夏季整体干湿状态的SPI（定义为Y_SPI）。图5a给出了夏季海平面气压场与Y_SPI的相关系数分布，北半球低纬度太平洋及东亚地区海平面气压与Y_SPI为显著正相关关系。在第一时段（图5b），欧亚大陆及赤道东太平洋海平面气压为显著负距平，我国及蒙古地区为显著负距平中心，且北太平洋为弱的负距平，阿留申低压较强；印度及孟加拉湾附近为显著负距平，印度低压偏强。第二时段（图5c），北半球基本为弱的正距平控制，蒙古地区为正距平中心，北太平洋出现弱的正距平，阿留申低压减弱；南亚地区海平面气压正异常，印度低压较弱。相对于第一时段，第三时段（图5d）欧亚大陆为正距平，我国大部分区域为显著正距平，且蒙古地区为显著正距平中心，北太平洋、阿留申群岛及南亚地区为弱的正距平，阿留申低压与印度低压填塞减弱。

图3 长江中下游地区夏季标准化降水指数（SPI）分布：（a）1961～1973年；（b）1974～1986年；（c）1987～2012年Fig. 3 Spatial distribution of summer Standardized Precipitation Index (SPI) in the middle and lower reaches of the Yangtze River during (a) 1961-1973, (b)1974-1986, and (c) 1987-2012

图6a是夏季200 hPa高度场与Y_SPI的相关系数分布，由图可知，蒙古以北部分地区及低纬度高空高度场与Y_SPI呈显著正相关关系。第一时段（图6b），欧亚高空高度场负异常，低纬度高空为显著负距平控制，南亚高压比气候态弱，意味着长江中下游易处于偏干状态。第二时段（图6c），200 hPa高度场负距平减弱甚至出现正距平，且南亚高压比第一时段强，但弱于气候态，说明Y_SPI值由负转正，长江中下游处于干旱向湿润转变的阶段。第三时段（图6d）高空高度距平场与第一时段基本相反，欧亚高空为显著正距平控制，南亚高压位置偏东，强度偏强，则长江中下游易处于湿润状态。南亚高压对长江中下游夏季各时段干湿变化的影响与张琼和吴国雄（2001）指出的“在20世纪70年代南亚高压强度的变化导致了长江中下游地区旱涝转变”相一致。这进一步说明，夏季200 hPa高度场在第二时段发生明显的转折，即由第一时段的负距平转变为第三时段的正距平。

图5 （a）夏季海平面气压与长江中下游区域平均的SPI（Y_SPI）的相关系数及其（b）1961～1973年,（c）1974～1986年,（d）1987～2012年距平场（阴影，单位: hPa）。（a）蓝色区域与（b-d）圆点区置信水平高于95%Fig. 5 (a) Correlation coefficient between sea level pressure and regional average of SPI over the middle and lower reaches of the Yangtze River (Y_SPI) and sea level pressure anomalies (shading; units: hPa) in summer during (b) 1961-1973, (c) 1974-1986, and (d) 1987-2012. The blue shading in (a) and the stippling in (b-d) indicate statistical significance exceeding the 95% confidence level

图6 同图5，但为夏季200 hPa高度场与Y_SPI的相关系数及其距平场（单位: gpm）。蓝色实线为气候态12480线，黑色实线为该时段12480线Fig. 6 (a) Correlation coefficient between 200 hPa geopotential height and Y_SPI, and 200 hPa geopotential height anomalies (shading; units: gpm) in summer during (b) 1961-1973, (c) 1974-1986, and (d) 1987-2012. Blue solid lines indicate the average climate state of 12480 gpm, and black for the stage average of 12480 gpm. The blue shading in (a) and the stippling in (b-d) indicate statistical significance exceeding the 95% confidence level

我国东部地区夏季主要水汽来源是来自孟加拉湾的偏南水汽输送及西太平洋副热带高压西侧来自南海的水汽输送，且对流层低层来自印度季风区的水汽输送为最主要水汽来源（陆渝蓉和高国栋，1983；丁一汇和胡国权，2003）。图7给出了不同时段夏季整层水汽输送通量距平场，第一时段（图7a），从孟加拉湾沿青藏高原东侧至我国东部地区为显著异常的西南风水汽输送距平，并且在日本海至北太平洋为异常偏西风水汽输送距平，这意味着该时段夏季风水汽输送偏强，水汽随夏季风到达长江流域后继续北上，使得长江流域降水偏少。第二时段（图7b），赤道印度洋附近有异常西风水汽输送距平，孟加拉湾为异常气旋式水汽输送距平。同时，从北太平洋经日本至东海为异常偏东北风水汽输送距平且我国东部地区为显著偏北风水汽输送距平，这说明从孟加拉湾及南海向我国东部地区的偏南水汽输送异常偏少。而第三时段（图7c)，从日本海经我国东部地区至中南半岛及孟加拉湾为显著偏东北风水汽输送距平，这意味着该时段夏季风水汽输送偏弱，水汽滞留在长江流域，有利于长江中下游夏季降水，这与已有研究一致（张庆云等，2003b；丁一汇和刘芸芸，2008）。显然，第一时段夏季，长江流域虽然盛行强的西南暖湿气流，但是没有明显的冷空气配合，冷暖空气交绥受阻，使得长江中下游降水异常偏少；第二时段，长江流域盛行偏北气流，冷空气明显偏强，而南支槽与西太平洋副热带高压同时偏弱，暖湿气流也明显偏弱，仍不利于长江中下游降水；第三时段，北方有强的东北气流南下，与西太平洋副热带高压西侧向东北输送的暖湿气流交汇于长江流域，长江流域上空出现明显气旋性环流，有利于长江中下游降水偏多。

从环流系统看，第一时段夏季，由于乌拉尔山及鄂霍次克海高压脊发展受抑，亚洲中高纬度西风环流平直，冷空气停滞在我国北方，同时南支槽偏东偏强，南支槽槽前向我国东部地区的西南水汽输送偏强，长江流域暖湿气流偏强。第二时段夏季，东亚大槽偏东，巴尔喀什湖高压脊发展，东北上空有一冷槽，中高纬度冷空气异常活跃，从而使得长江流域盛行偏北冷空气，暖湿气流明显不足。第三时段相对于第一时段，乌拉尔山西部及贝加尔湖高压脊发展，贝加尔湖高压脊明显偏强，脊前冷空气活跃；西太平洋副热带高压偏西偏强，有利于西太平洋副热带高压西侧向我国东部地区的水汽输送，冷暖气流交汇于长江流域，长江流域上空出现明显气旋性环流。

图7 夏季整层水汽输送通量距平场（矢量，单位：kg m-1 s-1）：（a）1961～1973年；（b）1974～1986年；（c）1987～2012年。等值线为水汽输送通量距平的量值，阴影区置信水平高于95%Fig. 7 Anomalies of vertically integrated water vapor flux (arrows, units: kg m-1 s-1) in summer during (a) 1961-1973, (b) 1974-1986, and (c) 1987-2012,solid lines are the values of vertically integrated water vapor flux. Areas that are statistically significant over the 95% confidence level are shaded

4.2 海温异常及其对环流的影响

海温是影响气候变化的一个重要外强迫因子，印度洋海温异常对亚洲天气气候有重要影响（肖子牛等, 2000），且夏季南海海温偏高时，西太平洋副热带高压西伸发展，长江中下游夏季降水偏多（梁建茵和林元弼，1992）。图8a给出了夏季海温场与Y_SPI相关系数分布，20°S以北的印度洋、孟加拉湾、南海、西太平洋及赤道东太平洋部分海域的海温与Y_SPI显著相关，这些区域是影响长江中下游夏季干旱的关键区。第一时段（图8b），全球海温冷异常，关键区海温显著偏冷，意味着长江中下游夏季易发生干旱。在第二时段（图8c），全球海温负异常显著减弱，部分关键区海温为正距平，印度洋及赤道东太平洋海温增温尤为明显。第三时段（图8d）相对于第一时段，全球海温场为正距平，关键区海温明显偏暖，则长江中下游夏季易处于湿润状态。

夏季，第一时段全球海温冷异常，印度洋、南海及赤道西太平洋海温显著偏冷，西太平洋副热带高压与南亚高压偏弱，同时海陆气压梯度增大，印度洋及南海对流层低层偏南风增强，有利于东亚夏季风偏强；第二时段为全球海温距平由负转正的阶段，印度洋海温明显增温，西太平洋副热带高压与南亚高压增强，海陆气压梯度减小，抑制夏季风的加强；第三时段海温距平场与第一时段基本相反，印度洋及南海海温为显著正距平，西太平洋副热带高压与南亚高压偏强，海陆气压梯度较小，印度洋及南海对流低层偏南风较弱，不利于夏季风北进。这进一步验证了前文不同时段强、弱夏季风水汽输送对长江中下游夏季干旱的影响。

5 不同时段前期（前冬、春季）环流背景场异常特征

5.1 前冬水平环流形势及海温场对比分析

图9给出了不同时段前冬500 hPa高度场及其距平场，第一时段（图9a），高纬度上空为正负相间（由西至东，下同）的高度距平波列，乌拉尔山与北太平洋上空为正距平中心，东亚大槽偏西偏强，有利于阻塞形势发展；中低纬度上空为显著负距平，地中海附近为显著负距平中心；青藏高原北部脊偏弱，我国上空为显著负距平。在第二时段（图9b），高纬度上空正负相间的距平波列较弱，乌拉尔山与鄂霍次克海附近的正距平易形成阻塞形势；东亚大槽减弱，欧亚上空负距平明显减弱。第三时段（图9c）相对于第一时段，高纬度上空亦为正负相间的距平波列，但与第一时段的距平波列相位相反，乌拉尔山及鄂霍次克海上空为负距平，东亚大槽异常偏弱，阻塞形势发展受抑；中低纬度上空为正距平控制，地中海附近为正距平中心；青藏高原北部脊偏强，我国上空为显著正距平。

图8 同图5，但为夏季海温场与Y_SPI的相关系数及其距平场（单位：°C)Fig. 8 (a) Correlation coefficient between sea surface temperature and Y_SPI and SST anomalies (shading; units: °C) in summer during (b) 1961-1973, (c)1974-1986, and (d) 1987-2012. The blue shading in (a) and the stippling in (b-d) indicate statistical significance exceeding the 95% confidence level

图10a给出了前冬海平面气压场与Y_SPI的相关系数分布，欧亚大陆海平面气压与Y_SPI呈正相关关系。第一时段（图10b），北半球中低纬度海平面气压场为负距平，欧亚及赤道东太平洋附近为显著负距平，蒙古高压明显偏弱；阿留申群岛及北太平洋为正距平中心，阿留申低压偏弱。在第二时段（图10c），欧亚大部分区域为弱的正距平，蒙古高压加强；北太平洋为负距平中心，阿留申低压较强。第三时段（图11d）相对于第一时段，北半球中低纬度海平面气压为正距平，蒙古冷高压偏强，冷空气比较活跃；阿留申群岛附近为负距平，阿留申低压偏强。

前冬（图11a），赤道南印度洋、鄂霍次克海及我国东海海温与Y_SPI呈显著正相关关系。在第一时段（图11b），全球海温异常偏冷，鄂霍次克海、南印度洋及东海冷异常尤为显著。第二时段（图11c），海温负距平减弱，部分关键区海温为弱的正距平，南印度洋海温增温趋势明显。第三时段（图11d）相对于前两个时段，全球海温整体偏暖，关键区海温显著偏暖。

5.2 春季水平环流形势及海温场对比分析

图12给出了不同时段春季500 hPa高度场及其距平场，第一时段（图12a），中高纬度上空为“负—正—负”的距平波列，欧亚及北美上空为显著负距平控制，北太平洋上空为正距平中心，东亚大槽异常偏西偏强；青藏高原北部脊偏弱，我国上空为显著负距平。在第二时段（图12b），乌拉尔山至鄂霍次克海为“正—负—正”距平波列，乌拉尔山与鄂霍次克海上空为正距平，北太平洋上空为负距平中心，乌拉尔山与鄂霍次克海高压脊发展，东亚大槽偏东偏强，我国上空为弱的负距平。相对于第一时段，第三时段（图12c）乌拉尔山与北太平洋上空为负距平，东亚大槽北移减弱，阻塞形势发展受抑；青藏高原北部脊偏强，蒙古及我国上空为显著正距平。

图9 前冬500 hPa高度场（等值线）及其距平场（阴影）（单位: gpm）：（a）1961～1973年；（b）1974～1986年；（c）1987～2012年。圆点区置信水平高于95%Fig. 9 Composite geopotential height (contours; units: gpm) and its anomalies (shading) at the 500-hPa level in winter during (a) 1961-1973, (b) 1974-1986,and (c) 1987-2012. Stippling indicates statistical significance over the 95% confidence level

图10 （a）前冬海平面气压与Y_SPI的相关系数及其（b）1961～1973年、（c）1974～1986年、（d）1987～2012年距平场（阴影，单位: hPa）。（a）蓝色区域与（b-d）圆点区置信水平高于95%Fig. 10 (a) Correlation between sea level pressure and Y_SPI and sea level pressure anomalies (shading; units: hPa) in winter during (b) 1961-1973, (c)1974-1986, and (d) 1987-2012. The blue shading in (a) and the stippling in (b-d) indicate statistical significance exceeding the 95% confidence level

图13a给出了春季海平面气压场与Y_SPI相关系数分布，由图可见，阿留申群岛、赤道太平洋及里海附近海平面气压场与 Y_SPI呈显著正相关关系。第一时段（图13b），欧亚地区为显著负距平，蒙古高压明显偏弱；赤道太平洋海平面气压显著负异常，北太平洋及阿留申群岛附近为正距平中心，阿留申低压明显偏弱。第二时段（图13c），欧亚大部分地区海平面气压正异常，蒙古高压增强；阿留申群岛附近为负距平中心，阿留申低压偏强。在第三时段（图13d），欧亚部分区域为显著正距平，蒙古及我国大部分地区为显著正异常中心，蒙古高压异常偏强；赤道太平洋及阿留申群岛附近为正距平，阿留申低压填塞减弱。

图11 同图10，但为前冬海温场与Y_SPI的相关系数及其距平场（单位：°C），Fig. 11 (a) Correlation coefficient between sea surface temperature (SST) and Y_SPI and SST anomalies (units: °C) in winter during (b) 1961-1973, (c)1974-1986, and (d) 1987-2012. The blue shading in (a) and the stippling in (b-d) indicate statistical significance exceeding the 95% confidence level

图12 春季500 hPa高度场（等值线）及其距平场（阴影）（单位: gpm）：（a）1961～1973年；（b）1974～1986年；（c）1987～2012年。圆点区置信水平高于95%Fig. 12 Composite geopotential height (contours; units: gpm) and its anomalies (shading) at the 500-hPa level in spring during (a) 1961-1973, (b) 1974-1986,and (c) 1987-2012. Stippling indicates statistical significance over the 95% confidence level

春季（图14a），南印度洋、赤道印度洋及赤道东太平洋海温与Y_SPI呈显著正相关关系。第一时段（图14b），全球海温偏冷，关键区海温冷异常尤为显著。在第二时段（图14c），全球海温冷异常减弱，部分海域海温为正距平，且南印度洋及赤道东太平洋增温明显。第三时段（图14d）相对于前两个阶段，全球海温场异常偏暖，赤道印度洋及赤道东太平洋偏暖尤为显著，有利于西太平洋副热带高压与南亚高压的偏强（张琼等, 2003）。

6 不同时段环流演变及其概念模型

6.1 前冬至夏季环流演变及其影响

500 hPa高度场及其距平场分析表明，第一时段，前冬高纬度上空正负相间的高度距平波列在春季调整为“正—负—正”的距平波列，并在夏季消失；中低纬度上空从前冬至夏季维持显著负距平，前冬地中海附近的负距平中心在春季东移至里海附近，该负异常中心在夏季稳定维持在蒙古上空，且强度加强；夏季，东亚大槽位置偏北，亚洲上空西风环流平直，南支槽发展，西太平洋副热带高压异常偏弱。第二时段，前冬高纬度上空正负相间的距平波列较弱，乌拉尔山与鄂霍次克海附近的正距平在春季加强，有利于阻塞形势发展，且乌拉尔山附近的正距平中心在夏季减弱并移至巴尔喀什湖附近，而中低纬度上空从前冬至夏季负距平持续减弱；夏季，巴尔喀什湖高压脊偏强，东北上空有一冷槽，西太平洋副热带高压比第一时段偏强。在第三时段，前冬高纬度上空正负相间的距平波列与第一时段相位相反，这一波列在春季转变为“负—正—负”的距平波列，乌拉尔山与北太平洋上空为负距平，而蒙古及我国上空前冬至夏季维持显著正距平；前冬，乌拉尔山与鄂霍次克海高压脊偏弱，东亚大槽偏弱，阻塞形势发展受抑；夏季，乌拉尔山与贝加尔湖高压脊偏强，南支槽异常偏弱，西太平洋副热带高压显著偏强。由此可见，500 hPa高度场没有呈现出一致性的变化趋势，而表现为明显的年代际变化，即第一时段与第三时段所对应季节的高度距平场相位明显相反，说明在第二时段 500 hPa高度场发生明显的突变/转折，即由负（正）相位转为正（负）相位，这与已有的研究相一致（施能和朱乾根1996; 颜鹏程等, 2014）。

图13 （a）春季海平面气压与Y_SPI的相关系数及其（b）1961～1973年、（c）1974～1986年、（d）1987～2012年距平场（阴影，单位: hPa）。（a）蓝色区域与（b-d）圆点区置信水平高于95%Fig. 13 (a) Correlation coefficient between sea level pressure and Y_SPI and sea level pressure anomalies (shading; units: hPa) in spring during (b)1961-1973, (c) 1974-1986, and (d) 1987-2012. The blue shading in (a) and the stippling in (b-d) indicate statistical significance exceeding the 95% confidence level

图14 同图13，但为春季海温场与Y_SPI的相关系数及其距平场（单位：°C）Fig. 14 (a) Correlation coefficient between sea surface temperature and Y_SPI and SST anomalies (units: °C) in spring during (b) 1961-1973, (c) 1974-1986,and (d) 1987-2012. The blue shading in (a) and the stippling in (b-d) indicate statistical significance exceeding the 95% confidence level

前冬，赤道中太平洋及里海附近海平面气压与Y_SPI为显著正相关关系，在春季与夏季显著正相关区域进一步扩大至阿留申群岛附近及东亚地区，且北半球低纬度太平洋海平面气压与Y_SPI的正相关关系随季节变得越来越显著。第一时段，前冬欧亚大陆为显著负距平、蒙古冷高压偏弱，阿留申群岛附近为正距平中心、阿留申低压异常偏弱，里海附近的显著负距平中心在春季移至蒙古地区，同时阿留申群岛附近的正距平中心在春季减弱；夏季，欧亚大陆显著负距平加强，蒙古地区负距平中心尤为显著，印度低压偏强，则长江中下游夏季易发生干旱。第二时段，前冬至夏季欧亚大部分地区海平面气压维持弱的正距平，前冬至春季阿留申群岛附近为负距平中心，蒙古高压加强、阿留申低压偏强；夏季，阿留申群岛附近为弱的正距平，阿留申低压与印度低压同时偏弱，有利于长江中下游夏季干旱减弱。第三时段，前冬，欧亚大陆为正距平，里海附近为显著正距平中心，蒙古高压偏强，阿留申群岛附近为负距平，阿留申低压偏强；春季，里海附近的正距平中心移至蒙古地区并且强度加强，阿留申群岛为弱的正距平，阿留申低压填塞减弱；夏季，蒙古地区的正距平中心持续加强，我国及周边地区海平面气压显著正异常，印度低压偏弱，这意味着长江中下游地区夏季易处于偏湿状态。由此可见，与第二时段长江中下游夏季干湿转变相对应，北半球海平面气压场在第二时段发生了明显的转折，使得第一时段与第三时段所对应季节的海平面气压距平场相位相反。

前冬至夏季，赤道南印度洋海温与Y_SPI显著相关，并且赤道印度洋显著相关区随季节范围扩大，而南印度洋显著相关区范围缩小。第一时段，海温场从前冬至夏季整体持续偏冷，20°S以北印度洋偏冷异常显著，南印度洋冷中心持续向北移动，西太平洋副热带高压偏弱，这意味着该时段长江中下游夏季易发生干旱。第二时段，全球海温负异常显著减弱，甚至出现正海温异常，海温距平由负转正，使得长江中下游夏季干湿状态发生转变。而第三时段，前冬至夏季全球海温场整体持续偏暖，印度洋海温偏暖尤为显著，南印度洋暖中心持续向北移动，且范围扩大；南亚高压与西太平洋副热带高压偏强，长江中下游夏季易处于湿润状态。全球海温场在第二时段发生了转折，即在第一时段全球海温为冷异常，表现为负距平；第三时段全球海温为暖异常，表现为正距平。

6.2 概念模型

结合前冬至夏季环流形势及海温场的异常特征及其演变过程，初步建立了长江中下游地区各个时段的概念模型：

（1）第一时段，前冬至夏季全球海温持续偏冷，南印度洋与南海海温冷异常在春季显著增强，使得西太平洋副热带高压与南亚高压偏弱。前冬，青藏高原北部脊偏弱，蒙古高压偏弱，冷空气活动较弱；东亚大槽位置偏西，阿留申低压异常偏弱。春季，槽脊系统东移减弱，有利于经向环流转变为纬向环流；蒙古地区海平面气压负异常中心在夏季维持并加强。夏季，印度低压偏强，南支槽加深发展，夏季风水汽输送明显偏强；同时乌拉尔山高压脊偏西偏弱，亚洲中高纬度为平直西风气流，冷空气南下受阻。在以上环流配置下，长江中下游夏季暖湿气流偏强，中高纬度冷空气异常偏弱，不利于冷暖空气交绥，导致长江中下游大部分地区发生干旱。

（2）第二时段，前冬至夏季全球海温冷异常减弱，部分海域出现弱的正距平，南印度洋海温增温趋势明显，西太平洋副热带高压与南亚高压增强。前冬，欧亚海平面气压为正距平、蒙古冷高压增强，乌拉尔山与鄂霍次克海上空的正距平在春季加强，有利于高压脊发展，且前冬与春季阿留申低压偏强。夏季，巴尔喀什湖高压脊发展，且我国东北上空有一浅槽，北方冷空气活跃；相对于第一时段，印度低压偏弱，南支槽西移减弱，槽前从孟加拉湾向我国东部地区的西南水汽输送减弱，同时西太平洋副热带高压仍弱于气候态，其西北侧来自南海的偏南水汽输送较弱。在这样的环流演变与配置下，我国长江中下游地区夏季盛行偏北冷空气，暖湿空气明显不足，导致长江中下游部分地区发生干旱。

（3）第三时段，前冬至夏季全球大部分海域出现暖异常，印度洋与南海海温偏暖尤为显著，西太平洋副热带高压与南亚高压偏强，同时欧亚上空维持显著正距平。前冬，乌拉尔山与鄂霍次克海高压脊偏弱，东亚大槽偏弱，不利于阻塞形势发展；青藏高原北部脊发展，蒙古冷高压强盛，冷空气活跃。春季，印度洋海温暖异常明显增强，贝加尔湖高压脊发展，蒙古及我国上空为显著正距平。夏季，印度低压异常偏弱，南支槽异常偏西偏弱，且夏季风水汽输送偏弱，水汽滞留在长江流域；同时贝加尔湖高压脊偏强，脊前中高纬度冷空气南下。在以上环流的演变与配置下，冷暖空气交绥于长江流域，有利于长江中下游夏季降水偏多。

7 结论与讨论

本文根据长江中下游地区夏季SPI及干旱站点数目的MK突变检测结果，将1961～2012年长江中下游地区夏季干湿变化划分为三个时段，并且重点分析了不同时段前冬至夏季环流演变过程。主要结论如下：

（1）长江中下游地区夏季干湿状态有明显的年代际变化，且干旱强度持续减弱。第一时段（1961～1973年），长江中下游大部分地区干旱比较严重，处于干旱状态。第二时段（1974～1986年）为第一时段与第三时段的过渡阶段，长江中下游地区干旱范围减小、程度减轻。第三时段（1987～2012年），长江中下游大部分地区降水正常或偏多，处于湿润状态。

（2）研究表明，海平面气压场、高度场、整层水汽输送通量场及海温场呈现出不一致的变化趋势，即第一时段与第三时段所对应季节的环流背景距平场相位明显相反，这说明环流背景场在第二时段发生了突变/转折。第二时段前冬至夏季，环流背景距平场基本处于由负转正的状态，且在春季正距平明显增强；而第一（三）时段前冬至夏季，海平面气压场、高度场及海温场持续维持负（正）距平，且在春季与夏季负（正）异常持续增强。

（3）第一时段，前冬乌拉尔山至北太平洋上空为“正—负—正”的高度距平波列，青藏高原北部脊偏弱，我国上空为显著负距平，蒙古冷高压偏弱；前冬至夏季，关键区海温持续偏冷，使得南亚高压和西太平洋副热带高压异常偏弱；夏季，印度低压偏强、南支槽加深，夏季风水汽输送偏强，长江流域盛行西南暖湿气流，但亚洲中高纬度西风环流平直，冷空气不易南下，导致长江中下游出现大范围干旱。在第二时段前冬，蒙古高压较强，乌拉尔山与鄂霍次克海上空的正距平在春季加强，阻塞形势发展；夏季，巴尔喀什湖高压脊偏强且我国东北上空有一冷槽，北方冷空气活跃，而南支槽西移减弱，且西太平洋副热带高压较弱，从而使得长江流域暖湿空气明显不足，冷空气偏强，导致长江中下游部分地区干旱。第三时段，前冬青藏高原北部脊发展，我国上空为正距平控制，蒙古冷高压偏强；前冬至夏季，全球海温持续偏暖，关键区海温暖异常尤为显著，使得西太平洋副热带高压与南亚高压偏强；夏季，印度低压偏弱、南支槽异常偏西偏弱，夏季风水汽输送较弱，水汽滞留在长江流域，同时贝加尔湖高压脊偏强，脊前冷空气活跃，有利于冷暖空气交绥，使得长江中下游大部分地区夏季降水偏多。

本文主要分析了 1961～2012年长江中下游地区夏季干湿变化的阶段性特征及前冬至夏季环流演变的过程，并初步建立了概念模型。干旱最主要的影响因子是降水，长江中下游夏季降水受夏季风、青藏高原热力作用以及地形等因素影响。李新周等（2004）发现，暖时段干旱发生的频率比冷时段高，因此，温度对干旱的影响是一个值得深入研究的问题。目前，干旱预测与降水预测本质上的区别还不清楚，且干旱的机理与机制也有待更进一步的研究。

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