2016 年梅雨持续性强降水期间大气环流稳定分量研究

孙树鹏 封国林 郑志海 谢均 赵俊虎

1 天津市津南区气象局，天津 300350

2 国家气候中心气候研究开放实验室，北京 100081

3 天津市气候中心，天津 300074

4 南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海），珠海 519000

1 引言

中国梅雨（以下简称梅雨）是东亚夏季风活动的典型降水阶段，梅雨期的持续性强降水往往给当地带来严重的洪涝灾害。2016 年6 月中下旬至7月上旬，长江中下游地区及周边多地连续遭受强暴雨袭击，江苏、湖北等10 余省市均受到严重损失。2016 年梅雨期持续性强降水背后的主要机制是什么，大气环流中哪些关键系统的配置导致了这次强降水的异常持续维持？研究梅雨期异常持续强降水期间的异常环流形势，从而准确预测梅雨趋势，对于当地工农业生产具有十分重要的指导意义。

梅雨期降水及环流系统存在显著的阶段性变化特征。Ninomiya et al.（2002）研究指出，1991 年“梅雨相”（7 月20～27 日）和“非梅雨相”（7月1～13 日）期间的大气环流特征明显不同。李维京（1999）、Li et al.（2001）、周 兵 和 文 继 芬（2007）研究了1998 年夏季大尺度环流系统对长江流域“二度梅”的影响。封国林等（2012）研究了2011 年梅雨期长江中下游地区旱涝急转的成因。梁萍和丁一汇（2011）对2009 年梅雨异常情况进行了研究，指出在通常的梅雨期（6 月中旬～7 月上旬）降水过程持续时间短，降水量以偏少为主，但在通常的寡雨时段该年7 月下旬～8 月初又出现了所谓“二度梅”或“晚梅雨”的现象。梅雨降水的阶段变化受什么机制影响和控制值得深入研究。

低频振荡是影响梅雨阶段性变化的重要因素。大气低频振荡通常是指时间尺度在10～100 d 的大气变化，主要包括周期为10～20 d 的准双周振荡和周期为30～60 d 的季节内振荡（杨双艳等,2013）。低频振荡最早在热带地区发现（Madden and Julian, 1971），之后更多的研究表明，低频振荡不仅存在于低纬（Teng and Wang, 2003; Jiang and Waliser, 2009），而且也存在于中高纬度地区，具有全球变化的特征（Krishnamurti and Gadgil,1985; 李崇银, 1991; 何金海和杨松, 1992; 杨秋明，2009）。杨双艳等（2013）利用功率谱分析和小波分析方法证明了夏季欧亚中高纬地区存在10～30 d周期的大气低频振荡，通过进一步对位势高度场10～30 d 低频分量的不同模态进行超前滞后相关分析，得到循环周期约为20 d，并利用该方法分析了夏季欧亚中高纬大气低频振荡的纬向传播特征。梅雨作为东亚夏季风向北推进过程中的重要天气气候现象，其本身也体现出较强的低频振荡特征。杨秋明（2009）研究发现5～8 月长江下游逐日降水主要有10～20、20～30 和60～70 d 的周期振荡。梁萍和丁一汇（2012）研究了东亚梅雨季节内振荡的气候特征，指出低频振荡对东亚梅雨的阶段性、持续性降水事件的发生具有重要作用。东亚梅雨受10～20 及30～60 d 的低频振荡影响，梅雨区峰值降水与热带环流及北方高位涡冷空气输送的低频演变密切关联。庞玥等（2013）研究发现，梅雨偏多年降水具有明显的10～30 d 的周期变化，低频振荡经向上的北传和纬向上的西传与江淮流域梅雨期降水的活跃及中断关系密切。陈官军和魏凤英（2012）发现，江淮地区夏季降水具有明显的20～50 d 周期的低频振荡特征。降水的20～50 d低频振荡，尤其是峰谷值位相的变化与实际降水集中期和中断期的交替有较好地关系。

不少学者的研究也指出，梅雨降水还与更长时间尺度（如季节变化、冬夏半年转换、年循环）的低频变化有关（梁萍和丁一汇, 2012; 杨双艳等,2013）。对于特定的研究时段而言，基于经验正交函数分解（EOF）的稳定分量分析更具优势。李志锦和纪立人（1996）和郑志海等（2010, 2013）研究表明，EOF 分量往往同低频的大气环流型相联系。对于延伸期尺度而言，稳定分量既包括了10～30 d 的主要低频振荡信息，又能最大限度的保留更长时间尺度的变化信息。曾宇星（2016）指出稳定分量对大气的整体变化趋势存在较好的记忆性。即稳定分量能够很好地表征10～30 d 尺度内天气系统的主体信息，并且这部分信息在之后的时间段内有着非常好的稳定性，能够表征大气系统运动的整体趋势特征。

本文拟从2016 年持续近20 d 的梅雨期强降水出发，结合其主要影响系统的低频振荡特征，提取大气环流系统的延伸期尺度稳定分量，进而对其分布和演变特征进行研究。试图探寻影响此次持续强降水的关键稳定分量，分析其主要影响机制，以提高对梅雨期持续强降水的科学认识和预测水平。

2 资料和方法

2.1 资料

（1）本文所用资料主要包括：NCEP-DOE Reanalysis 2（Kanamitsu et al., 2002）全球位势高度场、温度场、风场和相对湿度场1979～2016 年逐日再分析资料，水平空间分辨率为2.5°×2.5°，垂直方向从1000～10 hPa 共17 层等压面。降水数据来源于国家气象信息中心整编的中国地面日值资料。依据中国气象局预报与网络司2014 年发布的《梅雨监测业务规定》①中国气象局预报与网络司. 2014. 关于印发《梅雨监测业务规定》的通知, 气预函（2014）28 号 [R].，选取1979～2016 年梅雨区277 个测站的逐日降水量。梅雨区经纬度范围为（28°～34°N，110°～123°E），包含的站点分布在上海、江苏、安徽、浙江、江西、湖北、湖南等6 省1 市（图1）。

2.2 稳定分量的提取方法

研究方法主要采用Pearson（1901）提出的经验正交函数（EOF）分解及其逆运算，具体方法见施能（2009）编著的《气象统计预报》。

影响梅雨的主要影响系统存在明显的准双周振荡特征，2016 年梅雨期持续强降水持续时间近20 天，大致包含了一个完整的准双周振荡周期的变化信息。因此，选取6 月18 日至7 月7 日持续发生强降水的20 天作为研究时段。

李志锦和纪立人（1996）和郑志海等（2010,2013）研究表明，利用EOF 方法可以压缩自由度，从历史资料中找出支撑气候变化吸引子的独立变量，其中解释方差较大的EOF 分量能够反映原变量场变化的大部分信息，并主要表示实际大气的慢变部分，往往具有较高的可预报性。本文基于EOF 方法提取稳定分量，各变量各层次分别进行，下面以500 hPa 位势高度场为例，具体步骤如下：（1）对1981～2010 年研究时段历史同期位势高度距平场进行EOF 分解：

图 1 梅雨监测区域划分及监测站点空间分布示意图。Fig. 1 Schematic of the divisions in the monitoring area and the spatial distribution of the monitoring stations

其中，F 是由位势高度距平场构建的资料阵，V 为空间函数阵，T 为时间函数阵。由于V 和T 是根据资料阵F 进行正交分解而得到的，常把空间函数阵V 看作一组正交基向量，时间函数T 看作各个正交向量的权重系数，则不同时间的要素场是若干个典型场按不同权重线性叠加的结果。（2）通过计算进一步可以得到V 的逆矩阵V'，V'也为一组正交基向量，

（3）将同期历史资料分别在正交基V'投影展开：

由于V'是一组正交基向量组成的空间函数阵，因此可以分别计算各个正交基分量所占解释方差比重，并据此进行排序，取解释方差较大且明显高于多年气候平均的少数EOF 分量进行合成，即可得到该层次的稳定分量。

3 梅雨盛期天气形势分析

3.1 降水量演变情况

根据《梅雨监测业务规定》判断，2016 年5月25 日江南区率先入梅，7 月21 日长江区最后出梅，整个梅雨期持续时间较长，降水量较常年偏多一倍以上（赵俊虎等, 2018）。由图2 可知，在2016 年梅雨期中梅雨区平均降水量呈现明显的阶段性变化，在梅雨期开始阶段5 月25 日至6 月3日为多雨期，出现2 次较强的降水过程，而6 月4～17 日为间歇少雨期，仅有3 天降水量超过气候平均值。6 月18 日至7 月7 日则为降水强盛的多雨期，期间有15 d 降水量超过气候平均值，有8 d超过气候平均值两倍以上。7 月8～21 日又转入降水相对较平稳阶段。6 月18 日至7 月7 日整个梅雨区均处于梅雨盛期，在此期间梅雨区有77 个监测站累计降水量超过500 mm，最大超过1000 mm，梅雨区277 个监测站平均累计降水量达388.2 mm，比历史同期平均（1981～2010 年平均降水量172.1 mm）偏多一倍以上，为1981 年以来历史同期最高，这一阶段出现的持续强降水值得重点研究，本文选取2016 年6 月18 日至7 月7 日作为研究时段，重点研究影响该阶段的关键稳定分量。

3.2 天气形势分析

根据梅雨区（277 站平均）平均要素场的时间—高度剖面图（图3）可知，研究时段（2016 年6月18 日至7 月7 日）主要包含了3 次连续较强的降水天气过程，期间梅雨区中低层相对湿度较大，水汽垂直分布也较为深厚，反映了充足的水汽条件，结合图4 可以看出西南暖湿气流提供了重要的水汽来源。另外，风场的切变也有利降水的维持。

图 2 2016 年5 月25 日至7 月21 日梅雨区（277 站平均）逐日降水量演变图（曲线为气候平均，单位：mm）Fig. 2 Regional (277 stations in the Meiyu region) average daily precipitation from 25 May to 21 July 2016. The curve indicates climate a verage (units: mm)

图 3 2016 年6 月18 日至7 月7 日（研究时段，下同）梅雨区（ 277 站平均）气温（等值线，单位：°C）、风和相对湿度（阴影区）时间—高度剖面Fig. 3 Time-height cross sections of the average air temperature(contours, units: °C),wind and relative humidity (shadings) in the Meiyu region (277-station average) from 18 Jun to 7 Jul 2016 (the research period, the same below)

从研究时段的平均位势高度场和相对湿度场分布情况来看（图4），在对流层高层100 hPa（图4a），中高纬地区呈西高东低的分布形势，有利于引导冷空气南下影响梅雨区。在中低纬南亚高压势力更为强盛，16720 gpm 闭合曲线覆盖范围更广，比气候平均态向东延伸多出50 个经距以上，表明南亚高压整体覆盖范围面积更大，控制范围更偏东。与之相对应，在对流层中层500 hPa（图4b），西太平洋副热带高压（副高）偏西偏强，这非常有利于副高西侧暖湿气流输送至梅雨区，高压系统的强盛也有利于阻挡北部冷空气，在梅雨区形成冷暖对峙，利于诱发和维持准静止锋等天气系统。中高纬度槽脊波动特征更为明显，在乌拉尔山附近地区和鄂霍次克海附近地区各有一个明显的高压脊，对应阻塞高压的形成和发展。而中间的槽区则有利于冷空气南下影响梅雨区。从低层700 hPa 流场和850 hPa流场（图4c-d）来看，在中高纬地区与500 hPa 乌拉尔山和鄂霍次克海附近高压脊相对应的区域多表现为较强的反气旋式环流，在两个高压脊的中间则是较强的北风气流，大量的冷空气由此南下。在中低纬度地区，副高控制区域反气旋式环流较为强盛，同时在孟加拉湾一带表现为较强盛的西南暖湿气流，相对湿度大值区由此区域一直向东向北延伸至梅雨区。由图4c 可知，梅雨区处于南侧暖湿气流的北端和北侧西风带气旋式弯曲的交汇区域，冷暖空气和水汽辐合在梅雨区配合非常好，因而造成了梅雨区的持续强降水。

4 稳定分量分析

4.1 稳定分量的空间分布特征

图 4 研究时段平均位势高度场、相对湿度场和流场分布：（a） 100 hPa；（b） 500 hPa；（c） 700 hPa；（d） 850 hPa。图（a，b）中蓝色等值线为位势高度，红色等值线为气候平均，单位：gpm；图（a-d）阴影区为相对湿度Fig. 4 Distribution of the average geopotential height field, relative humidity field, and stream field during the research period at (a) 100 hPa, (b) 500 hPa,(c) 700 hPa, and (d) 850 hPa. The shaded areas in (a-d) indicate relative humidity, the contours in (a, b) indicate geopotential height, the red isolines indicate climate average (units: gpm)

提取研究时段各高度层次的位势高度场、风场和相对湿度场的稳定分量（图5）。图5a，b 中位势高度场稳定分量正负距平中心位置和强度与图4位势高度场的槽脊分布有较好的对应关系：在对流层高层100 hPa（图5a），在南亚高压区域均为一致的正距平区，尤其在梅雨区上空为一闭合的正距平中心，反映了南亚高压对梅雨区的影响异常增强；在中高纬度，从欧亚大陆到北太平洋上空为两高一低的“＋－＋”分布形势，有利于加强中低层对应系统的发展；在对流层中层500 hPa（图5b），与图4b 中乌拉尔山阻塞高压和鄂霍次克海阻塞高压相对应的区域分别表现为较强的正距平区，在梅雨区东侧有一个较强的闭合正距平中心，与图4b 中偏西偏强的副高也有较好的对应关系。在图5b 中也可以看出从青藏高原向东北方向有一个波列存在，这与王丽娟（2008）等的发现较为一致，该波列的存在加强了梅雨区北侧的槽脊分布形势，利于槽区在梅雨区北侧的维持和加强。在对流层低层700 hPa和850 hPa（图5c，d），中高纬度的两个阻塞高压区域各对应有一个反气旋式环流形势，在双阻之间则为较强的北风环流，表示在此区域有更强的冷空气向南输送，在梅雨区东侧也表现为一个较明显的反气旋式环流，与偏强的副高对应较好，梅雨区处于东侧反气旋式环流和北侧气旋式环流的辐合区，从而在梅雨区形成自西南向东北辐合的环流形势，有利于降水的产生。从相对湿度稳定分量场分布来看，梅雨区南侧的水汽输送与气候平均相比并没有明显增强，但梅雨区北侧槽区的相对湿度却有明显的增加，这表明北支气流的水汽输送和汇聚作用对于此次梅雨持续降水的发生和维持起到了非常重要的作用。综上，稳定分量的分布不仅能够体现原始场的主要特征，突出反映关键环流系统，而且还能够揭示内在的波动变化特征。

图 5 研究时段位势高度场、相对湿度场和流场稳定分量分布：（a） 100 hPa；（b） 500 hPa；（c） 700 hPa；（d）850 hPa。图（a，b）等值线为位势高度（单位：gpm），图（a-d）阴影区为相对湿度Fig. 5 Distribution of the stable components of the geopotential height field, relative humidity field, and stream field during the research period at (a)100 hPa, (b) 500 hPa, (c) 700 hPa, and (d) 850 hPa. The shaded areas in (a-d) indicate relative humidity, the contours in (a, b) indicate geopotential height (units: gpm)

从位势高度场稳定分量的空间立体分布形势分析，可以发现：（1）在中高纬地区，在乌拉尔山附近上空存在一个较强的正距平中心（图6a，d），从纬向分布来看低层位置偏西，随高度增加逐渐向东扩展（图6d），从经向分布来看低层中心位置偏北，低层从60°N 向北直至北极地区，而到了高层则向南延伸至30°N 附近（图6a），与图5a 相对应，其向南伸展区域与南亚高压向北伸展的高压脊相连，共同形成一个较强的正中心（图7b）。其作用是促使乌拉尔山阻塞高压的形成和维持，并在该地区东侧维持了一个较强的北风气流带，非常有利于极地和高纬冷空气南下。（2）在东部的鄂霍次克海及周边地区上空也存在一个较强的正距平中心（图6d），中心位置主要在40°～60°N 之间，其作用是促使鄂霍茨克海阻塞高压的形成和维持（图6c）。（3）在上述两个正距平中心之间则为对应低槽区域的负距平区，由图6d 可知，两个正距平区都是较为深厚的系统，在它们之间从地面向上延伸至近对流层顶则维持了相对深厚的负距平区，有利于加强低槽的发展。同时由图6b 可见，在90°～110°E 之 间 从 极 地 向 南 存 在 着 明 显 的“＋－＋”耦合分布形势，利于中间负距平区域的稳定维持，利于冷空气的向南输送。（4）亚洲东北部至极地为较强的负距平区（图6c 和图7b），与中高纬的正距平区配合，有利于维持和增强AO正位相结构。（5）在中低纬度，由图6e 可知，大范围的正距平区域反映了异常偏强的南亚高压，在对流层中上层，南亚高压向东伸展到140°E 附近，加强了副高的偏西偏强的发展形势（图6f）。（6）除了上述较大空间尺度的环流形势外，位势高度场稳定分量也在一定程度上体现了梅雨区周边的环流特点，由图6b，e 可知，在梅雨区北侧为负距平区域，利于低槽的维持和发展，从而使得冷空气直接输送到梅雨区。另外在梅雨区东侧和西侧的两个正距平区，客观上起到输送和汇聚暖湿空气的作用，有利于降水的持续维持。

图 6 研究时段位势高度场稳定分量垂直剖面分布（单位：gpm）：（a）沿50°～70°E 经度带平均；（b）沿90°～110°E 经度带平均；（c）沿140°～160°E 经度带平均；（d）沿45°～60°N 纬度带平均；（e）沿30°～40°N 纬度带平均；（f）沿20°～30°N 纬度带平均Fig. 6 Vertical profile distribution of stable components of the geopotential height field during the research period(units: gpm): (a) Regional average along 50°-70°E; (b) regional average along 90°-110°E; (c) regional average along 140°-160°E; (d) regional average along 45°-60°N; (e) regional average along 30°-40°N; (f) regional average along 20°-30°N

对于持续近20 天的梅雨区暴雨而言，空间尺度较大的阻塞高压、南亚高压和副高的稳定维持起到关键的支撑作用。如图7b 所示，中高纬两个较强的正距平中心和中低纬伸展范围较大的正距平带，三个较强的正距平中心相互配合，共同构成影响研究时段持续性强降水的“三极”关键系统。

4.2 稳定分量的演变特征

为进一步考察稳定分量随时间的演变情况，从研究时段向前向后扩展各取一个时段（前一时段为2016 年5 月29 日至6 月17 日；后一时段为2016 年7 月8～27 日），分别计算位势高度场稳定分量进行对比研究。为方便对比，三个时段取同一组正交基进行投影展开。由图7 可知：（1）整体而言，在前一时段在对流层中上层（500 hPa、400 hPa、300 hPa、250 hPa 和200 hPa）平均位势高度场稳定分量以负距平为主（图7a），上述“三极”系统尚未建立，在研究时段（图7b）中纬度地区转变为正距平，“三极”关键系统开始建立并逐步加强，但在极地地区变化不大仍以负距平为主，低纬度地区变化也相对较小。在后一时段（图7c），正距平形势进一步增强，“三极”形势发生变化，原有的正距平中心不仅范围有所扩大和偏移，中心强度也有明显增强，并且中低纬地区有新的正距平中心形成，“三极”形势演化成“多极”形势。（2）在前一时段，60°N 以北的中高纬和极地地区均为一致的负距平区域（图8a-c 红色折线），这种南高北低的形势不利于大范围冷空气南下，而且副高也相对较弱，位置偏南偏东，对梅雨区的影响相对较小，因而该时段降水总体较弱。（3）在后一时段，中高纬地区几乎全部呈正距平形势（图8a-c 绿色折线），乌拉尔山阻塞高压对应的正距平区域范围向东扩展至100°E 以东地区，使得原有的冷空气输送通道变浅变窄且位置向东偏移，使得影响梅雨区的冷空气减弱东移。在中低纬地区南亚高压区域的正距平中心强度增大范围东扩，副高对应区域正值中心强度增大垂直范围更加深厚但位置略有东移，使得副高外围的西南暖湿气流影响区域偏东，对梅雨区影响减弱，故这一阶段降水有所减弱。

4.3 与其他年份稳定分量对比分析

在2016 年梅雨期位势高度场稳定分量的“三极”结构对持续强降水起到非常重要的影响作用，那么这种“三极”结构在其他年份是否存在？2009 年6 月18 日至7 月7 日也出现了相对稳定持续的降水时段，但总体降水量远小于2016 年。为方便对比，同样提取该时段位势高度场稳定分量，并分六个区域进行平均，考察其随高度的分布情况（图9）。从2009 年位势高度场稳定分量空间分布结构来看（图略），“三极”结构并不存在，2016 年中高纬地区到极地的正负距平分布形势，有利于增强AO 正位相分布形势，而在2009 年则呈AO 负位相分布形势，极地和高纬度地区呈较强的正距平分布，中高纬度则呈现负距平分布形势（图9a-c）。在中低纬度地区除三个较弱的正距平区域外其余地区均为负距平（图9d-f）。2016年南亚高压整体东伸位置明显比2009 年偏东，强度明显偏强。2009 年副高偏弱偏东，对梅雨区降水作用影响相对较弱，加之中纬度环流较为平直，不利于引导冷空气南下，冷暖空气配合不好，因而2009 年梅雨区降水也相对较弱。这也证明了“三极”结构对于梅雨区持续强降水的重要支撑作用。

图 7 研究时段及前、后时段位势高度场稳定分量（单位：gpm）对流层中上层（500～200 hPa）平均分布：（a）前一时段（2016 年5 月29 日～6 月17 日，下同）；（b）研究时段（2016 年6 月18 日～7 月7 日）；（c）后一时段（2016 年7 月8 日～7 月27 日，下同）Fig. 7 Average distribution of stable components of the geopotential height field in the middle and upper troposphere (500-200 hPa) during, before,and after the research period (units: gpm): (a) The previous period (between 29 May and 17 Jun 2016, the same below); (b) research period (between 18 Jun and 7 Jul 2016, the same below); (c) later period (between 8 Jul and 27 Jul 2016, the same below)

4.4 更长时间尺度稳定分量分析

通过上述分析发现，不论AO 正负位相变化还是南亚高压和副高的强度变化与位置分布，除了与准双周的低频变化有关外，还受更长时间尺度的低频变化影响。因此，要搞清楚影响2016 年梅雨期持续强降水的关键系统，还需要进一步研究“三极”关键系统与更长时间尺度稳定分量的关系。

不少学者研究表明（杨秋明, 2009; 梁萍和丁一汇, 2012; 陈官军和魏凤英, 2012），梅雨及其影响系统也存在较为明显的60 d 左右周期的低频振荡。将研究时段向前后扩展，取2016 年5 月29 日至7月27 日60 d 按照2.2 节的方法计算位势高度场稳定分量。由图10 可知，影响梅雨区降水的“三极”系统基本是存在的。在中高纬存在两个较强的正距平中心，控制范围比持续强降水时段略小，在两个正距平中心存在一个明显的负距平区域，为冷空气南下提供有利的输送通道。在中低纬存在两个较弱的正距平区域，对应南亚高压和副高的正距平取明显比持续强降水时段要弱，这是南亚高压和副高的准双周振荡变化所导致。整体而言，“三极”系统基本存在，这也导致了2016 年梅雨期降水总体偏强。在60 d 尺度的位势高度场稳定分量提供的环流背景下，在梅雨期各阶段，稳定分量呈现出不同特征，在梅雨初期持续强降水开始之前的时段，位势高度场稳定分量以负距平为主，“三极”系统还没有建立，此时降水也相对较弱，随“三极”系统稳固建立，梅雨区进入持续强降水阶段，而到了后一时段“三极”的正距平中心不仅范围有所扩大和偏移，中心强度也有了明显增强，并且中低纬地区有新的正距平中心形成，“三极”形势演化成“多极”形势，在此阶段降水转为平稳，降水强度也减弱不少。

图 8 研究时段及前后时段位势高度场稳定分量垂直分布（单位：gpm）：（a）（50°～70°N，50°～70°E）区域平均；（b）（50°～70°N，90°～110°E）区域平 均；（c）（50°～70°N，140°～160°E）区域 平 均；（d）（20°～40°N，50°～70°E）区域平均；（e）（20°～40°N，90°～110°E）区域平均；（f）（20°～40°N，140°～160°E）区域平均Fig. 8 Vertical distribution of the stable components of the geopotential height field during, before, and after the research period (units: gpm):(a) Regional average in (50°-70°N, 50°-70°E); (b) regional average in (50°-70°N, 90°-110°E); (c) regional averagein (50°-70°N, 140°-160°E);(d) regional average in (20°-40°N, 50°-70°E); (e) regional average in (20°-40°N, 90°-110°E); (f) regional average in (20°-40°N, 140°-160°E)

总之，60 d 尺度的位势高度场稳定分量为20 d持续强降水研究时段的稳定分量提供重要的环流背景，在此基础上，由于南亚高压进一步东扩加强、副高的进一步增强和西伸以及中高纬阻塞高压的重建和增强，使得“三极”关键系统配置更为有利，从而形成梅雨区异常强盛的持续强降水事件。

5 结论和讨论

通过上述研究得出如下结论：（1）在位势高度场稳定分量中存在的“三极”分布形势，是维持梅雨区持续强降水的关键系统。“三极”系统即：在中高纬地区（50°～80°N，20°～80°E）附近区域的上空500 ～150 hPa 之间的正距平中心（乌拉尔山阻塞高压）、（40°～70°N，140°～160°W）上空500～200 hPa 之间较强的正距平中心（鄂霍茨克海阻塞高压）以及中低纬（20°～40°N，20°～140°E）附近区域的上空500～100 hPa之间的正距平中心（南亚高压和副高）。（2）在中高纬度两个深厚正距平区之间，是一片相对深厚的负距平区，有利于冷空气的向南输送。从相对湿度场稳定分量分布来看，梅雨区北侧槽区的相对湿度却有明显的增加，这表明北支气流的水汽输送和汇聚作用对于此次梅雨持续降水的发生和维持起到了非常重要的作用。（3）中低纬度的正距平区域（南亚高压和副高）呈东西向带状分布，且主要存在于对流层中高层，在东侧130°～140°E（偏西偏强的副高）和100°E以西附近（主要对应青藏高原及周边区域），有两个正值区域向下持续到对流层低层，它们共同加强了梅雨区南侧暖湿气流的汇聚输送作用。（4）从稳定分量随时间演变及与其他年份的对比研究发现，“三极”系统的建立和演化导致梅雨区降水呈现出强弱不同的阶段特点，“三极”结构弱化或不存在的阶段，梅雨区持续性降水也较弱。（5）60 d 尺度的位势高度场稳定分量为20 d持续强降水期间的稳定分量提供重要的环流背景，为“三极”关键系统的建立提供重要的基础条件，从而有利于进一步形成梅雨区异常强盛的持续强降水事件。

图 9 2016 年研究时段及2009 年同期位势高度场稳定分量垂直分布（单位：gpm）：（a）（50°～70°N，50°～70°E）区域平均；（b）（50°～70°N，90°～110°E）区域平均；（c）（50°～70°N，140°～160°E）区域平均；（d）（20°～40°N，50°～70°E）区域平均；（e）（20°～40°N，90°～110°E）区域平均；（f）（20°～40°N，140°～160°E）区域平均Fig. 9 Vertical distribution of stable components of the geopotential height field during the research period in 2016 and 2009 (units: gpm):(a) Regional average in (50°-70°N,50°-70°E); (b) regional average in (50°-70°N, 90°-110°E); (c) regional average in (50°-70°N, 140°-160°E);(d) regional average in (20°-40°N, 50°-70°E); (e) regional average in (20°-40°N, 90°-110°E); (f) regional average in (20°-40°N, 140°-160°E)

图10 2016年梅雨期60天（2016年5月29日至7月27日）平均位势高度场稳定分量对流层中上层（500～200 hPa）平均分布（单位：gpm）Fig.10 Average distribution of stable components of the geopotential height field in the middle and upper troposphere(500-200 hPa)during the Meiyu period(60-d average between 29 May and 27 July 2016)(units:gpm)

同时，通过对稳定分量的研究，进一步明确稳定分量的定义和提取方法。分析稳定分量应着眼于整个大气环流系统，考察其在整个空间的立体分布结构，提取时空尺度相匹配、尤其在关键区域具有异常突出特征的关键稳定分量。稳定分量具有如下特征：时空尺度相匹配，在空间范围具有与研究时段相匹配的水平尺度和垂直分布范围；异常特征突出，对气候平均态有足够的补充意义，能够较好地代表原始变量场的分布情况；对下级更小时空尺度的系统有较强的持续影响作用；具有较好的可预报性。

另外，影响持续强降水前后阶段稳定分量调整变化的原因机制也有待进一步研究。