江南春雨的形成机制及与海气涛动的联系

连悦辰

(1.福建师范大学湿润亚热带山地生态国家重点实验室培育基地，福建福州 350007；2.福建师范大学地理科学学院，福建福州 350007)

0 引言

早春甚至晚春季节，中国东南地区大面积遭遇连续阴雨天气，其出现的时间点和持续时间不固定，影响农业的生产和人民的日常生活，对我国人民的生产生活以及出行安全带来了安全隐患.近年来，由于江南春雨的不规则性出现以及持续时间未知，对农作物的播种和农时的计算带来了极大的不确定性，对我国东南地区农业发展带来了巨大影响，因此，为了了解江南春雨的产生和持续时间，能够更好地安排东南地区农作物的种植活动，探究江南春雨的形成机制以及其与海气涛动之间的联系具有特殊的指导和科学意义.

1 江南春雨的形成机制

中国南方广大地区春季发生的连续阴雨天气是一种我国特有的天气情况，影响农业的生产和人民的日常生活，这是除了初夏出现在长江中下游的梅雨季节外又一个多雨时段.早期有学者[1，2]把江南春雨称为前汛期雨季和前夏雨季，90年代后期Tian[3]提出了春季持续降水(Spring Persistent Rains，SPR)的概念，正是描述的江南春雨，并将江南春雨作为一种独立的天气事件进行研究，认为其气候成因机制在于西部陆地中南半岛与东部海洋西太平洋至菲律宾之间的热力对比.早期对于江南春雨的形成普遍研究认为，是由于南下的冷空气与北上的暖湿气流在江南地区相遇，形成了准静止锋，进而导致了漫长的江南春雨.也有观点认为是因为东亚纬向热力性质差异导致了江南春雨[4].万日金[5]通过东亚和北美大气环流的对比以及模拟青藏高原隆升前后风场、降水场和西风急流的变化，认为江南春雨的形成与青藏高原有密切的联系，在青藏高原东南侧形成的西风风速中心是江南春雨形成的基本原因，西风风速中心导致江南地区出现强烈的水汽输送和水汽辐合.王黎娟[6]也认为青藏高原东南侧的西南风与江南春雨的旱涝现象密切相关.并且万日金还分别在东亚和北美选择了经纬相近，范围相同的海洋和陆地区域(图1)，提出北美拥有与东亚的相似的条件，却没有产生相似的降雨现象，因此关于东亚纬向热力性质差异导致江南春雨的说法似乎还有待商榷[5]，并进一步通过多年平均风场随时间演变以及SPR形成与结束前后纬向平均合成风研究[7]指出江南春雨开始于3月第1侯，结束于5月第3侯，时间长达两个月之久.刘宣飞[8]则通过降雨量和西南风风速在两个时间段的突增认为江南春雨应该分为两个阶段.并且在第一阶段纬向气压为大陆高压，海洋低压的冬季型分布，而第二阶段转变为大陆低压海洋高压的夏季型分布.

万日金[5]认为北美地区(图1的A和B)与东亚地区(图1的C和D)有相似的纬向海陆热力性质差异，并且经纬度以及海气环流等要素也有具备可比性，北美地区却没能形成江南春雨.也有研究[7]发现在江南春雨发生的季节，长江以南，南岭武夷山以北地区，平均日降水毫米数与南岭、武夷山山脉的走向非常一致，通过对两个山脉高度升高降低的模拟发现，当无山脉地形存在时，江南SPR期间降水量降低，长江以北降水略有增加，即降水量南北分布更加均匀，而将山脉高度增加为300m后，长江以南降水增加而以北降水减少，降水南北分布更加不均匀，雨带南移到山脉附近，与实际情形更为接近，表明山地地形对于西北冷空气和东南暖湿气流的相遇具有阻挡抬升，增加降雨的作用.笔者也认为区域地形对于江南春雨的形成有非常重要的影响，区域性一直是地理学研究的一个重点，即使A、B和C、D在以上要素中具备相似的特征，地形在江南春雨形成过程中也起到不可忽视的作用，如果没有考虑到两个区域之间的地形差异，可能会存在分析偏离事实的可能性.笔者从A、C区域的地形差异出发，获取了A、C区域的高程，计算平均高程以及高程标准差、纬向地形起伏变化曲线、经向地形变化曲线来试图分析A、C区域两者地形的差异，高程数据来源于地理空间数据云SRTMDEM卫星.

图1 东亚与北美中低纬度对应区域(虚线框)及其低纬陆地(A和C)与海洋(B和D)代表区域

图2 低纬陆地代表区域高程图 左图为A区域，右图为C区域

从图2中A、C区域的高程图中可以看到，A区域中除了东侧靠海区域有部分地形平坦高程较低的区域，其余都是高程大，地形较为陡峭的山地，而C区域中南方为高程低，地形平坦的平原丘陵地区，北部为崎岖的山地丘陵地区.二者的山脉地形分布对于风和水汽的阻挡程度是不同的，雨影效应也有所不同.经纬向地形起伏变化曲线图(图3)可以更加清晰的表现出两个区域的地形在变化上的巨大差别.图3的a、b分别表示在北美A区域北部和东亚C区域北部从西到东高程剖面的变化，在北美的A区域北部(图3a)，东部和西部靠近海洋区域的高程迅速抬升，与东亚C区域北部相比海拔普遍偏高，表明在北美A区域北部地区域被山脉所环绕，而东亚的C区域北部(图3b)属于低山丘陵地形，平均海拔较小，因此A、C区域地形从纬向上对于海洋水汽的阻挡抬升，以及海洋水汽深入到陆地的情况都存在差异.

图3c、d则分别表示北美A区域和东亚C区域的西部从低纬到高纬高程的变化.同样，两个区域的地形剖面存在显著差异，北美A区域(图3c)的高程变化表现出南北高，中间低的特征，东亚C区域(图3d)从南到北的起伏不大，缓慢略有增加.将两个区域中部从西到东和从南到北的地形变化曲线叠加可以发现，两个区域地形差异显著，从南向北的变化势甚至表现出相反的趋势.北美和东亚选为研究对象的两个区域的地形不管是从总体海拔变化趋势，还是经纬向地形变化曲线都体现出很大的差异性，位于北美的A区域内有高大的山脉沿着海岸线分布，整个区域的平均高程是1406.35m，区域内高程标准差是832.412；而位于东亚的C区域呈现出非常明显的南低北高地形，没有高大的山脉沿着海岸线分布，北部以丘陵地质为主，南部以平原为主，C区域内的平均高程是493.68m，标准差为446.16.海洋湿润的水汽进入A、C区域被山脉阻挡和被迫抬升的程度不同，并且纬向热力性质差异引起的季风在两个区域之间的影响也存在很大区别，另外我国地处欧亚大陆，是世界上陆地面积最大的区域，海陆热力性质差异很大，来自于西伯利亚的冷高压和北大西洋涛动之间的震荡也会对江南春雨带来影响，因此选取东亚和北美地区经纬相近，范围相同的海洋和陆地区域作为对比，却不考虑各个区域内部独特的区域自然条件和地形可能会导致结论与事实有所偏差，模型能够一定程度上表征实际情况，但地球本就是一个非常复杂庞大，各个圈层共同作用，相互影响的系统，在复杂繁多要素的共同作用下导致了某种自然现象，通过建立模型将所认为的有影响要素输入进去而排除其他可能影响的要素，可能在一定程度上割裂了与其他要素之间的相互作用的影响，东亚纬向热力性质差异导致江南春雨的可能性似乎还值得进一步探讨和分析.Wu等人[9]认为，青藏高原在冬季阻碍和分割了西风，在高原北侧形成了反气旋，在南侧形成了气旋，北部反气旋带动冷干的气流向南移动，东南亚和华南的暖湿气流沿着南部的气旋向北移动，导致了江南春雨的产生.

图3 东亚C北美A区域经纬向高程变化图(蓝色及红色曲线为平滑结果，黑色曲线为原始数据).区域北侧从西至东高程变化剖面(a)北美A区域(b)东亚C区域;区域西部从南至北纬高程变化剖面 (c)北美A区域 (d)东亚C区域

图4 东亚C北美A区域中部经纬向高程变化对比图，黑线是北美地区，绿色是东亚地区. (a)从西至东高程剖面变化对比 (b)从南至北高程剖面变化对比

因此，北方冷干气流和南方暖湿气流的相遇、青藏高原东南侧风速中心的形成以及东亚纬向热力性质差异都可能属于是江南春雨的形成机制.

2 江南春雨与海气涛动的关系

2.1 江南春雨与厄尔尼诺-南方涛动

气候现象本就是复杂的综合结果，尤其是近年来随着海气相互作用对全球气候变化研究的深入，关于厄尔尼诺与江南春雨之间关系的研究有很多，有直接对ENSO于江南春雨之间关系进行研究的，刘屹岷[10]认为ENSO对我国江南春雨影响的机制是先通过作用于印度洋，使印度洋增温，引发气流异常，进一步增强西南气流从而使江南春雨时期降雨增加.万日金[11]通过相关法和合成法分析了影响江南春雨年纪变率因子，发现江南春雨具有年际变化特点，即厄尔尼诺年，江南春雨期间降雨增加；拉尼娜年，江南春雨期间降雨减少.并且还表明江南春雨还与东亚季风和南海副高有关[12].也有间接的，例如张博[13]的研究表明随着东亚和西太平洋之间纬向海陆热力性质差异的减小，青藏高原东南侧的西南绕流强度减弱，造成江南地区西南暖湿气流输送强度减弱，万日金[5]对江南春雨形成机制的研究也提到了西南风速中心是江南春雨形成的关键；尚可[14]通过研究西太平洋地区(4 ～16°N，130 ～170°E)前一年7-12月海表温度与热含量(Heat Content)的大小和变化情况与江南春雨之间的相关性，认为可以借助该区域热含量的异常来预测下一年江南地区春季降雨的旱涝情况.笔者认为通过研究西太平洋海表温度，热含量，海陆热力性质差异等因素与江南春雨之间的关系其实质分析的原理与厄尔尼诺的情况非常相似，从某种程度上也可以看作是对厄尔尼诺各方面综合指标的缩减和具象化，揭示与江南春雨之间的关系.ENSO与江南春雨之间关系总体概括如下：ENSO的发展引起东亚季风的变化，东亚季风和西南风耦合联系进一步影响了江南春雨.在厄尔尼诺时期，西太平洋海温偏低，西太平洋副高偏强，形成反气旋异常，一方面使东亚季风减弱，另一方面使南海出现异常暖湿气流的输送，增强了西南气流，江南春雨形成的时间就提早，位置更靠南，江南地区降水增加；而在拉尼娜期间，西太平洋海温偏高，西太平洋副高偏弱，东亚季风偏强，西南风速中心受到的影响较大，江南春雨形成时间更晚，位置靠北，江南春雨降水量减少.

2.2 江南春雨与北大西洋涛动

武炳义[15]认为北大西洋涛动(North Atlantic oscillation，NAO)与冬季西伯利亚高压以及东亚冬季风存在密切联系.通过建立西伯利亚高压范围指数、东亚冬季风强度指数和冬季NAO指数之间的相关性发现，冬季西伯利亚高压范围指数与冬季东亚季风强度指数存在非常好的对应关系(图5[15])，而冬季西伯利亚高压范围指数与冬季NAO指数表现出反相关(图6[15])，冬季NAO是通过影响冬季西伯利亚高压而进一步影响东亚冬季风.

绍太华[16]则认为冬季NAO是通过影响春季东亚地区大气环流，引起对流层温度异常，进而使东亚高空急流和经向环流的变化，从而导致我国东部春季降水异常.冬季NAO处于正相位时，我国春季南方地区降水偏多，负异常时则相反.

还有许多围绕NAO对东亚尤其是我国气候影响的研究[17-20]，分别包括NAO与我国冬夏季气候变化，NAO与我国冬季气候增暖，以及NAO与我国东部平均旱涝指数等等.很多文章侧重于从数值分析，建立各种不同指数之间的相关性来研究两者之间的关系，往往通过建立指数能够得到两者之间具有相关性，并能够通过显著性检验，作者在此尝试从原因机理的角度对两者之间的联系进行分析和讨论，概念模式图见图7.

图5 东亚冬季风强度指数(实线)与冬季西伯利亚高压范围指数 (虚线)变化曲线

图6 冬季NAO指数(实线)与冬季西伯利亚高压范围指数(虚线)变化曲线

当NAO处于正相位时(图7a)，冰岛低压与亚索尔高压之间的气压差大，从高压指向低压的气压梯度力强，西风带向北移动，冬季西伯利亚高压范围被压缩，东亚冬季风减弱，到次年春季，东亚冬季风较平常年份偏小，导致冬季风与暖湿气流相遇的位置偏北，江南春雨形成的时间更晚，形成北方多雨南方少雨的现象；并且当西风带北移，在进入我国西部时被青藏高原分为南北两支的南部气流大大减少，导致青藏高原东南侧的西南风速中心降低.江南春雨的形成时间更晚和西南风速中心降低两者共同导致在江南春雨期间降雨量减少.而当NAO处于负相位时(图7b)，气压梯度小，西风带靠南，一方面冬季西伯利亚高压范围更大，东亚冬季风增强，次年春季保留了更强的风速，与暖湿气流的相遇位置偏南，江南春雨形成的时间早，南方多雨北方少雨，另一方面，因为西风带靠南，在进入我国西部时青藏高原南支西风增强，青藏高原南侧风速增加，西南风速中心增强，两个方面共同导致江南春雨期间降雨量增加.

图7 冬季NAO相位时与江南春雨联系的模式图 (a)冬季NAO正相位; (b)冬季NAO负相位

3 结论

(1)江南春雨形成的机制有部分数据和实验支撑表明是由于青藏高原东南侧形成的西风风速中心，考虑到东亚地形的特殊性，东亚纬向热力性质差异、南北气流相遇导致江南春雨的可能性似乎还值得进一步探讨和分析.

(2)厄尔尼诺-南方涛动与江南春雨之间的关系如下：在厄尔尼诺发展时期，江南春雨形成的时间提早，位置更靠南，江南春雨期间降水增加；在拉尼娜发展期间，江南春雨形成时间更晚，位置靠北，江南春雨期间降水量减少.

(3)当北大西洋涛动处于正相位时，江南春雨形成的时间更晚，形成北方多雨南方少雨的现象；江南春雨的形成时间更晚和西南风速中心降低两者共同导致在SPR期间降雨量减少；当北大西洋涛动处于负相位时，江南春雨形成的时间早，南方更多雨北方更干旱， SPR期间降雨量增加.