近60年三江平原夏季强降水日数气候变化特征及其影响因子研究

邹立尧，国世友，赵秀兰

（1.中国气象局气象干部培训学院，北京 100081；2.黑龙江省气象台，哈尔滨 150030；3.国家气象中心，北京 100081）

三江平原位于黑龙江省东北部，是我国重要商品粮生产基地，降水时空匹配对三江平原粮食生产有关键制约作用[1-3]，近些年旱涝灾害影响较大[4-5]，尤其是强降水引发的水涝灾害是影响当地粮食稳产高产主要因素之一[6]，分析三江平原强降水气候变化特征可为气候变化背景下农业防灾减灾、保障粮食安全提供重要科学依据。目前关于三江平原降水气候变化研究分为两类，一类是对生态环境影响方面[7-9]，另一类是关于降水时空变化特征以及旱涝关系[10-12]，但针对三江平原夏季强降水日数气候变化特征及影响因子研究相对较少[13-15]；已有研究大多基于国家气象站观测资料，而国家气象站在地形复杂的山地与丘陵地区站点较少，气象资料空间代表性方面存在一定局限性。因此，增加长时间序列农垦气象站资料，可使气象观测站分布更趋合理，加密三江平原西部和南部地形复杂区域资料，弥补国家气象站气象观测资料在不同地形地貌条件下代表性相对不足缺陷，增强研究的客观性和科学性。三江平原强降水多发生在夏季，因此，本文利用三江平原国家气象站和农垦气象站两类共计25个气象站资料，侧重分析1961～2019年三江平原夏季强降水日数气候变化特征，通过对夏季强降水日数异常环流分析，探讨三江平原夏季强降水日数异常主要影响因子。

1 材料与方法

1.1 材料及定义

三江平原14个国家气象站（鹤岗、萝北、集贤、同江、佳木斯、双鸭山、饶河、汤源、桦南、宝清、勃利、密山、虎林、鸡西）和11个农垦气象站（勤得利、宝泉岭、新华、二九零、建三江、双鸭山、友谊、八五五、八五二、八五四、密山）1961～2019年夏季（6～8月）逐日降水观测资料来源于国家气象中心和黑龙江省气象科学数据共享服务网，站点主要分布在129～134°E、45～48°N范围。考虑到站点建站时间不同，资料长度不一，且存在部分缺测，本文在分析研究前针对降水观测资料作缺测插补和标准化处理[16-17]。为分析强降水事件变化原因，应用NCEP/NCAR逐月200、500、850 hPa位势高度及200 hPa纬向风、850 hPa经向风和纬向风等资料。本文将日降水量达到或超过20 mm降水称为强降水。

1.2 研究方法

三江平原夏季强降水日数年际变化研究方法采用趋势分析方法。采用Jones等提出计算区域平均气候时间序列方法[18-19]，计算三江平原夏季强降水日数、夏季强降水量、夏季降水量平均时间序列。三江平原夏季强降水日数异常环流分析研究方法主要采用天气学方法[20]。

2 结果与分析

2.1 1961～2019年三江平原夏季强降水日数气候特征和年际变化

按照WMO关于气候平均的规定，取1981～2010年30年强降水日为气候平均值。即1961～2019年三江平原夏季强降水日数气候特征以1981～2010年30年的强降水日计算结果作为代表。通过计算分析三江平原25个气象观测站6～8月逐日降水资料，得到三江平原夏季强降水日数气候平均分布见表1，可见，三江平原夏季强降水日数空间分布呈西北、东北、东南多而中部偏西地区少特征，其中强降水日数最多区域位于鹤岗，为7.0～7.5 d·年-1；而集贤、双鸭山（国家站和农垦站）、宝清、勃利、二九零、友谊均少于5.5 d·年-1，双鸭山农场最少，不足5.0 d·年-1；其他大部分区域为5.5～6.0 d·年-1。

表1 1981～2010年三江平原夏季强降水日数气候平均分布Table 1 Climate mean distribution of the number of heavy rainfall days in summer in Sanjiang Plain from 1981 to 2010

1981～2010年三江平原平均夏季强降水日数与强降水量、总降水量之间年际变化相关系数分别为0.9816、0.9358。通过对三江平原平均夏季强降水量与总降水量比值计算，可见，大部分地区两者比值均在35%以上，其中三江平原西北部即鹤岗西部超过40%，且夏季强降水日数多、强降水量大的地区，其总降水量也大，说明夏季强降水日数、强降水量在总降水量中均贡献大[13]。

三江平原夏季强降水日数较气候平均值（4.7 d）偏多2 d以上有4年，强降水日数分别为1994（10.7 d）、2019（9.5 d）、1981（8.4 d）、2009（7.2 d）年，偏少2 d以上有5年，分别为1977（2.1 d）、1976（2.2 d）、1975（2.3 d）、1970（2.4 d）、2001（2.6 d）年。总体看，三江平原夏季强降水日数较气候平均值偏少年份居多，有37年，其中有20年偏少1 d以上；而夏季强降水日数较气候平均值偏多年份有22年，其中仅有9年偏多1 d以上。夏季强降水日数偏少年多、偏多年少特征与三江平原发生夏季干旱频率有20%～40%、雨涝频率仅有1%～5%多旱少涝规律，存在较好一致性[21]。

由图1可知，夏季强降水日数变化有明显阶段性，如1981～1985、1994～1998、2009～2010、2018～2019年强降水日数以偏多年份居多，其他时段以偏少年份为主，其中1966～1980、1999～2008年期间以强降水日数偏少年份居多。1961～2019年，三江平原夏季强降水日数年际变化总体呈增多趋势，线性趋势线斜率为0.0182 d·年-1，但强降水日数年际变化幅度较大，最多年份达10.7 d（1994年），最少年仅为2.1 d（1977年），二者相差8.6 d。其中，强降水日数最多为1994年、其次2019年，再次1981年，均发生明显涝害[4,22]，对粮食生产造成不利影响；其中1981年涝害使三江平原51%耕地受灾，粮食减产明显，粮豆单产仅为平年1/3[4，6]。强降水日数最少的3年为1975～1977年，连续3年夏季发生农业干旱，干旱情况几十年不遇[23]，使粮食生产遭受较大损失。

图1 1961～2019年三江平原夏季强降水日数逐年变化Fig.1 Annual variation of the number of summer heavy rainfall days in Sanjiang Plain during 1961-2019

2.2 三江平原夏季强降水日数异常环流分析

黄荣辉[24]、张庆云[25]等研究表明，中国气候灾害发生主要是因东亚气候系统变化引起，其中包括中纬度扰动（中高纬度地区阻塞形势和中纬度西风扰动）、西太平洋副热带高压、东亚季风等。三江平原夏季强降水日数与夏季降水量关系密切，影响夏季降水异常成因同样适合于强降水日数变化。本文分析三江平原夏季强降水日数6个典型偏多 年（1964、1965、1981、1991、1994、1998年）、6个典型偏少年（1967、1975、1976、1977、2001、2004年）的东亚气候系统异常环流。

2.2.1 夏季中高纬度阻塞异常

中高纬度阻塞形势对我国大范围持续性天气和气候异常有重要作用，尤其是东北亚阻塞高压活动与我国三江平原夏季降水密切相关[19-20,25]。

三江平原夏季强降水日偏多年500 hPa位势高度场如图2所示，6月在东北平原存在较深低槽，鄂霍茨克海存在弱高压脊，日本以南为副热带高压。在低槽前部，西南气流将渤海、黄海暖湿空气输送到三江平原，与槽后西北冷空气作用产生强降水过程。从高度异常上表现为正、负、正分布。对于三江平原而言，当东北冷涡形成时，东北平原低槽与东北冷涡匹配往往产生较强降水。

图2 三江平原夏季强降水日数偏多年500 hPa位势高度场(hPa)Fig.2 500 hPa geopotential height field in the year of the number of heavy rainfall days more than the climatological average in summer in Sanjiang Plain(hPa)

7月分布形势与6月相似，区别为东北平原的低槽位置偏西、强度减弱，鄂霍茨克海高压脊增强，西太平洋副热带高压脊线北移约10个纬度，在这种配置下，西南季风沿槽前到达三江平原，与从中高纬低槽槽后偏北冷空气相遇引起强降水天气。从异常变化上体现出，鄂霍茨克海地区表现为异常正高值中心，三江平原为弱负值区。

8月分布形势与6、7月主要差异表现在鄂霍茨克海高压脊范围变大，50～80°N是异常的正值区。从中西伯利亚高原到鄂霍茨克海呈宽广的一个高压脊，东北平原上空低槽仍存在。西太平洋副热带高压位置与7月相比变化较小。

对于夏季而言，夏季中高纬地区500 hPa位势高度与6月环流形势一致，即东北亚地区为一槽，鄂霍茨克海一个高压脊，50°N以北为正异常，在鄂霍茨克海北部上扬斯克山脉、切尔斯基山脉为正异常中心，西太平洋上为副热带高压。

由图3可见，6月在东北平原有一弱低槽，与三江平原夏季强降水日数偏多年500 hPa位势高度场相比，低槽位置偏南；在库页岛存在一个浅槽，鄂霍茨克海有一高压脊。高度异常分布上体现出自西向东表现为负、正、负、正分布形势，其中一个很强的正异常中心位于西西伯利亚平原，在库页岛附近存在一个负异常中心；在40°N以南地区为负异常区。7月中高纬度500 hPa位势高度等值线比较平直，仅在额尔齐斯河附近可看出有明显低槽。8月分布形势与7月相似，仅500 hPa位势高度等值线更加平直，在西西伯利亚、南千岛群岛分别有一个负异常中心。就夏季而言，在东北平原-朝鲜半岛-日本九州岛为弱的正异常区，其外围为大范围负异常区，在库页岛存在一个负异常中心。

图3 三江平原夏季强降水日数偏少年500 hPa位势高度场(hPa)Fig.3 500 hPa geopotential height field in the year of the number of heavy rainfall days less than the climatological average in summer in Sanjiang Plain(hPa)

通过以上分析可发现，影响三江平原夏季降水量重要因子包括鄂霍茨克海高压脊（鄂霍茨克海高压）、东北平原低槽（东北冷涡），在强降水日偏多年，两个系统分别表现为正异常、负异常，也就是两个系统均偏强；三江平原夏季强降水日数偏多年的东北平原低槽及鄂霍茨克海高压脊均强于常年。在三江平原夏季强降水日数偏少年，东北冷涡、鄂霍茨克海阻塞高压活动较弱。即东北冷涡与鄂霍茨克海阻塞高压呈“跷跷板”结构，并存在较好的负相关关系，当鄂霍茨克海地区位势高度增加（降低）时，东北地区位势高度降低（增加），鄂霍茨克海阻塞高压加强（减弱），东北冷涡也加强（减弱），二者互为生消，与梁红等研究结果一致[26]。

为分析鄂霍茨克海阻塞高压区域高度场异常与三江平原夏季强降水日数关系，对盛夏季节（7～8月）（60～70°N，130～150°E）范围内45个格点500 hPa位势高度值求平均，并作标准化处理，得到指数I，用其描述盛夏鄂霍茨克海阻塞高压区域500 hPa位势高度场强弱变化。

在I指数偏强（I＞0.5）即有利于鄂海阻高建立年份中，三江平原夏季强降水日数偏多的概率为57.1%；I指数偏弱（I＜-0.5）即不利于鄂海阻高建立年份中，三江平原夏季强降水日数偏少的概率为70.6%。三江平原夏季强降水日数与I指数年际变化相关分析表明，I指数偏强有利于三江平原夏季强降水日数偏多，I指数偏弱有利于三江平原夏季强降水日数偏少。

2.2.2 中高纬度高空风异常特征

在6月200 hPa纬向风场中（见图4），急流中心位于日本本州岛及以东洋面，最大值超过35 m·s-1，此时中低纬之间东西风交界线位于25°N附近，在风场距平上发现，西西伯利亚平原存在异常的西风中心，中心强度大于2 m·s-1；在日本及其以东洋面为另一个异常西风中心，中心强度＞3 m·s-1。

图4 三江平原夏季强降水日数偏多年200 hPa纬向风异常（m·s-1）Fig.4 200 hPa zonal wind anomaly in the year of the number of heavy rainfall days more than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（m·s-1）

7月200 hPa纬向风强度明显减弱，且急流中心位于大陆，东北平原为西风异常区，在天山山脉与昆仑山之间，最大值＜35 m·s-1，高空东风向北北界接近30°N。8月存在两个高空急流中心，一个位于天山山脉与昆仑山之间，另一个在日本北海道，后一个较6月偏北，东西风分界线与7月相比无变化。就夏季而言，急流中心有两个，一个位于天山山脉与昆仑山之间，另一个位于日本本州岛及以东洋面，中心强度分别高于30、25 m·s-1。从风场异常体现出，巴尔喀什湖-东北平原-鄂霍茨克海上空为异常东风区，贝加尔湖、日本及其以东洋面上空为异常西风区。

由图5可知，6月在阴山附近的异常东风强度明显偏强，在秦岭一带为明显异常西风中心。7月在中西伯利亚高原、北海道岛西部各有一个异常西风中心，而在九州岛附近为异常东风中心。8月在大兴安岭附近有一异常西风中心，秦岭有一异常东风中心。就夏季而言，在鄂霍茨克海、祁连山-九州岛均为异常东风区，而在西西伯利亚高原和北海道各存在一个异常西风中心。

图5 三江平原夏季强降水日数偏少年200 hPa纬向风异常（m·s-1）Fig.5 200 hPa zonal wind anomaly in the year of the number of heavy rainfall days less than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（m·s-1）

通过以上分析发现，中高纬度高空急流与三江平原夏季强降水日数关系紧密，三江平原夏季强降水日数偏多年与偏少年200 hPa纬向风存在差异，尤其是8月在急流区域存在明显不同，为此根据200 hPa纬向风异常状况，定义一个8月高空急流指数，该指数定义为（40～50°N，100～130°E）区域8月200 hPa纬向风距平。

在选定区域上空8月200 hPa纬向风距平变化幅度较大，最大值与最小值相差约8 m·s-1。在8月高空急流指数大于2.0 m·s-1，即8月高空急流比较强年份中，三江平原夏季强降水日数偏少的概率为72.7%；而8月高空急流指数小于-2.0 m·s-1，即8月高空急流较弱年份中，三江平原夏季强降水日数偏多的概率仅为50%，也就是说，200 hPa纬向风偏强与三江平原夏季强降水日数关系较为密切，200 hPa纬向风偏弱与三江平原夏季强降水日数关系并不密切。

2.2.3 西太平洋副热带高压特征

以往研究表明，西太平洋副热带高压对我国降水带位置异常分布起重要作用，其西伸程度、中心纬度位置、强度和维持时间对我国东北及三江平原夏季旱涝有决定性影响[26-28]。因此，为揭示三江平原夏季强降水日异常原因，需研究西太平洋副热带高压变化情况。

图6 是三江平原夏季强降水日数偏多年6～8月及夏季850 hPa位势高度分布情况。6月148 hPa线从我国东南沿海地区，从东海沿着日本岛南面向东偏转。从高度异常上发现，在30°N以南148 hPa线经过地区为负距平异常，表明6月副高偏强、偏东。7月148 hPa线在30°N以南与6月类似，但在30°N以北148 hPa线从东海经过朝鲜海峡从日本本州岛中部穿过，再向北、向东延伸。8月148 hPa线在30°N以南向南、向东推进，而30°N以北148 hPa线从东海经过朝鲜半岛南部至日本海从日本本州岛与北海道岛穿过，再向北、向东延伸，与7月份相比向北推进。最后，三江平原夏季强降水日数偏多年夏季850 hPa位势高度场，148 hPa线在中南半岛中部进入南海中部北转至我国东南沿海地区，经由东海北部从日本岛中南部东折到太平洋上，副高偏强，位置偏东、偏南。

图6 三江平原夏季强降水日数偏多年850 hPa位势高度（hPa）Fig.6 850 hPa geopotential height in the year of the number of heavy rainfall days more than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（hPa）

图7 是三江平原夏季强降水日数偏少年850 hPa位势高度场。与三江平原夏季强降水日偏多年相比，6月148 hPa线偏东、偏南；7月偏北、偏东；8月30°N以南偏东、偏南，30°N以北偏西、偏北。夏季而言，30°N以南偏东、偏南，30°N以北类似。

图7 三江平原夏季强降水日数偏少年850 hPa位势高度（hPa）Fig.7 850 hPa geopotential height in the year of the number of heavy rainfall days lsee than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（hPa）

通过以上分析可见，三江平原夏季强降水日数偏多年与偏少年西太平洋副热带高压强度、位置存在差异。三江平原夏季强降水日数偏多年，6月副热带高压区域（20～30°N，120～150°E）内850 hPa位势高度场为正异常，偏少年为负异常；7月偏多年正异常区域仍维持在原地，而偏少年则在（30～40°N，120～170°E）区域存在正异常区，偏少年副高范围偏北；8月偏多年在海南岛至台湾存在弱正异常区域，而偏少年却在黄海有弱正异常中心，偏少年副高偏西。

2.2.4 中低纬度夏季风环流特征

分析中高纬度位势高度分布及其变化特征，初步明确影响三江平原夏季强降水日数异常物理因子。对流层低层环流形势变化是直接造成强降水日数异常关键因素，因此研究夏季850 hPa风场异常对了解三江平原夏季强降水日数异常具有重要意义。

由图8可知，6月，在东亚和西太平洋850 hPa矢量风异常场中，最明显特征是在贝加尔湖上空及日本岛南部太平洋上空异常反气旋。贝加尔湖反气旋带来西伯利亚异常北风与西太平洋异常反气旋引导南部海区暖湿空气交汇，导致异常切变线出现在东北平原，三江平原产生较强降水。7月，海洋异常反气旋继续存在，贝加尔湖异常反气旋向东北移动，中心位于新西伯利亚群岛附近，与其比邻的异常气旋中心位于西太平洋海盆上空；南部海区异常南风与新西伯利亚群岛来的异常北风在三江平原上空汇合，产生明显风切变，出现强降水天气。8月，海洋异常反气旋环流继续存在，南海存在一气旋性异常环流，两个异常环流输送空气在三江平原形成异常风切变，出现明显强降水。也就是说三江平原夏季强降水日数偏多年的6～8月850 hPa矢量风异常均有利于强降水日数增加。就夏季平均而言，位于台湾岛以东洋面异常反气旋、北海道岛东部洋面异常气旋、新西伯利亚群岛附近异常反气旋等异常环流，有利于三江平原夏季强降水日数增加。

图8 三江平原夏季强降水日数偏多年850 hPa矢量风异常情况（m·s-1）Fig.8 850 hPa vector wind anomaly in the year of the number of heavy rainfall days more than the climatological average in summer in Sanjiang Plain（m·s-1）

由图9可知，6～8月及夏季三江平原上空均为异常反气旋控制，海上向三江平原输送暖湿空气减少，直接影响三江平原少雨天气，导致三江平原夏季强降水日数异常偏少。

3 结论

1961～2019年，三江平原夏季强降水日数年际变化显著，气候平均分布空间差异明显；强降水日数年际变化总体呈增加趋势，其中最多年10.7 d（1994年）比最少年2.1 d（1977年）多8.6 d。近60年，夏季强降水日数较气候平均值偏少年份较多，为37年；偏多年份相对少些，为22年。强降水日数异常偏少偏多与旱涝灾害密切相关，强降水日数最多3年均发生明显涝害，强降水日数最少3年均发生严重旱灾。夏季强降水日数多、强降水量大地区，其总降水量也大，说明夏季强降水日数、强降水量在总降水量中均贡献大。

鄂霍茨克海高压偏强有利于三江平原夏季强降水日数偏多，偏弱有利于三江平原夏季强降水日数偏少。三江平原夏季强降水日数异常年，中高纬度高空急流存在差异，8月较明显，8月高空急流偏强有利于三江平原夏季强降水日数偏多。三江平原夏季强降水日数异常年，西太平洋副热带高压强度、位置存在差异；6月，偏多年副热带高压区域（20～30°N，120～150°E）内850 hPa位势高度场为正异常，偏少年为负异常；7月，偏多年正异常区域仍维持在原地，偏少年副高范围比偏多年偏北（30～40°N，120～170°E）；8月，偏少年比偏多年副高位置偏西。三江平原夏季强降水日数偏多年，850 hPa矢量风异常，表现在三江平原上空有明显风向切变；而偏少年则为异常反气旋控制。