2020 年长江中下游地区梅汛期强降水特征及其与对流层上层斜压Rossby 波的关系

孙思远 管兆勇

1 南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心,南京 210044

2 中国气象局地球系统数值预报中心, 北京 100081

3 国家气象中心, 北京 100081

1 引言

梅雨是东亚夏季风向北推进时于我国东部地区产生的现象。梅雨通常发生于初夏（6 月中旬至7月上旬），其在雨季的降水量级、分布、持续时间及雨带移动方面有特殊表现（Wang and Lin, 2002;俞亚勋等, 2013; 陈艳丽等, 2016; 唐玉和李栋梁,2020），且存在较大的年际和年代际变化（魏凤英和谢宇, 2005; 梁萍等, 2018）。长江中下游地区梅汛期降水在1970s/1980s 和1990s/2000s 存在两次转折，分别是少梅期向多梅期、多梅期向少梅期的转变（蒋薇和高辉, 2013; 柏玲等, 2015），同时，有研究发现该地区梅雨期长度通常与梅雨期的降水量成正比（郝志新等, 2009）。2020 年梅雨季持续时间（62 天），与2015 年并列，是1961 年以来历史最长的梅雨季。超长梅汛期（6～7 月）使得我国遭遇了1998 年以来最为严峻的汛情，洪涝灾害致使28 个省份7000 多万人次受灾。受持续性的强降水影响，中央气象台自6 月2 日至7 月11 日连续发布暴雨预警，长江流域在梅汛期更是发生了3 次编号洪水，洪水严重地威胁了长江中下游地区人民生命和财产安全。幸运的是，由于三峡水利工程的建成、近年河湖调蓄能力的上升以及各部门的联合部署，2020 年梅汛期的受灾损失要远小于1998 年。尽管如此，为了进一步提高梅汛期强降水的预报能力，并为防灾减灾提供技术支持，具体分析2020 年梅汛期强降水的成因仍是十分必要的。

前人针对长江中下游地区梅汛期强降水的成因已展开了大量工作。东亚夏季风系统的配置对梅汛期的持续时间和降水强度均有很大影响（Li et al.,2001; 梁萍等, 2007; 丁婷和高辉, 2020）。例如，南海夏季风弱年，长江中下游地区多雨（吴尚森等,2003）；西太平洋副热带高压（西太副高）异常对长江中下游地区的梅雨期降水量亦有很大的影响（钱代丽和管兆勇, 2020），西太副高强度的增强（陈菊英等, 2006）和位置的异常偏西（邓汗青和罗勇, 2013）可能会触发异常偏多的降水。梅汛期降水强度和位置还与梅雨锋及锋面上的中尺度系统活动有关，对流单体的列车效应易造成持续性的降水异常（赵玉春, 2011; 赵宇等, 2018），而梅雨锋生强度的年际变化与梅雨发生时间也较为一致（侯俊和管兆勇, 2013）。此外，青藏高原对流系统的东移和西南低涡的触发，对梅雨锋地区强降水十分有利（傅慎明等, 2011; Li et al., 2021）。吴志伟等（2006）分析梅汛期降水和前期春季南半球年际模态时，发现两者存在很好的正相关，而前期春季南半球年际模态又与东亚大气环流异常联系密切。还有学者研究发现，全球海温与长江中下游地区梅雨在不同时间尺度上的相关性较好，且较长时间尺度的相关更为显著（周丽和魏凤英, 2006）；处于发展位相的El Niño 事件通常有利于长江中下游夏季降水偏多，同期的河套地区和印度中部地区降水偏少（Zhang et al., 2021）；祁莉等（2014）在分析前期西太平洋暖池和长江中下游地区夏季降水时，发现两者的显著负相关超前2 个季节。

除了上述研究所揭示的梅雨的成因和影响因子，长江中下游地区降水异常与对流层上层斜压Rossby 波活动的联系也有尤为密切的联系（Cholaw et al., 2008; 杨宁等, 2020）。斜压Rossby 波及其在一定条件下组织成的波包是中纬度高影响天气变化的重要预报因子和制造者。Rossby 波的下游发展等理论也被广泛应用（陶诗言等, 2010），Rossby波及斜压波包通常沿高空副热带急流较为连贯的传播，斜压波包可能为下游地区提供异常降水所需的扰动能量（刘思佳等, 2018）。以1998 年为例，长江流域的强降水配合着更为频繁、维持时间更久的波包活动（谭本馗和潘旭辉, 2002），且与梅雨较弱的1997 年相比，1997 年的波包活动没有明显上游效应（梅士龙和管兆勇, 2009）。叶德超等（2019）以2016 年为例得到类似的结论，发现2016 年长江中下游地区强降水与斜压波包存在信息传递，是导致当年梅雨期强降水发生的成因之一。而影响长江中下游地区梅汛期各次强降水过程的Rossby 波源有所不同（李慧等, 2019），但大多源于上游地区。此外，在年际和年代际尺度上，Rossby 波列对长江中下游地区降水的影响分别表现出局地性和连续性，且扰动能量对该地区的影响也有很大不同（李明刚等, 2016）。

综上所述，已有众多针对上游波包活动对位于下游的长江中下游地区梅汛期降水异常的影响的相关研究，但2020 年该地区梅汛期强降水是否仍与对流层上层Rossby 波活动有关，还需进一步明确，这也有助于验证前人的相关结论并为未来梅汛期强降水的预报预测提供线索。

2 资料和方法

本文的研究时段为2020 年梅汛期，使用的资料有：（1）NCEP/NCAR 逐日再分析资料，使用的变量有经向风、纬向风、垂直速度、位势高度、比湿等，资料水平空间分辨率为2.5°×2.5°；（2）NCEP/Climate Prediction Center 全球逐日降水量网格数据集（CPC Global Unified Gauge-Based Analysis of Daily Precipitation），资料水平空间分辨率为0.5°×0.5°；（3）国家气候中心公布的西太副高脊线位置的逐日变化序列。

各变量的异常定义为该变量与其气候平均值之间的偏差，并采用1981～2010 年共30 年的平均值作为气候平均（逐日气候场）。采用Morlet 小波分析方法（Torrence and Compo, 1998）和Lanczos滤波器（Duchon, 1979），在分析时间序列的周期特征后对变量进行带通滤波。

中纬度对流层上层（300 hPa）斜压波的典型波数具有年际差异（Ye et al., 2019），因而在分析波包前，需要先确定2020 年扰动经向风或滤波后的经向风的纬向波数。之后采用Hilbert 变换来做包络分析（Zimin et al., 2003），波包络的表达式为Ve=abs(v′+ivˆ′)， 其中，v′表示300 hPa 的扰动经向风或滤波后的经向风，vˆ′表 示v′的Hilbert 变换，所得的Ve则表示波包参数。

波作用通量是诊断Rossby 波能传播的有力工具。Takaya and Nakamura（2001）推导了三维波作用通量，可以用来对大气Rossby 波扰动能量的传播特征进行诊断（Nishii and Nakamura, 2005），其水平分量在p坐标中的表达式为

3 2020 年梅汛期降水时空特征和环流背景特征

2020 年我国梅汛期降水主要集中在长江流域，大值中心位于安徽南部，总降水量超过1400 mm（图1a，等值线），其中安徽黄山地区连续降水日数突破历史极值。从降水异常场中（图1a，阴影）则可以看出，在华南、华北东部和东北东南部降水异常偏少，在长江流域和东北北部降水异常偏多，降水异常偏多的大值中心同样位于安徽南部，降水量偏多超过900 mm，因此，本文选择降水量和降水正异常的大值中心（29.25°N～32.25°N，114.75°E～119.25°E）作为主要研究区域（图1a，橘色矩形框，记为Box-A）。从垂直环流异常场（图1b）中可以看出，在15°N 附近的对流层上层300 hPa 为异常场的正值中心，对应较强的下沉运动，而在长江中下游地区30°N 附近的对流层中层为负值中心，说明此处有较强的上升运动，有利于强降水的发生。同时，从整层积分（地面至300 hPa）的水汽通量散度场（图1c）中可以看出，水汽从孟加拉湾和中国南海传送至长江中下游地区，并在此处汇聚，这为强降水的发生提供了足够的水汽条件。

图1 2020 年梅汛期（a）中国东部地区总降水量（等值线，单位：mm）和降水距平（阴影，单位：mm）分布，蓝色粗实线为长江和黄河；（b）112.5°E～120°E 纬向平均的经向环流异常场（流线）、位势高度异常场（等值线，单位：gpm）和垂直速度异常场（阴影，单位：10-2 Pa s-1）的垂直剖面；（c）整层积分的水汽通量散度（阴影，单位：106 kg s-1）及其辐散分量（箭头，单位：kg m-1 s-1）和旋转分量（流线，单位：kg m-1 s-1）。（a）和（c）中的橘色矩形框为本文所选的研究范围Fig. 1 (a) Total precipitation (contours, unit: mm) and precipitation anomalies (shaded, units: mm) in eastern China during the 2020 Meiyu period;the thick blue line denotes the Yangtze River and Yellow River; (b) anomalous meridional circulation (streamlines), anomalous geopotential height(contours, units: m), and anomalous vertical velocity (shaded, units: 10-2 Pa s-1) in vertical profiles; (c) water vapor flux divergence (shaded, units:106 kg s-1) and its radiative dispersion component (arrows, units: kg m-1 s-1) and rotational component (streamlines, units: kg m-1 s-1) for the wholelayer integral. The orange rectangular boxes in (a) and (c) represent the study areas

从Box-A（即长江中下游地区降水的主体区域）区域平均的降水时间序列中，可以发现该地区明显的降水过程有7 次（图2a），且自6 月1 日至7月31 日，梅汛期的7 次降水过程较为连续，因而造成了长江中下游地区严重的洪涝灾害。西太副高的脊线位置在8 月初北跳，此时雨带离开长江中下游地区，华北东北地区进入汛期。选择每次降水过程降水量级最大的那天作为极值日（表1），极值日的平均总降水量与其前一日相比明显增强，同样也在安徽南部存在大值中心，最大值超过45 mm d-1（图2b），这一结论也进一步证明了我们所选区域的合理性。此外，发生在7 月的最后两次降水过程的极值日与长江2 号（7 月17 日）和3 号洪水（7 月26 日）有较好的对应，虽然长江流域1 号洪水当日（7 月2 日）的降水量也较大，但此次过程的极值日在7 月5 号（表1）。

图2 2020 年梅汛期（a）长江中下游地区区域平均的逐日降水量（左侧纵坐标轴，单位：mm）和西太副高的脊线位置（右侧坐标轴，蓝色实线）的时间序列，其中（a）中红色实线表示三点滑动平均降水量，黑色柱状为每次过程的极值日；（b）极值日与其前一日降水量之差的分布（单位：mm d-1），橘色矩形框为本文所选的研究范围Fig. 2 The time series of (a) the regional average of daily precipitation (left Y-axis, units: mm) and the position of the ridge of the western Pacific(right Y-axis, blue solid line) paramount in the middle and lower reaches of the Yangtze River during the 2020 Meiyu period, where the red solid line in(a) indicates the three-point sliding average precipitation, and the black bar denotes the extreme day of each process; (b) the distribution of the difference between the extreme day and the precipitation of the previous day (units: mm d-1). The orange rectangular box denotes the selected study range

表1 长江中下游地区区域平均的7 次降水过程极值日的日期、降水量和西太副高的脊线位置Table 1 Dates of 7 extremes of precipitation and the corresponding amount precipitation in the middle and lower reaches of the Yangtze River, as well as the ridge location of the western Pacific subtropical high

环流异常决定了持续性强降水的分布。由图3a–c 可以看出，对流层低层的异常环流在中国东部地区自南向北呈“反气旋—气旋—反气旋”的水平分布，位于西太平洋的异常反气旋则可能携源自中国南海的水汽为长江中下游地区提供异常强降水所需的充足水汽，此外，长江中下游地区低空盛行异常西南风（图3a）；在对流层中上层，中国南方地区则主要受异常反气旋性环流控制，长江中下游地区上空盛行偏西风（图3b 和3c）。长江中下游地区在对流层中低层有明显的辐合，在对流层上层有明显的辐散，有利于异常上升运动的形成和维持。高空亚洲西风急流带呈东西走向（图3d），连贯性好且西风带中的西风较强，轴线位于37.5°N附近。在里海和日本海附近分别有明显的西风大值区，对应的是急流入口区和出口区。整体而言，高空的环流形势利于Rossby 波及其在一定条件下组织成的波包沿这条波导向下游传播（Ambrizzi andHoskins, 1997）。

图3 2020 年梅汛期（a）850 hPa、（b）500 hPa、（c）300 hPa 高度上异常旋转风场（流线，单位：m s-1）、辐散风场（箭头，单位：m s-1）和散度（阴影，单位：10-6 s-1）分布以及（d）300 hPa 高度上的环流场，（d）中阴影为纬向风，等值线为经向风，箭头为流场（单位：m s-1），黄色虚线为急流轴Fig. 3 Anomalous circulations at (a) 850 hPa, (b) 500 hPa, and (c) 300 hPa; (d) circulation at 300 hPa during the 2020 Meiyu period. (a), (b), and (c)show the divergence (shaded, units: 10-6 s-1), rotational component (streamlines, units: m s-1), and divergent component (arrows, units: m s-1) of the anomalous winds. (d) shows the latitudinal wind (shaded, units: m s-1) and meridional wind (contours, units: m s-1); the arrow denotes the flow field(units: m s-1), and the yellow dashed line denotes the westerly jet-stream axis

为进一步了解扰动变化过程，需对7 次过程极值日（day0；表1）及其前/后4 天（day-4/day+4）的环流场进行合成分析。在极值日前后四天的850 hPa合成环流距平场中可以看出：在day-4 时，Box-A受反气旋性环流控制，在Box-A 的西北侧有一气旋性环流，该地区上空主要为西南风（图4a）；在day-3 和day-2 时，Box-A 受气旋性环流控制，上空主要为西北风或偏北风（图4b 和c），气旋性环流中心西移减弱；在day-1 时，Box-A 受中心位于菲律宾群岛的反气旋性环流控制，上空主要为西南风（图4d）；在day0 时，Box-A 南侧受中心位于中国南海的反气旋性环流影响，北侧受中心位于外兴安岭附近的气旋性环流影响，反气旋环流中心与前一日相比有明显的增强北抬，同时，气旋性环流中心局地增强显著，在Box-A 上空存在西北风 和 西 南 风 的 辐 合（ 图4e）； 在day+1 和day+2 时，Box-A 受中心位于中国东北的气旋性环流控制，上空主要为西南风（图4f 和g），气旋性环流中心有明显南移；在day+3 时，Box-A 受中心位于朝鲜半岛的气旋性环流影响，环流中心继续南移，上空主要为东北风（图4h）；在day+4 时，Box-A 受中心位于黄海附近的反气旋性环流控制，上空主要为偏东风（图4i）。

概括起来，850 hPa 上位于低纬度菲律宾附近的异常反气旋（图4 中的紫色圆点）在day-4 至day+4 的9 天时间里存在逐步且连续的西伸过程，中高纬度（50°N～60°N）处存在异常反气旋（图4中粉色圆点）东移，后被同样逐渐东移的异常气旋（图4 中蓝色星形）取代。而Box-A 区域处于异常气旋（图4 中棕色星形）或反气旋（图4 中的紫色圆点）的边缘，但在day0 当日，Box-A 上空有明显的西北风和西南风的辐合，这种环流分布有利于西风辐合型锋生的加强（易兵等, 1991; Hou and Guan, 2013），进而利于强降水的发生。

图4 （a–i）极值日（day0）及其前后4 天850 hPa 上合成环流距平场（流线，单位：m s-1）和降水距平场（阴影，单位：mm）分布（圆点表示反气旋中心，星形表示气旋中心）Fig. 4 Composites of circulation anomalies (streamlines, units: m s-1) and precipitation anomalies (shaded, units: mm) over 850 hPa (a–i) four days before and after the extreme day (day0). The dot represents the anticyclone center and the star represents the cyclone center

由图5 可见，在300 hPa 上，极值日前后四天异常环流变化的主要特征表现为：在day-4 至day-2 时，Box-A 地区上空由西南风转为偏西风，Box-A 在day-4 受中心位于台湾地区的反气旋性环流和中心位于贝加尔湖西南侧的气旋性环流影响，反气旋环流和气旋环流中心在day-3 和day-2 持续减弱并向东南方向移动（图5a–c）；在day-1 时，Box-A 受反气旋性环流影响，上空主要为偏西风（图5d）；在day0 时，Box-A 受中心位于西太平洋的反气旋性环流控制，上空主要为西南风（图5e）；在day+1 至day+2 时，Box-A 地区上空主要为西北风，Box-A 在day+1 受中心位于黄海的反气旋性环流（东侧）和中心位于黄土高原附近的气旋性环流（西侧）的共同影响，反气旋环流中心和气旋性环流中心随后分别东移至日本海和江淮地区（图5f–g）；在day+3 和day+4 时，Box-A 受中心位于江淮地区的气旋性环流控制，上空由偏西风转为西南风（图5h–i）。

图5 （a–i）极值日前后4 天300 hPa 上合成环流距平场（流线，单位：m s-1）和风场的散度距平场（阴影，单位：10-6 s-1）。蓝色虚线表示波列状扰动轴线Fig. 5 Composites of circulation anomalies (streamlines, units: m s-1) and divergence anomalies of the wind field (shaded, units: 10-6 s-1) over 300 hPa(a–i) four days before and after the extreme day (day0). The blue dotted line represents the axis of the wave-train anomaly disturbance

在极值日前后四天的降水距平场和300 hPa 风场的散度距平场中可以看出：在day-4 至day-1和day+2 至day+4，降水均呈负距平；在day0 至day+1，降水呈正距平。相应地，Box-A 上空300 hPa风场在day-4 至day-1 和day+2 至day+4 期间辐合，而在day0 至day+1 有显著的辐散。高空辐散有利于强上升运动的形成，进一步利于该地区强降水的发生发展。

整体而言，Box-A 地区上空在整个降水过程中受斜压性环流的控制，对流层高低层环流系统存在明显的东移过程，与降水过程的变化较好的一致性。特别的，降水主要集中在day0 和day+1。此外，还可以注意到图5 所示的对流层上层异常环流在day-1 至day+1 的三天时间里，存在着自西北向东南排列的“气旋—反气旋—气旋”样的波列状扰动异常（图5 中蓝色虚线所示），在中纬度35°N 附近亦存在这种波列状的扰动环流结构。

4 与长江中下游地区梅汛期强降水相关的Rossby 波活动特征

对梅汛期长江中下游地区区域平均的逐日标准化降水序列进行功率谱分析，可以发现其在不同时段存在2～4 天和6～14 天的显著周期（图6a 和6b）。随后，对逐日资料进行滤波处理，根据Lanczos 带通滤波器得到2～14 天的高频分量，进而更有针对性地分析对流层上层Rossby 波活动的特征。

图6 长江中下游地区（a）区域平均的逐日标准化降水的Morlet 小波功率谱分析（图中阴影区域为功率谱值，打点区域为通过90%的显著性检验，网格线处为边界效应）和（b）时间平均功率谱（红色虚线为红噪声检验）以及（c）300 hPa 高频经向风场在30°N～60°N 纬带上的功率谱（横轴为波数，纵轴为功率谱值）Fig. 6 (a) Morlet wavelet power spectrum analysis results of the standardized daily regional average precipitation over the middle and lower reaches of the Yangtze River (the shaded area in the figure denotes the power spectrum value, and the dotted area denotes the red noise test passing the 0.1 confidence level, with boundary effects at the grid lines); (b) the time-averaged power spectrum (the red dotted line denotes the red noise test); (c) the power spectrum of the 300 hPa high-frequency meridional wind field over 30°N–60°N (the horizontal axis represents the number of waves; the vertical axis denotes the power spectrum value)

2020 年梅汛期对流层上层斜压波的典型波数为5～7 波（图6c），使用Hilbert 变换从高频经向风v′中提取出斜压波包参数Ve，利用一点相关和回归等方法对该参数进行分析（Chang and Yu, 1999），明确2020 年梅汛期强降水期间300 hPa 高度上波包与波能的传播过程（图7 和图8）。图7 给出了该地区波列v′和波包Ve的一点相关关系（图7 阴影和等值线），其中选择梅汛期降水极值中心（30°N，117.5°E）作为基点（图1a）。由图可见，波列在整个传播过程中明显向下游频散，波包向下游频散则主要始于-1 d（-1d 表示空间场超前于基点1 天）。

图7 长江中下游地区Box-A 梅汛期300 hPa 基点处 v′（阴影）和Ve（等值线）与相应的整个场在-3 d 至+1 d 的一点相关以及相应的对基点 h′回归的波作用通量Wr（箭头，单位：m2 s-2）。相关系数≥0.3 即为通过90%的显著性检验，阴影和等值线间隔为0.1，绿色等值线为正相关，棕色等值线为负相关，黑色实心圆点为基点Fig. 7 One-point correlations of v′ (Ve) at the base point of Box-A in the middle and lower reaches of the Yangtze River, with v′ (Ve) at 300 hPa in the whole field, and the corresponding wave action fluxes (arrows,units: m2 s-2) for the regression of h′ at the base point. The time lags are set from -3 d to +1 d. Contour intervals of correlations for both v′ and Ve are 0.1. The correlation coefficient at 90% confidence level is 0.3,according to a t-test; the solid green lines denotes positive correlation,the dashed brown line denotes negative correlation, and the solid black dot denotes the base point

图8 长江中下游地区Box-A 梅汛期300 hPa 基点处 ψ′（阴影）和ψe（等值线）与相应的整个场在-3 d 至+1 d 的一点相关。相关系数≥0.3 即为通过90%的显著性检验，阴影和等值线间隔为0.1，绿色等值线为正相关，棕色等值线为负相关，黑色实心圆点为基点Fig. 8 One-point correlations of ψ′ (ψe) at the base point of Box-A in the middle and lower reaches of the Yangtze River, with ψ′ (ψe) at 300 hPa in the whole field. The time lags are set from -3 d to +1 d.Contour intervals of correlations for both ψ′ and ψe are 0.1. The correlation coefficient at 90% confidence level is 0.3, according to a ttest. The solid green line denotes positive correlation, the dashed brown line denotes negative correlation, and the solid black dot denotes the base point

当空间场超前于基点3 天（-3 d）时，波列的负相关中心位于贝加尔湖西侧、正相关中心位于贝加尔湖附近，此时，还可以在基点附近观察到前次过程的结束。-2 d 时，波列的正负相关中心均明显增强，负相关中心有显著的南移，正相关中心则有显著的向东移动。-1 d 时，波列的正负相关中心持续增强并南移，而波包的正相关中心位于基点上游地区（35°N，110°E）附近。0 d 时，波列的正相关中心向东南方向移动至基点处，负相关中心也持续向东南方向移动；同时，波包正相关中心移动至基点。+1 d 时，波列和波包减弱东移。波作用通量Wr进一步显示出波扰动能量向下游频散的过程，与波列的频散特征较为一致。可以发现，在-3 d 时的波能传播为上次过程的结束，当日在上游地区的地中海附近有明显的能量辐散，相对于基本气流，Rossby 波波能向东和向东南方向频散。在-2 d 时，波能辐散中心位于地中海和黑海附近，与前一日相比，波能中心略向东移，同时贝加尔湖附近也有明显的波能向东和向东南的频散。尤其是在-1 d至+1 d 更为清楚，特别是在0 d 时两支波扰动能量对下游地区有明显的影响。此外，根据波列的相关中心位置，可以大致推算出2020 年梅汛期Rossby波的相速度约为4°lon. d-1，而群速度约为10°lon. d-1，群速度明显大于相速度。

已有研究发现，波包活动在1998 年和2016 年同样发生在长江流域的极端梅汛期期间主要起源于里海和黑海附近（梅士龙和管兆勇, 2009; 叶德超等, 2019）。看上去，这与2020 年波包活动的源地不同，但一致的是，波包活动均沿高空西风急流自上游地区向下游频散，对下游地区的极端强降水事件产生一定影响。

准地转扰动流函数 ψ′相对于由其纬向梯度表示的扰动经向风而言，其空间变化更为平滑。为进一步揭示波包活动特征，这里使用 ψ′进行Hilbert 变换提取出波包络ψe，再利用一点相关对 ψ′和ψe进行分析，仍可得到相似结论（图8）。由图可见，波包向下游的移动则主要始于-2 d，波包的正负相关中心沿经向传播明显，波包的相关中心自西北向东南移动，整个传播过程维持约4 d。

5 总结

本文利用再分析资料对长江中下游地区2020年超长“暴力梅”的降水特征和环流与波活动特征进行了分析，得到以下结论：

（1）2020 年梅汛期强降水致使长江中下游地区出现了严重的暴雨洪涝灾害，降水和降水异常大值中心位于安徽南部，在梅汛期（6～7 月）共有7 次降水过程，其中6 月发生4 次，7 月有3 次过程。该地区梅汛期的61 天内，降水时间序列主要存在2～4 天和6～14 天的变化周期。

（2）2020 年梅汛期长江中下游地区在对流层中低层辐合、高层辐散，且该地区上空有较强的异常上升运动，为异常强降水提供了有利的动力条件。同时，位于西太平洋的异常反气旋携源于孟加拉湾和中国南海地区的水汽在长江中下游地区汇集，为异常强降水提供了有利的水汽条件。长江中下游地区7 次降水过程中，该地区上空受斜压性环流控制，环流系统逐步东移，与降水过程的变化相对应。

（3）2020 年梅汛期长江中下游强降水与对流层上层斜压Rossby 波活动关系密切。梅汛期高空亚洲西风急流带连贯性好且西风较强，为上游高频波列和波包向下游传播提供了通道。2020 年梅汛期对流层上层300 hPa 的波作用通量表现出波动有明显的下游频散，波能传播路径分别有两支，其中一支源于地中海附近，另外一支源于贝加尔湖附近，均能为下游地区的异常强降水带来扰动能量。波动起源于上游贝加尔湖附近，由西北向东南移动至长江中下游地区，但值得注意的是，高频波动的沿经向传播特征要更为显著，这与1998 年夏季波包的传播路径有所差异（梅士龙和管兆勇, 2009）。采用准地转扰动流函数作为参数分析波活动时，亦可见波动沿自西北—东南路径移至长江中下游地区。

要说明的是，导致2020 年梅汛期降水异常的成因复杂：首先，造成超长梅汛期的原因可以归结为西太副高的基本稳定，而这一稳定的副高结构主要是由其第一模态和第三模态引起的（钱代丽和管兆勇, 2020）；其次是低频过程，这里主要包含准双周振荡和40～90 天振荡；第三是Rossby 波包活动；第四，当然还有中小尺度过程等等。本文仅从对流层上层Rossby 波活动的角度出发进行探究，关于2020 年梅汛期降水形成的全部机理还需进行更多、更深入的研究。此外，通过扰动经向风场或准地转扰动流函数获得的波包参数，理论上可用于监测波包的移动，从而可为强降水过程监测和预报提供依据，然而，关于开发侦测波包传播的前兆指数和技术有待未来进一步展开。

致谢再 分 析 资 料 取 自NOAA-CІRES Climate Diagnostics Center（https://www.noaa.gov/ [2021-01-11]）；西太副高指数取自国家气候中心（http://cmdp.ncc-cma.net/cn/[2021-01-11]）；文中插图使用NCL 软件绘制。谨致谢忱！