2018, Vol. 37
2. 内蒙古自治区气候中心, 内蒙古 呼和浩特 010000;
3. 辽阳市气象局, 辽宁 辽阳 111000
极端干旱作为一种小概率事件, 其特点是隐蔽、顽固、蠕变、长期, 相较于其他极端天气事件而言, 更加的冗杂和模糊(竺可桢等, 1934; Zhai et al, 2010; Zhang et al, 2015)。江淮地区处于东亚季风带, 主要受由季风和海温异常而引起的大气环流变化的影响, 属于湿润地区。初夏时节有来自海洋的暖湿气流与来自北方的干冷空气相遇形成锋面系统, 当梅雨锋偏弱时江淮汛期降水偏少; 盛夏时节, 由于西太平洋副热带高压(下称西太副高)西伸北跳, 江淮处于其下方, 受下沉气流控制天气晴好(马开玉等, 1993; Jiang et al, 2007), 容易发生高温、干旱事件。近几十年由于全球气候普遍增暖, 江淮的气候特征发生了显著变化:在20世纪后半叶长江流域中下游夏季极端降水出现了增多趋势(Zhang et al, 2008), 且强度有所增强(Xu et al, 2009), 而地表湿润状况于20世纪90年代却出现了由湿向干转换的趋势(王政祥, 2008; 王文等, 2011), 尤其是2011年和2013年长江中下游发生了严重干旱。
区域气候异常是大气环流异常作用的结果, 高度场的遥相关分布可造成中纬度地区干旱(杨修群等, 2004; 刘毓赟等, 2012; 王林等, 2011; 陈金明等, 2016), 而这种高度场异常分布型就是一种罗斯贝波列的分布, 是由地面外强迫源所激发的准定常波频散引起的, 且该波源在传播过程中可以从基本气流吸收能量用以维持自身发展(Hoskins et al, 1981; Simmons et al, 1983)。吴国雄等(1994)认为天气尺度系统从欧洲向西亚移动过程中伴随着能量串级, 有更多的能量向中高纬大尺度阻塞形势转化, 这种形势有利于长江中下游地区持续降水(平凡等, 2014); 而在1999年和2000年夏季, 欧亚大陆上空的欧亚型EU准静止波列使得江淮大部分地区受高压脊控制产生严重干旱(Wei et al, 2004)。当高空副热带西风急流中有准定常罗斯贝波能量频散到西太平洋沿岸时, 由于下游效应可激发出准正压脊, 引起青藏高压和副热带高压向脊区发展, 也可造成长江流域偏旱(陶诗言等, 2006)。另外, 东亚季风和西太副高的相互配合也可以调节我国东部雨带位置, 使江淮流域发生干旱, 夏季西太副高西脊点位置偏东或者脊线偏北时, 东亚夏季风环流加强即强季风年时, 江淮流域偏旱; 弱季风年时雨带位置偏南, 江淮流域偏涝(郭其蕴, 1985; 张庆云等, 2003; 黄荣辉等, 2006; 陈红等, 2013; Qian et al, 2013; 于淼等, 2015)。
与江淮降水异常相联系的西风带大气长波活动异常与夏季风环流异常在夏季与地面和海温场等外强迫变化有关(Soisson et al, 2009; 黄荣辉等, 2013; 张长灿等, 2017), 尤其是太平洋的海表面温度异常, 它对全球降水的影响最大。西太平洋的热力强迫可激发二维准定常罗斯贝波并沿经向传播, 形成太平洋-日本型(PJ)遥相关波列, 可引起西太副高和东亚夏季风的位置及强度变化, 对当地雨带的位置调整起关键作用(Huang, 1987, 1992; Lu, 1987; 卢楚翰等, 2013; Wang et al, 2015)。我国西北干旱区春季感热通过欧亚上空“丝绸之路”型遥相关波列和江淮夏季降水有正相关关系, 当西北地区感热减弱时, 江淮易发生干旱(周连童等, 2008; Lu et al, 2002; Zhou et al, 2010)。
上述研究分析了干旱和大气环流的相互关系, 但对于年代际旱涝异常的成因探讨得相对较少, 针对年代际环流异常对我国北方干旱的影响机理的研究也较少提及, 因此在前人工作的基础上, 利用经验正交函数分解EOF的方法对夏季连续无雨日的时空特征进行分析, 并结合江淮流域年代际异常干旱时段的大气环流型特征, 从罗斯贝波能量频散的角度探讨干旱与大气环流的关系。
2 资料选取和方法介绍 2.1 资料选取使用的站点资料包括:国家气候中心整编的1961-2010年753站逐日降水资料, 以及中国气象数据网整编的2011-2015年753站逐日降水资料。选择出降水资料相对完整的、30°N以北的中国北方501个观测站点作为研究对象。再分析资料采用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)提供的全球逐月再分析数据, 该资料水平分辨率为0.75°× 0.75°。海温资料采用美国国家海洋暨大气总署NOAA提供的逐月扩展重建海表温度(ERSST)数据, 水平分辨率为2°×2°。研究时段为1979-2015年。文中所涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1545号的中国地图和GS(2016)1558号世界地图制作, 底图无修改。
2.2 研究方法由于干旱是长时间降水量为零或者很小而导致的积累效应造成的, 所以可以将连续无雨日作为描述干旱的一种指标(Frich et al, 2002)。对于干旱变化的极端值问题, 把每站逐年无雨日数序列的第95个百分位值的55年平均值定义为该站点极端干旱事件的阈值。
文章采用EOF分解法、趋势分析方法, 分析站点夏季连续无雨日的时空分布特征。采用线性回归和相关分析的方法来研究极端干旱与大气环流和海温的关系。
能量频散方面, Takaya et al(1997)定义了三维波作用通量, 用以描述准定常罗斯贝波的能量传播特征。该通量在WKB假设下与波的位相无关, 在对数压力坐标系下可表示为:
| $ \begin{array}{l} W = \\ \;\;\;\;\;\;\frac{P}{{2\;000\left| U \right|}}\left\{ \begin{array}{l} \;\;\;U\left({{{v'}^2} - \mathit{\Psi '}{{v'}_x}} \right) + V\left({ - u'v' + \mathit{\Psi '}{{\mathit{u'}}_x}} \right)\\ \;\;\;U\left({ - u'v' + \mathit{\Psi '}{{\mathit{u'}}_x}} \right) + V\left({u' + \mathit{\Psi '}{{\mathit{u'}}_y}} \right)\\ \frac{{{f_0}{R_0}}}{{{N^2}{H_0}}}\left[ {U\left({v'T' - \mathit{\Psi '}{{T'}_x}} \right) + V\left({ - u'T' - \mathit{\Psi '}{{\mathit{T'}}_y}} \right)} \right] \end{array} \right.\;\;, \end{array} $ | (1) |
式中: U, V为背景环境场; Ψ′为准地转扰动流函数; u′, v′为扰动地转风。需要说明的是, 由于长江流域梅雨结束的时期在7月中旬前后, 而夏季影响我国江淮流域降水的主要行星尺度系统在7月中旬前为西风带长波, 7月中旬后为东亚夏季风环流和西北太平洋副热带高压, 为了对比由于他们的异常所导致的北方干旱年代际差异, 将夏季分为夏季前期(6月1日至7月15日)和夏季后期(7月16日至8月31日)两部分讨论, 分别称为梅雨期和伏旱期。
对梅雨期欧亚遥相关型(Eurasian teleconnection pattern, EU)指数定义如下:
| $ \begin{array}{l} {I_{{\rm{EU1}}}} = \frac{1}{4}{\overline {H500} _{\left({51^\circ {\rm{N - 61}}^\circ {\rm{N, }}\;{\rm{26}}^\circ {\rm{E - 46}}^\circ {\rm{E}}} \right)}} - \frac{1}{2}{\overline {H500} _{\left({36^\circ {\rm{N}} - 45^\circ {\rm{N, }}\;{\rm{50}}^\circ {\rm{E - 70}}^\circ {\rm{E}}} \right)}}\\ \;\;\;\;\;\;\;\;\;\; + \frac{1}{4}{\overline {H500} _{\left({33^\circ {\rm{N - 43}}^\circ {\rm{N, }}\;\;{\rm{102}}^\circ {\rm{E - 122}}^\circ {\rm{E}}} \right)\;\;\;\;\;, }} \end{array} $ | (2) |
伏旱期EU指数定义为:
| $ \begin{array}{l} {I_{{\rm{EU2}}}} = \frac{1}{4}{\overline {H500} _{\left({55^\circ {\rm{N - 65}}^\circ {\rm{N, }}\;0^\circ {\rm{E - 25}}^\circ {\rm{E}}} \right)}} - \frac{1}{2}{\overline {H500} _{\left({46^\circ {\rm{N}} - 56^\circ {\rm{N, }}\;{\rm{55}}^\circ {\rm{E - 75}}^\circ {\rm{E}}} \right)}}\\ \;\;\;\;\;\;\;\;\;\; + \frac{1}{4}{\overline {H500} _{\left({30^\circ {\rm{N - 40}}^\circ {\rm{N, }}\;\;80^\circ {\rm{E - 10}}0^\circ {\rm{E}}} \right)\;\;\;\;\;, }} \end{array} $ | (3) |
式中:
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图 4 梅雨期和伏旱期500 hPa高度场距平与极端干旱发生频率的相关分布 实线区域内为通过90 %信度检验的显著区域, 滑动窗口为11年, 方框为定义EU指数时所选的区域 Figure 4 The correlation between EU index and geopotential height anomaly in the Meiyu period and drought period at 500 hPa on an 11-year moving window.The areas surrounded by solid line have passed the confident level of 90 %. The rectangle represents the area used to define the EU index |
为了确定江淮流域的干湿气候研究范围, 首先用EOF分析方法对我国北方1961-2015年间夏季两个时段的连续无雨日进行时空分解(图略), 由于梅雨期和伏旱期前6个模态的累计方差贡献率分别为89.2 %和85.4 %, 因此前6个模态基本可以表示两个时段北方干旱情况的空间分布。
根据对梅雨期和伏旱期的EOF分析结果, 按照干旱程度的不同将北方分为八个区(图 1, 由于西藏地理位置高台站很少, 所以未将其分区), 江淮流域为Ⅲ区, 经纬度范围为30°N-35°N, 111°E-123°E。
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图 1 北方干期气候区划分 Figure 1 The sub-regions of dry spell in northern China |
用EOF方法对北方干旱分解后可以发现, 梅雨期江淮流域的西北地区无雨日数较东南地区更长, 而伏旱期整个江淮流域无雨日数差异不大。干旱的发生发展不仅表现在空间尺度上, 在时间尺度上也有所体现。分别计算梅雨期和伏旱期江淮流域发生超过阈值的干期事件的次数, 除以总次数得到极端干旱的发生频率, 统计结果如图 2所示。从图 2中可以看出, 江淮流域55年来夏季极端干旱的次数呈波动变化。在梅雨期, 频率有增长趋势。从11年滑动平均来看, 20世纪60年代干旱严重, 随后干旱程度逐渐减弱, 直到70年代为一谷值, 从80年代到20世纪末极端干期发生频率就在趋势线附近随之小幅波动增长。20世纪末21世纪初达到峰值干旱较其他年份严重, 接着微弱下降后保持平稳。伏旱期, 从滑动平均上可以看出发生极端干旱的频次有一个20年左右的年代际周期, 首先干期在20世纪60年代末经历了小幅增长又跌落后, 于70年代末保持了短暂的稳定。从80年代开始有明显上升趋势, 干旱逐渐加重, 到90年代后期干旱最为集中且强度大, 接着在21世纪初才有所缓解。由线性趋势线可得, 有微弱变干趋势, 趋势较梅雨期弱。从长时间序列看, 梅雨期干旱频次在20世纪60年代和21世纪初先后出现了两个年代际尺度干期偏长的时间段; 而伏旱期在20世纪世纪60年代末及90年代也有两个年代际尺度干期偏长的时间段。说明干旱的发生频次, 在时间尺度上有年代际的变化特征。
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图 2 1961-2015年江淮流域梅雨期和伏旱期极端干旱发生频率 Figure 2 The occurrence rates of extremely arid during the Meiyu period and drought period in the Yangtze-Huaihe river basin from 1961 to 2015 |
区域气候异常是由大范围环流背景场的异常直接导致的, 由于20世纪90年代至21世纪初是近60年来干旱最严重的时间段, 因此本研究主要针对该时间段进行干旱特征分析并探究其成因。挑出了梅雨期和伏旱期江淮流域发生干旱的高频年份, 对其相应年份的500 hPa和200 hPa高空环流做合成分析。首先对梅雨期进行高空环流合成。从梅雨期典型极端干旱年份(1998-2002年)对应的500 hPa环流距平场[图 3(a)]可以看出, 从大西洋到贝加尔湖地区存在‘+’‘-’‘+’‘-’‘+’的波列结构环流异常。在地中海, 西西伯利亚地区出现较弱负异常中心, 而在北大西洋, 乌拉尔山西部和蒙古高原上空为明显正异常中心。参考位势高度的气候场可看出, 正是由于蒙古上空的东北-西南走向且较强较大范围的反气旋性距平, 使得这里气候态脊加强, 江淮流域处于脊前偏北气流影响, 维持下沉运动, 为该地区提供了易于形成干旱的环流背景。伏旱期(选取时段为1994-1997年)[图 3(b)], 极区和高纬为负距平控制, 位势较常年偏低, 北欧有明显反气旋式异常中心, 亚洲中纬呈纬向环流分布, 西伯利亚上空为大范围纬向伸展的强负高度异常带, 它的两个中心分别位于黑海和鄂霍次克海附近, 里海和蒙古东部为正高度异常区。对照多年平均等位势高度线可得, 蒙古东部的正距平使得东亚大槽减弱, 西太平洋副热带高压偏北, 使得该区受下沉气流控制, 干旱少雨。
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图 3 梅雨期和伏旱期500 hPa和200 hPa典型极端干旱年份高度场距平(彩色区, 单位: ×10-1 m2·s2)和位势高度气候平均场(等值线, 单位: ×10-4 m2·s2) 方框为100°E以东的我国北方地区 Figure 3 Distribution of geopotential height anomaly field (color area, unit: ×10-1 m2·s2) and geopotential height climatic field (contour, unit: ×10-4 m2·s2) in the typical year of extremely arid at 500 hPa and 200 hPa during the Meiyu period and drought period.The rectangle represents 100°E east of north China |
在北半球200 hPa位势高度距平图上, 梅雨期[图 3(c)], 中高纬地区也存在着类似于500 hPa的波列分布, 在欧洲和贝加尔湖南部为正异常中心, 在喀拉海和日本群岛附近有弱的负异常中心, 基本上为正压结构, 各中心随高度变化没有明显向西倾斜, 表明江淮流域整层均为下沉运动, 有利于干旱形成。伏旱期[图 3(d)], 与500 hPa分布类似, 我国北方上空为反气旋式异常, 使槽减弱, 上升运动减弱, 从而使处于该槽控制下的江淮流域降水偏少。图 3表明, 北方干旱年份主要表现为中高纬度西风带波的异常, 从北大西洋到日本以东地区均有显著表现, 接下来将找出中高纬具体异常区域, 定量分析环流异常的原因。
500 hPa高度距平场与江淮流域极端干旱发生频率的相关图(图 4)可以证明与干旱有关的欧亚型(EU)遥相关型的存在。梅雨期[图 4(a)]与高度距平场分布类似, 欧亚大陆上空的纬向波列分布表现为在东欧平原和蒙古高原为正相关, 在咸海附近呈现负相关。同样伏旱期[图 4(b)]干旱与欧亚波列在不列颠群岛-西西伯利亚平原-贝加尔湖的相关呈现“+”、“-”、“+”分布。根据图 4中的波列分布可得到2.2节中定义的EU指数, 接下来将试图寻找导致江淮流域干旱的中高纬EU型遥相关异常波列出现的原因。
3.3 夏季西风带异常环流的扰动能量传播特征上一节讨论了与江淮流域干旱有关的中高纬度西风带波列的异常即EU型遥相关特征, 为了探究其原因, 本节主要分析罗斯贝波活动对干旱的影响。波动能量的传播方向可由波作用通量描述。图 5(a)为梅雨期江淮流域典型极端干旱年份200 hPa的罗斯贝波水平频散能量特征。从图 5(a)中可以看到, 东欧地区的能量频散非常显著, 表明这里有波源存在, 能量从该正异常环流处向东北方向传播至乌拉尔山地区后, 分为两支:一支向东频散, 另一支向东南传播至里海后, 继续向东传播, 在贝加尔湖南侧我国北方能量强烈辐合, 使得其上空的反气旋式异常环流得到加强, 有利于干旱在江淮流域维持和发展。
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图 5 梅雨期、伏旱期典型极端干旱年份200 hPa波作用矢量(矢量, 单位: m2·s-2)与通量散度(彩色区, 单位: ×10-5 m·s-2) 细线方框为100°E以东的我国北方地区, 粗线方框为关键区 Figure 5 The wave activity fluxes (vector, unit: m2·s-2) and its divergence (color area, unit: ×10-5 m·s-2) in the Meiyu period and drought period at 200 hPa in the typical year of extremely arid.The thin rectangle represents 100°E east of north China, the thick rectangle represents key area |
图 5(b)为伏旱期极端干旱时200 hPa水平波作用通量与通量散度。北大西洋为通量辐散区, 该强辐散区存在两条传播路径, 其中北支向东传播至西伯利亚地区, 而南支则沿丝绸之路先向东南方向传播至地中海北侧, 然后向东传播至里海辐合, 罗斯贝波活动减弱, 剩余能量继续东传。另外我国北方到西太平洋有罗斯贝波能量的辐散, 使得位于蒙古上空的低压槽减弱, 形成反气旋式异常中心, 有利于干旱的维持。
梅雨期的中高纬能量传播图[图 5(a)]中, 波动能量来源于东欧, 取10°E-40°E, 40°N-70°N为关键区, 由于主要研究波能的纬向传播, 所以计算关键区的纬向波通量与高度异常场的相关关系, 得到图 6(a), 发现我国北方地区与关键区有很好的正相关, 通过了90 %的信度检验, 当关键区有明显波能东传时, 江淮流域为高度场正异常控制, 下沉气流为主, 易形成晴好天气; 而且关键区的波通量和干期频次也有显著正相关[图 7(a)], 二者相关系数通过了0.01的置信水平, 表明当东欧上空有大量能量向东传播时, 江淮流域偏干, 反之东传能量不明显时江淮明显偏湿, 与高度场变化的结论一致。前人(Zhou et al, 2010; 黄荣辉等, 2013; 李超等, 2017)研究发现, 下垫面的热力强迫和降水释放的凝结潜热可激发罗斯贝波扰动能量在我国北方上空频散。而前文发现, 除此之外, 伏旱期波能还有一部分来源于北大西洋能量输送, 所以将北方100°E—135°E, 30°N—55°N和北大西洋30°W—10°E, 50°N—70°N取为伏旱期关键区, 得到波通量与高度异常场的相关[图 6(b), (c)]。如图 6(b)当200 hPa我国北方波通量辐散东传时, 该处高空槽处会出现反气旋式异常叠加, 降水系统减弱, 有利于干旱发生。而北方关键区的波通量和干期频次也有很好的正相关[图 7(b)], 通过了0.01的信度水平, 再次证明伏旱期我国北方上空罗斯贝波能量向东频散对江淮流域干旱有促进作用。而当北大西洋辐散时[图 6(c)], 我国大部分也处于反气旋控制, 北大西洋波通量和干旱的相关系数[图 7(c)]通过了90 %的信度检验, 比前两个关键区和干旱的相关系数通过的信度检验值低, 这是由于能量在传播过程中, 在里海附近耗散了大部分, 只有少部分波能传到了我国, 所以北大西洋关键区处的能量传输对江淮流域干旱的影响较小。
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图 6 梅雨期东欧关键区、伏旱期中国北方和伏旱期北大西洋200 hPa纬向波作用通量与500 hPa位势高度距平相关关系分布 +为通过90 %信度检验的正相关区域, x为通过90 %信度检验的负相关区域, 细线方框为100°E以东的我国北方地区, 粗线方框为关键区, (b)图的粗细线方框重合, 滑动窗口为11年 Figure 6 The correlation between zonal wave activity fluxes at 200 hPa and geopotential height anomaly at 500 hPa in the Eastern Europe during Meiyu period and Northern China and North Atlantic Ocean during drought period on an 11-year moving window.The areas surrounded by symbols have passed the confident level of 90 %.'+' represents positive correlation areas and 'x' represents negative correlation areas.The thin rectangle represents 100°E east of north China and the thick rectangle represents key area |
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图 7 基于11年滑动窗口的梅雨期东欧关键区、伏旱期中国北方和伏旱期北大西洋纬向波作用通量(单位: m·s-2) 与极端干旱发生率所有数据均做过标准化处理, 相关系数分别为0.62、0.79、0.32分别通过了99 %、99 %、90 %信度检验 Figure 7 The zonal wave activity fluxes (unit: m·s-2) and occurrence rates of extremely arid in the Eastern Europe during Meiyu period and Northern China and North Atlantic Ocean during drought period on an 11-year moving window. All data have been standardized, the correlation coefficients were 0.62, 0.79 and 0.32 respectively, which have passed the confident level of 99 %, 99 %, 90 % respectively |
大气准定常波频散可以激发遥相关波列, 为了证明波动能量和EU型遥相关的关系, 将EU指数回归到200 hPa水平波通量可以发现, 在中高纬的欧亚大陆存在与欧亚遥相关型相联系的波能频散, 由图 8(a)可见, 在梅雨期东欧关键区为主要辐散区, 此时IEU1为正位相, 江淮流域发生干旱; 而伏旱期[图 8(b)]的显著辐散区主要位于北大西洋到新地岛, 我国东部和太平洋西海岸也有明显的辐散, 激发出正位相的EU型波列。该结果表明, 夏季两个时段的关键区波能频散均可激发EU波列从而影响江淮气候。
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图 8 梅雨期和伏旱期EU指数回归的200 hPa水平波作用通量(矢量, 单位: m2·s-2) 阴影区域为通过99 %信度检验的显著区域, 滑动窗口为11年 Figure 8 The regression of 200 hPa wave activity fluxes (vector, unit: m2·s-2) on the EU index during the Meiyu period and drought period on an 11-year moving window.The shaded areas have passed the confident level of 90 % |
通过分析梅雨期和伏旱期江淮流域干旱的时空特征和极端干旱年份时与EU遥相关型相联系的大气环流异常特征, 并利用波作用通量讨论了异常环流型所对应的罗斯贝波能量传播特征, 得到以下主要结论:
(1) 梅雨期江淮流域西北的无雨日数较东南更长, 而伏旱期整个江淮流域无雨日数差异不大。时间尺度上, 江淮流域在20世纪末干旱较其他时段严重, 在梅雨期和伏旱期里均有变干趋势, 伏旱期干旱随时间有较大波动, 但变干趋势没有梅雨期明显。
(2) 江淮流域的干旱与中高纬EU型遥相关有关, 梅雨期蒙古上空为强度较强范围较大的东北-西南走向反气旋式距平, 使这里气候态脊加强, 从而江淮流域受脊前偏北气流影响, 维持下沉运动, 为该地区提供了易于干旱形成的环流背景。伏旱期蒙古东部的500 hPa高度场正距平使东亚大槽减弱, 西太平洋副热带高压偏北, 该区受下沉气流控制, 干旱少雨。
(3) 梅雨期200 hPa高度上东欧地区的能量向东频散, 在我国北方辐合, 可以形成EU型波列, 加强了反气旋式异常环流, 有利于干旱在江淮流域维持和发展。伏旱期从我国北方到西太平洋有罗斯贝波能量的辐散, 该区能量大部分来自下垫面, 小部分来自北大西洋能量输送, 同样有利于EU形成, 使蒙古上空的低压槽减弱, 形成气旋式异常中心, 有利于干旱的维持。
通过波作用通量讨论了大气环流对干旱的影响, 但没有深入研究哪些外强迫因子可以引起关键区能量频散, 进而影响江淮流域气候。如太平洋年代际振荡、印度洋偶极子型振荡等的年代际周期和我国气候的年代际变化密切相关(Power et al, 1998; 赵珊珊等, 2009), 且在空间上对旱涝有显著影响(Zhang et al, 2010)。对这方面问题的进一步探讨将有助于深入了解江淮流域干湿年际和年代际变化的形成机理。
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