梅雨是东亚季风降水的一部分，在江淮流域夏季旱涝形成中扮演十分重要的角色，长期以来梅雨的研究受到了我国气象学家的关注，近年来，国际上也进一步重视这个问题。虽然在梅雨指数的定义，梅雨雨带的研究以及影响梅雨发生的大气环流及一些外界因子的影响等方面已经取得了重要进展，但也存在一些不足，尤其是对梅雨指数的定义。首先定义的集中雨期较复杂，其次，空间尺度选定不够合理，另外，对降水量的定义也不够客观，而且很大程度上考虑了副高的作用，副高是依赖于500 hPa高度场，在长期变化中存在很大的不确定性。江淮夏季降水及梅雨与大气动力、热力及水汽的关系密切，本文引入综合表征大气动力、热力及水汽性质的物理量—湿位涡，其分布可用以表征对流不稳定，斜压不稳定以及对称不稳定，而且也更能反映大气的实际状况。很多学者利用湿位涡的性质，对天气现象，特别是中尺度天气现象(如暴雨、台风、锋面气旋等)进行了大量研究，而在气候学诊断中应用较少，对湿位涡影响气候变化与异常分析也较少。 本文首先用REOF方法分析中国东部夏季降水的分布特征，并找出表征江淮流域降水的分布型，分析其降水量、降水强度及降水日数的变化。从季风降水的特点和梅雨发生的时间性出发，研制了江淮全流域梅雨指数的定义，并分析其变化特征。其次，湿位涡一般都应用到中尺度天气现象，现将从气候学角度出发，分析其与江淮夏季降水的关系，并讨论湿位涡影响降水的机制。然后分析湿位涡对梅雨的变化和异常的影响。最后，讨论海温及大气的几大涛动(AAO，SO，NPO，NAO)对湿位涡的影响。本文的主要内容和结论如下： 1、梅雨指数的定义 (1) 东亚季风强降水的阈值定义为日降水量为气候(1971-2000)年平均总降水量的1.5％，而连续性强降水定义为25天内至少出现6次强降水日，连续无降水日阈值为5天。 (2) 根据给出的连续性强降水阈值以及连续无降水日数阈值，定义了1954-2004年江淮流域各站的季风降水开始日期和结束日期。在此基础上，定义了1954-2004年江淮流域区域梅雨开始和结束日期。当江淮流域连续两天40％的站点进入季风雨季，定义第一天为区域梅雨开始日期；当江淮流域连续两天40％站点的季风降水结束，定义前一天为区域梅雨结束日期。 2、大气湿位涡与夏季江淮降水变化的关系 (1) 江淮流域及其北部的湿位涡对夏季江淮降水尤其是江南降水影响较大，两者为显著正相关，其主要原因是：多降水年，北方南下的干冷空气将江淮流域的暖湿空气抬升到更高层次，使得江淮流域形成“下干上湿”的形势，导致多降水年低层大气对流偏稳定，中高层以上偏不稳定，少降水年则相反。从水汽含量变化、水汽通量及其通量散度分析，也发现多降水年在中层水汽含量、水汽输送量及辐合量增多最大，少降水年则相反。 (2) 夏季相对湿位涡和湿位涡斜压部分与江淮降水的关系较密切，在长江中下游及朝鲜半岛南部和日本及附近海域的相对湿位涡和湿位涡斜压部分与江淮夏季降水呈显著负相关，即相对湿位涡和湿位涡斜压部分负值增大，降水增多。分析原因发现，多降水年正涡度显著增大，纬向风的垂直切变增大，暖湿气流的经向切变增强，使得相对湿位涡和湿位涡斜压部分负值增大，少降水年则相反。 (3) MPV1和MPV2分别能表征大气对流稳定度和大气斜压稳定度的长期变化。850hPa的MPV1的气候突变点发生在1977年左右，之前以850 hPa大气对流不稳定为主，之后大气对流不稳定减弱。而MPV2突变点约在1968年左右，说明1968年之前，大气斜压不稳定较弱，而之后大气斜压不稳定增强。 3、大气湿位涡对梅雨变化和异常的影响 (1) 从气候平均梅雨期850 hPa的MPV及其分量的分布情况以及各个量与OLR．的配置情况发现，850 hPa的MPV负值中心，即对流不稳定中心处于江淮流域偏北的位置，而OLR的低值带、MPVre和MPV的负值区与梅雨期雨带位置较吻合，均位于MPV负中心北部。 (2) 从梅雨开始前3候到梅雨结束后3候，江淮流域850 hPa的MPV为负值增大趋势但负值中心一直北移，对流不稳定最强中心位于降水雨带的北部。江淮流域及朝鲜半岛南部和日本及附近海域的MPVre从梅雨爆发前到梅雨爆发后，负值为逐渐增大过程，到梅雨结束之后，MPVre负值减小。MPV2在梅雨爆发前负值中心位于长江以南及日本海南部，在梅雨期的负值中心与MPVre的负值中心基本一致。但在梅雨结束后，MPV2的负值中心向北移动。 (3) MPVre和MPV2与梅雨结束日期、梅雨期长度和梅雨量的相关从南到北都形成正—负—正的分布，当江淮流域及其朝鲜半岛南部和日本及其附近海域的MPVre和MPV2负值显著增大时，出梅日期可能偏晚，梅雨期长度偏长，梅雨量偏多。 (4) 分析了异常梅雨年湿位涡的变化，发现多梅雨年的形成可能是由两方面的原因：一方面，当中低层大气对流比常年偏稳定，中高层大气对流偏不稳定，且中低层对流不稳定在雨带北部时，有利于降水增多；另一方面，当纬向风垂直切变和暖湿气流的经向切变增大，即斜压不稳定增强时，也有利于降水增多。少梅雨年大气中低层出现对流不稳定，而中高层出现稳定，而且少梅雨年的降水主要是由MPV2起较大作用。 4、海温与大气涛动对湿位涡的影响 (1) 当印度洋海温升高时，中国东部夏季850 hPa的湿位涡增大。分析原因发现当印度洋海温升高，一方面使得700 hPa上南方向北输送的暖湿气流和北方向南输送的冷空气增加，江淮流域的水汽输送量增加，另一方面由于北方高空的干冷空气南下，将江淮流域的暖湿空气抬升到较高层次，这两方面的贡献使江淮流域700 hPa上的水汽输送量增加。而江淮流域1000 hPa上的水汽输送量相对来说变化不大或有减少趋势。江淮流域上下层水汽输送量的这种变化导致850 hPa水汽的垂直切变增大，而引起该层次上大气稳定度增强，使得850 hPa的湿位涡增大。当印度洋海温升高时，江淮流域的相对湿位涡和湿位涡斜压部分负值增大，主要原因是：一方面，海温升高，700 hPa上西风增强，1000 hPa上西风变化不明显，使得850 hPa西风垂直切变增强，另一方面海温升高影响850 hPa江淮流域来自南方的暖湿空气和来自北方的冷空气增强，使得850 hPa水汽经向切变增大，另外850 hPa的涡度也随着海温的升高而增大。由此可见，印度洋海温主要是通过影响上层水汽输送量以及风场的变化而引起850 hPa湿位涡及其分量的变化。 (2) 当赤道中东太平洋海温升高，西北太平洋海温降低时，江淮流域及其以北的850 hPa湿位涡增加。分析原因发现，当太平洋海温呈东高西低时，1000 hPa上的水汽输送量明显减少，而700 hPa变化不大，这样引起850 hPa上水汽垂直梯度的增加，导致湿位涡增加。因此，太平洋海温主要是通过影响低层的水汽输送量的变化而引起湿位涡变化的。 (3) 通过分析几大涛动对湿位涡及其分量的影响，发现当前春和夏季南方涛动(南极涛动)指数减小时，东部尤其是江淮流域850 hPa的湿位涡增大(减小)，反之，湿位涡减小(增大)。当前冬的北大西洋涛动和北太平洋涛动指数增大时，东部850hPa的夏季湿位涡显著增加。南极涛动和北大西洋涛动对江淮流域850 hPa的夏季相对湿位涡和湿位涡斜压部分影响显著，当前春和夏季的南极涛动指数和前冬北大西洋指数增大时，江淮流域的相对湿位涡和湿位涡斜压部分减小，其两侧的相对湿位涡和湿位涡斜压部分增大。