中國北方秋雨與熱帶中太平洋海表冷卻的關系

韓晉平 張人禾 蘇京志

中國氣象科學研究院，北京100081

1 引言

立秋以后，中國大部分地區秋高氣爽，降水稀少，但在西部出現持續性陰雨，這被稱為秋雨。綿綿秋雨會導致河流水位上漲，例如漢江、嘉陵江、渭河等流域，在水文上稱為秋汛。盡管秋季降水比夏季少，但由于降水持續，雨區集中，且此時正值秋季作物生長，冬季作物播種及水庫的蓄水期，秋雨異常可能給農業生產帶來嚴重的影響。另一方面，中國西部地形復雜，多山地，異常秋雨常能引起滑坡和泥石流等地質災害，造成人員傷亡和經濟損失。

早在1958年，高由禧（1958）、高由禧和郭其蘊（1958）就注意到秋雨主要發生中國西部。隨后的學者對秋雨的時空分布特征進行了分析。徐桂玉和林春育（1994）用 EOF方法將華西秋雨分為三類，即緯向型、經向型和全區型。馮麗文和郭其蘊（1983）發現9月華西秋雨有3年和17年的周期，10月的周期為13年。白虎志和董文杰（2004）發現華西秋雨有年代際變化特征，1960年代到 1970年代初、1980年代初北多南少，1970年代后，1980年代后到20世紀北少南多。在全球變暖背景下，我國北方部分地區氣候向暖濕轉變（施雅風等，2002），華西秋雨顯著增多（張存杰等，2003）。

連綿秋雨與持續性異常環流場和穩定外強迫因子有密切聯系。徐桂玉和林春育（1994），諶蕓和施能（2003a）的研究指出 500 hPa 歐亞環流型與華西秋雨異常緊密相關。中高緯環流系統與西太平洋副熱帶高壓的相互作用是秋雨異常的重要條件（鮑媛媛等，2003；郁淑華，2004；周長艷等，2006；牛寧和李建平，2007；彭京備等，2007；賈小龍等，2008；簡茂球和喬云亭，2012）。許多研究發現，海表溫度異常是影響中國秋雨的重要因子（黃榮輝等，2012）。Zhang et al.（1999）和Zhang and Sumi（2002）指出ENSO盛期華南秋季降水增多，龔道溢和王紹武（1998）、李耀輝等（2000）、諶蕓和施能（2003b）的研究發現El Ni?o年，西北地區秋雨偏少，江南秋雨偏多。劉宣飛和袁慧珍（2006）的研究表明ENSO調制IOD與秋雨的關系，IOD正位相年，我國西南地區和黃河流域的秋季降水均偏多，當 IOD正位相年且同時伴隨 El Ni?o發生時，黃河流域的秋季降水轉為負異常。Niu and Li（2008）的研究發現西太平洋海表溫度與華南秋季降水是正相關關系。此外，陸面熱狀況也是影響我國秋雨的因素，陳忠明等（2001）的研究表明青藏高原東部的地表熱狀況與華西秋雨有顯著的負相關系。

秋雨通常定義為9～10月，然而，作為夏季風由中國北方向南撤退的表現特征之一，秋雨也經歷了快速南落的過程，中國北方秋雨集中在9月，西南地區的秋雨可以持續到 10月，二者變化很不一致，例如2011年9月，中國北方發生了歷史罕見的秋雨，引起嚴重的城市內澇和泥石流等地質災害，此時西南地區秋雨偏少，二者變化不同步。以往對定義在9～10月的秋雨研究，混淆了不同月份之間的差異，鑒于北方秋雨跟西南秋雨在時間和空間上變化都不一致，需要把二者分開研究，這樣不僅更為合理，也將進一步提高對秋雨的科學認識。另一方面，10月以后大氣環流發生突變，環流背景從夏季型轉為冬季型，之后北方地區以偏北風為主，因此用9月降水代表北方秋雨更合理。本文以9月北方秋雨為研究對象，從2011年北方秋雨入手，研究影響北方秋雨的海溫關鍵區及其可能的影響機制。需要說明的是，9月中國北方秋雨區氣溫在 20°C～30°C間，較少降雪，降水以液態降雨為主。

2 資料與試驗方案

本文利用了國家氣候中心提供的全國 160站月降水資料(http://ncc.cma.gov.cn/cn/ [2012-09-03])，大氣環流和向外長波輻射（OLR）均為NCEP/NCAR 再分析資料，分辨率為 2.5°×2.5° (Kalnay et al.，1996)，全球海表溫度（SST）資料是 NOAA延長重建海表溫度 (NOAA extended reconstructed SST) 資料（Smith et al.，2008），分辨率為 2°×2°。降水資料，大氣環流再分析資料和全球海表溫度資料的時間長度為1951～2011年，OLR資料為1979～2011年。本文所指氣候態為1951～2010年共60年的平均值。

本文還利用 ECHAM5大氣環流模式進行數值試驗。ECHAM5是德國馬普氣象研究所（Max-Planck Institute for Meteorology）發展的第 5 代ECHAM 大氣環流譜模式（Roeckner et al.，2003），它是在歐洲中期天氣預報中心的天氣預報模式（ECMWF）基礎上發展的，這里采用的是ECHAM5.4版, 水平分辨率為 T63，垂直方向 19層。ECHAM5是當前模擬性能較好的全球模式之一，美國氣象學會的期刊 “Journal of Climate” 2006年 19卷 16期較為全面地介紹了模式的能量平衡，水循環以及模擬性能等內容。為使結果更清晰，參考第5部分熱帶中太平洋海表溫度指數的均方差，設計了兩組數值試驗，A組熱帶中太平洋海表溫度暖異常試驗，即在（10°S～10°N，180°～150°W），范圍內氣候平均SST增加0.5°C，其他海區用氣候平均的SST。B組熱帶中太平洋SST冷異常試驗，異常區域同 A組，但異常量為氣候平均SST減小 0.5°C，其他海區用氣候平均的 SST，兩組試驗均連續積分40年，取后30年進行分析，B減A表示熱帶中太平洋SST冷卻對氣候的影響。

3 2011年9月中國北方秋雨的特征

2011年 9月北方發生了強度罕見的秋雨，圖1a為全國降水分布圖，由圖可見在中國南方和北方各有一條雨帶，北方雨帶位于33°N，中心在西北地區東部，最大降水超過400 mm，南方雨帶位于西南—華南，最大降水量200 mm左右，最大降水中心位于西南地區。由降水距平分布（圖1b）可見，西北地區東部—黃河中下游（32°～38°N，105°～117°E）是異常強雨帶，最大降水異常超過200 mm。兩個降水異常中心分別出現在西北地區東部和黃河下游區域，前者最強，后者較弱。由圖1可見，2011年 9月秋雨主要位于中國北方地區，西南地區降水偏少，這說明北方秋雨與西南秋雨不同步。

圖1 2011年9月（a）全國降水總量和（b）降水距平（單位：mm）Fig.1 (a) Autumn precipitation and (b) precipitation anomaly in China in September 2011

為了方便研究，考慮到圖 1b所示的降水異常分布，本文將（32°～38°N，105°～117°E）定義為北方秋雨區，該區的平均降水作為秋雨指數，如圖2所示。中國北方秋雨的氣候平均值為79.4 mm，均方差為35.6 mm，占氣候平均值的45%，即北方秋雨年際變率大。秋雨還存在顯著的年代際變化，1960年代到1980年代中期，北方秋雨偏多，1950年代、1980年代后期和1990年代偏少，進入21世紀以后，北方秋雨再次進入較多的時期，2011年是60年來北方秋雨最多的年份，達到163 mm，為氣候平均值的2倍多。

從北方秋雨指數與同期全國降水相關來看（圖3），顯著正相關區在（30°～40°N，105°E）以東的北方地區，代表9月秋雨的主要位置，除西南地區有零星顯著負相關區外，其他地區的相關均不顯著，這表明我們上述定義的北方秋雨指數能夠較好代表9月北方秋雨區。

4 與北方秋雨相聯系的大氣環流變化

北方秋雨的持續性異常往往與穩定維持的大氣環流異常緊密相連。圖4是北方秋雨與大氣環流的回歸，由圖 4a可見，位于東亞—西北太平洋的強大反氣旋環流是重要的影響系統，其西南側為強盛的西南風，它攜帶的暖濕水汽是秋雨形成的必要條件之一。同時，亞洲北部青藏高原以北的高緯地區有一氣旋，由于處于高緯內陸地區，其南側的偏西風寒冷干燥，暖濕氣流和干冷空氣在高原東北側匯合，對應北方秋雨區。圖 4a表明東亞—西北太平洋反氣旋的維持有利于異常強盛偏南風的穩定，這是北方秋雨持續異常的必要水汽條件。

圖2 北方秋雨指數，粗虛線為5年滑動平均，直線為1951～2010年氣候平均值，為79.4（單位：mm）Fig.2 Autumn precipitation index (solid curve) with the 5-year running mean (bold dashed curve).The climatic mean for 1951–2010 is 79.4 mm (solid line)

圖3 北方秋雨指數與9月降水的相關，深（淺）陰影區通過95%（90%）顯著性檢驗Fig.3 The correlation between the autumn precipitation index and the September precipitation in China.The dark (light) shadings indicate the 95% (90%)confidence levels

圖4 對北方秋雨指數回歸的（a）850 hPa風場（單位：m/s）和（b）500 hPa高度場（單位：dagpm）。深（淺）陰影區通過95%（90%）顯著性檢驗，黑色區域為海拔大于2500 m的地形Fig.4 The regressed (a) 850-hPa wind vectors and (b) 500-hPa geopotential height (dagpm) on the autumn precipitation index.The dark (light) shadings indicate the 95% (90%) confidence levels.The black area is topography above 2500 m

穩定的偏南風是顯著的海—陸氣壓梯度引起的。從500 hPa位勢高度回歸場上來看（圖4b），巴爾喀什湖—貝加爾湖是負相關區，東亞—西北太平地區為正相關。這表明，大陸與鄰近海區間有顯著的氣壓對比，氣壓梯度從海洋指向大陸，非常有利于東亞形成異常偏南風。同時，正相關區西伸進入中國東部，表明北方秋雨偏多時，西太平洋副熱帶高壓深入大陸，更有利于其西側的暖濕氣流輸送到中國西部，同時中國東部受高壓下沉氣流影響，降水稀少。另外，需要指出的是，圖 4b中東亞沿岸為高度場正異常，日本東北方為負異常，低緯海洋性大陸為較弱的負異常，即從低緯熱帶到高緯異常高度場表現為負—正—負的異常分布，這是典型的EAP波列 (Huang and Sun，1992) 分布型，它是影響東亞氣候異常的重要環流形勢。

5 熱帶太平洋海溫異常在秋雨形成中的作用

由圖4可知，西太平洋副熱帶高壓是影響北方秋雨的重要因子，它的位置和強度都受海洋熱力狀況的影響。圖 5是與秋雨相關的同期海表溫度分布，圖中可見熱帶中太平洋地區為顯著的負相關區，暖池和菲律賓以東的海表溫度為正相關區，這說明熱帶中太平洋的海表冷卻和暖池及菲律賓以東偏暖的海溫跟中國北方秋雨有密切關聯。由于熱帶中太平洋海溫早在7月就出現顯著異常，并維持到 10月以后，而暖池和菲律賓以東的海表異常僅在同期出現并且范圍較小，因此以下分析熱帶中太平洋海表溫度異常與秋雨的關系。

為了分析熱帶中太平洋海溫異常與秋雨的聯系，我們選取（10°S～10°N，180°～150°W）范圍內區域平均的海表溫度作為熱帶中太平洋海表溫度指數，記為CTSSTI，它的時間變化如圖6所示，圖中同時給出了北方秋雨指數。由圖可見，CTSSTI的長期變化趨勢不明顯，均方差為 0.54，CTSSTI與北方秋雨有顯著的負相關，相關系數為－0.31，通過 95%顯著性檢驗。此外，CTSSTI還有年代際尺度的變化，與秋雨的年代際變化表現出反位相特征，1980年代以前，CTSSTI以負位相為主，1980年代以后為正位相，2005年以后，CTSSTI呈現下降趨勢，以9年滑動平均表示年代際尺度，則二者的相關系數為－0.43，通過95%的顯著性檢驗。

CTSSTI與秋雨的關系有較長時間的持續性，從二者的超前—滯后相關（圖 7）可見，在異常秋雨發生前 4個月，二者的負相關關系已通過顯著性檢驗。二者的相關在同期達到最大。北方秋雨發生后的3個月， CTSSTI與秋雨的負相關關系仍顯著，這是因為海表溫度有較好的持續性。因此，圖7表明熱帶中太平洋海表溫度異常的持續性是北方秋雨的先兆信號，這對北方秋雨的預測是有意義的。

CTSSTI與中國北方秋雨指數有較好的負相關關系，它對中國秋雨的影響是怎樣的？為了便于比較，下文中我們將與CTSSTI相關的降水場和環流場均取負號，用以表示與異常偏冷海表溫度相聯系的變化。圖8中，正相關區主要位于30°～40°N，其中西北地區東部和江淮地區東部通過顯著性檢驗，與圖 3一致，這表明負 CTSSTI與中國北方秋雨有密切聯系。此外，二者也有不同之處，圖 8中東北地區為正相關，且其東南部通過顯著性檢驗，圖3中這里為不顯著的負相關。其他地區，盡管符號不完全相同，但是都不能通過檢驗。

圖5 北方秋雨與9月SST的相關分布。深（淺）陰影區通過95%（90%）顯著性檢驗Fig.5 Correlation between the autumn precipitation index and the sea surface temperature (SST).The dark (light) shadings indicate the 95% (90%)confidence levels

圖6 標準化的9月CTSST指數（實線）與北方秋雨指數（虛線）Fig.6 Normalized central tropical Pacific sea surface temperature index (CTSSTI) (solid curve) and the autumn precipitation index (dashed curve)

圖7 CTSSTI與秋雨指數的超前—滯后相關。虛線為95%顯著性檢驗水平Fig.7 Lead–lag correlation between CTSST index and the autumn precipitation index.The dashed line indicates the 95% confidence level

圖8 CTSST指數與9月降水的相關（反號），深（淺）陰影區通過95%（90%）顯著性檢驗Fig.8 The correlation between the negative CTSST index and the September precipitation in China.The dark (light) shadings indicate the95% (90%)confidence levels

為進一步說明熱帶中太平洋異常對北方秋雨的作用，我們計算了與負 CTSSTI相關聯的大氣環流場，結果在圖9給出。圖9a，東亞—西北太平洋為反氣旋式環流，熱帶太平洋地區盛行東風異常，在中南半島轉為西南風，使得中國東部地區均為西南風控制，這與圖 4a一致，表明熱帶中太平洋的海表溫度冷異常與中國東部的偏南風異常有緊密聯系。

風場是高度場配置的體現。圖9b是負CTSSTI與500 hPa高度場的相關，圖中巴爾喀什湖與貝加爾湖間為高度負異常，東亞—西北太平洋為高度正異常，二者間為偏南風，即圖 9a中的異常偏南風是高低氣壓差引起的。另外，東亞沿岸從低緯到高緯為負—正—負的異常分布型，呈現與圖 4b相似的EAP波列。

熱帶中太平洋海表溫度偏冷可以引起大氣中對流活動異常，圖10是偏冷的CTSSTI與OLR的同期相關，由圖可見，150°E以東的熱帶太平洋地區為明顯正相關，熱帶西太平洋暖池區為顯著的負相關，即熱帶中東太平洋的對流活動受到抑制，出現異常下沉運動，西太平洋對流活動異常旺盛，上升運動活躍，旺盛的對流向北可以達到南海地區，因此，熱帶中太平洋海表冷卻造成熱帶西太平洋對流活躍。

熱帶西太平洋上升運動旺盛會引起東亞—西太平洋的經向環流異常。從局地垂直運動來看（圖11），熱帶西太平洋上升氣流活躍，對流旺盛，其北側10°～30°N下沉運動增強，在700 hPa以下尤其顯著，即局地Hadley環流增強。Hadley環流的下沉支對應西太平洋副熱帶高壓位置，異常下沉運動對應 EAP波列位于中緯度的正相關區，與圖 9相比，垂直運動位置偏南，這是因為副熱帶高壓脊線隨高度的向北傾斜（對流層中層以下）。根據質量補償，下沉運動區的北側30°～40°N存在另一上升運動區，它與北方秋雨區位置一致。這表明，熱帶中太平洋海表溫度偏冷，西太平洋對流異常活躍，加強了局地Hadley環流，使其北側的下沉運動和秋雨區的上升運動均加強，也就是說，熱帶中太平洋海表冷卻，使熱帶西太平洋的對流旺盛，加強了東亞沿岸的EAP波列，增強了偏南風，使北方秋雨區處于氣流輻合上升區，造成多降水。反之，當熱帶中太平洋海表增暖時，北方秋雨偏少。

圖9 對CTSSTI回歸的（a）850 hPa風場（反號，單位：m/s）和（b）500 hPa高度場（反號，單位：dagpm）。深（淺）陰影區通過95%（90%）顯著性檢驗，黑色區域為海拔大于2500 m的地形Fig.9 (a) The regressed 850-hPa wind vectors, and (b) the 500-hPa geopotential height on the negative CTSSTI.The dark (light) shadings indicate the 95%(90%) confidence levels.The black area is topography above 2500 m

以上的分析表明，當熱帶中太平洋出現負海溫異常時，其上空的對流受到抑制，熱帶西太平洋的對流旺盛，從而使局地的Hadley環流加強，其北側的下沉支隨之增強，出現異常反氣旋，加強 EAP波列，這就導致西太平洋副熱帶高壓加強西伸，副高西側的偏南風引導水汽輸送，造成北方秋雨偏多，反之偏少。Zhang et al.（1996）的研究表明，熱帶太平洋的海表溫度異常可以引起對流加熱異常，在大氣中產生 Rossby波響應。對于負海溫異常，對流異常冷卻造成大氣中的 Rossby波響應在西北太平洋地區激發出反氣旋異常，造成了副高的加強西伸，本文與此一致。

6 熱帶中太平洋海表溫度異常的數值試驗

為了進一步驗證上述統計分析的結果，本文利用 ECHAM 5大氣環流模式進行了敏感性試驗，結果如圖12所示。

圖 12a 是模擬的熱帶中太平洋 SST冷異常時的850 hPa風場異常，海表冷卻導致熱帶西太平洋地區為東風異常，東亞沿岸為偏南風，有利于水汽向北輸送，這與前述統計分析結果一致，只是模擬的風場顯著區偏小且位置偏北，這是因為模擬的副熱帶西北太平洋的異常反氣旋較弱。

圖10 CTSSTI與同期OLR的相關（反號），深（淺）陰影區通過95%（90%）顯著性檢驗Fig.10 The correlation between the negative CTSSTI and outgoing longwave radiation (OLR).The dark (light) shadings indicate the 95% (90%) confidence levels

圖11 CTSSTI與（110°～130°E）垂直速度的相關（反號），深（淺）陰影區通過95%（90%）顯著性檢驗Fig.11 The correlation between the negative CTSSTI and the vertical velocity averaged over 110°–130°E.The dark (light) shadings indicate the 95% (90%)confidence levels

圖12b是模擬的500 hPa高度場，從熱帶到高緯存在一個明顯的負—正—負遙相關，即 EAP波列，熱帶和高緯為負異常，中緯度為正異常，這與圖4b和圖9b還是比較一致的。

目前大多數全球模式對東亞降水模擬能力很有限，ECHAM 5也存在類似的問題，這里僅以850 hPa輻合場大致表示雨區的位置，如圖 13所示。由圖可見，最大的輻合區位于（36°N，105°E）附近，與圖1中北方秋雨區位置總體一致的。

因此，敏感性試驗表明，熱帶中太平洋海表冷卻會激發出 Rossby響應，在西北太平洋地區出現異常反氣旋，使副熱帶高壓加強西伸，引導水汽在北方秋雨區輻合，造成降水偏多。

7 對2011年9月北方秋雨的討論

2011年 9月中國北方秋雨的范圍和強度為近60年罕見，下面我們將分析大氣環流和熱帶中太平洋海表熱狀況異常在這次事件中的作用，對比它與前述分析結果的異同。

從2011年9月低層環流異常場來看（圖14a），熱帶中太平洋以西為東風異常，以東為西風異常，即這里低層風場輻散，中國東部 35°N以南盛行偏南風，35°～45°N為偏東風，中國北方地區處于氣流輻合區。巴爾喀什湖以東，貝加爾湖的西南為一個氣旋，中國南方和日本以東的北太平洋上分別有兩個反氣旋，二者間的副熱帶西太平洋上是一個氣旋。中國東南上空的副熱帶反氣旋與圖 4a具有較好的一致性，但不同之處在于其東部出現了異常氣旋。據統計，2011年9月先后有7個臺風途經或停留在此，因此異常氣旋的出現是頻繁的臺風活動引起的。

圖12 模擬的（a）850 hPa風場異常（單位: m/s）和（b）500 hPa位勢高度場異常（單位：gpm）。深（淺）陰影區通過95%（90%）顯著性檢驗，黑色陰影為青藏高原Fig.12 (a) The wind vector anomalies at 850-hPa (m/s), and (b) the geopotential height anomalies (gpm) at 500 hPa in the numerical experiment.The dark(light) shadings indicate the 95% (90%) confidence levels; the black shadow is the Tibetan Plateau

圖13 模擬的850 hPa輻合場異常（單位：10–7 s–1）Fig.13 The anomalous convergence field at 850 hPa in the numerical experiment (10–7 s–1)

臺風影響下的環流形勢在500 hPa高度場（圖14b）可以看得更清晰，中國東部和日本以東的西北太平洋有兩個異常高壓區，30°N的西北太平洋為低壓區。總體來看，兩個高壓區仍是一體的，異常低壓使副熱帶高壓變形為兩個部分，主體移到海洋上，另一部分高壓深入大陸。盡管頻繁出現的臺風減弱了海上的副熱帶高壓，但在中國東部大陸上空仍為正高度異常，副熱帶高壓西側的偏南風仍然保持向北的水汽輸送，這種環流形勢造成 2011年9月中國北方異常偏多的降水。

圖15是2011年9月的海溫距平，熱帶中太平洋的SST偏低，最冷區低于－0.6 °C，這與圖5所示的海溫空間分布一致。冷海溫異常會使其上的對流受到抑制（圖16），激發出的大氣Rossby波使得西北太平洋地區出現反氣旋異常，造成了西太平洋副熱帶高壓的加強西伸。同時，熱帶西太平洋地區的SST偏暖0.3°C以上，這可能是促使臺風活動頻繁的原因之一。

2011年9月的OLR異常如圖16所示，由于熱帶中東太平洋海表溫度負異常，160°E以東的對流受到抑制，同時還發現西太平洋—南海的對流活躍，這與前面分析結果一致。

臺風與環流的影響是相互的，西太平洋副熱帶高壓外圍氣流能引導臺風移動，臺風的移動也影響副熱帶高壓。當臺風移動到副熱帶高壓西側時，通常副熱帶高壓東退，使東亞—西北太平洋處于低氣壓背景下。2011年9月，副熱帶高壓明顯偏西，偏強，頻繁臺風的活動使副熱帶高壓分裂為兩部分，主體在140°E以東的太平洋上，中國南方滯留了小部分，正是這部分滯留的副熱帶高壓的維持使偏南風穩定地為雨區提供了水汽條件，導致了歷史罕見的北方秋雨。換句話說，熱帶中太平洋SST偏冷，副熱帶高壓偏西偏強的條件下，臺風活動使環流場變形導致部分西太平洋副熱帶高壓異常西伸，深入中國大陸，加強了偏南風的穩定維持，造成中國北方秋雨偏多。

圖14 2011年9月環流的距平場：（a）850 hPa風場（單位：m/s）；（b）500 hPa 位勢高度場（單位：dagpm）。黑色區域為海拔大于2500 m的地形Fig.14 The anomalous circulations in September 2011: (a) 850-hPa wind field (m/s); (b) 500-hPa geopotential height (dagpm).The black area is topography above 2500 m

圖15 2011年9月SST距平（單位：°C）Fig.15 SST anomalies (°C) in September 2011

圖16 2011年9月OLR距平（單位：W/m2），等值線間隔10 W/m2Fig.16 The anomalous OLR in September 2011 with interval 10 W/m2

8 總結與討論

本文利用1951～2011年中國160站的降水資料，NCEP/NCAR大氣環流資料NOAA延長重建海表溫度資料，OLR資料以及ECHAM 5大氣環流模式研究了中國北方秋雨的年際變化特征及成因。研究發現，中國北方秋雨具有明顯的年際和年代際變化，但長期變化趨勢不明顯，1960年代到1980年代中期，是北方秋雨偏多的時期，1950年代、1980年代后期和1990年代偏少，2000年以后，秋雨再次進入較多的時期，2011年是60年來降水最多的年份，達到163 mm。

北方秋雨與西太平洋副熱帶高壓異常西伸有密切關系，當秋雨偏多時，西太平洋副熱帶高壓顯著西伸，其西側的偏南風對水汽的向北輸送是北方秋雨出現的重要水汽條件。熱帶中太平洋的海表冷卻是引起環流異常的原因，當熱帶中太平洋海表溫度偏低時，其上的對流受到抑制，熱帶西太平洋的對流異常活躍，導致局地 Hadley環流增強，使30°N的下沉運動增強，西北太平洋出現異常反氣旋，引起 EAP波列異常，這使得西太平洋副熱帶高壓明顯西伸，其西側的偏南風向北輸送充足水汽，并在中國北方輻合，造成秋雨偏多。反之，當熱帶中太平洋海表溫度異常偏低時，不利于北方秋雨偏多。此外，熱帶中太平洋異常SST與北方秋雨的相關關系有很好的持續性，這對北方秋雨的預測具有一定意義。

本文分析了熱帶中太平洋海表冷卻對中國北方秋雨的影響，沒有考慮ENSO循環對秋雨的影響。由于熱帶中太平洋海表溫度異常與ENSO循環有密切關系，目前已有大量研究表明，ENSO不同發展位相，對氣候的影響不同（Zhang et al., 1996; Gao et al., 2006），而且ENSO對東亞氣候的影響長期來看是不穩定的（Wang, 2002）。在La Ni?a發展和衰亡階段，熱帶中太平洋海表溫度均表現為負異常，這就自然地引出另一個問題，在La Ni?a 不同演變階段，中國北方秋雨有何異同？影響機制是否相同？這將是個復雜的問題，不僅需要對歷史觀測資料進行細致分析，還需要借助數值模式進行深入研究。另外，熱帶中太平洋海表溫度與中國北方秋雨的關系還可能存在多時間尺度問題，圖6顯示二者在年代際時間尺度上也有顯著關系，這也許跟氣候背景有關。總之，還有許多問題值得進一步研究。

致謝 感謝審稿專家和編輯提出的寶貴意見。

References)

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