PJ遙相關型對長江中下游夏季降水影響的不對稱性

陶麗 于國強 王學兵

摘要 利用1979—2015年海洋和大氣再分析資料，基于夏季太平洋-日本遙相關型（PJ）指數，討論了PJ指數在極端正負年份長江中下游降水位置和強度異常的不對稱響應及其可能原因。結果表明：在PJ負位相年（對應El Nio次年），長江中下游降水顯著偏多，中心分別位于江淮流域和日本南部;而在PJ正位相年（對應La Nia次年），長江中下游降水減少卻不明顯。研究發現：在PJ負位相年，中東太平洋、印度洋、南海地區海溫明顯偏暖，菲律賓海上空有異常反氣旋響應，長江中下游地區有異常氣旋響應;而在PJ正位相年則反之。在PJ負（正）位相年，菲律賓海異常反氣旋（氣旋）和長江中下游地區異常氣旋（反氣旋）明顯偏強（偏弱），由此導致長江中下游降水位置和強度異常存在不對稱響應。基于大氣環流模式ECHAM4.8的敏感性數值試驗結果表明，即使印度洋海溫偏暖與偏冷程度相當，但由偏暖印度洋海溫激發的菲律賓海異常反氣旋也明顯偏強，從而造成長江中下游地區降水偏多程度大于偏少程度。由此印證的事實是：El Nio次年（PJ負位相年）長江中下游夏季降水偏多的預測技巧高于La Nia次年夏季降水偏少的預測技巧。

關鍵詞PJ遙相關型;夏季降水;不對稱性

過去幾十年，長江中下游的夏季降水或者梅雨的年際變化受到廣泛的關注和研究（Tao and Chen，1987;Nitta，1987;黃榮輝和李維京，1988;Chang et al.，2000a，2000b;Wang et al.，2000，2003）。Nitta（1987）在總結前人的研究基礎之上，發現日本和菲律賓海附近的大氣環流存在翹翹板結構，并首次提出了太平洋-日本（Pacific-Japan，PJ）遙相關型。黃榮輝和李維京（1988）從觀測事實中也發現，從菲律賓到鄂霍次克海上空大氣存在類似于PJ的“三極子”結構的遙相關波列，并命名為東亞-太平洋（East Asia-Pacific，EAP）遙相關型。PJ遙相關型在經向上的3個異常中心分別對應鄂霍茨克海附近的阻塞高壓、中緯度梅雨鋒以及低緯的副熱帶高壓，而這3個系統是東亞夏季風的重要組成部分，對東亞夏季降水以及我國長江中下游雨帶的位置及其強度均有重要影響（李業進和王黎娟，2016;胡楊等，2019）。林建等（1999）指出，長江中下游旱澇年夏季降水與PJ遙相關型關系密切。宗海鋒等（2008）指出PJ型環流是夏季梅雨期影響我國長江中下游旱澇的關鍵。Liang and Wang（1998）指出急流的突變以及急流的位置的改變對我國東部雨帶和降水量有持續性重要影響，急流南移將使得夏季江南華南降水偏多。周兵等（2003）構造了新的東亞季風指數。該指數在空間場上呈現出顯著的EAP遙相關特征，高指數年對應長江中下游澇，負指數年則相反。廖清海和陶詩言（2004）指出，東亞大氣環流的季節循環的變異對我國東部地區持續性降水異常有重要影響。閔錦忠等（2005）研究表明，西北太平洋對流與長江中下游夏季降水表現為負相關關系。胡景高等（2010）指出，南亞高壓活動對我國東部夏季降水有著重要影響。高壓脊點偏東（西）年，高壓強度增強（減弱），江淮流域、東北部分地區偏澇（旱）。黃榮輝（2006，2013）的研究指出，PJ指數不僅存在2～3 a的年際變化，而且存在著顯著的年代際特征。Tao et al.（2017）則指出PJ遙相關型在20世紀70年代末發生了年代際翻轉，對應我國夏季降水也發生了年代際變化，印度洋海表面溫度（Sea Surface Temperature，SST）的年代際變化是造成PJ型年代際翻轉的原因，而印度洋海溫SST的年代際變化又與印度-太平洋振蕩聯系密切。

目前，氣象學家們對PJ型形成和維持機制的研究，主要有以下幾種觀點：第一，認為PJ遙相關型是由于外部強迫場激發的Rossby波能量向極傳播導致的結果（Nitta，1987;Huang and Sun，1992）。根據Rossby頻散和大圓理論，認為PJ遙相關型是由于菲律賓海周圍對流異常而產生的準定常行星波向極地傳播引起，而菲律賓海周圍對流異常與局地的SST異常密切關聯。第二，認為PJ型是一種大氣內部模態，外部強迫只起到調制或者激發作用（Simmons et al.，1983;Li and Ji，1997;Kosaka and Nakamura，2006，2010）。在對東太平洋型（EA）、太平洋北美型（PNA）等北半球冬季顯著存在的遙相關進行大量研究之后，Simmons et al.（1983）指出遙相關可以從冬季緯向變化的基本氣流中獲得不穩定能量。Li and Ji（1997）和Kosaka and Nakamura（2006，2010）的研究表明，大氣遙相關不僅依賴于異常加熱的外強迫所激發的準定常行星波的能量頻散，同時與傳播過程中大氣內部存在的正壓或者斜壓不穩定能量有關。第三，認為在PJ遙相關型的形成發展過程中主要受到ENSO的影響。例如，Xie et al.（2009）研究表明，ENSO通過電容器沖電效應，導致印度洋海溫增暖，在放電過程中會在菲律賓地區激發異常反氣旋，并在東亞沿岸形成了PJ大氣遙相關波列。

綜上所述，以往的研究表明PJ型遙相關與我國東部夏季降水異常存在緊密的聯系，指出了PJ指數的變化對我國夏季雨帶位置，降水量的變化具有指示意義。PJ指數存在顯著的年際變化，對應正負指數年份，東亞地區夏季降水異常是否表現出非對稱性特征·其機理是什么·這個問題至今不夠清楚。為此，本文將通過觀測資料和數值模擬探討對應PJ遙相關型極端正負位相年份的東亞夏季降水差異，揭示降水對SST異常的非對稱響應和可能機理。

1 資料和方法

采用的資料包括：NECP/NCAR 1979—2015年500 hPa高度場和850 hPa風場月平均再分析資料以及NOAA 1979—2015年對外長波輻射（OLR）場月平均資料，水平分辨率為2.5°×2.5°;NOAA重建全球1979—2015年的月平均降水資料數據集（PREC），水平分辨率為2.5°×2.5°;英國氣象局哈德萊中心1979—2015年的月平均海表溫度資料（HadISST），水平分辨率為1°×1°。本文夏季指6、7、8三個月平均，冬季指前一年12月和當年1、2三個月平均。所有的資料均做了去線性趨勢處理。

所用模式為ECHAM4（European Centre Hamburg Model4），該大氣環流模式是在ECMWF的天氣預報模式基礎上發展起來的第4代全球大氣環流模式（Roeckner et al.，1996）。本文數值試驗采用ECHAM4.8的版本，水平分辨率為T63，約為1.875°×1.875°，垂直方向為19層。本文設計了熱帶印度洋增暖（變冷）試驗及控制試驗，通過對印度洋海溫的改變從而得到其對PJ遙相關型的影響。控制試驗為以月平均SST氣候值驅動ECHAM4.8模式，將熱帶印度洋地區（50°～100°E，10°S～23°N）SST月平均氣候值加上（減去）其與PJ指數所做的回歸系數作為印度洋暖（冷）實驗。海溫變化的計算公式如下：

IWarm=IClim+rg， （1）

ICold=IClim-rg。 ?（2）

模式積分時間長度為40 a，取后30 a模擬結果。為揭示降水非對稱性特征，本文將PJ指數正負位相年份降水分別相加，進而突出降水的非對稱性（Wu et al.，2010）。

2 東亞夏季降水異常對PJ指數的不對稱響應

2.1 PJ指數的定義和時間變化特征

根據PJ遙相關型的空間結構，一些學者利用500 hPa或者850 hPa等壓面上PJ活動中心的位勢高度之差來定義PJ指數（黃剛和嚴中偉，1999;Huang，2004;Wakabayashi and Kawamura，2004）。但是，當PJ活動中心發生變化時，根據PJ活動中心的位勢高度之差來定義的PJ指數則無法準確地反映PJ強度的變化。為此，本文采用Tao et al.（2017）、陶麗等（2017）提出的PJ指數，該指數將東亞500 hPa高度場以及菲律賓附近的降水場所做的SVD分析之后所得到的高度場的時間序列定義為PJ指數（圖1）。

本文將夏季東亞500 hPa高度場（100°～160°E，10°～70°N）和菲律賓附近降水場（111.25°～151.25°E，8.75°～23.75°N）年際變化進行SVD分析。圖1a反映了以菲律賓，中緯度日本地區和高緯的鄂霍次克附近為中心形成的“-+-”分布的環流特征。這樣的環流形勢與Nitta（1987）提出的經典PJ空間型非常相似，對應菲律賓附近有正異常降水（圖1b），對應時間系數（圖1c）反應的是PJ空間型的年際變化特征，本文定義高度場模態對應時間系數為PJ指數。值得注意的是，圖1c中PJ負指數極端異常的1980、1998、2010年里長江中下游都發生了大范圍的洪澇災害，尤其在1998年，長江流域多地5到8月的累計降水量超過1 000 mm，長江流域中游的武漢等地7月累計降水量超過500 mm（周兵和文繼芬，2007）。

圖2為夏季PJ指數與前期海溫以及850 hPa風場異常回歸分布。在前冬季和春季，與PJ指數顯著負相關的SST異常集中在赤道中東太平洋、熱帶印度洋，以及沿東亞海岸。而在菲律賓海及其東北方向的北太平洋中部則為正相關分布區域，表現為典型的ENSO型海溫異常分布。對太平洋中東部海溫偏冷的Matsuno-Gill響應，使得在其西側激發出異常的反氣旋，并在東亞沿岸激發一個異常的氣旋。圖3給出了PJ指數與前冬季、春季和同期全球降水的回歸分布。如圖3所示，前冬和春季的菲律賓海降水和海溫同為正異常，為正相關，當菲律賓海SST偏暖時，對應的降水表現出增加趨勢，說明前期的菲律賓海SST異常對PJ型起主導作用，海溫影響大氣。而熱帶東印度洋地區降水和海溫表現為負相關，即前冬和春季熱帶東印度洋海溫受到大氣異常的影響，熱帶東印度洋上空的異常氣旋性切變會引起降水增多，輻射減少，從而海溫偏低。

夏季SST與PJ指數顯著相關區主要集中在印度洋，菲律賓附近，呈現出顯著的負相關，赤道中東太平洋和北太平洋海溫與PJ型的相關性大大減弱。結合圖2，菲律賓附近的降水和海溫為負相關，菲律賓附近海溫偏冷時，其對應的菲律賓附近降水是增加的，850 hPa對應的是一氣旋性異常。日本附近的降水和海溫亦為負相關，日本附近海溫偏暖時，其對應的日本附近降水是減少的，850 hPa對應的是一反氣旋性異常。說明夏季，東亞沿岸海溫是被動作用，及低層的反氣旋（氣旋）異常，造成輻射增加（減少），從而海溫變暖（偏冷）。而東印度洋的降水和海溫為正相關，東印度洋海溫偏冷時，其對應的東印度洋降水是減少的，說明夏季東印度洋海溫是主導作用，東印度洋海溫偏低（偏暖），其激發的Kelvin波傳播到熱帶西太平洋地區，在菲律賓海附近有異常的氣旋（反氣旋），并沿東亞沿岸激發出PJ遙相關型（Xie et al.，2009;Wu et al.，2010）。因此，這里重點分析當印度洋SST發生異常變化，東亞降水的變化。并用模式來驗證當印度洋海溫變化是否會對東亞夏季降水有影響，這種影響是否又具有對稱性。

2.2 東亞夏季降水的不對稱響應

首先將高度場的時間序列標準化處理，并定義為表征PJ型強弱的PJ指數，且將大于0.9或者小于0.9的年份定義為PJ異常年份。1979—2015年，共計有7個正異常年：1984、1985、1994、1999、2000、2004、2012年，以及7個負位相年：1980、1983、1987、1998、2010、2014、2015年（圖4）。

圖5表明，東亞夏季降水在南海菲律賓地區和我國長江中下游及日本附近呈明顯的蹺蹺板分布。以10°N和25°N為分界線。在PJ負位相年份（圖5a），10°N到25°N之間的南海菲律賓地區為降水負距平帶，兩個極值中心分別位于菲律賓以東南海地區和菲律賓以西洋面上。

中緯度地區為降水正距平帶，極值中心位于長江中下游的江浙地區和日本海南部。在PJ指數正位相年份（圖5b），低緯菲律賓、南海地區降水為顯著正距平，極值中心位于南海和菲律賓以東洋面上。中緯地區為降水負距平帶，日本中南部為極值中心。對比負位相年，低緯兩個極值中心由負距平中心變為正距平中心，但強度和范圍卻呈現出非對稱性。且在中緯度地區降水范圍減少，強度減弱。圖5c很好地反映了不對稱特征，即中緯度日本南部、長江中下游地區降水增多，低緯南海、菲律賓以東地區降水減少。降水距平場分布特征呈現，無論中緯還是低緯地區PJ負位相年強度和范圍均大大強于正位相年。

OLR異常反映了降水類似的特征，在PJ負位相年（圖6a），低緯地區OLR為正距平分布，對應低緯地區對流減弱，降水減少，而在中緯度長江中下游和日本地區OLR為負距平分布，對應該地區對流加強，降水增加。在PJ正位相年（圖6b），低緯南海以及菲律賓以東洋面OLR為負距平帶，對應降水增加，中緯度地區為OLR正距平帶，對應降水減弱。OLR場很好的對應了降水場的分布特征。圖6c中，長江中下游OLR呈現負值分布，而日本附近和低緯地區呈現正距平分布，類似于降水場，在OLR場上同樣存在明顯的不對稱性，長江中下游和菲律賓附件的對流異常在PJ負位相年強于其在PJ正位相年。因此，無論是降水還是對流場均表明，對應PJ正負年份在空間上表現出非對稱分布的特性。

2.3 PJ指數正負年海溫的非對稱性分布

對前冬海溫距平場利用合成分析表明，在PJ負異常年（圖7a），海溫偏暖區域主要集中在熱帶印度洋和南中國海附近，而赤道中東太平洋海溫呈現典型的El Nio型海溫分布。而在PJ正異常年（圖7b）上述地區海溫變化則與完全相反。不對稱性的部分（圖7c）主要體現，在中東太平洋海溫距平依舊呈現正值分布，說明中東太平洋海溫變化的距平強度在PJ負位相年強于PJ正位相年。對比圖7a和圖7b，中東太平洋海溫距平分布的大值區域，在PJ負異常年主要位于（180°E～70°W，10°S～10°N）區域，在PJ正異常年主要位于（180°E～70°W，5°S～5°N）區域。海溫距平大值范圍也是PJ負位相年強于PJ正位相年。與此同時，在印度洋和南海地區海溫距平也有類似的結論，即無論海溫距平強度還是范圍都表現出PJ負異常年強于正異常年。這也表明了，El Nio和La Nia的非對稱性，El Nio事件強度大于La Nia事件的強度（Burgers and Stephenson，1999）。

對同期海溫距平進行類似的合成分析，結果表明，在PJ負異常年（圖8a）印度洋、南海、菲律賓地區海溫距平，呈現顯著的正值分布特征;在中東太平洋上前冬季顯著存在的類似El Nio型分布的海溫距平在同期夏季大大衰減，主要表現為大值區域縮小至（120°～70°W）區域，強度減弱。在PJ正異常年（圖8b），印度洋、南海、菲律賓地區的海溫距平為負值;而在前冬中東太平洋，SST異常明顯存在的La Nia型海溫距平分布，但是在夏季衰減，退至東太平洋。夏季同期的太平洋海溫距平無論在PJ正異常年還是負異常年，振幅均減弱，強度降低，影響范圍減小。

不對稱部分（圖8c），在中東太平洋海溫距平依舊呈現正值分布，表明中東太平洋海溫變化的距平強度依舊是在PJ負位相年大大強于PJ正位相年，但距平極值中心強度和范圍減弱。將印度洋和南海以及菲律賓海地區PJ正、負異常年海溫距平相加，印度洋主要呈現出海溫距平的正值分布，菲律賓以北的南海附近海溫距平也為正值分布，但是日本附近海域海溫變化的距平強度卻是在PJ正位相年大大強于PJ負位相年。

研究指出，ENSO事件對PJ遙相關型的影響在前冬季達到最大，隨后伴隨ENSO的衰退而逐漸衰弱（宗海鋒，2008），但是印度洋海溫距平無論在前冬季還是夏季同期，始終保持這樣的正值分布特征。Xie et al.（2009）指出，ENSO通過充放電效應使得印度洋海溫持續增暖，進而激發PJ型的形成和維持。圖2表明，中東太平洋ENSO型海溫只在前冬季、春季與PJ型有較好的相關性，在夏季同期相關性大大減弱，而印度洋海溫與PJ型的強相關性凸顯出來。因此，PJ型對東亞夏季降水的影響應考慮印度洋海溫異常的因素（Xie et al.，2009）。

2.4 大氣環流的不對稱性分布

對500 hPa高度場所做的合成分析表明，在PJ負異常年（圖9a），從高緯到低緯呈現正負相間的三級子結構，這就是典型的PJ型環流特征。低緯為一個顯著的副熱帶高壓控制，中緯度為負距平帶，中心位于40°N渤海灣附近。60°N以北為正距平帶，正距平中心位于鄂霍次克海西北地區。而在PJ正異常年500 hPa高度場上（圖9b）則基本相反。在30°N以南為負距平帶，中心位置位于臺灣島以南菲律賓以北地區，日本中北部為中緯度正距平帶極大值中心，60°N以北中高緯地區為負距平帶，負距平中心位于鄂霍次克海西北地區附近。將正負異常年距平相加（圖9c），低緯地區西太平洋副高強弱變化比較對稱，長江中下游高度場的距平強度在PJ負位相年強于PJ正位相年，日本和鄂霍次克海附近高度場的距平強度卻是在PJ正位相年大大強于PJ負位相年。

從850 hPa風場的合成分析中發現，在PJ負異常年（圖10a），反氣旋性環流主要控制南海和菲律賓以東洋面。我國江淮流域和中緯度東北亞的朝鮮、日本地區則被氣旋性環流所主導。55°N以北地區為反氣旋性環流控制，中心位置位于60°N鄂霍次克海西北地區。而在PJ正異常年850 hPa風場上（圖10b）則基本相反，東亞沿岸從低緯到高緯存在“氣旋、反氣旋、氣旋”式環流分布。低緯的氣旋性環流中心位置位于20°N臺灣東南、菲律賓東北洋面上，較PJ負異常年的反氣旋環流偏西北，且范圍縮小，35°～50°N為反氣旋性環流，日本北部地區為環流中心位置。50°N以北中高緯地區為氣旋性環流控制，環流中心位于65°N鄂霍次克海西北地區附近。不對稱部分（圖10c）表明，850 hPa風場也在低緯地區菲律賓海附近存在PJ負異常年強于正異常年的特征，為反氣旋性環流所控制，日本和鄂霍次克海附近高度場的850 hPa風場距平強度卻是在PJ正位相年強于PJ負位相年，分別為反氣旋性環流和氣旋性環流所控制，但長江中下游地區為氣旋性環流所控制，這和長江中下游地區降水在PJ負位相年的正距平大于PJ正位相年負距平相對應。

2.5 數值試驗結果

ECHAM4.8模式結果 （圖11） 顯示，在印度洋SST偏暖比SST偏冷在東亞沿岸激發的PJ波列更為清晰。印度洋偏暖時，南海、菲律賓和以東的西太平洋地區500 hPa高度場 （圖11a） 上為清楚的正距平，850 hPa為清楚的反氣旋環流異常（圖11a），對應南海、菲律賓以東降水明顯偏少（圖11c），而長江中下游地區有較明顯的雨帶。但是印度洋偏冷時，南海、菲律賓附近500 hPa高度場上的異常低壓不明顯（圖11d），甚至為異常高壓，但并沒有通過信度檢驗，850 hPa盛行西風，其北有氣旋性切變，其南有反氣旋性切變（圖11e），氣旋性切變區域降水偏多，反氣旋性切變區域降水偏少，而長江中下游地區降水偏少不明顯（圖11f）。模式試驗表明即使印度洋SST異常是對稱的，在菲律賓附近激發的環流并不對稱，印度洋偏暖可以激發出典型的PJ型，而冷試驗里甚至無法激發出PJ型。

3 結論

利用1979—2015年多種海洋和大氣資料，分析了PJ遙相關型在極端正負位相年份東亞夏季降水異常非對稱響應，并從海溫強迫和環流響應的非對稱性角度，探討了可能的原因。

研究發現，PJ遙相關型在正負位相年份，東亞夏季降水異常在位置和強度上均表現出不對稱特征。在PJ負位相年，即El Nio次年夏季，長江中下游降水顯著增多，兩個降水極大值帶分別位于江淮流域和日本南部。而在PJ正位相年，即La Nia次年夏季，雨量減少并不明顯。在10°～25°N南海和菲律賓以東地區降水亦呈現出明顯的不對稱性，降水偏少值更勝于降水偏多值。進一步分析發現，與PJ型密切相關的海溫異常呈現ENSO型分布特征。由于El Nio和La Nia的非對稱性，El Nio事件強度大于La Nia事件的強度，El Nio次年夏季，印度洋、南海地區海溫正距平強度大于La Nia次年夏季的負距平強度，相應的500 hPa高度場和850 hPa風場上菲律賓海域的El Nio次年夏季的異常反氣旋環流強度要大于La Nia次年夏季異常氣旋環流強度，長江中下游的El Nio次年夏季氣旋性環流更強。但是在El Nio次年夏季，日本附近的異常氣旋和鄂霍次克海附近的異常反氣旋的強度則是弱于La Nia次年夏季日本附近的異常反氣旋和鄂霍次克海附近的異常氣旋，其機理有待于進一步分析。

印度洋SST受ENSO事件的影響而異常變化，而增暖或者偏冷的印度洋海溫是造成長江中下游夏季降水非對稱的關鍵因子。利用大氣環流模式ECHAM4.8進行數值試驗，結果表明即使印度洋SST異常是對稱的，在菲律賓附近激發的環流并不對稱，印度洋SST偏暖在南海、菲律賓海激發異常反氣旋比印度洋SST偏冷在南海、菲律賓海激發異常氣旋更為容易，El Nino次年（PJ負位相）長江中下游降水偏多的預測技巧高于La Nia次年降水偏少的預測。這種不對稱性可能與正壓或者斜壓不穩定能量轉換的不對稱，或者基本氣流的不對稱有關，需進一步深入研究。

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Asymmetric effect of Pacific-Japan teleconnection pattern on summer precipitation in middle and lower reaches of Yangtze River

TAO Li1，2，YU Guoqiang2，WANG Xuebing3

1Key Laboratory of Meteorological Disaster，Ministry of Education （KLME），Nanjing University of Information Science & Technology，Nanjing 210044，China;

2School of Atmospheric Sciences，Nanjing University of Information Science & Technology，Nanjing 210044，China;

3Zhongning County Meteorological Bureau，Zhongwei 751200，China

Based on various oceanographic and atmospheric reanalysis data from 1979 to 2015，this paper analyzed anomalous distribution characteristics of summer rainfall in the middle and lower reaches of the Yangtze River during different phase years of PJ （Pacific-Japan） teleconnection pattern and discussed possible causes of asymmetric precipitation changes.Result shows that the asymmetry of anomalous precipitation distribution includes asymmetric position and intensity.In the negative PJ phase year （corresponding to the next year of El Nio），precipitation in the middle and lower reaches of the Yangtze River increases significantly，with two maximum precipitation centers located in the Changjiang-Huaihe River Basin and southern Japan.In the positive PJ phase year （corresponding to the next year of La Nia），precipitation decrease is not obvious in the middle and lower reaches of the Yangtze River.The previously winter SST anomalies closely relate to PJ teleconnection pattern are similar to distribution characteristics of ENSO.It shows that during the negative PJ phase year，positive SST anomalies in the eastern and central Pacific，Indian Ocean and South China Sea are stronger than negative SST anomalies in the positive PJ phase year.In the negative PJ phase year，warmer SST in Indian Ocean excites an abnormal anticyclone over the Philippine Sea and an abnormal cyclone over the middle and lower reaches of the Yangtze River.It is vice versa in the positive PJ phase year.In the negative PJ phase year，the abnormal anticyclone over the Philippine Sea and the abnormal cyclone over the middle and lower reaches of the Yangtze River are stronger than the abnormal cyclone over the Philippine Sea and the abnormal anticyclone over the middle and lower reaches of the Yangtze River in the positive PJ phase year.It leads to the asymmetric response of precipitation position and intensity anomalies in the middle and lower reaches of the Yangtze River.Based on the general circulation model ECHAM4.8，the sensitivity numerical simulation results show that even though the positive and negative SST anomalies over the Indian Ocean are equal，the abnormal anticyclone over the Philippine Sea induced by the positive SST anomalies in the Indian Ocean is obviously stronger than the abnormal cyclone excited by the negative SST anomalies.It causes the increase degree of precipitation in the middle and lower reaches of the Yangtze River in the negative PJ phase year greater than the decrease degree in the positive PJ phase year.It is confirmed that the prediction skill of more summer precipitation in the middle and lower reaches of the Yangtze River in the negative PJ phase year is higher than that of less summer precipitation in the positive PJ phase year.

Pacific-Japan teleconnection pattern;summer precipitation;asymmetry

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20180315001

（責任編輯：張福穎）