影響華南汛期持續性強降水年際變化的大氣環流和海溫異常

林愛蘭，谷德軍，李春暉，鄭彬，彭冬冬

(中國氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所/廣東省區域數值天氣預報重點實驗室，廣東 廣州 510641)

1 引 言

華南汛期長達6個月(4—9月)，是我國強降水(或稱暴雨)主要多發區之一。因此關于華南暴雨成因，吸引了很多專家的研究。一系列研究表明，華南暴雨尤其是持續性暴雨，由多尺度天氣系統相互作用造成[1-6]。大尺度環流條件對暴雨的發生、發展有明顯的制約作用，在長波系統穩定的情況下，天氣尺度和中尺度系統沿同一路徑移動或在同一地區出現，造成了持續性暴雨的出現[7]。基于歷史過程總結認為，中高緯度“三脊兩槽”、“兩脊一槽”以及“高緯阻塞-中緯平緩”這些較穩定的環流型是廣東前汛期持續性暴雨過程發生的有利背景[8-9]。華南持續性暴雨也是低緯度、中高緯度多種天氣系統相互配合的產物[10]。例如，王東海等[11]比較了 1994、1998、2005 和 2008年華南前汛期多次致洪暴雨大尺度環流背景，認為500 hPa高度場在華北、東北以及青藏高原東部的負異常均有利于冷空氣活動，而低緯度孟加拉灣地區負異常則有利于暖濕氣流的輸送，從而有利于華南持續性暴雨的發生。

除了針對個例的研究[12]之外，也有些文獻對華南持續性暴雨進行氣候分析，從歷史多次過程尋找持續性暴雨發生期間的大氣異常共同特征[13-15,9,16-18]。例如，胡亮等[13]對 1958—2004年 157次華南持續性暴雨過程的水汽條件和不穩定能量等進行分析。鮑名[14]統計了1951—2005年我國持續性暴雨時空特征及其變化，表明中國持續性暴雨事件主要發生在江南和華南地區，500 hPa 位勢高度場上115～120 °E 附近5 840 gpm 等值線穩定在華南至江南南部是華南持續性暴雨最明顯的共同特征。綜上所述，現有研究基本上從天氣過程尺度進行分析，從季節尺度的分析很少，許曉林等[15]從月平均尺度比較了華南6月有、無持續性暴雨發生的環流差異，表明華南6月有持續性暴雨發生年份，孟加拉灣對流相對活躍，西太平洋副高強度偏強、位置偏西。

從現有文獻來看，過去對華南區域降水量的年際變化特征及成因研究已有不少工作[19-22]，這些工作主要對區域平均季節總雨量開展分析。而關于華南區域持續性強降水過程機理也有不少文獻，但基本上從天氣過程尺度進行研究。目前針對持續性強降水的年際變化研究僅有個別時間序列較短的分析[15]。本文將在1961—2017年區域持續性強降水過程判斷的基礎上，形成用于衡量區域持續性強降水嚴重程度的區域持續性強降水季節指數，尋找其年際變化的大氣環流和海溫信號。

2 資料與方法

本文所用歷史資料包括：(1) 1961—2017年華南區域(107～120 °E，21～26 °N) 內 176 站(圖 1)的日降水資料，該資料從中國氣象局全國2 407個站點資料中選出。(2) NCEP/NCAR 全球大氣多要素再分析逐月資料[23]，分辨率為 2.5 °×2.5 °。(3) 來自NOAA 的拓展重建月平均海表溫度資料(ERSST. v2)[24]，分辨率為2 °×2 °。華南區域持續性強降水過程的判別指標參考文獻[25]提出的方法，該判別指標綜合考慮了強降水站點相鄰性、前后兩天重合度、大尺度特征、區域氣候特點以及方法普適性。若區域內日降水量≥強降水閾值Rs的相鄰站點(距離≤350 km)數占當日全區域有效監測站點數的比例≥4%，并且區域平均日雨量大于等于一定閾值，則確定為一個區域強降水日。若某日達到強降水日標準，并滿足以下條件：區域內日降水量≥Rs的站點，至少有一站與前一天日降水量≥Rs的站點重合；或者區域內較大雨區與前一天的較大雨區有一定重合，重合率CRB≥20%，則定義為強降水持續日。一次區域持續性強降水過程要求強降水日和強降水持續日總數≥3 天。指標中涉及的強降水閾值Rs在華南區域為50 mm。

3 華南持續性強降水過程的變化特征

圖2 是1961—2017年華南區域持續性強降水過程的時間分布，華南持續性強降水過程分布季節較長，3—12月華南都可能出現持續性強降水過程。當然，汛期4—9月占了絕大多數(94.4%)，其中6月是全年中最多持續性過程的月份。而11月、12月歷史上僅各出現1次，分別出現于1961年和2013年。

1961—2017年華南區域持續性強降水過程共有267 次，過程平均天數為3.9 天/次。從各種持續天數的過程次數變化(圖3)可看出，隨著天數的增加，過程次數明顯減少，持續3天的過程占了57%，3～4 天的過程占了81%。持續5 天以上的過程都發生于汛期(4—9月)。歷史最長的過程持續天數達到 18 天，發生于 1968年 6月 8—25日。由于超過11 天的持續過程僅有這次18 天的過程，因此圖3橫坐標持續時間范圍取3～11天之間。

為了量化表征區域持續性強降水的年際或年代際變化特征，這里用某年某季節所有持續性強降水過程累積降水量來表征當年持續性強降水的輕重程度，稱為區域持續性強降水指數。圖4(見下頁)是華南前汛期(4—6月)和后汛期(7—9月)區域持續性強降水指數的多年變化曲線，前、后汛期指數年際變化明顯。趨勢檢驗表明，無論前汛期還是后汛期，持續性強降水過程累積雨量多年變化沒有明顯的線性趨勢。對華南前汛期來講，區域持續性強降水過程的累積雨量氣候平均值為205 mm，占了前汛期總雨量(氣候平均687 mm)的30%，年際標準差為111 mm。前汛期持續性強降水指數歷史最高值達到498 mm，是氣候平均值的2.4 倍，出現在 2008年，歷史最小值為 0 mm，出現在1985年和2004年(圖4a)。對華南后汛期來講，區域持續性強降水過程的累積雨量氣候平均值為147 mm，占了后汛期總雨量(氣候平均537 mm)的27%，年際標準差為99 mm。后汛期持續性強降水指數歷史最高值為1994年的398 mm，是氣候平均值的2.7 倍，而歷史最小值為0 mm，有4年(1977、1989、1996、1998年)。值得一提的是，歷史后汛期指數排前5 位的5年發生于1994—2006年這十幾年期間，該時期年際變化幅度很強(圖4b)。

4 華南汛期持續性強降水年際異常的大氣環流和海溫特征

4.1 前汛期大氣異常特征

以一倍標準差作為閾值選擇前汛期持續性強降水異常年份，前汛期(圖4a)大于等于平均值一倍標準差的有 9年(1962、1965、1966、1968、1973、1993、1998、2006、2008年)，稱為區域持續性強降水偏重年；小于等于平均值一倍標準差的也有9年(1963、1967、1976、1985、1988、1999、2003、2004、2011年)，稱為區域持續性強降水偏輕年。垂直上升運動和豐富的水汽輸送是強降水過程的重要條件，那么在季節時間尺度上，這兩個條件在區域持續性強降水偏重年與偏輕年之間是否有明顯的差異？圖5a 是500 hPa 垂直速度和850 hPa 水汽通量在偏重年與偏輕年的差值分布，華南區域氣壓垂直速度ω為顯著負異常，即上升運動明顯加強；南海北部至華南區域西南風水汽輸送通量明顯加強，該水汽輸送異常主要來源于南海和熱帶西太平洋。實際上在對流層低層(850 hPa)和高層(200 hPa)也都表現出華南區域上升運動加強的特征(圖略)。分別從偏重年與偏輕年的500 hPa 垂直速度和850 hPa 水汽通量距平分布圖(圖略)，可顯示出兩者變化趨勢相反：區域持續性強降水偏重年，華南區域上升運動和西南風水汽輸送均加強；而區域持續性強降水偏輕年，上升運動和西南風水汽輸送均減弱。從高層風和散度場來看(圖5b)，華南至西太平洋為明顯西風異常，散度明顯加大。以上說明季節平均環流背景對區域持續性強降水過程年際異常有明顯的反映，當華南及周邊區域對流層上升運動加強、低層西南風水汽輸送加強、高層輻散加強時，區域持續性強降水年景偏重；反之，當華南及周邊區域對流層上升運動、低層西南風水汽輸送以及高層輻散減弱時，則區域持續性強降水年景偏輕。

值得一提的是，除了華南本地的大氣異常之外，熱帶西太平洋區域的垂直運動和散度場則表現為與華南相反的變化趨勢，即下沉運動和高層輻合。熱帶西太平洋至東亞低緯度地區呈現出一對東南-西北走向的偶極子分布。以上這些特征為區域持續性強降水年景的短期氣候預測提供了一定的線索。需要說明的是，若從持續性強降水過程時間尺度來看，在持續性強降水過程期間，對流層中層和低層的位勢高度在華南區域都為通過顯著性檢驗的負異常[17]，但在年際時間尺度上，華南區域位勢高度負異常卻沒有達到顯著性檢驗。

4.2 前汛期海溫異常

圖6 是海溫和850 hPa 風場的異常分布，主要的海溫異常是赤道西太平洋區域(145～170 °E，10 °S～13 °N)的負異常。在華南前汛期持續性強降水偏重年，赤道西太平洋海溫偏低；在華南前汛期持續性強降水偏輕年，赤道西太平洋海溫偏高。那么，這種關系的物理過程是什么？赤道西太平洋海溫偏高(低)，相當于有熱源(冷源)對大氣作用。根據Gill[26]關于大氣對熱帶異常熱(冷)源響應形式，在熱(冷)源的西側由于Rossby 波響應，對流層低層形成赤道南、北兩個異常氣旋(反氣旋)。因此，當赤道西太平洋海溫偏低時，位于其西北側的南海-西太平洋區域大氣低層為異常反氣旋環流異常，從圖6 對流層低層風場可清楚證明這一點。該反氣旋性環流異常使西太平洋副熱帶高壓偏強，西太平洋副熱帶高壓西北側的西南風加強，為華南區域強降水提供了有利的水汽輸送條件。從位勢高度場(圖7a)和渦度場(圖7b)也可進一步看出西太平洋副熱帶高壓的明顯加強。赤道西太平洋海溫影響華南前汛期持續性強降水年際異常的物理過程，主要是大氣對異常熱源響應使西太平洋副熱帶高壓偏強，導致熱帶向華南區域水汽輸送加強，從而有利于區域持續性強降水的發生。

當然，華南持續性強降水的發生需要中低緯度環流系統相互配合，正如前文所揭示的，華南前汛期持續性強降水偏重年，高層東亞-西太平洋西風偏強，使高層大氣輻散加強，有利于上升運動進一步加強，強降水得以持續，至于高層東亞-西太平洋西風急流強弱變化的原因，則有待于進一步研究。

4.3 后汛期大氣異常特征

類似上述前汛期的做法，以一倍標準差作為閾值選擇后汛期持續性強降水異常年份，后汛期(圖4b)區域持續性強降水偏重年有8年(1961、1976、1994、1997、2001、2002、2006、2013年)，區域持續性強降水偏輕年有 5年(1977、1989、1996、1998、2011年)。圖 8a 是 500 hPa 垂直速度和 850 hPa水汽通量在偏重年與偏輕年的差值分布，華南區域氣壓垂直速度ω為顯著負異常，即上升運動明顯加強。孟加拉灣-中南半島-南海一帶為大范圍西南風水汽通量異常，華南水汽輸送異常主要來源于孟加拉灣和印度洋。可見，后汛期華南區域持續性強降水水汽輸送異常與前汛期明顯不同，前汛期主要來源于東南方向的西太平洋，而后汛期水汽輸送異常則來源于西南方向的孟加拉灣和印度洋。水汽通量異常來源主要取決于風場的異常分布(圖8b)，從印度半島、孟加拉灣至中南半島和南海大范圍區域，熱帶西南季風顯著偏強，南海北部至華南區域為氣旋性環流異常，該氣旋性環流異常一方面將水汽從南海帶向華南，另一方面使華南區域的渦度和上升運動都加強，從而造成持續性強降水增多。從圖8還可看出，西太平洋也存在顯著的環流異常，赤道西太平洋為顯著西風異常，熱帶西北太平洋則為氣旋性環流異常和正渦度異常，下一節將討論西太平洋環流異常的成因及其與華南區域持續性強降水的聯系。

4.4 后汛期海溫異常

圖9 是海表溫度和850 hPa 風場的異常分布，海溫異常主要特征是赤道中東太平洋區域(175～140 °W，5 °S～15 °N)正異常、東印度洋至西太平洋暖池區負異常。在赤道中東太平洋正海溫異常的影響下，由于Rossby 波響應，赤道西太平洋為顯著的西風異常，西北太平洋為氣旋性環流異常，正是該氣旋性環流異常，使西北太平洋區域渦度加大，導致西北太平洋副熱帶高壓偏東偏北，從而有利于熱帶西南季風向東擴展。季風槽是盛夏南海-西太平洋區域的重要環流系統，季風槽既是華南降水的影響系統，也是熱帶氣旋發生發展的有利背景條件。在上述海溫異常的影響下，西北太平洋副熱帶高壓偏東偏北，利于南海熱帶季風活躍，季風槽偏強，因此華南為氣旋性環流異常，強降水偏多。從圖8b 和圖9 還可看出，孟加拉灣至南海熱帶西南季風的加強，與東印度洋越赤道氣流加強有關。從圖9東印度洋海溫異常來看，最強的負異常位于赤道以南(95～115 °E，5～20 °S)，使得赤道南北存在一定的熱力梯度，即東印度洋在經向上的熱力梯度為正異常，從而使東印度洋由南向北越赤道氣流加強。東印度洋越赤道氣流加強有利于熱帶西南季風的加強。

海溫異常還通過垂直環流影響華南的強降水異常。熱帶海溫異常對大氣垂直運動存在影響，在海溫正異常區大氣產生上升異常、負海溫區大氣為下沉異常，由于赤道中東太平洋海溫正異常而東印度洋至西太平洋為海溫負異常，導致赤道中東太平洋為上升異常而東印度洋至西太平洋為下沉異常，西太平洋至中東太平洋低層為西風異常、高層為東風異常，即使Walker 環流減弱(圖10)。而赤道東印度洋至西太平洋的下沉異常又帶動并導致了東亞經向垂直環流產生異常，東亞沿海(即華南地區)為顯著的上升異常，海洋性大陸為下沉異常(圖11)。

5 結論與討論

本文在判斷1961—2017年華南區域持續性強降水過程的基礎上，分析華南區域持續性強降水過程的氣候特征，分別診斷與華南前汛期、后汛期區域持續性強降水年際變化相關的大氣環流和海溫異常特征，并比較前汛期、后汛期之間的異同點。

(1) 華南持續性強降水過程分布季節較長，3—12月華南都可能出現持續性強降水過程，其中汛期4—9月的占了94.4%，6月是全年中最多持續性過程的月份。華南區域持續性強降水過程平均天數為3.9 天/次，隨著天數的增加，過程次數明顯減少，3 天和4 天的過程占了持續性過程總數的81%。華南前汛期(后汛期)區域持續性強降水過程的累積雨量，占前汛期(后汛期)總雨量的30%(27%)。

(2) 無論前汛期還是后汛期，華南區域持續性強降水指數年際變化明顯。與區域持續性強降水年際變化相關的大氣環流異常，前汛期和后汛期的共同點是華南本地垂直運動異常，即在區域持續性強降水偏強(弱)年，華南垂直上升運動偏強(弱)。但前汛期、后汛期在華南及周邊環流異常和水汽輸送來源等方面也存在一定差異。

對前汛期來講，在區域持續性強降水偏強年，華南區域低層為顯著的西南風異常、高層為偏西風異常且散度加強；南海西太平洋區域為反氣旋性環流異常，即西北太平洋副熱帶高壓偏強；向華南的水汽輸送異常主要來源于熱帶西太平洋，也就是說，熱帶西太平洋水汽隨著加強的副熱帶高壓邊緣向華南輸送。而對后汛期而言，在區域持續性強降水偏強年，華南區域表現為顯著的氣旋性環流異常；從印度半島、孟加拉灣至中南半島和南海大范圍區域，熱帶西南季風顯著偏強；西太平洋區域為氣旋性環流異常，即西北太平洋副熱帶高壓偏東偏北；造成華南強降水的水汽輸送異常則來源于孟加拉灣和印度洋，即孟加拉灣和印度洋水汽隨著加強的熱帶季風向華南輸送。

(3) 華南區域持續性強降水年際變化與熱帶海溫異常密切相關。影響前汛期區域持續性強降水的關鍵海溫異常區是赤道西太平洋區域，在華南前汛期持續性強降水偏重(輕)年，赤道西太平洋海溫偏低(高)。赤道西太平洋海溫影響華南前汛期持續性強降水年際異常的物理過程，主要是大氣對異常熱源產生Rossby 響應，使西太平洋副熱帶高壓偏強，導致熱帶西太平洋向華南區域水汽輸送加強，從而有利于華南區域持續性強降水的發生。

影響后汛期華南區域持續性強降水偏強的海溫異常主要特征是赤道中東太平洋區域正異常、東印度洋至西太平洋暖池區負異常。在該海溫異常分布的影響下，首先導致西北太平洋副熱帶高壓偏東偏北；其次，有利于南海熱帶季風活躍，季風槽偏強，來源于孟加拉灣和印度洋向華南的水汽輸送偏強；第三，通過影響垂直環流，即赤道緯向Walker 環流和東亞經向環流，導致華南地區為顯著的上升運動異常。以上三方面共同作用，從而有利于華南后汛期區域持續性強降水偏強。

當然，華南汛期，特別是前汛期，持續性強降水的發生需要中低緯度環流系統相互配合[9,17]，本文所揭示的海溫異常主要影響熱帶低緯度地區的環流異常，至于與華南區域持續性強降水年際變化相關的中高緯度環流異常特征及其機理，則有待于進一步研究。另外，華南后汛期持續性強降水，其中有一定比例來自熱帶氣旋降水。本文并沒有區分熱帶氣旋降水、非熱帶氣旋降水，那么，若進一步區分開來，兩者的大氣和海洋異常信號是否不同，也是值得考慮探討的問題。