華南前汛期降水特征及其與大氣熱源的關系

羅小青，巫郎琪，徐建軍，李 凱

(1.廣東海洋大學南海海洋氣象研究院， 廣東 湛江 524088；2. 廣東海洋大學海洋與氣象學院，廣東 湛江 524088；3. 廣東海洋大學海運學院，廣東 湛江 524088)

0 引言

華南前汛期(4—6月)降水主要發生在副熱帶高壓北側[1]，由于受中緯度西風、西南氣流和季風爆發等共同影響，前汛期降水具有范圍廣、持續時間長且極端降水事件頻發等特點[2]。華南地區人口稠密，經濟發達，強降水事件很有可能造成城市內澇和嚴重次生災害，因此對于前汛期降水尤其是降水影響因子的研究意義重大。

大氣環流和海溫是影響前汛期降水的主要因子，諸多學者已得到一些有意義的結論[3-5]。谷德軍等[6]研究認為南海北部中低空風場加強有利于降水；金愛浩等[7]則認為南亞高壓和副熱帶高壓相向而行時利于降水；苗芮[8]探討了中高緯度低頻波列和南海低頻對流信號協同作用對前汛期降水影響的機制；Chan等[9]發現PDO和ENSO同處于正位相時，前汛期降水偏少，并推測這種調制作用與副高有關。也有學者分別從南海海溫異常[10]、赤道中東太平洋海溫異常[11-12]以及暖池海溫異常[13]等角度探討其對前汛期降水的影響。

然而從大氣熱力狀況異常分析其對前汛期降水影響的研究較少，且對機理研究更少。高斯等[14]研究大氣熱源30～60 d振蕩與華南6月降水的關系，發現澇(旱)年南海附近有異常低頻熱匯(熱源)區；陳紅等[16]采用診斷分析方法發現前汛期降水期間大氣熱源和熱匯均為大值，并強調凝結潛熱加熱作用的重要性。大氣熱源是大尺度環流的熱機[17]，與天氣系統的發生發展有密切聯系，尤其與降水等天氣過程密不可分[18]。在定常情況下，熱(冷)源的空氣得到(失去)熱量后，通過動力作用，如冷平流和上升冷卻(暖平流和下沉增溫)過程來耗散所得(失去)熱量[19]。如Yanai等[20]認為在高原雨季，凝結釋放的潛熱由強烈上升運動所平衡。本文旨在分析華南前汛期降水特征及其與鄰近區域大氣熱源的關系，通過合成、相關分析等統計方法建立大氣熱源對華南前汛期降水的影響機理，從而為降水預報及數值模擬提供參考。

1 數據來源和方法

1.1 數據來源

1.1.1 站點數據 本文選取廣東、廣西和海南代表華南地區，前汛期主要指4—6月。采用中國地面氣候資料月值數據集1980—2012年的54個臺站降水資料。站點空間分布較為均勻，地勢走向基本呈西北高東南低。海拔最高(那坡，23.4°N，105.8°E，海拔794.1 m)和最低(欽州，22.0°N，108.6°E，海拔4.5 m)站點分別位于廣西西南部和廣西南部。粵西大云霧山、粵北九連山以及粵東蓮花山，三者與珠三角地區形成喇叭口地形，云貴高原東南緣與大云霧山同樣形成喇叭口地形。

1.1.2 再分析數據 采用1980—2012年的JRA-55數據(1.25°×1.25°)，要素包括27層的溫度、水平風速、垂直速度、相對濕度和高度場以及地面氣壓。

1.2 方法

(1)

(2)

關于計算熱源的方法詳細請參考文獻[18-19]。兩種方法均可得到大氣熱源，前者能得到整層熱源及熱源分量(地面感熱、降水潛熱和大氣凈輻射)，后者既能得到整層熱源，又可得到熱源個別變化分量、平流變化分量和垂直變化分量及其對應分量的垂直結構。為研究大氣熱源與高低空環流的配置情況，本文采用倒算法計算大氣熱源和水汽匯。大氣熱源對大氣環流的影響可用熱力適應理論來解釋[21]，熱源與水汽匯分布特征一致時，大氣非絕熱加熱主要為對流降水產生的凝結潛熱，熱源區空氣柱整體有強輻合上升運動，也可理解為熱源對低空氣流的抽吸作用較強；強冷源區大氣環流特征則相反。

1.2.2 統計分析 EOF分析是利用正交函數線性組合提取出某一區域氣候變量場典型模態的方法[22]。本文采用該方法對華南前汛期降水進行EOF分解，了解降水典型空間分布模態。

SVD分析[23](Singular Value Decomposition，奇異值分解)是利用EOF技術分析兩個變量場相關程度的方法。利用奇異向量的方差貢獻分析某一對SVD模態的顯著性。分析異性相關系數場，尋找兩場之間的高相互影響區。

合成分析[23]是對大氣平均狀態進行分析的方法。將符合某一條件的多個時刻的同一要素場進行平均，即得到合成場，也稱為大氣變量的條件平均場。條件平均場是否顯著可采用U檢驗或T檢驗，本文采用雙邊T檢驗。

距平分析指時間距平分析，它可以直接了解變量對平均值的偏差情況，便于同一變量不同時期，能在同一水平下進行比較。本文定義距平X1、X2，并統計距平|X1|≥50 mm的極端降水事件。X1可描述要素的年際和季節變化，X2去除季節變化信號，可用于分析歷史極值的分布。

(3)

(4)

2 華南前汛期降水特征

2.1 時空變化特征

華南降水主要集中在4—9月(圖1a)，前汛期降水峰值在2000年代之前集中在6月，而之后則集中在5月。從1991年開始，前汛期降水強度有增加趨勢，李麗平等[24]利用對流中低層環流及溫度的年代際轉折解釋了其成因。1991年之前6月降水出現偏少情況較多，之后降水偏多情況增加，其中1993年、2001年和2008年偏多最為顯著，而1985年、1991年、1995年和2004年偏少顯著(圖1b)。前汛期(4—6月)和后汛期(7—9月)平均總降水量分別為670.3 mm和657.8 mm，分別占全年總降水量的39.6%和38.7%。另外還發現，1995年前汛期降水偏多，而后汛期降水則偏少，2001年整個汛期降水偏多。1994年后汛期降水偏多異常顯著，這是由1994年6月中旬華南地區發生的大范圍持續性暴雨所致[25]。極端降水主要發生在6—8月，另外4月、9月和10月也較易發生極端降水情況(圖2)。

圖1 華南前汛期降水距平X1(a)和距平X2(b)時間序列(單位：mm)

圖2 華南前汛期降水|X1|≥50 mm事件的季節分布(POS和NEG分別表示X1≥50 mm和X1≤-50 mm)

華南前汛期降水空間分布的季節差異大，6月降水量最大。在前汛期初期，華南處于南海高壓脊北側以及西風氣流南側，且受地形影響導致降水北多南少(圖3a)。4月降水較3月明顯增加，以粵北地區增加最為顯著，300 mm以上的降水主要集中在南嶺東南側，海南西南部和廣西西部地區降水較小約為50 mm。隨著副高東退北抬，來自熱帶印度洋的西南氣流和來自低緯度西太平洋的東南氣流北上，5月廣東大部分地區降水達到300 mm，降水大值中心集中在珠江三角洲—陽江一帶，強度達350 mm以上，但廣西中西部和海南大部降水未有明顯變化。隨著5月中旬南海季風爆發和6月上旬南亞季風的爆發，來自孟加拉灣的強盛西南暖濕氣流和沿南海北上的偏南氣流給華南帶來了豐沛降水。6月降水強度和范圍最大，華南地區降水大值中心稍有東移，集中在珠三角地區，廣西南部和西北部分別出現兩個強度為300 mm的強降水中心。總體而言，4—6月降水大值中心從粵北、粵中—珠三角到粵西再到華南大部。500 hPa高度上5 870 gpm等值線與120°E經線交點所處的緯度自3—6月逐漸向北移動，西北太平洋副高在3—5月徘徊在18°N以南，6月北跳至20°N附近。

圖3 1980—2012年華南前汛期降水(陰影，單位：mm)、850hPa流線以及5 870 gpm(綠線)、5 880 gpm(紅線)等位勢線(單位：gpm)

2.2 EOF分析

第1模態的特征向量均為正值，但空間分布差異大，其中北部值大(最大值在桂林地區)，南部值小(最小值在汕頭、北部灣和海南等地區)(圖4)。這表明華南前汛期降水為典型的空間分布一致型為主，但南北差異明顯。EOF1對應的時間系數線性趨勢為4.9 mm/10a(未通過95%的顯著性檢驗)，結合空間分布可得知，前汛期降水有全區一致型增加的趨勢，但趨勢不明顯，其中華南北部降水增加強度強于南部。

圖4 大氣熱源EOF1空間模態(a)(解釋方差66.42%)及時間權重系數(b)

2.3 降水異常特征分析

從前汛期降水區域平均的時間序列分析，也可以發現降水有增加趨勢，但不顯著(圖5)。將標準化[26]值大于1.0作為異常事件統計，降水偏多年有1993、1998、2001、2005、2008和2012年，偏少年為1985、1988、1991、1995、2002、2004和2011年。合成分析(圖6)發現降水偏多年特征與5月份氣候態降水空間分布相似，西南氣流異常強盛，西太平洋副高位置明顯偏西。降水偏少年副高則退到125°E以東洋面，5 870 gpm等位勢線位置在降水異常年基本未變。若以5 880 gpm等位勢線與120°E經線交點(較高緯度的交點)作為北界位置，則發現降水偏多年副高北界在18°N附近，西脊點達到116°E，華南剛好處于西脊點西北側。西北太平洋副熱帶高壓脊線呈西西南—東東北走向，對流層的脊線位置隨高度增加向北傾斜(圖略)，500 hPa高度上華南處于副高西脊點西北側，這種環流形勢非常利于偏南暖濕氣流北上。由此可見，副高西伸有利于熱帶洋面暖濕氣流向華南輸送，因而造成前汛期降水偏多。

圖5 華南前汛期降水標準化時間序列和5 a滑動平均及其線性趨勢(黑虛線代表±0.5)

圖6 華南前汛期降水偏多(a)和偏少年(b)的累積降水(陰影，單位：mm)，850 hPa風場(流線，單位：m/s)以及5 870 gpm(綠線)、5 880 gpm(紅線)等位勢線(單位：gpm)的合成

通過合成分析(圖7)發現前汛期降水偏多年，華南地區、馬來西亞群島及熱帶印度洋中東部有異常強的大氣熱源和水汽匯，華南地區低空有異常顯著的偏南氣流匯合，同時伴隨凈水汽通量輻合，菲律賓群島東部有冷源異常，且伴隨凈的水汽通量輻散，南海北部以異常西南氣流為主(圖7a和圖7c)。降水偏少年熱源、流場、水汽通量的空間分布基本相反，但熱帶印度洋東南部有一個異常強的熱源出現，且伴隨風場和水汽通量的凈輻合(圖7b和圖7d)。另外還發現，降水偏多年孟加拉灣—印度半島有一個異常強的冷源出現，且伴隨低空風場和水汽通量的凈輻散，而中南半島出現的異常熱源則伴隨水汽通量的凈輻合。

3 華南前汛期降水與大氣熱源的關系

3.1 SVD分析

大氣熱源通過影響大氣環流，從而影響降水。為研究前汛期降水與大氣熱源的關系，首先進行SVD分析。圖8表明華南大部分地區的前汛期降水與南海中部和北部以及菲律賓以東大氣熱源呈顯著負相關，這與圖7得到的結論基本一致，這表明前汛期降水偏多時，南海中部和北部及菲律賓以東地區存在異常冷源。但是孟加拉灣地區的相關性與圖7a的結論不一致。前汛期降水與水汽匯的SVD分析結果一致，這是因為所研究區域大氣熱源和水汽匯的空間分布基本一致，且大部分以正值為主，大氣非絕熱加熱主要以對流凝結潛熱釋放為主(圖略)。

圖7 華南前汛期降水偏多年大氣熱源(a)、偏少年大氣熱源(b)與850 hPa流場合成距平場(陰影：大氣熱源，單位W/m2；點狀：通過0.05顯著性水平檢驗；流線：風場，單位m/s)；偏多年(c)、偏少年(d)與850 hPa水汽通量(陰影，單位：102 kg·m-2·s-)和水汽通量散度(矢量，單位：10-6 kg·m-2·s-1)

圖8 SVD第1模態異性相關系數空間分布(華南前汛期降水(a)；大氣熱源(b))

3.2 相關分析

利用相關分析找出與前汛期降水聯系更為緊密的熱源異常區，同時檢驗SVD結果的正確性。前汛期降水與同期大氣熱源和水汽匯的相關系統空間分布基本一致，且華南和菲律賓以東地區分別有一個顯著的正相關區和負相關區，這說明前汛期降水偏多時，對應華南地區大氣熱源和水汽匯顯著偏強，而菲律賓以東大氣熱源和水汽匯異常偏小或為冷源。孟加拉灣—印度半島南部地區也出現負相關區，相關系數為-0.22，這與圖7a合成分析的結果一致，因此認為前汛期降水與該地大氣熱源呈負相關。中南半島的相關系數很小，這說明該地區在降水異常年出現的異常冷源對華南降水影響不大。從850 hPa前汛期降水與水平流場的相關系數分布圖(圖9a)可以看出，華南地區、中南半島北部和東部、南海中部和北部有顯著正相關區，而菲律賓東南部有顯著負相關區，這說明前汛期降水偏多時，該區域低空被異常反氣旋式環流控制。500 hPa相關系數分布與850 hPa基本一致(圖9b)，表明前汛期降水與大氣環流這種相關性在對流層有很好的一致性。前汛期降水與大氣熱源超前滯后相關分析也可以得到相似結論，但相關程度減小(圖略)。由此可見，熱源與前汛期降水的相關性具有持續性，且在同期最為顯著。由以上分析可知，前汛期降水異常偏多時，菲律賓東部和孟加拉灣—印度半島南部有異常冷源，華南及南海北部整層大氣有異常偏南氣流匯合，菲律賓地區對流層氣流反氣旋式環流加強。

圖9 華南前汛期降水與850 hPa水平流場(a)和500 hPa流場(b)同期相關系數(陰影：通過0.05顯著性水平檢驗，所有數據均去趨勢標準化)

3.3 大氣熱源與環流的關系

通過前面兩小節的分析，選取華南地區和3個冷源異常區，分析其與大氣環流的關系。華南地區(沿點(95°E,16°N)和點(150°E,25°N))、菲律賓以東地區(沿點(128°E, 3°N)和點(150°E, 13°N))和孟加拉灣西側地區(沿點(72°E,8°N)和點(92°E,18°N))的斜剖面，分析大氣熱源和環流的關系。從圖10a可以看到，華南降水偏多年整個對流層是存在異常大氣熱源和上升氣流，熱源最強在400 hPa高度，對應最強上升氣流。華南西南側有一個較弱的大氣冷源，異常冷熱源垂直結構與其垂直變化分量分布基本一致(圖 10b)，而個別變化分量和水平變化分量值均較小，且垂直方向上無明顯變化。由此可見前汛期期間大氣熱源的主要貢獻來源于深對流凝結加熱。菲律賓以東對流層為異常冷源控制，最強冷中心400 hPa，且伴隨明顯下沉氣流(圖略)。該異常冷源處于副高西南側，因此有加強副高，促使其西伸的作用。孟加拉灣西側地區(80～85°E)有一個較弱異常冷源，強冷源中心也在400 hPa高度，同時伴隨下沉氣流。印度半島南部地區的異常冷源中心高度和最大風速高度在800 hPa附近(圖略)。這3個冷源區也為水汽匯區，且垂直分量的貢獻最大。印緬槽是影響我國華南降水的重要天氣系統，而孟加拉灣西側和印度半島冷源位于印緬槽后方，因此該異常冷源會使印緬槽加深東移，從而形成利于西南氣流北上的形勢。降水偏少年熱源和大氣環流的配置與偏多年相反。

圖10 華南地區 (a)前汛期降水偏多年和偏少年大氣熱源(陰影，單位：K/d)和風場偏差(矢量，單位：m/s)沿(95°E,16°N)和(130°E,25°N)的垂直剖面，(b)、(c)和(d)分別為大氣熱源的垂直分量、個別變化分量、平流分量的偏差

3.4 大氣熱源對前汛期降水影響的機制分析

華南前汛期降水偏多年副高異常偏西，低空偏南氣流強盛，華南地區被異常熱源控制，熱源強度在對流層中層(400 hPa)達最強，整層氣柱伴隨強烈上升運動。菲律賓以東和孟加拉灣西側對流層中層則出現異常冷源，伴隨明顯下降氣流。在異常冷源的控制下，這兩個地區對流層均被異常反氣旋環流控制。相關分析表明華南前汛期降水與菲律賓以東地區大氣熱源呈顯著負相關，與印度半島東部和孟加拉灣地區相關系數約為0.22。降水偏少年環流特征、熱源分布及與降水的相關性基本呈相反情況。

4 結果和討論

本文利用中國氣象局月值資料數據和JRA-55資料，采用合成、相關等方法分析華南前汛期降水特征及其與大氣熱源的關系，得到以下結論：

①前汛期降水空間分布的季節差異大，4—6月降水大值中心從粵北、粵中—珠三角到粵西再到整個華南大部，同時伴隨副高的西伸和北抬。6月降水范圍和強度最大，極端降水也主要發生在6月。前汛期降水峰值在2000年代之前集中在6月，而之后則集中在5月。

②降水空間分布的典型模態是全區一致型，但是這種模態沒有顯著年際變化趨勢。降水偏多年西南氣流異常強盛，且伴隨副高異常偏西。從熱源和大氣環流角度來看，降水偏多年華南地區有異常熱源及水汽匯，以及低空水汽通量凈輻合，而菲律賓東部地區、孟加拉灣西側地區出現異常冷源和水汽通量凈輻散。

③SVD和相關分析均表明前汛期降水與孟加拉灣和菲律賓以東地區大氣熱源和水汽匯呈顯著負相關，而與華南地區和中南半島大氣熱源及水汽匯呈正相關。前汛期降水與菲律賓以東地區高低空水平流場呈顯著負相關，而與華南及南海北部流場呈顯著正相關。以上的相關性具有一定的持續性，且同期達到最強。這說明當前汛期降水偏多時，華南地區大氣熱源偏強，高低空西南風加強，菲律賓以東和孟加拉灣地區被異常冷源控制，高低空流場加強。

④華南地區、菲律賓以東地區和孟加拉灣西側地區的斜剖面分析得到大氣環流和熱源在垂直方向上的關系為：熱源伴隨強的上升運動，最強上升運動處于最強熱源區，約400 hPa高度；冷源則伴隨強下沉氣流，最強冷源中心也在400 hPa左右。前汛期降水偏多年，華南地區存在強熱源，異常上升氣流，而菲律賓地區、孟加拉灣西側異常冷源，強下沉氣流，且對流層均被異常反氣旋環流控制。降水偏少年情況反之。

⑤大氣熱源對華南前汛期降水的影響機理：菲律賓以東地區異常冷源使副高下沉氣流加強，副高強度加強并西進，利于東南氣流沿南海北上。孟加拉灣西側異常冷源使該地區下沉氣流加強，地面為異常反氣旋式環流，該環流使印緬槽加深東進，進而利于西南暖濕氣流北上。來自熱帶太平洋和熱帶印度洋的暖濕氣流北上，在華南地區匯合，而華南地區異常強熱源抽吸低層氣流強烈輻合上升，從而造成前汛期降水偏多。降水偏少年也可采用相似機理來解釋。

本文討論華南前汛期降水特征及其與大氣熱源、環流的相關性，建立了大氣熱源通過大氣環流影響華南前汛期降水的理論模型，具有一定的創新性和合理性。但影響華南前汛期降水因素除了暖濕偏南氣流，還有南下的冷空氣、西風槽、大氣低頻振蕩、ENSO、臺風等因素，因此還需利用偏相關統計方法以及數值模擬的方法，進一步分析影響華南前汛期降水的各個因素及其作用機理。另外，對強降水，尤其是短時強降水的分析也需要更進一步深入[27]。