華南冬末春初降水變異關聯主模態及機理

邢佳鴿 ，胡奕陽 ，簡茂球

(1.中山大學大氣科學學院和季風與環境研究中心/南方海洋科學與工程廣東省實驗室(珠海)，廣東 珠海 519082；2.廣東省氣候變化與自然災害重點實驗室，廣東 珠海 519082)

1 引 言

我國南方冬季降水量約為200 mm，占全年降水量的10%[1]。春季年平均降水量可達到500 mm，約占全年降水量的35%[2]。冬末春初作為冬、春季過渡時期，其降水異常會對人類的生產及生活造成重要影響。一方面，冬末春初正是南方的春耕時節，連綿陰雨或持續干旱等天氣災害會對農作物的生長造成重要影響；另一方面，降水異常以冰凍霜雪或洪澇等災害形式出現時會嚴重影響人們的日常生活，甚至威脅人們的生命財產安全。因此研究南方冬末春初降水的變異特征及其機理具有重要意義。

我國南方冬春季降水具有顯著的年際變化特征。年際尺度上，南方冬季降水變異的主要空間模態分別表現為長江以南地區降水量的一致變化，以及長江流域和東南沿海的南北反相變化[3]；春季降水變異主要模態表現為南方地區降水量的一致變化，以及長江流域和珠江流域的南北反相變化特征[4]。El Ni?o-南方濤動(ENSO)作為最主要的年際變化信號，對我國南方冬春季降水具有重要影響[5-7]。此外，東亞冬季風、印度洋海溫和大西洋海溫等[8-12]也能夠通過調節位勢高度和高低層風場變化，間接影響華南冬春季降水的多寡。

現有研究表明，華南冬、春季降水變異存在一定的關聯性。有研究指出華南冬、春季降水量的逐年變化存在顯著的同相關系，這暗示著華南冬春季降水異常有一定的持續性[13]。還有研究進一步指出，華南冬春季降水的年際變化以冬春同號型居多，并伴有年代際變化，具體表現為：1960—1970 年和1990 年后，華南冬春季降水量明顯偏少，對應華南冬春季持續性旱災事件增多[14]。

以往對華南降水的研究多針對季節平均來進行分析，鮮少從月際的角度進行分析。實際上月際間的降水異常可能存在一定的關聯性。例如，簡茂球等[15]分析了我國汛期月降水量之間的相關性指出，5 月長江流域降水同6 月長江至黃河地區的降水具有顯著的同號性，而6 月南方降水與8 月廣西-湖南-江西一帶降水則具有顯著的反號性。從季節平均的角度則可能會過濾掉這些信息。我們通過計算1951—2018年華南區域平均的冬春季逐月降水量之間的相關系數發現，2、3月降水量的相關系數達到0.47(其中2、3 月降水距平同號率占63.2%)，通過了0.01 的顯著性檢驗，其他月份之間的相關則不顯著。那么，與華南這種冬末春初降水變異相關聯的主要模態具有什么樣的時空演變規律？其成因又是什么？這些問題目前尚不清楚。因此本文主要目的是從月際的角度探討華南2 月和3 月降水量變異的主要關聯模態及其物理機制。這對深入理解華南地區冬末春初的降水變異規律和成因、以及提高華南春耕時節的氣候災害預測、預警能力都具有重要意義。

2 資料和方法

本文使用的資料包括：(1) 英國東英吉利大學氣候研究中心提供的CRU 逐月降水資料，分辨率為1.5 °×1.5 °[16]；(2) 英國氣象局哈德萊中心提供的逐月海溫資料，分辨率為1 °×1 °；(3) NCEP/NCAR 的再分析資料中的逐月風場、位勢高度場及熱通量資料，逐日的風場以及溫度場資料[17-18]。資料的時間長度為1951—2018年。

歐亞遙相關(EU)主要表現為500 hPa 位勢高度場上，歐洲西部、東亞沿岸和烏拉爾山位勢高度距平負相關的關系，本文EU 指數采用Wallace等[19]給出的定義：

其中Z*為所在點500 hPa 層的標準化位勢高度距平。北極濤動(AO)最先由Thompson 等[20]提出，主要表現為北半球極地與副熱帶大氣質量和氣壓異常呈“蹺蹺板”的反向變化，具有準正壓結構。本文AO 指數采用NOAA 網站提供的逐月的AO 指數序列(https://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_ao_index/ao.shtml)。

由于本文只討論年際尺度上的氣候變率，所有數據在分析之前都進行了8年以下的高通濾波。

3 華南冬末春初降水變異的主模態

為了揭示華南冬末春初降水量在年際尺度上的時空變異特征，我們對華南1951—2018 年2、3月降水量進行了聯合經驗正交函數(EEOF)分解，EEOF不僅可反映氣象要素的時空演變，還可得到不同月份降水的空間結構的相互聯系。EEOF 的前兩個模態的空間分布和時間系數如圖1（見下頁）所示，它們的方差貢獻分別為36.6%和24.1%，均通過了North 檢驗[21]，且第一模態對2、3 月降水的方差貢獻分別為40.2%和33.9%，第二模態對2、3月降水的方差貢獻分別為28.0%和21.2%。由圖1 可知，2、3 月華南年際降水第一模態EEOF1 的空間分布呈現同相變化(圖1a、1b)，第二模態EEOF2的空間分布則呈現反相變化(圖1c、1d)。另外，從時間系數看，PC1 和PC2 的振幅在1970 年代后期到2000年代初有較大的年際變動。下面分別討論與前兩個模態相關的環流背景及機理。

4 華南冬末春初降水變異主模態的環流背景及機理

4.1 第一模態的環流異常及機理

為方便討論，我們只分析時間系數為正時的情形，時間系數為負時，則結果相反。圖1a～1b表明，當時間系數PC1 為正時，2、3 月華南年際降水呈現一致增多的同相變化。在這種情況下，2、3月南海-菲律賓海上空對流層低層都出現異常反氣旋，并伴隨有顯著的異常下沉運動，在反氣旋西北側的華南地區有顯著的異常上升運動(圖2a、2b)，高層有異常的氣旋及輻散與之對應(圖2c、2d)。在南海-菲律賓海上空的異常反氣旋西側的偏西南風輸送更多的水汽到華南的有利條件下，華南地區低層的異常輻合及上空的異常上升運動使得2、3月的降水一致增多。

上述2、3 月持續的西北太平洋異常反氣旋與熱帶印度洋-太平洋海溫異常密切相關。PC1與海溫的回歸系數場如圖3 所示，在2、3 月，華南地區降水偏多時，赤道中東太平洋顯著偏暖，熱帶西太平洋異常偏冷，而熱帶印度洋偏暖，呈現出El Ni?o形態的海溫異常分布。低層風場與海溫分布配合較好。進一步計算PC1 與前期11—1 月平均的Ni?o3.4 指數的相關系數達到0.38，而與同期2、3 月 的Ni?o3.4 指 數 的 相 關 系 數 分 別 為0.38 和0.39，均通過了0.05 的顯著性檢驗。這些證據表明，華南地區2、3月降水異常同相模態是受衰減階段的ENSO 影響，通過太平洋-東亞遙相關[22-24]以及熱帶印度洋海溫的電容器效應[25]，在西北太平洋上空強迫出異常反氣旋，反氣旋北側低層明顯的偏南風向華南地區輸送源源不斷的水汽并在那里造成異常的輻合，導致華南降水偏多。

圖3 標準化PC1與海溫(填色，單位：K)及850 hPa風場(矢量，單位：m/s)的回歸系數 a.2月；b.3月。打點區表示通過0.05的顯著性檢驗。

為了更清晰地展示中東太平洋海溫影響的環流異常，圖4給出了PC1與高低層速度勢和散度風的回歸系數場。以2 月為例，在對流層低層，熱帶中東太平洋有異常輻合氣流以及中層顯著的上升運動(圖4a)，高層有輻散與之對應，并在熱帶西太平洋高層輻合并下沉與之相伴隨(圖4c)，低層的輻散氣流又在我國華南輻合(圖4a)，導致我國華南地區降水偏多。3月環流形勢與2月類似。

4.2 第二模態的環流異常及機理

當PC2 為正時，第二模態的空間分布主要表現為2 月降水偏多、3 月降水偏少的反相變化(圖1c、1d)。相關的環流異常如圖5所示。2月華南地區低層上空受異常氣旋式切變風場控制，伴隨著顯著的異常上升運動(圖5a)；高層有異常輻散與之對應(圖5c)，且在高層從北大西洋東至西北太平洋存在兩支明顯的異常緯向環流波列，分別位于中緯度帶和副熱帶。而在3月，華南上空低層受異常反氣旋式風場控制，伴隨著顯著的異常下沉運動，并在菲律賓海上空存在明顯異常氣旋(圖5b)；高層則有異常輻合氣流與之對應(圖5d)，且在高低層中高緯度帶都表現出明顯的西風異常。

圖5 顯示的與第二模態相關的2、3 月環流異常可能分別與EU 遙相關和AO 有關。為此，我們進一步檢驗了與第二模態相關的500 hPa 位勢高度異常如圖6所示。在2月(圖6a)，歐洲西部、歐亞大陸與日本附近呈現出“+ - +”的氣壓分布，這與歐亞遙相關型的負位相分布類似[26]。3 月(圖6b)，位勢高度場發生了明顯的變化，表現為極地的異常低壓增強，歐亞大陸上由2月的負位勢高度異常轉變為正位勢高度異常，極地與中高緯度呈現出相反的位勢高度異常分布，這與北極濤動遙相關型相似[27]。進一步計算PC2 與2、3 月歐亞遙相關(EU)指數的相關系數分別為-0.39(通過0.01 顯著性檢驗)和-0.03，與2、3 月AO 指數的相關系數分別為0.34 和0.46(通過0.01 顯著性檢驗)，說明與第二模態相關的2 月歐亞大陸上空位勢高度異常確實與EU 遙相關型具有密切聯系，而3 月則與AO聯系更密切。值得注意的是，圖6a 反映出的歐亞大陸500 hPa 位勢高度異常中心與Wallace 等[19]定義的冬季EU 遙相關型的中心(見式(1))是有差別的，其三個中心分別位于(10 °E，45 °N)、(60 °E，52 °N)和(138 °E，50 °N)，如果以這三個中心代替式(1)的三個中心定義一個修訂的EU2指數，即，

圖6 標準化PC2與500 hPa位勢高度(單位：gpm)的回歸系數 a.2月；b.3月。打點區表示通過0.05顯著性檢驗。

其中Z*為所在點500 hPa 層的標準化位勢高度距平，那么PC2 與2、3 月指數的相關系數分別是-0.50和-0.34，顯然要高于上述與傳統的EU 指數的相關系數。

以上分析表明，EU 型和AO 型位勢高度異常分別對華南2、3月降水的反相變化有著重要影響，那么與2、3 月位勢高度異常相關的影響因子又是什么？圖7 給出了2、3 月250 hPa 的波活動通量[28]與PC2的回歸系數場。2月在中緯度，源自北大西洋經西歐的波列在西歐分為兩支波列，一支沿歐亞大陸上空的EU 遙相關波列路徑東傳，另一支波列則向東南沿中東和阿拉伯海到達東亞，流函數呈現出正負相間的準緯向傳播的結構(圖7a)，兩支波列協同影響華南上空的位勢高度場，從而導致降水異常。為了評估兩支波列對華南2 月降水的貢獻大小，我們根據圖7a定義南支波列指數為，

圖7 標準化PC2與250 hPa波活動通量(矢量)和流函數(填色，單位：106 m2/s)的回歸系數 a.2月；b.3月。

其中Z*為標準化位勢高度距平，并分別計算了PC2 與2 月250 hPa 層EU 指數及南支波列指數ISW的相關系數，分別為-0.50 和-0.48。結果表明，EU遙相關波列及南支波列對華南2 月降水具有同等重要的影響作用。在3月，這種緯向的傳播特征減弱，而中緯度和副熱帶地區波活動通量的經向傳播性增強(圖7b)。

圖7a 表明，北大西洋可能是影響2 月中緯度波列異常的關鍵區域。已有研究指出，北大西洋海-氣間的熱量交換能引起局地的氣壓異常，并通過大氣橋的作用影響到更大范圍的氣候異常[29]。圖8 給出了北大西洋海溫和熱通量與PC2 的回歸系數。由圖8 可知，在2 月，北大西洋中緯度的感熱、潛熱通量主要表現為正異常(圖8c、8e)，即海洋向大氣輸送的熱通量增強，從而使與之對應的海表溫度表現為負異常(圖8a)。3 月北大西洋副熱帶、中緯度帶的熱通量表現為“北正南負”的偶極型異常，但中緯度的正中心的強度較2月有明顯的減弱，而副熱帶的負中心強度有所加強(圖8d、8f)，這表明3 月北大西洋海表向大氣輸送的異常熱通量要比2 月的弱；海溫異常也表現出對應的“北負南正”的偶極型分布(圖8b)，且強度比2月的要強，這是由上述2、3 月持續的海表熱通量異常所導致的。事實上，上述2、3月北大西洋中緯度及副熱帶海表熱通量的異常與中緯度低層的異常西風及副熱帶的異常偏東風導致當地的風速變強及變弱密切相關(圖5a、5b)。

圖8 標準化PC2與2月(a、c、e)和3月(b、d、f)北大西洋海溫(a～b，單位：K)、感熱通量(c～d，單位：W/m2)、潛熱通量(e～f，單位：W/m2)的回歸系數 打點區表示通過0.05顯著性檢驗。

為了驗證2月海表熱通量(潛熱通量和感熱通量之和)對高度場異常分布的影響，我們選取熱通量關鍵區(圖8c、8e 中的綠色虛線矩形框)平均的熱通量回歸2月高度場，結果(圖略)與圖6a非常相似。這與喬少博等[30]指出的北大西洋潛熱通量減小(增加)時，一般伴隨水汽含量減少(增加)，有異常下沉(上升)的垂直運動，導致局地位勢高度正(負)異常一致。我們也進一步計算了熱通量指數序列與傳統EU指數及我們修訂的EU指數的相關系數，分別為-0.48 和-0.51(通過0.01 顯著性檢驗)，可見2 月北大西洋中緯度的海表熱力狀況與EU 遙相關型關系密切，即2 月北大西洋局地的海氣相互作用能通過影響氣壓場的分布，并通過激發EU 遙相關波列，調整大氣的輻合輻散異常進而影響我國華南地區同期的降水分布。

那么，圖6b顯示的3月北半球中高緯AO型的位勢高度異常又是什么原因導致呢？已有研究指出平流層的極渦與對流層AO 模態的形成密切相關[31]，AO 正位相時，有負的位勢高度異常和西風異常從平流層下傳到對流層[32]。圖9 給出了與PC2 相聯系的高緯極地區域平均的位勢高度，緯向風，氣溫隨時間的演變，隨著時間的推移，位勢高度負異常和西風異常以及溫度異常都有隨時間下傳的趨勢，且在3月下傳到最低高度。這可能是導致3 月極地區域位勢高度負異常相比于2 月加深的原因，有利于3月AO模態的形成。

圖9 標準化PC2與極區70～90 °N平均位勢高度(a，單位：gpm)、60～80 °N平均緯向風(b，單位：m/s)、70～90 °N平均氣溫(c，單位：K)的回歸系數 打點區表示通過0.05顯著性檢驗。

有研究指出，AO 正位相時，能夠造成中高緯度大陸上空的增暖[33]，而大陸上的增暖又可以導致位勢高度的正異常，繼而有利于形成極地和中高緯位勢高度“-+”的形態分布。當3月極區平流層的冷信號(位勢高度負異常信號)下傳到對流層時，可增強中高緯的經向溫度梯度，產生西風熱成風異常，進而使得中高緯對流層的緯向風增強，不利于高緯的冷空氣南下影響中緯度地區而導致中緯度對流層氣溫偏高及位勢高度正異常，于是出現了如圖6b反映出的歐亞大陸中緯度地區上空明顯的位勢高度正異常情形。而具體沿東亞的氣溫和位勢高度異常的垂直剖面圖如圖10（見下頁）所示，受AO 正位相的影響，極區和中緯度對流層分別表現出偏冷和偏暖異常(圖10a)，位勢高度也伴隨有相似的異常分布(圖10b)，但在垂直方向上受靜力平衡作用的影響，使得位勢高度距平的正(負)極值出現在溫度距平由正變負(負變正)的垂直位置上，如沿55 °N，對流層溫度距平由正變負的過渡區(零線)在300～250 hPa層，此位置也正好是位勢高度距平極大值所在高度。此外，值得注意的是，在東亞的副熱帶地區，對流層中低層具有顯著的負溫度異常，由此導致25～35 °N的位勢高度在高、低層分別出現負、正異常，伴隨有異常下沉運動(圖5b)，使華南降水偏少。

圖10 標準化PC2與3月沿110 °E垂直剖面的氣溫(a，單位：K)和位勢高度(b，單位：gpm)的回歸系數場打點區表示通過0.05顯著性檢驗。

5 總 結

本文采用聯合EOF 的方法，分析了華南地區1951—2018 年冬末春初(2、3 月)降水異常的主要模態和相關的環流背景，并探討了相關機理。

(1) 華南冬末春初降水量變異第一主模態表現為2、3 月同相變異，而第二主模態則表現為2、3月反號變異。

(2) 華南冬末春初降水量同相變異模態主要受ENSO事件影響所致。El Ni?o事件的海溫異常使得次年冬末春初副熱帶西北太平洋上的異常反氣旋得以維持，并在華南上空造成異常的上升運動，伴隨著異常反氣旋西側西南氣流向華南輸送豐富的水汽，使2、3 月華南降水一致偏多。在La Ni?a事件的影響下，情況則相反。

(3) 影響華南冬末春初降水量反號變異的相關環流系統主要位于中高緯地區。2 月華南的降水異常主要受歐亞遙相關型的影響；而在3月則主要受北極濤動的影響。冬末春初不同的大尺度環流異常通過改變華南上空大氣的環流異常，最終導致華南2、3 月降水的反號異常。另外，2 月歐亞遙相關型與北大西洋海表熱通量的顯著異常有關，而3 月對流層AO 型環流異常與平流層極渦信號的下傳在3 月達到最低高度，使得3 月對流層極渦明顯增強密切相關。

也許正是華南2、3 月降水量變異存在同相和反號的兩個主模態，從而導致了華南2、3月的降水量之間存在如引言部分提到的顯著但又并非特別高的正相關關系。當然，本研究也只是揭示了華南冬末春初降水異常兩種主要變異模態及其主要影響因子，要想全面認識和理解華南冬末春初的降水變異成因，仍然還有許多問題有待研究和探討，如與冬末春初的反號變異模態相關的EU 型和AO 型大氣環流異常的月際轉變的背后原因和機理等等。