中国北方秋雨与热带中太平洋海表冷却的关系

韩晋平 张人禾 苏京志

中国气象科学研究院，北京100081

1 引言

立秋以后，中国大部分地区秋高气爽，降水稀少，但在西部出现持续性阴雨，这被称为秋雨。绵绵秋雨会导致河流水位上涨，例如汉江、嘉陵江、渭河等流域，在水文上称为秋汛。尽管秋季降水比夏季少，但由于降水持续，雨区集中，且此时正值秋季作物生长，冬季作物播种及水库的蓄水期，秋雨异常可能给农业生产带来严重的影响。另一方面，中国西部地形复杂，多山地，异常秋雨常能引起滑坡和泥石流等地质灾害，造成人员伤亡和经济损失。

早在1958年，高由禧（1958）、高由禧和郭其蕴（1958）就注意到秋雨主要发生中国西部。随后的学者对秋雨的时空分布特征进行了分析。徐桂玉和林春育（1994）用 EOF方法将华西秋雨分为三类，即纬向型、经向型和全区型。冯丽文和郭其蕴（1983）发现9月华西秋雨有3年和17年的周期，10月的周期为13年。白虎志和董文杰（2004）发现华西秋雨有年代际变化特征，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世纪北少南多。在全球变暖背景下，我国北方部分地区气候向暖湿转变（施雅风等，2002），华西秋雨显著增多（张存杰等，2003）。

连绵秋雨与持续性异常环流场和稳定外强迫因子有密切联系。徐桂玉和林春育（1994），谌芸和施能（2003a）的研究指出 500 hPa 欧亚环流型与华西秋雨异常紧密相关。中高纬环流系统与西太平洋副热带高压的相互作用是秋雨异常的重要条件（鲍媛媛等，2003；郁淑华，2004；周长艳等，2006；牛宁和李建平，2007；彭京备等，2007；贾小龙等，2008；简茂球和乔云亭，2012）。许多研究发现，海表温度异常是影响中国秋雨的重要因子（黄荣辉等，2012）。Zhang et al.（1999）和Zhang and Sumi（2002）指出ENSO盛期华南秋季降水增多，龚道溢和王绍武（1998）、李耀辉等（2000）、谌芸和施能（2003b）的研究发现El Niño年，西北地区秋雨偏少，江南秋雨偏多。刘宣飞和袁慧珍（2006）的研究表明ENSO调制IOD与秋雨的关系，IOD正位相年，我国西南地区和黄河流域的秋季降水均偏多，当 IOD正位相年且同时伴随 El Niño发生时，黄河流域的秋季降水转为负异常。Niu and Li（2008）的研究发现西太平洋海表温度与华南秋季降水是正相关关系。此外，陆面热状况也是影响我国秋雨的因素，陈忠明等（2001）的研究表明青藏高原东部的地表热状况与华西秋雨有显著的负相关系。

秋雨通常定义为9～10月，然而，作为夏季风由中国北方向南撤退的表现特征之一，秋雨也经历了快速南落的过程，中国北方秋雨集中在9月，西南地区的秋雨可以持续到 10月，二者变化很不一致，例如2011年9月，中国北方发生了历史罕见的秋雨，引起严重的城市内涝和泥石流等地质灾害，此时西南地区秋雨偏少，二者变化不同步。以往对定义在9～10月的秋雨研究，混淆了不同月份之间的差异，鉴于北方秋雨跟西南秋雨在时间和空间上变化都不一致，需要把二者分开研究，这样不仅更为合理，也将进一步提高对秋雨的科学认识。另一方面，10月以后大气环流发生突变，环流背景从夏季型转为冬季型，之后北方地区以偏北风为主，因此用9月降水代表北方秋雨更合理。本文以9月北方秋雨为研究对象，从2011年北方秋雨入手，研究影响北方秋雨的海温关键区及其可能的影响机制。需要说明的是，9月中国北方秋雨区气温在 20°C～30°C间，较少降雪，降水以液态降雨为主。

2 资料与试验方案

本文利用了国家气候中心提供的全国 160站月降水资料(http://ncc.cma.gov.cn/cn/ [2012-09-03])，大气环流和向外长波辐射（OLR）均为NCEP/NCAR 再分析资料，分辨率为 2.5°×2.5° (Kalnay et al.，1996)，全球海表温度（SST）资料是 NOAA延长重建海表温度 (NOAA extended reconstructed SST) 资料（Smith et al.，2008），分辨率为 2°×2°。降水资料，大气环流再分析资料和全球海表温度资料的时间长度为1951～2011年，OLR资料为1979～2011年。本文所指气候态为1951～2010年共60年的平均值。

本文还利用 ECHAM5大气环流模式进行数值试验。ECHAM5是德国马普气象研究所（Max-Planck Institute for Meteorology）发展的第 5 代ECHAM 大气环流谱模式（Roeckner et al.，2003），它是在欧洲中期天气预报中心的天气预报模式（ECMWF）基础上发展的，这里采用的是ECHAM5.4版, 水平分辨率为 T63，垂直方向 19层。ECHAM5是当前模拟性能较好的全球模式之一，美国气象学会的期刊 “Journal of Climate” 2006年 19卷 16期较为全面地介绍了模式的能量平衡，水循环以及模拟性能等内容。为使结果更清晰，参考第5部分热带中太平洋海表温度指数的均方差，设计了两组数值试验，A组热带中太平洋海表温度暖异常试验，即在（10°S～10°N，180°～150°W），范围内气候平均SST增加0.5°C，其他海区用气候平均的SST。B组热带中太平洋SST冷异常试验，异常区域同 A组，但异常量为气候平均SST减小 0.5°C，其他海区用气候平均的 SST，两组试验均连续积分40年，取后30年进行分析，B减A表示热带中太平洋SST冷却对气候的影响。

3 2011年9月中国北方秋雨的特征

2011年 9月北方发生了强度罕见的秋雨，图1a为全国降水分布图，由图可见在中国南方和北方各有一条雨带，北方雨带位于33°N，中心在西北地区东部，最大降水超过400 mm，南方雨带位于西南—华南，最大降水量200 mm左右，最大降水中心位于西南地区。由降水距平分布（图1b）可见，西北地区东部—黄河中下游（32°～38°N，105°～117°E）是异常强雨带，最大降水异常超过200 mm。两个降水异常中心分别出现在西北地区东部和黄河下游区域，前者最强，后者较弱。由图1可见，2011年 9月秋雨主要位于中国北方地区，西南地区降水偏少，这说明北方秋雨与西南秋雨不同步。

图1 2011年9月（a）全国降水总量和（b）降水距平（单位：mm）Fig.1 (a) Autumn precipitation and (b) precipitation anomaly in China in September 2011

为了方便研究，考虑到图 1b所示的降水异常分布，本文将（32°～38°N，105°～117°E）定义为北方秋雨区，该区的平均降水作为秋雨指数，如图2所示。中国北方秋雨的气候平均值为79.4 mm，均方差为35.6 mm，占气候平均值的45%，即北方秋雨年际变率大。秋雨还存在显著的年代际变化，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，进入21世纪以后，北方秋雨再次进入较多的时期，2011年是60年来北方秋雨最多的年份，达到163 mm，为气候平均值的2倍多。

从北方秋雨指数与同期全国降水相关来看（图3），显著正相关区在（30°～40°N，105°E）以东的北方地区，代表9月秋雨的主要位置，除西南地区有零星显著负相关区外，其他地区的相关均不显著，这表明我们上述定义的北方秋雨指数能够较好代表9月北方秋雨区。

4 与北方秋雨相联系的大气环流变化

北方秋雨的持续性异常往往与稳定维持的大气环流异常紧密相连。图4是北方秋雨与大气环流的回归，由图 4a可见，位于东亚—西北太平洋的强大反气旋环流是重要的影响系统，其西南侧为强盛的西南风，它携带的暖湿水汽是秋雨形成的必要条件之一。同时，亚洲北部青藏高原以北的高纬地区有一气旋，由于处于高纬内陆地区，其南侧的偏西风寒冷干燥，暖湿气流和干冷空气在高原东北侧汇合，对应北方秋雨区。图 4a表明东亚—西北太平洋反气旋的维持有利于异常强盛偏南风的稳定，这是北方秋雨持续异常的必要水汽条件。

图2 北方秋雨指数，粗虚线为5年滑动平均，直线为1951～2010年气候平均值，为79.4（单位：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)

图3 北方秋雨指数与9月降水的相关，深（浅）阴影区通过95%（90%）显著性检验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

图4 对北方秋雨指数回归的（a）850 hPa风场（单位：m/s）和（b）500 hPa高度场（单位：dagpm）。深（浅）阴影区通过95%（90%）显著性检验，黑色区域为海拔大于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

稳定的偏南风是显著的海—陆气压梯度引起的。从500 hPa位势高度回归场上来看（图4b），巴尔喀什湖—贝加尔湖是负相关区，东亚—西北太平地区为正相关。这表明，大陆与邻近海区间有显著的气压对比，气压梯度从海洋指向大陆，非常有利于东亚形成异常偏南风。同时，正相关区西伸进入中国东部，表明北方秋雨偏多时，西太平洋副热带高压深入大陆，更有利于其西侧的暖湿气流输送到中国西部，同时中国东部受高压下沉气流影响，降水稀少。另外，需要指出的是，图 4b中东亚沿岸为高度场正异常，日本东北方为负异常，低纬海洋性大陆为较弱的负异常，即从低纬热带到高纬异常高度场表现为负—正—负的异常分布，这是典型的EAP波列 (Huang and Sun，1992) 分布型，它是影响东亚气候异常的重要环流形势。

5 热带太平洋海温异常在秋雨形成中的作用

由图4可知，西太平洋副热带高压是影响北方秋雨的重要因子，它的位置和强度都受海洋热力状况的影响。图 5是与秋雨相关的同期海表温度分布，图中可见热带中太平洋地区为显著的负相关区，暖池和菲律宾以东的海表温度为正相关区，这说明热带中太平洋的海表冷却和暖池及菲律宾以东偏暖的海温跟中国北方秋雨有密切关联。由于热带中太平洋海温早在7月就出现显著异常，并维持到 10月以后，而暖池和菲律宾以东的海表异常仅在同期出现并且范围较小，因此以下分析热带中太平洋海表温度异常与秋雨的关系。

为了分析热带中太平洋海温异常与秋雨的联系，我们选取（10°S～10°N，180°～150°W）范围内区域平均的海表温度作为热带中太平洋海表温度指数，记为CTSSTI，它的时间变化如图6所示，图中同时给出了北方秋雨指数。由图可见，CTSSTI的长期变化趋势不明显，均方差为 0.54，CTSSTI与北方秋雨有显著的负相关，相关系数为－0.31，通过 95%显著性检验。此外，CTSSTI还有年代际尺度的变化，与秋雨的年代际变化表现出反位相特征，1980年代以前，CTSSTI以负位相为主，1980年代以后为正位相，2005年以后，CTSSTI呈现下降趋势，以9年滑动平均表示年代际尺度，则二者的相关系数为－0.43，通过95%的显著性检验。

CTSSTI与秋雨的关系有较长时间的持续性，从二者的超前—滞后相关（图 7）可见，在异常秋雨发生前 4个月，二者的负相关关系已通过显著性检验。二者的相关在同期达到最大。北方秋雨发生后的3个月， CTSSTI与秋雨的负相关关系仍显著，这是因为海表温度有较好的持续性。因此，图7表明热带中太平洋海表温度异常的持续性是北方秋雨的先兆信号，这对北方秋雨的预测是有意义的。

CTSSTI与中国北方秋雨指数有较好的负相关关系，它对中国秋雨的影响是怎样的？为了便于比较，下文中我们将与CTSSTI相关的降水场和环流场均取负号，用以表示与异常偏冷海表温度相联系的变化。图8中，正相关区主要位于30°～40°N，其中西北地区东部和江淮地区东部通过显著性检验，与图 3一致，这表明负 CTSSTI与中国北方秋雨有密切联系。此外，二者也有不同之处，图 8中东北地区为正相关，且其东南部通过显著性检验，图3中这里为不显著的负相关。其他地区，尽管符号不完全相同，但是都不能通过检验。

图5 北方秋雨与9月SST的相关分布。深（浅）阴影区通过95%（90%）显著性检验Fig.5 Correlation between the autumn precipitation index and the sea surface temperature (SST).The dark (light) shadings indicate the 95% (90%)confidence levels

图6 标准化的9月CTSST指数（实线）与北方秋雨指数（虚线）Fig.6 Normalized central tropical Pacific sea surface temperature index (CTSSTI) (solid curve) and the autumn precipitation index (dashed curve)

图7 CTSSTI与秋雨指数的超前—滞后相关。虚线为95%显著性检验水平Fig.7 Lead–lag correlation between CTSST index and the autumn precipitation index.The dashed line indicates the 95% confidence level

图8 CTSST指数与9月降水的相关（反号），深（浅）阴影区通过95%（90%）显著性检验Fig.8 The correlation between the negative CTSST index and the September precipitation in China.The dark (light) shadings indicate the95% (90%)confidence levels

为进一步说明热带中太平洋异常对北方秋雨的作用，我们计算了与负 CTSSTI相关联的大气环流场，结果在图9给出。图9a，东亚—西北太平洋为反气旋式环流，热带太平洋地区盛行东风异常，在中南半岛转为西南风，使得中国东部地区均为西南风控制，这与图 4a一致，表明热带中太平洋的海表温度冷异常与中国东部的偏南风异常有紧密联系。

风场是高度场配置的体现。图9b是负CTSSTI与500 hPa高度场的相关，图中巴尔喀什湖与贝加尔湖间为高度负异常，东亚—西北太平洋为高度正异常，二者间为偏南风，即图 9a中的异常偏南风是高低气压差引起的。另外，东亚沿岸从低纬到高纬为负—正—负的异常分布型，呈现与图 4b相似的EAP波列。

热带中太平洋海表温度偏冷可以引起大气中对流活动异常，图10是偏冷的CTSSTI与OLR的同期相关，由图可见，150°E以东的热带太平洋地区为明显正相关，热带西太平洋暖池区为显著的负相关，即热带中东太平洋的对流活动受到抑制，出现异常下沉运动，西太平洋对流活动异常旺盛，上升运动活跃，旺盛的对流向北可以达到南海地区，因此，热带中太平洋海表冷却造成热带西太平洋对流活跃。

热带西太平洋上升运动旺盛会引起东亚—西太平洋的经向环流异常。从局地垂直运动来看（图11），热带西太平洋上升气流活跃，对流旺盛，其北侧10°～30°N下沉运动增强，在700 hPa以下尤其显著，即局地Hadley环流增强。Hadley环流的下沉支对应西太平洋副热带高压位置，异常下沉运动对应 EAP波列位于中纬度的正相关区，与图 9相比，垂直运动位置偏南，这是因为副热带高压脊线随高度的向北倾斜（对流层中层以下）。根据质量补偿，下沉运动区的北侧30°～40°N存在另一上升运动区，它与北方秋雨区位置一致。这表明，热带中太平洋海表温度偏冷，西太平洋对流异常活跃，加强了局地Hadley环流，使其北侧的下沉运动和秋雨区的上升运动均加强，也就是说，热带中太平洋海表冷却，使热带西太平洋的对流旺盛，加强了东亚沿岸的EAP波列，增强了偏南风，使北方秋雨区处于气流辐合上升区，造成多降水。反之，当热带中太平洋海表增暖时，北方秋雨偏少。

图9 对CTSSTI回归的（a）850 hPa风场（反号，单位：m/s）和（b）500 hPa高度场（反号，单位：dagpm）。深（浅）阴影区通过95%（90%）显著性检验，黑色区域为海拔大于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，当热带中太平洋出现负海温异常时，其上空的对流受到抑制，热带西太平洋的对流旺盛，从而使局地的Hadley环流加强，其北侧的下沉支随之增强，出现异常反气旋，加强 EAP波列，这就导致西太平洋副热带高压加强西伸，副高西侧的偏南风引导水汽输送，造成北方秋雨偏多，反之偏少。Zhang et al.（1996）的研究表明，热带太平洋的海表温度异常可以引起对流加热异常，在大气中产生 Rossby波响应。对于负海温异常，对流异常冷却造成大气中的 Rossby波响应在西北太平洋地区激发出反气旋异常，造成了副高的加强西伸，本文与此一致。

6 热带中太平洋海表温度异常的数值试验

为了进一步验证上述统计分析的结果，本文利用 ECHAM 5大气环流模式进行了敏感性试验，结果如图12所示。

图 12a 是模拟的热带中太平洋 SST冷异常时的850 hPa风场异常，海表冷却导致热带西太平洋地区为东风异常，东亚沿岸为偏南风，有利于水汽向北输送，这与前述统计分析结果一致，只是模拟的风场显著区偏小且位置偏北，这是因为模拟的副热带西北太平洋的异常反气旋较弱。

图10 CTSSTI与同期OLR的相关（反号），深（浅）阴影区通过95%（90%）显著性检验Fig.10 The correlation between the negative CTSSTI and outgoing longwave radiation (OLR).The dark (light) shadings indicate the 95% (90%) confidence levels

图11 CTSSTI与（110°～130°E）垂直速度的相关（反号），深（浅）阴影区通过95%（90%）显著性检验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

图12b是模拟的500 hPa高度场，从热带到高纬存在一个明显的负—正—负遥相关，即 EAP波列，热带和高纬为负异常，中纬度为正异常，这与图4b和图9b还是比较一致的。

目前大多数全球模式对东亚降水模拟能力很有限，ECHAM 5也存在类似的问题，这里仅以850 hPa辐合场大致表示雨区的位置，如图 13所示。由图可见，最大的辐合区位于（36°N，105°E）附近，与图1中北方秋雨区位置总体一致的。

因此，敏感性试验表明，热带中太平洋海表冷却会激发出 Rossby响应，在西北太平洋地区出现异常反气旋，使副热带高压加强西伸，引导水汽在北方秋雨区辐合，造成降水偏多。

7 对2011年9月北方秋雨的讨论

2011年 9月中国北方秋雨的范围和强度为近60年罕见，下面我们将分析大气环流和热带中太平洋海表热状况异常在这次事件中的作用，对比它与前述分析结果的异同。

从2011年9月低层环流异常场来看（图14a），热带中太平洋以西为东风异常，以东为西风异常，即这里低层风场辐散，中国东部 35°N以南盛行偏南风，35°～45°N为偏东风，中国北方地区处于气流辐合区。巴尔喀什湖以东，贝加尔湖的西南为一个气旋，中国南方和日本以东的北太平洋上分别有两个反气旋，二者间的副热带西太平洋上是一个气旋。中国东南上空的副热带反气旋与图 4a具有较好的一致性，但不同之处在于其东部出现了异常气旋。据统计，2011年9月先后有7个台风途经或停留在此，因此异常气旋的出现是频繁的台风活动引起的。

图12 模拟的（a）850 hPa风场异常（单位: m/s）和（b）500 hPa位势高度场异常（单位：gpm）。深（浅）阴影区通过95%（90%）显著性检验，黑色阴影为青藏高原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

图13 模拟的850 hPa辐合场异常（单位：10–7 s–1）Fig.13 The anomalous convergence field at 850 hPa in the numerical experiment (10–7 s–1)

台风影响下的环流形势在500 hPa高度场（图14b）可以看得更清晰，中国东部和日本以东的西北太平洋有两个异常高压区，30°N的西北太平洋为低压区。总体来看，两个高压区仍是一体的，异常低压使副热带高压变形为两个部分，主体移到海洋上，另一部分高压深入大陆。尽管频繁出现的台风减弱了海上的副热带高压，但在中国东部大陆上空仍为正高度异常，副热带高压西侧的偏南风仍然保持向北的水汽输送，这种环流形势造成 2011年9月中国北方异常偏多的降水。

图15是2011年9月的海温距平，热带中太平洋的SST偏低，最冷区低于－0.6 °C，这与图5所示的海温空间分布一致。冷海温异常会使其上的对流受到抑制（图16），激发出的大气Rossby波使得西北太平洋地区出现反气旋异常，造成了西太平洋副热带高压的加强西伸。同时，热带西太平洋地区的SST偏暖0.3°C以上，这可能是促使台风活动频繁的原因之一。

2011年9月的OLR异常如图16所示，由于热带中东太平洋海表温度负异常，160°E以东的对流受到抑制，同时还发现西太平洋—南海的对流活跃，这与前面分析结果一致。

台风与环流的影响是相互的，西太平洋副热带高压外围气流能引导台风移动，台风的移动也影响副热带高压。当台风移动到副热带高压西侧时，通常副热带高压东退，使东亚—西北太平洋处于低气压背景下。2011年9月，副热带高压明显偏西，偏强，频繁台风的活动使副热带高压分裂为两部分，主体在140°E以东的太平洋上，中国南方滞留了小部分，正是这部分滞留的副热带高压的维持使偏南风稳定地为雨区提供了水汽条件，导致了历史罕见的北方秋雨。换句话说，热带中太平洋SST偏冷，副热带高压偏西偏强的条件下，台风活动使环流场变形导致部分西太平洋副热带高压异常西伸，深入中国大陆，加强了偏南风的稳定维持，造成中国北方秋雨偏多。

图14 2011年9月环流的距平场：（a）850 hPa风场（单位：m/s）；（b）500 hPa 位势高度场（单位：dagpm）。黑色区域为海拔大于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

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

图16 2011年9月OLR距平（单位：W/m2），等值线间隔10 W/m2Fig.16 The anomalous OLR in September 2011 with interval 10 W/m2

8 总结与讨论

本文利用1951～2011年中国160站的降水资料，NCEP/NCAR大气环流资料NOAA延长重建海表温度资料，OLR资料以及ECHAM 5大气环流模式研究了中国北方秋雨的年际变化特征及成因。研究发现，中国北方秋雨具有明显的年际和年代际变化，但长期变化趋势不明显，1960年代到1980年代中期，是北方秋雨偏多的时期，1950年代、1980年代后期和1990年代偏少，2000年以后，秋雨再次进入较多的时期，2011年是60年来降水最多的年份，达到163 mm。

北方秋雨与西太平洋副热带高压异常西伸有密切关系，当秋雨偏多时，西太平洋副热带高压显著西伸，其西侧的偏南风对水汽的向北输送是北方秋雨出现的重要水汽条件。热带中太平洋的海表冷却是引起环流异常的原因，当热带中太平洋海表温度偏低时，其上的对流受到抑制，热带西太平洋的对流异常活跃，导致局地 Hadley环流增强，使30°N的下沉运动增强，西北太平洋出现异常反气旋，引起 EAP波列异常，这使得西太平洋副热带高压明显西伸，其西侧的偏南风向北输送充足水汽，并在中国北方辐合，造成秋雨偏多。反之，当热带中太平洋海表温度异常偏低时，不利于北方秋雨偏多。此外，热带中太平洋异常SST与北方秋雨的相关关系有很好的持续性，这对北方秋雨的预测具有一定意义。

本文分析了热带中太平洋海表冷却对中国北方秋雨的影响，没有考虑ENSO循环对秋雨的影响。由于热带中太平洋海表温度异常与ENSO循环有密切关系，目前已有大量研究表明，ENSO不同发展位相，对气候的影响不同（Zhang et al., 1996; Gao et al., 2006），而且ENSO对东亚气候的影响长期来看是不稳定的（Wang, 2002）。在La Niña发展和衰亡阶段，热带中太平洋海表温度均表现为负异常，这就自然地引出另一个问题，在La Niña 不同演变阶段，中国北方秋雨有何异同？影响机制是否相同？这将是个复杂的问题，不仅需要对历史观测资料进行细致分析，还需要借助数值模式进行深入研究。另外，热带中太平洋海表温度与中国北方秋雨的关系还可能存在多时间尺度问题，图6显示二者在年代际时间尺度上也有显著关系，这也许跟气候背景有关。总之，还有许多问题值得进一步研究。

致谢 感谢审稿专家和编辑提出的宝贵意见。

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