粤东暴雨中心前汛期降水异常的环流特征及前兆性信号分析*

李明华，李超，4，陈芳丽，郑群峰，陈潜，张超，赵春阳，周佐欢

（1. 深圳市气象局（台），广东深圳518040；2. 深圳南方强天气研究重点实验室，广东深圳518040；3. 惠州市气象局，广东惠州516001；4. 深圳市国家气候观象台，广东深圳518040）

华南汛期分为前汛期4～6 月和后汛期7～9 月两个阶段，前汛期降水占全年总降水的40%～50%，较后汛期降水偏多［1］。前汛期主要是锋面降水和季风降水为主［2］，暴雨发生频次较高，“龙舟水”等前汛期强降水常引发城市积涝和地质灾害等，是人们关注和研究的重点之一。研究表明粤东地区是华南前汛期的3大暴雨中心之一［3］，粤东暴雨中心包括汕尾和揭阳等地区，同时有研究表明惠州东部也属于粤东暴雨中心区域［4］。在全球变暖背景下，粤东前汛期暴雨降水量和日数均有增加趋势［5］。该地区的惠东、汕尾和揭西、惠来、普宁和潮南等区县受莲花山等地形等因素影响易产生极端强降水［4］，该地区降水是影响华南防洪抗旱的重要因素；同时该地区是华南重要工农业生产基地之一，因此开展该地区前汛期降水研究具有重要意义。

以往有很多研究工作，将华南地区作为整体分析前汛期降水的年际变化特征和成因。华南前汛期降水的年际变化特征明显，2～4 a年际尺度周期最为显著［6−7］。水汽输送是影响降水年际变化的直接因素，华南地区前汛期降水的水汽来源主要来自阿拉伯海的西风输送和西太平洋副高南侧东风的转向输送及孟加拉湾的西南风输送［8−9］，其中西太平洋副高南侧东风的转向经南海的水汽输送可能是影响华南地区降水年际变化的关键［10］。水汽辐合异常和大气环流变化密切相关，马慧等［6］研究指出副热带高压和南亚高压偏弱引起华南地区低层水汽辐合加强导致降水增多；李丽平等［11］研究表明，对流层上层西风急流偏弱偏南也会造成华南地区降水异常偏多，反之降水偏少。大气遥相关和持续性环流异常相关，也会造成降水持续异常［12］，陈锐丹等［1］研究指出华南前汛期降水和东亚−太平洋遥相关型为显著正相关。MJO 不同相位也可能通过Rossby 波传播造成华南降水异常，如李文铠等［13］和章丽娜等［14］研究指出华南前汛期降水偏多和MJO 的2～3 位相有关，降水偏少则和MJO的6～7位相有关。

许多研究表明前期海温等外强迫因子可以通过大气环流异常，特别是持续性环流异常如大气遥相关型对降水造成影响。邓立平和王谦谦［7］研究指出华南前汛期降水和西太平洋暖池北部海温呈负相关。伍红雨和吴遥［15］研究指出中等及以上强度东部型厄尔尼诺事件次年，高层西风急流明显加强，东亚大槽增强，低层菲律宾以东存在反气旋异常环流，华南存在南北风的交汇和水汽辐合加强，有利于华南前汛期降水偏多；弱等级的东部型以及中部型厄尔尼诺事件次年华南前汛期降水偏少。蔡学湛［16］研究指出青藏高原前冬多雪时，华南前汛期降水偏多。

以上研究主要针对华南整体前汛期降水，华南前汛期降水存在明显区域性特征，粤东和华南西部反相变化是前汛期降水年际变化的重要模态［17］，说明粤东前汛期降水有一定独有特征。黄忠等［18］分析指出2007 年6 月粤东持续性暴雨是东路冷空气和从西南地区不断东南移短波槽和低涡共同作用下产生的。任文斌等［19］研究指出季风槽的缓慢北抬是影响2011 年6 月15～17 日暴雨发生的直接系统。以上研究主要从天气角度分析了粤东前汛期的暴雨天气过程，未对粤东暴雨中心的前汛期降水的年际变化及成因进行系统分析。相比整个华南地区，影响粤东暴雨中心降水的大气环流以及前期外强迫因子有何不同？

本文将针对粤东暴雨中心前汛期降水年际变化进行研究，包括粤东地区降水异常的大气环流特征，粤东暴雨中心降水异常的前期外强迫等影响因素，以及外强迫影响粤东暴雨中心降水的物理机制。

1 数据和方法

本文采用的数据资料主要包括：

1) 降水资料选用粤东暴雨中心7 个国家基本站(图1)日值资料，7 个国家基本站分别为惠州惠东，汕尾市汕尾、海丰和陆丰，揭阳市揭西、惠来和普宁，资料起止时间为1967 年1 月～2018年12 月。降水日值资料为北京时间20 时～20 时累计降水量作为逐日降水，本文分析中将4～6 月7站平均作为粤东暴雨中心前汛期降水量。

2) 美国国家环境预报中心和国家大气研究中心发布的NCEP1 再分析资料［20］，使用1967～2018年共52 a 的月平均再分析资料，水平分辨率为2.5°×2.5°，垂直方向从1 000 hPa 到10 hPa，分析要素包含高度场z、水平风场u和垂直速度w，并由水平风场计算得到了水平散度d，其中垂直速度单位为Pa/s，垂直速度为负时表示上升运动，为正时表示下沉运动。

3) 英国气象局哈德莱中心发布海表温度和海冰密集度资料［21］，空间分辨率均为1.0°×1.0°，资料时间从1870 年至今，本文研究中使用1967～2018 年时段资料进行分析。在全球变暖背景下，海温有明显升高趋势，而海冰有明显减少趋势。为了讨论海温海冰对粤东前汛期降水年际变化的影响，本研究中对海温海冰资料进行了去趋势处理。

4) 美国国家海洋和大气管理局发布的Nino1+2 指数，该指数使用0°～10°S， 90°W～80°W 区域平均海温异常表示ENSO活动特征。

根据以往研究结果，本文选用4～6 月作为前汛期时段进行分析［22］；研究方法包含合成分析和回归分析，分析结果使用student’s 方法检验显著性水平。本文中使用的气候平均态定义1967～2018 年共52 a 平均，距平为对气象要素该气候平均态的差值。

图1 广东前汛期气候平均降水量和粤东暴雨中心7个站点分布Fig.1 Climatology of pre−rainy season mean rainfall and spatial distribution of 7 surface meteorological stations in the rainstorm center of eastern Guangdong

2 粤东暴雨中心前汛期降水的年际变化特征

图2 粤东暴雨中心地区4～6月平均降水量和标准化距平Fig.2 Time series and associated normalized anomalies of April−June mean rainfall in the storm center of eastern Guangdong

粤东暴雨中心位于华南地区东部，受不同纬度天气系统相互作用影响，降水量具有明显的年际变化特征。图2a 是粤东暴雨中心前汛期(4～6月)降水量的逐年变化，粤东暴雨中心前汛期气候平均降水量876.0 mm，标准差为246.9 mm。利用功率谱分析方法，计算粤东暴雨中心前汛期降水不同时间尺度变化在总方差所占比重，其中年际变化(1～9 a)方差占总方差的82.6%，年代际(10 年及以上周期)占总方差17.4%，说明粤东暴雨中心前汛期降水年际变化最为显著。由降水计算标准化距平时间序列(图2b)可见，1990 年前降水异常年发生较少，仅有1967、1968、1973 和1983 年降水异常值绝对值大于一个标准差，1976～1987 年降水波动很小，降水异常值在零值附近。1990 年以后，降水异常年明显增加，表明近年来粤东暴雨中心地区前汛期降水年际变化增强，有必要针对粤东暴雨中心前汛期降水年际变化进行研究。由逐年降水距平的绝对值大于1个标准差的年选为粤东暴雨中心前汛期降水异常年(表1)。降水偏多年平均降水量为1 243.6 mm，较气候平均偏多42.0%；降水偏少年平均降水量为526.0 mm，较气候平均偏少40.0%，降水偏多年与偏少年的降水量差异是非常明显的。

表1 粤东暴雨中心4～6月降水异常年Table 1 Apr−Jun precipitation anomalous years over the storm center of eastern Guangdong

3 大气环流特征

降水异常往往是由不同高度诸多环流系统共同作用结果［23］，本文将分别从200 hPa、500 hPa和850 hPa 等不同高度层讨论影响粤东暴雨中心前汛期降水异常的关键环流。4～6 月200 hPa 南亚高压尚未完全建立，这一时段高空急流的强度以及位置经向变化是影响降水的重要因素。图3是根据粤东暴雨中心降水异常年合成的200 hPa 纬向风场及水平散度分布，从合成的200 hPa 纬向风可以看到，降水偏多年(图3a)和偏少年(图3c)，200 hPa 急流中心位置较为接近，均位于35°N，140°E附近，粤东暴雨中心位于200 hPa 高空急流入口区右侧。降水偏多年急流中心纬向风速超过43 m/s，较降水偏少年急流中心风速(约40 m/s)偏强，广东上空200 hPa 纬向风速在20 m/s 左右，而降水偏少年广东上空纬向风速仅为16 m/s左右。降水多寡年高空急流差异特征在距平场上更加明显，日本南侧到粤东地区北侧为显著的纬向风正距平，距平中心值超过3 m/s。受加强的高空急流影响，急流入口区右侧的粤东暴雨中心高空为明显加强的辐散环流(图3a阴影)，有利于上升运动和降水加强。降水偏少年(图3d)，急流中心北侧为显著的纬向风负距平，距平中心值约为−2 m/s，急流中心南侧为纬向风负距平，粤东暴雨中心北侧纬向风减弱。减弱高空急流使得粤东暴雨中心上空为负的散度距平(图3c 阴影)，说明高空辐散环流减弱，不利于粤东地区上升运动和降水加强。

图3 降水多寡年(a,c)200 hPa纬向风(等值线)和水平散度距平(阴影)分布以及(b,d)200 hPa纬向风距平分布; (b,d)中阴影为超过90%信度水平的显著性检验Fig.3 Composites of(a,c)200 hPa zonal wind(contours)and horizontal divergence(shadings),and(b,d)zonal wind anomalies(con⁃tours)for precipitation anomalous years,shadings in(b,d)are the areas significant above the 90%confidence level

粤东暴雨中心地区降水多寡年500 hPa 环流差异也非常明显(图4)。降水偏多年东亚地区500 hPa距平场自南向北呈现“正−负−正”波列，低纬度为显著正高度距平(图4b)，对应高度场上表现为南海上600 dagpm 等高线异常西伸(图4a)，有利于副热带高压西侧的西南气流加强；中纬度500 hPa 高度场上东海上空为东亚大槽，而该区域为显著负高度距平，中心超过−2 dagpm，东海上空的负高度说明了东亚大槽加深，有利于槽后偏北风或偏北风异常维持。东亚大槽后部偏北风加强和副热带高压西侧西南风共同作用辐合增强，导致粤东地区受较强垂直速度负距平中心控制(图4a 阴影)，有利于粤东暴雨中心上升气流的加强。降水偏多年东亚地区自低纬到高纬500 hPa 分别为“正−负−正” 高度距平分布，这和东亚−太平洋遥相关型(EAP)正位相较为一致，有研究表明华南降水年代际偏多和EAP 正位相相联系［1，11］，以上结果说明粤东暴雨中心前汛期降水偏多的环流特征和华南降水年代际偏多一致。降水偏少年和偏多年500 hPa 高度场呈现了非对称分布特点，降水偏少年我国大部地区受500 hPa 正高度距平控制，正高度距平中心位于贝加尔湖附近，距平中心值超过2 dagpm，500 hPa正高度距平说明大陆高压加强，加强的大陆高压不利于粤东暴雨中心地区上升运动加强(图4c阴影)。

对流层低层环流是影响降水的直接因子，图5给出粤东暴雨中心降水多寡年850 hPa 风场及水平散度分布。从850 hPa 风场(图5a 和图5c)看到，降水偏多年和偏少年长江以南到华南地区均为偏南风。从风场距平图可见，降水偏多年华南北部和西部地区均为显著北风距平(图5b)，说明了华南北侧和西部的偏南风是显著减弱的，这和500 hPa 上加深的东亚大槽是一致的，粤东地区850 hPa 经向风异常不明显；华南东部沿海地区为明显的西南风距平，这和500 hPa 的低纬度显著的正高度距平是一致的。以上风场分布有利于粤东地区对流层低层水平风场辐合明显加强(图5a 阴影)，但不利于华南西部地区低层辐合，这说明粤东暴雨中心降水偏多年的低层环流表现出一定独有特征。降水偏少年850 hPa 风场距平分布上，我国东部地区从东北地区到华南以及东南亚地区都是明显的北风距平，且华南地区较华南北侧偏北风距平偏大，这和500 hPa 上大陆高压加强是基本一致的，850 hPa 的风场距平分布不利于水汽向华南水汽输送，整个华南地区低层风场呈现为辐散异常(图5a阴影)，导致粤东等地区降水偏少。

4 前兆性信号

研究表明，大气环流持续异常和前期外强迫因子有密切关系。其中海温和海冰是重要外强迫因子，其对我国气温、降水分布以及年际变化有重要影响，常作为预测降水变化的前兆性信号。

图4 降水多寡年(a,c)500 hPa高度场(等值线)和垂直速度距平(阴影)分布；(b,d)500 hPa高度场距平(等值线)分布,(b,d)中阴影为超过90%信度水平的显著性检验Fig.4 Composites of(a,c)500 hPa geopotential height(contours)and vortical velocity(shadings),and(b,d)geopotential height anomalies(contours)for precipitation anomalous years,shadings in(b,d)are the areas significant above the 90%confidence level

图5 降水多寡年(a,c)850 hPa风场和水平散度分布和(b,d)850 hPa风场距平,(b,d)中阴影为经向风异常超过90%信度水平的显著性检验Fig.5 Composites of(a,c)850 hPa wind and horizontal divergence,(b,d)850 hPa wind anomalies for precipitation anomalous years,shadings in(b,d)are the areas significant above the 90%confidence level for meridianal wind anomalies

计算结果表明海温和海冰超前粤东暴雨中心降水2～4 个月时信号表现最为明显，我们给出了降水多寡年前汛期前期1～3 月去趋势后的海冰密集度以及海温平均。由前期海冰差异分布(图6a)可见，降水偏多年和降水偏少年海冰差异最为明显区域位于巴伦支海−喀拉海区域海冰(65°～85°N，20°～60°E)，降水偏多年该海域海冰明显偏少；而降水偏少年，该海域海冰分布相反。使用前期1～3月巴伦支海−喀拉海海冰资料进行区域平均构建时间序列，对4～6月200 hPa纬向风场以及500 hPa 高度场进行回归(图7)。前期海冰回归的200 hPa 纬向风在我国东部地区从低纬度到高纬度分别呈现“正−负−正”带状分布。回归结果表明，极地海冰偏少时高空200 hPa 纬向风分布和降水偏多年200 hPa 纬向风合成(图3b)是基本一致的，热带地区和45°N 以北地区的高纬度纬向风是显著减弱，45°N 以南到粤东北侧的纬向风是显著加强，有利于粤东暴雨中心上升运动的加强。极地海冰偏多时，热带地区和45°N 以北地区的高纬度纬向风是显著加强，粤东北侧的中纬度纬向风是显著减弱，这和降水偏少年200 hPa 纬向风合成(图3d)是基本一致的，不利于粤东暴雨中心上升运动。

图6 降水多寡年同年1～3月极地海冰和海温差异分布(等值线)(b)中阴影为海温差异超过90%信度水平的显著性检验Fig.6 Difference of previous January−March mean ice concentration in north polar area,and sea surface temperature between wet and dry years,the shadings in(b)denote the difference exceeding 90%confidence level

图7b 是前期海冰回归的500 hPa 高度场分布，我国东部均为为显著正距平异常，中心位于内蒙古一带，中心值超过80 dagpm，低纬度华南沿海地区和东南亚地区也为显著正高度距平，但异常值相对较小；日本南侧海上也为显著正高度距平。回归结果表明，前期海冰偏少时，日本南侧海上为显著负高度距平有利于东亚大槽加深，这和粤东暴雨中心前汛期降水偏多的500 hPa 中纬度环流(图4b)特点一致，而华南以及东南亚等低纬度地区为负高度距平，这和降水偏多年500 hPa 上低纬度显著的正高度距平并不一致，说明华南沿海等低纬度的环流可能和其它外强迫有关。海冰偏多时，我国东部地区为大范围正高度距平代表大陆高压加强，有利于粤东等地区低层偏北风距平加强，这和降水偏少年的500 hPa 环流(图4d)特点是一致的。

图7 1～3月平均极地海冰回归的4～6月环流场分布图中阴影为回归系数超过90%信度水平的显著性检验Fig.7 Regression maps of ensuring April−June circulation onto the previous January−March ice concentration in polar area shadings denote areas exceeding 90%confidence level

外强迫异常改变局地环流，通过Rossby 波对下游环流和降水产生影响［24］。为了进一步说明前期极地海冰异常和粤东暴雨中心降水关系，利用如下公式计算了和位相独立的二维Rossby 波活动通量(WAF)［25］：

式中，ψ为扰动流函数，下标表示对x和y求偏导，U，V分别为纬向和经向基流，这里取1967～2018年气候态。WAF 矢量平行于Rossby 波的群速度，表示波能量的传播方向。由式(1)计算了前期1～3 月极地海冰回归的4～6 月的波作用通量分布(图8)，可以看到回归的流函数和500 hPa 高度回归场是基本一致的(图7b)，极地海冰南侧为流函数的负异常中心，同时也是重要的波源区，Rossby波向东传播经过我国上空的流函数正异常区，向东进一步传播到东北亚上空的流函数负异常区。由波作用通量的分布可见，影响粤东暴雨中心降水的500 hPa 环流特征可能和前期海冰异常有关。另一方面，北太平洋高纬度有明显的Rossby 波向中纬度传播，中纬度地区为较为明显的波作用通量辐合区，中纬度的波作用通量辐合有利于纬向西风减弱。300 hPa 高度的Rossby 传播特征和500 hPa 较为一致(图略)，这说明极地海冰偏多时，Rossby 传播特征有利于中纬度纬向西风减弱；而极地海冰偏少，Rossby 传播特征有利于中纬度纬向西风增强，从而说明和影响粤东降水异常的高空急流异常可能和前期极地海冰异常有关。

图8 前期1～3月极地海冰回归的4～6月500 hPa流函数(等值线)和波作用通量(矢量箭头)以及散度(阴影)Fig.8 Regression maps of ensuring April−June mean 500 hPa streamfunction(contours)and TN flux(vector)and associated divergence(shading)onto the previous January−March mean ice concentration in polar area

前期海冰异常如何影响粤东暴雨中心降水？我们对极地海冰偏多年和偏少年，由极地南侧(60°N，70°E)到粤东暴雨中心(22°N，117°E)分别做剖面(图9)。海冰偏多年和偏少年(图9a和9c)，极地海冰南侧均为上升运动，我国中纬度地区(90°～110°E)为下沉运动，华南地区(110°E 以东)为上升运动。由垂直速度距平场分析，前期海冰偏多年(图9b)，极地南侧为垂直速度正距平，表示上升运动减弱；而中纬度为垂直速度负距平，表示我国中纬度地区下沉运动明显减弱；华南地区(110°E 附近)为垂直速度正距平，不利于粤东地区上升运动加强。海冰偏少年的垂直速度分布基本相反(图9d)，极地南侧为垂直速度负距平，我国中纬度垂直速度正距平区范围偏小，而南方垂直速度负距平区范围明显偏大，有利于粤东地区上升运动加强。

和前期海冰异常相关的环流，并不能解释降水偏多年低纬度的显著正高度距平以及加强的西南风，说明引起粤东暴雨中心降水异常的大气环流可能还和其它外强迫因子有关。图6b 是降水多寡年前期1～3月的海温的差值分布，最为显著的海温异常是位于赤道东太平洋地区的正海温异常，该海温异常和Nino1+2 指数的区域(0°～10°S，90°W～80°W)较为接近。我们使用前期1～3 月平均的Nino1+2 指数对4～6 月的500 hPa 高度场以及850 hPa风场进行回归分析。由回归的500 hPa高度场(图10a)可见，我国南方地区以及到东南亚等低纬度地区均为显著的正高度距平；回归850 hPa风场上(图10b)我国东南沿海地区为显著的西南风异常。前期Nino1+2 指数的回归结果说明，前期赤道东太平洋为暖海温异常时，低纬度地区为正高度距平，低层粤东以及粤东以南为明显的西南风异常，粤东北侧的回归风场并不显著，有利于粤东暴雨中心低层风场辐合，可以较好解释粤东暴雨中心降水偏多的低纬度环流异常特征。前期ENSO 和我国东南沿海环流的关系，和前人的研究是基本一致的［24，26］。Wang et al［26］通过观测数据分析和数值模拟研究给出了赤道太平洋海温对我国东南沿海低层环流的影响过程，指出赤道东太平洋暖海温异常通过沃克环流引起菲律宾等赤道西太平洋下沉运动和反气旋环流加强，反气旋环流加强引起我国东南沿海地区西南风加强，有利于粤东地区降水增加。

图9 前期1～3月极地海冰多寡年分别沿着点(60°N，70°E)到点(22°N，117°E)的(a,c)垂直速度(阴影)和垂直风−经向风环流场(矢量箭头); (b,d)其气候态的距平Fig.9 Height−longitude cross section from(60°N,70°E)to(22°N,117°E)of(a,c)vertical velocity(shading)and vertical−meridional wind(vector)for sea ice anomalous years,and(b,d)their anomalies against climatology

综上所述，前期的巴伦支海−喀拉海等极地海冰以及赤道东太平洋海温异常可以较好解释粤东暴雨中心前汛期降水异常的环流特征。高空急流、东亚大槽和大陆高压等影响粤东暴雨中心降水的环流异常和前期极地海冰有关，而低纬度地区的西南风异常则和前期赤道东太平洋海温异常有关。

5 结 论

本文探讨了粤东暴雨中心前汛期(4～6 月)降水年际变化特征以及东亚大气环流异常和前期外强迫因子的关系，粤东暴雨中心前汛期环流特征有一定独有特征， 对预测粤东暴雨中心前汛期降水异常有一定参考意义。主要结论如下：

1)粤东暴雨中心前汛期降水的年际变化特征非常明显，并且在1990 年以后降水异常年增多，降水年际变率明显增强。

2)粤东暴雨中心前汛期降水偏多年的环流特征表现为，高空急流加强，粤东暴雨中心位于高空急流入口区南侧，有利于次级环流加强；副热带高压高压明显加强，且异常西伸，有利于低层西南风加强，东亚大槽加强有利于粤东暴雨中心北侧的偏北风异常，受低层风场辐合加强影响，粤东暴雨中心降水增强。

3)粤东暴雨中心前汛期降水偏少年的环流特征表现为，高空急流带减弱，副热带高压西脊点偏东，大陆高压加强，低层为一致偏北风异常，不利于粤东地区风场辐合，导致粤东暴雨中心降水偏少。

4)前期巴伦支海−喀拉海海域海冰和赤道东太平洋海温异常是影响粤东暴雨中心前汛期降水异常的重要外强迫因子。粤东暴雨中心降水偏多的环流异常和前期极地海冰偏少以及赤道东太平洋暖海温异常有关，而降水偏少的环流异常和前期极地海冰偏多以及赤道东太平洋冷海温异常有关。

图10 Nino1+2指数回归的环流场分布，阴影为高度场和经向风场回归系数超过90%信度水平的显著性检验Fig.10 Regression maps of circulation onto Nino 1+2 index,shadings denote areas exceeding 90%confidence level for geopotential height and meridional wind