影响华南汛期持续性强降水年际变化的大气环流和海温异常

林爱兰，谷德军，李春晖，郑彬，彭冬冬

(中国气象局广州热带海洋气象研究所/广东省区域数值天气预报重点实验室，广东 广州 510641)

1 引 言

华南汛期长达6个月(4—9月)，是我国强降水(或称暴雨)主要多发区之一。因此关于华南暴雨成因，吸引了很多专家的研究。一系列研究表明，华南暴雨尤其是持续性暴雨，由多尺度天气系统相互作用造成[1-6]。大尺度环流条件对暴雨的发生、发展有明显的制约作用，在长波系统稳定的情况下，天气尺度和中尺度系统沿同一路径移动或在同一地区出现，造成了持续性暴雨的出现[7]。基于历史过程总结认为，中高纬度“三脊两槽”、“两脊一槽”以及“高纬阻塞-中纬平缓”这些较稳定的环流型是广东前汛期持续性暴雨过程发生的有利背景[8-9]。华南持续性暴雨也是低纬度、中高纬度多种天气系统相互配合的产物[10]。例如，王东海等[11]比较了 1994、1998、2005 和 2008年华南前汛期多次致洪暴雨大尺度环流背景，认为500 hPa高度场在华北、东北以及青藏高原东部的负异常均有利于冷空气活动，而低纬度孟加拉湾地区负异常则有利于暖湿气流的输送，从而有利于华南持续性暴雨的发生。

除了针对个例的研究[12]之外，也有些文献对华南持续性暴雨进行气候分析，从历史多次过程寻找持续性暴雨发生期间的大气异常共同特征[13-15,9,16-18]。例如，胡亮等[13]对 1958—2004年 157次华南持续性暴雨过程的水汽条件和不稳定能量等进行分析。鲍名[14]统计了1951—2005年我国持续性暴雨时空特征及其变化，表明中国持续性暴雨事件主要发生在江南和华南地区，500 hPa 位势高度场上115～120 °E 附近5 840 gpm 等值线稳定在华南至江南南部是华南持续性暴雨最明显的共同特征。综上所述，现有研究基本上从天气过程尺度进行分析，从季节尺度的分析很少，许晓林等[15]从月平均尺度比较了华南6月有、无持续性暴雨发生的环流差异，表明华南6月有持续性暴雨发生年份，孟加拉湾对流相对活跃，西太平洋副高强度偏强、位置偏西。

从现有文献来看，过去对华南区域降水量的年际变化特征及成因研究已有不少工作[19-22]，这些工作主要对区域平均季节总雨量开展分析。而关于华南区域持续性强降水过程机理也有不少文献，但基本上从天气过程尺度进行研究。目前针对持续性强降水的年际变化研究仅有个别时间序列较短的分析[15]。本文将在1961—2017年区域持续性强降水过程判断的基础上，形成用于衡量区域持续性强降水严重程度的区域持续性强降水季节指数，寻找其年际变化的大气环流和海温信号。

2 资料与方法

本文所用历史资料包括：(1) 1961—2017年华南区域(107～120 °E，21～26 °N) 内 176 站(图 1)的日降水资料，该资料从中国气象局全国2 407个站点资料中选出。(2) NCEP/NCAR 全球大气多要素再分析逐月资料[23]，分辨率为 2.5 °×2.5 °。(3) 来自NOAA 的拓展重建月平均海表温度资料(ERSST. v2)[24]，分辨率为2 °×2 °。华南区域持续性强降水过程的判别指标参考文献[25]提出的方法，该判别指标综合考虑了强降水站点相邻性、前后两天重合度、大尺度特征、区域气候特点以及方法普适性。若区域内日降水量≥强降水阈值Rs的相邻站点(距离≤350 km)数占当日全区域有效监测站点数的比例≥4%，并且区域平均日雨量大于等于一定阈值，则确定为一个区域强降水日。若某日达到强降水日标准，并满足以下条件：区域内日降水量≥Rs的站点，至少有一站与前一天日降水量≥Rs的站点重合；或者区域内较大雨区与前一天的较大雨区有一定重合，重合率CRB≥20%，则定义为强降水持续日。一次区域持续性强降水过程要求强降水日和强降水持续日总数≥3 天。指标中涉及的强降水阈值Rs在华南区域为50 mm。

3 华南持续性强降水过程的变化特征

图2 是1961—2017年华南区域持续性强降水过程的时间分布，华南持续性强降水过程分布季节较长，3—12月华南都可能出现持续性强降水过程。当然，汛期4—9月占了绝大多数(94.4%)，其中6月是全年中最多持续性过程的月份。而11月、12月历史上仅各出现1次，分别出现于1961年和2013年。

1961—2017年华南区域持续性强降水过程共有267 次，过程平均天数为3.9 天/次。从各种持续天数的过程次数变化(图3)可看出，随着天数的增加，过程次数明显减少，持续3天的过程占了57%，3～4 天的过程占了81%。持续5 天以上的过程都发生于汛期(4—9月)。历史最长的过程持续天数达到 18 天，发生于 1968年 6月 8—25日。由于超过11 天的持续过程仅有这次18 天的过程，因此图3横坐标持续时间范围取3～11天之间。

为了量化表征区域持续性强降水的年际或年代际变化特征，这里用某年某季节所有持续性强降水过程累积降水量来表征当年持续性强降水的轻重程度，称为区域持续性强降水指数。图4(见下页)是华南前汛期(4—6月)和后汛期(7—9月)区域持续性强降水指数的多年变化曲线，前、后汛期指数年际变化明显。趋势检验表明，无论前汛期还是后汛期，持续性强降水过程累积雨量多年变化没有明显的线性趋势。对华南前汛期来讲，区域持续性强降水过程的累积雨量气候平均值为205 mm，占了前汛期总雨量(气候平均687 mm)的30%，年际标准差为111 mm。前汛期持续性强降水指数历史最高值达到498 mm，是气候平均值的2.4 倍，出现在 2008年，历史最小值为 0 mm，出现在1985年和2004年(图4a)。对华南后汛期来讲，区域持续性强降水过程的累积雨量气候平均值为147 mm，占了后汛期总雨量(气候平均537 mm)的27%，年际标准差为99 mm。后汛期持续性强降水指数历史最高值为1994年的398 mm，是气候平均值的2.7 倍，而历史最小值为0 mm，有4年(1977、1989、1996、1998年)。值得一提的是，历史后汛期指数排前5 位的5年发生于1994—2006年这十几年期间，该时期年际变化幅度很强(图4b)。

4 华南汛期持续性强降水年际异常的大气环流和海温特征

4.1 前汛期大气异常特征

以一倍标准差作为阈值选择前汛期持续性强降水异常年份，前汛期(图4a)大于等于平均值一倍标准差的有 9年(1962、1965、1966、1968、1973、1993、1998、2006、2008年)，称为区域持续性强降水偏重年；小于等于平均值一倍标准差的也有9年(1963、1967、1976、1985、1988、1999、2003、2004、2011年)，称为区域持续性强降水偏轻年。垂直上升运动和丰富的水汽输送是强降水过程的重要条件，那么在季节时间尺度上，这两个条件在区域持续性强降水偏重年与偏轻年之间是否有明显的差异？图5a 是500 hPa 垂直速度和850 hPa 水汽通量在偏重年与偏轻年的差值分布，华南区域气压垂直速度ω为显著负异常，即上升运动明显加强；南海北部至华南区域西南风水汽输送通量明显加强，该水汽输送异常主要来源于南海和热带西太平洋。实际上在对流层低层(850 hPa)和高层(200 hPa)也都表现出华南区域上升运动加强的特征(图略)。分别从偏重年与偏轻年的500 hPa 垂直速度和850 hPa 水汽通量距平分布图(图略)，可显示出两者变化趋势相反：区域持续性强降水偏重年，华南区域上升运动和西南风水汽输送均加强；而区域持续性强降水偏轻年，上升运动和西南风水汽输送均减弱。从高层风和散度场来看(图5b)，华南至西太平洋为明显西风异常，散度明显加大。以上说明季节平均环流背景对区域持续性强降水过程年际异常有明显的反映，当华南及周边区域对流层上升运动加强、低层西南风水汽输送加强、高层辐散加强时，区域持续性强降水年景偏重；反之，当华南及周边区域对流层上升运动、低层西南风水汽输送以及高层辐散减弱时，则区域持续性强降水年景偏轻。

值得一提的是，除了华南本地的大气异常之外，热带西太平洋区域的垂直运动和散度场则表现为与华南相反的变化趋势，即下沉运动和高层辐合。热带西太平洋至东亚低纬度地区呈现出一对东南-西北走向的偶极子分布。以上这些特征为区域持续性强降水年景的短期气候预测提供了一定的线索。需要说明的是，若从持续性强降水过程时间尺度来看，在持续性强降水过程期间，对流层中层和低层的位势高度在华南区域都为通过显著性检验的负异常[17]，但在年际时间尺度上，华南区域位势高度负异常却没有达到显著性检验。

4.2 前汛期海温异常

图6 是海温和850 hPa 风场的异常分布，主要的海温异常是赤道西太平洋区域(145～170 °E，10 °S～13 °N)的负异常。在华南前汛期持续性强降水偏重年，赤道西太平洋海温偏低；在华南前汛期持续性强降水偏轻年，赤道西太平洋海温偏高。那么，这种关系的物理过程是什么？赤道西太平洋海温偏高(低)，相当于有热源(冷源)对大气作用。根据Gill[26]关于大气对热带异常热(冷)源响应形式，在热(冷)源的西侧由于Rossby 波响应，对流层低层形成赤道南、北两个异常气旋(反气旋)。因此，当赤道西太平洋海温偏低时，位于其西北侧的南海-西太平洋区域大气低层为异常反气旋环流异常，从图6 对流层低层风场可清楚证明这一点。该反气旋性环流异常使西太平洋副热带高压偏强，西太平洋副热带高压西北侧的西南风加强，为华南区域强降水提供了有利的水汽输送条件。从位势高度场(图7a)和涡度场(图7b)也可进一步看出西太平洋副热带高压的明显加强。赤道西太平洋海温影响华南前汛期持续性强降水年际异常的物理过程，主要是大气对异常热源响应使西太平洋副热带高压偏强，导致热带向华南区域水汽输送加强，从而有利于区域持续性强降水的发生。

当然，华南持续性强降水的发生需要中低纬度环流系统相互配合，正如前文所揭示的，华南前汛期持续性强降水偏重年，高层东亚-西太平洋西风偏强，使高层大气辐散加强，有利于上升运动进一步加强，强降水得以持续，至于高层东亚-西太平洋西风急流强弱变化的原因，则有待于进一步研究。

4.3 后汛期大气异常特征

类似上述前汛期的做法，以一倍标准差作为阈值选择后汛期持续性强降水异常年份，后汛期(图4b)区域持续性强降水偏重年有8年(1961、1976、1994、1997、2001、2002、2006、2013年)，区域持续性强降水偏轻年有 5年(1977、1989、1996、1998、2011年)。图 8a 是 500 hPa 垂直速度和 850 hPa水汽通量在偏重年与偏轻年的差值分布，华南区域气压垂直速度ω为显著负异常，即上升运动明显加强。孟加拉湾-中南半岛-南海一带为大范围西南风水汽通量异常，华南水汽输送异常主要来源于孟加拉湾和印度洋。可见，后汛期华南区域持续性强降水水汽输送异常与前汛期明显不同，前汛期主要来源于东南方向的西太平洋，而后汛期水汽输送异常则来源于西南方向的孟加拉湾和印度洋。水汽通量异常来源主要取决于风场的异常分布(图8b)，从印度半岛、孟加拉湾至中南半岛和南海大范围区域，热带西南季风显著偏强，南海北部至华南区域为气旋性环流异常，该气旋性环流异常一方面将水汽从南海带向华南，另一方面使华南区域的涡度和上升运动都加强，从而造成持续性强降水增多。从图8还可看出，西太平洋也存在显著的环流异常，赤道西太平洋为显著西风异常，热带西北太平洋则为气旋性环流异常和正涡度异常，下一节将讨论西太平洋环流异常的成因及其与华南区域持续性强降水的联系。

4.4 后汛期海温异常

图9 是海表温度和850 hPa 风场的异常分布，海温异常主要特征是赤道中东太平洋区域(175～140 °W，5 °S～15 °N)正异常、东印度洋至西太平洋暖池区负异常。在赤道中东太平洋正海温异常的影响下，由于Rossby 波响应，赤道西太平洋为显著的西风异常，西北太平洋为气旋性环流异常，正是该气旋性环流异常，使西北太平洋区域涡度加大，导致西北太平洋副热带高压偏东偏北，从而有利于热带西南季风向东扩展。季风槽是盛夏南海-西太平洋区域的重要环流系统，季风槽既是华南降水的影响系统，也是热带气旋发生发展的有利背景条件。在上述海温异常的影响下，西北太平洋副热带高压偏东偏北，利于南海热带季风活跃，季风槽偏强，因此华南为气旋性环流异常，强降水偏多。从图8b 和图9 还可看出，孟加拉湾至南海热带西南季风的加强，与东印度洋越赤道气流加强有关。从图9东印度洋海温异常来看，最强的负异常位于赤道以南(95～115 °E，5～20 °S)，使得赤道南北存在一定的热力梯度，即东印度洋在经向上的热力梯度为正异常，从而使东印度洋由南向北越赤道气流加强。东印度洋越赤道气流加强有利于热带西南季风的加强。

海温异常还通过垂直环流影响华南的强降水异常。热带海温异常对大气垂直运动存在影响，在海温正异常区大气产生上升异常、负海温区大气为下沉异常，由于赤道中东太平洋海温正异常而东印度洋至西太平洋为海温负异常，导致赤道中东太平洋为上升异常而东印度洋至西太平洋为下沉异常，西太平洋至中东太平洋低层为西风异常、高层为东风异常，即使Walker 环流减弱(图10)。而赤道东印度洋至西太平洋的下沉异常又带动并导致了东亚经向垂直环流产生异常，东亚沿海(即华南地区)为显著的上升异常，海洋性大陆为下沉异常(图11)。

5 结论与讨论

本文在判断1961—2017年华南区域持续性强降水过程的基础上，分析华南区域持续性强降水过程的气候特征，分别诊断与华南前汛期、后汛期区域持续性强降水年际变化相关的大气环流和海温异常特征，并比较前汛期、后汛期之间的异同点。

(1) 华南持续性强降水过程分布季节较长，3—12月华南都可能出现持续性强降水过程，其中汛期4—9月的占了94.4%，6月是全年中最多持续性过程的月份。华南区域持续性强降水过程平均天数为3.9 天/次，随着天数的增加，过程次数明显减少，3 天和4 天的过程占了持续性过程总数的81%。华南前汛期(后汛期)区域持续性强降水过程的累积雨量，占前汛期(后汛期)总雨量的30%(27%)。

(2) 无论前汛期还是后汛期，华南区域持续性强降水指数年际变化明显。与区域持续性强降水年际变化相关的大气环流异常，前汛期和后汛期的共同点是华南本地垂直运动异常，即在区域持续性强降水偏强(弱)年，华南垂直上升运动偏强(弱)。但前汛期、后汛期在华南及周边环流异常和水汽输送来源等方面也存在一定差异。

对前汛期来讲，在区域持续性强降水偏强年，华南区域低层为显著的西南风异常、高层为偏西风异常且散度加强；南海西太平洋区域为反气旋性环流异常，即西北太平洋副热带高压偏强；向华南的水汽输送异常主要来源于热带西太平洋，也就是说，热带西太平洋水汽随着加强的副热带高压边缘向华南输送。而对后汛期而言，在区域持续性强降水偏强年，华南区域表现为显著的气旋性环流异常；从印度半岛、孟加拉湾至中南半岛和南海大范围区域，热带西南季风显著偏强；西太平洋区域为气旋性环流异常，即西北太平洋副热带高压偏东偏北；造成华南强降水的水汽输送异常则来源于孟加拉湾和印度洋，即孟加拉湾和印度洋水汽随着加强的热带季风向华南输送。

(3) 华南区域持续性强降水年际变化与热带海温异常密切相关。影响前汛期区域持续性强降水的关键海温异常区是赤道西太平洋区域，在华南前汛期持续性强降水偏重(轻)年，赤道西太平洋海温偏低(高)。赤道西太平洋海温影响华南前汛期持续性强降水年际异常的物理过程，主要是大气对异常热源产生Rossby 响应，使西太平洋副热带高压偏强，导致热带西太平洋向华南区域水汽输送加强，从而有利于华南区域持续性强降水的发生。

影响后汛期华南区域持续性强降水偏强的海温异常主要特征是赤道中东太平洋区域正异常、东印度洋至西太平洋暖池区负异常。在该海温异常分布的影响下，首先导致西北太平洋副热带高压偏东偏北；其次，有利于南海热带季风活跃，季风槽偏强，来源于孟加拉湾和印度洋向华南的水汽输送偏强；第三，通过影响垂直环流，即赤道纬向Walker 环流和东亚经向环流，导致华南地区为显著的上升运动异常。以上三方面共同作用，从而有利于华南后汛期区域持续性强降水偏强。

当然，华南汛期，特别是前汛期，持续性强降水的发生需要中低纬度环流系统相互配合[9,17]，本文所揭示的海温异常主要影响热带低纬度地区的环流异常，至于与华南区域持续性强降水年际变化相关的中高纬度环流异常特征及其机理，则有待于进一步研究。另外，华南后汛期持续性强降水，其中有一定比例来自热带气旋降水。本文并没有区分热带气旋降水、非热带气旋降水，那么，若进一步区分开来，两者的大气和海洋异常信号是否不同，也是值得考虑探讨的问题。