华南冬末春初降水变异关联主模态及机理

邢佳鸽 ，胡奕阳 ，简茂球

(1.中山大学大气科学学院和季风与环境研究中心/南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海)，广东 珠海 519082；2.广东省气候变化与自然灾害重点实验室，广东 珠海 519082)

1 引 言

我国南方冬季降水量约为200 mm，占全年降水量的10%[1]。春季年平均降水量可达到500 mm，约占全年降水量的35%[2]。冬末春初作为冬、春季过渡时期，其降水异常会对人类的生产及生活造成重要影响。一方面，冬末春初正是南方的春耕时节，连绵阴雨或持续干旱等天气灾害会对农作物的生长造成重要影响；另一方面，降水异常以冰冻霜雪或洪涝等灾害形式出现时会严重影响人们的日常生活，甚至威胁人们的生命财产安全。因此研究南方冬末春初降水的变异特征及其机理具有重要意义。

我国南方冬春季降水具有显著的年际变化特征。年际尺度上，南方冬季降水变异的主要空间模态分别表现为长江以南地区降水量的一致变化，以及长江流域和东南沿海的南北反相变化[3]；春季降水变异主要模态表现为南方地区降水量的一致变化，以及长江流域和珠江流域的南北反相变化特征[4]。El Niño-南方涛动(ENSO)作为最主要的年际变化信号，对我国南方冬春季降水具有重要影响[5-7]。此外，东亚冬季风、印度洋海温和大西洋海温等[8-12]也能够通过调节位势高度和高低层风场变化，间接影响华南冬春季降水的多寡。

现有研究表明，华南冬、春季降水变异存在一定的关联性。有研究指出华南冬、春季降水量的逐年变化存在显著的同相关系，这暗示着华南冬春季降水异常有一定的持续性[13]。还有研究进一步指出，华南冬春季降水的年际变化以冬春同号型居多，并伴有年代际变化，具体表现为：1960—1970 年和1990 年后，华南冬春季降水量明显偏少，对应华南冬春季持续性旱灾事件增多[14]。

以往对华南降水的研究多针对季节平均来进行分析，鲜少从月际的角度进行分析。实际上月际间的降水异常可能存在一定的关联性。例如，简茂球等[15]分析了我国汛期月降水量之间的相关性指出，5 月长江流域降水同6 月长江至黄河地区的降水具有显著的同号性，而6 月南方降水与8 月广西-湖南-江西一带降水则具有显著的反号性。从季节平均的角度则可能会过滤掉这些信息。我们通过计算1951—2018年华南区域平均的冬春季逐月降水量之间的相关系数发现，2、3月降水量的相关系数达到0.47(其中2、3 月降水距平同号率占63.2%)，通过了0.01 的显著性检验，其他月份之间的相关则不显著。那么，与华南这种冬末春初降水变异相关联的主要模态具有什么样的时空演变规律？其成因又是什么？这些问题目前尚不清楚。因此本文主要目的是从月际的角度探讨华南2 月和3 月降水量变异的主要关联模态及其物理机制。这对深入理解华南地区冬末春初的降水变异规律和成因、以及提高华南春耕时节的气候灾害预测、预警能力都具有重要意义。

2 资料和方法

本文使用的资料包括：(1) 英国东英吉利大学气候研究中心提供的CRU 逐月降水资料，分辨率为1.5 °×1.5 °[16]；(2) 英国气象局哈德莱中心提供的逐月海温资料，分辨率为1 °×1 °；(3) NCEP/NCAR 的再分析资料中的逐月风场、位势高度场及热通量资料，逐日的风场以及温度场资料[17-18]。资料的时间长度为1951—2018年。

欧亚遥相关(EU)主要表现为500 hPa 位势高度场上，欧洲西部、东亚沿岸和乌拉尔山位势高度距平负相关的关系，本文EU 指数采用Wallace等[19]给出的定义：

其中Z*为所在点500 hPa 层的标准化位势高度距平。北极涛动(AO)最先由Thompson 等[20]提出，主要表现为北半球极地与副热带大气质量和气压异常呈“跷跷板”的反向变化，具有准正压结构。本文AO 指数采用NOAA 网站提供的逐月的AO 指数序列(https://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_ao_index/ao.shtml)。

由于本文只讨论年际尺度上的气候变率，所有数据在分析之前都进行了8年以下的高通滤波。

3 华南冬末春初降水变异的主模态

为了揭示华南冬末春初降水量在年际尺度上的时空变异特征，我们对华南1951—2018 年2、3月降水量进行了联合经验正交函数(EEOF)分解，EEOF不仅可反映气象要素的时空演变，还可得到不同月份降水的空间结构的相互联系。EEOF 的前两个模态的空间分布和时间系数如图1（见下页）所示，它们的方差贡献分别为36.6%和24.1%，均通过了North 检验[21]，且第一模态对2、3 月降水的方差贡献分别为40.2%和33.9%，第二模态对2、3月降水的方差贡献分别为28.0%和21.2%。由图1 可知，2、3 月华南年际降水第一模态EEOF1 的空间分布呈现同相变化(图1a、1b)，第二模态EEOF2的空间分布则呈现反相变化(图1c、1d)。另外，从时间系数看，PC1 和PC2 的振幅在1970 年代后期到2000年代初有较大的年际变动。下面分别讨论与前两个模态相关的环流背景及机理。

4 华南冬末春初降水变异主模态的环流背景及机理

4.1 第一模态的环流异常及机理

为方便讨论，我们只分析时间系数为正时的情形，时间系数为负时，则结果相反。图1a～1b表明，当时间系数PC1 为正时，2、3 月华南年际降水呈现一致增多的同相变化。在这种情况下，2、3月南海-菲律宾海上空对流层低层都出现异常反气旋，并伴随有显著的异常下沉运动，在反气旋西北侧的华南地区有显著的异常上升运动(图2a、2b)，高层有异常的气旋及辐散与之对应(图2c、2d)。在南海-菲律宾海上空的异常反气旋西侧的偏西南风输送更多的水汽到华南的有利条件下，华南地区低层的异常辐合及上空的异常上升运动使得2、3月的降水一致增多。

上述2、3 月持续的西北太平洋异常反气旋与热带印度洋-太平洋海温异常密切相关。PC1与海温的回归系数场如图3 所示，在2、3 月，华南地区降水偏多时，赤道中东太平洋显著偏暖，热带西太平洋异常偏冷，而热带印度洋偏暖，呈现出El Niño形态的海温异常分布。低层风场与海温分布配合较好。进一步计算PC1 与前期11—1 月平均的Niño3.4 指数的相关系数达到0.38，而与同期2、3 月 的Niño3.4 指 数 的 相 关 系 数 分 别 为0.38 和0.39，均通过了0.05 的显著性检验。这些证据表明，华南地区2、3月降水异常同相模态是受衰减阶段的ENSO 影响，通过太平洋-东亚遥相关[22-24]以及热带印度洋海温的电容器效应[25]，在西北太平洋上空强迫出异常反气旋，反气旋北侧低层明显的偏南风向华南地区输送源源不断的水汽并在那里造成异常的辐合，导致华南降水偏多。

图3 标准化PC1与海温(填色，单位：K)及850 hPa风场(矢量，单位：m/s)的回归系数 a.2月；b.3月。打点区表示通过0.05的显著性检验。

为了更清晰地展示中东太平洋海温影响的环流异常，图4给出了PC1与高低层速度势和散度风的回归系数场。以2 月为例，在对流层低层，热带中东太平洋有异常辐合气流以及中层显著的上升运动(图4a)，高层有辐散与之对应，并在热带西太平洋高层辐合并下沉与之相伴随(图4c)，低层的辐散气流又在我国华南辐合(图4a)，导致我国华南地区降水偏多。3月环流形势与2月类似。

4.2 第二模态的环流异常及机理

当PC2 为正时，第二模态的空间分布主要表现为2 月降水偏多、3 月降水偏少的反相变化(图1c、1d)。相关的环流异常如图5所示。2月华南地区低层上空受异常气旋式切变风场控制，伴随着显著的异常上升运动(图5a)；高层有异常辐散与之对应(图5c)，且在高层从北大西洋东至西北太平洋存在两支明显的异常纬向环流波列，分别位于中纬度带和副热带。而在3月，华南上空低层受异常反气旋式风场控制，伴随着显著的异常下沉运动，并在菲律宾海上空存在明显异常气旋(图5b)；高层则有异常辐合气流与之对应(图5d)，且在高低层中高纬度带都表现出明显的西风异常。

图5 显示的与第二模态相关的2、3 月环流异常可能分别与EU 遥相关和AO 有关。为此，我们进一步检验了与第二模态相关的500 hPa 位势高度异常如图6所示。在2月(图6a)，欧洲西部、欧亚大陆与日本附近呈现出“+ - +”的气压分布，这与欧亚遥相关型的负位相分布类似[26]。3 月(图6b)，位势高度场发生了明显的变化，表现为极地的异常低压增强，欧亚大陆上由2月的负位势高度异常转变为正位势高度异常，极地与中高纬度呈现出相反的位势高度异常分布，这与北极涛动遥相关型相似[27]。进一步计算PC2 与2、3 月欧亚遥相关(EU)指数的相关系数分别为-0.39(通过0.01 显著性检验)和-0.03，与2、3 月AO 指数的相关系数分别为0.34 和0.46(通过0.01 显著性检验)，说明与第二模态相关的2 月欧亚大陆上空位势高度异常确实与EU 遥相关型具有密切联系，而3 月则与AO联系更密切。值得注意的是，图6a 反映出的欧亚大陆500 hPa 位势高度异常中心与Wallace 等[19]定义的冬季EU 遥相关型的中心(见式(1))是有差别的，其三个中心分别位于(10 °E，45 °N)、(60 °E，52 °N)和(138 °E，50 °N)，如果以这三个中心代替式(1)的三个中心定义一个修订的EU2指数，即，

图6 标准化PC2与500 hPa位势高度(单位：gpm)的回归系数 a.2月；b.3月。打点区表示通过0.05显著性检验。

其中Z*为所在点500 hPa 层的标准化位势高度距平，那么PC2 与2、3 月指数的相关系数分别是-0.50和-0.34，显然要高于上述与传统的EU 指数的相关系数。

以上分析表明，EU 型和AO 型位势高度异常分别对华南2、3月降水的反相变化有着重要影响，那么与2、3 月位势高度异常相关的影响因子又是什么？图7 给出了2、3 月250 hPa 的波活动通量[28]与PC2的回归系数场。2月在中纬度，源自北大西洋经西欧的波列在西欧分为两支波列，一支沿欧亚大陆上空的EU 遥相关波列路径东传，另一支波列则向东南沿中东和阿拉伯海到达东亚，流函数呈现出正负相间的准纬向传播的结构(图7a)，两支波列协同影响华南上空的位势高度场，从而导致降水异常。为了评估两支波列对华南2 月降水的贡献大小，我们根据图7a定义南支波列指数为，

图7 标准化PC2与250 hPa波活动通量(矢量)和流函数(填色，单位：106 m2/s)的回归系数 a.2月；b.3月。

其中Z*为标准化位势高度距平，并分别计算了PC2 与2 月250 hPa 层EU 指数及南支波列指数ISW的相关系数，分别为-0.50 和-0.48。结果表明，EU遥相关波列及南支波列对华南2 月降水具有同等重要的影响作用。在3月，这种纬向的传播特征减弱，而中纬度和副热带地区波活动通量的经向传播性增强(图7b)。

图7a 表明，北大西洋可能是影响2 月中纬度波列异常的关键区域。已有研究指出，北大西洋海-气间的热量交换能引起局地的气压异常，并通过大气桥的作用影响到更大范围的气候异常[29]。图8 给出了北大西洋海温和热通量与PC2 的回归系数。由图8 可知，在2 月，北大西洋中纬度的感热、潜热通量主要表现为正异常(图8c、8e)，即海洋向大气输送的热通量增强，从而使与之对应的海表温度表现为负异常(图8a)。3 月北大西洋副热带、中纬度带的热通量表现为“北正南负”的偶极型异常，但中纬度的正中心的强度较2月有明显的减弱，而副热带的负中心强度有所加强(图8d、8f)，这表明3 月北大西洋海表向大气输送的异常热通量要比2 月的弱；海温异常也表现出对应的“北负南正”的偶极型分布(图8b)，且强度比2月的要强，这是由上述2、3 月持续的海表热通量异常所导致的。事实上，上述2、3月北大西洋中纬度及副热带海表热通量的异常与中纬度低层的异常西风及副热带的异常偏东风导致当地的风速变强及变弱密切相关(图5a、5b)。

图8 标准化PC2与2月(a、c、e)和3月(b、d、f)北大西洋海温(a～b，单位：K)、感热通量(c～d，单位：W/m2)、潜热通量(e～f，单位：W/m2)的回归系数 打点区表示通过0.05显著性检验。

为了验证2月海表热通量(潜热通量和感热通量之和)对高度场异常分布的影响，我们选取热通量关键区(图8c、8e 中的绿色虚线矩形框)平均的热通量回归2月高度场，结果(图略)与图6a非常相似。这与乔少博等[30]指出的北大西洋潜热通量减小(增加)时，一般伴随水汽含量减少(增加)，有异常下沉(上升)的垂直运动，导致局地位势高度正(负)异常一致。我们也进一步计算了热通量指数序列与传统EU指数及我们修订的EU指数的相关系数，分别为-0.48 和-0.51(通过0.01 显著性检验)，可见2 月北大西洋中纬度的海表热力状况与EU 遥相关型关系密切，即2 月北大西洋局地的海气相互作用能通过影响气压场的分布，并通过激发EU 遥相关波列，调整大气的辐合辐散异常进而影响我国华南地区同期的降水分布。

那么，图6b显示的3月北半球中高纬AO型的位势高度异常又是什么原因导致呢？已有研究指出平流层的极涡与对流层AO 模态的形成密切相关[31]，AO 正位相时，有负的位势高度异常和西风异常从平流层下传到对流层[32]。图9 给出了与PC2 相联系的高纬极地区域平均的位势高度，纬向风，气温随时间的演变，随着时间的推移，位势高度负异常和西风异常以及温度异常都有随时间下传的趋势，且在3月下传到最低高度。这可能是导致3 月极地区域位势高度负异常相比于2 月加深的原因，有利于3月AO模态的形成。

图9 标准化PC2与极区70～90 °N平均位势高度(a，单位：gpm)、60～80 °N平均纬向风(b，单位：m/s)、70～90 °N平均气温(c，单位：K)的回归系数 打点区表示通过0.05显著性检验。

有研究指出，AO 正位相时，能够造成中高纬度大陆上空的增暖[33]，而大陆上的增暖又可以导致位势高度的正异常，继而有利于形成极地和中高纬位势高度“-+”的形态分布。当3月极区平流层的冷信号(位势高度负异常信号)下传到对流层时，可增强中高纬的经向温度梯度，产生西风热成风异常，进而使得中高纬对流层的纬向风增强，不利于高纬的冷空气南下影响中纬度地区而导致中纬度对流层气温偏高及位势高度正异常，于是出现了如图6b反映出的欧亚大陆中纬度地区上空明显的位势高度正异常情形。而具体沿东亚的气温和位势高度异常的垂直剖面图如图10（见下页）所示，受AO 正位相的影响，极区和中纬度对流层分别表现出偏冷和偏暖异常(图10a)，位势高度也伴随有相似的异常分布(图10b)，但在垂直方向上受静力平衡作用的影响，使得位势高度距平的正(负)极值出现在温度距平由正变负(负变正)的垂直位置上，如沿55 °N，对流层温度距平由正变负的过渡区(零线)在300～250 hPa层，此位置也正好是位势高度距平极大值所在高度。此外，值得注意的是，在东亚的副热带地区，对流层中低层具有显著的负温度异常，由此导致25～35 °N的位势高度在高、低层分别出现负、正异常，伴随有异常下沉运动(图5b)，使华南降水偏少。

图10 标准化PC2与3月沿110 °E垂直剖面的气温(a，单位：K)和位势高度(b，单位：gpm)的回归系数场打点区表示通过0.05显著性检验。

5 总 结

本文采用联合EOF 的方法，分析了华南地区1951—2018 年冬末春初(2、3 月)降水异常的主要模态和相关的环流背景，并探讨了相关机理。

(1) 华南冬末春初降水量变异第一主模态表现为2、3 月同相变异，而第二主模态则表现为2、3月反号变异。

(2) 华南冬末春初降水量同相变异模态主要受ENSO事件影响所致。El Niño事件的海温异常使得次年冬末春初副热带西北太平洋上的异常反气旋得以维持，并在华南上空造成异常的上升运动，伴随着异常反气旋西侧西南气流向华南输送丰富的水汽，使2、3 月华南降水一致偏多。在La Niña事件的影响下，情况则相反。

(3) 影响华南冬末春初降水量反号变异的相关环流系统主要位于中高纬地区。2 月华南的降水异常主要受欧亚遥相关型的影响；而在3月则主要受北极涛动的影响。冬末春初不同的大尺度环流异常通过改变华南上空大气的环流异常，最终导致华南2、3 月降水的反号异常。另外，2 月欧亚遥相关型与北大西洋海表热通量的显著异常有关，而3 月对流层AO 型环流异常与平流层极涡信号的下传在3 月达到最低高度，使得3 月对流层极涡明显增强密切相关。

也许正是华南2、3 月降水量变异存在同相和反号的两个主模态，从而导致了华南2、3月的降水量之间存在如引言部分提到的显著但又并非特别高的正相关关系。当然，本研究也只是揭示了华南冬末春初降水异常两种主要变异模态及其主要影响因子，要想全面认识和理解华南冬末春初的降水变异成因，仍然还有许多问题有待研究和探讨，如与冬末春初的反号变异模态相关的EU 型和AO 型大气环流异常的月际转变的背后原因和机理等等。