夏季長江中下游和華南兩類雨型的環(huán)流特征及預(yù)測信號(hào)

趙俊虎 楊柳 曾宇星 封國林,

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夏季長江中下游和華南兩類雨型的環(huán)流特征及預(yù)測信號(hào)

趙俊虎1楊柳2曾宇星1封國林1, 2

1中國氣象局國家氣候中心中國氣象局氣候研究開放實(shí)驗(yàn)室，北京100081;2揚(yáng)州大學(xué)物理科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，揚(yáng)州225002

利用中國南方66站降水觀測資料和NCEP/NCAR再分析資料，采用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解（EOF）、合成分析和相關(guān)分析等方法，對夏季長江中下游和華南兩類雨型進(jìn)行了劃分，對比分析了兩類雨型同期大氣環(huán)流和前期海溫及環(huán)流的差異，以探討兩類雨型的形成機(jī)制及前期預(yù)測信號(hào)。結(jié)果表明：20世紀(jì)80年代之前華南型出現(xiàn)的頻次較高，之后長江中下游型出現(xiàn)頻次增多；長江中下游型年西太平洋副熱帶高壓（副高）偏強(qiáng)偏西偏南，東亞夏季風(fēng)（EASM）偏弱，副熱帶西風(fēng)急流位置偏南，烏拉爾山阻塞高壓（烏阻）和鄂霍次克海阻塞高壓（鄂阻）較強(qiáng)，歐亞中高緯以經(jīng)向環(huán)流為主，冷暖空氣在長江中下游輻合，導(dǎo)致長江中下游降水偏多；華南型年大氣環(huán)流與長江中下游型年大體相反，登陸華南的臺(tái)風(fēng)偏多，冷暖空氣在華南地區(qū)輻合，導(dǎo)致華南地區(qū)降水偏多；其中副高的脊線位置和中高緯阻塞強(qiáng)弱是長江中下游型和華南型形成的關(guān)鍵因素。兩類雨型前期海溫分析表明，長江中下游型年，前冬赤道中東太平洋和印度洋偏暖，為典型的東部型El Ni?o，副熱帶南印度洋偶極子（SIOD）呈負(fù)位相，春季El Ni?o衰減，SIOD負(fù)位相也減弱，但印度洋持續(xù)增暖；華南型年，前冬和春季的海洋演變與長江中下游型年大體相反；關(guān)鍵區(qū)域海溫與長江中下游夏季降水（YRR）和華南夏季降水（SCR）的年際關(guān)系存在年代際變化，YRR和SCR與前冬Ni?o3.4指數(shù)、SIOD指數(shù)和春季熱帶印度洋全區(qū)一致海溫模態(tài)（IOBW）指數(shù)的相關(guān)關(guān)系在80年代之后逐步減弱，這主要是由于這三個(gè)關(guān)鍵海溫指數(shù)與EASM及副高脊線的相關(guān)關(guān)系在80年代之后逐步減弱；兩類雨型前期大氣環(huán)流差異分析表明，春季大氣環(huán)流的差異性要比前冬顯著，長江中下游型年，春季副高、南海副高、馬斯克林高壓（馬高）、澳大利亞高壓（澳高）均偏強(qiáng)，大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度偏弱，北太平洋濤動(dòng)（NPO）呈正位相；華南型年春季的關(guān)鍵環(huán)流系統(tǒng)異常不明顯，僅大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度偏強(qiáng)，NPO呈負(fù)位相。前期海溫演變及春季大氣環(huán)流關(guān)鍵系統(tǒng)的異?？梢宰鳛閮深愑晷湍甑囊恍╊A(yù)測信號(hào)。

夏季雨型 長江中下游型 華南型 海溫大氣環(huán)流

1 引言

中國南方地區(qū)夏季降水量遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于北方地區(qū)，且受東亞夏季風(fēng)系統(tǒng)異常的影響，降水的年際變率非常大，容易發(fā)生旱澇災(zāi)害（Wu et al.，2010；李維京等，2015）。長江流域半個(gè)多世紀(jì)以來發(fā)生過多次嚴(yán)重洪水，其中1954年和1998年被視為世紀(jì)性洪水（黃榮輝等，2006a）。在全球變暖的背景下，南方洪澇災(zāi)害發(fā)生頻次有增加的趨勢，20世紀(jì)50年代至70年代，僅1954年和1969年夏季長江流域發(fā)生了較大的洪澇災(zāi)害，而80年代以來，1980、1991、1996、1998、1999、2010等年份，夏季長江流域發(fā)生了多次大洪澇災(zāi)害，其經(jīng)濟(jì)損失和社會(huì)影響尤為凸出（李維京，1999；張慶云等，2003a；魏鳳英，2006；趙俊虎等，2011）。因此，研究中國南方地區(qū)夏季旱澇的形成機(jī)制和預(yù)測信號(hào)具有重要意義。然而，國內(nèi)外的氣候模式對東亞季風(fēng)區(qū)的夏季降水預(yù)測能力普遍較低（Wang et al., 2009；丁一匯，2011），對主要多雨帶落區(qū)的把握能力較差，目前主要利用物理統(tǒng)計(jì)等方法對夏季多雨帶（雨型）進(jìn)行預(yù)測（施能等，1999；Zhao and Feng，2014）。

廖荃蓀等（1981）將中國東部夏季降水雨帶從北向南劃分為三類雨型：I類，北方型，主要多 雨帶位于黃河流域及其以北，江淮流域大范圍少雨；II類，中間型，主要多雨帶位于黃河至長江之間，雨區(qū)中心一般在淮河流域一帶；III類，南方型，主要多雨帶位于長江流域或江南，淮河以北大范圍地區(qū)及東南沿海地區(qū)少雨。這種劃分雨型類數(shù)不多，有利于分析規(guī)律和進(jìn)行預(yù)測。但將主要多雨帶位于長江流域及其以南地區(qū)合為一類范圍太廣，例如1954年長江流域大水為III類，1997年華南至江南多雨也是III類，這兩年的降水分布和成因差別很大，這顯然對尋找每一類的預(yù)報(bào)指標(biāo)不利（王紹武等，1998）。此后，孫林海等（2005）根據(jù)東部季風(fēng)區(qū)夏季降水的客觀氣候規(guī)律及業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)應(yīng)用需要，將三類雨型中的南方型細(xì)化為長江型和華南—江南南部型，并初步分析了這兩類雨型的大氣環(huán)流成因。近些年來，學(xué)者們對長江流域夏季旱澇開展了大量的研究（魏鳳英，2006；王啟光等，2011；封國林等，2012；張世軒等，2013；趙俊虎等，2014；葉敏和封國林，2015），也有學(xué)者對華南汛期旱澇進(jìn)行了研究（谷德軍等，2008；張婷等，2011；Marco et al., 2011），但對比兩個(gè)區(qū)域降水機(jī)制及其前期預(yù)測信號(hào)的研究較少。而在每年的實(shí)際預(yù)測之中，在預(yù)測南方降水偏多的情況下，主雨帶到底在長江流域還是在華南—江南南部，往往較難確定。

基于此，本文首先對中國南方夏季長江中下游和華南兩類雨型進(jìn)行了劃分，并分析兩類雨型對應(yīng)的大氣環(huán)流系統(tǒng)的差異，在此基礎(chǔ)上，對兩類雨型的前期海洋和大氣環(huán)流進(jìn)行了分析，探討了兩類雨型的前期預(yù)測信號(hào)。

2 資料和方法

本文所用資料主要包括：美國國家環(huán)境預(yù)報(bào)中心和國家大氣研究中心（NCEP/NCAR）發(fā)布的全球月平均高度場（）、風(fēng)場（、分量）再分析資料（Kalnay et al.，1996），水平空間分辨率為2.5°×2.5°，垂直方向從1000 hPa～10 hPa共17層等壓面；美國國家海洋和大氣管理局（NOAA）的全球2°×2°月平均海溫重建資料（Reynolds et al.，2002）；NOAA 重建的全球陸地月平均降水資料（PREC_L）（Chen et al.，2002）；美國國家氣候預(yù)測中心（CPC）的Ni?o指數(shù)（http://www.cpc.ncep. noaa.gov [2015-08-01]），時(shí)段均為1948年1月至2014年12月。中國氣象局國家氣候中心（NCC）提供的160測站月平均降水量資料和74項(xiàng)環(huán)流指數(shù)（http://ncc.cma.gov.cn/cn [2015-08-01]），時(shí)間段均為1951年1月至2014年12月；中國氣象局熱帶氣旋資料中心（http://www.typhoon.gov.cn [2015- 08-01]）整理的西北太平洋海域熱帶氣旋資料，主要用到了夏季登陸中國華南地區(qū)的臺(tái)風(fēng)個(gè)數(shù)歷史序列。

主要采用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)（EOF）分解，相關(guān)分析、合成分析等方法。本文中前冬指上一年12月至當(dāng)年2月，簡稱DJF；春季為3～5月，簡稱MAM；夏季為6～8月，簡稱JJA。

3 中國南方地區(qū)夏季兩類雨型劃分

3.1 中國夏季總降水量特征概況

圖1給出了1951～2014年中國夏季降水的氣候狀況。由64年平均的中國夏季總降水量分布可以看出（圖1a），中國夏季總降水量呈現(xiàn)自東南向西北遞減的趨勢，降水最多的區(qū)域?yàn)槿A南、江南及西南地區(qū)，降水量可達(dá)到500 mm以上，西藏東南部至內(nèi)蒙古東部（東亞夏季風(fēng)邊緣地區(qū)）夏季總降水量可達(dá)200 mm左右，而降水最少的區(qū)域?yàn)槲鞅眱?nèi)陸的新疆、內(nèi)蒙古西部等非季風(fēng)地區(qū)，夏季總降水量在100 mm以內(nèi)，有些地區(qū)不足50 mm。夏季總降水量的標(biāo)準(zhǔn)差分布（圖1b）和夏季總降水量多年平均的分布類似，也呈從東南向西北遞減的分布特點(diǎn)，東南地區(qū)標(biāo)準(zhǔn)差在150 mm以上，最大的地區(qū)為華南和長江下游地區(qū)，標(biāo)準(zhǔn)差達(dá)200 mm以上，西北地區(qū)標(biāo)準(zhǔn)差在50 mm以下，表明東南地區(qū)夏季總降水量的年際變化較大，而西北地區(qū)年際變化相對較小。

3.2 中國南方地區(qū)夏季降水的主模態(tài)

對1951年至2014年中國南方地區(qū)（20°～34°N，104°～122°E）66站夏季降水場做EOF分解，便能得到主要空間模態(tài)和各模態(tài)的時(shí)間變化特征，為了反映降水相對于氣候態(tài)的空間分布變化特征，EOF分解不直接用降水量場，而是采用了降水距平場，其前4個(gè)模態(tài)的解釋方差分別為18.5%、15.5%、7.9%和6.8%，前10個(gè)模態(tài)的累計(jì)解釋方差為70.5%，可見夏季降水EOF分解的收斂很慢，反映了降水空間分布的多元化和復(fù)雜性特征。

圖2給出了中國南方地區(qū)66站夏季降水EOF分解的前兩個(gè)模態(tài)的空間分布型（圖2a、b）及其對應(yīng)的標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間系數(shù)（圖2c、d）。從圖2a可見，第1模態(tài)（EOF1）空間分布大體呈現(xiàn)27°N為界的北、南降水的反位相空間分布，中心分別位于長江中下游和華南；第2模態(tài)（EOF2）空間分布大體呈現(xiàn)出長江流域及其以南廣大地區(qū)降水距平的一致變化，僅江淮北部為反位相分布，但總體表現(xiàn)為全區(qū)一致變化（圖2b）。

從兩個(gè)模態(tài)時(shí)間系數(shù)（PC）來看，各模態(tài)不僅具有明顯的年際變化特征，還具有不同程度的年代際變化特征。其中PC1（第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)）的年際變化較為顯著（圖2c），PC2（第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)）在20世紀(jì)60年代末期之前以正值為主，在70年代以年際振蕩為主，80年代全為正值，90年代初至21世紀(jì)00年代初持續(xù)出現(xiàn)負(fù)值，表明這一階段中國南方降水一致偏多，21世紀(jì)00年代中后期以來又以年際振蕩為主（圖2d）。由功率譜分析可見，PC1存在準(zhǔn)2年和準(zhǔn)7年的年際變化周期（圖3a）；而PC2的年代際變化較為顯著，存在20年左右的年代際變化周期（圖3b）。

圖1 1951～2014年中國夏季降水的（a）多年平均降水量和（b）年際變化的標(biāo)準(zhǔn)差。單位：mm

圖2 1951～2014年中國南方夏季降水年際變化EOF（a、c）第一模態(tài)和（b、d）第二模態(tài)：（a、b）空間分布型（單位：mm，等值線間隔5 mm）；（c、d）標(biāo)準(zhǔn)化的時(shí)間系數(shù)

3.3 中國南方夏季雨型劃分

由以上分析可見，中國南方地區(qū)存在長江中下游和華南至江南南部降水反向變化的模態(tài)，此外還有全區(qū)一致變化的模態(tài)。由于篇幅有限和研究的深入，本文僅對第一種模態(tài)進(jìn)行分析。將長江中下游地區(qū)降水偏多而華南至江南南部降水總體偏少定義為長江中下游型，華南至江南南部降水偏多而長江中下游偏少定義為華南型。為劃分這兩類雨型，進(jìn)一步選取圖2a中兩個(gè)降水中心：長江中下游地區(qū)（28°～33°N，107°～123°E）和華南地區(qū)（18°～26°N，107°～123°E），分別計(jì)算兩個(gè)區(qū)域平均的夏季降水量，并進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化作為兩個(gè)區(qū)域的夏季降水指數(shù)（分別記為YRPI和SCPI），結(jié)果如圖4所示。從兩個(gè)指數(shù)的時(shí)間序列及其指數(shù)累加曲線來看，它們不僅具有明顯的年際變化特征，還具有不同程度的年代際變化特征。長江中下游降水在20世紀(jì)50年代中期至70年代末負(fù)值偏多，整體以偏旱為主，在80年代以后年際振蕩較強(qiáng)，且正值居多，表明由之前的偏旱轉(zhuǎn)為偏澇（圖4a）；華南地區(qū)降水在20世紀(jì)50年代至70年代中期年際振蕩較強(qiáng)，70年代中后期至90年代初持續(xù)出現(xiàn)負(fù)值，表明這一階段華南處于偏旱期，90年代中期至21世紀(jì)00年代后期以來正值居多且異常明顯，表明這一階段華南處于偏澇期（圖4b）。以上結(jié)論與EOF分析前兩模態(tài)時(shí)間系數(shù)的特征基本一致。

圖3 （a）第一模態(tài)和（b）第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)功率譜分析。圓點(diǎn)線表示信度水平達(dá)到95%

圖4 1951～2014年中國南方夏季降水量標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù):（a）長江中下游夏季降水指數(shù)（YRPI）；（b）華南夏季降水指數(shù)（SCPI）；（c）YRPI指數(shù)減去SCPI指數(shù)，雨型判別指數(shù)。虛線表示1倍標(biāo)準(zhǔn)差，曲線表示指數(shù)累加

長江中下游和華南地區(qū)夏季降水的64年的相關(guān)系數(shù)為－0.18（信度水平達(dá)到90%），表現(xiàn)為負(fù)相關(guān)關(guān)系；而PC1與長江中下游和華南地區(qū)夏季降水的相關(guān)系數(shù)分別為0.78和－0.70（信度水平均達(dá)到99.9%），即EOF1較好地反映了長江中下游與華南降水的反向變化關(guān)系。

用YRPI指數(shù)減去SCPI指數(shù)，定義為兩種雨型的判別指數(shù)（RPDI；圖4c）。當(dāng)長江偏旱（澇），華南更旱（更澇），相減后可能出現(xiàn)一個(gè)假的長江中下游型（假的華南型）。因此利用RPDI判別雨型時(shí)，需要考慮YRPI和SCPI的大小。具體判別方法如下：當(dāng)RPDI大于1，且YRPI大于0.5時(shí)，定義為長江中下游型（YRP）；當(dāng)RPDI小于－1時(shí)，且SCPI大于0.5時(shí)，定義為華南型（SCP）。經(jīng)判別發(fā)現(xiàn)，在1951～2014年期間，長江中下游型和華南型分別出現(xiàn)13年和11年，氣候概率分別為20.3%和17.2%。這24年中，有15年是NCC劃分的三類雨型中的南方型，另外9年中有6年（1959、1961、1966、1971、1976、1994年）為華北和華南多雨而長江少雨，即南北兩條雨帶，NCC將這6年劃分為三類雨型中的I類雨型（北方型）；另外3年（1982、1989、1991年）主雨帶在江淮地區(qū)，NCC將這3年劃分為三類雨型中的II類雨型（中間型）。另外，這24年中有17年是孫林海等（2005）劃分的長江型和華南型。即24年中大部分年份屬于以往劃分的南方類雨型。對照這24年每一年的降水距平百分率空間分布圖，發(fā)現(xiàn)所選年份均為較典型的長江中下游型或華南型。綜上可見，該種劃分方法具有一定的合理性，結(jié)果較可靠。此外，在20世紀(jì)80年代之前，華南型出現(xiàn)頻率比長江中下游型高；80年代之后，長江中下游型出現(xiàn)頻率比華南型高。

表1 1951～2014年夏季長江中下游型和華南型年份

利用PREC_L資料，對1951～2014年中國南方夏季兩類雨型年夏季降水距平百分率分別合成（圖5），進(jìn)一步檢驗(yàn)旱澇分布及其顯著性。長江中下游型年份，長江流域大范圍降水偏多，且大部分地區(qū)顯著偏多2成以上，而華南降水偏少1成以上（圖5a）；華南型年份，華南至江南南部大范圍地區(qū)降水顯著偏多，偏多中心位于華南，顯著偏多2成以上，而江南北部至江淮地區(qū)降水整體偏少，偏少中心為江漢和長江下游地區(qū)，顯著偏少2成以上（圖5b）。

4 夏季長江中下游和華南兩類雨型同期環(huán)流系統(tǒng)配置特征

盡管影響中國東部夏季降水異常分布的因素是多方面的，但大氣環(huán)流的異常變化是最直接和最重要的因素。500 hPa高度場作為中層大氣環(huán)流的代表，可以較清晰的反映不同雨型對應(yīng)的大氣環(huán)流特征（魏鳳英等，2012）。為了對比中國南方夏季兩類雨型對應(yīng)的東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)關(guān)鍵成員的配置及其差異，圖6給出了兩類雨型對應(yīng)年份的500 hPa高度距平合成及差值圖。

長江中下游型年，歐亞中高緯以正距平為主，烏拉爾山和鄂霍次克海地區(qū)正距平較顯著，表明這兩個(gè)地區(qū)的阻塞高壓較強(qiáng)（Wang，1992；趙振國等，1999；Zhao et al.，2015），中高緯以經(jīng)向環(huán)流為主；朝鮮半島至日本島為負(fù)距平，30°N以南為顯著的正距平區(qū)域，表明西太平洋副熱帶高壓（副高）偏強(qiáng)，位置偏西偏南；東亞地區(qū)從北至南呈“＋－＋”的遙相關(guān)型分布，即東亞/太平洋型遙相關(guān)（EAP）的正位相分布特征（黃榮輝等，2006b），冷暖空氣在長江中下游匯合，有利于長江中下游降水偏多（圖6a）；華南型的環(huán)流配置與長江中下游型有明顯的差異，歐亞中高緯以負(fù)距平為主，烏拉爾山負(fù)距平異常顯著，表明中高緯度以緯向環(huán)流為主，不利于冷空氣南下；山東半島至朝鮮半島為正距平，30°N以南為負(fù)距平區(qū)域，表明副高偏弱，位置偏北偏東；東亞地區(qū)從北至南呈“－＋－”的遙相關(guān)型分布，即EAP負(fù)位相（圖6b）。從長江中下游型與華南型500 hPa高度距平差值圖（圖6c）可見，兩類雨型最顯著的正差值出現(xiàn)在烏拉爾山、鄂霍次克海和西太平洋副熱帶地區(qū)，表明當(dāng)中高緯阻塞形勢強(qiáng)盛發(fā)展和維持，而副高偏強(qiáng)，位置偏西、偏南時(shí)，中國南方夏季易出現(xiàn)長江中下游型降水；相反時(shí)易出現(xiàn)華南型。由于全球變暖的影響，熱帶和副熱帶高度場在20世紀(jì)80年代初開始明顯增強(qiáng)（Li et al.，2012，2013），因此對高度場進(jìn)行去線性趨勢處理，再對兩類雨型年高度場距平進(jìn)行合成（圖略），所得結(jié)果與圖6基本一致。

此外，從20世紀(jì)80年代前后兩個(gè)階段（1951～1980年和1981～2014年）500 hPa高度的差值圖（圖略）可以明顯看到，副熱帶及中緯度的大部分地區(qū)后一階段比前一階段顯著偏高，而極區(qū)偏低，體現(xiàn)了在全球變暖的影響下，副熱帶高壓膨脹（Li et al.，2012；2013），副高偏強(qiáng)偏西（趙俊虎等，2012；Zhao and Feng，2014），中高緯度阻塞高壓活動(dòng)頻繁，而極渦南擴(kuò)，經(jīng)向環(huán)流加強(qiáng)，EASM減弱（Wang，2001；Wang et al.，2008），這種環(huán)流形勢有利于夏季長江中下游型降水發(fā)生頻次增多。

由以上分析可見，長江中下游型和華南型的同期環(huán)流差異主要在副高和中高緯度的阻塞高壓（簡稱阻高）。副高偏強(qiáng)時(shí)，西伸脊點(diǎn)易偏西，因此利用副高西伸脊點(diǎn)和脊線的配置可以較好的反映副高的強(qiáng)弱和位置（趙俊虎等，2012）。圖7a給出了副高西伸脊點(diǎn)和脊線與南方兩類雨型的散點(diǎn)圖，由圖7a可見，副高脊線偏南年僅有兩年是華南型，其余年份均為長江中下游型，長江中下游型占12/14；副高脊線偏北年僅有1年是長江中下游型，其余年份均為華南型，華南型占9/10；副高西伸脊點(diǎn)偏西的14年，有8年是長江中下游型，占8/14；副高西伸脊點(diǎn)偏東的10年，有5年是長江中下游型，占5/10。表3給出了1951～2014年夏季副高西伸脊點(diǎn)和脊線與兩個(gè)區(qū)域降水的相關(guān)系數(shù)，副高脊線和西伸脊點(diǎn)與長江中下游地區(qū)的降水呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，副高脊線與華南地區(qū)的降水呈弱的正相關(guān)關(guān)系，而西伸脊點(diǎn)與華南降水的關(guān)系較弱。由此可見副高脊線對兩類雨型的指示或判別能力較副高西伸脊點(diǎn)更強(qiáng)，副高偏南還是偏北是決定是長江中下游型還是華南型的主要因素之一。

為了定量說明中高緯度阻高的強(qiáng)弱與南方雨型的關(guān)系，結(jié)合前人的研究（趙振國，1999）和兩類雨型中高緯度差異最顯著的區(qū)域（圖6c），分別將烏拉爾山地區(qū)（45°～65°N，40°～70°E）和鄂霍次克海地區(qū)（50°～60°N，120°～150°E）夏季平均的500 hPa位勢高度距平的標(biāo)準(zhǔn)化值，定義為烏拉爾山阻塞高壓指數(shù)（UBHI）和鄂霍次克海阻塞高壓指數(shù)（OBHI），當(dāng)指數(shù)為正值時(shí)表示有阻塞形勢，且指數(shù)越大時(shí)阻塞形勢越強(qiáng)，當(dāng)指數(shù)為負(fù)值時(shí)表示阻塞形勢不明顯。圖7b給出了UBHI和OBHI與南方兩類雨型的散點(diǎn)圖，由圖可見，UBHI大于0的11年中僅有兩年是華南型，其余年份均為長江中下游型，長江中下游型占9/11；OBHI大于0的11年中僅有3年是華南型，其余年份均為長江中下游型，長江中下游型占8/11；UBHI和OBHI均大于0（東西雙阻）的8年，有7年是長江中下游型，占7/8，僅2006年由于副高偏北，長江少雨，華南和淮河多雨；UBHI和OBHI均小于0（無阻）的10年，有7年是華南型，占7/10。由此可見烏拉爾山和鄂霍次克海是否有阻塞高壓也是影響南方夏季雨型的另一個(gè)主要因素。

上述分析反映了副高和阻高是可以識(shí)別長江中下游型和華南型的主要環(huán)流信號(hào)，但圖7中的年份并不是1951～2014年全部年，即副高偏南（北）、或阻高偏強(qiáng)（弱）時(shí)不一定必然會(huì)出現(xiàn)長江中下游型（華南型），因此在具體應(yīng)用和預(yù)報(bào)時(shí)，還需要考慮海洋、積雪等其他預(yù)測信號(hào)。

作為低層大氣環(huán)流的代表，850 hPa風(fēng)場可以清晰地反映大氣環(huán)流和水汽的輻散輻合。圖8給出了兩類雨型對應(yīng)年份的850 hPa風(fēng)場距平合成及其差值。由圖8a可見，長江中下游型年東亞季風(fēng)槽區(qū)（10°～20°N）呈現(xiàn)顯著的東風(fēng)距平，梅雨鋒區(qū)（25°～35°N）呈現(xiàn)顯著的西風(fēng)距平，長江流域以南至菲律賓為一反氣旋性異常環(huán)流控制，長江中下游至淮河流域?yàn)橐粴庑原h(huán)流異常，冷暖空氣在長江中下游地區(qū)對峙。這種環(huán)流條件下東亞季風(fēng)槽區(qū)對流減弱，梅雨鋒區(qū)對流加強(qiáng)，東亞夏季風(fēng)（EASM）偏弱，有利于長江中下游地區(qū)降水偏多（張慶云等，2003b）。華南型的850 hPa風(fēng)場距平（圖8b）則呈現(xiàn)相反的特征，華南地區(qū)為一氣旋性環(huán)流異常，東亞季風(fēng)槽區(qū)（10°～20°N）呈現(xiàn)較大的西風(fēng)距平，梅雨鋒區(qū)呈現(xiàn)較大的東風(fēng)距平，有利于華南至江南南部地區(qū)降水偏多。二者的差值圖（圖8c）可以更加清晰的反映這種差異。東亞夏季風(fēng)指數(shù)（張慶云等，2003b）與長江中下游和華南降水在1951～2014年期間的相關(guān)系數(shù)分別為－0.43和0.13（表3），即EASM偏弱時(shí)，長江中下游降水易偏多。

圖5 夏季降水距平百分率合成：（a）長江中下游型，（b）華南型。黑點(diǎn)表示信度水平達(dá)到95%

圖6 夏季（a）長江中下游型和（b）華南型兩類雨型年同期500 hPa高度距平合成及（c）其差值（gpm）。黑色實(shí)線（綠色虛線）為合成（氣候態(tài)）的5880 gpm等值線，黑點(diǎn)表示信度水平達(dá)到95%

圖7 中國南方夏季兩類雨型與（a）副高和（b）阻高關(guān)系的散點(diǎn)圖。（a）中橫坐標(biāo)是副高西伸脊點(diǎn)的距平，縱坐標(biāo)為副高脊線距平；（b）中橫坐標(biāo)是鄂霍次克海阻塞高壓指數(shù)，縱坐標(biāo)為烏拉爾山阻塞高壓指數(shù)；紅色圓點(diǎn)為長江中下游型（YRP），藍(lán)色方塊為華南型（SCP）

此外，施能等（1996）利用海陸氣壓差定義了東亞夏季風(fēng)指數(shù)，并發(fā)現(xiàn)中國夏季雨型與東亞夏季風(fēng)有很密切的關(guān)系，南方型與弱夏季風(fēng)相聯(lián)系，北方型和中間型雨型與強(qiáng)夏季風(fēng)相聯(lián)系。利用該季風(fēng)指數(shù)與長江中下游型和華南型進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，發(fā)現(xiàn)13年長江中下游型年中有10年為弱夏季風(fēng)；1951～1980年的6年華南型年中強(qiáng)弱夏季風(fēng)各有3年，這一階段東亞夏季風(fēng)屬于年代際偏強(qiáng)，中國華北和華南往往存在兩條雨帶；1981～2014年的5年華南型年均為弱夏季風(fēng)，這一階段東亞夏季風(fēng)屬于年代際偏弱，中國處于南澇北旱，華南也降水偏多。

此外，東亞副熱帶西風(fēng)急流通常與高空鋒區(qū)相對應(yīng)，而鋒區(qū)內(nèi)擾動(dòng)的發(fā)展和風(fēng)暴的生成往往會(huì)帶來降水，東亞大氣環(huán)流的季節(jié)轉(zhuǎn)換、中國大部分地區(qū)雨季的開始和結(jié)束都與東亞副熱帶西風(fēng)急流位置的南北移動(dòng)及強(qiáng)度變化有著密切的關(guān)系。況雪源和張耀存（2006）研究指出，夏季東亞副熱帶西風(fēng)急流位置異常偏南時(shí)，長江流域易發(fā)生洪澇，異常偏北時(shí)長江流域降水易偏少。圖9給出了兩類雨型對應(yīng)年份的200 hPa的風(fēng)距平合成。由圖9a可見，長江中下游型年亞洲北部（新疆北部至東北亞地區(qū)：40°～50°N，60°～140°E）為負(fù)距平，亞洲中部（新疆南部至長江中下游地區(qū)為正距平（30°～37.5°N，60°～140°E），亞洲南部（中國西南地區(qū)至華南地區(qū)：15°～22.5°N，80°～120°E）為負(fù)距平，表明東亞副熱帶西風(fēng)急流位置異常偏南；華南型年與長江中下游型年呈較好的反向關(guān)系，亞洲北部至南部分別為“＋－＋”距平分布（圖9b）；二者的差值場（圖9c）更加清晰的反映了亞洲地區(qū)200 hPa的風(fēng)距平的差異。

為了定量說明兩類雨型與同期200 hPa的風(fēng)場的關(guān)系，將亞洲北部（40°～50°N，60°～140°E）與亞洲南部（15°～22.5°N，80°～120°E）和亞洲中部（30°～37.5°N，60°～140°E）夏季200 hPa的風(fēng)場的距平差，定義為I200指數(shù)：

此外，臺(tái)風(fēng)活動(dòng)對中國南方夏季降水有重要的影響（Ying et al.，2011）。根據(jù)上海臺(tái)風(fēng)所整理的臺(tái)風(fēng)資料，計(jì)算了夏季登陸華南地區(qū)的臺(tái)風(fēng)個(gè)數(shù)與YRPI和SCPI的相關(guān)系數(shù)（表2），二者分別為 －0.31和0.34，置信水平分別達(dá)到95%和99%，表明夏季登陸華南臺(tái)風(fēng)多時(shí)華南地區(qū)降水偏多，而長江中下游降水偏少。

表2 1951～2014年中國南方兩區(qū)域夏季降水指數(shù)與關(guān)鍵環(huán)流系統(tǒng)指數(shù)的相關(guān)系數(shù)

注：上標(biāo)*和**分別表示信度水平達(dá)到95%和99%。

5 兩類雨型前期海洋和大氣環(huán)流異常信號(hào)的差異

海洋的海表熱力異常不僅是引起大氣環(huán)流異常的重要因素，也是引起旱澇分布異常的重要外強(qiáng)迫源。對于中國夏季降水而言，前期海洋和大氣 環(huán)流的異常及其演變是主要的預(yù)測依據(jù)（嚴(yán)華生等，2006）。

5.1 前期海洋

ENSO的發(fā)生已經(jīng)被作為預(yù)測中國年際氣候異常的前期重要信號(hào)之一，ENSO與中國夏季雨帶的演變規(guī)律存在較好的關(guān)系（施能等，2001），但其對中國夏季降水的影響卻很復(fù)雜，不同階段、不同強(qiáng)度、不同類型的ENSO的影響不同（Huang and Wu，1989；Xue and Liu，2008；Yuan and Yang，2012；陳麗娟等，2013）。印度洋海溫變化對亞—印—太地區(qū)的天氣氣候也有重要的影響。熱帶印度洋全區(qū)海溫（IOBW）一致模態(tài)是熱帶印度洋海溫變化的最主要模態(tài)，它通常在冬季開始發(fā)展，第二年春季達(dá)到最強(qiáng)（Klein et al.，1999）；副熱帶南印度洋偶極子（SIOD）是印度洋海溫變化的次主要模態(tài)，有明顯的季節(jié)位相鎖定特征，通常在初冬開始發(fā)展，次年1～3月達(dá)到最強(qiáng)，4月明顯減弱（Behera and Yamagata，2001；晏紅明等，2009）。IOBW和SIOD對中國及東亞的短期氣候有明顯的影響（肖子牛等，2002；賈小龍和李崇銀，2005；Yuan，et al.，2008）。

圖8 同圖6，但為850 hPa風(fēng)場距平（單位：m s?1）

圖9 同圖6，但為200 hPa的U風(fēng)場距平（單位：m s?1）。黑點(diǎn)表示U風(fēng)信度水平達(dá)到95%

圖10 中國南方夏季兩類雨型（a1、b1、c1）前冬和（a2、b2、c2）春季SSTA合成（單位：°C）: （a1、a2）長江中下游型；（b1、b2）華南型；（c1、c2）長江中下游型和華南型年前冬SST的差值。黑點(diǎn)表示信度水平達(dá)到95%

圖10給出了中國南方夏季兩類雨型對應(yīng)的前冬和春季海表溫度距平（SSTA）的合成圖。長江中下游型年前冬赤道中東太平洋和熱帶印度洋為正海溫距平，北太平洋中部為負(fù)距平，暖中心位于赤道東太平洋，冷中心位于東北太平洋海盆（圖10a1），即呈現(xiàn)典型的東部型El Ni?o分布型態(tài)，這種海溫分布型一直持續(xù)到春季，赤道中東太平洋海溫正異常有所減弱，但熱帶印度洋明顯增暖（圖10a2）；華南型年前冬（圖10b1）和春季（圖10b2）SSTA與長江中下游型年幾乎相反，北太平洋呈典型的La Ni?a分布型態(tài)，即赤道中東太平洋和熱帶印度洋偏冷，而北太平洋中部部分海區(qū)偏暖（圖10b1），這種海溫分布型也一直持續(xù)到春季，但赤道中東太平洋冷海溫有所減弱，而北太平洋回暖（圖10b2）。從長江中下游型和華南型年前冬SST的差值圖（圖10c1）可見，兩類雨型差異顯著，最顯著的正差值出現(xiàn)在赤道中東太平洋和印度洋，負(fù)差值中心位于東北太平洋海盆；此外，西南印度洋（45°～30°S，30°～70°E）和東南印度洋（25°～15°S，80°～100°E）海溫距平呈“－＋”反向變化，即表現(xiàn)為SIOD的負(fù)位相。從長江中下游型和華南型年春季SST的差值圖（圖10c2）可見，相比前冬，赤道中東太平洋的正差值區(qū)域范圍明顯減小，北太平洋冷海溫范圍擴(kuò)大，表明El Ni?o發(fā)生衰減，但北印度洋全區(qū)一致偏暖仍然維持和加強(qiáng)，而 SIOD負(fù)位相特征減弱。

上述分析表明，前冬的中東太平洋海溫和SIOD，及春季的IOBW對長江和華南夏季降水有重要影響。因此，選取前冬Ni?o1.2指數(shù)、Ni?o3.4指數(shù)、SIOD指數(shù)和春季IOBW指數(shù)，分別與YRPI和SCPI進(jìn)行21年滑動(dòng)相關(guān)，分析各海溫指數(shù)與兩區(qū)域夏季降水年際關(guān)系是否發(fā)生年代際的變化，結(jié)果如圖11所示。從長江中下游夏季降水與4個(gè)海溫因子的滑動(dòng)相關(guān)來看（圖11a），YRPI與前冬Ni?o1.2指數(shù)、Ni?o3.4指數(shù)和春季IOBW指數(shù)總體呈正相關(guān)關(guān)系，其中在20世紀(jì)60年代末至70年代呈顯著的正相關(guān)關(guān)系，80年代之后前冬Ni?o1.2指數(shù)與長江中下游夏季降水（YRR）的關(guān)系依然較顯著，但前冬Nino3.4指數(shù)和春季IOBW指數(shù)與YRPI的關(guān)系逐步減弱，前冬Ni?o3.4指數(shù)甚至在90年代后期與YRPI關(guān)系轉(zhuǎn)變?yōu)樨?fù)相關(guān)關(guān)系；前冬SIOD指數(shù)與YRPI在20世紀(jì)70年代至90年代呈較強(qiáng)的負(fù)相關(guān)關(guān)系。從SCPI與4個(gè)海溫因子的滑動(dòng)相關(guān)來看（圖11b），華南夏季降水（SCR）與前冬Ni?o1.2指數(shù)、Ni?o3.4指數(shù)和春季IOBW指數(shù)總體呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，其中在20世紀(jì)70年代至80年代中期呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，80年代中期之后關(guān)系逐步減弱，體現(xiàn)了ENSO與中國夏季降水年際變化關(guān)系的不穩(wěn)定性特征（宗海鋒等，2010）；春季IOBW指數(shù)與SCR在21世紀(jì)初負(fù)相關(guān)關(guān)系再一次加強(qiáng)；前冬SIOD指數(shù)與SCPI呈較強(qiáng)的正相關(guān)關(guān)系，在20世紀(jì)80年代中期之前關(guān)系較顯著，之后相關(guān)性略有下降。

以上分析反映了中國南方夏季降水與關(guān)鍵區(qū)域海溫的年際關(guān)系存在年代際變化，20世紀(jì)80年代初ENSO與EASM的關(guān)系減弱（Wang, 2002; Zhou et al., 2007），ENSO與中國夏季降水之間的相關(guān)性下降，ENSO對中國夏季降水的指示作用減弱，已有研究（Gao, et al., 2006）也揭示了這一現(xiàn)象。

赤道中東太平洋和印度洋海溫的異常，主要是通過影響副熱帶環(huán)流系統(tǒng)進(jìn)而影響中國的天氣、氣候（Zhang et al.，1999；Zheng et al.，2011）。因此，選取前冬Ni?o1.2指數(shù)、Ni?o3.4指數(shù)、SIOD指數(shù)和春季IOBW指數(shù)，分別與副高的西伸脊點(diǎn)和脊線進(jìn)行21年滑動(dòng)相關(guān)，分析各海洋指數(shù)與副高的年際關(guān)系是否存在年代際的變化，結(jié)果如圖12所示。從副高的西伸脊點(diǎn)與4個(gè)海溫因子的滑動(dòng)相關(guān)來看（圖12a），西伸脊點(diǎn)與前冬Ni?o1.2指數(shù)、Ni?o3.4指數(shù)和春季IOBW指數(shù)總體呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，其中在20世紀(jì)70年代之后這種負(fù)相關(guān)關(guān)系尤為顯著；前冬SIOD指數(shù)與副高的西伸脊點(diǎn)總體呈正相關(guān)關(guān)系，在20世紀(jì)90年代之后正相關(guān)關(guān)系變得顯著。從副高脊線與4個(gè)海溫因子的滑動(dòng)相關(guān)來看（圖12b），副高脊線與前冬Ni?o1.2指數(shù)、Ni?o3.4指數(shù)和春季IOBW指數(shù)總體呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，其中在20世紀(jì)70年代至90年代中期呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，90年代中期之后關(guān)系逐步減弱；前冬SIOD指數(shù)與副高脊線呈弱的正相關(guān)關(guān)系。

以上分析反映了關(guān)鍵區(qū)域海溫與副高指數(shù)之間的關(guān)系的年代際變化存在不一致性，前冬Ni?o1.2、Ni?o3.4、春季IOBW正異常時(shí)，夏季副高易偏西，這種關(guān)系在20世紀(jì)70年代之后比較穩(wěn)定；前冬Ni?o3.4、春季IOBW正異常時(shí)，夏季副高易偏南，但這種關(guān)系在90年代中期之后減弱。此外，前冬SIOD負(fù)異常時(shí)，夏季副高易偏西，這種關(guān)系在90年代中期之后增強(qiáng)。

圖11 前期海溫指數(shù)與（a）YRPI和（b）SCPI的21年滑動(dòng)相關(guān)。虛線（點(diǎn)線）表示信度水平達(dá)到95%（90%）

圖12 前期海溫指數(shù)與夏季副高（WPSH）（a）西伸脊點(diǎn)和（b）脊線的21年滑動(dòng)相關(guān)虛線（點(diǎn)線）分別表示信度水平達(dá)到95%（90%）

5.2 前期大氣環(huán)流

圖13給出了中國南方夏季長江中下游型與華南型降水前冬和春季的高度場差值圖。前冬300 hPa高度場差值圖上（圖13a1），南半球副熱帶至北半球副熱帶廣大中低緯度地區(qū)以正高度差值為主，表明長江中下游型年前冬副熱帶高壓偏強(qiáng)；北大西洋北部至歐洲為正差值，極地為負(fù)差值。前冬500 hPa（圖13a2）的差異顯著性較850 hPa（圖13a3）明顯，且與300 hPa高度場差值分布大體類似，體現(xiàn)了與兩類雨型對應(yīng)的前冬大氣環(huán)流的正壓結(jié)構(gòu)。

相比而言，春季各層次高度場差值的分布與前冬基本一致，但通過顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域范圍更大。春季300 hPa高度場差值圖上（圖13b1），南半球副熱帶至北半球副熱帶廣大中低緯度地區(qū)為顯著的正高度差值，包括北半球的西太平洋副熱帶高壓、南海高壓和南半球的馬斯克林高壓（馬高）和澳大利亞高壓（澳高），表明長江中下游型年春季副熱帶高壓異常偏強(qiáng)；北大西洋北部至歐洲為顯著的正差值，表明長江中下游型年春季大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度偏弱；阿留申低壓區(qū)（45°～55°N，160°E～160°W）為負(fù)差值區(qū)域，而其南部的夏威夷高壓區(qū)（25°～35°N，160°E～160°W）為正差值區(qū)域，這兩個(gè)區(qū)域正是北太平洋濤動(dòng)（NPO）活動(dòng)的兩個(gè)中心區(qū)域（Wallace and Gutzler，1981），即當(dāng)春季NPO為正位相時(shí)，夏季易出現(xiàn)長江中下游型降水。春季500 hPa（圖13b2）和850 hPa（圖13b3）高度場差值圖與300 hPa高度場差值分布類似，體現(xiàn)了與兩類雨型對應(yīng)的春季大氣環(huán)流的正壓結(jié)構(gòu)。此外，無論是前冬還是春季，各層次差值圖中顯著性區(qū)域范圍最大的是500 hPa，其次是300 hPa，850 hPa顯著性區(qū)域范圍最小。

Fig .13 Differences in geopotential height anomalies between the YRP and SCP years in DJF (left column) and MAM (right column) (units: gpm): (a1, b1) 300 hPa, (a2, b2) 500 hPa, (a3, b3) 850 hPa. The shaded areas are for values at 95% confidence level

由于春季環(huán)流的差異性較前冬更加顯著，因此選取春季的副高強(qiáng)度和脊線指數(shù)、南海副高強(qiáng)度指數(shù)、馬高強(qiáng)度指數(shù)、澳高強(qiáng)度指數(shù)及大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度指數(shù)、NPO指數(shù)共7個(gè)指數(shù)，定量分析7個(gè)關(guān)鍵環(huán)流指數(shù)與YRPI和SCPI的關(guān)系。其中副高指數(shù)、南海副高強(qiáng)度指數(shù)、大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度指數(shù)來自NCC的74項(xiàng)環(huán)流指數(shù)；NPO指數(shù)用標(biāo)準(zhǔn)化的夏威夷高壓區(qū)（25°～35°N，160°E～160°W）和阿留申低壓區(qū)（45°～55°N，160°E～160°W）月平均500 hPa位勢高度累積值之差；馬高強(qiáng)度指數(shù)和澳高強(qiáng)度指數(shù)參見Xue et al.（2003）的定義。表3給出了 1951～2014年中國南方兩區(qū)域夏季降水與春季關(guān)鍵環(huán)流系統(tǒng)的相關(guān)系數(shù)。由表3可見，YRR與春季南海副高強(qiáng)度、副高強(qiáng)度、馬高強(qiáng)度及NPO呈現(xiàn)顯著的正相關(guān)關(guān)系，與副高脊線和澳高強(qiáng)度呈較強(qiáng)的正相關(guān)關(guān)系，與大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，這些春季關(guān)鍵的環(huán)流系統(tǒng)可以作為夏季YRR的預(yù)測信號(hào)；而SCR與春季NPO呈現(xiàn)較強(qiáng)的負(fù)相關(guān)關(guān)系，與春季大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度呈較強(qiáng)的正相關(guān)關(guān)系，與其他環(huán)流系統(tǒng)的關(guān)系均較弱。

表3 1951～2014年YRPI和SCPI與春季關(guān)鍵環(huán)流系統(tǒng)的相關(guān)系數(shù)

注：上標(biāo)*和**分別表示信度水平達(dá)到95%（99%）。

6 結(jié)論和討論

本文利用多種歷史資料，首先對中國南方夏季長江中下游型和華南型兩類雨型進(jìn)行了劃分，對比分析了兩類雨型形成的環(huán)流差異，在此基礎(chǔ)上，探討了兩類雨型的前期預(yù)測信號(hào)的差異，具體結(jié)論如下：

（1）中國南方地區(qū)夏季降水第一模態(tài)為長江中下游地區(qū)和華南地區(qū)的反位相模態(tài)，利用這兩區(qū)域的降水指數(shù)和定義的雨型判別指數(shù)，對兩類雨型進(jìn)行了客觀劃分，1951～2014年期間典型的長江中下游型和華南型分別有13年和11年，且20世紀(jì)80年代之前華南型出現(xiàn)的頻次較長江中下游型高，80年代之后長江中下游型出現(xiàn)頻次增多；

（2）對兩類雨型同期環(huán)流配置分析表明：長江中下游型年，夏季副高偏強(qiáng)，位置偏西偏南，EASM偏弱，副熱帶西風(fēng)急流位置偏南（1951～2014年，I200指數(shù)與YRPI和SCPI的相關(guān)系數(shù)分別達(dá) －0.59和0.32），烏阻和鄂阻較強(qiáng)，歐亞中高緯以經(jīng)向環(huán)流為主，冷暖空氣在長江中下游地區(qū)輻合，導(dǎo)致長江中下游地區(qū)降水偏多；夏季華南型年副高偏弱，位置偏東偏北，EASM偏強(qiáng)，副熱帶西風(fēng)急流位置偏北，烏阻和鄂阻較弱，歐亞中高緯以緯向環(huán)流為主，登陸華南的臺(tái)風(fēng)偏多，冷暖空氣在華南地區(qū)輻合，導(dǎo)致華南地區(qū)降水偏多；其中副高的脊線位置和中高緯度的阻塞強(qiáng)弱是長江中下游型和華南型形成的關(guān)鍵因素；

（3）兩類雨型前期海溫差異分析表明：長江中下游型年，前冬赤道中東太平洋和印度洋偏暖，為典型的東部型El Ni?o，SIOD負(fù)位相，春季El Ni?o衰減，SIOD負(fù)位相也減弱，但印度洋持續(xù)增暖；華南型年，前冬和春季的海溫演變與長江中下游型年大體相反；關(guān)鍵區(qū)域海溫與YRPI和SCPI的年際關(guān)系存在年代際變化，YRPI和SCPI與前冬Ni?o3.4指數(shù)、SIOD指數(shù)和春季IOBW指數(shù)的相關(guān)關(guān)系在80年代之后逐步減弱，這主要是因?yàn)檫@三個(gè)關(guān)鍵海溫指數(shù)與副高脊線和EASM的相關(guān)關(guān)系在80年代之后逐步減弱；

（4）兩類雨型前期大氣環(huán)流差異分析表明，春季大氣環(huán)流的差異性要比前冬顯著，其中在500 hPa的熱帶和副熱帶（－30°S～20°N）區(qū)域差異尤為顯著；長江中下游型年，春季副高偏強(qiáng)偏北，南海副高、馬高及澳高均偏強(qiáng)，大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度偏弱，NPO呈正位相；華南型年春季的關(guān)鍵環(huán)流系統(tǒng)異常不明顯，僅大西洋歐洲區(qū)極渦強(qiáng)度偏強(qiáng)，NPO呈負(fù)位相；以上關(guān)鍵系統(tǒng)的異?？梢宰鳛閮深愑晷偷囊恍╊A(yù)測信號(hào)。

中國夏季主雨帶位置（雨型）的預(yù)測是短期氣候預(yù)測的重要內(nèi)容，也是氣候預(yù)測的難點(diǎn)問題，對其預(yù)測的成功與否直接關(guān)系到政府決策，關(guān)系到防災(zāi)減災(zāi)工作。本文重點(diǎn)分析了中國南方夏季兩類雨型的同期大氣環(huán)流系統(tǒng)配置和前期預(yù)測信號(hào)，為提高中國東部夏季主雨帶位置的短期氣候預(yù)測準(zhǔn)確率提供參考。由于篇幅所限，前期海洋和大氣環(huán)流與南方夏季降水年際關(guān)系發(fā)生年代際變化的具體物理機(jī)制，將另文研究。

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Analysis of Atmospheric Circulation and Prediction Signals for Summer Rainfall Patterns in Southern China

ZHAO Junhu1, YANG Liu2, ZENG Yuxing1, and FENG Guolin1, 2

1,,100081;2,225002

Based on analysis of monthly average precipitation data collected at 66 stations of the China Meteorological Administration and reanalysis data from the National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR), summer rainfall in southern China is classified into Yangtze-River Pattern (YRP) and South China Pattern (SCP) in this study. Atmospheric circulations and differences in earlier period SST and atmospheric circulations corresponding to the two rainfall patterns are analyzed to investigate the formation mechanisms and predictors for the above two rainfall patterns. Results show that the SCP occurrence frequency was higher than that of the YRP before the 1980s, while the YRP occurrence frequency increased after the 1980s. During the YRP years, the western Pacific subtropical high (WPSH) strengthened and shifted southwestward; the East Asian summer monsoon (EASM) weakened, accompanied by a southward shift of the subtropical westerly jet and stronger Ural blocking high (UB) and Okhotsk blocking high (OB). Under such a circulation pattern, the high-latitude Eurasia was under control of meridional circulations; cold and warm airmasses converged over the lower Yangtze River Valley, leading to abundant precipitation in this region. The atmospheric circulation pattern in the SCP years was almost opposite to that in the YRP years. Coupled with more landing typhoons in the SCP years, cold and warm airmasses often converged over South China, causing more precipitation in this region. Among all the influential factors, the location of the WPSH ridge-line and the intensity of the middle- and high-latitude blocking highs are two key factors that determine the YRP and SCP rainfall patterns. In addition, an analysis of sea surface temperature (SST) indicate that the pre-winter SSTs during the YRP years were warmer than normal in the central and eastern equatorial Pacific, which corresponded to the typical Eastern-Pacific type of El Ni?o, and the pre-winter subtropical South Indian Ocean Dipole (SIOD) was in negative phase. In contrast, the above two phenomena weakened in the spring of the YRP years when a continuous increase in SST could be observed in the Indian Ocean. The earlier period SST anomalies in the SCP years were also nearly opposite to that in the YRP years. Moreover, the correlations between summer rainfall in the middle and lower reaches of the Yangtze River (YRR) or in South China (SCR) with the pre-winter SST anomaly indices of Ninor3.4 and SIOD and with the spring Indian Ocean basin-wide (IOBW), both weakened after the 1980s, which is mainly attributed to the weakening of correlations between SSTs over the three key regions and the EASM and the ridgeline of the WPSH. Comparisons of earlier period atmospheric circulations for the two rainfall patterns show that significant differences in the atmospheric circulation between the YRP and SCP years mainly occurred in the spring. During the YRP years, the WPSH, the South China Sea subtropical high, the Mascarene high and Australian high all were stronger than that in the normal years, while the Euro-Atlantic polar vortex was weaker than that in normal years, and the NPO was in positive phase. For the SCP years, no significant key atmospheric circulations anomalies could be observed in early spring except that the Euro-Atlantic polar vortex was stronger than normal and the NPO was in negative phase. The abnormal signals of these key atmospheric circulation systems can be used as predictors for the two rainfall patterns.

Rainfall pattern in the summer, Yangtze River pattern, South China pattern, Sea surface temperature, Atmospheric circulation

1006-9895(2016)06-1182-17

P462

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1601.15249

2015-08-13；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期2016-01-29

趙俊虎，男，1985年出生，博士，主要從事短期氣候預(yù)測研究。E-mail: zhaojh@cma.gov.cn

封國林，E-mail: fenggl@cma.gov.cn

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41505061、41575074，中國氣象局氣候研究開放課題青年基金2015年度資助項(xiàng)目，國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃（973計(jì)劃）項(xiàng)目2012CB955902、2013CB430204

National Natural Science Foundation of China (Grants 41505061, 41575074), Laboratory for Climate Studies Open Funds for Young Scholars of China Meteorological Administration in 2015, National Basic Research Program of China (973 Program) (Grants 2012CB955902, 2013CB430204)