華南冬季強(qiáng)降水及高、低緯兩支波列的協(xié)同影響

陳婉玲 李秀珍 ,2,3

1 中山大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，珠海 519082

2 中山大學(xué)廣東省氣候變化與自然災(zāi)害研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，珠海 519082

3 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實(shí)驗(yàn)室（珠海），珠海 519082

1 引言

中國(guó)冬季降水主要集中在黃河以南地區(qū)，由于受到東亞冬季風(fēng)的影響，降水量大約僅占全年降水量的十分之一（王林和馮娟, 2011）。當(dāng)冬季降水異常偏少時(shí)，會(huì)導(dǎo)致旱情的發(fā)生，不利于次年的春耕；當(dāng)降水異常偏多甚至以凍雨或雪的形式出現(xiàn)，不僅嚴(yán)重影響交通出行，造成重大的經(jīng)濟(jì)損失，甚至威脅人民群眾的生命安全，如2008 年1 月的冰凍雨雪災(zāi)害（丁一匯等, 2008; 陶詩(shī)言和衛(wèi)捷,2008），2013 年12 月大范圍極端暴雨（Li and Sun, 2015）以及2018/2019 年長(zhǎng)江中下游超長(zhǎng)連陰雨天氣（Li et al., 2020）。因此，對(duì)冬季強(qiáng)降水進(jìn)行研究具有重要的科學(xué)和社會(huì)意義。

前人對(duì)于中國(guó)南方冬季降水的研究大多是從年際或年代際的角度出發(fā)，其中東亞冬季風(fēng)系統(tǒng)異常是許多學(xué)者關(guān)注的重點(diǎn)之一。施能（1996）指出冬季風(fēng)偏弱時(shí)，中國(guó)冬季氣候偏暖偏濕，冬季風(fēng)偏強(qiáng)時(shí)則相反。曾劍等（2010）的工作表明南方冬季降水對(duì)冬季風(fēng)的響應(yīng)隨著冬季風(fēng)的增強(qiáng)而加強(qiáng)，同時(shí)具有區(qū)域性差異。Zhou（2011）進(jìn)一步對(duì)冬季風(fēng)影響降水的動(dòng)力機(jī)制進(jìn)行研究，指出當(dāng)冬季風(fēng)偏弱時(shí)，有利于水汽輸送，導(dǎo)致降水偏多。南支槽是影響冬季華南降水的關(guān)鍵水汽輸送系統(tǒng)。索渺清（2008）指出南支槽影響中國(guó)南方降水有移動(dòng)和靜止兩種方式，靜止性南支槽可以提供源源不斷的水汽輸送，移動(dòng)性的槽前氣流除了輸送水汽還觸發(fā)上升運(yùn)動(dòng)。若是單一的南支槽活動(dòng)，一般只產(chǎn)生局地的雨、雪天氣，當(dāng)其與強(qiáng)冷空氣活動(dòng)結(jié)合，則可造成強(qiáng)降水天氣并伴隨強(qiáng)烈降溫（秦劍等, 1990）。近年研究越來(lái)越多關(guān)注冬季極端強(qiáng)降水的成因。如2008 年1 月份的冰凍雨雪災(zāi)害，國(guó)內(nèi)眾多學(xué)者從降水過(guò)程、大氣環(huán)流特征、La Ni?a 的影響等各方面進(jìn)行了一系列分析（丁一匯等, 2008; 李崇銀等, 2008; 高輝等, 2008; 布和朝魯?shù)? 2008; 陶詩(shī)言和衛(wèi)捷, 2008）。李崇銀等（2019）的工作表明大氣環(huán)流系統(tǒng)的組合性異常是造成極端天氣氣候事件發(fā)生的直接原因。

強(qiáng)降水的發(fā)生往往不僅受到局地環(huán)流系統(tǒng)的影響，還與更大尺度的環(huán)流變異相聯(lián)系。大氣遙相關(guān)波列作為聯(lián)系各個(gè)異常系統(tǒng)的紐帶和橋梁，對(duì)冬季極端降水有重要作用。Li and Sun（2015）通過(guò)分析2013 年12 月中國(guó)南方極端降水事件，發(fā)現(xiàn)副熱帶西風(fēng)急流中東傳的Rossby 波列有利于加深南支槽，大量水汽輸送到中國(guó)南方，造成大范圍降水的發(fā)生。Li et al.（2020）對(duì)比了2015/2016 年華南沿岸與2018/2019 年長(zhǎng)江中下游冬季降水異常，指出南亞急流波列除了調(diào)控南支槽的活動(dòng)，對(duì)西北太平洋反氣旋的異常也有重要影響，對(duì)這兩個(gè)系統(tǒng)的不同作用是導(dǎo)致降水落區(qū)差異的主要原因。除了強(qiáng)降水個(gè)例，Zong et al.（2014）和Ding and Li（2017）通過(guò)對(duì)多個(gè)極端降水事件進(jìn)行合成分析，指出南亞急流波列對(duì)極端降水具有一定的調(diào)控作用。對(duì)于中高緯遙相關(guān)波列的研究大多關(guān)注東亞氣溫的變化，如劉毓赟和陳文（2012）的研究指出當(dāng)歐亞遙相關(guān)處于正位相時(shí)，東亞地區(qū)溫度偏低，負(fù)位相時(shí)則相反。Song and Wu（2017）對(duì)強(qiáng)冷空氣事件的分析指出中高緯度波列有利于引導(dǎo)冷空氣南下，造成中國(guó)東部大范圍降溫，當(dāng)中高緯度波列位置偏北且伴隨著低緯南亞急流波列的活動(dòng)時(shí)，冷空氣則主要影響中國(guó)東北部以及日本北部地區(qū)。中高緯波列對(duì)降水的影響方面，王林和馮娟（2011）指出斯堪的納維亞遙相關(guān)與中國(guó)冬季降水的第二模態(tài)有密切關(guān)系，當(dāng)處于負(fù)位相時(shí)，有利于華南地區(qū)冬季降水偏多。

以往對(duì)于中國(guó)華南地區(qū)冬季強(qiáng)降水的研究，多集中于某個(gè)極端事件分析，較少對(duì)比不同區(qū)域的差異以及跨區(qū)域移動(dòng)的持續(xù)性大范圍強(qiáng)降水的機(jī)制。為此，本工作主要探究以下問(wèn)題：華南冬季強(qiáng)降水的分布及演變特征？強(qiáng)降水維持的熱力、動(dòng)力和水汽條件是什么？高、低緯波列的協(xié)同作用對(duì)強(qiáng)降水的維持有何影響？

2 數(shù)據(jù)與方法

本文所使用的數(shù)據(jù)包括：（1）歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心的ERA-Interim 再分析資料，時(shí)間分辨率為6 小時(shí)，水平分辨率為1.5°×1.5°，所用氣象要素包括水平風(fēng)場(chǎng)、位勢(shì)高度、氣溫、相對(duì)濕度和整層積分的水汽輸送通量等。（2）中國(guó)氣象局國(guó)家氣象信息中心提供的全國(guó)756 個(gè)站點(diǎn)的逐日降水觀測(cè)資料。研究時(shí)段為1979～2015 年冬季，其中冬季指的是從當(dāng)年12 月到次年2 月。

本工作采用的分析方法主要有聚類分析、合成分析、回歸分析和波活動(dòng)通量診斷等，為了定量估計(jì)準(zhǔn)靜止Rossby 波的傳播特征，引入了Takaya and Nakamura（2001）定義的波活動(dòng)通量，在水平面上二維波活動(dòng)通量W為

其中，U、V分別為緯向和經(jīng)向基本氣流，|U|為氣候態(tài)風(fēng)場(chǎng)的數(shù)值大小，這里取30 年氣候態(tài)（1981～2010 年）冬季的平均，p為氣壓，p0為1000 hPa，Ψ為流函數(shù)，“′”表示異常值。在空間緩變介質(zhì)中，矢量方向平行于局地群速度，這意味著因此該矢量的方向?qū)?yīng)Rossby 波能量傳播的方向（林中達(dá), 2011）。

本文采用K-均值聚類分析根據(jù)強(qiáng)降水的空間分布對(duì)其進(jìn)行劃分。聚類分析是通過(guò)一個(gè)沒(méi)有類別標(biāo)記的樣本集按某種相似性劃分為若干類，將相似的樣本盡可能地被歸為一類，不相似的樣本盡量劃分到不同類中（劉偉東等, 2014）。K-均值聚類方法是其中應(yīng)用最廣最基礎(chǔ)的算法之一。

對(duì)于強(qiáng)降水事件的定義采用國(guó)內(nèi)外研究中常用的百分位法。首先將各個(gè)站點(diǎn)1979～2015 年冬季逐日的日降水量按升序排序，將第95 個(gè)百分位的值作為該站點(diǎn)的降水閾值（遲瀟瀟等, 2015）。某站點(diǎn)日降水量超過(guò)其降水閾值，則認(rèn)為該站出現(xiàn)強(qiáng)降水，若某日在中國(guó)南方地區(qū)中超過(guò)20 個(gè)鄰近站點(diǎn)出現(xiàn)強(qiáng)降水就認(rèn)為當(dāng)天出現(xiàn)了區(qū)域性強(qiáng)降水，其中鄰近站點(diǎn)定義為在經(jīng)度跨度不超過(guò)10°，緯度跨度不超過(guò)5°的區(qū)域內(nèi)站點(diǎn)。本文關(guān)注的中國(guó)南方地區(qū)的經(jīng)緯度范圍為（22°～35°N，97°～123°E）。

3 華南冬季強(qiáng)降水的定義及演變特征

中國(guó)南方冬季強(qiáng)降水具有顯著的區(qū)域差異。利用K-均值聚類方法根據(jù)降水的空間分布對(duì)1979～2015 年冬季中國(guó)南方發(fā)生的234 個(gè)強(qiáng)降水日進(jìn)行聚類分析，發(fā)現(xiàn)冬季中國(guó)南方強(qiáng)降水大致可分成5 類，降水中心分別位于長(zhǎng)江中下游、華南中西部、華南東南部、淮河流域以及中國(guó)西南部（圖1）。各區(qū)域強(qiáng)降水天數(shù)占總強(qiáng)降水日的比例分別為 24.36%、 23.08%、 23.08%、 19.23%和10.25%，即長(zhǎng)江中下游冬季強(qiáng)降水的發(fā)生次數(shù)略大于華南中西部、華南東南部和淮河流域，西南地區(qū)強(qiáng)降水發(fā)生次數(shù)則較其他地區(qū)顯著減少約50%。強(qiáng)降水強(qiáng)度的區(qū)域差異較大，其中華南東南部降水強(qiáng)度最大，降水中心超過(guò)30 mm d-1，降水強(qiáng)度由南向北、自東向西逐漸減弱，西南地區(qū)強(qiáng)降水的強(qiáng)度最弱，降水最大值小于15 mm d-1。從低層異常環(huán)流場(chǎng)上看，除了西南地區(qū)外，各區(qū)域強(qiáng)降水的發(fā)生伴隨著局地氣旋式環(huán)流異常，南側(cè)偏南風(fēng)顯著加強(qiáng)，偏南風(fēng)向北推進(jìn)的緯度決定降水的落區(qū)的位置。西南地區(qū)更多表現(xiàn)為異常東南風(fēng)和西南風(fēng)的輻合。

圖1 1979～2015 年華南冬季強(qiáng)降水日聚類分布合成（填色，單位：mm d-1）及850 hPa 異常風(fēng)場(chǎng)（箭頭，僅畫出通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)部分，單位：m s-1，），圖中左上角的YR、CWSC、SESC、HR、SW 分別表示長(zhǎng)江中下游、華南中西部、華南東南部、淮河流域和中國(guó)西南部地區(qū)，右上角百分?jǐn)?shù)為該類強(qiáng)降水天數(shù)占總強(qiáng)降水天數(shù)的百分比Fig. 1 Distribution of the composited extreme winter precipitation (shaded, units: mm d-1) and anomalous 850-hPa horizontal wind (vectors, only the result significant at the 95% confidence level is shown, units: m s-1) clustered via K-means method over South China during 1979-2015. YR: Yangtze River valley; CWSC: central and western South China; SESC: southeastern South China; HR: Huaihe River valley; SW: Southwest China. The percentage of total extreme winter precipitation days is shown at the top right of each panel

考慮到若冬季強(qiáng)降水持續(xù)且影響范圍較大時(shí)，有助于緩解冬季氣象干旱，本工作對(duì)華南地區(qū)的強(qiáng)降水事件的持續(xù)移動(dòng)性進(jìn)行了分析，主要可以分為東移型降水和南移型降水。下文將重點(diǎn)探討西南地區(qū)自西向東移動(dòng)至東南沿海的東移型強(qiáng)降水事件，并與西南地區(qū)局地型強(qiáng)降水進(jìn)行對(duì)比，以揭示大范圍強(qiáng)降水發(fā)生的有利條件。具體定義為若在西南地區(qū)發(fā)生強(qiáng)降水后三天之內(nèi)在華南地區(qū)也出現(xiàn)了強(qiáng)降水，該強(qiáng)降水過(guò)程定義為東移型強(qiáng)降水事件，否則為局地型，據(jù)統(tǒng)計(jì)，局地型和東移型強(qiáng)降水事件大約各占西南地區(qū)總強(qiáng)降水事件的一半。圖2 給出這兩種類型事件的降水分布隨時(shí)間演變。在局地型事件中，雖然前期弱降水在西南地區(qū)開始發(fā)生，且強(qiáng)降水發(fā)生后華南東南部地區(qū)也有較弱降水，但強(qiáng)降水落區(qū)集中在西南地區(qū)，且主要持續(xù)一天（圖2b）。在東移型強(qiáng)降水事件中，強(qiáng)降水首先發(fā)生在西南地區(qū)，強(qiáng)度較局地型強(qiáng)降水弱，華南東南部降水也同時(shí)開始發(fā)生（圖2e）。隨后一天，西南地區(qū)降水逐漸減弱，東南地區(qū)降水則迅速加強(qiáng)達(dá)到降水峰值，隨后逐漸減弱（圖2f）。東移型降水中強(qiáng)降水出現(xiàn)顯著東移，整個(gè)降水過(guò)程持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)，且降水大值區(qū)的分布范圍較廣。

圖2 冬季（a-c）局地型和（d-f）東移型強(qiáng)降水事件中降水量水平空間分布隨時(shí)間演變（填色，單位：mm d-1）：（a、d）降水日前一天（-1 d）；（b、e）強(qiáng)降水發(fā)生當(dāng)天（0 d）；（c、f）降水日后一天（＋1 d）Fig. 2 Time evolution of the composited precipitation (shaded, units: mm d-1) in (a-c) the local cases and (d-f) the eastward migration cases: (a, d) One day before precipitation day (-1 d); (b, e) heavy precipitation day (0 d); (c, f) one day after precipitation day (＋1 d)

4 東移型及局地型強(qiáng)降水的環(huán)流特征及差異

4.1 動(dòng)力、熱力及水汽條件

降水的發(fā)生與局地的動(dòng)力抬升、不穩(wěn)定能量的堆積以及水汽供應(yīng)密切相關(guān)。本工作首先對(duì)有利于強(qiáng)降水發(fā)生的動(dòng)力條件進(jìn)行分析，圖3 給出局地型和東移型強(qiáng)降水事件分別合成的沿25°N 垂直剖面的異常緯向環(huán)流。兩類強(qiáng)降水事件都對(duì)應(yīng)著非常深厚的異常上升運(yùn)動(dòng)，最強(qiáng)上升速度出現(xiàn)在500 hPa左右。對(duì)于局地型強(qiáng)降水事件，異常的上升運(yùn)動(dòng)主要維持在100°E 附近的云南高原上空，并且在局地增強(qiáng)及消散，這與降水的變化一致。在東移型強(qiáng)降水事件中，異常上升運(yùn)動(dòng)首先出現(xiàn)在云南高原西側(cè)（-1 d；-n/＋nd 表示降水日前/后n天，0 d 表示降水日發(fā)生當(dāng)日），隨后快速自西向東移動(dòng)至中國(guó)東南部，并進(jìn)一步東移出海。

熱力條件上，兩類強(qiáng)降水事件伴隨的熱力狀況異常存在較大差異。由強(qiáng)降水發(fā)生過(guò)程中假相當(dāng)位溫的演變特征可見(jiàn)，在局地型強(qiáng)降水事件中，前期（-1 d）西南地區(qū)上空為暖濕異常，其東部華南東南部低層則受干冷空氣影響（圖3a）。在強(qiáng)降水發(fā)生當(dāng)天，在低層偏東風(fēng)的影響下，干冷空氣入侵至云南上空，暖濕異常消失，強(qiáng)上升運(yùn)動(dòng)發(fā)展（圖3b），這說(shuō)明冷空氣入侵導(dǎo)致的抬升作用在西南局地型強(qiáng)降水中可能起著重要影響。相反，東移型強(qiáng)降水的異常上升運(yùn)動(dòng)伴隨著對(duì)流層中低層異常暖濕氣流異常，暖濕氣流首先出現(xiàn)在云南高原西側(cè)，隨后東移（圖3d-f），與上升運(yùn)動(dòng)的東移一致，這說(shuō)明移動(dòng)型強(qiáng)降水的抬升過(guò)程與低層暖濕氣流異常造成的對(duì)流不穩(wěn)定聯(lián)系更密切。由此可見(jiàn)，兩類強(qiáng)降水中抬升運(yùn)動(dòng)及其成因存在顯著差異，冷空氣入侵導(dǎo)致的抬升作用可能是導(dǎo)致局地型強(qiáng)降水的關(guān)鍵，移動(dòng)型強(qiáng)降水的抬升作用則更多與低層暖濕氣流有關(guān)。這可能與大尺度環(huán)流異常導(dǎo)致的冷暖空氣強(qiáng)度差異有關(guān)，將在后面詳細(xì)分析。

圖3 （a-c）局地型和（d-f）東移型事件中緯向風(fēng)（箭頭；單位：m s-1）和垂直方向上的風(fēng)（箭頭；單位：102 Pa s-1）合成的異常緯向環(huán)流和假相當(dāng)位溫（等值線，單位：K）及其異常（填色，單位：K）沿25°N 的緯向—垂直剖面演變。黑色箭頭表示通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)Fig. 3 Zonal-vertical evolution of the anomalous zonal circulation consisting of zonal wind (vectors; units: m s-1) and p-vertical velocity (vectors;units: 102 Pa s-1), black arrows represent statistically significant above the 95% confidence level) along with the pseudoequivalent potential temperature (black contours, units: K) and its anomalies (shading, units: K) along 25°N in (a-c) the local cases and (d-f) the eastward migration cases

充足的水汽供應(yīng)對(duì)于強(qiáng)降水的觸發(fā)和維持同樣起著關(guān)鍵作用，尤其在冬季，受東亞冬季風(fēng)影響，來(lái)自熱帶海洋的大部分水汽供應(yīng)被切斷。圖4a 和b 為兩類強(qiáng)降水發(fā)生當(dāng)天整層積分的水汽輸送通量及其散度異常。在局地型強(qiáng)降水事件中，一范圍較廣的反氣旋式水汽環(huán)流控制西北太平洋，其南側(cè)來(lái)自南海北部的偏東水汽輸送和來(lái)自孟加拉灣北部的西南水汽輸送異常在西南地區(qū)輻合，但強(qiáng)度較弱。在東移型強(qiáng)降水事件中，來(lái)自孟加拉灣的較強(qiáng)西南水汽輸送至我國(guó)西南和東南部，配合南海北部較弱的偏東氣流，在西南—華南一帶形成強(qiáng)烈的水汽輻合，為強(qiáng)降水的發(fā)生提供了良好的水汽條件。該類型強(qiáng)降水的水汽主要來(lái)源于孟加拉灣北部，這與孟加拉灣北部異常加深的南支槽密切相關(guān)。由此可見(jiàn)，兩類強(qiáng)降水中，水汽供應(yīng)的多寡及控制環(huán)流也存在顯著差異。

圖4 （a、c）局地型和（b、d）東移型強(qiáng)降水發(fā)生時(shí)（a、b）整層積分水汽輸送通量異常（箭頭，單位：kg m-1 s-1）及其散度（填色，單位：10-5 kg m-2 s-1，只顯示事件合成水汽通量大于50 kg m-1 s-1 的箭頭）分布以及（c、d）700 hPa 異常風(fēng)場(chǎng)（箭頭，單位：m s-1）和渦度場(chǎng)（填色，單位：10-6 s-1）分布。黑色箭頭及打點(diǎn)區(qū)域表示通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)，AC 和C 分別代表反氣旋和氣旋Fig. 4 (a, b) Anomalous vertically integrated water vapor fluxes (vectors, units: kg m-1 s-1, only composite water vapor flux larger than 50 kg m-1 s-1 are shown) and their divergence (shading, units: 10-5 kg m-2 s-1), (c, d) anomalous 700-hPa horizontal wind (vectors, units: m s-1) and relative vorticity(shading, units: 10-6 s-1) in the local cases (left column) and eastward migration cases (right column). The locations of anticyclones and cyclones are marked as “AC” and “C,” respectively

4.2 關(guān)鍵環(huán)流系統(tǒng)異常

南支槽槽前的水汽輸送是華南地區(qū)冬季水汽來(lái)源的一個(gè)重要通道（Li et al., 2017）。參考Li and Zhou（2016）定義的南支槽強(qiáng)度指數(shù)，通過(guò)計(jì)算可得在兩種類型強(qiáng)降水事件發(fā)生當(dāng)天南支槽強(qiáng)度較強(qiáng)且差異不大（強(qiáng)度指數(shù)分別為1.6 和1.5）。隨后南支槽在局地型強(qiáng)降水事件中迅速減弱，在東移型強(qiáng)降水事件中則維持偏強(qiáng)的狀態(tài)（圖略）。由700 hPa 環(huán)流場(chǎng)（圖4c 和d）可見(jiàn)，強(qiáng)降水發(fā)生當(dāng)天孟加拉灣北部都存在顯著的氣旋式環(huán)流異常，對(duì)應(yīng)南支槽的加深，槽前西南風(fēng)有利于孟加拉灣的水汽輸送到西南地區(qū)。同時(shí)，中國(guó)東部—西北太平洋存在一反氣旋式環(huán)流異常，該反氣旋的位置可影響南支槽的東移及槽前西南氣流影響的范圍。局地型強(qiáng)降水事件中反氣旋中心偏西（120°E 附近），華南中西部地區(qū)的緯向氣壓梯度較大，南支槽槽前經(jīng)向風(fēng)分量較強(qiáng)，主要影響我國(guó)西南地區(qū)。東移型強(qiáng)降水事件中反氣旋中心位置偏東（120°E 以東洋面）時(shí)，南支槽槽前緯向風(fēng)分量較強(qiáng)，可影響到中國(guó)東南部，配合反氣旋西南側(cè)的東南氣流，導(dǎo)致水汽在西南—華南地區(qū)強(qiáng)烈輻合。

前面關(guān)于位溫垂直剖面的分析指出，兩類強(qiáng)降水事件中除了暖濕氣流的強(qiáng)弱外，冷空氣的配合也存在較大差異。中國(guó)東部冷空氣的活動(dòng)受到多個(gè)系統(tǒng)的共同作用，尤其是低層西伯利亞冷高壓以及中層?xùn)|亞大槽的影響。圖5 給出兩類強(qiáng)降水事件中海平面氣壓、低層風(fēng)場(chǎng)及位溫和中層槽脊活動(dòng)異常。從圖5a 可見(jiàn)，局地型強(qiáng)降水發(fā)生時(shí)，西伯利亞地區(qū)至中國(guó)華南沿海一帶受異常高壓控制，日本以東洋面則為異常低壓，即陸地冷高壓和阿留申低壓都明顯偏強(qiáng)，導(dǎo)致中國(guó)東部—西北太平洋偏北冬季風(fēng)顯著加強(qiáng)，冷空氣入海后在30°N 附近發(fā)生反氣旋式旋轉(zhuǎn)，回流至華南—西南一帶（圖5c）。東亞與西北太平洋的高低壓異常在500 hPa 高度場(chǎng)仍顯著（圖5e），說(shuō)明該異常在垂直方向上是相當(dāng)正壓的，西北太平洋上的低壓異常對(duì)應(yīng)東亞大槽加深，槽后等高線近乎南北走向，有利于冷空氣南侵。相比之下，東移型強(qiáng)降水事件中，雖然阿留申低壓也偏強(qiáng)，但范圍減?。▓D5b），西伯利亞高壓整體偏弱，500 hPa 高度上異常信號(hào)顯著減弱（圖5d）。因此，冷空氣活動(dòng)路徑明顯偏東且強(qiáng)度較弱，中國(guó)東部受異常偏南風(fēng)控制，位溫偏高（圖5f）。

由上述分析可知，南支槽槽前的暖濕氣流與冷空氣活動(dòng)的強(qiáng)弱差異是強(qiáng)降水是否持續(xù)及東移的關(guān)鍵。它們的差異不僅由局地環(huán)流決定，而且受到更大尺度環(huán)流異常的調(diào)控。從500 hPa 的高度場(chǎng)可見(jiàn)（圖5e-f），低緯和高緯分別出現(xiàn)正、負(fù)高壓中心交替分布的波列。其中，低緯度波列的結(jié)構(gòu)在兩種類型強(qiáng)降水中類似，強(qiáng)度存在一定的差異，南支槽的活動(dòng)明顯受到低緯度波列的調(diào)制作用；高緯度波列的結(jié)構(gòu)和強(qiáng)度則存在較大差異，下文將進(jìn)一步進(jìn)行分析。

5 高、低緯兩支波列的協(xié)同影響

5.1 華南強(qiáng)降水中高、低緯兩支波列的協(xié)同

大氣遙相關(guān)波列是鏈接上游擾動(dòng)信號(hào)與下游天氣/氣候異常的橋梁，擾動(dòng)信號(hào)沿波列傳播至下游地區(qū)，并激發(fā)出新的擾動(dòng)或增強(qiáng)原有的異常信號(hào)。由前面的分析發(fā)現(xiàn)兩類強(qiáng)降水與上游西風(fēng)帶中的波列活動(dòng)密切相關(guān)。為詳細(xì)分析波列的活動(dòng)特征，圖6 給出兩種類型強(qiáng)降水事件中200 hPa 的波活動(dòng)通量分布隨時(shí)間演變圖。兩類強(qiáng)降水事件在降水觸發(fā)時(shí)中低緯度均存在沿副熱帶西風(fēng)帶傳播的南亞急流波列，表現(xiàn)為歐亞大陸上分別位于地中海、阿拉伯半島東北部、阿拉伯海以及青藏高原上空四個(gè)正、負(fù)交替的異?；顒?dòng)中心，其中青藏高原上空的中心與低層南支槽的加深密切相關(guān)。兩類強(qiáng)降水發(fā)生當(dāng)天（圖6e 和k），波列的強(qiáng)度及信號(hào)的傳播存在一定的差異：局地型強(qiáng)降水事件中，青藏高原上空活動(dòng)中心接收上游輸入的能量減弱或中斷，相反，能量往下游輸出較強(qiáng)，這說(shuō)明擾動(dòng)已經(jīng)處于消亡階段；東移型強(qiáng)降水事件中，波列中的能量傳播較為活躍，上游地區(qū)尤其是中東地區(qū)往青藏高原上空的能量傳播仍持續(xù)，說(shuō)明高原上的擾動(dòng)中心仍處于發(fā)展階段。

圖6 局地型（左列）和東移型（右列）事件中合成的200 hPa 波活動(dòng)通量（箭頭，單位：m2 s-2）和準(zhǔn)地轉(zhuǎn)流函數(shù)（填色，單位：106 m2 s-1）隨時(shí)間演變：（a、g）-12 d；（b、h）-9 d；（c、i）-6 d；（d、j）-3 d；（e、k）0 d；（f、l）＋3 d。黑色箭頭及打點(diǎn)區(qū)域表示通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)Fig. 6 Time evolution of anomalous horizontal wave activity fluxes (vectors, units: m2 s-2) and quasigeotrophic streamfunction (shading, unit:106 m2 s-1) at 200 hPa in (a-f) the local cases and (g-l) the eastward migration cases: (a, g) -12 d, (b, h) -9 d, (c, i) -6 d, (d, j) -3 d, (e, k) 0 d, and (f, l)＋3 d. The black arrows and dotted areas represent statistically significant above the 95% confidence level

為進(jìn)一步對(duì)比南亞急流波列在兩類強(qiáng)降水中的差異，圖7 給出了沿著南亞急流波列（20°～40°N平均）的轉(zhuǎn)地轉(zhuǎn)流函數(shù)及波活動(dòng)通量從-7 d 至＋3 d的緯向—時(shí)間演變。南亞急流波列主要在強(qiáng)降水發(fā)生前一周內(nèi)發(fā)展并向下游傳播。在局地型強(qiáng)降水事件中，北大西洋東部的異常氣旋活動(dòng)中心最先出現(xiàn)，逐步加強(qiáng)并在-3 d 達(dá)到峰值，同時(shí)擾動(dòng)信號(hào)向東傳播，并在下游地中海東部、西部以及阿拉伯海上空分別激發(fā)出一個(gè)較弱的反氣旋、氣旋以及反氣旋異常中心。-2 d 左右，擾動(dòng)信號(hào)傳播至青藏高原，加強(qiáng)高原上空的氣旋活動(dòng)中心。該氣旋活動(dòng)中心在-1 d達(dá)到峰值，中心位于100°E 以西。在強(qiáng)降水發(fā)生（0 d）當(dāng)天，波列上游的信號(hào)均已消散，青藏上空的氣旋中心也開始減弱。在東移型強(qiáng)降水事件中，北大西洋東部的異常信號(hào)并不顯著，從-5 d 開始，異?；顒?dòng)中心依次在阿拉伯半島、阿拉伯海、青藏高原上空生成，其中青藏高原上空的氣旋活動(dòng)中心在＋1 d 達(dá)到峰值，并東移到100°E 以東。對(duì)比這兩類強(qiáng)降水事件中波活動(dòng)能量的傳播速度可見(jiàn)，局地型強(qiáng)降水中能量傳播速度略快于移動(dòng)型，各活動(dòng)中心能量的耗散與匯集也相對(duì)較快。

圖7 （a）局地型和（b）東移型事件合成的200 hPa 波活動(dòng)通量（箭頭，單位：m2 s-2）和準(zhǔn)地轉(zhuǎn)流函數(shù)（填色，單位：106 m2 s-1）沿20°～40°N 平均從-7 d 至＋3 d 的緯向—時(shí)間分布。黑色箭頭表示通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)，紅色箭頭表示波列能量傳播的方向，紅線表示通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)Fig. 7 Zonal-temporal sections of the 200-hPa anomalous horizontal wave activity fluxes (vectors, units: m2 s-2) and quasigeostrophic streamfunction(shaded units: 106 m2 s-1) averaged over 20°-40°N from -7 d to +3 d in (a) the local cases and (b) the eastward migration cases. The black arrows represent statistically significant above the 95% confidence level, red arrow denotes the direction of propagation, red lines represent statistically significant above the 95% confidence level

除南亞急流波列的活動(dòng)外，局地型事件中強(qiáng)降水發(fā)生當(dāng)天高緯也存在一支來(lái)自大西洋地區(qū)的波列，表現(xiàn)為烏拉爾山脈附近的氣旋式異常以及西伯利亞地區(qū)顯著的反氣旋式異常（圖6e），相比之下，東移型事件中強(qiáng)降水觸發(fā)時(shí)高緯不存在明顯的波列活動(dòng)信號(hào)（圖6k），而是在前期有明顯的波列活動(dòng)跡象（圖6g-i）。為進(jìn)一步分析強(qiáng)降水伴隨的高緯波列的活動(dòng)及演變特征，圖8 給出沿50°～70°N平均的轉(zhuǎn)地轉(zhuǎn)流函數(shù)及波活動(dòng)通量緯向—時(shí)間演變。對(duì)于局地型強(qiáng)降水事件，波列活動(dòng)從-4 d 開始，氣旋活動(dòng)中心出現(xiàn)在歐洲上空，并在-2 d 達(dá)到峰值。西伯利亞的反氣旋活動(dòng)中心在-2 d 后伴隨上游氣旋中心的減弱而增強(qiáng)東移，并在強(qiáng)降水發(fā)生當(dāng)天達(dá)到最大值。與局地型強(qiáng)降水事件不同，東移型強(qiáng)降水中，高緯波列主要在降水發(fā)生前兩周（-12 d 至-6 d）活動(dòng)，表現(xiàn)為波列在北大西洋到西西伯利亞地區(qū)一帶能量向下游傳播且波列中心東移的過(guò)程。-6 d 左右，西北大西洋上空的負(fù)異常中心加強(qiáng)并伴隨有信號(hào)的東傳，但信號(hào)較弱，范圍較小，降水發(fā)生期間西伯利亞地區(qū)沒(méi)有出現(xiàn)明顯的擾動(dòng)異常。

圖8 同圖7，但為從-12 d 至＋3 d 沿50°～70°N 平均的時(shí)間—緯向分布Fig. 8 Same as Fig. 7, but for averaged over 50°-70°N from -12 d to ＋3 d

綜上所述，在局地型強(qiáng)降水事件中，強(qiáng)降水發(fā)生時(shí)同時(shí)受到高緯波列與南亞急流波列的影響，兩支波列的強(qiáng)度演變同步均在降水發(fā)生時(shí)達(dá)到最強(qiáng)；在東移型強(qiáng)降水事件中，強(qiáng)降水發(fā)生時(shí)主要受到南亞急流波列影響，高緯度波列的發(fā)展與南亞急流波列不同步，超前于強(qiáng)降水。

5.2 高、低緯波列協(xié)同作用及其對(duì)華南強(qiáng)降水的影響

高、低緯兩支波列的同步與錯(cuò)位如何通過(guò)調(diào)控環(huán)流系統(tǒng)進(jìn)而影響中國(guó)南方局地強(qiáng)降水的持續(xù)與移動(dòng)？為回答這個(gè)問(wèn)題，分別選取波列活動(dòng)最強(qiáng)時(shí)刻200 hPa 位勢(shì)高度異常中心定義高、低緯波列活動(dòng)指數(shù)。由于兩類強(qiáng)降水事件中南亞急流波列的分布差異并不顯著（圖6），故采用同一個(gè)指數(shù)表征，即東移型強(qiáng)降水發(fā)生當(dāng)天（0 d）的波列中心進(jìn)行定義。對(duì)于高緯度波列，由于兩類強(qiáng)降水事件中的波列中心存在緯向位相差和時(shí)間差，故定義兩個(gè)高緯度波列指數(shù)（局地型IHL和東移型IHM）分別進(jìn)行探討，局地型強(qiáng)降水事件選擇降水發(fā)生前2 天（-2 d），東移型則選擇降水發(fā)生前8 天（-8 d）。波列活動(dòng)指數(shù)具體定義如下：

其中，H′表示200 hPa 上的異常位勢(shì)高度，ISAJWT為南亞急流波列指數(shù)。由200 hPa 準(zhǔn)地轉(zhuǎn)流函數(shù)與波列指數(shù)的相關(guān)分布圖上（圖9）可見(jiàn)，局地型強(qiáng)降水事件中的高緯度波列的三個(gè)活動(dòng)中心分別位于北大西洋、斯堪的納維亞半島和西伯利亞地區(qū)，與斯堪的納維亞遙相關(guān)分布相似（Liu et al., 2014）。與之相比，東移型強(qiáng)降水事件中高緯度波列在空間分布上東移1/4 位相，活動(dòng)中心分別位于歐洲西部、西西伯利亞平原以及中國(guó)北部附近。

圖9 1979～2015 年冬季逐日波列指數(shù)與200 hPa 準(zhǔn)地轉(zhuǎn)流函數(shù)的相關(guān)系數(shù)分布，其中填色為局地型對(duì)應(yīng)的高緯度波列，紅色等值線為東移型對(duì)應(yīng)的高緯度波列，黑色等值線則是南亞急流波列；紅色圓點(diǎn)、紅色三角形和黑色正方形分別代表三個(gè)波列指數(shù)選取的高度中心，僅顯示通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)部分Fig. 9 Distribution of the correlation coefficient between the 200-hPa quasigeostrophic streamfunction and the wintertime daily wave train indexes[shaded: IHL (local cases wave train index); red lines: IHM (eastward migration cases wave train index); black lines: ISAJWT (South Asian jet wave train index)] during 1979-2015. Red dots, red triangles, and black squares represent the height center selected for the wave train indexes, only results above the 95% confidence level are shown

進(jìn)一步揭示波列對(duì)東亞以及中國(guó)南部地區(qū)環(huán)流系統(tǒng)異常的影響，圖10 給出波列指數(shù)回歸的高、低層環(huán)流。局地型強(qiáng)降水事件對(duì)應(yīng)的高緯度波列可導(dǎo)致西伯利亞至我國(guó)華南沿海地區(qū)出現(xiàn)顯著的海平面氣壓升高，即近地面冷高壓顯著增強(qiáng)，對(duì)流層中層西伯利亞上空的高壓增強(qiáng)和東亞大槽的加深，導(dǎo)致異常北風(fēng)攜帶干冷空氣影響中國(guó)東部地區(qū)（圖10左列），這種環(huán)流場(chǎng)的配置與局地型強(qiáng)降水事件合成的結(jié)果一致。這說(shuō)明在局地型強(qiáng)降水事件中，高緯波列活動(dòng)異常導(dǎo)致西伯利亞高壓以及東亞大槽的加強(qiáng)，是冷空氣偏強(qiáng)并影響我國(guó)南方地區(qū)的主要原因。東移型強(qiáng)降水事件中，高緯波列由于活動(dòng)中心東移1/4 位相，導(dǎo)致500 hPa 烏拉爾山脈—西西伯利亞地區(qū)受異常氣旋控制，不利于阻高的形成，冷空氣堆積減少，低層西伯利亞高壓西北側(cè)顯著減弱。下游位于中國(guó)北部的反氣旋中心呈準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu)，反氣旋加強(qiáng)南側(cè)華南—南海的偏北風(fēng)及冷空氣活動(dòng)（圖10 中間列），但由于該高緯度波列活動(dòng)主要發(fā)生在東移型強(qiáng)降水事件前期，在沒(méi)有高緯度冷空氣持續(xù)補(bǔ)充的情況下，冷空氣活動(dòng)隨著波列的消散而減弱（圖略）。至于低緯度的南亞急流波列，它一方面通過(guò)調(diào)控孟加拉灣北部的氣旋異常導(dǎo)致南支槽的增強(qiáng)加深，把大量的水汽輸送至華南地區(qū)，另一方面通過(guò)調(diào)控西太平洋上的反氣旋活動(dòng)中心導(dǎo)致來(lái)自西北太平洋的東南風(fēng)異常，有利于暖濕氣流往華南地區(qū)輸送（圖10 右列）。

圖10 局地型（左列）、東移型（中間列）高緯度波列和南亞急流波列（右列）指數(shù)回歸的各氣象要素分布：（a、b）海平面氣壓場(chǎng)（填色，單位：Pa，等值線為重建后的海平面氣壓）、（c）整層積分水汽輸送通量（矢量箭頭，單位：kg m-1 s-1）及其散度場(chǎng)（填色，單位：10-5 kg m-2 s-1）；（d-f）850 hPa 風(fēng)場(chǎng)（矢量箭頭，單位：m s-1，黑色箭頭表示通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)）和假相當(dāng)位溫場(chǎng)（填色，單位：K）；（g-i）500 hPa 位勢(shì)高度（填色，單位：gpm，等值線為重建后的位勢(shì)高度場(chǎng)）。僅顯示通過(guò)95%信度水平檢驗(yàn)部分Fig. 10 The regression of (a-b) sea level pressure (shaded, units: Pa, contours: reconstruction of sea level pressure), (c) vertically integrated water vapor fluxes (vectors, units: kg m-1 s-1) and their divergence (shaded, units: 10-5 kg m-2 s-1), (d-f) 850-hPa horizontal wind (vectors, units: m s-1, the black arrows represent statistically significant above the 95% confidence level) and pseudoequivalent potential temperature (shaded, units: K), and(g-i) 500-hPa geopotential height (shaded, units: gpm, contours: reconstruction of geopotential height) on the high-latitude wave train indexes of the local cases (left column) and eastward migration cases (middle column) and South Asian jet (right column) wave train index, respectively. Only results above the 95% confidence level are shown

因此，在東移型強(qiáng)降水事件中，前期高緯度波列的消亡使得冷空氣活動(dòng)減弱，配合后期南亞急流波列的活動(dòng)，有利于來(lái)自低緯度海洋的暖濕氣流往華南地區(qū)輸送，為大范圍及持續(xù)降水提供了有利條件。局地型強(qiáng)降水中，由于高緯度波列導(dǎo)致冷空氣活動(dòng)偏強(qiáng)，配合低緯度南支波列導(dǎo)致南支槽加深，致使氣流在西南地區(qū)輻合，強(qiáng)降水發(fā)生，隨后由于冷空氣進(jìn)一步入侵，降水減弱。

6 總結(jié)與討論

本文利用聚類分析方法根據(jù)降水的空間分布，將中國(guó)南方冬季強(qiáng)降水劃分成五種類型，即降水中心分別位于長(zhǎng)江中下游、華南中西部、華南東南部、淮河流域和中國(guó)西南部。進(jìn)一步分析由西南地區(qū)自西向東移動(dòng)至東南沿海的強(qiáng)降水事件，并與西南地區(qū)局地型強(qiáng)降水進(jìn)行對(duì)比，以揭示中國(guó)南方持續(xù)大范圍強(qiáng)降水的成因。

結(jié)果表明，西南—華南地區(qū)冬季強(qiáng)降水的發(fā)生與南支槽槽前的暖濕氣流密切相關(guān)，強(qiáng)降水能否移動(dòng)到東南沿海則與東亞冷暖空氣的對(duì)峙有關(guān)。在西南局地型強(qiáng)降水中，西伯利亞高壓的顯著增強(qiáng)使得大量冷空氣南下入侵，抑制南支槽的發(fā)展，導(dǎo)致強(qiáng)降水只局限于西南地區(qū)。與之相反，東移型強(qiáng)降水中，西伯利亞高壓的減弱使得偏北風(fēng)減弱，同時(shí)南支槽的增強(qiáng)則使得大量暖濕空氣輸送到我國(guó)南方地區(qū)，槽前的上升運(yùn)動(dòng)也為降水的發(fā)生提供了抬升條件。另外，冷空氣活動(dòng)偏弱有利于南支槽東移，降水落區(qū)也隨之東移。

高緯度波列與南亞急流波列的協(xié)同作用是冷暖氣流相對(duì)強(qiáng)弱的關(guān)鍵。局地型強(qiáng)降水中，高緯度波列與南亞急流波列同步發(fā)展，來(lái)自高緯度的強(qiáng)冷空氣抑制南亞急流波列中南支槽槽前西南暖濕氣流東移，降水難以持續(xù)；當(dāng)高緯度波列的發(fā)展超前于強(qiáng)降水，雖然前期在華南地區(qū)同樣存在冷空氣活動(dòng)，但隨著高緯度波列的消亡，冷空氣活動(dòng)減弱。南亞急流波列發(fā)展導(dǎo)致南支槽加深東移，強(qiáng)降水持續(xù)并東移。

本文主要分析了南、北兩支波列對(duì)東亞冷暖空氣活動(dòng)及降水的影響，對(duì)于波列的觸發(fā)過(guò)程暫沒(méi)有深入研究。由圖6 可見(jiàn)，波列上游異常信號(hào)的來(lái)源主要來(lái)自北大西洋。前人工作強(qiáng)調(diào)了北極濤動(dòng)/北大西洋濤濤（AO/NAO）信號(hào)對(duì)南、北波列的激發(fā)作用。黃榮輝等（2012）在研究西南地區(qū)2009～2010 年嚴(yán)重干旱事件時(shí)強(qiáng)調(diào)了東亞冷空氣活動(dòng)主要受到AO 的調(diào)控作用，Li and Sun（2015）和Li et al.（2020）對(duì)中國(guó)南方極端降水個(gè)例的分析中表明了NAO 對(duì)南亞急流波列有一定的觸發(fā)作用，Huang et al.（2020）的工作進(jìn)一步指出了南亞急流波列的觸發(fā)與NAO 的活動(dòng)密切相關(guān)，且其關(guān)系具有多樣性。Song et al.（2014）的工作中指出NAO既可以觸發(fā)中高緯波列，又可以激發(fā)南亞急流波列，主要受到非洲副熱帶地區(qū)位勢(shì)渦度的經(jīng)向梯度變化以及ENSO 的調(diào)制作用。關(guān)于兩支波列的耦合的機(jī)制，目前仍不清楚，有待進(jìn)一步探究。