華北近60年夏季降水年際異常與大氣動(dòng)力、水汽條件關(guān)系的研究

郝立生 何麗燁 馬寧 郝鈺茜

摘要 本文基于華北夏季降水?dāng)?shù)據(jù)、NCEP／NCAR再分析環(huán)流數(shù)據(jù)，采用了相關(guān)、合成和環(huán)流異?；貧w重構(gòu)等方法，分析了東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)與華北夏季降水的關(guān)系。主要結(jié)果如下：1）東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)與華北夏季降水有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系。當(dāng)兩個(gè)指數(shù)偏強(qiáng)時(shí)，華北夏季降水會(huì)異常偏多;兩個(gè)指數(shù)偏弱，華北夏季降水異常偏少;如果兩個(gè)指數(shù)強(qiáng)弱不一致時(shí)，華北會(huì)出現(xiàn)區(qū)域性降水偏多情況，但全區(qū)整體降水量基本為正常值。2）華北夏季降水異常是東亞副熱帶夏季風(fēng)和華北大氣動(dòng)力上升運(yùn)動(dòng)協(xié)同作用的結(jié)果。在東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)年，夏季500 hPa層貝加爾湖槽會(huì)加深、西北太平洋副熱帶高壓會(huì)偏北，華北處于“東高西低”的環(huán)流型控制下，西部低槽東移受阻，在華北維持較長(zhǎng)時(shí)間的大氣上升運(yùn)動(dòng);850 hPa層印度夏季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)會(huì)偏強(qiáng)，這時(shí)熱帶印度洋西風(fēng)水汽輸送以及東亞副熱帶地區(qū)偏南風(fēng)水汽輸送或東南風(fēng)水汽輸送會(huì)加強(qiáng)，華北水汽來(lái)源充足。這種高、低空環(huán)流配置非常有利于造成華北夏季降水異常偏多。反之，華北夏季降水會(huì)異常偏少。3）前期4—5月，東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)，可以作為華北夏季降水異常偏多的一個(gè)氣候監(jiān)測(cè)預(yù)測(cè)指標(biāo)。

關(guān)鍵詞華北;夏季;降水異常;大氣環(huán)流;影響機(jī)制

華北地區(qū)位于東亞夏季風(fēng)北邊緣，降水季節(jié)分配不均，降水量高度集中在夏季，占全年降水總量的65％以上，是我國(guó)東部地區(qū)降水集中程度最大的一個(gè)地區(qū)（郝立生和侯威，2018;桑林和余樂(lè)福，2018;劉海文等，2022;譚政華和鞏遠(yuǎn)發(fā)，2022），常常引發(fā)嚴(yán)重洪澇和干旱等重大自然災(zāi)害，對(duì)該地區(qū)工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、生態(tài)環(huán)境建設(shè)和人民生命財(cái)產(chǎn)安全帶來(lái)很大威脅，有時(shí)會(huì)造成嚴(yán)重?fù)p失（符淙斌等，2005;丁一匯等，2013b;冉令坤等，2021;Luo et al.，2023）。認(rèn)識(shí)華北夏季降水異常變化規(guī)律和改進(jìn)降水預(yù)測(cè)技術(shù)，對(duì)科學(xué)調(diào)度工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、防災(zāi)減災(zāi)和生態(tài)建設(shè)等都非常重要。

對(duì)華北夏季降水異常的認(rèn)識(shí)，最早始于對(duì)季風(fēng)的研究（竺可楨和李良騏，1934;涂長(zhǎng)望和黃士松，1944;丁一匯等，2018）。華北降水主要受東亞夏季風(fēng)影響，東亞夏季風(fēng)包含熱帶夏季風(fēng)、副熱帶夏季風(fēng)（Zhu et al.，1986;Tao and Chen，1987;Li and Zeng，2002;Ding et al.，2004;Ding and Chan，2005），它們之間存在相互作用，直接影響中國(guó)大范圍旱澇。傳統(tǒng)認(rèn)為，東亞夏季風(fēng)最先在南海地區(qū)爆發(fā)，5月中下旬北移至華南地區(qū)，形成華南前汛期降水（Ding et al.，2004）;之后，夏季風(fēng)雨帶經(jīng)歷兩次北跳和停滯，先后形成江淮梅雨和華北雨季（陳隆勛等，1991;Ding et al.，2008）。大多數(shù)研究（陳隆勛等，2000;Wang and Lin，2002;Ding，2004;Wang et al.，2004;Ding et al.，2008;He and Zhu，2015）表明，華北夏季降水異常是南海熱帶季風(fēng)爆發(fā)后逐漸向北推進(jìn)的結(jié)果（Lau and Yang，1997;Webster et al.，1998）;另有研究（何金海等，2007，2008;Zhao et al.，2007;胡亮等，2011;郝立生和丁一匯，2023）認(rèn)為，華北雨季并非是后者向北推進(jìn)的結(jié)果，東亞熱帶季風(fēng)和副熱帶季風(fēng)的降水性質(zhì)明顯不同?？傊?，東亞夏季風(fēng)系統(tǒng)的協(xié)同作用或異常是造成華北夏季降水異常的一個(gè)重要原因（Chen et al.，2020）。

在動(dòng)力條件影響方面，趙平等（2008）曾提出亞洲-太平洋濤動(dòng)（Asian-Pacific Oscillation，APO）概念，進(jìn)一步研究（章穎和趙平，2012）表明，當(dāng)夏季亞洲-太平洋濤動(dòng)指數(shù)APO偏高（低）時(shí)，西北太平洋副熱帶高壓偏強(qiáng)（弱）并偏北（南），東亞低層西南風(fēng)偏強(qiáng)（弱），華北以及東北亞降水偏多（少）。胡泊（2019）研究發(fā)現(xiàn)，歐亞遙相關(guān)型EU（Eurasian teleconnection，EU）和東亞-太平洋遙相關(guān)型EAP（East Asia-Pacific teleconnection pattern，EAP）兩者具有獨(dú)立性，它們的協(xié)同作用可造成華北地區(qū)夏季降水異常。Wang et al.（2018c）研究表明，EAP型正（負(fù)）位相期間長(zhǎng)江流域及其以南地區(qū)表現(xiàn)出持續(xù)性多雨（少雨）的天氣特征。楊潔凡和郭品文（2021）發(fā)現(xiàn)，在歐亞遙相關(guān)型EU負(fù)位相，如果印度夏季風(fēng)偏強(qiáng)，則華北夏季降水就會(huì)偏多。在水汽輸送影響方面，季風(fēng)異常是影響水汽輸送的重要因子（竺可楨和李良騏，1934;涂長(zhǎng)望和黃士松，1944;丁一匯等，2018）。Zhou（2010）研究表明，水汽輸送的北移與我國(guó)東部雨帶的季節(jié)性行進(jìn)非常吻合，近年?yáng)|亞夏季季風(fēng)減弱引起東亞水汽輸送減少是造成華北夏季降水減少的一個(gè)重要原因?；赣窈屠钴S清（2018）認(rèn)為，東亞季風(fēng)較南亞季風(fēng)偏弱時(shí)，偏南風(fēng)水汽輸送很難到達(dá)華北地區(qū)，造成夏季降水異常偏少。王映思等（2021）發(fā)現(xiàn)，季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)的不同配置會(huì)通過(guò)對(duì)水汽的影響，對(duì)不同區(qū)域降水產(chǎn)生不一樣的影響。近年，有學(xué)者（程軍等，2022）開(kāi)始關(guān)注大氣動(dòng)力條件和水汽收支協(xié)同變化對(duì)東亞夏季風(fēng)區(qū)降水的影響，認(rèn)為在未來(lái)強(qiáng)增暖下以水汽條件變化的影響為主。在華北夏季降水預(yù)測(cè)技術(shù)方面，有研究（郝立生等，2007;劉蕓蕓和丁一匯，2008;楊潔凡和郭品文，2021）發(fā)現(xiàn)，華北夏季降水與印度降水有較好的一致性，并提出了預(yù)測(cè)華北夏季降水的指標(biāo)。阮成卿和李建平（2016）采用偏相關(guān)預(yù)報(bào)因子挑選法和條件降尺度法作華北汛期（7—8月）降水預(yù)測(cè)，將預(yù)測(cè)符號(hào)一致率從70％提高到87％。盡管相關(guān)研究取得較好成果，汛期降水預(yù)測(cè)質(zhì)量也有了很大提高，但預(yù)測(cè)結(jié)果不穩(wěn)定，尤其對(duì)階段性轉(zhuǎn)折性有時(shí)很難預(yù)測(cè)出來(lái)，仍需進(jìn)一步開(kāi)展相關(guān)研究（Piao et al.，2021，2022;劉海文等，2022）。

由于影響華北夏季降水的因子較多且關(guān)系復(fù)雜（郝立生和丁一匯，2012），造成華北夏季降水預(yù)測(cè)難度較大（丁一匯等，2013a），關(guān)于華北夏季降水異常及預(yù)測(cè)技術(shù)一直是備受關(guān)注的問(wèn)題（郝立生等，2021）。從以上研究可知，造成華北夏季降水異常的原因主要有兩個(gè)方面：一個(gè)是大氣動(dòng)力條件，另一個(gè)是大氣水汽條件，尤其對(duì)于強(qiáng)降水和持續(xù)性降水，缺一不可。傳統(tǒng)認(rèn)為，東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)年，華北夏季降水偏多，反之，夏季降水偏少，但也有很多不一致的年份。這是由于水汽條件只是產(chǎn)生降水的一個(gè)方面，如果大氣動(dòng)力條件不好，也很難造成降水偏多，以往研究對(duì)兩者的綜合作用關(guān)注不夠。本文將在年際變化上從大氣動(dòng)力條件和大氣水汽輸條件方面綜合分析華北夏季降水異常的原因，為認(rèn)識(shí)華北夏季降水異常發(fā)生規(guī)律和改進(jìn)預(yù)測(cè)技術(shù)提供科學(xué)參考依據(jù)。

1 資料與方法

1.1 數(shù)據(jù)

1）降水?dāng)?shù)據(jù)。使用國(guó)家氣象信息中心整理的1961—2022年全國(guó)2 400余站月降水量資料，華北選用148個(gè)站為代表站（圖1籃框內(nèi)），華北夏季降水量序列是148站平均值。2）環(huán)流資料。使用美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)報(bào)中心和國(guó)家大氣研究中心（National Centers for Environmental Prediction／National Center for Atmospheric Research，NCEP／NCAR）聯(lián)合制作的再分析資料（Kalnay et al.，1996），從美國(guó)國(guó)家海洋和大氣管理局（簡(jiǎn)稱NOAA）的官方網(wǎng)站https：／／www.esrl.noaa.gov／psd／data／gridded／index.html下載。資料水平分辨率2.5°×2.5°，選用時(shí)段為1961—2022年月值資料，要素為850 hPa層的緯向風(fēng)速u(mài)（U850）、經(jīng)向風(fēng)速v（V850）、比濕q（Q850），500 hPa層的位勢(shì)高度h（H500）等。

1.2 主要方法

1.2.1 東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)（East Asian subtropical summer Monsoon Index，簡(jiǎn)稱EAMI）

華北夏季降水與東亞夏季風(fēng)密切相關(guān)，為定量分析兩者之間的聯(lián)系，首先要定義東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)。由于季風(fēng)變化的復(fù)雜性，氣象界已先后定義了數(shù)十個(gè)季風(fēng)指數(shù)（Wang et al.，2008a;晏紅明等，2009;陳海山和陳健康，2017），從不同角度分析了季風(fēng)的變化與氣候、降水的關(guān)系。參考以往研究，這里選擇東亞副熱帶范圍（110°～120°E，25°～45°N）的850 hPa經(jīng)向風(fēng)V850來(lái)定義東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)。先計(jì)算1981—2010年360個(gè)月V850的均值va和均方差vstd，然后對(duì)1961—2022年各月的V850作標(biāo)準(zhǔn)化處理，得到東亞季風(fēng)指數(shù)，其中夏季部分就是東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)EASMI。計(jì)算公式如下：

va=1360∑3601vi。? （1）

vstd=1360∑3601（vi-va）2。? （2）

EAMIi=vi-vavstd。? （3）

式中：i代表月份;vi代表月值經(jīng)向風(fēng)速;va代表經(jīng)向風(fēng)速1981—2010年360個(gè)月平均值;vstd代表經(jīng)向風(fēng)速1981—2010年360個(gè)月均方差;EAMIi代表東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)。

1.2.2 華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)（North China Atmospheric Dynamical Rise Index，簡(jiǎn)稱HBDRI）

用500 hPa層華北東側(cè)范圍（120°～140°E，30°～50°N）高度場(chǎng)減去華北西側(cè)范圍（95°～115°E，35°～55°N）高度場(chǎng)（參考圖2），再用其1981—2010年360個(gè)月平均值、均方差作標(biāo)準(zhǔn)化處理，就得到華北動(dòng)力上升指數(shù)，選取1961—2022年夏季部分（6—8月平均值）做分析。計(jì)算公式如下：

hdi=hai（120°～140°E，30°～50°N）-hai（95°～115°E，35°～55°N），

hda=1360∑3601hdi，

hdstd=1360∑3601（hdi-hda）2，

HBDRIi=hdi-hdahdstd。（4）

式中：i代表月份;ha代表區(qū)域平均高度值;hd代表兩區(qū)域之間的高度值差;hda代表區(qū)域高度差值1981—2010年360個(gè)月平均值;hdstd代表區(qū)域高度差值1981—2010年360個(gè)月均方差;HBDRI代表華北動(dòng)力上升指數(shù)。

1.2.3 環(huán)流異常場(chǎng)回歸重構(gòu)方法

知道某要素時(shí)間變化序列或某空間場(chǎng)多年變化的時(shí)間系數(shù)，可采用線性回歸方法重構(gòu)與之對(duì)應(yīng)的異常場(chǎng)。設(shè)xi為某要素時(shí)間序列，yi為要重構(gòu)的環(huán)流場(chǎng)某一點(diǎn)的實(shí)際序列值，則

yi=a·xi+b。（5）

式中：a為重構(gòu)的環(huán)流異常值;b為重構(gòu)后的常數(shù)項(xiàng)。a的空間分布即是重構(gòu)的環(huán)流異常場(chǎng)。為了使重構(gòu)的環(huán)流異常值與實(shí)際場(chǎng)接近，回歸計(jì)算時(shí)，應(yīng)將xi作標(biāo)準(zhǔn)化或極值歸一化處理。Wang et al.（2008b）、郝立生和侯威（2018）用該方法對(duì)時(shí)間序列重構(gòu)風(fēng)速場(chǎng)、高度場(chǎng)、降水量的空間異常場(chǎng)，并分析主模態(tài)的年代際變化。該方法是作異常場(chǎng)分析的一種有效方法。

為重點(diǎn)分析年際變化之間的關(guān)系，在計(jì)算相關(guān)系數(shù)和環(huán)流回歸重構(gòu)時(shí)，將降水量序列、東亞夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)、環(huán)流數(shù)據(jù)等均減去了線性趨勢(shì)成分和10 a以上年代際變化成分。本文還用到相關(guān)分析、合成分析、高斯低通濾波等方法，相關(guān)性顯著性采用t檢驗(yàn)方法，回歸重構(gòu)顯著性采用F檢驗(yàn)方法。

2 華北夏季降水異常的環(huán)流背景

2.1 大氣動(dòng)力條件

降水的發(fā)生通常有兩個(gè)條件：一個(gè)是大氣動(dòng)力上升條件，另一個(gè)是水汽條件，尤其對(duì)于強(qiáng)降水和持續(xù)性降水，缺一不可。

圖2是1961—2022年華北夏季降水量與夏季500 hPa高度場(chǎng)相關(guān)系數(shù)以及與降水偏多對(duì)應(yīng)的500 hPa高度場(chǎng)異常的空間分布。在圖2a上，正相關(guān)區(qū)位于烏拉爾山、朝鮮半島，負(fù)相關(guān)區(qū)位于貝加爾湖南部、日本以東海面上，在中高緯形成正、負(fù)傳播的擾動(dòng)波列特征。在圖2b上，高度場(chǎng)在烏拉爾山為正異常、貝加爾湖負(fù)異常、朝鮮半島正異常、日本以東的海上負(fù)異常。這種異常分布在華北形成“東高西低”的阻擋環(huán)流型，由于西側(cè)低槽東移時(shí)受東部高壓脊阻擋，華北易出現(xiàn)動(dòng)力上升運(yùn)動(dòng)。這時(shí)，如果水汽條件也比較有利，華北夏季就會(huì)出現(xiàn)降水異常偏多情況。

由上可知，對(duì)應(yīng)華北夏季降水偏多年，500 hPa高度場(chǎng)異常主要是烏拉爾山正異常、貝加爾湖負(fù)異常、朝鮮半島正異常。也就是夏季，烏拉爾山高壓脊偏強(qiáng)、貝加爾湖槽偏深、副高在朝鮮半島附近加強(qiáng)，華北處于“東高西低”的環(huán)流型控制下，動(dòng)力上升條件有利。這是華北夏季降水異常偏多對(duì)應(yīng)的大氣動(dòng)力條件。

2.2 大氣水汽條件

圖3是1961—2022年華北夏季降水量與夏季850 hPa層水汽通量相關(guān)系數(shù)以及與夏季降水偏多對(duì)應(yīng)的850 hPa層水汽通量異常的空間分布。圖3a上，最顯著的相關(guān)區(qū)位于東亞地區(qū)，為明顯的正相關(guān);其次顯著相關(guān)區(qū)位于熱帶印度洋，也為正相關(guān)。圖3b上，東亞為顯著的偏南風(fēng)水汽輸送異常、熱帶印度洋為顯著的偏西風(fēng)水汽輸送異常。這種情況下，華北水汽來(lái)源充足，如果動(dòng)力上升條件也比較有利，華北就會(huì)出現(xiàn)夏季降水異常偏多的情況。

由上可知，對(duì)應(yīng)華北夏季降水偏多年，850 hPa層印度夏季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)均偏強(qiáng)。也就是，夏季印度季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)同時(shí)偏強(qiáng)時(shí)，華北水汽來(lái)源充足。這是華北夏季降水異常偏多對(duì)應(yīng)的大氣水汽輸送環(huán)流條件。

3 動(dòng)力、水汽條件變化對(duì)華北夏季降水的影響

3.1 對(duì)應(yīng)關(guān)系統(tǒng)計(jì)特征

圖4是1961—2022年?yáng)|亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)與華北夏季降水量變化曲線。三個(gè)量均已去掉了線性趨勢(shì)和10 a以上年代際變化成分?？梢钥吹?，降水變化與兩個(gè)指數(shù)有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，計(jì)算相關(guān)系數(shù)發(fā)現(xiàn)也呈顯著的正相關(guān)，都通過(guò)了0.05信度顯著性水平檢驗(yàn)，其他相關(guān)系數(shù)見(jiàn)表1。

圖4是華北夏季降水距平和東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)變化曲線。三個(gè)數(shù)據(jù)均減去了線性趨勢(shì)成分和10 a以上年代際變化成分?？梢钥吹?，降水與兩個(gè)指數(shù)有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，即東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)年，華北夏季降水偏多。如果兩個(gè)指數(shù)強(qiáng)弱不一致時(shí)，華北夏季降水基本為正常;如果兩個(gè)指數(shù)都偏弱，則華北夏季降水異常偏少。

為做進(jìn)一步的定量統(tǒng)計(jì)分析，將東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北動(dòng)力上升指數(shù)和華北夏季降水量距平大于或小于0.5個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差定義為異常年，即偏強(qiáng)年、偏多年或偏弱年、偏少年，介于±0.5標(biāo)準(zhǔn)差之間的年份稱為正常年。表2是東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北動(dòng)力上升指數(shù)與華北夏季降水的對(duì)應(yīng)關(guān)系統(tǒng)計(jì)結(jié)果。對(duì)應(yīng)東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)：指數(shù)偏強(qiáng)年，華北夏季降水一般會(huì)偏多，沒(méi)有出現(xiàn)降水偏少的年份;指數(shù)正常年，華北夏季降水大都為正常年，也有偏多、偏少的年份;指數(shù)偏弱年，華北夏季降水大都偏少，也有很少數(shù)年份偏多，這主要是由東南風(fēng)水

汽輸送偏強(qiáng)造成的結(jié)果（郝立生等，2016）。對(duì)應(yīng)華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)：指數(shù)偏強(qiáng)年，華北夏季降水一般會(huì)偏多，沒(méi)有出現(xiàn)降水偏少的年份;指數(shù)正常年，華北夏季降水大都為正常年，也有偏多、偏少的年份;指數(shù)偏弱年，華北夏季降水大都偏少，也有1 a偏多。一般而言，東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北動(dòng)力上升指數(shù)都偏強(qiáng)時(shí)，則華北夏季降水偏多，反之，兩指數(shù)都偏弱時(shí)，則華北夏季降水偏少。但也有少數(shù)年份不一致。

下面選擇兩個(gè)指數(shù)偏強(qiáng)年（1963、1973、2013、2020年）、兩指數(shù)偏弱年（1962、1965、2002、2019年）、夏季風(fēng)指數(shù)偏強(qiáng)而動(dòng)力上升指數(shù)偏弱年（1964、2017年）、夏季風(fēng)指數(shù)偏弱而動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)年（1966、2021年）作合成對(duì)比分析。圖5是東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)和華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)不同配置對(duì)應(yīng)的夏季降水異常合成空間分布。對(duì)應(yīng)兩個(gè)指數(shù)偏強(qiáng)年（圖5a），華北夏季降水明顯偏多，全區(qū)整體平均降水量會(huì)明顯偏多;對(duì)應(yīng)兩個(gè)指數(shù)偏弱年（圖5b），華北夏季降水明顯偏少，全區(qū)整體平均降水量會(huì)明顯偏少;對(duì)應(yīng)季風(fēng)指數(shù)偏強(qiáng)而動(dòng)力上升指數(shù)偏弱年（圖5c），主要在華北東部地區(qū)降水偏多，全區(qū)整體平均降水量可能在正常值上下范圍;對(duì)應(yīng)季風(fēng)指數(shù)偏弱而動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)年（圖5d），主要在華北西南至東北方向上降水偏多，全區(qū)整體平均降水量可能在正常值上下范圍。由此可以看出，東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)和華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)對(duì)華北夏季降水異常有很好的指示意義。

3.2 影響機(jī)制

由于500 hPa層是帶來(lái)降水過(guò)程的重要?jiǎng)恿樱?50 hPa層是降水發(fā)生的重要水汽輸送層，下面重點(diǎn)從500 hPa層環(huán)流變化、850 hPa層水汽輸送變化來(lái)認(rèn)識(shí)其影響規(guī)律。圖6是對(duì)應(yīng)東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)時(shí)的500 hPa高度場(chǎng)異?？臻g分布。圖7是對(duì)應(yīng)東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)時(shí)的850 hPa層水汽通量異?？臻g分布。異常值是對(duì)指數(shù)回歸重構(gòu)的結(jié)果，所有數(shù)據(jù)均已去掉線性變化趨勢(shì)和10 a以上年代際變化成分。

在圖6上，對(duì)應(yīng)東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)（圖6a），貝加爾湖至蒙古地區(qū)為顯著的負(fù)異常，朝鮮半島附近為顯著正異常。對(duì)應(yīng)華北動(dòng)力上升指數(shù)（圖6b），貝加爾湖至蒙古為顯著負(fù)異常，朝鮮半島附近為顯著正異常?？梢?jiàn)，東亞副熱帶夏季風(fēng)變化、華北動(dòng)力上升指數(shù)變化主要是通過(guò)夏季貝加爾湖槽加深、西北太平洋副熱帶高壓的北抬來(lái)影響華北夏季降水的。

在圖7上，對(duì)應(yīng)東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)（圖7a），東亞地區(qū)為顯著的偏南風(fēng)水汽輸送正異常，熱帶印度洋為西風(fēng)水汽輸送正異常。對(duì)應(yīng)華北動(dòng)力上升指數(shù)（圖7b），東亞地區(qū)北部為明顯的偏南風(fēng)水汽輸送正異常，但主要是東部海上東南風(fēng)轉(zhuǎn)向而來(lái)，與圖7a不同;熱帶印度洋也為明顯的西風(fēng)水汽輸送正異常?？梢?jiàn)，在850 hPa層，東亞副熱帶夏季風(fēng)變化、華北動(dòng)力上升指數(shù)變化主要是通過(guò)東亞偏南風(fēng)或東南風(fēng)水汽輸送異常、熱帶印度洋西風(fēng)水汽輸送異常來(lái)影響華北夏季降水的。

由此可知，在東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)偏強(qiáng)（華北動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)）年，夏季500 hPa層貝加爾湖槽會(huì)加深、西北太平洋副熱帶高壓會(huì)偏北，華北處于“東高西低”的環(huán)流型控制下，西部低槽東移受阻，會(huì)在華北維持較長(zhǎng)時(shí)間的動(dòng)力上升運(yùn)動(dòng);850 hPa層印度夏季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)會(huì)偏強(qiáng)，這時(shí)熱帶印度洋西風(fēng)水汽輸送以及東亞副熱帶地區(qū)偏南風(fēng)水汽輸送、或東南風(fēng)水汽輸送會(huì)加強(qiáng)，華北水汽來(lái)源充足。這種高、低空環(huán)流配置非常有利于造成華北夏季降水異常偏多。在東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)偏弱（華北動(dòng)力上升指數(shù)偏弱）年，500 hPa層貝加爾湖槽會(huì)變淺或轉(zhuǎn)為脊、西北太平洋副熱帶高壓會(huì)偏南，華北處于“東低西高”的環(huán)流型控制下，低槽位置偏于華北東部且移動(dòng)速度快，華北大氣動(dòng)力上升條件較差;850 hPa層印度夏季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)均會(huì)偏弱，這時(shí)熱帶印度洋西風(fēng)水汽輸送減弱、東亞地區(qū)出現(xiàn)北風(fēng)水汽輸送異常，華北水汽來(lái)源明顯減少。這種高、低空環(huán)流配置不利于華北夏季降水過(guò)程的發(fā)生，往往會(huì)造成華北夏季降水異常偏少。

3.3 前兆信號(hào)

因?yàn)闁|亞副熱帶夏季風(fēng)和華北大氣動(dòng)力環(huán)流演變?cè)诩竟?jié)上有前后連續(xù)性，為改進(jìn)預(yù)測(cè)技術(shù)，需要關(guān)注其前期變化和環(huán)流演變特征。圖8是對(duì)應(yīng)華北夏季降水偏多時(shí)的前期4—5月500 hPa高度場(chǎng)環(huán)流異常和850 hPa水汽通量異?？臻g分布，異常值是對(duì)降水序列回歸重構(gòu)的結(jié)果。計(jì)算時(shí)，去除了降水量序列和環(huán)流要素場(chǎng)中的線性趨勢(shì)成分和10 a以上年代際變化成分。在500 hPa層（圖8a），貝加爾湖附近為顯著的負(fù)異常，朝鮮半島附近為顯著的正異常。在850 hPa層（圖8b），東亞地區(qū)為明顯的偏南風(fēng)水汽通量異常，印度半島為較為明顯的偏西風(fēng)水汽通量異常，東亞熱帶南海地區(qū)基本為正常狀態(tài)。所以，4—5月，如果東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)和華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)，即500 hPa層上貝加爾湖槽偏深、朝鮮半島附近高壓脊偏強(qiáng)，850 hPa層上印度夏季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)明顯偏強(qiáng)和東亞熱帶南海夏季風(fēng)正常，則到夏季（6—8月），500 hPa層貝加爾湖附近槽會(huì)偏深、西北太平洋副熱帶高壓會(huì)偏北、850 hPa層?xùn)|亞副熱帶夏季風(fēng)會(huì)偏強(qiáng)，華北大氣動(dòng)力上升條件和水汽來(lái)源充足，華北夏季就會(huì)出現(xiàn)降水異常偏多。

因此，前期4—5月，東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)和華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)，即500 hPa層貝加爾湖槽加深、朝鮮半島附近高壓脊偏強(qiáng)、850 hPa層印度夏季風(fēng)和東亞副熱帶夏季風(fēng)明顯偏強(qiáng)，可以作為華北夏季降水異常偏多的一個(gè)前兆預(yù)測(cè)信號(hào)。

4 結(jié)論與討論

東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)和華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)與華北夏季降水有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系。當(dāng)兩個(gè)指數(shù)偏強(qiáng)時(shí)，華北夏季降水會(huì)異常偏多;兩個(gè)指數(shù)偏弱，華北夏季降水異常偏少;如果兩個(gè)指數(shù)強(qiáng)弱不一致時(shí)，華北地區(qū)會(huì)出現(xiàn)區(qū)域降水偏多情況，但華北地區(qū)整體夏季降水量基本為正常值。

在影響機(jī)制方面，在東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)偏強(qiáng)（華北動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)）年，夏季500 hPa層貝加爾湖槽會(huì)加深、西北太平洋副熱帶高壓會(huì)偏北，華北處于“東高西低”的環(huán)流型控制下，西部低槽東移受阻，會(huì)在華北維持較長(zhǎng)時(shí)間的動(dòng)力上升運(yùn)動(dòng);850 hPa層印度夏季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)會(huì)偏強(qiáng)，這時(shí)熱帶印度洋西風(fēng)水汽輸送以及東亞副熱帶地區(qū)偏南風(fēng)水汽輸送、或東南風(fēng)水汽輸送會(huì)加強(qiáng)，華北水汽來(lái)源充足。這種高、低空環(huán)流配置非常有利于造成華北夏季降水異常偏多。反之，華北夏季降水會(huì)異常偏少。因此，華北夏季降水異常偏多或偏少是東亞副熱帶夏季風(fēng)和華北大氣動(dòng)力上升運(yùn)動(dòng)協(xié)同作用的結(jié)果。

前期4—5月，如果500 hPa層貝加爾湖槽加深、西北太平洋副熱帶高壓偏北，850 hPa層印度夏季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)偏強(qiáng)、東亞熱帶南海夏季風(fēng)正常，則華北夏季降水可能異常偏多。即4—5月，東亞副熱帶夏季風(fēng)指數(shù)、華北大氣動(dòng)力上升指數(shù)偏強(qiáng)，可以作為華北夏季降水異常偏多的一個(gè)前期監(jiān)測(cè)預(yù)測(cè)指標(biāo)。

中高緯度擾動(dòng)波列是如何形成的，其季節(jié)內(nèi)變化如何影響華北夏季降水？亞洲夏季風(fēng)系統(tǒng)（印度夏季風(fēng)、南海夏季風(fēng)、東亞副熱帶夏季風(fēng)）的協(xié)同作用以及季節(jié)內(nèi)變化如何影響華北夏季降水？這些問(wèn)題尚需作進(jìn)一步研究。

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·ARTICLE·

A study on the relationship between interannual summer precipitation anomalies in North China and atmospheric dynamics and water vapor conditions in the recent 60 years

HAO Lisheng，HE Liye，MA Ning，HAO Yuqian

Tianjin Climate Center，Tianjin 300074，China

Abstract To enhance our understanding of the causes behind interannual summer precipitation anomalies in North China and improve climate monitoring and prediction technologies，this study examines the relationship between the East Asian subtropical summer monsoon index （EAMI），the North China atmospheric dynamic rise index （HBDRI），and the summer precipitation in North China.Correlation analysis，synthesis，and circulation anomaly regression reconstruction methods are employed using summer precipitation data in North China and NCEP／NCAR reanalysis circulation data.The main findings are as follows：1） The EAMI and HBDRI exhibit a significant correspondence with summer precipitation in North China.Stronger values of both indices are associated with above-average summer precipitation in North China，while weaker values are associated with below-average summer precipitation.In cases where the strength of the two indices is inconsistent，regional precipitation in North China may be above average，but the overall precipitation in the entire region remains relatively normal.2） Anomalies in summer precipitation in North China result from the combined effects of the East Asian subtropical summer monsoon and the upward motion of atmospheric dynamics in North China.In years with stronger EAMI and HDBRI values，the Baikal Lake trough deepens at the 500 hPa level during summer，the Northwest Pacific subtropical high shifts northward，and North China falls under influence of a circulation pattern characterized by a high-pressure system in the east and a low-pressure system in the west.Consequently，the movement of the western low trough eastward is hindered，leading to a sustained upward motion of the atmosphere over North China.This pattern is accompanied by an increased intensity of the Indian summer monsoon and the East Asian subtropical summer monsoon at the 850 hPa level.During this period，the westerly wind water vapor transport from the tropical Indian Ocean，the southerly wind water vapor transport from the East Asian subtropical region，or the southeast wind water vapor transport strengthens，ensuring an ample supply of water vapor to North China.Such a configuration of high-and low-level circulations is highly conducive to generating increased summer precipitation in North China.Conversely，unusually below-average summer precipitation occurs when the aforementioned conditions are not met.3） The stronger values of the EAMI and HBDRI during the early April-May period can serve as climate monitoring and prediction indicators for abnormally high summer precipitation in North China.

Keywords North China;summer;precipitation anomaly;atmospheric circulation;influence mechanism

doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20220715002

（責(zé)任編輯：袁東敏）