陈璐艳，邹 燕，刘 琪，王凤文

(1.安徽农业大学 资源与环境学院，合肥 230036； 2.福建省气候中心，福州 350001)

华南位于中国最南部地区，是典型的季风区，其年降雨量的分布呈双峰型，峰值分别出现在4—6月(前汛期)和7—9月(后汛期)[1-2].前汛期的降水主要发生在副热带高压北侧的西风带中，常常是由于北方冷空气入侵而形成的锋面降水以及夏季风降水，而后汛期则是表现为副高季节性北跳之后其南侧热带天气系统活动(其中包括热带辐合带、热带云团和热带气旋(Tropical Cyclone, TC)等)造成的降水[1-4].7—9月正值华南夏季高温期，又是夏收、夏种及各种作物的生长期，降水的多寡不仅给农业生产，还给高温天气的调节、人民的生命财产以及社会经济各方面带来重要影响.因此，对于华南后汛期降水的研究有着重要的意义.

不少学者开展了对华南夏季降水周期性的研究.郑彬等[5]研究发现，华南夏季降水与南海夏季风都具有准两年周期的变化特征，且20世纪70年代全球大气环流的年代际变异使得华南夏季降水准两年变化在那之后成为其年际时间演变的主导成分.而李丽萍等[6]发现，华南夏季降水呈现增多的趋势，其多年平均的夏季降水呈显著的10～20d低频振荡.魏蕾等[7]认为，华南夏季降水具有显著的12～30d低频振荡特征，且其降水期间雨带是自东南向西北传播.

许多研究者探讨了华南夏季降水的影响因子和环流背景.齐庆华[8]等从华南夏季降水与西北太平洋海气异常的关联进行初探，发现南海海域及其邻近的西北太平洋暖池区是西北太平洋同期的海气异常与华南夏季极端降水异常呈显著相关的关键区，其海表温度和潜热通量异常变化可能对华南夏季极端降水异常有重要的影响.李星星[9]等利用热带大气季节内振荡(Madden-Julian Oscillation, MJO)对华南后汛期降水的影响进行研究，发现MJO主要是通过大尺度环流以及水汽输送的异常来影响华南后汛期降水.而李春晖等[10]分别探讨了影响华南后汛期降水的季风持续性暴雨和热带气旋持续性暴雨的大尺度环流形势，发现前者主要是由前期和同期的热带中东太平洋异常海温偏暖引起，后者主要由黑潮区等海温异常偏冷而导致高空急流位置偏北所引起.

华南地处明显的东亚季风区，既有的研究多关注华南前汛期降水，对于7—9月后汛期降水研究相对偏少.APO反映的是亚洲-太平洋东西向的海陆热力差异，而海陆热力差异是东亚季风形成的根本原因.因此本文拟基于已有关于APO的研究，通过分析夏季APO强弱对东亚环流系统及大气环流条件的关系，探讨夏季APO及其表征的海陆热力差异强度对华南地区夏季降水的联系机制，以期为夏季多TC影响的华南降水预报提供一定的参考依据.

1 资料和方法

1.1 资料

采用的资料包括： (1)NCEP/NCAR再分析月平均资料，时间为1961—2015年，所选要素包括水平风场、湿度场、高度场、垂直速度场；要素场水平分辨率为2.5°×2.5°，垂直方向为17层.(2)国家气象中心的中国国家级地面气象站日值数据集，时间为1961—2015年，站点2474个，剔除缺测超过3年的台站.

1.2 方法

主要采用自然正交分解(Empirical Orthogonal Function, EOF)、合成分析和相关分析法.本文气候平均值均采用1961—2015年共55年的平均值.

2 夏季亚洲-太平洋涛动与华南汛期强度

2.1 华南代表站的选取

参照文献[16]，选择福建、广东、广西和海南4个省份共257个国家级气象观测站作为华南区代表,其中福建66个站、广东85个站、广西88个站、海南18个站.

2.2 7—9月亚洲-太平洋涛动(APO)及其强度指数

图1 7—9月北半球对流层中上层气温平均距平场EOF分解第1模态(×0.01，阴影为负值区)Fig.1 EOF1 mode(×0.01)of climatology of the summer mean upper-troposphere temperature anomaly over the Northern Hemisphere(shaded areas indicate values less than zero)

根据Zhao等[11]做法，采用1961—2015年NCEP/NCAR再分析资料，对北半球7—9月对流层中上层(200～500hPa)垂直平均温度扰动场进行自然正交分解(EOF).考虑到在不同纬度上经纬网格的面积可能分布不均匀，因此在EOF分解时引入了纬度权重.分析显示，EOF分解第1模态表现为中纬度亚洲大陆与北太平洋存在着东西向的反位相关系(图1).

如图1所示，以(32.5°～52.5°N，90°～135°E)和(22.5°～42.5°N，180°E～135°W)分别代表亚洲大陆和北太平洋区域，以两个区域对流层中上层的垂直平均的温度扰动(T′)差值定义为APO指数，计算公式为：

式中T′为扰动温度在对流层中上层的垂直平均.

2.3 APO与7—9月华南汛期强度的关系

由于华南后汛期(7—9月)降水主要是热带辐合带和TC降水，以下将主要探讨7—9月APO强度与西北太平洋及华南近海海域海-气环境联系，以及与华南汛期强弱的联系机制.

（5）更换冷冻机2#、3#压缩机，确保冷冻机能根据冷冻水温度自动调节压缩机运行负荷，实现冷冻水温度稳定，确保空冷塔出口空气温度波动减小。

图2 7—9月APO强度及华南汛期强度(RI)Fig.2 Summer APO index and Rainfall Intensity in the South China

1961—2015年7—9月APO强度与华南汛期强度(Rainfall Intensity, RI)的年际变化对比(图2)，显示出两者之间较好的反位相对应性.两者的相关分析也显示两者之间存在着显著的负相关，其相关系数为-0.27，通过5%的显著性水平检验.以上表明，华南后汛期APO偏强(弱)时，华南受热带低值系统影响小(大)，汛期偏弱(强).

将1961—2015年55年7—9月APO强度指数序列进行标准化，以方差≥1σ为强APO年，以方差≤-1σ为弱APO年.因此，可以得出强APO年有1961、1962、1963、1964、1967和2013共6年，弱APO年有1977、1983、1992、1993、1995、2000、2001、2003和2005共9年.

2.3.1 APO与对流层中层环流形势

采用500hPa环流来分析对流层中层的环流形势.比较APO强、弱年500hPa平均高度场(图3(a))可见： APO强(弱)年，西太平洋副热带高压偏北偏东(偏南偏西)，588dagpm线的范围小(大).从APO强、弱年500hPa合成的高度差值场也可以看出，差异显著区域主要出现在50°N以南的东亚大陆，东亚大陆与西太平洋分别以“-”、“+”的波列分布，这种形势使得在APO强(弱)年东亚大槽偏北偏弱(偏南偏强)(图3(b)).由此可以得出，在APO强(弱)年，副高偏北偏东(偏南偏西)，热带气旋易近海转向或北上(沿副高南侧西行)，华南不易(易)受影响而少(多)雨.

图4是APO强弱年500hPa水平风差值场，图中副高南侧为偏西风异常，表明常年副高南侧存在的东风气流在APO强(弱)年减弱(加强)，不(有)利于热带气旋西行影响华南，华南易少(多)雨.

图3 APO强年(实线)、弱年(虚线)(a) 500hPa平均高度场和(b) 合成的500hPa高度差值场Fig.3 (a) Mean 500 hPa height field and (b) composite difference of 500 hPa height field for the strong (solid line) and weak(dashed line) APO year单位： dagpm；阴影区为超过5%的显著性水平，下同.

图4 合成的500hPa水平风差值场Fig.4 Composite difference of 500 hPa zonal winds单位： m/s；黑色实线是常年7—9月584、588位势什米线.

2.3.2 APO与东亚夏季风

研究表明，强的(弱/适中)冷空气入侵不利(有利)于热带气旋的发生发展[17-18].常年7—9月，华南上空主要受偏南风控制，气流来自南半球越赤道气流和副高西南侧气流(图5(a)).从APO强、弱年合成的850hPa风场差值场(图5(b))可见，在APO强(弱)年，中国中低纬度沿海大部分为明显的异常偏南(北)风，显示着东亚副热带夏季风明显偏强(弱).结合图3东亚大槽的情况，可以得出： APO强(弱)年，东亚副热带夏季风偏强(弱)，冷空气偏北偏弱(偏南偏强)，不(有)利于影响进入华南及近海的热带气旋发展.

2.3.3 APO与西太平洋暖池及华南近海的上升运动条件

强烈的上升运动是降水过程中的必要条件.APO强、弱年合成的850hPa垂直速度差值场(图6(b))显示，菲律宾以东的西太平洋暖池区及南海为正异常，表明： APO强(弱)年，西太平洋暖池及南海垂直上升运动减弱(加强)，不(有)利于热带低值系统的生成和发展，影响或登陆华南的热带气旋易减少(增多)，华南易少(多)降水.

2.3.4 对流层纬向风垂直切变

偏大的纬向风垂直切变不利于热带气旋的维持和发展[17].7—9月对流层高低层(200～850hPa)纬向风垂直切变气候平均场上南海—西北太平洋、华南及近海为东风切变区(图7(a)，见第488页).APO强、弱年纬向风垂直切变差值场上，热带西太平洋、南海、华南及近海为大范围负值区，表明东风切变的增大(图7(b)，见第488页).因此，APO强(弱)年，不仅热带西太平洋及南海东风切变增大(减小)，不(有)利于热带气旋的生成和发展，而且华南近海纬向风垂直切变明显增大(减小)，不(有)利于进入这些海区热带气旋的维持和加强，华南易少(多)雨.

2.3.5 APO与热带西太平洋水汽条件

这里考察近地面到对流层中层(500hPa)的水平风水汽输送情况.对比气候均值场和APO强弱年合成差值场(图8，见第488页)，看到： 常年菲律宾以东热带洋面的气旋式环流在10°N以南.而APO强弱年合成差值场上相对应的气旋式环流异常在15°～20°N，位置也偏东，利于热带气旋偏北偏东生成，影响中国近海的区域也易偏北，华南易少(多)雨.

图5 7—9月850hPa水平风场(单位： m/s)Fig.5 Zonal wind field at 850 hPa in July—September(units: m/s)

图6 7—9月850hPa垂直风场(单位： 10-5 Pa/s)Fig.6 850 hPa vertical winds in July—September(units: 10-5 Pa/s)

图7 7—9月对流层高低层(200～850hPa)纬向风垂直切变场(单位： m/s)Fig.7 Vertical shear between 850hPa and 200hPa of zonal winds in July—September(units: m/s)

图8 垂直积分的水汽输送通量(单位： 10-1 kg·m-1·s-1)Fig.8 Vertically integrated water vapor flux vectors(units： 10-1 kg·m-1·s-1)

3 结 论

本文采用了相关分析及合成分析探讨1961—2015年华南后汛期APO强度的年际变化与热带西太平洋及华南近海对应的环流形势、对流条件、水汽条件等的关系，得出其与华南降水的联系机制.主要结论如下：

(1) 7—9月APO强度的年际变化与同期华南降水雨强存在显著负相关，即APO偏强(弱)年华南少(多)雨.

(2) 在APO偏强(弱)年，副高偏北偏东(偏南偏西)，副高南侧偏东气流减弱(加强)，不(有)利于热带气旋西行影响华南，华南易少(多)雨.

(3) 在APO偏强(弱)年，东亚副热带夏季风偏强(弱)，冷空气偏北偏弱(偏南偏强)，不(有)利于影响华南及近海的热带气旋发展，华南易少(多)雨.

(4) 在APO偏强(弱)年，热带西太平洋暖池及南海对流层高低层纬向风垂直切变增大(减小)，垂直上升运动减弱(加强)，不利(利)于热带气旋的生成，而华南近海纬向风垂直切变明显增大(减小)，不(有)利于热带气旋发展，且热带西太平洋水汽条件易于热带气旋偏北偏东(偏南偏西)生成，华南易少(多)受热带气旋影响和少(多)雨.