2014, Vol. 57
2. 中山市气象局, 广东中山 528401;
3. 国家气候中心 气候研究开放实验室, 北京 100081
2. Zhongshan Meteorological Bureau, Guangdong Zhongshan 528401, China;
3. Laboratory for Climate Studies, National Climate Center of China Meteorological Administration, Beijing 100081, China
长江中下游地区是我国东部经济发达地区之一，素有“鱼米之乡”之称，也是重要的工业基地，夏季旱涝与该地区经济的发展关系密切.例如，1998年长江大洪灾造成了3000亿人民币的经济损失(李春，2008)，2011年的罕见干旱则推动了食品价格的大幅上涨.长江中下游夏季降水一直是我国实际业务预测工作的重点和难点，有关研究已经开展了很多，然而目前，无论是基于统计模式还是动力模式，我国汛期降水的短期气候预测业务的平均水平仅达 60%~70%，而长江中下游地区的预测水平近十年来提高不大(Fan et al., 2008).
长江中下游夏季降水受到如太阳活动、地球自转速率、海气相互作用(魏凤英，2006)、北极涛动(龚道溢，2003；魏凤英，2006)、马斯克林高压和澳大利亚高压(Xue et al., 2003)、西太平洋副高(He et al., 2001)等诸多因子的影响，物理过程复杂，这给它的预测带来了困难.考虑到中国毗邻太平洋，而海洋是影响中国东部汛期降水的强信号，气象学者们给予了西太平洋海域热状况对长江中下游夏季降水的影响越来越多的关注.西太平洋暖池(简称暖池)是全球大洋海温最高的海域，也是全球大气对流最强烈和海气能量交换总量最大的地区(张启龙和翁学传，1999)，它对于维持Walker环流的能量循环(Cornejo-Garrdo and Stone， 1977；Hartmann et al., 1984)和驱动局域Hadley环流异常(Hu，1997)都有重要作用.暖池热状态变化对东亚气候异常有着重要影响，暖池上空对流活动异常可在北半球夏季激发出东亚—太平洋遥相关型(EAP或PJ型)(Nitta，1987；Huang and Wu， 1989；Huang and Lu， 1989)，从而影响到西太平洋副高和我国东部夏季降水(Huang and Sun， 1992；黄荣辉和孙凤英， 1994a，1994b).Wang等(2000)强调了西北太平洋冷海温在菲律宾异常反气旋形成中的作用，该异常反气旋持续存在进而影响到东亚副热带锋区降水.Ping等(2006)指出暖池海温异常是影响长江流域汛期降水年际变化的关键因子.李春(2008)研究表明长江中下游夏季降水和西北太平洋海温之间存在密切的耦合关系，这种耦合模态反映出东亚—太平洋地区上空低层风场为自南向北的EAP遥相关波列.
近年来，气象学者们开始引入热含量来表征暖池热状态.因为，相比于海表温度，暖池区热含量具有更好的稳定性(王丽娟等，2011)，不会出现因持续性显著下降而造成的“春季障碍”现象(McPhaden，2003).另外，暖池热含量年际变率更大(陈永利和胡敦欣，2003)，对太平洋大尺度海-气事件的响应也更加敏感(林传兰，1990)，暖池热含量变异会对其上空的环流和气候产生重要作用(陈永利和胡敦欣，2003).早期黄荣辉和孙凤英(1994a)及翁学传等(1996)已经注意到存在于暖池次表层海温和热含量中超前西太平洋副高和我国东部汛期降水变化的预测信息，卢楚翰等(2014)进一步提出前期冬季暖池区热含量可以作为夏季西太平洋副高变化和西北太平洋夏季风强度的有效预测因子.那么，具体到长江中下游地区，暖池热含量与该地区夏季降水是否存在显著的超前相关关系，前期暖池热含量异常与长江中下游夏季降水关系到底如何，其影响夏季降水的前兆强信号是什么，以及影响长江中下游夏季旱涝的具体过程又如何？本文以上述问题为着眼点，讨论了前期暖池热含量异常与长江中下游夏季降水的关系，提取出了夏季降水的预测信号，并对前期暖 池热含量异常影响夏季降水的可能途径进行了探讨. 2 资料
本文所用资料有：日本气象厅提供的1949—2010年月平均历史海温资料(Ishii et al., 2006)，水平分辨率为1°×1°，垂直深度共24层，根据研究需要仅选取了海水上部的16层(0、10、20、30、50、 75、100、125、150、200、250、300、400、500、600、700 m). 参考白虹和胡敦欣(1989)的方法，利用海温资料计算得到全球各格点上从海水深度z0到z1(z0<z1)范 围单位面积水柱所含的热含量，单位为W·s·m-2； 大气资料取自NCEP/NCAR的月平均再分析数据集(Kalnay et al., 1996)，水平分辨率为2.5°×2.5°，时间跨度为1950—2010年；1951—2010年全中国160站逐月降水资料由中国国家气候中心提供，并将6—8月的和作为夏季降水.为考察中国区域以外地区的降水分布，还使用了美国国家海洋和大气管理局(NOAA)提供的1951—2010年月平均降水重建数据集(PREC)资料(Chen et al., 2002)，该数据集来源于台站观测和卫星资料，已为降水距平，水平分辨率为2.5°×2.5°，夏季降水也是6—8月之和；此外，还采用了英国Hadley中心提供的1950—2010年月平均海表温度资料(Rayner et al., 2003)，水平分辨率为1°×1°，以及CPC(NOAA气候预测中心)提供的1950—2010年逐月的Ni o3.4指数. 3 长江中下游夏季降水的时空分布特征
旋转经验正交函数(REOF)分解得到的各分量能够着重表现空间要素场的局部相关结构，使单个空间型的分布特征简明直观，相应的方差贡献只集中在某一局部区域，而使其他区域的方差贡献尽量减小，旋转后各分量方差贡献率也要比旋转前均匀分散，而不像经验正交函数(EOF)分解那样将大部分的方差贡献集中在前几个模态上.
对中国东部地区(105°E以东)120个台站夏季降水进行REOF分解，得到第1模态(按方差贡献从大到小的顺序排列)解释了总方差的7.73%，空间型载荷分量大值区位于长江中下游地区，如图 1a中阴影区所示，与金啟华等(2012)选取的表征区域基本一致，28°N附近为载荷分量达0.8的正中心，局地方差贡献率达64%以上，第1模态对应的时间系数(以下称Rpc1)如图 1b所示.为验证Rpc1作为长江中下游夏季降水序列的可靠性，计算图 1a阴影区内11个站(杭州、屯溪、九江、岳阳、常德、宁波、衢县、浦城、贵溪、南昌和长沙站)的夏季平均降水量，求得其与Rpc1的相关系数高达0.95，通过了0.001信度的t检验(以下信度检验均采用t检验方法).如图 1b，二者随时间的变化高度一致，并呈现出明显的年际变化特征，20世纪50年代初长江中下游夏季降水略偏少，1954、1955年突然增加，随后直到60年代末期降水偏少，基本以负距平为主，70年代初期到90年代初期降水波动起伏变化较大，降水距平正负交替，从1993年开始转为正距平，降水显著增强，2003年之后转为负距平，直到2008年开始转为正距平.以上表明Rpc1可以代表长江中下游夏季降水的变化情况.
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图 1 1951—2010年中国东部夏季降水REOF第1模态空间型(阴影代表载荷分量≥0.5的区域)(a) 及其时间系数Rpc1(柱状图)与标准化的11个台站夏季平均降水量(曲线)时间演变(b) Fig. 1 First REOF mode of summer rainfall during 1951—2010 in eastern China (a)Spatial pattern;(b)Corresponding time series Rpc1(bars) and st and ardized average summer precipitation of 11 stations(curve). Shadings in(a)denote loading values no less than 0.5. |
为了提取长江中下游夏季降水的前兆信号，利用相关分析方法，来确定暖池区热含量影响长江中下游夏季降水的关键区、海水深度范围及关键时段.为方便叙述，本文将Rpc1(1951—2010年)对应年份的前一年称为上年，对应年份的当年称作当年.
首先计算Rpc1与前期各月(上年1月—当年5月)中国近海热含量的相关，发现从上年春季开始，暖池海域一直存在显著的负相关区，东海地区从当年1月开始也存在显著的正相关区，但范围没有暖池区大，持续时间也不比暖池区的长.图 2(为0～200 m热含量情形，其他海水深度范围热含量与之类似)仅给出了上年11月到当年4月的相关分布，由图 2可见上年12月暖池区热含量与长江中下游夏季降水的相关最好(图 2b)，因此选取图 2b中位 于暖池南部的赤道中太平洋海区(166.5°E—173.5°W，7.5°S—3.5°N)(黑色方框)作为前期暖池区热含量影响长江中下游夏季降水的关键区.
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图 2 Rpc1(1951—2010年)与上年11月—当年4月(a—f)0~200 m热含量的相关分布图 等值线表示相关系数绝对值≥0.3，间隔为0.1；深(浅)色阴影为通过0.05信度检验的正(负)相关区域. Fig. 2 Distributions of monthly correlation coefficients between Rpc1(1951—2010) and 0~200 m heat content for the period from previous November to simultaneous April(a—f) Contours indicate absolute values of correlation coefficients exceeding 0.3 with an interval of 0.1. Dark(light) shadings indicate positive(negative)correlation areas that are significant at the 95% confidence level. |
然后计算Rpc1与上年1月到当年5月关键区各海水深度范围热含量及海表温度的相关系数，如图 3a所示，仅展示了有代表性的相关系数曲线.可见，前期各月关键区热含量与Rpc1的相关系数在各海水深度范围的变化趋势基本一致，海表温度和浅层海水(50 m以浅)热含量相关性较弱，其大小在-0.1~0.1之间变化，其他海水深度范围热含量均呈现出不同程度的负相关关系，随着海水深度的不断加深，相关性不断增强并趋于稳定，其中以0～200 m热含量与Rpc1的相关性最好，相关系数从上年7月到当年5月均超过了0.01信度检验，最大值达到-0.53，出现在上年12月，超过了0.001信度检验.此外，200 m也恰好代表了暖池区温跃层的大致深度(Meinen and McPhaden， 2000；陈永利等，2003)，因此本文选取0～200 m作为前期暖池关键区热含量影响长江中下游夏季降水的关键海水深度范围.通过关键区12月0～200 m热含量的时滞自相关曲线(图 3b)发现，暖池关键区热含量可从与基准月(12月)同年份的5月维持至来年11月，保持19个月之久，与基准月(12月)相关最好的月份有同年的11、12月以及来年的1、2、3和4月.
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图 3 Rpc1(1951—2010年)与关键区(166.5°E—173.5°W，7.5°S—3.5°N)各海水深度范围热含量及海表温度(上年1月—当年5月)的 相关系数(a)和以12月(1950—2009年)为基准月(已由竖直虚线标出)关键区0~200 m热含量的超前、同时、滞后自相关系数(b) Fig. 3 Correlation coefficients between Rpc1(1951—2010) and heat content from sea surface to various water depths and SST for each month from previous January to simultaneous May in the key area(166.5°E—173.5°W，7.5°S—3.5°N)(a)， and monthly lead，contemporary and lag self-correlations of 0~200 m heat content in the key area relative to December(1950—2009)which is used as the base month marked by the vertical dashed line(b)< |
进而计算Rpc1与关键区前期各月(上年11月—当年4月)及滑动起止月平均的0~200 m热含量的相关系数，如表 1(相关系数均通过了0.01信度检验)所示.若滑动开始月为上年11月，滑动终止月为当年1月，那么相关系数-0.5184即为Rpc1 与关键区上年11月到当年1月平均的0~200 m热含量的相关系数，以此类推.由表 1可知，最好的3个相关时段分别为：上年12月、上年11—12月和上年11—当年1月，鉴于上年11—当年1月时间跨度为3个月，更加稳定，因此本文选取上年11—当年1月作为暖池 关键区热含量影响长江中下游夏季降水的关键时段.
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表 1 Rpc1(1951—2010年)与关键区(166.5°E—173.5°W，7.5°S—3.5°N)前期各月及滑动起止月平均的0~200 m热含量的相关系数 Table 1 Correlation coefficients between Rpc1(1951—2010) and 0~200 m heat content in the key area (166.5°E—173.5°W，7.5°S—3.5°N)for the previous each month(i. e. the previous November， December，simultaneous January，February，March and April)against itself and each of the following months till simultaneous April inclusive of this month |
根据上述分析，将关键区(166.5°E—173.5°W，7.5°S—3.5°N)关键时段(上年11月—当年1月)0～200 m热含量标准化，定义为暖池热含量指数(HCI).由HCI与Rpc1随时间的变化(图 4a)可见，二者存在显著的负相关关系，相关系数达到了-0.52，我们也计算对比了去掉线性趋势前后前期11—1月暖池关键区0～200 m热含量与长江中下游11个站 夏季平均降水量的相关系数，分别为-0.42和-0.43，显著通过了0.01信度检验.而前期冬季(上年12月—当年2月平均)Nio3.4指数与Rpc1相关系数仅有0.16，并未通过0.05信度检验.这再次说明了西太平洋暖池热含量较ENSO对长江中下游夏季降水的影响和预测的优越性.
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图 4 1951—2010年HCI(曲线)、冬季Nio3.4指数(虚线)和Rpc1(柱状图)随时间的变化(a)和冷异常年与暖异常年夏 季降水差值图(b.国家气候中心160站降水资料，单位：mm；c. PREC，单位：mm·d-1；深(浅)阴影表示通过0.05信度 检验的正(负)降水距平) Fig. 4 Time series of HCI(curve)，preceding DJF Nio3.4 index(dashed line)， and Rpc1(bars)for 1951—2010(a)， and composite differences of summer rainfall between the anomalous cold and warm years in the key area obtained according to precipitation data of 160 stations provided by National Climate Centre(unit: mm)(b) and PREC(unit: mm·d-1)(c). Dark(light)shadings indicate positive(negative)precipitation anomalies that are significant at the 95% level of confidence |
以0.9σ为阈值，HCI高于0.9σ的9个暖异常年(1967/1968、1978/1979、1980/1981、1989/1990、1990/1991、1996/1997、2001/2002、2003/2004、2004/2005)中，只有2年(1996/1997和2001/2002)Rpc1为正；HCI低于-0.9σ的8个冷异常年(1965/1966、1982/1983、1983/1984、1987/1988、1991/1992、1992/1993、1997/1998、1998/1999)中，只有1年(1965/1966)Rpc1为负.表明前期11—1月暖池区热含量偏高(低)时，对应着长江中下游夏季降水偏少(多).
以Rpc1大于1(小于-1)的标准来选取长江中下游夏季多(少)雨年，其结果列于表 2中.多雨年中仅有1年(1969年)HCI为正距平，其余5年Rpc1均与HCI反相对应，反号率达83.3%.少雨年中有4年HCI为正距平，反号率为50%，其余4年(1958、1967、1971和1978年)Rpc1与HCI同号，而这4个少雨年对应的HCI值在-0.20~-0.002之间，此时夏季降水的偏少可能受其他因子影响更大.可见，相比于前期11—1月暖池区热含量异常偏高的前兆信号，其异常偏低对随后长江中下游夏季降水偏多的影响更加显著.
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表 2 1951—2010年夏季长江中下游地区多、少雨年 Table 2 The years of wet and dry summers in the middle and lower reaches of the Yangtze River for 1951—2010 |
将冷异常年(1982/1983、1983/1984、1987/1988、1991/1992、1992/1993、1997/1998和1998/1999年，共7年)与暖异常年(1967/1968、1978/1979、1980/1981、1989/1990、1990/1991、2003/2004和2004/2005年，共7年)夏季降水作差值，由160站降水资料得出的结果(图 4b)来看，整个中国东部地区，仅长江中下游地区存在大范围显著的降水正距平区，其南北分别为负距平区.根据PREC降水资料(图 4c)，中国东部降水距平分布与图 4b基本一致，并且长江中下游地区的降水正距平一直延伸至日本东部洋面，日本南部的降水中心区达到了0.05信度水平，与6、7月发生在中国长江中下游及日本的梅雨分布相似.总言之，前期11—1月暖池区0～200 m热含量的冷暖异常对长江中下游夏季降水、及占主要贡献的梅雨有重要的预测意义，特别是对长江中下游夏季降水多寡的预测有一定的针对性. 5 前期暖池区热含量异常影响长江中下游夏季旱涝的可能原因
由暖池关键区0~200 m热含量(1—12月)时滞(+)1至(+)12个月的自相关系数分布(图略)可以看出，暖池区热含量几乎全年每个月都可保持至少7个月的显著相关，秋、冬季持续性最好，可保持超前11~12个月的显著联系，夏季次之，春季有所下降.可见，暖池关键区热含量异常具有较好的持续性，前期11—1月的热含量异常可保持11~12个月的超前自相关，从而持续到夏季.
前期11—1月暖池区热含量异常约两个季节的持续存在，必然会对东亚—太平洋地区大气环流造成持续的影响.图 5为前期冬(上年12月—当年2月平均)、春季(当年3—5月平均)和当年夏季(当年6—8月平均)逐个季节850 hPa风场异常分布，由负HCI回归的结果(图 5a—5c)可见，前期冬季西太平洋广大海域上空为异常反气旋，我国华南地区上空出现异常气旋，日本海上空异常反气旋正在形成(图 5a)；春季西太平洋上空异常反气旋中心位于菲律宾以东洋面，位于华南地区的异常气旋依然存在，日本海上空出现异常反气旋(图 5b)；当年夏季菲律宾异常反气旋向西北扩展至我国华南沿海地区并加强，呈东西向带状分布，原位于华南上空的异常气旋则移至华东及其以东洋面，日本海上空异常反气旋向北移至鄂霍次克海地区附近.从而，东亚大陆沿岸(110°E—150°E)形成经向拉长的类似EAP型遥相关波列(Nitta，1987；Huang and Wu， 1989；Huang and Lu， 1989).长江中下游及其以东的西北太平洋副热带地区都受到异常气旋的控制，有利于水汽在该区域辐合，同时，长江中下游地区为河套东部东北风距平与西太平洋副高西北侧西南风距平的交汇区，为降水的偏多创造了条件(图 5c)；当前期暖池区热含量为正异常时，则相反.冷异常年与暖异常年(图 5d—5f)、多雨年与少雨年(图 5g—5i)差值图的季节演变特征与上述负HCI回归结果基本一致.前期冬季至当年夏季500 hPa环流异常(图略)特征与850 hPa类似，不再赘述.中低层风场异常分布特征随季节的演变存在一定的连续性，位于暖池西北侧菲律宾异常反气旋的持续存在正是前期暖池区热含 量异常通过Gill响应持续影响大气环流的结果，夏季菲律宾异常反气旋向西北方向扩展加强，东亚沿岸EAP型遥相关波列形成，直接影响长江中下游夏季降水的变化.
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图 5 前期冬(a，d，g)、春季(b，e，h)和当年夏季(c，f，i)850 hPa风场异常 (a—c)对负HCI回归的结果；(d—f)冷异常年与暖异常年的差值；(g—i)多雨年与少雨年的差值.阴影表示通过0.05信度检验，矩形框表示长江中下游地区 Fig. 5 Wind anomalies at 850 hPa for pre-winter(a，d，g)，pre-spring(b，e，h) and simultaneous summer(c，f，i)obtained by regression onto reversed HCI(a—c)，subtracting anomalous warm years from cold ones(d—f)， and subtracting dry years from wet years(g—i) Shadings indicate the wind anomalies pass the 95% significance level， and the rectangle boxes denote the area of the middle and lower reaches of the Yangtze River. |
从前期冬季到当年夏季，高层200 hPa高度场异常上表现出不同于对流层中低层的环流分布特征，如图 6所示，前期冬季东亚—西太平洋地区以40°N附近为界，呈现“南正北负”的位势高度异常分布，南海南部的菲律宾以西地区出现了位势高度正距平(图 6a，6d和6g)；春季南海南部的位势高度正距平略向西北方向移动，冷、暖异常年的差值图(图 6e)上，位置更偏北，位于中南半岛上空.北太平洋中部(160°E，20°N)开始出现位势高度负距平，但强度较弱(-5~0 gpm)，并有向北扩展的趋势(图 6b，6e和6h)；当年夏季南海上空的位势高度正距平进一步北移至我国南部地区，强度加强.北太平洋中部的位势高度负距平增强，向北扩展，与贝加尔湖至日本海地区的位势高度负距平合并.50°N以北的东北亚地区则出现了位势高度正距平(图 6c，6f和6i).从而东亚沿岸形成与对流层中低层相对应的类似EAP型的经向波列，但位置向北偏移约10个经度，且中心偏西，表现出一定的斜压性结构.中国南部地区及东海海域上空受异常偏强的高压控制，为长江中下游地区上空的对流提供了很好的辐散场.
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图 6 同图 5，但为200 hPa位势高度场异常阴影表示通过0.05信度检验.(a—c)间隔2.5 gpm；(d—i)间隔5 gpm. Fig. 6 As in Fig. 1 but for geopotential height anomalies at 200 hPa Shadings indicate the geopotential height anomalies pass the 95% significance level， and the interval of contour is 2.5 gpm in(a—c) and 5 gpm in(d—i). |
在负HCI回归的结果，冷、暖异常年以及多、少雨年的差值图上，前期冬季到当年夏季东亚—西太平洋地区整层大气环流异常演变特征几乎一致，即前期暖池区热含量异常引起的环流异常与导致长江中下游夏季降水变化的环流异常能够较好吻合，前期暖池区热含量异常对长江中下游夏季降水影响显著.
上述分析中夏季东亚沿岸经向波列随高度的变化差异在对负HCI回归的沿110°E—150°E平均的垂直剖面涡度场异常上(图 7a)也有清晰体现，可以看出，对于冷异常年，对流层中低层(500 hPa以下)0 °—70°N和高层(200 hPa附近)10°N—70°N各有一个经向波列.在对流层中低层赤道、15°N、30°N和55°N附近分别存在一个显著的正、负、正、负的涡度异常中心，而对流层高层涡度异常中心与中低层存在约10个经度的向北偏移，表现出一定向北倾斜的斜压性结构，以中低纬地区更加明显.长江中下游及其以南的地区高层为负涡度异常，与中低层相反，这种高层辐散中低层辐合的配置，使得长江中下游地区上空整层大气出现异常上升气流(图 7b)，有利于该地区对流的发展和降水的增多；对于暖异常年，则相反.
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图 7 对负HCI回归的沿110°E—150°E平均的垂直剖面涡度场异常(单位：×10-7s-1)(a) 和垂直速度ω场异常(单位：0.01 Pa·s-1)(b) 0线已省略，深(浅)色阴影表示通过0.05(0.10)信度检验. Fig. 7 Vertical cross section of the vorticity anomalies(unit: ×10-7s-1)(a) and vertical velocity ω anomalies(unit: 0.01 Pa·s-1)(b)averaged over 110°E—150°E regressed upon reversed HCI The zero contour is omitted， and dark(light)shadings indicate the vorticity anomalies in(a) and ω anomalies in(b)pass the 95%(90%)significance level. |
为了进一步揭示冷、暖异常年夏季东亚沿岸经向波列是否具备EAP遥相关波列的特性，以及暖池区热含量异常在EAP波列形成中所起的作用，我们计算了Takaya和Nakamura(2001)在准地转框架下提出的波作用通量，它与Rossby波群速度相平行，几乎独立于位相，能够用来诊断Rossby波能量的传播特征，波作用通量散度对于波源的位置也有较好的指示作用.
冷异常年合成的夏季850 hPa涡度场异常和波作用通量如图 8a所示，可见涡度场异常上沿东亚沿岸(110°E—150°E)赤道西太平洋地区、菲律宾以东 洋面(15°N)、中国长江中下游—日本南部一带(30°N)、 东北亚地区(50°N)为“+-+-”的经向波列分布，波作用通量则由赤道西太平洋沿该经向波列向北指向中国长江中下游—日本一带附近，然后转向东北方向经过中国东北地区、鄂霍次克海到达阿留申地 区.在暖异常年夏季，如图 8c所示，东亚沿岸(110°E —150°E)涡度异常与冷异常年(图 8a)位相相反，只是中国长江中下游—日本一带负涡度异常强度偏弱，中心偏向日本以南.波作用通量表现出与冷异常年基本一致的特征，但是由热带西太平洋向北指向长江中下游的波作用通量强度比冷异常年夏季弱，随后Rossby波能量向北的传播也明显减弱.可见，无论冷异常年还是暖异常年夏季，赤道西太平洋的暖池区都是波作用通量的源地(或者外强迫源)，这在冷、暖异常年合成的夏季850 hPa波作用通量散度场(图略)上也得以证实，暖池区为波作用通量辐散区，Rossby波能量由该地区向北频散出去.
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图 8 冷(a，b)、暖(c，d)异常年合成的夏季850 hPa(a，c)和200 hPa(b，d)涡度场异常(等值线，单位：×10-6 s-1，间隔：1×10-6 s-1，0线已省略，且(b)图省略了±1×10-6 s-1，深(浅)色阴影表示正(负)涡度异常)和波作用通量(矢量，单位：m2·s-2，小于0.5 m2·s-2时不显示) Fig. 8 Composite vorticity anomalies(contours，unit: ×10-6s-1) and wave activity flux(vectors，unit: m2·s-2)at 850 hPa(a，c) and 200 hPa(b，d)in the summers of cold(a，b) and warm(c，d)years in the key area. Solid and dashed lines denote positive and negative values with contour intervals of 1×10-6s-1. Zero contour lines in all panels and ±1×10-6s-1 contour lines in(b)are omitted. Dark(light)shadings indicate the positive(negative)vorticity anomalies. Fluxes smaller than 0.5 m2·s-2 are not plotted |
冷异常年合成的夏季200 hPa涡度场异常和波作用通量如图 8b所示，涡度场异常上也表现出与低层850 hPa(图 8a)较一致的“+-+-”的经向波列分布特征，但是中心位置向北向西偏移.而波作用通量则与低层有着明显不同，东亚沿岸的波作用通量由中纬度向南指向低纬度地区，这种Rossby波能量从中纬度地区向南频散可能与经向基本气流有关(Takaya and Nakamura， 2001).亚洲大陆中高纬地区波作用通量向东指向贝加尔湖附近，然后分为两支，分别向东北和东南方向传播至阿留申地区和太平洋.在暖异常年夏季，如图 8d，涡度场异常上东亚沿岸(120°E—150°E)出现与冷异常年夏季(图 8b)符号相反的“-+-+”经向波列，中心位置较低层850 hPa(图 8c)也向北向西偏移，但向西偏移不如冷异常年明显.波作用通量表现出与冷异常年(图 8b)基本一致的特征，但东亚沿岸特别是西北太平洋地区Rossby波能量的向南频散更强烈.
冷、暖异常年夏季东亚沿岸低层波作用通量向北传播(图 8a和8c)，高层向南传播(图 8b和8d)，证实了东亚沿岸经向波列具备EAP波列在对流层 高、低层表现出的显著特征(Kosaka and Nakamura， 2006)； 而暖池区热含量异常正是激发出夏季EAP型遥相关波列的外强迫源. 6 结论和讨论
本文针对长江中下游夏季降水与暖池热含量的关系以及前期暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能原因进行了探讨，主要结论如下：
(1)前期暖池热含量与长江中下游夏季降水存在超前2个季节的显著负相关关系，前期11—1月暖池关键区(166.5°E—173.5°W，7.5°S—3.5°N)0~200 m热含量的偏低(高)对长江中下游夏季降水偏多(少)的预测有重要指示意义.
(2)从前期冬季到当年夏季，在负HCI回归的结果，冷、暖异常年以及多、少雨年的差值图上，东亚—西太平洋地区整层大气环流异常演变特征几乎一致，即前期暖池区热含量异常引起的环流异常与导致长江中下游夏季降水变化的环流异常能够较好吻合，前期暖池区热含量异常对长江中下游夏季降水影响显著.
(3)前期11—1月暖池区热含量异常约两个季节的持续存在，对东亚—太平洋地区大气环流造成持续的影响.前期暖池热含量异常偏低导致其西北侧异常反气旋形成，冬季该异常反气旋位于广阔的西太平洋海域，春季位于菲律宾以东洋面，夏季菲律宾异常反气旋向西北方向扩展加强，东亚沿岸EAP型遥相关形成，使得长江中下游及其以东的西北太平洋副热带地区受到异常气旋的控制，有利于水汽辐合，而长江中下游地区又是北方冷空气与南方暖湿气流的交汇区，为降水的偏多创造了条件.同时，对流层高层东亚沿岸亦存在经向分布的EAP波列，但位置较中低层向西北偏移，使得EAP波列在整层大气表现出一定的斜压性结构.长江中下游及其以南为异常偏强高压，为长江中下游地区上空的对流提供了很好的辐散场，这种高层辐散中低层辐合的配置，有利于该地区对流的发展和降水的增多；反之亦然.前期暖池热含量异常的持续存在，及其外强迫作用激发的具有一定斜压性结构的夏季EAP型遥相关，可能是影响长江中下游夏季降水的主要原因.
值得注意的是，本文讨论的降水模态是利用REOF方法对中国东部夏季降水分区得到的，能够反映长江中下游夏季降水地域性特点的一个典型模态，其他降水异常分布型与暖池热含量关系如何，需要进一步研究.长江中下游夏季降水影响因子众多，过程复杂，因此在预测时比较困难.本文只是讨论了前期暖池热含量异常对长江中下游夏季降水的影响，仍然不排除其他海域热含量的影响.在暖池热含量异常年份，对流层高层中高纬度波作用通量向东传播，继而在贝加尔湖附近转向东南传播(图 8b和8d)，对长江中下游夏季降水可能也有所影响，那么前期暖池热含量与夏季中高纬度环流以及长江中下游夏季降水之间的可能联系，也是下一步值得探讨和分析的.
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