华南前汛期(4—6月)是暴雨多发期，关于华南暴雨尤其是持续性暴雨已有大量的研究(王建捷等，1997；周秀骥，2000; 王立琨等，2001；郑永光等，2002；王鹏云等，2002；孙健等，2002；周秀骥等，2003；陈红等，2004；文莉娟等，2005；柳艳菊等，2005；陈敏等，2005；倪允琪等，2006；慕建利等，2008；赵玉春等，2011)。例如，“94.6”华南持续性暴雨是在西南季风偏强，西太平洋副热带高压偏西偏南等环流背景下，受9403号热带风暴、热带辐合带、低空急流、500 hPa高原东侧中低纬度西风槽、850 hPa切变线和地面冷锋等天气系统直接影响造成的(薛纪善，1999)。“0506”持续性暴雨过程与西太平洋副热带高压、越赤道气流、热带季风前沿活动异常以及热带季节内振荡向北传播有关(林爱兰等，2007)。比较1994、1998、2005和2008年华南前汛期多次致洪暴雨大尺度环流背景，认为500 hPa高度场在华北、东北以及青藏高原东部的负异常均有利于冷空气活动，而低纬度孟加拉湾地区负异常则有利于暖湿气流的输送，从而有利于华南持续性暴雨的发生(王东海等，2011)。大尺度环流条件对暴雨的发生、发展有明显的制约作用，持续性暴雨出现在长波系统稳定的时期，在这种情况下，天气尺度和中尺度系统在同一地区出现或沿同一路径移动，以致造成很大的累积雨量(丁一汇，1994)。谢炯光等(2006)利用多年资料，针对广东省前汛期连续暴雨过程的气候背景及中高纬度环流特征进行分析，归纳、总结出两类造成连续暴雨过程的500 hPa中高纬度环流型。进一步分析发现，除了过去所认识的“三脊两槽”和“两脊一槽”两种类型外，广东前汛期持续性暴雨过程的中高纬度环流还有一种“高纬阻塞-中纬平缓型”(林爱兰等，2013)。当然大气环流系统也受地表热力状况等外强迫影响，最近对2010年6月持续性强降水过程的数值试验研究(李雪松等，2014)表明，青藏高原的地表感热加热作用能影响高原及其周边地区的大气温度变化，并通过热成风平衡调整使得对流层低层至高层大气环流和天气系统发生变化，从而增强中国南方的持续性降水。Hong等(2013)分析认为，5、6月华南持续性强降水与南海—菲律宾周边海域海温相互影响。尽管对华南暴雨有大量的研究，但针对华南持续性暴雨与非持续性暴雨的环流异常差异分析，现有文献很少。当然，暴雨的持续性与环流异常持续性有关，那么除了环流异常的持续时间不同之外，与非持续性暴雨相比，持续性暴雨环流异常有何独特之处是值得探讨的问题。若能清楚地了解两者的异同之处，则对于判别暴雨是否持续有重要的参考价值。考虑到不同月份大气环流背景存在一定差异，前汛期各月暴雨期间大气环流异常很可能各月有所不同，6月是广东暴雨和持续性暴雨出现频率最高的月份，文中将侧重于对广东6月降水进行分析。

所用资料为1979—2011年共33年日平均资料，主要包括三方面：广东省86个测站地面观测逐日降水资料，取自广东省气象局气候中心；NCEP-DOE第2套资料的大气多要素日平均资料(Kanamitsu et al，2002)，由每日4个时次求平均获得日平均值；来源于美国NOAA气候诊断中心的日平均向外长波辐射资料(Liebmann et al，1996)。其中，后两项资料均为全球范围，分辨率2.5°×2.5 °。

文中的广东暴雨和广东持续性暴雨沿用林爱兰等(2013)提出的判别指标，即当某日全省86个测站平均降水量超过15 mm，并且不少于4个测站出现暴雨(或并且有2站暴雨、1站大暴雨和1站大雨)，则定义为广东暴雨日。当暴雨日连续达到或超过3 d，则定义为持续性暴雨过程。

根据近50年(1961—2011年)资料统计，广东全省全年平均日雨量为4.8 mm，但日雨量及其标准差月际变化明显(图 1a)，干季(10—3月)日平均雨量只有1.9 mm，汛期(4—9月)日雨量为7.7 mm，其中，6月无论日雨量(10.4 mm)还是标准差(11.5 mm)均为全年最高值。图 1a还显示每月日降水标准差均超过日平均降水量，说明日降水量变化幅度颇大。以2008年6月为例，该月广东全省平均日降水量最高达到87.7 mm(2008年6月13日)，但也有3 d全省无雨(2008年6月21—23日)，可见广东日雨量预报难度很大。1979—2011年广东前汛期暴雨日共有557 d，出现概率为18.5%，4、5、6月各有121、192、244 d，其中，持续性暴雨(持续3 d及以上的暴雨)有194 d，约占暴雨日的35%。前汛期各月暴雨过程出现次数随不同持续天数而变化(图 1b)，4、5月过程次数随持续天数的增加明显递减，而6月过程次数随持续天数的递减较缓，单日暴雨和2 d暴雨(3 d暴雨和4 d暴雨)次数接近。6月持续性暴雨日数有122 d，占暴雨日的50%，即6月暴雨日有一半是持续性暴雨，6月持续性暴雨占前汛期持续性暴雨的63%。

图 1 (a)全年各月日平均雨量及其标准差，(b)前汛期4、5、6月不同持续天数的暴雨过程次数Fig. 1 (a) Daily precipitation and standard deviation (unit: mm) averaged in each month of the year over 1961-2011 and (b) variability of the number of the processes of the different sustaining days of torrential rain for April, May and June during the pre-flooding season

图选项

图 2a为广东6月暴雨日的200 hPa纬向风距平合成。可见从赤道至高纬度地区，存在显著的“+、-、+、-、+、-”的波列分布，波列走向呈准经向，在高纬度地区向西倾斜。而广东无雨日(包括无降水或微量降水，即全省平均日降水量小于1 mm)也显示出类似的波列，但异常符号相反(图 2b)，当然，波列没有暴雨情形那么完整。进一步将降水持续性异常与单日异常区分开来分析，可以发现，持续不少于3 d的暴雨(简称持续性暴雨)过程和持续不少于2 d的无雨(简称持续性无雨)过程，上述波列表现更强，纬向风异常变化幅度更大(图 3a、b)，与纬向风“+、-、+、-、+、-”波列相对应的是“气旋-反气旋-气旋-反气旋-气旋”风矢量异常波列，其中，气旋性(反气旋性)异常中心位于纬向风距平为南正—北负(南负—北正)之间0值区域附近。而单日暴雨或无雨波列异常没有达到显著性检验(图 3c、d)，表明波列主要影响持续性降水异常，对单日暴雨或单日无雨作用不明显。同处于前汛期(4—6月)的4、5月，在降水持续异常情况下却没有出现上述波列分布(图略)。下文将上述与广东6月持续性降水异常相关的环流异常经向分布型简称为经向波列。

图 2 广东6月暴雨日(a)和无雨日(b)200 hPa纬向风距平合成场(单位：m/s) (红色和紫色区分别为正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 2 Composite anomalous zonal wind (m/s) at 200 hPa for the days of torrential rain (a) and non-rain (b) (the areas with red and purple color denote respectively the positive and negative anomaly that is significant at the 0.05 confidence level)

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图 3 200 hPa风距平(矢线)和纬向风距平(等值线)场(单位：m/s) (a.持续性暴雨，b.持续性无雨，c.单日暴雨，d.单日无雨；红色和紫色区分别为纬向风正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 3 Composite anomalous wind (vector) and zonal wind (contour, m/s) at 200 hPa (a. for sustained torrential rain, b. for sustained non-rain, c. for single day torrential rain, d. for single day non-rain; the areas with red and purple color denote respectively the positive and negative anomaly that is significant at the 0.05 confidence level)

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前面从对流层高层风场揭示了与广东持续性暴雨相联系的亚洲地区经向波列的存在，这里将进一步从不同层次、不同要素分析该波列的结构特征及其对持续性暴雨的影响。在200 hPa位势高度场上(图 4)，热带外(20°N以北)地区与200 hPa气旋(反气旋)环流异常相对应的是位势高度距平负(正)异常，亚洲大陆位势高度呈鞍型场异常分布，此外，在西北太平洋区域也有一明显的气旋性环流和位势高度负异常(图 4c)；而在热带地区(20°N以南)的气旋(反气旋)环流异常却没有明显的位势高度异常匹配，这是由于热带地区地转参数f比中高纬度小一个量级以上，等压面的位势高度变化特征值比中高纬度小，使得热带地区流场变化远比位势高度变化明显。因此，位势高度异常场并没有表现出与纬向风相似的从赤道至高纬度地区的准经向的长串波列。结合位势高度和风场气候态及持续性暴雨过程合成场(图 4a、b)可以看出，亚洲—西太平洋中高纬度地区由西向东的位势高度“-、+、-”异常，反映了西风带高层长波槽脊(包括乌拉尔山东部槽、贝加尔湖至鄂霍次克海脊、西北太平洋槽)的异常加强。而中低纬度地区的“+、-”异常则反映南亚高压的异常变化，6月南亚高压气候态表现为东部比西部强(图 4a)，而在持续性暴雨情况下，南亚高压东部减弱、西部加强，使南亚高压东、西部强度相当(图 4b的1252 dagpm等值线)，与南亚高压东部位势高度负异常相匹配的气旋性环流异常位于中国大陆东南部，华南处于偏西风和西南风异常之间的气流辐散区，这样有利于高层气流辐散，计算表明，华南地区辐散值超过气候平均值的5倍(图 5)。广东持续异常降水过程南亚高压所表现的上述异常特征与两者在年际尺度上的变化关系非常一致，已有研究(Wei et al，2014)表明，南亚高压东部减弱、西部加强，对应着南亚高压的西移，能导致华南多雨。

图 4 200 hPa位势高度(等值线，单位：dagpm)和风场 (矢线)(a．6月气候平均，b．持续性暴雨过程，c．持续 性暴雨过程距平;黄色和紫色区分别为位势高度正、 负距平达到0.05显著性检验)Fig. 4 Composite geopotential height (contour, dagp- m) and wind (vector) at 200 hPa (a. climatology in June, b. sustained torrential rain, c. anomaly of sustained torrential rain; yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly of geopotential height that is significant at the 0.05 confidence level)

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图 5 持续性暴雨过程200 hPa散度距平 (色阶，单 位：10-6 s-1)及其与气候平均值的比值(等值线)Fig. 5 Composite anomalous divergence (color, 10-6s-1) and its ratio to climatology (contour) at 200 hPa for the sustained rain events

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持续性暴雨过程对流层中(500 hPa)、低层(850 hPa)位势高度异常在热带外地区与高层(200 hPa)基本相似(图 6)，当然，随高度的降低位势高度异常幅度减小，可见热带外地区位势高度异常具有正压性。对流层中层500 hPa中高纬度地区的“+、-、+”异常与高层200 hPa类似，主要加强长波槽脊，使西风带环流经向度增大。而中低层中国大陆东南部的位势高度负异常则反映该地区西风槽活跃，气旋性涡度加大，为暴雨提供了有利的动力条件。此外，中、低层还反映了西太平洋副热带高压的异常变化：南海—西太平洋区域为显著正异常，说明西太平洋副热带高压偏强、西脊点偏西，特别是低层副热带高压这种变化更明显。6月副热带高压的这种异常变化对华南持续性暴雨形成具有多方面作用:(1)将源于热带西太平洋的水汽随副热带高压边缘气流经中国南海地区向华南输送，研究(林爱兰等，2014)表明，这支水汽输送异常增强对广东持续性暴雨非常重要；(2)副热带高压的加强也增大了西太平洋与华南的气压梯度力，加大华南地区气旋性涡度，从而促进动力上升的增强；(3)在一定程度上对东移系统起阻挡作用，使暴雨过程持续。而单日暴雨的西太平洋副热带高压并没有上述变化特征。

图 6 持续性暴雨过程500 hPa(a)和850 hPa(b)位势高度距平 (等值线，单位：dagpm; 黄色和紫色区分别为位势高度正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 6 Composite anomalous geopotential height (contour, dagpm) at 500 hPa (a) and 850 hPa (b) (yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly of geopotential height that is significant at the 0.05 confidence level)

图选项

持续性暴雨过程的低层(850 hPa)距平风场(图 7a)也存在经向波列，但与高层波列(图 3a)相比，正、负异常中心有随高度向北倾斜的趋势，而且，低层波列在中高纬度地区异常较弱，主要异常出现在30°N以南低纬度地区，即中国南海中南部东风异常、南海北部至华南沿海西风异常以及江淮地区东风异常，其中，中国南海北部至华南沿海西风异常直接为华南提供输送水汽。中国东南部地区(20°—30°N，105°—120°E)存在明显的气旋性环流异常，与高层相比，低层气旋性环流空间尺度较小。广东基本上处于低层气旋性环流异常中心，同时又处于高层气旋性环流中心南侧的偏西风和西南风异常之间的气流辐散区，形成了低层辐合高层辐散的有利条件。从垂直经圈环流来看，持续性暴雨过程除了华南区域存在明显的上升运动加强外，南海区域还表现出明显的下沉异常，从而形成了有利于华南地区动力上升条件维持的局地经圈环流异常(图 7b)。

图 7 (a)持续性暴雨过程850 hPa风距平(矢线)和纬向风距平(等值线，单位：m/s；黄色和紫色区分别为纬向风正、负距平达 到0.05显著性检验)，(b)沿115°E垂直经圈环流(流线)和上升速度(等值线，单位：-0.1 Pa/s； 黄色和紫色区为垂直速度正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 7 (a) Composite anomalous wind (vector) and zonal wind (contour, m/s) at 850 hPa for the sustained torrential rain (yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly of zonal wind that is significant at the 0.05 confidence level), and (b) composite anomalous vertical meridional circulation (streamline) and vertical wind speed (contour, -0.1 Pa/s) along 115°E for the sustained torrential rain (yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly of vertical wind speed that is significant at the 0.05 confidence level)

图选项

那么，广东单日暴雨的环流异常与持续性暴雨有何异同？从对流层各层位势高度来看(图 8)，反映中高纬度地区环流经向度增大、长波槽脊加强的“-、+、-”异常基本上没有达到显著性检验，南亚高压变化不明显，中低层南海—西太平洋区域为负异常，说明副热带高压偏弱、西脊点偏东，但变化没有达到显著性检验。而华南区域中低层位势高度为显著负异常，这一点与持续性过程一致，说明单日暴雨也需要西风槽配合。

图 8 单日暴雨合成的位势高度距平场 (等值线，单位： dagpm; a. 200 hPa, b. 500 hPa, c. 850 hPa； 黄色和紫色区 分别为位势高度正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 8 Composite anomalous geopotential height (contour, dagpm) for the single day torrential rain (a. 200 hPa, b. 500 hPa, c. 850 hPa; yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly that is significant at the 0.05 confidence level)

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单日暴雨低层风场的经向波列明显退缩(图 9a)，只在中国南海北部存在显著偏西风异常，中国南海北部偏西风异常与江南至华南地区的偏北风异常构成气旋性环流，但与持续性暴雨过程相比，该气旋性环流偏弱小、中心偏南。可见，广东单日暴雨水汽输送异常主要来源于其西南侧，由于副热带高压没有加强西伸，源自热带西太平洋的水汽没有加强向华南输送。从单日暴雨的垂直经圈环流来看(图 9b)，华南地区上升运动明显增强，但强度比持续性暴雨过程弱，而且中国南海地区下沉异常不显著。

图 9 (a)单日暴雨过程850 hPa风距平(矢线)和纬向风距平(等值线，单位：m/s)，(b)沿115°E垂 直经圈环流(流线)和上升速度(等值线，单位：-0.1 Pa/s；黄色和紫色区分别为(a)纬向风 或(b)上升速度正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 9 (a) Composite anomalous wind (vector) and zonal wind (contour, m/s) at 850 hPa for the single day torrential rain (yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly of zonal wind that is significant at the 0.05 confidence level), and (b) composite anomalous vertical meridional circulation (streamline) and vertical wind speed (contour, -0.1 Pa/s) along 115°E for the single day torrential rain (yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly of vertical wind speed that is significant at the 0.05 confidence level)

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以上分析表明，在亚洲地区高层风场存在经向波列情况下，对流层高、中、低层大气环流相应产生一系列的异常变化：在中高纬度地区，对流层大气中高层西风带环流经向度增大、槽脊发展增强，这种环流形势有利于华南不断受冷空气和高空槽影响；在中低纬度地区，华南上空200 hPa处于偏西风和西南风异常之间的气流辐散区，有利于高层辐散，中层500 hPa槽活跃，并且，中低层西太平洋副热带高压偏强、西脊点偏西；在垂直经圈环流剖面上，形成华南上升、中国南海下沉的局地经圈环流异常。这些环流异常变化为广东持续性暴雨提供了持续有利的动力和水汽条件，其中，中高层西风带长波槽、脊的稳定维持以及中低层西太平洋副热带高压的偏强、偏西是过程持续的重要环流背景。而在高层风场经向波列不明显的情况下，当500 hPa华南地区有西风槽活动、850 hPa中国南海北部西风偏强，广东局地动力上升条件和水汽输送条件达到一定程度，则可出现单日甚至2 d的暴雨，但由于环流异常得不到维持，无法产生持续3 d以上的连续暴雨过程。因此，可以说高层风场经向波列对广东持续性暴雨具有重要作用。

东亚-太平洋(EAP)遥相关型(Huang et al，1987；Nitta，1987)是北半球夏季主要年际变化异常遥相关经向波列，根据夏季东亚-太平洋波列异常中心定义的东亚夏季风强度EAP指数，能很好地反映东亚尤其是江淮流域夏季降水、气温的年际变率(Huang，2004)。正是由于东亚-太平洋遥相关将东亚夏季风系统中西北太平洋季风槽、副热带高压、梅雨槽和鄂霍次克海高压的变化紧密地联系起来，因此，长江中下游的降水异常(林建等，1999；Hsu et al，2007；丁一汇等，2008)、台风在中国的登陆地点(黄荣辉等，2010)均与之密切相关，东亚-太平洋遥相关型对华南前汛期6月降水异常也有一定的影响(陈锐丹等，2012)。而东亚副热带地区的降水异常反过来对东亚-太平洋遥相关型也有维持作用(Lu et al，2009)。以上文献基本上是针对季节或月平均的年际变化研究，关于东亚-太平洋遥相关型对次季节尺度降水特别是持续性异常降水是否存在影响，现有研究较少涉及。

文中从广东降水异常的角度，揭示了与6月广东持续性暴雨相关的经向波列，波列在对流层高层表现得最明显，200 hPa纬向风波列的经向南北跨度最长最完整，从赤道至极区共有8个正、负中心(图 3a)。在500 hPa位势高度场上，则表现为从热带至中高纬度的三极中心分布(图 6a)，这与已有文献(Huang et al，1987；Huang，2004；陈锐丹等，2012)通常用500 hPa位势高度反映的东亚-太平洋遥相关型相似，但文中三极中心位置略偏南。这可能与时间尺度不同有关，过去揭示的是反映年际变化的遥相关型，而文中则是季节以下时间尺度的。从对流层低层850 hPa纬向风来看，中低纬度地区的三极中心较为明显(图 7a)，这与夏季逐候850 hPa纬向风经验正交函数(EOF)分析的第2模态接近(吴捷等，2013)，此模态与第1模态正交，并与第1模态共同表征了东亚地区经向波列的移动。

从持续性暴雨过程向外长波辐射(OLR)距平分布(图 10)可以看出，中国南海及菲律宾区域向外长波辐射为显著的正距平异常，说明与广东持续性暴雨相关的异常波列可能受该区热带对流活动的影响。从中国东部降水分布(图 11)来看，在广东持续性暴雨(持续性无雨)期间，江淮流域降水为负(正)异常，说明在过程尺度上华南降水与江淮流域存在反相变化特征，这与东亚-太平洋遥相关型所对应的中国东部夏季降水异常型相当一致。已有研究(Huang et al，1987，1992;Huang，1992；陆日宇等，1998)认为，东亚-太平洋遥相关型的形成与西太平洋暖池对流活动异常有关。宗海锋等(2008)指出，前期热带太平洋海温异常影响夏季东亚-太平洋遥相关型的形成和发展。这些研究基本上都针对季节或月平均东亚-太平洋遥相关型的年际变化问题。最近，吴捷等(2013)研究了季节内尺度东亚-太平洋型发展维持机制，认为有两方面原因：(1)菲律宾暖水上空的对流与低层环流存在正反馈，(2)由于海陆热力差异导致暖大陆与冷海洋存在特殊的纬向温度梯度和北风垂直切变，使东亚-太平洋型能从平均有效位能中获得能量。分别对华南前汛期(施宁等，2008)、梅雨期(布和朝鲁等，2008)以及盛夏(施宁等，2009)的东亚-太平洋遥相关事件进行分析认为，在对流层中上层，波列异常中心的形成均与源自上游欧亚大陆的罗斯贝波能量频散有关。

图 10 持续性暴雨过程850 hPa风距平(矢线)和向外长波辐射距平 (等值线， 单位：W/m2，黄色和紫色区分别为向外长波辐射正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 10 Composite anomalous wind at 850 hPa (vector, m/s) and the outgoing long wave radiation (W/m2) for the sustained torrential rain (yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly of outgoing long wave radiation that is significant at the 0.05 confidence level)

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图 11 持续性暴雨(a)和持续性无雨(b)过程中国东部降水距平百分率分布 (等值线，单位：%，红色和紫色区分别为降水正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 11 Composite distributions of precipitation anomaly percentage (%) over eastern China for the sustained torrential rain (a) and sustained non-rain (b) (red and purple color denote respectively the positive and negative anomaly that is significant at the 0.05 confidence level)

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为了进一步了解与广东6月持续性降水异常相关的经向波列的形成特征，下面对降水异常各阶段的环流异常分别进行合成分析。挑选出同一年6月出现持续性暴雨和持续无雨的个例，33年中共有18年的6月既出现持续性暴雨又出现持续无雨的情况。将持续性暴雨(持续无雨)阶段称为峰值(谷值)阶段，从前期持续无雨(持续暴雨)转为后期持续性暴雨(持续无雨)的中间阶段定义为发展阶段(衰减阶段)。图 12为对流层高层纬向风在发展、峰值、衰减、谷值4个阶段的合成分布，为统一起见，各个阶段每个样本都取3 d用于合成。在发展阶段(图 12a)，从高纬度至低纬度地区已经形成“+、-、+、-”的经向波列，华南沿海至南海北部为负异常中心，此时东北亚60°N以北的正异常中心较弱，但其西侧在乌拉尔山以东存在另一正异常中心。在峰值阶段(图 12b)，经向波列的异常中心比发展阶段整体有所南移，原在华南沿海至南海北部的负异常中心向南移动至南海中部并向西扩展，华南至长江流域转为正异常中心，高纬度地区由于乌拉尔山以东正异常中心的东移并入，东北亚正异常中心明显增强，同时在乌拉尔山以西地区又出现另一正异常中心。在衰减阶段(图 12c)，东亚异常中心比前两阶段整体有所减弱，正、负异常空间尺度缩小，原在峰值阶段控制华南至长江流域的正异常向南收缩，南海中部负异常明显减弱，达不到显著性检验。此外，上一阶段在东亚40°N附近的负异常中心减弱缩小，同时在贝加尔湖地区又有负异常中心发展。在谷值阶段(图 12d)，伴随着高纬度正异常和贝加尔湖地区负异常中心的东南移，东亚经向波列的异常中心重新加强，此时正、负异常中心符号基本上与峰值阶段相反，华南至长江流域转为负异常中心。

图 12 各阶段200 hPa纬向风距平合成场(单位：m/s) (a.发展阶段， b. 峰值阶段， c. 衰减阶段， d. 谷值阶段； 黄色和紫色区分别为正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 12 Composite anomalous zonal wind (unit:m/s) at 200 hPa (a. developing stage, b. peak stage, c. decaying stage, d. valley stage； yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly that is significant at the 0.05 confidence level)

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从以上各阶段对比分析来看，对流层高层纬向风经向波列的异常中心可能来源于中高纬度西风带罗斯贝波的向东传播，波动移至东亚地区后有所增强并转为向南传播，从而形成了异常中心的经向分布。高层与中层位势高度与高层纬向风类似，位势高度异常中心在中高纬度地区由西向东传播，至东亚地区有所停滞和加强，之后转为向南传播。为节省篇幅这里仅给出500 hPa位势高度场(图 13)，与纬向风所不同的是，位势高度场异常中心表现出明显的北强南弱的特点，以峰值阶段为例，鄂霍次克高压异常中心达到5 dagpm，中低纬度低压异常只有1 dagpm，而南海地区的正异常则达不到1 dagpm。这一方面是由于热带地区位势高度变化不大，另一方面也说明异常来源于中高纬度地区，向南传播过程有一定的衰减。施宁等(2008)针对华南前汛期的东亚-太平洋遥相关型事件分析表明，在对流层中上层东亚-太平洋遥相关型事件的3 个异常中心之间，罗斯贝波能量从高纬度向中纬度和副热带地区频散。可见无论是位相传播还是能量频散，都说明对流层中高层中高纬度西风带罗斯贝波可能存在一定的作用。

图 13 各阶段500 hPa位势高度距平合成场(单位：dagpm) (a．发展阶段， b．峰值阶段， c．衰减阶段， d．谷值阶段； 黄色和紫色区分别为正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 13 Composite anomalous geopotential height (unit: dagpm) at 500 hPa (a. developing stage, b. peak stage, c. decaying stage, d. valley stage; yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly that is significant at the 0.05 confidence level)

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对流层低层纬向风异常中心的演变特征(图 14)则与高层明显不同。在发展阶段(图 14a)，西北太平洋存在“负—正—负”的西北—东南走向带状异常分布，北侧两条异常带西端靠近东亚沿岸，南侧负异常带显著区仍在150°E以东。在赤道西太平洋也有显著异常区，但该异常区与上述异常带在空间上没有连接起来。在峰值阶段(图 14b)，西北太平洋异常区向西移至东亚地区，赤道西太平洋负异常向西北移到南海中南部地区，东亚至南海及周边地区形成经向“负—正—负”异常波列。可以说经向波列北侧的正、负两个异常中心来源于西北太平洋，而南侧的负异常中心则是西北太平洋和赤道太平洋两个负异常区在南海地区汇合。随后异常中心向北移动，同时北侧正、负两个异常中心逐渐减弱，尤其是北侧负异常中心减弱更明显(图 14c、d)，而南侧的负异常中心却明显增强。至谷值阶段，南侧负异常中心覆盖了华南沿海、中国南海大部分地区以及中南半岛和孟加拉湾北部(图 14d)。对比峰值和谷值阶段可以看出，就中国南海北部及华南沿海来讲，在峰值和谷值纬向风基本上是正负相反，这是广东6月持续性暴雨和持续性无雨的差异，但从整个波列来看两者并非简单的反位相，峰值和谷值阶段都基本上表现为“负—正—负”异常分布，然而3个异常中心的强度和空间尺度两个阶段明显不同，在峰值阶段，3个异常中心的强度和南北跨度比较接近，只是中间正异常中心(华南至南海北部)略强，而在谷值阶段，从南到北异常中心依次减弱、缩小。后期异常中心这种强弱分布与中高层由北向南减弱的分布相反，这应该与波的异常来源和传播特征有关，对流层低层异常中心在峰值阶段之后转为向北传播过程中主要受热带影响，因此南侧异常中心最强。

图 14 各阶段850 hPa风距平(矢线)和纬向风距平(等值线，单位：m/s) (a．发展阶段， b．峰值阶段， c．衰减阶段， d．谷值阶段； 黄色和紫色区分别为纬向风正、负距平达到0.05显著性检验)Fig. 14 Composite anomalous wind (vector) and zonal wind (contour, m/s) at 850 hPa (a. developing stage, b. peak stage, c. decaying stage, d. valley stage; yellow and purple color denote respectively the positive and negative anomaly of zonal wind that is significant at the 0.05 confidence level)

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对流层低层850 hPa风场与水汽输送紧密联系，从图 14可以看出，来源于不同方向的气流在广东的汇合情况也随降水的各个阶段而发生变化。在峰值阶段，伴随着纬向风的经向“负—正—负”异常波列，来源于印度季风区和孟加拉湾北部的偏西气流明显加强，南侧的负异常即东风异常使来源于西太平洋的暖湿气流经南海部分转向华南沿海地区(图 14b)，从而为持续性暴雨提供了丰富的水汽来源。而在谷值阶段，印度季风区与孟加拉湾北部以及中国南海北部一带转为东风异常(图 14d)，无论是来源于西侧孟加拉湾还是东南侧西太平洋的水汽输送都减弱，因此广东转为无雨阶段。Zhang(2001)从年际变化时间尺度研究认为，夏季偏强(弱)的印度季风水汽输送与长江中下游降水偏少(偏多)相对应，本文从过程尺度分析表明，江淮流域降水与华南沿海趋势相反(图 11)，可见无论是年际尺度还是次季节尺度，印度和孟加拉湾北部水汽输送强度与江淮流域降水之间都存在反相关的对应关系。

广东6月是全年12个月中日平均降水量和日降水标准差同时最高的月份，也是持续性暴雨出现较多的月份，从6月日降水异常(暴雨和无雨)的对流层高层风场异常特征出发，分析了持续性暴雨(持续无雨)与经向波列的联系，并初步探讨了波列的成因，主要得到以下结论：

(1)广东6月持续性暴雨、持续性无雨过程与200 hPa风场经向波列密切联系，其中，持续性暴雨过程波列更完整，非持续性暴雨(无雨)则波列不显著。同处于前汛期的4、5月，无论是持续性暴雨还是持续性无雨，都没有出现上述波列。

(2)经向波列通过对流层高、中、低层大气环流异常影响广东持续性暴雨。在高层风场存在经向波列情况下，第1，对流层中高层大气西风带环流经向度加大、槽脊发展加强，中高纬度这种持续稳定的环流形势，有利于华南不断受冷空气和高空槽影响；第2，在高层200 hPa华南处于偏西风和西南风异常之间的气流辐散区，有利于高层辐散；第3，500 hPa华南西风槽活跃，并且西太平洋副热带高压偏强、西脊点偏西；第4，850 hPa来源于印度和孟加拉湾北部以及热带太平洋的水汽输送明显加强；第5，在垂直经圈环流剖面上，形成华南上升、南海下沉的局地经圈环流异常。上述几点一方面为持续性暴雨过程提供了有利的持续稳定的环流背景，另一方面也直接提供了暴雨区所需的动力和水汽条件。

(3)在没有经向波列的情况下，没有建立起中高纬度有利于暴雨发生的持续稳定的环流形势，西太平洋副热带高压西脊点偏东，没有形成华南—中国南海经圈环流异常，当500 hPa华南地区有西风槽活动、850 hPa南海北部西风偏强，广东局地动力上升条件和水汽输送条件达到一定程度，则只能出现非持续性暴雨。因此经向波列也可作为区分持续暴雨与非持续暴雨的参考信息。

(4) 与广东降水持续性异常相关的经向波列成因复杂，初步探讨认为，在对流层中高层主要来源于中高纬度西风带罗斯贝波的向东传播，至东亚地区转为向南传播；在对流层低层，经向波列中北部的正、负两个异常中心首先来源于西北太平洋异常的向西移动，而南部的负异常中心则是西北太平洋低纬度地区负异常的向西移动和赤道太平洋负异常区的向西北移动并在南海地区汇合的结果，在持续性暴雨发生(峰值阶段)之后，由于受热带对流异常影响各异常中心转为向北传播。可见波列上各异常中心是中高纬度罗斯贝波、热带对流以及中低纬度太平洋地区大气异常等多方面因素共同作用而形成的。

当然，传统的东亚-太平洋波列主要发生在低层，主要反映热带对流活动对中高纬度地区的影响，而与广东降水持续异常相关的经向波列却在高层更显著，从异常中心在对流层垂直方向上具有正压性(图 4c、图 6)这一点来看，也有可能高层波列是对中低层波列的响应，这有待于进一步的研究确认。因此，文中从区域降水异常角度所得到的经向波列，与过去从环流本身异常所揭示的东亚-太平洋大气遥相关波列有何联系？与广东持续性暴雨相关的经向波列的形成机制是什么？该波列对持续性暴雨过程有多大的预报指示作用？这些问题需要进一步研究。