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  应用气象学报  2006, 17 (4): 394-402   PDF    
引用本文
何敏, 孙林海, 艾秀. 南半球环流异常与我国夏季旱涝分布关系及其影响机制[J]. 应用气象学报, 2006, 17(4): 394-402.
He Min, Sun Linhai, Ai Wanxiu. The Relationship and Influence Mechanism Between Circulation Anomaly in Southern Hemisphere and Summer Precipitation Distribution in China[J]. Journal of Applied Meteorological Science, 2006, 17(4): 394-402  
南半球环流异常与我国夏季旱涝分布关系及其影响机制
何敏1, 孙林海1,2, 艾秀1     
1. 国家气候中心 中国气象局气候研究开放实验室, 北京 100081;
2. 北京大学物理学院大气科学系, 北京 100871
2005-06-06 收到, 2006-02-17 收到修改稿.
摘要: 利用1951—2000年NCEP/NCAR风场和高度场再分析资料及全国160站降水量资料, 采用奇异值分解、相关和合成分析方法, 研究6—8月南半球500 hPa高度、高低层纬向风距平差异常 (Δu850-Δu200) 与我国夏季旱涝分布的关系及其影响机制。结果表明:当500 hPa澳大利亚高压脊偏强及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差为负值时, 来自南半球冷空气活动偏弱, 有利于西北太平洋副热带高压位置偏南, 热带季风偏弱, 我国夏季雨带偏南。反之, 当澳大利亚高压脊偏弱及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差为正值时, 我国北方降水偏多。同时, 定义了澳大利亚冬季风指数, 指出澳大利亚冬季风强年和弱年影响我国夏季旱涝分布异常的水汽输送型式不同。
关键词: 南半球环流    夏季降水    奇异值分解    
The Relationship and Influence Mechanism Between Circulation Anomaly in Southern Hemisphere and Summer Precipitation Distribution in China
He Min1, Sun Linhai1,2, Ai Wanxiu1     
1. Laboratory for Climate Studies, National Climate Center, Beijing 100081;
2. Department of Atmospheric Sciences, School of Physics, Peking University, Beijing 100871
Abstract: To introduce signal on southern hemisphere circulation anomaly for diagnose and forecast of precipitation trend during flood season, the relationship between southern hemisphere circulation anomalies and its influence mechanism on summer precipitation distribution patterns in China is studied using SVD (Singular Value Decomposition), correlation and analogue methods. Also, the 500 hPa height field and zonal wind shear anomaly from high-level to low-level troposphere (Δu850-Δu200) in southern hemisphere, and summer precipitation distribution patterns in China are analyzed. Results show that:① When the ridge of Australian high is stronger and zonal wind shear anomaly in the southwest Pacific tropical region is negative, the cold air that comes from the southern hemisphere is weaker. It should be beneficial to the stronger subtropical monsoon and weaker tropical monsoon. And the northwest Pacific subtropical ridge shifts southward, and summer precipitation over the Yangtze River and south of the Yangtze River should be above normal. The rainbelt is located in southern China. On the other hand, when the ridge of Australian high is weaker, the zonal wind shear in southwest Pacific tropical region is positive anomaly, more precipitation appears in northern China. ② The possible mechanism for the influence of circulation anomaly in southern hemisphere on the summer precipitation distribution patterns in China is as follows:there is a close relationship between the anomaly of circulation and cold air activity in southern hemisphere and the monsoon circulation system activity in East Asia. It may also influence positions of the Northwest Pacific subtropical ridge and the rainbelt in China. ③ Furthermore, Australian winter monsoon index is defined. It indicates the circulation anomaly and the intensity of cold air activity in southern hemisphere troposphere. When Australia winter monsoon index is negative, precipitation is richer over the Yangtze River and the north part in the south of the Yangtze River in summer, and less than normal in Northern China. ④ The differences in the origin and intensity of water vapor transfer between strong and weak Australia winter monsoon years may cause the difference of the summer precipitation patterns in China. In weaker Australia winter monsoon year, water vapor is mainly transferred from the Pacific and reaches lower latitudes, and the main rainbelt is over the Yangtze River and south of the Yangtze River. In stronger Australia winter monsoon year, water vapor is mainly transferred from the India Ocean and the South China Sea and reaches high latitudes, and the main rainbelt is in Northern China.
Key words: southern hemisphere circulation     summer precipitation in China     SVD    
引言

关于南半球大气环流对北半球天气和气候影响的研究, 李宪之[1]提出冬半球冷空气活动对另一半球的影响, 即北半球冬季寒潮可以越过赤道影响到南半球的气候, 而南半球冬季的大气环流也可以通过越赤道气流影响印度季风、南海季风和我国夏季旱涝分布。陶诗言等[2]研究发现, 在东亚低纬度盛行经向环流期间, 南半球也盛行经向环流, 并且在澳洲附近从南半球向北半球的质量输送最强烈; 反之, 澳洲附近的冷空气活动不显著, 越赤道向北的质量输送也较弱。Pedelaborde[3]指出, 中国夏季风来自于澳大利亚高压, 印度洋夏季风来自于南印度洋。Tao等在1987年也进一步证实了这一观点[4]。也有一些关于南半球环流异常对我国夏季旱涝分布的影响研究, 如施能等[5]研究了澳大利亚高压和马斯克林高压的气候特征及其对我国东部夏季降水的影响, 发现二者在我国夏季6—7月份降水中有重要作用。薛峰等[6]研究了马斯克林高压与澳大利亚高压的年际变化及其对东亚夏季风降水的影响, 指出当北半球从春季到夏季马斯克林高压偏强时, 我国长江流域至日本一带多雨, 澳大利亚高压增强时, 华南多雨。上述研究大多侧重南半球对流层下部环流异常对北半球副热带高压、季风环流和降水的影响。

在短期气候诊断和预测业务中, 西太平洋副热带高压、东亚阻塞高压、ENSO事件等北半球大气环流及下垫面异常, 是影响我国夏季旱涝分布重点考虑的预测因素。但大气运动是全球性的, 南半球环流异常必然会影响我国夏季旱涝分布, 并且不同年份, 影响降水的主导因子不同。但目前在汛期旱涝预测业务中仍未考虑南半球环流异常的影响, 为此, 本文将研究南半球对流层上、中、下部环流异常对我国夏季旱涝分布的综合影响及其可能途径, 分析对流层上、下部200 hPa和850 hPa纬向风距平差, 讨论对流层中部500 hPa高度的异常变化。此研究结果可以作为汛期旱涝分布成因诊断和预测因子的补充。

1 资料及方法

本文利用NCEP/NCAR全球200 hPa, 850 hPa风场和500 hPa高度场月平均再分析资料 (水平分辨率为2.5°×2.5°), 国家气候中心160站降水量资料 (1951—2000年), 对原始场进行奇异值分解, 结合相关和合成分析方法, 研究南半球500 hPa高度场、高低层纬向风距平差异常与我国夏季旱涝分布的关系, 并探讨南半球环流异常影响我国夏季降水的可能途径。

2 南半球环流异常与我国夏季旱涝分布的关系

6—8月全球500 hPa高度场和高低层纬向风距平差 (Δu850-Δu200) 与降水场的奇异值分解和相关分析表明, 南半球环流与我国夏季降水高相关区域位于大洋洲地区, 主要表现为澳大利亚地区的500 hPa高度和西南太平洋热带地区的高低层纬向风距平差异常, 以下着重对这两地区的环流进行讨论。

2.1 澳大利亚地区500 hPa高度场

文献[7]讨论了北半球夏季500 hPa高度场与降水场的耦合关系:指出高相关区大多位于大气活动中心。当东亚出现阻塞形势, 西太平洋副热带高压偏南偏强, 中高纬盛行经向环流时, 主要雨带偏南, 长江流域易发生洪涝。那么南半球冬季500 hPa高度场与我国夏季降水是否有关, 又是通过什么途径影响北半球环流及我国夏季旱涝分布的?

图 1为6—8月全球500 hPa高度场与降水场奇异值分解第一模态左、右奇异向量场, 它占了总解释方差的42%。由图 1a可知, 在东半球, 热带、副热带地区 (包括南半球澳大利亚附近地区) 以及亚洲巴尔喀什湖-贝加尔湖地区为正值区; 其南北的高纬地区为负值区, 在朝鲜半岛至日本海附近, 还有一个范围较小的负值中心。在图 1b上, 长江中下游至江南北部与其南北, 分布型符号相反。因此第一模态的空间特征场清楚地显示了与长江流域夏季降水关系密切的500 hPa环流系统, 即在平均状况下, 除了北半球东亚阻塞高压、西北太平洋副热带高压外, 南半球澳大利亚附近500 hPa高度场与长江流域夏季降水存在同位相的空间分布型。表明南半球冬季澳大利亚高度场的高低, 即高压脊强弱, 也是影响我国夏季旱涝分布不可忽视的重要因素之一。

图 1. 6—8月500 hPa高度场与降水场奇异值分解 (a) 第一模态左奇异向量场, (b) 第一模态右奇异向量场

2.2 西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差

文献[8]通过奇异值分解方法, 分析了6—8月850 hPa和200 hPa纬向风距平差场与我国夏季降水异常的关系。指出在第一模态的左奇异向量场上, 从南半球澳大利亚至北半球东亚地区为正负相间的空间分布型, 太平洋热带地区为东西相反的空间分布, 第一模态右奇异向量在长江流域呈现了与华北至西北东部、华南相反的分布型 (图略)。表示6—8月高低层纬向风距平差与我国夏季降水也有密切的联系。

在6—8月高低层纬向风距平差场 (Δu850-Δu200) 与长江中下游降水指数相关图上 (图 2), 热带太平洋地区东部为正相关区, 中心在赤道东太平洋; 西部为负相关区, 两个负中心分别位于赤道两侧, 一个在南海南部, 另一个在南半球澳大利亚东北的西南太平洋热带地区 (以下简称西南太平洋热带地区)。正负中心相关系数绝对值超过0.44, 达到了0.001显著性水平。当赤道东太平洋 (Δu850-Δu200) 为正值, 南海南部和西南太平洋热带地区 (Δu850-Δu200) 为负值时, 有利于长江流域降水偏多。文献[9]指出, 南海至菲律宾地区、赤道中东太平洋地区高低层纬向风距平差异常, 分别反映南海夏季风及沃克环流的强弱, 它们的异常对我国夏季旱涝分布可以产生重要的影响。

图 2. 6—8月高低层纬向风垂直切变场与长江流域降水指数相关图 (相关系数×100)

3 南半球环流异常影响我国夏季旱涝分布的可能途径 3.1 澳大利亚高压脊

在通常情况下, 当南半球冬季 (6—8月) 澳大利亚西部120°E附近500 hPa为西南气流时, 来自高纬度对流层中部的气流在向低纬度运动过程中逐渐下沉, 受柯氏力的作用在对流层下部转为东南风。此时澳大利亚北部低层东南风加强, 有利于越赤道气流偏强, 北半球副热带高压脊线位置偏北, 我国夏季雨带位置偏北; 反之, 当冬季南半球澳大利亚附近500 hPa出现西北风异常时, 有利于我国南方夏季多雨。

本研究用南半球20°~40°S, 120°~165°E地区平均的500 hPa高度距平值来表示澳大利亚高压脊的强度。选取6—8月澳大利亚高压脊典型高值年 (1969, 1988, 1993, 1998, 1999, 2002年) 及低值年 (1956, 1963, 1964, 1974, 1981, 1986年) 做环流特征分析 (40°S~40°N, 20°E~180°)。由图 3a可见, 东半球中低纬为正距平, 尤其是澳大利亚附近地区的500 hPa高度偏高, 南半球西风带以纬向环流占优势; 由图 3b可见, 在澳大利亚南部有一反气旋性距平流场, 在120°E以西的南半球中纬度地区为距平槽前脊后的西北气流, 该地区处在距平槽前, 受上升运动所控制。由图 3c可见, 除了斯里兰卡附近有小范围的南风距平以外, 在印度洋的赤道地区, 对流层下部为北风距平。由图 3d可见, 从南半球澳大利亚中部至北半球菲律宾以南为宽阔的东风距平带, 该东风距平气流在南海南部分成两支, 分别折向南北, 向北的一支与我国东部气旋性距平西侧的北风距平在长江流域汇合, 这是有利于长江流域降水偏多的环流条件。

图 3. 澳大利亚高压脊高值年6—8月高度场、流场、风场距平合成图 (a) 500 hPa高度场距平 (单位:dagpm), (b)500 hPa流场距平, (c) 850 hPa经向风距平 (单位:m/s), (d) 850 hPa流场距平

图 4a和图 4b为6—8月澳大利亚高压脊低值年500 hPa高度距平合成图及流场距平合成图。由图 4a可见, 低值年东半球中低纬地区500 hPa高度偏低。由图 4b可见, 在澳大利亚南部有一气旋性距平流场, 120°E以西至100°E的南半球中纬度地区为气旋后部的距平西南风, 图 4c和图 4d为澳大利亚高压脊低值年850 hPa经向风距平合成图和流场距平合成图。由图 4c可见, 60°~100°E的印度洋上有大片南风距平区, 这将有利于苏门答腊以西的印度洋东部越赤道气流偏强。由图 4d可见, 该越赤道距平气流越过赤道后向东并分成两支, 一支继续向东到达菲律宾以东的西北太平洋, 一支经南海到达我国东北。

图 4. 澳大利亚高压脊低值年6—8月高度场、流场、风场距平合成图 (a) 500 hPa高度场距平 (单位:dagpm), (b) 500 hPa流场距平, (c) 850 hPa经向风距平 (单位:m/s), (d) 850 hPa流场距平

因此, 澳大利亚高压脊异常影响我国夏季旱涝分布的可能途经是:在南半球冬季澳大利亚高压脊低值年, 澳大利亚高压脊偏弱, 南半球西风带以经向环流占优势, 澳大利亚西部附近的冷空气活动偏强, 有利于印度洋东部从南半球向北半球的低层越赤道气流加强, 北半球副热带高压位置偏北, 我国夏季雨带位置偏北。反之, 在南半球冬季澳大利亚高压脊高值年, 澳大利亚高压脊偏强, 来自南半球的冷空气活动偏弱, 有利于我国夏季雨带偏南, 长江及江南大部地区降水偏多。也就是说, 澳大利亚高压脊的强弱与南半球冷空气活动、越赤道气流异常相联系, 是影响北半球副热带高压和我国夏季雨带位置的重要因素之一。

3.2 西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差

在6—8月高低层纬向风距平差场与长江中下游降水指数相关图上 (图 2), 110°E~180°区域内, 南半球澳大利亚至东亚地区有正负相间的高相关波列, 对照文献[10]中东亚季风系统示意图可以发现, 该波列的分布分别与东亚季风系统成员:澳大利亚高压、越赤道气流和南海季风槽、西太平洋副热带高压、梅雨锋、西风带系统 (如阻高、冷空气活动) 相对应。这表明南半球澳大利亚至东亚地区, 高低层纬向风距平差影响我国长江流域夏季降水的可能途径是与东亚季风环流系统有紧密联系的:当西太平洋热带地区高低层纬向风距平差为负值时, 该地区850 hPa为偏东风距平, 同时ITCZ和副热带高压位置偏南, 热带季风减弱、副热带季风加强, 梅雨锋偏强, 中高纬冷空气活动偏强, 形成有利于我国夏季长江流域降水偏多的环流形势。那么南半球高低层纬向风距平差异常如何与夏季旱涝分布相联系呢?

用10°~15°S, 125°E~170°W地区平均的850 hPa与200 hPa纬向风距平差值来表示该地区高低层纬向风距平差异常的程度。同样选取6—8月西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差典型高值年 (1951, 1952, 1953, 1956, 1961, 1982年) 及低值年 (1962, 1983, 1987, 1995, 1996, 1998年) 绘制高度场、流场、风场距平合成图 (图略)。对典型年特征分析的结果表明:在6—8月西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差低值年, 东半球中低纬地区500 hPa高度偏高, 澳大利亚高压脊偏强, 澳大利亚西部120°E附近对流层中部槽前脊后为西北风距平; 在850 hPa距平流场上, 澳大利亚附近出现北风距平, 澳大利亚东北部至菲律宾以南为宽阔的距平东风带; 日本以南的西太平洋有庞大的反气旋性距平环流, 其西侧从南海经长江中下游到日本为西南风距平气流。在6—8月西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差高值年, 上述环流将出现相反的异常特征。

因此, 西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差异常影响我国夏季旱涝分布的可能途经是:在西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差负异常年, 来自南半球冷空气活动减弱, 西太平洋热带地区低层东风加强将抑制偏南风北上, 有利于副热带季风加强及热带季风减弱, 西太平洋副热带高压位置偏南, 我国夏季雨带偏南。反之, 在正异常年, 来自南半球的冷空气活动加强, 越赤道气流偏强, 热带印度季风和南海季风偏强, 有利于西太平洋副热带高压位置偏北, 我国夏季雨带位置偏北。这个结果分别与澳大利亚高压脊指数高值、低值年分析基本一致。

综上所述, 南半球大洋洲地区环流异常与南半球冷空气活动及东亚季风环流系统异常紧密联系。当澳大利亚高压脊偏强及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差负异常时, 表示来自南半球冷空气活动减弱, 澳大利亚中部至菲律宾以南地区东风加强, 有利于副热带季风加强及热带季风减弱, 北半球西太平洋副热带高压位置偏南, 我国夏季雨带偏南。反之, 当澳大利亚高压脊偏弱及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差正异常时, 我国夏季北方降水偏多。

4 澳大利亚冬季风及其与我国夏季降水的关系 4.1 澳大利亚冬季风指数的表征方法及夏季降水特征

上述分析表明:澳大利亚附近对流层中部高度场和西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差异常均与南半球冷空气活动的强弱紧密相连, 并由此引起了东亚季风环流和降水的异常。将标准化处理后的西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差和澳大利亚高压脊高度距平的差值, 称为澳大利亚环流指数, 其中6—8月的澳大利亚环流指数定义为澳大利亚冬季风指数, 它表示南半球6—8月对流层高中低层环流异常及冷空气活动的强度, 并以此指数来讨论南半球环流异常对我国夏季降水的影响。图 5为1951— 2002年6—8月澳大利亚冬季风指数与我国夏季降水相关图, 由该图可知, 长江及江南大部地区显著的负相关区信度超过0.001, 黄淮到华北南部为正相关区, 图中加粗线区域内的相关信度超过0.01。这表示当澳大利亚冬季风指数为负值时, 澳大利亚冬季风偏弱, 我国长江及江南北部地区夏季降水偏多, 北方降水偏少。反之, 澳大利亚冬季风指数为正值时, 澳大利亚冬季风偏强, 黄淮和华北南部降水偏多。图 6为1951—2002年夏季长江中下游降水指数与澳大利亚冬季风指数, 两者的相关 (1951—2000年) 系数达到了-0.51, 超过了0.001信度水平。在澳大利亚冬季风指数异常低值年 (1962, 1969, 1983, 1987, 1993, 1995, 1998, 1999年), 我国夏季大多是南方类雨型, 与典型的长江大水年相对应。而高值年 (1953, 1955, 1956, 1961, 1963, 1964, 1981, 1990年) 北方类雨型占绝大多数[11]。同时前期2月和5月的澳大利亚环流指数对6—8月澳大利亚冬季风指数有指示意义, 正相关置信度分别超过了0.01和0.001, 5月澳大利亚环流指数与我国夏季长江中下游降水指数的正相关信度也超过了0.05。因此该指数可以作为诊断和预测夏季旱涝分布的一个南半球环流因子。

图 5. 1951—2002年澳大利亚冬季风指数与我国夏季降水相关图 (相关系数×100)

图 6. 1951—2002年长江中下游夏季降水指数与澳大利亚冬季风指数分布

4.2 南半球冷空气异常对我国夏季降水及水汽输送的影响

我国夏季降水的水汽来源主要来自东亚季风和南亚季风环流的水汽输送, 当季风环流发生异常时, 造成影响我国夏季降水异常的水汽输送产生很大差别。而南半球环流异常, 将导致南半球冷空气活动和东亚季风环流的改变, 也使影响我国夏季降水的水汽输送出现异常。本研究给出澳大利亚冬季风指数低值年和高值年平均的东半球中低纬地区850 hPa水汽输送矢量距平分布图 (图 7a和图 7b) 和我国夏季降水距平百分率分布图 (图 7c和图 7d)。

图 7. 澳大利亚冬季风指数异常年水汽输送及我国夏季降水分布图 (a) 低值年850 hPa水汽输送矢量距平, (b) 高值年850 hPa水汽输送矢量距平, (c) 低值年我国夏季降水距平百分率 (单位:%), (d) 高值年我国夏季降水距平百分率 (单位:%)

水汽输送矢量距平分布由流场异常和水汽异常两部分组成。由图 7a可见, 在澳大利亚冬季风指数低值年, 在西北太平洋副热带地区有一反气旋性距平水汽输送圈, 其南侧的热带太平洋有偏东风异常水汽输送, 并在100°E附近分成南北两支, 向北的一支在南海南部折向东北, 到达淮河流域, 形成我国南方大部地区强大的偏西南风异常水汽输送, 这与图 3d的异常环流分布基本一致。表明在澳大利亚冬季风弱年, 副热带季风偏强, 来自太平洋的异常水汽输送较强, 到达的位置也较南, 形成了有利于长江中下游地区降水偏多 (图 7c) 的异常水汽输送条件。

澳大利亚冬季风指数高值年与低值年的异常水汽输送有很大的不同。由图 7b可见, 从印度洋至南海有偏西风异常水汽输送, 并在华南转成强劲的偏南异常水汽输送直至我国北方, 在华北西部至西北东部有一个辐合的异常水汽输送圈, 这种距平场分布与图 4d基本一致。表明在澳大利亚冬季风强年, 异常水汽输送来自印度洋和南海, 热带季风偏强, 到达的位置较常年偏北, 为我国夏季北方降水偏多 (图 7d) 提供了有利的异常水汽输送条件。

上述讨论表明, 澳大利亚冬季风强、弱年, 异常水汽输送来自不同的源地、强度和到达的位置也不同, 因此澳大利亚冬季风异常是影响我国夏季旱涝分布不同的重要原因之一。

5 小结

1) 6—8月500 hPa高度场、高低层纬向风距平差场与降水场奇异值分解和相关分析表明:澳大利亚附近500 hPa高度场与我国夏季长江及江南北部地区降水存在同位相的空间分布型; 西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差与长江流域降水有显著的负相关。表示当澳大利亚高压脊偏强及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差为负值时, 我国夏季雨带偏南。反之, 我国北方降水偏多。

2) 南半球环流异常影响我国夏季旱涝分布的可能机制是:南半球环流异常与南半球冷空气活动及东亚季风环流系统异常紧密联系。当澳大利亚高压脊偏强及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差为负值时, 来自南半球冷空气活动减弱, 澳大利亚中部至菲律宾以南地区东风加强, 有利于副热带季风加强及热带季风减弱, 西北太平洋副热带高压位置偏南, 我国夏季雨带偏南。反之, 当澳大利亚高压脊偏弱及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差为正值时, 上述环流将出现相反的异常特征, 我国夏季北方降水偏多。

3) 将标准化处理后的6—8月西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差和澳大利亚高压脊高度距平的差值定义为澳大利亚冬季风指数。澳大利亚冬季风指数为负值时, 澳大利亚冬季风偏弱, 我国长江及江南北部地区夏季降水偏多, 北方降水偏少。反之, 澳大利亚冬季风指数为正值时, 澳大利亚冬季风偏强, 黄淮和华北南部降水偏多。该指数可以作为诊断和预测夏季旱涝分布的一个南半球环流因子。

4) 澳大利亚冬季风强、弱年, 异常水汽输送来自不同的源地, 强度和到达的位置也不同。澳大利亚冬季风弱年, 来自太平洋的异常水汽输送较强, 到达的位置也偏南, 形成了有利于我国长江中下游地区降水偏多的异常水汽输送条件; 在澳大利亚冬季风强年, 异常水汽输送来自印度洋和南海, 到达的位置较常年偏北, 为我国夏季北方降水偏多提供了有利的水汽条件。

由于汛期降水异常受大气环流和下垫面等诸多因子的共同影响, 因此在我国夏季区域旱涝的成因分析和预测中必须综合考虑多因子的相互作用。

参考文献
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