林大偉布和朝魯謝作威

1中國科學院大氣物理研究所國際氣候與環(huán)境科學中心，北京1000292中國科學院大學，北京100049

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夏季中國華北與印度降水之間的關聯及其成因分析

林大偉1, 2布和朝魯1謝作威1

1中國科學院大氣物理研究所國際氣候與環(huán)境科學中心，北京100029
2中國科學院大學，北京100049

摘 要本文基于1951～2012年的再分析資料以及站點觀測資料，針對中國華北夏季降水和印度夏季風降水的協同變化（正相關）關系，利用集合經驗模態(tài)分解法（EEMD）對兩個降水序列進行時間尺度分解，并在年際尺度上分別考察了對兩者正相關關系形成的有利和不利環(huán)流形勢。結果表明，印度夏季風降水和華北夏季降水序列的較好正相關關系主要來自周期為2～3年的年際尺度分量，兩者在該時間尺度上的相關系數為0.34，達到99%的信度水平。在年際尺度上，與印度夏季風降水異常有關的對流層中高層環(huán)半球遙相關型（CGT）波列能夠銜接伊朗高原和環(huán)渤海地區(qū)上空的同位相環(huán)流異常（反氣旋式或氣旋式），從而有利于華北夏季降水和印度夏季風降水之間的協同變化。然而，這一協同變化關系并不總是成立。當伊朗高原上空異常中心的位置偏西時，CGT波列無法形成。這時，即使印度夏季風降水出現顯著異常，華北地區(qū)卻易受東亞—太平洋型或西太平洋型遙相關型的影響而其降水形勢可能與印度夏季風降水形勢相反。這些結論有助于進一步理解印度夏季風降水與華北夏季降水的正相關關系，從而對華北夏季降水的預測具有參考意義。

關鍵詞華北夏季降水 印度夏季風 集合經驗模態(tài)分解 遙相關波列

資助項目 國家自然科學基金項目41375064，國家國際科技合作專項項目2011DFG23450

Founded by National Natural Science Foundation of China (Grant 41375064), International S&T Cooperation Program of China (Grant 2011DFG23450)

Relationship between Summer Rainfall over North China and India and Its Genesis Analysis

LIN Dawei1, 2, BUEH Cholaw1, and XIE Zuowei1

1 International Center for Climate and Environment Sciences, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029 2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049

Abstract Based on reanalysis and observational data, the relationship between the summer rainfall over North China and India was analyzed. Using the ensemble empirical mode decomposition (EEMD) method, the two rainfall time series were decomposed into different time scales. For the formation of the positive correlation between them on the interannual scale, this study analyzed the favorable and unfavorable circulation patterns. The results showed that the relatively good correlation between the two rainfall time series was primarily contributed by the interannual scale component of 2–3 a, for which the correlation coefficient was 0.34, exceeding the 99% confidence level. On the interannual scale, anomalous Indian summer monsoon (ISM) rainfall could induce the circumglobal teleconnection (CGT) pattern in the middle and upper troposphere, which would act as a bridge to make the anomalous circulations over the Iranian Plateau and the region around the Bohai Sea (cyclonic or anticyclonic anomaly circulation) to vary in phase, thus causing the summerrainfall anomalies over North China. However, such a relationship does not always hold. The CGT is sometimes absent when the anomalous circulation over the Iranian Plateau associated with the ISM rainfall is mainly situated in the westward position. In this situation, even if there is a significant anomalous ISM rainfall, the summer rainfall over North China is likely to be influenced by the East Asia–Pacific (or West Pacific) teleconnection pattern and is thus out of phase with the ISM rainfall anomaly. These results are helpful in deepening our understanding of the relationship between the summer rainfall over North China and India, thus providing some clues for the prediction of North China summer rainfall.

Keywords North China summer rainfall, Indian summer monsoon, EEMD (Ensemble Empirical Mode Decomposition), Teleconnection pattern

1 引言

華北地區(qū)是我國人口密集、資源豐富、經濟發(fā)達的地區(qū)之一，也是我國水資源十分貧乏的地區(qū)之一，特別是自20世紀60年代中期以來華北降水呈現出減少的趨勢。水資源的缺乏嚴重妨礙到華北地區(qū)的生產生活。為了解決華北地區(qū)的水資源缺乏問題，國家實施了南水北調工程（黃榮輝等，1999；葉篤正，1996）。

華北夏季降水具有明顯的年代際變化特征，20世紀60年代中期以后華北降水明顯減少，而90年代之后又有所增加（黃榮輝等，1999；張慶云，1999；丁一匯等，2013；王會軍和范可，2013）。同時，華北夏季降水又有明顯的年際變化特征，當年際和年代際變化處于同位相時，就有可能造成華北夏季的干旱或洪澇災害。郝立生和丁一匯（2012）指出，影響華北地區(qū)降水變化的因子非常復雜，主要包括海溫異常、季風變化、副高異常、積雪及海冰變化等。Wu et al.（2009）指出，春季北冰洋及格陵蘭海的海冰密集度減少（增加）對應著東北和華中地區(qū)夏季降水增多（減少）以及華南和華北地區(qū)夏季降水減少（增多）。Wu et al.（2013）進一步指出，冬季格陵蘭島以西海冰變化可能是歐亞大陸北部夏季環(huán)流和降水變化的前兆信號。陳文等（2006）指出當熱帶太平洋出現El Ni?o事件時，華北地區(qū)和東北南部夏季降水往往較少；反之，熱帶太平洋出現La Ni?a事件時，該地區(qū)夏季降水往往較多。他們還指出了華北夏季降水變化與印度洋和大西洋海溫年代際變化的耦合關系。黃剛和周文（2006）基于500 hPa高度場、海溫場以及海平面氣壓場的前兩個主分量，提出了氣候場的主分量回歸模型，該模型對華北夏季降水具有一定的預報效果。陸日宇（2002）、何立富等（2005）以及張慶云（1999）以及分別用5年、7年和10年滑動平均方法來表征華北夏季降水的年代際變化，并討論了華北夏季降水的變化特征及相應的環(huán)流特征。但是，滑動平均方法無疑存在一定的主觀性。

華北地區(qū)夏季降水與東亞夏季風變化關系較好，夏季風強（弱）時華北容易出現洪澇（干旱）（黃剛和周文，2006；郝立生和丁一匯，2012）。印度夏季風和東亞夏季風是亞洲夏季風的兩個子系統(tǒng)，兩者既相互緊密聯系，又有其相對獨立性（陶詩言等，1988）。許多研究指出，印度夏季風降水量與華北夏季降水量有較好的正相關關系，這對我國汛期降水預測有重要參考價值（郭其蘊和王繼琴，1988；郭其蘊，1992；Kripalani and Singh, 1993；Kripalani and Kulkarni, 1997, 2001；Ding and Wang, 2005；劉蕓蕓和丁一匯，2008）。研究表明，印度夏季風降水與亞洲地區(qū)夏季降水的相關分布中存在從印度經青藏高原到華北的正、負、正的遙相關關系，但這種遙相關關系不穩(wěn)定，不同年代際時段這一遙相關關系不盡相同（郭其蘊，1992；王紹武和黃建斌，2006；劉蕓蕓和丁一匯，2008）。由于這種遙相關關系對華北汛期降水預測有重要參考意義，分析該遙相關關系的成因顯得非常重要。研究發(fā)現，這種遙相關關系的不穩(wěn)定性與亞洲夏季風強弱、中高緯環(huán)流異常以及ENSO等有密切聯系（郭其蘊，1992；張人禾，1999；王紹武和黃建斌，2006）。劉蕓蕓和丁一匯（2008）從動力學和熱力學因子兩方面探討了印度夏季風和華北降水的內在聯系，指出印度季風槽、中緯度低壓槽、西太副高等的相互配置對這種遙相關關系有重要影響。此外，Kripalani and Kulkarni（2001）研究了南亞和東亞季風降水相關性，發(fā)現印度夏季風降水與中國華北夏季降水成正相關，并指出中國華北夏季降水年代際轉折點比印度夏季降水滯后約10年。何立富等（2005）從年代際變化的角度指出，印度夏季風的活動與我國北方地區(qū)（包括華北和東北地區(qū)）、蒙古東部以及朝鮮半島上空的夏季對流層溫度變化存在顯著的正相關關系，這些地區(qū)的對流層溫度的不斷下降改變了海陸之間的熱力對比，從而引起印度夏季風的減弱。說明熱力過程對印度夏季風和華北夏季降水之間的聯系有重要作用。

東亞夏季風比印度夏季風要復雜得多（Tao and Chen, 1987），而華北夏季降水受到包括東亞夏季風在內的多種因子影響，預測難度比印度夏季風降水大很多。鑒于華北夏季降水和印度夏季風降水之間較好的正相關關系，可以利用印度夏季風降水的預測結果為華北夏季降水的預測提供依據。然而，印度夏季風降水和華北夏季降水的關系還需要進一步深入研究，包括這一關系的優(yōu)勢時間尺度和關鍵環(huán)流系統(tǒng)。這方面的研究對華北夏季降水異常的預測具有重要的應用價值。

本文在前人工作基礎上，試圖回答以下幾個問題：（1）印度夏季風降水和華北夏季降水之間的相關性主要來自哪個時間尺度？（2）印度夏季風降水的增多或減少對應什么樣的環(huán)流配置，從而使其與華北夏季降水之間出現協同變化？（3）即使在印度夏季風降水發(fā)生顯著異常的情況下，華北夏季降水也可以與其形成相反的形勢，為什么？通過對上述問題的回答，試圖進一步刻畫印度夏季風降水和華北夏季降水之間的相關關系，從而為華北夏季降水的預測提供有益的線索。

2 資料與方法

本文研究時段為1951～2012年（共62年），采用了中國160站逐月降水資料，來自中國國家氣候中心。我們選取14個站點（承德、張家口、呼和浩特、北京、天津、石家莊、德州、邢臺、安陽、濟南、菏澤、長治、太原和臨汾），并以它們平均降水量代表華北降水量（劉蕓蕓和丁一匯，2008）。所用印度夏季風降水資料為全印度降水月平均資料（Parthasarathy et al., 1994, 1995），來自印度熱帶氣象研究所。以6～8月的降水量之和作為夏季降水（Kripalani and Singh, 1993）。

文中使用了NCEP（National Centers for Environmental Prediction）/NCAR（National Center for Atmospheric Research）再分析資料I的氣象要素場數據，包括位勢高度場和水平風場資料，水平分辨率2.5°×2.5°（Kalnay et al., 1996）。本文還使用了1975～2012年的NOAA（National Oceanic and Atmospheric Administration）外逸長波輻射（OLR）月平均資料，水平分辨率為2.5°×2.5°（Liebmann and Smith, 1996）。

本文采用Wu and Huang（2009）年提出的集合經驗模態(tài)分解法（EEMD）對降水序列進行時間尺度分解。EEMD方法是在經驗模態(tài)分解法（EMD）（Huang et al., 1998, 1999）的基礎上發(fā)展起來的。具體來說，在時間序列上加入多個噪音進行輔助，得到多個序列，對這些序列分別進行EMD分解得到多個本征模態(tài)函數（IMF），再進行集合平均，以消除模態(tài)混淆現象。EEMD方法是一種自適應的時頻處理方法，非常適用于非線性非平穩(wěn)信號的處理，具有良好的應用效果（Wu et al., 2007），適用于降水序列的多尺度分解。此外，本文采用合成和相關分析方法討論與印度夏季風降水和華北夏季降水異常有關的環(huán)流特征，并用Student-t檢驗方法檢驗其顯著性。

本文中的等壓面水汽通量異常的計算公式為

3 降水序列的時間尺度分解

印度夏季風降水和華北夏季降水時間序列具有明顯的多尺度特征，包括年際和年代際時間尺度。如前所述，印度夏季風降水和華北夏季降水之間存在較好的正相關關系。那么，兩者之間的這種相關性主要來自哪個時間尺度？弄清這一問題對于正確認識該相關關系的形成非常重要。本文利用EEMD方法，得到了兩個序列分解后的本征模態(tài)函數（IMF）。由圖1可知，兩個降水序列都具有明顯的多尺度特征，且分解后得到的模態(tài)周期一致。這也可以認為是兩者之間存在顯著正相關的原因之一。IMF1至IMF4四個模態(tài)的周期分別為2～3年、4～7年、10～15年、15～25年，IMF5則代表長期趨勢。表1給出了兩個序列及各個IMF的協方差和相關系數。從協方差貢獻來看，兩個降水序列較好的相關性主要來自周期為2～3年的分量IMF1，協方差為1117.3 mm2，達到兩個降水序列協方差的51.4%。從相關系數來看，兩個降水序列原始場相關系數為0.44，達到99%的信度水平，這與張人禾（1999）的計算結果相近。其中，周期為2～3年的IMF1分量之間相關系數為0.34，達到99%的信度水平，而其他尺度未達到90%的信度水平。由相關系數和所占協方差來看，印度夏季風和華北夏季降水的正相關關系主要來源于周期為2～3年的年際分量。為了去除降水序列自相關的影響，本文根據Zwiers and Storch（1995）的方法考慮了有效自由度后再檢驗相關系數的顯著性。IMF1至IMF5的有效自由度：印度夏季風降水為62、14、2、1、2；華北夏季降水為62、23、2、0、1。由于兩個本征模態(tài)IMF3和IMF4的周期都在10年以上，且其中IMF3的協方差（381.3 mm2）也較大，我們將周期10年以上的時間尺度定義為年代際尺度，將周期10年以下的時間尺度定義為年際尺度。具體來說，將降水序列中的IMF3、IMF4以及IMF5的和作為年代際分量，將IMF1與IMF2的和作為年際分量，這與Wu et al.（2007）的尺度分離方法基本一致。

圖1 1951～2012年印度夏季風和華北夏季降水的EEMD（集合經驗模態(tài)分解法）分解得到的（a–e）本征模態(tài)函數IMF1至IMF5（標準化后的），實線為華北夏季降水，虛線為印度夏季風降水Fig. 1 (a–e) The IMF1–5 (Intrinsic Mode Function 1–5) of the decomposition of the normalized ISM (Indian summer monsoon) and North China summer precipitation during 1951–2012 using EEMD (Ensemble Empirical Mode Decomposition). Solid line is for North China, dashed line for the ISM

表1 1951～2012年印度夏季風和華北夏季降水的本征模態(tài)函數之間的協方差及相關系數，**表示超過99%的信度水平Table 1 The covariance and correlation coefficients between the IMF1, IMF2, IMF3, IMF4 and IMF5 of ISM (Indian summer monsoon) precipitation and North China summer precipitation during 1951～2012. Asterisks denote the values above 99% confidence level

總之，印度夏季風降水和華北夏季降水之間存在顯著的正相關，達到0.44。而且這一相關關系主要來源于周期為2～3年的年際分量，在這一時間尺度上兩者的相關系數達到0.34。

4 環(huán)流配置

鑒于印度夏季風降水和華北夏季降水的顯著正相關關系主要來自年際尺度的變化這一事實，本章在年際尺度上考察強印度夏季風與華北夏季降水偏多和偏少相聯系的不同環(huán)流配置，同時也考察弱印度夏季風與華北夏季降水偏少和偏多相聯系的不同環(huán)流配置。為此，在去除年代際變化部分的基礎上，挑選出強（弱）印度夏季風降水年份，然后分析相應的合成環(huán)流異常場。

圖2 印度夏季風降水序列及其年代際曲線。虛線為印度夏季風降水序列，粗實線為其年代際分量，細實線表示相對于年代際分量0.8個標準差的閾值，單位：mmFig. 2 ISM rainfall time series (dashed line), decadal component (thick solid line), and thresholds which represent 0.8 standard deviation relative to the decadal component (thin solid line; units: mm)

印度夏季風偏強（偏弱）年份的挑選方法如下：基于印度夏季風降水原始時間序列，將大于（小于）年代際分量（上一節(jié)EEMD方法得到的年代際分量，見圖2中的粗實線）某一閾值（以標準差表示）的年份作為偏強（弱）印度夏季風年。通過改變該閾值，考察印度夏季風降水與華北夏季降水序列之間的同號率變化。如表2所示，當閾值在0.2～1.0個標準差之間變化時，印度夏季風偏強情況的同號率較穩(wěn)定，在64%～67%之間浮動。這表明，近2/3的印度夏季風偏強年華北夏季降水增多。在印度夏季風偏弱情況下，隨閾值的變化，同號率的浮動較大。當印度夏季風降水少于0.8個標準差時，超過2/3的年份華北夏季降水偏少，而當印度夏季風降水少于0～0.5個標準差時，只有一半左右（53%～56%）的年份華北夏季降水偏少。這說明，只有印度夏季風較弱的情況下，其與華北降水的正相關關系才明顯。綜上，印度夏季風降水與華北夏季降水異常的顯著同號率主要出現在印度夏季風偏強和較弱年份。

表2 強、弱印度夏季風時華北降水偏多和偏少的年數，閾值的單位為1個標準差Table 2 The number of years for strong and weak ISM with above- or below- normal summer precipitation over North China. The unit of thresholds is standard deviation

表3 強、弱華北夏季降水時印度夏季風降水偏多和偏少的年數，閾值的單位為1個標準差Table 3 The number of years for strong and weak North China summer rainfall with above- or below- normal summer precipitation over India. The unit of thresholds is standard deviation

同樣，在華北夏季降水偏強和偏弱的年份我們也考察了其與印度夏季風降水異常的同號率情況（見表3）。當閾值在0.2～1.0個標準差之間變化時，華北夏季降水偏強情況的同號率較穩(wěn)定，在69%～73%間浮動。在華北夏季降水偏弱情況下，當華北夏季降水少于0.5個標準差時，超過60%的印度夏季風降水偏少，而當華北夏季降水少于0～0.2個標準差時，只有53%～58%的年份印度夏季風降水偏少。華北夏季降水與印度夏季風降水異常的顯著同號率主要出現在華北降水偏強和較弱的年份。這與上述印度夏季風降水的分析結果基本一致。

下面以0.8個標準差的閾值挑選強（弱）印度夏季風降水年和強（弱）華北降水年。強和弱印度夏季風年分別有14個和10個。在14個強印度夏季風年中，華北夏季降水偏多年有9個，占64.3%，其中華北夏季降水也大于0.8個標準差的年份有6年，分別為1956、1964、1971、1973、1984、1988年。另外有5年華北夏季降水少于其年代際均值，分別為1970、1980、1983、2006、2007年。弱印度夏季風年有10年，有7年華北夏季降水少于其年代際均值，占70%，另外，有3年華北夏季降水大于其年代際均值。此外，強（弱）華北夏季降水年有15（13）年，印度夏季風降水與其滿足正相關關系的年份所占比例為73.3%（69.2%）。利用這種方法挑選出來的個例年數量相當，較好地排除了年代際的影響，比較合理。

圖3 （a、c）強、（b、d）弱華北夏季降水年環(huán)流異常場：（a、b）300 hPa高度異常（單位：gpm），等值線間隔：4 gpm；（c、d）850 hPa水平風速異常（單位：m s?1）。淺和深陰影分別表示90%和95%的信度水平，黑色區(qū)域為青藏高原Fig. 3 Composite (a, b) 300-hPa geopotential height anomalies (units: gpm) and (c, d) 850-hPa horizontal wind anomalies (units: m s?1) for (a, c) strong and (b, d) weak North China summer rainfall years. Contours are drawn every 4 gpm. Dark (light) shading denotes the region above the 95% (90%) confidence level. The black area denotes the Tibetan Plateau

圖3給出了強弱華北夏季降水年的環(huán)流異常分布。本文中異常場指的是原始場相對于其年代際分量（11年滑動平均）的距平，表征其年際變化特征。在強華北夏季降水年，300 hPa高度異常場上（圖3a），在伊朗高原、蒙古、環(huán)渤海灣地區(qū)上空存在弱的正、負、正高度異常中心，華北地區(qū)上空表現為“東高西低”的環(huán)流形勢。在華北降水偏多年中，該距平波列出現的比例為40%。在熱帶和副熱帶地區(qū)，在印度洋和太平洋地區(qū)上空都存在顯著的弱負異常區(qū)域，可能反映了這些地區(qū)整層大氣的偏冷狀態(tài)。在850 hPa水平風速異常場上（圖3c），大陸熱低壓相當發(fā)展，青藏高原東側偏南風氣流加強，東亞夏季風加強。華北處于偏南風異?？刂疲饕蓶|南沿海地區(qū)和日本北部上空的反氣旋式環(huán)流異常引起。在弱華北夏季降水年，環(huán)流異常形式與強華北降水年的情況（圖3a和c）大致相反，略有差別。在300 hPa高度異常場上（圖3b），伊朗高原、蒙古、環(huán)渤海灣的三個高度異常中心強度較強且顯著，在合成個例中對應距平波列出現的比例為54%。在850 hPa水平風速異常場上（圖3d），華北地區(qū)受偏北風異?？刂?，它由東亞—西北太平洋地區(qū)氣旋式異常環(huán)流主導。

圖4給出了強印度夏季風年環(huán)流的合成異常場。由300 hPa高度異常場可見（圖4a），與強華北夏季降水年（圖3a）較為相似。在伊朗高原和環(huán)渤海地區(qū)上空存在兩個顯著的正高度異常中心，而蒙古上空為負異常中心。在合成個例中，該距平波列出現的比例為43%。在850 hPa水平風速異常場上（圖4c），來自阿拉伯海的西南季風加強，將豐沛的水汽輸送到印度半島，導致印度季風降水增多。同時，在中國東南沿海至渤海地區(qū)存在一個反氣旋式環(huán)流異常，華北地區(qū)恰好位于其西側的南風異常帶，有利于向華北地區(qū)的水汽輸送。而在弱印度夏季風年，環(huán)流異常形式（圖4b和d）大致與強印度夏季風年相反，但略有差別。300 hPa上（圖4b），東北亞地區(qū)的負異常區(qū)偏強，且其中心偏北偏東擴展。在合成個例中，該距平波列出現的比例為60%。在850 hPa水平風速異常場上（圖4d），印度半島西南季風減弱，華北地區(qū)受偏北風異?？刂?，不利于熱帶和副熱帶地區(qū)的水汽輸送到華北，這支偏北風異常是由東北亞地區(qū)的氣旋式環(huán)流異常引起的。

由此可見，強印度夏季風環(huán)流能夠為華北夏季降水提供有利的環(huán)流條件，包括對流層中高層的正、負、正高度異常中心以及相應的低層環(huán)流。弱印度夏季風降水則引導不利于華北降水形勢的環(huán)流配置。印度夏季風降水可能正是通過引導這種環(huán)流配置來影響華北夏季降水的變化。

圖4 （a、c）強、（b、d）弱印度夏季風年環(huán)流異常場：（a、b）300 hPa高度異常（單位：gpm），等值線間隔：4 gpm；（c、d）850 hPa水平風速異常（單位：m s?1）。淺和深陰影分別表示達到90%和95%的信度水平，黑色區(qū)域為青藏高原Fig. 4 Composite (a, b) 300-hPa geopotential height anomalies (units: gpm) and (c, d) 850-hPa horizontal wind anomalies (units: m s?1) for (a, c) strong and (b, d) weak ISM years. Contours are drawn every 4 gpm. Dark (light) shading denotes the region above the 95% (90%) confidence level. The black area denotes the Tibetan Plateau

4.1 強印度夏季風年

下面探討當強（弱）印度夏季風降水發(fā)生時，華北降水增多和減少兩種情況下的關鍵環(huán)流特征。圖5給出了強印度夏季風年中華北降水偏多和偏少年的環(huán)流異常分布。在華北降水偏多年，由200 hPa異常風場可見（圖5a），在伊朗高原、蒙古、環(huán)渤海地區(qū)上空分別存在反氣旋式、氣旋式、反氣旋式環(huán)流異常中心。在500 hPa和300 hPa高度異常場上（圖5c和e）也存在與200 hPa環(huán)流異常中心對應的高度異常中心，說明異常環(huán)流在對流層中高層呈現相當正壓結構。在合成個例中，該距平波列出現的比例為56%。這些正、負、正的高度異常中心也表明了中緯度Rossby波的傳播特征。在850 hPa水汽通量異常場上（圖5g），有兩支異常水汽通量通道，一支是從印度西南部進入印度，加深印度季風槽，使印度降水增多。另一支異常水汽通量通道位于中國東部且十分顯著，與東亞反氣旋式環(huán)流異常相對應，其異常水汽通量在華北地區(qū)輻合，使華北地區(qū)夏季降水增多。

而在華北降水偏少年，與偏多年相比，伊朗高原上空200 hPa（圖5b）反氣旋式異常環(huán)流中心位于里海南部，偏西且強度較弱。而在渤海灣至日本以東地區(qū)上空有一氣旋式異常環(huán)流。300 hPa和500 hPa情形（圖5d和f）與200 hPa大致相似。東亞沿岸地區(qū)呈現東亞—太平洋遙相關型，有利于江淮地區(qū)梅雨降水的增多（黃榮輝和李維京，1988；布和朝魯等，2008），不利于華北降水增多。與圖5c 和e的情形不同，亞洲中緯度地區(qū)沒有出現Rossby波列。西太平洋副高面積偏大，但副高北界沒有北抬，脊線位置偏南。張恒德等（2008）指出，華北夏季降水與副高脊線、北界指數之間以正相關為主，與副高面積、強度指數呈負相關。圖5d和f的西太副高特征對應著華北夏季降水偏少的情況。與華北降水偏多年的情況（圖5g）相比，印度次大陸南側的850 hPa（圖5h）反氣旋式異常環(huán)流往西往南擴展且強度增強。西太副高位置偏南，有助于江淮流域降水增多，不利于華北地區(qū)的降水。另外，與西太副高相聯系的反氣旋式環(huán)流向西南伸展到孟加拉灣地區(qū)，與圖5g的情況形成鮮明的對比。

圖5 強印度夏季風年中，華北夏季降水偏多（左列）與偏少（右列）時對應的環(huán)流異常場：（a、b）200 hPa風速異常（單位：m s?1）；（c、d）300 hPa和（e、f）500 hPa高度場異常（單位：gpm），等值線間隔：4 gpm；（g、h）850 hPa水汽通量異常（單位：g s?1cm?1hPa?1）。淺和深陰影分別表示90%和95%的信度水平，黑色區(qū)域為青藏高原Fig. 5 In strong ISM years, composite (a, b) 200-hPa horizontal wind anomalies (units: m s?1), (c, d) 300-hPa and (e, f) 500-hPa geopotential height anomalies (contour interval: 4 gpm), (g, h) 850-hPa vapor flux anomalies (units: g s?1cm?1hPa?1) for years with (a, c, e, g) above-normal and (b, d, f, h) below-normal summer rainfall over North China. Dark (light) shading denotes the region above the 95% (90%) confidence level. The black area denotes the Tibetan Plateau

外逸長波輻射（OLR）是表征云頂高度的物理量，能很好地反映出對流活動強弱，特別是熱帶和副熱帶地區(qū)的對流活動。OLR負異常表示對流活動加強，OLR正異常表示對流活動減弱。本文對四種類型年份的OLR異常進行合成，以此表示各類型年的對流分布特征。由于OLR資料是衛(wèi)星資料，資料時間長度為1975～2012年，所以合成時只將1974年以后的個例年份進行合成。圖6a給出了強印度夏季風且華北夏季降水偏多年的OLR異常。印度半島處于負OLR異常中心，最大強度可達－15 W m?2，且在10°N～30°N的緯度帶內從阿拉伯海到西太平洋均為對流活動加強區(qū)（負OLR異常）。這說明亞洲季風區(qū)的副熱帶對流活動整體加強，連成一體，與之對應的東亞夏季風的加強使華北夏季降水增多。吳國雄等（2002）在研究大氣對副熱帶潛熱源的響應時指出，對流層中高層潛熱源的西側會產生反氣旋式環(huán)流。這與印度西側伊朗高原上出現正高度異常中心相符（圖5c）。而在強印度夏季風但華北降水夏季偏少年（圖6b），印度季風區(qū)對流活動的顯著加強只限于阿拉伯海地區(qū)，且強度偏弱。印度半島對流加強區(qū)偏西，說明此時印度夏季降水主要在其西部地區(qū)加強，與之對應的伊朗高原上空的正高度異常中心偏西。其余區(qū)域均為正OLR異常區(qū)，此時印度夏季降水加強，但東亞夏季風偏弱，華北夏季降水減少。

在夏季，隨著東亞急流的向北移動，與之對應的中緯度Rossby波活動也有所不同。為此，我們考察了夏季各個月的Rossby波傳播特征。圖7給出了強印度夏季風降水年夏季逐月500 hPa高度異常場。整個夏季來看，在華北夏季降水偏多年，伊朗高原、蒙古、環(huán)渤海地區(qū)上空的異常中心在每個月都較為明顯，中緯度Rossby波列清晰，說明中緯度Rossby波的傳播在整個夏季都能夠維持。從六月到八月，三個異常中心的位置發(fā)生季節(jié)內移動，伊朗高原上空正異常中心向西北移動，中心從（35°N，75°E）移動到（40°N，65°E）附近；環(huán)渤海地區(qū)上空正異常中心從30°N移動到40°N附近；蒙古上空負異常中心跟隨兩邊的正異常中心移動（圖7a、c、e）。上述Rossby波列與Ding and Wang （2005）提出的北半球夏季的環(huán)半球遙相關型（CGT）在歐亞地區(qū)的部分相一致，說明CGT是連接強印度夏季風和強華北夏季降水的重要物理機制。需要指出的是，7月（圖7c）是該中緯度Rossby波最明顯的月份，包括蒙古上空的負高度異常中心都達到了90%的置信度，并在參與合成的個例中，CGT型波列出現的比例為56%。而在華北夏季降水偏少年，夏季各月均沒有顯著的中緯度Rossby波列。除了8月（圖7f）在伊朗高原上空仍存在和圖7e位置相近的正高度異常中心，其余月份（圖7b 和d）該正異常中心均偏西，位于里海以西，這與印度附近的對流活動情形（圖6b）是一致的。同時我們注意到，環(huán)流形勢在東亞沿岸呈現經向型波列特征，例如在7月份出現了與梅雨槽對應的東亞—太平洋遙相關型（圖7d），它是有利于江淮地區(qū)的降水但不利于華北地區(qū)降水的環(huán)流形勢。

圖6 不同類型年份對外長波輻射（OLR）異常場（單位：W m?2）：（a）強印度夏季風且華北夏季降水多；（b）強印度夏季風但華北夏季降水偏少；（c）弱印度夏季風且華北夏季降水偏少；（d）弱印度夏季風但華北夏季降水偏多。等值線間隔：3 W m?2，忽略了零線；淺和深陰影分別表示90% 和95%的信度水平Fig. 6 Composite OLR anomalies for (a) strong ISM years with above-normal summer rainfall over North China, (b) strong ISM years with below-normal summer rainfall over North China, (c) weak ISM years with below-normal summer rainfall over North China, (d) weak ISM years with above-normal summer rainfall over North China. Contours are drawn every 3 W m?2. Dark (light) shading denotes the region above the 95% (90%) confidence level

圖7 強印度夏季風年中，華北夏季降水偏多（左列）和偏少（右列）時對應的逐月500 hPa環(huán)流異常場（單位：gpm）：（a、b）6月；（c、d）7月；（e、f）8月。等值線間隔：4 gpm，淺和深陰影分別表示90%和95%的信度水平Fig. 7 Composite monthly 500-hPa geopotential height anomalies (contoured for every 4 gpm) in (a, b) June, (c, d) July, (e, f) August for strong ISM years with above-normal (left) and below-normal (right) summer rainfall over North China. Dark (light) shading denotes the region above the 95% (90%) confidence level

綜上所述，在強印度夏季風年：（1）印度半島對流降水增多產生的潛熱在印度西北部伊朗高原上空激發(fā)了一個正高度異常中心，并以CGT的形式向東亞地區(qū)傳播，在蒙古、環(huán)渤海地區(qū)上空形成了負、正高度異常中心。同時亞洲季風對流活動整體加強，連為一體，東亞夏季風也加強。在夏季各個月份，7月份波列最為明顯。在中高層這種環(huán)流配置下，低層在中國東部沿海形成了一個反氣旋式環(huán)流，它使豐沛的水汽向華北地區(qū)輸送，從而使華北夏季降水偏多。（2）當印度季風區(qū)對流活動加強的位置偏西時，其對應的伊朗高原上空正高度異常區(qū)位置也偏西，無法形成影響東亞的CGT型波列。北半球副熱帶地區(qū)只有阿拉伯海地區(qū)對流活動顯著加強，而西太平洋地區(qū)對流減弱。印度夏季風加強，而東亞夏季風卻減弱。此時華北地區(qū)主要受其東側的東亞—太平洋型遙相關型影響，出現了不利于華北地區(qū)降水的偏北風異常，從而使華北地區(qū)的降水減少。

4.2 弱印度夏季風年

圖8給出了弱印度夏季風年的環(huán)流異常形勢，降水距平序列同號率為70.0%。在華北夏季降水偏少年，對流層中高層的中緯度環(huán)流異常（圖8a、c和e）大致與強印度夏季風且華北夏季降水偏多年（圖5a、c和e）成鏡像對稱，主要表現為對流層中高層相當正壓結構的Rossby波列，伊朗高原、蒙古、東北亞上空分別為負、正、負高度異常中心，且這一中緯度波列更為明顯（圖8a），在合成個例中該距平波列出現的比例為71%。在對流層低層（圖8g），印度夏季風減弱，印度降水較弱。華北處于亞洲東岸附近的氣旋式異常中心的西側，由偏北風異?？刂?，華北地區(qū)降水減少。此外，除了赤道以南西太平洋地區(qū)，熱帶副熱帶的OLR異常（圖6c）也與強印度夏季風且華北夏季降水偏多年（圖6a）成鏡像對稱，亞洲夏季風整體減弱，印度夏季風和東亞夏季風的減弱使得印度和華北地區(qū)降水減少。

而在華北夏季降水偏多年，對流層中高層中緯度地區(qū)沒有CGT型Rossby波列（圖8d和f），伊朗高原上空的負高度異常中心弱且狹長。東亞沿岸存在經向Rossby波列，在東西伯利亞及鄂霍茨克海上空為負異常中心，西北太平洋地區(qū)為正異常中心（如圖8f），表現為正位相西太平洋遙相關型（Barnston and Livezey，1987）。在這一環(huán)流背景下，西太平洋副高主體位置偏北，有利于異常水汽通量向華北地區(qū)輸送。低層（圖8h）從西太平洋來的異常水汽通量與東西伯利亞向華北的異常水汽通量在華北地區(qū)輻合，使得華北夏季降水偏多。此外，如圖6d，副熱帶地區(qū)在印度河流域、西太平洋地區(qū)對流顯著減弱，但沒有連為一體。印度地區(qū)對流減弱區(qū)偏西，其激發(fā)出的正高度異常區(qū)也偏西。

圖8 弱印度夏季風年中，華北夏季降水偏少（左列）與偏多（右列）時對應的環(huán)流異常場：（a、b）200 hPa風速異常（單位：m s?1）；（c、d）300 hPa和（e、f）500 hPa高度場異常（單位：gpm），等值線間隔：4；（g、h）850 hPa水汽通量異常（單位：g s?1cm?1hPa?1）。淺和深陰影分別表示90% 和95%的信度水平，黑色區(qū)域為青藏高原Fig. 8 In weak ISM years, composite (a, b) 200-hPa horizontal wind anomalies (units: m s?1), (c, d) 300-hPa and (e, d) 500-hPa geopotential height anomalies (contour interval: 4 gpm), (g, h) 850-hPa vapor flux anomalies (units: g s?1cm?1hPa?1) for years with below-normal (left) and above-normal (right) summer rainfall over North China. Dark (light) shading denotes the region above the 95% (90%) confidence level. The black area denotes the Tibetan Plateau

總之，在弱印度夏季風年：（1）當印度半島對流整體減弱時，在其西側上空產生了負高度異常中心，并以CGT型波列向東亞傳播，華北上空位勢高度西高東低。同時副熱帶地區(qū)對流活動表現為整體一致減弱，東亞夏季風減弱，從而使得華北夏季降水減少。（2）當印度夏季對流減弱區(qū)偏西時，與其對應的伊朗高原上空負高度異常區(qū)偏西，無法形成影響東亞地區(qū)的CGT型波列。華北地區(qū)更易受東亞沿岸西太平洋遙相關型影響，副高主體偏北偏強，使得華北夏季降水增多。

5 總結與討論

華北地區(qū)處于中緯度的歐亞大陸和太平洋交界處，其西南側為全球海拔最高的青藏高原。華北夏季降水受到低、中、高緯度，以及高原、海洋等的共同作用，影響因子復雜，預測難度大。鑒于印度夏季風降水和華北夏季降水之間較好的正相關關系，可以將影響因子較為簡單的印度夏季風降水預測當作華北夏季降水預測的重要參考。為此，本文試圖進一步理解這一正相關關系，并著重年際尺度上的分析，厘清兩者正相關關系形成的有利和不利條件。本文首先利用EEMD方法對兩個降水序列進行時間尺度分解，得到了年際和年代際分量，并在年際尺度上對不同環(huán)流配置進行了分析。所得結論如下：

（1）印度夏季風降水和華北夏季降水序列都具有多尺度特征，兩者相關系數為0.44，達到99%的信度水平。EEMD分解后均得到周期為2～3年、4～7年、10～15年、15～25年的分量以及長期趨勢。兩個序列較好的正相關主要來自周期為2～3年的年際分量，該分量間相關系數為0.34，達到99%的信度。印度夏季風降水與華北夏季降水異常的顯著同號率主要出現在印度夏季風偏強和較弱年份。

（2）年際尺度上，在強印度夏季風年，印度半島對流潛熱加強，在其西北側伊朗高原上空激發(fā)了正高度異常中心，并以中緯度CGT波列的形式向東亞傳播，在蒙古、環(huán)渤海地區(qū)上空產生了負、正高度異常中心。同時，亞洲副熱帶地區(qū)對流活動整體加強，連為一體，東亞夏季風加強。在這種中高層異常環(huán)流配置下，低層在東亞沿岸形成了一個反氣旋式異常環(huán)流，有利于向華北地區(qū)的水汽輸送，使得華北降水增多。然而并不是所有年份華北夏季降水都偏多。當印度季風對流活動加強區(qū)的位置偏西時，其對應的伊朗高原上空正高度異常區(qū)位置也偏西，無法形成影響東亞的CGT型波列。而東北亞地區(qū)盛行的東亞—太平洋型環(huán)流形勢不利于向華北地區(qū)的水汽輸送，從而使華北降水減少。

（3）在弱印度夏季風年，大多數情況下華北夏季降水偏少。在亞洲副熱帶地區(qū)，對流活動整體減弱。與之對應，在對流層中高層，印度次大陸西北側以及環(huán)渤海灣地區(qū)形成了兩個強大的負高度異常中心。這兩個異常中心由正壓結構的CGT遙相關型相銜接。環(huán)渤海地區(qū)的負高度異常中心不利于向華北地區(qū)的水汽輸送，使華北降水減少。在弱印度夏季風年，少數情況下，對流層中高層CGT型波列無法形成。華北地區(qū)更易受正位相西太平洋遙相關型的影響，西太副高的主體偏北偏強，使得華北夏季降水增多。

此外，在年代際尺度上，我們也考察了華北夏季和印度夏季豐水期（1953～1964年）和干旱期（1979～1993年）的環(huán)流差值場（圖略）。發(fā)現對流層低層控制整個亞洲大陸的負高度異常中心起著重要作用，使得華北地區(qū)出現偏南風異常，有利于華北降水增多。這與陸日宇（2002）研究華北夏季降水年代際特征時的結果一致 [見陸日宇（2002）圖2]。而且，其海溫背景則以冬季太平洋年代際振蕩（PDO）的負位相（Mantua et al., 1997）為主要特征。

鑒于本文分析重點在于大氣環(huán)流配置，今后還需要進一步考慮各種外強迫因子對華北夏季降水與印度夏季風降水之間關系的影響，包括土壤濕度、海溫、極冰以及歐亞大陸冬春季雪蓋等。

致謝 本文使用了國家氣候中心，印度熱帶氣象研究所的降水資料和美國NCEP/NCAR的再分析資料，NOAA的OLR資料，在此表示感謝。感謝兩位審稿人對本文內容提出的建設性意見。

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通訊作者布和朝魯，E-mail: bueh@lasg.iap.ac.cn

作者簡介林大偉，男，1989年出生，博士研究生，主要從事季節(jié)內尺度大氣動力學研究。E-mail: lindawei@mail.iap.ac.cn

收稿日期2014-12-16；網絡預出版日期 2015-03-05

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1503.14339

文章編號1006-9895(2016)01-0201-14

中圖分類號P466

文獻標識碼A