何潔琳，陸虹，何慧，李艷蘭，周秀華

(廣西壯族自治區(qū)氣候中心，廣西南寧537000)

1 引 言

在天氣預報的預測尺度中，延伸期10～30 d時段的預測是連接中短期天氣預測與月及以上時間尺度的短期氣候預測的一個關(guān)鍵尺度，是目前氣候預測需要攻關(guān)的一個難題，包括從監(jiān)測、影響機制及業(yè)務預測技術(shù)的研究等，尤其是預報的科學基礎(chǔ)還處于探索研究階段[1-4]。

熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩(MJO)和北半球夏季季節(jié)內(nèi)振蕩對全球范圍天氣氣候事件有重要影響，是次季節(jié)-季節(jié)預報最主要的可預報性來源之一[1-2]。陳官軍等[3]以大氣低頻振蕩特征為物理基礎(chǔ)，提出一種基于大氣環(huán)流低頻信號和數(shù)值模式預報產(chǎn)品的動力與統(tǒng)計相結(jié)合的預報方法，開展了江淮夏季降水過程的延伸預報試驗，試驗表明，基于影響因子低頻信號和數(shù)值模式預報產(chǎn)品的動力與統(tǒng)計相結(jié)合的預報方法，可為持續(xù)性降水過程的延伸期預報提供參考。

許多前人的研究表明，低緯和中高緯度降水都存在季節(jié)內(nèi)尺度低頻特征[2-7]。華南地處低緯，降水影響系統(tǒng)復雜，預報難度大，特別是在10～30 d時間尺度上做出準確預報顯得尤為困難[2]。華南降水季節(jié)內(nèi)低頻振蕩主要時間尺度包含10～20 d和30～60 d，且10～20 d振蕩顯得比30～60 d振蕩更強，但后者對異常強降水特別是持續(xù)性強降水過程具有重要的作用[2]。魏蕾等[5]研究了華南夏季降水持續(xù)強降水特征，指出華南夏季降水具有顯著的12～30 d低頻振蕩特征。童金等[6]的研究表明長江中下游夏季降水具有10～20 d及30～60 d的低頻特征，前者的作用關(guān)鍵區(qū)域在南海-西太平洋地區(qū)，后者則主要活躍在阿拉伯海-孟加拉灣地區(qū)，活動特征表現(xiàn)為低頻反氣旋的發(fā)生發(fā)展或低頻對流加強。MJO通過對流潛熱加熱場、低頻對流及輻散中心強度、位置異常造成其周圍西太平洋低頻反氣旋(氣旋)系統(tǒng)的異常，影響水汽輸送和輻合輻散，從而對低緯和中高緯雨帶生成及位置產(chǎn)生作用[2-7]。

由于MJO在冬春季節(jié)信號較強[8-9]，以及氣候變暖背景下冬季降水模式是否發(fā)生轉(zhuǎn)變問題的提出[10-12]，一些研究著眼于中國冬季降水低頻特征及其機理[12-16]，證實了 MJO對于中國東部和南部地區(qū)冬季降水的調(diào)制，分析了可能的遙相關(guān)機制。袁為等[13]的研究發(fā)現(xiàn)MJO對于中國東南部冬季降水有顯著的影響，MJO通過激發(fā)PNA型而影響到經(jīng)向風場的異常，最終導致了中國東南部地區(qū)冬季降水的異常。劉冬晴等[14]的研究表明當?shù)皖l對流熱源中心東移到赤道印度洋東部時，西南氣流擾動主要影響到中國華南地區(qū)，并造成那里多雨。赤道印度洋東部的對流增強強迫在熱帶外地區(qū)出現(xiàn)一個從東亞沿海到北美的具有相當正壓結(jié)構(gòu)的Rossby波列響應，這一波列是冬季熱帶印度洋-西太平洋MJO活動影響中高緯度大氣的重要途徑。馮俊陽等[15]的研究表明，在熱帶印度洋和熱帶西太平洋區(qū)域熱帶低頻振蕩強年，冬季北非槽和孟加拉灣槽加深，東亞大槽減弱，東亞冬季風減弱，我國東部地區(qū)南風異常，水汽輸送強，導致降水偏多；反之則降水偏少；這種大氣環(huán)流的異常亦與MJO活動激發(fā)的大氣波列有關(guān)。研究表明[4,16]，在冬季，MJO對于處在北半球中緯度的經(jīng)向風場的調(diào)制作用，必須借遙相關(guān)來實現(xiàn)——赤道附近的異常對流加熱激發(fā)產(chǎn)生大氣的Rossby和Kelvin波型響應，還可能會在大氣中激發(fā)產(chǎn)生從熱帶到中高緯度的Rossby波列遙響應，從而對東亞地區(qū)氣候產(chǎn)生影響[4]。

這些研究表明，中國南部地區(qū)冬季降水有明顯的季節(jié)內(nèi)低頻特征，MJO對此產(chǎn)生明顯影響，不同強度MJO對流活動在熱帶不同位置的大氣中導致不同的異常加熱強迫，激發(fā)出的不同大氣環(huán)流響應場，通過Rossby波列遙相關(guān)影響低緯中國南部到中高緯大氣環(huán)流場，最終導致不同天氣氣候異常的出現(xiàn)。

MJO對流活動的主要活躍地區(qū)之一在印度洋到西太平洋熱帶地區(qū)，廣西位于華南西部，MJO對流在印度洋東北部到中南半島的不同位相活動直接調(diào)制到控制廣西的大氣環(huán)流背景。氣候異常導致的干旱在秋冬季常見，如2003/2004年、2004/2005年、2009/2010年廣西全區(qū)性秋冬春連旱，造成極大的經(jīng)濟損失；而2015/2016年冬季降水則出現(xiàn)偏多1倍的異常氣候，1月出現(xiàn)罕見冬汛[17]。這說明，冬季降水的異常氣候成因值得探索。本文將對廣西冬季降水的低頻特征進行分析，探討其與MJO的聯(lián)系，以期對廣西冬季降水的延伸期預測技術(shù)的提高有所貢獻。

2 資料和方法

(1)廣西88個國家氣象觀測站1961—2016年冬季逐日降水量資料。

(2)美國國家環(huán)境預測中心提供的NCEP/NCAR再分析資料[18]，包括500 hPa位勢高度場、850 hPa水平風場、OLR逐日平均資料，分辨率為2.5 °×2.5 °。

(3)NOAA美國國家氣候預測中心(Climate Prediction Center，CPC)提供的逐候MJO客觀指數(shù)(http：//www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_mjo_index/proj_norm_order.ascii[2018-1-26])。NOAA-CPC的MJO指數(shù)資料從1978年開始至今逐候分10個位相以文本形式存放，描述了約50 d周期緯向1波的東傳振蕩，MJO中心依次經(jīng)過位于全球中低緯帶上10個不同的緯向位置，當某位相指數(shù)絕對值≥1.0時則MJO某位相較強，當指數(shù)值處于-1.0與1.0值時為中間位相，表示MJO強度較弱的氣候正常狀態(tài)[19]。指數(shù)值為負值表示MJO對流發(fā)展，反之則為MJO對流抑制。

利用經(jīng)驗正交函數(shù)分解(EOF)和功率譜方法[20]分析冬季降水特征及其低頻特征。用Butterworth帶通濾波方法[21]進行不同尺度的低頻濾波。利用滯后線性回歸方法合成MJO各位相模，及與該位相冬季降水對應的低頻環(huán)流特征，Kemball-Cook 等[22]、Hsu 等[23]、Straub 等[24]已使用該方法對季節(jié)內(nèi)低頻傳播位相特征進行研究。

所有逐日資料經(jīng)過濾除多年平均值處理，主要代表逐日和年際變化。本文中某年冬季指當年12月—次年2月。

3 廣西冬季降水特征

3.1 廣西冬季降水氣候特征

對廣西88個國家氣象觀測站1961—2016年冬季降水量進行EOF分解，前兩個EOF模態(tài)(圖1)的方差貢獻率占82.4%，其中第一模態(tài)(EOF1)占69.8%，因此，前兩個EOF模態(tài)可解釋大部分的廣西冬季降水特征。從圖1可見，EOF1為全區(qū)降水一致偏多偏少型分布，但東西存在梯度差，當全區(qū)為一致偏多型時，桂東偏多程度比桂西多，當全區(qū)為一致偏少型時，桂東偏少程度亦比桂西更甚；第二模態(tài)(EOF2)為南北相反型分布，當桂北尤其是桂東北偏多時，桂南尤其是桂東南偏少，反之，當桂北偏少時，桂南則為偏多。因此，廣西冬季降水特征主要為全區(qū)一致型和南北相反型，其中以全區(qū)一致型特征為主。

廣西為典型的低緯亞熱帶季風氣候，雨季集中在4—9月，冬季降水少，出現(xiàn)持續(xù)強降水過程屬于異常，為了揭示其降水過程低頻特征及其與MJO的聯(lián)系，根據(jù)EOF1模態(tài)在全區(qū)一致偏多時的情形的標準化時間系數(shù)分布，選取大于或等于1個標準差的年份為降水異常偏多年，雨量異常偏多的冬季有：1982、1984、1989、1991、1994、2002、2007、2015年共8個冬季。

圖1 廣西冬季降水EOF分析的第一、第二模態(tài) 左：EOF1；右：EOF2。

3.2 廣西冬季降水偏多年的低頻特征

為了分析冬季降水的低頻特征，對降水異常偏多冬季的廣西平均逐日降水量進行功率譜分析(表1)，冬季降水異常偏多年份主要存在一個10 d以下中短期天氣尺度和一個10～45 d季內(nèi)尺度的周期，反映了冬季降水既包含了短期尺度波動的降水，也包含了季節(jié)內(nèi)尺度波動的降水。8年功率譜平均分布如圖2，降水偏多年份存在14～26 d的平均周期，峰值為19 d，正處于延伸期預測尺度。因此，廣西冬季降水偏多年的降水過程主要是由于次于月尺度的持續(xù)強降水過程形成。

表1 冬季降水異常偏多年份的功率譜分析結(jié)果

圖2 降水異常偏多年份的平均功率譜

4 廣西冬季降水低頻特征與MJO的聯(lián)系

為了探討廣西冬季降水14～26 d低頻特征與MJO的聯(lián)系，應用美國氣候預測中心(NOAA-CPC)的MJO逐候客觀指數(shù)與降雨偏多的8個冬季逐候雨量求相關(guān)。選取對流中心位于80°E、100 °E 和 120°E 的 MJO 指數(shù) INDEX1、INDEX2和INDEX3與廣西冬季降水過程求相關(guān)。表2可見，INDEX2和INDEX3與冬季降水存在顯著負相關(guān)，而INDEX1的相關(guān)不顯著。進一步分析發(fā)現(xiàn)，在冬季降水偏多年份中，1982、1991、2015年皆為強El Ni?o年，考慮到MJO在強El Ni?o期間會減弱，氣候影響強信號為ENSO信號[25-26]，因此，去除這 3 年，僅用 1984、1989、1994、2002、2007年5個冬季候降水量與同期候MJO指數(shù)求相關(guān)。可見，中心位于 80～120°E的INDEX1、INDEX2和INDEX3指數(shù)均呈顯著負相關(guān)，且其信度比未去除El Ni?o年份時更高(表2)。這表明，在非El Ni?o年份，赤道印度洋地區(qū)到西太平洋區(qū)域MJO對流強度與廣西冬季持續(xù)強降水有顯著相關(guān)。

表2 MJO-CPC候客觀指數(shù)與廣西冬季多雨年候雨量的相關(guān)

定義MJO相關(guān)降水事件：對流中心在INDEX1、INDEX2、INDEX3 時，有任一指數(shù)達到小于等于-0.8時，為強MJO事件，熱帶低頻對流在此位置活躍，此時對應的廣西平均候降水量在10 mm以上，即降水受到MJO影響，為一次MJO相關(guān)降水事件。經(jīng)統(tǒng)計，5個多雨冬季，共有33個候雨量大于等于10 mm的降水過程，與MJO相關(guān)的過程有22個，占67%，而其余11個過程有10個處于 INDEX1、INDEX2、INDEX3 指數(shù)中至少一個位于負位相中，但強度弱。這些MJO相關(guān)降水事件的候降雨量最小10.1 mm，最大達64.7 mm，對于冬季來說是偏強的降水過程。

圖3(見下一頁)為5個冬季逐候降水量標準化值與同期MJO指數(shù)的時間序列，當MJO指數(shù)INDEX1、INDEX2、INDEX3 為負值時，MJO 對流在印度洋到西北太平洋西部低緯地區(qū)發(fā)展，為濕位相，對應候降雨量正異常值，降水偏多，而當MJO指數(shù)為正值時即干位相時，對應候降雨量負異常值，降水偏少。即MJO強對流在東傳經(jīng)過熱帶地區(qū)80～120°E時，廣西對應降水強過程。

以上分析表明，廣西冬季降水偏多年份具有14～26 d周期低頻特征，這個周期尺度的特征與MJO有顯著的相關(guān)。

5 MJO對廣西冬季降水的可能影響機制

5.1 低頻對流強度指數(shù)的建立

為了合成與冬季降水相關(guān)的MJO位相，首先建立代表MJO振蕩強度指數(shù)的時間序列，再將其他物理量與該時間序列進行滯后線性回歸，則可得到具有相同振蕩信號的回歸值，從而得到周期內(nèi)的位相模態(tài)[22-24]。

上一節(jié)的分析表明，當MJO對流中心位于80～120°E的熱帶地區(qū)時，廣西降水受影響較大。根據(jù)MJO對流在印度洋地區(qū)發(fā)展加強，自西向東傳播的特征，取 80～100 °E，10 °S～10 °N 為關(guān)鍵區(qū)(圖4)。3.2節(jié)分析的廣西冬季多雨年低頻雨量的周期范圍在10～45 d，因此選擇低頻濾波周期為10～45 d。計算經(jīng)過濾波的逐日向外大氣長波輻射異常值(OLRA)關(guān)鍵區(qū)面積平均值，建立逐日低頻OLRA指數(shù)，且進行標準化，下文稱MJO-OLRA 指數(shù)，序列包括 1984、1989、1994、2002、2007年冬季共450 d，代表MJO對流的強度和活動(圖 4)。

圖3 廣西多雨冬季候雨量標準值與MJO-CPC指數(shù)時間序列

圖4 MJO-OLRA指數(shù)關(guān)鍵區(qū)(左，方框)及標準化指數(shù)時間序列(右)

當MJO-OLRA值為負值時表示對流發(fā)展加強，反之則為對流抑制。另外，對每一年冬季逐日降水資料根據(jù)功率譜主周期(表1)進行低頻濾波，建立與MJO-OLRA指數(shù)序列對應的5年冬季逐日雨量低頻序列。兩序列的相關(guān)系數(shù)為-0.17，通過了0.10顯著性檢驗。這表明，低頻雨量與印度洋地區(qū)低頻OLRA負相關(guān)，低頻波動越活躍，對流強度越強，低頻雨量越大。與上一節(jié)分析結(jié)果一致，MJO與廣西冬季降雨偏多有緊密聯(lián)系，MJO-OLRA指數(shù)也能較好地反映MJO對流活動。

5.2 MJO影響廣西冬季低頻降水的機理

選擇逐日OLRA、850 hPa流函數(shù)異常、500 hPa位勢高度異常場，先進行1～50 d濾波，再與MJO-OLRA標準化指數(shù)序列求前后滑動5 d進行滯后線性回歸，回歸值以回歸系數(shù)乘以-2.0表示(即對應關(guān)鍵區(qū)OLRA為-2.0標準差情形)，得到與MJO聯(lián)系的對流、850 hPa低層環(huán)流-20～＋20 d各位相模態(tài)。 在這里，考慮滯后相關(guān)時間，將各要素冬季長度延伸至11—2月，MJO-OLRA指數(shù)序列長度延伸到600 d。用滯后線性回歸合成MJO位相的方法在作者之前研究中已得到很好應用[19,27-29]。

從回歸結(jié)果(圖5，僅給出0 d和滯后+20 d的相關(guān)回歸場)可見，在0 d時(圖5a)，MJO強對流區(qū)位于赤道印度洋東部洋面，其右側(cè)從孟加拉灣到西太平洋熱帶地區(qū)低層850 hPa為異常反氣旋控制，從赤道地區(qū)有異常偏南氣流向中南半島地區(qū)輸送，在華南地區(qū)上空轉(zhuǎn)為偏西南氣流，這種低頻環(huán)流背景,有減弱冬季風的作用，有利于熱帶洋面水汽向華南地區(qū)輸送，造成降水偏多[15]。印度洋的低頻對流發(fā)展相似于西南季風的爆發(fā)，這在冬季不容易出現(xiàn)，其產(chǎn)生的下沉氣流，有利于在熱帶西太平洋地區(qū)反氣旋環(huán)流的加強，如圖5a中顯示的中心位于菲律賓東側(cè)的異常反氣旋環(huán)流，異常反氣旋環(huán)流的西側(cè)偏南氣流亦加強了華南低緯地區(qū)的西南氣流。這與劉冬晴等[14]的研究結(jié)論一致，當?shù)皖l對流熱源中心東移到赤道印度洋東部時，西南氣流擾動影響華南地區(qū)造成降雨偏多。在+20 d(圖5b)時，正好相反，赤道印度洋東部洋面為MJO對流抑制區(qū)，其右側(cè)從孟加拉灣到西太平洋熱帶地區(qū)低層850 hPa為異常氣旋控制，赤道印度洋東部地區(qū)為異常偏北風控制，華南地區(qū)到中南半島地區(qū)主要為偏東到偏東南氣流，這種偏東異常氣流將加強冬季的東北季風和偏東信風，低頻環(huán)流背景不利于降水的形成。

可見，0 d和+20 d時形成了MJO對流的正反位相，MJO活動周期約40 d。印度洋東北部的MJO對流活動使低層環(huán)流場異常，從而給華南地區(qū)尤其是華南西部冬季降水提供了有利的低頻尺度氣候背景，MJO是影響廣西冬季10～45天周期降水的重要氣候信號。

圖5 與MJO-OLRA標準化指數(shù)序列回歸的OLRA(陰影，絕對值≥6 W/m2，僅顯示通過0.10以上顯著性檢驗區(qū)，深色陰影OLRA為負值區(qū)；淺色陰影為OLRA正值區(qū))及850 hPa流函數(shù)異常(等值線，間隔4×105 m2/s)和850 hPa無輻散風場(m/s)

圖6為500 hPa位勢高度逐日異常場與MJO-OLRA對流標準化指數(shù)序列滯后回歸結(jié)果。在0 d(圖6a)時，從印度洋北部-東亞地區(qū)-西北太平洋地區(qū)-東太平洋北部一線，依次形成了“-”“+”“-”“+”的正負位勢高度異常分布，正如前人研究中所指出的由于印度洋MJO異常對流加熱反饋響應而產(chǎn)生Rossby波列，這一波列正是冬季熱帶印度洋-西太平洋MJO活動影響中高緯度大氣的重要途徑[4,13-15]。而這系列的Rossby波列亦是太平洋北美遙相關(guān)型(PNA)負位相在東亞-西太平洋地區(qū)部分的響應，在西北太平洋地區(qū)為正異常高度距平區(qū)，也是形成圖5a中正位相時低層異常反氣旋的原因。在反位相+20 d(圖6b)時，從印度洋北部到東北太平洋一線的位勢高度異常場的分布與正位相時相反，在東亞到西太平洋地區(qū)為負高度距平控制，Rossby波列對應PNA正位相。西太平洋地區(qū)的500 hPa高度負距平異常使低層形成如圖5b中的反氣旋環(huán)流。本文的研究結(jié)果與文獻[13-15]對中國南方地區(qū)冬季與MJO關(guān)系的研究一致，MJO通過激發(fā)PNA型而影響到大氣的異常，最終導致了中國南部地區(qū)冬季降水的異常。MJO的主要生成發(fā)展地區(qū)位于赤道印度洋，此位置對流的產(chǎn)生激發(fā)的Rossby波導致中高緯大氣環(huán)流異常，西南氣流擾動對于華南地區(qū)尤其是華南西部地區(qū)的降雨影響甚大。

圖6 與MJO-OLRA指數(shù)序列回歸的500 hPa位勢高度異常場 陰影為通過0.10以上顯著性檢驗區(qū)，等值線為高度距平值，實線為正值，虛線為負值，等值線間隔2 gpm，零線省略。

6 結(jié)論和討論

通過研究，對廣西冬季降水的特征、降雨偏多年的延伸期特征與MJO的聯(lián)系，得到以下結(jié)論。

(1)廣西冬季降水特征分布主要全區(qū)一致型和南北相反型，以全區(qū)一致型為主。冬季降水異常偏多年份的逐日降水具有14～26 d的平均周期，正處于延伸期的低頻尺度。

(2)廣西冬季持續(xù)強降水與MJO緊密聯(lián)系，MJO強對流在東傳經(jīng)過80～120°E的印度洋到西太平洋熱帶地區(qū)時，廣西可出現(xiàn)冬季持續(xù)強降水。

(3)與廣西冬季強降水相關(guān)的MJO濕位相時，異常對流在赤道印度洋東部熱帶地區(qū)產(chǎn)生，低層西太平洋地區(qū)為異常反氣旋控制，中南半島地區(qū)到華南地區(qū)上空為異常偏南氣流到偏西南氣流，這種低頻環(huán)流背景有利于水汽向華南地區(qū)輸送。而在MJO干位相時，情況正好相反，印度洋東部熱帶地區(qū)為對流抑制區(qū)，低層西太平洋為異常氣旋控制，華南地區(qū)上空為異常偏東氣流控制，中南半島地區(qū)上空為異常偏北氣流控制，不利于降水的形成。

(4)影響華南地區(qū)大氣環(huán)流的異常主要是由在熱帶印度洋地區(qū)的MJO對流激發(fā)的Rossby波列造成，此波列對應著PNA遙相關(guān)型在東亞-西太平洋地區(qū)部分的響應。

以上結(jié)論解釋了廣西冬季異常偏多降水年份的延伸期過程出現(xiàn)與MJO有顯著相關(guān)，MJO通過影響大氣環(huán)流異常背景造成降水的異常。在影響冬季異常降水的氣候因子中，ENSO也是一個重要的氣候信號，由于其對MJO具有調(diào)制作用，在強El Ni?o年，熱帶東印度洋的MJO活動減弱，對冬季降水影響也相應減弱，在本文中已將強El Ni?o年份的個例略去，ENSO對廣西冬季降水影響有待另文深入分析。此外，逐日雨量僅在經(jīng)過低頻濾波之后與MJO信號有顯著相關(guān)，說明降水總量由多尺度因素影響形成，MJO的影響僅是其中的一個因子。

在本文中，僅分析了降雨偏多年份降水事件與MJO的聯(lián)系，在MJO對流抑制的反位相，可能與持續(xù)干旱有密切聯(lián)系；另外，本文的結(jié)論在夏季是否適用？廣西夏季延伸期降雨過程與MJO的聯(lián)系也值得進一步開展研究。