1770 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 57 卷 River,andthewayhowheatcontentanomalyprobablyafectsthesummerrainfalarestudiedby usingthehistoricaloceantemperature

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1 第 57 卷第 6 期 2014 年 6 月 地球物理学报 CHINESE JOURNAL OF GEOPHYSICS Vol.57,No.6 Jun.,2014 祁莉, 王晓芳, 何金海等. 前期西太平洋暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能途经. 地球物理学报,57(6): ,doi: /cjg QiL,WangX F,HeJ H,etal.TheapproachofthepreviousanomalousheatcontentinthewesternPacificwarm pool afectingthesummerrainfaloverthemiddleandlowerreachesoftheyangtzeriver. 犆犺犻狀犲狊犲犑. 犌犲狅狆犺狔狊.(inChinese),57 (6): ,doi: /cjg 前期西太平洋暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能途经 祁莉 1, 王晓芳 2, 何金海 1, 张文君 1, 吴捷 3 1 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 气象灾害省部共建教育部重点实验室, 南京 中山市气象局, 广东中山 国家气候中心气候研究开放实验室, 北京 摘要利用日本气象厅历史海温资料 NCEP/NCAR 再分析资料 海表温度和降水资料, 研究了 年前期西太平洋暖池 ( 简称暖池 ) 热含量异常与长江中下游夏季降水的关系, 及其可能影响途径. 结果表明, 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 ( 即上年 11 月 当年 1 月, 下同 ) 暖池关键区 (166.5 E 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. 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东亚 太平洋型遥相关 (EAP), 可能是影响长江中下游夏季降水的主要原因. 暖池热含量在前期 11 1 月异常偏低导致其西北侧菲律宾异常反气旋形成并维持, 夏季菲律宾异常反气旋向西北方向扩展加强, 东亚沿岸 EAP 波列形成, 使得长江中下游及其以东的西北太平洋副热带地区受异常气旋控制, 且长江中下游地区为北方冷空气与南方暖湿气流的交汇区. 同时, 对流层高层东亚沿岸亦存在位置较中低层向西北偏移的 EAP 波列, 长江中下游及其以南地区为异常偏强高压, 高层辐散与中低层辐合相配合, 有利于长江中下游地区对流发展和降水增多 ; 反之亦然. 关键词西太平洋暖池 ; 热含量 ; 长江中下游夏季降水 ; 前兆信号 ; 遥相关 doi: /cjg 中图分类号 P461 收稿日期 , 收修定稿 犜犺犲犪狆狆狉狅犪犮犺狅犳狋犺犲狆狉犲狏犻狅狌狊犪狀狅犿犪犾狅狌狊犺犲犪狋犮狅狀狋犲狀狋犻狀狋犺犲狑犲狊狋犲狉狀犘犪犮犻犳犻犮狑犪狉犿狆狅狅犾犪犳犲犮狋犻狀犵狋犺犲狊狌犿犿犲狉狉犪犻狀犳犪犾狅狏犲狉狋犺犲犿犻犱犱犾犲犪狀犱犾狅狑犲狉狉犲犪犮犺犲狊狅犳狋犺犲犢犪狀犵狋狕犲犚犻狏犲狉 QILi 1,WANG Xiao Fang 2,HEJin Hai 1,ZHANG Wen Jun 1,WUJie 3 1 犆狅犾犪犫狅狉犪狋犻狏犲犐狀狀狅狏犪狋犻狅狀犆犲狀狋犲狉狅狀犉狅狉犲犮犪狊狋犪狀犱犈狏犪犾狌犪狋犻狅狀狅犳犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犇犻狊犪狊狋犲狉狊, 犓犲狔犔犪犫狅狉犪狋狅狉狔狅犳犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犇犻狊犪狊狋犲狉狅犳犕犻狀犻狊狋狉狔狅犳犈犱狌犮犪狋犻狅狀, 犖犪狀犼犻狀犵犝狀犻狏犲狉狊犻狋狔狅犳犐狀犳狅狉犿犪狋犻狅狀犛犮犻犲狀犮犲犪狀犱犜犲犮犺狀狅犾狅犵狔, 犖犪狀犼犻狀犵 , 犆犺犻狀犪 2 犣犺狅狀犵狊犺犪狀犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犅狌狉犲犪狌, 犌狌犪狀犵犱狅狀犵犣犺狅狀犵狊犺犪狀 , 犆犺犻狀犪 3 犔犪犫狅狉犪狋狅狉狔犳狅狉犆犾犻犿犪狋犲犛狋狌犱犻犲狊, 犖犪狋犻狅狀犪犾犆犾犻犿犪狋犲犆犲狀狋犲狉狅犳犆犺犻狀犪犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犃犱犿犻狀犻狊狋狉犪狋犻狅狀, 犅犲犻犼犻狀犵 , 犆犺犻狀犪 犃犫狊狋狉犪犮狋 Therelationshipbetweenthepreviousheatcontentanomalyinthe western Pacific warmpool (WPWP)andsummerrainfaloverthe middleandlowerreachesofthe Yangtze 基金项目 国家重点基础研究发展计划 (973 计划 ) 项目 (2012CB417403), 江苏高校优势学科建设工程资助项目 (PAPD), 长江学者和创新团队 发展计划 (PCSIRT) 资助. 作者简介祁莉, 主要从事季风 海陆气相互作用与短期气候预测的研究.E mail:qili@nuist.edu.cn 通讯作者王晓芳, 女, 硕士, 主要从事海陆气相互作用与短期气候预测的研究.E mail:catharine0607@sina.com

2 1770 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 57 卷 River,andthewayhowheatcontentanomalyprobablyafectsthesummerrainfalarestudiedby usingthehistoricaloceantemperatureanalysisdataprovidedbyjapan MeteorologicalAgency, NCEP/NCARreanalysisdataset,seasurfacetemperatureandrainfaldata.Theresultsindicated thatthereisasignificanttwo seasonleadnegativecorrelationship betweenthepreviousheat contentofthe WPWPandthesummerrainfaloverthemiddleandlowerreachesoftheYangtze River,anditisanimportantindicatorforpredictionthatthesmaleranomaliesofthe0~200 m heatcontentaveragedfrom NovembertoJanuaryinthekeyarea (166.5 E W,7.5 S 3.5 N)arefolowedby moreraininthe middleandlowerreachesofthe YangtzeRiver.The barocliniceast Asia Pacific (EAP)teleconnection stimulated by the previous heatcontent anomalyforitspersistenceinthe WPWP maybethe mainreasonthatinfluencesthesummer rainfalinthemiddleandlowerreachesoftheyangtzeriver.thenegativeheatcontentanomaly betweenthepreviousnovemberandjanuaryinthekeyarealeadstotheformationandpersistence ofanomalousphilippineseaanticyclone.insummer,theanticycloneexpandsnorthwestwardand strengthens,andthentheeapteleconnectionappearsalongtheeastasiancoast,which makes themiddleandlowerreachesoftheyangtzeriverandtheareatoitseastinthenorthwestpacific subtropicalregionunderthecontrolofanomalouscyclone,andthusthemiddleandlowerreaches oftheyangtzeriverbecomestheareawherecoldairfromthenorthandwarmairfromthesouth jointogether. Atthe sametime,there exists a wavetrain of EAP paternin the upper tropospheretiltingto northwestcomparedtothe middleandlowertroposphere,sothatthe middleandlowerreachesoftheyangtzeriverandtheareatoitssouthisunderthecontrolof anomalouslystrongerhigh,whichisconducivetomoreraininthemiddleandlowerreachesofthe YangtzeRiver with uppertroposphericdivergenceas welas middleandlowertropospheric convergence,andviceversa. 犓犲狔狑狅狉犱狊 WesternPacificwarmpool;Heatcontent;Summerrainfaloverthemiddleandlower reachesoftheyangtzeriver;precursorysignal;teleconnection 1 引言 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 (Fanetal.,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 (Xueetal.,2003) 西太平洋副高 (Heet 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 GardoandStone,1977;Hartmannetal., 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 )(Nita, 1987;Huangand Wu,1989;HuangandLu,1989), 从而影响到西太平洋副高和我国东部夏季降水 (HuangandSun,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

3 6 期 祁莉等 : 前期西太平洋暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能途经 1771 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 年月平均历史海温资料 (Ishietal.,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 ( 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狕 0 到狕 1( 狕 0< 狕 1) 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 (Kalnayetal.,1996), 水平分辨率为 , 时间跨度为 年 ; 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 年月平均降水重建数据集 (PREC) 资料 (Chenetal.,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 , 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 年月平均海表温度资料 (Rayneretal., 2003), 水平分辨率为 1 1, 以及 CPC(NOAA 气候预测中心 ) 提供的 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 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 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, 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.

4 1772 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 57 卷 图 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 FirstREOFmodeofsummerrainfalduring ineasternChina (a)spatialpatern;(b)correspondingtimeseriesrpc1 (bars)andstandardizedaveragesummerprecipitation of11stations(curve).shadingsin (a)denoteloadingvaluesnolessthan 长江中下游夏季降水与暖池热含量的关系 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( 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~ 200m 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 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. 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 (50m 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~ 200m 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 信度检验. 此外,200m 也恰好代表了暖池区温跃层的大致深度 (Meinenand McPhaden,2000; 陈永利等, 2003), 因此本文选取 0~200m 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 0~200m 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 月以及来年的 和 4 月. 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 0~200m 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 即为 Rpc1 与关键区上年 11 月到当年 1 月平均的 0~200m 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 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. 根据上述分析, 将关键区 (166.5 E W, 7.5 S 3.5 N) 关键时段 ( 上年 11 月 当年 1 月 ) 0~200m 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 0~200m 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 和 -0.43, 显著通过了 0.01 信度检验. 而前期冬季 ( 上年 12

5 6 期 祁莉等 : 前期西太平洋暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能途经 1773 月 当年 2 月平均 )Ni o3.4 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. 图 2 Rpc1( 年 ) 与上年 11 月 当年 4 月 (a f)0~200m 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 DistributionsofmonthlycorrelationcoeficientsbetweenRpc1 ( )and 0~200mheatcontentfortheperiodfrompreviousNovembertosimultaneousApril(a f) Contoursindicateabsolutevaluesofcorrelationcoeficientsexceeding0.3withanintervalof0.1.Dark (light) shadingsindicatepositive(negative)correlationareasthataresignificantatthe95% confidencelevel. 图 3 Rpc1( 年 ) 与关键区 (166.5 E 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 ( 年 ) 为基准月 ( 已由竖直虚线标出 ) 关键区 0~200m 热含量的超前 同时 滞后自相关系数 (b) Fig.3 CorrelationcoeficientsbetweenRpc1( )andheatcontentfromseasurfacetovariouswaterdepthsand SSTforeachmonthfrompreviousJanuarytosimultaneousMayinthekeyarea(166.5 E W,7.5 S 3.5 N)(a), andmonthlylead,contemporaryandlagself correlationsof0~200m heatcontentinthekeyarearelativetodecember ( )whichisusedasthebasemonthmarkedbytheverticaldashedline(b)

6 1774 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 57 卷 表 1 犚狆犮 1( 年 ) 与关键区 (166.5 犈 犠,7.5 犛 3.5 犖 ) 前期各月及滑动起止月平均的 0~200 犿热含量的相关系数犜犪犫犾犲 1 犆狅狉狉犲犾犪狋犻狅狀犮狅犲犳犻犮犻犲狀狋狊犫犲狋狑犲犲狀犚狆犮 1 ( ) 犪狀犱 0~200 犿犺犲犪狋犮狅狀狋犲狀狋犻狀狋犺犲犽犲狔犪狉犲犪 (166.5 犈 犠,7.5 犛 3.5 犖 ) 犳狅狉狋犺犲狆狉犲狏犻狅狌狊犲犪犮犺犿狅狀狋犺 ( 犻. 犲. 狋犺犲狆狉犲狏犻狅狌狊犖狅狏犲犿犫犲狉, 犇犲犮犲犿犫犲狉, 狊犻犿狌犾狋犪狀犲狅狌狊犑犪狀狌犪狉狔, 犉犲犫狉狌犪狉狔, 犕犪狉犮犺犪狀犱犃狆狉犻犾 ) 犪犵犪犻狀狊狋犻狋狊犲犾犳犪狀犱犲犪犮犺狅犳狋犺犲犳狅犾狅狑犻狀犵犿狅狀狋犺狊狋犻犾狊犻犿狌犾狋犪狀犲狅狌狊犃狆狉犻犾犻狀犮犾狌狊犻狏犲狅犳狋犺犻狊犿狅狀狋犺 滑动开始月 滑动终止月 相关系数 (Rpc1, 热含量 ) 滑动开始月 滑动终止月 相关系数 (Rpc1, 热含量 ) 上年 11 月 当年 1 月 上年 11 月 上年 12 月当年 1 月当年 2 月当年 3 月 当年 2 月 当年 1 月当年 3 月 当年 4 月 当年 2 月 当年 4 月 上年 12 月 当年 1 月 上年 12 月 当年 2 月 当年 3 月 当年 4 月 当年 2 月当年 3 月 当年 3 月 当年 4 月 当年 3 月 当年 4 月 当年 4 月当年 4 月 以 0.9σ 为阈值,HCI 高于 0.9σ 的 9 个暖异常年 (1967/ / / / / / / / /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/ / / / / / / /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 ( 和 1978 年 )Rpc1 与 HCI 同号, 而这 4 个少雨年对应的 HCI 值在 -0.20~ 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. 将冷异常年 (1982/ / / / / /1998 和 1998/ 1999 年, 共 7 年 ) 与暖异常年 (1967/ / / / / /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 0~200m 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. 表 年夏季长江中下游地区多 少雨年 犜犪犫犾犲 2 犜犺犲狔犲犪狉狊狅犳狑犲狋犪狀犱犱狉狔狊狌犿犿犲狉狊犻狀狋犺犲犿犻犱犱犾犲犪狀犱犾狅狑犲狉狉犲犪犮犺犲狊狅犳狋犺犲犢犪狀犵狋狕犲犚犻狏犲狉犳狅狉 多雨年 ( 共 6 年 ) 少雨年 ( 共 8 年 ) 注 : 表示 Rpc1 与 HCI 反相对应的年份.

7 6 期 祁莉等 : 前期西太平洋暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能途经 1775 图 年 HCI( 曲线 ) 冬季 Ni o3.4 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 TimeseriesofHCI(curve),precedingDJFNi o3.4index (dashedline),andrpc1 (bars)for (a), andcompositediferencesofsummerrainfalbetweentheanomalouscoldandwarmyearsinthekeyareaobtainedaccording toprecipitationdataof160stationsprovidedbynationalclimatecentre(unit:mm)(b)andprec (unit:mm d -1 )(c). Dark (light)shadingsindicatepositive(negative)precipitationanomaliesthataresignificantatthe95% levelofconfidence 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 850hPa 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 (Nita,1987;Huangand Wu,1989;Huang andlu,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 500hPa 环流异常 ( 图略 ) 特征与 850hPa 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 Gil 响应持续影响大气环流的结果, 夏

8 １７７６ 地 球 物 理 学 报 Ｃｈ ｎ Ｊ Ｇ ｏｐｈｙ ５７ 卷 图 ５ 前期冬 ｄ ｂ ｈ 和当年夏季 ｆ ８５０ｈＰ风场异常 ｇ 春季 对负 ＨＣＩ回归的结果 ｄ ｆ 冷异常年与暖异常年的差值 ｇ 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 ｐ ｎｇ Ｆ ５ Ｗ ｎｄｎｏｍ ８５０ｈＰｆ ｏ ｐ ｗ ｎ ｄ ｂ ｈ ｎｄ ｍｕ ｎ ｏｕｕｍｍ ｆ ｏｂ ｎｄ ｇ ｐ ｇ ｂｙ ｇ ｏｎｏｎ ｏ ｖ ｄ ＨＣＩ ｕｂ ｎｇｎｏｍ ｏｕｗ ｍｙ ｆ ｏｍ ｏ ｄｏｎ ｄ ｆ ｎｄｕｂ ｎｇｄ ｙ ｆ ｏｍ ｗ ｙ ｇ ｙ Ｓｈｄ ｎｇ ｎｄ ｈｗ ｎｄｎｏｍ ｐ ｈ９５ ｆ ｎ ｖ ｎｄ ｈ ｎｇ ｂｏｘ ｄｎｏ ｇｎ ｈ ｏ ｆ ｈｍ ｄｄ ｎｄ ｏｗ ｈ ｏ ｆ ｈｙｎｇ ｚ Ｒ ｖ 季菲律宾异常反气 旋 向 西 北 方 向 扩 展 加 强 东 亚 沿 地区则出现了 位 势 高 度 正 距 平 图 ６ ６ ｆ和 ６ 从 岸 ＥＡＰ 型遥相关波列形成 直接影响长江中下游夏 而东 亚 沿 岸 形 成 与 对 流 层 中 低 层 相 对 应 的 类 似 季降水的变化 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 从前期冬季到 当 年 夏 季 高 层 ２００ｈＰ 高 度 场 异常上表 现 出 不 同 于 对 流 层 中 低 层 的 环 流 分 布 特 区及东海海域上空 受 异 常 偏 强 的 高 压 控 制 为 长 江 征 如 图 ６ 所 示 前 期 冬 季 东 亚 西 太 平 洋 地 区 以 中下游地区上空的对流提供了很好的辐散场 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 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 距平 图 ６ ６ｄ 和 ６ｇ 春季南海 南 部 的 位 势 高 度 正 平洋地区整层大气 环 流 异 常 演 变 特 征 几 乎 一 致 即 距平略向西北方向 移 动 冷 暖 异 常 年 的 差 值 图 图 前期暖池区热含量异常引起的环流异常与导致长江 ６ 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 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 较弱 ５ ０ｇｐｍ 并有向北扩展的趋势 图 ６ｂ ６ 和 ６ｈ 当年夏 季 南 海 上 空 的 位 势 高 度 正 距 平 进 一 显著 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 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 ７ 也 有 清 晰 体 现 可 以 海地区的位势高度负距平合并 ５０ Ｎ 以北的 东北 亚 看出 对于冷异常 年 对 流 层 中 低 层 ５００ｈＰ 以下 上述分析中夏季东亚沿岸经向波列随高度的变

9 ６期 祁莉等 前期西太平洋暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能途经 １７７７ 图 ６ 同图 ５ 但为 ２００ｈＰ位势高度场异常 阴影表示通过 ０ ０５ 信度检验 间隔 ２ ５ｇｐｍ ｄ 间隔 ５ｇｐｍ Ｆ ６ Ａ ｎｆ ５ｂｕ ｆ ｏ ｇ ｏｐｏ ｎ ｈ ｎｏｍ ２００ｈＰ ｇ ｇ ｇｈ Ｓｈｄ ｎｇ ｎｄ ｈｇｏｐｏ ｎ ｈ ｎｏｍ ｐ ｈ９５ ｆ ｎ ｖ ｇｈ ｇｎ ｎｄ ｈ ｎ ｖ ｏ ｆ ｏｎ ｏｕ ２ ５ｇｐｍ ｎ ｎｄ５ｇｐｍ ｎ ｄ 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 ７ １ 和垂直速度 ω 场异常 单位 ０ ０１Ｐ １ ｂ ０ 线已省略 深 浅 色阴影表示通过 ０ ０５ ０ １０ 信度检验 Ｆ ７ Ｖ ｏ ｏｎｏ ｆ ｈｖｏ ｕｎ １０ ７ １ ｎｄｖ ｖ ｏ ｇ ｙｎｏｍ ｙω ｎｏｍ ｕｎ ０ ０１Ｐ １ ｂ ｖ ｇｄｏｖ １１０ Ｅ １５０ Ｅ ｇ ｄｕｐｏｎ ｖ ｄ ＨＣＩ Ｔｈｚ ｏ ｏｎ ｏｕ ｏｍ ｄ ｎｄｄ ｋ ｈｄ ｎｇ ｎｄ ｈｖｏ ｎ ｎｄ ｇｈ ｙｎｏｍ ｎ ｂ ｐ ｈ９５ ９０ ｆ ｎ ｖ ωｎｏｍ ｇｎ ０ ７０ Ｎ 和高 层 ２００ｈＰ 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 斜压性结构 以中低纬地区更加明显 长江中下游及 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 种高层辐散中低层 辐 合 的 配 置 使 得 长 江 中 下 游 地 在约 １０ 个经度的向北偏移 表现出一定向北倾斜的 该地区对流的发展和降水的增多 对于暖异常年 则 其以南的地区高层为负涡度异常 与中低层相反 这 区上空整层大气出现异常 上升 气流 图 ７ｂ 有 利 于

10 1778 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 57 卷 相反. 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 850hPa 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 850hPa 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. 冷异常年合成的夏季 200hPa 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 850hPa( 图 8a) 较一致的 +-+- 的经向波列 图 8 冷 (a,b) 暖 (c,d) 异常年合成的夏季 850hPa(a,c) 和 200hPa(b,d) 涡度场异常 ( 等值线, 单位 : 10-6 s -1, 间隔 : s -1,0 线已省略, 且 (b) 图省略了 ± 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 :m 2 s -2, 小于 0.5m 2 s -2 时不显示 ) Fig.8 Compositevorticityanomalies(contours,unit: 10-6 s -1 )andwaveactivityflux(vectors,unit:m 2 s -2 )at850hpa (a,c)and200hpa(b,d)inthesummersofcold (a,b)and warm (c,d)yearsinthekeyarea.solidanddashedlines denotepositiveandnegativevalueswithcontourintervalsof s -1.Zerocontourlinesinalpanelsand± s -1 contourlinesin(b)areomited.dark(light)shadingsindicatethepositive(negative)vorticityanomalies.fluxessmaler than0.5m 2 s -2 arenotploted

11 6 期 祁莉等 : 前期西太平洋暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能途经 1779 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 (TakayaandNakamura,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 850hPa( 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 (KosakaandNakamura, 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 W,7.5 S 3.5 N) 0~200m 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. 犚犲犳犲狉犲狀犮犲狊 BaiH,HuD X.1989.Apreliminaryanalysisoftheheatcontent distributionandchangeinthephilippinesea. 犕犪狉犻狀犲犛犮犻犲狀犮犲狊 (inchinese),(3):7 12. Chen M Y,Xie P P,JanowiakJ E,etal.2002.Globalland precipitation: A 50 yr monthly analysis based on gauge observations. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犎狔犱狉狅犿犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔,3(3): ChenYL,HuD X.2003.TherelationbetweentheSouthChina Seasummermonsoononsetandtheheatcontentvariationsinthe tropicalwestern Pacific warm poolregion. 犃犮狋犪犗犮犲犪狀狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),25(3): ChenYL,BaiXZ,ZhaoYP.2003.Relationshipbetweensummer rainfalanomaliesovershandongandthewesterntropicalpacific warmpoolareasthermalstateandsummermonsoonvariability. 犛狋狌犱犻犪犕犪狉犻狀犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),(45): Cornejo GarridoA G,StoneP H.1977.Ontheheatbalanceofthe Walkercirculation. 犑. 犃狋犿狅狊. 犛犮犻.,34(8):

12 1780 地球物理学报 (ChineseJ.Geophys.) 57 卷 FanK,Wang H J,ChoiYJ.2008.A physicaly basedstatistical forecastmodelforthemiddle lowerreachesoftheyangtzeriver valeysummerrainfal. 犆犺犻狀犲狊犲犛犮犻犲狀犮犲犅狌犾犲狋犻狀,53(4): GongD Y.2003.ArcticOscilation ssignificanceforpredictionof EastAsiansummer monsoonrainfal. 犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犕狅狀狋犺犾狔 (inchinese),29(6):3 6. HartmannDL,Hendon H H,HouzeR AJr,etal.1984.Some implications of the mesoscale circulations in tropical cloud clustersforlarge scaledynamicsandclimate. 犑. 犃狋犿狅狊. 犛犮犻., 41(1): HeJ H,Zhou B, Wen M,et al Verticalcirculation structure, interannual variation features and variation mechanism of western Pacificsubtropicalhigh. 犃犱狏犪狀犮犲狊犻狀犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犛犮犻犲狀犮犲狊,18(4): HuZZ.1997.InterdecadalvariabilityofsummerclimateoverEast Asiaanditsassociation with 500 hpa heightand globalsea surfacetemperature. 犑. 犌犲狅狆犺狔狊. 犚犲狊.,102(D16): HuangR H,WuYF.1989.TheinfluenceofENSOonthesummer climatechangeinchinaanditsmechanism. 犃犱狏. 犃狋犿狅狊. 犛犮犻., 6(1): HuangR H,LuL.1989.Numericalsimulationoftherelationship betweentheanomalyofsubtropicalhighovereastasiaandthe convectiveactivitiesinthewesterntropicalpacific. 犃犱狏. 犃狋犿狅狊. 犛犮犻.,6(2): HuangR H,SunFY.1992.ImpactsofthetropicalwesternPacific ontheeastasiansummermonsoon. 犑. 犕犲狋犲狅狉. 犛狅犮. 犑犪狆犪狀, 70(1): HuangR H,SunFY.1994a.Impactsofthethermalstateandthe convectiveactivitiesinthetropicalwestern warm poolonthe summerclimateanomaliesineastasia. 犛犮犻犲狀狋犻犪犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),18(2): HuangR H,SunF Y.1994b.Impactoftheconvectiveactivities overthewesterntropicalpacificwarmpoolontheintraseasonal variability of the East Asian summer monsoon. 犛犮犻犲狀狋犻犪犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),18(4): Ishi M,Kimoto M,Sakamoto K,etal.2006.Stericsealevel changesestimatedfrom historicaloceansubsurfacetemperature andsalinityanalyses. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犗犮犲犪狀狅犵狉犪狆犺狔,62(2): JinQ H,WangH,JiangH,etal.2012.Impactsofthevariations in the intensity of the northern Pacific subtropical ocean circulationontherainfalsoverthemiddleandlowerreachesof thechangjiangriver. 犃犮狋犪犗犮犲犪狀狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese), 34(1): KalnayE,KanamitsuM,KistlerR,etal.1996.TheNCEP/NCAR 40 yearreanalysisproject. 犅狌犾. 犃犿犲狉. 犕犲狋犲狅狉. 犛狅犮.,77(3): Kosaka Y,Nakamura H.2006.Structureand dynamicsofthe summertime Pacific Japan teleconnection patern. 犙狌犪狉狋. 犑. 犚狅狔. 犕犲狋犲狅狉. 犛狅犮.,132(619): LiC.2008.Couplingmodeanalysisofsummerprecipitationinmid low valey of Yangtze Riverand sea surfacetemperaturein northwest Pacific. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犜狉狅狆犻犮犪犾犗犮犲犪狀狅犵狉犪狆犺狔 (in Chinese),27(4): LinCL.1990.Somefeaturesofheatcontentchangesoftheocean upperlayerin northwest Pacific during 犜狉狅狆犻犮犗犮犲犪狀狅犾狅犵狔 (inchinese),9(2): LuC H,HuangL,HeJH,etal.2014.Interannualvariabilityof heatcontentinwesternpacificwarmpoolanditsimpactonthe eastern Asian climatic anomaly. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犜狉狅狆犻犮犪犾犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔 (inchinese),30(1): McPhaden MJ.2003.TropicalPacificoceanheatcontentvariations andenso persistencebarriers. 犌犲狅狆犺狔狊犻犮犪犾犚犲狊犲犪狉犮犺犔犲狋犲狉狊, 30(9),1480,doi: /2003GL MeinenC S,McPhaden M J.2000.Observationsofwarm water volumechangesintheequatorialpacificandtheirrelationshipto ElNi oandlani a. 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犆犾犻犿犪狋犲,13(20): NitaT.1987.ConvectiveactivitiesinthetropicalwesternPacific andtheirimpactonthenorthernhemispheresummercirculation. 犑. 犕犲狋犲狅狉. 犛狅犮. 犑犪狆犪狀,65(3): PingF,LuoZ X,JuJ H.2006.Diferencesbetweendynamics factorsforinterannualanddecadalvariationsofrainfaloverthe Yangtze River valey during flood seasons. 犆犺犻狀犲狊犲犛犮犻犲狀犮犲犅狌犾犲狋犻狀,51(8): RaynerN A,ParkerDE,HortonEB,etal.2003.Globalanalyses ofsea surface temperature,sea ice,and night marine air temperaturesincethelate nineteenth century. 犑. 犌犲狅狆犺狔狊. 犚犲狊.,108(D14),4407,doi: /2002JD Takaya K, Nakamura H A formulation of a phase independent wave activity flux for stationary and migratory quasigeostrophic eddies on a zonaly varying basicflow. 犑. 犃狋犿狅狊. 犛犮犻.,58(6): Wang B, Wu R G, Fu X H Pacific East Asian teleconnection: How does ENSO afect East Asian climate? 犑狅狌狉狀犪犾狅犳犆犾犻犿犪狋犲,13(9): WangLJ,WangH,JinQ H,etal.2011.Apreliminaryanalysis on the relationship between the South China Sea summer monsoononsetandtheupperheatcontentduringtheprevious periodinthisregion. 犃犮狋犪犗犮犲犪狀狅犾狅犵犻犮犪犛犻狀犻犮犪 (inchinese),33 (4): WeiF Y.2006.Relationshipsbetweenprecipitationanomalyover themiddleandlowerreachesofthechangjiangriverinsummer andseveralforcingfactors. 犆犺犻狀犲狊犲犑狅狌狉狀犪犾狅犳犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犛犮犻犲狀犮犲狊 (inchinese),30(2): WengXC,ZhangQL,YanTZ.1996.Variationofthesubsurface waterheatcontentinthetropicalwesternpacificwarmpoolarea anditsrelationto precipitationin eastern Chinaandtothe western Pacific subtropical high. 犛狋狌犱犻犪犕犪狉犻狀犪犛犻狀犻犮犪 (in Chinese),(37):1 9. XueF, Wang H J, He J H.2003.Interannualvariability of Mascarenehighand Australianhighandinfluenceonsummer rainfalovereastasia. 犆犺犻狀犲狊犲犛犮犻犲狀犮犲犅狌犾犲狋犻狀,48(5):492

13 6 期 祁莉等 : 前期西太平洋暖池热含量异常影响长江中下游夏季降水的可能途经 ZhangQ L, Weng X C.1999.Analysisofheatcontentofthe tropicalwestern Pacific warm pool. 犘犾犪狋犲犪狌犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵狔 (in Chinese),18(4): 附中文参考文献 白虹, 胡敦欣 菲律宾海热含量分布及其变化的初步探讨. 海洋科学,(3):7 12. 陈永利, 胡敦欣 南海夏季风爆发与西太平洋暖池区热含量及对流异常. 海洋学报,25(3): 陈永利, 白学志, 赵永平 山东夏季降水与西太平洋暖池区海洋热状态及夏季风异常. 海洋科学集刊,(45): 龚道溢 北极涛动对东亚夏季降水的预测意义. 气象,29 (6):3 6. 黄荣辉, 孙凤英.1994a. 热带西太平洋暖池的热状态及其上空的对流活动对东亚夏季气候异常的影响. 大气科学,18(2): 黄荣辉, 孙凤英.1994b. 热带西太平洋暖池上空对流活动对东亚夏 季风季节内变化的影响. 大气科学,18(4): 金 华, 王辉, 姜华等 北太平洋副热带海洋环流强度异常对长江中下游夏季降水的影响. 海洋学报,34(1): 李春 长江中下游夏季降水与西北太平洋海温的耦合模态分析. 热带海洋学报,27(4): 林传兰 年热带西北太平洋海洋上层热含量的变化特征. 热带海洋,9(2): 卢楚翰, 黄露, 何金海等 西太平洋暖池热含量年际变化及其对东亚气候异常的影响. 热带气象学报,30(1): 王丽娟, 王辉, 金 华等 南海夏季风爆发与冬春季南海上层海洋热含量关系的初探. 海洋学报,33(4): 魏凤英 长江中下游夏季降水异常变化与若干强迫因子的关系. 大气科学,30(2): 翁学传, 张启龙, 颜廷壮 热带西太平洋暖池域次表层水热含量变化及其与我国东部汛期降水和副高的相关关系. 海洋科学集刊,(37):1 9. 张启龙, 翁学传 热带西太平洋暖池表层热含量分析. 高原气象,18(4): ( 本文编辑何燕 )