华北近60年夏季降水年际异常与大气动力、水汽条件关系的研究

郝立生 何丽烨 马宁 郝钰茜

摘要 本文基于华北夏季降水数据、NCEP／NCAR再分析环流数据，采用了相关、合成和环流异常回归重构等方法，分析了东亚副热带夏季风指数、华北大气动力上升指数与华北夏季降水的关系。主要结果如下：1）东亚副热带夏季风指数、华北大气动力上升指数与华北夏季降水有很好的对应关系。当两个指数偏强时，华北夏季降水会异常偏多;两个指数偏弱，华北夏季降水异常偏少;如果两个指数强弱不一致时，华北会出现区域性降水偏多情况，但全区整体降水量基本为正常值。2）华北夏季降水异常是东亚副热带夏季风和华北大气动力上升运动协同作用的结果。在东亚副热带夏季风指数、华北大气动力上升指数偏强年，夏季500 hPa层贝加尔湖槽会加深、西北太平洋副热带高压会偏北，华北处于“东高西低”的环流型控制下，西部低槽东移受阻，在华北维持较长时间的大气上升运动;850 hPa层印度夏季风、东亚副热带夏季风会偏强，这时热带印度洋西风水汽输送以及东亚副热带地区偏南风水汽输送或东南风水汽输送会加强，华北水汽来源充足。这种高、低空环流配置非常有利于造成华北夏季降水异常偏多。反之，华北夏季降水会异常偏少。3）前期4—5月，东亚副热带夏季风指数、华北大气动力上升指数偏强，可以作为华北夏季降水异常偏多的一个气候监测预测指标。

关键词华北;夏季;降水异常;大气环流;影响机制

华北地区位于东亚夏季风北边缘，降水季节分配不均，降水量高度集中在夏季，占全年降水总量的65％以上，是我国东部地区降水集中程度最大的一个地区（郝立生和侯威，2018;桑林和余乐福，2018;刘海文等，2022;谭政华和巩远发，2022），常常引发严重洪涝和干旱等重大自然灾害，对该地区工农业生产、生态环境建设和人民生命财产安全带来很大威胁，有时会造成严重损失（符淙斌等，2005;丁一汇等，2013b;冉令坤等，2021;Luo et al.，2023）。认识华北夏季降水异常变化规律和改进降水预测技术，对科学调度工农业生产、防灾减灾和生态建设等都非常重要。

对华北夏季降水异常的认识，最早始于对季风的研究（竺可桢和李良骐，1934;涂长望和黄士松，1944;丁一汇等，2018）。华北降水主要受东亚夏季风影响，东亚夏季风包含热带夏季风、副热带夏季风（Zhu et al.，1986;Tao and Chen，1987;Li and Zeng，2002;Ding et al.，2004;Ding and Chan，2005），它们之间存在相互作用，直接影响中国大范围旱涝。传统认为，东亚夏季风最先在南海地区爆发，5月中下旬北移至华南地区，形成华南前汛期降水（Ding et al.，2004）;之后，夏季风雨带经历两次北跳和停滞，先后形成江淮梅雨和华北雨季（陈隆勋等，1991;Ding et al.，2008）。大多数研究（陈隆勋等，2000;Wang and Lin，2002;Ding，2004;Wang et al.，2004;Ding et al.，2008;He and Zhu，2015）表明，华北夏季降水异常是南海热带季风爆发后逐渐向北推进的结果（Lau and Yang，1997;Webster et al.，1998）;另有研究（何金海等，2007，2008;Zhao et al.，2007;胡亮等，2011;郝立生和丁一汇，2023）认为，华北雨季并非是后者向北推进的结果，东亚热带季风和副热带季风的降水性质明显不同。总之，东亚夏季风系统的协同作用或异常是造成华北夏季降水异常的一个重要原因（Chen et al.，2020）。

在动力条件影响方面，赵平等（2008）曾提出亚洲-太平洋濤动（Asian-Pacific Oscillation，APO）概念，进一步研究（章颖和赵平，2012）表明，当夏季亚洲-太平洋涛动指数APO偏高（低）时，西北太平洋副热带高压偏强（弱）并偏北（南），东亚低层西南风偏强（弱），华北以及东北亚降水偏多（少）。胡泊（2019）研究发现，欧亚遥相关型EU（Eurasian teleconnection，EU）和东亚-太平洋遥相关型EAP（East Asia-Pacific teleconnection pattern，EAP）两者具有独立性，它们的协同作用可造成华北地区夏季降水异常。Wang et al.（2018c）研究表明，EAP型正（负）位相期间长江流域及其以南地区表现出持续性多雨（少雨）的天气特征。杨洁凡和郭品文（2021）发现，在欧亚遥相关型EU负位相，如果印度夏季风偏强，则华北夏季降水就会偏多。在水汽输送影响方面，季风异常是影响水汽输送的重要因子（竺可桢和李良骐，1934;涂长望和黄士松，1944;丁一汇等，2018）。Zhou（2010）研究表明，水汽输送的北移与我国东部雨带的季节性行进非常吻合，近年东亚夏季季风减弱引起东亚水汽输送减少是造成华北夏季降水减少的一个重要原因。桓玉和李跃清（2018）认为，东亚季风较南亚季风偏弱时，偏南风水汽输送很难到达华北地区，造成夏季降水异常偏少。王映思等（2021）发现，季风环流系统的不同配置会通过对水汽的影响，对不同区域降水产生不一样的影响。近年，有学者（程军等，2022）开始关注大气动力条件和水汽收支协同变化对东亚夏季风区降水的影响，认为在未来强增暖下以水汽条件变化的影响为主。在华北夏季降水预测技术方面，有研究（郝立生等，2007;刘芸芸和丁一汇，2008;杨洁凡和郭品文，2021）发现，华北夏季降水与印度降水有较好的一致性，并提出了预测华北夏季降水的指标。阮成卿和李建平（2016）采用偏相关预报因子挑选法和条件降尺度法作华北汛期（7—8月）降水预测，将预测符号一致率从70％提高到87％。尽管相关研究取得较好成果，汛期降水预测质量也有了很大提高，但预测结果不稳定，尤其对阶段性转折性有时很难预测出来，仍需进一步开展相关研究（Piao et al.，2021，2022;刘海文等，2022）。

由于影响华北夏季降水的因子较多且关系复杂（郝立生和丁一汇，2012），造成华北夏季降水预测难度较大（丁一汇等，2013a），关于华北夏季降水异常及预测技术一直是备受关注的问题（郝立生等，2021）。从以上研究可知，造成华北夏季降水异常的原因主要有两个方面：一个是大气动力条件，另一个是大气水汽条件，尤其对于强降水和持续性降水，缺一不可。传统认为，东亚夏季风偏强年，华北夏季降水偏多，反之，夏季降水偏少，但也有很多不一致的年份。这是由于水汽条件只是产生降水的一个方面，如果大气动力条件不好，也很难造成降水偏多，以往研究对两者的综合作用关注不够。本文将在年际变化上从大气动力条件和大气水汽输条件方面综合分析华北夏季降水异常的原因，为认识华北夏季降水异常发生规律和改进预测技术提供科学参考依据。

1 资料与方法

1.1 数据

1）降水数据。使用国家气象信息中心整理的1961—2022年全国2 400余站月降水量资料，华北选用148个站为代表站（图1篮框内），华北夏季降水量序列是148站平均值。2）环流资料。使用美国国家环境预报中心和国家大气研究中心（National Centers for Environmental Prediction／National Center for Atmospheric Research，NCEP／NCAR）联合制作的再分析资料（Kalnay et al.，1996），从美国国家海洋和大气管理局（简称NOAA）的官方网站https：／／www.esrl.noaa.gov／psd／data／gridded／index.html下载。资料水平分辨率2.5°×2.5°，选用时段为1961—2022年月值资料，要素为850 hPa层的纬向风速u（U850）、经向风速v（V850）、比湿q（Q850），500 hPa层的位势高度h（H500）等。

1.2 主要方法

1.2.1 东亚副热带夏季风指数（East Asian subtropical summer Monsoon Index，简称EAMI）

华北夏季降水与东亚夏季风密切相关，为定量分析两者之间的联系，首先要定义东亚副热带夏季风指数。由于季风变化的复杂性，气象界已先后定义了数十个季风指数（Wang et al.，2008a;晏红明等，2009;陈海山和陈健康，2017），从不同角度分析了季风的变化与气候、降水的关系。参考以往研究，这里选择东亚副热带范围（110°～120°E，25°～45°N）的850 hPa经向风V850来定义东亚副热带夏季风指数。先计算1981—2010年360个月V850的均值va和均方差vstd，然后对1961—2022年各月的V850作标准化处理，得到东亚季风指数，其中夏季部分就是东亚副热带夏季风指数EASMI。计算公式如下：

va=1360∑3601vi。  （1）

vstd=1360∑3601（vi-va）2。  （2）

EAMIi=vi-vavstd。  （3）

式中：i代表月份;vi代表月值经向风速;va代表经向风速1981—2010年360个月平均值;vstd代表经向风速1981—2010年360个月均方差;EAMIi代表东亚副热带夏季风指数。

1.2.2 华北大气动力上升指数（North China Atmospheric Dynamical Rise Index，简称HBDRI）

用500 hPa层华北东侧范围（120°～140°E，30°～50°N）高度场减去華北西侧范围（95°～115°E，35°～55°N）高度场（参考图2），再用其1981—2010年360个月平均值、均方差作标准化处理，就得到华北动力上升指数，选取1961—2022年夏季部分（6—8月平均值）做分析。计算公式如下：

hdi=hai（120°～140°E，30°～50°N）-hai（95°～115°E，35°～55°N），

hda=1360∑3601hdi，

hdstd=1360∑3601（hdi-hda）2，

HBDRIi=hdi-hdahdstd。（4）

式中：i代表月份;ha代表区域平均高度值;hd代表两区域之间的高度值差;hda代表区域高度差值1981—2010年360个月平均值;hdstd代表区域高度差值1981—2010年360个月均方差;HBDRI代表华北动力上升指数。

1.2.3 环流异常场回归重构方法

知道某要素时间变化序列或某空间场多年变化的时间系数，可采用线性回归方法重构与之对应的异常场。设xi为某要素时间序列，yi为要重构的环流场某一点的实际序列值，则

yi=a·xi+b。（5）

式中：a为重构的环流异常值;b为重构后的常数项。a的空间分布即是重构的环流异常场。为了使重构的环流异常值与实际场接近，回归计算时，应将xi作标准化或极值归一化处理。Wang et al.（2008b）、郝立生和侯威（2018）用该方法对时间序列重构风速场、高度场、降水量的空间异常场，并分析主模态的年代际变化。该方法是作异常场分析的一种有效方法。

为重点分析年际变化之间的关系，在计算相关系数和环流回归重构时，将降水量序列、东亚夏季风指数、华北大气动力上升指数、环流数据等均减去了线性趋势成分和10 a以上年代际变化成分。本文还用到相关分析、合成分析、高斯低通滤波等方法，相关性显著性采用t检验方法，回归重构显著性采用F检验方法。

2 华北夏季降水异常的环流背景

2.1 大气动力条件

降水的发生通常有两个条件：一个是大气动力上升条件，另一个是水汽条件，尤其对于强降水和持续性降水，缺一不可。

图2是1961—2022年华北夏季降水量与夏季500 hPa高度场相关系数以及与降水偏多对应的500 hPa高度场异常的空间分布。在图2a上，正相关区位于乌拉尔山、朝鲜半岛，负相关区位于贝加尔湖南部、日本以东海面上，在中高纬形成正、负传播的扰动波列特征。在图2b上，高度场在乌拉尔山为正异常、贝加尔湖负异常、朝鲜半岛正异常、日本以东的海上负异常。这种异常分布在华北形成“东高西低”的阻挡环流型，由于西侧低槽东移时受东部高压脊阻挡，华北易出现动力上升运动。这时，如果水汽条件也比较有利，华北夏季就会出现降水异常偏多情况。

由上可知，对应华北夏季降水偏多年，500 hPa高度场异常主要是乌拉尔山正异常、贝加尔湖负异常、朝鲜半岛正异常。也就是夏季，乌拉尔山高压脊偏强、贝加尔湖槽偏深、副高在朝鲜半岛附近加强，华北处于“东高西低”的环流型控制下，动力上升条件有利。这是华北夏季降水异常偏多对应的大气动力条件。

2.2 大气水汽条件

图3是1961—2022年华北夏季降水量与夏季850 hPa层水汽通量相关系数以及与夏季降水偏多对应的850 hPa层水汽通量异常的空间分布。图3a上，最显著的相关区位于东亚地区，为明显的正相关;其次显著相关区位于热带印度洋，也为正相关。图3b上，东亚为显著的偏南风水汽输送异常、热带印度洋为显著的偏西风水汽输送异常。这种情况下，华北水汽来源充足，如果动力上升条件也比较有利，华北就会出现夏季降水异常偏多的情况。

由上可知，对应华北夏季降水偏多年，850 hPa层印度夏季风、东亚副热带夏季风均偏强。也就是，夏季印度季风、东亚副热带夏季风同时偏强时，华北水汽来源充足。这是华北夏季降水异常偏多对应的大气水汽输送环流条件。

3 动力、水汽条件变化对华北夏季降水的影响

3.1 对应关系统计特征

图4是1961—2022年东亚副热带夏季风指数、华北大气动力上升指数与华北夏季降水量变化曲线。三个量均已去掉了线性趋势和10 a以上年代际变化成分。可以看到，降水变化与两个指数有很好的对应关系，计算相关系数发现也呈显著的正相关，都通过了0.05信度显著性水平检验，其他相关系数见表1。

图4是华北夏季降水距平和东亚副热带夏季风指数、华北大气动力上升指数变化曲线。三个数据均减去了线性趋势成分和10 a以上年代际变化成分。可以看到，降水与两个指数有较好的对应关系，即东亚副热带夏季风指数、华北大气动力上升指数偏强年，华北夏季降水偏多。如果两个指数强弱不一致时，华北夏季降水基本为正常;如果两个指数都偏弱，则华北夏季降水异常偏少。

为做进一步的定量统计分析，将东亚副热带夏季风指数、华北动力上升指数和华北夏季降水量距平大于或小于0.5个标准差定义为异常年，即偏強年、偏多年或偏弱年、偏少年，介于±0.5标准差之间的年份称为正常年。表2是东亚副热带夏季风指数、华北动力上升指数与华北夏季降水的对应关系统计结果。对应东亚副热带夏季风指数：指数偏强年，华北夏季降水一般会偏多，没有出现降水偏少的年份;指数正常年，华北夏季降水大都为正常年，也有偏多、偏少的年份;指数偏弱年，华北夏季降水大都偏少，也有很少数年份偏多，这主要是由东南风水

汽输送偏强造成的结果（郝立生等，2016）。对应华北大气动力上升指数：指数偏强年，华北夏季降水一般会偏多，没有出现降水偏少的年份;指数正常年，华北夏季降水大都为正常年，也有偏多、偏少的年份;指数偏弱年，华北夏季降水大都偏少，也有1 a偏多。一般而言，东亚副热带夏季风指数、华北动力上升指数都偏强时，则华北夏季降水偏多，反之，两指数都偏弱时，则华北夏季降水偏少。但也有少数年份不一致。

下面选择两个指数偏强年（1963、1973、2013、2020年）、两指数偏弱年（1962、1965、2002、2019年）、夏季风指数偏强而动力上升指数偏弱年（1964、2017年）、夏季风指数偏弱而动力上升指数偏强年（1966、2021年）作合成对比分析。图5是东亚副热带夏季风指数和华北大气动力上升指数不同配置对应的夏季降水异常合成空间分布。对应两个指数偏强年（图5a），华北夏季降水明显偏多，全区整体平均降水量会明显偏多;对应两个指数偏弱年（图5b），华北夏季降水明显偏少，全区整体平均降水量会明显偏少;对应季风指数偏强而动力上升指数偏弱年（图5c），主要在华北东部地区降水偏多，全区整体平均降水量可能在正常值上下范围;对应季风指数偏弱而动力上升指数偏强年（图5d），主要在华北西南至东北方向上降水偏多，全区整体平均降水量可能在正常值上下范围。由此可以看出，东亚副热带夏季风指数和华北大气动力上升指数对华北夏季降水异常有很好的指示意义。

3.2 影响机制

由于500 hPa层是带来降水过程的重要动力层，850 hPa层是降水发生的重要水汽输送层，下面重点从500 hPa层环流变化、850 hPa层水汽输送变化来认识其影响规律。图6是对应东亚副热带夏季风指数、华北动力上升指数偏强时的500 hPa高度场异常空间分布。图7是对应东亚副热带夏季风指数、华北动力上升指数偏强时的850 hPa层水汽通量异常空间分布。异常值是对指数回归重构的结果，所有数据均已去掉线性变化趋势和10 a以上年代际变化成分。

在图6上，对应东亚副热带夏季风指数（图6a），贝加尔湖至蒙古地区为显著的负异常，朝鲜半岛附近为显著正异常。对应华北动力上升指数（图6b），贝加尔湖至蒙古为显著负异常，朝鲜半岛附近为显著正异常。可见，东亚副热带夏季风变化、华北动力上升指数变化主要是通过夏季贝加尔湖槽加深、西北太平洋副热带高压的北抬来影响华北夏季降水的。

在图7上，对应东亚副热带夏季风指数（图7a），东亚地区为显著的偏南风水汽输送正异常，热带印度洋为西风水汽输送正异常。对应华北动力上升指数（图7b），东亚地区北部为明显的偏南风水汽输送正异常，但主要是东部海上东南风转向而来，与图7a不同;热带印度洋也为明显的西风水汽输送正异常。可见，在850 hPa层，东亚副热带夏季风变化、华北动力上升指数变化主要是通过东亚偏南风或东南风水汽输送异常、热带印度洋西风水汽输送异常来影响华北夏季降水的。

由此可知，在东亚副热带夏季风指数偏强（华北动力上升指数偏强）年，夏季500 hPa层贝加尔湖槽会加深、西北太平洋副热带高压会偏北，华北处于“东高西低”的环流型控制下，西部低槽东移受阻，会在华北维持较长时间的动力上升运动;850 hPa层印度夏季风、东亚副热带夏季风会偏强，这时热带印度洋西风水汽输送以及东亚副热带地区偏南风水汽输送、或东南风水汽输送会加强，华北水汽来源充足。这种高、低空环流配置非常有利于造成华北夏季降水异常偏多。在东亚副热带夏季风指数偏弱（华北动力上升指数偏弱）年，500 hPa层贝加尔湖槽会变浅或转为脊、西北太平洋副热带高压会偏南，华北处于“东低西高”的环流型控制下，低槽位置偏于华北东部且移动速度快，华北大气动力上升条件较差;850 hPa层印度夏季风、东亚副热带夏季风均会偏弱，这时热带印度洋西风水汽输送减弱、东亚地区出现北风水汽输送异常，华北水汽来源明显减少。这种高、低空环流配置不利于华北夏季降水过程的发生，往往会造成华北夏季降水异常偏少。

3.3 前兆信号

因为东亚副热带夏季风和华北大气动力环流演变在季节上有前后连续性，为改进预测技术，需要关注其前期变化和环流演变特征。图8是对应华北夏季降水偏多时的前期4—5月500 hPa高度场环流异常和850 hPa水汽通量异常空间分布，异常值是对降水序列回归重构的结果。计算时，去除了降水量序列和环流要素场中的线性趋势成分和10 a以上年代际变化成分。在500 hPa层（图8a），贝加尔湖附近为显著的负异常，朝鲜半岛附近为显著的正异常。在850 hPa层（图8b），东亚地区为明显的偏南风水汽通量异常，印度半岛为较为明显的偏西风水汽通量异常，东亚热带南海地区基本为正常状态。所以，4—5月，如果东亚副热带夏季风指数和华北大气动力上升指数偏强，即500 hPa层上贝加尔湖槽偏深、朝鲜半岛附近高压脊偏强，850 hPa层上印度夏季风、东亚副热带夏季风明显偏强和东亚热带南海夏季风正常，则到夏季（6—8月），500 hPa层贝加尔湖附近槽会偏深、西北太平洋副热带高压会偏北、850 hPa层东亚副热带夏季风会偏强，华北大气动力上升条件和水汽来源充足，华北夏季就会出现降水异常偏多。

因此，前期4—5月，东亚副热带夏季风指数和华北大气动力上升指数偏强，即500 hPa层贝加尔湖槽加深、朝鲜半岛附近高压脊偏强、850 hPa层印度夏季风和东亚副热带夏季风明显偏强，可以作为华北夏季降水异常偏多的一个前兆预测信号。

4 结论与讨论

东亚副热带夏季风指数和华北大气动力上升指数与华北夏季降水有很好的对应关系。当两个指数偏强时，华北夏季降水会异常偏多;两个指数偏弱，华北夏季降水异常偏少;如果两个指数强弱不一致时，华北地区会出现区域降水偏多情况，但华北地区整体夏季降水量基本为正常值。

在影响机制方面，在东亚副热带夏季风指数偏强（华北动力上升指数偏强）年，夏季500 hPa层贝加尔湖槽会加深、西北太平洋副热带高压会偏北，华北处于“东高西低”的环流型控制下，西部低槽东移受阻，会在华北维持较长时间的动力上升运动;850 hPa层印度夏季风、东亚副热带夏季风会偏强，这时热带印度洋西风水汽输送以及东亚副热带地区偏南风水汽输送、或东南风水汽输送会加强，华北水汽来源充足。这种高、低空环流配置非常有利于造成华北夏季降水异常偏多。反之，华北夏季降水会异常偏少。因此，华北夏季降水异常偏多或偏少是东亚副热带夏季风和华北大气动力上升运动协同作用的结果。

前期4—5月，如果500 hPa层贝加尔湖槽加深、西北太平洋副热带高压偏北，850 hPa层印度夏季风、东亚副热带夏季风偏强、东亚热带南海夏季风正常，则华北夏季降水可能异常偏多。即4—5月，东亚副热带夏季风指数、华北大气动力上升指数偏强，可以作为华北夏季降水异常偏多的一个前期监测预测指标。

中高纬度扰动波列是如何形成的，其季节内变化如何影响华北夏季降水？亚洲夏季风系统（印度夏季风、南海夏季风、东亚副热带夏季风）的协同作用以及季节内变化如何影响华北夏季降水？这些问题尚需作进一步研究。

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·ARTICLE·

A study on the relationship between interannual summer precipitation anomalies in North China and atmospheric dynamics and water vapor conditions in the recent 60 years

HAO Lisheng，HE Liye，MA Ning，HAO Yuqian

Tianjin Climate Center，Tianjin 300074，China

Abstract To enhance our understanding of the causes behind interannual summer precipitation anomalies in North China and improve climate monitoring and prediction technologies，this study examines the relationship between the East Asian subtropical summer monsoon index （EAMI），the North China atmospheric dynamic rise index （HBDRI），and the summer precipitation in North China.Correlation analysis，synthesis，and circulation anomaly regression reconstruction methods are employed using summer precipitation data in North China and NCEP／NCAR reanalysis circulation data.The main findings are as follows：1） The EAMI and HBDRI exhibit a significant correspondence with summer precipitation in North China.Stronger values of both indices are associated with above-average summer precipitation in North China，while weaker values are associated with below-average summer precipitation.In cases where the strength of the two indices is inconsistent，regional precipitation in North China may be above average，but the overall precipitation in the entire region remains relatively normal.2） Anomalies in summer precipitation in North China result from the combined effects of the East Asian subtropical summer monsoon and the upward motion of atmospheric dynamics in North China.In years with stronger EAMI and HDBRI values，the Baikal Lake trough deepens at the 500 hPa level during summer，the Northwest Pacific subtropical high shifts northward，and North China falls under influence of a circulation pattern characterized by a high-pressure system in the east and a low-pressure system in the west.Consequently，the movement of the western low trough eastward is hindered，leading to a sustained upward motion of the atmosphere over North China.This pattern is accompanied by an increased intensity of the Indian summer monsoon and the East Asian subtropical summer monsoon at the 850 hPa level.During this period，the westerly wind water vapor transport from the tropical Indian Ocean，the southerly wind water vapor transport from the East Asian subtropical region，or the southeast wind water vapor transport strengthens，ensuring an ample supply of water vapor to North China.Such a configuration of high-and low-level circulations is highly conducive to generating increased summer precipitation in North China.Conversely，unusually below-average summer precipitation occurs when the aforementioned conditions are not met.3） The stronger values of the EAMI and HBDRI during the early April-May period can serve as climate monitoring and prediction indicators for abnormally high summer precipitation in North China.

Keywords North China;summer;precipitation anomaly;atmospheric circulation;influence mechanism

doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20220715002

（責任编辑：袁东敏）