21 世纪第2 个10 年初华北夏季降水年代际增加及与大气环流异常的联系*

赵嘉诚 李清泉 丁一汇 刘芸芸 谭桂容 沈新勇,3 吴清源

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/气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室，南京，210044

2.中国气象局气候预测研究重点开放实验室，国家气候中心，北京，100081

3.南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海），珠海，519082

1 引言

在全球变暖背景下，世界各地旱涝灾害频发。降水是水文循环重要的组成部分，具有明显的年代际变化特征和区域特征（Zuo，et al，2012；Sang，et al，2016；Wu，et al，2017；Huang，et al，2018）。华北地区是中国人口聚集区及主要的农业和工业区，旱涝灾害会造成严重的经济损失和环境影响。华北地区降水主要集中于夏季，夏季降水异常引起的旱涝灾害一直是气象学者关注的重点（郝立生等，2011；叶敏等，2014；Jiang，et al，2017；Chen，et al，2020）。2021 年京津冀晋等省（市）年降水量均达1961 年以来历史最多；7 月15—18 日，北方强降水致多地河道水位持续上涨，海河流域北易水河洪峰流量达536 m3/s，为1963 年以来最大洪水。因此，深入认识理解华北降水变化的特征和机理，可为该地区防灾、减灾和社会经济可持续性发展提供重要科学依据。

华北夏季降水年代际变化特征非常明显。已有研究（Kwon，et al，2007；Ding，et al，2008；Zhu，et al，2011，2015；Gong，et al，2015）表明，华北地区从20 世纪50—60 年代中期曾经历了一个相对湿润的时期，从70 年代末至90 年代初经历了一个较长的干旱时期，在短暂经历了一个湿润期后，于1998/1999 年后，降水再次出现减少的趋势。

华北位于北半球中高纬度地区，其夏季降水不仅受到低纬度亚洲季风的影响，也受到中高纬度环流系统影响。东亚夏季风可以通过副热带高压的变化来影响华北夏季降水。张庆云等（2003）指出，东亚夏季风偏强年，西太平洋副热带高压位置偏北，华北夏季降水可能偏多；东亚夏季风偏弱年，西太平洋副高位置偏南，华北夏季降水可能偏少。东亚副热带西风急流是东亚地区重要的气候系统，因此其对华北夏季降水的影响不可忽视，研究（杜银等，2009；孙凤华等，2009）表明，当急流位置偏北东伸时，华北夏季降水增加；反之，当急流位置偏南西撤时，华北夏季降水减少。魏维等（2012）研究表明，南亚高压偏北使得在中国东部至日本地区上空存在显著的异常反气旋，此异常反气旋中心自上而下向南倾斜，在高层给华北地区带来辐散，在低层使得气流在华北地区辐合，因此华北地区降水偏多。

水汽是引起降水变化的关键因素。来源于西太平洋及中高纬度西风带的水汽输送对华北暴雨产生也有着重要的影响（Zhu，et al，2011；Li，et al，2012；Sun，et al，2015）。周晓霞等（2008）指出，20 世纪70 年代中期以后，季风的水汽输送显著减弱，西风带水汽输送的重要性相对增大。印度夏季风会影响华北地区的降水。印度夏季风除了影响输送到华北地区的水汽，还会影响南亚高压和亚洲高空急流，从而影响华北地区的降水（刘芸芸等，2008；Wei，et al，2017）。由此可见，影响华北夏季降水的主要系统包括西北太平洋副热带高压、南亚高压、副热带西风急流、西风和季风的水汽输送等。

外强迫的作用对华北及降水有重要的影响。从气候系统的组成来看，华北夏季降水的年代际变化主要是大气和海洋系统相互作用的结果（Jiang，et al，2009；Huang，et al，2013）。Huang 等（2023）研究发现，外强迫和内部变率对年代—多年代际降水变化的贡献相当。胡泊等（2016）研究发现，20 世纪90 年代中后期前冬北大西洋海温由于自身的记忆性使得前冬海温的年代际信号持续到夏季，再通过遥相关作用，使输送到东亚北部的水汽路径在20 世纪90 年代末期发生年代际调整。Li 等（2017）发现，大西洋多年代际涛动（AMO）异常冷暖海温型式可通过罗斯贝波能量传播产生的遥相关过程影响东亚地区，AMO 正位相时东亚地区高层反气旋与低层低压环流耦合，有利于中国北方激发出上升运动，导致该地区降水增加。Si 等（2021a）发现，AMO 的正位相有利于夏季东北亚冷涡和贝加尔湖及中纬度西北太平洋异常高压的发生，从而加强了东亚夏季风和高纬度冷空气的南侵，最终使华北地区夏季降水增加。太平洋年代际涛动（PDO）负位相对应热带西太平洋高海温，触发了从热带西太平洋沿东亚沿岸向东北亚延伸的经向波列，东北亚地区以对流层中层异常低压和对流层低层异常气旋为主，有利于华北地区夏季降水偏多（Qian，et al，2014；Si，et al，2016）。此外，PDO 负位相期间东亚—太平洋扇区增强的海陆热力差增强，东亚夏季风也为华北地区的湿润条件做出了贡献（Qian，et al，2014）。李刚等（2020）研究表明，南太平洋年代际振荡和北太平洋年代际振荡通过导致东亚-太平洋型遥相关对华北盛夏降水产生影响。东亚-太平洋型遥相关型也调制其边缘区上空的东亚夏季风活动，进而调制华北上空的干/湿条件（Zhang，et al，2018）。

尽管上述研究表明华北夏季降水存在年代际变化，但进入21 世纪后，华北地区夏季降水的年代际变化特征尚不清楚，在之前分析的年代际变化影响因子是否会继续影响之后华北夏季降水的变化。因此，本研究利用1961—2021 年逐月降水量和大气环流再分析资料，分析了近61 年中国华北地区夏季降水及其相应的大气环流的年代际变化。

2 数据与方法

研究区域为华北地区（35°—42°N，110°—120°E），主要包括河北、北京、天津、山西及山东大部分地区，夏季为6—8 月。所采用的数据如下：（1）CN05.1 月平均降水资料（吴佳等，2013），空间分辨率为0.25°×0.25°，时间范围为1961—2021 年；（2）欧洲中期天气预报中心提供的ERA5 逐月再分析数据，包括风、气温、比湿等，空间分辨率为1°×1°，时间范围为1999—2021 年。所用气候平均值取1999—2021 年共23 a 的平均。采用滑动t检验方法（滑动窗口为9 a）检测年代际变化的显著性，采用合成分析方法研究大气环流异常对降水的影响，并使用student-t检验方法进行显著性水平评估。为表征东亚夏季风水汽输送强弱，选用850 hPa区域（20°—40°N，110°—125°E）平均的经向风场定义东亚夏季风指数（Wang，2002）。

文中计算了垂直积分的水汽通量，从地面到300 hPa 整层积分的纬向水汽输送（Qu）、经向水汽输送（Qv）分别表示为

式中，g、ps、q、u和v分别表示重力加速度、地表气压、比湿、纬向风和经向风。

p坐标系下的涡度方程如下

式中，ζ、ω和f分别表示相对涡度、垂直速度和科里奥利力。方程右边第Ⅰ项为相对涡度水平平流项（ζhadv），它是由于相对涡度的水平分布不均匀所引起的；第Ⅱ项为相对涡度的垂直输送项（ζvadv），它代表非均匀涡度场中由于垂直运动引起的相对涡度的重新分布所造成的涡度的局地变化；第Ⅲ项为散度项（ζdiv），它表示由于水平辐合（辐散）引起垂直涡度的增加（减小）；第Ⅳ项为扭曲项（ζtilt），它表明当有水平涡度存在时，由于垂直运动的水平分布不均而引起涡度垂直分量的变化。第Ⅴ项为行星涡度平流项（fpadv），它是由于行星涡度的经向水平分布不均匀所引起的。

3 结果

3.1 华北夏季降水的年代际转折特征

图1a 为华北夏季降水时间序列，从图中可以看出华北降水具有明显的年代际变化特征。在20 世纪90 年代后期，华北地区夏季降水量经历了从多到少的转变，这与已有研究结果（Liu，et al，2020a）相同。此外，华北夏季降水量在21 世纪第2 个10 年初也发生了一次明显的变化，即自2010 年前后开始降水量增多（图1a）。从两个时段的平均降水量也可以看到，后一个时段的平均降水量达到了357 mm，前一个时段的平均降水量为285 mm，后一个时段的降水量明显高于前一个时段，由此可以初步推断华北夏季降水在21 世纪第2 个10 年初经历了降水量增多的年代际变化。

图1 1961—2021 年夏季华北降水量时间序列（a，绿色实线表示1999—2011 年和2012—2021 年两个时段的平均降水量，黑色实线表示1961—2021 年夏季平均降水量）及其滑动t 检验（b，黑色实线表示95%置信区间）Fig.1 Time series of summer rainfall over North China from 1980 to 2021（a，green lines indicate mean summer rainfall during 1999—2011 and 2012—2021，respectively）and its moving t-test（b，black dashed lines indicate the 95% confidence interval）

为了确定华北降水年代际变化的突变点，对华北降水时间序列进行滑动t检验（图1b）。结果表明，第一个突变点在1997 年（超过95%的置信度），统计量为负，这与Liu 等（2020a）发现20 世纪90 年代末期华北夏季降水由多到少的年代际转折结论一致。另一个突变点在2012 年（统计量达到最大值且超过95%的置信度），统计量为正，表明华北夏季降水在2011/2012 年发生了显著的从少到多的转变。对此尚未有人进行研究，因此文中重点研究2011/2012 年这次突变过程，将1999—2011 年定义为干旱期（P1），2012—2021 年定义为湿润期（P2），探究华北夏季降水年代际变化特征和可能机制。

以2011/2012 年为分界点，图2 给出了湿润期和干旱期的夏季降水量差值分布（2012—2021 年减去1999—2011 年）。可以看到，华北地区在21 世纪第2 个10 年初经历的年代际增湿过程是整个区域一致性的，相比于干旱期，华北地区大部在湿润期降水显著增多，降水量增长100—200 mm。

图2 湿润期与干旱期的夏季降水量差值（矩形区域表示华北，黑点区表示超过95%置信度）Fig.2 Difference in summer rainfall between 1999—2011 and 2012—2021（black dot indicates differences passing significance test at the 95% confidence interval；black box indicates North China）

3.2 华北夏季降水年代际转折的相关大气环流和水汽输送

降水异常的发生通常包括水汽输送条件异常和动力上升运动异常两个方面。为了分析造成华北夏季降水在21 世纪第2 个10 年初出现年代际增多的原因，这里将从东亚地区高低层大气环流、上升运动及水汽输送等方面，对比分析2011/2012 年前、后的两个时段的年代际差异特征。

图3 给出了湿润期与干旱期东亚地区对流层高、低层风场及其散度的合成差值分布。无论在对流层高层或是低层，华北地区的北方都为气旋式异常，低层异常位于蒙古高原—东北地区，高层位于贝加尔—蒙古高原地区，其异常的偏北风将北方的冷空气带入华北，有利于冷、暖空气在华北地区的交汇，为降水的发生、发展创造有利条件（图3）。从风场的散度分布可知，华北低层主要为辐合异常，高层主要为辐散异常，有利于形成异常的上升运动，从而有利于降水的增多。东亚地区低层风差值分布说明，中国东部主要为异常的偏北风，表明夏季风在湿润期较干旱期有所减弱；而在对流层高层，华北到蒙古高原的偏西风异常则说明湿润期高层西风急流有所加强。Du 等（2017）发现西北太平洋副热带高压增强西伸有利于华北地区夏季降水增加。从图3a 中湿润期平均与干旱期平均850 hPa西太平洋副热带高压特征线可以看到，虽然湿润期西北太平洋副热带高压较干旱期有所西伸，但西北太平洋副热带高压北界位置在两个时段内并无明显变化，中国东海上空为异常气旋环流，西北太平洋副热带高压北侧的水汽并不能输送到华北，对21 世纪第2 个10 年初华北地区降水的年代际变化影响不大。

图3 （a）湿润期与干旱期的夏季850 hPa 风（风矢，单位：m/s）差值及其散度（色阶，红色箭头表示风差异超过95%置信度，绿色和紫色等值线分别表示湿润期和干旱期850 hPa 西太平洋副热带高压特征线，矩形区域表示华北）；（b）同（a），但为250 hPaFig.3 （a）Difference in summer 850 hPa wind（vectors，unit：m/s）and its divergence（shaded，red vectors indicate differences passing significance test at the 95% confidence interval；green and purple contours represent the western Pacific subtropical high at 850 hPa during the wet period and the dry period，respectively；black box indicates North China）；（b）as in（a），but for 250 hPa

上述分析表明华北地区夏季降水在湿润期具有有利的上升运动条件，接下来分析华北上空垂直运动的变化。图4 为湿润期与干旱期夏季垂直运动差值，从经向分布（图4a）可以看到，除太行山对流层低层外，华北大部分地区为异常的上升运动所控制，且异常的上升运动在华北的西边界110°E 附近也存在，使得华北雨带位置偏西，该结论与刘海文等（2011）的结论一致。由图4 可见，850—500 hPa的上升运动变化最显著，并且主要上升区位于40°N以南。从辐散风场组成的垂直环流可知，华北地区低层的风场辐合、高层的风场辐散，有利于异常上升运动的生成。

图4 （a）湿润期与干旱期沿38°N 的纬向辐散风差和垂直速度差（色阶）的纬向环流（矢量箭头）（垂直速度的单位为10-1 Pa/s，纬向辐散风和经向辐散风的单位为m/s，矢量箭头是由水平辐散风与垂直速度合成，斜线表示垂直速度差异超过95%置信度，蓝色粗实线表示华北地区的位置，黑色区域表示地形）；（b）同（a），但为沿118°E 的经向辐散风差和垂直速度差的经向环流Fig.4 （a）Longitude-height cross section（vectors）of differences in zonal divergent wind and vertical velocity（shaded）along 38°N（the unit of vertical velocity is 10-1 Pa/s，and for zonal divergent wind and meridional divergent wind is m/s，vectors are composed of horizontal divergent wind and vertical velocity，hatching indicates differences passing significance test at the 95% confidence interval；blue thick solid line indicates the location of North China；black shading indicates topography）；（b）latitude-height cross section of differences in meridional divergent wind and vertical velocity along 118°E

图5a 分别为平均的整层积分水汽通量气候态，可以看出进入华北的水汽主要来自于热带海洋地区，并从南边界或西边界进入该区域。从南边界进入的水汽主要由季风输送，因此华北夏季降水会受东亚夏季风的影响，以往的研究（Ding，et al，2008；黄荣辉等，2013；Xu，et al，2015；Liu，et al，2020a）也表明东亚夏季风增强会导致华北夏季降水增多，反之东亚夏季风减弱会导致华北夏季降水减少；从西边界进入的水汽除了受到西南季风北推的影响外，还受到西风急流位置和强度的影响。从整层积分水汽通量的合成差值分布（图5b）看出，湿润期从西边界进入华北的水汽是显著增加的，而从南部输入的水汽异常不明显，表明湿润期华北降水的增多不是由季风增强所致，而主要是由于西风急流的异常引起的。800—700 hPa 水汽通量（图5c）与整层水汽通量（图5a）特征相似，蒙古高原地区为异常气旋式水汽输送，从西边界进入华北的水汽是显著增加的，南边界进入的水汽不显著，说明低层水汽通量在整层水汽通量中起着很大作用。

图5 （a）夏季整层积分水汽通量气候态（单位：kg/（m·s）），（b）湿润期与干旱期夏季的整层积分水汽通量差值（红色和紫色箭头分别表示差异超过95%和90%置信度，矩形区域表示华北），（c）同（b），但为800—700 hPa 积分水汽通量Fig.5 （a）Climatology of summer vertically integrated water vapor flux（unit：kg/（m·s））；（b）difference in summer vertically integrated water vapor flux（red and purple vectors indicate differences passing significance test at the 95% and 90%confidence intervals，respectively；blue box indicates North China）；（c）same as（b），but for vertically integrated water vapor flux at 800—700 hPa

图6 是湿润期与干旱期的夏季华北上空850—600 hPa 各层假相当位温（θse）和假相当位温垂直变化（dθse/dp）合成差值分布。由图6 可见，湿润期华北上空的假相当位温明显增加，其中750 hPa 的假相当位温升高最显著，说明华北上空的大气异常暖湿（图6）；而从假相当位温垂直变化分析得出，800 hPa以上假相当位温垂直变化为正，说明华北上空大气层结不稳定，有利于垂直运动的发展，进而有利于降水的增加。

图6 湿润期与干旱期夏季的600（a）、650（b）、700（c）、750（d）、800（e）和850（f）hPa 假相当位温（色阶）及其垂直变化（等值线，单位：10-2 K/hPa）差值（打点和叉号分别表示 θse 和 dθse/dp差异超过95%置信度）Fig.6 Differences in summer Pseudo-equivalent potential temperature（shaded）and its vertical variation（contours，unit：10-2 K/hPa）at 600（a），650（b），700（c），750（d），800（e），and 850（f）hPa（dots and cross marks represent θse anddθse/dp differences passing significance test at the 95% confidence interval，respectively）

3.3 夏季风和急流变化

由图3a 可见，中国东部为偏北风异常，表明湿润期东亚夏季风减弱。从图7a 的夏季风指数也可以看出湿润期东亚夏季风减弱，因此从南边界输送入华北地区的水汽减少，这进一步表明此次华北夏季降水年代际变化中，华北夏季降水与东亚夏季风的关系发生了变化。为了分析近几十年华北夏季降水与东亚夏季风关系发生了怎样的变化，计算了华北夏季降水（图1a）与东亚夏季风指数的滑动相关（图7b）。结果表明，21 世纪前，华北夏季降水与东亚夏季风存在显著的正相关，表明东亚夏季风增强，华北夏季降水随之增多；反之，华北夏季降水减少，这与已有的研究结论一致。但从21 世纪初开始，华北夏季降水和东亚夏季风的正相关开始减弱，两者之间的关系不再显著。表明21 世纪第2 个10 年初的华北夏季降水的年代际增多不是东亚夏季风强度异常所致，这与此前华北地区降水的年代际变化原因有很大不同（Ding，et al，2008；Liu，et al，2020a）。

图7 （a）标准化东亚夏季风指数（EASMI）时间序列（黑实线表示干旱期平均和湿润期平均）；（b）华北夏季降水与东亚夏季风指数的21 a 滑动相关（黑实线表示相关系数达到95%置信度）Fig.7 （a）Standardized time series of the East Asian summer monsoon index（black solid lines indicate the mean values of the East Asian summer monsoon index during 1999—2011 and 2012—2021，respectively）；（b）21-year sliding correltion coefficient between the regionally averaged summer precipitation over North China and the East Asian summer monsoon index（black solid line indicates correlation coefficient passing significance test at the 95% confidence interval）

由前面的分析可知，湿润期东亚西风急流增强。图8 给出了干旱期和湿润期西风急流的空间分布，可见干旱期东亚副热带急流偏西，急流中心位于100°E 以西，25 m/s 等风速线未进入华北地区，东部急流轴位于河套以南，略成西北—东南走向；湿润期东亚副热带西风急流东伸，急流中心东侧急流轴东伸（约5°经距）到河套以东地区，且有北抬，急流外围地区到达河北省，河套—华北地区急流轴呈东西走向，位于40°N 左右，华北地区大部分位于急流轴南侧。急流南侧具有反气旋性切变和负相对涡度，其南侧的偏差风辐散有利于华北地区上升运动的发展，这与图4b 上升运动主要位于40°N 以南一致。综上所述，湿润期东亚副热带西风急流增强，位置东伸北抬，有利于上升运动的异常，进而有利于华北夏季降水的增加。上游波源地区激发的罗斯贝波将能量向下游地区传播，波流相互作用导致中国北方西风急流加强，高低空辐散辐合配置加强，垂直上升运动增强，易造成中国北方地区降水异常偏多（Li，et al，2017；杨宁等，2020）。

图8 （a）干旱期夏季平均200 hPa 纬向风距平（等值线，单位：m/s，深浅灰阶分别表示纬向风速≥30 m/s 和≥25 m/s，粗线表示急流轴，矩形区域表示华北）；（b）同（a），但为湿润期Fig.8 （a）Averaged summer zonal wind anomalies at 200 hPa during 1999—2011（contours，unit：m/s，deep and shallow shadings indicate that the zonal wind speed is greater than or equal to 30 m/s and greater than or equal to 25 m/s；thick line indicates the jet stream axisblack box indicates North China）；（b）as in（a），but for 2012—2021

为了探究急流变化的成因，进行了涡度收支诊断。图9 为湿润期与干旱期的夏季250 hPa 涡度方程各项和相对涡度合成差值分布。其中相对涡度水平平流项（图9a）量值最大、起到最主要的作用，在急流（40°N）北侧和南侧分别为涡度收支正中心和负中心。其次是散度项（图9c）的作用，在华北以北和华北地区分别有较弱的正涡度收支，但收支量值远小于相对涡度水平平流项的作用；其他项包括非绝热加热的作用则更小。综上所述，相对涡度水平平流项在涡度收支中起了主要的作用，在华北地区为南北偶极型分布，分别为急流北侧的正中心和急流南侧的负中心，而在正中心的上游有负中心，这种东西偶极型有利于上游的涡度异常通过平流向下游发展。如图9f 所示，南北偶极型分布导致30°—42°N 为负涡度异常，42°—55°N 为正涡度异常，进而导致30°—42°N 为反气旋性环流，42°—55°N 为气旋性环流，而急流位于两者的过渡区，气旋-反气旋对有利于35°—45°N 的西风增强，因此急流增强东伸。

图9 湿润期与干旱期夏季250 hPa 涡度方程各项（a.ζhadv，b.ζvadv，c.ζdiv，d.ζtilt，e.fpadv，单位：10-11 s-2）和相对涡度（f，单位：10-6 s-1）差值（黑色粗实线表示干旱期急流轴，打点表示差异超过95%置信度，f 中流线表示旋转风场的差值）Fig.9 Difference of 250 hPa vorticity equation（a.ζhadv，b.ζvadv，c.ζdiv，d.ζtilt，e.fpadv，unit：10-11 s-2）and relative vorticity（f，unit: 10-6 s-1）between the summers of 2012—2021 and the summers of 1999—2011（black thick solid lines represent the position of the jet axis during 1999—2011，dots represent differences passing significance test at the 95% confidence levels，the streamlines in f represent the difference of rotating wind）

4 结论与讨论

本研究利用1961—2021 年中国华北地区逐月降水量观测资料和全球大气环流的再分析资料，探究了21 世纪第2 个10 年初华北夏季降水的年代际变化及相关大气环流，主要结论如下：

华北夏季降水量在21 世纪第2 个10 年初发生了从少到多的年代际转折，突变时间为2012 年。在湿润期，蒙古高原—贝加尔地区受气旋式异常控制，该异常有利于北方冷空气进入华北，从西边界进入华北的水汽增加。同时，华北上空假相当位温升高，低层大气异常暖湿，假相当位温垂直变化增强，大气层结不稳定异常增强，有利于异常上升运动的发展，进而有利于华北夏季降水的增多。

在以往的历次（20 世纪70 年代末、20 世纪90 年代末）华北夏季降水的年代际变化中，东亚夏季风变化对华北夏季降水变化起着重要作用，即东亚夏季风增强，华北夏季降水增多；反之，东亚夏季风减弱，华北夏季降水减少。然而，在21 世纪第2 个10 年初这次年代际变化中，华北夏季降水增多，东亚夏季风却减弱，表明东亚夏季风与华北夏季降水的关系发生了变化，此次华北夏季降水的年代际增多不是东亚夏季风所致。湿润期相对涡度的水平平流项导致东亚西风急流增强东伸北抬，使华北大部分地区位于急流轴南侧，其南侧高层偏差风的辐散有利于华北异常的上升运动发展，进而有利于华北地区降水的增加。

本研究表明，21 世纪之前华北夏季降水与东亚夏季风存在显著正相关，进入21 世纪后两者关系减弱。华北位于东亚副热带季风区，地理条件复杂，华北夏季降水与东亚夏季风的关系也比较复杂。华北夏季降水不仅受到东亚夏季风的影响，还受到极地—中高纬度大气环流的影响。因此，关于华北地区21 世纪第2 个10 年初夏季降水年代际变化的机理还有待深入研究。

华北夏季降水的影响因子十分复杂。除了单个大洋的影响，Si 等（2021b）发现当AMO 与PDO同位相时，会在东北亚引发中等的降水或干旱，而当AMO 和PDO 反位相时，会在东北亚引发更显著的降水或干旱。Liu 等（2020b）发现前秋的北极海冰可以通过影响输送入东亚的冷空气从而影响东亚夏季降水。鉴于华北夏季降水年代际转型是多种强迫因子综合作用的结果，影响华北夏季降水的机理还需要进一步研究。