華南冬季強降水及高、低緯兩支波列的協同影響

陳婉玲 李秀珍 ,2,3

1 中山大學大氣科學學院，珠海 519082

2 中山大學廣東省氣候變化與自然災害研究重點實驗室，珠海 519082

3 南方海洋科學與工程廣東省實驗室（珠海），珠海 519082

1 引言

中國冬季降水主要集中在黃河以南地區，由于受到東亞冬季風的影響，降水量大約僅占全年降水量的十分之一（王林和馮娟, 2011）。當冬季降水異常偏少時，會導致旱情的發生，不利于次年的春耕；當降水異常偏多甚至以凍雨或雪的形式出現，不僅嚴重影響交通出行，造成重大的經濟損失，甚至威脅人民群眾的生命安全，如2008 年1 月的冰凍雨雪災害（丁一匯等, 2008; 陶詩言和衛捷,2008），2013 年12 月大范圍極端暴雨（Li and Sun, 2015）以及2018/2019 年長江中下游超長連陰雨天氣（Li et al., 2020）。因此，對冬季強降水進行研究具有重要的科學和社會意義。

前人對于中國南方冬季降水的研究大多是從年際或年代際的角度出發，其中東亞冬季風系統異常是許多學者關注的重點之一。施能（1996）指出冬季風偏弱時，中國冬季氣候偏暖偏濕，冬季風偏強時則相反。曾劍等（2010）的工作表明南方冬季降水對冬季風的響應隨著冬季風的增強而加強，同時具有區域性差異。Zhou（2011）進一步對冬季風影響降水的動力機制進行研究，指出當冬季風偏弱時，有利于水汽輸送，導致降水偏多。南支槽是影響冬季華南降水的關鍵水汽輸送系統。索渺清（2008）指出南支槽影響中國南方降水有移動和靜止兩種方式，靜止性南支槽可以提供源源不斷的水汽輸送，移動性的槽前氣流除了輸送水汽還觸發上升運動。若是單一的南支槽活動，一般只產生局地的雨、雪天氣，當其與強冷空氣活動結合，則可造成強降水天氣并伴隨強烈降溫（秦劍等, 1990）。近年研究越來越多關注冬季極端強降水的成因。如2008 年1 月份的冰凍雨雪災害，國內眾多學者從降水過程、大氣環流特征、La Ni?a 的影響等各方面進行了一系列分析（丁一匯等, 2008; 李崇銀等, 2008; 高輝等, 2008; 布和朝魯等, 2008; 陶詩言和衛捷, 2008）。李崇銀等（2019）的工作表明大氣環流系統的組合性異常是造成極端天氣氣候事件發生的直接原因。

強降水的發生往往不僅受到局地環流系統的影響，還與更大尺度的環流變異相聯系。大氣遙相關波列作為聯系各個異常系統的紐帶和橋梁，對冬季極端降水有重要作用。Li and Sun（2015）通過分析2013 年12 月中國南方極端降水事件，發現副熱帶西風急流中東傳的Rossby 波列有利于加深南支槽，大量水汽輸送到中國南方，造成大范圍降水的發生。Li et al.（2020）對比了2015/2016 年華南沿岸與2018/2019 年長江中下游冬季降水異常，指出南亞急流波列除了調控南支槽的活動，對西北太平洋反氣旋的異常也有重要影響，對這兩個系統的不同作用是導致降水落區差異的主要原因。除了強降水個例，Zong et al.（2014）和Ding and Li（2017）通過對多個極端降水事件進行合成分析，指出南亞急流波列對極端降水具有一定的調控作用。對于中高緯遙相關波列的研究大多關注東亞氣溫的變化，如劉毓赟和陳文（2012）的研究指出當歐亞遙相關處于正位相時，東亞地區溫度偏低，負位相時則相反。Song and Wu（2017）對強冷空氣事件的分析指出中高緯度波列有利于引導冷空氣南下，造成中國東部大范圍降溫，當中高緯度波列位置偏北且伴隨著低緯南亞急流波列的活動時，冷空氣則主要影響中國東北部以及日本北部地區。中高緯波列對降水的影響方面，王林和馮娟（2011）指出斯堪的納維亞遙相關與中國冬季降水的第二模態有密切關系，當處于負位相時，有利于華南地區冬季降水偏多。

以往對于中國華南地區冬季強降水的研究，多集中于某個極端事件分析，較少對比不同區域的差異以及跨區域移動的持續性大范圍強降水的機制。為此，本工作主要探究以下問題：華南冬季強降水的分布及演變特征？強降水維持的熱力、動力和水汽條件是什么？高、低緯波列的協同作用對強降水的維持有何影響？

2 數據與方法

本文所使用的數據包括：（1）歐洲中期天氣預報中心的ERA-Interim 再分析資料，時間分辨率為6 小時，水平分辨率為1.5°×1.5°，所用氣象要素包括水平風場、位勢高度、氣溫、相對濕度和整層積分的水汽輸送通量等。（2）中國氣象局國家氣象信息中心提供的全國756 個站點的逐日降水觀測資料。研究時段為1979～2015 年冬季，其中冬季指的是從當年12 月到次年2 月。

本工作采用的分析方法主要有聚類分析、合成分析、回歸分析和波活動通量診斷等，為了定量估計準靜止Rossby 波的傳播特征，引入了Takaya and Nakamura（2001）定義的波活動通量，在水平面上二維波活動通量W為

其中，U、V分別為緯向和經向基本氣流，|U|為氣候態風場的數值大小，這里取30 年氣候態（1981～2010 年）冬季的平均，p為氣壓，p0為1000 hPa，Ψ為流函數，“′”表示異常值。在空間緩變介質中，矢量方向平行于局地群速度，這意味著因此該矢量的方向對應Rossby 波能量傳播的方向（林中達, 2011）。

本文采用K-均值聚類分析根據強降水的空間分布對其進行劃分。聚類分析是通過一個沒有類別標記的樣本集按某種相似性劃分為若干類，將相似的樣本盡可能地被歸為一類，不相似的樣本盡量劃分到不同類中（劉偉東等, 2014）。K-均值聚類方法是其中應用最廣最基礎的算法之一。

對于強降水事件的定義采用國內外研究中常用的百分位法。首先將各個站點1979～2015 年冬季逐日的日降水量按升序排序，將第95 個百分位的值作為該站點的降水閾值（遲瀟瀟等, 2015）。某站點日降水量超過其降水閾值，則認為該站出現強降水，若某日在中國南方地區中超過20 個鄰近站點出現強降水就認為當天出現了區域性強降水，其中鄰近站點定義為在經度跨度不超過10°，緯度跨度不超過5°的區域內站點。本文關注的中國南方地區的經緯度范圍為（22°～35°N，97°～123°E）。

3 華南冬季強降水的定義及演變特征

中國南方冬季強降水具有顯著的區域差異。利用K-均值聚類方法根據降水的空間分布對1979～2015 年冬季中國南方發生的234 個強降水日進行聚類分析，發現冬季中國南方強降水大致可分成5 類，降水中心分別位于長江中下游、華南中西部、華南東南部、淮河流域以及中國西南部（圖1）。各區域強降水天數占總強降水日的比例分別為 24.36%、 23.08%、 23.08%、 19.23%和10.25%，即長江中下游冬季強降水的發生次數略大于華南中西部、華南東南部和淮河流域，西南地區強降水發生次數則較其他地區顯著減少約50%。強降水強度的區域差異較大，其中華南東南部降水強度最大，降水中心超過30 mm d-1，降水強度由南向北、自東向西逐漸減弱，西南地區強降水的強度最弱，降水最大值小于15 mm d-1。從低層異常環流場上看，除了西南地區外，各區域強降水的發生伴隨著局地氣旋式環流異常，南側偏南風顯著加強，偏南風向北推進的緯度決定降水的落區的位置。西南地區更多表現為異常東南風和西南風的輻合。

圖1 1979～2015 年華南冬季強降水日聚類分布合成（填色，單位：mm d-1）及850 hPa 異常風場（箭頭，僅畫出通過95%信度水平檢驗部分，單位：m s-1，），圖中左上角的YR、CWSC、SESC、HR、SW 分別表示長江中下游、華南中西部、華南東南部、淮河流域和中國西南部地區，右上角百分數為該類強降水天數占總強降水天數的百分比Fig. 1 Distribution of the composited extreme winter precipitation (shaded, units: mm d-1) and anomalous 850-hPa horizontal wind (vectors, only the result significant at the 95% confidence level is shown, units: m s-1) clustered via K-means method over South China during 1979-2015. YR: Yangtze River valley; CWSC: central and western South China; SESC: southeastern South China; HR: Huaihe River valley; SW: Southwest China. The percentage of total extreme winter precipitation days is shown at the top right of each panel

考慮到若冬季強降水持續且影響范圍較大時，有助于緩解冬季氣象干旱，本工作對華南地區的強降水事件的持續移動性進行了分析，主要可以分為東移型降水和南移型降水。下文將重點探討西南地區自西向東移動至東南沿海的東移型強降水事件，并與西南地區局地型強降水進行對比，以揭示大范圍強降水發生的有利條件。具體定義為若在西南地區發生強降水后三天之內在華南地區也出現了強降水，該強降水過程定義為東移型強降水事件，否則為局地型，據統計，局地型和東移型強降水事件大約各占西南地區總強降水事件的一半。圖2 給出這兩種類型事件的降水分布隨時間演變。在局地型事件中，雖然前期弱降水在西南地區開始發生，且強降水發生后華南東南部地區也有較弱降水，但強降水落區集中在西南地區，且主要持續一天（圖2b）。在東移型強降水事件中，強降水首先發生在西南地區，強度較局地型強降水弱，華南東南部降水也同時開始發生（圖2e）。隨后一天，西南地區降水逐漸減弱，東南地區降水則迅速加強達到降水峰值，隨后逐漸減弱（圖2f）。東移型降水中強降水出現顯著東移，整個降水過程持續時間較長，且降水大值區的分布范圍較廣。

圖2 冬季（a-c）局地型和（d-f）東移型強降水事件中降水量水平空間分布隨時間演變（填色，單位：mm d-1）：（a、d）降水日前一天（-1 d）；（b、e）強降水發生當天（0 d）；（c、f）降水日后一天（＋1 d）Fig. 2 Time evolution of the composited precipitation (shaded, units: mm d-1) in (a-c) the local cases and (d-f) the eastward migration cases: (a, d) One day before precipitation day (-1 d); (b, e) heavy precipitation day (0 d); (c, f) one day after precipitation day (＋1 d)

4 東移型及局地型強降水的環流特征及差異

4.1 動力、熱力及水汽條件

降水的發生與局地的動力抬升、不穩定能量的堆積以及水汽供應密切相關。本工作首先對有利于強降水發生的動力條件進行分析，圖3 給出局地型和東移型強降水事件分別合成的沿25°N 垂直剖面的異常緯向環流。兩類強降水事件都對應著非常深厚的異常上升運動，最強上升速度出現在500 hPa左右。對于局地型強降水事件，異常的上升運動主要維持在100°E 附近的云南高原上空，并且在局地增強及消散，這與降水的變化一致。在東移型強降水事件中，異常上升運動首先出現在云南高原西側（-1 d；-n/＋nd 表示降水日前/后n天，0 d 表示降水日發生當日），隨后快速自西向東移動至中國東南部，并進一步東移出海。

熱力條件上，兩類強降水事件伴隨的熱力狀況異常存在較大差異。由強降水發生過程中假相當位溫的演變特征可見，在局地型強降水事件中，前期（-1 d）西南地區上空為暖濕異常，其東部華南東南部低層則受干冷空氣影響（圖3a）。在強降水發生當天，在低層偏東風的影響下，干冷空氣入侵至云南上空，暖濕異常消失，強上升運動發展（圖3b），這說明冷空氣入侵導致的抬升作用在西南局地型強降水中可能起著重要影響。相反，東移型強降水的異常上升運動伴隨著對流層中低層異常暖濕氣流異常，暖濕氣流首先出現在云南高原西側，隨后東移（圖3d-f），與上升運動的東移一致，這說明移動型強降水的抬升過程與低層暖濕氣流異常造成的對流不穩定聯系更密切。由此可見，兩類強降水中抬升運動及其成因存在顯著差異，冷空氣入侵導致的抬升作用可能是導致局地型強降水的關鍵，移動型強降水的抬升作用則更多與低層暖濕氣流有關。這可能與大尺度環流異常導致的冷暖空氣強度差異有關，將在后面詳細分析。

圖3 （a-c）局地型和（d-f）東移型事件中緯向風（箭頭；單位：m s-1）和垂直方向上的風（箭頭；單位：102 Pa s-1）合成的異常緯向環流和假相當位溫（等值線，單位：K）及其異常（填色，單位：K）沿25°N 的緯向—垂直剖面演變。黑色箭頭表示通過95%信度水平檢驗Fig. 3 Zonal-vertical evolution of the anomalous zonal circulation consisting of zonal wind (vectors; units: m s-1) and p-vertical velocity (vectors;units: 102 Pa s-1), black arrows represent statistically significant above the 95% confidence level) along with the pseudoequivalent potential temperature (black contours, units: K) and its anomalies (shading, units: K) along 25°N in (a-c) the local cases and (d-f) the eastward migration cases

充足的水汽供應對于強降水的觸發和維持同樣起著關鍵作用，尤其在冬季，受東亞冬季風影響，來自熱帶海洋的大部分水汽供應被切斷。圖4a 和b 為兩類強降水發生當天整層積分的水汽輸送通量及其散度異常。在局地型強降水事件中，一范圍較廣的反氣旋式水汽環流控制西北太平洋，其南側來自南海北部的偏東水汽輸送和來自孟加拉灣北部的西南水汽輸送異常在西南地區輻合，但強度較弱。在東移型強降水事件中，來自孟加拉灣的較強西南水汽輸送至我國西南和東南部，配合南海北部較弱的偏東氣流，在西南—華南一帶形成強烈的水汽輻合，為強降水的發生提供了良好的水汽條件。該類型強降水的水汽主要來源于孟加拉灣北部，這與孟加拉灣北部異常加深的南支槽密切相關。由此可見，兩類強降水中，水汽供應的多寡及控制環流也存在顯著差異。

圖4 （a、c）局地型和（b、d）東移型強降水發生時（a、b）整層積分水汽輸送通量異常（箭頭，單位：kg m-1 s-1）及其散度（填色，單位：10-5 kg m-2 s-1，只顯示事件合成水汽通量大于50 kg m-1 s-1 的箭頭）分布以及（c、d）700 hPa 異常風場（箭頭，單位：m s-1）和渦度場（填色，單位：10-6 s-1）分布。黑色箭頭及打點區域表示通過95%信度水平檢驗，AC 和C 分別代表反氣旋和氣旋Fig. 4 (a, b) Anomalous vertically integrated water vapor fluxes (vectors, units: kg m-1 s-1, only composite water vapor flux larger than 50 kg m-1 s-1 are shown) and their divergence (shading, units: 10-5 kg m-2 s-1), (c, d) anomalous 700-hPa horizontal wind (vectors, units: m s-1) and relative vorticity(shading, units: 10-6 s-1) in the local cases (left column) and eastward migration cases (right column). The locations of anticyclones and cyclones are marked as “AC” and “C,” respectively

4.2 關鍵環流系統異常

南支槽槽前的水汽輸送是華南地區冬季水汽來源的一個重要通道（Li et al., 2017）。參考Li and Zhou（2016）定義的南支槽強度指數，通過計算可得在兩種類型強降水事件發生當天南支槽強度較強且差異不大（強度指數分別為1.6 和1.5）。隨后南支槽在局地型強降水事件中迅速減弱，在東移型強降水事件中則維持偏強的狀態（圖略）。由700 hPa 環流場（圖4c 和d）可見，強降水發生當天孟加拉灣北部都存在顯著的氣旋式環流異常，對應南支槽的加深，槽前西南風有利于孟加拉灣的水汽輸送到西南地區。同時，中國東部—西北太平洋存在一反氣旋式環流異常，該反氣旋的位置可影響南支槽的東移及槽前西南氣流影響的范圍。局地型強降水事件中反氣旋中心偏西（120°E 附近），華南中西部地區的緯向氣壓梯度較大，南支槽槽前經向風分量較強，主要影響我國西南地區。東移型強降水事件中反氣旋中心位置偏東（120°E 以東洋面）時，南支槽槽前緯向風分量較強，可影響到中國東南部，配合反氣旋西南側的東南氣流，導致水汽在西南—華南地區強烈輻合。

前面關于位溫垂直剖面的分析指出，兩類強降水事件中除了暖濕氣流的強弱外，冷空氣的配合也存在較大差異。中國東部冷空氣的活動受到多個系統的共同作用，尤其是低層西伯利亞冷高壓以及中層東亞大槽的影響。圖5 給出兩類強降水事件中海平面氣壓、低層風場及位溫和中層槽脊活動異常。從圖5a 可見，局地型強降水發生時，西伯利亞地區至中國華南沿海一帶受異常高壓控制，日本以東洋面則為異常低壓，即陸地冷高壓和阿留申低壓都明顯偏強，導致中國東部—西北太平洋偏北冬季風顯著加強，冷空氣入海后在30°N 附近發生反氣旋式旋轉，回流至華南—西南一帶（圖5c）。東亞與西北太平洋的高低壓異常在500 hPa 高度場仍顯著（圖5e），說明該異常在垂直方向上是相當正壓的，西北太平洋上的低壓異常對應東亞大槽加深，槽后等高線近乎南北走向，有利于冷空氣南侵。相比之下，東移型強降水事件中，雖然阿留申低壓也偏強，但范圍減?。▓D5b），西伯利亞高壓整體偏弱，500 hPa 高度上異常信號顯著減弱（圖5d）。因此，冷空氣活動路徑明顯偏東且強度較弱，中國東部受異常偏南風控制，位溫偏高（圖5f）。

由上述分析可知，南支槽槽前的暖濕氣流與冷空氣活動的強弱差異是強降水是否持續及東移的關鍵。它們的差異不僅由局地環流決定，而且受到更大尺度環流異常的調控。從500 hPa 的高度場可見（圖5e-f），低緯和高緯分別出現正、負高壓中心交替分布的波列。其中，低緯度波列的結構在兩種類型強降水中類似，強度存在一定的差異，南支槽的活動明顯受到低緯度波列的調制作用；高緯度波列的結構和強度則存在較大差異，下文將進一步進行分析。

5 高、低緯兩支波列的協同影響

5.1 華南強降水中高、低緯兩支波列的協同

大氣遙相關波列是鏈接上游擾動信號與下游天氣/氣候異常的橋梁，擾動信號沿波列傳播至下游地區，并激發出新的擾動或增強原有的異常信號。由前面的分析發現兩類強降水與上游西風帶中的波列活動密切相關。為詳細分析波列的活動特征，圖6 給出兩種類型強降水事件中200 hPa 的波活動通量分布隨時間演變圖。兩類強降水事件在降水觸發時中低緯度均存在沿副熱帶西風帶傳播的南亞急流波列，表現為歐亞大陸上分別位于地中海、阿拉伯半島東北部、阿拉伯海以及青藏高原上空四個正、負交替的異?；顒又行?，其中青藏高原上空的中心與低層南支槽的加深密切相關。兩類強降水發生當天（圖6e 和k），波列的強度及信號的傳播存在一定的差異：局地型強降水事件中，青藏高原上空活動中心接收上游輸入的能量減弱或中斷，相反，能量往下游輸出較強，這說明擾動已經處于消亡階段；東移型強降水事件中，波列中的能量傳播較為活躍，上游地區尤其是中東地區往青藏高原上空的能量傳播仍持續，說明高原上的擾動中心仍處于發展階段。

圖6 局地型（左列）和東移型（右列）事件中合成的200 hPa 波活動通量（箭頭，單位：m2 s-2）和準地轉流函數（填色，單位：106 m2 s-1）隨時間演變：（a、g）-12 d；（b、h）-9 d；（c、i）-6 d；（d、j）-3 d；（e、k）0 d；（f、l）＋3 d。黑色箭頭及打點區域表示通過95%信度水平檢驗Fig. 6 Time evolution of anomalous horizontal wave activity fluxes (vectors, units: m2 s-2) and quasigeotrophic streamfunction (shading, unit:106 m2 s-1) at 200 hPa in (a-f) the local cases and (g-l) the eastward migration cases: (a, g) -12 d, (b, h) -9 d, (c, i) -6 d, (d, j) -3 d, (e, k) 0 d, and (f, l)＋3 d. The black arrows and dotted areas represent statistically significant above the 95% confidence level

為進一步對比南亞急流波列在兩類強降水中的差異，圖7 給出了沿著南亞急流波列（20°～40°N平均）的轉地轉流函數及波活動通量從-7 d 至＋3 d的緯向—時間演變。南亞急流波列主要在強降水發生前一周內發展并向下游傳播。在局地型強降水事件中，北大西洋東部的異常氣旋活動中心最先出現，逐步加強并在-3 d 達到峰值，同時擾動信號向東傳播，并在下游地中海東部、西部以及阿拉伯海上空分別激發出一個較弱的反氣旋、氣旋以及反氣旋異常中心。-2 d 左右，擾動信號傳播至青藏高原，加強高原上空的氣旋活動中心。該氣旋活動中心在-1 d達到峰值，中心位于100°E 以西。在強降水發生（0 d）當天，波列上游的信號均已消散，青藏上空的氣旋中心也開始減弱。在東移型強降水事件中，北大西洋東部的異常信號并不顯著，從-5 d 開始，異?；顒又行囊来卧诎⒗雿u、阿拉伯海、青藏高原上空生成，其中青藏高原上空的氣旋活動中心在＋1 d 達到峰值，并東移到100°E 以東。對比這兩類強降水事件中波活動能量的傳播速度可見，局地型強降水中能量傳播速度略快于移動型，各活動中心能量的耗散與匯集也相對較快。

圖7 （a）局地型和（b）東移型事件合成的200 hPa 波活動通量（箭頭，單位：m2 s-2）和準地轉流函數（填色，單位：106 m2 s-1）沿20°～40°N 平均從-7 d 至＋3 d 的緯向—時間分布。黑色箭頭表示通過95%信度水平檢驗，紅色箭頭表示波列能量傳播的方向，紅線表示通過95%信度水平檢驗Fig. 7 Zonal-temporal sections of the 200-hPa anomalous horizontal wave activity fluxes (vectors, units: m2 s-2) and quasigeostrophic streamfunction(shaded units: 106 m2 s-1) averaged over 20°-40°N from -7 d to +3 d in (a) the local cases and (b) the eastward migration cases. The black arrows represent statistically significant above the 95% confidence level, red arrow denotes the direction of propagation, red lines represent statistically significant above the 95% confidence level

除南亞急流波列的活動外，局地型事件中強降水發生當天高緯也存在一支來自大西洋地區的波列，表現為烏拉爾山脈附近的氣旋式異常以及西伯利亞地區顯著的反氣旋式異常（圖6e），相比之下，東移型事件中強降水觸發時高緯不存在明顯的波列活動信號（圖6k），而是在前期有明顯的波列活動跡象（圖6g-i）。為進一步分析強降水伴隨的高緯波列的活動及演變特征，圖8 給出沿50°～70°N平均的轉地轉流函數及波活動通量緯向—時間演變。對于局地型強降水事件，波列活動從-4 d 開始，氣旋活動中心出現在歐洲上空，并在-2 d 達到峰值。西伯利亞的反氣旋活動中心在-2 d 后伴隨上游氣旋中心的減弱而增強東移，并在強降水發生當天達到最大值。與局地型強降水事件不同，東移型強降水中，高緯波列主要在降水發生前兩周（-12 d 至-6 d）活動，表現為波列在北大西洋到西西伯利亞地區一帶能量向下游傳播且波列中心東移的過程。-6 d 左右，西北大西洋上空的負異常中心加強并伴隨有信號的東傳，但信號較弱，范圍較小，降水發生期間西伯利亞地區沒有出現明顯的擾動異常。

圖8 同圖7，但為從-12 d 至＋3 d 沿50°～70°N 平均的時間—緯向分布Fig. 8 Same as Fig. 7, but for averaged over 50°-70°N from -12 d to ＋3 d

綜上所述，在局地型強降水事件中，強降水發生時同時受到高緯波列與南亞急流波列的影響，兩支波列的強度演變同步均在降水發生時達到最強；在東移型強降水事件中，強降水發生時主要受到南亞急流波列影響，高緯度波列的發展與南亞急流波列不同步，超前于強降水。

5.2 高、低緯波列協同作用及其對華南強降水的影響

高、低緯兩支波列的同步與錯位如何通過調控環流系統進而影響中國南方局地強降水的持續與移動？為回答這個問題，分別選取波列活動最強時刻200 hPa 位勢高度異常中心定義高、低緯波列活動指數。由于兩類強降水事件中南亞急流波列的分布差異并不顯著（圖6），故采用同一個指數表征，即東移型強降水發生當天（0 d）的波列中心進行定義。對于高緯度波列，由于兩類強降水事件中的波列中心存在緯向位相差和時間差，故定義兩個高緯度波列指數（局地型IHL和東移型IHM）分別進行探討，局地型強降水事件選擇降水發生前2 天（-2 d），東移型則選擇降水發生前8 天（-8 d）。波列活動指數具體定義如下：

其中，H′表示200 hPa 上的異常位勢高度，ISAJWT為南亞急流波列指數。由200 hPa 準地轉流函數與波列指數的相關分布圖上（圖9）可見，局地型強降水事件中的高緯度波列的三個活動中心分別位于北大西洋、斯堪的納維亞半島和西伯利亞地區，與斯堪的納維亞遙相關分布相似（Liu et al., 2014）。與之相比，東移型強降水事件中高緯度波列在空間分布上東移1/4 位相，活動中心分別位于歐洲西部、西西伯利亞平原以及中國北部附近。

圖9 1979～2015 年冬季逐日波列指數與200 hPa 準地轉流函數的相關系數分布，其中填色為局地型對應的高緯度波列，紅色等值線為東移型對應的高緯度波列，黑色等值線則是南亞急流波列；紅色圓點、紅色三角形和黑色正方形分別代表三個波列指數選取的高度中心，僅顯示通過95%信度水平檢驗部分Fig. 9 Distribution of the correlation coefficient between the 200-hPa quasigeostrophic streamfunction and the wintertime daily wave train indexes[shaded: IHL (local cases wave train index); red lines: IHM (eastward migration cases wave train index); black lines: ISAJWT (South Asian jet wave train index)] during 1979-2015. Red dots, red triangles, and black squares represent the height center selected for the wave train indexes, only results above the 95% confidence level are shown

進一步揭示波列對東亞以及中國南部地區環流系統異常的影響，圖10 給出波列指數回歸的高、低層環流。局地型強降水事件對應的高緯度波列可導致西伯利亞至我國華南沿海地區出現顯著的海平面氣壓升高，即近地面冷高壓顯著增強，對流層中層西伯利亞上空的高壓增強和東亞大槽的加深，導致異常北風攜帶干冷空氣影響中國東部地區（圖10左列），這種環流場的配置與局地型強降水事件合成的結果一致。這說明在局地型強降水事件中，高緯波列活動異常導致西伯利亞高壓以及東亞大槽的加強，是冷空氣偏強并影響我國南方地區的主要原因。東移型強降水事件中，高緯波列由于活動中心東移1/4 位相，導致500 hPa 烏拉爾山脈—西西伯利亞地區受異常氣旋控制，不利于阻高的形成，冷空氣堆積減少，低層西伯利亞高壓西北側顯著減弱。下游位于中國北部的反氣旋中心呈準正壓結構，反氣旋加強南側華南—南海的偏北風及冷空氣活動（圖10 中間列），但由于該高緯度波列活動主要發生在東移型強降水事件前期，在沒有高緯度冷空氣持續補充的情況下，冷空氣活動隨著波列的消散而減弱（圖略）。至于低緯度的南亞急流波列，它一方面通過調控孟加拉灣北部的氣旋異常導致南支槽的增強加深，把大量的水汽輸送至華南地區，另一方面通過調控西太平洋上的反氣旋活動中心導致來自西北太平洋的東南風異常，有利于暖濕氣流往華南地區輸送（圖10 右列）。

圖10 局地型（左列）、東移型（中間列）高緯度波列和南亞急流波列（右列）指數回歸的各氣象要素分布：（a、b）海平面氣壓場（填色，單位：Pa，等值線為重建后的海平面氣壓）、（c）整層積分水汽輸送通量（矢量箭頭，單位：kg m-1 s-1）及其散度場（填色，單位：10-5 kg m-2 s-1）；（d-f）850 hPa 風場（矢量箭頭，單位：m s-1，黑色箭頭表示通過95%信度水平檢驗）和假相當位溫場（填色，單位：K）；（g-i）500 hPa 位勢高度（填色，單位：gpm，等值線為重建后的位勢高度場）。僅顯示通過95%信度水平檢驗部分Fig. 10 The regression of (a-b) sea level pressure (shaded, units: Pa, contours: reconstruction of sea level pressure), (c) vertically integrated water vapor fluxes (vectors, units: kg m-1 s-1) and their divergence (shaded, units: 10-5 kg m-2 s-1), (d-f) 850-hPa horizontal wind (vectors, units: m s-1, the black arrows represent statistically significant above the 95% confidence level) and pseudoequivalent potential temperature (shaded, units: K), and(g-i) 500-hPa geopotential height (shaded, units: gpm, contours: reconstruction of geopotential height) on the high-latitude wave train indexes of the local cases (left column) and eastward migration cases (middle column) and South Asian jet (right column) wave train index, respectively. Only results above the 95% confidence level are shown

因此，在東移型強降水事件中，前期高緯度波列的消亡使得冷空氣活動減弱，配合后期南亞急流波列的活動，有利于來自低緯度海洋的暖濕氣流往華南地區輸送，為大范圍及持續降水提供了有利條件。局地型強降水中，由于高緯度波列導致冷空氣活動偏強，配合低緯度南支波列導致南支槽加深，致使氣流在西南地區輻合，強降水發生，隨后由于冷空氣進一步入侵，降水減弱。

6 總結與討論

本文利用聚類分析方法根據降水的空間分布，將中國南方冬季強降水劃分成五種類型，即降水中心分別位于長江中下游、華南中西部、華南東南部、淮河流域和中國西南部。進一步分析由西南地區自西向東移動至東南沿海的強降水事件，并與西南地區局地型強降水進行對比，以揭示中國南方持續大范圍強降水的成因。

結果表明，西南—華南地區冬季強降水的發生與南支槽槽前的暖濕氣流密切相關，強降水能否移動到東南沿海則與東亞冷暖空氣的對峙有關。在西南局地型強降水中，西伯利亞高壓的顯著增強使得大量冷空氣南下入侵，抑制南支槽的發展，導致強降水只局限于西南地區。與之相反，東移型強降水中，西伯利亞高壓的減弱使得偏北風減弱，同時南支槽的增強則使得大量暖濕空氣輸送到我國南方地區，槽前的上升運動也為降水的發生提供了抬升條件。另外，冷空氣活動偏弱有利于南支槽東移，降水落區也隨之東移。

高緯度波列與南亞急流波列的協同作用是冷暖氣流相對強弱的關鍵。局地型強降水中，高緯度波列與南亞急流波列同步發展，來自高緯度的強冷空氣抑制南亞急流波列中南支槽槽前西南暖濕氣流東移，降水難以持續；當高緯度波列的發展超前于強降水，雖然前期在華南地區同樣存在冷空氣活動，但隨著高緯度波列的消亡，冷空氣活動減弱。南亞急流波列發展導致南支槽加深東移，強降水持續并東移。

本文主要分析了南、北兩支波列對東亞冷暖空氣活動及降水的影響，對于波列的觸發過程暫沒有深入研究。由圖6 可見，波列上游異常信號的來源主要來自北大西洋。前人工作強調了北極濤動/北大西洋濤濤（AO/NAO）信號對南、北波列的激發作用。黃榮輝等（2012）在研究西南地區2009～2010 年嚴重干旱事件時強調了東亞冷空氣活動主要受到AO 的調控作用，Li and Sun（2015）和Li et al.（2020）對中國南方極端降水個例的分析中表明了NAO 對南亞急流波列有一定的觸發作用，Huang et al.（2020）的工作進一步指出了南亞急流波列的觸發與NAO 的活動密切相關，且其關系具有多樣性。Song et al.（2014）的工作中指出NAO既可以觸發中高緯波列，又可以激發南亞急流波列，主要受到非洲副熱帶地區位勢渦度的經向梯度變化以及ENSO 的調制作用。關于兩支波列的耦合的機制，目前仍不清楚，有待進一步探究。