鄭 然，劉嘉慧敏，王春學， 李棟梁，唐紅玉，劉 博

(1.四川省氣候中心，四川 成都 610072； 2.中國氣象局成都高原氣象研究所，高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室， 四川 成都 610072；3.陜西省氣象臺，陜西 西安 710014； 4.南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇 南京 210044； 5.重慶市氣候中心，重慶 401147；6.中國人民解放軍78092部隊，四川 成都 610036)

引 言

華西位于我國西部地區(qū)，主要包括四川盆地及關中平原一帶，秋季冷空氣頻繁南下與滯留在該地區(qū)的暖濕空氣相遇，對流活動加劇而產(chǎn)生較長時間的陰雨天氣，其雨量僅次于夏季。秋季正是秋收作物成熟、收獲和越冬作物播種、移栽的季節(jié)，這一時期的天氣好壞不僅關系到當年作物的收成，還影響來年的農(nóng)業(yè)生產(chǎn)。長時間的陰雨寡照，還可造成城市內澇、山洪、山體滑坡、泥石流等災害，給工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、交通及人民生命財產(chǎn)安全帶來嚴重影響。華西地區(qū)為典型的雙峰型降水，夏、秋季降水峰值之間間隔較短且雨量差別小[1]，秋雨的建立既非全年雨季的開始，也不是一年中第二個雨季的開始[2]，它發(fā)生于大氣環(huán)流季節(jié)性調整期間，即東亞季風由夏季風向冬季風轉變過程中，預測難度較大，因此開展華西秋雨異常研究并探尋前期預測因子對防災減災意義重大。

自20世紀50年代，我國學者陸續(xù)開展了華西秋雨的異常變化及其成因研究：華西秋雨的年際變化[3-5]、大氣環(huán)流的季節(jié)轉變與華西秋雨的關系[6]、海溫等外強迫因子對華西秋雨的影響[7-9]等。然而，早期研究中關于華西地區(qū)的范圍及秋雨的監(jiān)測標準沒有統(tǒng)一，部分研究以整個秋季降水量為標準，缺少對典型華西秋雨特征的描述。為了尋求更精細、準確的定義，華西秋雨的監(jiān)測標準研究相繼展開[10-11]。2015年，中國氣象局預報與網(wǎng)絡司組織國家氣候中心、國家氣象中心和部分省(區(qū)、市)氣象局聯(lián)合開展了華西秋雨監(jiān)測標準的研制工作，并編制完成《華西秋雨監(jiān)測業(yè)務規(guī)定》(1)中國氣象局預報與網(wǎng)絡司. 關于印發(fā)《華西秋雨監(jiān)測業(yè)務規(guī)定(試行)》的通知[氣預函(2015)2號]，形成了統(tǒng)一監(jiān)測標準。該監(jiān)測標準根據(jù)國家級和省級天氣氣候業(yè)務及服務需求，選取華西地區(qū)8省(區(qū)、市)范圍內373個國家氣象觀測站作為監(jiān)測站點，定義秋雨雨量、雨期長度及強度3個指標標準，并發(fā)現(xiàn)華西秋雨在空間上存在南北2個異常區(qū)。

青藏高原的大地形機械強迫作用及其本身明顯的熱力作用，直接影響著東亞季風環(huán)流。青藏高原的熱力作用可分為地面熱源和大氣熱源，大氣熱源是指大氣中的非絕熱加熱，是大氣的驅動力，夏季高原大氣為熱源，而冬季為冷源[12]，地表對大氣的季節(jié)性加熱激發(fā)了亞洲季風的爆發(fā)[13]，冬季高原的阻擋使北半球中高緯西風帶急流在南北兩側分叉，各自形成急流，東亞地區(qū)大氣環(huán)流的季節(jié)轉換具有突發(fā)性，與高原影響密切相關[14]。因此，高原的熱力作用和機械強迫作用是導致亞洲季風爆發(fā)呈階段性和區(qū)域性變化的重要因子之一[15]。華西秋雨發(fā)生于夏季風向冬季風轉換過程中，高原的熱力作用及異常勢必對華西秋雨產(chǎn)生影響。陳忠明等[7]指出，華西秋雨與青藏高原地面熱源存在顯著相關關系，且與前期2月高原東部地面熱源的相關性最顯著。然而，華西秋雨區(qū)的2個異常中心的強度、位置變化均存在明顯差異，其異常變化受外部因素的影響是否不同？為此，本文選取雨量較大、影響較重的華西南區(qū)，包括湖北西部(28站)、湖南西部(30站)、重慶(34站)、四川東部(107站)、貴州北部(60站)以及陜西南部部分地區(qū)(10站)，共計269站，分析秋雨的年際變化特征，并以大氣視熱源表征高原熱力作用，探究華西南區(qū)秋雨對高原熱力作用的可能響應。

1 資料與方法

(1) 華西秋雨強度

利用1971—2017年華西南區(qū)269站[圖1，該圖基于國家測繪地理信息局標準地圖服務網(wǎng)站下載的審圖號為GS(2019)1823的標準地圖制作，底圖無修改]逐日降水資料，根據(jù)華西秋雨監(jiān)測業(yè)務規(guī)定，采用各站秋雨期長度指數(shù)和雨量指數(shù)等權求和計算秋雨強度，其計算公式如下：

Ii=0.5×Ii1+0.5×Ii2

(1)

其中：

(2)

式中：Ii為i站的秋雨強度指數(shù)；Ii1為i站秋雨期長度指數(shù)；Ii2為i站秋雨期雨量指數(shù)；Lij(d)為i站j年秋雨期的長度；L0、SL(d)分別為區(qū)域內華西秋雨期長度的氣候平均值和均方差；Rij(mm)為i站j年的秋雨量；R0、SR(mm)分別為區(qū)域內華西秋雨量的氣候平均值和均方差。

圖1 華西南區(qū)269個氣象站點分布Fig.1 The distribution of 269 meteorological stations in the south area of West China

(2)青藏高原大氣視熱源

利用1971—2017年NCEP/NACR逐日再分析資料，采用倒算法[16]計算大氣視熱源，計算公式如下：

(3)

其中：Q1(W·m-2)為大氣視熱源；T(℃)為氣溫；θ(K)為位溫；ω(Pa·s-1)為P坐標下垂直速度；P(hPa)為氣壓，P0取1000 hPa；k=R/CP，R和CP(J·kg-1·K-1)分別為氣體常數(shù)和干空氣定壓比熱容；V(m·s-1)為水平風矢量；t(s)為時間。

將(3)式從地面到對流層頂垂直積分，可得到整層積分的大氣視熱源：

(4)

式中：Ps、Pt(hPa)分別為地表、對流層頂氣壓，Pt取100 hPa；g(m·s-2)為重力加速度。

另外，采用了相關分析、合成分析、回歸分析及t檢驗等方法。氣候平均為1980—2010年的平均值。

2 青藏高原大氣冷源與華西南區(qū)秋雨的關系

2.1 華西南區(qū)秋雨強度年際變化特征

計算1971—2017年華西南區(qū)各站點秋雨強度指數(shù)并進行區(qū)域平均，得到南區(qū)秋雨強度。從圖2(a)可以看出，華西南區(qū)秋雨強度年際變化趨勢不明顯，存在明顯的階段性變化，1970—1980年代前期南區(qū)秋雨有加強趨勢，1980年代后期開始逐漸減弱，至1990年代中期再次逐漸增強，且秋雨強度變化的振幅明顯大于1990年代中期之前。此外，將南區(qū)秋雨強度與全區(qū)秋雨強度進行相關分析，發(fā)現(xiàn)二者的相關系數(shù)為0.76，說明南區(qū)秋雨強度的變化與整個華西秋雨區(qū)具有較高的一致性。

華西秋雨發(fā)生于夏、秋季節(jié)轉換時期，即大氣環(huán)流調整時期，但秋雨持續(xù)并非貫穿整個秋季。根據(jù)業(yè)務監(jiān)測標準，計算1971—2017年華西南區(qū)秋雨開始日期[圖2(b)]和結束日期[圖2(c)]，發(fā)現(xiàn)開始日期多集中于9月，平均開始日期為9月8日，結束日期多集中于10月底至11月初，平均結束日期為11月3日，且開始日期和結束日期的線性變化趨勢均不明顯。因此，下文僅討論主要秋雨期9—10月的環(huán)流異常變化。

圖2 1971—2017年華西南區(qū)秋雨的強度指數(shù)(a)及開始日期(b)、結束日期(c)年際變化Fig.2 The annual changes of intensity index (a), the starting date (b) and ending date (c) of autumn rain in the south area of West China during 1971-2017

2.2 華西南區(qū)秋雨年際異常的環(huán)流背景

利用南區(qū)秋雨強度指數(shù)，回歸同期9—10月的環(huán)流場。500 hPa高度異常場[圖3(a)]顯示，巴爾喀什湖附近為高度場負距平，有利于冷空氣沿青藏高原東側南下，而中國東部一帶為正高度異常，有利于西太平洋副熱帶高壓(簡稱“副高”)偏強，致使副高西側外圍水汽向華西地區(qū)輸送，與冷空氣匯合，產(chǎn)生降水。與500 hPa高度異常場有很好的對應，850 hPa異常風場為相當正壓結構[圖3(b)]，華西南區(qū)主要受暖濕偏南風異常控制。根據(jù)秋雨強度指數(shù)，考慮到氣候背景以及進入1990年代后秋雨強度振蕩顯著的差異，分別選取1990年以來南區(qū)秋雨偏強年1999、2008、2010、2014、2017年，偏弱年1991、1992、1998、2002、2006、2009年[圖2(a)]。從華西南區(qū)秋雨偏強、偏弱年的200 hPa緯向風合成場[圖3(c)]看出，偏強年西風急流位置相對偏弱年更偏西，華西秋雨南區(qū)位于急流入口區(qū)南側，高層為反氣旋式輻散，西風急流位置偏西使得華西南區(qū)高層輻散加強，進而上升運動加強，對流活動加劇，產(chǎn)生降水。這一特征從平均垂直速度差值場的緯向垂直剖面[圖3(d)]上可得到印證，秋雨偏強年較偏弱年有更強的上升運動。

圖3 華西南區(qū)秋雨強度指數(shù)回歸的9—10月500 hPa高度場(a，黑色線，單位：gpm)和 850 hPa風場(b，箭頭，單位：m·s-1)異常以及秋雨強(實線)、弱(虛線)年 200 hPa緯向風(36 m·s-1)合成(c，單位：m·s-1)和25°N—32.5°N范圍 平均垂直速度差值場(偏強年減去偏弱年)的緯向垂直剖面(d，箭頭，單位：m·s-1) [紅色方框為華西南區(qū)位置，綠色線為青藏高原邊界線，下同；圖3(d)中兩條黑色平行虛線 為四川盆地經(jīng)度邊界；灰色陰影區(qū)通過α=0.1的顯著性檢驗]Fig.3 The anomaly of 500 hPa geopotential height field (a, black lines, Unit: gpm) and 850 hPa wind field (b, arrows, Unit: m·s-1) from September to October regressed based on autumn rain intensity index in the south area of West China, the synthesis of 200 hPa zonal wind (wind speed with 36 m·s-1) in strong (solid line) and weak (dotted line) years of autumn rain (c, Unit: m·s-1) and zonal vertical section of average vertical velocity difference field (strong years minus weak years) over 25°N-32.5°N area (d, arrows, Unit: m·s-1) (the red box for the location of the south area of West China and green line for the location of the Qinghai-Tibet Plateau, the same as below, and two black parallel dashed lines inFig.3d for the east and west boundary of Sichuan Basin, grey shadow areas passing the significance test with 0.1 confidence level)

2.3 華西秋雨對青藏高原大氣熱源(匯)的響應

圖4是華西南區(qū)秋雨強度指數(shù)與前期1—8月青藏高原大氣視熱源的相關系數(shù)?？梢钥闯?，1月高原主體大氣視熱源與南區(qū)秋雨強度指數(shù)之間存在顯著正相關，7月在高原東北部小范圍為顯著負異常區(qū)，其他月份基本沒有通過α=0.1的顯著性檢驗區(qū)域。比較1月和7月關鍵區(qū)大氣視熱源與南區(qū)秋雨強度的關系，發(fā)現(xiàn)1月的相關系數(shù)為0.41，通過α=0.01的顯著性檢驗，顯著高于7月的相關系數(shù)-0.3，表明前期冬季(1月)高原大氣冷源與華西南區(qū)秋雨強度存在顯著的相關性。選取1月82.5°E—95°E、27.5°N—35°N的區(qū)域作為青藏高原冬季大氣冷源關鍵區(qū)(簡稱“高原大氣冷源關鍵區(qū)”)，探究高原大氣冷源強度對華西南區(qū)秋雨的影響。

在冬季(1月)青藏高原大氣視熱源氣候態(tài)分布圖(圖5)上看到，在高原西部邊界處上空出現(xiàn)非絕熱加熱正值區(qū)，這與宇婧婧等[17]研究結論一致，且視熱源正負值分界線在82.5°E左右，即高原大氣冷源關鍵區(qū)內為一致冷源。對高原關鍵區(qū)冷源強度進行標準化處理(圖略)，考慮與華西南區(qū)秋雨強弱年一致性，選取1990年以來大于1個標準差的正負異常年份分別作為1月高原大氣冷源偏弱年和偏強年，即正異常年(冷源偏弱年)為1995、2005、2008、2012、2015年共5 a，負異常年(冷源偏強年)為1990、1992、2003、2006、2009年共5 a。

圖4 華西南區(qū)秋雨強度指數(shù)與前期1—8月青藏高原大氣視熱源的相關系數(shù)(線條) (a)1月，(b)2月，(c)3月，(d)4月，(e)5月， (f)6月，(g)7月，(h)8月 (陰影區(qū)分別通過α=0.1、0.05、0.02和0.01的顯著性檢驗)Fig.4 Correlation coefficients (lines) between intensity index of autumn rain in the south area of West China and atmospheric apparent heat source in the Qinghai-Tibet Plateau from January to August (a) January, (b) February, (c) March, (d) April, (e) May, (f) June, (g) July, (h) August (The shadows passed the significance test with 0.1, 0.05, 0.02 and 0.01 confidence levels, respectively)

圖5 1月青藏高原大氣視熱源氣候 平均態(tài)分布(單位：W·m-2)Fig.5 Distribution of average atmospheric apparent heat sources in the Qinghai-Tibet Plateau in January (Unit: W·m-2)

2.4 青藏高原冬季大氣冷源異常與華西秋雨期環(huán)流異常的關系

利用前期冬季(1月)高原大氣冷源關鍵區(qū)的冷源強度，回歸秋雨期(9—10月)500 hPa高度場及850 hPa風場異常。在500 hPa高度距平場[圖6(a)]上，東亞地區(qū)由南至北呈現(xiàn)“+、-、+”分布，有利于副高偏強，巴爾喀什湖至中國北方一帶為負距平控制，利于冷空氣南下；在850 hPa風場距平[圖6(b)]上，副高外圍暖濕偏南風及北方南下的干冷空氣在華西南區(qū)匯合；在200 hPa緯向風合成圖[圖6(d)]上，冷源異常偏弱年的西風急流位置較冷源異常偏強年西伸，加強了高層輻散。在高低層環(huán)流共同作用下，水汽在華西南區(qū)產(chǎn)生輻合[圖6(c)]。綜上所述，前期冬季(1月)青藏高原大氣冷源對華西秋雨期環(huán)流的影響基本與華西南區(qū)秋雨強弱年回歸的環(huán)流形勢一致，說明前期冬季青藏高原大氣冷源異常可對后期華西南區(qū)秋雨強度產(chǎn)生一定影響。

圖6 前期1月高原大氣冷源關鍵區(qū)冷源強度指數(shù)回歸的華西南區(qū)秋雨期9—10月500 hPa 高度距平場(a，黑色線條，單位：gpm)和850 hPa風場(b，箭頭，單位：m·s-1)、 水汽通量(矢量，單位：g·hPa-1·cm-1·s-1)距平及其散度 (陰影為輻合區(qū)，單位：g·hPa-1·cm-2·s-1)(c)，以及冷源偏弱年(實線) 與偏強年(虛線)200 hPa緯向風(36 m·s-1)合成(d，單位：m·s-1) [圖6(a)、圖6(b)中的陰影區(qū)通過α=0.1的顯著性檢驗]Fig.6 The anomalies of 500 hPa geopotential height field (a, black lines, Unit: gpm) and 850 hPa wind field (b, arrows, Unit: m·s-1), water vapor flux (vectors, Unit: g·hPa-1·cm-1·s-1) and its divergence (shadows for convergence areas, Unit: g·hPa-1·cm-2·s-1 ) (c) from September to October in the south area of West China regressed based on the intensity index of atmospheric cold source in the key region of the Qinghai-Tibet Plateau in previous January, and the synthesis of 200 hPa zonal wind (wind speed with 36 m·s-1) in weak (solid line) and strong (dotted line) years of cold sources (d, Unit: m·s-1) (The shadows inFig.6a andFig.6b passed the significance test with 0.1 confidence level)

3 可能的物理機制

作為外強迫，高原冷源對大氣環(huán)流的影響可從冬季持續(xù)到次年秋季[18]。利用前文選取的高原冬季大氣冷源強、弱年，對1—8月各月700 hPa環(huán)流場進行合成(圖7)。

當前期1月高原冷源偏強時，1月在高原外圍為反氣旋性環(huán)流異常，即高原冬季風異常偏強，中國東北地區(qū)到日本一帶亦為反氣旋環(huán)流異常，而中國南海地區(qū)為異常氣旋，菲律賓附近為偏西氣流控制，赤道地區(qū)也為西風異常[圖7(a)]；2月，系統(tǒng)東移，反氣旋移至北太平洋地區(qū)并加強，副熱帶地區(qū)為偏東氣流異常，而氣旋東移至低緯西太平洋上空，赤道西太平洋出現(xiàn)較弱的偏西氣流(圖略)；3月，南海氣旋東移至菲律賓以東地區(qū)并加強，赤道西太平洋地區(qū)為西風異?？刂芠圖7(c)]；4月，氣旋在西太平洋上空維持，赤道西太平洋地區(qū)維持偏西異常氣流，并延伸至中太平洋地區(qū)附近(圖略)；5月，西太平洋地區(qū)的氣旋繼續(xù)維持加強，赤道西太平洋地區(qū)西風異常維持[圖7(e)]；6月，氣旋東移，赤道太平洋地區(qū)西風異常可至140°W附近(圖略)；7月環(huán)流形勢與6月類似，氣旋維持在西太平洋上空，赤道西太平洋存在較強的偏西風異常[圖7(g)]；8月，氣旋南移，赤道太平洋地區(qū)均為偏西氣流控制(圖略)。

當前期1月高原冷源偏弱時，1月在高原外圍對流層低層為氣旋性環(huán)流，而在高原東南側南海上空為較弱的反氣旋環(huán)流，菲律賓以西為偏東異常氣流，同時在日本以東地區(qū)存在較強的氣旋性環(huán)流，使得赤道西太平洋地區(qū)主要受西風異?？刂芠圖7(b)]；到了2月(圖略)，系統(tǒng)東移加強，南海上空的反氣旋東南移至菲律賓以東地區(qū)，赤道西太平洋一帶出現(xiàn)偏東異常氣流；3月[圖7(d)]，反氣旋環(huán)流繼續(xù)東移，其南側赤道地區(qū)偏東氣流加強并向東擴展，而在東側中太平洋地區(qū)也出現(xiàn)反氣旋環(huán)流異常，兩反氣旋環(huán)流共同作用，使得赤道東風異常加強，并延伸至東太平洋地區(qū)；4月(圖略)和5月[圖7(f)]，反氣旋北移，低緯地區(qū)主要受反氣旋控制，東風異?；驹?0°N以北地區(qū)，赤道西太平洋出現(xiàn)西風異常，而赤道東太平洋仍為東風異?？刂?；6月(圖略)開始西太平洋地區(qū)反氣旋環(huán)流加強，赤道中、西太平洋均為東風異?？刂?；7月[圖7(h)]，菲律賓以東地區(qū)為反氣旋性環(huán)流異常，整個赤道地區(qū)均為東風異常；8月維持西太平洋反氣旋性環(huán)流，赤道太平洋地區(qū)為一致偏東氣流控制(圖略)。

綜上所述，前期1月高原冷源偏強可激發(fā)南海地區(qū)氣旋環(huán)流，此后氣旋東移并維持在西太平洋上空，造成赤道西太平洋地區(qū)西風異常，并向東傳播，到8月時，赤道西太平洋基本為異常西風控制；前期1月高原冷源偏弱可激發(fā)南海地區(qū)反氣旋環(huán)流，此后反氣旋東移，赤道西太平洋地區(qū)為偏東氣流控制。此外，冷源偏強時，氣旋位置更穩(wěn)定，赤道西太平洋地區(qū)環(huán)流異常的持續(xù)性更好，這與陳隆勛等[18]利用動力氣候模式的試驗結果一致。

當1月高原冷源偏強時，赤道地區(qū)對流層低層為持續(xù)偏西風，赤道西太平洋表層暖水向東輸送，并在赤道中太平洋海區(qū)匯集，致使該區(qū)域海表溫度偏高；當1月高原冷源偏弱，赤道地區(qū)對流層低層逐漸為東風異常，赤道中太平洋表層暖水向西輸送，冷水上翻造成赤道中太平洋地區(qū)海溫冷異常，這從高原冷源強弱年赤道地區(qū)夏季海溫差值場(圖8)可以得到驗證。根據(jù)GILL模型[19]，在熱源西北側可產(chǎn)生氣旋性環(huán)流，冷源西北側可產(chǎn)生反氣旋性環(huán)流。結合青藏高原關鍵區(qū)冷源異?；貧w的赤道地區(qū)夏季海溫場[圖9(a)]，發(fā)現(xiàn)在赤道中太平洋地區(qū)存在海溫受高原關鍵區(qū)冷源異常影響顯著的區(qū)域，故選取這個區(qū)域(160°E—180°、0°—10°N)的夏季海溫異常對9—10月850 hPa風場進行回歸。從圖9(b)可以看出，在西太平洋到南海一帶存在異常強的氣旋性環(huán)流，中國華西南區(qū)受偏北風異?？刂?，水汽條件較差，造成秋雨偏弱。綜上可見，當高原冷源偏強時，激發(fā)西太平洋上空產(chǎn)生異常氣旋，造成赤道西風異常，進而使赤道中太平洋夏季海溫暖異常，在其西北側產(chǎn)生氣旋性環(huán)流，華西南區(qū)處于氣旋西北側的偏北氣流控制下，水汽條件較差，造成秋雨偏弱；當高原冷源偏弱時，激發(fā)赤道東風異常，造成赤道中太平洋夏季海溫冷異常，致使西太平洋到南海一帶出現(xiàn)反氣旋性環(huán)流，華西南區(qū)處于反氣旋西北側的偏南暖濕氣流控制下，將西太平洋、南海水汽向華西地區(qū)輸送，造成秋雨偏強。以上表明，當前期1月青藏高原冷源異常變化時，激發(fā)后期西太平洋環(huán)流異常，使得赤道西太平洋出現(xiàn)東、西風異常，并擴展至中太平洋，造成赤道中太平洋夏季海表溫度異常，通過GILL響應，后期9—10月在西太平洋到南海一帶產(chǎn)生異常環(huán)流，引導向華西南區(qū)的水汽輸送變化，造成秋雨異常。

圖7 前期1月青藏高原關鍵區(qū)大氣冷源強年(a、c、e、g)和弱年(b、d、f、h)1月(a、b)、 3月(c、d)、5月(e、f)及7月(g、h)700 hPa風場合成(單位：m·s-1) (C、A分別表示氣旋與反氣旋，下同；黑色實線為青藏高原邊界線)Fig.7 The synthesis of 700 hPa wind field in January (a, b), March (c, d), May (e, f) and July (g, h) in the strong (a, c, e, g) and weak (b, d, f, h) years of atmospheric cold sources in the key area of the Qinghai-Tibet Plateau in previous January (Unit: m·s-1) (C and A represent the cyclone and anticyclone, respectively, the same as below, and the black solid line for the boundary of the Qinghai-Tibet Plateau)

圖8 1月青藏高原關鍵區(qū)冷源強弱年夏季赤道地區(qū)海溫異常合成差值(強年減去弱年，單位：℃) (星號區(qū)域通過α=0.1的顯著性檢驗)Fig.8 The composite difference (strong year minus weak year) of equatorial sea temperature anomalies in summer between strong and weak years of cold source in the key area of the Qinghai-Tibet Plateau in January (Unit: ℃) (The asterisks areas passed the significance test with 0.1 confidence level)

圖9 1月青藏高原關鍵區(qū)大氣冷源強度回歸的夏季海溫異常場(a，單位：℃)和夏季 西太平洋關鍵區(qū)海溫指數(shù)回歸的9—10月850 hPa風場異常(b，單位：m·s-1)分布 (陰影區(qū)通過α=0.1的顯著性檢驗)Fig.9 The distribution of summer SST anomaly regressed based on the intensity of atmospheric cold source in the key region of the Qinghai-Tibet Plateau in January (a, Unit: ℃) and 850 hPa wind field anomaly from September to October regressed based on the SST index in the key region of west Pacific in summer (b, Unit: m·s-1) (The shadows passed the significance test with 0.1 confidence level)

4 結論與討論

(1)華西南區(qū)秋雨強度在1970—1980年代前期有加強趨勢，1980年代后期開始逐漸減弱，至1990年代中期再次出現(xiàn)加強趨勢，進入21世紀后，偏強年份較多，且秋雨變化幅度明顯增大。華西南區(qū)秋雨開始日期平均為9月8日，結束日期平均為11月3日，開始和結束日期的年際變化趨勢不明顯。

(2)華西南區(qū)秋雨偏強年，500 hPa巴爾喀什湖附近為高度負距平，中國東部一帶為正高度異常，副高偏強，有利于副高西側外圍水汽向華西地區(qū)輸送，與南下冷空氣匯合，產(chǎn)生降水；高低層為相當正壓結構，850 hPa風場上華西地區(qū)主要受偏南風異常控制；200 hPa西風急流偏西，華西秋雨區(qū)位于急流入口區(qū)南側，高層為輻散，西風急流偏西使得華西南區(qū)高層輻散加強，進而上升運動加強，對流活動加劇，產(chǎn)生降水。

(3)華西南區(qū)秋雨強度異常與前期冬季(1月)高原關鍵區(qū)大氣冷源異常有關，當1月關鍵區(qū)冷源偏弱，后期華西南區(qū)秋雨偏強，反之亦然。

(4)當前期冬季冷源異常偏強(弱)時，可激發(fā)南海到西太平洋一帶氣旋(反氣旋)性異常環(huán)流，并維持到夏季，其南側持續(xù)偏西(東)氣流使得西(中)太平洋地區(qū)表層暖水東(西)傳，造成赤道中太平洋地區(qū)海溫暖(冷)異常，繼而在西北側南海地區(qū)激發(fā)氣旋性(反氣旋性)環(huán)流，華西地區(qū)處于該環(huán)流西側的偏北(南)風控制下，水汽條件較差(好)，降水偏少(多)，進而造成秋雨偏弱(強)。

華西南區(qū)秋雨偏弱年與高原冷源偏強年對應基本一致，但秋雨偏強年與冷源異常年的對應關系相對較差，說明大氣冷源對華西南區(qū)秋雨偏弱的影響更顯著，但二者的影響可能是非對稱的，也可能與海溫或中高緯環(huán)流有關，其成因還需進一步研究。