伍紅雨，吳遙，郭堯

1. 廣東省氣候中心，廣東 廣州 510641

2. 重慶市氣候中心，重慶 401147

3. 南方電網(wǎng)數(shù)字電網(wǎng)研究院有限責任公司，廣東 廣州 510555

隨著全球氣候變暖，南方冬季極端降水強度普遍增加［1］，特別是2010 年以來華南冬季區(qū)域性暴雨過程頻繁發(fā)生，常常危害人民生命財產(chǎn)安全，甚至造成嚴重洪澇災害。如2013年12月13～17日，南方地區(qū)出現(xiàn)持續(xù)性、大范圍暴雨天氣，華南平均降雨量較常年同期偏多2.7 倍，為1951 年以來歷史同期最多［2］；其中廣東出現(xiàn)冬季罕見的全省性暴雨過程，其影響范圍、持續(xù)時間和累積雨量都超過同期歷史記錄［3］。2015—2016 年冬季華南平均降雨量較常年同期偏多1.6倍，為歷史同期最多［4］，2015 年12 月9 日廣東中東部地區(qū)出現(xiàn)大范圍暴雨天氣［5］。2016年1月28～29日華南出現(xiàn)1961年以來1 月歷史同期最強暴雨過程［6］，廣東86 個站中有83 個站出現(xiàn)暴雨以上降水，21 個站出現(xiàn)大暴雨，廣東單日出現(xiàn)暴雨站點數(shù)破有氣象記錄以來的最多值，此過程造成廣東直接經(jīng)濟損失2.1億元，五華、封開發(fā)生強降雨引發(fā)山體崩塌、滑坡等次生地質(zhì)災害，造成7人死亡［7］。雖然華南冬季出現(xiàn)暴雨過程相對汛期少，但有時暴雨過程的范圍和強度并不小，對防災減災而言冬半年的暴雨過程不能忽視［8］。有必要定量評估華南冬季暴雨過程的綜合強度，并探討其異常的大氣環(huán)流和海溫特征，為氣候預測和決策服務提供依據(jù)。

關(guān)于華南冬季降水氣象學者進行了很有意義的研究。李帥等［9］分析指出1951—2005 年中國冬季降雨量變化趨勢不明顯。曾波和王欽［10］研究指出近50 a （1960—2009 年）南方冬季降水強度整體呈上升趨勢。我國冬季降水年際變化與ENSO 以及東亞冬季風變化關(guān)系密切，當ENSO 處于暖位相時，冬季風偏弱，有利于南方降水偏多［11］。厄爾尼諾是影響南方冬季降水偏多的重要外強迫因子，而拉尼娜的影響具有明顯的年代際差異［12］。南方冬季多雨年與ENSO 暖位相聯(lián)系，對應冬季風減弱，副熱帶高壓增強［13］。在發(fā)生厄爾尼諾事件的當年冬季，珠江流域北部的降水天數(shù)及強度均會加強［14］。趙杰等［15］分析指出湖南冬季降水的年代際變化與西伯利亞高壓、北極濤動（AO）、東亞西風急流等年代際變化的協(xié)同作用有關(guān)。

中國南方冬季降水與赤道中東太平洋以及海洋性大陸西部海溫異常密切相關(guān)，但相關(guān)性存在年代際差異［16］。華南冬季降水還與同期東印度洋海溫顯著相關(guān)［17］，與前期6～7 月暖池關(guān)鍵區(qū)（6.5～11.55°N，160.5～172.5°E）熱含量顯著負相關(guān)［18］。東亞冬季風強弱與華南降水有顯著的相關(guān)關(guān)系，其偏弱（強）時，華南降水偏多（少）［1］。東亞大槽偏弱，東亞對流層中低層存在南風異常，有利于南方冬季降水偏多［19］。歐亞中緯度地區(qū)西太平洋副熱帶高壓（以下簡稱西太副高）偏強偏北，南支槽活躍，導致南方降水偏多［20］。

可見華南冬季降水與海溫和大氣環(huán)流關(guān)系密切。對華南冬季降水的研究主要是從月、季平均的角度來分析大尺度環(huán)流的異常，主要是氣候特征，可能會掩蓋暴雨事件天氣尺度的大氣環(huán)流特征；或從某次冬季暴雨過程來分析環(huán)流的異常，不具有普遍代表性。本文從華南冬季暴雨過程的強度出發(fā)，首先確定暴雨過程的劃分標準，識別并定量評估暴雨過程的強度，得到華南冬季最強的暴雨過程和冬季年暴雨強度指數(shù)序列。從月、季尺度分析華南冬季暴雨過程強度與大氣環(huán)流和海溫關(guān)系的氣候背景；從日尺度分析華南冬季強暴雨過程的大氣環(huán)流異常特征，研究結(jié)果為華南冬季暴雨預報和服務提供依據(jù)。

1 資料和方法

1.1 資料

1）采用國家氣象信息中心經(jīng)過質(zhì)量控制和均一化處理的、1961—2018 年全國2 419 個氣象觀測站逐日降水資料，選取廣東、廣西、海南三個省作為華南區(qū)域進行研究，剔除資料長度不足50 a的站，選取站點192個。

2）1961—2018 年NCEP/NCAR 日、月尺度再分析資料，包括位勢高度場、風場、海平面氣壓場、比濕場［21］。海溫資料為NOAA 擴展重建海表溫度資料（ERSST v5）［22］。

1.2 方法

1.2.1 華南冬季區(qū)域性暴雨過程綜合強度評估參考伍紅雨等［23］對區(qū)域性暴雨過程綜合強度定量化的評估方法，首先對華南冬季區(qū)域性暴雨過程進行定義，各相關(guān)指標及定義如下：

單站暴雨日：單站日降雨量（20：00～20：00）≥50 mm的降雨日。

區(qū)域性暴雨日：192 個華南測站中，≥9 站（5%）出現(xiàn)單站暴雨日。

區(qū)域性暴雨過程：區(qū)域性暴雨日持續(xù)天數(shù)≥1 d的過程或間斷1 d 且間斷日≥1 個測站日降雨量達暴雨及以上的過程。

選取過程持續(xù)時間、暴雨范圍、最大日降雨量和最大過程降雨量作為評估指標，華南冬季區(qū)域性暴雨過程綜合強度指數(shù)

式中IR為某次區(qū)域暴雨過程的綜合強度指數(shù)；Gp、Gd、Gc和Gt分別為4 個指標的評估等級；Rp、Rd、Rc和Rt分別為標準化的4個指標；A、B、C、D為權(quán)重系數(shù)，其計算方法詳見參考文獻［23］，得到這4 個指標的權(quán)重系數(shù)分別為0.242，0.241，0.239，0.278。IR值大小表明暴雨過程的強弱。

1.2.2 華南冬季年暴雨強度指數(shù)累加某年冬季所有區(qū)域性暴雨過程強度指數(shù)得到。其值越高，冬季暴雨強度越強，華南冬季無暴雨出現(xiàn)的年份，強度指數(shù)定為0。由此得到1961—2018年的華南冬季暴雨過程的年綜合強度指數(shù)的年變化序列，選出華南冬季暴雨強年。

1）根據(jù)以上定義識別出1961—2018 年共發(fā)生了47 次華南冬季區(qū)域性暴雨過程，對其進行逐場評估得到冬季暴雨過程的綜合強度指數(shù)IR序列。采用百分位法對暴雨過程強度進行劃分，得到弱、較弱、中等、較強、強5個等級。

2）對華南冬季暴雨強年采用前期冬季海溫、同期大氣環(huán)流資料進行距平合成分析并進行t檢驗。對華南強的冬季區(qū)域性暴雨過程，采用NCEP/NCAR 的日尺度再分析資料進行距平合成分析并進行t檢驗。

3）本文冬季為上年12 月至次年2 月，如1969年冬季定為1968 年12 月—1969 年2 月；氣候態(tài)為1981—2010年平均。

2 結(jié)果分析

2.1 華南冬季區(qū)域性暴雨過程的特征和客觀評估

根據(jù)前面的定義和方法，在1961—2018 年的58 a 冬季華南共出現(xiàn)了47 次區(qū)域性暴雨過程。華南冬季區(qū)域性暴雨過程（簡稱華南冬季暴雨）次數(shù)具有顯著的年際和年代際變化。1983 年出現(xiàn)最多（6 次），其次是2016 年（4 次），有11 年（2次），有15 年（1 次），有30 年（占51.7%）華南冬季無區(qū)域性暴雨過程發(fā)生。2010 年以來，除2011、2014 和2017 年沒有出現(xiàn)冬季暴雨過程外，其余7 年都有發(fā)生，可見華南冬季暴雨2010 年后發(fā)生更加頻繁。華南冬季暴雨在1960、1970 和2000 年代偏少，1980、1990 和2010 年代偏多。最少出現(xiàn)在1960 年代，僅1 次；最多出現(xiàn)在1980 年代，有12 次。這47 次華南冬季暴雨過程持續(xù)時間1～3 d，平均1.3 d。表1 為華南冬季區(qū)域性暴雨過程綜合強度指數(shù)排在前6位的過程?？梢姡顝姳┯赀^程出現(xiàn)在2013 年12 月14～16 日，第2 強出現(xiàn)在2016年1月28～29日。這兩次過程華南都出現(xiàn)了大范圍的冬季暴雨［2-4］。統(tǒng)計表明：2013 年12 月14～16 日，華南有96 站出現(xiàn)暴雨，最大日降雨量177.5 mm，過程最大累計降雨量334.6 mm，強度指數(shù)為7.06。2016 年1 月28～29 日，華南有104 站出現(xiàn)暴雨，最大日降雨量200.9 mm，過程最大累計降雨量228.2 mm，強度指數(shù)為6.16。根據(jù)前面的定義，計算華南出現(xiàn)區(qū)域性冬季暴雨過程的年綜合強度指數(shù)，得到1969、1983、1992、2013、2015 和2016 年為華南冬季暴雨過程年綜合強度指數(shù)最強的前6 年，可見有3 次出現(xiàn)在2010 年以來。華南冬季區(qū)域平均降水的標準化值≥1 的年份有1983、1985、1990、1992、1995和2016年共6個年份?？梢娭挥?年和選出的冬季暴雨強年相同，冬季暴雨的年綜合強度指數(shù)更加突出冬季暴雨及災害的影響，而不僅僅考慮冬季降雨量。本文對華南冬季暴雨過程強度前6 位和年綜合強度指數(shù)前6 年的同期大氣環(huán)流以及前期海溫進行距平合成分析。

表1 1961—2018年華南冬季區(qū)域性暴雨過程綜合強度指數(shù)排名前6位Table 1 Top six of comprehensive strength index of regional rainstorm process in winter in South China during 1961-2018

2.2 華南冬季暴雨過程強度與大氣環(huán)流的關(guān)系

2.2.1 暴雨過程強年同期大氣環(huán)流特征下面分析華南冬季暴雨強年高、中、低層大氣環(huán)流合成距平場特征。從冬季200 hPa 風場距平場合成和通過90%顯著性水平的區(qū)域（圖1a）可見，在中低緯度，從阿拉伯海、孟加拉灣、中南半島到華南地區(qū)存在西風距平，在印度半島和孟加拉灣的西風距平通過了90%的顯著性水平檢驗，說明冬季暴雨強年亞洲低緯度高層西風急流明顯加強。

從500 hPa 高度距平場合成和通過90%顯著性水平的區(qū)域（圖1b）可見，距平場主要表現(xiàn)在熱帶地區(qū)（20°S～20°N）的位勢高度為顯著正異常，同時中高緯度亞洲東岸有顯著的位勢高度正異常中心，導致東亞大槽明顯減弱，中低緯度“東高西低”的異常環(huán)流形勢表明南支槽活躍、西太副高偏強偏北，有利于中低層偏南氣流輸送水汽到華南地區(qū)［20］。

圖1 1961—2018年華南冬季暴雨強年距平場合成Fig.1 The departure composite of rainstorm year in South China winter from 1961 to 2018

從海平面氣壓距平場合成和通過90%的顯著性水平檢驗的區(qū)域（圖1c）可見，在50°N 以南，中低緯度太平洋海平面氣壓距平場呈西高東低的分布。海平面氣壓在日界線以西明顯上升，日界線以東明顯降低，東西的氣壓差明顯加大。同時中緯度歐亞大陸海平面氣壓降低，導致海洋和大陸的氣壓梯度減弱，東亞沿岸的冬季風偏弱，而偏南風的加強，有利于華南冬季暴雨偏強。從850 hPa 風場距平場合成，陰影區(qū)表示通過90%顯著性水平檢驗的區(qū)域（圖1d）可見，在孟加拉灣90°E附近為明顯低槽區(qū)，對應南支槽活躍，從阿拉伯海、孟加拉灣、中南半島到華南存在顯著異常偏南氣流，而亞洲東岸為偏南異常氣流影響，南風異常氣流達到50°N，給我國南方帶來豐沛的水汽，同時在熱帶西太平洋存在異常反氣旋環(huán)流，中心位于菲律賓以東洋面，其前部的轉(zhuǎn)向環(huán)流把西太平洋的豐富水汽輸送到華南，有利于華南冬季暴雨偏強。

從華南冬季暴雨強年對流層整層（1 000～300 hPa）水汽通量及水汽通量散度（圖1e）可見，華南和我國東部受到顯著偏南氣流的影響，在華南存在水汽輻合配合，有利于華南冬季暴雨的發(fā)生。

2.2.2 暴雨過程大氣環(huán)流合成分析采用NCEP/NCAR 的全球日再分析資料對前面表1 中6 次華南冬季強區(qū)域性暴雨過程（簡稱冬季暴雨過程）的大氣環(huán)流距平場進行合成分析（圖2），進一步探討其異常的天氣、氣候特征。從圖2可見，在冬季對流層高、中、低層的風場、位勢高度場、海平面氣壓場的距平合成場上，北半球從西到東的副熱帶地區(qū)均存在波列狀環(huán)流異常，波列中心基本位于30°～45°N 之間，隨著高度的上升，高層比低層更加明顯。

圖2 1961—2018年華南冬季強區(qū)域性暴雨過程距平場合成Fig.2 The departure composite of regional rainstorm process in South China winter from 1961 to 2018

從冬季強暴雨過程的對流層高層200 hPa 風場距平合成（圖2a）可見，在北半球副熱帶地區(qū)存在異常氣旋、反氣旋環(huán)流的波列分布，異常環(huán)流中心主要在30°N 附近。在西歐存在顯著異常的反氣旋環(huán)流，環(huán)流中心位于地中海、黑海附近。在東歐存在顯著異常的氣旋環(huán)流，中心在烏拉爾山附近。在西亞存在巨大顯著異常反氣旋環(huán)流，包括阿拉伯半島、伊朗高原、阿拉伯海、印度半島以及孟加拉灣，中心位于里海、咸海的東南部。在東亞，包括中南半島、南海及我國大部存在顯著異常氣旋環(huán)流，中心位于青藏高原上空，華南為氣旋環(huán)流底部偏西異常氣流影響。在東北亞，包括我國東北、朝鮮半島、日本及以東亞沿岸存在顯著異常反氣旋環(huán)流，中心位于日本海附近。其右側(cè)的西北太平洋上，依次存在異常的氣旋-反氣旋-氣旋環(huán)流，可見范圍最大、最顯著是位于西亞的反氣旋異常環(huán)流，從西亞到北太平洋的距平反氣旋、氣旋環(huán)流由西向東逐漸減弱。說明對流層高層南亞高壓減弱，同時異常氣旋、反氣旋的波列結(jié)構(gòu)對應冬季暴雨偏強。

從冬季強暴雨過程的中層500 hPa 位勢高度距平合成（圖2b）可見，在北半球中緯度從西向東存在“+ - + - + - + -”的位勢高度距平中心，并且其距平通過90%的顯著性水平檢驗的范圍和距平中心值自西向東逐漸的減小，其距平中心位置和200 hPa 風場異常環(huán)流中心位置有很好的對應關(guān)系。我國大部以及中南半島和南海為顯著的負距平，其左側(cè)在印度半島和阿拉伯海存在顯著正距平中心，右側(cè)的東北亞以及日本海存在顯著正距平中心。熱帶印度洋、熱帶太平洋均為正距平。說明東亞大槽顯著減弱、西太副高偏強、偏西，中緯度正負距平中心的波列結(jié)構(gòu)有利于華南冬季暴雨偏強。

從冬季強暴雨過程的海平面氣壓距平合成（圖2c）可見，北半球自西向東存在“+ - + - + -+-”的海平面距平分布。距平通過90%顯著性水平的區(qū)域主要位于貝加爾湖以東到鄂霍次克海。在烏拉爾山附近存在異常負距平中心，青藏高原存在異常正距平中心，我國東部和南部以及南部沿海為顯著負距平，華南處于兩個正距平之間的負距平區(qū)域，氣壓梯度增大，有利于華南冬季暴雨的發(fā)生。

從冬季強暴雨過程的低層850 hPa 風場距平合成（圖2d）可見，在副熱帶地區(qū)存在異常氣旋、反氣旋波列，異常環(huán)流中心在30°N 附近。在孟加拉灣90°E 的低緯南支槽明顯加強，華南受槽前異常偏南氣流影響。定常Rossby 波能量沿著急流波導傳播到孟加拉灣，是導致南支槽明顯加強的一個重要機制［24］。在烏拉爾山附近存在異常氣旋環(huán)流，其后部的異常偏北氣流一直往南經(jīng)過印度半島、孟加拉灣、中南半島以偏南異常氣流影響華南，這是干冷空氣，而中低緯菲律賓異常反氣旋環(huán)流的存在，其后部的異常偏南氣流把西太平洋和南海的暖濕氣流輸送東亞沿岸，同時華南北部存在偏北風的異常，華南位于偏南和偏北異常氣流的交匯，有利于華南冬季暴雨的發(fā)生。

從冬季強暴雨過程整層水汽通量及水汽通量散度（圖2e）可見，在我國南方以及東亞近海存在巨大的水汽輻合，從孟加拉灣、中南半島到華南存在顯著偏南氣流，同時在西太平洋存在巨大反氣旋環(huán)流，其后部轉(zhuǎn)向偏南氣流風速很大，把孟加拉灣、南海、西太平洋的水汽向南方輸送，長江以南存在顯著的水汽輻合，有利于華南冬季暴雨過程的發(fā)生。圖2（e）比圖1（e）的水汽輻合更大更強?？梢姀V東強的冬季區(qū)域性暴雨過程與中高緯環(huán)流穩(wěn)定和低層水汽輸送密切相關(guān)，得到和林愛蘭等［25］以及趙玉春［26］對廣東或華南前汛期持續(xù)性暴雨相一致的結(jié)論。

可見對于華南冬季強區(qū)域性暴雨過程這種短時間尺度（1～3 d）的暴雨過程，對流層高中低層擾動均表現(xiàn)為顯著的緯向型分布特征，從近地面到200 hPa 高度，異常中心在垂直方向上表現(xiàn)出準正壓的結(jié)構(gòu)，這種北半球大氣遙相關(guān)與Wallace and Gutzler［27］指出北半球中緯度地區(qū)冬季歐亞遙相關(guān)型是準正壓、緯向型結(jié)構(gòu)相一致。這種清晰的波列狀結(jié)構(gòu)特征與夏季對流層高層的“絲綢之路遙相關(guān)型”（SRP，silk road pattern）［28-29］存在異同，相同點都在北半球?qū)α鲗痈邔拥闹芯暥鹊貐^(qū)，從歐亞大陸西部一直到東亞、太平洋存在波列狀環(huán)流異常，對應大氣環(huán)流遙相關(guān)。但冬季和夏季大氣環(huán)流遙相關(guān)的空間分布特征存在明顯差異，波列中心位置在冬季較夏季偏南5～10 個緯度，這可能與經(jīng)向環(huán)流在冬夏的變化有關(guān)。在夏季，季風區(qū)對流加熱增強，經(jīng)圈環(huán)流加強，經(jīng)向非地轉(zhuǎn)運動向中高緯輸送的角動量會導致中高緯地區(qū)西風急流加強［30］，而夏季季風區(qū)對流較冬季更加活躍，急流更偏北，相應夏季波列中心位置較冬季偏北。黃榮輝等［31］指出在北半球冬季，存在從亞洲西部到東部的緯向遙相關(guān)型。北半球冬季最典型的大氣遙相關(guān)與ENSO 事件相關(guān)聯(lián)［27］，而ENSO對全球氣候的影響是通過熱力強迫實現(xiàn)。Horel and Wallace［32］指出ENSO-PNA 這種北半球冬季大氣遙相關(guān)型的建立與赤道中東太平洋熱力異常造成的外強迫密切相關(guān)。而影響北半球夏季大氣環(huán)流遙相關(guān)的主要熱力因子并不是赤道中東太平洋的海溫異常，而主要與西太平洋暖池區(qū)的對流活動、亞洲夏季風活動造成的熱狀況變化有關(guān)［33-37］。本文評估得出華南冬季最強的6 次暴雨過程中有5次出現(xiàn)在厄爾尼諾事件發(fā)生的年份，其中有3次出現(xiàn)在超強厄爾尼諾事件發(fā)生的年份（1983 和2016年），而這6 次最強暴雨過程距平合成場得到的北半球冬季大氣環(huán)流遙相關(guān)的建立與ENSO 暖位相的外強迫有關(guān)。陳芳麗和黎偉標［38］分析指出北半球冬夏季典型的大氣遙相關(guān)型具有很大的差異，且大氣遙相關(guān)路徑的偏折與溫度場變化密切相關(guān)。

從華南冬季暴雨強年的年際變化的氣候背景和華南冬季強暴雨過程日尺度的的大氣環(huán)流距平合成分析的天氣特征可見，環(huán)流異常相同之處是在對流層高層，中南半島、南海到華南西風急流加強，中層東亞大槽減弱，西太副高加強，低層南支槽和偏南氣流加強，水汽輻合加強。差異表現(xiàn)在對于日尺度的華南冬季強暴雨過程，其北半球副熱帶異常環(huán)流波列結(jié)構(gòu)非常明顯。同時華南距平異常環(huán)流更加顯著，低層偏南氣流風速大，水汽的輻合非常突出，具有和前汛期持續(xù)降水異常的環(huán)流特點。所以冬季尺度的環(huán)流反映了華南出現(xiàn)區(qū)域性暴雨的大氣環(huán)流的氣候背景，而日尺度的大氣環(huán)流異常更能體現(xiàn)其異常的天氣學特征。

2.3 華南冬季暴雨強年前期海溫的特征

因大氣環(huán)流對海溫的響應滯后，對前面選出的華南冬季暴雨強年（1969、1983、1992、2013、2015 和2016 年）的上年9～11 月，10～12 月海溫距平場進行合成（圖3），分析其海溫異常的特征。可見圖3（a，b）很相似，表明華南冬季暴雨強年在上年9～12 月海溫的分布變化不明顯，只是在東熱帶印度洋和南海海溫距平在10～12 月（圖3b）比9～11 月（圖3a）更明顯，其中部分地區(qū)通過了90%顯著性水平檢驗。

圖3 1961—2018年華南冬季暴雨強年的上年海溫距平合成Fig.3 SSTA composite last year on winter rainstorm in South China from 1961 to 2018

從圖3 可見，華南冬季暴雨強年的上年9～11月，10～12 月，海溫距平場差異顯著的區(qū)域位于赤道中東太平洋，熱帶印度洋和我國南海，中緯度大西洋。在赤道中東太平洋存在1～4℃的海溫正距平，中心位于赤道中東太平洋。熱帶印度洋、南海存在0.25～1 ℃的海溫正距平，而低緯度日界線以西太平洋（0°～40°N，120°～160°E）存在海溫負距平，而低緯度北大西洋為海溫正距平。熱帶印度洋、太平洋海溫距平自西向東呈“+-+”分布，且在熱帶西太平洋（0°～20°S，120°～150°E）存在顯著海溫負距平。在中緯度北大西洋（20°～50°N，0～60°W）海溫西高東低。上年7～9 月的海溫距平變化也得到相同的結(jié)果（圖略）。進一步說明厄爾尼諾事件發(fā)生，有利于華南冬季暴雨增多。1951年以來赤道中東太平洋共發(fā)生了3次超強厄爾尼諾事件［4］，分別是1982 年4 月—1983 年6 月、1997年4 月—1998 年4 月，2014 年10 月—2016 年4 月，對應的華南冬季區(qū)域平均降水與常年同期相比，1983 年偏多226%，1998 年偏多78%，2016 年偏多231%，其中2016和1983年冬季降水為華南歷史最多和第二多，1998年為第6多?？梢姸驙柲嶂Z特別是超強厄爾尼諾事件的發(fā)生有利于華南冬季降水顯著偏多，1983 和2016 年也是華南區(qū)域性暴雨強年。何溪澄等［13］和張自銀等［19］也指出我國南方冬季異常多雨與ENSO 的暖事件聯(lián)系緊密。超強厄爾尼諾次年華南前汛期降水也是顯著偏多［39］，可見超強厄爾尼諾對華南冬季和前汛期影響一致，都是導致降水顯著偏多。在2014—2016 年發(fā)生的超強厄爾尼諾事件存在從中部型向東部型的轉(zhuǎn)變［40］，2015年冬季是處于中部型厄爾尼諾控制下，華南區(qū)域平均降水接近常年，而不是如其他超強的東部型厄爾尼諾事件發(fā)生后降水顯著偏多，說明華南冬季降水除了與厄爾尼諾的發(fā)生強度有關(guān)外，還與厄爾尼諾事件的類型有關(guān)，這與厄爾尼諾對華南前汛期降水的影響相類似。

從以上對華南冬季暴雨過程的強度與大氣環(huán)流和海溫的分析可見，大氣環(huán)流對厄爾尼諾遙強迫的響應是出現(xiàn)歐亞遙相關(guān)，這是海氣相互作用的結(jié)果。當上年7～12 月熱帶印度洋和南海海溫偏高，西太平洋海溫偏低，赤道中東太平洋海溫異常偏高，熱帶印度洋、太平洋、大西洋海溫距平自西向東呈“+ - + -”分布，熱帶太平洋出現(xiàn)類似厄爾尼諾的海溫分布，大氣對這種海溫分布的響應是通過菲律賓異常反氣旋這個橋梁來實現(xiàn)［41］，同時東印度洋海溫偏高有利于南支擾動向下游傳播，南支槽前的西南氣流將水汽從孟加拉灣向華南輸送，導致華南冬季暴雨偏強。當東印度洋海溫和厄爾尼諾的作用相疊加時，華南出現(xiàn)異常冬季降水的可能性大［17］。在冬季，對流層高層在中南半島、南海到華南西風急流加強；中層東亞大槽明顯偏弱，西太副高偏強；低層孟加拉灣、中南半島、南海中北部到華南的偏南、偏西氣流明顯加強，在華南、華東沿海存在水汽輻合。大氣環(huán)流高、中、低層這樣的環(huán)流特征有利于華南冬季暴雨的發(fā)生。當超強厄爾尼諾發(fā)生時，大氣對海溫異常的響應會更明顯，菲律賓異常反氣旋環(huán)流會更加顯著，環(huán)流左側(cè)偏南風加大帶來海洋上更加豐富的水汽，更有利于華南冬季暴雨的發(fā)生。

3 結(jié) 論

定義華南冬季區(qū)域性暴雨過程的標準，對近58 a華南冬季區(qū)域性暴雨過程進行識別并對其客觀定量評估，確定6次強的華南冬季區(qū)域性暴雨過程和6 個強的年份。利用NCEP/NCAR 日、月再分析資料對其海溫和環(huán)流特征進行合成分析，得到結(jié)論如下：

1）1961—2018年華南冬季共發(fā)生47次區(qū)域性暴雨過程。對其進行客觀定量評估的基礎上，確定華南冬季區(qū)域性暴雨過程的綜合強度指數(shù)最強的6次過程，選出1969、1983、1992、2013、2015和2016年為冬季暴雨強年。

2）華南冬季暴雨強年和強的區(qū)域性暴雨過程的相同大氣環(huán)流氣候背景：在冬季，對流層高層在中南半島、南海到華南西風急流加強；中層東亞大槽明顯偏弱，西太副高偏強；低層孟加拉灣、中南半島、南海中北部到華南的偏南氣流明顯加強，在華南、華東沿海存在水汽輻合。大氣環(huán)流高、中、低層這樣的環(huán)流特征有利于華南冬季暴雨的發(fā)生。

3）對于日尺度的華南冬季強暴雨過程，除了具有相同的氣候背景外，其大氣環(huán)流異常主要表現(xiàn)在北半球副熱帶異常環(huán)流波列結(jié)構(gòu)非常明顯，具有類似夏季北半球?qū)α鲗痈邔拥摹敖z綢之路遙相關(guān)型”特點，但波列中心位置在冬季較夏季明顯偏南。同時華南距平異常環(huán)流更加顯著，低層偏南氣流風速大，水汽的輻合非常突出，具有和前汛期持續(xù)降水異常的環(huán)流特點。

4）華南冬季暴雨過程的年綜合強度指數(shù)與前期海溫密切相關(guān)。當上年7～12月赤道中東太平洋、熱帶印度洋和南海海溫偏高（低），而熱帶西太平洋海溫偏低，有利于華南冬季暴雨偏強。厄爾尼諾事件發(fā)生時，華南冬季暴雨偏強，特別是超強厄爾尼諾事件發(fā)生有利于華南冬季暴雨偏強。

5）當上年7～12 月熱帶印度洋和南海海溫偏高，熱帶西太平洋海溫偏低，赤道中東太平洋海溫異常偏高，赤道海溫自西向東呈“+ - +”的距平分布，大氣對這種海溫的響應是通過在對流層低層菲律賓以東洋面激發(fā)異常反氣旋環(huán)流和南風異常來實現(xiàn)。同時東印度洋海溫偏高有利于南支槽偏強，導致華南冬季暴雨偏強。當東印度洋海溫和厄爾尼諾的作用相疊加時，華南出現(xiàn)異常強冬季暴雨的可能性大。冬季尺度的環(huán)流和上年7～12 月海溫反映了華南出現(xiàn)區(qū)域性暴雨的大氣環(huán)流和海溫的氣候背景，而日尺度的大氣環(huán)流異常更能體現(xiàn)其異常的天氣學特征。