楊萌洲 袁潮霞

摘要 采用1979—2020年共42 a的降水觀測和再分析資料，使用多變量EOF、傅立葉濾波、線性回歸、T-N波通量等方法，研究了非典型大西洋尼諾（Non-Canonical Atlantic Nio，NCA）對中國東部夏季前、后汛期降水的影響及物理機制。結(jié)果顯示，NCA在前汛期引起中國南方降水增加，但在后汛期導(dǎo)致華南沿海地區(qū)降水減少而北方降水增加。這是由于在前汛期，NCA的暖海溫異常位于熱帶北大西洋，可通過“風(fēng)-蒸發(fā)-海表溫度”正反饋引起拉尼娜，進而激發(fā)西北太平洋異常反氣旋，其西北側(cè)的異常西南氣流有助于將暖濕水汽輸送至我國南方，導(dǎo)致前汛期南方降水增加。在后汛期，NCA的暖海溫異常南移至赤道大西洋，通過調(diào)節(jié)沃克環(huán)流增強拉尼娜，使得西北太平洋異常反氣旋進一步增強并覆蓋華南地區(qū)，導(dǎo)致華南降水減少而北方降水增加。此外，與NCA相關(guān)的東傳羅斯貝波列在前／后汛期位于副熱帶／中高緯地區(qū)，其在我國東部引起的環(huán)流異常也有助于NCA在前／后汛期影響我國南／北方降水。

關(guān)鍵詞非典型大西洋尼諾（NCA）;中國東部;前、后汛期;降水

中國東部地區(qū)在氣候研究領(lǐng)域通常指105°E以東的區(qū)域，是中國主要的政治、經(jīng)濟、人口和文化中心，其氣候異?？蓢乐赜绊懺摰貐^(qū)的經(jīng)濟社會發(fā)展（黃榮輝等，1998;Jiang et al.，2008;萬仕全，2010;Li et al.，2022;Tang et al.，2021）。中國東部地區(qū)的夏季旱澇在年際尺度上與東亞夏季風(fēng)強度、西北太平洋副熱帶高壓的強度、位置及與之相聯(lián)系的水汽輸送密切相關(guān)。東亞大尺度的季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)可以將豐沛的水汽從熱帶海洋輸送至中國東部，這使得中國東部夏季的氣候及降水異常往往呈東-西或東南-西北向的帶狀分布（Zhang，2001），當(dāng)東亞夏季風(fēng)向北推進時，季風(fēng)雨帶也會隨之北移（Chen et al.，2001）。具體而言，南海季風(fēng)在5月爆發(fā)，標(biāo)志著東亞夏季風(fēng)開始影響我國東部地區(qū)（Lau and Yang，1997;Wang and Wu，1997;Wang et al.，2004;Zhu et al.，2005;Li and Zhang，2009;Tian and Wang，2010）。5—6月為華南前汛期，此時北方冷空氣和南部季風(fēng)系統(tǒng)在華南地區(qū)形成準靜止鋒，降水主要發(fā)生在靜止鋒附近或靜止鋒以南的200～300 km處（黃土松，1986）。當(dāng)季風(fēng)系統(tǒng)偏強時，更強的西南氣流攜帶更多水汽匯集在華南地區(qū)，往往導(dǎo)致該地發(fā)生洪澇災(zāi)害。季風(fēng)系統(tǒng)和雨帶在7—8月繼續(xù)北移（Ding and Chan，2005;Wang，2006;Huang et al.，2012），經(jīng)過長江流域，進入華北和東北，此時華南地區(qū)的降水受南海和西北太平洋的熱帶天氣系統(tǒng)影響，包括熱低壓，熱帶氣旋和北半球夏季季節(jié)內(nèi)震蕩等（Ren et al.，2002;Hsu et al.，2016;Ren et al.，2018）。由于影響中國東部夏季降水的天氣尺度和大尺度環(huán)流系統(tǒng)在前、后汛期存在顯著差異，已有工作在討論影響中國南方降水異常和季風(fēng)降水的熱帶海溫因子時往往針對前、后汛期分別進行討論（Wang，2006;Yuan and Chen，2013;Yuan et al.，2019;Yang et al.，2023a）。

在年際尺度上，影響中國東部夏季降水的海溫強迫因子已經(jīng)得到了廣泛討論。厄爾尼諾／南方濤動（ENSO）是熱帶太平洋年際變化的主導(dǎo)模態(tài)，對東亞夏季風(fēng)和東亞夏季降水具有顯著影響。在厄爾尼諾衰退年的夏季（6—8月），西北太平洋副熱帶高壓增強并西伸至我國華南地區(qū)，抑制了華南的對流并導(dǎo)致長江流域降水增多;而在拉尼娜年情況相反（Yang and Sun，2005;常越等，2006;鮑名，2007;余錦華等，2018），這主要是通過西北太平洋局地海氣相互作用和印-太電容器效應(yīng)實現(xiàn)（Wang et al.，2000;Xie et al.，2009，2016;Wang et al.，2013;Wu et al.，2017a，b）。自20世紀90年代以來，熱帶大西洋海溫對全球氣候尤其是東亞夏季降水的影響被廣泛關(guān)注（楊修群等，1992;徐海明，1996;殷永紅等，2001;陳文等，2006;Chen et al.，2015;李忠賢等，2019;Yuan and Yang，2020;楊萌洲和袁潮霞，2022）。楊修群等（1992）基于一個大氣模式討論了中緯度大西洋海溫和赤道大西洋海溫對東亞大尺度環(huán)流的影響，結(jié)果顯示，中緯和赤道大西洋暖海溫均能在北半球激發(fā)歐亞型波列，使得東亞地區(qū)低層季風(fēng)低壓和高層反氣旋增強。徐海明（1996）基于OSU三層氣候模式討論了1991年夏季大西洋東部海溫異常對江淮洪澇的影響，結(jié)果顯示，夏季大西洋海溫異常是影響我國江淮地區(qū)降水的重要因素之一。陳文等（2006）在對我國夏季降水進行EOF分解時發(fā)現(xiàn)，夏季降水的主模態(tài)為長江流域降水（增多）和華南降水（減少）的偶極型降水格局，而該降水異常與熱帶大西洋的暖海溫存在顯著的統(tǒng)計學(xué)聯(lián)系，即當(dāng)夏季熱帶大西洋海溫異常偏暖時，同期我國長江中下游地區(qū)降水異常偏多，反之依然。盡管熱帶大西洋與東亞降水之間的統(tǒng)計聯(lián)系早已成為共識，但對其物理機制的認識嚴重滯后于海盆間相互作用理論的不斷完善。Yuan and Yang（2020）在討論我國西南地區(qū)夏季降水水汽輸送特征和海溫強迫因子時發(fā)現(xiàn)，熱帶大西洋海溫是影響西南地區(qū)夏季降水的主要強迫源。熱帶大西洋異常暖海溫可以增強赤道大西洋對流并誘導(dǎo)熱帶大西洋低層輻合和異常上升，通過沃克環(huán)流引起赤道太平洋的異常下沉和Matsuno-Gill響應(yīng)（Matsuno，1966;Gill，1980），進而在西北太平洋激發(fā)異常反氣旋。熱帶太平洋的Bjerknes反饋（Bjerknes，1969）在該過程中也起到了重要作用（Jin and Huo，2018;Lu et al.，2023;Yang et al.，2023b）。

大西洋尼諾又稱大西洋緯向模（Atlantic Zonal Mode；Murtugudde et al.，2001）、大西洋赤道模（Atlantic Equatorial Mode；Servain et al.，2000;Losada et al.，2010）和大西洋海盆一致模等，其形態(tài)與厄爾尼諾類似，是年際尺度上赤道中、東部大西洋及非洲沿岸地區(qū)的海溫異?，F(xiàn)象（Luübbecke et al.，2018）。大西洋尼諾通常在北半球春季開始發(fā)展，并在隨后的同年初夏（6月）達到峰值，是北半球初夏最活躍的熱帶海氣耦合模態(tài)之一（Luübbecke et al.，2018）。由于大西洋尼諾的季節(jié)鎖相在初夏，其對包括降水在內(nèi)的氣候要素的直接影響在夏季也最為顯著。近年來，越來越多的工作開始關(guān)注大西洋尼諾所表現(xiàn)出的多樣性及與之相聯(lián)系的氣候影響的差異（Vallès-Casanova.，2020;Zhang et al.，2023;Chen et al.，2024）。Zhang et al.（2023）在討論大西洋尼諾與ENSO關(guān)系時發(fā)現(xiàn)，根據(jù)大西洋尼諾發(fā)生時暖海溫中心的經(jīng)向差異，可以將大西洋尼諾分為東部型和中部型兩類，其與ENSO的關(guān)系在21世紀前、后存在顯著差異。此外，由于與這兩類大西洋尼諾相聯(lián)系的對流中心存在差異，其對歐洲降水的影響也明顯不同（Chen et al.，2024）。也有學(xué)者根據(jù)大西洋尼諾的時空演變特征對其進行分類。Vallès-Casanova（2020）利用旋轉(zhuǎn)EOF方法，將大西洋尼諾分為：提前終止型、持續(xù)型、早發(fā)型和晚發(fā)型4類，并揭示了這4類大西洋尼諾對非洲西部和南美洲地區(qū)降水的不同影響。根據(jù)赤道大西洋暖海溫發(fā)生發(fā)展的物理機制，Richter et al.（2013）將大西洋尼諾分成由Bjerknes反饋引起的典型大西洋尼諾事件和與溫躍層經(jīng)向平流相聯(lián)系的非典型大西洋尼諾事件（NCA）。NCA通常在春季開始發(fā)展，并且一直持續(xù)到隨后的冬季（Richter et al.，2013）。在春季，NCA表現(xiàn)為熱帶北大西洋的異常暖海溫并伴隨赤道的異常東風(fēng)，這種赤道以北的反氣旋性渦度異常導(dǎo)致了向下的?？寺茫╠ownward Ekman pumping）和熱帶北大西洋的次表層增暖。在隨后的夏季，次表層的異常暖海溫通過向赤道的平均經(jīng)向平流進入赤道，并通過上升流和垂直混合使赤道大西洋增暖。赤道大西洋暖的SST異常通過Bjerknes反饋放大（Bjerknes，1969），可以在隨后的秋季和冬季繼續(xù)維持（Richter et al.，2013）。前人在討論大西洋尼諾對東亞氣候的影響時，往往缺乏針對不同類型大西洋尼諾的關(guān)注。此外，我們的工作發(fā)現(xiàn)，NCA對中國東部降水的影響在前、后汛期存在顯著差異。大西洋尼諾作為前期冬季ENSO之外的東亞夏季降水季節(jié)預(yù)報的可預(yù)報性來源（Lu et al.，2023;Yang et al.，2023b），認識其與東亞降水之間的統(tǒng)計聯(lián)系及機制有助于提高我們對東亞降水變率的認識，進而提高防災(zāi)減災(zāi)能力。

1 資料和方法

本文討論了年際尺度上NCA對中國東部前、后汛期降水的影響及物理機制，研究時段為1979—2020年，共計42 a。降水資料采用了中國氣象局提供的格點化的日降水觀測資料（CN05.1；吳佳和高學(xué)杰，2013），空間分辨率為0.25°×0.25°，同時用到了全球月平均降水?dāng)?shù)據(jù)（Global Precipitation Climatology Project，GPCP，v2.3），分辨率為2.5°×2.5°（Adler et al.，2018）。海溫資料則采用美國國家海洋和大氣管理局物理實驗室（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）提供的分辨率為2°×2°的第5版全球月平均海溫數(shù)據(jù)（Extended Reconstructed Sea Surface Temperature V5；Huang et al.，2017）。環(huán)流資料采用了歐洲中期天氣預(yù)報中心提供的第五代大氣再分析數(shù)據(jù)集（ERA5；Hersbach et al.，2023），空間分辨率為0.25°×0.25°。所有數(shù)據(jù)在分析前首先利用最小二乘法剔除了線性趨勢，并利用傅立葉高通濾波器將周期大于9 a的低頻信號剔除，僅保留了周期為9 a以下的年際變動。

采用的研究方法包括多變量EOF、線性回歸、合成分析和T-N波通量（Takaya and Nakamura，2001）等。夏季前、后汛期的定義分別為每年5—6月和7—8月的2 mon平均（Yuan et al.，2019;Yang et al.，2023a）。為了便于使用線性回歸方法討論NCA與中國東部夏季降水的線性聯(lián)系，首先需要基于多變量EOF方法定義NCA指數(shù)。暖位相的NCA事件在春季表現(xiàn)為赤道大西洋海表異常東風(fēng)并伴隨熱帶北大西洋的異常暖海溫，在夏季表現(xiàn)為赤道大西洋異常暖海溫（圖1），冷位相事件在風(fēng)場和海溫的表現(xiàn)均與暖位相事件相反。Richter et al.（2013）在首次定義此類事件時根據(jù)前期春季赤道中大西洋（40°～10°W，2°S～2°N）平均的海表緯向風(fēng)指數(shù)和隨后夏季平均的大西洋冷舌區(qū)（15°～5°W，3°S～3°N）海表溫度指數(shù)分別小于-0.5倍標(biāo)準差和大于0.5倍標(biāo)準差進行定義。根據(jù)NCA演變的基本特征，本文利用多變量EOF方法計算NCA指數(shù)，具體方法如下：將熱帶大西洋（60°W～20°E，10°S～10°N）春季（3—5月）平均1 000 hPa的異常緯向風(fēng)和夏季（6—8月）平均異常海表溫度插值到同一水平分辨率（1°×1°），對異常緯向風(fēng)和異常海表溫度進行多變量EOF分析。第一模態(tài)為典型大西洋尼諾，方差解釋率為43％，表現(xiàn)為當(dāng)赤道大西洋中、西部在春季出現(xiàn)異常西風(fēng)后，隨后的夏季赤道大西洋中東部異常增暖（圖略）。多變量EOF的第二模態(tài)為NCA，可以解釋20％的方差。NCA在春季表現(xiàn)為熱帶北大西洋模態(tài)，即異常東風(fēng)和熱帶北大西洋的異常暖海溫，而與熱帶北大西洋模態(tài)逐漸減弱不同的是，NCA在隨后的夏季的赤道大西洋中東部出現(xiàn)異常增暖并持續(xù)到隨后的秋、冬季節(jié)（圖1）。為了分析與NCA相聯(lián)系的羅斯貝波列的傳播路徑，本文計算了T-N波活動通量W（Takaya and Nakamura，2001），其水平方向分量的計算公式如下：

其中：上劃線-表示氣候平均態(tài)，上標(biāo)′表示擾動項，即各變量去除多年氣候態(tài)及9 a高通濾波后的年際變動部分。下標(biāo)x、y分別表示對x和y求偏導(dǎo)，u、v分別表示緯項風(fēng)和經(jīng)向風(fēng)；ψ表示流函數(shù)；U表示風(fēng)矢量。

2 NCA的時空演變特征及與中國東部降水的統(tǒng)計聯(lián)系

利用NCA指數(shù)回歸逐月的異常海溫、異常降水和異常風(fēng)場可以很好地反映NCA的空間演變特征（圖1）。在NCA發(fā)生的北半球春季，赤道大西洋表現(xiàn)出異常東風(fēng)（圖1a—c，圖2），同時熱帶北大西洋表現(xiàn)為顯著的異常暖海溫和反氣旋性環(huán)流。赤道大西洋的異常東風(fēng)有利于暖海溫在熱帶大西洋西邊堆積，同時反氣旋西北側(cè)的西南風(fēng)異常減弱了北半球氣候態(tài)東北風(fēng)，進而通過減少海表蒸發(fā)引起熱帶北大西洋的增暖（圖1a—c）。熱帶北大西洋的暖海溫信號在隨后的夏季逐漸減弱，而赤道大西洋暖海溫在大西洋冷舌區(qū)逐漸凸顯（圖1d—f，圖2），異常暖海溫在8月達到峰值并一直持續(xù)到隨后的冬季（圖2）。

由于熱帶北大西洋和赤道大西洋的海溫演變過程接力式從春季一直持續(xù)到冬季（圖1、2），NCA的生命周期較典型大西洋尼諾或通常意義上的大西洋尼諾更長，與之相聯(lián)系的是，赤道大西洋以北地區(qū)幾乎在全年持續(xù)存在正降水異常（圖1），這種持續(xù)的對流特征預(yù)示著與典型大西洋尼諾不同的氣候影響。我們注意到，在中國東部夏季降水的前汛期，熱帶北大西洋異常暖海溫主導(dǎo)了NCA模態(tài)，而在后汛期，大西洋冷舌區(qū)的異常暖海溫較熱帶北大西洋更強（圖1、2）?？紤]到熱帶北大西洋海溫與赤道大西洋海溫對全球氣候的影響機制存在差異，NCA在前、后汛期與中國東部降水的聯(lián)系可能也會不同。

圖3顯示了NCA與中國東部前、后汛期降水的統(tǒng)計關(guān)系。使用線性回歸方法（圖3a、b）和合成分析方法（圖3c、d）得到的結(jié)果在空間分布上較為一致，顯示了NCA與東亞前、后汛期降水關(guān)系的魯棒性。比較NCA發(fā)生時中國東部前、后汛期異常降水的空間分布發(fā)現(xiàn)：NCA與前、后汛期降水均存在顯著的統(tǒng)計聯(lián)系，且前、后汛期異常降水的空間分布存在顯著差異。在前汛期，中國南方大部分地區(qū)尤其長江以南地區(qū)降水顯著增多（圖3a、c）;在后汛期，華南沿海地區(qū)降水減少但中國東部北方地區(qū)大范圍降水增加（圖3b、d）。以上結(jié)果表明，NCA可能是我國東部地區(qū)夏季前、后汛期降水變率的一個重要影響因子。明確NCA對我國東部降水變率的影響及物理機制將有助于提高我們對該地區(qū)降水變率的認識和預(yù)報預(yù)警水平。

3 NCA對中國東部夏季前、后汛期降水影響的物理機制

我國東部夏季前、后汛期異常降水的空間分布往往與東亞地區(qū)異常大尺度環(huán)流息息相關(guān)。本研究發(fā)現(xiàn)與NCA相聯(lián)系的高、低層的異常大尺度環(huán)流共同導(dǎo)致了東部地區(qū)異常降水的空間格局（圖4）。在前汛期，西北太平洋在對流層低層為異常反氣旋（圖4g），而長江流域及以北地區(qū)為正壓的氣旋性異常環(huán)流（圖4a、g），這種高、低層的異常環(huán)流結(jié)構(gòu)有助于將來自低緯地區(qū)的暖濕水汽在我國南方地區(qū)輻合（圖4e），并最終導(dǎo)致整個南方地區(qū)尤其是華南和長江流域降水增加（圖3a、c）。在后汛期，西北太平洋的異常反氣旋進一步增強并向北延伸至華南東部（圖4h），反氣旋覆蓋的區(qū)域?qū)?yīng)下沉氣流（圖4d）和大氣穩(wěn)定性的增加，因而不利于降水的發(fā)生。此外，反氣旋邊緣處的西南氣流有利于低緯地區(qū)的暖濕水汽向北方輸送（圖4f），在北方地區(qū)對流層高層異常反氣旋配合下（圖4b）引起輻合上升（圖4d）并導(dǎo)致降水增加（圖3b、d）。

進一步研究發(fā)現(xiàn)，兩個關(guān)鍵物理過程導(dǎo)致了NCA對我國東部降水的影響在前、后汛期存在顯著差異。其一是西北太平洋異常反氣旋在后汛期增強并覆蓋華南地區(qū)東部（圖4g、h），導(dǎo)致NCA發(fā)生時中國東部后汛期降水呈南少北多的空間格局（圖3b、d）。另一個是與NCA相聯(lián)系的中緯度波列在后汛期更靠北（圖4a、b），對流層高層的環(huán)流形勢影響了水汽輻合的位置（圖4e、f），這也解釋了為什么NCA在前汛期主要影響南方而在后汛期導(dǎo)致北方降水增加（圖3）。綜上所述，NCA對中國東部降水影響的季節(jié)性差異凸顯了大尺度環(huán)流對NCA響應(yīng)的復(fù)雜性。為了深入理解NCA對中國東部降水影響的關(guān)鍵物理過程，需要進一步探究NCA導(dǎo)致低層反氣旋在后汛期增強的物理機制，以及與NCA相聯(lián)系的中高緯度波列在前、后汛期存在經(jīng)向差異的原因。

NCA在前汛期主要通過“風(fēng)-蒸發(fā)-海表溫度”正反饋影響ENSO及西北太平洋異常反氣旋。如前所述，NCA在前汛期表現(xiàn)為熱帶北大西洋的異常暖海溫（圖1c—d;圖2;圖5e），該異常暖海溫通過非絕熱加熱在熱帶北大西洋地區(qū)引起對流和上升運動（圖5a）。NCA在熱帶北大西洋所引起的對流通過Matsuno-Gill響應(yīng)（Matsuno，1966;Gill，1980）在副熱帶東北太平洋地區(qū)形成了氣旋性的羅斯貝波（圖5c）。羅斯貝波西北側(cè)的異常東北風(fēng)通過增強氣候態(tài)信風(fēng)增強了副熱帶東北太平洋的海表蒸發(fā)，進而導(dǎo)致副熱帶東北太平洋海表冷卻（圖5c、e）。冷卻的海溫可以通過進一步增強局地東北風(fēng)導(dǎo)致海溫持續(xù)降低即形成了“風(fēng)-蒸發(fā)-海表溫度”正反饋，通過該過程，副熱帶東北太平洋的冷海溫異常將逐步傳播至中太平洋，最終形成了中太平洋型拉尼娜（圖5e）。副熱帶東北太平洋異常環(huán)流引起ENSO的過程也被稱為“季節(jié)足跡機制”（Xie and Philander，1994;Alexander et al.，2010），該過程在前汛期不僅導(dǎo)致了中太平洋型拉尼娜，而且引起了西北太平洋異常反氣旋（Wang et al.，2000）。這主要由于隨著拉尼娜的增強，赤道中太平洋北部的對流被抑制（圖5a），非絕熱冷卻通過激發(fā)Matsuno-Gill響應(yīng)在南、北半球激發(fā)了一對異常反氣旋（圖5c）。

熱帶北大西洋的異常暖海溫中心在后汛期發(fā)展到了赤道大西洋地區(qū)（圖5e、f），這與之前的分析一致（圖1e、f;圖2）。由于赤道大西洋相較于熱帶北大西洋更接近熱帶大西洋的氣候態(tài)暖池，NCA在熱帶大西洋引起了更強的非絕熱加熱和對流（圖1c—f;圖5a、b），因此在前汛期NCA通過Matsuno-Gill響應(yīng)和“風(fēng)-蒸發(fā)-海表溫度”正反饋引起西北太平洋異常反氣旋的過程進一步增強（圖5）。觀測中熱帶東北太平洋更強的氣旋（圖5c、d）、熱帶中太平洋北部更冷的海表溫度（圖5e、f）以及更少的降水（圖5a、b）均與這一過程相對應(yīng)。此外，同時注意到，NCA對熱帶氣候的影響也可以通過異常垂直-緯向環(huán)流剖面反映（圖6）。在后汛期，NCA在熱帶大西洋地區(qū)引起了更強的非絕熱加熱（圖5a、b）和異常上升運動，同時熱帶太平洋沃克環(huán)流的異常下沉在后汛期建立（圖6）。異常下沉氣流抑制了赤道中太平洋對流（圖5a、b），進而通過Matsuno-Gill響應(yīng)增強了赤道西太平洋的異常東風(fēng)和西北太平洋異常反氣旋（圖4g、h;圖5c、d）。

當(dāng)考慮到對流層高層波列的緯向位置在前、后汛期所表現(xiàn)出的差異時（圖4a、b），我們首先注意到了北大西洋異常海溫的強度在前、后汛期不同（圖5e、f）。已有研究表明，熱帶北大西洋海溫異?？梢酝ㄟ^大西洋海氣相互作用激發(fā)北大西洋三級子和北大西洋濤動（Zuo et al.，2013;Li et al.，2018）。盡管熱帶北大西洋海溫異常在后汛期減弱（圖5e、f），但北大西洋依舊可以通過局地自身的海氣耦合增強北大西洋三級子（Deser et al.，2010;Nie et al.，2019）。這解釋了大西洋中高緯地區(qū)異常海溫和對流層低層850 hPa異常大尺度環(huán)流在后汛期的顯著增強（圖5c—f）。在前汛期，對流層高層200 hPa的波列由低緯地區(qū)的熱帶北大西洋激發(fā)（圖7a），通過非洲北部、伊朗高原沿青藏高原傳播至中國長江流域，導(dǎo)致局地氣旋性環(huán)流異常，有助于降水在長江以南發(fā)生。而在后汛期，波源北移到了60°N附近（圖7b），同時波列的傳播路徑相應(yīng)北移，經(jīng)東歐平原、西伯利亞平原和貝加爾湖向東南方向到達我國北方地區(qū)，導(dǎo)致局地的反氣旋異常，有助于降水北移至我國北方地區(qū)。波源的北移與北大西洋異常暖海溫的增強相聯(lián)系，這表明在后汛期，北移的中高緯波列主要由北大西洋暖海溫所激發(fā)。

4 結(jié)論與討論

采用1979—2020年共42 a的觀測和再分析資料，使用多變量EOF、傅立葉濾波、線性回歸、合成分析、T-N波通量等方法，研究了NCA對中國東部夏季前、后汛期降水的影響及物理機制。NCA與東亞前、后汛期降水均存在顯著的統(tǒng)計聯(lián)系，且降水異常的空間分布在NCA發(fā)生時表現(xiàn)出顯著的季節(jié)性差異。在前汛期，我國南方尤其長江流域和華南降水顯著增多;而在后汛期，華南沿海地區(qū)降水減少，北方地區(qū)降水增加。這種異常降水的空間分布與對流層高、低層環(huán)流配置聯(lián)系密切。在前汛期，對流層低層的西北太平洋異常反氣旋和對流層高層的長江流域的氣旋性異常環(huán)流共同促進了來自熱帶地區(qū)的暖濕氣流在我國南方地區(qū)輻合上升，并導(dǎo)致南方降水增加。而在后汛期，西北太平洋的異常反氣旋增強并向華南地區(qū)東部延伸，異常反氣旋內(nèi)部的下沉氣流和大氣穩(wěn)定性的增加不利于降水的發(fā)生。同時，反氣旋邊緣的西南氣流將暖濕水汽向北輸送，并與我國北方對流層高層異常反氣旋配合，最終導(dǎo)致輻合上升及降水增加。

NCA對中國東部前、后汛期降水影響的季節(jié)性差異主要與兩個過程有關(guān)。一是NCA在前汛期表現(xiàn)為熱帶北大西洋異常暖海溫，而在后汛期，異常暖海溫中心向南移到了更靠近熱帶大西洋暖池區(qū)的赤道大西洋地區(qū);二是與NCA相聯(lián)系的東傳羅斯貝波列在前、后汛期存在差異。在前汛期，熱帶北大西洋異常暖海溫主要通過Matsuno-Gill響應(yīng)和“風(fēng)-蒸發(fā)-海表溫度”正反饋影響ENSO及西北太平洋異常反氣旋。在后汛期，隨著異常暖海溫中心向南發(fā)展并更加接近熱帶大西洋暖池，在大西洋暖池區(qū)引起了更強的對流。更強的熱帶大西洋對流不僅通過增強“風(fēng)-蒸發(fā)-海表溫度”正反饋過程導(dǎo)致了更強的西北太平洋異常反氣旋，而且通過沃克環(huán)流在赤道中太平洋引起下沉和降水減少，通過Matsuno-Gill響應(yīng)進一步增強了西北太平洋異常反氣旋。對于影響中國東部降水的中高緯波列而言，在前汛期，波列主要由熱帶北大西洋的異常暖海溫所激發(fā)，通過非洲北部-伊朗高原沿青藏高原傳播至長江流域。在后汛期，隨著北大西洋三級子和北大西洋濤動的海氣耦合進一步發(fā)展，波列改為由北大西洋異常暖海溫激發(fā)，波列的傳播路徑也相應(yīng)北移，最終影響到我國北方地區(qū)降水。以上工作主要揭示了NCA對中國東部降水影響的季節(jié)性差異及機制，表明東亞大尺度環(huán)流對NCA響應(yīng)的復(fù)雜性，并為提高該地區(qū)前、后汛期降水的預(yù)報預(yù)警水平提供了重要的科學(xué)依據(jù)。

本文僅在觀測中分析了NCA對中國東部降水的影響，數(shù)值模式能在多大程度上模擬NCA及其遙相關(guān)值得進一步探究?；贑MIP6的初步分析顯示，由于NCA模態(tài)的復(fù)雜性，大部分模式無法成功再現(xiàn)NCA及其遙相關(guān)。因此，在未來工作中，將深入分析數(shù)值模式無法模擬NCA的原因，這不僅有助于改善當(dāng)前模式對熱帶大西洋海-氣相互作用的模擬能力，而且將有助于改善東亞汛期降水的預(yù)報水平。

致謝：感謝林必誠前期工作對本論文的啟發(fā)。感謝陸心宇、Ingo Richter、Takeshi Doi和伍繼業(yè)參與討論并完善本工作。感謝葉宇辰協(xié)助整理數(shù)據(jù)并提供技術(shù)支持。感謝國家留學(xué)基金委（CXXM2101180001）對楊萌洲的資助。感謝南京信息工程大學(xué)超算中心提供的計算資源和技術(shù)支持。NOAA提供了ERSSTv5（https：／／psl.noaa.gov／data／gridded／data.noaa.ersst.v5.html）、GPCP（https：／／psl.noaa.gov／data／gridded／data.gpcp.html）資料的在線下載服務(wù);ECMWF提供了ERA5（https：／／cds.climate.copernicus.eu／cdsapp＃?。痟ome）資料的在線下載服務(wù)。

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