1、邢佳鸽，胡奕阳，简茂球.华南冬末春初降水变异关联主模态及机理J.热带气象学报，2023，39(3)：402-412.文章编号：1004-4965(2023)03-0402-11华南冬末春初降水变异关联主模态及机理邢佳鸽1,2，胡奕阳1,2，简茂球1,2(1.中山大学大气科学学院和季风与环境研究中心/南方海洋科学与工程广东省实验室(珠海)，广东 珠海 519082；2.广东省气候变化与自然灾害重点实验室，广东 珠海 519082)摘要：基于19512018年再分析资料和观测的降水量资料，采用联合经验正交函数分解的方法，分析了华南冬末春初(2、3月)降水年际变异特征，并讨论了相应的环流背景及物理机
2、制。华南2、3月降水变异的第一关联主模态反映出全区2、3月同相变化，第二模态呈现反相变化。第一模态的降水异常与ENSO关联的热带海温异常分布有关，其导致的西太平洋异常反气旋的维持使得2、3月的降水持续出现同相异常。第二模态的降水异常与中高纬度的大气环流异常有关：2月表现为欧亚遥相关型，3月则表现为北极涛动型。第二模态2、3月位势高度异常型的转变分别与北大西洋的热通量的异常变化及平流层极涡信号的下传有关：当2月北大西洋热通量正异常显著时，500 hPa高度场呈现欧亚遥相关(EU)负位相的分布；平流层极涡异常信号在3月下传达到对流层低层，使得3月对流层极涡增强，有利于北极涛动(AO)正位相的形成。
3、2、3月欧亚大陆上空分别在EU遥相关型和AO型环流异常的影响下，导致了华南地区上空的大气环流的辐合辐散异常，并最终造成2、3月华南的降水量反相异常的出现。关键词：华南；冬末春初降水；ENSO；欧亚遥相关；北极涛动中图分类号：P426.614文献标志码：ADoi：10.16032/j.issn.1004-4965.2023.036收稿日期：2021-08-31；修订日期：2022-12-28基金项目：国家自然科学基金项目(42088101、42175018)；广东省气候变化与自然灾害研究重点实验室(2020B1212060025)共同资助通讯作者：简茂球，男，广东省人，教授，主要从事季风动力学和
4、区域气候研究。E-mail：第39卷 第3期2023年6月热 带 气 象 学 报JOURNAL OF TROPICAL METEOROLOGYVol.39,No.3Jun.,20231 1 引引言言我国南方冬季降水量约为200 mm，占全年降水量的10%1。春季年平均降水量可达到500 mm，约占全年降水量的35%2。冬末春初作为冬、春季过渡时期，其降水异常会对人类的生产及生活造成重要影响。一方面，冬末春初正是南方的春耕时节，连绵阴雨或持续干旱等天气灾害会对农作物的生长造成重要影响；另一方面，降水异常以冰冻霜雪或洪涝等灾害形式出现时会严重影响人们的日常生活，甚至威胁人们的生命财产安全。因此研究
5、南方冬末春初降水的变异特征及其机理具有重要意义。我国南方冬春季降水具有显著的年际变化特征。年际尺度上，南方冬季降水变异的主要空间模态分别表现为长江以南地区降水量的一致变化，以及长江流域和东南沿海的南北反相变化3；春季降水变异主要模态表现为南方地区降水量的一致变化，以及长江流域和珠江流域的南北反相变化特征4。El Nio-南方涛动(ENSO)作为最主要的年际变化信号，对我国南方冬春季降水具有重要影响5-7。此外，东亚冬季风、印度洋海温和大西洋海温等8-12也能够通过调节位势高度和高低层风场变化，间接影响华南冬春季降水的多寡。现有研究表明，华南冬、春季降水变异存在一定的关联性。有研究指出华南冬、春
6、季降水量的逐年变化存在显著的同相关系，这暗示着华南冬春季降水异常有一定的持续性13。还有研究进一第3期邢佳鸽等：华南冬末春初降水变异关联主模态及机理步指出，华南冬春季降水的年际变化以冬春同号型居多，并伴有年代际变化，具体表现为：19601970 年和 1990 年后，华南冬春季降水量明显偏少，对应华南冬春季持续性旱灾事件增多14。以往对华南降水的研究多针对季节平均来进行分析，鲜少从月际的角度进行分析。实际上月际间的降水异常可能存在一定的关联性。例如，简茂球等15分析了我国汛期月降水量之间的相关性指出，5月长江流域降水同6月长江至黄河地区的降水具有显著的同号性，而6月南方降水与8月广西-湖南-江
7、西一带降水则具有显著的反号性。从季节平均的角度则可能会过滤掉这些信息。我们通过计算19512018年华南区域平均的冬春季逐月降水量之间的相关系数发现，2、3月降水量的相关系数达到0.47(其中2、3月降水距平同号率占63.2%)，通过了0.01的显著性检验，其他月份之间的相关则不显著。那么，与华南这种冬末春初降水变异相关联的主要模态具有什么样的时空演变规律？其成因又是什么？这些问题目前尚不清楚。因此本文主要目的是从月际的角度探讨华南2月和3月降水量变异的主要关联模态及其物理机制。这对深入理解华南地区冬末春初的降水变异规律和成因、以及提高华南春耕时节的气候灾害预测、预警能力都具有重要意义。2 2
8、 资料和方法资料和方法本文使用的资料包括：(1)英国东英吉利大学气候研究中心提供的CRU逐月降水资料，分辨率为1.5 1.5 16；(2)英国气象局哈德莱中心提供的逐月海温资料，分辨率为 1 1；(3)NCEP/NCAR的再分析资料中的逐月风场、位势高度场及热通量资料，逐日的风场以及温度场资料17-18。资料的时间长度为19512018年。欧亚遥相关(EU)主要表现为500 hPa位势高度场上，欧洲西部、东亚沿岸和乌拉尔山位势高度距平负相关的关系，本文 EU 指数采用 Wallace等19给出的定义：其中Z*为所在点500 hPa层的标准化位势高度距平。北极涛动(AO)最先由Thompson等
9、20提出，主要表现为北半球极地与副热带大气质量和气压异常呈“跷跷板”的反向变化，具有准正压结构。本文AO指数采用NOAA网站提供的逐月的AO指数序列(https:/www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_ao_index/ao.shtml)。由于本文只讨论年际尺度上的气候变率，所有数据在分析之前都进行了8年以下的高通滤波。3 3 华南冬末春初降水变异的主模态华南冬末春初降水变异的主模态为了揭示华南冬末春初降水量在年际尺度上的时空变异特征，我们对华南 19512018年 2、3月降水量进行了联合经验正交函数(EEOF)分解，EEOF不
10、仅可反映气象要素的时空演变，还可得到不同月份降水的空间结构的相互联系。EEOF的前两个模态的空间分布和时间系数如图 1（见下页）所示，它们的方差贡献分别为36.6%和24.1%，均通过了North检验21，且第一模态对2、3月降水的方差贡献分别为40.2%和33.9%，第二模态对2、3月降水的方差贡献分别为28.0%和21.2%。由图1可知，2、3月华南年际降水第一模态EEOF1的空间分布呈现同相变化(图1a、1b)，第二模态EEOF2的空间分布则呈现反相变化(图1c、1d)。另外，从时间系数看，PC1和PC2的振幅在1970年代后期到2000年代初有较大的年际变动。下面分别讨论与前两个模态相
11、关的环流背景及机理。4 4华南冬末春初降水变异主模态的华南冬末春初降水变异主模态的环流背景及机理环流背景及机理4.1 第一模态的环流异常及机理为方便讨论，我们只分析时间系数为正时的情形，时间系数为负时，则结果相反。图1a1b表明，当时间系数PC1为正时，2、3月华南年际降水呈现一致增多的同相变化。在这种情况下，2、3月南海-菲律宾海上空对流层低层都出现异常反气旋，并伴随有显著的异常下沉运动，在反气旋西北侧的华南地区有显著的异常上升运动(图2a、2b)，高层有异常的气旋及辐散与之对应(图2c、2d)。在南海-菲律宾海上空的异常反气旋西侧的偏西南IEU=-Z*(20 E，55 N)/4+Z*(75
12、 E，55 N)/2-Z*(145 E，40 N)/4(1)403热 带 气 象 学 报第39卷图119512018年华南地区2、3月年际降水联合EOF(EEOF)前两个模态的空间分布a.EEOF1，2月；b.EEOF1，3月；c.EEOF2，2月；d.EEOF2，3月；e.PC1；f.PC2。ad的单位：mm。图2 标准化PC1与2、3月各物理量场的回归系数a.2月850 hPa风场(矢量，单位：m/s)及500 hPa垂直速度(填色，单位：Pa/s)；c.2月200 hPa风场(矢量，单位：m/s)及散度(填色，单位：10-6s-1)；b、d同a、c，但为3月(打点区通过95%信度检验)。
13、(a)Feb_EEOF1(40.2%)30N28N26N24N22N20N106E110E114E118E122E(b)Mar_EEOF1(33.9%)30N28N26N24N22N20N106E110E114E118E122E08 16 24 32 40 48 5608 16 24 32 40 48 56(c)Feb_EEOF2(28.0%)30N28N26N24N22N20N106E110E114E118E122E(d)Mar_EEOF2(21.2%)30N28N26N24N22N20N106E110E114E118E122E05 10 15 20 25 30 35-40-30-20-10
14、0(e)PC1(f)PC23210-1-2-31951 1961 1971 1981 1991 2001 20113210-1-2-31951 1961 1971 1981 1991 2001 2011(a)40N20N020S60E90E 120E 150E 180 150W120W 90W(b)40N20N020S-0.00900.0091(c)40N20N020S(d)40N20N020S年份年份60E90E 120E 150E 180 150W120W 90W60E90E 120E 150E 180 150W120W 90W60E90E 120E 150E 180 150W120W 9
15、0W风输送更多的水汽到华南的有利条件下，华南地区低层的异常辐合及上空的异常上升运动使得2、3月的降水一致增多。2-1.2-0.600.61.2404第3期邢佳鸽等：华南冬末春初降水变异关联主模态及机理上述2、3月持续的西北太平洋异常反气旋与热带印度洋-太平洋海温异常密切相关。PC1与海温的回归系数场如图3所示，在2、3月，华南地区降水偏多时，赤道中东太平洋显著偏暖，热带西太平洋异常偏冷，而热带印度洋偏暖，呈现出 ElNio形态的海温异常分布。低层风场与海温分布配合较好。进一步计算PC1与前期111月平均的Nio3.4指数的相关系数达到0.38，而与同期2、3 月的 Nio3.4 指数的相关系数
16、分别为 0.38 和0.39，均通过了 0.05的显著性检验。这些证据表明，华南地区2、3月降水异常同相模态是受衰减阶段的 ENSO影响，通过太平洋-东亚遥相关22-24以及热带印度洋海温的电容器效应25，在西北太平洋上空强迫出异常反气旋，反气旋北侧低层明显的偏南风向华南地区输送源源不断的水汽并在那里造成异常的辐合，导致华南降水偏多。图3标准化PC1与海温(填色，单位：K)及850 hPa风场(矢量，单位：m/s)的回归系数a.2月；b.3月。打点区表示通过0.05的显著性检验。为了更清晰地展示中东太平洋海温影响的环流异常，图4给出了PC1与高低层速度势和散度风的回归系数场。以2月为例，在对流
17、层低层，热带中东太平洋有异常辐合气流以及中层显著的上升运动(图4a)，高层有辐散与之对应，并在热带西太平洋高层辐合并下沉与之相伴随(图4c)，低层的辐散气流又在我国华南辐合(图4a)，导致我国华南地区降水偏多。3月环流形势与2月类似。4.2 第二模态的环流异常及机理当PC2为正时，第二模态的空间分布主要表现为2月降水偏多、3月降水偏少的反相变化(图1c、1d)。相关的环流异常如图5所示。2月华南地区低层上空受异常气旋式切变风场控制，伴随着显著的异常上升运动(图5a)；高层有异常辐散与之对应(图5c)，且在高层从北大西洋东至西北太平洋存在两支明显的异常纬向环流波列，分别位于中纬度带和副热带。而在
18、3月，华南上空低层受异常反气旋式风场控制，伴随着显著的异常下沉运动，并在菲律宾海上空存在明显异常气旋(图 5b)；高层则有异常辐合气流与之对应(图 5d)，且在高低层中高纬度带都表现出明显的西风异常。(a)40N20N020S40S(b)40N20N020S40S1-0.24-0.1200.120.2430E60E90E120E150E180150W120W90W30E60E90E120E150E180150W120W90W1405热 带 气 象 学 报第39卷图5显示的与第二模态相关的2、3月环流异常可能分别与EU遥相关和AO有关。为此，我们进一步检验了与第二模态相关的500 hPa位势高度
19、异常如图6所示。在2月(图6a)，欧洲西部、欧亚大陆与日本附近呈现出“+-+”的气压分布，这与欧亚遥相关型的负位相分布类似26。3月(图6b)，位势高度场发生了明显的变化，表现为极地的异常低压增强，欧亚大陆上由2月的负位势高度异常转变为正位势高度异常，极地与中高纬度呈现出相反的位势高度异常分布，这与北极涛动遥相关型相似27。进一步计算PC2与2、3月欧亚遥相关(EU)指数的相关系数分别为-0.39(通过0.01显著性检验)和-0.03，与2、3月AO指数的相关系数分别为0.34和0.46(通过0.01显著性检验)，说明与第二模态相关的2月欧亚大陆上空位势高度异常确实与EU遥相关型具有密切联系，
20、而3月则与AO联系更密切。值得注意的是，图6a反映出的欧亚大陆500 hPa位势高度异常中心与Wallace等19定义的冬季EU遥相关型的中心(见式(1)是有差别的，其三个中心分别位于(10 E，45 N)、(60 E，52 N)和(138 E，50 N)，如果以这三个中心代替式(1)的三个中心定义一个修订的EU2指数，即，图4标准化PC1与2、3月各物理量场的回归系数a.2月200 hPa散度风(矢量)、速度势(等值线，单位：105m2/s)及散度(填色，单位：10-6s-1)；c.2月850 hPa散度风(矢量)、速度势(等值线，单位：105m2/s)及500 hPa垂直速度(填色，510
21、-2Pa/s)；b、d分别同a、c，但为3月(打点区表示通过0.05显著性检验)。图5标准化PC2与2、3月各物理量场的回归系数a.2月850 hPa风场(矢量，单位：m/s)及500 hPa垂直速度(填色，单位：Pa/s)；c.2月200 hPa风场(矢量，单位：m/s)及散度(填色单位：10-6s-1)；b、d分别同a、c，但为3月(打点区表示通过0.05显著性检验)。IEU2=-Z*(10 E，45 N)/4+Z*(60 E，52 N)/2-Z*(138 E，50 N)/4(2)(a)(b)60N40N20N020S(c)60N40N20N020S(d)-1.0-0.8-0.6-0.4-
22、0.200.20.40.60.81.080N60N40N20N090W60W30W0 30E 60E 90E120E150E180(a)80N60N40N20N090W60W30W0 30E 60E 90E120E150E180(b)80N60N40N20N090W60W30W0 30E 60E 90E120E150E180(c)80N60N40N20N090W60W30W0 30E 60E 90E120E150E180(d)60E 90E 120E 150E 180 150W120W90W60E 90E 120E 150E 180 150W120W90W-0.012-0.00600.006
23、0.0121-1.2-0.600.61.2260N40N20N020S60E 90E 120E 150E 180 150W120W90W60N40N20N020S60E 90E 120E 150E 180 150W120W90W406第3期邢佳鸽等：华南冬末春初降水变异关联主模态及机理其中Z*为所在点500 hPa层的标准化位势高度距平，那么 PC2 与 2、3 月指数的相关系数分别是-0.50和-0.34，显然要高于上述与传统的EU指数的相关系数。以上分析表明，EU型和AO型位势高度异常分别对华南2、3月降水的反相变化有着重要影响，那么与2、3月位势高度异常相关的影响因子又是什么？图7给出了
24、2、3月250 hPa的波活动通量28与PC2的回归系数场。2月在中纬度，源自北大西洋经西欧的波列在西欧分为两支波列，一支沿欧亚大陆上空的EU遥相关波列路径东传，另一支波列则向东南沿中东和阿拉伯海到达东亚，流函数呈现出正负相间的准纬向传播的结构(图7a)，两支波列协同影响华南上空的位势高度场，从而导致降水异常。为了评估两支波列对华南2月降水的贡献大小，我们根据图7a定义南支波列指数为，图6标准化PC2与500 hPa位势高度(单位：gpm)的回归系数a.2月；b.3月。打点区表示通过0.05显著性检验。其中 Z*为标准化位势高度距平，并分别计算了PC2与2月250 hPa层EU指数及南支波列指
25、数ISW的相关系数，分别为-0.50和-0.48。结果表明，EU遥相关波列及南支波列对华南2月降水具有同等重要的影响作用。在3月，这种纬向的传播特征减弱，而中纬度和副热带地区波活动通量的经向传播性增强(图7b)。ISW=-Z*(10 E，45 N)/4+Z*(45 E，35 N)/2-Z*(65 E，25 N)/4(3)图7标准化PC2与250 hPa波活动通量(矢量)和流函数(填色，单位：106m2/s)的回归系数a.2月；b.3月。60W120W30W150W018030E150E60E120E90E60W120W30W150W018030E150E60E120E90E-15-12-9-6
26、-30369121580N60N40N20N(a)90W60W30W030E60E90E120E150E580N60N40N20N(b)90W60W30W030E60E90E120E150E5-5-4-3-2-1012345(a)90W(b)90W407热 带 气 象 学 报第39卷图7a表明，北大西洋可能是影响2月中纬度波列异常的关键区域。已有研究指出，北大西洋海-气间的热量交换能引起局地的气压异常，并通过大气桥的作用影响到更大范围的气候异常29。图8给出了北大西洋海温和热通量与PC2的回归系数。由图8可知，在2月，北大西洋中纬度的感热、潜热通量主要表现为正异常(图8c、8e)，即海洋向大气
27、输送的热通量增强，从而使与之对应的海表温度表现为负异常(图8a)。3月北大西洋副热带、中纬度带的热通量表现为“北正南负”的偶极型异常，但中纬度的正中心的强度较2月有明显的减弱，而副热带的负中心强度有所加强(图8d、8f)，这表明3月北大西洋海表向大气输送的异常热通量要比2月的弱；海温异常也表现出对应的“北负南正”的偶极型分布(图8b)，且强度比2月的要强，这是由上述2、3月持续的海表热通量异常所导致的。事实上，上述2、3月北大西洋中纬度及副热带海表热通量的异常与中纬度低层的异常西风及副热带的异常偏东风导致当地的风速变强及变弱密切相关(图5a、5b)。图8标准化PC2与2月(a、c、e)和3月(
28、b、d、f)北大西洋海温(ab，单位：K)、感热通量(cd，单位：W/m2)、潜热通量(ef，单位：W/m2)的回归系数打点区表示通过0.05显著性检验。(a)60N40N20N100W80W60W40W20W(b)60N40N20N100W80W60W40W20W-0.12-0.0600.060.12(c)60N40N20N100W80W60W40W20W(d)60N40N20N100W80W60W40W20W-12-60612(e)60N40N20N100W80W60W40W20W(f)60N40N20N100W80W60W40W20W-12-60612408第3期邢佳鸽等：华南冬末春初降
29、水变异关联主模态及机理图9标准化PC2与极区7090 N平均位势高度(a，单位：gpm)、6080 N平均纬向风(b，单位：m/s)、7090 N平均气温(c，单位：K)的回归系数打点区表示通过0.05显著性检验。为了验证2月海表热通量(潜热通量和感热通量之和)对高度场异常分布的影响，我们选取热通量关键区(图 8c、8e中的绿色虚线矩形框)平均的热通量回归2月高度场，结果(图略)与图6a非常相似。这与乔少博等30指出的北大西洋潜热通量减小(增加)时，一般伴随水汽含量减少(增加)，有异常下沉(上升)的垂直运动，导致局地位势高度正(负)异常一致。我们也进一步计算了热通量指数序列与传统EU指数及我们
30、修订的EU指数的相关系数，分别为-0.48 和-0.51(通过 0.01 显著性检验)，可见2月北大西洋中纬度的海表热力状况与EU遥相关型关系密切，即2月北大西洋局地的海气相互作用能通过影响气压场的分布，并通过激发EU遥相关波列，调整大气的辐合辐散异常进而影响我国华南地区同期的降水分布。那么，图6b显示的3月北半球中高纬AO型的位势高度异常又是什么原因导致呢？已有研究指出平流层的极涡与对流层AO模态的形成密切相关31，AO正位相时，有负的位势高度异常和西风异常从平流层下传到对流层32。图 9 给出了与PC2相联系的高纬极地区域平均的位势高度，纬向风，气温随时间的演变，随着时间的推移，位势高度负
31、异常和西风异常以及温度异常都有随时间下传的趋势，且在3月下传到最低高度。这可能是导致3月极地区域位势高度负异常相比于2月加深的原因，有利于3月AO模态的形成。有研究指出，AO正位相时，能够造成中高纬度大陆上空的增暖33，而大陆上的增暖又可以导致位势高度的正异常，继而有利于形成极地和中高纬位势高度“-+”的形态分布。当3月极区平流层的冷信号(位势高度负异常信号)下传到对流层时，可增强中高纬的经向温度梯度，产生西风热成风异常，进而使得中高纬对流层的纬向风增强，不利于高纬的冷空气南下影响中纬度地区而导致中纬度对流层气温偏高及位势高度正异常，于是出现了如图6b反映出的欧亚大陆中纬度地区上空明显的位势高
32、度正异常情形。而具体沿东亚的气温和位势高度异常的垂直剖面图如图10（见下页）所示，受AO正位相的影响，极区和中纬度对流层分别表现出偏冷和偏暖异常(图10a)，位势高度也伴随有相似的异常分布(图10b)，但在垂直方向上受静力平衡作用的影响，使得位势高度距平的正(负)极值出现在温度距平由正变负(负变正)的垂直位置上，如沿55 N，对流层温度距平由正变负的过渡区(零线)在300250 hPa层，此位置也正好是位势高度距平极大值所在高度。此外，值得注意的是，在东亚的副热带地区，对流层中低层具有显著的负温度异常，由此导致2535 N的位势高度在高、低层分别出现负、正异常，伴随有异常下沉运动(图5b)，使
33、华南降水偏少。5 5 总总结结本文采用联合EOF的方法，分析了华南地区19512018年冬末春初(2、3月)降水异常的主要模态和相关的环流背景，并探讨了相关机理。10(a)30501002003005001月2月3月4月5月10(b)305010020030050010(c)3050100200300500-80-4004080-2-1012-1.2-0.600.61.21月2月3月4月5月1月2月3月4月5月7001 0007001 0007001 000409热 带 气 象 学 报第39卷(1)华南冬末春初降水量变异第一主模态表现为2、3月同相变异，而第二主模态则表现为2、3月反号变异。(
34、2)华南冬末春初降水量同相变异模态主要受ENSO事件影响所致。El Nio事件的海温异常使得次年冬末春初副热带西北太平洋上的异常反气旋得以维持，并在华南上空造成异常的上升运动，伴随着异常反气旋西侧西南气流向华南输送丰富的水汽，使2、3月华南降水一致偏多。在LaNia事件的影响下，情况则相反。(3)影响华南冬末春初降水量反号变异的相关环流系统主要位于中高纬地区。2月华南的降水异常主要受欧亚遥相关型的影响；而在3月则主要受北极涛动的影响。冬末春初不同的大尺度环流异常通过改变华南上空大气的环流异常，最终导致华南2、3月降水的反号异常。另外，2月欧亚遥相关型与北大西洋海表热通量的显著异常有关，而3月对
35、流层AO型环流异常与平流层极涡信号的下传在3月达到最低高度，使得3月对流层极涡明显增强密切相关。也许正是华南2、3月降水量变异存在同相和反号的两个主模态，从而导致了华南2、3月的降水量之间存在如引言部分提到的显著但又并非特别高的正相关关系。当然，本研究也只是揭示了华南冬末春初降水异常两种主要变异模态及其主要影响因子，要想全面认识和理解华南冬末春初的降水变异成因，仍然还有许多问题有待研究和探讨，如与冬末春初的反号变异模态相关的EU型和AO型大气环流异常的月际转变的背后原因和机理等等。参考文献：1 王林，冯娟.我国冬季降水年际变化的主模态分析J.大气科学，2011,35(6)：1 105-1 11
36、6.2WU X,MAO J.Interdecadal modulation of ENSO-related spring rainfall over South China by the Pacific Decadal OscillationJ.ClimateDyn,2016,47(9):3 203-3 220.3 LIU Y,HU Z Z,WU R.Cooperative effects of tropical Pacific and Atlantic SST forcing in southern China winter precipitation variabilityJ.Climat
37、e Dyn,2020,55(9-10):2 903-2 919.图10标准化PC2与3月沿110 E垂直剖面的气温(a，单位：K)和位势高度(b，单位：gpm)的回归系数场打点区表示通过0.05显著性检验。(a)1001502002503004005007008501 00030N60N90N(b)1001502002503004005007008501 00030N60N90N-0.8-0.400.40.8-50-40-30-20-10010 20 30 40 50hPahPa410第3期邢佳鸽等：华南冬末春初降水变异关联主模态及机理4 YOU Y J,JIA X.Interannual v
38、ariations and prediction of spring precipitation over ChinaJ.J Climate,2018,31(2):655-670.5WANG B,WU R G,FU X H.Pacific-east Asian teleconnection:how does ENSO affect East Asian climate?J.J Climate,2000,13(9):1 517-1 536.6 WU R G,HU Z Z,Kirtman B P.Evolution of ENSO-related rainfall anomalies in Eas
39、t AsiaJ.J Climate,2003,16(22):3 742-3 758.7 ZHANG R H,MIN Q Y,SU J Z.Impact of El Nio on atmospheric circulations over East Asia and rainfall in China:Role of the anomalouswestern North Pacific anticycloneJ.Sci China Earth Sci,2017,60(6):1 124-1 132.8ZHOU L T,WU R.Respective impacts of the East Asia
40、n winter monsoon and ENSO on winter rainfall in ChinaJ.J Geophys Res,2010,115(D2):D02107.9 简云韬，简茂球，杨崧.前、后冬的东亚冬季风年际变异及其与东亚降水的关系J.热带气象学报，2017，33(4)：519-529.10 彭京备.东印度洋海温对中国南方冬季降水的影响J.气候与环境研究，2012，17(3)：327-338.11 LIU Y,HU Z Z,WU R.Was the extremely wet winter of 2018/19 in the lower reach of the Yangt
41、ze River Driven by ENSO?J.Int JClimatol,2020,40(15):6 441-6 457.12 邵太华，张耀存.冬季北大西洋涛动对中国春季降水异常的影响J.高原气象，2012，31(5)：1 225-1 233.13 简茂球，乔云亭，温之平.华南季节干旱及连旱特征分析J.中山大学学报(自然科学版)，2008,47(4)：118-121.14 吴蔚，温之平，陈运光，等.华南冬春降水的年际变化及其与水汽输送的联系J.热带气象学报，2012，28(2)：187-196.15 简茂球，陈文，乔云亭，等.中国汛期月降水量年际异常型的相关性分析J.热带气象学报，200
42、7,23(4)：333-340.16 HARRIS I,JONES P D,OSBORN T J,et al.Updated high-resolution grids of monthly climatic observations-the CRU TS3.10 DatasetJ.Int J Climatol,2014,34(3):623-64217 KALNAY E,KANAMITSU M,KISTLER R,et al.The NCEP/NCAR 40-year reanalysis projectJ.Bull Amer Meteor Soc,1996,77(3):789-799.18
43、KISTLER R,KALNAY E,COLLINS W,et al.The NCEP-NCAR 50-year reanalysis:monthly means CD-ROM and Documentation J.Bull Amer Meteor Soc,2001,82(2):247-268.19 WALLACE J M,GUTZLER D S.Teleconnections in the geopotential height field during the Northern Hemisphere winterJ.Mon WeaRev,1981,109(4):784-812.20 TH
44、OMPSON D,WALLACE J M.The Arctic oscillation signature in the wintertime geopotential height and temperature fieldsJ.GeophysRes Lett,1944,25(9):1 297-1 300.21 NORTH G,BELL T L,CAHALAN R F,et al.Sampling errors in the estimation of empirical orthogonal functionsJ.Mon Wea Rev,1982,110(7):699-706.22 WAN
45、G B,WU R,FU X.Pacific-East Asian Teleconnection:How does ENSO affect East Asian climate?J.J Climate,2000,13(9):1 517-1 53623 WANG B,ZHANG Q.Pacific-east Asian teleconnection.Part II:How the Philippine Sea anomalous anticyclone is established during ElNino developmentJ.J Climate,2002,15(22):3 252-3 2
46、65.24 WU R G,HU Z Z,KIRTMAN B P.Evolution of ENSO-related rainfall anomalies in East AsiaJ.J Climate,2003,16(22):3 742-3 758.25 XIE S P,HU K,HAFNER J,et al.Indian Ocean capacitor effect on Indo-Western pacific climate during the summer following El NioJ.JClimate,2009,22(3):730-747.26 LIU Y,LIN W,WEN
47、 Z,et al.Three Eurasian teleconnection patterns:spatial structures,temporal variability,and associated winter climateanomaliesJ.Climate Dyn,2014,42(11-12):2 817-2 839.27 AMBAUM M,HOSKINS B J,Stephenson D B.Arctic Oscillation or North Atlantic Oscillation?J.J Climate,2001,14(16):3 495-3 507.28 TAKAYA
48、 K,NAKAMURA H.A formulation of a phase-independent wave-activity flux for stationary and migratory quasi-geostrophiceddies on a zonally varying basic flowJ.J Atmos Sci,2001,58(6):608-627.29 PENG S,ROBINSON W A,Li S.Mechanisms for the NAO responses to the North Atlantic SST tripoleJ.J Climate,2003,16
49、(12):1 987-2 004.30 乔少博，张志森，王晓娟，等.晚秋与后冬间欧亚遥相关型波列反相现象探究J.气象学报，2015，73(4):711-724.31 BALDWIN M P,DUNKERTON T J.Propagation of the Arctic Oscillation from the stratosphere to the troposphereJ.J Geophys Res,1999,104(D24):30 937-30 946.32 LEE D Y,LIN W,PETERSEN M R.Wintertime Arctic Oscillation and North
50、 Atlantic Oscillation and their impacts on the NorthernHemisphere climate in E3SMJ.Climate Dyn,2020,55(5-6):1 105-1 124.33 所玲玲，谭本馗，黄嘉佑.北半球环状模异常时温度场异常的成因再探讨J.科学通报，2009，54(6)：798-803.411热 带 气 象 学 报第39卷COHERENT LEADING MODES OF PRECIPITATION VARIATION IN LATEWINTER AND EARLY SPRING OVER SOUTH CHINA AND
