引言

自从Madden等^[1-2]通过谱分析方法发现热带大气纬向风和气压场存在40~50天周期的低频振荡并于次年证实了全球热带地区均存在40~50天周期的振荡之后，大气低频振荡的研究就成为大气科学研究的重要问题之一，人们对大气低频振荡的存在、结构、活动及动力学机制等多个方面也都做了广泛研究。

关于热带大气低频振荡的强度，学者们也做了很多研究。李崇银^[3]用经过30~60天带通滤波的纬向风平方值来表示低频振荡的强度，发现热带大气的30~60天振荡在赤道东太平洋、南亚热带地区、赤道西太平洋和赤道西大西洋地区比较强。谢安^[4]指出OLR的低频振荡在北半球夏季赤道东印度洋和西太平洋有大的振幅。Hendon等^[5]用OLR及850 hPa纬向风的方差分布指出ISO能量大值区位于热带印度洋、西太平洋。董敏等^[6]研究发现热带季节内振荡有明显的季节变化，西太平洋地区和印度洋地区的季节内振荡1年中有两次极大值，冬季主要活跃在南半球 (10°S附近)，而夏季则活跃在北半球 (10°N附近)。刘芸芸等^[7]选择200 hPa纬向风季节内变化的方差作为ISO指数反映ISO的活动强度，发现在全球变暖背景下，ISO在中印度洋、孟加拉湾地区变得活跃、频率加大，且季节变化明显，冬、春季强，夏、秋季弱。在热带大气低频振荡强度的年际变化研究方面，Lau等^[8]认为，纬向风的垂直切变以及非绝热加热的水平和垂直分布可能是造成热带大气低频振荡强度年际变化的原因。Qi等^[9-10]的研究发现，ISO强度和印度夏季风降水的年际变化表现出负相关的关系。在强的ISO年，印度夏季风减弱，同时在对流层下部印度次大陆存在一个异常高压，在弱的ISO年，印度夏季风增强，印度次大陆存在一个异常低压。除此之外，夏季印度地区的ISO强度在ENSO发展和消退位相时分别增强和减弱。Salby等^[11]和李崇银等^[12]、李桂龙等^[13]的研究指出，热带大气低频振荡强度在ENSO发生之前较强，在ENSO发生之后减弱。Hendon等^[14]和Slingo等^[15]则认为大气低频振荡强度的年际变化与ENSO无关。

热带大气低频振荡强度与中国降水的联系也非常紧密。目前的研究主要关注于夏季降水的情况，Zhang等^[16]通过遥相关以及局地Hadley环流的变化两种机制，解释了MJO对中国东南部夏季降水的影响。何敏^[17]指出热带风场具有与江淮降水变化基本相同的振荡周期, 可能是造成降水周期变化的重要原因之一。信飞等^[18]研究发现1997年华南地区前汛期降水和风场的低频振荡现象是普遍存在的，低频纬向风的传播变化与降水的时间分布有较好的对应。陶诗言等^[19]研究发现赤道印度洋的MJO引起南海地区西风的加强；南海西风的加强，触发中国南部大陆出现季风涌；季风涌与来自北方的冷空气交绥，造成静止锋上的致洪暴雨。对于冬季降水的情况，He等^[20]对 (20°S~20°N、60°E~150°W) 区域的冬季逐候OLR资料进行EOF分析，发现在EOF第一模态，海洋大陆地区有一个单独的对流中心，同时20 °N以北的东亚地区气温降低，降水减少；在EOF第二模态，热带东印度洋和西太平洋地区的对流则分别加强和减弱，同时东亚降水和气温表现为一个带状偶极子分布模态，即120°E以西的干冷异常和120°E以东的暖湿异常。李崇银等^[21]的研究指出MJO在不断东移的过程中，将影响和改变大气环流形势。刘冬晴等^[22]指出热带对流活动从赤道印度洋西部东移至赤道西太平洋，中国东部冬季降水先后经历了长江流域多雨、整个南方多雨、华南多雨而长江流域少雨。袁为等^[23]指出在MJO的前4个相位，降水存在正异常；在MJO的后4个相位，降水存在负异常。Jia等^[24-25]在Wheeler等^[26]根据RMM1与RMM2在复平面上的位置把MJO分成8个相位的基础上，研究了热带低频振荡各个位相我国冬季降水的变化及成因，并设计了适合开展实时业务监测的MJO计算方法，初步在国家气候中心建立了逐日的MJO实时监测业务。

可以看出，热带低频振荡强度对我国降水的影响是显著的。但值得注意的是，这些研究主要是在实时MJO指数的基础上，依据MJO振荡 (30~60天周期) 的传播^[27]来研究MJO与降水关系。本文将在前人研究的基础上，通过对大气低频振荡强度和相位变化的研究，探讨其与我国南方冬季降水的联系，并寻找其影响南方冬季降水的原因。

1 资料和方法 1.1 资料

采用水平分辨率为2.5°×2.5°的NCEP/NOAA的OLR逐日资料和NCEP/NCAR的水平风场、垂直速度等逐日再分析资料，以及中国气象局提供的743站的逐日降水资料 (考虑站点的迁移、缺测等原因，选取了其中的572站)。所有资料的时间序列长度均为1979—2008共30年。

1.2 方法

采用Butterworth滤波器^[3]对逐日OLR资料和850 hPa纬向风资料进行30~60天带通滤波处理；以及合成分析的方法：根据所选各个位相所对应的日期，把同一位相的各气象变量分别合成，得到这些变量在各个位相的合成值。

2 我国南方冬季降水与热带低频振荡的关系 2.1 热带低频振荡强度的定义

首先定义一个热带低频振荡强度指数。以前的研究已经给出了许多不同的低频振荡强度指数^[28-31]，本文采用李丽平等^[31]定义的低频振荡强度指数，即用能量E来表示低频振荡强度。

其定义方法为：取12月1日、3月1日、6月1日和9月1日为北半球冬、春、夏、秋季开始日，各季长L日，对t_y年、t_s季、t_d日、(i, j) 点的某要素序列R(i, j, t_d, t_s, t_y)，得该要素场在t_y年、t_s季低频振荡分量的能量：

$\widetilde E(i,j,{t_s},{t_y}) = \sum\limits_{{t_d} = 1}^L {{{\widetilde R}^2}(i,j,{t_d},{t_s},{t_y})} /L$

(1)

以及总能量：

$\widehat E(i,j,{t_s},{t_y}) = \sum\limits_{{t_d} = 1}^L {{{\widehat R}^2}(i,j,{t_d},{t_s},{t_y})} /L$

(2)

由式 (1) 和式 (2) 可得到t_s季多年平均的低频振荡能量和总能量，分别记为：

$\overline {\widetilde E} (i,j,{t_s}) = \sum\limits_{{t_y} = 1}^{{m_y}} {\widetilde E} (i,j,{t_s},{t_y})/{m_y}$

(3)

$\overline {\widehat E} (i,j,{t_s}) = \sum\limits_{{t_y} = 1}^{{m_y}} {\widehat E} (i,j,{t_s},{t_y})/{m_y}$

(4)

它们的比值为：

$\overline \rho (i,j,{t_s}) = \overline {\widetilde E} (i,j,{t_s})/\overline {\widehat E} (i,j,{t_s}) \times 100\% $

(5)

其中m_y为总年数。式 (5) 中 $\overline \rho $ 即作为低频振荡强度指数，用于分析低频振荡的活动特征。

利用式 (5) 求出OLR的低频振荡强度后，给出OLR多年季节平均低频振荡强度分布图 (图 1)。

从4个季节的OLR低频振荡强度分布图可以看出，强的低频振荡活动主要存在于热带印度洋和热带西太平洋区域，并且其强度中心位置从冬季到夏季向北移动。利用同样的方法，用850 hPa纬向风资料经过计算后得到的4个季节的热带低频振荡强度分布图 (图略) 与图 1的强度分布位置基本相同，这进一步验证了早期分析热带低频振荡强度分布所得到的结论^[32]，同时也反映了本文所用指数的合理性。

2.2 我国南方冬季降水与热带低频振荡活动的关系

为了研究我国南方冬季降水与热带低频振荡强度指数的关系，我们取长江以南的区域 (21°~30°N、110°~120°E) 作为研究的对象。

对上述所选区域 (我国南方地区) 的降水作区域平均后，得到逐年的冬季降水时间序列。利用该序列和同期的热带低频振荡强度场进行逐点相关计算，相关系数分布图如图 2所示。可以看出，在海洋大陆至热带西太平洋地区有一个正的相关区 (10°S~10°N、120°~160°E)，且相关系数的分布通过0.05的显著性水平检验。对该区域的低频振荡强度作平均后作为热带低频振荡强度指数。图 3为1979—2007年冬季我国南方降水与热带低频振荡强度指数的标准化时间序列，二者相关系数达到0.64。可见我国南方冬季降水与热带低频振荡强度的年际变化有很好的关联，热带低频振荡强度指数高 (低)，则我国南方冬季降水多 (少)。

3 低频振荡不同相位对降水的影响

在2.2节的分析看到，低频振荡的强度与我国南方冬季降水的多少有密切的联系，为了分析我国南方冬季降水异常与热带低频振荡不同相位之间的联系，采用位相合成方法对环流场等要素进行分析。首先将上述冬季低频振荡强度指数标准化后 (图 3)，取大于1的年份为高指数年，小于-1的年份为低指数年。则冬季低频振荡强度高指数年有1984、1989、1992、1994、2003和2007年，低指数年有1983、1986、1990、1997和1998年，低频振荡强度的高低指数年分别对应降水的偏多和偏少年。

把 (10°S~10°N、120°~160°E) 区域的低频OLR做区域平均，分别得到高、低指数年热带冬季低频OLR的逐日序列，如图 4所示。选取完整的波动周期，选取时段均为12月1日至次年2月28日共90天。将波动周期划分为8个位相，分别为位相1(0位相)、位相2(0到正位相)、位相3(峰值位相)、位相4(正到0位相)、位相5(0位相)、位相6(0到负位相)、位相7(谷值位相)、位相8(负到0位相)。根据8个位相所对应的时间对冬季低频OLR进行位相合成，进而考察低频振荡不同相位对我国南方冬季降水的影响。

3.1 高指数年不同相位的低频OLR特征

由于采用了OLR资料来表示低频振荡，因此有必要首先考察低频OLR的位相演变。图 5为高指数年低频振荡8个位相对应的低频OLR合成图。从图中可见，第1位相，所选取域热带西太平洋的对流异常不明显，对流活跃中心位于热带中太平洋地区，对流减弱中心位于热带印度洋东部至海洋大陆附近。第2位相，非洲和热带西印度洋的对流中心开始活跃，对流减弱中心东移到海洋大陆。第3、4位相，对流活跃中心东移到热带印度洋，对流减弱中心位于热带西太平洋地区。第5位相，所选区域对流异常又表现为不明显，对流活跃中心开始到达海洋大陆。第6位相，对流活跃中心正处于海洋大陆，印度洋地区开始出现对流减弱中心。第7、8位相，对流减弱中心位于热带印度洋，对流活跃中心位于热带西太平洋地区。综合8个位相的低频OLR传播图像，可以看出，冬季，热带地区低频OLR表现出明显的东传特征；位相3到位相5，对流活跃中心位于热带印度洋，对流减弱中心位于热带西太平洋，位相7到位相1，对流分布中心则相反；从位相1到位相8，热带低频OLR完成一个低频振荡循环。

3.2 高指数年不同相位降水的合成

与低频OLR传播的8个位相相对应，下面讨论我国南方冬季降水异常在各个位相上的特征。

图 6为低频振荡8个位相对应的冬季降水的合成图。位相1时，南方地区降水偏少，江淮地区降水偏多。位相2时，上述形势仍然维持，但南方降水偏少和江淮降水偏多的幅度均减小；位相3时，我国南方地区降水得到明显加强，整个地区表现为偏多；到位相4时，南方地区降水达到最强；位相5，南方地区降水仍然偏多，江淮地区降水开始出现偏少；位相6的降水异常分布与位相2基本相反，降水形势分布开始出现反转；位相7时，我国南方地区降水减弱，整个地区基本均表现为偏少；位相8时，南方地区降水达到最弱。

综合3.1和3.2节可以得到，当低频振荡的活跃中心位于热带印度洋，减弱中心位于热带西太平洋时，即位相3到位相5时，我国南方地区降水相应偏多，并且位相4时的降水最强，降水最大正异常值达到4 mm·d^-1；而当低频振荡的活跃中心位于西太平洋，减弱中心位于印度洋时，即位相7到位相1时，我国南方地区降水偏少，且位相8时的降水最弱，降水最大负异常值达到3 mm·d^-1。

Jia等^[24]利用澳大利亚气象局提供的实时MJO指数研究了MJO不同位相对中国冬季降水的影响。与Jia等的结论相比较可以发现，对于OLR和中国冬季降水的位相演变，Jia等^[24]的OLR和降水的第1到第8位相的分布基本对应了本文的第2到下个周期的第1位相的分布。尽管如此，两者在本质上仍是相同的，即当低频振荡的活跃中心位于热带印度洋 (西太平洋)，减弱中心位于热带西太平洋 (印度洋) 时，我国南方地区冬季降水偏多 (偏少)。

3.3 高指数年不同相位风场及水汽场的合成

从以上的分析可以看出热带对流变化的同时，我国冬季南方降水也发生了变化。这种变化的背后必然存在着大尺度环流背影场的演变，下面通过对不同相位的风场、水汽场和垂直速度场进行考察，来寻找引起降水位相变化的原因。

利用同样的方法对不同相位的环流场和水汽场进行合成 (如图 7)。位相1，副热带地区阿拉伯海槽和孟加拉湾槽均为异常减弱，西太平洋菲律宾地区也出现气旋式环流异常，我国南方地区受弱的偏北气流控制，对应的水汽场上，水汽输送减弱，水汽散度为正值，我国南方地区降水偏少。到位相2时，热带地区850 hPa低频风场主要表现为从对流减弱区向对流增强区的扰动，我国南方地区开始受偏南气流控制，水汽输送也开始增强。在位相3和位相4时，可以明显看出，副热带地区南支槽系统中的阿拉伯海和孟加拉湾槽加强，同时西太平洋菲律宾附近有反气旋式环流并加强，我国南方地区在这两个系统的影响下，偏南气流增强，同时在两者的共同作用下，水汽输送得到增强，导致南方地区降水偏多。位相5，上述形势继续维持但有所减弱。位相6时，副热带地区的阿拉伯海和孟加拉湾槽以及菲律宾附近的反气旋式环流大大减弱，对应的水汽场上，虽然仍有水汽输送到我国南方地区，但水汽散度已表现为辐散，不利于降水。位相7到位相8，副热带地区阿拉伯海槽和孟加拉湾槽均明显减弱，西太平洋菲律宾地区也出现气旋式环流异常，我国南方地区为北风异常，对应的水汽图中，源于孟加拉湾及西太平洋的水汽输送减弱，水汽散度为正值表现为辐散，导致南方地区降水偏少。

从环流场和水汽场的分析可以看出，冬季影响我国南方降水的主要因素为副热带地区的阿拉伯槽、孟加拉湾槽以及我国南海附近的气旋系统。当阿拉伯槽和孟加拉湾槽加强，南海地区为反气旋式环流时，则向我国南方地区的水汽输送增强，导致降水偏多，反之，降水偏少。这也表明了热带OLR低频振荡可能是通过阿拉伯槽以及孟加拉湾槽等的低频振荡进而影响我国南方冬季降水。

3.4 垂直运动的位相变化

随着对流活跃中心从印度洋移向西太平洋，我国南方地区的垂直运动也产生了位相变化 (图 8)。第1位相时，我国南方地区中低层表现为下沉运动，高层有弱的上升运动，因而空气对流不明显，降水也偏少。位相2，我国南方地区上升运动开始增强，到第3、4位相时，该地区上升运动基本达到最强，并且范围向北扩大。位相5上升运动仍然较强但开始有所减弱。到第6位相时，上升运动的形势开始出现转换，上升运动由增强转为减弱，并于第7、8位相达到最弱。总体而言，垂直运动的位相转换与冬季南方地区降水的位相转换配合较好：当上升运动强时，降水偏多；反之，降水偏少。

综合以上分析，在热带低频振荡强度的高指数年，冬季，我国南方地区降水的位相变化与热带低频振荡的向东传播具有很好的同步性，并且受到副热带南支槽系统以及菲律宾附近的反气旋或气旋式环流的共同影响。在低频振荡的第3到第5位相，对流活跃中心位于热带印度洋，副热带地区的阿拉伯海槽和孟加拉湾槽加深，菲律宾附近表现为反气旋式环流增强，在它们的共同作用下，我国南方地区南风异常，同时水汽输送增强，上升运动增强，降水偏多；在低频振荡的第7到第1位相，对流活跃中心位于热带西太平洋地区，副热带地区的阿拉伯海槽和孟加拉湾槽减弱，菲律宾附近表现为气旋式环流，这导致我国南方地区北风异常，水汽的输送减弱，上升运动也减弱，从而降水偏少。

3.5 低指数年降水的位相合成

图 9给出了低指数年我国南方地区降水的位相合成。同高指数年类似，低指数年，我国南方地区8个位相降水的变化特征与高指数年的情况基本一致。但不同的是，高指数年各位相比低指数年各位相的降水异常均要明显，特别是在降水的波峰 (第4位相) 和波谷位相 (第8位相)，高指数年的降水异常比低指数年的降水异常要高2~3 mm。

对低指数年的OLR场、环流场、水汽场以及垂直运动场进行分析 (图略)，发现其OLR场各位相的异常值都比高指数年小；850 hPa低频风场中，各个位相的风场异常也均弱于高指数年的风场异常，副热带地区的南支槽系统和菲律宾附近的环流系统也不明显；同样，各位相水汽输送以及垂直运动的异常也弱于高指数年。这就表明：在低频振荡强度高值年时，热带地区的对流传播强，我国南方地区冬季降水主要受到副热带地区和菲律宾地区低频环流系统的影响，而低值年，上述两个系统表现得不明显。

需要注意的是，高指数年和低指数年各要素场异常存在的差异很有可能是热带低频振荡强度的年际变化引起的。至于其年际变化与哪些因素相联系及影响其年际变化的机制是什么，我们会在下一步工作中进行讨论。

4 结论

本文通过对冬季热带低频振荡强度和相位与中国南方地区降水关系的研究，初步得出以下结论：

(1) 选取了一个热带低频振荡强度指数，并验证了我国南方冬季降水与热带低频振荡强度指数有密切的联系。热带低频振荡强度高，我国南方地区降水偏多；热带低频振荡强度低，我国南方地区降水偏少。

(2) 冬季，热带低频振荡的相位变化与位于副热带和菲律宾地区的环流系统的低频变化密切相关，并会影响到我国南方地区降水的演变。

(3) 在热带低频振荡的第3到第5位相，对流活跃中心位于热带印度洋，副热带地区的阿拉伯海槽和孟加拉湾槽加深，菲律宾附近表现为反气旋式环流增强，在它们的共同作用下，我国南方地区南风异常，同时水汽输送增强，上升运动增强，降水偏多；在低频振荡的第7到第1位相，对流活跃中心位于热带西太平洋地区，副热带地区的阿拉伯海槽和孟加拉湾槽减弱，菲律宾附近表现为气旋式环流，这导致我国南方地区北风异常，水汽的输送减弱，上升运动也减弱，从而降水偏少。

(4) 对比高低指数年我国南方冬季降水的位相合成，高指数年各位相的低频降水异常以及其他要素的异常均强于低指数年。高指数年影响我国南方地区冬季降水的副热带和菲律宾地区的低频环流系统明显，低指数年则不明显。