亚洲副热带西风急流(Asian subtropical wes-terly jet，ASWJ)是亚洲的重要环流系统之一(盛承禹，1986)，是位于对流层顶(一般位于200 hPa)副热带地区的强风带，其位置和强度变化与亚洲天气气候异常关系密切。叶笃正等(1958)指出亚洲地区天气气候的季节变化与6月和10月大气环流的突变紧密相连，而这种突变的重要表现之一是副热带西风急流的北跃或南落。很多学者针对东亚副热带西风急流及其对我国天气气候的影响进行分析和研究，指出东亚副热带西风急流是影响中国乃至东亚地区天气气候的重要环流系统，对东亚大气环流的季节转换、亚洲夏季风的爆发、中国东部雨带由南向北推进都有重要影响(陶诗言等，1958；李崇银等，2004；廖清海和陶诗言，2004；汪靖等，2006；孙凤华等，2009；郭恒和张庆云，2016；陆日宇等，2013)，尤其是东亚高空急流的强度异常和空间变化对我国长江中下游地区降水有重要影响(Liang and Wang, 1998；况雪源和张耀存，2006；金荣花，2012)，而且也与许多天气尺度系统和天气现象，如台风暴雨、气旋、锋面、阻塞高压、风暴轴以及寒潮、沙尘、高原切变线等活动均有密切的联系(张兴强等，2001；高守亭和陶诗言，1991；高守亭等，1992；李勇红和张可苏，1992；吕克利和钱滔滔，1996；Kung and Chan, 1981；Bell et al，2000；程海霞等，2005；罗雄和李国平，2018；全美兰等，2013)。

早在20世纪60年代就有学者分析了冬季北半球200 hPa风场，得出副热带西风急流是围绕着地球的一个连续带，这支高空西风急流中有三个波(Krishnamurti，1961)。Wallace and Gutzler(1981)发现了北半球冬季500 hPa高度场中存在5种遥相关型，Hoskins and Karoly(1981)把遥相关和Rossby波的传播联系起来，汪宁等(2017)研究指出遥相关型与副热带急流密切相关。Ambrizzi et al(1995)关注到亚洲副热带高空急流是北半球夏季的一个波导，Terao(1999a;1999b)指出沿亚洲急流波导传播的Rossby波的活动控制着北半球夏季中纬度地区季节变化的模态。Lu et al(2002)通过对沿亚洲副热带西风急流准静止Rossby波的年际变化的研究，发现ASWJ可能是联系东亚季风和印度季风的机制，且急流上Rossby波活动和ENSO是两个相互独立的影响东亚气候的因子。陶诗言等(2010)对中国深槽型暴雨和台风暴雨进行个例分析，发现Rossby波列的下游发展效应是中国严重洪涝灾害的重要制造者，亚洲急流区Rossby波的能量传播过程是东亚高空槽发展的重要动力机制。叶笃正先生首先把Rossby波能量频散理论应用到对大气环流变化机理的研究中(黄荣辉等，2016)，许金萍等(2017)研究发现，Rossby波能量可以通过亚欧大陆上空遥相关波列向东频散，加深东亚季风系统成员从而影响东亚地区气候变化，李崇银(2000)研究表明，行星波活动的异常必然造成大气环流的持续性异常。黄荣辉和孙凤英(1994)、Nitta (1987)指出准静止Rossby波频散形成EAP、P/J或IAP遥相关波列，对亚洲甚至全球的天气和气候都有重要影响，可以通过研究Rossby波的能量频散来研究亚洲夏季雨带的分布特征。李明刚等(2016)指出年代际尺度上中纬地区存在一个Rossby波列，波能东传对长江中下游地区产生影响，陶诗言和卫捷(2006)、陶诗言等(2010)研究发现亚洲急流中的Rossby波能量频散在出口区能够激发出槽(脊)影响长江中下游地区降水异常，王秀文等(2012)研究Rossby波下游效应分析得出持续的强降雨过程与Rossby波的东传关系密切，杨莲梅和张庆云(2007)研究了东亚西风急流Rossby波扰动动能的变化以及对我国夏季降水分布的影响，廖清海和陶诗言(2004)分析了沿副热带急流传播的波列与东亚地区位势高度异常之间的联系，指出沿ASWJ传播的准静止波异常是造成东亚夏季大气环流的季节循环提前和延迟的主要原因，说明了江淮流域夏季降水异常与以ASWJ为波导的欧亚波列有关。

上述研究主要讨论了沿亚洲西风急流Rossby波波列及其对大气环流持续性异常以及对我国夏季旱涝的影响，但是具有能量频散的显著上下游效应的Rossby波如何在欧亚半球尺度的高空急流上能量传播，上游能量频散的关键区及其与我国降水异常的联系和影响机制是什么？是值得研究和分析的问题。本文采用长序列1960—2015年夏季(6—8月)的资料系统性地研究夏季沿整个亚洲区域副热带西风急流的Rossby波的频散和传播特征，分析其与急流的相互作用的关键区，以及与我国降水异常之间的联系和影响机制，从而进一步认识亚洲西风急流准静止行星波活动对我国夏季降水的影响，也为夏季降水预测分析提供借鉴参考。

采用NCEP/NCAR全球逐日再分析资料，要素为水平纬向风、水平经向风和位势高度场，分布在17层等压面上，水平分辨率为2.5°×2.5°，格点数为144×73，时间序列长度为1960—2015年共56 a。降水量资料为国家气象信息中心提供的中国国家站2426站日降水量资料(20时至次日20时)，夏季降水量标准化距平所用的气候态值取1960—2015年的6—8月逐日平均值和季节平均值。

(1) 根据Sardeshmukh and Hoskins(1988)的研究，由于大气中的大尺度辐散风场主要与非绝热加热不均及大地形有关，所以异常的涡度源S′基本上代表了定常的外部强迫源对大气定常行星波的强迫。对流层上层定常辐散场所产生的涡度源可以表示为

式中，V _x和V′_x分别为夏季气候平均和异常的辐散风，ξ 和ξ′分别为夏季气候平均和异常的相对涡度，D 和D′分别为夏季气候平均和异常的散度。

(2) Takaya and Nakamura(1997)根据Plumb(1985)的工作给出了沿基本气流静止波的波作用通量公式Eliassen-Palm通量，简称E-P通量。E-P通量是研究波流相互作用、波动传播和地转位涡输送的有效方法，是行星波活动和异常的重要诊断工具。E-P通量可以用式(2)表达，它是波动能量传播的一种度量，其水平分量(水平波作用通量)表示静止波波动能量的水平传播方向和强弱。

式中，W为波作用通量，ψ′为准地转扰动流函数，U (U，V)为基本流场，P为气压除以1000 hPa，S²为静力稳定度参数。

在西风条件下，波作用通量为一矢量，方向与能量传播方向相同，也与波群速矢量方向相同，向量绝对值大小正比于能量传送的速度。∇· W >0时，波作用通量辐散，表示波作用的输出，平均西风加强；反之，∇· W < 0时，波作用通量辐合，代表波作用的汇合，平均西风减弱。

夏季亚洲副热带高空西风急流主要位于200 hPa高空(金荣花，2012)。图 1a给出了北半球1960—2015年夏季(6—8月)200 hPa平均纬向风场空间分布。由图可见，夏季北半球副热带地区上空存在一条风速大值带，急流带上风速分别在欧洲和北美洲西岸减弱，形成北美至大西洋东部(120°~30°W)和中东至太平洋东部(15°E~150°W)的两个相对独立的东西半球急流带，后者为本文所研究的亚洲副热带高空急流带。在沿40°N的ASWJ急流轴上存在三个风速大值中心(图 1b)，分别位于50°E的里海附近、80°~105°E的我国新疆北部地区以及135°~150°E的日本及其以东洋面，本文将这三个区域定为ASWJ三个关键区。为方便下文计算和分析，三个关键区内纬向风的区域平均为急流强度指数分别表示为JI-Ⅰ、JI-Ⅱ、JI-Ⅲ。图 1c给出北半球1960—2015年夏季(6—8月)200 hPa平均经向风空间分布，沿急流轴经向风在长波尺度上交替出现，南北风转化的经向风零值及其附近为西风极大值区域，即对应ASWJ三个关键区，表现为沿ASWJ上纬向三波型准静止Rossby波形态。此外，在急流入口区黑海附近南风最强，超过10 m·s^-1，南风跨度从地中海至里海(20°~50°E)，科氏力作用于南风有利于西风加强，在急流入口处准静止Rossby波列被激发并沿急流向东传播，在亚洲急流出口区150°E附近受北风控制，科氏力作用于北风有利于西风减速，准静止Rossby波列经向风速度沿西风急流东传过程中发生减速，其相互作用及形成机制在后面波作用通量的诊断分析中将进一步加以详细阐述。

图 1 1960—2015年夏季北半球200 hPa(a)平均纬向风场(图中最外围纬圈是赤道)，(b)平均纬向风场(图中3个红色框自左向右分别代表西风急流三个关键区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ)，(c)平均经向风场(单位：m·s-1) Fig. 1 (a) Average summer zonal wind (The outermost parallel circle is equator), (b) average summer zonal wind (Three red boxes represent the three key areas Ⅰ, Ⅱ and Ⅲ of the westerly jet from left to right, respectively), (c) average summer meridional wind at 200 hPa in the Northern Hemisphere during 1960-2015 (unit: m·s-1)

采用异常涡度源S′的分布了解大气准静止行星波产生的源地和机制(Sardeshmukh and Hoskins, 1988)。S′为正值时，表明在此处有正的涡度源异常，且数值越大表明此异常环流的强迫源强度越大，波作用通量一般源自大的涡度源异常区(耿全震和黄荣辉，1996)。从北半球夏季1960—2015年200 hPa定常辐散场强迫出的异常涡度源S′空间分布(图 2a)可见，夏季200 hPa正涡度源异常极大值中心在地中海地区，即此处为Rossby波波源地区，波动由此激发；正负涡度源沿ASWJ交替出现，亦呈现纬向三波型准静止Rossby波形态，向东逐渐减弱。具体来讲，沿40°N的ASWJ正涡度源异常极大值中心位于地中海地区，其东侧为一位于40°E附近的黑海东部的负涡度源异常次大值中心，再向东正涡度源异常次大值中心位于60°E附近的图兰低地，然后向东为负涡度源异常极大值中心，其下游蒙古高原附近有一弱正涡度源异常中心，三个异常正涡度源强度沿急流向东逐渐减弱，每两个正涡度源之间存在一个异常负涡度源区。

图 2 1960—2015年北半球夏季200 hPa(a)涡度源S′(单位：10-11 s-2)，(b)水平波作用通量(箭头，单位：m2·s-2)和波作用通量散度(等值线，单位：10-6 m·s-2)以及平均纬向风场(阴影，单位：m·s-1) (图 2b中3个红色框自左向右分别代表波作用通量辐散关键区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ，2个蓝色框自左向右分别代表波作用通量辐合关键区Ⅰ、Ⅱ) Fig. 2 (a) Vorticity source (unit: 10-11 s-2), (b) horizontal wave activity flux (arrow, unit: m2·s-2), wave activity flux divergence (contour, unit: 10-6 m·s-2) and average zonal wind (shadow, unit: m·s-1) at 200 hPa in the Northern Hemisphere in the summers of 1960-2015 (Three red boxes in Fig. 2b represent the wave-active flux divergence key areas Ⅰ, Ⅱ, Ⅲ from left to right, and the two blue boxes represent the wave-active flux convergence key areas Ⅰ and Ⅱ from left to right)

如前所述，波作用通量是波动能量传播的一种度量，可以用来诊断波动的传播以及波流相互作用(Plumb，1985；李崇银，2000；雷兆崇，1991)。本文采用波作用通量的水平分量来讨论200 hPa上准静止Rossby波能量的水平传播特征，根据式(2)分别计算了波作用通量的纬向和经向水平分量。图 2b为北半球夏季200 hPa气候平均水平波作用通量及其散度分布，从波作用通量的矢量变化来看，在ASWJ上波矢量在纬向方向上基本向东，波矢量的大小在东传过程中不断减弱，表明Rossby波在沿ASWJ东传过程中能量不断耗散，传播速度整体有减弱趋势，而且波作用通量大值区主要位于急流及其以南地区，表明波的能量传播从波源处随着急流轴向东频散，并逐渐向南偏移。

从波作用通量散度纬向分布上来看，波作用通量散度分布呈现“+-+-+”的长波尺度三波型分布，强的辐合辐散中心基本位于30°~45°N的夏季副热带地区，急流带以北的高纬度地区Rossby波作用较弱且波作用通量散度基本为正值，地中海至里海为波作用通量的最强辐散区，波动由此激发并沿急流向东传播，向东传播的水平波作用通量逐渐减弱，且波动在沿ASWJ东传过程中波通量辐散辐合中心的位置向南偏移，表明波作用通量在东传过程中在急流轴南侧相对活跃，而夏季我国主要受急流南侧的偏西风控制，且强降水发生在急流轴南侧动力强迫抬升区域，这种急流轴南侧的强的波流相互作用将如何并在什么程度上影响我国夏季降水，是值得进一步深入研究的科学问题。另外值得关注的是，波作用通量辐散有三个关键区，分别位于地中海至里海地区(30°~45°N、20°~50°E)、中亚至青藏高原西部地区(30°~40°N、70°~90°E)以及日本岛南部地区(30°~35°N、125°~135°E)，对应三个急流关键区的上游位置，反映波作用通量的输出，促使西风加强；同时在波作用通量辐散关键区Ⅰ与关键区Ⅱ之间有波通量辐合关键区Ⅰ(30°~45°N、50°~70°E)，中心位于伊朗高原上空，在辐散关键区Ⅱ与关键区Ⅲ之间是另一个辐合关键区Ⅱ(30°~45°N、95°~120°E)，中心位于我国青藏高原东部至黄土高原，分别对应急流中心的下游位置，反映波作用的汇合，促使西风减弱。这与Ding and Wang(2005)、陶诗言和卫捷(2006)提到的，高空副热带急流中有准静止Rossby波的能量频散，波列自西向东传播，并产生“下游效应”的研究结论一致；张庆云等(2018)研究发现，副热带西风急流位置异常受东传的Rossby波列位相变化影响，海温异常是Rossby波列位相变化最显著的外强迫信号。可见，夏季ASWJ上存在一个明显的Rossby波列结构，Rossby波在沿ASWJ东传过程中能量不断耗散，波作用通量的辐合辐散中心沿副热带西风急流交替分布，三个急流关键区上游地区存在波作用通量辐散中心，下游有波作用通量辐合中心，表明急流强度关键区为西风向东持续加速的东边界，西风向东开始减速的西边界，波流相互作用是ASWJ上西风强弱交替变化的动力机制。

为进一步分析和验证五个波作用通量散度关键区是同一Rossby波列的不同部分，及其传播的下游频散效应与副热带西风急流强弱变化之间的相互联系，下面对关键区波作用通量散度指数、关键区急流强度指数分别与波作用通量散度场做统计相关分析。定义波作用通量散度指数为关键区内波作用通量散度值的区域平均，代表Rossby波传播和波流作用的强弱，波作用通量辐散关键区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ波作用通量散度指数分别标记为WFD-Ⅰ、WFD-Ⅱ、WFD-Ⅲ，波通量辐合关键区Ⅰ、Ⅱ波作用通量散度指数分别标记为WFC-Ⅰ、WFC-Ⅱ。图 3给出了三个波作用通量辐散关键区处的散度指数WFD-Ⅰ、WFD-Ⅱ、WFD-Ⅲ(图 3a, 3c, 3e)以及三个急流强度指数(图 3b, 3f, 3c)分别与波作用通量散度场的56 a夏季相关系数，分析发现，波作用通量散度指数WFD-Ⅰ与波作用通量散度场相关系数分布(图 3a)中显著相关区域主要位于40°N及其以南地区，在波通量辐散关键区Ⅱ、Ⅲ为显著正相关系数，说明波源处波作用通量辐散强则波通量辐散关键区Ⅱ、Ⅲ处辐散亦强；而在辐合关键区Ⅰ、Ⅱ为显著负相关，说明上游波作用通量强辐散时该区域为强辐合，反映波源处波作用通量散度与其下游辐散关键区Ⅱ、Ⅲ和辐合关键区Ⅰ、Ⅱ散度有较强的关联性，波作用通量辐散关键区Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ散度指数，辐合关键区Ⅰ、Ⅱ散度指数是一个波列的不同部分。波作用通量散度指数WFD-Ⅱ与整个波作用通量散度场相关系数分布(图 3c)与图 3a较为一致，相关系数较图 3a偏小。波作用通量散度指数WFD-Ⅲ与波作用通量散度场相关系数分布(图 3e)与关键区Ⅰ、Ⅱ差异较大，且相关系数较小，表明该地区波作用通量辐散的强度变化与北半球波作用通量散度场相关关系较弱。分析急流强度指数JI-Ⅰ与波作用通量散度场相关系数分布(图 3b)发现，显著正(负)相关区域位置分布与波作用通量辐散(辐合)关键区相吻合，表明位于里海附近的副热带高空急流强度与波作用通量三个辐散关键区强度同步变化，急流关键区纬向风强弱变化与Rossby波能量频散的强弱有较好的相关关系；分析图 3d发现，急流强度指数JI-Ⅱ与波作用通量散度场相关系数最小，分布较为零散，表明急流关键区Ⅱ处纬向风的强弱与Rossby波能量和传播之间关系较弱；急流强度指数JI-Ⅲ与波作用通量散度场相关性(图 3f)在急流轴及其以南地区显著，在波通量三个辐散关键区处均为显著正相关，且相关系数达到0.8及以上，在波通量两辐合关键区处为显著负相关区域，说明位于日本及以东洋面的副热带西风急流的强度变化与其上游Rossby波的能量和传播之间关系密切。

图 3 1960—2015年夏季北半球200 hPa波作用通量散度指数WFD-Ⅰ(a)、WFD-Ⅱ(c)、WFD-Ⅲ(e)与波作用通量散度场相关系数分布，急流强度指数JI-Ⅰ(b)、JI-Ⅱ(d)、JI-Ⅲ(f)与波作用通量散度场相关系数分布 (相关系数在-0.205~0.205的未通过α=0.05的显著性水平检验) Fig. 3 Correlation coefficient distribution of the wave activity flux divergence indices (a) WFD-Ⅰ, (c) WFD-Ⅱ, (e) WFD-Ⅲ and wave activity flux divergence field, correlation coefficient distribution of the jet intensity indices (b) JI-Ⅰ, (d) JI-Ⅱ, (f) JI-Ⅲ and wave activity flux divergence field at 200 hPa in the Northern Hemisphere in the summers of 1960-2015 (significant test of the uncorrelation level α=0.05 with correlation coefficient between -0.205 and 0.205)

由此可见，波作用通量辐散关键区Ⅰ和关键区Ⅱ处Rossby波动能量传播不仅影响着整个波作用通量散度场辐合辐散中心的分布和强弱，同时与ASWJ上的急流关键区也有很好的相关关系，急流关键区内纬向风与波作用通量散度场辐散中心强度同步变化。也可以解释为，由波源处激发的Rossby波向东传播，波动的强弱影响着其下游地区急流的强弱，而急流关键区Ⅲ纬向风的大小也与波作用通量散度场的强弱和分布有着密切关系。

陶诗言和卫捷(2006)从波的能量传播角度研究发现，欧亚大陆上空存在准静止Rossby波列，向东传播至我国沿海，并激发出长波脊，导致副热带高压西伸北跳从而影响我国东部暴雨带位置的变动；廖清海和陶诗言(2004)研究发现以副热带西风急流为波导的准静止波异常是造成东亚7—8月大气环流的季节循环进程提前和延迟的主要原因，对应着东亚地区梅雨的结束。以往的研究表明，沿副热带西风急流传播的准静止Rossby波与我国夏季天气气候及其关键影响系统的异常活动存在联系。

本文采用可代表沿亚洲副热带西风急流传播的准静止Rossby波传播和波流作用的波作用通量散度指数，研究其与夏季我国降水异常之间的关系。对比五个波作用通量散度指数与我国降水的相关系数发现，位于波源处的波作用通量散度指数WFD-Ⅰ和位于我国青藏高原东部至黄土高原的波作用通量散度指数WFC-Ⅱ与我国降水异常相关性较高，图 4给出了1960—2015年北半球夏季200 hPa波作用通量散度指数WFD-Ⅰ、WFC-Ⅱ与我国降水相关系数分布，分析发现，波作用通量散度指数WFD-Ⅰ(图 4a)与我国北方(尤其是西北地区东部和华北地区)降水为显著负相关，与我国南方地区降水为正相关关系，其中浙江北部、江苏南部以及安徽西南部地区为显著正相关，说明夏季上游波源处波作用通量辐散偏强对应我国北方降水偏弱，南方地区降水可能偏强。分析波作用通量散度指数WFC-Ⅱ与我国降水相关系数分布(图 4b)发现，在我国北方地区(尤其是西北地区东部和华北地区)为显著正相关区域，南方部分地区为显著负相关区域，说明波通量辐合关键区Ⅱ内辐合偏强，则我国北方降水偏弱、南方降水偏强。说明不仅上游地区波源处Rossby波的传播以及能量的频散对我国降水异常有影响，位于我国境内的Rossby波强的波流相互作用也将直接对我国降水有较大影响，这与前文研究结论相一致，即五个波作用通量散度指数对应着一个完整波列的不同部分，不同的波作用通量散度指数与我国降水相关系数分布反映的是波动的不同位相对我国降水的影响，可见本文所定义的波作用通量指数之间具有相关性，其中波源处WFD-Ⅰ与其下游关键区波作用通量散度的联系最为密切。由此，在下面的分析中，将与这两个关键区指数相关系数通过显著性水平检验且高度重叠的区域(32.5°~42.5°N、105°~120°E)定为北方降水关键区，区域(25°~32.5°N、110°~122.5°E)选定为南方降水关键区。

图 4 1960—2015年夏季北半球200 hPa波作用通量散度指数WFD-Ⅰ(a) (蓝色框为北方降水关键区，红色框为南方降水关键区)，WFC-Ⅱ(b)与我国降水的相关系数分布 (相关系数在-0.205~0.205的未通过α=0.05的显著性水平检验) Fig. 4 Distribution of correlation coefficient between index of wave action flux divergence (a) WFD-I and precipitation in China (blue box: the key area for precipitation in northern China, red box: the key area for precipitation in southern China), (b)WFC-Ⅱ and precipitation in China in the summers of 1960-2015 (significant test of the uncorrelation level α=0.05 with correlation coefficient between -0.205 and 0.205)

考虑波作用通量散度指数WFD-Ⅰ和WFC-Ⅱ与我国南、北方关键区降水的显著性关系，下面从1960—2015年夏季(6—8月)年际变化分析中进一步了解两者的关联性。图 5为1960—2015年夏季(6—8月)北半球200 hPa波作用通量散度指数WFD-Ⅰ、WFC-Ⅱ与我国南、北方关键区域内降水标准化距平的年际变化，分析发现，WFD-Ⅰ与我国南方关键区降水两者线性相关系数为0.223，与我国北方关键区内降水相关系数为-0.56，均通过显著性水平为α=0.05的t检验，北方相关性高于南方，这与前文分析结果吻合。进一步分析两者相关性的年际变化发现，WFD-Ⅰ与我国南方关键区降水为显著正相关主要集中在20世纪70年代中期至80年代中期和1993—1999年以及2006—2015年；WFD-Ⅰ显著正异常即标准化距平大于1.0的年份有1971、1972、1983、1987、1997、2004、2007、2015年，共8 a，对应南方关键区降水正距平的年份有5 a，占比为62.5%。WFD-Ⅰ与我国北方关键区降水为显著负相关主要集中在20世纪60年代初至70年代末和20世纪80年代初至2015年，仅在1979—1981年两者呈同步振荡变化；WFD-Ⅰ显著负异常，即标准化距平小于-1.0的年份有1961、1967、1969、1973、1974、1976、1978、1984、1994、2000年，共10 a，对应北方关键区降水正距平的年份有8 a，占比为80%(见表 1)。

图 5 1960—2015年夏季北半球200 hPa波作用通量散度指数WFD-Ⅰ、WFC-Ⅱ标准化距平及我国南方和北方关键区降水标准化距平的年际变化 Fig. 5 Interannual variation of normalized anomalies of wave activity flux indices WFD-Ⅰ, WFC-Ⅱ, the key areas for precipitation in southern and northern China at 200 hPa in the Northern Hemisphere in the summers of 1960-2015

表 1 Table 1

表 1 波作用通量散度指数WFD-Ⅰ、WFC-Ⅱ与我国南、北方关键区降水异常年 Table 1 Years with abnormal wave activity flux indices WFD-Ⅰand WFC-Ⅱand precipitation in the key areas of southern and northern China 波作用通量散度指数WFD-Ⅰ 波作用通量散度指数WFC-Ⅱ 正异常年 负异常年 正异常年 负异常年 我国北方关键区降水正距平年份 1967、1969、1973、1976、1978、1984、1994、2000 2000、2012 我国北方关键区降水负距平年份 1961、1974 1968、1974、1982、1991、2002、2009、2010、2014、2015 我国南方关键区降水正距平年份 1983、1987、1997、2007、2015 1983、1994 我国南方关键区降水负距平年份 1971、1972、2004 1960、1961、1978、1984

表 1 波作用通量散度指数WFD-Ⅰ、WFC-Ⅱ与我国南、北方关键区降水异常年 Table 1 Years with abnormal wave activity flux indices WFD-Ⅰand WFC-Ⅱand precipitation in the key areas of southern and northern China

从波作用通量散度指数WFC-Ⅱ与我国南、北方关键区降水标准化距平的年际变化(图 5)来看，WFC-Ⅱ与我国南方关键区降水相关系数为-0.378，与我国北方关键区降水相关系数为0.449，通过显著性水平为α=0.05的t检验。进一步分析两者相关性的年际变化发现，WFC-Ⅱ与我国南方关键区降水在1960—1967年以及20世纪70年代至2015年为显著负相关，仅1968、1969、1970年除外；WFC-Ⅱ显著正异常，即标准化距平大于1.0的年份有1960、1961、1978、1983、1984、1994，共6 a，对应南方关键区降水负距平的年份有4 a，占比为66.7%。WFC-Ⅱ与我国北方关键区降水在20世纪60年代初至90年代中期为显著正相关，相关系数为0.354，其后1995—2000年两者相关系数降至0.057，相关性较弱，20世纪初期至2015年，两者相关系数高达0.73，相关显著性增加；WFC-Ⅱ显著负异常，即标准化距平小于-1.0的年份有1968、1974、1982、1991、2000、2002、2009、2010、2012、2014、2015年，共11 a，其中北方关键区降水负距平的年份有9 a，占比为81.8%，仅有2000、2012年例外。

下面探讨五个波作用通量散度指数中最具代表性的波源处波作用通量散度异常导致我国夏季降水异常的环流成因，针对上文得出的WFD-Ⅰ标准化距平正异常年对应的五个南方降水异常偏多年和WFD-Ⅰ标准化距平负异常年对应的八个北方降水异常偏多年，就环流形势、水汽条件以及垂直动力结构进行合成分析。

图 6为WFD-Ⅰ正、负异常年的波作用通量距平场以及我国降水量距平、整层水汽输送距平、水汽通量散度距平、垂直环流、散度距平和纬向风的垂直剖面，在波作用通量散度指数WFD-Ⅰ正异常年(图 6a)，纬向风正距平大值区主要分布于35°N以南地区，急流位置偏南；波源处波作用通量散度正距平值达1.0×10^-6 m·s^-2，表明有强的波流相互作用，该地区有西北向的波作用通量矢量，沿纬向风正距平带向下游、向东南传播，辐合辐散距平中心位置较气候态明显偏东，波作用通量辐合关键区Ⅰ中心位置由气候态的60°E偏东移至70°E，辐散关键区Ⅱ中心位置由85°E偏东移至105°E，相应地我国南方大部分受位置偏东的辐散关键区Ⅱ控制，波流相互作用导致我国南方地区上空高空西风急流加强，对应南方地区为降水量正距平(图 6c)。分析整层水汽输送距平以及水汽通量散度距平发现(图 6e)，低纬地区存在一支自孟加拉湾经缅甸向北而后折向东输送的水汽通量距平，同时，菲律宾地区为异常反气旋环流，我国南海上空有向北的整层水汽通量距平向我国南方输送，两支水汽通量在我国南方交汇，使得该地区获得源源不断的水汽供应，相应地，在我国东南部地区为水汽通量散度强负距平，说明我国南方地区为强水汽辐合区，有利于我国南方降水的偏多；从500 hPa高度场环流形势可以看出(图 6g)西北太平洋副热带高压呈带状分布，强度偏强，脊线位置偏南，586 dagpm等高线位于我国江南、华南地区，呈东北—西南走向，西风带南界南压至长江中下游地区，受其上游短波槽东移影响，使得我国南方地区盛行西南风，且与沿北方偏西气流携带的冷空气交汇；同时，在沿105°~120°E的垂直剖面图上(图 6i)，高空西风急流位置偏南，我国南方地区受高空急流南侧的强辐散正距平控制，低层为辐合距平，自低层至高空200 hPa为整层的垂直上升运动。由此可见，波源处WFD-Ⅰ异常偏高时，由上游波源地区激发的Rossby波向下游地区的频散偏强，波作用量沿偏南位置的异常强西风急流东传，在我国南方上空形成强波作用通量辐散中心，导致西风加强，高低空辐散辐合配置加强，垂直上升运动增强，易造成我国南方地区降水异常偏多。

图 6 图 6合成分析(a，b)200 hPa纬向风距平(阴影)、波作用通量距平(箭矢，单位：m2·s-2)、波作用通量散度距平(等值线，单位：10-6 m·s-2)；(c，d)我国降水量距平分布；(e，f)整层水汽输送距平(箭矢，单位：10-4 kg·m-1·s-1)、水汽通量散度距平(等值线，单位：10-5 kg·m-2·s-1)；(g，h)500 hPa位势高度场(等值线，单位：dagpm)、位势高度距平场(阴影)；(i，j)沿105°~120°E垂直环流(箭矢)、散度距平(等值线，单位：10-6 s-1)以及纬向风(阴影) (a，c，e，g，i)WFD-Ⅰ正异常年，(b，d，f，h，j)WFD-Ⅰ负异常年 (图中红色框代表波作用通量辐散区，蓝色框代表波作用通量辐合区) Fig. 6 Composite analysis of (a, b) departure of 200 hPa zonal wind (shadow), departure of wave activity flux (arrow, unit: m2·s-2) and wave activity flux divergence (contour, unit: 10-6 m·s-2); (c, d) departure of precipitation distribution in China; (e, f) departure of vertical integrated water vapor transportion (arrow, unit: 10-4 kg·m-1·s-1) and water vapor flux divergence (contour, unit: 10-5 kg·m-2·s-1); (g, h) 500 hPa potential height field (contour, unit: dagpm) and departure of 500 hPa potential height field (shadow); (i, j) vertical circulation (arrow), departure of divergence (contour, unit: 10-6 s-1), zonal wind (shadow) averaged along 105°-120°E (a, c, e, g, i) WFD-Ⅰ positive anomalous year, (b, d, f, h, j) WFD-Ⅰnegative anomalous year (Red box represents the wave flux divergence zone, and blue box represents the wave action flux convergence zone)

在WFD-Ⅰ负异常年(图 6b)，纬向风正距平大值区主要分布在40°N以北地区，急流位置偏北；波源处波作用通量散度负距平值达-1.0×10^-6 m·s^-2，且该地区波作用通量矢量多为偏北方向，Rossby波能量的经向传播较强而纬向传播较弱，气候态波作用通量辐合关键区Ⅰ处有正距平大值中心，表明此处为强辐散区域，波作用通量辐散关键区Ⅱ处则为强辐合，辐合关键区Ⅱ处有正距平中心，辐散关键区Ⅲ则为强辐合，上述辐合辐散中心分布与气候态呈现为反位相，相应地北方降水关键区受波作用通量辐散控制，波流相互作用导致我国北方地区上空高空西风急流加强，对应北方关键区降水量为正距平(图 6d)。分析整层水汽输送距平以及水汽通量散度距平发现(图 6f)，日本海为异常反气旋环流，其南侧和西侧外围有向东和向北的水汽通量输送，将西北太平洋的水汽输送到我国北方地区，在我国华北北部地区为水汽通量散度负距平，有利于我国北方降水的偏多；从图 6h可见，西北太平洋副热带高压偏弱，我国北方地区受有利于降水的西低东高位势高度距平形势控制；同时在沿105°~120°E的垂直剖面图上(图 6j)高空西风急流位置偏北，我国北方地区受高层强辐散正距平控制，地面为辐合距平，自低层有垂直上升环流向北扩展至我国北方地区高空200 hPa。由此可见，波源处WFD-Ⅰ异常偏低时，Rossby波能量以经向传播为主，纬向传播偏弱，辐合辐散关键区与气候态呈反位相分布，北方降水关键区受波通量辐散控制，西风加强，高低空辐散辐合配置加强，垂直上升运动增强，易造成我国夏季北方地区降水异常偏多。

本文采用长序列1960—2015年夏季(6—8月)NCEP逐日再分析资料和同期中国国家站日降水资料，研究了夏季沿亚洲副热带西风急流Rossby波活动的频散、能量传播和波流相互作用及其对我国夏季降水的影响。得出以下结论：

(1) 夏季200hPa亚洲副热带高空西风急流三个关键区与南北风转化的经向风零值及其附近相对应，表现为沿ASWJ上纬向三波型准静止Rossby波形态。在亚洲急流入口区黑海附近南风最强，超过10 m·s^-1，科氏力作用于南风有利于西风加强，在亚洲急流出口区150°E附近受北风控制，科氏力作用于北风有利于西风减速，准静止Rossby波列经向风速度沿西风急流东传过程中发生减速。

(2) 沿ASWJ准静止Rossby波产生的源地主要在地中海地区，Rossby波在此激发并沿ASWJ向东传播，在沿东传过程中能量不断耗散，传播速度整体逐渐减弱。波作用通量的辐合辐散中心沿副热带西风急流交替分布，波流相互作用是ASWJ上西风强弱交替变化的动力机制。三个急流强度急流关键区上游地区存在有波作用通量辐散中心，下游有波作用通量辐合中心，反映急流强度关键区为西风向东持续加速的东边界，西风向东开始减速的西边界。

(3) Rossby波在沿ASWJ东传过程中波作用通量及其辐散辐合中心的位置向南偏移，表明波作用通量活动在东传过程中在急流轴南侧相对活跃，在纬向方向上辐合辐散区域呈“+-+-+”的长波尺度三波分布。五个波作用通量散度关键区之间具有显著的相关性，为同一Rossby波列的不同部分，Rossby波波作用通量散度关键区Ⅰ和关键区Ⅱ的强弱影响着其下游地区副热带西风急流的强弱，而急流关键区Ⅲ纬向风的大小也与波作用通量辐散的强弱和分布有着密切关系。

(4) 波作用通量辐散关键区Ⅰ、辐合关键区Ⅱ所对应的波作用通量散度指数WFD-Ⅰ、WFC-Ⅱ与我国南、北方降水相关性最为显著，两者与降水的关系均具有一定的年际变化特征。对56年夏季统计分析发现，在WFD-Ⅰ为正异常年时，对应南方关键区降水偏多年份占比62.5%，在WFD-Ⅰ为负异常年时，对应北方关键区降水偏多年份占比80%；在WFC-Ⅱ为正异常年时，对应南方关键区降水偏少年份占比66.7%，在WFC-Ⅱ为负异常年时，对应北方关键区降水偏少年份占比81.8%。

(5) 研究夏季波源处波作用通量散度指数WFD-Ⅰ异常年导致我国降水异常的环流成因发现，WFD-Ⅰ为正异常年时，由上游波源地区激发的Rossby波向下游地区的频散偏强，位置偏南，波流相互作用导致我国南方上空高空急流加强，高低空辐散辐合配置加强，垂直上升运动增强，易造成我国南方地区降水异常偏多。WFD-Ⅰ负异常年时，Rossby波能量的经向传播较强而纬向传播较弱，北方降水关键区受波通量辐散控制，高空西风急流加强，高低空辐散辐合配置和垂直上升运动增强，有利于我国北方地区降水的发展。

本文采用E-P通量的方法，研究了夏季沿亚洲副热带西风急流Rossby波的传播特征及其对我国降水异常的关系和成因分析，有一定的理论意义和实际应用价值，尤其寻找的波源处的强信号特征，及其对我国南、北方降水异常的天气学概念模型，对我国夏季降水的中期天气预报分析具有一定的参考意义。但对于高空急流轴南侧的强的波流相互作用将如何并在什么程度上引起下游西风强度的变化，以及下游辐散关键区Ⅲ和辐合关键区Ⅱ又将对上游系统如何产生反馈作用，并影响我国夏季降水，是值得进一步深入细致研究的科学问题。