在天气预报的预测尺度中，延伸期10~30 d时段的预测是连接中短期天气预测与月及以上时间尺度的短期气候预测的一个关键尺度，是目前气候预测需要攻关的一个难题，包括从监测、影响机制及业务预测技术的研究等，尤其是预报的科学基础还处于探索研究阶段^[1-4]。

热带大气季节内振荡(MJO)和北半球夏季季节内振荡对全球范围天气气候事件有重要影响，是次季节-季节预报最主要的可预报性来源之一^[1-2]。陈官军等^[3]以大气低频振荡特征为物理基础，提出一种基于大气环流低频信号和数值模式预报产品的动力与统计相结合的预报方法，开展了江淮夏季降水过程的延伸预报试验，试验表明，基于影响因子低频信号和数值模式预报产品的动力与统计相结合的预报方法，可为持续性降水过程的延伸期预报提供参考。

许多前人的研究表明，低纬和中高纬度降水都存在季节内尺度低频特征^[2-7]。华南地处低纬，降水影响系统复杂，预报难度大，特别是在10~30 d时间尺度上做出准确预报显得尤为困难^[2]。华南降水季节内低频振荡主要时间尺度包含10~20 d和30~60 d，且10~20 d振荡显得比30~60 d振荡更强，但后者对异常强降水特别是持续性强降水过程具有重要的作用^[2]。魏蕾等^[5]研究了华南夏季降水持续强降水特征，指出华南夏季降水具有显著的12~30 d低频振荡特征。童金等^[6]的研究表明长江中下游夏季降水具有10~20 d及30~60 d的低频特征，前者的作用关键区域在南海-西太平洋地区，后者则主要活跃在阿拉伯海-孟加拉湾地区，活动特征表现为低频反气旋的发生发展或低频对流加强。MJO通过对流潜热加热场、低频对流及辐散中心强度、位置异常造成其周围西太平洋低频反气旋(气旋)系统的异常，影响水汽输送和辐合辐散，从而对低纬和中高纬雨带生成及位置产生作用^[2-7]。

由于MJO在冬春季节信号较强^[8-9]，以及气候变暖背景下冬季降水模式是否发生转变问题的提出^[10-12]，一些研究着眼于中国冬季降水低频特征及其机理^[12-16]，证实了MJO对于中国东部和南部地区冬季降水的调制，分析了可能的遥相关机制。袁为等^[13]的研究发现MJO对于中国东南部冬季降水有显著的影响，MJO通过激发PNA型而影响到经向风场的异常，最终导致了中国东南部地区冬季降水的异常。刘冬晴等^[14]的研究表明当低频对流热源中心东移到赤道印度洋东部时，西南气流扰动主要影响到中国华南地区，并造成那里多雨。赤道印度洋东部的对流增强强迫在热带外地区出现一个从东亚沿海到北美的具有相当正压结构的Rossby波列响应，这一波列是冬季热带印度洋-西太平洋MJO活动影响中高纬度大气的重要途径。冯俊阳等^[15]的研究表明，在热带印度洋和热带西太平洋区域热带低频振荡强年，冬季北非槽和孟加拉湾槽加深，东亚大槽减弱，东亚冬季风减弱，我国东部地区南风异常，水汽输送强，导致降水偏多；反之则降水偏少；这种大气环流的异常亦与MJO活动激发的大气波列有关。研究表明^{[4, 16]}，在冬季，MJO对于处在北半球中纬度的经向风场的调制作用，必须借遥相关来实现——赤道附近的异常对流加热激发产生大气的Rossby和Kelvin波型响应，还可能会在大气中激发产生从热带到中高纬度的Rossby波列遥响应，从而对东亚地区气候产生影响^[4]。

这些研究表明，中国南部地区冬季降水有明显的季节内低频特征，MJO对此产生明显影响，不同强度MJO对流活动在热带不同位置的大气中导致不同的异常加热强迫，激发出的不同大气环流响应场，通过Rossby波列遥相关影响低纬中国南部到中高纬大气环流场，最终导致不同天气气候异常的出现。

MJO对流活动的主要活跃地区之一在印度洋到西太平洋热带地区，广西位于华南西部，MJO对流在印度洋东北部到中南半岛的不同位相活动直接调制到控制广西的大气环流背景。气候异常导致的干旱在秋冬季常见，如2003/2004年、2004/2005年、2009/2010年广西全区性秋冬春连旱，造成极大的经济损失；而2015/2016年冬季降水则出现偏多1倍的异常气候，1月出现罕见冬汛^[17]。这说明，冬季降水的异常气候成因值得探索。本文将对广西冬季降水的低频特征进行分析，探讨其与MJO的联系，以期对广西冬季降水的延伸期预测技术的提高有所贡献。

(1) 广西88个国家气象观测站1961—2016年冬季逐日降水量资料。

(2) 美国国家环境预测中心提供的NCEP/ NCAR再分析资料^[18]，包括500 hPa位势高度场、850 hPa水平风场、OLR逐日平均资料，分辨率为2.5 °×2.5 °。

(3) NOAA美国国家气候预测中心(Climate Prediction Center，CPC)提供的逐候MJO客观指数(http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/precip/CWlink/daily_mjo_index/proj_norm_order.ascii[2018-1-26])。NOAA-CPC的MJO指数资料从1978年开始至今逐候分10个位相以文本形式存放，描述了约50 d周期纬向1波的东传振荡，MJO中心依次经过位于全球中低纬带上10个不同的纬向位置，当某位相指数绝对值≥1.0时则MJO某位相较强，当指数值处于-1.0与1.0值时为中间位相，表示MJO强度较弱的气候正常状态^[19]。指数值为负值表示MJO对流发展，反之则为MJO对流抑制。

利用经验正交函数分解(EOF)和功率谱方法^[20]分析冬季降水特征及其低频特征。用Butterworth带通滤波方法^[21]进行不同尺度的低频滤波。利用滞后线性回归方法合成MJO各位相模，及与该位相冬季降水对应的低频环流特征，Kemball-Cook等^[22]、Hsu等^[23]、Straub等^[24]已使用该方法对季节内低频传播位相特征进行研究。

所有逐日资料经过滤除多年平均值处理，主要代表逐日和年际变化。本文中某年冬季指当年12月—次年2月。

对广西88个国家气象观测站1961—2016年冬季降水量进行EOF分解，前两个EOF模态(图 1)的方差贡献率占82.4%，其中第一模态(EOF1)占69.8%，因此，前两个EOF模态可解释大部分的广西冬季降水特征。从图 1可见，EOF1为全区降水一致偏多偏少型分布，但东西存在梯度差，当全区为一致偏多型时，桂东偏多程度比桂西多，当全区为一致偏少型时，桂东偏少程度亦比桂西更甚；第二模态(EOF2)为南北相反型分布，当桂北尤其是桂东北偏多时，桂南尤其是桂东南偏少，反之，当桂北偏少时，桂南则为偏多。因此，广西冬季降水特征主要为全区一致型和南北相反型，其中以全区一致型特征为主。

图 1

图 1 广西冬季降水EOF分析的第一、第二模态 左：EOF1；右：EOF2。

广西为典型的低纬亚热带季风气候，雨季集中在4—9月，冬季降水少，出现持续强降水过程属于异常，为了揭示其降水过程低频特征及其与MJO的联系，根据EOF1模态在全区一致偏多时的情形的标准化时间系数分布，选取大于或等于1个标准差的年份为降水异常偏多年，雨量异常偏多的冬季有：1982、1984、1989、1991、1994、2002、2007、2015年共8个冬季。

为了分析冬季降水的低频特征，对降水异常偏多冬季的广西平均逐日降水量进行功率谱分析(表 1)，冬季降水异常偏多年份主要存在一个10 d以下中短期天气尺度和一个10~45 d季内尺度的周期，反映了冬季降水既包含了短期尺度波动的降水，也包含了季节内尺度波动的降水。8年功率谱平均分布如图 2，降水偏多年份存在14~26 d的平均周期，峰值为19 d，正处于延伸期预测尺度。因此，广西冬季降水偏多年的降水过程主要是由于次于月尺度的持续强降水过程形成。

表 1

表 1 冬季降水异常偏多年份的功率谱分析结果 正异常值年份 功率谱峰值及通过检验的周期/d 1982 2，19 (16~22) 1984 19 1989 19 (15~27) 1991 9.5 (9~10)，19(18~22) 1994 4，5，19(18~22) 2002 38 (26~40) 2007 6，7，17，26 (12~45) 2015 5，13，20 (10~25)   注：括号内数值为通过红噪声检验的周期。

表 1 冬季降水异常偏多年份的功率谱分析结果

图 2

图 2 降水异常偏多年份的平均功率谱 实线为谱密度，虚线为检验值。

为了探讨广西冬季降水14~26 d低频特征与MJO的联系，应用美国气候预测中心(NOAA-CPC)的MJO逐候客观指数与降雨偏多的8个冬季逐候雨量求相关。选取对流中心位于80 °E、100 °E和120 °E的MJO指数INDEX1、INDEX2和INDEX3与广西冬季降水过程求相关。表 2可见，INDEX2和INDEX3与冬季降水存在显著负相关，而INDEX1的相关不显著。进一步分析发现，在冬季降水偏多年份中，1982、1991、2015年皆为强El Niño年，考虑到MJO在强El Niño期间会减弱，气候影响强信号为ENSO信号^[25-26]，因此，去除这3年，仅用1984、1989、1994、2002、2007年5个冬季候降水量与同期候MJO指数求相关。可见，中心位于80~120 °E的INDEX1、INDEX2和INDEX3指数均呈显著负相关，且其信度比未去除El Niño年份时更高(表 2)。这表明，在非El Niño年份，赤道印度洋地区到西太平洋区域MJO对流强度与广西冬季持续强降水有显著相关。

表 2

表 2 MJO-CPC候客观指数与广西冬季多雨年候雨量的相关 指数 INDEX1 INDEX2 INDEX3 中心位置 80 °E 100 °E 120 °E 相关系数 -0.32(-0.08) -0.37(-0.18) -0.34(-0.25) 信度 0.01(未通过0.10以上显著性检验) 0.01(0.10) 0.01%(0.20)   注：括号内为包含El Niño年份统计结果。

表 2 MJO-CPC候客观指数与广西冬季多雨年候雨量的相关

定义MJO相关降水事件：对流中心在INDEX1、INDEX2、INDEX3时，有任一指数达到小于等于-0.8时，为强MJO事件，热带低频对流在此位置活跃，此时对应的广西平均候降水量在10 mm以上，即降水受到MJO影响，为一次MJO相关降水事件。经统计，5个多雨冬季，共有33个候雨量大于等于10 mm的降水过程，与MJO相关的过程有22个，占67%，而其余11个过程有10个处于INDEX1、INDEX2、INDEX3指数中至少一个位于负位相中，但强度弱。这些MJO相关降水事件的候降雨量最小10.1 mm，最大达64.7 mm，对于冬季来说是偏强的降水过程。

图 3(见下一页)为5个冬季逐候降水量标准化值与同期MJO指数的时间序列，当MJO指数INDEX1、INDEX2、INDEX3为负值时，MJO对流在印度洋到西北太平洋西部低纬地区发展，为湿位相，对应候降雨量正异常值，降水偏多，而当MJO指数为正值时即干位相时，对应候降雨量负异常值，降水偏少。即MJO强对流在东传经过热带地区80~120 °E时，广西对应降水强过程。

图 3

图 3 广西多雨冬季候雨量标准值与MJO-CPC指数时间序列

以上分析表明，广西冬季降水偏多年份具有14~26 d周期低频特征，这个周期尺度的特征与MJO有显著的相关。

为了合成与冬季降水相关的MJO位相，首先建立代表MJO振荡强度指数的时间序列，再将其他物理量与该时间序列进行滞后线性回归，则可得到具有相同振荡信号的回归值，从而得到周期内的位相模态^[22-24]。

上一节的分析表明，当MJO对流中心位于80~120 °E的热带地区时，广西降水受影响较大。根据MJO对流在印度洋地区发展加强，自西向东传播的特征，取80~100 °E，10 °S~10 °N为关键区(图 4)。3.2节分析的广西冬季多雨年低频雨量的周期范围在10~45 d，因此选择低频滤波周期为10~45 d。计算经过滤波的逐日向外大气长波辐射异常值(OLRA)关键区面积平均值，建立逐日低频OLRA指数，且进行标准化，下文称MJO-OLRA指数，序列包括1984、1989、1994、2002、2007年冬季共450 d，代表MJO对流的强度和活动(图 4)。

图 4

图 4 MJO-OLRA指数关键区(左，方框)及标准化指数时间序列(右)

当MJO-OLRA值为负值时表示对流发展加强，反之则为对流抑制。另外，对每一年冬季逐日降水资料根据功率谱主周期(表 1)进行低频滤波，建立与MJO-OLRA指数序列对应的5年冬季逐日雨量低频序列。两序列的相关系数为-0.17，通过了0.10显著性检验。这表明，低频雨量与印度洋地区低频OLRA负相关，低频波动越活跃，对流强度越强，低频雨量越大。与上一节分析结果一致，MJO与广西冬季降雨偏多有紧密联系，MJO-OLRA指数也能较好地反映MJO对流活动。

选择逐日OLRA、850 hPa流函数异常、500 hPa位势高度异常场，先进行1~50 d滤波，再与MJO-OLRA标准化指数序列求前后滑动5 d进行滞后线性回归，回归值以回归系数乘以-2.0表示(即对应关键区OLRA为-2.0标准差情形)，得到与MJO联系的对流、850 hPa低层环流-20~+20 d各位相模态。在这里，考虑滞后相关时间，将各要素冬季长度延伸至11—2月，MJO-OLRA指数序列长度延伸到600 d。用滞后线性回归合成MJO位相的方法在作者之前研究中已得到很好应用^{[19, 27-29]}。

从回归结果(图 5，仅给出0 d和滞后+20 d的相关回归场)可见，在0 d时(图 5a)，MJO强对流区位于赤道印度洋东部洋面，其右侧从孟加拉湾到西太平洋热带地区低层850 hPa为异常反气旋控制，从赤道地区有异常偏南气流向中南半岛地区输送，在华南地区上空转为偏西南气流，这种低频环流背景, 有减弱冬季风的作用，有利于热带洋面水汽向华南地区输送，造成降水偏多^[15]。印度洋的低频对流发展相似于西南季风的爆发，这在冬季不容易出现，其产生的下沉气流，有利于在热带西太平洋地区反气旋环流的加强，如图 5a中显示的中心位于菲律宾东侧的异常反气旋环流，异常反气旋环流的西侧偏南气流亦加强了华南低纬地区的西南气流。这与刘冬晴等^[14]的研究结论一致，当低频对流热源中心东移到赤道印度洋东部时，西南气流扰动影响华南地区造成降雨偏多。在+20 d(图 5b)时，正好相反，赤道印度洋东部洋面为MJO对流抑制区，其右侧从孟加拉湾到西太平洋热带地区低层850 hPa为异常气旋控制，赤道印度洋东部地区为异常偏北风控制，华南地区到中南半岛地区主要为偏东到偏东南气流，这种偏东异常气流将加强冬季的东北季风和偏东信风，低频环流背景不利于降水的形成。

图 5

图 5 与MJO-OLRA标准化指数序列回归的OLRA(阴影，绝对值≥6 W/m2，仅显示通过0.10以上显著性检验区，深色阴影OLRA为负值区；浅色阴影为OLRA正值区)及850 hPa流函数异常(等值线，间隔4×105 m2/s)和850 hPa无辐散风场(m/s)

可见，0 d和+20 d时形成了MJO对流的正反位相，MJO活动周期约40 d。印度洋东北部的MJO对流活动使低层环流场异常，从而给华南地区尤其是华南西部冬季降水提供了有利的低频尺度气候背景，MJO是影响广西冬季10~45天周期降水的重要气候信号。

图 6为500 hPa位势高度逐日异常场与MJO-OLRA对流标准化指数序列滞后回归结果。在0 d(图 6a)时，从印度洋北部-东亚地区-西北太平洋地区-东太平洋北部一线，依次形成了“-”“+”“-”“+”的正负位势高度异常分布，正如前人研究中所指出的由于印度洋MJO异常对流加热反馈响应而产生Rossby波列，这一波列正是冬季热带印度洋-西太平洋MJO活动影响中高纬度大气的重要途径^{[4, 13-15]}。而这系列的Rossby波列亦是太平洋北美遥相关型(PNA)负位相在东亚-西太平洋地区部分的响应，在西北太平洋地区为正异常高度距平区，也是形成图 5a中正位相时低层异常反气旋的原因。在反位相+20 d(图 6b)时，从印度洋北部到东北太平洋一线的位势高度异常场的分布与正位相时相反，在东亚到西太平洋地区为负高度距平控制，Rossby波列对应PNA正位相。西太平洋地区的500 hPa高度负距平异常使低层形成如图 5b中的反气旋环流。本文的研究结果与文献[13-15]对中国南方地区冬季与MJO关系的研究一致，MJO通过激发PNA型而影响到大气的异常，最终导致了中国南部地区冬季降水的异常。MJO的主要生成发展地区位于赤道印度洋，此位置对流的产生激发的Rossby波导致中高纬大气环流异常，西南气流扰动对于华南地区尤其是华南西部地区的降雨影响甚大。

图 6

图 6 与MJO-OLRA指数序列回归的500 hPa位势高度异常场 阴影为通过0.10以上显著性检验区，等值线为高度距平值，实线为正值，虚线为负值，等值线间隔2 gpm，零线省略。

通过研究，对广西冬季降水的特征、降雨偏多年的延伸期特征与MJO的联系，得到以下结论。

(1) 广西冬季降水特征分布主要全区一致型和南北相反型，以全区一致型为主。冬季降水异常偏多年份的逐日降水具有14~26 d的平均周期，正处于延伸期的低频尺度。

(2) 广西冬季持续强降水与MJO紧密联系，MJO强对流在东传经过80~120 °E的印度洋到西太平洋热带地区时，广西可出现冬季持续强降水。

(3) 与广西冬季强降水相关的MJO湿位相时，异常对流在赤道印度洋东部热带地区产生，低层西太平洋地区为异常反气旋控制，中南半岛地区到华南地区上空为异常偏南气流到偏西南气流，这种低频环流背景有利于水汽向华南地区输送。而在MJO干位相时，情况正好相反，印度洋东部热带地区为对流抑制区，低层西太平洋为异常气旋控制，华南地区上空为异常偏东气流控制，中南半岛地区上空为异常偏北气流控制，不利于降水的形成。

(4) 影响华南地区大气环流的异常主要是由在热带印度洋地区的MJO对流激发的Rossby波列造成，此波列对应着PNA遥相关型在东亚-西太平洋地区部分的响应。

以上结论解释了广西冬季异常偏多降水年份的延伸期过程出现与MJO有显著相关，MJO通过影响大气环流异常背景造成降水的异常。在影响冬季异常降水的气候因子中，ENSO也是一个重要的气候信号，由于其对MJO具有调制作用，在强El Niño年，热带东印度洋的MJO活动减弱，对冬季降水影响也相应减弱，在本文中已将强El Niño年份的个例略去，ENSO对广西冬季降水影响有待另文深入分析。此外，逐日雨量仅在经过低频滤波之后与MJO信号有显著相关，说明降水总量由多尺度因素影响形成，MJO的影响仅是其中的一个因子。

在本文中，仅分析了降雨偏多年份降水事件与MJO的联系，在MJO对流抑制的反位相，可能与持续干旱有密切联系；另外，本文的结论在夏季是否适用？广西夏季延伸期降雨过程与MJO的联系也值得进一步开展研究。