根據青藏高原(簡稱高原)春季感熱(Sensible Heat,SH)異常和ENSO不同位相,劃分出12種類型,研究了高原春季(5月)SH異常和前冬ENSO對華南盛夏(7—8月)降水的影響及相對影響程度。結果表明:高原春季SH和前冬ENSO均對華南盛夏降水有較顯著的影響,即當兩者分別處于各自正(負)位相時,華南盛夏降水普遍偏少(多);通過對兩者的單獨作用和協(xié)同作用的分析表明,高原春季SH對華南盛夏降水貢獻要更大。影響機制分析發(fā)現(xiàn)華南盛夏降水受西太平洋副熱帶高壓(簡稱西太副高)和南亞高壓共同影響,ENSO直接影響西太副高,而高原春季SH異常則對南亞高壓作用顯著,因此在兩者共同影響下,兩個高壓的變化共同導致華南盛夏降水出現(xiàn)異常。
【部分圖文】：

圖1給出了1979—2014年氣候平均態(tài)的高原熱源和其分量SH、潛熱(LH)及其標準差的年循環(huán)序列。高原在夏半年(3—9月)表現(xiàn)為一個強大的熱源(實線)，其中SH在春季最大(虛線)，尤其5月SH達到了全年的峰值(與同期高原熱源大小相當)[10,12-13,31]；而LH(點虛線)隨著雨季的來臨，逐漸增強，并在6—9月最強盛。此外，比較各月SH和LH的標準差(實心柱和空心柱)的逐月變化可知，SH(LH)標準差在5(7—8)月最大[13]；因此一些研究采用5月高原SH值表征高原春季熱源強度[30]。圖2給出了高原71個測站的5月SH的EOF第一模態(tài)時空分布(方差貢獻率為29.4%)。由其空間分布(圖2a)可見，除了高原東北少數測站為弱的負值外，高原大部分測站均為正值，說明5月高原SH主要表現(xiàn)出全區(qū)一致的空間分布特征。從其時間系數序列變化曲線(圖2b)可知，近36 a來高原春季SH主要表現(xiàn)為顯著的下降趨勢[4,13,27,30]，同時也存在著明顯的年際變化。鑒于ENSO變化主要為年際變化信號，故本文所有分析均提前對資料進行了去趨勢處理，以此得到年際信號來進一步開展研究，圖2c即為將圖2b去掉線性趨勢后的時間序列，來表示高原春季SH強度指數的年際變化。

圖2給出了高原71個測站的5月SH的EOF第一模態(tài)時空分布(方差貢獻率為29.4%)。由其空間分布(圖2a)可見，除了高原東北少數測站為弱的負值外，高原大部分測站均為正值，說明5月高原SH主要表現(xiàn)出全區(qū)一致的空間分布特征。從其時間系數序列變化曲線(圖2b)可知，近36 a來高原春季SH主要表現(xiàn)為顯著的下降趨勢[4,13,27,30]，同時也存在著明顯的年際變化。鑒于ENSO變化主要為年際變化信號，故本文所有分析均提前對資料進行了去趨勢處理，以此得到年際信號來進一步開展研究，圖2c即為將圖2b去掉線性趨勢后的時間序列，來表示高原春季SH強度指數的年際變化。3 高原春季感熱和前冬ENSO與華南盛夏降水的聯(lián)系

為分析高原SH和ENSO分別與中國盛夏降水的關系，圖3給出了盛夏降水序列與高原春季SH強度指數及前冬12月Ni夅o3指數的相關關系分布圖，SH和Ni夅o3與盛夏降水的顯著相關區(qū)域均位于華南地區(qū)(矩形方框)，且為負相關，表明當高原春季SH偏強(弱)時，華南盛夏降水明顯偏少(多)(圖3a)，這與前人研究[12-14,26]所得結果一致。圖3b即表明在El Ni夅o(La Ni夅a)年，華南盛夏降水顯著偏少(多)，這與Huang等[23]和宗海鋒等[25]的結果基本一致。綜上所述，ENSO和高原春季SH均對華南盛夏降水有顯著調控作用。故本文的研究區(qū)域集中在華南地區(qū)(110～120°E,20～28°N)，該區(qū)域與以往研究確定的華南范圍基本一致[26,32]。為進一步給出與華南盛夏降水緊密聯(lián)系的高原SH和太平洋海溫的關鍵區(qū)，圖4顯示了華南盛夏降水標準化序列分別回歸到5月高原SH場及前冬12月SST場的回歸系數分布圖。華南盛夏降水與高原春季SH回歸系數的空間分布型(圖4a)與高原春季SH的EOF第一模態(tài)空間分布較一致(圖2a)，即當高原春季SH偏強(偏弱)時，華南盛夏降水偏少(多)，與圖3a一致。圖4b表明華南盛夏降水與中東太平洋熱帶地區(qū)的SSTA關系密切，且最顯著的相關區(qū)域在Ni夅o3區(qū)，即表明前冬12月Ni夅o3指數偏高(低)，則華南盛夏降水偏少(多)，與圖3b一致。

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