華北近60年夏季降水年際異常與大氣動力、水汽條件關系的研究

郝立生 何麗燁 馬寧 郝鈺茜

摘要 本文基于華北夏季降水數據、NCEP／NCAR再分析環流數據，采用了相關、合成和環流異?；貧w重構等方法，分析了東亞副熱帶夏季風指數、華北大氣動力上升指數與華北夏季降水的關系。主要結果如下：1）東亞副熱帶夏季風指數、華北大氣動力上升指數與華北夏季降水有很好的對應關系。當兩個指數偏強時，華北夏季降水會異常偏多;兩個指數偏弱，華北夏季降水異常偏少;如果兩個指數強弱不一致時，華北會出現區域性降水偏多情況，但全區整體降水量基本為正常值。2）華北夏季降水異常是東亞副熱帶夏季風和華北大氣動力上升運動協同作用的結果。在東亞副熱帶夏季風指數、華北大氣動力上升指數偏強年，夏季500 hPa層貝加爾湖槽會加深、西北太平洋副熱帶高壓會偏北，華北處于“東高西低”的環流型控制下，西部低槽東移受阻，在華北維持較長時間的大氣上升運動;850 hPa層印度夏季風、東亞副熱帶夏季風會偏強，這時熱帶印度洋西風水汽輸送以及東亞副熱帶地區偏南風水汽輸送或東南風水汽輸送會加強，華北水汽來源充足。這種高、低空環流配置非常有利于造成華北夏季降水異常偏多。反之，華北夏季降水會異常偏少。3）前期4—5月，東亞副熱帶夏季風指數、華北大氣動力上升指數偏強，可以作為華北夏季降水異常偏多的一個氣候監測預測指標。

關鍵詞華北;夏季;降水異常;大氣環流;影響機制

華北地區位于東亞夏季風北邊緣，降水季節分配不均，降水量高度集中在夏季，占全年降水總量的65％以上，是我國東部地區降水集中程度最大的一個地區（郝立生和侯威，2018;桑林和余樂福，2018;劉海文等，2022;譚政華和鞏遠發，2022），常常引發嚴重洪澇和干旱等重大自然災害，對該地區工農業生產、生態環境建設和人民生命財產安全帶來很大威脅，有時會造成嚴重損失（符淙斌等，2005;丁一匯等，2013b;冉令坤等，2021;Luo et al.，2023）。認識華北夏季降水異常變化規律和改進降水預測技術，對科學調度工農業生產、防災減災和生態建設等都非常重要。

對華北夏季降水異常的認識，最早始于對季風的研究（竺可楨和李良騏，1934;涂長望和黃士松，1944;丁一匯等，2018）。華北降水主要受東亞夏季風影響，東亞夏季風包含熱帶夏季風、副熱帶夏季風（Zhu et al.，1986;Tao and Chen，1987;Li and Zeng，2002;Ding et al.，2004;Ding and Chan，2005），它們之間存在相互作用，直接影響中國大范圍旱澇。傳統認為，東亞夏季風最先在南海地區爆發，5月中下旬北移至華南地區，形成華南前汛期降水（Ding et al.，2004）;之后，夏季風雨帶經歷兩次北跳和停滯，先后形成江淮梅雨和華北雨季（陳隆勛等，1991;Ding et al.，2008）。大多數研究（陳隆勛等，2000;Wang and Lin，2002;Ding，2004;Wang et al.，2004;Ding et al.，2008;He and Zhu，2015）表明，華北夏季降水異常是南海熱帶季風爆發后逐漸向北推進的結果（Lau and Yang，1997;Webster et al.，1998）;另有研究（何金海等，2007，2008;Zhao et al.，2007;胡亮等，2011;郝立生和丁一匯，2023）認為，華北雨季并非是后者向北推進的結果，東亞熱帶季風和副熱帶季風的降水性質明顯不同?？傊?，東亞夏季風系統的協同作用或異常是造成華北夏季降水異常的一個重要原因（Chen et al.，2020）。

在動力條件影響方面，趙平等（2008）曾提出亞洲-太平洋濤動（Asian-Pacific Oscillation，APO）概念，進一步研究（章穎和趙平，2012）表明，當夏季亞洲-太平洋濤動指數APO偏高（低）時，西北太平洋副熱帶高壓偏強（弱）并偏北（南），東亞低層西南風偏強（弱），華北以及東北亞降水偏多（少）。胡泊（2019）研究發現，歐亞遙相關型EU（Eurasian teleconnection，EU）和東亞-太平洋遙相關型EAP（East Asia-Pacific teleconnection pattern，EAP）兩者具有獨立性，它們的協同作用可造成華北地區夏季降水異常。Wang et al.（2018c）研究表明，EAP型正（負）位相期間長江流域及其以南地區表現出持續性多雨（少雨）的天氣特征。楊潔凡和郭品文（2021）發現，在歐亞遙相關型EU負位相，如果印度夏季風偏強，則華北夏季降水就會偏多。在水汽輸送影響方面，季風異常是影響水汽輸送的重要因子（竺可楨和李良騏，1934;涂長望和黃士松，1944;丁一匯等，2018）。Zhou（2010）研究表明，水汽輸送的北移與我國東部雨帶的季節性行進非常吻合，近年東亞夏季季風減弱引起東亞水汽輸送減少是造成華北夏季降水減少的一個重要原因?；赣窈屠钴S清（2018）認為，東亞季風較南亞季風偏弱時，偏南風水汽輸送很難到達華北地區，造成夏季降水異常偏少。王映思等（2021）發現，季風環流系統的不同配置會通過對水汽的影響，對不同區域降水產生不一樣的影響。近年，有學者（程軍等，2022）開始關注大氣動力條件和水汽收支協同變化對東亞夏季風區降水的影響，認為在未來強增暖下以水汽條件變化的影響為主。在華北夏季降水預測技術方面，有研究（郝立生等，2007;劉蕓蕓和丁一匯，2008;楊潔凡和郭品文，2021）發現，華北夏季降水與印度降水有較好的一致性，并提出了預測華北夏季降水的指標。阮成卿和李建平（2016）采用偏相關預報因子挑選法和條件降尺度法作華北汛期（7—8月）降水預測，將預測符號一致率從70％提高到87％。盡管相關研究取得較好成果，汛期降水預測質量也有了很大提高，但預測結果不穩定，尤其對階段性轉折性有時很難預測出來，仍需進一步開展相關研究（Piao et al.，2021，2022;劉海文等，2022）。

由于影響華北夏季降水的因子較多且關系復雜（郝立生和丁一匯，2012），造成華北夏季降水預測難度較大（丁一匯等，2013a），關于華北夏季降水異常及預測技術一直是備受關注的問題（郝立生等，2021）。從以上研究可知，造成華北夏季降水異常的原因主要有兩個方面：一個是大氣動力條件，另一個是大氣水汽條件，尤其對于強降水和持續性降水，缺一不可。傳統認為，東亞夏季風偏強年，華北夏季降水偏多，反之，夏季降水偏少，但也有很多不一致的年份。這是由于水汽條件只是產生降水的一個方面，如果大氣動力條件不好，也很難造成降水偏多，以往研究對兩者的綜合作用關注不夠。本文將在年際變化上從大氣動力條件和大氣水汽輸條件方面綜合分析華北夏季降水異常的原因，為認識華北夏季降水異常發生規律和改進預測技術提供科學參考依據。

1 資料與方法

1.1 數據

1）降水數據。使用國家氣象信息中心整理的1961—2022年全國2 400余站月降水量資料，華北選用148個站為代表站（圖1籃框內），華北夏季降水量序列是148站平均值。2）環流資料。使用美國國家環境預報中心和國家大氣研究中心（National Centers for Environmental Prediction／National Center for Atmospheric Research，NCEP／NCAR）聯合制作的再分析資料（Kalnay et al.，1996），從美國國家海洋和大氣管理局（簡稱NOAA）的官方網站https：／／www.esrl.noaa.gov／psd／data／gridded／index.html下載。資料水平分辨率2.5°×2.5°，選用時段為1961—2022年月值資料，要素為850 hPa層的緯向風速u（U850）、經向風速v（V850）、比濕q（Q850），500 hPa層的位勢高度h（H500）等。

1.2 主要方法

1.2.1 東亞副熱帶夏季風指數（East Asian subtropical summer Monsoon Index，簡稱EAMI）

華北夏季降水與東亞夏季風密切相關，為定量分析兩者之間的聯系，首先要定義東亞副熱帶夏季風指數。由于季風變化的復雜性，氣象界已先后定義了數十個季風指數（Wang et al.，2008a;晏紅明等，2009;陳海山和陳健康，2017），從不同角度分析了季風的變化與氣候、降水的關系。參考以往研究，這里選擇東亞副熱帶范圍（110°～120°E，25°～45°N）的850 hPa經向風V850來定義東亞副熱帶夏季風指數。先計算1981—2010年360個月V850的均值va和均方差vstd，然后對1961—2022年各月的V850作標準化處理，得到東亞季風指數，其中夏季部分就是東亞副熱帶夏季風指數EASMI。計算公式如下：

va=1360∑3601vi。? （1）

vstd=1360∑3601（vi-va）2。? （2）

EAMIi=vi-vavstd。? （3）

式中：i代表月份;vi代表月值經向風速;va代表經向風速1981—2010年360個月平均值;vstd代表經向風速1981—2010年360個月均方差;EAMIi代表東亞副熱帶夏季風指數。

1.2.2 華北大氣動力上升指數（North China Atmospheric Dynamical Rise Index，簡稱HBDRI）

用500 hPa層華北東側范圍（120°～140°E，30°～50°N）高度場減去華北西側范圍（95°～115°E，35°～55°N）高度場（參考圖2），再用其1981—2010年360個月平均值、均方差作標準化處理，就得到華北動力上升指數，選取1961—2022年夏季部分（6—8月平均值）做分析。計算公式如下：

hdi=hai（120°～140°E，30°～50°N）-hai（95°～115°E，35°～55°N），

hda=1360∑3601hdi，

hdstd=1360∑3601（hdi-hda）2，

HBDRIi=hdi-hdahdstd。（4）

式中：i代表月份;ha代表區域平均高度值;hd代表兩區域之間的高度值差;hda代表區域高度差值1981—2010年360個月平均值;hdstd代表區域高度差值1981—2010年360個月均方差;HBDRI代表華北動力上升指數。

1.2.3 環流異常場回歸重構方法

知道某要素時間變化序列或某空間場多年變化的時間系數，可采用線性回歸方法重構與之對應的異常場。設xi為某要素時間序列，yi為要重構的環流場某一點的實際序列值，則

yi=a·xi+b。（5）

式中：a為重構的環流異常值;b為重構后的常數項。a的空間分布即是重構的環流異常場。為了使重構的環流異常值與實際場接近，回歸計算時，應將xi作標準化或極值歸一化處理。Wang et al.（2008b）、郝立生和侯威（2018）用該方法對時間序列重構風速場、高度場、降水量的空間異常場，并分析主模態的年代際變化。該方法是作異常場分析的一種有效方法。

為重點分析年際變化之間的關系，在計算相關系數和環流回歸重構時，將降水量序列、東亞夏季風指數、華北大氣動力上升指數、環流數據等均減去了線性趨勢成分和10 a以上年代際變化成分。本文還用到相關分析、合成分析、高斯低通濾波等方法，相關性顯著性采用t檢驗方法，回歸重構顯著性采用F檢驗方法。

2 華北夏季降水異常的環流背景

2.1 大氣動力條件

降水的發生通常有兩個條件：一個是大氣動力上升條件，另一個是水汽條件，尤其對于強降水和持續性降水，缺一不可。

圖2是1961—2022年華北夏季降水量與夏季500 hPa高度場相關系數以及與降水偏多對應的500 hPa高度場異常的空間分布。在圖2a上，正相關區位于烏拉爾山、朝鮮半島，負相關區位于貝加爾湖南部、日本以東海面上，在中高緯形成正、負傳播的擾動波列特征。在圖2b上，高度場在烏拉爾山為正異常、貝加爾湖負異常、朝鮮半島正異常、日本以東的海上負異常。這種異常分布在華北形成“東高西低”的阻擋環流型，由于西側低槽東移時受東部高壓脊阻擋，華北易出現動力上升運動。這時，如果水汽條件也比較有利，華北夏季就會出現降水異常偏多情況。

由上可知，對應華北夏季降水偏多年，500 hPa高度場異常主要是烏拉爾山正異常、貝加爾湖負異常、朝鮮半島正異常。也就是夏季，烏拉爾山高壓脊偏強、貝加爾湖槽偏深、副高在朝鮮半島附近加強，華北處于“東高西低”的環流型控制下，動力上升條件有利。這是華北夏季降水異常偏多對應的大氣動力條件。

2.2 大氣水汽條件

圖3是1961—2022年華北夏季降水量與夏季850 hPa層水汽通量相關系數以及與夏季降水偏多對應的850 hPa層水汽通量異常的空間分布。圖3a上，最顯著的相關區位于東亞地區，為明顯的正相關;其次顯著相關區位于熱帶印度洋，也為正相關。圖3b上，東亞為顯著的偏南風水汽輸送異常、熱帶印度洋為顯著的偏西風水汽輸送異常。這種情況下，華北水汽來源充足，如果動力上升條件也比較有利，華北就會出現夏季降水異常偏多的情況。

由上可知，對應華北夏季降水偏多年，850 hPa層印度夏季風、東亞副熱帶夏季風均偏強。也就是，夏季印度季風、東亞副熱帶夏季風同時偏強時，華北水汽來源充足。這是華北夏季降水異常偏多對應的大氣水汽輸送環流條件。

3 動力、水汽條件變化對華北夏季降水的影響

3.1 對應關系統計特征

圖4是1961—2022年東亞副熱帶夏季風指數、華北大氣動力上升指數與華北夏季降水量變化曲線。三個量均已去掉了線性趨勢和10 a以上年代際變化成分?？梢钥吹?，降水變化與兩個指數有很好的對應關系，計算相關系數發現也呈顯著的正相關，都通過了0.05信度顯著性水平檢驗，其他相關系數見表1。

圖4是華北夏季降水距平和東亞副熱帶夏季風指數、華北大氣動力上升指數變化曲線。三個數據均減去了線性趨勢成分和10 a以上年代際變化成分?？梢钥吹?，降水與兩個指數有較好的對應關系，即東亞副熱帶夏季風指數、華北大氣動力上升指數偏強年，華北夏季降水偏多。如果兩個指數強弱不一致時，華北夏季降水基本為正常;如果兩個指數都偏弱，則華北夏季降水異常偏少。

為做進一步的定量統計分析，將東亞副熱帶夏季風指數、華北動力上升指數和華北夏季降水量距平大于或小于0.5個標準差定義為異常年，即偏強年、偏多年或偏弱年、偏少年，介于±0.5標準差之間的年份稱為正常年。表2是東亞副熱帶夏季風指數、華北動力上升指數與華北夏季降水的對應關系統計結果。對應東亞副熱帶夏季風指數：指數偏強年，華北夏季降水一般會偏多，沒有出現降水偏少的年份;指數正常年，華北夏季降水大都為正常年，也有偏多、偏少的年份;指數偏弱年，華北夏季降水大都偏少，也有很少數年份偏多，這主要是由東南風水

汽輸送偏強造成的結果（郝立生等，2016）。對應華北大氣動力上升指數：指數偏強年，華北夏季降水一般會偏多，沒有出現降水偏少的年份;指數正常年，華北夏季降水大都為正常年，也有偏多、偏少的年份;指數偏弱年，華北夏季降水大都偏少，也有1 a偏多。一般而言，東亞副熱帶夏季風指數、華北動力上升指數都偏強時，則華北夏季降水偏多，反之，兩指數都偏弱時，則華北夏季降水偏少。但也有少數年份不一致。

下面選擇兩個指數偏強年（1963、1973、2013、2020年）、兩指數偏弱年（1962、1965、2002、2019年）、夏季風指數偏強而動力上升指數偏弱年（1964、2017年）、夏季風指數偏弱而動力上升指數偏強年（1966、2021年）作合成對比分析。圖5是東亞副熱帶夏季風指數和華北大氣動力上升指數不同配置對應的夏季降水異常合成空間分布。對應兩個指數偏強年（圖5a），華北夏季降水明顯偏多，全區整體平均降水量會明顯偏多;對應兩個指數偏弱年（圖5b），華北夏季降水明顯偏少，全區整體平均降水量會明顯偏少;對應季風指數偏強而動力上升指數偏弱年（圖5c），主要在華北東部地區降水偏多，全區整體平均降水量可能在正常值上下范圍;對應季風指數偏弱而動力上升指數偏強年（圖5d），主要在華北西南至東北方向上降水偏多，全區整體平均降水量可能在正常值上下范圍。由此可以看出，東亞副熱帶夏季風指數和華北大氣動力上升指數對華北夏季降水異常有很好的指示意義。

3.2 影響機制

由于500 hPa層是帶來降水過程的重要動力層，850 hPa層是降水發生的重要水汽輸送層，下面重點從500 hPa層環流變化、850 hPa層水汽輸送變化來認識其影響規律。圖6是對應東亞副熱帶夏季風指數、華北動力上升指數偏強時的500 hPa高度場異?？臻g分布。圖7是對應東亞副熱帶夏季風指數、華北動力上升指數偏強時的850 hPa層水汽通量異?？臻g分布。異常值是對指數回歸重構的結果，所有數據均已去掉線性變化趨勢和10 a以上年代際變化成分。

在圖6上，對應東亞副熱帶夏季風指數（圖6a），貝加爾湖至蒙古地區為顯著的負異常，朝鮮半島附近為顯著正異常。對應華北動力上升指數（圖6b），貝加爾湖至蒙古為顯著負異常，朝鮮半島附近為顯著正異常?？梢?，東亞副熱帶夏季風變化、華北動力上升指數變化主要是通過夏季貝加爾湖槽加深、西北太平洋副熱帶高壓的北抬來影響華北夏季降水的。

在圖7上，對應東亞副熱帶夏季風指數（圖7a），東亞地區為顯著的偏南風水汽輸送正異常，熱帶印度洋為西風水汽輸送正異常。對應華北動力上升指數（圖7b），東亞地區北部為明顯的偏南風水汽輸送正異常，但主要是東部海上東南風轉向而來，與圖7a不同;熱帶印度洋也為明顯的西風水汽輸送正異常?？梢?，在850 hPa層，東亞副熱帶夏季風變化、華北動力上升指數變化主要是通過東亞偏南風或東南風水汽輸送異常、熱帶印度洋西風水汽輸送異常來影響華北夏季降水的。

由此可知，在東亞副熱帶夏季風指數偏強（華北動力上升指數偏強）年，夏季500 hPa層貝加爾湖槽會加深、西北太平洋副熱帶高壓會偏北，華北處于“東高西低”的環流型控制下，西部低槽東移受阻，會在華北維持較長時間的動力上升運動;850 hPa層印度夏季風、東亞副熱帶夏季風會偏強，這時熱帶印度洋西風水汽輸送以及東亞副熱帶地區偏南風水汽輸送、或東南風水汽輸送會加強，華北水汽來源充足。這種高、低空環流配置非常有利于造成華北夏季降水異常偏多。在東亞副熱帶夏季風指數偏弱（華北動力上升指數偏弱）年，500 hPa層貝加爾湖槽會變淺或轉為脊、西北太平洋副熱帶高壓會偏南，華北處于“東低西高”的環流型控制下，低槽位置偏于華北東部且移動速度快，華北大氣動力上升條件較差;850 hPa層印度夏季風、東亞副熱帶夏季風均會偏弱，這時熱帶印度洋西風水汽輸送減弱、東亞地區出現北風水汽輸送異常，華北水汽來源明顯減少。這種高、低空環流配置不利于華北夏季降水過程的發生，往往會造成華北夏季降水異常偏少。

3.3 前兆信號

因為東亞副熱帶夏季風和華北大氣動力環流演變在季節上有前后連續性，為改進預測技術，需要關注其前期變化和環流演變特征。圖8是對應華北夏季降水偏多時的前期4—5月500 hPa高度場環流異常和850 hPa水汽通量異?？臻g分布，異常值是對降水序列回歸重構的結果。計算時，去除了降水量序列和環流要素場中的線性趨勢成分和10 a以上年代際變化成分。在500 hPa層（圖8a），貝加爾湖附近為顯著的負異常，朝鮮半島附近為顯著的正異常。在850 hPa層（圖8b），東亞地區為明顯的偏南風水汽通量異常，印度半島為較為明顯的偏西風水汽通量異常，東亞熱帶南海地區基本為正常狀態。所以，4—5月，如果東亞副熱帶夏季風指數和華北大氣動力上升指數偏強，即500 hPa層上貝加爾湖槽偏深、朝鮮半島附近高壓脊偏強，850 hPa層上印度夏季風、東亞副熱帶夏季風明顯偏強和東亞熱帶南海夏季風正常，則到夏季（6—8月），500 hPa層貝加爾湖附近槽會偏深、西北太平洋副熱帶高壓會偏北、850 hPa層東亞副熱帶夏季風會偏強，華北大氣動力上升條件和水汽來源充足，華北夏季就會出現降水異常偏多。

因此，前期4—5月，東亞副熱帶夏季風指數和華北大氣動力上升指數偏強，即500 hPa層貝加爾湖槽加深、朝鮮半島附近高壓脊偏強、850 hPa層印度夏季風和東亞副熱帶夏季風明顯偏強，可以作為華北夏季降水異常偏多的一個前兆預測信號。

4 結論與討論

東亞副熱帶夏季風指數和華北大氣動力上升指數與華北夏季降水有很好的對應關系。當兩個指數偏強時，華北夏季降水會異常偏多;兩個指數偏弱，華北夏季降水異常偏少;如果兩個指數強弱不一致時，華北地區會出現區域降水偏多情況，但華北地區整體夏季降水量基本為正常值。

在影響機制方面，在東亞副熱帶夏季風指數偏強（華北動力上升指數偏強）年，夏季500 hPa層貝加爾湖槽會加深、西北太平洋副熱帶高壓會偏北，華北處于“東高西低”的環流型控制下，西部低槽東移受阻，會在華北維持較長時間的動力上升運動;850 hPa層印度夏季風、東亞副熱帶夏季風會偏強，這時熱帶印度洋西風水汽輸送以及東亞副熱帶地區偏南風水汽輸送、或東南風水汽輸送會加強，華北水汽來源充足。這種高、低空環流配置非常有利于造成華北夏季降水異常偏多。反之，華北夏季降水會異常偏少。因此，華北夏季降水異常偏多或偏少是東亞副熱帶夏季風和華北大氣動力上升運動協同作用的結果。

前期4—5月，如果500 hPa層貝加爾湖槽加深、西北太平洋副熱帶高壓偏北，850 hPa層印度夏季風、東亞副熱帶夏季風偏強、東亞熱帶南海夏季風正常，則華北夏季降水可能異常偏多。即4—5月，東亞副熱帶夏季風指數、華北大氣動力上升指數偏強，可以作為華北夏季降水異常偏多的一個前期監測預測指標。

中高緯度擾動波列是如何形成的，其季節內變化如何影響華北夏季降水？亞洲夏季風系統（印度夏季風、南海夏季風、東亞副熱帶夏季風）的協同作用以及季節內變化如何影響華北夏季降水？這些問題尚需作進一步研究。

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·ARTICLE·

A study on the relationship between interannual summer precipitation anomalies in North China and atmospheric dynamics and water vapor conditions in the recent 60 years

HAO Lisheng，HE Liye，MA Ning，HAO Yuqian

Tianjin Climate Center，Tianjin 300074，China

Abstract To enhance our understanding of the causes behind interannual summer precipitation anomalies in North China and improve climate monitoring and prediction technologies，this study examines the relationship between the East Asian subtropical summer monsoon index （EAMI），the North China atmospheric dynamic rise index （HBDRI），and the summer precipitation in North China.Correlation analysis，synthesis，and circulation anomaly regression reconstruction methods are employed using summer precipitation data in North China and NCEP／NCAR reanalysis circulation data.The main findings are as follows：1） The EAMI and HBDRI exhibit a significant correspondence with summer precipitation in North China.Stronger values of both indices are associated with above-average summer precipitation in North China，while weaker values are associated with below-average summer precipitation.In cases where the strength of the two indices is inconsistent，regional precipitation in North China may be above average，but the overall precipitation in the entire region remains relatively normal.2） Anomalies in summer precipitation in North China result from the combined effects of the East Asian subtropical summer monsoon and the upward motion of atmospheric dynamics in North China.In years with stronger EAMI and HDBRI values，the Baikal Lake trough deepens at the 500 hPa level during summer，the Northwest Pacific subtropical high shifts northward，and North China falls under influence of a circulation pattern characterized by a high-pressure system in the east and a low-pressure system in the west.Consequently，the movement of the western low trough eastward is hindered，leading to a sustained upward motion of the atmosphere over North China.This pattern is accompanied by an increased intensity of the Indian summer monsoon and the East Asian subtropical summer monsoon at the 850 hPa level.During this period，the westerly wind water vapor transport from the tropical Indian Ocean，the southerly wind water vapor transport from the East Asian subtropical region，or the southeast wind water vapor transport strengthens，ensuring an ample supply of water vapor to North China.Such a configuration of high-and low-level circulations is highly conducive to generating increased summer precipitation in North China.Conversely，unusually below-average summer precipitation occurs when the aforementioned conditions are not met.3） The stronger values of the EAMI and HBDRI during the early April-May period can serve as climate monitoring and prediction indicators for abnormally high summer precipitation in North China.

Keywords North China;summer;precipitation anomaly;atmospheric circulation;influence mechanism

doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20220715002

（責任編輯：袁東敏）