东亚夏季风年际变化及其与环流和降水的关系

东亚夏季风年际变化及其与环流和降水的关系

中国位于东亚的雨季地区。年平均降水量、降水带运动和干旱灾害主要在夏季受到控制。因此,定量描述东亚季风强度和揭示它的活动规律一直是大气科学重点关注的课题。许多作者都通过定义季风指数来定量描述东亚季风的强度变化。在过去几十年的研究中,大致有两类季风指数,即用热力差异定义的季风指数和环流差异定义的季风指数。我国位于欧亚大陆的东部,东临世界上最大的海洋—太平洋。巨大的热力差异形成了世界上最显著的季风现象。因此,利用海陆热力差异来表征季风的强弱这是很自然的想法,并且已有很多的研究。郭其蕴用4-9月纬向海平面气压差定义了夏季风指数,即在10o-50oN范围内,每10度纬圈上110oE减160oE之间的气压差≤5hPa的所有数值之和代表夏季风强度,并将各年的值除以多年平均值定义为夏季风强度指数。施能、朱乾根等在此基础上作了改进。孙秀荣等则进一步考虑了经向的海陆温差。另一方面,由于季风异常表现为大气环流的异常,吴爱明、倪允琪用类似于Webster和Yang指数的做法,取10o-20oN,40o-110oE范围内平均的850hPa经向风速距平为东亚季风指数。祝从文等也以此为基础从热带环流出发定义了一个热带环流指数,黄刚和严中伟、张庆云和陶诗言也分别从大气遥相关型和热带、副热带环流系统特点出发提出了各自的指数。由于各个作者的出发点不同,定义的东亚季风指数所反映的侧重点也不同,有较大的差异。最近,赵平和张人禾用自然正交函数(EOF)方法对东亚—太平洋地区的海平面气压作分析,找出了东亚—太平洋地区的耦合模态,并用合成分析方法讨论了这种耦合模态与东亚冬季和夏季大气环流年际变率的关系。本文在此基础上,用东亚—西太平洋地区6-8月海平面气压作EOF展开并用它的第一特征向量的时间系数定义为夏季风指数,进而讨论它的年际变率与环流和降水的关系。1工作单位及年际变化东亚夏季风具有明显的年代际变化。许多研究都表明,1951年以后到20世纪60年代中期处于强夏季风时期,以后夏季风减弱,1976年以后的20多年中没有再出现强夏季风年。为了突出年际变化,必须滤掉年代际振荡,要对资料进行预处理。本文所用的资料有:1951-2006年6-8月NCEP/NCAR的水平分辨率为2.5×2.5的850hPa高度场和风场、500hPa高度场、降水率(单位:kg/m2)和海平面气压(SLP为高斯网格,在纬圈方向格距为1.875o,共分192个格点,在经圈方向用不等距分94个格点,全球共192×94格点)以及全国672站的1951-2006年6-8月雨量资料。为了突出年际变率,所有资料都用1951-2006年的平均值,进行距平和标准化处理,而降水率和雨量则用距平百分比。然后,对所有资料的每个格点(或站)进行9点高通滤波,滤去10年以上的变化,突出年际变化。以下所用的资料,如果没有特别说明,都是标准化距平(距平百分比)经9点高通滤波后的资料,并且简称为距平,例如500hPa高度距平、SLP距平、降水距平百分比等。2夏季东亚-太平洋西部偶极子2.1区域分布的对比类似于文献的选区,但我们选用东亚—西太平洋区,即用10o-80oN,70o-180oE区的SLP距平作EOF展开,其第一模态占SLP距平总方差的38.6%。该模态在东亚大陆为正,西太平洋为负,其零线在中纬度和副热带地区几乎与海岸线平行(图1a),正负中心分别在巴尔喀什湖附近和日本北海道以东的洋面上,中心值分别为+5.0和-3.5以上。在正负中心之间为明显的东西向气压梯度,说明东亚大陆和西太平洋之间的海平面气压存在明显的跷跷板式的反位相关系,即偶极子关系。由图1a与文献中的图1比较,两者基本相似,但也有几点明显的不同:(1)图1a的区域是10o-80oN,70o-180oE,而文献的区域是10o-80oN,70oE-140oW,比图1a向东多选了60纬度,造成偶极子的正负中心偏东,太平洋的负中心约偏东30个经度,东亚大陆的正中心约偏东10个经度。(2)图1a在60oN以北,东部为正,西部为负,和60oN以南反位相,而文献则无此现象。(3)在青藏高原地区,文献为一相对低值中心,而图1a却为正值中心区。造成这些差异,除了选区略有不同外,可能与资料的预处理有关。2.2东亚—APD指数在夏季海平面气压的多年平均图上,东亚大陆受蒙古低压影响,而西太平洋则受副热带高压控制,东亚大陆正中心基本上与蒙古低压中心重合,而西太平洋的负中心也在副热带高压区内(图1a),说明这对偶极子是反映了蒙古低压和西太平洋高压之间的跷跷板式的振荡关系,当EOF1的时间系数为正(高指数)时,东亚大陆SLP为正距平控制,蒙古低压较弱,同时,西太平洋SLP为负距平,西太平洋高压偏弱,东亚夏季风偏弱;反之,当EOF1的时间系数为负(低指数)时,东亚大陆SLP为负距平控制,蒙古低压较强,同时,西太平洋SLP为正距平,西太平洋副热带高压也较强,东亚夏季风偏强。因此,把它们称作东亚—西太平洋偶极子(EasternAsia-WestPacificDipole简称APD)更合适。而EOF1的时间系数称为APD指数,它反映了东亚—西太平洋偶极子强度随时间的变化。由APD指数与全球SLP距平的同期相关图(图1b)可见,除了北美和大西洋地区有一对范围较少的超过0.1%显著性的正负相关区外,全球主要有一对超过0.1%显著性的正负相关区,其位置在亚欧大陆和西太平洋区。进一步说明,东亚—西太平洋偶极子,不但在方差占38%的EOF1出现,而且对整个SLP距平也是适用的。由APD指数的年际变化曲线(图2a)可见,该指数已经没有明显的年代际变化和长期趋势。经功率谱分析表明,超过5%显著性的周期集中于3-5年,这个周期主要反映了ENSO循环。而很多人的研究已证明东亚夏季风与ENSO之间的联系,表明APD指数可能与ENSO有密切关系。APD指数反映了东亚—西太平洋偶极子强度随时间的变化,要比110oE和160oE的海平面气压差能更全面地反映亚欧大陆和太平洋之间巨大热力差异。因此,APD指数也可以作为东亚夏季风强度指数。NCEP/NCAR再分析资料,由于观测系统的变化和观测中一些不能排除的不确定性偏差,还存在一些问题,特别是长期气候趋势分析有一定困难。随着观测资料的丰富,自1979年以来,该资料的可信度有了很大的提高。为此,有人建议,用该资料作长期气候趋势分析时,最好以1979年为界,对其前后资料分别计算。为此,按图1a的区域,以1979年为界,对其前后分别作EOF展开。1979年前后的EOF1基本相似,它们的最大差异在高原附近,1979年前该地为一相对低值中心,与文献有些类似,而1979年后EOF1类似图1a,高原附近为较强的正值中心;而1979年前后EOF1的时间系数与APD指数比较,基本相同,较大的正、负系数都能一一对应。说明1951-2006年的EOF展开与1979年前后分别展开,差异不大,可用。3apd指数与环境流的关系3.1异常合成风的分布选择APD指数最大的8年(相当于大于APD指数序列的一个方差),即1956、1968、1978、1983、1986、1990、2002和2004年为高指数年;选择APD指数最小的8年(相当于小于APD序列的一个负方差),即1954、1959、1967、1969、1977、1983、1988、1999年为低指数年。这和大多数作者用不同方法划分的强、弱夏季风年非常一致如1956、1968、1983年、1986和1989年的弱夏季风年和1954、1959、1967和1988年的强夏季风年等都在APD指数高值年和低值年之列。由APD指数高值年和低值年对夏季(6-8月)850hPa风场距平的合成分析结果可见(图3),在东亚—西太平洋地区异常合成风成带状分布。在高指数年(图3a),10o~25oN低纬度为异常的气旋性风切变,气旋中心在菲律宾东部洋面上;在25o~40oN中纬度地区为反气旋性切变,反气旋中心在日本九州岛附近;在40o~60oN高纬地区又为气旋性切变,气旋中心在日本的北海道附近。由于在中纬度(25o~40oN)地区为异常反气旋性切变,而其南北为气旋性切变,预示我国长江流域至黄河流域一带夏季降水偏少,其南北降水偏多。在低指数年(图3b)则相反。10o~25oN低纬度为异常的反气旋性切变,反气旋中心在菲律宾附近;在25o~40oN中纬度地区为气旋性切变,气旋中心在日本九州岛南部附近的洋面上;在40o~60oN高纬地区又为反气旋性切变,反气旋中心在库页岛南端。在我国大陆东部,中南半岛北上的偏南风携带的暖湿气流和偏北风的冷空气约在35oN附近辐合,预示我国夏季雨带在江淮流域附近。由东亚—西太平洋地区APD高指数年和低指数的合成风之差(图3c)可清楚地反映出异常合成风在经圈方向的带状结构,主要有三个异常风带,在10o-25oN低纬度为异常的气旋性风切变带,气旋中心在菲律宾的北端;在25o-40oN中纬度地区为反气旋性切变,反气旋中心在日本九州岛附近;在40o-60oN高纬地区又为气旋性切变,气旋中心在日本的北海道。3.2apd指数的表现APD指数高值年和低值年分别对500hPa高度距平合成结果表明,高指数年在东亚—西太平洋地区从低纬度到高纬度排列着负—正—负三个正负相间的高度距平带。10o~25oN低纬度为500hPa高度负距平带,负距平中心在菲律宾的东部洋面;在25o~40oN中纬度地区为500hPa高度正距平带,正距平中心在日本九州岛附近;在40o~60oN高纬地区又为500hPa高度负距平区,负距平中心在日本的北海道附近。低指数年则相反。在110o~160oE经度区域内排列着正—负—正三个正负相间的距平带。10o~25oN低纬度为500hPa高度正距平带,正距平中心在南海;在25o~40oN中纬度地区为500hPa高度负正距平带,负距平中心在日本北海道东南部附近;在40oN以北高纬地区又为500hPa高度正距平带,正距平中心在东西伯利亚。由APD高指数年和低指数年合成500hP高度之差(图4)可见,在东亚—西太平洋地区500hPa高度距平成负—正—负相间的带状分布,10o-25oN为负高度距平带,超过10%显著性负距平区在110o~150oE,负距平中心在巴士海峡东部附近,强度己超过了5%显著性;25o~45oN为正高度距平带,正距平中心区在日本附近,其强度己超过5%显著性;45oN以北基本上为负高度距平所控制,负距平中心在库页岛附近,其中心强度超过5%显著性。由图1可知,APD指数表示了夏季海平面气压场上蒙古低压和西太平洋副热带高压之间的偶极子关系,这个偶极子关系是纬向型的,它能较好地反映亚欧大陆和太平洋之间巨大热力差异。APD指数的高、低值年对850hPa异常风场和500hPa高度距平场的合成分析表明(图3,4),它们是成经向型的带状分布。我们计算过APD指数与850hPa高度距平和500hPa高度距平的同期相关,它们在东亚—西太平洋地区的相关分布非常类似于图4,也成经向型正—负—正的带状分布。3.3东亚遥相关型在研究500hPa高度距平场的遥相关型时,曾把东亚地区500hPa高度距平三个正—负—正相间的超过了5%显著性的相关区称作东亚遥相关型(EasternAsiaPattern)。这个遥相关型的三个相关区分别代表了西太平洋副热带高压、梅雨槽和鄂霍茨克海高压之间的互动关系,是东亚地区非常重要的遥相关型之一,它的变化与我国夏季雨带的位置密切相关。图4中500hPa高度距平的三个正—负—正距平中心和EAP遥相关型的三个正—负—正相关中心基本重合。由以上讨论可发现,APD指数在海平面气压场上把蒙古低压和西太平洋副热带高压之间的纬向偶极子振荡联系起来,而在500hPa或850hPa则与经向的EAP遥相关型有关。EAP指数的年际变化显示(图2b):当这个指数为正时,西太平洋副热带高压偏南偏强,且高压脊西伸;梅雨槽加深,它与北边的鄂霍茨克海高压组成了一对阻塞系统,使梅雨槽长时期的停留在江淮流域至日本一带,冷空气则通过新地岛附近的负距平区,由西北方向源源不断地注入江淮流域;它与副热带高压脊前的西南暖湿气流交绥,在该地区形成大范围的降水。当EAP指数为负时,则相反,西太平洋副热带高压偏北,10o~25oN为负距平,梅雨槽减弱,鄂霍茨克海高压也减弱,雨带则偏南,在江南。陶诗言和陈隆勋等在总结大量研究工作的基础上,提出了东亚季风系统的理想模型。他们指出,在亚洲季风系统中存在一个独立的东亚季风系统。它的主要成员有,澳大利亚高压、越赤道气流、季风槽(或ITCZ)、西太平洋副热带高压。它与印度季风系统是既独立又相互作用。东亚季风系统和印度季风系统除了成员上有明显差别外,还存在着一个主要差异(也许是最本质的差异)。这就是在印度季风系统中,北侧有青藏高原的阻挡,来自高纬度的冷空气不能直接越过高原影响到印度季风槽。所以印度季风的强弱与印度降水关系非常密切。东亚地区则不同,北侧可有冷空气影响,并且在冷空气和ITCZ之间有副热带高压的作用。我国夏季降水除了与东亚夏季风强弱有关外,还决定于中高纬度冷空气的侵入程度。东亚遥相关型反映了东亚季风系统各成员之间及其与冷空气之间的关系。所以很多研究工作者用东亚遥相关型内的某些格点来定义为夏季风强度指数。例如张庆云等将东亚热带区(10o~20oN,100o~150oE)和副热带区(25o~35oN,100o~150oE)6-8月平均850hPau分量的距平差,定义为东亚夏季风指数。这两个地区和图中的副热带高压区和梅雨槽区对应(图5),也和低纬度气旋性切变区(图3C)及中纬度的反气旋性切变区对应。再如黄刚等用夏季20oN,125oE格点和60oN,125oE格点的500hPa高度距平之和,再减去40oN,125oE格点的高度距平,定义为夏季风强度指数。这三个网格点正好分别落在图中的正—负—正距平区内(图5)。说明EAP指数也能较好表示夏季风强弱的变化。对比图2a和2b可见,APD指数和EAP指数存在明显的反相关关系,它们之间的相关系数为-0.23,已超过了10%显著检验。这进一步说明,主要由亚欧大陆和太平洋的巨大热力差异形成的东亚季风,其夏季风的强度在海平面气压场表现为蒙古低压和西太平洋高压之间的纬向偶极子的振荡关系,而在500hPa(或850hPa)高度距平场上,则表现为西太平洋副热带高压、梅雨槽和鄂霍茨克海高压之间经向的互动关系。4apd指数和eap指数与中国和东亚的降水率之比4.1从南、北三大地区数据分析从APD指数与全国汛期降水距平百分比的同期相关(图6a)可见,正相关区主要在长江流域以南,其中超过5%显著性的相关区在江南,包括江苏、江西、湖南以及四川等省的大部或部份地区,次要的正相关区在东北北部和95oE的以西地区,相关系数都不高,没有超过5%显著性;负相关区主要在江淮流域、华北西部至河套一带以及华南地区,相关系数都未超过5%显著性。当APD指数为高值(正值),即弱季风时,由图3a可知,东亚—西太平地区10o~25oN为气旋性切变区,使我国夏季雨带偏南、在江南;反之,当APD指数为低值(负值),即强季风时,该地区为反气旋性切变控制,使该地区干旱少雨,而多雨带则越过长江,在黄淮流域一带。从EAP指数与全国汛期降水距平百分比的同期相关(图6b)可见,负相关区主要在长江以南地区,其中超过5%显著性的相关区在江南,包括江苏、浙江、安微、湖南、重庆和四川等省市的大部或部分地区,次要的负相关区在华北及我国的北部,相关系数都不高,没有超过5%显著性。正相关区主要在黄河流域和长江流域之间,其中个别测站的相关系数超过了5%显著性。此外,东北东部地区亦为正相关,其中南部部份地区相关系数超过5%显著性。说明当EAP指数为高值(正值),即强季风时,在长江流域以南地区降水偏少;黄河和长江之间及东北东部地区降水偏多。而当EAP指数为低值(负值),即弱季风时,在长江流域以南地区降水偏多;黄河和长江之间以及东北东部地区降水偏少。4.2apd指数和eap指数反相关分析从APD指数与东亚西太平洋地区夏季(6-8月)降水率的距平百分比的同期相关(图7a)可见,该地区的相关系数成带状分布:10o~20oN为负相关带,超过5%显著性的负相关区在菲律宾以东的洋面上;20o~35oN为正相关带,超过5%显著性的正相关区在中国长江流域以南至日本南部的洋面上;35o~50oN又为负相关带,超过5%显著性的负相关中心在黄河中下游至日本一带,50oN以北又为正相关,超过5%显著性的正相关中心在千岛群岛附近。当EAP指数偏高(正值)即弱季风时,中国长江流域以南地区至日本南部的洋面上降水偏多,容易出现洪涝,其南北则降水偏少干旱;反之,当APD指数偏低(负值)即强季风时,中国长江流域以南地区至日本南部的洋面上降水偏少,其南北则降水偏多,容易出现洪涝。从EAP指数和东亚—西太平洋地区夏季(6-8月)降水率的距平百分比的同期相关(图7b)可见,该地区的相关系数亦成带状分布:10o~20oN为正相关带,超过5%显著性的相关区在菲律宾以东的洋面上;20o~30oN为负相关带,超过5%显著性的相关区在中国长江流域以南地区至日本南部的洋面上;30o~55oN基本上又为正相关带,超过5%显著性的相关中心在鄂霍茨克海南部。当APD指数偏高(正值)时,中国长江流域以南地区至日本南部的洋面上降水偏少干旱,其南北则降水偏多,容易出现洪涝;反之,当APD指数偏低(负值)时,中国长江流域以南地区至日本南部的洋面上降水偏多,出现洪涝,其南北则降水偏少干旱。对比图6a和图6b及图7a和图7b,这两对图除了相关符号相反外,其余基本相似,特别是超过显著性区,说明APD指数和EAP指数确实存在反相关关系。对比图6a和7a或图6b和7b的中国地区,可见这两对图基本上相似。说明NCEP/NCAR的降水率资料与实测降水资料相比较,虽然还存在不少问题,但也有一定的代表性,它不失为无实测降水资料地区好的代用资料。5东亚—小结本文所用的资料有1951-2006年6-8月NCEP/NCAR的水平分辨率为2.5×2.5的850hPa高度场和风场、500hPa高度场、降水率和海平面气压以及全国600多站的月降水量资料。为了突出年际变率,所有资料都用1951-2006年的平均值,进行距平和标准化处理,而降水率和降水量则用距平百分比。然后对所有资料的每个格点(或站)进行9点高通滤波,滤去10年以上的变化而突出年际变化。把这些经标准化距平(距平百分比)并经9点高通滤波后的资料简称为距平资料,对这些距平资料在东亚西太平洋地区(10o-80oN,70o-180oE)作EOF分析、合成分析和其它统计诊断手段得到如下的结论:(1)对1951-2006年6-8月东亚西太平洋地区(10o-80oN,70o-180oE)海平面气压作EOF分析,它的第一模态表明该地区存在着蒙古低压和西太平洋高压之间纬向的偶极子振荡型,它的时间系数,即APD指数可以作为东亚夏季风强度指数。(2)对1951-