2007, 18 (4): 442-451
2. 中国气象科学研究院, 北京 100081;
3. 中国气象局培训中心, 北京 100081
2. Chinese Academy of Meteorological Sciences, Beijing 100081;
3. China Meteorological Administration Training Center, Beijing 100081
东亚夏季风有非常明显的年际变化, 表现为强、弱夏季风年的交替出现。东亚地区夏季的异常天气气候主要受季风年际变化的影响, 异常强或弱的夏季风会在东亚不同地区产生严重的旱、涝灾害, 造成巨大的社会经济损失和生态环境的严重破坏。
季风指数通常被用来研究亚洲夏季风的年际变化特征, 印度夏季风属于热带季风, 用6—9月的印度夏季总降水量可以很好地代表印度夏季风的年际变化特征[1]。东亚夏季风降水的成因和性质与印度季风不同, 并且季风雨带随着季节变化发生明显的位移, 不能用某个区域的降水来表征东亚夏季风的强度。为了研究东亚夏季风的年际变化, 人们定义了很多东亚夏季风指数[2-10], 根据这些指数, 初步分析得到强、弱东亚夏季风环流和降水的特征, 并对与强、弱东亚夏季风有关的降水和季风环流的特征取得了一致的认识[11-14]。
但是这种认识仅仅局限于降水分布型以及对流层中低层的季风环流, 对于东亚夏季风强、弱年大气环流和热源异常分布的研究还需深入。本文将根据黄刚等[3]定义的东亚夏季风指数, 挑选出东亚夏季风强、弱年份, 由大气内部的热力和动力因子以及大气外强迫因子SST来讨论强、弱东亚夏季风的不同大气环流特征以及热源分布差异。这有助于加深对东亚夏季风年际变化的认识, 提高东亚夏季风年际变异的预测能力。
1 资料和方法本文使用的资料有: 1979—1999年CMAP降水[15], 1949—2002年NCEP/NCAR大气环流再分析资料[16], Hadley中心1977—1999年SST资料[17]以及NOAA 1979—1999年向外长波辐射 (OLR) 资料。
在对资料进行距平化处理时, 为了去除气候年代际变化的影响, NCEP/NCAR大气环流再分析资料以及SST资料对1977—1999年求平均, CMAP降水和OLR资料对1979—1999年求平均。本文通过合成分析和差值分析得到东亚夏季风强、弱年大气环流和热源的差异。
大气视热源 (Q1) 反映大气的加热状况, 可以由下式计算得到:
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(1) |
式 (1) 中, θ表示位温, ω表示垂直速度, v表示水平风, p表示气压。
κ=R/Cp, R和Cp为气体常数, 为梯度算子。
Q1的垂直积分计算公式如下:
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(2) |
式 (2) 中, pT为对流层顶气压, pS为地面气压。
2 东亚夏季风指数的选取东亚夏季风在南海和热带西太平洋地区具有热带季风性质, 但在中国和日本由于受到中高纬度系统的影响, 具有副热带季风性质。东亚夏季风系统的复杂性, 使得定义东亚夏季风指数十分困难。迄今为止, 气象学家定义了许多不同的东亚夏季风指数, 这些指数各有其物理意义并且对东亚夏季风年际变化的描述各有侧重点。本文选用黄刚等[3]定义的东亚夏季风指数IEAP来讨论东亚夏季风的年际变异, IEAP具体的定义方法如下:
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(3) |
式 (3) 中, Z′s=Z′sin45°/sin , 为纬度, Z′=Z-Z, Z为某年夏季该点的500 hPa位势高度, Z为气候平均值, Nor (X) 为对X进行标准化处理。
根据式 (3) 的定义, 计算得到1949—2002年的各年IEAP指数, 以|IEAP|>0.7为标准来选取强、弱东亚夏季风年53年中有13个强季风年, 包括: 1949, 1950, 1951, 1955, 1958, 1961, 1972, 1973, 1975, 1978, 1984, 1994年和1997年; 13个弱季风年, 包括: 1954, 1957, 1959, 1968, 1969, 1980, 1983, 1986, 1987, 1991, 1992, 1993年和1998年。1976年以前有9个强季风年, 5个弱季风年; 1976年以后有4个强季风年, 8个弱季风年。众所周知, 东亚夏季风在20世纪70年代末发生了年代际的转变, 1976以前东亚夏季风处于强的年代际时期, 此后变为弱的年代际时期。结果表明, 在东亚夏季风强的年代际背景下, 强季风发生的次数较多; 而在弱东亚夏季风年代际背景下, 弱季风发生的次数较多。这表明东亚夏季风的年代际变化对于东亚夏季风的年际变化有着较大的影响。
3 强、弱东亚夏季风年大气环流和热源异常对比分析依据表 1中给出的强、弱东亚夏季风年, 分析1977—1999年期间与强、弱东亚夏季风有关的大气环流和热源异常特征。首先对强、弱季风年西风急流位置及与其相配合的雨带变化进行分析。图 1和图 2分别给出强、弱东亚夏季风年合成的风场沿 (105°~125°E) 平均的经向-高度剖面图。夏季风爆发前4月强、弱季风年的合成结果是一致的, 15°N以北整个对流层被西风控制, 副热带西风急流轴位于30°N附近, 与西风急流入口区右侧的直接热力环流相对应, 22°~30°N存在着上升气流, 而在32°~42°N之间有下沉气流。此外在15°S~5°N之间还存在着一支上升气流。与西风急流相对应的雨带位于22°~30°N之间, 这条雨带是由于春季冷空气的活动而引起的。另外一条雨带位于7°S~5°N之间, 它与热带对流活动有关。
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| 图 1. 强东亚夏季风年合成风场沿105°~125°E平均的经向-高度剖面图 (a) 4月, (b) 6月, (c) 7月, (d) 8月 (矢量的两个分量为经向风v, 单位: m·s-1, 垂直速度ω, 单位: 10-4 hPa·s-1; 等值线表示纬向风u, 单位: m·s-1, 当u>5 m·s-1用阴影表示, 粗的垂直虚线表示西风急流轴所在的位置, 粗的曲线表示105°~125°E平均的降水随纬度的变化, 单位: mm·d-1) Fig 1. The composite meridian-altitude sections of wind through 105°—125°E in April (a), June (b), July (c) and August (d) for strong East Asian summer monsoon years (the components of vectors are meridional wind, unit: m·s-1, vertical velocity, unit : 10-4 hPa·s-1; the contours refer to zonal wind, unit : m·s-1; shaded area indicates zonal wind exceeding 5 m·s-1; the vertical thick dashed line represents the axes of westerly flow; the thick solid line denotes the mean precipitation averaged between 105°E and 125°E, unit : mm·d-1) | |
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| 图 2. 弱东亚夏季风年合成风场沿105°~125°E平均的经向-高度剖面图 (其余说明同图 1) Fig 2. Same as in Fig. 1, but for East Asian summer monsoon weak years | |
季风爆发后, 强季风年的6月 (图 1b) 副热带西风急流轴北移到37°N附近, 0°~33°N为上升气流, 在急流轴南侧27°~32°N附近降水有所增加, 这与6月的江淮梅雨相对应, 主要的多雨带位于19°~25°N和7°~14°N之间, 分别对应着华南和南海的两条多雨带。弱季风年6月 (图 2b) 西风急流轴北移到37°N附近, 2°S~34°N为上升气流, 在急流南侧20°~32°N有一条多雨带, 这对应着长江流域及其以南地区的降水的增多, 7°~13°N有另一条多雨带。
随着季风向北推进, 强季风年7月 (图 1c) 副热带西风急流轴北移到43°N, 整个对流层32°N以北为西风控制, 此外在8°~15°N附近对流层低层有弱的西风存在。2°S~32°N有上升气流, 7°~13°S有下沉气流, 降水主要集中在3°~25°N之间, 表明南海至我国华南的降水较多, 急流轴南部41°N附近有不很明显的降水增加, 这与华北降水的增多有关。弱季风年7月 (图 2c) 副热带西风急流轴位于39°N, 西风带位于30°N以北, 上升气流位于3°S~29°N, 下沉气流位于8°~12°S, 多雨带有两条, 一条是位于西风带急流以南28°~35°N之间的江淮流域多雨带, 另一条是位于7°~22°N之间的南海多雨带。
强季风年8月 (图 1d) 副热带西风急流轴进一步北移到44°N, 急流轴南部38°~42°N附近有很明显的降水突然增加, 表明强季风年华北的降水偏多。主要的降水带位于26°~8°N, 华南和南海的降水偏多。4°~18°N附近对流层低层的弱西风增强。弱季风年8月 (图 2d), 副热带西风急流没有继续向北移, 急流轴仍然位于39°N附近, 在急流轴南侧的28°~35°N有江淮流域的多雨带存在, 此外在南海地区8°~19°N有另一条多雨带。对流层低层在6°~14°N附近有弱的西风。
整个夏季来看, 季风爆发前 (4月) 副热带西风急流的位置以及雨带的分布在强弱季风年差异不是很大, 随着季风的爆发北进, 副热带西风急流的位置在强、弱季风年发生了改变, 雨带的分布也有变化。强季风年西风带急流的位置较弱季风年偏北, 多雨带主要位于华南和华北; 弱季风年西风带位置偏南, 我国东部地区江淮流域降水偏多。Liang等[18]研究中国的季风雨带与东亚急流 (EAJ) 的联系, 发现6—8月EAJ向赤道的偏移引起中国中部和南部降水的增加。相反, 夏季EAJ向极地的偏移带来中国北部充沛的降水。这与本研究分析得到的强、弱季风年西风急流的南北位移, 以及雨带的变化情况一致。
由强、弱季风年4—8月OLR的合成图可以看出, 亚洲夏季风爆发和向北推进的过程 (图略)。4月对流活跃带位于苏门答腊岛、加里曼丹岛至新几内亚岛一带。5月对流活跃带沿着海洋性大陆向西向北移到中南半岛南部和与其毗邻的安达曼海附近, 强季风年对流活跃带还向西伸展到印度次大陆以南的印度洋上。6月, 亚洲季风区对流活跃带分裂为两条, 一条对流活跃带从印度次大陆, 经孟加拉湾、南海伸至热带西太平洋地区, 表示印度季风、孟加拉湾季风、南海季风和西太平洋季风的爆发和活跃。另一条对流活跃带从日本以西的太平洋, 经日本南部延伸到我国长江中下游地区, 这与梅雨期的开始有关。7月随着梅雨结束, 日本至我国长江中下游的对流活跃带消失, 印度次大陆、中南半岛至热带西太平洋的对流活跃带增强北移, 对流活跃带在南亚大陆上北扩到30°N附近。8月对流活跃带的分布与7月类似。
图 3给出4—8月强、弱季风年OLR的差值, 4月季风爆发前, 显著的OLR负差值中心位于阿拉伯海、苏门答腊和中南半岛南部、加里曼丹岛北部经菲律宾至热带西太平洋地区。这表明强季风爆发前, 在东印度洋、苏门答腊以及菲律宾以东的暖池附近对流活动较弱季风年是显著活跃的。5月负的OLR差值中心位于东印度洋、南海至菲律宾及其以东的西太平洋, 也即强季风年南海季风的爆发与南海地区较强的对流活动有关。6月, 负的OLR差值中心分布较零散, 位于印度半岛北部、南海北部以及菲律宾以东的西太平洋。7月除了位于印度半岛、孟加拉湾、中南半岛东部和菲律宾附近的负OLR差值中心, 从日本、朝鲜半岛至我国中部地区有一条正OLR差值带。这意味着, 强季风年对流活动抑制带更容易停滞在日本至我国中部地区, 使得这一地区降水偏少。8月日本至我国中部的正OLR差值带范围更加宽广, 一直延伸到新疆, 强度增强。在其南部和北部分别有两条负OLR差值带, 北面的负OLR差值带较弱并且位置偏北, 南面的负OLR差值带从我国华南沿海伸到西太平洋且较强。7月和8月OLR的差值分布在一定程度上也反映了强季风年副热带高压位置偏北, 控制我国江淮流域至日本。
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| 图 3. 东亚夏季风强弱年OLR (单位: W·m-2) 差值 (a) 4月, (b) 5月, (c) 6月, (d) 7月, (e) 8月 (图中阴影表示超过90%信度检验的区域) Fig 3. The difference of OLR (unit : W·m-2) between the strong and weak years of East Asian summer monsoon in April (a), May (c), June (c), July (d) and August (e) (regions over 90% confidence level are shaded) | |
为了探讨东亚夏季风强、弱年海陆热力对比的差异, 本文分析了东亚夏季风弱年和强年夏季对流层 (850~200 hPa) 平均气温距平合成场 (图 4)。在弱季风年夏季 (图 4a), 亚洲大陆中纬度地区30°~50°N为显著的负气温距平控制, 而在30°N以南的印度半岛和中南半岛以及亚洲大陆南部的印度洋和东部的太平洋上有较显著的正气温距平。对流层平均气温距平这种分布所造成的异常温度梯度指向南, 其与气候平均的夏季大陆热源, 海洋冷源所形成的指向北的温度梯度方向相反, 说明弱季风年夏季亚洲大陆及其南部和东部海洋的热力对比是减弱的。强季风年夏季 (图 4b), 亚洲大陆30°N以南的低纬度地区及其南面的印度洋和东面的太平洋为显著的负温度距平, 亚洲大陆中纬度地区30°~50°N为显著的正温度距平, 这种异常的温度对比产生指向北的温度梯度异常, 它加强气候平均状况下指向北的温度梯度, 表明强季风年海陆热力对比是增强的。
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| 图 4. 东亚夏季风弱年 (a) 和强年 (b) 夏季对流层 (850~200 hPa) 平均气温的距平合成 (单位: ℃; 图中阴影表示超过90%信度检验的区域) Fig 4. The composites of mean tropospheric temperature anomalies averaged from 850 hPa to 200 hPa for weak (a) and strong (b) years of East Asian summer monsoon (unit : ℃; regions over 90% confidence level are shaded) | |
东亚夏季风的爆发与推进很大程度上取决于亚洲及附近地区大气热源和热汇的分布, 图 5和图 6分别给出强、弱东亚夏季风年4—7月对流层垂直积分的大气视热源 (Q1) 的距平合成。强东亚夏季风年 (图 5), 4月显著的大气热源 (视热源) 位于海南岛和加里曼丹岛附近。5月大气热源范围扩大, 印度北部、经青藏高原南部、华南至菲律宾以东的热带西太平洋上为显著的大气热源, 大气热源的这种分布有利于东亚夏季风的爆发。6月显著的大气热源分别位于南海和热带西北太平洋160°~170°E地区。7月大气加热达到最鼎盛的时期, 印度半岛、孟加拉湾、中南半岛至华南为显著的大气热源, 此外菲律宾东北部的副热带西北太平洋上也有显著的大气热源。显著的大气热汇位于日本和韩国, 以及赤道中、东太平洋地区。
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| 图 5. 东亚夏季风强年对流层垂直积分 (地面~100 hPa) 的大气视热源Q1的距平合成 (单位: W·m-2) (a)4月, (b) 5月, (c) 6月, (d) 7月 (图中阴影表示超过95%信度检验的区域) Fig 5. The composites of Q1 anomalies (unit:W·m-2) integ rated vertically from surface to 100 hPa in April (a), May (b), June (c) and July (d) for strong years of East Asian summer monsoon (regions over 95% confidence level are shaded) | |
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| 图 6. 东亚夏季风弱年对流层垂直积分 (地面~100 hPa) 的大气视热源Q1的距平合成 (单位: W·m-2) (a)4月, (b) 5月, (c) 6月, (d) 7月 (图中阴影表示超过95%信度检验的区域) Fig 6. Same as in Fig. 5, but for East Asian summer monsoon in weak years | |
弱东亚夏季风年 (图 6), 大气的加热主要位于海洋上, 4月和6月赤道中、东太平洋上有非常显著的大气热源, 5月和7月这两个大气热源仍然存在, 但是强度有所减弱。6月和7月日本及以东的太平洋上有大气的异常加热。4—7月南亚大陆, 从印度半岛、青藏高原南部、中南半岛至华南地区, 均为显著的大气热汇, 这种大气加热异常不利于季风的爆发和增强。
因此, 强、弱东亚夏季风年大气热源的分布几乎相反, 强季风年大气的加热主要在陆地上, 而弱季风年大气的加热主要在海洋上, 这种差异导致东亚夏季风的强、弱年际变化。
上面从大气内部热力和动力的各个因子讨论了强、弱东亚夏季风的不同大气环流特征。下面分析大气外强迫因子SST对强、弱东亚夏季风的影响作用。图 7为东亚夏季风弱年和强年冬季SST的距平合成。弱季风年前期冬季 (图 7a), SSTA为典型的El Niño分布型, 秘鲁沿岸至赤道中、东太平洋有一暖舌, 同时热带印度洋表现为全范围的SSTA正异常, 暖池到西北太平洋以及南太平洋为负的SSTA。强季风年 (图 7b) SSTA为La Niña型分布, 赤道中、东太平洋为负的SSTA, 暖池及其以西的太平洋为正的SSTA。无论强弱季风年, SSTA的这种异常分布型一直维持到夏季。使得弱季风年夏季, 由于暖池的SST较低, 对流活动中心移到日界线180°附近的中太平洋, Walker环流相对减弱, 在菲律宾附近到中南半岛的上升气流相对减弱, 副热带高压位置偏南, 夏季日本至我国江淮流域降水相对偏多。与此相反, 强季风年夏季, 暖池附近SST偏高, 强对流活动中心位于中南半岛至暖池地区, Walker环流相对增强, 中南半岛、南海至西太平洋上升气流较强, 副热带高压位置偏北。此外, 30°~40°N日本附近的西北太平洋地区存在显著的暖SST, 其吸引作用也使副热带高压位置偏北, 夏季日本至我国江淮流域降水相对偏少。这表明SST对于东亚夏季风的变化有着重要影响。Huang等[19]在对东亚夏季风变化及其成因的最新研究进展进行总结和回顾时, 也曾对此做过很好的阐述, 并给出了概念图。
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| 图 7. 东亚夏季风弱年 (a) 和强年 (b) 前期冬季SST (单位: ℃) 的距平合成 (图中阴影表示超过90%信度检验的区域) Fig 7. The composites of preceding winter SST anomalies (unit : ℃) in weak (a) and strong (b) years of East Asian summer monsoon (regions over 90% confidence level are shaded) | |
4 结论和讨论
本文对比分析了东亚夏季风强、弱年外强迫源SST、大气热源和大气环流的差异, 得到与东亚夏季风年际变异有关的大气和SST变化的物理图像。强东亚夏季风爆发前期冬季到夏季, 太平洋SSTA为La Niña型, 赤道中、东太平洋SST偏低, 相反暖池及其以西SST偏高。强季风爆发前, 在东印度洋、苏门答腊以及菲律宾以东的暖池附近对流活动较弱季风年是显著活跃的, 而且从强季风爆发前的4月至7月, 南亚大陆从印度半岛、青藏高原南部至华南大气异常加热。同时对流层温度对比分析表明, 海陆热力差增强, 这些因子有利于强的东亚夏季风出现。此外由于夏季暖池增暖, 中南半岛到暖池的对流活动较强, 这一地区上升气流较强, Walker环流也增强; 在东亚夏季风季节性北推的过程中, 副热带西风急流北撤的位置偏北, 副热带高压北跳到较高纬度, 7月至8月华北位于副热带西风急流轴南侧, 降水偏多, 另一条多雨带位于华南, 长江流域降水偏少。
弱东亚夏季风年, 前期冬季太平洋SSTA为典型的El Niño型分布, 赤道中、东太平洋和热带印度洋SST异常偏高, 暖池至西北太平洋SST异常偏低, 这种SSTA异常型维持到夏季, 使得夏季暖池附近地区对流活动较弱; 并且4月至7月赤道中、东太平洋上大气异常加热, 南亚大陆从印度半岛至华南地区大气异常偏冷, 与此同时亚洲大陆与其南部海洋之间的海陆热力温差减小, 东亚夏季风较弱。由于夏季暖池附近地区对流活动较弱, 对流活动中心东移到中太平洋, Walker环流减弱, 中南半岛至菲律宾附近的上升气流较弱。东亚夏季风北推过程中, 副热带西风急流北撤位置偏南, 副热带高压位置偏南, 7月至8月副热带西风急流南侧的江淮流域地区夏季降水偏多, 华北地区降水偏少。
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