高原季風對500hPa中緯度西風帶活動的影響

田 俊, 馬振峰, 范廣洲

（1.成都信息工程學院高原大氣與環境研究中心,四川 成都 610225;2.四川省氣象局氣候中心,四川 成都 610072）

1 引言

高原季風作為一個相對獨立的大氣環流體系,不僅在很大程度上決定著高原及其鄰近地區的氣候形成,而且其變動還控制著影響區域內不同時間尺度上的氣候與環境變化[1]。它是亞洲對流層低層季風和對流層高層行星風系之間的作用紐帶,通過它加強了對流層低層季風,破壞了對流層中層的行星氣壓帶和行星風帶[2],具有氣候敏感性和超前性。關于高原季風的研究已有不少,對高原季風指數的計算方法也逐漸由繁瑣[3]轉為簡單和實用[4]。

我國大部分地區位于中緯地帶,這一緯度的高低空都盛行著深厚的西風環流,我國各地幾乎都直接或間接受到其強烈的影響,關于它對我國天氣氣候的研究,已經取得了許多顯著的成績。為了定量地表示西風強弱,Rossby[5]最早提出西風指數的概念,即把35°N-55°N之間的平均地轉西風定義為西風指數,實際工作中則把兩個緯度帶間的平均位勢高度差作為西風指數,以此來作為定量描述大氣運動基本狀態的一個參數。它的強弱反映了中高緯大氣環流的基本狀態,這種狀態指示著南北冷暖空氣之間能量、質量及熱量交換的強弱,與半球及全球氣候異常均有密切的聯系,高指數表示西風強,與緯向環流相對應,低指數表示西風弱,經常與經向環流相對應。隨著研究的需要,科學工作者們曾提出了不同的緯圈組合表示西風指數[6-10],如35°N與65°N、40°N與 65°N。Ting[7]等曾用35°N和55°N上緯向風的差值代表西風指數（即 U35-U55）。

既然高原季風與西風帶是影響我國氣候的兩大環流系統,那么這兩者之間是否存在一定的關系?若存在,它們的年際、年代際變化規律是否具有一致性或者超前性以及對我國夏季降水的影響又如何?以此為出發點,利用1948-2008年NCEP/NCAR逐月再分析資料和1958-2007年中國560站夏季降水量資料,設計了一個區域西風指數,探討了高原夏季風和500百帕中緯度西風帶活動的關系以及對我國夏季降水的影響,這對做好我國夏季旱澇的預測具有十分重要的意義。

2 高原季風對中緯度西風的影響

按照湯懋蒼先生[4]對高原季風強弱的定義,取青藏高原四周的 80°E,32.5°N;90°E,25°N;100°E,32.5°N;90°E,40°N 和中心點90°E,32.5°N 共5個點的600hPa高度值 H1,H2,H3,H4,H0,計算 PMI=H1+H2+H3+H4-4H0的值作為反映高原地區季風特征的高度場指數。將上述計算的1948-2008年61年的高原夏季風指數進行標準化,將其≥1的年份定義為強季風年,≤-1的年份定義為弱季風年,得到強季風年7年,即1954、1955 、1965 、1972、1974、1987、1998 年 ,弱季風年 9 年 ,即 1952 、1956、1959、1960 、1961、1963 、1978、1984 、1994 年,并進行線性回歸分析得到其長期變化趨勢曲線（見圖3a）。

為了研究高原季風對中緯度西風帶活動的影響,首先分析了強、弱高原夏季風年500hPa緯向風距平場（圖1）。由圖1可知,在強、弱高原夏季風年,500hPa緯向風距平場在 40°E-120°E,20°N-60°N（見圖1實線框之內）范圍內明顯不同,并且幾乎相反,在強（弱）季風年緯向風距平從南向北呈‘+-+'（‘-+-'）的波列排列,這種情況在圖2中表現得很清楚,即當高原夏季風偏強時,20°N-32°N 西風加強,33°N-50°N 西風減弱,50°N-60°N西風加強;當高原夏季風偏弱時,情況則相反。

上面分析表明,高原夏季風對500hPa西風帶確實具有很大的影響,并且影響的關健區域為40°E-120°E,20°N-60°N 。因此,將中緯度 40°N-60°N 區域西風指數調整為

圖1 高原夏季風強（a）、弱（b）時500hPa緯向風距平場（m/s）

同理,將上述計算的1948-2008年61年的區域西風指數進行標準化,將其≥1的年份定義為強Z WI年,≤-1的年份定義為弱 ZWI年,得到強 ZWI年8年,即1959 、1960、1961、1963、1967 、1990、1994、2003 年 ,弱ZWI年 8 年,即 1965、1975、1997、1999、2000、2002、2004、2007年,并進行線性回歸分析得到其長期變化趨勢曲線（見圖3b）。

3 高原夏季風和區域西風指數的年際、年代際變化特征

圖3為1948-2008年6-8月高原季風指數（PMI）與區域西風指數（ZMI）的標準化序列。從圖3可以看出,近61年來,PMI與ZMI的總體變化趨勢相反,即高原夏季風增強,區域西風指數減弱,將兩種指數求相關,相關系數為-0.51,通過了0.01的顯著性水平檢驗（臨界值約為0.33）。

圖3 1948-2008年6-8月PMI與ZMI的標準化序列

為了進一步了解PMI和ZWI的周期變化特征,對其做了小波分析,如圖4所示。

從圖4a可看出,在高原夏季風的年際變化中,1-2年小時間尺度周期顯著地出現在20世紀50年代后期到60年代中前期,在70年代中前期也有所表現。在年代際變化中,準16-19年周期振蕩在90年代中期以前都有較清楚的信號;準8-10年周期顯著地出現在80年代中期以前;準27-28年周期自80年代中期開始方差貢獻增大。

對應圖4b,在區域西風指數的年際變化中,1-2年小時間尺度周期振蕩顯著地出現在20世紀50年代后期到60年代中前期,并且在90年代中期開始有所表現。在年代際變化中,準27-28年周期振蕩在整個時間域上都有很強的信號;準16年周期變化在90年代中期以前有較清楚的信號;準10-11年周期變化從70年代開始表現顯著。

對比分析圖4（a）、（b）可知,高原夏季風與區域西風指數的年代際變化均比年際變化明顯,且高原夏季風與區域西風指數各種尺度周期變化具有很密切的關系,既一致又有不同。一致性表現在:（1）線性趨勢均很明顯,但發生轉變的時間不一致。（2）20-40年之間周期振蕩在整個時間域所占的方差貢獻均較大,且位相相反,發生轉變的時間也較一致。（3）1-2年小尺度周期振蕩在50年代后期到60年代中前期之間均很顯著,且位相相反,疊加在年代際尺度之上,并且它的出現具有不確定性,對高原夏季風與區域西風指數的年際異常產生重大的影響。不同點表現在:（1）13-20年之間時間尺度變化對高原夏季風的影響較大,持續到90年代中期,而對區域西風指數的影響較小,到90年代中期減到最小。（2）對于5-12年之間時間尺度的變化來說,高原夏季風在80年代初以前較強,且中心周期逐漸減小,而區域西風指數從80年代開始加強貫穿到現在,并且中心周期較一致,位于11年左右。（3）90年代中期開始對高原夏季風起主要作用的周期為準27-28年和線性趨勢;對區域西風指數起重要作用的中心周期為準27-28年和準11年,其次為線性趨勢和1-2年小尺度周期的變化。

圖4 PMI（a）與ZMI（b）的小波變換

4 高原夏季風與區域西風指數變化趨勢估計

圖5是高原夏季風與區域西風指數的小波方差圖,以反映時間序列的平均主要周期。從圖中可以看出,高原夏季風（圖 4a）在a=1a、4a、9a、18a、27a出現了峰值,第1 到第 3 峰值分別為1a、18a、27a,且相差不大,說明高原夏季風在1a、18a、27a左右的周期振蕩很強,是高原夏季風變化的主要周期。區域西風指數（圖4b）在 1a、11a、16a、27a表現突出,前3個峰值分別為27a、1a、11a。

根據高原夏季風與區域西風指數不同時間段（見圖4）和整個時間域（見圖5）主要周期的變化,將兩序列的主要周期提取出來,討論不同主要周期的時間尺度和強度隨時間的變化（見圖6）。這些周期的正負極值疊加即對應于兩者偏強或偏弱年。

在年際變化中,由圖6a和圖6b可以看出,1-2年周期變化具有跳躍性和不確定性,其異常活躍是導致高原夏季風與區域西風指數年際異常最主要的原因。其中高原夏季風在1955年發生了強突變,使其1956-1964年處于異常偏弱期,1965-1976年進入一般偏強期,此后為一般強弱振蕩期,直到1995年又進入一般偏強期直到現在;區域西風指數的強突變點與高原夏季風基本一致,即1956-1964年處于異常偏強期,1964-1995年為一般強弱振蕩期,此后進入偏弱期直到現在。

圖5 PMI（a）與ZMI（b）小波變換系數的方差

由前面分析得知,線性趨勢在高原夏季風和區域西風指數的年代際變化中信號較強。從圖6g可看出,高原夏季風在70年代中期有一次距平符號反轉,在70年代中期以前,它處于負位相,高原夏季風偏弱;之后,它處于正位相,高原夏季風偏強。在區域西風指數中,線性趨勢項（見圖6h）在80年代中期由正距平轉為負距平,即區域西風經歷了由強向弱轉化的氣候躍變過程。在線性趨勢項中,高原夏季風比區域西風指數提前10年發生氣候轉變,預計近期高原夏季風將轉弱,區域西風仍處于偏弱期,10年左右才轉入偏強期。

其它主要周期變化情況如下:準27年周期比較穩定,兩者位相相反,突變時間基本一致,預計近期高原夏季風將進入偏弱期,區域西風將轉入偏強期。高原夏季風的準18年周期在氣候躍變前較強,氣候躍變以后逐漸減弱,預計近期將進入偏弱期。區域西風指數的準11年周期在氣候躍變后逐漸加強,預計近期仍處于偏弱期,3-4年后才轉入偏強期。

圖 6 PMI（a、c、e、g）與 ZWI（b、d、f、h）在主要時間尺度的小波系數

綜上所述,如果不考慮1-2年小時間尺度周期的變化,預計近期高原夏季風將轉入偏弱期,區域西風指數仍處于偏弱期,有可能在至少3-4年之后才入偏強期,并且高原夏季風會比區域西風指數提前發生突變,對區域西風指數具有一定的指示意義。

5 高原夏季風對我國夏季降水的影響

高原夏季風對區域西風活動具有很重要的影響,即當高原夏季風偏強時,區域西風活動減弱;當高原夏季風減弱時,區域西風活動加強,但是其異常年份即標準化距平絕對值超過1的年份并不是完全對應,說明高原夏季風對區域西風帶活動在不同的年份影響的程度不一樣,這從另外一個方面說明高原夏季風只是影響區域西風指數變化眾多因素中一個重要的因子。因此,為了進一步探討高原夏季風對我國夏季降水的影響,選取了高原夏季風對區域西風活動影響最顯著的年份,即兩者的標準化距平絕對值超過1的年份:（1）PMI≥1且Z WI≤-1,比如1965年;（2）PMI≤-1且 ZWI≥1,比如1959、1960、1961、1963年,并且對其進行合成分析。

圖7（a、b）分別為高原夏季風偏強與偏弱年我國夏季降水距平分布圖。從圖中可以看出,當高原夏季風偏強時,川西高原、四川盆地東部、長江下游以及東部沿海地區為顯著正距平,而四川盆地西部、華南、華北地區為顯著負距平;當高原夏季風偏弱時,情況則相反,這與高原夏季風與我國夏季降水的相關分布形式一致（圖略）。這表明高原夏季風對我國夏季降水具有直接的影響。

圖7（c、d）分別為第1和第2類年份即高原夏季風對區域西風指數有顯著影響時我國夏季降水距平分布圖。從圖中可以看出,當高原夏季風對區域西風指數有顯著影響時,我國夏季降水場的分布形式與圖7（a、b）一致,但是距平值卻增大了幾乎一倍,更容易引起極端降水事件的發生,對我國夏季旱澇產生極大的影響。

通過上面分析表明,高原夏季風不僅自身對我國夏季降水產生重要的作用,同時,它通影響中緯度西風帶的活動,間接地影響著我國的夏季降水。即當高原夏季風偏強時,區域西風偏弱,四川盆地東部、長江中下游以及川西高原夏季降水顯著偏多,而四川盆地東部、華南和華北夏季降水顯著偏少;當高原夏季風偏弱時,情況則相反。

圖7 高原夏季風偏強年

6 結論與討論

通過分析高原夏季風異常時500hPa緯向風距平場,得出高原夏季風對500hPa西風帶影響的關健區域,并在此基礎上設計了一個區域西風指數,探討了高原季風與中緯度區域西風指數的年際年代際變化的關系,得出以下結論:

（1）高原夏季風對 500hPa中緯度西風帶活動有顯著的影響,影響的關健區域為40°E-120°E,20°N-60°N。并且近61年來,高原夏季風與中緯度區域西風指數總體變化趨勢相反,前者增強而后者減弱。

（2）高原夏季風與區域西風指數各種時間尺度周期具有很密切的關系,并且不同的周期變化在不同時期強弱不一致。高原夏季風的主要周期有準1-2年、準27-28年、準16-19年和線性趨勢變化。區域西風的主要周期有準1-2年、準27-28年、準10-11年和線性趨勢變化。兩者的年代際變化均強于年際變化。其中1-2年周期變化是兩者年際異常的主要原因;27-28年周期變化是兩者年代際異常一致的主要原因;準16-19年、準10-11年周期和線性趨勢變化是兩者年代際異常不一致的主要原因。

（3）高原夏季風與區域西風均發生過一次年代際氣候躍變現象,前者發生在70年代中期,后者發生在80年代中期。高原夏季風由偏弱轉為偏強,區域西風由偏強轉入偏弱。在躍變前后高原夏季風與區域西風各種周期的時間尺度和強度存在明顯的不同。高原夏季風在躍變后,準16-19年和8-10年周期均開始減弱,前者到90年代中期以后減到最弱,后者到80年代以后幾乎消失;準27-28年周期也開始減弱,但是其方差貢獻卻增大。區域西風在躍變后,準10-11年周期加強貫穿到現在,準16年周期開始減弱到90年代中期以后消失,其它主要周期變化不大。

（4）如果排除12年周期的不確定性,預計接下來高原夏季風將直接進入偏弱期,區域西風指數有可能至少在3-4年后才轉入偏強期,并且高原夏季風比區域西風指數提前發生突變,對區域西風指數具有一定的指示意義。

（5）高原夏季風不僅自身對我國夏季降水產生直接作用,同時,它通過影響中緯度西風帶的活動,間接地影響著我國的夏季降水。所以在討論高原夏季風對我國天氣氣候影響時,不僅要考慮單一因素的作用,更要充分考慮高原夏季風對其它天氣氣候系統的作用,進而共同影響我國降水、溫度等氣象要素的分布形式。

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