馬斯克林高壓與華北盛夏降水的年際關系及其年代際變化

張婕，武芳，劉文菁，劉海文

(1.成都信息工程學院大氣科學學院，四川成都610225;2.成都信息工程學院高原大氣與環境四川省重點實驗室，四川成都610225;3.安徽省六安市氣象局，安徽六安237008;4.江蘇省氣象局，江蘇南京210008)

0 引言

華北地區是我國水資源十分貧乏的地區之一(黃榮輝等，1999)，因此，對華北地區降水量的變化規律及其產生原因的認識也就顯得越發重要(陸日宇，2002)。劉海文和丁一匯(2008)基于對汛期的理解，使用逐日降水資料對華北汛期的起訖日期進行了確定。他們所確定的華北汛期起訖日期和Wang et al.(2008)等確定的北京汛期的開始和結束日期非常接近。孫密娜等(2011)研究了華北夏季降水異常與南太平洋夏季海表溫度變化主要模態的可能聯系。郝立生等(2010)分析了華北夏季降水減少與北半球大氣環流異常的關系。周天軍等(2008)、宇如聰等(2008)以及Zhou et al.(2009a)對導致中國東部夏季降水產生“南澇北旱”型降水異常的原因進行了總結。有愈來愈多的證據表明，東亞夏季風的年代際減弱是全球陸地季風減弱的組成部分(Zhou et al.，2008a)，與熱帶大洋的增暖有顯著聯系(Zhou et al.，2008b;Zhou et al.，2009b;Li et al.，2010)。

黃士松和湯明敏(1987)認為，東亞夏季風主要來源是南印度洋的索馬里越赤道氣流和北太平洋熱帶海洋上的信風氣流，整個東亞夏季風體系中最關鍵的兩個基本成員是西太平洋高壓和南印度洋馬高。對于影響馬高的因子，Xue et al.(2004)認為，馬高的年際變化主要取決于南極濤動影響;而崔錦和楊修群(2005)則認為，馬高變化與ENSO有明顯的對應關系，當厄爾尼諾發生時，馬高增強，反之減弱。由于南半球的環流變化在南北半球大氣的相互作用過程中起到積極和主動的作用(趙宗慈和王紹武，1979;王紹武和趙宗慈，1987;薛峰等，2003)。作為東亞夏季風主要源地之一的南半球環流變化，尤其是馬斯克林高壓和澳大利亞高壓的變化對東亞夏季風有重要影響(薛峰等，2003)。雖然導致降水異常的原因很多，但是大氣環流異常是直接原因(楊修群等，2005)。因此，撇開馬高是受ENSO影響還是受南極濤動決定的討論，對作為東亞夏季風基本成員之一的馬高和華北盛夏降水的關系進行研究，也顯得非常必要。

20世紀90年代中期，年代際氣候變率成為國際氣候學研究的熱門問題(王紹武和朱錦紅，1999)。Kumar et al.(1999)利用140 a的歷史資料分析了ENSO和印度夏季風的負相關關系，認為這種關系在20世紀70年代中后期變弱。孫丹等(2012)針對不同的年代際背景下，研究了南半球環流變化對中國夏季降水的影響。華北夏季降水有著顯著的年代際變化特征(劉海文和丁一匯，2010，2011)。盡管Xue et al.(2004)認為馬高處于負位相時，長江中下游地區夏季降水偏少，但是并未指出馬高與華北夏季降水之間的年際關系，而且Xue et al.(2004)使用的是1970—1999年30 a的資料，時間較短。若從更長的時間段來研究馬高和華北盛夏降水的年際關系，以及這種年際關系是否存在年代際變化，仍是值得研究的一個重要問題。

1 資料和方法

所用資料包括:1)NCEP/NCAR再分析資料集，包括月平均的海平面氣壓場、850 hPa風場和位勢高度場，其水平分辨率為2.5°×2.5°網格，時間為1948年1月—2011年8月(Kalnay et al.，1996);2)中國國家氣象中心160站月平均降水資料(1951年1月—2011年8月)，該資料在研究中國季風降水中被廣泛使用(Zhou and Yu，2005)。考慮到中國160站降水資料的年限，以上資料都從1951年開始，2011年結束。由于NCEP/NCAR再分析資料所分析的海平面氣壓年代際變化在某些區域存在著過分夸大的現象(Inoue and Matsumoto，2004;黃剛，2006)，所以又使用了1958—2002年的ERA－40再分析資料(Uppala et al.，2005)對本文的結果進行了驗證，所得結果在分析馬高與華北盛夏降水的年際關系及其年代際變化方面，大體一致。因此，為節約篇幅，本文僅給出NCEP/NCAR再分析資料的結果。

2 馬高和華北盛夏降水的年際關系

取承德、北京、天津、石家莊、德州、邢臺、安陽、煙臺、青島、濰坊、濟南、臨沂、菏澤、鄭州、長治、太原、臨汾17站降水平均值表示華北降水，這與“九五”重中之重項目執行組所提出的該地區代表站是一致的。華北的雨季出現在7、8月(陸日宇，2002)，將華北7、8月的降水作為華北盛夏降水，并將其標準化作為華北盛夏降水指數。馬高強度按照文獻(Xue et al.，2004)的做法，用(40～90°E，25～35°S)海平面氣壓區域平均值來定義，其標準化值稱為馬高指數。

由1951—2011年華北盛夏降水指數和同期馬高指數的時間序列可見(圖1)，兩者均有明顯的年際變化和趨勢變化。馬高和華北盛夏降水在年際變率上存在著顯著的反相關關系，兩者的相關系數為－0.547，超過了0.05信度的顯著性檢驗，去趨勢后兩者的相關系數值為－0.5，也超過了0.05信度的顯著性檢驗。

圖1 華北盛夏降水指數(實線)和同期馬高指數(虛線)的時間序列Fig.1 The time series of the summer precipitation index in North China(solid line)and the simultaneous MH index(dashed line)

為了進一步驗證華北盛夏期間馬高和華北盛夏降水在年際變率上存在著顯著的反相關關系，分別計算了華北盛夏時期馬高指數和中國160站降水的同期相關(圖2)，以及華北盛夏降水指數和南半球海平面氣壓場的同期相關(圖3)。由圖2可見，顯著的相關中心主要位于我國的華北和江南地區。在所選擇的華北地區，是一顯著的負相關中心，江南地區為顯著的正相關。圖3所示的華北盛夏降水與南半球海平面氣壓場的同期相關分布上，從非洲大陸經南印度洋到澳大利亞以南的廣大區域有一顯著的負相關中心，馬高正處于這一區域之內。可見在華北盛夏期間，馬高偏強(弱)，華北降水偏少(多)。

圖2 華北盛夏期間馬高與中國160站降水的年際相關分布(陰影區表示通過了0.05信度的顯著性檢驗)Fig.2 Spatial distributions of the interannual correlations between the MH index and the precipitation at 160 stations in North China in summer(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level)

圖3 華北盛夏降水指數與南半球SLP的同期年際相關分布(陰影區表示通過了0.05信度的顯著性檢驗;矩形為所選馬高區域)Fig.3 Spatial distributions of the interannual correlations between the summer precipitation index in North China and the SLP in the Southern Hemisphere during the same period(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level;The rectangle denotes the MH region)

3 馬高和華北盛夏降水的年際關系的年代際變化

參照Kumar et al.(1999)采用21 a滑動相關技術來研究年際關系的年代際變化方法，圖4給出了1951—2011年華北盛夏降水指數與馬高指數的21 a滑動相關。由圖可見，61 a來，馬高和華北盛夏降水的年際變化關系存在著顯著的年代際變化。若以相關系數值是否達到0.01信度的顯著性為標準，則1974年以前兩者的年際關系為強關系階段，而1974年以后，兩者顯著的負相關關系變弱。

圖4 1951—2011年華北盛夏降水指數與馬高指數的21 a滑動相關(水平實(虛)直線通過0.01(0.05)信度的顯著性檢驗)Fig.4 The 21－year running average correlations between the summer precipitation index in North China and MH index during 1951—2011(Dashed(solid)line denotes the significance at 99%(95%)confidence level)

為了進一步驗證馬高與華北盛夏降水的年際關系的年代際變化，圖5給出了1951—1973年和1974—2011年馬高與華北盛夏降水的同期相關關系分布。從圖5a可見，在華北盛夏期間，馬高與中國160站降水在年際變化時間尺度上相關系數分布呈現出“－+－”型。顯著的負相關中心正好位于所選的華北范圍內。因此，在該階段馬高和華北盛夏降水相關較強，而馬高和我國長江中下游地區降水的相關關系并不顯著。但是在1974—2011年階段(圖5b)，馬高與中國160站降水在年際變化時間尺度上相關系數分布型發生了明顯改變，呈現出“－+”型分布。顯著的負相關中心主要位于河套以西地區，并不位于華北區域范圍內，這說明了在該階段馬高與華北盛夏降水關系變弱;另外，一個較小范圍的顯著的正相關中心則位于長江的出口處附近，表明在該階段馬高與長江中下游地區的正相關關系加強。因此，馬高與華北盛夏降水的年際關系的年代際變化，導致了中國東部地區降水呈現出明顯的“南澇北旱”的年代際變化特征(圖6)。

4 馬高與華北盛夏降水年際關系發生年代際變化的低空環流特征

圖5 不同的年代華北盛夏期間馬高與中國160站降水的年際相關分布(陰影區表示通過了0.05信度的顯著性檢驗)a.1951—1973年;b.1974—2011年Fig.5 Spatial distributions of the interannual correlations between the MH index and the precipitation at 160 stations in North China in summer in two different interdecadal periods(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level)a.1951—1973;b.1974—2011

圖6 弱關系階段(1974—2011年)與強關系階段(1951—1973年)中國160站降水的差(單位:mm;陰影區分別表示通過了0.05信度的顯著性t檢驗)Fig.6 Changes(1974—2011 mean minus 1951—1973 mean)of summer rainfall at 160 stations(Units:mm;the shaded areas denote the significance at 95%confidence level by t－test)

全球大氣是一個連續的整體。南北半球相互作用不僅存在，而且在某些區域尤其是在季風區域表現得尤為重要，南印度洋的馬高既是印度夏季風體系的關鍵成員，又是東亞夏季風體系的關鍵成員，其強度變化對南北兩半球環流變化起著十分重要的作用(趙宗慈和王紹武，1979)。華北盛夏降水與東亞夏季風密切相關，華北盛夏干旱年，亞洲季風偏弱，反之，亞洲季風較強(薛峰等，2003)。那么，為什么華北處于降水偏多階段，馬高與華北盛夏存在顯著的負相關關系，而在華北盛夏降水處于偏少階段，馬高與華北盛夏降水的負相關關系又減弱呢?為此，分別對強關系階段(1951—1973年)和弱關系階段(1974—2011年)的850 hPa距平風場和位勢高度場進行了合成分析(圖7)。

由圖7a可見，在強關系階段，非洲大陸東岸存在兩個范圍較大的異常氣旋性環流，其中心分別位于坦桑尼亞東岸和所選馬高區域的西南部。馬高區域附近60°E以西的異常氣旋性環流及馬高范圍內負的位勢高度距平，表明馬高異常偏弱。坦桑尼亞東岸的異常偏北氣流的存在，表明索馬里急流異常偏弱，這和馬高異常偏弱有關(Xue et al.，2004)。坦桑尼亞附近的異常氣旋性環流的西部偏南氣流，它和來自馬高區域西南部的異常偏南氣流，經過南非，在剛果盆地及其以西地區形成一股偏強的異常南風，該異常偏南氣流越過赤道后，一路東行，經過孟加拉灣，然后和來自蘇門答臘島西部的偏南氣流匯聚，東行到中南半島，然后再和副熱帶高壓南部的偏東氣流匯聚，使得中國東部地區受異常偏強的西南氣流影響下，華北盛夏降水偏多。由于來自馬高的異常偏南氣流能夠給盛夏華北提供水汽，使得兩者存在較強的負相關關系。

比較圖7a、b可以發現，在強關系階段非洲大陸東岸存在的異常氣旋性環流改變為異常的反氣旋性環流。在馬高所選區域范圍內，從流場上看為異常的反氣旋性環流，從位勢高度上而言，850 hPa位勢高度為正距平，這些均表明馬高異常偏強。位于馬高西北部的一股弱的異常偏南氣流北上，匯聚到坦桑尼亞東部的異常偏北氣流中，使得索馬里急流異常偏強。而偏強的索馬里越赤道氣流并不能到達我國的東部地區，同時，在剛果盆地及其以西地區為異常北風控制，這些均使得中國東部的夏季風減弱(Wang，2001)，導致華北夏季降水偏少。由于來自馬高的異常偏南氣流過赤道后，轉向西行，其不能夠為盛夏華北提供異常的水汽輸送，所以其和華北盛夏降水的年際關系必然減弱。

從弱關系和強關系階段的距平差值圖上(圖7c)，可以進一步地看到，由于馬高異常偏強，所選馬高區域西南部表現為異常反氣旋性環流，其北上后導致索馬里急流異常偏強，異常偏強的索馬里急流過赤道后，轉向西行，同時，近赤道南部非洲中西部地區也為異常北風控制，中國東部地區受異常偏北風影響，使得中國東部地區出現了“南澇北旱”的年代際變化(圖6)。

5 結論

利用NCEP/NCAR、ERA－40再分析資料和中國160站盛夏(7、8月)降水資料，分析了馬高與華北盛夏降水的年際關系及其年代際變化。結果表明，在華北盛夏期間，馬高與華北降水的年際關系存在著顯著的負相關。由于東亞夏季風在20世紀70年代中期以后發生了年代際減弱，導致了馬高與華北盛夏降水的年際關系發生了年代際變化。

在1951—1973年階段，由于東亞夏季風偏強，來自馬高的異常偏南氣流能夠給盛夏華北帶來較多的水汽，馬高與華北盛夏降水年際關系較強，而與我國長江中下游地區降水的年際關系并不顯著;在1974—2011年階段，由于東亞夏季風偏弱，中國東部地區受異常偏強的西北氣流控制，并不受來自南半球馬高的異常偏南氣流影響，馬高和華北夏季降水的年際關系變弱，與我國長江中下游地區降水的正相關關系變強。馬高與華北盛夏降水的年際關系的年代際變化，是中國東部地區自20世紀70年代中期以來發生“南澇北旱”的原因之一。

圖7 華北盛夏期間850 hPa水平風場和位勢高度距平合成(矢量:風場，單位:m/s;等值線:位勢高度，單位:gpm;陰影區為全風速值通過0.05信度的顯著性t檢驗;矩形為所選馬高區域)a.強關系階段(1951—1973年);b.弱關系階段(1974—2011年);c.弱關系階段減強關系階段Fig.7 Composite wind and geopotential height anomalies at 850 hPa in North China in summer(vector:850 hPa wind field，unit:m/s;isoline:geopotential height，unit:gpm;shaded area denotes the significance at 95%confidence level by t－test，and the rectangle denotes the MH region)a.Stronger period(1951—1973);b.Weaker period(1974—2011a);c.Changes(1974—2011 mean minus 1951—1973 mean)

崔錦，楊修群.2005.馬斯克林高壓的變化及其與ENSO的關系［J］.氣象科學，25(5):441－449.

郝立生，閔錦忠，顧光芹.2010.華北夏季降水減少與北半球大氣環流異常的關系［J］.大氣科學學報，33(4):420－426.

黃剛.2006.NCEP/NCAR和ERA－40再分析資料以及探空觀測資料分析中國北方地區年代際氣候變化［J］.氣候與環境研究，11(3):310－320.

黃榮輝，徐予紅，周連童.1999.我國夏季降水的年代際變化及華北干旱化趨勢［J］.高原氣象，18(4):465－476.

黃士松，湯明敏.1987.論東亞夏季風體系的結構［J］.氣象科學，7(3):1－14.

劉海文，丁一匯.2008.華北汛期的起訖及其氣候學分析［J］.應用氣象學報，19(6):688－696.

劉海文，丁一匯.2010.華北汛期日降水特性的變化分析［J］.大氣科學，34(1):12－22.

劉海文，丁一匯.2011.華北汛期大尺度降水條件的年代際變化［J］.大氣科學學報，34(2):146－152.

陸日宇.2002.華北盛夏降水量變化中年代際和年際尺度的分離［J］.大氣科學，26(5):611－624.

孫丹，薛峰，周天軍.2012.不同年代際背景下南半球環流變化對中國夏季降水的影響［J］.氣候與環境研究，待發表.

孫密娜，管兆勇，張蓬勃，等.2011.華北夏季降水異常與南太平洋夏季海表溫度變化主要模態的可能聯系［J］.大氣科學學報，34(3):312－321.

王紹武，趙宗慈.1987.長期天氣預報基礎［M］.上海:上海科學技術出版社:116－122.

王紹武，朱錦紅.1999.國外關于年代際氣候變率的研究［J］.氣象學報，57(3):376－383.

薛峰，王會軍，何金海.2003.馬斯克林高壓和澳大利亞高壓的年際變化及其對東亞夏季風降水的影響［J］.科學通報，48(3):287－291.

楊修群，謝倩，朱益民，等.2005.華北降水年代際變化特征及相關的海氣異常型［J］.地球物理學報，48(4):789－797.

宇如聰，周天軍，李建，等.2008.中國東部氣候年代際變化三維特征的研究進展［J］.大氣科學，32(4):893－905.

趙宗慈，王紹武.1979.南北半球大氣環流與氣候的相互作用［J］.氣象學報，37(2):58－68.

周天軍，李立娟，李紅梅，等.2008.氣候變化的歸因和預估模擬研究［J］.大氣科學，32(4):906－922.

Inoue T，Matsumoto J.2004.A comparison of summer sea level pressure over East Eurasia between NCEP－NCAR reanalysis and ERA－40 for the period 1960－99［J］.J Meteor Soc Japan，82(3):951－958.

Kalnay E，Kanamitus M，Kistler R，et al.1996.The NCEP/NCAR 40－year reanalysis project［J］.Bull Amer Meteor Soc，77:437－471.

Kumar K K，Balaji R，Mark A C.1999.On the weakening relationship between the Indian monsoon and ENSO［J］.Science，284(5423):2156－2159.

Li H M，Dai A G，Zhou T J，et al.2010.Responses of East Asian summer monsoon to historical SST and atmospheric forcing during 1950—2000［J］.Climate Dynamics，34:501－514.

Uppala S M，K?llberg P W，Simmons A J，et al.2005.The ERA－40 reanalysis［J］.Quart J Roy Meteor Soc，131(612):2961－3012.

Wang H J.2001.The weakening of the Asian monsoon circulation after the end of 1970's［J］.Adv Atmos Sci，18(3):376－386.

Wang W C，Ge Q S，Hao Z X，et al.2008.Rainy season at Beijing and Shanghai since 1736［J］.J Meteor Soc Japan，86:827－834.

Xue F，Wang H J，He J H.2004.Interannual variability of Mascarene high and Australian high and their influences on east Asian Summer Monsoon［J］.J Meteor Soc Japan，82(4):1173－1186.

Zhou T J，Yu R C.2005.Atmospheric water vapor transport associated with typical anomalous summer rainfall patterns in China［J］.J Geophys Res，110，D08104.doi:10.1029/2004JD005413.

Zhou T J，Zhang L X，Li H M.2008a.Changes in global land monsoon area and total rainfall accumulation over the last half century［J］.Geophys Res Lett，35，L16707.doi:10.1029/2008GL034881.

Zhou T J，Yu R C，Li H M，et al.2008b.Ocean forcing to changes in global monsoon precipitation over the recent half－century［J］.J Climate，21(15):3833－3852.

Zhou T J，Gong D Y，Li J，et al.2009a.Detecting and understanding the multi－decadal variability of the East Asian Summer monsoon——Recent progress and state of affairs［J］.Meteor Z，18(4):455－467.

Zhou T J，Yu R C，Zhang J，et al.2009b.Why the western Pacific subtropical high has extended westward since the late 1970s［J］.J Climate，22(8):2199－2215.