熱帶東風急流的演變特征及其與亞非降水的關系

歐 雅, 范廣洲, 周定文, 胡德強, 謝清霞, 李奇臨

(成都信息工程學院大氣科學學院高原大氣與環境四川省重點實驗室,四川成都610225)

0 引言

夏季隨著北半球西風帶北移,赤道地區東風帶也北移,在熱帶對流層頂150～100hPa處,東風達到急流標準。亞洲地區在海陸熱力對比和青藏高原熱源共同作用下,東風急流是全球最強且最穩定的[1]。熱帶東風急流(TEJ)主要是指出現在北半球夏季亞非對流層頂附近的一支東風急流,從南海向西延伸到非洲北部上空。熱帶東風急流與亞非季風區降水,中國東部地區降水,亞洲夏季風,華南地區天氣、氣候特征等密切相連,所以對熱帶東風急流及相關特征尤其與亞非降水關系的研究具有很強的理論和實踐意義。

關于熱帶東風急流,以往已有不少相關研究,包括定義、范圍、結構、變化特征等,并取得了一定的成果。Koteswaram[2]的分析發現,1955年夏季,有一支TEJ覆蓋了南亞高空對流層上層,其中心在15°N附近,他認為海陸分布對這一模式的形成起了主要作用;Flohn[3]全面研究過TEJ,并定量估計了越過TEJ入口區和出口區的經向環流,研究了TEJ的動力學機制以及TEJ在大氣環流中的作用;Yin M T[4]研究了高空風季節轉換與印度夏季風的關系;Neyama,Y[5]研究了高空風季節轉換和東亞梅雨開始的關系;中央氣象局研究所和南京氣象學院[6]分析了TEJ與中國東部地區降水異常的關系;朱福建和陸龍驊[7]用全球網格點資料,對1979年5～7月TEJ活動特征進行了總結,集中討論100hPa等壓面氣候平均緯向風場的天氣學分析和合成風場的聚類分析。

TEJ與降水區的分布和降水量的多少密切相關,很多學者早就注意到這個問題。Koteswaram[2]的研究表明,TEJ對亞非降水的分布起重要作用;曾昭美等[8]分析了1966～1975年10年亞非季風區6～8月各月的平均降水分布與TEJ的關系,發現降水與TEJ存在一定關系;陳樺[9]選取了較長的時間尺度(1958～2002年45年),從氣候學角度對TEJ進行了研究,發現主要降水帶、大尺度上升運動都出現在急流入口區右側和出口區左側,降水主要位于南亞季風區和東亞季風區。

眾多研究表明,TEJ的變化特征及其對亞非季風區和我國降水的影響的研究具有十分重要的意義,TEJ的生成和活動也是夏季天氣預報中不可忽視的因子。而過去的研究大多從天氣學的角度進行分析,所取時間尺度較短,或是研究TEJ與降水的關系時,只指出了降水與急流軸分布和位置變化的配置關系,而未指出與亞非季風區夏季降水、與我國夏季降水的具體相關程度,對TEJ與大氣環流、ENSO的關系也幾乎沒有詳細介紹。此外,先前的研究都進行較早,資料時間序列不夠長,文中則利用了1948～2009年62年相關資料進行研究,使研究結果更有說服力。先定義了熱帶東風急流強度指數(TEJI),之后通過分析62年夏季TEJ的位置、強弱、結構、演變特征及其與亞非降水、與中國大氣環流以及與ENSO的關系,可以為中國尤其是華南地區降水甚至整個亞非區降水預報提供一定思路。

1 資料

資料采用美國國家環境預報中心(NCEP/NCAR)再分析資料,數據類型包括月平均緯向風場、經向風場、高度場、海平面氣壓場。風場資料時間為1948年1月～2009年12月共62年 6～8月,分辨率為2.5°×2.5°,高度選取150～100hPa;高度場和海平面氣壓場資料為1948～2005年共58年6～8月。降水資料為NOAA氣候預測中心提供的全球綜合分析降水集(CMAP),時間為1979～2007年,分辨率為2.5°×2.5°;海溫資料取自NOAA/CPC,時間為1950～2009年共60年。

2 熱帶東風急流指數的定義及變化特征分析

2.1 熱帶東風急流的結構和范圍

以往對TEJ的研究中,不少選用100hPa或150hPa單層資料[10-11],甚至也有選用200hPa緯向風場作為研究資料的(由于高空資料缺乏)[12-14],也有不少研究已指出TEJ核心位于150～100hPa[2],這里分別對200hPa、150hPa、100hPa、70hPa、50hPa四季的緯向風場進行比較,以選取合適的高度場和季節作研究。

分別作氣候平均在5個高度場上的流場及等U線(圖略),可以看出:東風急流在150～100hPa最好觀測,研究選取150～100hPa上的平均,這與陳樺[9]選取一致。分別作氣候平均150～100hPa流場及等U線,可以看出:春季大約在10°S～10°N 為東風,中高緯為廣闊的西風帶,東風較弱(圖略);秋季10°S～20°N 為微弱東風,中高緯為廣闊西風(圖略);冬季低緯為微弱東風,中高緯為廣闊西風,最大西風風速中心大約位于140°E、40°N,達50m/s(圖略);夏季5°S～30°N 均為東風,出現急流,最大東風風速達30m/s,如圖1所示。在分析 TEJ的結構、變化及其與其它要素場的關系時,均以150～100hPa兩層的平均代替TEJ,使研究和計算更為準確,研究時段為夏季。

圖1 1948～2009年夏季150～100hPa平均流場(虛線為等U線)(單位:m/s)

由圖1可以看出:TEJ從南海上空向西延伸,經印度到達非洲北部上空大片區域(20°E～110°E,5°S～20°N),涵蓋了南海、中南半島、孟加拉灣、印度洋及亞非大陸大部分地區;TEJ核心位于印度半島南端、阿拉伯海上空(60°E～80°E,10°N ～15°N);TEJ中心風速可達30m/s;TEJ中心大約位于70°E附近。這與陳樺[9]的研究結果接近。

為了進一步了解TEJ的結構特征,參照陳樺[9]的方法,作氣候平均夏季緯向風的緯向和徑向垂直剖面圖。由沿10°N～15°N的垂直剖面圖(圖2a)可以看出:TEJ的核心位于印度半島南部上空150～100hPa;中心風速達30m/s;60°E～90°E,對流層幾乎整層均為東風,平流層也為東風。由急流層緯向風沿70°E的垂直剖面圖(圖2b)可見:東風出現在15°～30°N的低緯地區,主要位于對流層上部,最大東風風速中心位于150hPa～100hPa。由急流層緯向風沿20°E的垂直剖面圖(圖略)可見:東風出現在300hPa以上,且僅位于0°N～30°N的北半球低緯度地區,風速較小,大致在10m/s;由急流層緯向風沿110°E的垂直剖面圖(圖略)可見:東風出現在 10°S～30°N 的地區,最大風速達20m/s。綜上所述,不同經度東風的強度和范圍不同,東風急流的位置出現在30°S～30°N的地區,且位于對流層上部,周圍為廣闊西風帶,北半球低緯地區存在緯向東西風切變;東風急流中心位于70°E的150～100hPa,即:印度半島、阿拉伯海上空。這與文中上述所作“夏季150～100hPa平均流場及等U線”得出的結論一致。

圖2 沿10°N～15°N 和 70°E緯向風垂直剖面圖

2.2 熱帶東風急流指數的定義

2.2.1 熱帶東風急流的位置變化

為了了解TEJ位置變化規律,對(20°W～180°E,40°S～60°N)內夏季東風最大值逐年位置變化進行計算和統計(表略),顯示東風最大值緯度(圖3a)和經度(圖3b)變化范圍,62年間的最大值有31個出現在12.5°N、18個出現在10°N、13個出現在15°N 。TEJ的核心總是在(62.5°E ～ 82.5°E,10°N ～ 15°N)移動,變化范圍很小 。

圖3 1948～ 2009年夏季(20°W ～ 180°E,40°S～ 60°N)內東風最大值緯度經度變化范圍

2.2.2 熱帶東風急流的強度變化

在上述 TEJ核心范圍(62.5°E～82.5°E,10°N ～15°N)逐年計算、統計62年東風在每個月的強度大小,找出每年東風最大值及最大值出現的月份(表略),最大值變化用折線圖表示(圖4)。由表和圖可以看出:1948～2009年間,每年TEJ大致在6月出現,7、8月達最大,9月開始減弱,直至逐漸消失。62年中,最大值出現在7月份的有51年,出現在8月的有11年,TEJ在盛夏達到最大。

2.2.3 熱帶東風急流指數的定義

計算并統計1948～2009年62年每年夏季東風的平均值(表略)。由于每年東風最大值都移動很小,選擇建立一個指數來度量TEJ的變化規律。參照陳樺[9]的定義方式并結合上述研究,這里將急流指數定義為:夏季150～100hPa緯向風在急流核心區域(62.5°E～82.5°E,10°N ～15°N)的平均,稱為“熱帶東風急流強度指數”,記作TEJI,用折線圖表示如圖5所示。由圖5可以看出,夏季熱帶東風急流最大出現在1954年,值為38.53m/s,最小出現在2009年,值為29.50m/s。熱帶東風急流62年來越來越弱,且在2009年出現了最低值,僅有29.50m/s。

圖4 東風最大值的變化

圖5 熱帶東風急流強度指數

3 熱帶東風急流的時間變化特征

3.1 趨勢分析

距平是氣象上常用的量,即對平均值的正常情況的偏差。氣象上經常用距平值代替原樣本中資料數值作為研究對象,因為在氣象要素的研究中,受年變化周期影響很大,各月的平均值不一樣,為使之能在同一水平下進行比較,常使用距平值[15]。累積距平也是一種常用的、由曲線直觀判斷變化趨勢的方法[16]。對指數的周期分析采用的是小波分析方法,是為了克服加窗Fourier變換的缺點發展起來的,符合對高頻信號分辨較高的要求[17]。不僅可以給出氣候序列變化的尺度,還可以顯示出變化的時間位置。對氣候預測十分有用[16]。

標準化TEJI的時間序列圖如圖6所示,可以看出:62年間,TEJ呈現出一致減弱的趨勢,線性傾向率為-0.09(m/s)/a,表明熱帶東風急流強度以0.9(m/s)/10a的線性傾向減弱,趨勢系數R的絕對值約為0.68。另外,圖6還顯示TEJ在20世紀80年代前明顯偏強,其中1954年最強,70年代末開始逐漸減弱,至今一直處于偏弱狀態。TEJ弱年除了1972年外,全部出現在1978年后。圖6還可以表征急流強度的極大值都約10年左右出現一次,這與TEJI存在的準10年振蕩周期(圖7)這個主周期基本一致。

3.2 小波分析

對62年逐年TEJI進行小波分析,根據小波序列圖(圖7a)和小波方差圖(圖7b)可以看出:TEJI存在著準10年振蕩周期,對應的小波方差值也在10年體現出最大值。另外,在低頻振蕩區還存在30～35年振蕩周期,由于時間序列只是62年的,所以該振蕩周期不明顯。

圖7 1948～2009年TEJI的小波序列圖和小波方差圖

在以10年為周期的年份中,1968年、1978年、1988年、1998年為強正值;1953年、1963年、1973年、1983年、1993年為強負值。TEJ具有周期規律的年份序列如表所示(表1),TEJ具有明顯的年際變化。在以30～35年為振蕩周期的年份中,1954年、1987年為強正值;1970年、2003年為強負值(表略)。

表1 TEJ具有周期規律的年份序列(10年周期)

3.3 突變檢驗

為了了解 TEJ突變點位置,這里對TEJI進行突變檢驗。分別采用3種氣候突變檢驗方法來分析TEJ的年代際變化。這里以最常用的M-K檢驗為例進行說明。

由圖8可以看出:自20世紀70年代末開始,TEJI呈現出明顯的減弱趨勢。80年代初開始,這種減弱趨勢大大超過了顯著性水平0.05的臨界線,甚至超過了 0.001的顯著性水平(U0.05=1.96,U0.001=2.56),表明 TEJ的減弱趨勢是十分顯著的。根據交點位置,可以確定TEJ在20世紀70年代末的減弱趨勢是一種突變現象,突變具體發生在1978年。這與陳樺[9]采用1958～2002年45年的NCEP/NCAR再分析資料的研究結論一致。用其他兩種檢驗方法——滑動 t檢驗和Yamamoto檢驗進行驗證,得到的結論與M-K檢驗一致(圖略)。

3.4 年代距平

為了進一步說明標準化TEJI時間序列的年代際變化特征,計算62年的年代距平,如表2所示。可以看出,1960～1969年代,TEJ距平百分比為 4.99%,TEJ最強;1980～1989年代、1990～1999年代、2000～2009年代,年代距平為負,TEJ較弱,且從1980～1989年代開始,為持續減弱趨勢,尤其是2000～2009年代,距平百分比達-7.16%,TEJ達最弱時期。進入21世紀以來,TEJ比前期偏弱。TEJ呈現出年代際變化。

圖8 M-K檢驗

表2 1950～2009年夏季TEJI年代距平

4 TEJ與亞非區域降水的關系

TEJ的分布幾乎集中于亞非地區,諸多研究也表明,TEJ的強度和位置與東亞和北非的旱澇密切相關,Koteswaram[2]、曾昭美[8]、Nicholson and Grist[18]等均對此進行了研究 。CMAP資料時間段為1979～2007年29年,作該時間段的氣候平均夏季降水(圖略),可以看出:主要降水帶出現在TEJ入口區的右側和出口區的左側,且降水主要位于南亞和東亞季風區。

相關分析是統計分析中常采用的方法,雖然它不能表明兩者之間的物理機制,但可以從分析結果中發現統計事實[19]。為了進一步了解TEJ與亞非地區降水的關系,29年TEJI標準化時間系數與CMAP中的亞非季風區夏季降水作相關分析(圖9),選用區域范圍(20°E～110°E,-5°S～30°N)作為亞非季風區的代表。可以看出,相關系數在整個亞非季風區內從西到東和從北到南均大致呈“-+”分布,TEJI與西亞和非洲東北部地區夏季降水呈現顯著負相關,TEJI與南亞地區夏季降水呈現顯著正相關。在整個西亞和非洲東北部地區,相關系數都≤-0.2,特別是在北非和亞州西南部地區,相關系數≤-0.4;在整個南亞地區,相關系數都≥0.2,尤其是在印度半島南端,相關系數≥0.3。由此可以看出,亞非季風區內的夏季降水與TEJ響應最敏感的區域是西亞、北非(負相關)、南亞地區(正相關)。在東亞的中國華南地區,呈現正相關分布,相關系數達0.3,即:TEJ較強時,華南地區降水較多;TEJ較弱時,華南地區降水較少,對華南地區的旱澇預報有重要作用。另外,亞非季風區的降水區呈帶狀分布,這與TEJ的帶狀分布非常一致。

圖9 TEJI與亞非季風區夏季降水的相關分布圖(陰影區分別代表信度檢驗超過90%、95%、99%的區域,實(虛)等值線表示正(負)值)

5 熱帶東風急流與中國降水的關系

分析TEJI與同期夏季大氣環流和中國降水的關系。圖10(a)是TEJI與500hPa高度異常場相關系數分布,圖中灰色陰影都通過了90%的信度檢驗。在中國范圍內,東北地區相關系數為正,其他區域相關系數均為負。夏季TEJ強/弱年500hPa高度場t檢驗差值圖(圖11a)也表現出了較一致的特征。因此,TEJ較強時,中國東北地區500hPa高度場較弱,華南地區500hPa高度場較強;TEJ較弱時,中國東北地區500hPa高度場較強,華南地區500hPa高度場較弱。另外,500hPa高度場與海平面氣壓場的分布也表現出了很好的準正壓性。

由圖10(b)TEJI與海平面氣壓場相關系數分布發現,東亞地區大體呈負相關分布,整個中國均呈現負相關分布,尤其在華南地區均呈現顯著的負相關。從夏季TEJ強/弱年海平面氣壓場t檢驗差值圖(圖11b)上也可得到大體一致的結論,東亞地區幾乎都為負值分布。因此,TEJI與東亞地區海平面氣壓場的分布緊密相關,當TEJ較強時,在蒙古高壓附近海平面氣壓場出現低值中心,產生氣旋環流,導致西南風異常,來自海洋的水汽輸送充足,中國東部和華南地區降水偏多;反之,TEJ較弱時,在蒙古高壓附近海平面氣壓場出現高值中心,產生反氣旋環流,導致東北風異常,水分輸送不足,中國東部和華南地區降水偏少。這對中國東部及華南地區的旱澇預報起了重要作用。

夏季,南亞高壓范圍最大,從非洲西岸起,經南亞到達西太平洋,南亞高壓在100hPa附近最強,是夏季對流層上部的大氣環流中心,而且100hPa環流型簡單、尺度穩定,對中國夏季大范圍旱澇分布及亞洲的天氣分布都有重大關系[20]。由100hPa高度異常場(圖10c)可以看出,相關系數均為負值。在30°N以南的中國華南地區,為顯著負相關區,相關系數均達到-0.3,即,南亞高壓較強時,TEJ較弱,中國東部和華南地區降水較少;反之,南亞高壓較弱時,TEJ較強,中國東部和華南地區降水較多(TEJ與中國降水相關分布圖略)。因此,南亞高壓與TEJ密切相關,并對我國特別是華南等南方地區的旱澇預報起著重要的作用,與前人的研究結論較一致。

TEJI與同期850hPa風場相關系數分布見圖10(d),發現35°N以南、120°E以東地區大致呈現出氣旋性環流,將西太平洋的水汽帶向南亞地區,使該地區的夏季降水顯著。

圖10 TEJI與同期500hPa高度場、海平面氣壓場、100hPa高度場、850hPa風場的相關圖(圖中陰影部分分別通過了90%,95%,99%的顯著性檢驗,實虛等值線表示正負值)

圖11 夏季TEJ強/弱年500hPa高度場、海平面氣壓場t檢驗差值圖(圖中陰影部分分別通過了90%,95%,99%的顯著性檢驗,實虛等值線表示正負值)

6 結論

通過分析TEJ的演變特征及其對區域降水的影響,可以得到以下主要結論:

(1)TEJ從南海上空向西延伸,核心位于印度半島、阿拉伯海上空,核心總在(62.5°～82.5°E,10°～15°N),且移動范圍很小;1948～2009年,每年TEJ大致在6月出現,7、8月最大,9月開始減弱并逐漸消失,在盛夏達到最大;

(2)TEJI在1948～2009年總體呈現強度減弱的趨勢,其中1950～1970年,熱帶東風急流強度偏強,尤其1960～1969年該指數達到最強,在1978年開始發生轉變,進入21世紀后至今TEJ一直處于強度偏弱的狀態;TEJI存在明顯的準10年振蕩周期,對應的小波方差值也在10年體現出最大值;

(3)TEJ與亞非區域降水的關系表明:主要降水帶出現在急流入口區的右側和出口區的左側,降水主要位于南亞季風區和東亞季風區內;亞非季風區內的夏季降水與熱帶東風急流響應最敏感的區域是西亞、北非(負相關)、南亞地區(正相關);

(4)TEJI在年際尺度上與大氣環流和中國降水的關系表明:當TEJ較強時,中國東部和華南地區降水偏多;反之,TEJ較弱時,東部和華南地區降水偏少。南亞高壓與TEJ密切相關:南亞高壓較強時,TEJ較弱,華南地區降水較少;反之,南亞高壓較弱時,TEJ較強,華南地區降水較多。因此,熱帶東風急流對東部特別是華南地區的旱澇預報起著重要的作用。

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