东亚副热带夏季风指数及其与中国夏季降水的关系外文翻译资料

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东亚副热带夏季风指数及其与中国夏季降水的关系

赵平¹ 周自江²

1 中国气象科学研究院,北京,100081

2 中国气象局气象信息中心,北京,100081

摘要

本文利用1961-1999年的NCEP/NCAR的月平均再分析资料和中国160站月平均降水资料，基于蒙古中纬度地区和西太平洋副热带地区的大气环流因素而定义了一个简单的副热带夏季风指数EASSM，并研究该指数与中国夏季降水、大气环流特征的关系。同时将该指数与其他夏季风指数进行了比较。结果表明：所定义的指数反映了集中在西伯利亚的热低压和西太平洋副热带高压脊的变化。它集中体现了EASSM指数的强度和长江流域夏季降水的可变性。分析表明西伯利亚低压对降水的影响比副热带高压脊更加显著，大气环流的异常和中纬度冷空气的发展对中国东部地区的夏季降水具有深远的影响。还考虑了西伯利亚低压和副热带高压脊两者的影响能够更好地捕捉中国夏季降水的异常。

该指数呈现了年际和年代际变化，20世纪60～70年代以高指数为主,而80～90年代以低指数为主。当指数EASSM为低值时，西伯利亚低压和副热带高压脊也会变弱，东亚副热带和中纬度地区的底层出现北风异常，而热带、亚洲副热带和西太平洋上空的对流层以西南风占主导地位，异常的北风从东亚中纬度带来了大量的冷空气，沿着梅雨锋将加强辐合和上升运动，并导致长江夏季降水的增加。

关键词：东亚，季风指数，大气环流，梅雨锋，夏季降水

1.引言

东亚副热带季风在亚洲季风区是重要的气候和天气系统，影响了中国、朝鲜韩国和太平洋西北部地区。其异常行为通常会导致特殊的夏季降雨。定量地描述EASSM和系统地理解其可变性在研究东亚和世界的气候系统可变性方面是主要挑战。以往的研究多关注在南亚和东亚热带季风, 并在研究EASSM方面已经取得了一些进展。

在20世纪80年代早期，周玉孚（1983）就开始利用了低层对流层的假相当位温来描述EASSM指数的前进和后退。海陆热力差异使得东亚夏季风指数得到加强，地表的压强变化正好反映了陆面的加热状况。郭琪蕴（1983）利用了经向(10⁰-50⁰N)从东经110⁰到160⁰的平均海平面气压的纬向差异描述东亚副热带和太平洋西北部上空的热力差异。与郭琪蕴（1983）的定义相似，施能等人（1996）在更北部地区20⁰-50⁰N使用平均海平面气压的差异定义了一个新的东亚季风指数。孙照渤等人(2003)利用该季风指数研究了东亚夏季风的年代际变化和中国北方相关的降雨量。孙秀荣等人（2001）利用热带和副热带的中国大陆和其邻近海洋的地表热力差异定义了一个更加复杂的指数，他们发现这个指数与长江流域夏季降水的年际变化非常吻合。最近，赵平等人（2007b）使用亚洲和太平洋的对流层温度差异定义了亚洲夏季风指数并且揭示了这个指数能够贴切地表示大气环流的变化和亚洲南部东部季风区的降水。

一些作者也利用风来定义季风指数。例如：祝从文等（1998）年通过结合纬向海平面气压差定义了东亚夏季风指数，不同于郭琪蕴（1983）利用低纬度地区的纬向风切变。结果显示这个指数可能能够针对长江流域夏季降水的年际变化。周兵等人利用北纬10⁰-25⁰东亚平均经向风作为东亚夏季风指数。张庆云等（2003）定义的东亚夏季风指数为东亚热带和副热带纬向风差异。他们讨论了其与大气可降水的关系。显然，这些夏季风指数合并的特性和影响都来源于副热带和热带区域。

天气分析表明中国东部夏季降水的发生和发展不仅被低纬度地区的暖湿气团活动影响，而且也被高纬度冷空气团的活动所调制(如：陶诗言等, 1980; 周秀骥等, 2003). 在天气尺度上，赵平等人（2004,2006）进一步指出长江流域夏季降水的年际变化和年代际变化和西伯利亚上空的大气环流异常密切相关。EASSM降水指数和东亚中纬度地区大气环流的关系引起广泛的关注,并且中纬度地区和热带西北太平洋两种类型的大气环流系统的影响需要进一步的比较和评估。

在目前的研究中,我们使用了国家环境预报中心/国家大气研究中心(NCEP / NCAR) 月平均再分析资料和中国160个地面气象站观测月降雨量统计调查东亚夏季大气环流的主要特性及其邻近地区。基于这些特性,定义了一个简单的指数EASSM及其与东亚环流的变化的关系和中国降水进行了检验。

2.EASSM指数的定义

这项研究利用两个不同的数据集。使用1961～1999年NCEP/NCAR的水平分辨率为2.5°times;2.5°的月平均再分析资料。另一个是中国同期的160个测量站月总降水资料。在统计和合成分析时。组合差异和相关系数的统计显著性通常用研究方法t检验来评估。这个研究的意义是在90%的水平,除非另有说明。夏天是指6月,7月和8月，用JJA表示。

定义EASSM的指数之前,我们检查亚洲和北太平洋大气环流的平均特征。图1a和1b显示夏季海平面气压和地表空气温度的分布在东亚和北太平洋附近有三个明显的大气环流系统(Fig.la)， 一个是位于东亚大陆的低气压 ，其中心值为1002hPa，位于蒙古地区北纬43⁰N附近，并且是22℃的暖中心，该低压为暖性低压，为了方便就叫西伯利亚低压。西伯利亚低压向南延伸至中国南方，并对覆盖区域施加了气候影响。第二个是位于30^o～40 ^o N的西太平洋副热带高压脊。第三个也是暖性低压，位于青藏高原西南侧20 ^o～30 ^o N附近，叫做印度低压。图1 c显示夏季海平面气压的标准差。可以看出在东亚中纬度和温带太平洋东部的标准偏差值超过3hpa，与此对应的是西伯利亚低压和副热带高压脊较低。这表明西伯利亚低压和副热带高压脊具有更大的可变性。与这些大值标准差相比，在印度的标准差相对较小，小于2hPa，这表明印度低压变率是相对较小的变化。

由于中国南方低气压区是蒙古低压的延伸，南方低压和蒙古低压的变率应该高度一致，并且蒙古低压比南方低压可能起到主导的作用。在当前的研究中，西伯利亚海平面气压常常用来表示中纬度地区的变化。类似于郭琪蕴和施能等的定义，用经度110^oE,纬度40 ^o～50^oN平均的标准化气压来代表蒙古低压的变化特征，记作指数，而用沿着经度160^oE,纬度30^o～40^oN平均的标准化气压来表示西太平洋副热带高压脊的变化特征，记作指数。最后用160^oE的平均值减去110^oE的平均值,即得到东亚副热带夏季风强度指数EASSM:

=-

显然，当西伯利亚低压和西太平洋副热带高压脊变强（变弱）时，ISSM指数也是高值（低值），EASSM更加强(弱)。与郭琪蕴和施能等所定义的夏季风指数相比,本文定义的指数突出了蒙古低压和西太平洋副热带高压的热力差异对比。

图1 a. 1961～1999年夏季(6～8月)平均海平面气压(单位:hPa,量值 1000)； b.平均海表面气温(单位:℃)； c.平均海平面气压的标准差(单位:hPa)。

图2给出了夏季6月~8月ISSM指数的时间变化，展现了1961～1999年长期下降的变化趋势。其中20世纪60～70年代ISSM指数以正值为主，说明这段时间蒙古低压和西太平洋副热带高压偏强。而在80～90年代,ISSM以负值为主,表示这段时间蒙古低压和西太平洋副热带高压偏弱。为了探测大气环流的变化与夏季ISSM指数的变化有关，选用了ISSM指数最高年份和最低年份来做综合分析极端高指数年份为:1961,1962,1963,1964,1966,1972和1975年，叫做高值年份HI。低指数年份为:1980,1983,1986,1991,1993,1995和1996年，叫做低值年份LI。

图2　1961～1999年ISSM指数的时间变化

3.大气环流和中国降水与ISSM的关系

3.1大气环流

图3a给出了1961～1999年夏季ISSM指数与同期表面气压之间的相关系数。ISSM指数与东亚大陆的表面气压存在着显著的负相关，且最大负相关值为-0.8，主要出现在青藏高原北侧和东侧, 而与西太平洋副热带地区的气压存在显著的正相关。在图3的ISSM指数低值年份中，超过2hPa的地表气压正距平，位于青藏高原北侧和东北侧，最大值为3hPa位于西伯利亚，表明在东亚大陆存在着弱的暖低压。而地表气压负距平低于-1hPa出现在中纬度地区经度160^oE附近的西太平洋副热带地区,指示着弱的西太平洋副热带高压脊。对应于地表面气压的变率，东亚副热带和西北太平洋由海洋指向陆地存在异常纬向气压梯度力，伴随着在东亚热带和中纬度地区盛行异常的偏北风。因此，低ISSM指数表明EASSM变弱。在图3c指数低值年份中，地表气压负距平出现在东亚大陆上，并且其中心最大值-6hPa，位于西伯利亚，表明在陆地存在强度大的热低压，同时西北太平洋副热带地区出现的是较弱的正距平，表明了海洋上副热带高压脊也偏强。与此同时，东亚副热带和西北太平洋之间形成了由陆地指向海洋的异常气压梯度力，异常的偏南风相应地出现在中国东部和沿海地区,并且一直向北延伸到北纬55^oN,这对应着较强的东亚副热带夏季风。

低值和高值ISSM年份间的大气环流异常特征也出现在对流层中层和上层。图4a给出了在低值和高值的ISSM年份合成的夏季500hPa位势高度分布。可以看到显著正异常覆盖亚洲的大部分地区,中央值为50位势米的分布在中高纬度地区，且显著的负异常出现在西北太平洋北纬40度附近,中心值为-20位势米。对应500hPa位势异常高度，在亚洲上空有一个大尺度异常的反气旋环流，其中心位于西伯利亚850hPa 高度层上，并且强的异常偏北风从亚洲东北部到中国南部占主导在图4c100hPa图中，在亚洲中纬度和西北太平洋为异常的气旋性环流，其中心位于中国北部，且亚洲和西太平洋热带和副热带以异常的偏西南风为主。

图3　 a.1961～1999年夏季(6～8月)ISSM与同期表面气压之间的相关系数(单位:times;0.1;阴影区通过90%统计信度)；b.7个夏季低ISSM年份合成的夏季表面气压距平(单位:hPa) 和表面风场距平(单位:m/s)；c .7个夏季低高ISSM年份合成的夏季表面气压距平(单位:hPa)和表面风场距平(单位:m/s)

图4　 a.在7个低和高夏季ISSM年份合成的夏季500hPa位势高度差值(单位:times;10gpm;阴影区通过90%统计信度); b.在7个低和高夏季ISSM年份合成的夏季850hPa风场差值(单位:m/s;阴影区为异常风速的通过90%统计信度); c.在7个低和高夏季ISSM年份合成的夏季100hPa风场差值(单位:m/s;阴影区为异常风速的通过90%统计信度)

上述分析表明，低值和高值的ISSM指数反映了东亚对流层的两种不同的大气环流的典型特征。当ISSM较低时，位于西伯利亚和西北太平洋副热带高压脊的大陆热低压偏弱在中纬度地区和东亚副热带地区低层盛行异常北风时，在这种大气环流情况下,中国北方的冷空气活动明显加强

图5a显示了夏季ISSM高值和ISSM低值年份之间合成的925hPa假相当位温()的差值。是利用NCEP / NCAR再分析资料计算的。在图5a中，显著的大规模负异常出现在东亚中纬度地区，且其中心值为-8k位于中国北部，表明干冷空气偏强，而东亚热带地区是较小的正异常值，表明中国南部出现弱的暖湿空气活动中国东部 的异常变化加强了长江流域的梅雨锋的发展。此外，低层的异常北风也加强了长江流域的辐合，并导致了北纬27^o-32^oN地区异常的上升运动。

3.2降水

图6 展现了低值ISSM和高值ISSM年份夏季降水合成差值从东经105^o 到 120^oE ，长江流域出现了大规模显著的夏季降水正异常，其中降水异常最大值为300mm，分布在长江流域中下游地区。这个表明了当地降水的增加。降水负异常出现在中国东部地区的东南部和北部，表明当地降水量的减少。显然，对应于一个较弱的EASSM和 低指数ISSM,长江流域的梅雨锋和相关的上升运动得到加强,并导致当地的降雨量增加。

图6显示的是从1961～1999年区域(28^o～32 ^o N,105 ^o～120 ^o E)的夏季平均降水量与每一个网格点同期降水的相关系数分布。在该区域有19个降水测量站的夏季降水平均值，其显示出显著正相关出现在长江流域105 ^o～120 ^o E,其最大相关系数为0.8。表明该区域夏季降水具有同步变化特征。图6c显示1961-1999年夏季降水的标准差分布，从图中可以看出降水变率超过200mm的区域主要集中在长江中下游地区，且其中最大变率为250mm。

其证实在ISSM低值和高值的极端年份，长江流域夏季降水

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