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(huán)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(huán)流體系,不僅在很大程度上決定著高原及其鄰近地區(qū)的氣候形成,而且其變動還控制著影響區(qū)域內不同時間尺度上的氣候與環(huán)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(shù)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(qū)位于中緯地帶,這一緯度的高低空都盛行著深厚的西風環(huán)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(jīng)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(shù)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(shù),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(shù),以此來作為定量描述大氣運動基本狀態(tài)的一個參數(shù)。它的強弱反映了中高緯大氣環(huán)流的基本狀態(tài),這種狀態(tài)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(lián)系,高指數(shù)表示西風強,與緯向環(huán)流相對應,低指數(shù)表示西風弱,經(jīng)常與經(jīng)向環(huán)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(shù)[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(shù)（即 U35-U55）。

既然高原季風與西風帶是影響我國氣候的兩大環(huán)流系統(tǒng),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(guī)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(fā)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(qū)域西風指數(shù),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(qū)季風特征的高度場指數(shù)。將上述計算的1948-2008年61年的高原夏季風指數(shù)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?guī)缀跸喾?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(xiàn)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(qū)域為40°E-120°E,20°N-60°N 。因此,將中緯度 40°N-60°N 區(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)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(shù)（PMI）與區(qū)域西風指數(shù)（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(qū)域西風指數(shù)減弱,將兩種指數(shù)求相關,相關系數(shù)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(xiàn)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(xiàn)。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(xiàn)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(qū)域西風指數(shù)的年際變化中,1-2年小時間尺度周期振蕩顯著地出現(xiàn)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(xiàn)。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(xiàn)顯著。

對比分析圖4（a）、（b）可知,高原夏季風與區(qū)域西風指數(shù)的年代際變化均比年際變化明顯,且高原夏季風與區(qū)域西風指數(shù)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(xiàn)在:（1）線性趨勢均很明顯,但發(fā)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(fā)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(xiàn)具有不確定性,對高原夏季風與區(qū)域西風指數(shù)的年際異常產(chǎn)生重大的影響。不同點表現(xiàn)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(xù)到90年代中期,而對區(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)從80年代開始加強貫穿到現(xiàn)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(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)變化趨勢估計

圖5是高原夏季風與區(qū)域西風指數(shù)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(xiàn)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(qū)域西風指數(shù)（圖4b）在 1a、11a、16a、27a表現(xiàn)突出,前3個峰值分別為27a、1a、11a。

根據(jù)高原夏季風與區(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)年際異常最主要的原因。其中高原夏季風在1955年發(fā)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(xiàn)在;區(qū)域西風指數(shù)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(xiàn)在。

圖5 PMI（a）與ZMI（b）小波變換系數(shù)的方差

由前面分析得知,線性趨勢在高原夏季風和區(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風經(jīng)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(qū)域西風指數(shù)提前10年發(fā)生氣候轉變,預計近期高原夏季風將轉弱,區(qū)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(wěn)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(qū)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(qū)域西風指數(shù)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(shù)

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(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)提前發(fā)生突變,對區(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風活動具有很重要的影響,即當高原夏季風偏強時,區(qū)域西風活動減弱;當高原夏季風減弱時,區(qū)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(qū)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(qū)域西風指數(shù)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(qū)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(qū)為顯著正距平,而四川盆地西部、華南、華北地區(qū)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(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)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(fā)生,對我國夏季旱澇產(chǎn)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(chǎn)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(qū)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(qū)域,并在此基礎上設計了一個區(qū)域西風指數(shù),探討了高原季風與中緯度區(qū)域西風指數(shù)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(qū)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(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)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(qū)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(qū)域西風均發(fā)生過一次年代際氣候躍變現(xiàn)象,前者發(fā)生在70年代中期,后者發(fā)生在80年代中期。高原夏季風由偏弱轉為偏強,區(qū)域西風由偏強轉入偏弱。在躍變前后高原夏季風與區(qū)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(qū)域西風在躍變后,準10-11年周期加強貫穿到現(xiàn)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(qū)域西風指數(shù)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(qū)域西風指數(shù)提前發(fā)生突變,對區(qū)域西風指數(shù)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(chǎn)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(tǒng)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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