热带东风急流的演变特征及其与亚非降水的关系

欧 雅, 范广洲, 周定文, 胡德强, 谢清霞, 李奇临

(成都信息工程学院大气科学学院高原大气与环境四川省重点实验室,四川成都610225)

0 引言

夏季随着北半球西风带北移,赤道地区东风带也北移,在热带对流层顶150～100hPa处,东风达到急流标准。亚洲地区在海陆热力对比和青藏高原热源共同作用下,东风急流是全球最强且最稳定的[1]。热带东风急流(TEJ)主要是指出现在北半球夏季亚非对流层顶附近的一支东风急流,从南海向西延伸到非洲北部上空。热带东风急流与亚非季风区降水,中国东部地区降水,亚洲夏季风,华南地区天气、气候特征等密切相连,所以对热带东风急流及相关特征尤其与亚非降水关系的研究具有很强的理论和实践意义。

关于热带东风急流,以往已有不少相关研究,包括定义、范围、结构、变化特征等,并取得了一定的成果。Koteswaram[2]的分析发现,1955年夏季,有一支TEJ覆盖了南亚高空对流层上层,其中心在15°N附近,他认为海陆分布对这一模式的形成起了主要作用;Flohn[3]全面研究过TEJ,并定量估计了越过TEJ入口区和出口区的经向环流,研究了TEJ的动力学机制以及TEJ在大气环流中的作用;Yin M T[4]研究了高空风季节转换与印度夏季风的关系;Neyama,Y[5]研究了高空风季节转换和东亚梅雨开始的关系;中央气象局研究所和南京气象学院[6]分析了TEJ与中国东部地区降水异常的关系;朱福建和陆龙骅[7]用全球网格点资料,对1979年5～7月TEJ活动特征进行了总结,集中讨论100hPa等压面气候平均纬向风场的天气学分析和合成风场的聚类分析。

TEJ与降水区的分布和降水量的多少密切相关,很多学者早就注意到这个问题。Koteswaram[2]的研究表明,TEJ对亚非降水的分布起重要作用;曾昭美等[8]分析了1966～1975年10年亚非季风区6～8月各月的平均降水分布与TEJ的关系,发现降水与TEJ存在一定关系;陈桦[9]选取了较长的时间尺度(1958～2002年45年),从气候学角度对TEJ进行了研究,发现主要降水带、大尺度上升运动都出现在急流入口区右侧和出口区左侧,降水主要位于南亚季风区和东亚季风区。

众多研究表明,TEJ的变化特征及其对亚非季风区和我国降水的影响的研究具有十分重要的意义,TEJ的生成和活动也是夏季天气预报中不可忽视的因子。而过去的研究大多从天气学的角度进行分析,所取时间尺度较短,或是研究TEJ与降水的关系时,只指出了降水与急流轴分布和位置变化的配置关系,而未指出与亚非季风区夏季降水、与我国夏季降水的具体相关程度,对TEJ与大气环流、ENSO的关系也几乎没有详细介绍。此外,先前的研究都进行较早,资料时间序列不够长,文中则利用了1948～2009年62年相关资料进行研究,使研究结果更有说服力。先定义了热带东风急流强度指数(TEJI),之后通过分析62年夏季TEJ的位置、强弱、结构、演变特征及其与亚非降水、与中国大气环流以及与ENSO的关系,可以为中国尤其是华南地区降水甚至整个亚非区降水预报提供一定思路。

1 资料

资料采用美国国家环境预报中心(NCEP/NCAR)再分析资料,数据类型包括月平均纬向风场、经向风场、高度场、海平面气压场。风场资料时间为1948年1月～2009年12月共62年 6～8月,分辨率为2.5°×2.5°,高度选取150～100hPa;高度场和海平面气压场资料为1948～2005年共58年6～8月。降水资料为NOAA气候预测中心提供的全球综合分析降水集(CMAP),时间为1979～2007年,分辨率为2.5°×2.5°;海温资料取自NOAA/CPC,时间为1950～2009年共60年。

2 热带东风急流指数的定义及变化特征分析

2.1 热带东风急流的结构和范围

以往对TEJ的研究中,不少选用100hPa或150hPa单层资料[10-11],甚至也有选用200hPa纬向风场作为研究资料的(由于高空资料缺乏)[12-14],也有不少研究已指出TEJ核心位于150～100hPa[2],这里分别对200hPa、150hPa、100hPa、70hPa、50hPa四季的纬向风场进行比较,以选取合适的高度场和季节作研究。

分别作气候平均在5个高度场上的流场及等U线(图略),可以看出:东风急流在150～100hPa最好观测,研究选取150～100hPa上的平均,这与陈桦[9]选取一致。分别作气候平均150～100hPa流场及等U线,可以看出:春季大约在10°S～10°N 为东风,中高纬为广阔的西风带,东风较弱(图略);秋季10°S～20°N 为微弱东风,中高纬为广阔西风(图略);冬季低纬为微弱东风,中高纬为广阔西风,最大西风风速中心大约位于140°E、40°N,达50m/s(图略);夏季5°S～30°N 均为东风,出现急流,最大东风风速达30m/s,如图1所示。在分析 TEJ的结构、变化及其与其它要素场的关系时,均以150～100hPa两层的平均代替TEJ,使研究和计算更为准确,研究时段为夏季。

图1 1948～2009年夏季150～100hPa平均流场(虚线为等U线)(单位:m/s)

由图1可以看出:TEJ从南海上空向西延伸,经印度到达非洲北部上空大片区域(20°E～110°E,5°S～20°N),涵盖了南海、中南半岛、孟加拉湾、印度洋及亚非大陆大部分地区;TEJ核心位于印度半岛南端、阿拉伯海上空(60°E～80°E,10°N ～15°N);TEJ中心风速可达30m/s;TEJ中心大约位于70°E附近。这与陈桦[9]的研究结果接近。

为了进一步了解TEJ的结构特征,参照陈桦[9]的方法,作气候平均夏季纬向风的纬向和径向垂直剖面图。由沿10°N～15°N的垂直剖面图(图2a)可以看出:TEJ的核心位于印度半岛南部上空150～100hPa;中心风速达30m/s;60°E～90°E,对流层几乎整层均为东风,平流层也为东风。由急流层纬向风沿70°E的垂直剖面图(图2b)可见:东风出现在15°～30°N的低纬地区,主要位于对流层上部,最大东风风速中心位于150hPa～100hPa。由急流层纬向风沿20°E的垂直剖面图(图略)可见:东风出现在300hPa以上,且仅位于0°N～30°N的北半球低纬度地区,风速较小,大致在10m/s;由急流层纬向风沿110°E的垂直剖面图(图略)可见:东风出现在 10°S～30°N 的地区,最大风速达20m/s。综上所述,不同经度东风的强度和范围不同,东风急流的位置出现在30°S～30°N的地区,且位于对流层上部,周围为广阔西风带,北半球低纬地区存在纬向东西风切变;东风急流中心位于70°E的150～100hPa,即:印度半岛、阿拉伯海上空。这与文中上述所作“夏季150～100hPa平均流场及等U线”得出的结论一致。

图2 沿10°N～15°N 和 70°E纬向风垂直剖面图

2.2 热带东风急流指数的定义

2.2.1 热带东风急流的位置变化

为了了解TEJ位置变化规律,对(20°W～180°E,40°S～60°N)内夏季东风最大值逐年位置变化进行计算和统计(表略),显示东风最大值纬度(图3a)和经度(图3b)变化范围,62年间的最大值有31个出现在12.5°N、18个出现在10°N、13个出现在15°N 。TEJ的核心总是在(62.5°E ～ 82.5°E,10°N ～ 15°N)移动,变化范围很小 。

图3 1948～ 2009年夏季(20°W ～ 180°E,40°S～ 60°N)内东风最大值纬度经度变化范围

2.2.2 热带东风急流的强度变化

在上述 TEJ核心范围(62.5°E～82.5°E,10°N ～15°N)逐年计算、统计62年东风在每个月的强度大小,找出每年东风最大值及最大值出现的月份(表略),最大值变化用折线图表示(图4)。由表和图可以看出:1948～2009年间,每年TEJ大致在6月出现,7、8月达最大,9月开始减弱,直至逐渐消失。62年中,最大值出现在7月份的有51年,出现在8月的有11年,TEJ在盛夏达到最大。

2.2.3 热带东风急流指数的定义

计算并统计1948～2009年62年每年夏季东风的平均值(表略)。由于每年东风最大值都移动很小,选择建立一个指数来度量TEJ的变化规律。参照陈桦[9]的定义方式并结合上述研究,这里将急流指数定义为:夏季150～100hPa纬向风在急流核心区域(62.5°E～82.5°E,10°N ～15°N)的平均,称为“热带东风急流强度指数”,记作TEJI,用折线图表示如图5所示。由图5可以看出,夏季热带东风急流最大出现在1954年,值为38.53m/s,最小出现在2009年,值为29.50m/s。热带东风急流62年来越来越弱,且在2009年出现了最低值,仅有29.50m/s。

图4 东风最大值的变化

图5 热带东风急流强度指数

3 热带东风急流的时间变化特征

3.1 趋势分析

距平是气象上常用的量,即对平均值的正常情况的偏差。气象上经常用距平值代替原样本中资料数值作为研究对象,因为在气象要素的研究中,受年变化周期影响很大,各月的平均值不一样,为使之能在同一水平下进行比较,常使用距平值[15]。累积距平也是一种常用的、由曲线直观判断变化趋势的方法[16]。对指数的周期分析采用的是小波分析方法,是为了克服加窗Fourier变换的缺点发展起来的,符合对高频信号分辨较高的要求[17]。不仅可以给出气候序列变化的尺度,还可以显示出变化的时间位置。对气候预测十分有用[16]。

标准化TEJI的时间序列图如图6所示,可以看出:62年间,TEJ呈现出一致减弱的趋势,线性倾向率为-0.09(m/s)/a,表明热带东风急流强度以0.9(m/s)/10a的线性倾向减弱,趋势系数R的绝对值约为0.68。另外,图6还显示TEJ在20世纪80年代前明显偏强,其中1954年最强,70年代末开始逐渐减弱,至今一直处于偏弱状态。TEJ弱年除了1972年外,全部出现在1978年后。图6还可以表征急流强度的极大值都约10年左右出现一次,这与TEJI存在的准10年振荡周期(图7)这个主周期基本一致。

3.2 小波分析

对62年逐年TEJI进行小波分析,根据小波序列图(图7a)和小波方差图(图7b)可以看出:TEJI存在着准10年振荡周期,对应的小波方差值也在10年体现出最大值。另外,在低频振荡区还存在30～35年振荡周期,由于时间序列只是62年的,所以该振荡周期不明显。

图7 1948～2009年TEJI的小波序列图和小波方差图

在以10年为周期的年份中,1968年、1978年、1988年、1998年为强正值;1953年、1963年、1973年、1983年、1993年为强负值。TEJ具有周期规律的年份序列如表所示(表1),TEJ具有明显的年际变化。在以30～35年为振荡周期的年份中,1954年、1987年为强正值;1970年、2003年为强负值(表略)。

表1 TEJ具有周期规律的年份序列(10年周期)

3.3 突变检验

为了了解 TEJ突变点位置,这里对TEJI进行突变检验。分别采用3种气候突变检验方法来分析TEJ的年代际变化。这里以最常用的M-K检验为例进行说明。

由图8可以看出:自20世纪70年代末开始,TEJI呈现出明显的减弱趋势。80年代初开始,这种减弱趋势大大超过了显著性水平0.05的临界线,甚至超过了 0.001的显著性水平(U0.05=1.96,U0.001=2.56),表明 TEJ的减弱趋势是十分显著的。根据交点位置,可以确定TEJ在20世纪70年代末的减弱趋势是一种突变现象,突变具体发生在1978年。这与陈桦[9]采用1958～2002年45年的NCEP/NCAR再分析资料的研究结论一致。用其他两种检验方法——滑动 t检验和Yamamoto检验进行验证,得到的结论与M-K检验一致(图略)。

3.4 年代距平

为了进一步说明标准化TEJI时间序列的年代际变化特征,计算62年的年代距平,如表2所示。可以看出,1960～1969年代,TEJ距平百分比为 4.99%,TEJ最强;1980～1989年代、1990～1999年代、2000～2009年代,年代距平为负,TEJ较弱,且从1980～1989年代开始,为持续减弱趋势,尤其是2000～2009年代,距平百分比达-7.16%,TEJ达最弱时期。进入21世纪以来,TEJ比前期偏弱。TEJ呈现出年代际变化。

图8 M-K检验

表2 1950～2009年夏季TEJI年代距平

4 TEJ与亚非区域降水的关系

TEJ的分布几乎集中于亚非地区,诸多研究也表明,TEJ的强度和位置与东亚和北非的旱涝密切相关,Koteswaram[2]、曾昭美[8]、Nicholson and Grist[18]等均对此进行了研究 。CMAP资料时间段为1979～2007年29年,作该时间段的气候平均夏季降水(图略),可以看出:主要降水带出现在TEJ入口区的右侧和出口区的左侧,且降水主要位于南亚和东亚季风区。

相关分析是统计分析中常采用的方法,虽然它不能表明两者之间的物理机制,但可以从分析结果中发现统计事实[19]。为了进一步了解TEJ与亚非地区降水的关系,29年TEJI标准化时间系数与CMAP中的亚非季风区夏季降水作相关分析(图9),选用区域范围(20°E～110°E,-5°S～30°N)作为亚非季风区的代表。可以看出,相关系数在整个亚非季风区内从西到东和从北到南均大致呈“-+”分布,TEJI与西亚和非洲东北部地区夏季降水呈现显著负相关,TEJI与南亚地区夏季降水呈现显著正相关。在整个西亚和非洲东北部地区,相关系数都≤-0.2,特别是在北非和亚州西南部地区,相关系数≤-0.4;在整个南亚地区,相关系数都≥0.2,尤其是在印度半岛南端,相关系数≥0.3。由此可以看出,亚非季风区内的夏季降水与TEJ响应最敏感的区域是西亚、北非(负相关)、南亚地区(正相关)。在东亚的中国华南地区,呈现正相关分布,相关系数达0.3,即:TEJ较强时,华南地区降水较多;TEJ较弱时,华南地区降水较少,对华南地区的旱涝预报有重要作用。另外,亚非季风区的降水区呈带状分布,这与TEJ的带状分布非常一致。

图9 TEJI与亚非季风区夏季降水的相关分布图(阴影区分别代表信度检验超过90%、95%、99%的区域,实(虚)等值线表示正(负)值)

5 热带东风急流与中国降水的关系

分析TEJI与同期夏季大气环流和中国降水的关系。图10(a)是TEJI与500hPa高度异常场相关系数分布,图中灰色阴影都通过了90%的信度检验。在中国范围内,东北地区相关系数为正,其他区域相关系数均为负。夏季TEJ强/弱年500hPa高度场t检验差值图(图11a)也表现出了较一致的特征。因此,TEJ较强时,中国东北地区500hPa高度场较弱,华南地区500hPa高度场较强;TEJ较弱时,中国东北地区500hPa高度场较强,华南地区500hPa高度场较弱。另外,500hPa高度场与海平面气压场的分布也表现出了很好的准正压性。

由图10(b)TEJI与海平面气压场相关系数分布发现,东亚地区大体呈负相关分布,整个中国均呈现负相关分布,尤其在华南地区均呈现显著的负相关。从夏季TEJ强/弱年海平面气压场t检验差值图(图11b)上也可得到大体一致的结论,东亚地区几乎都为负值分布。因此,TEJI与东亚地区海平面气压场的分布紧密相关,当TEJ较强时,在蒙古高压附近海平面气压场出现低值中心,产生气旋环流,导致西南风异常,来自海洋的水汽输送充足,中国东部和华南地区降水偏多;反之,TEJ较弱时,在蒙古高压附近海平面气压场出现高值中心,产生反气旋环流,导致东北风异常,水分输送不足,中国东部和华南地区降水偏少。这对中国东部及华南地区的旱涝预报起了重要作用。

夏季,南亚高压范围最大,从非洲西岸起,经南亚到达西太平洋,南亚高压在100hPa附近最强,是夏季对流层上部的大气环流中心,而且100hPa环流型简单、尺度稳定,对中国夏季大范围旱涝分布及亚洲的天气分布都有重大关系[20]。由100hPa高度异常场(图10c)可以看出,相关系数均为负值。在30°N以南的中国华南地区,为显著负相关区,相关系数均达到-0.3,即,南亚高压较强时,TEJ较弱,中国东部和华南地区降水较少;反之,南亚高压较弱时,TEJ较强,中国东部和华南地区降水较多(TEJ与中国降水相关分布图略)。因此,南亚高压与TEJ密切相关,并对我国特别是华南等南方地区的旱涝预报起着重要的作用,与前人的研究结论较一致。

TEJI与同期850hPa风场相关系数分布见图10(d),发现35°N以南、120°E以东地区大致呈现出气旋性环流,将西太平洋的水汽带向南亚地区,使该地区的夏季降水显著。

图10 TEJI与同期500hPa高度场、海平面气压场、100hPa高度场、850hPa风场的相关图(图中阴影部分分别通过了90%,95%,99%的显著性检验,实虚等值线表示正负值)

图11 夏季TEJ强/弱年500hPa高度场、海平面气压场t检验差值图(图中阴影部分分别通过了90%,95%,99%的显著性检验,实虚等值线表示正负值)

6 结论

通过分析TEJ的演变特征及其对区域降水的影响,可以得到以下主要结论:

(1)TEJ从南海上空向西延伸,核心位于印度半岛、阿拉伯海上空,核心总在(62.5°～82.5°E,10°～15°N),且移动范围很小;1948～2009年,每年TEJ大致在6月出现,7、8月最大,9月开始减弱并逐渐消失,在盛夏达到最大;

(2)TEJI在1948～2009年总体呈现强度减弱的趋势,其中1950～1970年,热带东风急流强度偏强,尤其1960～1969年该指数达到最强,在1978年开始发生转变,进入21世纪后至今TEJ一直处于强度偏弱的状态;TEJI存在明显的准10年振荡周期,对应的小波方差值也在10年体现出最大值;

(3)TEJ与亚非区域降水的关系表明:主要降水带出现在急流入口区的右侧和出口区的左侧,降水主要位于南亚季风区和东亚季风区内;亚非季风区内的夏季降水与热带东风急流响应最敏感的区域是西亚、北非(负相关)、南亚地区(正相关);

(4)TEJI在年际尺度上与大气环流和中国降水的关系表明:当TEJ较强时,中国东部和华南地区降水偏多;反之,TEJ较弱时,东部和华南地区降水偏少。南亚高压与TEJ密切相关:南亚高压较强时,TEJ较弱,华南地区降水较少;反之,南亚高压较弱时,TEJ较强,华南地区降水较多。因此,热带东风急流对东部特别是华南地区的旱涝预报起着重要的作用。

[1] 朱乾根,林锦瑞.天气学原理和方法[M].北京:气象出版社,1981:243-244.

[2] P Koteswaram.The easterly jet stream in the tropics[J].Tellus,1958,10:43-57.

[3] Flohn,H:Investigations on the tropical easterly jet[J].Bonner Meteologushe Abhandlungen,1964,4:83.

[4] Yin M T.A synoptic-aerological study of the onset of the summer monsoon over India and Burma[J].J.Met.1949,6:393-400.

[5] Neyama,Y.On the dates of the transition of wind direction from west to east in lower stratosphere at Marcus Island in late spring and of the setting-in of“Bai-u” the rainy season in Japan[J].The Geophysical Magazine,1962,31:633-651.

[6] 热带东风急流与我国东部地区降水异常的初步分析[C].中央气象局研究所、南京气象学院.1976.

[7] 朱福建,陆龙骅.1979年5～7月热带东风急流的观测事实[C].中央气象局气象科学研究院.

[8] 曾昭美,郭其蕴.亚非季风区夏季降水与热带东风急流的关系[J].大气科学,1982,6:283-292.

[9] 陈桦.热带东风急流及亚洲夏季风的气候学研究[D].南京:南京信息工程大学,2006.

[10] Tanaka M.Interannual fluctuations of the tropical easterly jet and the summer monsoon in the Asian region[J].J Meteor Soc Japan,1982,60:865-875.

[11] 杨亚正.对流层上层热带东风发生发展的初步分析[C].热带天气会议文集,1980:7-81.

[12] 丁一汇,赵深铭,何诗秀.全球夏季热带200mba平均环流研究的某些新结果[J].科学通报,1984,7:414-416.

[13] Chen T C,Loon H V.Interannual variation of the T ropical Easterly Jet[J].Mon Wea Rev,1987,115:1739-1759.

[14] Lu J X,Ding Y H.Climatic study on the summer Tropical Easterly Jet at 200hPa[J].Adv Atmos Sci,1989,6:215-226.

[15] 黄嘉佑.气象统计分析与预报方法[M].北京:气象出版社,2004:4-5.

[16] 魏凤英.现代气候统计诊断与预测技术[M].北京:气象出版社,2009:43.

[17] 吴洪宝,吴蕾.气候变率诊断和预测方法(第二版)[M].北京:气象出版社,2010:238.

[18] Keshavamurti R N.On the maintenance of the mean zonal motion in the Indian summer monsoon[J].Mon Wea Rev,1968,100:383-388.

[19] 白虎志,马振峰,董文杰.青藏高原地区季风特征及其与我国气候异常的联系[J].应用气象学报,2005,8:484-491.

[20] 朱福康,陆龙骅.南亚高压[M].北京:科学出版社,1980:1.