东亚上空急流位置经向变化及其与东亚夏季气候异常的联系

字冉,管兆勇,李明刚

(气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学),江苏 南京 210044)



东亚上空急流位置经向变化及其与东亚夏季气候异常的联系

字冉,管兆勇,李明刚

(气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学),江苏 南京 210044)

利用1979—2010年逐月CMAP降水资料和NCEP/NCAR再分析资料集,通过定义夏季东亚急流位置指数,采用统计和动力诊断方法研究了东亚上空急流位置经向变化及其与东亚夏季气候的联系。所定义的东亚急流位置指数较好地反映了东亚上空急流位置的经向移动。结果表明:东亚上空急流经向位置的移动存在显著的年际变化,其主要周期为2～3 a和8 a。当夏季东亚急流位置偏北(南)时,从低纬到高纬,东亚地区降水异常主要呈现出偏多—偏少—偏多(偏少—偏多—偏少)的经向分布;相应地,气温则在副热带西太平洋地区偏低(高),我国华东、华北及日本地区气温偏高(低),西伯利亚东部较高纬地区气温偏低(高)。东亚上空急流经向位置异常年,异常环流随高度呈略有西倾的准正压结构。东亚上空急流经向位置的偏北(南)与由西太平洋—南海热带地区非绝热加热相关的经圈环流异常有关,亦与中纬度波扰能量东传有关,并由此可部分解释我国长江中下游至日本地区的气温异常偏高(低)。

亚洲急流;东亚气候;位置指数;夏季

0 引言

东亚副热带西风急流是影响中国乃至整个东亚地区天气、气候异常的重要环流系统。早在20世纪50年代气象学家就注意到了急流及其季节性变化(Yin,1949)。观测事实表明,亚洲上空有两支急流,一在西藏高原北侧,一在南侧。南支急流于10月建立,次年6月初撤退(Yeh,1950)。而位于西藏高原北侧的急流亦存在季节性移动。

东亚副热带西风急流由春末至盛夏经突变进入夏季型。叶笃正等(1958)提出了“季节突变”的概念,在6月中旬,高空西风急流的位置会急速地由30～32°N北跳到35°N以北,北半球大气环流就由冬季型转变成夏季型。夏季对流层上层西风大值中心西移至青藏高原上空,且急流中心强度的变化超前于急流位置的南北移动(况雪源和张耀存,2006a)。在季节变化过程中,南北两支急流的建立与撤退主要与高原动力作用有关。高原的阻挡作用可能是东亚地区大气环流季节转换突发性特点的成因(Yeh,1950),而高原的纯动力作用显著减弱了南支西风急流的北跳,甚至使北跳后的急流南退;热力作用则在初夏明显加速了南支西风急流的北跳(Zheng and Wu,1995)。另外,西风急流的季节性变化还受到波流相互作用和热带对流加热的显著影响(Charney and Drazin,1961;Edmon et al.,1980)。

副热带西风急流存在显著的年际和年代际变化,其对东亚季风和中国东部降水异常存在显著影响。西风急流位置和形态在1975—1980年间出现转折,1980年后西风急流中心西移且急流向南偏移(杜银等,2009)。刘飞等(2006)将夏季200 hPa纬向风距平EOF第一模态标准化时间系数定义为东亚夏季高空西风急流指数(SWIJ),研究急流位置的南北移动,结果表明急流中心位置总体存在向南的变化趋势,且有3 a和6 a为主的准周期的年际变化特征。相对于ENSO而言,急流对亚太地区气候的影响更为显著(Yang et al.,2002)。西风急流的南北位置移动可以显著影响雨带位置(Liang and Wang,1998)。张驰等(2011)用(45～105°E,40～45°N)与(45～105°E,35～40°N)的区域平均纬向风速差的标准化值,分析了47 a夏季(JJA)西风急流的南北位置变化及其与中国东部夏季降水的关系,结果表明:当急流位置偏北时,中国东部整层大气环流呈“南北上升中间下沉”的形势,且易形成“南北多中间少”的雨带分布;当急流位置偏南时,则反之。

热带海温异常、高原地形作用以及瞬变波扰动可造成东亚副热带急流的年际异常。菲律宾群岛附近的对流加热与7—8月东亚副热带西风急流相关密切(Lu,2004)。而夏季热带东太平洋暖的海温异常可能通过热带和中纬度对流层高层激发出西传的扰动,在北非—亚洲西风急流中产生异常的涡度增加,亚洲西风急流偏南(Shaman and Tziperman,2007)。此外,ENSO事件对东亚副热带西风急流的亦有显著影响,El Nino(La Nina)年夏季急流增强(减弱),主要在急流区内的偏南部纬向风有正(负)距平(黄兴春和江静,2008)。而春季黑潮延伸体北侧海洋锋区位置的南北变动与6月东亚高空急流、太平洋区域风暴轴的南北位置具有很好的对应关系。当春季黑潮延伸体海洋锋区偏北时,6月东亚高空急流、太平洋区域风暴轴偏北,反之亦然(马静和徐海明,2012)。况雪源和张耀存(2007)的研究表明,急流位置南北移动的加热关键区位于阿拉伯海及印度半岛北部,这种加热表现为感热的局地性变化,可能与高原大地形分布有关。而瞬变扰动活动异常可以通过大气内部动力过程直接强迫出西风异常,进而可能对西太平洋急流年际异常起维持作用(任雪娟和张耀存,2007)。近年来,利用多模式集合的方法分析全球变暖背景下东亚副热带西风急流的变化特征表明,夏季从低纬到中高纬度对流层中高层温度将增加,但低纬增温强、高纬增温弱,导致副热带地区温度梯度增加,且强增温区向北移,造成急流轴北侧区域温度梯度增大,并通过热成风关系使得急流区纬向风增强(张耀存和郭兰丽,2010)。但之后的研究表明,在全球变暖背景下,近30 a来北半球对流层大气涡动减弱。对流层200 hPa以下大气的增暖,特别是中高纬地区的显著增暖,减弱了经向温度梯度,使得副热带西风急流的强度亦呈减弱趋势(杨哲等,2012)。这说明在全球变暖背景下,副热带西风急流的变化特征尚未完全认识清楚。

急流的位置、强度、面积等可被用来从不同侧面描写急流变化。就夏季副热带西风急流经向位置变动而言,可定义三种不同指数来加以描述。1)将东亚大陆对流层上层不同经度上最大西风所在位置的平均纬度定义为东亚副热带西风急流轴线指数(况雪源和张耀存,2006b);2)利用夏季200 hPa纬向风距平场EOF第一模态标准化时间系数作为急流位置指数(刘飞等,2006);3)针对研究区域,选择200 hPa纬向风急流轴所在的广大范围(90～140°E)的南北两个区域的平均纬向风速差作为急流位置指数(杨莲梅和张庆云,2007)。然而,分析表明,夏季副热带西风急流在100°E以西和100°E以东存在相反变化,即亚洲急流入口和出口之间变化不一致(杨莲梅和张庆云,2008),因此笼统的在东亚上空广大范围内定义急流南北位置指数还存在一定问题。

要特别强调的是,夏季副热带西风急流强度的最大值所在位置,往往不在东亚上空,而急流的南北移动在东亚区域却是最明显的(吴伟杰等,2006)。因此,以往对东亚副热带西风急流位置南北变化的研究中,针对急流位置指数的定义,虽存在多种不同的考虑,但这些定义均在亚洲区域上空较广阔的空间范围内做出的,尚不足以更准确地描述副热带西风急流东段经向位置的变化。根据上述分析可知,副热带西风急流变化对东亚区域天气、气候有重要影响,但由于其东西向尺度大且变化规律纬向不一致,有必要进一步对副热带西风急流不同部分(东段、西段)的气候学特征及其异常进行研究。此外,因绝大多数工作研究急流变动与降水异常的关系,而对急流与气温的关系研究甚少,因而本文将在前人工作的基础上,定义能够更好地描述东亚上空急流位置经向变动的指数,以研究东亚上空急流位置经向变动的年际变化及其与东亚地区气候变动的联系和可能机理,从而为东亚夏季旱涝的预测提供线索。

1 资料和方法

1.1 资料

本文采用1979—2010年(共32 a)逐月CMAP降水资料和NCEP/NCAR再分析资料(Kalnay et al.,1996)。NCAP/NCAR资料的变量包括:月平均的17层风场、位势高度场、地面以上2 m处气温、12层等压面上的垂直速度以及地面气压等。资料的水

平分辨率为2.5°×2.5°,但地面以上2 m处气温资料的纬向分辨率为1.875°,经向格点为高斯纬度。变量的夏季平均值被定义成其在6—8月的平均值。下文所述物理量的“距平”均为某一年夏季平均值与32 a夏季平均值的差值。

1.2 方法

本文采用相关分析、合成分析及t检验方法。利用Takaya and Nakamura(1997,2001)推导出的三维波作用通量(简称T-N通量)的水平分量,研究了急流位置的经向变化与中纬度Rossby波扰动能量传播的关系。该分量能描述准定常Rossby波的能量频散特征。该通量在WKB近似下与波动位相无关,且与定常Rossby波列的局地群速度方向一致。波作用通量的水平分量W在对数气压坐标中的公式为

(1)

(2)

2 东亚夏季急流位置指数定义及其年际变化

2.1 东亚夏季急流位置指数的定义

研究表明,东亚西风急流强度的变化及位置移动能够影响东亚夏季降水变率、东亚夏季雨带上的对流异常、夏季风的爆发早晚(Liang and Wang,1998;Lau et al.,2000;Lu,2004)和我国梅雨的开始、结束(董丽娜等,2010),且西风急流的位置要比急流强度与夏季降水的关系更密切(Lu,2004)。

东亚西风急流存在两个中心。1979—2010年夏季平均的200 hPa纬向风及风矢(图1a和图1b)显示,夏季亚洲上空存在东、西2个西风极大值中心(图1a中两个绿色方框所示),西部极大值中心位于(80～105°E,37.5～42.5°N),强度达30 m·s-1;东部极大值中心位于日本中部至日本海(135～155°E,37.5～42.5°N),中心风速小于西部,强度为25 m·s-1。可见,夏季亚洲上空急流中心主要位于40°N,且东段强度弱于西段。

在1979—2010年共32 a中,纬向风具有明显的年际变化(图1a中阴影所示)。亚洲上空急流均方差大值区域位于30～55°N,代表了急流的经向移动范围。有趣的是,纬向风年际变率的极大值中心并不位于东、西两个急流中心位置,而是位于纬向风极大值区域的西侧。更有研究表明,急流南北移动在东亚区域(110～145°E)最明显(吴伟杰等,2006)。这一现象可能与东亚大槽后部环流变动有关。因此,本文主要关注介于亚洲急流西段出口区和东段入口区的东亚地区,从而选取了东亚上空两个急流年际变率较大的区域,即区域A(110.0～127.5°E,45～50°N)记为(Box-A)和区域B(110.0～127.5°E,30～35°N)记为(Box-B)。将Box-A和Box-B上平均的200 hPa纬向风差值(北侧减南侧)的标准化值定义为东亚急流的位置指数(以IEjP记之),即:

IEjP=uBox-A-uBox-B。

(3)

要说明的是,为了在位置指数定义中尽量减少急流强度变化的影响,定义位置指数时,所选取的两个区域上气候平均的纬向风强度应大致相当。这样,当指数为正时,表示急流位置偏北;当指数为负时,则急流位置偏南。

对1979—2010年夏季亚洲地区200 hPa纬向风距平场进行EOF分析,得其第一模态,并用North et al.(1982)方法进行检验,表明此EOF能较好地分离。第一模态方差解释率达33.12%,其可基本刻画西风急流在1979—2010年中南北移动的主要特征。在亚洲地区(60～150°E,15～70°N),以40°N为界存在南北两个中心。40°N以北是正值中心,而在40°N以南为负值中心(图2a)。第一模态相应的时间系数序列亦表明40°N两侧的纬向风年际变率较大(图2b),这与上述结论相一致。这两个正负中心区域恰好与上述选择的两个关键区Box-A和Box-B相近。计算第一模态时间系数序列与(3)式定义的位置指数序列间的相关系数,其值达0.755,说明所定义的位置指数与第一模态表征的西风急流南北移动主要特征一致。为了进一步验证所定义指数的合理性,还计算出110.0～127.5°E区间平均的纬向风风速极大值所在纬度序列与(3)式定义的位置指数的相关系数达0.81。上述分析表明,(3)式所定义的位置指数能够很好地刻画东亚东段急流经向位置的变化。不仅如此,其计算简单,便于监测应用,同时后文的分析表明,与其他作者定义的指数不同,其能够更好地揭示东亚急流变动与东亚地区气温变化间存在的密切联系。

2.2 东亚夏季急流经向移动的年际变化

东亚地区急流的经向移动存在显著的年际变化。图1d给出了夏季东亚急流位置指数的Morlet小波变换结果。可见,在过去的32 a中,尤其是20世纪80、90年代,存在显著的准2～3 a周期;80年代中期至1995年间还存在较为显著的8 a左右的年际变化。

图1 a.1979—2010年夏季平均200 hPa纬向风(等值线;单位:m·s-1)及其均方差(阴影;单位:m·s-1);b.1979—2010年夏季平均200 hPa矢量风场(箭矢;单位:m·s-1)及全风速值(等值线;单位:m·s-1);c.1979—2010年急流位置指数逐年变化(柱状;点划线表示1倍均方差位置);d.急流位置指数序列的Morlet小波变换功率谱(阴影表示通过90%置信水平的检验;点阴影为受边界影响区)

图2 1979—2010年夏季亚洲(60～160°E,0°～70°N)区域内200 hPa纬向风距平的EOF第一特征向量(a)及对应的时间系数(b)

3 IEjP与东亚夏季气候的联系

研究表明,东亚急流强度变化与东亚气候关系密切(Liang and Liu,1994;刘飞等,2006;吴伟杰等,2006;杨莲梅和张庆云,2007,2008;董丽娜等,2009;兰明才和张耀存,2011;张弛等,2011)。那么东亚急流经向位置变化与东亚气候的关系如何?

3.1 IEjP与东亚夏季降水和气温的联系

IEjP与东亚地区夏季降水存在显著的相关关系。120°E以东的低纬到高纬地区,IEjP与降水距平的相关呈现出“+-+”的分布(图3a)。在中国的西北地区中部以及内蒙古中部,IEjP与降水间存在显著正相关(图3a);沿着30°N一线,自青藏高原东侧,沿长江流域直至日本及其以东的大部分地区呈显著的负相关,中心绝对值超过0.4,而在我国台湾、菲律宾及其以东洋面和日本北部到鄂霍次克海,正相关较高。此相关分布型表明,当夏季东亚急流位置偏北(南)时,中国长江流域、日本岛及其以东洋面上,降水偏少(多),而其南北两侧降水偏多(少),东亚东部基本呈现出“+-+”(“-+-”)的异常降水分布;此外,中国西北地区中部、内蒙古中部降水异常偏多(少)。这些结果与已得的研究结果(况雪源和张耀存,2006b;杨莲梅和张庆云,2007,2008;杜银等,2009;张弛等,2011)基本一致。

图3 IEjP与夏季降水(a)和夏季地上2 m处气温(b)的相关分布(阴影表示通过90%置信水平的检验)

降水和气温是反映地面气候状态的两个独立的气象要素。尽管气温与降水变化存在联系,但两者间的相关性在不同的区域上差异较大。计算了1979—2010年夏季中国160站气温和降水距平间的相关分布(图4)。可见,负相关在全中国大陆区域均存在,但其数值差异大。在北方和江南较大,为-0.5～-0.6,而在30°N以北的东部地区非常小,为-0.2左右。因此就无法通过急流位置经向变化与降水的关系来推断东亚上空急流位置经向变化与气温的关系。需要强调的是,在以往的研究中,大多关注于冬季急流与中国气温异常的联系(倪东鸿等,2010a,2010b;姚慧茹和李栋梁,2013),而各急流指数与中国夏季气温的相关关系均未得到较好的揭示。

图4 1979—2010年夏季中国160站降水和气温的相关分布(阴影表示通过0.05信度的显著性检验)

对IEjP与夏季地面2 m处温度进行相关分析,发现IEjP的变化与亚洲夏季气温变化间存在很密切的联系。在中国西北地区中部以及长江流域以北到日本为显著的正相关区域(图3b),正相关中心出现在朝鲜半岛以及日本中南部,相关系数达0.5以上。这表明:当急流位置偏北时,上述区域气温普遍偏高,而在其南北两侧的副热带西太平洋及西伯利亚的东部地区,气温偏低;当急流位置偏南时,则反之。

3.2 IEjP与大气环流异常的联系

为了进一步了解急流位置经向移动与大气环流异常之间的联系,利用合成分析方法对急流典型偏北和偏南年份的环流特征进行了差值合成分析(图5)。基于IEjP的时间序列(图1c),选取1981、1984、1994、1997、2006年为急流位置典型偏北年,1980、1982、1986、1993、1998、2001年为急流位置典型偏南年。

急流典型偏北或偏南可能导致大气环流的异常并影响东亚夏季降水和气温的异常分布(图3)。当急流为典型偏北年,在对流层低层(图5a),自30～45°N的中国东部到日本南部,受到异常反气旋性环流控制,中心位于日本以东洋面;其南北两侧为异常气旋性环流。在对流层高层(图5c),从低纬到高纬亦为气旋性—反气旋性—气旋性环流异常。从对流层低层到高层流场中心略向西倾斜,呈现出准正压的垂直结构。注意到对流层低层的中国江淮以及日本南部地区存在气流异常辐散,不利于该区域产生降水,造成中国江淮地区、日本南部降水偏少,气温偏高。这一区域的南北两侧以及中国西北地区中部存在异常的气流辐合并伴有显著的水汽通量辐合(图5b),有利于降水的发生,造成这些地区降水异常偏多,气温偏低。当急流为典型偏南年时,则反之。

东亚急流经向位置的年际变化主要表现为纬向风异常在Box-A和Box-B区域间的相反变化。如图5d所示,在42.5°N以北为纬向风正距平,中国东北以及日本北部出现了较强的西风距平,西风距平中心位于(110～130°E,45～50°N),导致了急流位置偏北。40°N以南,在中国华北、长江中下游地区为较强的东风距平。由于平均的南亚高压脊的东段位于30°N以南(图1a),这一东风距平减弱了高层南亚高压对应的反气旋性环流,即减弱了高层的辐散,相应地有低层气流辐合减弱与之相对应。反之,当形成异常气旋性环流时,40°N以北的西风减弱,以南的西风加强,有利于急流位置偏南。

急流位置的变化与热带地区和中纬度(55°N)处的辐散辐合运动有关。当急流位置典型偏北年时,对流层低层(图5a)异常风场向中南半岛、菲律宾及其以东的海域辐合,在其西北侧形成了异常的气旋性环流(Ambrizzi and Hoskins,1997)。另一方面,在中国华北地区存在异常辐散运动,这使得35～40°N处出现负涡度制造,造成异常的反气旋环流,加强西太平洋到热带的高压脊。在对流层高层(图5c),菲律宾及其以东的海域气流向北辐散,使得中国的江淮到日本南部处于异常风场辐合区,大气质量异常堆积(图略),因而在其北侧产生了覆盖我国长江流域以北、朝鲜半岛以及日本的强大的异常反气旋性环流。根据上述分析可知,该反气旋性环流的形成与菲律宾及其以东洋面上异常的上升运动有关,从而使得40°N以北西风加强,40°N以南西风减弱,有利于急流位置偏北。

急流位置的经向变化还与中纬度Rossby波扰动能量东传有关。由图5e—f可见,当急流位置典型偏北年时,在对流层低层和高层,从乌拉尔山至东亚,存在显著的扰动能量自西向东传播。同时波作用量通量交替出现辐合和辐散。贝加尔湖地区为气旋性环流异常中心,在其西侧波作用通量辐合,而在其东南侧辐散(图5e)。而中国东部长江流域上空主要处于能量的辐合区域(图5e—f),能量注入中国东部的异常反气旋环流后,再无明显的东传。波动能量的辐合有利于中国东部上空异常反气旋性环流系统的维持。研究表明,副热带西风急流中出现异常持续的静止Rossby波,可导致在东亚上空出现持续的反气旋环流(Park and Schubert,1997)。这种在中纬度地区出现的较强的波动能量的东传(图5f),既可能与急流波导有关,也可能与丝路型(Silkroad Pattern)遥相关(Enomoto et al.,2003)及W-J遥相关型(West Asia-Japan Pattern;Wakabayashi and Kawamura,2004)有关。此外,沿亚洲急流东传的Rossby扰动能量亦可能影响东亚大槽的强弱变化。沿着中高纬急流平均位置东传的波扰能量在进入东亚沿岸后,转向较高纬度并在堪察加半岛附近辐合(图5f),可能导致东亚大槽强度和位置发生变化。以往的研究也得到了相类似的结论(高辉,2007;王万里等,2012;黄小梅等,2013)。因此,东亚大槽强度和位置的变化可能亦受到此急流位置变动的影响。

综上所述,东亚上空急流位置的经向移动既受到热带地区辐合辐散运动的影响,也与中纬度波扰能量东传有关。

3.3 IEjP与整层加热场的联系

由于上升运动的持续异常通常伴随着非绝热加热异常(Guan and Yamagata,2003),因而需对急流经向位置典型偏北、偏南年时的加热异常进行分析。这里计算了对流层垂直积分的大气加热场(图6a—c)。针对月平均环流,局地变化非常小,此表示非绝热加热异常需由动力加热来平衡。

急流位置典型偏北年时,在我国南部沿海地区、我国台湾以及菲律宾北部(15～25°N),显著的非绝热加热(图6c)主要通过洋面加热产生异常的上升运动引起的绝热降温(图6b)得以平衡,并维持了这些地区较小的温度负异常(图3b)。然而在45°N以北,西风带中冷空气的活动使得整层水平温度平流负异常(图6a),同时55°N以北及中国东北地区存在上升运动,造成冷却降温(图6b),两者共同抵消了该区域可能由于潜热加热、太阳辐射吸收等引起的整层的非绝热加热(图6c),维持了这些地区较小的气温负异常(图3b)。在35～45°N之间,整层大气非绝热冷却(图6c),对这些地区存在的气温正异常的维持不利,但是这种异常冷却部分地由整层的水平温度平流引起的动力加热平衡(图6a),而整层下沉运动引起的动力增温亦补偿了非绝热冷却引起的降温。当急流位置典型偏南年时,上述加热场配置则相反。

因此,基于图6可知,我国南部沿海地区、我国台湾以及菲律宾北部的非绝热加热导致该区域垂直运动增强,对流层低层气流在此辐合,在其西北侧形成气旋性环流异常(图5a),相应地在高层有异常气流向北辐散(图5c),构成了经圈环流,导致并维持了高层位于中国东部的异常反气旋性环流,加强了其北侧的西风距平,有利于急流位置偏北。反之,我国南部沿海地区、我国台湾以及菲律宾北部的非绝热冷却时,有利于急流位置的偏南。这说明低纬度地区异常的加热场是导致IEjP变化的可能成因。

图5 东亚地区1979—2010年间夏季急流经向位置典型偏北、偏南年份环流距平的合成差值(偏北年减去偏南年)

4 结论和讨论

利用1979—2010年NCAP/NCAR再分析资料,研究了东亚上空急流位置的经向变化及其与东亚夏季气候异常的联系,得到如下结论:

1)1979—2010年夏季,亚洲急流东部经向位置的年际变化明显。在过去的32 a中,尤其是1980年代前期和1990年代中期,东亚上空西风急流位置经向摆动存在显著的准2～3 a周期,且在1980年代中期至1990年代前期还存在较为显著的8 a左右的年际变化。

2)当夏季东亚急流位置偏北(南)时,青藏高原东部、我国长江流域以及日本及其以东洋面上,降水显著偏少(多),气温显著偏高(低),而在我国内蒙古中部、我国台湾、菲律宾以东洋面以及日本东北部至鄂霍次克海附近降水则偏多(少),气温偏低(高)。

3)东亚上空急流经向位置异常年,异常环流随高度呈略有向西倾的准正压结构。急流位置的经向摆动既受到热带地区和中纬度地区辐合辐散运动的影响,还与西风带中波扰能量东传存在密切联系。

4)夏季东亚上空急流位置的经向变化与大气加热场异常有密切联系。东亚上空急流经向位置偏北(南)与由热带非绝热加热相关的经圈环流异常有关,并由此可部分解释长江中下游至日本地区气温异常偏高(低)。

图6 1979—2010年间急流位置典型偏北、偏南年份夏季整层水平温度平流所致动力加热率(a)、垂直温度平流所致动力加热率(b)和非绝热加热率(c)的合成差值(偏北年减去偏南年;单位:℃·d-1;所有变量均从地表积分到100 hPa;阴影表示通过90%置信水平的检验)。

需要说明的是,以往的研究着重关注亚洲上空西风急流整体对中国降水的影响,但从本文分析可知,在亚洲上空有两个急流的强中心,究竟是哪一个强中心对东亚夏季气候的影响更为重要还鲜有讨论。同时,本文所提的相应区域急流位置经向变动是否与两个急流中心均存在显著相关还不明确。另外,除了考虑大尺度环流异常影响东亚上空急流位置变化外,海温、地形等强迫因子的影响如何,还有待未来研究。

致谢:NCEP/NCAR再分析资料取自NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center(http://www.esrl.noaa.gov)。文中图形的绘制使用了GrADS(Grid Analysis and Display System)软件。谨致谢忱!

董丽娜,郭品文,张福颖.2009.初夏至盛夏东亚副热带西风急流突变早晚与东亚环流异常的关系[J].大气科学学报,32(4):543-552.

董丽娜,郭品文,张福颖.2010.初夏至盛夏东亚副热带西风急流变化与江淮出梅的关系[J].大气科学学报,33(1):74-81.

杜银,张耀存,谢志清.2009.东亚副热带西风急流位置变化及其对中国东部夏季降水异常分布的影响[J].大气科学,33(3):581-592.

高辉.2007.东亚冬季风指数及其对东亚大气环流异常的表征[J].气象学报,65(2):273-279.

黄小梅,管兆勇,戴竹君,等.2013.冬季东亚大槽强度年际变化及其与中国气候联系的再分析[J].气象学报,71(3):416-428.

黄兴春,江静.2008.ENSO事件对东亚副热带西风急流影响的诊断分析[J].气象科学,28(1):15-20.

况雪源,张耀存.2006a.东亚副热带西风急流季节变化特征及其热力影响机制探讨[J].气象学报,64(5):564-575.

况雪源,张耀存.2006b.东亚副热带西风急流位置异常对长江中下游夏季降水的影响[J].高原气象,25(3):382-389.

况雪源,张耀存.2007.东亚副热带西风急流与地表加热场的藕合变化特征[J].大气科学,31(1):77-88.

兰明才,张耀存.2011.东亚副热带急流与东北夏季降水异常的关系[J].气象科学,31(3):258-265.

刘飞,何金海,姜爱军.2006.亚洲夏季西风指数与中国夏季降水的关系[J].大气科学学报,29(4):518-525.

马静,徐海明.2012.春季黑潮延伸体海洋锋区经向位移与东亚大气环流的关系[J].气象科学,32(4):375-384.

倪东鸿,孙照渤,李忠贤,等.2010a.冬季中东急流时空变化特征及其与中国气候的关系[J].解放军理工大学学报:自然科学版,11(3):355-359.

倪东鸿,孙照渤,李忠贤,等.2010b.冬季中东急流与中国气候异常的联系[J].气象科学,30(3):301-307.

任雪娟,张耀存.2007.冬季200 hPa西太平洋急流异常与海表加热和大气瞬变扰动的关系探讨[J].气象学报,65(4):549-560.

王万里,王颢樾,谢应齐,等.2012.夏季东亚大槽和副热带高压年代际变化的分析[J].地球科学进展,27(3):304-320.

吴伟杰,何金海,Hyo-San,等.2006.夏季东亚高空急流与天气尺度波动的气候特征之间的联系[J].气候与环境研究,11(4):526-534.

杨莲梅,张庆云.2007.夏季东亚西风急流Rossby波扰动异常与中国降水[J].大气科学,31(4):586-595.

杨莲梅,张庆云.2008.夏季亚洲副热带西风急流气候特征[J].气候与环境研究,13(1):11-20.

杨哲,管兆勇,蔡佳熙.2012.近30 a来北半球对流层大气月均环流的涡动减弱现象[J].大气科学学报,35(6):702-711.

姚慧茹,李栋梁.2013.东亚副热带急流的空间结构及其与中国冬季气温的关系[J].大气科学,37(4):881-890.

叶笃正,陶诗言,李麦村.1958.在六月和十月大气环流的突变现象[J].气象学报,29(4):250-263.

张驰,范广洲,周定文,等.2011.东亚副热带西风急流的时间演变特征及其与中国东部夏季降水的关系[J].成都信息工程学院学报,26(6):591-600.

张耀存,郭兰丽.2010.东亚副热带西风急流变化多模式模拟结果分析[J].气象科学,30(5):694-700.

Ambrizzi T,Hoskins B J.1997.Stationary Rossby-wave propagation in a baroclinic atmosphere[J].Quart J Roy Meteor Soc,123:919-928.

Charney J G,Drazin P G.1961.Propagation of planetary-scale disturbances from the lower into the upper atmosphere[J].J Geophys Res,66(1):83-109.

Edmon H J,Hoskins B J,Mclntyre M E.1980.Eliassen-Palm cross sections for troposphere[J].J Atmos Sci,37:2600-2616.

Enomoto T,Hoskins B J,Matsuda Y.2003.The formation mechanism of the Bonin high in August[J].J Meteor Soc Japan,129:157-178.

Guan Z,Yamagata T.2003.The unusual summer of 1994 in East Asia:IOD teleconnections[J].Geophys Res Lett,30(10):1544-1547.

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

Lau K M,Kim K M,Yang S.2000.Dynamical and boundary forcing characteristics of regional components of the Asian summer monsoon[J].J Climate,13:2461-2482.

Liang P D,Liu A X.1994.Winter Asia jet stream and seasonal precipitation in East China[J].Adv Atmos Sci,11(3):311-318.

Liang X Z,Wang W C.1998.Association between China monsoon rainfall and tropospheric jets[J].Quart J Roy Meteor Soc,124:2597-2623.

Lu R Y.2004.Associations among the components of the East Asian summer monsoon systems in the meridional direction[J].J Meteor Soc Japan,82(1):155-165.

North G R,Bell T L,Cahalan R F,et al.1982.Sampling errors in the estimation of empirical orthogonal functions[J].Mon Wea Rev,110:699-706.

Park C K,Schubert S D.1997.On the nature of the 1994 East Asian summer drought[J].J Climate,10:1056-1070.

Shaman J,Tziperman E.2007.Summertime ENSO-North African-Asian jet teleconnection and implications for the Indian monsoons[J].Geophys Res Lett,34,L11702.doi:10.1029/2006GL029143.

Takaya K,Nakamura H.1997.A formulation of a wave activity flux for stationary Rossby waves on a zonally varying basic flow[J].Geophys Res Lett,24(23):2985-2988.

Takaya K,Nakamura H.2001.A formulation of a phase-independent wave-activity flux for stationary and migratory quasigeostrophic eddies on a zonally varying basic flow[J].J Atmos Sci,58(6):608-627.

Wakabayashi S,Kawamura R.2004.Extraction of major teleconnection patterns possibly associated with anomalous summer climate in Japan[J].J Meteor Soc Japan,82:1577-1588.

Yang S,Lau K M,Kim K M.2002.Variations of the East Asian jet stream and Asian-Pacific-American winter climate anomalies[J].J Climate,15:306-324.

Yeh T C.1950.The circulation of the high troposphere over China in the winter of 1945-46[J].Tellus,2:173-183.

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

Zheng Qinglin,Wu Jun.1995.Numerical study on the dynamic and thermodynamic effects of the Qinghai-Xizang Plateau on the seasonal transition in the early summer in East Asia[J].Acta Meteor Sinica,9(1):35-47.

(责任编辑：倪东鸿)

Meridional shifting of upper-level East Asian jet stream and its impacts on East Asian climate variations in boreal summer

ZI Ran,GUAN Zhao-yong,LI Ming-gang

(Key Laboratory of Meteorological Disaster(NUIST),Ministry of Education,Nanjing 210044,China)

Based on monthly rainfall data of CMAP and reanalyses of NCEP/NCAR from 1979 to 2010,the meridional shifting of East Asian jet stream(EAJ) in upper troposphere and its regional climate impacts have been investigated.An index is defined to describe the meridional shifts of EAJ.The results have demonstrated that there is notable interannual variability for EAJ,with periodicities of 2—3 a and 8 a.When the EAJ locates at latitudes more northern than normal(more southern than normal),the wave-like anomalous rainfall pattern signed with the positive—negative—positive(negative—positive—negative) signs is observed form lower to higher latitudes in East Asia sector along with negative(positive) anomalies of temperature in subtropical western Pacific,and simultaneously significant positive(negative) anomalies in regions including the eastern and northern parts of China and Japan.In region of the eastern parts of Siberia,negative(positive) anomalies are also found.Although in years when the position of East Asian jet shifts anomalously,circulation anomalies look equivalent barotropic.The meridional shifting of EAJ and the temperature anomalies in the regions from the middle-lower reaches of Yangtze River in China eastward to Japan are found to be related to the anomalous meridional circulation induced possibly by the anomalous diabatic heating in tropic regions including the western Pacific and the South China Sea,and related to the eastward propagation of mid-latitude wave energy.

Asian jet stream;East Asian climate;index of position;boreal summer

2014-01-06;改回日期:2014-06-08

国家自然科学基金资助项目(41175062;41105056);江苏省研究生科研创新计划项目(CXZZ12_0485);江苏省青蓝工程创新团队项目;江苏高校优势学科建设工程资助项目(PAPD)

管兆勇,教授,博士生导师,研究方向为气候动力学、亚洲季风和海气相互作用,guanzy@nuist.edu.cn.

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140106001.

1674-7097(2015)01-0055-11

P434.4

A

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140106001

字冉,管兆勇,李明刚.2015.东亚上空急流位置经向变化及其与东亚夏季气候异常的联系[J].大气科学学报,38(1):55-65.

Zi Ran,Guan Zhao-yong,Li Ming-gang.2015.Meridional shifting of upper-level East Asian jet stream and its impacts on East Asian climate variations in boreal summer[J].Trans Atmos Sci,38(1):55-65.(in Chinese)