气候与环境研究  2016, Vol. 21 Issue (6): 633-652   PDF    
华南前汛期盛期中国东部降水异常模态的环流特征及成因分析
郭恒1,2 , 张庆云1     
1 中国科学院大气物理研究所国际气候与环境科学中心, 北京 100029;
2 中国科学院大学, 北京 100049
摘要: 根据1958~2011年中国东部(105°E以东)316站逐日降水观测资料及环流逐日再分析资料,利用统计分析、物理量诊断等方法,探讨华南前汛期盛期(5月21日至6月10日)中国东部降水异常模态及对应大气环流特征和可能成因。分析发现,华南前汛期盛期中国东部降水异常表现为两个相互独立的降水模态:第一模态为华南全区一致型,当其时间系数为正(负)时,整个华南降水偏多(少),黄河中游降水偏少(多);第二模态为华南沿海东部型,当其时间系数为正(负)时,华南沿海东部降水偏多(少),而长江中下游降水偏少(多)。研究发现,造成华南前汛期盛期两个降水型的环流特征有明显差异:全区一致型降水主要受东亚高空西风急流南北偏移、副热带高压脊东西偏移及低层南海北部异常风场影响;沿海东部型降水主要由东亚高空西风急流强弱及位置异常、副热带高压强弱变化、低层日本以南西太平洋异常风场导致。此外,两个降水型对应环流异常的成因也各不相同。第一模态中高层环流异常由丝绸之路遥相关型导致,低层风场异常在5月下旬由阿拉伯海向下游传播的风场异常波列引起,在6月上旬则由西太平洋西移的异常反气旋(气旋)造成。第二模态的中高层环流异常先后由极地-欧亚遥相关型、环球遥相关型引起,低层风场异常由高层环流异常的动力作用造成。两降水型均存在整层深厚的垂直运动,但第一模态的垂直运动在高层闭合且对应显著的辐合辐散异常,第二模态则不具有上述特征。
关键词: 华南前汛期盛期      次季节降水      西风急流      丝绸之路遥相关      环球遥相关     
The Dominant Modes of Precipitation Anomalies in Eastern China during the Peak of Pre-rainy Season in South China and Possible Causes
GUO Heng1,2, ZHANG Qingyun1     
1 International Center for Climate and Environment Sciences, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029;
2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049
Abstract: Based on daily observed rainfall data at 316 stations in China and the National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research (NCEP/NCAR) reanalysis dataset for 1958-2011, dominant modes of precipitation anomalies over eastern China (to the east of 105°E) during the peak of pre-rainy season in South China (21 May to 10 June) and accompanying circulation as well as possible causes are investigated using statistical and diagnostic methods. Two dominant modes are revealed by empirical orthogonal function (EOF) analysis. The first EOF mode (EOF1) depicts a seesaw in precipitation anomalies between South China and the middle reaches of the Yellow River basin, while the second EOF mode (EOF2) shows a seesaw in precipitation anomalies between the eastern coastal region of South China and the mid-lower reaches of the Yangtze River valley. The major circulation characteristics corresponding to the two modes are different. EOF1 is attributed to the meridional displacement of the East Asian subtropical westerly jet stream (EAJS) and the zonal displacement of the western North Pacific subtropical high (WNPSH), while EOF2 is attributed to the intensity anomalies of the EAJS and the WNPSH. For EOF1, the 200-hPa Silk Road pattern wave train and the low-level wind anomalies jointly contribute to the corresponding circulation anomalies. For EOF2, the circulation anomalies are first induced by Polar Eurasia pattern and the circumglobal teleconnection. Anomalies in the lower levels are attributed to the dynamic effects of high level anomalies. Differences between the vertical structures of the two modes are also discussed.
Key words: Peak of pre-rainy season in South China     Subseasonal precipitation     Westerly jet-stream     Silk Road pattern     Circumglobal teleconnection    

1 引言

夏季我国东部降水受到东亚热带、副热带季风环流异常及其相互作用的影响,在近几十年中其空间分布发生了显著的年代际变化,主要特征表现为20世纪70年代末之后夏季江淮流域降水增多而华北降水明显减少(黄荣辉等,1999Wang,2001),1992/1993年之后降水在华南明显增多(Kwon et al,2007Ding et al., 2008Wu et al., 2009),进入21世纪前10年夏季淮河流域降水明显增多、长江中下游降水减少(Zhu et al., 2011Hong and Liu, 2012张庆云和郭恒,2014)。降水的异常变化常常导致旱涝灾害,对当地工农业生产及人民生活造成严重影响。

夏季我国东部降水的年代际变化主要受东亚夏季风年代际变化影响(王会军和范可,2013丁一汇等,2013)。20世纪70年代后期,偏多的青藏高原前冬和春季积雪及增暖的热带中东太平洋海表温度减小了夏季亚洲地区的海陆热力对比,使东亚夏季风发生年代际减弱(Ding et al., 2009邓伟涛等,2009);20世纪80年代末90年代初,青藏高原春季积雪继续维持偏多状态,日本以南西太平洋海温异常偏暖,进一步减小了夏季亚洲地区海陆热力对比,使东亚夏季风继续维持年代际偏弱状态。东亚夏季风从20世纪70年代后期开始的年代际减弱导致亚洲夏季风水汽输送同时发生了年代际减弱(陈际龙和黄荣辉,2008),使我国东部夏季雨带在21世纪前不断南移(丁一汇等,2013)。

夏季我国东部降水年际、季节、月际变化与东亚夏季风关系的研究也取得了显著进展,相关研究主要集中在东亚夏季风环流系统如西太平洋副热带高压(副高)、南亚高压及北方冷空气和南半球环流系统异常等方面(Tao and Chen, 1987张庆云和陶诗言,1998徐海明等,2001张琼和吴国雄,2001张庆云等,2003琚建华等,2005陈烈庭等,2007贾燕和管兆勇,2010马音等,2011刘屹岷等,2013)。陶诗言和卫捷(2006)总结认为,东亚夏季风环流系统的梅雨锋、副高、南亚高压在很大程度上受亚洲副热带高空西风急流区Rossby波的影响,其应作为东亚夏季风系统的一个重要成员。亚洲副热带西风急流区准静止波列的活动对东亚天气气候的影响受到高度关注并取得一系列有意义的成果。杨莲梅和张庆云(2007)研究发现,夏季东亚副热带西风急流区Rossby波扰动强弱伴随的急流位置南北偏移会造成中国东部降水呈现三极型异常分布;杜银等(2009)研究指出,在讨论东亚高空副热带急流位置与中国东部降水关系时,要综合考虑急流的南北偏移、急流中心的东西偏移和急流形态的变化;宣守丽等(2011)探讨了东亚高空西风急流在夏季6、7、8月南北偏移对我国东部降水异常分布的影响及可能成因;黄荣辉等(2013)认为沿亚洲副热带急流传播的丝绸之路遥相关型对20世纪90年代末我国东部夏季降水格局的变化有重要作用。

上述有关中国东部降水年代际、年际、季节内异常成因机理的研究,大多集中在夏季(6~8月平均)或6、7、8逐月降水异常方面,这对于了解我国东部夏季平均降水及月际变化特征是十分必要的。但东亚夏季风环流系统的演变及我国东部夏季雨带向北推进过程的阶段性特征并非以月为单位完成(Tao and Chen, 1987),比如华南前汛期盛期开始的标志是5月中下旬的南海夏季风爆发(何金海和罗京佳,1999梁建茵和吴尚森,2002),梅雨期的开始则发生在东亚高空西风急流6月上旬迅速北跳之后(叶笃正等,1958李崇银等,2004),华北雨季开始于7月中旬东亚高空急流中心迅速西移之后(Zhang et al., 2006杜银等,2008)。这些研究说明,我国东部区域性降水集中时段与东亚夏季风环流系统阶段性演变密切相关,以月份进行研究不能客观反映我国东部夏季降水随东亚夏季风阶段性向北推进的事实,同时也掩盖了各区域主雨季降水的主要环流特征。为了更客观细致的了解夏季我国东部不同主雨季降水异常的成因机制,需要按照东亚夏季环流季节内推进的自然阶段及其主雨带的演变规律进行研究。

华南前汛期是指华南地区在每年4月上旬至6月中旬的降水集中时段,是我国东部汛期的开始,东亚夏季风雨带便于此时建立。许多学者对华南前汛期降水进行了广泛的研究,主要集中在降水的长期变化、空间分布异常、环流特征、外强迫因子等方面(吴尚森和梁建茵,1992覃武等,1994邓立平和王谦谦,2002Yang and Sun, 2005苗春生等,2006李宏毅等,2012Yim et al,2014)。目前有关华南前汛期降水的工作大多以整个前汛期或5、6月份作为研究时段。事实上,已有研究指出,华南前汛期降水分为两个阶段:5月中旬前大雨带位于华南北部,主要是北方冷空气侵入形成的锋面降水;5月中旬后南海夏季风爆发,暖性的夏季风对流降水使得大雨带移至华南沿海,前汛期进入盛期(陈隆勋等,2000池艳珍等,2005郑彬等,2006强学民和杨修群,2008)。这两个阶段降水的性质不同,环流系统的配置各异,因此,若以华南前汛期整个时段作为研究对象,则不易区分南海夏季风爆发前后不同性质降水的环流特征,难以准确把握造成降水异常的关键机制,给业务预测带来困难。此外,先前对前汛期时段降水的研究多局限于华南地区,但此时我国东部其它地区也有降水发生,考虑到同一时段影响我国东部各地的整体环流形势是相同的,那么在此情况下我国东部其它地区与华南地区降水的关系如何?

基于上述考虑,我们以南海夏季风爆发后的华南前汛期盛期为研究对象,考察这一时期我国东部降水异常的典型分布及成因机制。气候态上南海夏季风爆发是在5月第4候(何金海和罗京佳,1999梁建茵和吴尚森,2002),而梅雨一般开始于6月中旬(江志红等,2006王遵娅和丁一汇,2008),因此将华南前汛期盛期的代表时段取为5月21日至6月10日。第2节是本文资料与方法;第3节探讨华南前汛期盛期降水异常型及主要环流特征;第4节探讨造成各降水型环流特征的可能成因;第5节是各降水型垂直环流结构的比较;第6节是结论和讨论。

2 资料和方法

1958~2011年逐日再分析数据集,水平分辨率2.5°(纬度)×2.5°(经度),垂直方向17个气压层(Kalnay et al., 1996)来自于美国国家环境预报中心和美国国家大气研究中心;1979~2011年逐日外逸长波辐射(Outgoing Longwave Radiation,OLR)数据集(Lee,2014),水平分辨率1°(纬度)×1°(经度),来自美国国家海洋大气局;1958~2011年逐日降水观测资料来自于中国气象局整编的756个地面观测站,并从105°E以东地区选出无缺测的316站代表我国东部降水。

本文采用距平方案的经验正交函数分解(Empirical Orthogonal Function,EOF),对分解出的模态依据North et al.(1982)的准则进行独立性检验。为了体现降水实际空间变化的量值,采用吴洪宝和吴蕾(2010)的方法对各特征向量进行了变换,并将特征向量每个站点变换后的值都除以该站点降水的气候平均值以化为距平百分率的形式,下文中降水型的空间分布图显示的均为距平百分率。对于时间序列,利用谐波分析分离其年代际分量(周期 > 9年);此外,还利用合成分析、线性回归等方法,并对统计结果进行t检验(魏凤英,2007)。

根据Takaya and Nakamura (1997, 2001)推导的三维波活动通量描述准定常Rossby波的能量频散特征。该通量在Wenzel-Kramers-Brillouin (WKB)近似假定下与波位相无关,且与波列的局地群速度方向一致;其基本流场包含了不均匀的纬向和经向风场,更适合描述夏季蜿蜒曲折的中高纬背景流场。

3 华南前汛期盛期降水异常模态及环流特征

利用1958~2011年中国逐日降水资料,对105°E以东316站5月21日至6月10日时段累积降水进行经验正交函数分解,前两个模态通过了North et al.(1982)的独立性检验;对其时间系数进行标准化处理,并利用谐波分析方法分离年代际分量(周期 > 9年);同时据标准化时间系数的年际变化分量定义各型正、负异常年,重点探讨这两个模态对应的环流特征。

3.1 第一模态(华南全区一致型降水)及其环流特征

华南前汛期盛期降水异常第一模态(EOF1)的解释方差为20. 91%,图 1a是其空间分布。由图可见,异常大值区表现为华南地区降水正异常,黄河中游降水负异常,也即EOF1的时间系数为正(负)异常时,我国东部呈现华南地区降水偏多(少)、黄河中游降水偏少(多)的降水分布。如果以该模态时间系数对降水场进行回归,也可以发现一致的正异常显著区集中在我国华南(图略)。考虑到整个华南地区都表现出一致且突出的降水异常,将该模态称为华南全区一致型降水。图 1b是该模态的标准化时间系数序列(PC1),利用谐波分析得到PC1的年代际变化序列(周期 > 9年)(图 1b实线),即20世纪60年代及80年代处于负位相,70年代处于正位相,90年代至21世纪初存在一个周期约11年的波动,之后又重新进入正位相。事实上,谐波分析得到其年际变化的解释方差约86.1%,而年代际变化的解释方差约13.9%,可见该模态以年际变化为主,所以下文主要研究其年际变化成因。以PC1的实际序列减去年代际变化序列得到其年际变化序列,定义年际变化上PC1 > 1.0为模态正异常代表年,PC1<-1.0为模态负异常代表年,得到正异常代表年有7年(1959年、1961年、1962年、1971年、1987年、1993年、2001年),负异常代表年有7年(1963年、1965年、1972年、1974年、2002年、2004年、2011年)。

图 1 1958~2011年华南前汛期盛期我国东部降水异常第一模态(全区一致型)的(a)空间分布及(b)标准化时间系数序列(黑实线为周期 > 9年的年代际序列) Fig. 1 (a) The first EOF mode (EOF1) of precipitation anomalies in eastern China during the peak of pre-rainy season in South China and (b) its normalized time series (PC1) with 9-year running mean (curve)

为了突出环流的年际变化,首先利用谐波分析滤去各环流要素年代际变化(周期 > 9年)的分量,以PC1的年际变化序列对环流场的年际变化进行回归来分析华南全区一致型降水对应的环流特征(图 2)。在EOF1正异常年,对流层整层环流都发生了显著的变化:高空200 hPa上我国南方至日本南部上空存在显著的西风距平,而在南海中部至菲律宾以东是显著的东风距平(图 2a),对应东亚急流在我国东部上空整体偏南(图 3a);中层500 hPa我国东部上空是显著的位势高度负距平,而在菲律宾及其以东是显著的位势高度正距平(图 2b),说明此时副高西部脊较气候态明显偏西(图 3c);低层850 hPa风场异常与中层十分一致,在我国南海北部至菲律宾以东存在一个显著的异常反气旋(图 2c)。在这样的环流配置下,高层急流偏南伴随我国东南沿海上空显著的辐散异常(图 3a),有利于增强上升运动,而低层异常反气旋北侧显著的西南风异常有利于输送更多的水汽到达我国华南地区(Su et al., 2014),二者共同造成华南全区一致型正异常年我国南方的降水异常偏多。而在该模态负异常年,环流异常与图 2相反,对应高层东亚急流在我国东部整体偏北,伴随我国南方上空的辐合异常(图 3b),容易抑制上升运动,同时中层副高西部脊偏东(图 3d),低层南海至菲律宾为显著的异常气旋,削弱了我国华南上空的水汽输送,这样的环流配置造成我国华南降水偏少。此外,如果分析该模态负异常年低层水汽通量,会发现有一支沿着青藏高压东侧向北的水汽输送(图略),这可能是导致此时黄河中游降水偏多的原因之一。

图 2 华南前汛期盛期我国东部降水异常第一模态(全区一致型)的时间系数年际变化序列回归的(a) 200 hPa纬向风场(单位:m/s)、(b) 500 hPa位势高度场(单位:dagpm)、(c) 850 hPa矢量风场。浅、深阴影区分别表示置信水平为0.95、0.99的区域,冷、暖色分别表示负、正异常区,矢量风场图上阴影表示经向风场显著的区域,红线包围的区域表示纬向风场显著的区域 Fig. 2 Regressions onto PC1 of the (a) 200-hPa zonal wind (m/s), (b) 500-hPa geopotential height (dagpm), and (c) 850-hPa wind anomalies. Light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively. Cold and warm shaded areas indicate confident negative and positive anomalies. Shaded areas and areas encircled by red lines indicate confident meridional and zonal wind anomalies, respectively

图 3 华南前汛期盛期华南全区一致型降水(a、c)正、(b、d)负异常年合成的(a、b)200 hPa纬向风(单位:m/s)、(c、d)500 hPa位势高度(单位:dagpm)实况。黑实线为合成场,蓝虚线为气候态。200 hPa纬向风范围20~40 m/s,间隔2.5 m/s;500 hPa位势高度范围586~590 dagpm,间隔1 dagpm。(a、b)填色区为散度异常通过显著性检验的区域,(c、d)填色区为涡度异常通过显著性检验的区域。浅、深阴影区分别表示置信水平为0.95、0.99的区域,冷、暖色分别表示负、正异常区 Fig. 3 Composites of the actual (a, b) 200-hPa zonal wind and (m/s) (c, d) 500-hPa geopotential height (dagpm) in anomalously (a, c) positive and (b, d) negative years of PC1. The blue dashed lines indicate climatic means. Cold and warm shaded areas indicate confident negative and positive divergence anomalies for (a, b), but confident negative and positive vorticity anomalies for (b, d). Light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively

由上述分析可见,华南前汛期盛期我国华南降水偏多(少)、黄河中游降水偏少(多)的华南全区一致型分布对应的环流特征表现为东亚高空西风急流在我国东部上空整体偏南(偏北)、副高西部脊偏西(偏东),伴随我国南方上空辐散(辐合)异常,低层南海北部异常反气旋(气旋)引起华南有异常偏强(偏弱)的西南风水汽输送,造成相应的降水异常。

3.2 第二模态(华南沿海东部型降水)及其环流特征

华南前汛期盛期降水异常第二模态(EOF2)的解释方差为11.54%,图 4a是其空间分布。EOF2表现出华南沿海东部的闽粤部分地区与长江中下游降水反向变化的形势,当其时间系数为正(负)时,华南沿海东部降水偏多(少),而长江中下游降水偏少(多)。值得注意的是,在此模态中,华南地区的降水异常呈现出东西部反向变化的形势。如果以该模态时间系数对降水场进行回归,会发现显著异常区出现在两个地区,一个在广东沿海,一个在长江下游(图略)。考虑到华南的降水大值区主要位于沿海的东部地区,将此模态称为华南沿海东部型降水。图 4b是该模态的标准化时间系数序列(PC2),利用谐波分析得到其年代际变化序列(周期 > 9年)(图 4b实线),20世纪90年代之前除70年代初外其余时段均处于正位相,90年代逐渐转变为负位相,21世纪初似乎出现了周期约12年的波动。事实上,谐波分析得到其年际变化的解释方差约79.9%,而年代际变化的解释方差约20.1%,可见该模态同样以年际变化为主,只是年代际变化比重较第一模态有所增大。以PC2的实际序列减去年代际变化序列得到其年际变化序列,定义年际变化上PC1 > 1.0为模态正异常代表年,PC1<-0.9为模态负异常代表年,得到正异常代表年6年(1960年、1968年、1972年、1982年、1992年、1993年),负异常代表年7年(1965年、1971年、1980年、1991年、1994年、1995年、2000年)。

图 4图 1,但为华南前汛期盛期我国东部降水异常第二模态(沿海东部型) Fig. 4 Same as Fig. 1, but for the EOF2

同样,首先利用谐波分析滤去各环流要素年代际变化(周期 > 9年)的分量,之后以PC2的年际变化序列对环流场的年际变化进行回归来分析华南沿海东部型降水对应的各层环流特征(图 5)。在该模态正异常年,高空200 hPa上我国环渤海地区至日本海上空存在显著的东风距平,而从我国东南沿海至日本以南的西太平洋是显著的西风距平(图 5a),对应东亚急流在我国东部上空整体偏南且强度偏弱(图 6a);中层500 hPa上巴尔喀什湖以东为显著的位势高度正距平,而我国东部沿海至日本以南的西太平洋为显著的位势高度负距平(图 5b),表现为副高强度偏弱、北界偏南(图 6c);低层850 hPa风场异常与中层十分一致,从我国华东华南至日本以南是显著的气旋式异常(图 5c)。一方面,高层急流偏弱说明大气的斜压性在此处减弱,不利于天气尺度斜压扰动发展形成降水,而急流偏南则意味着雨带偏南,因此不利于长江中下游降水;另一方面,低层异常气旋西侧在我国东部的偏北风异常削弱了向长江中下游的水汽输送,而在华南沿海东部形成风场辐合,有利于此处的降水偏多。在这样的环流配置下,引起长江中下游降水偏少而华南沿海东部降水偏多。该模态负异常年,各层环流异常与图 5相反,对应高层东亚急流在我国东部上空整体偏北、强度偏强(图 6b),中层副高强度偏强、北界偏北(图 6d),低层从我国华东华南至日本以南是显著的反气旋式异常。高层急流偏强说明大气的斜压性增强,有利于天气尺度斜压扰动发展形成降水,而低层异常反气旋西侧的异常偏南风有利于将更多的水汽输送至长江流域,因此导致长江中下游降水偏多而华南沿海东部降水偏少。

图 5图 2,但为华南前汛期盛期我国东部降水异常第二模态(沿海东部型) Fig. 5 Same as Fig. 2, but for the EO2

图 6图 3,但为华南前汛期盛期我国东部降水异常第二模态(沿海东部型) Fig. 6 Same as Fig. 3, but for the EOF2

综上所述,华南前汛期盛期我国华南沿海东部降水偏多(少)、长江中下游降水偏少(多)的华南沿海东部型降水分布对应的环流特征表现为东亚高空急流在我国上空偏南偏弱(偏北偏强),副高强度偏弱(偏强)、北界偏南(偏北),以及低层我国华东华南至日本以南的异常气旋(反气旋)。

4 华南前汛期盛期降水异常对应环流特征的成因

以上分析仅讨论了环流异常对降水分布所产生的影响,但是,这些环流异常产生的原因还不清楚。考虑到与本文研究的前汛期盛期在时间尺度上接近的季节内及延伸期欧亚上下游环流异常的关系是一个演变的过程(Ding and Wang, 2007布和朝鲁等,2008施宁等,2009),并且这类时间尺度上的异常同时具有年际气候异常的背景(钱维宏, 2012a, 2012b),整个时间段体现出的环流异常特征并不一定一直存在,而其产生机制在各个时间片段也不一定完全相同,这些都是整个时段平均的环流场所无法体现的。为此,下面以候、旬为单位对各降水型对应环流异常的成因作进一步探讨。

4.1 第一模态(华南全区一致型降水)对应环流特征的成因

根据前面的分析,华南全区一致型降水(EOF1)受到东亚急流南北偏移、副高西部脊东西偏移及低层南海北部异常风场的影响。我们同时注意到:在高层200 hPa,巴尔喀什湖以南从北至南依次有显著的西风距平、东风距平(图 2a);在低层850 hPa,从阿拉伯海至中南半岛也存在着显著的风场异常(图 2c)。这意味着我国东部影响降水的环流与上游环流可能存在密切的关系。考虑到上下游环流异常之间存在传播的过程,在此以PC1的年际变化序列对候、旬的环流场进行回归来探讨其中可能的联系。

首先,在5月第5候,200 hPa位势高度场上红海北部-青藏高原西部-贝加尔湖西南侧-日本海出现了显著的“-、+、-、+”的距平波列(图 7a);波活动通量从伊比利亚半岛频散至地中海,之后一支经中纬度的红海-伊朗高原-青藏高原路径频散,另一支经高纬度的黑海-乌拉尔山路径频散,两支波通量在贝加尔湖西南侧汇合后向日本海方向频散;很明显,此波列在里海以东的部分就是丝绸之路遥相关型(Silk Road Pattern,SRP)(Lu et al., 2002Enomoto et al., 2003)。而在500 hPa位势高度场上(图 7b),波列中显著的异常区与200 hPa相似,但波活动通量的高纬度频散路径更加明显。与此同时,低层850 hPa风场上阿拉伯海-马尔代夫-安达曼海-南海北部出现了明显但不十分显著的“气旋-反气旋-气旋-反气旋”风场异常波列(图 8a)。到了5月第6候(图 7c),200 hPa上原红海北部的位势高度负异常被地中海东部显著的位势高度正异常取代,波通量由此先向东欧平原频散,之后一支折向东南经青藏高原向下游频散,引起青藏高原西部的位势高度显著正异常;另一支沿西西伯利亚平原向下游频散,二者在贝加尔湖以南汇合后一支向南频散,一支向东频散,引起华北至日本海的位势高度显著负异常,及台湾以东的位势高度正异常,这说明SRP波列在此时仍然存在。500 hPa上由地中海东部沿高纬度传播至日本海的波列更加明显(图 7d),850 hPa上原有的从阿拉伯海至南海的风场异常波列变得更加明显且显著,仅原安达曼海处的异常气旋向西南有所移动(图 8b)。先前研究发现,200 hPa青藏高原西部的正位势高度异常会引起中高层空气绝热下沉增温,从而抑制中层水汽凝结促使近地面热低压发展,在阿拉伯海低层形成异常气旋(Watanabe and Yamazaki, 2012),并通过热带西风波导向下游传播形成低层从阿拉伯海至南海的风场异常波列(刘芸芸和丁一汇,2008Wang et al., 2008)。至此,高层与低层环流的配置与之前的发现十分一致,说明在5月下旬正是高层的SRP波列及其导致的低层风场异常波列导致华南全区一致型降水对应的环流异常。但我们同时注意到,在5月第6候,850 hPa日本以南西太平洋上出现了显著的异常反气旋,中心约在140°E附近(图 8b)。到了6月上旬,200 hPa的SRP波列仍然存在,仅中心有所东移(图 7e);850 hPa上原日本以南的异常反气旋则明显西移(图 8c),中心移到了130°E附近,其西侧显著的南风及西南风异常几乎覆盖了整个南海北部,而由阿拉伯海向下游传播导致的南海反气旋则西移至中南半岛。上述分析表明,在6月上旬,虽然高空影响华南降水的SRP波列仍然存在,但低层影响降水的环流已经变为由西太平洋西移而来的异常反气旋。

图 7 华南全区一致型降水时间系数年际变化序列回归的(a、c、e)200 hPa、(b、d、f)500 hPa位势高度距平(等值线,单位:gpm,0 gpm线加粗,间隔:5 gpm)和波活动通量(矢量,单位:m2/s2):(a、b)5月第5候;(c、d)5月第6候;(e、f)6月上旬。浅、深阴影区分别表示位势高度异常置信水平为0.95、0.99的区域,冷、暖色分别表示负、正异常区,已略去值小于15个单位的矢量 Fig. 7 Regressions onto PC1 of the (a, c, e) 200-hPa and (b, d, f) 500-hPa geopotential height anomalies (contours, units: gpm) and wave activity fluxes (m2/s2): (a, b) The 5th pentad in May; (c, d) the 6th pentad in May; (e, f) the early June. Light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively. Cold and warm shaded areas indicate confident negative and positive anomalies. Vectors less than 15 units are omitted

图 8 华南全区一致型降水时间系数年际变化序列回归的850 hPa风场:(a)5月第5候;(b)5月第6候;(c)6月上旬。浅、深阴影区分别表示置信水平为0.95、0.99的区域,冷、暖色分别表示负、正异常区,阴影表示经向风场显著的区域,红线包围的区域表示纬向风场显著的区域 Fig. 8 Regressions onto PC1 of the 850-hPa wind anomaly: (a) The 5th pentad in May; (b) the 6th pentad in May; (c) the early June. Light and dark shaded areas indicate the anomalies are above 95% and 99% confidence levels, respectively. Cold and warm shaded areas indicate confident negative and positive anomalies. Shaded areas and areas encircled by red lines indicate confident meridional and zonal wind anomalies, respectively

因此,华南全区一致型降水对应的高层环流异常在整个前汛期盛期一直受到丝绸之路遥相关型波列的影响,而其对应的低层环流异常在5月下旬受由阿拉伯海向下游传播的风场异常波列影响,在6月上旬则主要受西太平洋西移的异常反气旋影响。虽然影响整个华南降水异常的低层环流是南海北部的异常反气旋,但它在该时期不同时段产生的机制不同。

4.2 第二模态(华南沿海东部型降水)对应环流特征的成因

前面分析已经指出,在华南沿海东部型降水正(负)异常年,东亚急流偏南偏弱(偏北偏强),副高偏弱(偏强)、北界偏南(偏北),低层我国华东华南至日本以南出现异常气旋(反气旋),导致华南沿海东部降水偏多(偏少)、长江中下游降水偏少(偏多)。在此同时,我国东部上游同样出现了显著的环流异常:高层200 hPa在伊朗高原北部为显著的东风距平,伊朗高原南部及阿拉伯海北部为显著的西风距平(图 5a);低层850 hPa索马里附近出现了显著的偏北风异常(图 5c)。那么这种情况下我国东部上空的环流异常与上游欧洲及中亚环流间的关系又是如何呢?我们仍以PC2的年际变化序列对更细致的候、旬环流场进行回归来分析。

首先,在5月第5候,200 hPa位势高度场上北非-地中海西部-新地岛及乌拉尔山-贝加尔湖-日本南部出现了显著的“-、+、-、+、-”的距平波列(图 9a);波活动通量由格陵兰岛以南频散,一支向东南经地中海西部频散至北非,另一支经斯堪的纳维亚半岛、乌拉尔山向下游频散形成贝加尔湖及日本南部的位势高度异常中心。500 hPa上的波列异常中心及波活动通量频散路径与200 hPa十分相似(图 9b),并且波列异常中心更加显著。上述中高层范围广大的波列结构十分类似于极地-欧亚遥相关型(Polar Eurasia pattern,PEA)(Barnston and Livezey, 1987)。与此同时,850 hPa上我国华东沿海出现了显著的偏北风异常,对应于日本以南的异常气旋(图 10a)。到了5月第6候,200 hPa位势高度场上原PEA波列消失,而在伊朗高原北部-贝加尔湖-我国华东及日本南部出现了“-、+、-”的距平波列(图 9c),这正是环球遥相关型(Circumglobal teleconnection,CGT)(Ding and Wang, 2005)的负位相;其上游北大西洋中部为位势高度负异常,地中海及北非分别为显著的位势高度正、负异常,波活动通量由北大西洋中部经地中海频散至北非,之后折向东北频散,再在里海处折向东南频散引起伊朗高原位势高度负异常,最终形成CGT波列。考虑到此时印度半岛附近尚无显著的对流异常(图略),因此这时CGT波列的形成主要是由上游来自北大西洋的欧洲中纬度波列传播导致的(Ding and Wang, 2007)。500 hPa的波列与200 hPa类似(图 9d),850 hPa日本以南的异常气旋仍然维持(图 10b)。

图 9图 7,但为华南沿海东部型降水,且已略去值小于10个单位的矢量 Fig. 9 Same as Fig. 7, but for the EOF2. Vectors less than 10 units are omitted

图 10图 8,但为华南沿海东部型降水 Fig. 10 Same as Fig. 8, but for the EOF2

进入6月上旬,各层环流均发生了较大变化。200 hPa上CGT波列在伊朗高原附近的中心明显扩大,异常显著区跨越了从红海至青藏高压西南部的广大地区;其在贝加尔湖以南的异常中心变得更加显著,在东亚沿岸的中心维持在我国近海及日本南部(图 9e)。注意到此时从孟加拉湾至菲律宾南部出现了大范围显著的OLR正异常(图 11),说明出现了大范围强对流减弱,导致中高层潜热释放异常偏弱,在其西侧伊朗高原附近地区激发位势高度负距平(吴国雄等,2002);考虑到此时上游对CGT波列在伊朗高原的异常中心的波活动通量频散已大大减弱,因此这时CGT波列主要是因为热带的对流异常激发的。这时异常对流的产生是由于以下两点:一方面,5月第6候200 hPa上CGT波列在伊朗高原上空的负异常中心会通过动力作用削弱中高层的绝热下沉运动,促使中层水汽凝结进而削弱近地面沙漠热低压(Watanabe and Yamazaki, 2012),在低层阿拉伯海产生异常反气旋,并通过热带西风波导向东南侧传播形成异常气旋,在二者之间产生异常东北风(图 10b);另一方面,6月上旬850 hPa上西印度洋、北印度洋分别出现了显著的北风异常、东风异常(图 10c),说明索马里越赤道气流偏弱;二者引起相关的热带西风显著减弱,由此向印度半岛、孟加拉湾、中南半岛的水汽输送偏弱,导致上述大范围地区对流减弱。纵观整个时段,850 hPa上从我国东部沿海至日本以南的异常气旋一致存在(图 10),但与上下游风场异常无明显来源联系,因此其主要是由于高层波列在日本南部附近的异常中心通过动力作用导致的。

图 11 华南沿海东部型降水时间系数年际变化序列回归的6月上旬OLR场(单位:W/m2)。浅、深阴影区分别表示置信水平为0.95、0.99的区域,冷、暖色分别表示负、正异常区 Fig. 11 Regressions onto PC2 of the OLR anomaly (W/m2) in early June. Light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively. Cold and warm shaded areas indicate confident negative and positive anomalies

由以上分析可见,华南沿海东部型降水对应的东亚沿岸的环流异常在5月第5候主要受极地-欧亚遥相关型的影响,之后主要受环球遥相关型的影响,使得中高层在日本南部附近一直维持位势高度负距平,并通过动力作用引起低层异常气旋,引起急流偏南偏弱、副高偏弱南退,导致相应降水异常。但环球遥相关型在5月下旬主要由上游中纬度波列传播形成,而在6月下旬则由南亚、东南亚热带对流异常维持。

5 华南前汛期盛期降水型垂直环流结构的比较

通过前面的分析可以发现,华南全区一致型降水与华南沿海东部型降水在整个对流层均存在着显著的环流异常,并且各层环流异常还有相似之处。因此,其环流的垂直结构也必定存在某些相似,下面对此进行分析。

图 12是华南全区一致型与华南沿海东部型各自时间系数年际变化序列对纬向平均的垂直环流异常的回归。考虑到沿海东部型的降水异常大值区比全区一致型偏东(图 1a图 4a),因此对其所选的纬度范围也相应偏东。全区一致型正异常年对应22°N~30°N的我国南方上空有显著的整层上升运动且高层显著区更加宽广,而在10°N~18°N的南海北部上空则有显著的整层下沉运动(图 12a)。沿海东部型正异常年对应20°N~25°N的华南沿海东部上空也有整层显著的上升运动,而在30°N~35°N的长江中下游上空则是整层显著的下沉运动(图 12b)。很明显,两个降水型在降水偏多区上空都存在整层深厚的上升运动,而在降水偏少区都存在整层深厚的下沉运动,但前者垂直运动的经向范围要明显大于后者。进一步分析发现,对于全区一致型降水,低层存在从下沉运动区吹向上升运动区的异常经向风,高层存在从上升运动区吹向下沉运动区的异常经向风,即垂直运动通过经向风形成了一个闭合的经向垂直环流圈(图 12a);而对于沿海东部型降水,虽然低层有从下沉运动区吹向上升运动区的异常经向风,但高层却没有明显的从上升运动区吹向下沉运动区的异常经向风,说明这种情况下垂直环流并未闭合(图 12b)。另外,全区一致型降水其上升运动区高层对应着明显的经向风辐散异常,下沉运动区高层对应着明显的经向风辐合异常,这些特征在沿海东部型的情况都不存在。前文分析认为,全区一致型降水对应的环流异常在高层受SRP波列影响,在低层受上游来自阿拉伯海波列和下游风场异常西移的共同影响,而沿海东部型降水对应的环流异常只受高层上游PEA、CGT波列影响,低层的风场异常是高层异常动力作用导致的。不同的环流异常来源以及低层环流形成的不同机制可能是造成两种降水型垂直结构差异的原因,有待于后续工作进一步深入分析。

图 12 两降水型时间系数年际变化序列回归的垂直环流场(单位:m/s,垂直速度已扩大100倍):(a)华南全区一致型,107.5°E~127.5°E平均;(b)华南沿海东部型,112.5°E~132.5°E平均。浅、深阴影区分别表示垂直速度异常置信水平为0.95、0.99的区域,冷、暖色分别表示负、正异常区 Fig. 12 Regressions of the anomalous vertical movement (m/s) onto (a) PC1 and (b) PC2 (the vertical velocity is multiplied by 100). Light and dark shaded areas indicate the anomalies are above the 95% and 99% confidence levels, respectively. Cold and warm shaded areas indicate confident negative and positive anomalies
6 结论和讨论

本文重点探讨了华南前汛期盛期(5月21日至6月10日)我国东部降水异常模态的环流特征及可能成因,得出如下主要结论:

(1)华南前汛期盛期我国东部降水异常第一模态为华南全区一致型降水,当其时间系数为正(负)异常时,整个华南地区降水偏多(少)、黄河中游降水偏少(多);第二模态为华南沿海东部型降水,当其时间系数为正(负)异常时,华南沿海东部降水偏多(少),而长江中下游降水偏少(多)。

(2)华南全区一致型降水主要受到东亚高空西风急流偏南(北)、副高西部脊偏西(东)、低层南海北部异常反气旋(气旋)的影响。中高层环流异常在整个时段均受丝绸之路遥相关型影响,而低层风场异常在5月下旬受由阿拉伯海向下游传播的风场异常波列引起,在6月上旬则主要由西太平洋西移的异常反气旋(气旋)造成。

(3)华南沿海东部型降水主要受到东亚高空西风急流偏弱(强)偏南(北)、副高偏弱(强)且北界偏南(北)、低层日本以南西太平洋异常气旋(反气旋)的影响。中高层环流异常在5月第5候由极地-欧亚遥相关型导致,之后由环球遥相关型引起,且环球遥相关在6月上旬与之前的产生机制不同,低层风场异常是由高层异常的动力作用造成的。

(4)两个降水型在降水偏多区均对应整层深厚的上升运动,在降水偏少区均对应整层深厚的下沉运动。但全区一致型降水上空存在闭合的经向垂直环流,而沿海东部型降水上空的垂直运动没有闭合,且前者高层的辐散辐合运动要比后者明显的多。

先前研究发现,在季节内时间尺度上,夏季北太平洋中部高层的环流异常会通过高层辐合辐散引起中太平洋热带对流异常,随后在低层激发出西传的赤道Rossby波以低层异常气旋/反气旋的形式影响东亚副热带降水(Lu et al., 2007吴捷等,2013)。事实上,对华南全区一致型环流异常的分析中,在5月第5、6候200 hPa北太平洋中部出现了显著的位势高度距平(图 7a7c),而5月第6候、6月上旬850 hPa西太平洋就出现了西移的异常反气旋(图 8b8c)。那么这种情况下低层副热带西太平洋的异常风场是否如先前研究那样与高层环流有关呢?还有待进一步分析。此外,两个降水型都表现出5月下旬和6月上旬环流特征和成因显著不同,尤其是华南沿海东部型降水对应的6月上旬索马里越赤道气流突然发生异常的产生机制仍不清楚(图 10c),因此这两个阶段间环流如何过渡的机制也需要深入分析。本文有关环流场及物理过程的诊断还仅仅是统计分析的结果,有待利用数值模式进行验证,并在新的观测事实和预测实践中加以检验。

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