張 馳, 范廣洲, 周定文, 華 維

(成都信息工程學院大氣科學學院高原大氣與環(huán)境四川省重點實驗室,四川成都610225)

1 引言

副熱帶西風急流是大氣環(huán)流形勢的重要組成部分,它的北跳和南移過程是東亞大氣環(huán)流季節(jié)性突變的特征之一。東亞副熱帶西風急流位置的北跳與東亞梅雨期的起始、南海夏季風的爆發(fā)都有緊密聯(lián)系,它的二次北跳是大氣環(huán)流季節(jié)性轉(zhuǎn)換的重要標志[1-2]。夏季東亞副熱帶西風急流通過大氣環(huán)流中季風、副熱帶高壓、熱低壓等系統(tǒng)的調(diào)整配合局地對流、水汽輸送的作用間接地對中國東部不同區(qū)域的降水產(chǎn)生影響[3-4]。

值得關(guān)注的是,長江中下游[5]、華北和華南地區(qū)的降水與西風急流強度、位置的變化密切相關(guān),其中,楊蓮梅等[6]論證了西風急流的Rossby擾動動能與急流強度之間的關(guān)系并指出,動能加強時東部降水呈中間多、南北少型;杜銀等[7]通過分析西風急流軸位置的年代際變化與中國東部降水的關(guān)系得到,急流呈緯向分布時華北為多雨,而急流中心位置偏南、偏西時江南多雨而華北少雨。在上述研究中,急流位置的變動多采用急流軸或者區(qū)域平均風速差[8]來表示,而其強度的變化則采用區(qū)域的擾動動能、最大風速中心或者區(qū)域平均風速來表示,這些方法單獨使用的效果都較好,但彼此之間的差異和各自的側(cè)重點卻少有研究。

以此為出發(fā)點,比較了自定義的經(jīng)-緯向急流軸和區(qū)域平均風速差在表征西風急流位置變化上的差異,并用區(qū)域平均的方法著重分析了西風急流強度和位置的時間演變特征,探討了急流在極端位置和強度年份對應(yīng)中國東部地區(qū)降水型的分布特點,由于西風急流周期性變化的存在,這也將有助于更好地了解中國東部地區(qū)大范圍降水或局地降水發(fā)生的周期規(guī)律。

2 資料和方法

2.1 資料

采用美國國家環(huán)境預報中心(NCEP/NCAR)再分析資料,時間為1961年1月～2007年月12月,主要分析時段為夏季6～8月,數(shù)據(jù)類型包括月平均的緯向風場、經(jīng)向風場、垂直風場、高度場及比濕,水平分辨率都為2.5°×2.5°,其中風場都為12層,高度場和比濕分別為17層和8層;降水資料為中國氣象局國家氣象中心資料室提供的1961～2007年596個臺站的逐日資料。

2.2 方法

首先給出1961～2007年夏季(JJA)200hPa緯向風的平均態(tài)(如圖1所示),35°N～45°N間存在一個狹長的西風風速帶(緯向風速大于20m/s),包括兩個緯向風速大于25m/s的區(qū)域,東支位于日本列島至西太平洋,相對較弱,西支由于青藏高原北側(cè)(60°E～80°E)的阻擋明顯減弱。根據(jù)高空急流風速的規(guī)定,風速大于或等于30m/s[9]的兩個急流區(qū)分別位于伊朗高原和中國西北地區(qū),中國西北急流區(qū)范圍相對伊朗高原更大一些,總體上看緯向風速帶西支無疑是影響中國大氣環(huán)流的主要因素,其所在范圍自然是急流分析的關(guān)鍵區(qū)域。

圖1A區(qū)不但囊括了緯向風西支中風速大于25m/s的大部分區(qū)域,也包含了兩個顯著的急流區(qū),傳統(tǒng)東西向的急流軸是區(qū)域中各經(jīng)度上最大風速值連成的曲線,只能比較急流的南北位置變化且分析起來較復雜。為此進行簡化將A區(qū)中緯向風風速和值最大的緯度(經(jīng)度)定義為緯向(經(jīng)向)急流軸的位置,由于所選A區(qū)范圍較小,緯(經(jīng))向急流軸的位置可以大致對應(yīng)傳統(tǒng)東西(南北)向急流軸所在的緯(經(jīng))度,這樣隨著緯(經(jīng))向急流軸位置的變化,急流區(qū)位置的南北(東西)變化就能簡單表現(xiàn)出來,但這種方法易受到數(shù)據(jù)分辨率的限制。與此同時,為更好地使用區(qū)域平均方法表征西支中急流區(qū)的強度、位置變化,所選范圍必須對中國西北和伊朗高原強兩個急流區(qū)位置的變化足夠敏感,參考Lau等[8]對東亞夏季風指數(shù)的定義方法和楊蓮梅等[6]對西風急流位置及強度的量化范圍,選取圖1B區(qū)作為西風急流指數(shù)的定義區(qū)域,分別以40°N和75°E作為該區(qū)域內(nèi)南北、東西部分的分界線,75°E可很好地區(qū)分兩個急流區(qū),便于表征二者的強弱差異,40°N也能對兩個急流區(qū)南北移動后B區(qū)內(nèi)平均風速的不均衡予以表現(xiàn)。據(jù)此 ,用40°N ～ 45°N,45°E ～ 105°E 與 35°N ～40°N,45°E～105°E 的區(qū)域平均緯向風速差47年夏季(JJA)的標準化值來表征西風急流的南北位置(West-Jet Meridional Position Index,WJMPI)變化,指數(shù)為正(負)對應(yīng)急流區(qū)位置相對偏北(南);用 35°N ～ 45°N,75°E ～ 105°E 與 35°N ～ 45°N,45°E～ 75°E 的區(qū)域平均緯向風速差的標準化值來表征西風急流的東西位置(West-Jet Zonal Position Index,WJZPI)變化,指數(shù)為正(負)對應(yīng)急流區(qū)位置相對偏東(西);用40°N ～ 45°N,45°E～ 105°E 與 35°N～ 40°N,45°E～ 105°E 的區(qū)域平均緯向風速和的標準化值來表征西風急流的強度(West-Jet Intensity Index,WJII)變化,指數(shù)為正(負)對應(yīng)急流區(qū)的強度相對較強(弱)。

圖1 1961～2007年200hPa的夏季(JJA)平均緯向風(單位：m/s)

在對西風急流位置、強度的周期特征分析中使用Morlet小波分析法[10],討論中國東部地區(qū)的降水分布時則使用合成分析。趨勢系數(shù)方程[11]為：

定義rxt表示西風急流指數(shù)時間序列與自然數(shù)列1,2,3,…,n的相關(guān)系數(shù),n為年數(shù),xi表示第i年的西風急流指數(shù)值,表示西風急流指數(shù)的平均值,ˉ=(n+1)/2為正值表示指數(shù)在計算時間段內(nèi)有線性增加的趨勢,負值反之。

3 結(jié)果和分析

3.1 西風急流軸的時間演變特征

3.1.1 西風急流軸位置的變化特征

根據(jù)圖1A區(qū)中急流軸的定義得到1961～2007年西風急流緯向軸和經(jīng)向軸位置的年際變化特征(如圖2所示)。由于資料分辨率的限制,在A區(qū)內(nèi)經(jīng)向僅有6個格點,使得緯向急流軸的位置只出現(xiàn)在40°N或42.5°N,1961～1978年軸線位置主要位于42.5°N,占前 18年的61.1%,而在1978～2007年軸線位置以40°N為主,占后29年的79.31%(圖2a);經(jīng)向急流軸總體位置偏東,占47年的70.21%,作軸線位置的3年滑動平均可見,經(jīng)向軸位置呈振蕩西移、東移再西移的周期性變化規(guī)律,轉(zhuǎn)折分別出現(xiàn)在1973年、1987年及2003年 ,經(jīng)向軸位置變化隱約存在一個30年左右的周期但有待進一步驗證(圖2b)。

圖2 1961～2007年夏季200hPa緯向軸和經(jīng)向軸位置的年際變化特征(單位：度)(a)參考緯度：41.25°N;(b)實線表示經(jīng)向軸位置的3年滑動平均,參考經(jīng)度：75°E

3.1.2 西風急流軸的周期特征

圖3 1961～2007年西風急流序列的小波方差和小波周期

為此,對急流軸位置的時間序列做小波分析(圖3)可得：緯向急流軸在1961～1995年存在5～10年主周期(圖3a),與對應(yīng)緯向軸位置偏北(位于42.5°N)時的年份間隔(圖2a)有相似之處;經(jīng)向急流軸位置在1961～2003年間以25～30年的周期最為明顯(圖3b),與(圖2b)軸線位置滑動平均后推測的周期比較接近,這說明急流經(jīng)向軸確實存在一個30年左右的顯著周期,且其方差值較10～15年的周期也更大一些;另外,為了便于與后面定義的西風急流強度指數(shù)的周期做比較,計算圖1A區(qū)內(nèi)最大風速中心的9點均值(如圖4b實線所示),再用其時間序列做小波分析得到(圖3c),急流最大風速存在一個10～15年的主周期,且在1961～2007年都較顯著。

3.2 東亞西風急流指數(shù)的定義

由此,完成了對西風急流軸時間演變特征的簡單分析,對急流經(jīng)向、緯向軸和最大風速區(qū)的周期有了一定的了解,但它對西風急流描述的準確性還需進一步論證。接下來利用區(qū)域平均(圖1B區(qū))的方法對西風急流強度、位置的年際變化及周期做分析,定義的西風急流指數(shù)主要由WJII、WJZPI、WJMPI這3部分組成,由于西風急流指數(shù)是標準化后的指數(shù),這也將有利于了解西風急流年際變化的趨勢特征。

3.2.1 WJII的年際變化特征

圖4 1961～2007年西風急流強度指數(shù)和急流9點最大風速均值(單位：m/s)的年際變化特征及其趨勢,實線表示年際變化序列,點線表示3年滑動平均,長虛線表示趨勢線

從圖4可得,WJII和急流最大風速年際變化序列的相關(guān)系數(shù)達到0.701(通過0.01的信度檢驗),兩者對于西風急流強度的描述幾乎一致,同時結(jié)合3年滑動平均曲線來看,表征急流強度的極大值都約10年左右出現(xiàn)一次(圖4a),這與急流最大風速存在的10～15年的主周期基本一致(圖3c),對應(yīng)滑動平均后的風速極大值都在32m/s以上(圖4b)。就急流強度的年際變化趨勢來看,WJII和急流最大風速的表現(xiàn)都不太明顯,分段來看急流強度只是在1961～1971年間呈逐步加強的趨勢,而在1971年后又緩慢減弱,這兩個時段的趨勢系數(shù)都較低,R的絕對值都不超過0.25。總體看來,在47年中,西風急流強度的年際變化主要以周期性的振蕩為主,趨勢特征不夠突出。

3.2.2 WJZPI的年際變化特征

圖5 1961～2007年西風急流緯向位置指數(shù)的年際變化特征及其趨勢,西風急流緯向剖面圖的年際變化特征,緯度平均范圍：35°N～45°N,(單位：m/s).實線表示年際變化序列,長虛線表示趨勢線

圖5(a)中WJZPI主要用于表征西風急流的東西位置變化,在1984年左右急流位置極端偏東,是急流由振蕩東移向振蕩西移轉(zhuǎn)變的關(guān)鍵點,且對應(yīng)這兩個振蕩趨勢都很明顯,這與杜銀等(2009)研究提出1975～1980年是西風急流位置的年代際轉(zhuǎn)折期比較接近。其中1961～1984年間氣候傾向率是0.435/10a,趨勢系數(shù)為0.307,急流位置東移顯著,而在1984～2007年間氣候傾向率是-0.739/10a,氣候趨勢系數(shù)為-0.478,急流西移顯著(圖5a)。與圖5(b)中西風急流緯向剖面圖比較來看,急流區(qū)位置(等值線標記區(qū)域)確實在1980～1990年間穩(wěn)定偏東,在1970年和2003年位置偏西,而在其他年份甚至沒有急流區(qū)存在,對此可以認為急流東西位置的振蕩調(diào)整過程中其強度會有所減弱(將等值線風速范圍劃為大于28m/s便能大致看出急流振蕩移動的軌跡,圖略)。

3.2.3 WJMPI的年際變化特征

圖6 1961～2007年西風急流經(jīng)向位置指數(shù)的年際變化特征及其趨勢,西風急流經(jīng)向剖面圖的年際變化特征,經(jīng)度平均范圍：45°E～105°E,單位m/s.實線表示年際變化序列,長虛線表示趨勢線

圖6(a)中WJMPI主要用于表征西風急流的南北位置變化,圖6(b)為西風急流的經(jīng)向剖面圖,綜合二者可以發(fā)現(xiàn),1961～1978年間西風急流呈顯著的振蕩北移趨勢,其氣候傾向率為0.952/10a,趨勢系數(shù)R達到0.509圖6(a),對應(yīng)圖6(b)中急流位置在1974年之前逐步北移且強度有所加強,由此可見二十世紀70年代急流位置極端偏北,而隨后1980～2007年急流位置較之前年份整體偏南,年際變化趨勢不太顯著。

3.2.4 西風急流指數(shù)的周期特征

下面對WJII、WJMPI、WJZPI的時間序列做小波分析(如圖7所示),這不僅可以探討之前WJII趨勢分析中10年左右周期的可靠性圖4(a),同時也是對最大風速和急流軸位置周期的進一步驗證圖3(a)～(c)。

從圖7(a)可以看出WJII存在顯著10～15年的主周期,并與圖3(c)中急流最大風速的周期完全一致,這說明西風急流強度10～15年的周期是較準確的;圖7(b)中WJMPI存在5～10年的主周期,這也與圖3(a)中急流緯向軸位置的變化周期一致,即西風急流南北位置變化存在一個5～10年的顯著周期;圖7(c)中WJZPI的主周期為33～37年,與圖3(b)中急流經(jīng)向軸位置25～30年的周期存在差異,兩者相差約5～10年,這可能是由于定義西風急流位置方法的不同所造成的,急流軸方法只考慮關(guān)注區(qū)域內(nèi)風速最大的急流經(jīng)向軸,而區(qū)域平均的方法則是計算區(qū)域內(nèi)兩個對稱部分風速平均的差值,所以當分析區(qū)域內(nèi)出現(xiàn)兩個強度很接近的風速區(qū)(強度往往達不到30m/s)時圖5(b),兩種方法計算結(jié)果的差異會比較突出,由于對急流東西位置的確定是考慮中國西北和伊朗高原強兩個急流區(qū)中較強支的位置而不是兩個急流區(qū)整體位置的變化,所以在這種情況下區(qū)域平均方法定義的急流指數(shù)更適用一些。

綜合西風急流軸和急流指數(shù)的年際變化趨勢和周期特征可得：在47年中,西風急流東西位置的年際變化趨勢最為顯著,南北位置變化次之,其轉(zhuǎn)折年份分別出現(xiàn)在二十世紀80年代和70年代,而急流強度的年際變化趨勢不夠顯著,以周期性振蕩為主;對其進行小波分析發(fā)現(xiàn),急流最大風速區(qū)和WJII對西風急流強度周期的表征、緯向急流軸和WJMPI對急流南北位置周期的表征都很一致,分別為10～15年和5～10年;經(jīng)向急流軸和WJZPI對急流東西位置周期的表征有所差異,二者周期相差約5～10年,可信度有待商榷,但出于對全文的急流位置變化完整性的考慮以及相對可靠的定義方法,認為WJZPI的主周期為33～37年。

圖7 1961～2007年西風急流序列的小波方差和小波周期

3.3 西風急流與中國東部降水的關(guān)系

東亞西風急流南北位置的季節(jié)性變化會對季風、南亞高壓等大氣環(huán)流系統(tǒng)產(chǎn)生影響,進而引起華北地區(qū)和長江流域降水的改變[12-13]。那么,研究的西風急流東西、南北位置和強度的年際變化也應(yīng)該與中國的區(qū)域性降水有一定聯(lián)系,由于夏季6～8月正好為中國東部地區(qū)的雨季,總降水量幾乎也占全年總降水的50%以上,因此選取(100°E～125°E,20°N ～45°N)作為東部降水分析的主要區(qū)域[14-15],著重探討西風急流在極端位置、強度的年份對應(yīng)東部地區(qū)的降水特征及其差異。

為使WJII、WJMPI、WJZPI極端年份數(shù)據(jù)的分布較均衡,這里規(guī)定其臨界值各有不同,分別為±0.9、±0.7和±0.8,將西風急流位置偏東、居中、偏西的年份分別對應(yīng)WJZPI極大值(WJZPI＞0.8)、常值(|WJZPI|＜=0.8)、極小值(WJZPI＜-0.8)出現(xiàn)的年份,急流位置偏北、居中、偏南的年份分別對應(yīng)WJMPI極大值(WJMPI＞0.7)、常值(|WJMPI|＜=0.7)、極小值(WJMPI＜-0.7)出現(xiàn)的年份,急流較強、正常、較弱的年份分別對應(yīng)WJII極大值(WJII＞0.9)、常值(|WJII|＜=0.9)、極小值(WJII＜-0.9)出現(xiàn)的年份,然后根據(jù) WJII、WJMPI、WMZPI對應(yīng)的周期范圍(圖7)從各自的極大值年、常值年和極小值年中選出帶有周期規(guī)律的一個或者多個年份序列(如表1所示)進行中國東部降水的合成分析(如圖8～圖10所示),之所以要在急流指數(shù)的極值和常值年中用周期來進一步篩選是因為直接合成后的東部地區(qū)的降水分布特征很不顯著(圖略),這與非周期年出現(xiàn)的降水噪音不無關(guān)系。

表1 西風急流指數(shù)具有周期規(guī)律的年份序列

3.3.1 WJII周期性極端年份中國東部降水的特征

圖8 西風急流強度指數(shù)極大值年減去常值年、極小值年減去常值年、極大值年減去極小值年對應(yīng)的中國東部地區(qū)的降水分布(單位：mm/1 month),標注的降雨量是夏季6～8月的月平均值,夏季6～8月總降水量等于月均值的3倍

WJII極大值年對應(yīng)西風急流的強度較強,在這些年份中東部降水分布如圖8(a)、(c)所示,東南沿海、西南地區(qū)的降水明顯減少,月均值最多減小150mm以上,相比之下,華北、西北東部地區(qū)的降水明顯增多,月均值最多增加150mm以上;而WJII極小值年對應(yīng)西風急流的強度較弱,在這些年份中東部降水分布如圖8(b)、(c)所示,華北、華南西部地區(qū)降水明顯減少,月均值最多達到-200mm,東南沿海和江淮流域降水增多,月均值最多達到150mm。綜合比較可以發(fā)現(xiàn),在WJII極大(小)值年,即西風急流在強(弱)年時,華北地區(qū)降水增多(減少),而東南沿海地區(qū)降水減少(增多)。根據(jù)WJII的周期圖7(a),其極大、極小值年的間隔為5～8年,這表明華北地區(qū)和東南沿海降水的反相位分布以5～8年為間隔交替發(fā)生。

3.3.2 WJMPI周期性極端年份中國東部降水的特征

圖9 同圖8,但為西風急流經(jīng)向位置指數(shù)對應(yīng)的降水

孫林海等[16]提出中國東部季風區(qū)夏季雨型主要分為二類四型,一類是“南北多中間少”,下分1a型主雨區(qū)在黃河流域至華北一帶,1d型主雨區(qū)在華南一帶;二類是是“南北少中間多”,下分2b型主雨區(qū)在黃河與長江之間,2c型主雨區(qū)在長江流域一帶。

結(jié)合上述降水類型來分析西風急流經(jīng)向位置變化對應(yīng)中國東部的降水特征可以得到：在WJMPI的極大值年,即急流位置偏北的年份,圖9(a)、(c)分別與上述1a和1d型一致,月均值降水增多的區(qū)域分別達到150mm和250mm以上,而在WJMPI的極小值年,即急流位置偏南的年份,圖9(b)、(c)也分別與上述2b和2c型很接近,月均值降水增多的區(qū)域也分別達到150mm和250mm以上。同時,中國東部季風區(qū)近百年夏季雨型[17]中符合1a或 1d的年份有1961年(1a)、1966年(1a)、1973年(1a)、1978年(1a)、1990年(1a)、1994年(1d),符合2b 或 2c型的年份有1962年(2b)、1969年(2c)、1974年(2b)、1982年(2b)、1987年(2c)、1998年(2c),分別與表 1中WJMPI選擇的極大值、極小值年基本一致。由此可得,當西風急流位置偏北(南)時,中國東部地區(qū)呈“南北多中間少(南北少中間多)”的雨帶分布。根據(jù)WJMPI的周期圖7(b),其極大、極小值年的間隔為2.5～5年,這表明上述兩種分布雨型以2.5～5年為間隔交替發(fā)生。

3.3.3 WJZPI周期性極端年份中國東部降水的特征

圖10 同圖8,但為西風急流緯向位置指數(shù)對應(yīng)的降水

WJZPI極大值年對應(yīng)西風急流位置偏東,在這些年份中東部降水分布如圖10(a)、(c)所示,華南、黃淮流域的降水顯著減少,月均值最多可減小250mm以上,西北東部地區(qū)的降水相對增多,月均值最多增加200mm以上,西風急流位置偏東意味著西北地區(qū)受西風帶作用會更明顯,張雪梅等[18]發(fā)現(xiàn)西北地區(qū)水汽輸送要受西風和西南風水汽輸送交替影響;而WJZPI極小值年對應(yīng)西風急流位置偏西,在這些年份中東部降水分布如圖10(b)、(c)所示,華南西部和華北地區(qū)的降水明顯增多,月均值最多達到250mm,西北東部地區(qū)的降水減少,月均值最多達到-200mm。通過對比發(fā)現(xiàn),在WJZPI極大(小)值年,即西風急流位置偏東(西)時,西北東部地區(qū)降水增多(減少),而華南西部地區(qū)降水減少(增多)。根據(jù)WJZPI的周期圖7(c),其極大、極小值年的間隔為16～19年,這表明華南西部和西北東部地區(qū)降水的反相位分布以16～19年為間隔交替發(fā)生。

3.4 西風急流經(jīng)向位置指數(shù)與東亞大氣環(huán)流的關(guān)系

西風急流南北位置的變換與中國東部地區(qū)“三極”降水型有密切的聯(lián)系圖(9),以下從大氣環(huán)流場角度對其原因進行簡單的分析,即結(jié)合表1中WJMPI的極大、極小值年進行東亞地區(qū)大氣環(huán)流場的合成分析(如圖11～12所示)。

圖11 夏季西風急流經(jīng)向位置指數(shù)極大值年與極小值年的200hPa散度場差(單位：10-6m/s)(a)、500hPa位勢高度場差(單位：gpm)(b)和850hPa流場差(c),(b)中的箭頭表示500hPa水平風場矢量,(單位：m/s)

圖12 夏季西風急流經(jīng)向位置指數(shù)極大值年與極小值年850hPa水汽通量(a)和垂直環(huán)流(b)的差異,

相比西風急流位置偏南的年份而言,在急流位置偏北時中國東部地區(qū)大氣環(huán)流的特征如下：從200hPa來看(圖11a),西北地區(qū)東部和華南地區(qū)的位勢高度場以輻散為主,對應(yīng)500hPa上的位勢高度有所減小(圖11b),這將有利于這些區(qū)域整層大氣的上升運動,且與圖12b經(jīng)向剖面圖中35°N～40°N和22°N～26°N這兩個范圍內(nèi)合成風矢量的方向一致,而從西南地區(qū)延伸到黃淮、江淮流域的200hPa位勢高度場以輻合為主,對應(yīng)500hPa的位勢高度有所增大,二者都呈明顯的東西向帶狀分布,這將有利于這些區(qū)域整層大氣的下沉運動,且與圖12b中27°N ～34°N 之間合成風矢量的方向一致;從850hPa的流場來看(圖11c),在中低層28°N 以南,105°E以東的地區(qū)受氣旋式流場控制,有助于低緯的西風水汽向東南沿海和華南地區(qū)輸送,水汽輸送在該區(qū)域增多0.3～0.6kg/(m?s)(圖12a),而28°N以北,105°E以東的地區(qū)受反氣旋式流場控制,有助于中緯西太平洋的東風水汽從長江中下游地區(qū)向華北地區(qū)輸送,水汽輸送在華北地區(qū)增多較顯著,都大于0.6kg/(m?s),最多可達1.5kg/(m?s)(圖12a);而在西風急流位置偏南時的大氣環(huán)流特征,反之可得。

綜上所述：西風急流位置偏北(南)時,中國東部地區(qū)整層大氣環(huán)流呈現(xiàn)“南北上升中間下沉(南北下沉中間上升)”的形勢,“三極”的分界線大致在34°N和27°N,850hPa的流場和水汽通量輸送都有利于華北(長江中下游及淮河流域)地區(qū),易于形成“南北多中間少(南北少中間多)”的雨帶分布。另外,圖12(b)中還可以發(fā)現(xiàn),在200hPa上存在一個西風風速增強的區(qū)域和一個減弱的區(qū)域,位置分別位于42°N～46°N和32°N～36°N,核心極值風速為+5m/s和-6m/s,可推測其分別為高空西風急流區(qū)偏北、偏南位置的所在范圍。

4 結(jié)論

根據(jù)1961～2007年美國國家環(huán)境預報中心(NCAR/NCEP)再分析月資料和同期中國596站的降水資料,利用急流軸(包括最大風速法)和區(qū)域平均兩種定義方法分析了夏季東亞副熱帶西風急流的時間演變特征及其與中國東部夏季降水分布的關(guān)系,結(jié)論如下：

(1)從西風急流的年際變化趨勢來看,急流軸結(jié)合最大風速的方法與區(qū)域平均的方法得到的結(jié)果比較相似,即在47年中,西風急流東西位置的年際變化趨勢最為顯著,南北位置變化次之,其轉(zhuǎn)折年份分別出現(xiàn)在二十世紀80年代和70年代,而急流強度的年際變化趨勢不夠顯著,以周期性振蕩為主;從西風急流的周期特征來看,兩種方法對西風急流強度、南北位置周期的表征很一致,分別為10～15年和5～10年,但對西風急流東西位置周期的表征存在差異,二者相差約5～10年,這是由于定義西風急流位置方法的不同所造成的,由于側(cè)重點是分析東亞西風帶西支中東西兩個急流區(qū)的強度差異,在這種情況下區(qū)域平均方法定義的急流指數(shù)效果會更好一些,而如果將東亞西風帶西支作為一個整體來考慮,急流軸方法則會更好些。

(2)西風急流南北位置的周期性變化與夏季中國東部地區(qū)的大范圍降水聯(lián)系緊密,即當西風急流位置偏北(南)時,東部地區(qū)呈“南北多中間少(南北少中間多)”的雨型,推測這兩種反相位雨型的間隔時間為2.5～5年,相比而言,急流強度和東西位置的周期性變化與東部地區(qū)局地降水存在一定聯(lián)系,即當西風急流強度較強(弱)時,華北夏季降水增多(減少)、東南沿海減少(增多),推測其間隔時間為5～8年,而當西風急流位置偏東(西)時,華南西部夏季降水減少(增多),西北東部地區(qū)增多(減少),推測其間隔時間為16～19年。

(3)從大氣環(huán)流角度來看,西風急流位置偏北(南)時,東部地區(qū)整層大氣環(huán)流呈現(xiàn)“南北上升中間下沉(南北下沉中間上升)”的形勢,850hPa的流場和水汽通量輸送都有利于華北(長江中下游及淮河流域)地區(qū),易于形成“南北多中間少(南北少中間多)”的雨帶分布。

值得注意的是,合成的中國東部地區(qū)的降水分布只能對應(yīng)西風急流周期性極值年的降水狀況,并不能對應(yīng)西風急流所有極值年的降水。另外,西風急流的強度和南北位置引起中國東部局地降水反位相分布的天氣學機理還有待進一步研究。

[1]陶詩言,趙煜佳,陳曉敏.東亞的梅雨期與亞洲上空大氣環(huán)流季節(jié)變化的關(guān)系[J].氣象學報,1958,29(2)：119-134.

[2]李崇銀,王作臺,林士哲,等.東亞夏季風活動與東亞高空西風急流位置北跳關(guān)系的研究[J].大氣科學,2004,28(5)：641-658.

[3]宗海鋒,張慶云,陳烈庭.梅雨期中國東部降水的時空變化及其與大氣環(huán)流、海溫的關(guān)系[J].大氣科學,2006,30(6).

[4]Takeaki Sampe,Shang-Ping Xie.Large-Scale Dynamics of the Meiyu-BaiuRainband：EnvironmentalForcing by the Westerly Jet[J].J.Climate,2010,23：113-134.

[5]況雪源,張耀存.東亞副熱帶西風急流位置異常對長江中下游夏季降水的影響[J].高原氣象,2006,25(3)：382-389.

[6]楊蓮梅,張慶云.夏季東亞西風急流Rossby波擾動異常與中國降水[J].大氣科學,2007,31(04)：586-595.

[7]杜銀,張耀存,謝志清.東亞副熱帶西風急流位置變化及其對中國東部夏季降水異常分布的影響[J].大氣科學,2009,33(3)：581-592.

[8]Lau K M,K M Kim,S Yang.Dynamical and boundary forcing characteristics of regional component s of t he Asian Summer Monsoon[J].J Climate,2000,13(14)：2461-2482.

[9]朱乾根.天氣學原理和方法[M].北京：氣象出版社,2000：192-193.

[10]吳洪寶,吳蕾.氣候變率診斷和預測方法[M].北京：氣象出版社,2005：467.

[11]施能,陳家其,屠其璞.中國近100年來4個年代際的氣候變化特征[J].氣象學報,1995,53(4)：431-439.

[12]Lin Z D,Lu R Y.Interannualmeridional displacement of t heEast Asian upper-t ropospheric jet st ream in summer[J].Adv.Atmos.Sci.,2005,22(2)：199-211.

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

[14]梁萍,何金海,陳隆勛,等.華北夏季強降水的水汽來源[J].高原氣象,2007,26(3)：460-465.

[15]馬柱國,任小波.1951～2006年中國區(qū)域干旱化特征[J].氣候變化研究進展,2007,3(4)：195-201.

[16]孫林海,趙振國,許力,等.中國東部季風區(qū)夏季雨型的劃分及其環(huán)流成因分析[J].應(yīng)用氣象學報：增刊,2005,16：56-62.

[17]竺夏英,何金海,吳志偉.江淮梅雨期降水經(jīng)向非均勻分布及異常年特征分析[J].科學通報,2007,52(8)：951-957.

[18]張雪梅,江志紅,蘭博文.西北地區(qū)水汽輸送特征及其年際、年代際變化[J].災(zāi)害學,2010,25(4)：27-31.