歐 雅, 范廣洲, 周定文, 胡德強, 謝清霞, 李奇臨

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

0 引言

夏季隨著北半球西風(fēng)帶北移,赤道地區(qū)東風(fēng)帶也北移,在熱帶對流層頂150～100hPa處,東風(fēng)達(dá)到急流標(biāo)準(zhǔn)。亞洲地區(qū)在海陸熱力對比和青藏高原熱源共同作用下,東風(fēng)急流是全球最強且最穩(wěn)定的[1]。熱帶東風(fēng)急流(TEJ)主要是指出現(xiàn)在北半球夏季亞非對流層頂附近的一支東風(fēng)急流,從南海向西延伸到非洲北部上空。熱帶東風(fēng)急流與亞非季風(fēng)區(qū)降水,中國東部地區(qū)降水,亞洲夏季風(fēng),華南地區(qū)天氣、氣候特征等密切相連,所以對熱帶東風(fēng)急流及相關(guān)特征尤其與亞非降水關(guān)系的研究具有很強的理論和實踐意義。

關(guān)于熱帶東風(fēng)急流,以往已有不少相關(guān)研究,包括定義、范圍、結(jié)構(gòu)、變化特征等,并取得了一定的成果。Koteswaram[2]的分析發(fā)現(xiàn),1955年夏季,有一支TEJ覆蓋了南亞高空對流層上層,其中心在15°N附近,他認(rèn)為海陸分布對這一模式的形成起了主要作用;Flohn[3]全面研究過TEJ,并定量估計了越過TEJ入口區(qū)和出口區(qū)的經(jīng)向環(huán)流,研究了TEJ的動力學(xué)機制以及TEJ在大氣環(huán)流中的作用;Yin M T[4]研究了高空風(fēng)季節(jié)轉(zhuǎn)換與印度夏季風(fēng)的關(guān)系;Neyama,Y[5]研究了高空風(fēng)季節(jié)轉(zhuǎn)換和東亞梅雨開始的關(guān)系;中央氣象局研究所和南京氣象學(xué)院[6]分析了TEJ與中國東部地區(qū)降水異常的關(guān)系;朱福建和陸龍驊[7]用全球網(wǎng)格點資料,對1979年5～7月TEJ活動特征進(jìn)行了總結(jié),集中討論100hPa等壓面氣候平均緯向風(fēng)場的天氣學(xué)分析和合成風(fēng)場的聚類分析。

TEJ與降水區(qū)的分布和降水量的多少密切相關(guān),很多學(xué)者早就注意到這個問題。Koteswaram[2]的研究表明,TEJ對亞非降水的分布起重要作用;曾昭美等[8]分析了1966～1975年10年亞非季風(fēng)區(qū)6～8月各月的平均降水分布與TEJ的關(guān)系,發(fā)現(xiàn)降水與TEJ存在一定關(guān)系;陳樺[9]選取了較長的時間尺度(1958～2002年45年),從氣候?qū)W角度對TEJ進(jìn)行了研究,發(fā)現(xiàn)主要降水帶、大尺度上升運動都出現(xiàn)在急流入口區(qū)右側(cè)和出口區(qū)左側(cè),降水主要位于南亞季風(fēng)區(qū)和東亞季風(fēng)區(qū)。

眾多研究表明,TEJ的變化特征及其對亞非季風(fēng)區(qū)和我國降水的影響的研究具有十分重要的意義,TEJ的生成和活動也是夏季天氣預(yù)報中不可忽視的因子。而過去的研究大多從天氣學(xué)的角度進(jìn)行分析,所取時間尺度較短,或是研究TEJ與降水的關(guān)系時,只指出了降水與急流軸分布和位置變化的配置關(guān)系,而未指出與亞非季風(fēng)區(qū)夏季降水、與我國夏季降水的具體相關(guān)程度,對TEJ與大氣環(huán)流、ENSO的關(guān)系也幾乎沒有詳細(xì)介紹。此外,先前的研究都進(jìn)行較早,資料時間序列不夠長,文中則利用了1948～2009年62年相關(guān)資料進(jìn)行研究,使研究結(jié)果更有說服力。先定義了熱帶東風(fēng)急流強度指數(shù)(TEJI),之后通過分析62年夏季TEJ的位置、強弱、結(jié)構(gòu)、演變特征及其與亞非降水、與中國大氣環(huán)流以及與ENSO的關(guān)系,可以為中國尤其是華南地區(qū)降水甚至整個亞非區(qū)降水預(yù)報提供一定思路。

1 資料

資料采用美國國家環(huán)境預(yù)報中心(NCEP/NCAR)再分析資料,數(shù)據(jù)類型包括月平均緯向風(fēng)場、經(jīng)向風(fēng)場、高度場、海平面氣壓場。風(fēng)場資料時間為1948年1月～2009年12月共62年 6～8月,分辨率為2.5°×2.5°,高度選取150～100hPa;高度場和海平面氣壓場資料為1948～2005年共58年6～8月。降水資料為NOAA氣候預(yù)測中心提供的全球綜合分析降水集(CMAP),時間為1979～2007年,分辨率為2.5°×2.5°;海溫資料取自NOAA/CPC,時間為1950～2009年共60年。

2 熱帶東風(fēng)急流指數(shù)的定義及變化特征分析

2.1 熱帶東風(fēng)急流的結(jié)構(gòu)和范圍

以往對TEJ的研究中,不少選用100hPa或150hPa單層資料[10-11],甚至也有選用200hPa緯向風(fēng)場作為研究資料的(由于高空資料缺乏)[12-14],也有不少研究已指出TEJ核心位于150～100hPa[2],這里分別對200hPa、150hPa、100hPa、70hPa、50hPa四季的緯向風(fēng)場進(jìn)行比較,以選取合適的高度場和季節(jié)作研究。

分別作氣候平均在5個高度場上的流場及等U線(圖略),可以看出:東風(fēng)急流在150～100hPa最好觀測,研究選取150～100hPa上的平均,這與陳樺[9]選取一致。分別作氣候平均150～100hPa流場及等U線,可以看出:春季大約在10°S～10°N 為東風(fēng),中高緯為廣闊的西風(fēng)帶,東風(fēng)較弱(圖略);秋季10°S～20°N 為微弱東風(fēng),中高緯為廣闊西風(fēng)(圖略);冬季低緯為微弱東風(fēng),中高緯為廣闊西風(fēng),最大西風(fēng)風(fēng)速中心大約位于140°E、40°N,達(dá)50m/s(圖略);夏季5°S～30°N 均為東風(fēng),出現(xiàn)急流,最大東風(fēng)風(fēng)速達(dá)30m/s,如圖1所示。在分析 TEJ的結(jié)構(gòu)、變化及其與其它要素場的關(guān)系時,均以150～100hPa兩層的平均代替TEJ,使研究和計算更為準(zhǔn)確,研究時段為夏季。

圖1 1948～2009年夏季150～100hPa平均流場(虛線為等U線)(單位:m/s)

由圖1可以看出:TEJ從南海上空向西延伸,經(jīng)印度到達(dá)非洲北部上空大片區(qū)域(20°E～110°E,5°S～20°N),涵蓋了南海、中南半島、孟加拉灣、印度洋及亞非大陸大部分地區(qū);TEJ核心位于印度半島南端、阿拉伯海上空(60°E～80°E,10°N ～15°N);TEJ中心風(fēng)速可達(dá)30m/s;TEJ中心大約位于70°E附近。這與陳樺[9]的研究結(jié)果接近。

為了進(jìn)一步了解TEJ的結(jié)構(gòu)特征,參照陳樺[9]的方法,作氣候平均夏季緯向風(fēng)的緯向和徑向垂直剖面圖。由沿10°N～15°N的垂直剖面圖(圖2a)可以看出:TEJ的核心位于印度半島南部上空150～100hPa;中心風(fēng)速達(dá)30m/s;60°E～90°E,對流層幾乎整層均為東風(fēng),平流層也為東風(fēng)。由急流層緯向風(fēng)沿70°E的垂直剖面圖(圖2b)可見:東風(fēng)出現(xiàn)在15°～30°N的低緯地區(qū),主要位于對流層上部,最大東風(fēng)風(fēng)速中心位于150hPa～100hPa。由急流層緯向風(fēng)沿20°E的垂直剖面圖(圖略)可見:東風(fēng)出現(xiàn)在300hPa以上,且僅位于0°N～30°N的北半球低緯度地區(qū),風(fēng)速較小,大致在10m/s;由急流層緯向風(fēng)沿110°E的垂直剖面圖(圖略)可見:東風(fēng)出現(xiàn)在 10°S～30°N 的地區(qū),最大風(fēng)速達(dá)20m/s。綜上所述,不同經(jīng)度東風(fēng)的強度和范圍不同,東風(fēng)急流的位置出現(xiàn)在30°S～30°N的地區(qū),且位于對流層上部,周圍為廣闊西風(fēng)帶,北半球低緯地區(qū)存在緯向東西風(fēng)切變;東風(fēng)急流中心位于70°E的150～100hPa,即:印度半島、阿拉伯海上空。這與文中上述所作“夏季150～100hPa平均流場及等U線”得出的結(jié)論一致。

圖2 沿10°N～15°N 和 70°E緯向風(fēng)垂直剖面圖

2.2 熱帶東風(fēng)急流指數(shù)的定義

2.2.1 熱帶東風(fēng)急流的位置變化

為了了解TEJ位置變化規(guī)律,對(20°W～180°E,40°S～60°N)內(nèi)夏季東風(fēng)最大值逐年位置變化進(jìn)行計算和統(tǒng)計(表略),顯示東風(fēng)最大值緯度(圖3a)和經(jīng)度(圖3b)變化范圍,62年間的最大值有31個出現(xiàn)在12.5°N、18個出現(xiàn)在10°N、13個出現(xiàn)在15°N 。TEJ的核心總是在(62.5°E ～ 82.5°E,10°N ～ 15°N)移動,變化范圍很小 。

圖3 1948～ 2009年夏季(20°W ～ 180°E,40°S～ 60°N)內(nèi)東風(fēng)最大值緯度經(jīng)度變化范圍

2.2.2 熱帶東風(fēng)急流的強度變化

在上述 TEJ核心范圍(62.5°E～82.5°E,10°N ～15°N)逐年計算、統(tǒng)計62年東風(fēng)在每個月的強度大小,找出每年東風(fēng)最大值及最大值出現(xiàn)的月份(表略),最大值變化用折線圖表示(圖4)。由表和圖可以看出:1948～2009年間,每年TEJ大致在6月出現(xiàn),7、8月達(dá)最大,9月開始減弱,直至逐漸消失。62年中,最大值出現(xiàn)在7月份的有51年,出現(xiàn)在8月的有11年,TEJ在盛夏達(dá)到最大。

2.2.3 熱帶東風(fēng)急流指數(shù)的定義

計算并統(tǒng)計1948～2009年62年每年夏季東風(fēng)的平均值(表略)。由于每年東風(fēng)最大值都移動很小,選擇建立一個指數(shù)來度量TEJ的變化規(guī)律。參照陳樺[9]的定義方式并結(jié)合上述研究,這里將急流指數(shù)定義為:夏季150～100hPa緯向風(fēng)在急流核心區(qū)域(62.5°E～82.5°E,10°N ～15°N)的平均,稱為“熱帶東風(fēng)急流強度指數(shù)”,記作TEJI,用折線圖表示如圖5所示。由圖5可以看出,夏季熱帶東風(fēng)急流最大出現(xiàn)在1954年,值為38.53m/s,最小出現(xiàn)在2009年,值為29.50m/s。熱帶東風(fēng)急流62年來越來越弱,且在2009年出現(xiàn)了最低值,僅有29.50m/s。

圖4 東風(fēng)最大值的變化

圖5 熱帶東風(fēng)急流強度指數(shù)

3 熱帶東風(fēng)急流的時間變化特征

3.1 趨勢分析

距平是氣象上常用的量,即對平均值的正常情況的偏差。氣象上經(jīng)常用距平值代替原樣本中資料數(shù)值作為研究對象,因為在氣象要素的研究中,受年變化周期影響很大,各月的平均值不一樣,為使之能在同一水平下進(jìn)行比較,常使用距平值[15]。累積距平也是一種常用的、由曲線直觀判斷變化趨勢的方法[16]。對指數(shù)的周期分析采用的是小波分析方法,是為了克服加窗Fourier變換的缺點發(fā)展起來的,符合對高頻信號分辨較高的要求[17]。不僅可以給出氣候序列變化的尺度,還可以顯示出變化的時間位置。對氣候預(yù)測十分有用[16]。

標(biāo)準(zhǔn)化TEJI的時間序列圖如圖6所示,可以看出:62年間,TEJ呈現(xiàn)出一致減弱的趨勢,線性傾向率為-0.09(m/s)/a,表明熱帶東風(fēng)急流強度以0.9(m/s)/10a的線性傾向減弱,趨勢系數(shù)R的絕對值約為0.68。另外,圖6還顯示TEJ在20世紀(jì)80年代前明顯偏強,其中1954年最強,70年代末開始逐漸減弱,至今一直處于偏弱狀態(tài)。TEJ弱年除了1972年外,全部出現(xiàn)在1978年后。圖6還可以表征急流強度的極大值都約10年左右出現(xiàn)一次,這與TEJI存在的準(zhǔn)10年振蕩周期(圖7)這個主周期基本一致。

3.2 小波分析

對62年逐年TEJI進(jìn)行小波分析,根據(jù)小波序列圖(圖7a)和小波方差圖(圖7b)可以看出:TEJI存在著準(zhǔn)10年振蕩周期,對應(yīng)的小波方差值也在10年體現(xiàn)出最大值。另外,在低頻振蕩區(qū)還存在30～35年振蕩周期,由于時間序列只是62年的,所以該振蕩周期不明顯。

圖7 1948～2009年TEJI的小波序列圖和小波方差圖

在以10年為周期的年份中,1968年、1978年、1988年、1998年為強正值;1953年、1963年、1973年、1983年、1993年為強負(fù)值。TEJ具有周期規(guī)律的年份序列如表所示(表1),TEJ具有明顯的年際變化。在以30～35年為振蕩周期的年份中,1954年、1987年為強正值;1970年、2003年為強負(fù)值(表略)。

表1 TEJ具有周期規(guī)律的年份序列(10年周期)

3.3 突變檢驗

為了了解 TEJ突變點位置,這里對TEJI進(jìn)行突變檢驗。分別采用3種氣候突變檢驗方法來分析TEJ的年代際變化。這里以最常用的M-K檢驗為例進(jìn)行說明。

由圖8可以看出:自20世紀(jì)70年代末開始,TEJI呈現(xiàn)出明顯的減弱趨勢。80年代初開始,這種減弱趨勢大大超過了顯著性水平0.05的臨界線,甚至超過了 0.001的顯著性水平(U0.05=1.96,U0.001=2.56),表明 TEJ的減弱趨勢是十分顯著的。根據(jù)交點位置,可以確定TEJ在20世紀(jì)70年代末的減弱趨勢是一種突變現(xiàn)象,突變具體發(fā)生在1978年。這與陳樺[9]采用1958～2002年45年的NCEP/NCAR再分析資料的研究結(jié)論一致。用其他兩種檢驗方法——滑動 t檢驗和Yamamoto檢驗進(jìn)行驗證,得到的結(jié)論與M-K檢驗一致(圖略)。

3.4 年代距平

為了進(jìn)一步說明標(biāo)準(zhǔn)化TEJI時間序列的年代際變化特征,計算62年的年代距平,如表2所示?？梢钥闯?1960～1969年代,TEJ距平百分比為 4.99%,TEJ最強;1980～1989年代、1990～1999年代、2000～2009年代,年代距平為負(fù),TEJ較弱,且從1980～1989年代開始,為持續(xù)減弱趨勢,尤其是2000～2009年代,距平百分比達(dá)-7.16%,TEJ達(dá)最弱時期。進(jìn)入21世紀(jì)以來,TEJ比前期偏弱。TEJ呈現(xiàn)出年代際變化。

圖8 M-K檢驗

表2 1950～2009年夏季TEJI年代距平

4 TEJ與亞非區(qū)域降水的關(guān)系

TEJ的分布幾乎集中于亞非地區(qū),諸多研究也表明,TEJ的強度和位置與東亞和北非的旱澇密切相關(guān),Koteswaram[2]、曾昭美[8]、Nicholson and Grist[18]等均對此進(jìn)行了研究 。CMAP資料時間段為1979～2007年29年,作該時間段的氣候平均夏季降水(圖略),可以看出:主要降水帶出現(xiàn)在TEJ入口區(qū)的右側(cè)和出口區(qū)的左側(cè),且降水主要位于南亞和東亞季風(fēng)區(qū)。

相關(guān)分析是統(tǒng)計分析中常采用的方法,雖然它不能表明兩者之間的物理機制,但可以從分析結(jié)果中發(fā)現(xiàn)統(tǒng)計事實[19]。為了進(jìn)一步了解TEJ與亞非地區(qū)降水的關(guān)系,29年TEJI標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)與CMAP中的亞非季風(fēng)區(qū)夏季降水作相關(guān)分析(圖9),選用區(qū)域范圍(20°E～110°E,-5°S～30°N)作為亞非季風(fēng)區(qū)的代表?？梢钥闯?相關(guān)系數(shù)在整個亞非季風(fēng)區(qū)內(nèi)從西到東和從北到南均大致呈“-+”分布,TEJI與西亞和非洲東北部地區(qū)夏季降水呈現(xiàn)顯著負(fù)相關(guān),TEJI與南亞地區(qū)夏季降水呈現(xiàn)顯著正相關(guān)。在整個西亞和非洲東北部地區(qū),相關(guān)系數(shù)都≤-0.2,特別是在北非和亞州西南部地區(qū),相關(guān)系數(shù)≤-0.4;在整個南亞地區(qū),相關(guān)系數(shù)都≥0.2,尤其是在印度半島南端,相關(guān)系數(shù)≥0.3。由此可以看出,亞非季風(fēng)區(qū)內(nèi)的夏季降水與TEJ響應(yīng)最敏感的區(qū)域是西亞、北非(負(fù)相關(guān))、南亞地區(qū)(正相關(guān))。在東亞的中國華南地區(qū),呈現(xiàn)正相關(guān)分布,相關(guān)系數(shù)達(dá)0.3,即:TEJ較強時,華南地區(qū)降水較多;TEJ較弱時,華南地區(qū)降水較少,對華南地區(qū)的旱澇預(yù)報有重要作用。另外,亞非季風(fēng)區(qū)的降水區(qū)呈帶狀分布,這與TEJ的帶狀分布非常一致。

圖9 TEJI與亞非季風(fēng)區(qū)夏季降水的相關(guān)分布圖(陰影區(qū)分別代表信度檢驗超過90%、95%、99%的區(qū)域,實(虛)等值線表示正(負(fù))值)

5 熱帶東風(fēng)急流與中國降水的關(guān)系

分析TEJI與同期夏季大氣環(huán)流和中國降水的關(guān)系。圖10(a)是TEJI與500hPa高度異常場相關(guān)系數(shù)分布,圖中灰色陰影都通過了90%的信度檢驗。在中國范圍內(nèi),東北地區(qū)相關(guān)系數(shù)為正,其他區(qū)域相關(guān)系數(shù)均為負(fù)。夏季TEJ強/弱年500hPa高度場t檢驗差值圖(圖11a)也表現(xiàn)出了較一致的特征。因此,TEJ較強時,中國東北地區(qū)500hPa高度場較弱,華南地區(qū)500hPa高度場較強;TEJ較弱時,中國東北地區(qū)500hPa高度場較強,華南地區(qū)500hPa高度場較弱。另外,500hPa高度場與海平面氣壓場的分布也表現(xiàn)出了很好的準(zhǔn)正壓性。

由圖10(b)TEJI與海平面氣壓場相關(guān)系數(shù)分布發(fā)現(xiàn),東亞地區(qū)大體呈負(fù)相關(guān)分布,整個中國均呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)分布,尤其在華南地區(qū)均呈現(xiàn)顯著的負(fù)相關(guān)。從夏季TEJ強/弱年海平面氣壓場t檢驗差值圖(圖11b)上也可得到大體一致的結(jié)論,東亞地區(qū)幾乎都為負(fù)值分布。因此,TEJI與東亞地區(qū)海平面氣壓場的分布緊密相關(guān),當(dāng)TEJ較強時,在蒙古高壓附近海平面氣壓場出現(xiàn)低值中心,產(chǎn)生氣旋環(huán)流,導(dǎo)致西南風(fēng)異常,來自海洋的水汽輸送充足,中國東部和華南地區(qū)降水偏多;反之,TEJ較弱時,在蒙古高壓附近海平面氣壓場出現(xiàn)高值中心,產(chǎn)生反氣旋環(huán)流,導(dǎo)致東北風(fēng)異常,水分輸送不足,中國東部和華南地區(qū)降水偏少。這對中國東部及華南地區(qū)的旱澇預(yù)報起了重要作用。

夏季,南亞高壓范圍最大,從非洲西岸起,經(jīng)南亞到達(dá)西太平洋,南亞高壓在100hPa附近最強,是夏季對流層上部的大氣環(huán)流中心,而且100hPa環(huán)流型簡單、尺度穩(wěn)定,對中國夏季大范圍旱澇分布及亞洲的天氣分布都有重大關(guān)系[20]。由100hPa高度異常場(圖10c)可以看出,相關(guān)系數(shù)均為負(fù)值。在30°N以南的中國華南地區(qū),為顯著負(fù)相關(guān)區(qū),相關(guān)系數(shù)均達(dá)到-0.3,即,南亞高壓較強時,TEJ較弱,中國東部和華南地區(qū)降水較少;反之,南亞高壓較弱時,TEJ較強,中國東部和華南地區(qū)降水較多(TEJ與中國降水相關(guān)分布圖略)。因此,南亞高壓與TEJ密切相關(guān),并對我國特別是華南等南方地區(qū)的旱澇預(yù)報起著重要的作用,與前人的研究結(jié)論較一致。

TEJI與同期850hPa風(fēng)場相關(guān)系數(shù)分布見圖10(d),發(fā)現(xiàn)35°N以南、120°E以東地區(qū)大致呈現(xiàn)出氣旋性環(huán)流,將西太平洋的水汽帶向南亞地區(qū),使該地區(qū)的夏季降水顯著。

圖10 TEJI與同期500hPa高度場、海平面氣壓場、100hPa高度場、850hPa風(fēng)場的相關(guān)圖(圖中陰影部分分別通過了90%,95%,99%的顯著性檢驗,實虛等值線表示正負(fù)值)

圖11 夏季TEJ強/弱年500hPa高度場、海平面氣壓場t檢驗差值圖(圖中陰影部分分別通過了90%,95%,99%的顯著性檢驗,實虛等值線表示正負(fù)值)

6 結(jié)論

通過分析TEJ的演變特征及其對區(qū)域降水的影響,可以得到以下主要結(jié)論:

(1)TEJ從南海上空向西延伸,核心位于印度半島、阿拉伯海上空,核心總在(62.5°～82.5°E,10°～15°N),且移動范圍很小;1948～2009年,每年TEJ大致在6月出現(xiàn),7、8月最大,9月開始減弱并逐漸消失,在盛夏達(dá)到最大;

(2)TEJI在1948～2009年總體呈現(xiàn)強度減弱的趨勢,其中1950～1970年,熱帶東風(fēng)急流強度偏強,尤其1960～1969年該指數(shù)達(dá)到最強,在1978年開始發(fā)生轉(zhuǎn)變,進(jìn)入21世紀(jì)后至今TEJ一直處于強度偏弱的狀態(tài);TEJI存在明顯的準(zhǔn)10年振蕩周期,對應(yīng)的小波方差值也在10年體現(xiàn)出最大值;

(3)TEJ與亞非區(qū)域降水的關(guān)系表明:主要降水帶出現(xiàn)在急流入口區(qū)的右側(cè)和出口區(qū)的左側(cè),降水主要位于南亞季風(fēng)區(qū)和東亞季風(fēng)區(qū)內(nèi);亞非季風(fēng)區(qū)內(nèi)的夏季降水與熱帶東風(fēng)急流響應(yīng)最敏感的區(qū)域是西亞、北非(負(fù)相關(guān))、南亞地區(qū)(正相關(guān));

(4)TEJI在年際尺度上與大氣環(huán)流和中國降水的關(guān)系表明:當(dāng)TEJ較強時,中國東部和華南地區(qū)降水偏多;反之,TEJ較弱時,東部和華南地區(qū)降水偏少。南亞高壓與TEJ密切相關(guān):南亞高壓較強時,TEJ較弱,華南地區(qū)降水較少;反之,南亞高壓較弱時,TEJ較強,華南地區(qū)降水較多。因此,熱帶東風(fēng)急流對東部特別是華南地區(qū)的旱澇預(yù)報起著重要的作用。

[1] 朱乾根,林錦瑞.天氣學(xué)原理和方法[M].北京:氣象出版社,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] 熱帶東風(fēng)急流與我國東部地區(qū)降水異常的初步分析[C].中央氣象局研究所、南京氣象學(xué)院.1976.

[7] 朱福建,陸龍驊.1979年5～7月熱帶東風(fēng)急流的觀測事實[C].中央氣象局氣象科學(xué)研究院.

[8] 曾昭美,郭其蘊.亞非季風(fēng)區(qū)夏季降水與熱帶東風(fēng)急流的關(guān)系[J].大氣科學(xué),1982,6:283-292.

[9] 陳樺.熱帶東風(fēng)急流及亞洲夏季風(fēng)的氣候?qū)W研究[D].南京:南京信息工程大學(xué),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] 楊亞正.對流層上層熱帶東風(fēng)發(fā)生發(fā)展的初步分析[C].熱帶天氣會議文集,1980:7-81.

[12] 丁一匯,趙深銘,何詩秀.全球夏季熱帶200mba平均環(huán)流研究的某些新結(jié)果[J].科學(xué)通報,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] 黃嘉佑.氣象統(tǒng)計分析與預(yù)報方法[M].北京:氣象出版社,2004:4-5.

[16] 魏鳳英.現(xiàn)代氣候統(tǒng)計診斷與預(yù)測技術(shù)[M].北京:氣象出版社,2009:43.

[17] 吳洪寶,吳蕾.氣候變率診斷和預(yù)測方法(第二版)[M].北京:氣象出版社,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,馬振峰,董文杰.青藏高原地區(qū)季風(fēng)特征及其與我國氣候異常的聯(lián)系[J].應(yīng)用氣象學(xué)報,2005,8:484-491.

[20] 朱?？?陸龍驊.南亞高壓[M].北京:科學(xué)出版社,1980:1.