2010年 第55卷 第1期：68 ~ 73
论 文
《中国科学》杂志社
SCIENCE CHINA PRESS
www.scichina.com csb.scichina.com
中国梅雨雨带年代际尺度上的北移及其原因
司东①②, 丁一汇②, 柳艳菊②
① 南京信息工程大学大气科学学院, 南京210044; ② 国家气候中心, 北京100081 E-mail: [email protected] 2009-03-02收稿, 2009-04-20接受
国家重点基础研究发展计划(编号: 2006CB403604)和国家科技支撑计划(编号: 2007BAC03A01, 2006BAC02B04)资助项目
摘要 分析了1979~2007年中国梅雨雨带移动特征及其与东亚副热带地区环流变化的关系. 研究发现, 20世纪90年代末中国梅雨雨带呈明显北移的趋势, 1999年以前梅雨雨带主要位于长江及其以南地区, 1999年以后雨带明显北移到了长江以北的淮河流域. 同时发现, 由于江淮梅雨期东亚中纬度地区对流层明显增暖, 平流层明显冷却, 使得东亚副热带对流层高层等压面向上突起, 对流层顶升高, 从而导致东亚副热带大气的扩张. 伴随副热带地区大气扩张出现的是东亚副热带急流北移, Hadley环流圈拓宽北伸和中纬度西风带北移. 东亚副热带大气扩张使得梅雨雨带向北移动, 导致长江以南降水减少, 长江以北降水增多.
关键词
江淮梅雨 副热带扩张 雨带北移
梅雨是春末夏初东亚夏季风季节进程中特有的雨季, 它在东亚不同地区出现的时间和所使用的称谓也不尽相同[1]. 在中国, 梅雨(meiyu)用来指从6月中旬到7月中旬中国江淮流域的雨季[2~4].
梅雨主要是由梅雨锋及沿梅雨锋东移的中间尺度或中尺度低涡导致的[5~8], 因此梅雨降水具有狭长的带状特点, 常被称为梅雨雨带. 由于梅雨雨带的位置直接关系到夏季江淮流域降水空间分布的格局, 所以江淮流域旱涝灾害的发生, 常常与梅雨雨带出现的位置和停滞的时间密切相关. 梅雨雨带的位置长期以来也是我国江淮流域汛期预测的关键问题. 因此, 研究梅雨雨带移动规律及其原因, 准确预测梅雨雨带移动趋势, 对于江淮地区工农业生产具有重要的指导意义.
我国气象学家在梅雨雨带气候学研究方面作了大量工作. 丁一汇等人[4]对江淮梅雨雨带的天气-气候学特征进行了较为全面的研究, 分析了东亚季风的季节进程对梅雨雨带的影响, 并且从气候学的角度详细阐述了导致梅雨雨带出现的梅雨锋的结构特
征. 徐卫国等人[9]和魏凤英等人[10]从梅雨雨带出现的位置、范围以及强度方面出发, 研究了梅雨雨带的年际以及年代际振荡特征. 宗海锋等人[11]又研究了东亚夏季风环流各子系统和冬季海温对江淮梅雨雨带南北位置的影响. 研究还表明: 20世纪70年代末~80年代初中国夏季降水出现了一次明显的年代际转型, 转型后长江中下游地区降水增加, 北方降水减少, 呈显著的“南涝北旱”变化趋势[12~16], 并且这种趋势一直维持到90年代末. 1999年以后, 淮河流域梅雨降水开始增多, 连续几年都出现了严重的洪涝. 例如, 2000, 2003, 2005和2007年[17~19]. 而长江中下游地区梅雨雨量却进入了一个相对偏少的时期. 说明梅雨雨带有北移的趋势. 那么又是什么原因导致了梅雨雨带的北移呢? 目前, 关于这段时期梅雨雨带活动情况的研究还较少. 同时考虑到1979年以后的NCEP/NCAR再分析资料同化了卫星观测资料, 并且具有较高的均一性和可靠性[20]. 因此, 本文重点分析1979~2007年近29年梅雨雨带的移动情况, 并且初步探讨雨带移动的原因.
英文版见: Si D, Ding Y H, Liu Y J. Decadal northward shift of the Meiyu belt and the possible cause. Chinese Sci Bull, 2009, 54: 4742−4748, doi: 10.1007/s11434-009
-0385-5
论 文
本文所用的资料包括: 1979~2007年中国753个台站逐日观测的降水资料, 1979~2007年美国NCEP/NCAR的逐日再分析资料[21]和美国NOAA 提供的卫星观测的向外长波辐射(outgoing longwave radia-tion, OLR)资料[22], 水平分辨率为2.5°×2.5°.
降水资料, 对江淮流域(110°~122°E, 28°~34°N) 梅雨降水距平序列进行EOF 分析, 得到的前二个模态的方差贡献率, 分别为30%和21%. 其中第一模态(EOF1, 图1(b))空间分布特点为全区同位相变化. 其对应的时间系数没有明显的变化趋势(图1(c)). 而第二模态(EOF2)空间特点是以长江为界南北呈反位相变化(图1(d)). 结合第二模态时间系数(图1(e))变化曲线可以发现, 此模态除了具有明显的年际变化特征的同时, 整体还呈升高的趋势. 其中
80年代初至
1 20世纪80年代初至今梅雨雨带的北移
根据江淮地区84个台站(图1(a))1979~2007年逐日观测的江淮梅雨期(6月15日~7月15日[23], 下同)
图1 江淮流域84个观测站点分布(a)和1979~2007年梅雨期降水距平EOF 分解的第一模态(b)、第一模态时间系数(c)
及第二模态(d)和第二模态时间系数(e)
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90年代主要处在负位相, 表明长江以南降水偏多而长江以北降水偏少, 1999年以后位相由负转正, 长江以北降水开始增多而长江以南降水开始减少. 这实际上反映出梅雨雨带的北移.
图2为1979~2007年梅雨期江淮流域110°~122°E 纬向平均降水量的时间-纬度剖面图. 从图2中可以看出, 江淮流域(28°~34°N) 梅雨雨带在1979~1982年期间呈南移趋势, 而之后(1983~1999年), 江淮流域的降水主要集中在长江或长江以南地区(32°N 以南), 1999年以后, 雨带北移到了长江以北的淮河地区(32°N 以北). 同时发现, 梅雨雨带在北移的同时, 雨量也有明显的减少.
这里将江淮流域北边界34°N 线上110°~122°E 纬向平均的逐年梅雨雨量的标准化序列定义为梅雨雨带经向移动指数MMSI(Meiyu meridional shift index). MMSI 指数越高, 表示梅雨雨带位置越偏北, 指数越低, 表示梅雨雨带位置越偏南. 图3中实线为1979~2007年MMSI 指数的时间序列. 从图中可以看出MMSI 指数线性趋势是升高的, 但主要的升高期是从1990年代末开始的, 并且与实际梅雨雨带的移动情况(图2) 非常吻合.
2 东亚副热带扩张
图4(a)是2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期对流层(400~200 hPa平均) 温度的差值分布. 由图4
可见, 东亚大陆和西太平洋地区对流层是在增暖的. 而平流层(图略) 中亚洲绝大部分地区平流层气温都是下降的, 尤其是东亚地区中纬度下降最为明显. 这与全球变暖条件下大气各个层次上温度的变化趋势是一致的.
对流层的增暖和平流层的冷却收缩直接导致对
图2 1979~2007年梅雨期110°~122°E纬向平均的观测降水
量的时间−纬度剖面图
70 流层高层等压面向上突起和对流层层顶的升高. 图4(b)为这期间对流层层顶气压的变化. 图中清楚显示, 东亚绝大部分地区对流层层顶气压都是下降的, 尤其是在中纬度地区下降最为明显, 而对流层顶气压的降低也说明此地区对流层层顶的高度是升高的. Fu等人[24]认为, 中纬度对流层顶的升高会使得副热带等压面向极地方向倾斜得更厉害, 而向赤道方向倾斜度变小. 由于此地区正是副热带急流活动的区域, 等压面形状的这种改变会使副热带急流向北(北半球) 移动.
图5(a)显示东亚30°~35°N 高空西风带急流区风速是减弱的, 而其北部35°~ 40°N 附近的西风却是增强的, 反映出西风带和高空急流的北移. 同样从850 hPa 纬向风的差值分布(图5(b))中也可以看出, 东亚低空急流也呈明显的北移趋势.
东亚地区对流层顶的升高、西风带和副热带高低空急流的系统性北移, 表明东亚副热带在1999~2007年期间是扩张的.
此外, 由于副热带急流代表了Hadley 环流圈在极地方向的界限, 急流的北移表明, 热带Hadley 环流圈是在向北极方向拓宽的. 图6(a)是2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期OLR 的差值分布图. 从图中可以看出, 近年来平均态(1979~2007年) 的西太平洋ITCZ(8°~12°N 纬带内, OLR值低于220 W/m2的区域) 所在范围及其以北地区的对流是活跃的, 说明西太平洋地区的ITCZ 近年来是在增强北扩的, 而西太平洋副热带高压(20°~28°N 纬带内, OLR值高于250 W/m2的区域) 附近及其以北地区的对流是减弱的, 说明西太平洋副热带高压也是在增强北扩的. 由于热带ITCZ 被看作是Hadley 环流圈上升支所在地区而副热带高压被看作是Hadley 环流圈下沉支所在地区, 因此热带西太平洋上ITCZ 和西太副高的加强北扩, 也表示东亚地区Hadley 环流圈在1999~2007年期间是在加强北伸的. 从东亚地区经向差值环流图(图6(b))中也可以清楚看出, 近年来东亚20°N 以南的低纬地区上升运动明显增强, 上升运动区明显北扩; 而中纬度的下沉运动也明显增强, 并且北边界已经北移到了31°N 纬线(长江流域) 附近, 进一步说明, 东亚Hadley 环流圈是在加强北伸的. Hadley 环流圈的加强北伸会将热带地区更多的热量输送到东亚副热带及其更北的地区, 有利于东亚副热带的增暖和扩张.
论
文
图3 1979~2007年MMSI 指数(实线) 及SBWI (虚线) 指数的时间序列
图中粗实线和粗虚线分别为MMSI 指数和
SBWI 指数的线性趋势线
图4 2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期对流层(400~200 hPa平均) 温度场 ((a), 单位: K)和对流层顶气压场
((b), 单位: Pa) 的差值
阴影区表示通过95%信度检验的区域
图5 2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期300 hPa((a), 单位: m/s)和850 hPa((b), 单位: m/s)纬向风的差值
阴影区表示通过95%信度检验的区域
热带的扩张有关呢? 下面将对此进行分析.
由于假相当位温(θse) 是一个综合考虑了温度和湿度的物理量, 并且在干绝热、湿绝热和假绝热过程中都具有守恒性. 因此, 本文采用假相当位温(θse) 来表征副热带的演变特征. 将东亚地区(110°~130°E,
3 东亚副热带扩张对梅雨雨带北移的影响
20世纪
90年代末梅雨雨带的北移是否与东亚副
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图6 2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期OLR((a), 粗等值线为1979~2007年平均的梅雨期OLR 分布, 单位: W/m2) 和130°~150°E纬向平均环流圈((b), 深(浅) 阴影
区为显著上升(下沉) 运动区) 的差值
阴影区表示通过95%信度检验的区域
纬向平均) 梅雨期对流层850~500 hPa平均的35°N(副热带北界) 和23.5°N(副热带南界) 两条纬线上θse 差值的标准化序列定义为东亚副热带扩张指数SBWI(Subtropical Belt Widening Index). SBWI指数越高, 表示副热带扩张越显著. 从1979~2007年SBWI 指数的时间序列(图3中虚线) 中可见, SBWI指数总体是升高的, 并且存在明显的年际变化特征. 经计算MMSI 指数与SBWI 指数的相关系数达到了0.51, 通过了99%的信度检验, 表示梅雨雨带北移与东亚副热带的扩张正相关关系的存在.
图7为东亚副热带扩张指数SBWI 与逐年梅雨期降水量的相关系数分布. 图中显示, 相关系数在长江以南为负值, 长江以北为正值, 且大部分地区通过了95%的信度检验. 同时可以发现, 显著相关区已经超出江淮流域(110°~122°E, 28°~34°N), 扩大到长江以南、黄淮流域以及中国东北, 说明东亚副热带扩张影
72 响的区域并不仅仅局限于江淮流域, 甚至可以影响到整个中国东部. 这表示东亚副热带的扩张有利于中国东部长江以南地区梅雨期降水减少, 长江以北地区降水增多, 即使得梅雨雨带北移.
4 结论
本文利用中国地面台站逐日观测的降水资料, 揭示了20世纪90年代末中国梅雨雨带北移的事实. 1999年以前梅雨雨带主要位于长江及其以南地区, 1999年以后雨带北移到了长江以北的淮河流域.
研究还发现: 由于梅雨期东亚中纬度地区对流层明显增暖, 平流层明显冷却, 使得东亚副热带地区对流层高层等压面向上突起, 对流层顶升高, 从而导致东亚副热带的扩张. 东亚副热带扩张致使东亚中纬度西风带、副热带急流北移和Hadley 环流圈拓宽北伸, 进一步导致梅雨雨带北移, 使得长江以南地区降水减少和长江以北地区降水增多.
至于东亚地区对流层增暖和副热带扩张的原因, 一方面可能与东亚热带Hadley 环流圈的增强有关, Hadley 环流圈增强会将更多的热带暖湿空气输送到副热带地区,
同时也会加强东亚副热带地区的下沉运动, 有利于东亚的增暖和副热带膨胀; 另一方面梅雨降水的凝结潜热释放也可能会对东亚副热带的增暖和膨胀有影响. 此外, 海温的作用也不容忽视. 最近, Fu等人[25]的研究就表明全球海温对东亚夏季降
图7 1979~2007年东亚副热带扩张指数(SBWI)与逐年梅雨
期降水量的相关系数分布
阴影区表示通过95%信度检验的区域
论 文
水和气温的年代际变化有重要影响. 至于近段时间东亚地区对流层增暖和副热带扩张的具体原因还有待于我们在后续的研究中给予解答.
东亚副热带扩张可以通过改变东亚大气环流来
影响整个东亚气候的变化, 包括我国江淮梅雨雨带的北移和整个东部降水格局的改变. 未来东亚副热带是否会持续扩张? 中国梅雨雨带是否会继续北移? 仍值得我们继续关注.
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摘要 分析了1979~2007年中国梅雨雨带移动特征及其与东亚副热带地区环流变化的关系. 研究发现, 20世纪90年代末中国梅雨雨带呈明显北移的趋势, 1999年以前梅雨雨带主要位于长江及其以南地区, 1999年以后雨带明显北移到了长江以北的淮河流域. 同时发现, 由于江淮梅雨期东亚中纬度地区对流层明显增暖, 平流层明显冷却, 使得东亚副热带对流层高层等压面向上突起, 对流层顶升高, 从而导致东亚副热带大气的扩张. 伴随副热带地区大气扩张出现的是东亚副热带急流北移, Hadley环流圈拓宽北伸和中纬度西风带北移. 东亚副热带大气扩张使得梅雨雨带向北移动, 导致长江以南降水减少, 长江以北降水增多.
关键词
江淮梅雨 副热带扩张 雨带北移
梅雨是春末夏初东亚夏季风季节进程中特有的雨季, 它在东亚不同地区出现的时间和所使用的称谓也不尽相同[1]. 在中国, 梅雨(meiyu)用来指从6月中旬到7月中旬中国江淮流域的雨季[2~4].
梅雨主要是由梅雨锋及沿梅雨锋东移的中间尺度或中尺度低涡导致的[5~8], 因此梅雨降水具有狭长的带状特点, 常被称为梅雨雨带. 由于梅雨雨带的位置直接关系到夏季江淮流域降水空间分布的格局, 所以江淮流域旱涝灾害的发生, 常常与梅雨雨带出现的位置和停滞的时间密切相关. 梅雨雨带的位置长期以来也是我国江淮流域汛期预测的关键问题. 因此, 研究梅雨雨带移动规律及其原因, 准确预测梅雨雨带移动趋势, 对于江淮地区工农业生产具有重要的指导意义.
我国气象学家在梅雨雨带气候学研究方面作了大量工作. 丁一汇等人[4]对江淮梅雨雨带的天气-气候学特征进行了较为全面的研究, 分析了东亚季风的季节进程对梅雨雨带的影响, 并且从气候学的角度详细阐述了导致梅雨雨带出现的梅雨锋的结构特
征. 徐卫国等人[9]和魏凤英等人[10]从梅雨雨带出现的位置、范围以及强度方面出发, 研究了梅雨雨带的年际以及年代际振荡特征. 宗海锋等人[11]又研究了东亚夏季风环流各子系统和冬季海温对江淮梅雨雨带南北位置的影响. 研究还表明: 20世纪70年代末~80年代初中国夏季降水出现了一次明显的年代际转型, 转型后长江中下游地区降水增加, 北方降水减少, 呈显著的“南涝北旱”变化趋势[12~16], 并且这种趋势一直维持到90年代末. 1999年以后, 淮河流域梅雨降水开始增多, 连续几年都出现了严重的洪涝. 例如, 2000, 2003, 2005和2007年[17~19]. 而长江中下游地区梅雨雨量却进入了一个相对偏少的时期. 说明梅雨雨带有北移的趋势. 那么又是什么原因导致了梅雨雨带的北移呢? 目前, 关于这段时期梅雨雨带活动情况的研究还较少. 同时考虑到1979年以后的NCEP/NCAR再分析资料同化了卫星观测资料, 并且具有较高的均一性和可靠性[20]. 因此, 本文重点分析1979~2007年近29年梅雨雨带的移动情况, 并且初步探讨雨带移动的原因.
英文版见: Si D, Ding Y H, Liu Y J. Decadal northward shift of the Meiyu belt and the possible cause. Chinese Sci Bull, 2009, 54: 4742−4748, doi: 10.1007/s11434-009
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论 文
本文所用的资料包括: 1979~2007年中国753个台站逐日观测的降水资料, 1979~2007年美国NCEP/NCAR的逐日再分析资料[21]和美国NOAA 提供的卫星观测的向外长波辐射(outgoing longwave radia-tion, OLR)资料[22], 水平分辨率为2.5°×2.5°.
降水资料, 对江淮流域(110°~122°E, 28°~34°N) 梅雨降水距平序列进行EOF 分析, 得到的前二个模态的方差贡献率, 分别为30%和21%. 其中第一模态(EOF1, 图1(b))空间分布特点为全区同位相变化. 其对应的时间系数没有明显的变化趋势(图1(c)). 而第二模态(EOF2)空间特点是以长江为界南北呈反位相变化(图1(d)). 结合第二模态时间系数(图1(e))变化曲线可以发现, 此模态除了具有明显的年际变化特征的同时, 整体还呈升高的趋势. 其中
80年代初至
1 20世纪80年代初至今梅雨雨带的北移
根据江淮地区84个台站(图1(a))1979~2007年逐日观测的江淮梅雨期(6月15日~7月15日[23], 下同)
图1 江淮流域84个观测站点分布(a)和1979~2007年梅雨期降水距平EOF 分解的第一模态(b)、第一模态时间系数(c)
及第二模态(d)和第二模态时间系数(e)
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2010年1月 第55卷 第1期
90年代主要处在负位相, 表明长江以南降水偏多而长江以北降水偏少, 1999年以后位相由负转正, 长江以北降水开始增多而长江以南降水开始减少. 这实际上反映出梅雨雨带的北移.
图2为1979~2007年梅雨期江淮流域110°~122°E 纬向平均降水量的时间-纬度剖面图. 从图2中可以看出, 江淮流域(28°~34°N) 梅雨雨带在1979~1982年期间呈南移趋势, 而之后(1983~1999年), 江淮流域的降水主要集中在长江或长江以南地区(32°N 以南), 1999年以后, 雨带北移到了长江以北的淮河地区(32°N 以北). 同时发现, 梅雨雨带在北移的同时, 雨量也有明显的减少.
这里将江淮流域北边界34°N 线上110°~122°E 纬向平均的逐年梅雨雨量的标准化序列定义为梅雨雨带经向移动指数MMSI(Meiyu meridional shift index). MMSI 指数越高, 表示梅雨雨带位置越偏北, 指数越低, 表示梅雨雨带位置越偏南. 图3中实线为1979~2007年MMSI 指数的时间序列. 从图中可以看出MMSI 指数线性趋势是升高的, 但主要的升高期是从1990年代末开始的, 并且与实际梅雨雨带的移动情况(图2) 非常吻合.
2 东亚副热带扩张
图4(a)是2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期对流层(400~200 hPa平均) 温度的差值分布. 由图4
可见, 东亚大陆和西太平洋地区对流层是在增暖的. 而平流层(图略) 中亚洲绝大部分地区平流层气温都是下降的, 尤其是东亚地区中纬度下降最为明显. 这与全球变暖条件下大气各个层次上温度的变化趋势是一致的.
对流层的增暖和平流层的冷却收缩直接导致对
图2 1979~2007年梅雨期110°~122°E纬向平均的观测降水
量的时间−纬度剖面图
70 流层高层等压面向上突起和对流层层顶的升高. 图4(b)为这期间对流层层顶气压的变化. 图中清楚显示, 东亚绝大部分地区对流层层顶气压都是下降的, 尤其是在中纬度地区下降最为明显, 而对流层顶气压的降低也说明此地区对流层层顶的高度是升高的. Fu等人[24]认为, 中纬度对流层顶的升高会使得副热带等压面向极地方向倾斜得更厉害, 而向赤道方向倾斜度变小. 由于此地区正是副热带急流活动的区域, 等压面形状的这种改变会使副热带急流向北(北半球) 移动.
图5(a)显示东亚30°~35°N 高空西风带急流区风速是减弱的, 而其北部35°~ 40°N 附近的西风却是增强的, 反映出西风带和高空急流的北移. 同样从850 hPa 纬向风的差值分布(图5(b))中也可以看出, 东亚低空急流也呈明显的北移趋势.
东亚地区对流层顶的升高、西风带和副热带高低空急流的系统性北移, 表明东亚副热带在1999~2007年期间是扩张的.
此外, 由于副热带急流代表了Hadley 环流圈在极地方向的界限, 急流的北移表明, 热带Hadley 环流圈是在向北极方向拓宽的. 图6(a)是2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期OLR 的差值分布图. 从图中可以看出, 近年来平均态(1979~2007年) 的西太平洋ITCZ(8°~12°N 纬带内, OLR值低于220 W/m2的区域) 所在范围及其以北地区的对流是活跃的, 说明西太平洋地区的ITCZ 近年来是在增强北扩的, 而西太平洋副热带高压(20°~28°N 纬带内, OLR值高于250 W/m2的区域) 附近及其以北地区的对流是减弱的, 说明西太平洋副热带高压也是在增强北扩的. 由于热带ITCZ 被看作是Hadley 环流圈上升支所在地区而副热带高压被看作是Hadley 环流圈下沉支所在地区, 因此热带西太平洋上ITCZ 和西太副高的加强北扩, 也表示东亚地区Hadley 环流圈在1999~2007年期间是在加强北伸的. 从东亚地区经向差值环流图(图6(b))中也可以清楚看出, 近年来东亚20°N 以南的低纬地区上升运动明显增强, 上升运动区明显北扩; 而中纬度的下沉运动也明显增强, 并且北边界已经北移到了31°N 纬线(长江流域) 附近, 进一步说明, 东亚Hadley 环流圈是在加强北伸的. Hadley 环流圈的加强北伸会将热带地区更多的热量输送到东亚副热带及其更北的地区, 有利于东亚副热带的增暖和扩张.
论
文
图3 1979~2007年MMSI 指数(实线) 及SBWI (虚线) 指数的时间序列
图中粗实线和粗虚线分别为MMSI 指数和
SBWI 指数的线性趋势线
图4 2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期对流层(400~200 hPa平均) 温度场 ((a), 单位: K)和对流层顶气压场
((b), 单位: Pa) 的差值
阴影区表示通过95%信度检验的区域
图5 2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期300 hPa((a), 单位: m/s)和850 hPa((b), 单位: m/s)纬向风的差值
阴影区表示通过95%信度检验的区域
热带的扩张有关呢? 下面将对此进行分析.
由于假相当位温(θse) 是一个综合考虑了温度和湿度的物理量, 并且在干绝热、湿绝热和假绝热过程中都具有守恒性. 因此, 本文采用假相当位温(θse) 来表征副热带的演变特征. 将东亚地区(110°~130°E,
3 东亚副热带扩张对梅雨雨带北移的影响
20世纪
90年代末梅雨雨带的北移是否与东亚副
71
2010年1月 第55卷 第1期
图6 2000~2007年平均与1990~1999年平均的梅雨期OLR((a), 粗等值线为1979~2007年平均的梅雨期OLR 分布, 单位: W/m2) 和130°~150°E纬向平均环流圈((b), 深(浅) 阴影
区为显著上升(下沉) 运动区) 的差值
阴影区表示通过95%信度检验的区域
纬向平均) 梅雨期对流层850~500 hPa平均的35°N(副热带北界) 和23.5°N(副热带南界) 两条纬线上θse 差值的标准化序列定义为东亚副热带扩张指数SBWI(Subtropical Belt Widening Index). SBWI指数越高, 表示副热带扩张越显著. 从1979~2007年SBWI 指数的时间序列(图3中虚线) 中可见, SBWI指数总体是升高的, 并且存在明显的年际变化特征. 经计算MMSI 指数与SBWI 指数的相关系数达到了0.51, 通过了99%的信度检验, 表示梅雨雨带北移与东亚副热带的扩张正相关关系的存在.
图7为东亚副热带扩张指数SBWI 与逐年梅雨期降水量的相关系数分布. 图中显示, 相关系数在长江以南为负值, 长江以北为正值, 且大部分地区通过了95%的信度检验. 同时可以发现, 显著相关区已经超出江淮流域(110°~122°E, 28°~34°N), 扩大到长江以南、黄淮流域以及中国东北, 说明东亚副热带扩张影
72 响的区域并不仅仅局限于江淮流域, 甚至可以影响到整个中国东部. 这表示东亚副热带的扩张有利于中国东部长江以南地区梅雨期降水减少, 长江以北地区降水增多, 即使得梅雨雨带北移.
4 结论
本文利用中国地面台站逐日观测的降水资料, 揭示了20世纪90年代末中国梅雨雨带北移的事实. 1999年以前梅雨雨带主要位于长江及其以南地区, 1999年以后雨带北移到了长江以北的淮河流域.
研究还发现: 由于梅雨期东亚中纬度地区对流层明显增暖, 平流层明显冷却, 使得东亚副热带地区对流层高层等压面向上突起, 对流层顶升高, 从而导致东亚副热带的扩张. 东亚副热带扩张致使东亚中纬度西风带、副热带急流北移和Hadley 环流圈拓宽北伸, 进一步导致梅雨雨带北移, 使得长江以南地区降水减少和长江以北地区降水增多.
至于东亚地区对流层增暖和副热带扩张的原因, 一方面可能与东亚热带Hadley 环流圈的增强有关, Hadley 环流圈增强会将更多的热带暖湿空气输送到副热带地区,
同时也会加强东亚副热带地区的下沉运动, 有利于东亚的增暖和副热带膨胀; 另一方面梅雨降水的凝结潜热释放也可能会对东亚副热带的增暖和膨胀有影响. 此外, 海温的作用也不容忽视. 最近, Fu等人[25]的研究就表明全球海温对东亚夏季降
图7 1979~2007年东亚副热带扩张指数(SBWI)与逐年梅雨
期降水量的相关系数分布
阴影区表示通过95%信度检验的区域
论 文
水和气温的年代际变化有重要影响. 至于近段时间东亚地区对流层增暖和副热带扩张的具体原因还有待于我们在后续的研究中给予解答.
东亚副热带扩张可以通过改变东亚大气环流来
影响整个东亚气候的变化, 包括我国江淮梅雨雨带的北移和整个东部降水格局的改变. 未来东亚副热带是否会持续扩张? 中国梅雨雨带是否会继续北移? 仍值得我们继续关注.
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