马斯克林高压与华北盛夏降水的年际关系及其年代际变化

张婕，武芳，刘文菁，刘海文

(1.成都信息工程学院大气科学学院，四川成都610225;2.成都信息工程学院高原大气与环境四川省重点实验室，四川成都610225;3.安徽省六安市气象局，安徽六安237008;4.江苏省气象局，江苏南京210008)

0 引言

华北地区是我国水资源十分贫乏的地区之一(黄荣辉等，1999)，因此，对华北地区降水量的变化规律及其产生原因的认识也就显得越发重要(陆日宇，2002)。刘海文和丁一汇(2008)基于对汛期的理解，使用逐日降水资料对华北汛期的起讫日期进行了确定。他们所确定的华北汛期起讫日期和Wang et al.(2008)等确定的北京汛期的开始和结束日期非常接近。孙密娜等(2011)研究了华北夏季降水异常与南太平洋夏季海表温度变化主要模态的可能联系。郝立生等(2010)分析了华北夏季降水减少与北半球大气环流异常的关系。周天军等(2008)、宇如聪等(2008)以及Zhou et al.(2009a)对导致中国东部夏季降水产生“南涝北旱”型降水异常的原因进行了总结。有愈来愈多的证据表明，东亚夏季风的年代际减弱是全球陆地季风减弱的组成部分(Zhou et al.，2008a)，与热带大洋的增暖有显著联系(Zhou et al.，2008b;Zhou et al.，2009b;Li et al.，2010)。

黄士松和汤明敏(1987)认为，东亚夏季风主要来源是南印度洋的索马里越赤道气流和北太平洋热带海洋上的信风气流，整个东亚夏季风体系中最关键的两个基本成员是西太平洋高压和南印度洋马高。对于影响马高的因子，Xue et al.(2004)认为，马高的年际变化主要取决于南极涛动影响;而崔锦和杨修群(2005)则认为，马高变化与ENSO有明显的对应关系，当厄尔尼诺发生时，马高增强，反之减弱。由于南半球的环流变化在南北半球大气的相互作用过程中起到积极和主动的作用(赵宗慈和王绍武，1979;王绍武和赵宗慈，1987;薛峰等，2003)。作为东亚夏季风主要源地之一的南半球环流变化，尤其是马斯克林高压和澳大利亚高压的变化对东亚夏季风有重要影响(薛峰等，2003)。虽然导致降水异常的原因很多，但是大气环流异常是直接原因(杨修群等，2005)。因此，撇开马高是受ENSO影响还是受南极涛动决定的讨论，对作为东亚夏季风基本成员之一的马高和华北盛夏降水的关系进行研究，也显得非常必要。

20世纪90年代中期，年代际气候变率成为国际气候学研究的热门问题(王绍武和朱锦红，1999)。Kumar et al.(1999)利用140 a的历史资料分析了ENSO和印度夏季风的负相关关系，认为这种关系在20世纪70年代中后期变弱。孙丹等(2012)针对不同的年代际背景下，研究了南半球环流变化对中国夏季降水的影响。华北夏季降水有着显著的年代际变化特征(刘海文和丁一汇，2010，2011)。尽管Xue et al.(2004)认为马高处于负位相时，长江中下游地区夏季降水偏少，但是并未指出马高与华北夏季降水之间的年际关系，而且Xue et al.(2004)使用的是1970—1999年30 a的资料，时间较短。若从更长的时间段来研究马高和华北盛夏降水的年际关系，以及这种年际关系是否存在年代际变化，仍是值得研究的一个重要问题。

1 资料和方法

所用资料包括:1)NCEP/NCAR再分析资料集，包括月平均的海平面气压场、850 hPa风场和位势高度场，其水平分辨率为2.5°×2.5°网格，时间为1948年1月—2011年8月(Kalnay et al.，1996);2)中国国家气象中心160站月平均降水资料(1951年1月—2011年8月)，该资料在研究中国季风降水中被广泛使用(Zhou and Yu，2005)。考虑到中国160站降水资料的年限，以上资料都从1951年开始，2011年结束。由于NCEP/NCAR再分析资料所分析的海平面气压年代际变化在某些区域存在着过分夸大的现象(Inoue and Matsumoto，2004;黄刚，2006)，所以又使用了1958—2002年的ERA－40再分析资料(Uppala et al.，2005)对本文的结果进行了验证，所得结果在分析马高与华北盛夏降水的年际关系及其年代际变化方面，大体一致。因此，为节约篇幅，本文仅给出NCEP/NCAR再分析资料的结果。

2 马高和华北盛夏降水的年际关系

取承德、北京、天津、石家庄、德州、邢台、安阳、烟台、青岛、潍坊、济南、临沂、菏泽、郑州、长治、太原、临汾17站降水平均值表示华北降水，这与“九五”重中之重项目执行组所提出的该地区代表站是一致的。华北的雨季出现在7、8月(陆日宇，2002)，将华北7、8月的降水作为华北盛夏降水，并将其标准化作为华北盛夏降水指数。马高强度按照文献(Xue et al.，2004)的做法，用(40～90°E，25～35°S)海平面气压区域平均值来定义，其标准化值称为马高指数。

由1951—2011年华北盛夏降水指数和同期马高指数的时间序列可见(图1)，两者均有明显的年际变化和趋势变化。马高和华北盛夏降水在年际变率上存在着显著的反相关关系，两者的相关系数为－0.547，超过了0.05信度的显著性检验，去趋势后两者的相关系数值为－0.5，也超过了0.05信度的显著性检验。

图1 华北盛夏降水指数(实线)和同期马高指数(虚线)的时间序列Fig.1 The time series of the summer precipitation index in North China(solid line)and the simultaneous MH index(dashed line)

为了进一步验证华北盛夏期间马高和华北盛夏降水在年际变率上存在着显著的反相关关系，分别计算了华北盛夏时期马高指数和中国160站降水的同期相关(图2)，以及华北盛夏降水指数和南半球海平面气压场的同期相关(图3)。由图2可见，显著的相关中心主要位于我国的华北和江南地区。在所选择的华北地区，是一显著的负相关中心，江南地区为显著的正相关。图3所示的华北盛夏降水与南半球海平面气压场的同期相关分布上，从非洲大陆经南印度洋到澳大利亚以南的广大区域有一显著的负相关中心，马高正处于这一区域之内。可见在华北盛夏期间，马高偏强(弱)，华北降水偏少(多)。

图2 华北盛夏期间马高与中国160站降水的年际相关分布(阴影区表示通过了0.05信度的显著性检验)Fig.2 Spatial distributions of the interannual correlations between the MH index and the precipitation at 160 stations in North China in summer(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level)

图3 华北盛夏降水指数与南半球SLP的同期年际相关分布(阴影区表示通过了0.05信度的显著性检验;矩形为所选马高区域)Fig.3 Spatial distributions of the interannual correlations between the summer precipitation index in North China and the SLP in the Southern Hemisphere during the same period(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level;The rectangle denotes the MH region)

3 马高和华北盛夏降水的年际关系的年代际变化

参照Kumar et al.(1999)采用21 a滑动相关技术来研究年际关系的年代际变化方法，图4给出了1951—2011年华北盛夏降水指数与马高指数的21 a滑动相关。由图可见，61 a来，马高和华北盛夏降水的年际变化关系存在着显著的年代际变化。若以相关系数值是否达到0.01信度的显著性为标准，则1974年以前两者的年际关系为强关系阶段，而1974年以后，两者显著的负相关关系变弱。

图4 1951—2011年华北盛夏降水指数与马高指数的21 a滑动相关(水平实(虚)直线通过0.01(0.05)信度的显著性检验)Fig.4 The 21－year running average correlations between the summer precipitation index in North China and MH index during 1951—2011(Dashed(solid)line denotes the significance at 99%(95%)confidence level)

为了进一步验证马高与华北盛夏降水的年际关系的年代际变化，图5给出了1951—1973年和1974—2011年马高与华北盛夏降水的同期相关关系分布。从图5a可见，在华北盛夏期间，马高与中国160站降水在年际变化时间尺度上相关系数分布呈现出“－+－”型。显著的负相关中心正好位于所选的华北范围内。因此，在该阶段马高和华北盛夏降水相关较强，而马高和我国长江中下游地区降水的相关关系并不显著。但是在1974—2011年阶段(图5b)，马高与中国160站降水在年际变化时间尺度上相关系数分布型发生了明显改变，呈现出“－+”型分布。显著的负相关中心主要位于河套以西地区，并不位于华北区域范围内，这说明了在该阶段马高与华北盛夏降水关系变弱;另外，一个较小范围的显著的正相关中心则位于长江的出口处附近，表明在该阶段马高与长江中下游地区的正相关关系加强。因此，马高与华北盛夏降水的年际关系的年代际变化，导致了中国东部地区降水呈现出明显的“南涝北旱”的年代际变化特征(图6)。

4 马高与华北盛夏降水年际关系发生年代际变化的低空环流特征

图5 不同的年代华北盛夏期间马高与中国160站降水的年际相关分布(阴影区表示通过了0.05信度的显著性检验)a.1951—1973年;b.1974—2011年Fig.5 Spatial distributions of the interannual correlations between the MH index and the precipitation at 160 stations in North China in summer in two different interdecadal periods(The shaded areas denote the significance at 95%confidence level)a.1951—1973;b.1974—2011

图6 弱关系阶段(1974—2011年)与强关系阶段(1951—1973年)中国160站降水的差(单位:mm;阴影区分别表示通过了0.05信度的显著性t检验)Fig.6 Changes(1974—2011 mean minus 1951—1973 mean)of summer rainfall at 160 stations(Units:mm;the shaded areas denote the significance at 95%confidence level by t－test)

全球大气是一个连续的整体。南北半球相互作用不仅存在，而且在某些区域尤其是在季风区域表现得尤为重要，南印度洋的马高既是印度夏季风体系的关键成员，又是东亚夏季风体系的关键成员，其强度变化对南北两半球环流变化起着十分重要的作用(赵宗慈和王绍武，1979)。华北盛夏降水与东亚夏季风密切相关，华北盛夏干旱年，亚洲季风偏弱，反之，亚洲季风较强(薛峰等，2003)。那么，为什么华北处于降水偏多阶段，马高与华北盛夏存在显著的负相关关系，而在华北盛夏降水处于偏少阶段，马高与华北盛夏降水的负相关关系又减弱呢?为此，分别对强关系阶段(1951—1973年)和弱关系阶段(1974—2011年)的850 hPa距平风场和位势高度场进行了合成分析(图7)。

由图7a可见，在强关系阶段，非洲大陆东岸存在两个范围较大的异常气旋性环流，其中心分别位于坦桑尼亚东岸和所选马高区域的西南部。马高区域附近60°E以西的异常气旋性环流及马高范围内负的位势高度距平，表明马高异常偏弱。坦桑尼亚东岸的异常偏北气流的存在，表明索马里急流异常偏弱，这和马高异常偏弱有关(Xue et al.，2004)。坦桑尼亚附近的异常气旋性环流的西部偏南气流，它和来自马高区域西南部的异常偏南气流，经过南非，在刚果盆地及其以西地区形成一股偏强的异常南风，该异常偏南气流越过赤道后，一路东行，经过孟加拉湾，然后和来自苏门答腊岛西部的偏南气流汇聚，东行到中南半岛，然后再和副热带高压南部的偏东气流汇聚，使得中国东部地区受异常偏强的西南气流影响下，华北盛夏降水偏多。由于来自马高的异常偏南气流能够给盛夏华北提供水汽，使得两者存在较强的负相关关系。

比较图7a、b可以发现，在强关系阶段非洲大陆东岸存在的异常气旋性环流改变为异常的反气旋性环流。在马高所选区域范围内，从流场上看为异常的反气旋性环流，从位势高度上而言，850 hPa位势高度为正距平，这些均表明马高异常偏强。位于马高西北部的一股弱的异常偏南气流北上，汇聚到坦桑尼亚东部的异常偏北气流中，使得索马里急流异常偏强。而偏强的索马里越赤道气流并不能到达我国的东部地区，同时，在刚果盆地及其以西地区为异常北风控制，这些均使得中国东部的夏季风减弱(Wang，2001)，导致华北夏季降水偏少。由于来自马高的异常偏南气流过赤道后，转向西行，其不能够为盛夏华北提供异常的水汽输送，所以其和华北盛夏降水的年际关系必然减弱。

从弱关系和强关系阶段的距平差值图上(图7c)，可以进一步地看到，由于马高异常偏强，所选马高区域西南部表现为异常反气旋性环流，其北上后导致索马里急流异常偏强，异常偏强的索马里急流过赤道后，转向西行，同时，近赤道南部非洲中西部地区也为异常北风控制，中国东部地区受异常偏北风影响，使得中国东部地区出现了“南涝北旱”的年代际变化(图6)。

5 结论

利用NCEP/NCAR、ERA－40再分析资料和中国160站盛夏(7、8月)降水资料，分析了马高与华北盛夏降水的年际关系及其年代际变化。结果表明，在华北盛夏期间，马高与华北降水的年际关系存在着显著的负相关。由于东亚夏季风在20世纪70年代中期以后发生了年代际减弱，导致了马高与华北盛夏降水的年际关系发生了年代际变化。

在1951—1973年阶段，由于东亚夏季风偏强，来自马高的异常偏南气流能够给盛夏华北带来较多的水汽，马高与华北盛夏降水年际关系较强，而与我国长江中下游地区降水的年际关系并不显著;在1974—2011年阶段，由于东亚夏季风偏弱，中国东部地区受异常偏强的西北气流控制，并不受来自南半球马高的异常偏南气流影响，马高和华北夏季降水的年际关系变弱，与我国长江中下游地区降水的正相关关系变强。马高与华北盛夏降水的年际关系的年代际变化，是中国东部地区自20世纪70年代中期以来发生“南涝北旱”的原因之一。

图7 华北盛夏期间850 hPa水平风场和位势高度距平合成(矢量:风场，单位:m/s;等值线:位势高度，单位:gpm;阴影区为全风速值通过0.05信度的显著性t检验;矩形为所选马高区域)a.强关系阶段(1951—1973年);b.弱关系阶段(1974—2011年);c.弱关系阶段减强关系阶段Fig.7 Composite wind and geopotential height anomalies at 850 hPa in North China in summer(vector:850 hPa wind field，unit:m/s;isoline:geopotential height，unit:gpm;shaded area denotes the significance at 95%confidence level by t－test，and the rectangle denotes the MH region)a.Stronger period(1951—1973);b.Weaker period(1974—2011a);c.Changes(1974—2011 mean minus 1951—1973 mean)

崔锦，杨修群.2005.马斯克林高压的变化及其与ENSO的关系［J］.气象科学，25(5):441－449.

郝立生，闵锦忠，顾光芹.2010.华北夏季降水减少与北半球大气环流异常的关系［J］.大气科学学报，33(4):420－426.

黄刚.2006.NCEP/NCAR和ERA－40再分析资料以及探空观测资料分析中国北方地区年代际气候变化［J］.气候与环境研究，11(3):310－320.

黄荣辉，徐予红，周连童.1999.我国夏季降水的年代际变化及华北干旱化趋势［J］.高原气象，18(4):465－476.

黄士松，汤明敏.1987.论东亚夏季风体系的结构［J］.气象科学，7(3):1－14.

刘海文，丁一汇.2008.华北汛期的起讫及其气候学分析［J］.应用气象学报，19(6):688－696.

刘海文，丁一汇.2010.华北汛期日降水特性的变化分析［J］.大气科学，34(1):12－22.

刘海文，丁一汇.2011.华北汛期大尺度降水条件的年代际变化［J］.大气科学学报，34(2):146－152.

陆日宇.2002.华北盛夏降水量变化中年代际和年际尺度的分离［J］.大气科学，26(5):611－624.

孙丹，薛峰，周天军.2012.不同年代际背景下南半球环流变化对中国夏季降水的影响［J］.气候与环境研究，待发表.

孙密娜，管兆勇，张蓬勃，等.2011.华北夏季降水异常与南太平洋夏季海表温度变化主要模态的可能联系［J］.大气科学学报，34(3):312－321.

王绍武，赵宗慈.1987.长期天气预报基础［M］.上海:上海科学技术出版社:116－122.

王绍武，朱锦红.1999.国外关于年代际气候变率的研究［J］.气象学报，57(3):376－383.

薛峰，王会军，何金海.2003.马斯克林高压和澳大利亚高压的年际变化及其对东亚夏季风降水的影响［J］.科学通报，48(3):287－291.

杨修群，谢倩，朱益民，等.2005.华北降水年代际变化特征及相关的海气异常型［J］.地球物理学报，48(4):789－797.

宇如聪，周天军，李建，等.2008.中国东部气候年代际变化三维特征的研究进展［J］.大气科学，32(4):893－905.

赵宗慈，王绍武.1979.南北半球大气环流与气候的相互作用［J］.气象学报，37(2):58－68.

周天军，李立娟，李红梅，等.2008.气候变化的归因和预估模拟研究［J］.大气科学，32(4):906－922.

Inoue T，Matsumoto J.2004.A comparison of summer sea level pressure over East Eurasia between NCEP－NCAR reanalysis and ERA－40 for the period 1960－99［J］.J Meteor Soc Japan，82(3):951－958.

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

Kumar K K，Balaji R，Mark A C.1999.On the weakening relationship between the Indian monsoon and ENSO［J］.Science，284(5423):2156－2159.

Li H M，Dai A G，Zhou T J，et al.2010.Responses of East Asian summer monsoon to historical SST and atmospheric forcing during 1950—2000［J］.Climate Dynamics，34:501－514.

Uppala S M，Kållberg P W，Simmons A J，et al.2005.The ERA－40 reanalysis［J］.Quart J Roy Meteor Soc，131(612):2961－3012.

Wang H J.2001.The weakening of the Asian monsoon circulation after the end of 1970's［J］.Adv Atmos Sci，18(3):376－386.

Wang W C，Ge Q S，Hao Z X，et al.2008.Rainy season at Beijing and Shanghai since 1736［J］.J Meteor Soc Japan，86:827－834.

Xue F，Wang H J，He J H.2004.Interannual variability of Mascarene high and Australian high and their influences on east Asian Summer Monsoon［J］.J Meteor Soc Japan，82(4):1173－1186.

Zhou T J，Yu R C.2005.Atmospheric water vapor transport associated with typical anomalous summer rainfall patterns in China［J］.J Geophys Res，110，D08104.doi:10.1029/2004JD005413.

Zhou T J，Zhang L X，Li H M.2008a.Changes in global land monsoon area and total rainfall accumulation over the last half century［J］.Geophys Res Lett，35，L16707.doi:10.1029/2008GL034881.

Zhou T J，Yu R C，Li H M，et al.2008b.Ocean forcing to changes in global monsoon precipitation over the recent half－century［J］.J Climate，21(15):3833－3852.

Zhou T J，Gong D Y，Li J，et al.2009a.Detecting and understanding the multi－decadal variability of the East Asian Summer monsoon——Recent progress and state of affairs［J］.Meteor Z，18(4):455－467.

Zhou T J，Yu R C，Zhang J，et al.2009b.Why the western Pacific subtropical high has extended westward since the late 1970s［J］.J Climate，22(8):2199－2215.