青藏高原夏季200hPa西风变化特征及其与降水的关系

朱丽华, 范广洲

(成都信息工程学院大气科学学院,高原大气与环境四川省重点实验室,四川成都610225)

0 引言

长久以来,西风一直是中高纬度地区环流研究的一项重要课题,西风异常的描述及其影响一直备受国内外学者的关注,目前已取得很多成果。1939年Rossby[1]最先提出西风指数的概念,这一指数利用35°N和55°N纬圈平均的海平面气压差表征北半球中纬度西风的强弱。之后,西风的研究陆续展开。王绍武[2]利用北半球500hPa月平均高度研究了20世纪50年代西风指数的变化特征,并指出其具有准两年振荡特征。Thompson和Wallace[3]利用经验正交函数分解得出冬季北半球海平面气压场的主模态,即北极涛动,其实质为中纬度西风强弱的描述。龚道溢和王绍武[4]利用40°N和65°N纬圈平均高度差定义西风指数,并研究了其与北半球温度变化的关系。

西风指数的强弱能够反映中高纬大气环流的基本状态,这种基本状态与高纬和中低纬大气之间的质量、动量及热量的交换均有密切的联系。纬向西风在半球乃至全球气候异常的形成中起着极其重要的作用。陈海山和孙照渤[5]研究得出一个能够反映环流异常的东亚区域西风指数,并指出这一西风指数可反映中国冬季气温变化的主要特征。董敏等[6]指出500hPa西风指数与中国夏季长江流域降水量相关明显。李崇银等[7]的研究表明东亚副热带西风急流位置的北跳对南海夏季风的爆发和江淮梅雨起始时间都有重要影响。廖清海等[8]研究指出东亚高空西风急流位置的异常变动影响东亚夏季风气候及中国东部雨带的由南向北推进。严华生等[9]研究指出关键区西风指数的强弱与中国夏季雨带的类型关系密切。钟海玲和李栋梁[10]的研究显示沙尘暴与纬向西风的位置和强度密切相关。王可丽等[11]指出西风带的水汽输送是中国西北大部分地区的基本水汽来源,西风变化对西风带水汽输送通量散度年际变化有直接的影响。冯文等[12]研究指出西风年际变化对西北地区风场辐合(辐散)的影响是中国西北地区水汽场年际变化的主要原因。李万莉等[13]分析中国西北地区的水汽输送和收支的平均状况时指出西风气流是西北地区水汽输送的主要载体,区域西风指数对西北地区的水汽输送和收支具有良好的指示作用,区域西风指数越大,由西风气流输入到西北地区上空的水汽量越大。傅云飞和黄荣辉[14]指出:东亚西风异常向南传播时,欧亚大陆有欧亚遥相关环流型相配合,使赤道西太平洋地区的西风异常猛烈发展,随着西风异常东传,造成强的ElNi～no事件。

关于西风与中国甚至世界气候变化关系的研究虽然很多,但是针对特殊地形表面上空的西风变化特征及其与环流和气候的关系的研究相对较少。地形对大气环流乃至全球气候的形成都有非常重要的影响。大气运动的直接能源有2/3来自于地表[15],地表的海-陆分布不均对大气受热时空分布的影响最基本也最强烈[16],而大气环流自身还会受到不同地形的机械强迫和热力强迫的影响。因此,研究特殊地形表面上空的西风变化特征及其与环流和气候变化的关系具有格外重要的意义。

选取的地形为青藏高原,它位于东亚副热带地区,高耸至对流层中部,面积约占中国的1/4,青藏高原的存在改变了欧亚大陆的气候格局[17],其地表过程变化不但会引起亚洲地区大气环流的重大变化,还会在北半球甚至全球产生重大影响[18]。因此选择研究青藏高原上空的西风变化具有十分重要的意义。已有研究表明[19-25]青藏高原500hPa纬向风及中国部分地区的地表风速均有减弱的趋势,那么高原200hPa西风是怎样变化的?它的变化与中国降水有怎样的关系?降水场的变化与大气环流异常又有怎样的配置?通过分析7月青藏高原区域平均纬向风研究高原夏季西风变化特征及其与中国降水和大气环流的关系,对以上问题进行逐一解答。

1 资料介绍

使用的风场资料为NCEP/NCAR月平均再分析资料,其水平分辨率为经纬度网格,资料的时间为1948～2009年(选取7月代表夏季);使用的降水资料为国家气候中心提供的1951～2009年7月中国160个测站月降水。另外,文中选取30°N ～40°N,80°E～100°E的青藏高原地区进行研究。

2 青藏高原夏季200hPa西风变化特征分析

2.1 高原西风变化趋势的空间分布

利用线性倾向估计的方法[26]分析1948～2009年夏季青藏高原200hPa纬向西风的线性变化趋势(如图1所示),正值代表上升趋势,阴影部分为超过95%信度检验的区域。从图1可以看出近62年青藏高原上空西风整体呈现明显增强趋势,且大部分区域超过了95%的信度检验(如图1阴影部分所示)。西风增强的趋势由西向东递增,高原东部地区增强趋势最显著。

图1 1948～2009年7月青藏高原200hPa西风线性趋势分布(正值表示上升趋势;阴影:信度超过95%的区域)

图2 1948～2009年7月200hPa青藏高原主体范围(30°N ～40°N,80°E～ 100°E)区域平均西风年际变化(单位:m/s)

2.2 高原西风时间变化趋势

图2为青藏高原区域夏季200hPa纬向西风62年来随时间的变化曲线,从图中分析,自1948年,青藏高原夏季200hPa西风总体呈现增强趋势(R=0.310,超过95%的信度检验),以拟合直线斜率的10倍作为气候倾向率,代表每10年西风的变化值,计算得出西风的气候倾向率为0.72m·s-1·(10a)-1。另外,图1还显示青藏高原夏季200hPa纬向西风在20世纪50年代前期偏弱,在50年代中后期开始增强,并在80年代出现近62年的最大值,90年代末高原高空西风略有减弱,但并不明显。

2.3 周期分析

利用小波分析方法对1948～2009年7月青藏高原200hPa纬向西风时间序列进行分析(母函数取Morlet小波),得出小波系数的实部、小波功率谱及其显著性检验,小波功率谱的定义根据Torrence[27]提出的为复小波系数的模方。小波分析的结果表明高原200hPa西风具有2～4a的周期,这一周期成分主要出现在20世纪50年代、70年代后期、80年代和90年代,小波功率谱的显著性检验结果表明高原西风2～4a的周期在50年代及70年代末至80年代前期这两个时段表现显著,均超过了95%的信度检验。

图3 1948～2009年7月青藏高原200hPa西风的小波分析(虚弧线为头部影响)

图4 1948～2009年7月青藏高原200hPa西风曼-肯德尔统计量曲线(虚直线为α=0.05显著性水平临界线)

2.4 突变分析

用曼-肯德尔法[26]检测1948～2009年7月青藏高原200hPa纬向西风序列的突变情况,如图4中所示,给定显著性水平α=0.05,由UF曲线可见,自50年代后期,青藏高原200hPa纬向西风有一明显的增强趋势,且在60年代至90年代末高原西风的这种增强趋势超过了显著性水平0.05临界线,表明在这一时段高原西风增强趋势是十分显著的,与之前的分析结果一致。且根据UF和UB交点的位置确定高原200hPa西风在50年代的增强是一突变现象,具体从1954年开始,即青藏高原夏季200hPa纬向西风存在1954年的突变点。

3 青藏高原夏季200hPa西风异常与降水的关系

图5为青藏高原7月200hPa纬向西风时间序列与中国160个测站7月降水量的同期相关分析,从图5中可以看出当青藏高原夏季200hPa纬向西风增强时,在长江流域以北的中国大部分地区降水偏多,以江淮流域、川渝地区西部和东部省界以及中国西北、东北的部分地区表现显著,长江流域以南的大部分地区降水偏少,其中华南沿海及中国西南地区西南部降水偏少更加明显。

图5 青藏高原7月200hPa西风时间序列与1951～2009年7月降水的同期相关系数(实线表示正相关,虚线表示负相关;阴影:信度超过90%、95%、99%的区域)

图6 青藏高原7月200hPa西风时间序列与同期500hPa的U、V风场相关系数构造出来的矢量的流场和相对涡度场

4 青藏高原夏季200hPa西风异常与环流的关系

为了讨论青藏高原夏季200hPa纬向西风异常与大气环流的关系,把青藏高原7月200hPa纬向西风序列与7月500hPa的 U、V风场及对流层中低层的纬向水汽通量、经向水汽通量分别求相关系数,然后用由相关系数构造出来的矢量的流场、相对涡度场及水汽通量散度场的分布分别代表青藏高原夏季200hPa纬向西风增强所对应的流场、相对涡度场及水汽通量散度场的结构。

4.1 500hPa流场及相对涡度场

图6为青藏高原7月200hPa西风时间序列与同期500hPa的U、V风场相关系数构造出来的矢量的流场和相对涡度场分布,图中显示当青藏高原夏季200hPa纬向西风增强时,西北、华北、东北的大部分地区主要受强大的气旋式异常环流控制,环流中心及其对应的正涡度中心位于内蒙古地区东部上空,异常气旋式环流的存在有利于北方地区低压系统的产生与发展;中低纬度西太平洋、华南沿海及西南地区南部为一致的反气旋式异常环流;占据北方大部分地区的强大的气旋式异常环流与控制南方地区的反气旋式异常环流之间的川渝地区西部-川渝地区东部省界-江淮地区一线盛行异常偏西气流,使来自印度洋的暖湿气流源源不断的向这一线地区输送,易于造成这些地区异常偏多的降水;另外,由于中低纬度西太平洋、华南沿海至西南地区南部的反气旋式异常环流的存在,有利于使西太平洋副高的位置偏南偏西,进而不利于华南沿海及西南南部地区的降水。

4.2 水汽通量散度场

图7中,分别对地面到500hPa的纬向水汽通量Qu、经向水汽通量Qv垂直积分,得到整个对流层中低层的水汽输送状况,计算青藏高原7月200hPa纬向西风与积分后的Qu、Qv相关系数并构造矢量,该矢量的散度反映了高原夏季200hPa西风增强所对应的某地水汽辐合、辐散状况,正值区表示水汽辐散,负值区表示水汽辐合,其中数值大小只有相对意义。图7中显示,当青藏高原夏季200hPa西风增强时,在长江流域以北的北方地区以水汽辐合为主,其中江淮流域及川渝地区尤为明显,而华南沿海地区为水汽辐散区,与降水场有较好的对应。

图7 青藏高原7月200hPa西风时间序列与同期对流层中低层纬向水汽通量 Qu、经向水汽通量Qv相关系数构造矢量的散度分布(阴影:3000m以上的地形)

5 结论

通过以上的分析,可以得出以下结论:

(1)近62年青藏高原夏季200hPa西风整体呈现明显增强趋势,且增强趋势由西向东递增,高原东部地区增强趋势最显著;高原夏季200hPa西风在20世纪50年代前期偏弱,在50年代中后期开始增强,并于80年代出现近62年的最大值,90年代末高原高空西风略有减弱,但不明显。

(2)青藏高原夏季200hPa西风存在2～4a的周期,这一周期成分在20世纪50年代及70年代末至80年代前期这两个时段比较显著;并且高原200hPa西风在1954年发生了较明显的增强突变。

(3)青藏高原夏季200hPa西风增强时,在长江流域以北的大部分地区降水偏多,以江淮流域、川渝地区西部和东部省界以及西北、东北的部分地区表现显著,长江流域以南的大部分地区降水偏少,其中华南沿海及西南地区西南部降水偏少更加明显。

(4)青藏高原夏季200hPa西风增强时,东北、华北、西北的大部分地区受气旋式异常环流控制;中低纬度西太平洋、华南沿海及西南地区南部为一致的反气旋式异常环流;控制我国北方地区的强大的气旋式异常环流与控制南方的反气旋式异常环流之间的中国川渝地区西部-川渝地区东部省界-江淮地区一线盛行异常偏西气流,使这一地区水汽充沛,在水汽通量散度场中表现为明显的水汽辐合区。环流场与降水异常分布有较好的配置关系。

以上结论均由统计学方法得到,关于青藏高原夏季200hPa西风异常与降水及环流关系的物理机制尚不清楚,还需进一步展开相应的动力学分析及数值模拟。

致谢:感谢美国国家大气研究中心(NCAR)的Christopher Torrence博士提供的小波分析程序;感谢成都信息工程学院校选基金(CRF201201)对本文的资助

[1] Rossby C G.Relationship between variations in the intensity of the zonal circulation of the atmosphere and the displacements of the semipermanent centers of action[J].J Marine Res,1939,2(1):38-55.

[2] 王绍武.北半球500毫巴月平均环流特征及演变规律的研究——西风指数[J].气象学报,1963,33(3):361-374.

[3] Thompson D W J,Wallace J M.The Arctic Oscillation signature in the wintertime geopotential height and temperature fields[J].Geophys.Res.Lett.,1998,25:1297-1300.

[4] 龚道溢,王绍武.冬季西风环流指数的变率及其与北半球温度变化的关系研究[J].热带气象学报,2002,18(2):104-110.

[5] 陈海山,孙照渤.一个反映中国冬季气温异常的指标——东亚区域西风指数[J].南京气象学院学报,2001,24(4):458-466.

[6] 董敏,朱文妹,魏凤英.欧亚地区500 hPa纬向风特征及其与中国天气的关系[J].气象科学研究院院刊,1987,2(2):166-173.

[7] 李崇银,王作台,林士哲,等.东亚夏季风活动与东亚高空西风急流位置北跳关系的研究[J].大气科学,2004,28(5):641-658.

[8] 廖清海,高守亭,王会军,等.北半球夏季副热带西风急流变异及其对东亚夏季风气候异常影响[J].地球物理学报,2004,47(1):10-18.

[9] 严华生,胡娟,范可,等.近50年来夏季西风指数变化与中国夏季降水的关系[J].大气科学,2007,31(4):717-726.

[10] 钟海玲,李栋梁.中国北方4月沙尘暴与西风环流的关系[J].高原气象,2005,24(1):104-111.

[11] 王可丽,江灏,赵红岩.西风带与季风对中国西北地区的水汽输送[J].水科学进展,2005,16(3):432-438.

[12] 冯文,王可丽,江灏.夏季区域西风指数对中国西北地区水汽场特征影响的对比分析[J].高原气象,2004,23(2):271-275.

[13] 李万莉,王可丽,傅慎明,等.区域西风指数对西北地区水汽输送及收支的指示性[J].冰川冻土,2008,30(1):28-34.

[14] 傅云飞,黄荣辉.东亚西风异常活动对热带西太平洋西风爆发及ENSO发生的作用[J].大气科学,1997,21(4):485-492.

[15] Peixoto J P,Oort A H.Physics of Climate[M].New York:American Institute of Physics Press,1992:520.

[16] Smagorinsky J.The dynamical influence of large scale heat sources and sinks on the quasi-stationary mean motions of the atmosphere[J].Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society,1953,79:342-366.

[17] Kutzbach J E,PrellW L,RuddimanW F.Sensitivity of Eurasian Climate to surface uplift of the Tibetan Plateau[J].Journal of Geology,1993,101:177-190.

[18] 姚檀栋,朱立平.青藏高原环境变化对全球变化的响应及其适应对策[J].地球科学进展,2006,21(5):459-464.

[19] 朱丽华,范广洲,董一平,等.青藏高原夏季500hPa纬向风的时空演变特征及其与我国降水的关系[J].大气科学,2011,35(1):168-178.

[20] 王遵娅,丁一汇,何金海,等.近50年来中国气候变化特征的再分析[J].气象学报,2004,62(2):228-236.

[21] 任国玉,郭军,徐铭志,等.近50年中国地面气候变化基本特征[J].气象学报,2005,63(6):942-956.

[22] 白虎志,李栋梁,董安祥,等.青藏铁路沿线的大风特征及风压研究[J].冰川冻土,2005,27(1):111-116.

[23] Xu M,Chang C P,Fu C,et al.Steady decline of east Asian monsoon winds,1969-2000:Evidence from direct ground measurements of wind speed[J].J Geophys Res,2006,111:1-8.

[24] 江滢,罗勇,赵宗慈.近50年我国风向变化特征[J].应用气象学报,2008,19(6):666-672.

[25] 王小玲,宋文玲.近30a我国5级以上风日数的时空变化特征[J].气候变化研究进展,2008,4(6):347-351.

[26] 魏凤英.现代气候统计诊断与预测技术[M].北京:气象出版社,1999:296.

[27] Torrence C,Compo G P.A practical guide to wavelet analysis[J].Bull.Amer.Meteor.Soc.,1998,79(1):61-78.