索马里越赤道气流的变化特征及其对西北地区东部夏季降水的影响

朱晓炜，孙银川*，谭志强，柳佳俊

（1.中国气象局旱区特色农业气象灾害监测预警与风险管理重点实验室，宁夏 银川750002；2.宁夏气候中心，宁夏 银川750002；3.宁夏气象台,宁夏 银川 750002；4.宁夏灾防中心,宁夏 银川 750002）

越赤道气流本质上是太阳辐射季节变化导致南北半球产生热力差异造成的，是热带大气环流重要组成部分，对南北半球之间质量、动量和水汽输送起着关键作用。在北半球夏季，南半球的低空东南风越过赤道到达北半球，受科里奥利力影响会转向。同样，北半球冬季低空的东北风越过赤道到达南半球也会转向。Simpson.G.[1]首次注意到印度洋低空越赤道气流的存在，随后Findlater[2]对索马里低空急流的活动特征及其作用进行了分析。李曾中[3]分析了北半球夏季风期间东半球对流层高低空的越赤道气流通道，并根据连续方程得到东半球两支主要季风经圈环流。施能[4]指出夏季太平洋越赤道气流的强度变化与南方涛动有明显关系。吴恒强[5]指出印缅槽的移动与越赤道气流的建立和加强有密切关系。林新彬[6]分析了索马里越赤道气流变化对7—9月副高位置的影响。邱金晶[7]、谢磊[8]分别研究了夏季索马里越赤道气流与东亚、南亚夏季风活动的关系。西北地区东部位于内陆地区，处于多个气候系统的交叉影响区域，对天气气候变化较为敏感。研究表明，该地区水汽主要来源印度洋及孟加拉湾，而越赤道气流对孟湾附近的天气气候活动有直接影响。因此，本文以越赤道气流结构特征为基础，分析其演变规律，研究其与西北地区东部夏季降水的相关关系，然后从风场、大气环流和水汽输送方面揭示其影响机理。

1 数据和方法

本文采用数据为NCEP/NOAA再分析资料，网格格点是2.5°×2.5°。西北地区东部1961—2012年155站点的逐月气象站点降水观测资料。

2 越赤道气流的气候特征

2.1 越赤道气流通道的确定

施能[2]，林新彬[4]，赵振国[9]，施宁[10]，汪卫平[11]等分别确定了越赤道气流通道（表1）。180°E以西主要越赤道气流有 5 条，集中在 50°E、90°E、105°E、125°E、150°E附近。考虑到再分析资料的选取和时间序列有区别，不同学者确定的通道宽度略有差异。本文选取1961—2012年NECP/NOAA资料，夏季经向风沿赤道经度—高度剖面见图1。自西向东水汽输送的通道依次为索马里、苏门答腊、中国南海、西太平洋、巴布亚新几内亚[12]，各条越赤道气流的通道范围见表1。其中索马里气流核心区气流强度最强，≥2 m/s的气流最高到达近600 hPa，其他4个通道宽度差别不大，≥2 m/s的气流集中在850 hPa高度以下。

参考李国昌[13]、赵振国[8]、闫一鸣[14]等人方法，利用 5°W～5°N、1000～850 hPa高度区域内经向风的平均风速作为表征越赤道气流的强度指标。

2.2 越赤道气流的变化特征

1961—2012年索马里越赤道气流平均风速为2.87 m/s，速率为每 10 a增强 0.048 m/s（图 2）。年内南北风更替，冬半年主导风向为北风，夏半年为南风，发生风向转换的时期为3月和11月（图3）。索马里气流向北输送的动能高于向南的输送，能量交换的高峰期集中在夏季，夏季平均风速为8.70 m/s，以每10 a 0.07 m/s的速度呈增强。具有显著的年代际变化特征，20世纪60、70年代风速较低，80—90年代中后期风速较高，随后风速又呈略微下降的趋势。图4为夏季索马里越赤道气流强度的小波分析[15-19]，索马里夏季越赤道气流具有显著年代际变化周期。除此之外，还呈现14 a和23 a的周期变化。

3 越赤道气流与西北地区东部夏季降水的相关性

图2 索马里越赤道气流强度的变化曲线

图3 索马里越赤道气流强度逐月变化曲线

表1 不同越赤道气流通道的确定

图4 索马里越赤道气流强度的小波实部（左）和小波系数方差（右）

西北地区东部位于我国内陆，降水主要集中在夏季，由表2可知夏季索马里越赤道气流与西北地区东部6—8月各月降水有很好的相关性。其中6月索马里越赤道气流与同期降水、7月索马里气流与8月降水、8月索马里气流与同期降水的相关系数分别为0.614 4、0.276 8、0.295 2，均通过95%的置信度检验，尤其6月份通过99%的置信度检验。图5为6月索马里越赤道气流与同期西北地区各地降水相关性分布图。相关性自东南向西北递减，白银、庄浪、环县、子长为高相关中心，西宁—青铜峡—临河一线西北侧区域均未通过置信度检验。

4 索马里急流异常影响西北地区东部降水的成因

4.1 风场异常

索马里急流异常的直接表现形式是风场的异常[20]。图6为6月索马里急流与同期850 hPa纬向风和径向风相关图。在纬向上，索马里急流强盛时，北半球850 hPa沿赤道附近有异常的西风，其影响范围从38°E延伸至130°E；中低纬度有异常的东风，尤其在东亚40°N附近，有沿日本海通过我国华北，向西进入西北地区的异常东风，这支携带了充沛水汽的气流可以深入到西北地区东部。在经向上，SML急流偏强时，在140°E易出现偏强的北风，但与西北地区东部附近风场的相关关系不显著。

表2 西北地区东部夏季降水与索马里气流的相关系数

图5 索马里越赤道气流与西北地区东部6月降水的相关性分布

图6 6月索马里急流与同期850 hPa纬向风相关（a）及索马里急流与同期850 hPa经向风相关（b）

4.2 环流异常

索马里气流通过动力机制可以进一步影响大气环流的调整。根据6月索马里越赤道气流的变化特征，选取1980年以后越赤道气流最强和最弱的6 a合成分析，1986、2007、1987、1970、1990、1980 年为强索马里越赤道气流年份，2009、1969、1997、1974、1968、1972年为弱索马里越赤道气流年份，从500 hPa大气环流场的异常配置分析其影响机制。（同样，选取1980年以来降水最多和最少的6 a为典型涝年和旱年，其中涝年为2002、1994、1984、2000、1961、1987年；旱年为 1969、1997、1982、1962、1998、1968 年）。

图7为6月典型旱涝年500 hPa高度场分布。高纬度以负距平为主，中高纬巴伦支海附近有反气旋中心，有利于极地冷空气沿90°E附近向中纬输送。中纬度以100°E为界存在西低东高的分布型，负值中心位于巴尔喀什湖附近，正值中心位于黄海附近，该分布型属于我国西北降水偏多的典型高度场分布型。图8为6月索马里强弱年500 hPa高度场合成，在高纬度地区同样存在负距平，中高纬度巴伦支海附近为正距平，强度较图7偏弱，正距平中心不明显。中纬度存在西低东高的分布型，负值中心位于里海附近，较图7偏西，正值中心位于我国东北，位置较图7偏北但中心强度偏强。整体来看，索马里急流偏强年与西北地区东部降水偏多年在500 hPa环流场上有较好的对应关系。

图7 6月涝旱年500 hPa高度场合成图（涝—旱）

图8 6月索马里强弱年500 hPa高度场合成图（强—弱）

4.3 水汽输送

西北地区东部处于内陆地区，相比南下的冷空气，水汽条件是对降水影响更为重要。图9为6月旱涝年水汽合成图。印度洋东部、孟湾以东、青藏高原东南侧、太平洋西部为水汽充沛区域，配合低空风场，太平洋水汽沿纬线方向西进，遇到高原地形转向沿东南路径进入西北内陆；印度洋和孟湾的水汽一方面沿纬向东进，在140°E北上，汇合太平洋方面水汽进入内陆，另一方面在印度气旋的作用下北抬，沿高原北侧由西向东进入我国西北内陆。图10为索马里气流强弱年的700 hPa风场和整层水汽输送场的合成图。由风场可知，当SML气流强盛时，受地转偏向力影响，南半球的东南风越过赤道后逐渐转为西风和西北风，沿纬线方向向东传输。在80°E附近，在印度半岛气旋中心的作用下，纬向风发生偏转，经由孟加拉湾进入印度半岛，分出一支向北输送深入陆地腹地，在40°N附近转为西风进入我国境内。同时，印度半岛上还有一支气流沿青藏高原北侧进入我国西北，从而影响西北地区东部的降水。与图9相比，关键区域的水汽高值区比较吻合。在强SML的年份，印度洋会出现异常偏强西风，沿纬向偏转进入印度半岛，强劲的风场更容易携带大量暖湿气流沿青藏高原北侧进入我国西北地区东部，导致西北地区东部降水偏多。

图9 典型涝旱年水汽输送合成（涝—旱）

图10 强弱索马里气流年份水汽输送合成（强—弱）

5 结论

（1）索马里越赤道气流以每10 a 0.048 m/s的速率呈增强的趋势，年内南北风更替，冬半年主导风向为北风，夏半年为南风，发生风向转换的月份为3月和11月。能量交换最主要的时期集中在夏季。索马里夏季气流具有显著的年代际的变化周期。除此之外，还有14 a和23 a的周期变化特征。

（2）索马里越赤道气流与西北地区东部夏季降水有非常好的相关性，尤其6月份越赤道气流与同期西北地区东部降水达到99%的置信水平检验，从空间分布来看，相关性自东南向西北递减，白银、庄浪、环县、子长为高相关中心，西宁—青铜峡—临河一线西北侧区域未通过置信度检验。

（3）索马里越赤道气流异常导致东亚异常的东风，进而影响西北地区东部的降水。从500 hPa环流场来看，索马里急流偏强年与西北地区东部降水偏多年有较好的对应关系。在强SML的年份，印度洋会出现异常偏强西风，沿纬向偏转进入印度半岛，强劲的风场更容易携带大量暖湿气流沿青藏高原北侧进入我国西北地区东部，使西北地区东部降水偏多。