中国和印度同处世界著名的亚洲季风气候区,分别受东亚夏季风和印度夏季风的影响。东亚夏季风包括热带和副热带季风,而印度季风纯属热带季风,这两个系统既相互区别,又相互影响,相互联系(陈隆勋,1984; Zhu et al,1986; Tao and Chen, 1987; 吴进等,2011; 丁一汇等,2013)。
尽管中国和印度分别处于不同的季风子系统中,仍有不少研究证明,印度夏季风与中国部分地区降水之间存在明显的联系(周静亚和成秋影,1987; 周顺武和假拉,2003; 张腾飞和普贵明,2004; 徐忠峰和钱永甫,2006; 刘芸芸和丁一汇,2008a)。周静亚和成秋影(1987)对夏季68月中国长江上游地区56次区域性持续暴雨过程进行了统计分析,指出它们与夏季印度季风环流系统之间存在密切联系。刘芸芸和丁一汇(2008a)详细讨论了印度夏季风的爆发与中国长江流域梅雨的遥相关关系,结果发现印度西南部的克拉拉邦地区夏季风爆发两周左右,中国长江流域梅雨开始,形成从印度西海岸经孟加拉湾到达中国长江流域及日本南部地区的遥相关型。关于印度夏季风期间降水对中国华北地区降水的重要影响,亦通过大量的研究得到了证实(郭其蕴和王继琴,1988; 郝立生等,2007; 刘芸芸和丁一汇,2008b; 郭其蕴,1992; 王绍武和黄建斌,2006; 梁平德,1998; Kripalani and Singh, 1993; Kripalani and Kuikarni, 1997,2001; Zhang,2001; Ding and Wang, 2005; 何立富,2005)。郭其蕴和王继琴(1988)研究发现印度中西部与中国华北地区6-9月降水有较高的正相关,南亚次大陆低压是联系两个区域降水的重要环节。为了检验华北与印度旱涝关系是否稳定,郭其蕴(1992)将研究时间向前延长至1871年,发现不同时期二者关系有所变化。王绍武和黄建斌(2006)指出华北与印度夏季风降水减少时,两个地区之间的相关也减弱,ENSO的年代际变化可能是一个原因。郝立生等(2007)对比分析了华北与印度夏季风降水的变化趋势和周期,发现都存在线性减少倾向,华北更为显著。刘芸芸和丁一汇(2008b)针对由印度西北部经青藏高原到中国华北地区形成的正—负—正的遥相关型,从动力因子和热力因子两方面探讨了印度夏季风和中国华北地区夏季降水的内在联系,揭示出印度夏季风对华北地区降水的影响机制。
印度夏季风通过引起大气环流和水汽输送的异常从而对中国乃至东亚夏季气候产生影响。戴新刚等(2002)研究发现,印度夏季风大量的凝结潜热释放会激发一个区域遥相关型即印度—东亚型遥相关,从而对东亚夏季气候产生影响。水汽输送异常亦是联系印度季风与中国降水异常的重要途径。与印度夏季风相联系的流经孟加拉湾的水汽输送对东亚夏季气候具有重要影响(Tao and Chen, 1987)。张人禾(1999)研究指出,El Nio盛期与印度夏季风相联系的水汽输送造成了中国华北地区水汽输送的减弱,使得华北上空大气中可降水量产生显著负异常,从而导致了负的降水异常。印度季风水汽输送与西太平洋副高西南部的强度密切相关(Zhang,2001)。当印度季风伴随的水汽输送加强(减弱)时,西太副高西南部水汽输送强度减弱(增强),导致输送到东亚上空的水汽减少(增多),从而引起长江中下游出现负(正)的降水异常。
印度南北跨度近30个纬度,距离超过3000 km,尽管针对印度夏季风与中国气候的联系已展开了许多研究,但是这些研究多关注于全印度地区夏季风期间(6-9月)降水,并以此来表征印度夏季风强弱变化,而印度不同地区、不同时段降水多寡反映了印度夏季风爆发、推进的区域分异,其与中国旱涝的联系也可能存在差异。基于上述考虑,本文将对不同时段印度各分区降水与中国区域降水的联系进行更为细致的分析,并试图通过遥相关和水汽输送来揭示影响中国降水的途径。
2 资料与方法选用印度热带气象研究所提供的印度各分区(图 1,引自Sontakke et al(2008))和国家气候中心提供的中国160个站点1951-2006年的逐月降水序列,NCEP/NCAR再分析数据集(Kalnay et al,1996)提供的水平分辨率为2.5°×2.5°的月平均纬向风u、经向风v、比湿q、海平面气压slp、位势高度场hgt等再分析资料,以及NOAA的水平分辨率为2°×2°的逐月海表温度资料。北印度夏季风指数(North Indian Summer Monsson Index,NISMI)定义为7-8月印度北部山区和西北区降水量之和,以此来表征北印度夏季风强弱变化。
文中所用到的统计方法包括小波分析(魏凤英,2007),相关分析和合成分析。在对相关和合成分析进行显著性检验时,分别采用t检验和蒙特卡洛模拟方法(Livezey and Chen, 1983)。合成分析中,强(弱)年定义为超过正(负)一个标准差的年份,合成差指的是强年合成减弱年合成的差值。为了计算排除ENSO(NISMI)信号后,NISMI(ENSO)与河套降水的相关关系,文中还采用了偏相关分析(李勇等,2007; 刘宣飞等,2008; 张晓玲等,2012)。偏相关系数是在排除了其他变量的影响下计算剩余变量间的相关系数。当存在三个变量x1,x2,x3时,可计算排除x3的影响之后,其余两个变量x1和x2之间的偏相关系数,记作r12,3。r12,3的计算公式为
${{r}_{12,3}}=\frac{{{r}_{12}}-{{r}_{13}}{{r}_{23}}}{\sqrt{(1-{{r}_{13}}^{2})(1-{{r}_{23}}^{2})}},$ | (1) |
式中: r12,r13和r23分别表示变量x1与x2,x1与x3和x2与x3之间的简单相关系数。
3 北印度夏季风与中国河套及邻近地区降水的联系 3.1 北印度夏季风指数的定义已有研究结果(郭其蕴和王继琴,1988; 刘芸芸和丁一汇, 2008a,2008b)表明,并非印度全区降水异常都与中国区域降水存在紧密联系,并且印度不同区域的降水出现异常,对应的中国降水异常区域也有所不同。因此,有必要对印度夏季风期间印度不同区域降水与中国降水之间的联系进行更为细致的分析,以期得出一些新的结论。对印度夏季风期间印度各分区降水与同期中国的降水进行统计分析,发现印度北部山区和西北部(1、2区)盛夏7-8月降水与中国河套及其邻近地区降水呈显著的正相关关系(图 2a )。当印度1、2区盛夏降水异常偏多时,同期中国河套及其邻近地区降水亦偏多。反之,则偏少。
与前人针对印度夏季风期间全印度降水与中国华北降水的研究相比,印度1、2区盛夏降水影响中国降水的显著中心向河套地区扩展,范围西伸扩大。参考以往研究中多根据全印度6-9月平均降水来反映印度夏季风强弱变化,在此将盛夏7-8月印度北部山区和西北部降水定义为北印度夏季风指数,以此来表征北印度夏季风强度变化。下文中,将中国研究区域主要集中在河套及邻近地区(简称为河套地区),并对图 2a 中显著相关的26个站点(通过0.01的显著性检验)的降水量求算术平均用来表征河套降水。
为了证明进行分区研究的必要性,表 1 给出了1951-2006年印度各分区及全区7-8月降水之间的相关系数,发现印度各区域降水的年际变化并不完全一致,尤其4区与其他区域相反。从1979-2006年NISMI与同期CMAP降水的相关分布图上(图 2b )可以看出,当印度北部山区和西北部盛夏降水异常偏多,即北印度夏季风异常偏强时,印度全区降水并不都是显著偏多的,显著正相关主要出现在孟加拉湾西部,而与印度西南部不相关。与中国降水的相关分布与图 2 a一致,显著正相关中心位于河套地区。在印度和中国河套地区两个正相关(降水偏多/少)区之间的青藏高原为一个负相关(降水偏少/多)区。年际变化时间尺度上,NISMI与中国河套降水具有明显的同位相变化的特征,一致地偏多或偏少,相关系数为0.48,通过了0.01的信度检验(图 3)。从11年滑动平均来看,NISMI与中国河套降水分别于20世纪70年代中期和60年代中后期出现了年代际转折,降水由正异常转为负异常。这种年代际转折出现时间的不一致可能与河套降水在年代际变化尺度上还可能受其他因素影响有关。
为了揭示北印度夏季风与中国河套地区降水的协同变化规律,利用小波变换对它们的周期进行了分析。图 4 给出了NISMI与中国河套降水的Morlet小波变换以及方差。小波系数为正,表示降水偏多,反之降水偏少。从图可以看出,NIAMI具有明显的准2年,准9年和准18年周期。准2年周期与已有结论所指出的印度降水具有准2年振荡的结论一致(Fasullo,2004)。准9年周期在20世纪70年代之前随时间向长周期倾斜,80年代中期以后又有与短周期合并的趋势。准18年周期经历了降水少—多—少—多—少—多—少的循环交替,目前正处于由降水偏少向偏多过渡的阶段。中国河套降水表现出明显的准2年,准4年和准18年周期振荡的特征,准18年周期与北印度夏季风都已经历了3个循环交替,而且位相基本一致。不同的是第三个循环由降水少—多的转换时间河套降水略晚于北印度夏季风,有一定的位相差。
根据上述分析可以看出,北印度夏季风与中国河套降水具有一致的准2年和准18年周期。将这两个周期所对应的谱函数叠加后进行相关分析发现,对NISMI和河套降水的拟合相关系数分别为0.48和0.55,通过了0.001的信度检验。说明准2年和准18年周期不但是北印度夏季风与中国河套降水的共同周期,也能够较准确地表征原序列的周期变化特征。
3.3 典型年份的选取定义标准化的NISMI>1(<-1)的年份为强(弱)北印度夏季风年。在1951-2006年的56年中,强NISMI共8年,分别为1954,1958,1959,1961,1964,1967,1977和1994年; 弱NISMI年共7年,分别为1965,1979,1987,1991,1999,2002和2005年。正、负异常典型年份也反映出了北印度夏季风的年代际变化特征。正异常典型年份中有6年出现于1975年以前,即NISMI由正位相转为负位相的年代际转折点,而负异常典型年中有6年出现于1975年之后(图 3)。对典型强、弱NISMI年的环流形势进行差值合成分析,揭示北印度夏季风典型强、弱年的环流差异特征。
4 北印度夏季风强弱年的异常环流特征上文已揭示出北印度夏季风与中国河套地区盛夏降水密切相关的事实。北印度夏季风异常,必然会在大气环流场上有所反映,伴随着大气环流异常影响到中国河套降水的多寡。水汽的充足供应亦是产生降水直接且不容忽略的因素。为进一步揭示北印度夏季风异常对中国河套降水的影响,对北印度夏季风异常强、弱年份所对应的环流和整层水汽输送场进行合成差值,以期从大气环流背景和水汽条件这两个角度来解释北印度夏季风是如何对中国河套降水产生影响的。
4.1 环流异常的对比分析根据北印度夏季风强、弱年环流要素的合成差值场可以看出(图 5),强、弱北印度夏季风年环流差异明显。北印度夏季风强盛年,大气环流异常的特征为: 在海平面上(图 5a),印度低压与贝加尔湖东南侧的低压系统加深,两低压系统之间的高压减弱,中国河套位于贝湖东南侧异常低压前部,受异常南风控制,利于水汽输送到该处产生降水。减弱的高压与图 2 b中青藏高原的负相关区相对应。500 hPa(图 5b),东亚地区中纬度形成西低东高的异常环流形势,东亚大陆对应着位势高度负距平,其以东洋面对应位势高度正距平,这种异常的位势高度场配置有利于中国河套地区上空南风分量的加强,南方的暖湿气流北上加强,更易满足产生降水的水汽条件。200 hPa位势高度场(图 5c)表现为从伊朗高原经巴尔喀什湖以北,到中国东北平原上空的正、负、正异常中心,伊朗高原和巴尔喀什湖之间西风异常加强。
200 hPa纬向风速气候平均场(图 6a)与强季风年合成图上(图 6c),与常年相比,北印度夏季风偏强,东亚中纬地区西风急流加强,范围有所扩大。由于中纬度地区大气的斜压性,各层系统随着高度向西倾斜,中国河套地区正位于西风急流管出口区的南侧(姚慧茹和李栋梁,2013)。不计黏性项,则有
$\frac{\text{d}u}{\text{d}t}=f\left( v-{{v}_{g}} \right)=f{{v}_{ag}},$ | (2) |
式中: vg是地转风的经向分量。在急流管的出口区,空气块向下游运动是不断减速的,$\frac{\text{d}u}{\text{d}t}$<0,因而有(v-vg)<0,或vag< 0,表明所有在出口区运动的气块会得到向右偏(看向下游)的非地转风分量。结果在急流管出口区的北侧产生高空辐散,南侧产生高空辐合,进而北侧出现上升气流,南侧出现下沉气流。低层为偏南风,产生一深厚间接力管环流圈,这个环流圈的厚度并不能够到达对流层的底层。间接环流圈以下至近地面的范围内均为上升运动(丁一汇,2008)。为了证实上述理论分析,选取急流中心南侧35°N42.5°N纬向平均的垂直速度进行分析。图 6b、d、f分别给出了多年平均情况下和强、弱北印度夏季风年纬向平均垂直速度的经向—高度剖面图。多年平均情况下(图 6a),里海附近和中国河套上游75°E100°E均有一西风>30 m·s-1的急流中心,在中国河套下游急流管出口区的南侧(100°E110°E,35°N42.5°N)为下沉气流,一直向下延伸至700 hPa,700 hPa以下只有浅薄的上升运动(图 6b )。夏季风强盛年,西风急流管长度达70个经度以上,且明显变粗。这条西风急流管中还存在两个风速大值中心,其值>35 m·s-1,其中之一位于中国河套上游的80°E90°E(图 6c )。与常年相比,这个急流出口区$\left( 即\frac{\text{d}u}{\text{d}t} <0 \right)$南侧的下沉运动区向西移,并且只向下伸展至600 hPa,向下延伸的范围明显偏小。在600 hPa以下的范围内为一致的上升运动,强度较常年也是明显加强的。上升运动的大值区向上向西倾斜,最大值出现在100°E附近的祁连山区,这与大气的斜压性有关(图 6d )。结合上述理论与实际情况的分析得出,北印度夏季风偏强年,西风急流加强,急流管出口区间接环流圈的厚度变浅,即出口区南侧的下沉运动到达的高度偏高,环流圈以下的上升运动加强,垂直范围变大,有利于低层水汽的抬升。
弱夏季风年与强夏季风年情况相反。海平面(图 5a ),低压系统填塞减弱,其间高压加强,贝湖东南侧低压系统减弱不利于系统前部南方水汽的向北输送。500 hPa形成“西高东低”的环流形势,副高主体偏南,这种“西高东低”的位势高度距平分布使得中国河套地区上空异常北风分量的加强,阻碍南方暖湿气流的北上(罗哲贤,2005)(图 5b )。200 hPa表现为从伊朗高原经巴尔喀什湖以北,再到鄂霍次克海上空的负、正、负异常中心。低纬度位势高度增加,南亚高压主体东移(图 5c )。系统北侧的急流减弱,范围缩小,其东端较常年偏西5个经度(图 6e)。急流出口区南侧的下沉运动区向东向下延伸,直至近地面(图 6f)。
4.2 水汽输送的差异对比分析充沛的水汽供应是产生降水的重要保障,水汽的源地与输送对于季风期间降水的多少显得尤为重要。根据河套降水异常偏多、偏少年整层积分水汽通量差值场可以看出(图 7a),与中国河套降水密切相关的水汽通道主要有三条: 源自南半球的水汽越过赤道后流经阿拉伯海、印度、孟加拉湾,再输送到中国; 高原东部的西南水汽输送; 热带太平洋水汽向西输送至台湾岛附近发生转向,向北输送。其中热带太平洋水汽通量偏多、偏少年差异最为明显。为进一步揭示北印度夏季风异常引起的水汽输送差异,通过北印度夏季风强、弱年整层积分水汽通量差值场(图 7b)可以看出,北印度夏季风强年,三条通道水汽通量的差异与河套降水异常偏多、偏少年水汽通量差值场(图 7a)非常相似。越过赤道后流经阿拉伯海、印度、孟加拉湾,再输送到青藏高原东部、河套的水汽通量在北印度夏季风强年比弱年更大。源自赤道中东太平洋的水汽通量也有明显加强。北印度夏季风弱年情况相反。
北印度夏季风通过伴随的异常大气环流和水汽输送,对我国河套地区降水产生影响。根据上文分析,北印度夏季风强、弱年,热带中东太平洋洋面上的水汽输送差异异常明显,而水汽的充分供给是产生降水的重要保障。鉴于热带中东太平洋水汽输送对河套降水的多少具有重要作用,有必要对北印度夏季风与热带太平洋水汽输送的联系进一步分析。水汽的供应不但要求有充足的水汽源地,更要求大规模的水平气流将源地的水汽输送至降水区。对于热带中东太平洋180°120°W的这个水汽输送带而言,洋面上的水汽供应是十分充足的,那么大气的运动即风场对于水汽的输送就值得关注。由于热带太平洋地区的海气相互作用明显,并且海洋比大气具有更长的记忆力,下面通过分析大气对海洋的响应来解释北印度夏季风如何与热带太平洋的水汽异常输送相联系,从而影响到中国河套降水。
通过北印度夏季风指数与前期(同年16月)及同期(同年7、8月)海温的相关分布可知(图 8),若为正相关,说明当北印度夏季风偏强/弱,对应这个海域的海表温度异常偏高/低; 若为负相关,则北印度夏季风偏强/弱,对应海域的海表温度偏低/高。北印度夏季风(7-8月)偏强时,同年1月开始,东南太平洋秘鲁海盆附近就出现海温偏低,随后,异常低海温区向北发展并逐渐扩大。到了6、7月,即北印度夏季风的强盛时期,海温异常偏低扩展至赤道中东太平洋,异常冷的海表温度使得低层大气冷却,引起下沉运动,继而引起了表层空气在冷却区辐散,当东风吹过这个冷却区上空,在下风方向,从此区向外辐散的空气将使东风加强,东风加强有助于将热带中太平洋洋面上的水汽输送到我国。在北印度夏季风结束之后(图略),9、10月低海温区继续向西延伸,11月开始出现向东收缩
的趋势,随后异常低海温区逐渐东缩。直到次年的6月,赤道中东太平洋已经没有明显的海温负异常。反之,当北印度夏季风偏弱时,同年1月东南太平洋秘鲁海盆附近出现正的海温异常,随后异常高海温区向北发展。到了7、8月,赤道中太平洋海温异常偏高,异常暖的海表温度造成低层大气加热,低层大气的加热将引起上升运动,这又引起表层空气在加热区辐合。东风吹过这个加热区的上空,在下风方向,向此区辐合的空气将使东风减弱,也就是表层暖水将使信风减弱甚至出现西风,不利于水汽向中国输送。赤道东太平洋海温异常引起的大气运动对水汽的输送在北印度夏季风影响中国河套降水的过程中起着一定作用。并且,当北印度夏季风异常偏强/弱时,从前期冬季开始伴随有一次La Nia/El Nio过程,这与以往研究得出的El Nio往往与弱印度夏季风相对应的结论相一致(Rasmusson and Carpenter, 1982; Mooley and Parthasarathy, 1983; Khandekar and Neralla, 1984)。
为了进一步揭示北印度夏季风、热带东太平洋SST异常与中国河套降水的相互联系,表 2 计算了河套降水与NISMI和Nino3指数(150°W90°W,5°N5°S内SST异常的区域平均)的相关及偏相关系数。河套降水与NISMI相关系数为0.48,去除了Nino3指数影响后二者的偏相关系数为0.35,虽然有所降低,仍通过了0.01的信度检验,即北印度夏季风依然对中国河套降水具有显著影响。河套降水与Nino3指数的相关系数为-0.41,通过了0.01的显著性检验,证明热带东太平洋SST异常引起的东西风异常的确对中国河套降水具有重要作用。计算去除北印度夏季风的影响后河套降水与Nino3指数的偏相关系数为-0.25,二者关系不再显著(没有通过0.05的信度检验),说明北印度夏季风在热带东太平洋SST异常影响河套降水的过程中作用明显。
本文分析了1951-2006年盛夏(7-8月)印度各分区与同期中国降水的联系,发现印度北部山区和西北部降水与我国河套及其邻近地区降水之间存在显著的正相关关系,进一步从遥相关和水汽输送通道建立了二者的联系。主要结论如下:
(1)印度北部山区和西北部(1、2区)盛夏7-8月降水与同期我国河套及邻近地区降水之间存在显著的正相关关系,由此将印度1+2区7-8月总降水量定义为北印度夏季风指数,来表征北印度夏季风的强弱变化。当北印度夏季风偏强,同期中国河套地区降水偏多。反之偏少。两者分别在年际和年代际时间尺度上具有一致的准2年和准18年周期。
(2)北印度夏季风强、弱年,环流场上表现出明显的差异。北印度夏季风强盛年,海平面气压场上,中国河套受贝湖东南侧异常低压前部偏南气流控制,有助于将水汽输送至该处产生降水; 500 hPa东亚中纬度形成“西低东高”的环流形势,利于南方暖湿气流北上,更易满足降水的水汽条件; 200 hPa伊朗高原和巴尔喀什湖之间西风异常加强,中国河套处于加强西风急流出口区的南侧,低层上升运动的垂直范围扩大,有利于低层水汽的抬升。弱季风年表现出与强季风年相反的异常环流。
(3)与中国河套降水密切相关的水汽通道主要有三条: 源自南半球的水汽越过赤道后流经阿拉伯海、印度、孟加拉湾,再输送到中国; 高原东部的西南水汽输送; 赤道太平洋水汽向西输送至台湾岛附近转向北输送。其中热带太平洋水汽通量差异最为明显。北印度夏季风强盛年,这三条水汽通道均加强,特别是热带太平洋和北印度洋上的水汽通量异常偏大。弱季风年则情况相反。
(4)北印度夏季风偏强,并从前期1月开始伴随有一次La Nia过程时,到了北印度夏季风时期(6、7月),赤道中东太平洋SST偏低,异常冷的SST使低层大气冷却,进而引起下沉运动,使得表层空气在冷却区辐散。当东风吹过这个冷却区上空,在下风方向,从此区向外辐散的空气将使东风加强。东风加强更有助于将热带太平洋洋面上的水汽输送到中国北方,河套降水异常偏多。北印度夏季风偏弱时,情况相反。
通过计算偏相关系数去除Nino3区SST异常影响后,北印度夏季风指数与河套降水仍然显著相关。而利用同样的方法去除了北印度夏季风的影响后,Nino3指数与河套降水相关不显著了。说明北印度夏季风影响河套降水在很大程度上并不依赖于赤道东太平洋SST异常,而赤道东太平洋SST异常引起的水汽输送对河套降水的影响却与北印度夏季风密切相关。赤道东太平洋SST异常对河套降水影响的过程可能类似于戴新刚等(2002)提出的ENSO的选择性路径,即ENSO→南亚夏季风→IEA型→东亚夏季风。本文主要用诊断方法讨论了北印度夏季风对中国河套盛夏降水异常的影响,以及与赤道太平洋SST异常的联系,关于北印度夏季风与赤道太平洋海温之间如何建立起联系以及对河套降水的影响机理还需要进一步的数值模拟试验。
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