2017, Vol. 36
2. 安吉县气象局, 浙江 安吉 313300
干旱灾害是指由于降水减少所造成的水资源的收支或供求不平衡而形成的水分短缺现象, 是中国最主要的自然灾害之一(黄荣辉等, 2006; Wilhite, 2000)。近几十年, 由于全球变暖不断加剧, 干旱事件的频率及强度亦呈现上升趋势(Tian et al, 2013; Becker et al, 2008; 苏布达等, 2006; You et al, 2011; 任国玉等, 2010; 郑建萌等, 2014), 而这不仅给国民经济造成巨大损失, 更带来了水资源短缺、荒漠化加剧、沙尘暴增加及生态环境恶化等严重不利影响(GB/T20481-2006; 王文等, 2015)。长江中下游地区农业发达、人口密集, 是我国经济最发达的地区之一(许志丽, 2015), 其地处亚热带季风区, 降水充足但分布不均, 旱涝灾害频发(张强等, 2004), 作为社会依赖性水资源短缺的代表区域(张强等, 2011), 其生产与生活方式均依赖充沛的水资源条件, 而防旱抗旱的基础设施相对欠缺, 使得干旱造成的影响更为严重。
2011年长江中下游地区发生冬春连旱, 2013年夏季发生持续高温伏旱, 属历史罕见, 不仅严重影响当地人民群众的生产生活, 更极大地威胁着国家的粮食安全与生态安全, 造成巨大的社会经济损失, 引起了社会各界及学者的广泛关注(王文等, 2016), 同时也反应出对长江中下游地区干旱研究的迫切需求。
长江中下游地区夏季极端降水发生的规律、成因及预测是我国短期气候研究的重要内容(吴志伟等, 2006), 也是理解气候变化及水循环问题的关键(IPCC, 2013)。李明刚等(2012)通过分析1960—2009年夏季华东地区极端降水事件的强度及频次, 发现华东地区极端降水事件存在年代际变化, 1990年后极端降水事件发生的平均强度及发生次数均高于1990年以前。金大超等(2010)在分析华东地区夏季异常降水的空间分布时发现, 长江中下游地区受对流层低层异常反气旋控制产生水汽辐散, 且受异常的非绝热冷却作用产生异常下沉气流, 进而引发干旱; 此外还发现长江中下游地区夏季降水可能与EA(东大西洋型)及EAP/PJ(东亚太平洋型/东亚日本型)这两种遥相关型存在某种联系。黄荣辉等(2016)对Rossby波能量频散理论及准定常行星波动力学研究进展进行了回顾总结, 认为沿亚洲副热带急流纬向传播的“Silk Road”型及沿东亚经向传播的EAP型是两个最重要的影响东亚夏季气候变化的遥相关型, 并且两者存在相互作用。施宁等(2009)提出在对流层中上层, 源自东北大西洋或者东欧平原的Rossby波能量经巴尔喀什湖附近向东北频散, 对EAP事件中东亚中纬度异常中心的形成与维持起着重要作用。普遍认为(Huang et al, 1987; 黄荣辉等, 1990, 1994, 2006)当菲律宾附近热带西太平洋上空对流活动偏强呈现异常反气旋环流, 江淮流域及日本附近上空受异常气旋控制, 而东亚中纬度地区至鄂霍茨克海上空受异常反气旋式环流控制时, 呈现EAP/PJ型遥相关正位相, 江淮流域多雨, 反之少雨。此外, 魏维等(2012)通过分析南亚高压的南北偏移与我国夏季异常降水的相关关系, 发现南亚高压位置偏北对应高层西风急流及中层西太平洋副热带高压异常偏北, 中国东部整层大气环流呈“南北上升中间下沉的形势”, 容易形成“南北多中间少”的雨带分布(张弛等, 2011; 字冉等, 2015)。黄荣辉等(2008)总结得出东亚季风系统(东亚季风、西太洋副热带高压、中纬度扰动; 热带西太平洋暖池与ENSO循环及印度洋的热力状态; 青藏高原的动力及热力作用、北冰洋海冰、欧亚积雪等)海-陆-气成员发生变化是引起我国气候灾害的主要原因。
目前针对东亚极端高温及2013年夏季气候异常特征已有过一些研究(龚志强等, 2014; Ito et al, 2013; 隋翠娟等, 2014; Sun, 2014; Wang et al, 2014, 2015; 王羱等, 2015; Zhou et al, 2014), 我国南方高温干旱天气是东亚夏季风、东亚副热带西风急流、西太平洋副热带高压异常、生态环境脆弱等自然因素以及人为因素的共同作用造成的。杨涵洧等(2016)对前期青藏高原积雪分析发现13年前冬积雪异常偏少, 加强海陆温度差异, 影响东亚夏季风及其成员配置异常。赵俊虎等(2015)发现冬季欧亚积雪异常偏多, 影响东亚副热带西风急流异常发展。彭京备等(2016)通过分析热带环流(越赤道气流、ITCZ)异常值发现其对西太平洋副热带高压(下称西太副高)异常偏强起重要支撑作用, 且高温期不同时段致使西太副高异常偏强的环流因子并不相同。总结发现对2013年夏季影响因子的分析多关注于系统的气候态异常, 对西太副高等重要系统的演变过程及其对我国气候异常之间的关系分析不足, 此外关于2013年夏季北大西洋海温异常及其对东亚地区气候的影响分析相对较少。为此利用1981—2013年长江中下游地区90个气象观测站的逐日气温和降水资料、NCEP/NCAR再分析资料及ERSSTv4海温资料, 从北大西洋海温异常及遥相关型的配置与Rossby波能量频散的角度揭示2013年夏季长江中下游地区高温干旱可能的形成机制。
2 资料选取与方法介绍 2.1 资料选取所用资料包括: (1)中国气象局气象信息中心提供的长江中下游地区(包括安徽省、江苏省、湖南省、湖北省、江西省、浙江省及上海市)90个气象观测站, 1981年1月至2013年12月逐日地面观测资料, 包括24 h降水量及日平均气温; (2)NCEP/NCAR再分析日资料, 时间自1981年1月至2013年8月, 水平分辨率为2.5°×2.5°, 垂直方向为17层, 变量包括:风场、高度场、温度场、气压场、相对湿度(8层)以及垂直速度(12层)等。(3)NOAA的扩展重建海温资料(ERSSTv4), 分辨率为2°×2°, 时间为1854年1月至2015年5月。气候平均值选取的时段为1981—2010年夏季平均值。
2.2 方法介绍 2.2.1 改进的CI指标CI指标是将标准化降水指标SPI和相对湿润度指标MI进行综合得到的(GB/T20481-2006), 其公式为:
| $ CI = a\cdot {SPI_{30}} + b\cdot {SPI_{90}} + c\cdot {MI_{30}}\;\;\;, $ | (1) |
式中: SPI30、SPI90分别表示近30天和90天的标准化降水指标; MI30为近30天相对湿润度指标; a、b、c为各自系数, a、b取0.4, c取0.8。为适应长江中下游区域特征, 王文等(2015)对其进行了改进, 采用Lu(2009)提出的一种简易水平衡模型将SPI指标进行合理且符合物理意义的降水非等权处理, 同时采用旬累计湿润度的方法将MI指标进行优化。改进后的CI指数物理意义明确, 对旱情的分析评估能力较强, 解决了原CI指数对干旱开始时间、旱情发展中不连续加重现象和旱情解除时间滞后等不足。
2.2.2 西风急流位置指数参考宣守丽等(2013)对逐月东亚夏季西风急流位置指数参考的方法, 以200 hPa区域A(90°E—130°E, 40°N—45°N)与区域B(90°E—130°E, 35°N—40°N)平均的纬向风差值的标准化值代表 7月份东亚夏季急流位置指数, 指数为正(负)时急流位置偏北(南), 当其绝对值大于1时, 代表西风急流经向位置异常偏北或偏南。
2.2.3 波作用通量的计算利用对数气压坐标下三维波作用通量(Takaya et al, 1997, 2001)描述准定常Rossby波的能量频散特征, 其公式为:
| $ \begin{array}{l} \mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over W} = \frac{p}{{2\;000\left| {\mathord{\buildrel{\lower3pt\hbox{$\scriptscriptstyle\rightharpoonup$}} \over U} } \right|}}\\ \;\;\;\left( \begin{array}{l} u\left( {{{v'}^2} - \psi '{{v'}_x}} \right) + v( - u'v' + \psi '{{u'}_x})\\ u\left( { - u'v' + \psi '{{u'}_x}} \right) + v({{u'}^2} + \psi '{{u'}_y})\\ \frac{{{f_0}{R_a}}}{{{N^2}{H_0}}}\left[ {u\left( {v'T' - \psi '{{T'}_x}} \right) + v\left( { - u'T' - \psi '{{T'}_y}} \right)} \right] \end{array} \right) \end{array} $ | (2) |
其中: ψ′为准地转流函数;
由历年夏季(7月1日至8月20日)长江中下游地区降水变化[图 1(a)]可以看出, 20世纪80年代降水总体偏少, 90年代降水偏多, 21世纪以来降水偏少年居多。2013年长江中下游地区平均累计降水量为139.55 mm, 较常年同期的275.95 mm偏少49.43%, 为1981年来降水最少年份。由降水距平百分率[图 1(b)]分布可以看出, 长江中下游各地均呈现负距平, 降水量与同期相比普遍偏少4~6成, 其中湖南中部、江西东部、浙江南部及湖北北部等地区降水偏少8成以上, 缺水情况十分严重。
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图 1 长江中下游地区夏季历年区域平均降水量的变化序列(a, 单位: mm)及2013年降水距平百分率(b, 单位: %) Figure 1 Time series of regional precipitation in summer(a, unit: mm) and distribution of precipitation anomaly percentages in 2013 summer (b, unit: %) over the middle and lower reaches of Yangtze river |
与此同时, 长江中下游地区气温(图 2)自6月中旬起呈持续偏高状态, 7月上旬后高温逐步发展, 至8月上、中旬时期连续出现极端高温天气, 整体偏高2~3 ℃, 其中湖北地区中北部、安徽北部及江苏西部等地气温较同期偏高5 ℃以上。据统计7月23日至8月13日期间, 长江中下游多省份曾连续20余日出现极端高温天气, 局部地区最高气温可达40~43 ℃, 较同期偏高2~4 ℃。持续的高温与少雨相互叠加, 使得长江中下游地区的旱情迅速发展。
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图 2 2013年夏季长江中下游地区逐旬气温距平(单位: ℃) Figure 2 The temperature departure of the middle and lower reaches of Yangtze river in summer of 2013. Unit: ℃ |
对2013年夏季不同时段CI指数演变(图 3)分析发现, 6月中下旬, 湖南及江西大部、浙江西部、安徽及江苏北部开始呈现干旱状态, 湖南及江西局部地区达到中旱; 受6月下旬江淮梅雨影响, 7月上旬旱情稍有减弱, 但湖南及江西南部旱情依然维持, 达到中旱; 7月中旬, 旱情持续发展, 长江中下游地区六省一市均存在不同程度的旱情, 其中湖南南部局部地区开始出现重旱; 7月下旬至8月中旬, 旱情逐步发展到最严峻程度, 在此期间湖南省持续受到重旱甚至特旱影响; 8月上旬时, 湖南省大部达到特旱级别, 长江中下游地区总体受到轻到中旱影响, 并且由长江以南向长江以北迅速蔓延; 8月中旬时, 旱情进一步加重, 长江中下游整体呈现中到重旱, 湖南东部、江西中部、浙江南部等局部地区均达到特旱级别。8月下旬, 受台风影响, 长江中下游地区降水增多, 旱情有所缓解, 25日旱情正式解除。由CI指数(图 3)及温度距平(图 4)的演变特征对比发现, CI指数对高温的变化有一定的捕捉能力, 但与温度的变化并不完全一致。高温期7月中旬至8月中旬期间, CI指数对区域总体的温度变化反应较好, 异常高温中心的捕捉存在一定偏差。
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图 3 2013年夏季长江中下游地区逐旬CI指数分布 Figure 3 The distribution of CI index of the middle and lower reaches of Yangtze river in summer of 2013 |
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图 4 2013年7—8月逐旬200 hPa纬向风距平(阴影, 单位: m·s-1)、100 hPa南亚高压与500 hPa西太平洋副热带高压(黑实线, 单位: gpm)及气候平均100 hPa南亚高压与500 hPa西太平洋副热带高压(黑虚线, 单位: gpm) Figure 4 Dekad of 200 hPa zonal wind anomaly (shadow, unit: m·s-1), 100 hPa South Asia high and 500 hPa Western Pacific subtropical high (solid line, unit: gpm) from July to August in 2013 and that under climatological mean (dotted line) |
南亚高压作为北半球夏季对流层高层具有行星尺度的环流系统与对西太平洋副热带高压共同作用于我国上空, 对我国夏季气候影响重大。通过对2013年7—8月南亚高压与西太副高进行逐旬分析(图 4)发现, 7—8月西太副高均处于异常偏西偏北状态, 其中8月上旬发展至鼎盛时期, 持续稳定在我国东南沿海上空, 发展出一副高中心, 等值线中心强度达到5 910 gpm, 西伸脊点较往年偏西30个经距, 控制整个长江中下游地区, 致使该区域长期盛行下沉气流、晴朗少云, 下沉增温及辐射增温明显, 出现高温少雨天气; 8月中旬, 西太副高持续西伸并且北抬致使雨带北移, 长江中下游地区长期冷空气不足, 无法形成降水; 8月下旬起, 西太副高主体已经东撤至海洋上, 对我国陆地影响减小, 因此干旱迅速瓦解。
7月[图 4(a)~(c)]南亚高压强度偏强, 等值线中心强度可达到16 890 gpm, 位置偏北, 东伸脊点偏东, 与西太副高共同作用于长江中下游区域附近上空。值得注意的是8月上旬[图 4(d)], 南亚高压并没有遵循“相向而行, 相背而去”的规律, 而是突然西撤, 其东伸脊点位于100°E以西, 较常年偏西20个经距。8月中旬[图 4(e)]再次东伸并且北抬的南亚高压与西伸并且北抬的西太副高重叠于我国黄淮地区上空, 使得我国长江中下游地区持续存在下沉气流。8月下旬[图 4(f)]南亚高压西撤, 对长江流域影响逐步减弱。
7月上、中旬[图 4(a)~(b)]时, 200 hPa高度上40°N以北西风距平强大, 呈东西平直分布, 其南侧受异常东风控制, 西风急流异常偏北; 7月下旬至8月中旬[图 4(c)~(d)]期间, 高空40°N附近出现东风距平, 打破了原来西风距平东西平直的分布状态后西风距平再次发展起来[图 4(e)], 为南亚高压与西太副高异常发展提供动力要素; 8月下旬[图 4(f)], 高纬西风距平北抬并且伸向太平洋地区, 致使南亚高压处于东风距平, 不利于发展, 西太副高主体退至太平洋上, 其对长江流域的影响就此结束。
4.2 东亚副热带西风急流异常夏季东亚副热带西风急流是影响我国天气及气候异常的重要环流系统, 其本身的经向位置及强度及其与西太平洋副热带高压和南亚高压之间的配置关系, 对我国夏季温度异常和水汽输送影响重大。2013年夏季, 200 hPa平均纬向风分布[图 5(a)]显示, 东亚副热带西风急流轴呈东西平直走向, 在对1981—2013年历年夏季7月份东亚西风急流指数[图 5(b), 实线]的分析中发现, 2013年西风急流指数Iejp7=1.84, 属于急流异常偏北年, 致使来自北方的冷空气不易南下影响长江流域。此外由矢量风场及等值线的疏密分布[图 5(a)]可以看出, 等值线密集区域集中在我国北方地区上空, 华北及东北等地处于急流出口南侧, 具有反气旋性切变, 相对涡度为负, 有利于高层辐散, 产生上升气流, 形成降水; 而我国华东地区上空等值线较为稀疏, 受东风带控制, 垂直气流变弱, 不利于降水的产生。
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图 5 2013年夏季200 hPa矢量风场(箭矢, 单位: m·s-1)和纬向风(等值线, 单位: m·s-1)(a, 阴影区域为急流中心, 风速≥25 m·s-1)以及1981—2013年7月标准化东亚西风急流位置指数和北大西洋中纬度海温指数的逐年变化(b) Figure 5 Vector winds (vector, unit: m·s-1) and zonal wind (contour, unit: m·s-1) on 200 hPa (a, the shaded is jet center, the wind speed is greater than or equal to 25 m·s-1) in summer 2013, and the normalized time series of East Asia Westerly Jet Position Index and the north Atlantic mid-latitude SST index (b) in July from 1981 to 2013 |
从2013年夏季24°N—36°N平均的纬向垂直环流距平[图 6(a)]可以看出, 长江中下游所在区域上空110°E以西对流层整层均为南风距平, 100°E以东至130°E对应的对流层中下层区域受异常南风的影响, 说明2013年东亚夏季风偏强, 使得暖湿气流偏强, 雨带北移, 造成我国长江中下游地区降水偏少。对于环流形势而言, 105°E—120°E对应的区域上空对流层中下层存在异常下沉气流, 不利于对流的发生发展, 水汽无法凝结形成降水。
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图 6 2013年夏季24°N—36°N的平均纬向垂直环流距平(矢量, 单位: m·s-1; 其中垂直速度放大100倍)和平均经向风距平(阴影, 单位: m·s-1) (a)及108°E—124°E平均经向垂直环流距平(矢量箭头, 单位: m·s-1; 其中垂直速度放大100倍)和平均纬向风距平(阴影, 单位: m·s-1) (b) Figure 6 Anomalous zonal-vertical circulation averaged over 24°N—36°N (vector, unit: m·s-1, vertical velocity magnified 100 times) with mean meridional wind anomaly (the shaded, unit: m·s-1) (a) and anomalous meridional-vertical circulation averaged over 108°E—124°E (vector, unit: m·s-1, vertical velocity magnified 100 times) with meanzonal wind anomaly (the shaded, unit: m·s-1) (b) in summer 2013 |
由105°E—120°E平均的经向环流及纬向风距平[图 6(b)]可以看出, 40°N以北的对流层上空200 hPa上下存在西风大值中心, 并且在800~100 hPa均存在西风正距平; 而40°N南侧区域上空受异常东风的影响, 再次说明2013年夏季东亚西风急流异常偏北。从环流形势来看, 气流的辐合上升区位于35°N以北, 上升强度偏弱; 25°N—35°N区域上空由对流层高层至对流层底层均存在异常下沉气流, 说明环流形势相对稳定, 不利于形成降水。此外500 hPa以下的对流层中低层, 由10°N—50°N附近均为异常南风, 进一步说明东亚夏季风偏强, 暖湿空气持续北上, 而受强大的西风急流的影响, 冷空气偏弱, 不易南下, 在45°N—50°N附近冷暖空气相遇形成上升气流, 使得长江中下游地区不易降水, 而我国华北及东北地区降水偏多。
4.4 水汽异常水汽输送的路径及源汇与降水的分布关系密切。通过2013年7月1日至8月20日期间水汽输送场分布[图 7(a)]可以看出, 受偏强的东亚夏季风影响, 来自北印度洋强大的西南风水汽输送经孟加拉湾、中南半岛至南海, 从我国南部沿海进入华南、江南向我国北方输送。此外另一条来自西太平洋的水汽带, 沿西太副高的边缘, 以副高西南侧的东南风从我国东南沿海进入大陆东部, 与来自印度洋的水汽输送带汇合, 源源不断地将低纬的暖湿空气向北输送。与此同时, 中高纬度冷空气受副热带西风急流影响, 不易南下, 影响区域偏北, 使得冷暖气流交汇位置偏北, 长江中下游地区降水偏少。
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图 7 2013年7—8月对流层整层水汽通量输送场(a, 单位: kg·m-1·s-1)、水汽通量距平场(b, 单位: kg·m-1·s-1)以及水汽通量散度(等值线)及其距平(阴影, 正(负)值表示异常辐散(合)(c, 单位: ×10-9kg· hPa-1·cm-2·s-1) Figure 7 Water vapor flux (a, unit: kg·m-1·s-1), water vapor flux anomalies (b, unit: kg·m-1·s-1), divergence of water vapor flux (contour) and its anomalies (the shaded, the positive and negative values denote divergence and convergence anomalies, respectively)(c, unit: 10-9kg· hPa-1·cm-2·s-1) vertically integrated from July to August in summer 2013 |
由水汽通量距平[图 7(b)]可以看出, 自菲律宾、南海经我国华南、华东至朝鲜半岛存在超过200 kg·m-1·s-1的水汽通量正距平区域, 这与副高边缘轮廓(图 4)相符, 说明西太副高是我国东部地区水汽通道的主要系统。虽然长江中下游地区水汽充足, 但湖北、湖南、江西等大部分处于辐散区[图 7(c)], 且由于湖北、湖南、江西和安徽等地水汽散度均为正距平, 说明辐散偏强, 不利于降水; 而江苏、浙江等地虽然处于水汽辐合区, 但受到水汽散度负距平影响, 辐合偏弱, 不易降水。
5 遥相关响应与海温强迫 5.1 波作用通量分析对流层中上层, Rossby波的能量由西北大西洋或东欧平原向东至东亚及北太平洋地区频散, 对影响我国夏季气候的重要天气系统起着形成与维持的重要作用。
考虑到7月下旬至8月中旬长江中下游地区旱情最为严重, 接下来对7月第5候至8月第4候期间的环流演变形势进行逐候分析。首先讨论对流层中层(500 hPa, 图 8), 由高度距平场及Rossby波能量频散分布可以看出, 7月第5候起候至8月第4候, 东亚地区均呈现负EAP/PJ遥相关型, “长江中下游-日本列岛-鄂霍茨克海附近”呈现出“+-+”的波列结构, 西太平洋副热带异常中心和中纬度两个异常中心间存在Rossby波能量的准经向频散, 自南海-菲律宾及西太平洋低纬度地区向长江中下游及日本地区频散, 有利于负EAP/PJ遥相关结构的稳定, 促使副热带高压异常强大且稳定地控制我国长江中下游地区, 进而引发极端高温干旱事件。
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图 8 2013年7月下旬至8月中旬逐候500 hPa波作用通量(矢量, 单位: m2·s-2)及高度距平场(阴影, 单位: gpm) Figure 8 Pentad wave activity flux (vector, unit: m2·s-2) and geopotential height anomalies (the shaded, unit: gpm) on 500 hPa from late July to mid August in 2013 |
值得注意的是7月第6候至8月第1候[图 8(b)~(c)], 中高纬度地区“格陵兰岛-北大西洋东北部-西北欧-东欧平原-乌拉尔山脉-贝加尔湖-东亚沿岸-北太平洋”形成“+-+-+-+-”的波列结构, 呈现出负“Silk Road”遥相关型, 与负EAP/PJ遥相关型共同作用, 使得来自大西洋的Rossby波能量沿急流波导区向东频散至亚洲东部及太平洋地区堆积, 加强了日本列岛及鄂霍茨克海附近位势高度异常中心, 不仅对负EAP/PJ事件的长期维持起到重要作用, 而且对西太副高的异常西伸加强影响重大。
对流层上层(200 hPa, 图 9)的高度异常场分布与500 hPa相似, 7月第5候至8月第1候[图 9(a)~(c)]中高纬度地区均呈现出清晰的负“Silk Road”遥相关波列, 源自北大西洋的Rossby波能量沿高空急流波导区向下游频散, 堆积于东亚-太平洋地区。不仅加强了负EAP遥相关型中高纬度的两个位势高度异常中心, 同时传向西太平洋副热带地区堆积, 致使西太副高异常西伸, 面积增大, 正位势高度距平超过50 gpm[图 8(c), 图 9(c)], 控制着长江中下游地区。致使该地区受下沉气流影响, 增温明显, 高温旱情迅速发展。8月第2候至8月第4候[图 8(d)~(f)]时, 北大西洋东北部及东欧平原上空的正异常高度场逐渐加强, 并且呈现东北-西南走向, 打破了原有波列的完整形态, 负“Silk Road”遥相关型于8月第3候起逐步消失, Rossby波活动在东亚地区减弱, 这也为负EAP/PJ遥相关型衰退及旱情结束埋下伏笔。
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图 9 2013年7月下旬至8月中旬逐候200 hPa波作用通量(矢量, 单位: m2·s-2)及高度距平场(阴影, 单位: gpm) Figure 9 Pentad wave activity flux (vectors, unit: m2·s-2) and geopotential height anomalies (the shaded, unit: gpm) on 200 hPa from late July to mid August in 2013 |
从海温异常(图 10)入手探究引起大气环流异常的外强迫因子发现:北大西洋中纬度地区(79.5°W— 29.5°W, 30.5°N—48.5°N)呈现海温正异常, 局部地区海温超过2 ℃, 将该区域历年海温平均进行标准化[见图 5(b)]得出海温指数Isst7, 并将其与7月东亚副热带西风指数Iejp7进行相关分析发现它们之间相关系数高达0.54(可以通过0.01显著性水平检验), 也就是说2013年夏季北大西洋海温异常偏高能够影响东亚副热带西风急流位置异常偏北。这进一步解释了源自北大西洋的Rossby波能量的确能够通过大气遥相关沿急流波导区向东频散影响东亚地区气候(图 8, 图 9)。
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图 10 2013年7月海表温度距平(单位: ℃) Figure 10 Sea Surface Temperature anomaly in July 2013. Unit: ℃ |
印度洋北部海温呈现负距平, 说明海陆热力差异增强, 东亚夏季风偏强, 影响东亚地区水汽输送(见图 7)。此外西太平洋暖池区海温偏高, 易于激发EAP/PJ遥相关型(图 8), 对西太副高的位置及强度产生影响, 进而影响到长江中下游地区降水。
6 结论通过分析2013年夏季长江中下游地区高温干旱的基本特征及大气环流异常对其的可能影响, 得到以下主要结论:
(1) 2013年夏季高温期长江中下游地区降水量较同期偏少49.43%, 其中湖南中部、江西东部、浙江南部及湖北北部等地区降水偏少8成以上; 高温由7月上旬起逐步发展, 8月上、中旬温度持续偏高, 湖北、安徽、江苏等局部地区气温较同期偏高5 ℃以上。旱情由7月中旬开始逐步发展, 8月中旬最为严峻, 长江中下游整体呈现中到重旱, 湖南东部、江西中部、浙江南部等局部地区均达到特旱级别, 8月下旬旱情逐步解除。
(2) 7—8月西太副高均处于异常偏西偏北状态, 其中8月上旬发展至鼎盛时期, 等值线中心强度达到5 910 gpm, 西伸脊点偏西30个经距, 长期控制整个长江中下游地区, 致使旱情迅速发展; 7月南亚高压强度偏强, 位置偏东偏北, 与西太副高共同作用, 影响该地区气候异常, 8月份经历上旬的突然西撤后再次东伸等特点, 与此次持续高温干旱事件关系密切, 其演变过程对“Silk Road”遥相关波列有直接影响。而西风急流异常偏北, 呈现东西平直分布, 冷空气不易南下, 长江中下游地区受东风带控制, 垂直气流变弱, 是该区此次高温干旱的重要影响机制。
(3) 受北印度洋海温负异常影响, 2013年夏季东亚夏季风偏强, 暖湿气流强大而冷空气不足, 加之下沉气流影响, 增温明显, 致使长江流域虽然水汽充足但辐散偏强、辐合偏弱, 难以形成降水, 高温干旱迅速发展。
(4) 7月第5候至8月第4候期间, 东亚太平洋地区均呈现出负EAP遥相关型, 是西太副高异常发展的重要原因。而该遥相关型之所以能够长时间维持, 一方面是受到西太暖池区海温异常影响; 另一方面是受到中高纬度Rossby波的影响: 8月第1候至8月第2候期间, 受负“Silk Road”遥相关型影响, 源自北大西洋中高纬的Rossby波能量沿急流波导区向东频散堆积于东亚-太平洋地区, 不仅加强了负EAP遥相关型中高纬度的两个位势高度异常中心, 同时传向西太平洋副热带地区堆积, 这对负EAP/PJ遥相关型的维持与发展起着重要作用, 将西太副高的异常发展推向鼎盛时期, 致使长江中下游地区旱情迅速蔓延。
(5) 对历年7月份北大西洋海温指数与副热带西风急流位置指数进行相关分析, 发现其相关系数达到0.54, 说明2013年夏季北大西洋海温异常偏高能够影响西风急流异常偏北。一方面, 西风急流的异常分布形态有利于源自北大西洋的Rossby波的能量通过“Silk Road”遥相响应直接影响东亚及太平洋地区; 另一方面, 急流南北位置及分布形态异常能够影响西太副高及南亚高压的配置发生变化, 进而对长江流域气候产生影响。
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