对季风和季风气候的研究, 一直以来都是气象研究领域里的热点和重点。中国位于世界上季风活动最显著的亚洲季风区, 气候状况很大程度上受到季风活动的影响, 我国学者对于亚洲季风的研究也由来已久。早在20世纪30年代, 竺可桢(1934)指出, 夏季风的活动是我国夏季降雨的主要原因。80年代后, 几位气象学家在前人基础上, 开创性的提出了东亚季风环流系统的概念, 并指出它有别于南亚季风环流系统, 亚洲季风系统是由东亚季风系统和南亚季风系统共同组成的, 这两个季风系统既相互独立, 又密切联系(陈隆勋等1984; Chen, 1984; Tao, 1987)。进一步有学者指出南亚夏季风属于热带季风, 而东亚夏季风既包含热带季风, 又包含副热带季风, 所以东亚季风系统中有两条辐合带, 即:热带辐合带和副热带辐合带(Zhu et al, 1986; Ding, 1994)。并且, 我国夏季旱涝与亚洲夏季风的异常有着非常紧密的关系, 季风异常活动引起的多雨、少雨会带来我国区域性的干旱、洪涝等气候灾害, 对各行各业产生巨大影响, 从而造成国家巨大的经济损失, 甚至威胁到人民群众的生命安全。因此, 研究亚洲季风对我国区域性降水异常的影响十分必要。近些年, 国内外气象学家对亚洲季风系统已进行了更深入系统的研究, 取得了丰富的成果。

首先, 定义一个能表征季风强度的指数, 以直观地反映亚洲季风的变化是季风研究一个重要的基本方面。Webster et al(1992)用(5°N—20°N, 40°N—100°N)范围850 hPa和200 hPa的纬向风切变表征南亚季风的强度, 定义了著名的季风指数WYI(Webster & Yang Index)。在此基础上, 陈桦等(2006)、Wang et al(1999)根据具体情况将WYI进行了优化, 定义了更能体现我国季风变化的新指数。此外, Wu et al(1997)和张庆云等(2003)也从纬向风入手, 提出了不同的指数来反映季风的变化。郭其蕴(1983)用海陆之间的气压梯度大小表征东亚夏季风的强度。施能等(1996a)改进了郭其蕴的指数, 消除了纬度对指数的影响。李建平等(2005)和Li et al(2003)用标准化季节变率定义了季风区, 并计算了动态风场标准化作为不同季风区的季风指数。这些季风指数各有各的优点, 都能体现季风系统某一方面的特点。

其次, 不同季风相互间的关系以及它们对区域气候的影响也是季风研究中很重要的一方面, 尤其是季风异常引起天气、气候异常与人们的生活生产息息相关。陶诗言等(1988)指出东亚季风系统成员在东亚分布的南北异常, 不仅会导致朝鲜半岛和我国东北的干旱和洪涝, 同时也必然会引起江淮流域和华南的干旱和洪涝。尹树新等(1993)通过对1991年江淮地区旱灾的个例分析, 得出了旱年西南季风爆发晚, 强度弱。施能等(1996b)用近40年资料研究了东亚夏季风与我国夏季大尺度气候的关系, 指出东亚夏季风与我国夏季降水的关系具有明显的区域特征, 即强夏季风时, 雨带偏北, 弱夏季风时, 雨带偏南。蔡学湛(2001)研究了东亚季风对华南前汛期降水的影响, 得出了东亚冬季风强, 华南前汛期降水偏少, 反之则降水偏多。郝立生等(2016)则指出, 在预测华北降水时, 不能简单的说东亚季风强, 华北夏季降水就偏多, 还应该结合动力水汽条件综合分析。李栋梁等(2016)的研究表明, 北印度季风偏强时, 有利于中国河套地区产生降水。王文等(2017)指出, 东亚季风偏强时, 副热带西风急流偏北, 不利于长江流域产生降水。庞轶舒等(2017)对高原季风与四川夏季降水进行研究后发现, 高原季风偏强时, 冷暖气流在四川盆地汇聚, 水汽上升运动增强, 导致该地区降水偏多。此外, 还有很多学者分别从南亚季风或者东亚季风入手, 研究了季风系统对我国不同地区降水异常的影响, 也得出了许多有意义的结果。

但是, 过去的绝大部分工作都是单独研究东亚季风或者南亚季风与我国区域气候的关系, 而对两大季风系统的协同作用对我国区域气候异常的影响研究较少。由于我国幅员辽阔, 尤其南方气候状况同时受到南亚季风和东亚季风环流系统的共同影响, 单一的季风系统不能很好地反映出我国区域气候的变化状况。Cao et al(2012)率先提出了用相当温位(θ_E)来定量化描述东亚季风和南亚季风的交界面IIE(Interface between the Indian summer monsoon and the East Asian summer monsoon), 由于θ_E是一个温湿符合变量, 可以很好的描述不同来源季风气团的交汇情况。因此将θ_E经向梯度为0的位置, 即空间分布的极值点与距离地面最近一层等压面上的交点定为季风交界面的位置, 得出交界面在100°E左右且做东西方向的摆动。并将1951—2008年交界面分布的经验正交函数分解EOF第一特征向量的时间序列定义为季风交界面指数IIEI(Index for the interface between the Indian summer monsoon and the East Asian summer monsoon)。研究指出, IIEI指数与东亚夏季风和南亚夏季风的跷跷板变化关系密切。利用最新资料重新计算了IIEI指数, 分析其年际变化, 并与其他亚洲夏季风指数进行对比, 试探究夏季东亚季风和南亚季风的协同作用以及对我国南方地区降水异常导致旱涝的综合影响。

使用的降水资料来自中国气象局2 400余个地面气象台站的观测资料, 并由吴佳等(2013)进行处理后的格点资料。其分辨率为0.25°×0.25°。时段为1961年1月至2014年12月, 使用了其中1979—2014年夏季(6—8月)的资料。

使用的再分析资料是欧洲气象中心ECMWF ERA-interim数据集的同期夏季月平均资料, 分辨率为0.25°×0.25°, 包括1 000~100 hPa共19层的u、v分量, 位势高度场, 垂直速度, 比湿以及地面气压和海温。

主要研究方法有:经验正交函数分解EOF, 诊断分析, 合成分析, 相关性分析, 差值分析等。

显著性方法有:相关t检验, 差值t检验。

整层水汽通量计算公式(李江林等, 2012)为

式中: g是重力加速度; u、v分别为纬向风和经向风分量(单位: m·s^-1); q为各层大气比湿(单位: kg·kg^-1); P_s为地面气压(单位: hPa); P_t=100 hPa, 为积分上限。

根据Bolton(1980)相当位温的计算公式为

式中: T_K, P, r分别为每一层的绝对温度(单位: K), 气压(单位: hPa)和混合比(单位: g·kg^-1); T_L为抬升凝结高度的绝对温度(单位: K); e为水汽压(单位: hPa)。

Cao et al(2012)在把$ \frac{{\partial {\theta _E}}}{{\partial \lambda }}$(λ为经度)的EOF第一模态的时间序列定义为IIEI, 并在研究了东亚夏季风和南亚夏季风的异向变化后将IIEI定量化成了一个线性回归公式, 即IIEI=0.40×WFI_EA-0.28×MHI_SA, 其中, WFI为Wang et al(1999)定义的东亚季风指数, MHI为Goswami et al(1999)定义的南亚季风指数。公式的复相关系数为0.46, 通过了α=0.05的置信水平, 对MFI和WFI的回归系数分别为2.3和3.29, 也都通过了95%的置信水平。由于这个季风交界面指数能够在一定程度上同时表征夏季东亚季风和南亚季风的协同变化, 具有优越性。所以, 选取Cao et al(2012)定义的IIEI指数分析研究东亚季风和南亚季风协同变化及其对我国区域降水异常的可能影响。

亚洲夏季风指数多种多样, 为了与IIEI夏季风指数进行比较, 故选取两个东亚季风指数ZI, EASMI和两个南亚季风指数SASIM, MHI。ZI是张庆云等(2003)定义的东亚夏季风指数, 为东亚热带季风槽区(10°N—20°N, 100°E—150°E)和东亚副热带地区(25°N—35°N, 100°E—150°E)夏季平均850 hPa风场的纬向风距平差。EASMI和SASMI分别是李建平等(2005)和Li et al(2003)用东亚季风区(10°N—40°N, 110°E—140°E)和南亚季风区(2.5°N—20°N, 35°E—70°E)内的标准化风场季节变率定义的夏季东亚季风指数和南亚季风指数。MHI为Goswami et al(1999)用(10°N—30°N, 70°E—110°E)区域内850 hPa和200 hPa的经向风切变(V₈₅₀-V₂₀₀)定义的南亚季风指数。

由1979—2014年夏季IIEI指数与东亚季风指数EASMI和ZI的标准化时间序列[图 1, 文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1600号的中国地图制作, 底图无修改]可以看出, IIEI指数与EASMI和ZI指数变化, 不论是趋势、还是强度都十分一致。IIEI指数与两个东亚夏季风指数的相关性较好, 与EASMI的相关系数达到0.88(表 1), 与ZI的相关系数也达到0.84, 相关非常显著。IIEI指数和MHI主要呈现出相反的变化趋势, 两者的相关系数为-0.51, 通过99%的置信水平, IIEI指数和SASMI的相关系数为-0.42, 也通过99%的置信水平。可见, IIEI指数与两个南亚夏季风指数都有着较好的负相关关系。由表 1进一步看出, 两个东亚夏季风指数相关系数为0.86, 两个南亚夏季风指数的相关系数也达到0.52, 均通过99%的置信水平。而东亚夏季风指数与南亚夏季风指数之间的相关系数仅为-0.27和-0.34。对比表明, 夏季IIEI指数与东亚季风指数EASMI、ZI和南亚季风指数SASMI、MHI都有很好的相关性, 并且与EASMI、ZI是正相关, 与SASMI、MHI是负相关。而EASMI、ZI与SASMI、MHI之间没有很好的相关性。这说明夏季综合的IIEI指数较其他单独的季风指数具有明显的优越性, 可以同时体现出夏季东亚季风和南亚季风的各自变化。此外, 在协同作用中, 夏季东亚季风的变化及其影响大于南亚季风。

图 1(Fig. 1)

图 1 1979—2014年IIEI、EASMI、ZI、SASMI和MHI指数的标准化时间序列 Fig. 1 The normalized series of IIEI, EASMI, ZI, SASMI, MHI from 1979 to 2014

表 1(Table 1)

表 1 IIEI指数与EASMI、ZI、SASMI、MHI指数的相关系数 Table 1 The correlation coefficients between IIEI and EASMI, ZI, SASMI, MHI IIEI EASMI ZI SASMI MHI IIEI 1 0.88 0.84 -0.42 -0.51 EASMI 1 0.86 -0.27 -0.34 ZI 1 -0.31 -0.33 SASMI 1 0.52 MHI 1

表 1 IIEI指数与EASMI、ZI、SASMI、MHI指数的相关系数 Table 1 The correlation coefficients between IIEI and EASMI, ZI, SASMI, MHI

由1979—2014年IIEI指数标准化时间序列以及小波变化(图 2, 其中蓝色线为9点平均滑动曲线)可见, 20世纪80年代9点滑动平均曲线皆为正值, 在90年代初出现了一次年代际变化, 由正指数转变为负指数, 同时也有研究指出, 我国长江以南地区的夏季极端降水在1992年也发生了突变(陈金明, 2016)。在90年代末, 指数又出现一次突变, 由负指数转变为正指数, 直到2005年又转变为负指数。36年中, 最大正异常是1985年, 1985年我国东北大部分地区出现洪涝, 而淮河流域、长江中下游地区降水较常年偏少3~4成(杨芳林等, 1994)。最大负异常是1998年, 而该年夏季长江流域多次发生大范围强降水过程, 江南大部分地区暴雨频繁。中国南方多地降水量比常年多2~3倍, 整个长江出现了历史罕见的特大洪涝灾害。由此可见, 综合的IIEI指数对我国极端旱涝气候异常的体现是准确的。从小波分析看, 1979—2014年IIEI指数有准5年, 准3年, 以及准15年的周期振荡, 20世纪80年代前10年以准5年振荡为主, 1985—1987年出现最大值, 此时间段准5年振荡最强。20世纪90年代后半期以准3年周期振荡为主, 最强振荡在1998年。21世纪前10年以准15年周期为主, 但振动不强烈。2010年后又以准3年周期振荡为主。其变化特征与滑动平均显示的年代际变化也较为吻合。

图 2(Fig. 2)

图 2 1979—2014年IIEI指数标准化时间序列及其小波分析 红实线外为小波变化受边界影响的区域, 填色区表示通过95%的置信水平 Fig. 2 The normalized time series of IIEI and its wavelet analysis from 1979 to 2014. The region outside the red line is affected by the boundary of the wavelets. Color area indicate the 95% confidence level

为了探究亚洲夏季风指数与中国南方降水的关系, 用EOF分析方法对中国南方总夏季降水量进行分解, 前两个模态(图 3)均同过了North检验。图 3(a)为EOF分析第一特征向量的空间分布, 其方差贡献为25.5%, 表示了中国夏季降水最主要的分布特征:以长江为界, 长江以南大范围区域为正值, 长江以北地区为负值, 说明夏季长江以南与长江以北地区的降水分布相反, 即长江以南降水多(少)时, 长江以北降水少(多)。图 3(b)为EOF分析第二特征向量对应的空间分布, 其方差贡献为12.2%。表明负值区位于长江中下游大部分区域, 华南、西南、华北则都为正值, 呈现一个“正、负、正”的分布特征。说明当长江中下游地区夏季降水偏少(多)时, 中国南方沿海地区和华北、西南、河套地区的降水则偏多(少), 我国102°E以西大部地区降水也偏少(多)。

图 3(Fig. 3)

图 3 1979—2014年中国南方夏季降水总量的EOF分解模态 Fig. 3 EOF mode of rainfall in summer over south of China from 1979 to 2014

图 4为ZI、EASMI、SASMI、MHI四个夏季风指数与中国同期夏季降水的相关分布, 其中标点区域表示通过95%置信水平。对图 4(a)、(b)比较可看出, ZI和EASMI两个夏季东亚季风指数与中国夏季降水相关分布十分相似, 都与我国东部28°N以北长江流域到华北地区为显著负相关, 28°N以南地区为正相关, 并且EASMI在南方沿海和华南地区的正相关比ZI明显。这也说明了由于东亚季风的复杂性, 其定义要素、范围等的差异, 不同的季风指数对不同地区降水的反映有所差异, 有些地区甚至相关性截然不同。图 4(c)、(d)是SASMI和MHI与同期中国夏季降水的相关关系。从图 4(c)、(d)可以看出, 这两个南亚夏季风指数都与我国东部地区的华南、华北, 云南为明显正相关。黄河上游地区, 四川、重庆为明显负相关。并且MHI的相关性总体强于SASMI。

图 4(Fig. 4)

图 4 1979—2014年东、南亚夏季风指数与中国南方同期夏季降水相关分布 Fig. 4 Distributions of correlation coefficients between WFI、EASMI、SASMI、MHI with the summer rainfall in the south of China from 1979 to 2014

需要指出的是, 夏季东亚季风和南亚季风与我国夏季区域降水的相关关系是不同的, 其相关的范围、性质和强度都存在明显差异。表明我国夏季降水异常同时与东亚季风、南亚季风影响都有密切的关系, 是两大季风系统共同作用的结果。因此, 综合分析东亚季风和和南亚季风的协同影响非常必要。

图 5为1979—2014年IIEI指数与中国南方同期夏季高度场与风场相关检验分布, 其中填色区表示IIEI指数与高度场相关系数通过90%的置信水平; 红色箭头为IIEI指数与风场相关系数通过90%置信水平。从图 5可以看出, IIEI指数和高度场在中国西部, 西南, 南方区域呈很好的相关性, 均通过了90%以上的置信水平, 风场在伊朗高原有一个反气旋中心, 中国南方受偏北风控制, 但风场在中国区域没有通过置信水平检验。表明IIEI指数能够较好反映100 hPa的高度场变化, 但对于100 hPa风场的反映能力偏弱。在500 hPa上, 中国南方受偏南风控制, IIEI指数与风场的相关通过了90%置信水平, 同时, IIEI指数与高度场在中国35°N以南的区域存在很好的相关性, 绝大部分区域通过了90%置信水平。说明IIEI指数能够较好地体现500 hPa高度场和风场的变化特征。在850 hPa上, IIEI指数与低纬西风和控制中国南方的南风有较好的相关性, 通过了90%置信水平, 能够较好地反映控制我国南方地区风场的变化。综上可知, IIEI指数能够较好地反映高层南亚高压, 中层西太平洋副高, 以及南亚季风和东亚季风风场的变化, 而这些系统与中国南方降水的关系密切(陈桂英等, 1990; 杨玮等, 2017), 所以, IIEI指数应该具有较好反映中国南方降水的能力。

图 5(Fig. 5)

图 5 1979—2014年IIEI指数与中国南方同期夏季高度场与风场相关检验分布 Fig. 5 The correlation coefficient field and its significant area between IIEI and wind and height from 1979 to 2014 (JJA)

图 6是1979—2014年IIEI指数与同期中国夏季总降水的相关分布, 标点区域表示通过95%置信水平。从图 6中可以看到, 以35°N为界, 35°N以南地区除云南西北部到西藏东南角、四川盆地西部, 以及华东沿海、海南岛为显著正相关外, 其他地区包括华东、华南、华中、西南大部等为显著负相关。35°N以北的甘肃, 内蒙古中西部为正相关。值得注意的是, 图 6的相关分布特征与图 3中国夏季降水分布EOF第二特征向量十分相似, 图 6在长江中下游地的负相关大值区对应图 3(a)中长江中下游的负大值区。四川盆地、云南西部以及河套地区的为正相关, 图 3(a)中在这些地区也为正值, 四川盆地也都为正的大值区。这表明了综合的IIEI指数能够更好地反映中国夏季降水的主要异常分布特征。同时, 从图 6与图 4比较可知, 综合的IIEI指数比单独的东亚季风指数ZI、EASMI和南亚季风指数SASMI、MHI与中国南方同期夏季降水的相关性有明显改进, 其相关的范围、分布和程度都更加符合实际, 更加显著, 很好体现了亚洲两大季风系统的协同影响。尤其是在区域尺度上, 很好地反映出了青藏高原东侧四川地区降水的气候分布特征: “川西高原-四川盆地西部—四川盆地东部”的“正(负)—负(正)—正(负)”的空间格局。因此, 综合的IIEI指数具有正确表征我国及其区域降水异常分布的能力。

图 6(Fig. 6)

图 6 1979—2014年IIEI指数与中国南方同期夏季降水相关分布 Fig. 6 Distributions of correlation coefficients between summer rainfall anomalies in south of China with the IIEI from 1979 to 2014

从1979—2014年6—8月多年平均月降水距平合成以及IIEI指数月变化趋势(图 7)可以看出, 6月处于我国华南前汛期, 长江中下游以南区域都为正值, 说明降水偏多, 容易出现洪涝, 最大正值区则出现在长江下游以南地区, 降水距平百分率普遍达到了40%, 36年平均的6月IIEI指数为-0.35, 反映出华南地区降水偏多。由于7月上旬处于江淮梅雨的第三阶段, 7月下旬至8月雨带移至华北地区。整个7月, 我国江淮地区和华北地区的降水都偏多, 而华南地区的降水则偏少, 36年平均的7月IIEI指数为0.29, 反映出华南地区降水偏少、华北地区偏多。到8月降水距平百分率负值范围进一步扩大, 我国华南和长江中下游地区皆为负值, 降水都偏少, 这个时段气候平均IIEI指数为1.94, 反映出长江、淮河以南(北)地区降水偏少(偏多)。由此可以得出, 夏季, 当IIEI指数由负变正时, 伴随我国雨带由南向北推进, 且IIEI指数为正(负)时, 长江以南地区降水偏少(多)、以北大部地区降水偏多(少)。夏季IIEI指数的变化很好反映了亚洲夏季风的由南向北推进及其对我国夏季降水异常的重要影响。

图 7(Fig. 7)

图 7 1979—2014年多年6—8月平均月降水距平百分率分布(a~c)和IIEI指数月变化趋势(d) Fig. 7 Multi-yearly monthly mean distributions of June, July, August rainfall anomaly percentage averaged for south of China (a~c) and the variation tendency of IIEI (d)

为了进一步研究IIEI指数与我国区域降水异常的关系, 取IIEI指数标准化时间序列大于1的年份为正异常年, 小于1的为负异常年。则1979—2014年正异常年有1981, 1985, 1986, 1990, 2004和2012年共6年; 负异常年有1980, 1988, 1995, 1996, 1998, 2007, 2008和2010年共8年。

图 8为IIEI指数正、负异常年中国南方夏季降水距平百分率的合成分布, 其中标点区域表示通过95%置信水平。从图 8中可以看出, IIEI指数正异常年, 我国整个江淮流域, 长江中下游及其以南、华北大部地区均为负距平, 且差异显著, 降水普遍偏少, 而其余地区主要为正距平, 正距平最大区域在内蒙古至东北一带。IIEI指数负异常年, 我国整个长江流域、华北都为正距平, 尤其是长江中下游两湖地区是正距平大值区, 达到30%以上, 差异十分显著, 江淮与两广大部地区也为正距平, 降水普遍偏多。但江浙与福建沿海地区、湖南南部为弱的负距平, 降水略偏少。说明江淮地区, 长江流域降水偏多时, 江浙与福建沿海地区、湖南南部降水却偏少。对比可得到, IIEI指数正异常年时, 雨带主要在40°N左右, 内蒙, 华北部分的降水偏多, 而中国南方除西南部分地区外降水均比正常偏少, 而负异常年, 雨带主要在30°N左右, 降水集中在长江中下游和江淮地区。值得指出的是:在IIEI指数正异常的6年中, 除2012年, 其余5年都是中国典型的南方伏旱年, 而在负异常的8年中, 除1995年, 其余7年也都是中国典型的南方洪涝年。可以看出, IIEI指数的异常年与中国南方降水的异常有着很好的对应关系, 同时也表明夏季东亚季风与南亚季风的协同作用对于我国夏季暴雨旱涝灾害有着非常重要的影响。

图 8(Fig. 8)

图 8 1979—2014年IIEI指数正异常年和负异常年我国夏季总降水距平百分率(单位: %) Fig. 8 Distributions of summer rainfall anomaly percentage averaged for south of China in positive anomaly and negative anomaly year from 1979 to 2014. Unit: %

图 9为我国南方降水区垂直速度距平分布(垂直速度已乘以-1)。从图 9中可以看出, 在22.5°N—27.5°N, 正异常年, 华南地区(110°E—120°E)存在明显的异常下沉运动, 不利于降水在此地区形成, 而在西南地区(100°E—110°E)为异常上升运动, 有利于形成降水; 负异常年, 西南地区中低层为异常下沉运动, 华南地区低层为异常下沉运动, 中高层为异常上升运动, 与图 8的降水异常情况符合。在27.5°N—32.5°N, 正异常年, 长江流域都为异常下沉运动, 不利于降水的产生, 下沉运动的最大区域在117°E—120°E, 对应图 8(a)中118°E附近的降水负异常大值区。负异常年, 长江流域为明显的上升运动, 有利于该区域产生降水, 上升运动的大值区在106°E—118°E, 对应图 8(b)中长江流域106°E—118°E的降水正异常大值区。可知, 与IIEI指数变化相联系的垂直速度异常与降水异常有着很好的对应关系。

图 9(Fig. 9)

图 9 IIEI指数正负异常年我国南部降水区垂直速度距平(单位: Pa·s-1, 但数值已乘以-1)剖面 Fig. 9 The composite anomalies of vertical velocity in positive anomaly and negative anomaly years (unit: Pa·s-1, but the value is multiplied by -1)

图 10给出了IIEI指数正、负异常年100 hPa和500 hPa位势高度场和差值场(异常年减气候平均态)分布, 其中标点区域表示通过90%置信水平。从图 10可看出, 正、负异常年对流层高层100 hPa南亚高压中心范围明显不同, 正异常年较负异常年中心范围偏小、位置偏西。在差值场上也可以看出, 正异常年100 hPa高度场较气候平均态为负差值, 南亚高压中心以南为负差值的大值区, 并通过了90%的置信水平, 表明了正异常南亚高压的强度较正常年偏弱, 中心位置偏南偏西。具体来看, 正异常年1680 dagpm等值线东伸脊点位于89°E, 与气候平均态东伸脊点位置94°E向西偏移5个经距。负异常年100 hPa高度场较气候平均态为正差值, 南亚高压中心为正差值的大值区, 说明南亚高压强度偏强。其1680 dagpm等值线东伸脊点在99°E, 较气候平均态向东偏移5个经距。正、负异常年500 hPa上西太平洋副高的范围和强度也明显不同, 正异常年为负差值区, 大值区在中国东南洋面上, 表明正异常年对流层中层500 hPa西太平洋副高中心范围较正常年偏小、强度偏弱、位置偏东偏北。其588 dagpm等值线西伸脊点位置在142°E, 与其气候平均态位置133°E东退9个经距。而负异常年为大片正差值, 西太平洋副高中心范围较正常年偏大、强度偏强、位置偏西偏南。其588 dagpm等值线西伸脊点位置在123°E, 较气候平均态西进10个经距。对比表明, 正异常年, 高层南亚高压偏西、偏小、偏弱, 中层西太副高偏东、偏小、偏弱, 东西方向两者呈现相背的移动态势。而负异常年, 高层南亚高压偏东、偏大、偏强, 中层西太副高偏西、偏大、偏强, 东西方向两者呈现相向的移动态势。这表明南亚高压与副热带高压“相向而来、相离而去”(陶诗言等, 1964)的活动特征是与东亚季风与南亚季风的协同影响密切联系的, 亚洲季风的异常变化是南亚高压与副热带高压耦合演变的重要原因。

图 10(Fig. 10)

图 10 IIEI指数正异常年和负异常年位势高度场(红色线)及其与平均态的差值分布(彩色区)(单位: dagpm) Fig. 10 The composition of positive anomaly and negative anomaly years geopotential heights (red line) and the difference distribution with the mean state (color area). Unit: dagpm

图 11为1979—2014年夏季IIEI指数正、负异常年700 hPa和850 hPa矢量风距平合成分布, 标点区域通过了95%置信水平。从图 11可见, 正异常年, 700 hPa和850 hPa中国东海及其以东都有一个东西向分布的气旋式距平环流, 中心位于台湾以东, 轴线在20°N。其南侧10°N—20°N, 100°E以东均为平直的西风距平, 该西风距平在中国南海和菲律宾洋面上达到最强, 其北侧我国110°E以东, 25°N—35°N为强盛的东风距平, 并随着气旋式距平环流, 东风距平在进入我国东部时转为东北距平气流, 向南深入。700 hPa日本上空和850 hPa日本以东存在一个反气旋式距平环流, 其南侧的东风距平受其影响, 在到达我国东北部渤海时转为西南距平气流, 700 hPa西南距平气流与蒙古上空的气旋式距平环流南侧的西风距平在华北汇合, 一起向北挺进。这样, 由低纬向北进入我国中东部的水汽输送显著减弱, 高纬向低纬扩散南下影响我国的冷风空气也不活跃, 不利于我国中东部大部地区出现降水, 引起少雨干旱。负异常年, 风场形势基本相反, 700 hPa和850 hPa台湾以东有一个东西向分布的反气旋式距平环流, 其南侧为平直东风距平, 其北侧为西风距平, 我国东部地区南半部分受到该环流西部西南距平气流的控制, 说明东亚季风偏强。同时, 日本东南对应存在一个气旋式距平环流, 我国东部地区北半部分受其东北距平气流的控制。总之, 我国东南部的西南距平气流和东北部的东北距平气流在我国东部地区, 尤其是整个长江流域的汇合, 大尺度暖湿空气与干冷空气的相互作用, 有利于这些地区出现降水, 引起暴雨洪涝。

图 11(Fig. 11)

图 11 IIEI指数正异常年和负异常年矢量风(流线)距平合成 Fig. 11 Composite of wind anomaly (streamline) in positive anomaly and negative anomaly years

从1979—2014年夏季平均整层积分水汽通量分布(图 12)可看到, 正异常年, 北半球低纬水汽主要表现为20°N以南的纬向输送特征, 从阿拉伯海向东, 经印度半岛及其南部海洋进入孟加拉湾, 继续平直向东输送。这条水汽输送带有两个大值中心, 一个在阿拉伯海, 另一个在孟加拉湾, 最大值均在500 kg·(m·s)^-1以上, 随后向东进入中国南海转向, 向北输送, 到达20°N以北地区时, 水汽输送已减少至100 kg·(m·s)^-1以下, 能够进入我国的水汽明显变得很少。而负异常年, 北半球低纬水汽主要表现为主体西南向东北输送且局地经向输送的特征, 从阿拉伯海向东输送至孟加拉湾, 此时孟加拉湾水汽由南到北依次变大, 然后水汽输送在中南半岛向北转向进入我国到达长江流域及其以南地区, 这条水汽输送带呈东北-西南向, 三个水汽输送高值区分别在阿拉伯海, 孟加拉湾北部, 以及中国南方, 这种水汽输送将阿拉伯海和孟加拉湾的水汽, 经西南气流输送至我国南方广大地区, 为降水提供了有利的物质条件。同时, 随西太副高西侧的偏南气流向北输送的水汽也到达我国东南沿海, 在此处与西来水汽汇合, 在台湾西北海面形成一个水汽输送大值中心, 也对我国东南水汽供应有积极影响。

图 12(Fig. 12)

图 12 IIEI指数正异常年和负异常年整层垂直积分水汽输送分布[单位: kg·(m·s)-1] Fig. 12 The distribution of vertically integrated water vapor fluxes in positive anomaly and negative anomaly years. Unit: kg·(m·s)-1

图 13是IIEI指数正、负异常年夏季SSTA分布, 标点区域通过95%置信水平。从图 13中可以看到, IIEI指数正异常年中国渤海为正距平, 西太平洋、中国南海均为负距平的大值区。负异常年渤海、西太平洋大部为负距平, 中国南海、日本以南洋面以及菲律宾以东洋面为正距平。结合图 11, 气旋环流大多与海温负距平对应, 反气旋环流与海温正距平对应。中国南海海温为负距平时, 该区域低空为异常偏北风, 中国南方受偏北风控制, 抑制水汽由南向北输送, 长江中下游地区降水偏少, 易出现干旱。中国南海海温为正距平时, 中国南方受偏南风控制, 有利于水汽由南向北输送, 长江中下游地区降水偏多, 易出现洪涝(张琼等, 2003; 张庆云等, 2007)。

图 13(Fig. 13)

图 13 IIEI指数正异常年和负异常年海温距平合成(单位: ℃) Fig. 13 Composite of SSTA in positive anomaly and negative anomaly years. Unit: ℃

总之, IIEI正异常年, 东亚季风较南亚季风偏强。高层南亚高压强度偏弱, 中心位置偏南偏西, 中层西太平洋副高强度偏弱, 位置偏东偏北, 中低层中国东海洋面上为气旋环流, 中国南方在气旋式环流的西北边缘, 受东北风控制。中国南海海温为负距平, 该区域低层为偏北风, 从而抑制了由阿拉伯海和孟加拉湾而来的水汽继续向北输送。到达我国南方的水汽较少, 普遍在100 kg·(m·s)^-1以下, 江淮流域为水汽辐散区。同时, 我国华南、长江中下游地区为异常的下场运动, 导致我国南方大部分地区降水偏少, 容易引起少雨。负异常年, 东亚季风较南亚季风偏弱。南亚高压强度偏强, 中心位置偏东。西太平洋副高强度偏强, 位置偏西偏南, 中国东海洋面中低层存在反气旋环流, 中国南方在反气旋环流的西北边缘, 受到西南风的控制。中国南海海温为正距平, 该区域低层为偏南风, 由阿拉伯海和孟加拉湾而来的水汽, 经偏南气流输送至中国南方广大区域, 并在此与北方南下的干冷气流交汇。我国南方为水汽输送大值区, 江淮流域为水汽辐合区。同时, 华南和长江中下地区为异常的上升运动, 引起中国南方大范围降水异常偏多, 容易引起洪涝。夏季东亚季风和南亚季风的协同变化, 通过影响我国不同地区的垂直速度、环流形势、海温、水汽输送等异常, 由此引起中国南方的降水异常。

利用1979—2014年全国高精度降水资料和欧洲中心ECMWF再分析资料, 分析了中国夏季降水的基本特征, 研究了南亚季风和东亚季风交界面指数IIEI和2个东亚夏季风指数(ZI、EASMI)、两个南亚夏季风指数(SASMI、MHI)与中国夏季降水的关系, 并基于IIEI指数正、负异常年, 对比了环流形势、流场、水汽输送、外强迫等异常及其对中国南方降水的影响。得出以下结论:

(1) 中国夏季降水分布主要表现为以江淮流域为临界地区, 呈现“南正北负”的反位相特征; 或者由南到北呈现“正-负-正”的特征, 分别对应我国南方降水多(少)和北方降水少(多), 或者华南降水多(少)、淮流域降水少(多)、华北降水多(少)的空间变化。

(2) 东亚季风与南亚季风交界面IIEI指数与东亚季风指数呈正相关, 与南亚季风指数呈负相关, 且IIEI指数具有3~5年周期的年际变化。尤其是IIEI指数能够综合反映夏季东亚季风与南亚季风的协同变化及其天气气候的影响, 与中国夏季区域降水异常有着密切的联系

(3) 两夏季东亚季风指数(ZI、EASMI)与我国江淮流域夏季降水相关性较好, 且均呈负相关; 两夏季南亚季风指数(SASMI、MHI)与我国华南夏季降水相关性较好, 且均呈正相关。但东亚季风与南亚季风交界面IIEI综合指数与中国南部地区相关十分显著, 普遍达到了95%以上的置信水平。综合的IIEI指数明显优于单独的东亚夏季风和南亚夏季风指数, 能更好地反映中国夏季降水的主要异常分布特征, 体现亚洲两大季风系统的协同影响, 具有正确表征我国及其区域降水异常分布的能力。

(4) 当IIEI指数增大(减小)时, 除云南西北部到西藏东南角、四川盆地西部, 以及华东沿海、海南岛降水偏多(少)外, 其余中国华东、华南、华中、西南大部地区降水都偏少(多), 由此引起中国区域夏季降水的异常变化, 造成旱涝灾害。IIEI正异常年, 东亚季风较南亚季风偏强。高层南亚高压强度偏弱, 中心位置偏南偏西, 西太平洋副高强度偏弱, 位置偏东偏北。中国南方在气旋式环流的西北边缘, 受东北风控制, 中国南海海温为负距平, 该区域低层为偏北风, 从而抑制了由阿拉伯海和孟加拉湾而来的水汽继续向北输送, 到达我国南方的水汽较少, 普遍在100 kg·(m·s)^-1以下, 江淮流域为水汽辐散区。同时, 我国华南、长江中下游地区为异常的下沉运动, 导致了我国南方大部分地区降水偏少, 引起干旱。负异常年, 东亚季风较南亚季风偏弱。南亚高压强度偏强, 中心位置偏东, 西太平洋副高强度偏强, 位置偏西偏南。中国南方在反气旋环流的西北边缘, 受西南风控制, 中国南海海温为正距平时, 该区域低层为偏南风, 从阿拉伯海和孟加拉湾而来的水汽, 经偏南气流输送至中国南方广大地区, 并在此与北方南下干冷气流交汇。我国南方为水汽输送大值区, 江淮流域为水汽辐合区。同时, 华南和长江中下地区为异常的上升运动, 导致了中国南方大范围降水异常偏多, 引起洪涝。

虽然本文基于夏季东亚季风与南亚季风的协同作用, 综合分析了夏季两大季风系统的相互关系及其对于我国夏季区域降水异常的重要影响, 得到了一些有意义的新认识。但是, 关于夏季东亚季风与南亚季风协同演变的物理过程及其影响我国夏季旱涝异常的内在机制, 还有待于今后进一步深入细致的分析和研究。