2019, Vol. 38
2. 中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心, 北京 100101;
3. 中国科学院大学, 北京 100049;
4. 中山大学大气科学学院, 广东 广州 510275;
5. 中国科学院青藏高原研究所, 北京 100101;
6. 成都气象局, 四川 成都 610071
青藏高原地处26°N—40°N, 73°E—104°E, 平均海拔在4000 m以上, 总面积约250×104 km2, 是世界上平均海拔最高且地形最复杂的高原, 素有“世界屋脊”和地球“第三极”的美誉。青藏高原的隆升强化了海洋和大陆间的热力差异, 加之由于高大地形的动热力影响, 从而形成了相对独立的天气气候单元, 这些要素为亚洲及北半球的大气环流格局奠定了一定基础(吴国雄等, 2004, 2005; 李吉均等, 1998; 钱正安, 1997)。被高原分流的纬向西风带影响北半球中低纬度地区的大气环流场(Prandtl et al, 1934; Murakami, 1981), 加强欧亚大陆的热力作用对大气环流的影响, 形成的环流形势具有亚洲区域特色(王同美等, 2008; 周秀骥等, 2009), 世界上最强的季风区也因此而诞生(吴国雄等, 1999; 毛江玉等, 2006; 施雅风等, 1998; 郑度等, 2006)。
20世纪50年代后期, 高由禧等(1958)在高原北部地区发现存在一块“季风区”, 但当时还不能用海陆热力差异来解释这个现象, 随后徐淑英等(1962)指出青藏高原地区存在着一种季风现象有别于东南季风和西南季风, 并且对这一季风现象的成因作了假设。认为对自由大气而言, 高原是一个特殊的热力系统, 高原季节性热力作用的变化可能会引起类似海陆风的现象和季节性的热力气压系统, 并引起了热低压和冷高压的季节变换。之后, 汤懋苍等(1979)在分析探空资料和地面数据观测资料的时候, 发现高原主体夏季是一个热低压, 冬季是一个冷高压。在1962年甘肃省气象年会上高由禧等首次提出了“高原季风”的概念, 指出高原主体上气压系统的季节性变化是高原对大气热力作用的结果, 基于近地面层的山谷风之上, 气流具有相反的年变化形成的“高原季风”是不同于东南季风和西南季风的一种新的季风现象。随着高原观测资料增多, 汤懋苍等(1979)、叶笃正等(1979)分析了高原季风的结构及其气压场、降水场以及温度场的平均特征, 证实了高原上的气压自成体系, 汤懋苍等(1984)在对美国西部的高原季风研究中发现其基本特征与青藏高原季风一致, 自此高原季风现象被科学界所广泛认可并受到国内外学者的关注。
汤懋苍等(1984)定义高原季风指数(Plateau Monsoon Index, PMI)为研究高原季风的季节、年际变化, 以及定量估计高原季风对天气气候的影响奠定了基础。由于最初提出的传统高原季风指数没有考虑到大气活动中心位置变动对高原季风变化带来的影响, 而高原近地层低压系统中心位置对高原季风的影响是不可忽视的, 荀学义等(2012)在传统高原季风指数的基础上引入王盘兴等(2007)的高原近地层气压系统中心位置参数, 定义了一个既能反映高原季风强度变化, 又可以反映其位置变动的季风指数——动态高原季风指数(Dynamic Plateau Monsoon Index, DPMI)。
我国幅员辽阔, 大部分国土处于东亚季风区内, 雨带在东部地区的进退、雨季的长短还有夏季雨型结构、旱涝变化都与东亚夏季风的进退过程及其变化密切相关(涂长望等, 1944; Ding et al, 1994; Tao et al, 1987; Huang et al, 2003)。因东亚季风的移动和变化对于中国的天气和气候具有非常大的影响, 尤其东亚季风的异常变化会增大中国地区旱涝灾害和冷害的发生的可能性, 所以国内的学者对于东亚季风的研究工作非常重视。早在20世纪50年代, 陶诗言等(1958)已经从大气环流的动力变化和热力变化方面来研究季风, 认识到是海陆分布、辐射变化、大气环流的调整和地形等多种因素的综合作用建立了季风。直到1979年进行的MONEX实验(Monsoon Experiment)和青藏高原科学实验才开始对季风季节变化过程及其有关机理进行较为深入的研究(章基嘉, 1988)。中国现代气象科学奠基人竺可桢(1934)率先指出了东亚季风对中国降水有重要的影响; 10年后, 涂长望等(1944)发现东亚夏季风的进退会影响中国雨带的季节内变化; Tao et al(1985, 1987)、陈隆勋等(1991)以及Ding(1994)对东亚夏季风环流的结构及其特征做了系统性的研究。为更好的研究东亚季风的季节变化和年际变化, 学者们定义了多种可以表征东亚季风强弱的指数, 但是由于东亚季风覆盖范围广阔、结构复杂, 在这众多指数中尚无较为一致受众度广、可客观定量描述季风变化情况的指数。李建平等(2005)认为Zeng et al(1994, 2000)定义的标准化风场季节变率(seasonality)是最直接且简单明了可以反映出环流基本特性的指标, 曾庆存等(1992)还定义了季风强度I用于反映东亚季风年际变化等指标。在曾庆存等(1998)的研究基础上, Li et al(2002, 2003a, 2003b)利用新的资料重新计算, 并按照区域划分将计算得出的平均动态标准化季节变率分别定义为南亚夏季风指数(6—9月)、东亚夏季风指数(6—8月)、南海夏季风指数(5—10月)和非洲夏季风指数(5—9月)。
白虎志等(2001)通过对高原季风指数与西北地区月降水量遥相关关系的分析发现高原冬季风、夏季风同西北区域夏季月降水相关显著, 6月西北夏季月降水量受高原季风的影响最为相助; 我国高原东部, 高原夏季风越强, 长江中下游地区降水偏多, 华北地区降水偏少(齐玉磊等, 2015)。叶许春等(2018)发现东亚夏季风和南海夏季风间的相互作用对长江中下游夏季降水量产生重要影响。Si et al(2009)、Zhu et al(2011)、黄荣辉等(2013)以及丁一汇等(2018)通过研究发现东亚夏季风可以影响我国东部季风雨带的移动, 当东亚夏季风强度异常偏强时, 中国雨带位于我国华北东北地区明显偏北; 而当东亚夏季风强度减弱, 雨带则南移至江淮地区。即高原季风和东亚夏季风均会对我国的降水产生影响。
我国地处东亚季风区且青藏高原主体位于我国西南部, 东亚季风对于我国气候的影响作用不言而喻, 雨带在东部地区的进退、雨季长短都与东亚夏季风的强度、起止时间和变化过程密不可分。已有许多学者高原季风和东亚季风对我国的雨带位置变化、雨季长短、降水量的影响做了深入研究, 但是对于东亚夏季风演变规律同高原季风之间的关系的探索尚不多见。本文通过分析高原季风和东亚夏季风之间指数的关系, 位势高度场、温度场的变化, 研究二者的形态及位置, 对高原季风和东亚夏季风之间的关系进行了初步探索。
2 资料和方法 2.1 资料选取计算高原季风指数是使用的资料ERA-Interim是ECMWF继ERA-40之后新推出的一套再分析资料, 它在原始的资料上进行了改进, 由原来的三维同化系统升级为四维同化系统, 且引入了更多卫星观测资料和地面观测资料, 在陆面过程的物理过程方面也有所改进, 升级后的新资料较原来的资料在精度和水平分辨率上均有所增加。本文采用1988—2017年间分辨率为1.5°×1.5°的ERA-Interim Monthly Means of Daily Means 600 hPa的位势高度场、风场、温度场再分析资料。Monthly Means of Daily Means是每个月一个数据, 即先对每一天4个时次[00:00(世界时, 下同), 06:00, 12:00和18:00]做了日平均, 再进行月平均而得到的。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)2948号的世界地图制作, 底图无修改。
还利用了Li et al(2003a, 2003b)计算的1948—2017年的东亚夏季风指数(East Asian Summer Monsoon Index, EASMI), 东亚夏季风指数(EASMI)是利用东亚季风区(10°N—40°N, 110°E—140°E)区域内6—8月的850 hPa月平均风场资料计算得出的动态标准化变率指数。
2.2 动态高原季风指数DPMI计算方法动态高原季风指数(Dynamic Plateau Monsoon Index, DPMI)是Xun et al(2012)在传统高原季风指数(TPMI)的基础上利用王盘兴等(2007)定义球面上单个气压系统中心位置的方法确定高原近地层气压系统中心位置参数, 定义的一个既能反映高原季风强度变化, 又能反映位置变动的季风指数。
具体公式如下:
| $ \begin{aligned} \mathrm{DPMI}=& H^{\prime}(\lambda-\Delta \lambda, \varphi)+H^{\prime}(\lambda+\Delta \lambda, \varphi)+H^{\prime}(\lambda, \varphi-\\ & \Delta \varphi)+H^{\prime}(\lambda, \varphi+\Delta \varphi)-4 H^{\prime}(\lambda, \varphi) ,\end{aligned} $ | (1) |
式中: (λ, φ)为低压系统的中心位置对应的经纬度; Δλ、Δφ分别取9个经度和6个纬度; H′是低压系统中心的位势高度距平。
3 结果分析 3.1 高原季风指数的季节变化特征利用1988—2017年的ERA-Interim位势高度再分析资料计算出的逐月动态高原季风指数(DPMI)是一个代表高原季风的强度指数。由于控制青藏高原地区的气压系统冬季是冷高压, 夏季为热低压, 因而DPMI在冬季一般小于零, 夏季大于零。所以在冬季指数越大(小), 冬季风越弱(强); 夏季指数越大(小), 夏季风越强(弱)。
从经过标准化处理的DPMI的季节变化曲线(图 1)可知, DPMI在2—4月期间略有波动, 于4月后升至零上, 至6月达到最大值后逐步减弱至10月低于零。在4—10月DPMI为正值, 这一阶段恰好与高原夏季风盛行阶段(白虎志等, 2001; 徐淑英等, 1962)相对应。
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图 1 1988—2017年标准化DPMI的季节变化 Fig. 1 Seasonal changes in standardized DPMI during 1988 —2017 |
2月之后, 由于地表开始逐渐回暖, 地表对大气的加热能力慢慢增强, 进而使得高原近地面层的对流作用增强, 近地层的低压闭合系统因此也逐渐形成, 高原季风强度逐渐加强。因此这一时期的高原季风指数数值也逐渐增大, 由负值渐渐转为正值; 5—6月正值春末夏初, 夏季雨季开始, 云量增多, 导致日照时数减短, 高原地面的热力作用开始慢慢减弱, 高原季风指数的增长趋势减缓直至升至顶峰; 6月高原季风指数达到峰值之后, 伴随太阳南移, 太阳高度角逐渐减小, 高原近地面的热力作用缓慢减弱, 近地层的对流作用也开始缓慢减弱, 对应的高原季风指数数值逐渐减小; 同期伴随着雨季的南移, 高原夏季风一直呈减弱的趋势, 直至10月高原季风指数由正值变为负值, 标志着高原夏季风结束, 冬季风开始。
3.2 高原近地层气压系统的季节性变化特征高原上升气流的下沉补偿区位于高原北侧, 所以高原北侧的气压系统同高原近地层的气压系统具有相似明显的季节性变化特征。从高原地区的600 hPa位势高度场和风场在1月、4月、7月和10月的多年平均空间分布(图 2)可以看出, 1月[图 2(a)]高原和周边地区上空的位势高度线较为平直, 高度场由北向南增加, 位势梯度方向由南指向北。高原的西北侧和东南侧各有一较弱的高压脊, 随时间变化, 两个高压脊逐渐加强; 受柴达木盆地区域的地面热力作用的影响, 空气加热辐合上升, 在其上空形成低压槽, 逐步向西南方向推进, 且逐渐加强。4月[图 2(b)], 位于高原西北侧的高压不断加强并向东部方向偏移, 脊线原是南北方向变至东西方向, 占据高原的北部边缘; 在高原柴达木盆地区域形成的低压槽也进一步加强并向西南方向移动, 由原先初始的竖槽转变为一个横槽, 高原的主体地区均在其控制之下。即高原中部为一个深槽, 南北两侧各有一强度较小的高压脊, 高原北部的位势高度梯度减小, 南部位势高度梯度增大, 在高原中部地区出现明显风切变。到了7月[图 2(c)], 受热力作用影响, 风场为气旋式弯曲, 上升气流在近地层低压槽的内部辐合加强, 能量源源不断地输送至高空, 使得低压槽内出现闭合系统, 形成了闭合低压; 而在高原北侧, 下沉的补偿气流随之加强, 高压脊内亦出现闭合系统, 形成闭合高压, 这一气压系统有利于高原北部生成北风或东北风, 南部形成南风。10月[图 2(d)]随着季节变化, 高原地面热力作用减弱, 上升气流减缓, 闭合低压向东北方向移动且强度也随之减弱, 高原北部的闭合高压也逐渐向西南方向减弱并退出。秋季过后, 高原近地层北侧的高压系统向西南方向移动并逐渐减弱至消失, 低压系统向东北方向移动并逐渐减弱至消失, 高原及周边地区又重新处于较为平直的等高线的控制之下。正如Xun et al(2012)所提出的, 高原近地层的气压系统和北部气压系统的生成、发展、消亡的过程, 其变化方式如同一个横放在高原上空的“跷跷板”, 在近地层的低压系统加强时, 同期对应北部的高压系统也加强; 反之当近地层的低压系统减弱时, 位于高原北部的高压系统也减弱。
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图 2 1月(a)、4月(b)、7月(c)和10月(d)高原地区600 hPa位势高度场(等值线, 单位: dagpm)和风场(矢量, 单位: m·s-1)的多年平均空间分布 Fig. 2 The average spatial distribution of the 600 hPa geopotential height field (contour, unit: dagpm) and wind field (vector, unit: m·s-1) in the plateau in January (a), April (b), July (c) and October (d) |
在分析位势高度场变化的同时也关注热力作用对于高原上空大气环流的影响, 高原地区的600 hPa温度场在1月、4月、7月和10月的多年平均空间分布(图 3)显示, 1月[图 3(a)]温度场在高原及其周边地区呈纬向分布, 温度由南向北递减, 仅在高原中心区域存在一个小范围的高温中心, 对应图 2(a)的位势高度场看, 位势高度线较为平直, 高原及其周边地区处于较为稳定的西风控制之下。4月[图 3(b)]高原中心的高温中心影响范围扩大, 高原东西两侧原来的纬向分布出现径向波动, 同时对比图 2(b)可看出, 位于高原西北侧的高压加强并向东部偏移, 脊线由南北方向变至东西方向; 在柴达木盆地地区的低压槽也加强并向西南方向移动, 由竖槽转为横槽, 即高原中部为一个深槽, 南北两侧各有一强度较小的高压脊。7月[图 3(c)]温度径向波动的覆盖范围进一步扩大至东亚地区, 在高原西侧亦形成一个高温中心; 从相对应的位势高度场[见图 2(c)]可见, 西风在经过高原上空温度出现径向波动的区域后被分为南北两支, 位势高度场在高原中心出现闭合系统, 形成了闭合低压, 在高原北侧, 形成闭合高压; 后南北两支绕过高原后汇合。到了10月[图 3(d)], 高原及其周边地区上空出现的温度进行波动范围变小, 在南亚及东亚区域范围存在一个梯度较小的径向波动; 对比同期的位势高度场[见图 2(d)], 随着季节变化, 高原及其周边地区上空的温度径向波动变小, 高原北侧的高压系统向西南方向移动并减弱至消失, 低压系统向东北方向移动并减弱至消失, 高原及周边地区又重新处于较为平直的等高线的控制之下。可以看出高原的热力作用对于大气环流的影响极为重要, 地面的热力情况一旦发生变化, 高空的位势高度场随即发生相应的变化。
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图 3 1月(a)、4月(b)、7月(c)和10月(d)高原地区600 hPa温度场(等值线, 单位: ℃)的多年平均空间分布 Fig. 3 The average spatial distribution of the 600 hPa temperature field (contour, unit: ℃) in the plateau in January (a), April (b), July (c) and October (d) |
东亚夏季风指数(EASMI)是利用东亚季风区(10°N—40°N, 110°E—140°E)区域内6—8月的850 hPa月平均风场资料计算得出的动态标准化变率指数。图 4是标准化DPMI和EASMI的年际变化, 二者在1988—2017年都具有明显的年际变化。DPMI在30年间总体呈略微上升趋势, 而EASMI呈线性减弱趋势。对比分析来看, 两个季风指数分别在季风弱年(1988, 1996, 1998, 2000, 2006, 2007和2010年)和季风强年(1997, 1999, 2009和2012年)表现出一致性。
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图 4 标准化动态高原季风指数(DPMI)和东亚夏季风指数(EASMI)的年际变化 Fig. 4 Interannual variation of the standardized Dynamic Plateau Monsoon Index (DPMI) and East Asian Summer Monsoon Index (EASMI) |
为探究DPMI同EASMI之间的关系, 计算二者的Pearson相关系数。鉴于EASMI仅有每年6—8月的数据, 所以截取DPMI中相同样本数同EASMI作分析, 分别计算DPMI较EASMI(6—8月)提前两个月(4—6月)、提前一个月(5—7月)、同期(6—8月)、滞后一个月(7—9月)以及滞后两个月(8—10月)的Pearson相关系数(表 1)。从表 1中可以看出, DPMI和EASMI存在一定的超前正相关性和滞后负相关, 其中DPMI比EASMI超前两个月(4—6月)的相关关系最为显著, 正相关系数达到0.427, 通过了0.01的信度检验。在表 1中还列出了在1988—2017年共30年间DPMI和EASMI的同号率, 其中DPMI超前EASMI两个月二者指数同号率最高, 表明高原季风同东亚夏季风的相关性还是较为明显, 即高原季风对东亚夏季风有一定的指示意义。
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表 1 动态高原季风指数(DPMI)同东亚夏季风指数(EASMI)相关系数及同号率 Table 1 Correlation coefficients and same rate between DPMI and EASMI |
Tao et al(1987)曾指出南海季风的爆发标志着东亚季风的来临, 亚洲季风最先在南海地区爆发, 最早在4月下旬爆发, 最晚于6月初爆发, 平均发生在5月中旬, 比高原夏季风晚一个月。东亚夏季风的建立与撤退都应以底层越赤道气流方向的转换为标志(朱乾根等, 2000), 即4—5月时当越赤道气流从偏北风转为偏南风时, 也就是过赤道径向垂直环流从南部上升北部下沉转为北部上升南部下沉之时, 东亚夏季风开始建立; 东亚夏季风在南海爆发后经过两次阶段性北进和三次停滞, 最终在7月中旬, 东亚夏季风到达华北地区和东北地区。停留一段时间后在8月中旬向南方撤退, 半月内南撤至华南地区, 以越赤道气流从偏南风转为偏北风, 也就是过赤道径向垂直环流从北部上升南部下沉转为南部上升北部下沉时, 东亚夏季风完全撤退。
同期, 从图 1 DPMI的季节变化中可以看出, 高原夏季风从4月开始形成, 气流从一致的西风转为气流从高原南北两侧流向高原中心, 6月时季风强度最大, 高原中部形成一个低压中心, 出现明显风切变, 后随季节变化10月闭合低压向东北方向移动且强度也随之减弱, 高原北部的闭合高压也逐渐向西南方向减弱并退出, 高原及周边地区又重新处于西风的控制之下。
从DPMI夏季风阶段(4—10月)与同期600 hPa位势高度场的相关系数空间分布(图 5)中可以看到, 中纬度受东亚季风影响区域的位势高度场和青藏高原中心的位势高度场是正相关的, 可以认为在高原夏季风和东亚夏季风盛行期的位势高度场呈正相关的。
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图 5 动态高原季风指数(DPMI)夏季风阶段与同期600 hPa位势高度场相关系数(等值线)的空间分布 Fig. 5 Correlation coefficients (contour) between the DPMI and 600 hPa geopotential height field during the same period |
从指数关系上了解到高原夏季风的形成时间早于东亚夏季风平均的爆发时间, 6月高原季风的强度达到峰值, 之后随季节变化而减弱; 东亚夏季风从8月后开始向南撤退, 较高原夏季风晚两个月, 即高原夏季风的形成与消亡的整个过程都早于东亚夏季风, 但不可忽视青藏高原的热力作用对高原夏季风和东亚夏季风的影响。
白彬人等(2016)指出高原热力作用的强度对高原夏季风的爆发具有一定指示意义, 前期2月高原的热力作用偏强将会导致高原夏季风的爆发偏早, 且爆发初期强度也偏强。也从之前的分析得知, 高原夏季风的变化同高原的热力作用有着密不可分的联系。
夏季, 东亚地区存在着一个明显的经向垂直环流闭合圈, 称其为东亚夏季风经圈环流。4—6月[图 6(a)~(c)]随着高原上空的高温中心影响范围扩大, 高原西北侧的高压一并加强, 范围不断扩大, 高原季风形成; 7月[图 6(d)]高温影响范围进一步扩大, 东亚夏季风经圈环流向北推进; 8月高温中心的影响范围向北方扩张, 东亚夏季风的经圈环流东移, 后随季节变化, 高原上空的高温影响范围缩小, 东亚夏季风的经圈环流又向南移动, 东亚冬季风开始。由此可见, 东亚夏季风同高原的温度场息息相关, 高原的温度场变化对于高原季风及东亚夏季风的影响是相当重要的。
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图 6 高原及东亚地区600 hPa温度场(等值线, 单位: ℃)和风场(矢量, 单位: m·s-1)在4—9月(a~f)多年平均空间分布 暖色线代表零上温度, 冷色线代表零下温度 Fig. 6 The average spatial distribution of the 600 hPa temperature field (contour, unit: ℃) and wind field (vector, unit: m·s-1) in the Plateau and East Asia from April to September (a~f) |
利用1988—2017年ERA-Interim的位势高度场资料, 计算了动态高原季风指数(DPMI), 结合东亚夏季风指数(EASMI)以及温度场和风场的再分析资料, 初步探讨了高原季风与东亚夏季风的关系, 得到以下主要结论:
(1) 高原夏季风从4月开始逐渐形成, 暖性低值系统在高原上生成; 6月暖性低压系统形成并达到最强, 且高原夏季风的强度达到最大, 高原中部底层大气形成了一个强低压中心, 高原上空风场由西风控制转变为由气旋性环流控制; 10月以后暖性闭合低压系统向东北方向移动且强度也随之减弱并退出, 高原及周边地区又重新处于西风的控制之下。
(2) DPMI和EASMI具有明显的年际变化特征, DPMI在30年间呈现略微上升的趋势, EASMI呈线性减弱趋势, 在关键年高原夏季风和东亚夏季风的强度表现一致。
(3) 中纬度受东亚季风所影响区域的位势高度场和青藏高原区域的位势高度场均处于同一正相关区域, 而且超前两个月的DPMI同EASMI的相关系数最大, 表明高原夏季风对东亚夏季风有一定的指示意义。
(4) 东亚夏季风经圈环流受高原温度场变化的影响, 高原变热, 东亚夏季风经圈环流北移, 高原变冷, 东亚夏季风经圈环流向南回归; 且高原夏季风的低压系统与高原温度场变化的关系密切。
本文关于高原夏季风同东亚夏季风之间的关系仅进行了初步探索, 关于其二者如何相互影响和大气环流的变化特征还有待进一步研究。
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2. Center for Excellence in Tibetan Plateau Earth Science, Chinese Academy of Science, Beijing 100101, China;
3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
4. School of Atmospheric Sciences, Sun Yat-Sen University, Guangzhou 510275, Guangdong, China;
5. Institute of Tibetan Plateau, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China;
6. Chengdu Meteorological Administration, Chengdu 610071, Sichuan, China