2 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京 210044
2 Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044
青藏高原是我国最大、海拔最高的高原,它独特的地理条件决定了其在天气气候变化中与众不同的影响作用。高原素有“湿池”之称 (朱福康,2000),夏半年600 hPa以上的水汽分布场上,青藏高原是大值中心 (王霄等,2009),高原南侧可降水量的最大值可以达到14 mm,高原东南部则是一个明显的高湿中心。青藏高原“湿池”对我国夏季水汽输送有非常重要的作用。它是我国东部和北部地区水汽输送的“转运”站 (徐祥德,2009),不仅为长江流域梅雨的形成提供了重要的水汽来源 (Xu et al., 2003;徐祥德等,2003),还是长江中下游地区旱涝、暴雨 (Xu et al., 2008;丁一汇和胡国权,2003;胡国权和丁一汇,2003;周玉淑等,2005),以及2008年中国南方冰冻雨雪等灾害性天气气候的上游水汽输送关键区 (施晓晖等,2009;黄艳等,2010)。高原东南部的“水汽转向点”与长江上游西南异常降水区域相吻合 (苗秋菊等,2004);高原东部及附近地区的水汽收支对周边降水有重要影响 (周长艳等,2005;施小英和施晓晖,2008)。同时,在夏季高原热源的作用下,青藏高原成为了对流层水汽输送到平流层的重要通道 (Fu et al., 2006;杨健和吕达仁,2003;Ye et al., 1998;Gettelman et al., 2004)。此外,全球气候变化背景下,青藏高原的大气水循环过程和对周边及下游地区降水产生的影响都发生了一定的变化 (周长艳等, 2006, 2009, 2010)。
关于夏季高原“湿池”的水汽源地,江吉喜和范梅珠 (2002)在分析了1998年夏季水汽输送后指出,高原上的水汽来源是孟加拉湾和阿拉伯海,并且主要从85°~95°E地区进入高原。黄福均和沈如金 (1984)研究表明,夏季高原的水汽除了来自南海或孟加拉湾以外,在高原西南部还存在着一条重要的水汽通道;Tetsuo和陈隆勋 (2000)通过个例分析指出夏季青藏高原的水汽输送通道主要有两条,一条是从高原东南部进入高原,另外一条在高原西部80°E附近。王霄等 (2009)的研究也指出,除了来自南海-孟加拉湾的东南侧水汽输送外,还有阿拉伯海-孟加拉湾水汽通过西南侧和喜马拉雅山中段进入高原。以上研究都表明,水汽的主要通道是高原东南、西南侧,孟加拉湾、南海及印度洋等地是夏季高原水汽的重要来源。那么,海洋热力异常是否会通过影响水汽来源和水汽输送通道进而影响高原水汽收支?
印度洋海温异常对夏季东亚大气环流有重要的影响。厄尔尼诺次年夏季,印度洋海温增暖可以通过激发Kelvin波,引起异常西太平洋反气旋,从而影响低层水汽输送 (Wu et al., 2009, 2010)。谷良雷等 (2006)研究发现4月阿拉伯海海温越高 (低),南亚夏季风越强 (弱),春季的阿拉伯海海温对南亚夏季风的预报很有意义。热带印度洋海温的增暖 (变冷) 通过海气相互作用激发印度洋-西太平洋异常的Walker环流圈,加强 (减弱) 西太平洋副热带高压 (简称西太副高) 的强度,进而有利于南海夏季风爆发的推迟 (提早)(袁媛和李崇银,2009;梁肇宁等,2006),而南海夏季风对东亚大陆地区水汽输送有非常重要的影响 (谢安等,2001;柳艳菊等,2005;任保华等,2007)。此外,前人研究已经指出,印度洋海温异常与高原夏季降水也有一定的关系。前期春季 (同期夏季) 印度洋海温呈现负 (正) 距平时,印度夏季风偏强 (弱),青藏高原夏季降水偏多 (少)(假拉和周顺武,2003)。前冬印度洋海温的偶极振荡与高原汛期降水和温度也有一定的关系 (刘青春等,2005)。
以上研究表明,印度洋海温异常对青藏高原夏季气候以及东亚大气环流都有一定的影响,那么它与高原“湿池”又有什么样的联系呢?本文试图通过时滞相关的办法,研究印度洋海温与高原“湿池”水汽含量的关系,从而找到能够预测高原“湿池”水汽异常的稳定的前期信号,进而讨论这种前期信号影响青藏高原“湿池”的可能原因,为研究高原“湿池”异常对我国天气气候的影响做好铺垫。
2 资料与方法 2.1 资料选取以往夏季青藏高原水汽的计算大多采用的是NCEP/NCAR的湿度资料,垂直分层较少 (600 hPa以上只有8层),水平分辨率较低 (2.5°×2.5°)。本文采用ERA-Interim (ECMWF interim reanalysis) 的比湿资料通过积分来计算水汽含量,垂直分层有14层,水平分辨率为1.5°×1.5°,资料精度较高。选取的研究范围为 (25.5°N~40.5°N, 73.5°E~105°E),时段为1979~2011年。海表温度资料选用Met Office Hadley Center提供的逐月历史海表温度资料 (Rayner et al., 2003),时段为1979~2011年,水平分辨率为1°×1°;环流资料采用ERA-Interim提供的1979~2011年逐月再分析资料,要素包括:U风场、V风场、w场、比湿场、地面气压场、海平面气压场、位势高度场等,水平分辨率均为1.5°×1.5°,以及美国NOAA提供的1979~2011年逐月向外长波辐射 (OLR) 场资料,水平分辨率为2.5°×2.5°。
2.2 方法简介(1) 计算青藏高原“湿池”的水汽,即计算单位面积气柱中的总水汽含量 (大气可降水量,单位:mm):
$W = - 1/g\int_{{p_s}}^p {q{\rm{d}}p} ,$ | (1) |
水汽通量:
$\mathit{\boldsymbol{Q = }} - 1/g\smallint _{{p_{\rm{s}}}}^pq\mathit{\boldsymbol{V}}{\rm{d}}p,$ | (2) |
其中,g为重力加速度,q是比湿 (单位:kg kg-1),ps为地表面气压 (单位:hPa),p为大气顶部气压 (单位:hPa),V为风矢量。为了体现青藏高原上空水汽的特征,参考王霄等的研究 (2009),在进行整层积分时,若地表面气压ps大于等于600 hPa,将ps取为600 hPa,当ps小于600 hPa时,p不变;p取为100 hPa。另外,夏季水汽是指将6~8月的水汽含量进行平均。
(2) 在全球变暖背景下,印度洋-西太平洋海温 (Wang and Mehta, 2008) 和夏季青藏高原水汽都有明显的年代际线性增长趋势。本文在分析两者相关关系时,为避免线性趋势对相关结果的影响,将计算得到的海温场和夏季青藏高原水汽先进行去除线性趋势处理。
(3) 所用统计方法包括经验正交函数分解 (EOF)、时滞相关分析、合成分析以及回归分析等。
3 夏季青藏高原水汽的时空分布图 1为青藏高原夏季 (6~8月) 水汽 (去趋势后) 的EOF分解前两个模态特征向量空间分布及其时间系数的演变。由第一模态 (图 1a) 可以看出,青藏高原夏季水汽呈现东西反向型分布,其方差贡献率为33%,表明东西反向型分布是青藏高原夏季水汽去除年代际线性趋势后的主要特征。第一模态对应的时间系数 (PC1,如图 1b所示) 能够反映第一模态的年际变化特征,时间系数的正 (负) 位相分别对应高原水汽东多 (少) 西少 (多) 的分布型。第二特征向量的分布如图 1b所示,呈现全区一致型分布,大值区位于高原西南部,并呈西南向东北递减的形势,其对应的时间系数 (图 1d) 的正 (负) 值分别对应青藏高原范围内水汽一致偏多 (少)。第二模态的方差贡献率仍然能达到28%,表明第二模态所表征的分布型仍然具有重要的研究意义。本文重点关注青藏高原水汽全区一致型的变化及其影响因子,因此主要关注第二模态,有关第一模态的研究及其与第二模态的区别在以后的工作中开展。所以,本文将第二模态对应的时间序列作为表征青藏高原夏季水汽的指数 (Tibetan Plateau Water Vapor Index,简称TPWVI)。
为了寻找高原夏季水汽与海洋热力异常的关系,首先将海温场去除了线性趋势,计算了TPWVI与前期各月 (前一年11月至当年6月) 印度洋海温的相关系数,如图 2所示。结果表明,从前一年秋末开始,在印度洋的部分地区已经出现了一定的正相关,相关系数通过了95%的信度水平。该相关区显著发展并一直维持到当年5月份,并在3~4月相关系数绝对值达到了最大,通过99%信度水平的区域也达到最大。以上结果表明,前期印度洋海温与高原水汽相关显著,可以作为夏季高原水汽很好的前期预测信号。因此选取3~4月作为高原夏季水汽的前期预测关键时段,相关大值区 (5°S~20°N,45°E~75°E) 作为前期预测关键区。将关键区 (5°S~20°N,45°E~75°E)3~4月海温进行标准化,定义为海温指数 (SST Index,简称SSTI)。
图 3为夏季青藏高原水汽指数TPWVI (实线) 与海温指数SSTI (虚线) 的时间序列,由图可见,二者存在明显的正相关,相关系数达到了0.53,通过了99%的信度水平。取SSTI大于0.8的年份为暖水年 (表示该年3~4月关键区海温异常偏高),取海温指数小于-0.8的年份为冷水年 (表示该年3~4月关键区海温异常偏低)。从图 3中可见,暖水年包括1981年、1988年、1998年、2003年、2010年,冷水年为1985年、1989年、1992年、2008年、2011年,暖 (冷) 水年对应着当年夏季高原水汽偏多 (少)。因此,前期3~4月关键区海温异常偏高 (低) 是预报高原夏季水汽的一个很好指标。
大气环流异常是导致夏季高原水汽异常的直接原因。为了进一步揭示前期海温异常与夏季高原水汽的关系,本文分别计算了暖、冷水年夏季大气环流的合成差值场 (暖水年减去冷水年) 以及SSTI回归的夏季大气环流异常场 (图略),回归场上的环流分布与差值场基本一致。
通过分析水汽输送通量可以直接了解高原上空的水汽来源和输送途径,如图 4所示。由图可知,赤道以北存在较强的反气旋水汽输送通量,该反气旋不仅控制着东亚-西太平洋地区,还影响着孟加拉湾地区附近的水汽输送。菲律宾岛附近存在显著的东风异常,将西太平洋、南海等地的水汽向西输送到中南半岛,并在此分成两支。一支在西太平洋反气旋西侧的南风作用下向北主要输送到我国中南部大部分地区;另外一支则继续在东风异常的作用下向西输送,将来自西太平洋、南海以及孟加拉湾的水汽输送至印度半岛,并在孟加拉湾附近反气旋切变的作用下转向通过高原西南侧进入青藏高原地区,并且沿着高原南侧向东输送,造成高原水汽增多。因此,暖水年高原水汽异常偏多的输送通道可总结为西太平洋、南海-中南半岛-孟加拉湾、印度半岛-青藏高原,输送过程中水汽通量均通过了95%的信度水平。正是这样一条水汽通道,将西太平洋的水汽源源不断地输送到高原上空,赤道附近显著的东风异常起到了至关重要的作用。
造成上述异常水汽输送通道的环流场是怎样的?本文从暖、冷水年的差值图上来进行分析。500 hPa高度场 (图 5a) 上、东亚大陆地区以及赤道西太平洋地区为正异常,西太副高明显增强,并通过了95%的信度水平。暖、冷水年对应的5880(单位:gpm) 线有较大差异,与冷水年相比,暖水年的5880线范围更大,西伸脊点位置更加偏西。为了验证结果,将SSTI与夏季环流指数中的西太副高强度和西伸脊点指数做相关,相关系数分别为0.44和-0.47,均通过了99%的信度水平,表明前期关键区海温偏暖时,夏季西太副高强度更强,位置也更加偏西,有利于低层反气旋及其南侧东风异常的维持和水汽的向西输送。
与高度场相对应,600 hPa风场图上 (图 5b),西太平洋反气旋环流明显存在,表明该地区低层辐散。赤道附近是显著的东风异常,将西太平洋、南海和孟加拉湾 (夏季青藏高原的水汽源地) 的暖湿气流向西输送到印度半岛,并在此转向为异常南风,形成反气旋式切变,有利于将水汽输送到青藏高原。赤道印度洋地区为异常西风,与西太平洋赤道附近的东风异常在东印度洋附近汇合,有利于该地区产生异常的对流上升运动。600 hPa风场图的结果与水汽通量的分布形势相一致,表明中低层风场是影响高原水汽输送的重要原因,其中,赤道异常东风更是主要因素。与低层反气旋相对应,高层100 hPa风场 (图 5c) 上,西太平洋地区为气旋性环流所控制,高层辐合,低层辐散,高低层配合促使该地区对流减弱,有利于下沉运动的发展;东亚地区高层为反气旋环流所控制,表明南亚高压强度偏强,高原高层辐散增强,加强抽吸作用,有利于中低层水汽的辐合,最终导致高原上空水汽异常增多。
有了以上环流场的结果,那么前期印度洋关键区海温异常如何影响高原夏季水汽呢?于是,将SSTI回归到春、夏季OLR场 (图 6a、b)、5°S~5°N平均的纬向垂直环流场 (图 6c、d) 和春季600 hPa风场 (图 6e) 上。由图 6a、c可知,春季,在印度洋偏暖的海水加热下,使赤道西印度洋地区上空的对流增强,垂直上升抽吸作用加强。引起中低层风场上出现由西太平洋吹向印度洋显著的东风异常,进而引起西太平洋较强的下沉运动,对流明显减弱,如此环流驱动便形成了印度洋-西太平洋之间较强的异常纬向沃克环流。600 hPa风场 (图 6e) 上,印度洋西南部为一定的西风异常,西太平洋到东印度洋赤道附近为很强的东风异常,这与对流的结果相一致 (图 6a)。该东风异常向西到达孟加拉湾以后转向为西南风,在西太平洋形成反气旋环流,中心位于菲律宾以西的南海地区,有利于西太副高的显著增强 (图略)。该反气旋将水汽经孟加拉湾带向中南半岛和我国东部地区,对我国东部地区的降水有一定影响,但反气旋南侧东风异常基本维持在赤道,虽然向西可达中印度洋,但是位置较偏南,对高原水汽没有明显输送。
到了夏季,一方面,印度洋盛行西南季风,西太平洋盛行东南季风,东风异常叠加在东南季风上 (图 5b),加强了西太平洋向西的能量输送,使赤道西太平洋水汽不断向西,到达印度洋东部。印度洋西南季风的存在使得印度洋海温增暖引起的异常对流上升发生明显东移,春季印度洋上存在的西风异常也发生东移。强大的东风异常与一定的西风异常在东印度洋相遇,导致夏季对流上升运动维持并最终东移到东印度洋 (图 6b、d),继续驱动异常沃克环流的存在。沃克环流在西太平洋的异常下沉支维持并加强了夏季西太平洋地区低层的异常辐散和高层的异常辐合,导致了东风异常在夏季的稳定存在,西太平洋反气旋从春到夏也是异常维持。随着上升支的东移,沃克环流下沉支也发生一定的东移现象,有利于东风异常将更多的西太平洋水汽向西输送。
另一方面,随着夏季西太副高的明显北跳,西太平洋异常反气旋环流北移 (图 5b),反气旋中心北移至菲律宾以北,其南侧的东风异常也同样发生北移,孟加拉湾地区由春季西风异常转变为显著东风异常。此外,前期春季印度洋海温增暖,对应夏季西太副高是异常西伸、强度增强的 (图 5a),这在前人研究中也有所体现。春季印度洋海温一致偏暖会导致夏季赤道以北东亚副热带地区的位势高度异常偏高,西太副高增强 (Li et al., 2013);春季印度洋除西南部以外的海温一致偏冷,对应副热带高压的偏东偏弱 (徐志清和范可,2012);3~4月印度洋海温会影响后期副热带高压及南海夏季风的建立早晚 (梁肇宁等,2006)。夏季西太副高的西伸增强,引起西太平洋异常反气旋的维持并增强,以及东风异常增强并向西延伸到印度半岛,使得西太平洋水汽在夏季向西输送增强,并最终在印度半岛转向使水汽输送到青藏高原上空 (图 4)。东风异常和西太平洋反气旋的增强,导致西太平洋低层辐散加强,引起对流下沉运动增强,进一步维持了异常沃克环流,从而在夏季产生持续存在的异常东风,将水汽带向青藏高原。由此可见,前期印度洋海温异常通过驱动异常沃克环流对夏季高原水汽输送有着至关重要的作用。
6 结论(1) 夏季青藏高原水汽与前期印度洋海温存在密切的正相关,前期3~4月关键区 (5°S~20°N,45°E~75°E) 的海温异常可以作为夏季高原水汽较好的预测信号,其相关的稳定性好,相关性高。
(2) 在暖水年,夏季高原水汽输送通道可总结为西太平洋、南海-中南半岛-孟加拉湾、印度半岛-青藏高原,赤道附近显著的东风异常起到了至关重要的作用。500 hPa上副热带高压显著增强并西移,对应600 hPa风场上西太平洋地区为反气旋环流所控制,赤道附近为显著的异常东风,将水汽从西太平洋向西输送,并在反气旋式环流西侧的南风作用下,将水汽带向青藏高原。高层风场上,西太平洋地区的辐合和青藏高原上空的辐散,有利于低层西太平洋异常反气旋和南侧东风异常的维持以及青藏高原地区水汽的辐合。这种环流形势表明暖 (冷) 水年对应夏季青藏高原水汽偏多 (少)。
(3) 就影响机制而言,前期印度洋海温偏暖通过引起其上空异常的对流上升运动驱动异常沃克环流,该异常沃克环流从春到夏显著维持,引起赤道东风异常从春到夏也一直存在,只是位置有所东移。此外,夏季副热带高压北跳,异常东风北移,水汽经孟加拉湾地区向西输送。副热带高压异常西伸、强度增强,有利于西太平洋异常反气旋的增强以及赤道东风异常的增强和西移,维持了异常沃克环流,使得东风异常显著存在并向西影响至印度半岛,并最终在印度半岛转向输送到青藏高原上空。前期印度洋海温异常通过驱动异常沃克环流对夏季高原水汽输送有着非常重要的作用。
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