大气科学  2018, Vol. 42 Issue (6): 1245-1262   PDF    
我国南方盛夏气温主模态特征及其与海温异常的联系
袁媛, 丁婷, 高辉, 李维京     
国家气候中心, 北京 100081
摘要: 利用NCEP/NCAR大气环流资料、HadISST海温数据以及中国160站气温数据等,通过EOF分解、线性相关等统计方法,分析了我国南方盛夏气温异常的主导模态及其所对应的关键环流系统和可能的海洋外强迫信号。结果表明:我国南方盛夏气温偏高有两种不同的分布模态,一是以江淮地区为中心的江淮型高温,二是以江南和华南为中心的江南型高温,导致这两种高温型发生的环流影响系统和海温外强迫因子均有显著差异。影响江淮型高温的关键环流系统是高低空正压结构的高度场正距平和偏弱的东亚副热带西风急流。而影响这两个关键环流系统的海洋外强迫因子包括热带印度洋至东太平洋的"-+-"海温异常分布型及北大西洋中纬度的暖海温异常。2016年盛夏江淮型高温的大气环流和海温异常均表现出典型江淮型高温年的特征,更好的证明了统计分析的结论。而江南型高温的关键环流系统主要是加强西伸的西太平洋副热带高压。其海洋外强迫因子包括前冬赤道中东太平洋的暖海温异常和春季-盛夏热带印度洋全区一致型暖海温异常,其中热带印度洋海温的影响更为持续和显著。
关键词: 气温    南方高温    海温    大气环流    
Major Modes of Midsummer Air Temperature in Southern China and Their Relationship with Sea Surface Temperature Anomalies
YUAN Yuan, DING Ting, GAO Hui, LI Weijing     
National Climate Center, Beijing 100081
Abstract: The empirical orthogonal function (EOF) and correlation analyses are applied to NCEP/NCAR atmospheric circulation data, HadISST data, and air temperature data collected at 160 observational stations in China to study the major spatial distribution modes of air temperature anomaly in southern China during midsummer (July-August). Critical circulation systems corresponding to higher than normal temperature and possible external forcing signals of the ocean are investigated in great detail. The results show that there are two major modes of high temperature anomaly in southern China in the midsummer, i.e., the Jianghuai type with the center of high temperature anomaly located in the middle and lower reaches of the Yangtze River valley and Huai River valley and the Jiangnan type with the center of high temperature anomaly located to the south of the Yangtze River valley. Both the atmospheric circulation and external forcing signals are quite different between the two types.For the Jianghuai type, the critical circulation systems are positive anomalies of geopotential height at 500 hPa and 200 hPa and weakened East Asian subtropical westerly jet. Meanwhile, the oceanic forcing signals include the anomalous "-+-" sea surface temperature (SST) pattern from tropical Indian Ocean to the eastern Pacific and anomalous warm SST in the mid-latitude of North Atlantic Ocean. In the midsummer of 2016, both the atmospheric circulation anomalies and the SST anomaly pattern were consistent with the characteristics of the Jianghuai type, further confirming the statistical results. For the Jiangnan type, the critical circulation system is the westward-extending and intensified western Pacific subtropical high (WPSH). Both the anomalous warm SST in the equatorial central-eastern Pacific in the preceding winter and the basin-wide warming pattern in the tropical Indian Ocean from the spring to summer influence the strong WPSH in the midsummer. However, the effect of SST forcing in the tropical Indian Ocean has been proved to be more significant and more persistent compared to that in the equatorial central-eastern Pacific.
Keywords: Air temperature    High temperature in southern China    Sea surface temperature anomaly    Atmospheric circulation    
1 引言

相较气候的长期变化,极端天气、气候事件对全球生态系统及人类社会的影响程度更为严重,而且温度的升高不仅直接影响温度极端值的变化,还会导致高温干旱和暴雨洪涝等极端天气气候事件的发生频率与强度出现加强的趋势(Karl et al., 1991; Easterling et al., 2000)。政府间气候变化委员会(IPCC)第五次评估报告指出,1901~2012年间,全球陆地和海洋气温大约上升了0.89℃,并且指出,自1950年以来,全球尺度范围内的冷日和冷夜减少而暖日和暖夜增多(http://www.ipcc.ch/report/ar5/ [2017-07-01])。世界气象组织最新发布,2016年全球平均表面温度比1961~1990年平均值(14.0℃)高出0.83℃,比工业化前水平高出约1.1℃,连续刷新2014年(偏高0.57℃)、2015年(偏高0.76℃)相继创下的最暖纪录,成为有气象记录以来的最暖年份(http://www.wmo.int/pages/index_en.html [2017-07-01])。

在全球变暖的背景下,极端天气气候事件趋强趋多,其中高温对全球变暖的响应表现得尤为突出,已成为气候与气候变化研究中的热点问题之一。高温热浪影响着人民的生活健康、农作物生长、供水供电、林业畜牧业等,对人类生存、社会经济发展、水资源和生态环境均造成严重威胁(秦大河,2007丁婷,2011李小峰,2015张英华,2015)。2003年夏季,几乎席卷全球的一系列高温热浪事件使整个欧亚大陆的死亡率在短期内急剧上升(Tobías et al., 2010);2010年夏季,高温热浪袭击北半球多国,俄罗斯遭受了40年来最严重的高温干旱;2012年夏季,美国经受了近半个世纪以来最严重的高温干旱(叶殿秀等,2013);2013年夏季,我国长江流域一带出现持续高温天气,其高温范围之广、持续时间之长、温度之高,为历史同期罕见,给当地交通、用水、用电等城市运行生命线以及社会经济生产等造成重大影响(唐恬等,2014)。

影响气温和极端高温变化的因素很多,如火山喷发、太阳活动、温室气体、植被、冰雪覆盖等等,但这些因素的作用时间往往较长,且对气温的影响往往是间接的。影响气温变化最重要最直接的因素就是大气环流的异常。对于我国南方夏季高温而言,最主要的环流系统包括西太平洋副热带高压(以下简称西太副高)、大陆暖高压脊、以及对流层中高层南亚高压(王晓莉和陈海山,2011张英华,2015)。研究指出,强盛并持续的东亚副热带高压和大陆变性高压是我国东部地区高温日数和强高温过程偏多的主要原因(张尚印等,2005)。2003年夏季,我国江南出现大范围异常高温天气的直接原因就是西太副高的极度持续偏强和西伸(林建等,2005杨辉和李崇银,2005),同时,南亚高压的稳定、持续、加强和向东扩张也起到了重要作用(丁华君等,2007)。副热带高压对我国盛夏高温的影响不局限于江南,例如2006年四川重庆等地的极端高温干旱就是受到川渝上空长时间强大的副热带高压控制,这一时期副高的加强和维持与菲律宾以东洋面及南海地区的对流加强、孟加拉湾地区降水异常增多导致的加热场异常密切相关(彭京备等,2007)。对于2013年夏季江淮—江南高温,唐恬等(2014)指出西太副高偏西偏强,且长时间稳定在长江中下游一带是造成该年夏季南方区域性持续高温天气的主要原因。彭京备等(2016)的研究结果也验证了这一结论。然而,孙建奇(2014)发现2013年夏季西太副高并不是整体偏强,其东部海上主体部分偏弱,真正偏强的只是它西部靠近大陆的部分,在异常场上表现出一个闭合的正位势高度异常控制我国江淮至江南到日本西部地区。研究还强调,对于我国江淮—江南地区夏季气温和极端高温事件,不仅要关注西太副高的作用,还需关注高层纬向风的变化(孙建奇等,2011Sun,2012)。那么,类似于2013年这样的高温个例是否典型?我国南方夏季高温是否有不同的空间分布形态,它们有着怎样的环流影响系统和外强迫海温异常?围绕这些问题,本文将针对我国南方盛夏气温的主要模态,详细分析不同分布形态的南方高温年所对应的高低空大气环流异常特征及其与前期海温的可能联系,以期更加全面认识我国南方盛夏高温的关键影响系统,并为南方高温的短期气候预测提供一定的科学依据。

2 数据和方法

本文所用到的数据包括:(1)美国国家环境预报中心和国家大气研究中心(NCEP/NCAR)提供的月平均风场、位势高度场、垂直速度等大气环流资料(1980~2016年),网格点分辨率是2.5°×2.5°(Kistler et al., 2001);(2)英国Hadley中心月尺度海表温度数据(HadISST;Rayner et al., 2003),网格点分辨率为1°×1°(1980~2016年);(3)美国国家海洋和大气管理局(NOAA)系列极轨卫星携带的高分辨辐射仪提供的月平均向外长波辐射(OLR)资料(1980~2013年),网格点分辨率是2.5°×2.5°(Liebmann and Smith, 1996);(4)国家气候中心提供的160站气温数据(1980~2016年)。各类变量的气候平均值均为1981~2010年平均,所有距平场和异常场的计算也都相对于1981~2010年的气候平均值。所用到的主要分析方法包括经验正交分解(EOF)、典型年合成分析、线性相关分析等。其中,采用t检验对线性相关系数进行显著性检验,相关分析中用到的各类指数均去除线性趋势并标准化。

3 南方盛夏气温异常主模态

对近50年(1961~2010年)我国夏季高温热浪时空变化特征的研究指出,我国高温热浪频次、日数、强度高值区基本相同,均在江淮、江南大部和四川盆地东部等地,其中江西北部、浙江北部高温热浪频次最高,高温日数最多(叶殿秀等,2013)。为此,本文的研究重点也将针对我国东部40°N以南地区(110°E以东、40°N以南共64站)。由于我国是典型的东亚季风区,季风雨带自南向北推进是夏季气候的最主要特征。通常在7月上旬江淮梅雨结束后,副高逐渐北抬控制我国南方大部,容易导致南方高温热浪天气的频繁发生。对我国南方气温的月季分析也表明,7~8月是该地区全年气温最高的两个月(图略)。为此,首先对我国南方盛夏(7~8月平均)气温做EOF分析。第一模态(EOF1)表现为南方大部地区一致偏暖的特征,偏暖中心主要位于江淮至江南北部(图 1a)。这一中心与近50年我国夏季高温热浪频次、日数和强度分布的最大中心(叶殿秀等,2013)几乎完全一致,表明EOF1所体现的江淮型高温能够抓住我国南方夏季高温最主要的分布特征。第二模态(EOF2)表现为基本以长江为界的气温南北反向变化特征,长江以南大部气温偏高,而长江以北大部气温偏低(图 1b)。由于高温中心主要位于江南,因此把EOF2称为江南型高温。

图 1 1980~2016年中国东部(40°N以南,110°E以东)地区(共64站)盛夏气温EOF分解:(a)EOF第一模态;(b)EOF第二模态;(c)EOF第一模态对应的时间序列;(d)EOF第二模态对应的时间序列 Figure 1 Empirical orthogonal function (EOF) analysis of air temperature at 64 stations in eastern China (to the south of 40°N and east of 110°E) in the midsummer during 1980–2016: (a) The first EOF mode (EOF1); (b) the second EOF mode (EOF2); (c) time series of principle component of EOF1 (PC1); (d) time series of principle component of EOF2 (PC2)

EOF1的解释方差为53.32%,其对应的时间序列(PC1)表现出明显的线性增长趋势,20世纪90年代以后气温显著偏高,而之前偏低(图 1c)。这一趋势也与已有研究指出的20世纪80年代后期以来,高温热浪频次(强度)呈增多(增强)趋势(叶殿秀等,2013)一致。EOF2的解释方差为20.95%,其对应的时间序列(PC2)主要以年际变化为主(图 1d)。

4 EOF1江淮型高温分析 4.1 关键环流系统

对中国盛夏气温第一模态时间序列PC1去除线性趋势并标准化处理,得到年际变化序列(图 2)。图 3是该年际变化序列分别与500 hPa和200 hPa环流场的相关。可以看出,当江淮地区盛夏气温偏高时,东亚东部为500 hPa高度场正距平控制,中心主要位于长江中下游及以北地区,而西北太平洋副热带地区大部高度场接近正常;江淮高温区的对流层低层为异常反气旋环流控制(图 3a)。在对流层高层(200 hPa),东亚东部也为高度场正距平和异常反气旋环流控制,高度场正距平和异常反气旋南侧的东风距平均呈东西带状分布,从北非经中亚一致延伸至东亚(图 3b)。高—中—低层大气环流相当正压的结构表明,东亚东部高度场正距平及所对应的异常下沉运动控制是导致江淮地区盛夏气温偏高的最直接原因。与此同时,东亚副热带西风急流显著偏弱,反映冷空气活动偏弱;对流层低层偏南风距平控制,表明暖平流偏强,上述共同导致长江中下游及江淮地区盛夏高温的发生。定义东亚东部(30°~40°N, 110°~130°E)(图 3a中黑色方框)区域平均500 hPa高度场距平指数为H500EA,定义长江中下游附近(27.5°~35°N,110°~130°E)(图 3b中黑色方框)200 hPa纬向风距平指数为u200EA。从图 2中可以清楚的看出H500EA和u200EA均与PC1表现出非常一致的年际变化(为说明问题已将u200EA反号),不仅正负位相变化一致而且强度变化也较为一致。它们与PC1的相关系数均为0.80,超过99%的置信水平,更进一步说明东亚东部高度场偏高和东亚副热带西风急流偏弱是导致江淮地区盛夏气温偏高的最直接原因。我们也对PC1的年际变化序列超过0.8倍标准差的典型高温年(1981、1990、1994、1998、2006、2013、2010)进行合成分析,其对应的盛夏高低空大气环流异常特征(图略)与图 3的相关分析结果完全一致,更进一步证明了前面的结论。

图 2 1980~2016年中国东部64站盛夏气温EOF第一模态的时间序列(PC1;黑色柱状),盛夏东亚东部500 hPa高度场距平指数(H500EA;蓝色曲线),盛夏长江中下游附近200 hPa纬向风距平指数(u200EA;红色曲线;为说明问题已反号),所有序列都去除线性趋势并标准化处理 Figure 2 Time series of PC1 (bar), H500EA (blue line), and u200EA (red line, the sign has been reversed for convenience) during 1980–2016. All the time series are normalized after their corresponding linear trends are removed. H500EA is defined as the 500 hPa geopotential height anomaly in eastern East Asia (30°–40°N, 110°–130°E), and u200EA is defined as the 200 hPa zonal wind anomaly near the middle and lower reaches of the Yangtze River (27.5°–35°N, 110°–130°E)

图 3 (a)1980~2016年PC1分别与500 hPa高度场距平(阴影区)和850 hPa风场距平(矢量)的相关分布(黑色方框为H500EA指数定义的范围30°~40°N,110°~130°E),(b)1980–2016年PC1分别与200 hPa高度场距平(阴影区)和风场距平(矢量)的相关分布(黑色方框为u200EA指数定义的范围27.5°~35°N,110°~130°E),其中风场相关为通过95%置信水平的纬向风或经向风,阴影区由浅到深分别为高度场的相关系数通过90%、95%、99%的置信水平 Figure 3 (a)Correlations of PC1 with 500 hPa geopotential height (shading) and 850 hPa wind (vectors) anomalies respectively during 1980–2016 (the black box indicates the region for H500EA index definition, 30°–40°N, 110°–130°E). (b) Correlations of PC1 with 200 hPa geopotential height (shading) and wind (vectors) anomalies respectively during 1980–2016 (the black box shows the region for u200EA index definition, 27.5°–35°N, 110°–130°E). Vectors indicate the correlation of zonal or meridional wind significant above the 95% confidence level, and shadings from light to dark indicate the correlation with height is significant above the 90%, 95%, and 99% confidence levels, respectively
4.2 海温外强迫信号

这一节将从海温外强迫信号出发分析东亚东部500 hPa高度场偏强和东亚副热带西风急流偏弱的可能原因。盛夏H500EA指数与同期对流活动(OLR)的线性相关分布显示:西北太平洋为显著负相关区,而东亚东部为显著正相关区(图 4a),表明西北太平洋对流活动偏强易导致东亚东部500 hPa高度场偏高。定义西北太平洋区域平均(图 4a中黑色方框)的OLR距平指数为OLRWP指数,其与东亚(110°~120°E平均)垂直经向环流的显著相关显示:当西北太平洋对流活动偏强时,会激发局地异常上升运动,并通过垂直经向环流导致异常下沉运动控制江淮地区(30°~35°N)(图 4b),并使得该地区500 hPa高度场偏高,异常反气旋环流控制(图略)。

图 4 (a)1980~2013年H500EA指数与同期OLR距平场的相关分布(黑色方框表示OLRWP指数的定义范围15°~22.5°N, 105°~130°E),(b)1980~2013年OLRWP指数与110°~120°E平均经向垂直环流的相关分布(阴影区表示垂直速度的相关分布)。阴影区由浅到深分别为相关系数通过90%、95%、99%的置信水平 Figure 4 (a) Correlation between H500EA index and OLR anomaly (the black box shows the region for OLRWP index definition: 15°–22.5°N, 105°–130°E), and (b) that between OLRWP index and meridional circulation anomaly averaged over 110°–120°E (shadings denote the correlation of vertical velocity anomaly) during 1980–2013. Shadings from light to dark indicate the correlation is significant above the 90%, 95%, and 99% confidence levels, respectively

而与OLRWP指数显著相关的海温距平场显示:当西北太平洋对流活动偏强时,对应热带印度洋大部和赤道东太平洋海温偏低,而西北太平洋海温偏高,这一特征在5~6月最为显著并持续到盛夏,并且热带印度洋西部的负相关系数的绝对值最大(图 5a)。为此,定义5~6月平均上述三个关键区的海温距平指数,分别是:西印度洋指数(WI)、西太平洋指数(WP)和Nino3指数。同时考虑热带印度洋至东太平洋海温“-+-”分布的不同海温模态配置的可能影响,分别计算西太平洋暖海温与西印度洋冷海温的差值指数(WP-WI)、太平洋东西海温差指数(WP-Nino3)、以及西印度洋至东太平洋海温综合模态指数[WP-(Nino3+WI)/2.0]。对比以上所有海温指数分别与OLRWP的相关系数(表 1),可以看出它们都能通过至少90%的置信水平,但WP-WI与OLRWP相关系数的绝对值最大,表明西太平洋海温偏暖与西印度洋海温偏冷的差值梯度对西北太平洋对流偏强的影响最显著。这一海温差指数与850 hPa风场及OLR距平场的相关分布也显示:当海温指数为正值时,西北太平洋对流活动偏强,同时对流层低层为异常气旋性环流;而江淮地区对流活动受抑制,其以北地区为异常反气旋环流(图 5b)。这表明,当西印度洋偏冷而西太平洋偏暖时,海温东西梯度会在热带印度洋东部至西太平洋激发低层西风距平,并通过Gill-Matsuno响应(Matsuno,1966Gill,1980)激发异常气旋性环流控制西北太平洋上空,导致该地区对流活动增强。而西北太平洋偏强的对流活动则通过前面分析的垂直经向环流进一步使得东亚东部500 hPa高度场偏高、异常下沉运动控制江淮地区,从而导致该地区盛夏气温易偏高。

图 5 (a)1980~2013年盛夏OLRWP指数与5~6月平均海表温度距平场的相关分布[黑色方框分别表示西印度洋海温指数(15°S~15°N,50°~70°E)、西太平洋海温指数(0°~20°N,120°~160°E)和Nino3指数(5°S~5°N,90°~150°W)的定义范围],(b)1980~2013年5~6月平均WP-WI指数与盛夏850 hPa风场(矢量)和OLR(阴影区)的相关分布。其中,风场相关为通过95%置信水平的纬向风或经向风,阴影区由浅到深分别为相关系数通过90%、95%、99%的置信水平 Figure 5 (a) Correlation between OLRWP index in July–August and sea surface temperature anomaly (SSTA) in May–June [the black boxes indicate the regions of WI (15°S–15°N, 50°–70°E), WP (0°–20°N, 120°–160°E), and Nino3 (5°S–5°N, 90°–150°W), respectively], and (b) correlations of difference between WP and WI indexes (WP-WI) in May–June with 850 hPa wind (vectors) and OLR anomaly in July–August (shadings) during 1980–2013. Vectors indicate the correlation with zonal or meridional wind is significant above the 95% confidence level, and shadings from light to dark indicate significance above the 90%, 95%, and 99% confidence levels respectively

表 1 1980~2013年5~6月平均各海温指数分别与盛夏(7~8月平均)OLRWP指数的相关系数,*、**、***分别表示相关系数通过90%、95%、99%的置信水平 Table 1 Correlation coefficients between different SSTA indices in May–June and OLRWP index in July–August. The marks of *, **, and *** indicate the 90%, 95% and 99% confidence levels, respectively

用类似的方法分析东亚副热带急流的强度,可以看出盛夏u200EA指数与5~6月平均海温场的显著相关区(图略)与图 5a非常类似。因此,仍利用表 1的六个海温指数做对比分析。热带印度洋至东太平洋各关键海区的海温距平指数都与u200EA表现出显著的相关,多数能通过99%的置信水平,而相关系数最大的是海温综合模指数WP-(Nino3+ WI)/2.0。也即是,当5~6月热带西印度洋和东太平洋海温偏低,而赤道西太平洋海温偏高时,盛夏东亚副热带西风急流最易偏弱。5~6月平均海温综合模指数与200 hPa高度场和风场的相关分布也表明,当该指数为正值时,赤道东印度洋上空为东风距平,而赤道中东太平洋上空为西风距平,同时东亚东部至北太平洋西部为200 hPa高度场正距平和异常反气旋环流控制,异常反气旋环流南侧的东风距平表明长江中下游至日本上空的东亚副热带西风急流明显偏弱(图 6a)。需要注意的是,除了热带地区海温异常与u200EA指数有显著相关外,北大西洋中纬度也有一显著相关区(30°~45°N,45°~65°W),但显著相关主要是同期的7~8月。定义该区域平均盛夏海温指数(MAT),其与同期200 hPa高度场和风场相关表现出显著的波列分布从北大西洋中部向东至北太平洋(图 6b)。这表明,当北大西洋中纬度海温偏高时,局地为200 hPa异常反气旋环流,200 hPa高度场偏高,同时向下游激发遥相关波列传播至东亚和北太平洋地区,导致高度场正距平和异常反气旋环流控制东亚东部上空,从而东亚副热带西风急流偏弱,江淮地区盛夏气温偏高。这一机制也与孙建奇(2014)的结论一致,进一步证明了东亚地区对流层高层纬向风对江淮地区高温的重要作用以及北大西洋中纬度海温的显著影响(Sun,2012)。

表 2 1980~2016年5~6月平均各海温指数分别与盛夏(7~8月平均)u200EA指数的相关系数,*、**、***分别表示相关系数通过90%、95%、99%的置信水平 Table 2 Correlation coefficients between different SSTA indices in May–June and u200EA index in July–August. The marks of *, **, and *** indicate the 90%, 95% and 99% confidence levels, respectively

图 6 1980~2016年盛夏200 hPa高度场(阴影区)和风场(矢量)分别与(a)5~6月平均WP-(Nino3+WI)/2.0指数和(b)盛夏北大西洋中纬度海温指数MAT(图中黑色方框为MAT指数的定义范围30°~45°N,45°~65°W,)的相关分布。风场相关为通过95%置信水平的纬向风或经向风,阴影区由浅到深分别为相关系数通过90%、95%、99%的置信水平 Figure 6 (a) Correlations of 200 hPa geopotential height (shadings) and wind (vectors) anomaly in July–August with WP-(Nino3+WI)/2.0 index in May–June and (b) MAT index (defined as SSTA averaged in 30°–45°N, 45°–65°W region denoted by the black box) in July–August. Vectors indicate the correlation with zonal or meridional wind significant above the 95% confidence level, and shadings from light to dark indicate significance above the 90%, 95%, and 99% confidence levels respectively

通过上述分析,可以得到图 7的物理机制示意图。影响我国南方盛夏江淮型高温的最直接环流系统是东亚东部500 hPa高度场正距平以及200 hPa偏弱的东亚副热带西风急流。热带印度洋至东太平洋海温异常的不同模态分布对这两个环流系统有显著影响。其中,影响东亚东部500 hPa高度场正距平最显著的是赤道西印度洋偏冷和赤道西太平洋偏暖的东西海温差,这样的海温差会激发对流层低层西风距平位于东印度洋至西太平洋上空,并通过Gill-Matsuno响应激发异常气旋性环流和偏强的对流活动控制热带西北太平洋地区,该地区较强的对流活动进一步通过垂直经向环流导致东亚东部500 hPa高度场正距平的发展和江淮地区异常下沉运动的盛行。影响200 hPa东亚副热带西风急流偏弱的海温外强迫因子包括热带西印度洋至东太平洋的“-+-”型海温分布以及北大西洋中纬度偏暖的海温异常。前者通过海气相互作用导致西风急流偏弱(董敏等,1999廖清海等,2004),而后者通过激发遥相关波列导致东亚东部对流层上层高度场偏高和西风急流偏弱。

图 7 海温外强迫因子影响盛夏江淮型高温的物理机制示意图。粉、蓝阴影区分别表示海温偏暖、偏冷;实线、虚线箭头分别表示低空、高空纬向风距平;“A”、“C”分别表示对流层低层异常反气旋、气旋环流;“+-+-+”表示200 hPa高度场距平遥相关波列;黄色阴影区表示盛夏高温 Figure 7 Schematic diagram of the physical mechanism for the influence of SSTA on higher than normal temperature in Jianghuai region. Pink and blue shadings indicate positive and negative SST anomalies, respectively; solid and dashed arrows indicate zonal wind anomalies in lower and upper layers, respectively; "A" and "C" indicate anomalous anticyclonic and cyclonic circulations in the lower troposphere; "+-+-+" shows the teleconnection wave train of 200-hPa geopotential height, and the yellow shading denotes higher than normal temperature in July–August
5 EOF2江南型高温分析 5.1 关键环流系统

对于EOF2的江南型高温,850 hPa风场和500 hPa高度场分别与PC2(去趋势并标准化)的显著相关分布显示:500 hPa高度场上欧亚中高纬自北向南呈“+-+”的波列分布,其中我国北方大部为显著的负相关区,而长江以南大部为显著的正相关区,同时低层为异常反气旋环流,西南风距平控制长江以南地区(图 8a),反映暖平流偏强。对PC2序列超过0.6倍标准差的高温典型年盛夏500 hPa高度场合成分析也显示出与相关分布一致的特征(图 8b),江淮流域及以南大部地区至西北太平洋均为高度场正距平控制,表明西太副高偏强、偏西,控制华南至江南,从而有利于江南地区气温偏高。从各典型年盛夏5880 gpm等值线的位置也可以看出,多数年份5880 gpm等值线的范围都较常年同期偏大、西伸脊点偏西,其西段多控制长江以南区域(图略)。由此证明,西太副高是影响江南型盛夏高温的关键环流系统,这与多数文献中的结论基本一致(杨辉和李崇银,2005林建等,2005丁华君等,2007任广成等,2011隋翠娟等,2014)。

图 8 (a)同图 3a,但为PC2序列与环流场的相关分布,黑色方框表示中国东南部高度场指数H500SEC的定义范围(20°~32.5°N,100°~130°E)。(b)超过PC2序列0.6倍标准差的典型年盛夏500 hPa高度场距平合成分布(单位:gpm) Figure 8 (a) Same as Fig. 3a, but for the correlation between PC2 and circulation, and the black box shows the region for H500SEC index definition (20°–32.5°N, 100°–130°E). (b) Composite 500-hPa geopotential anomaly in July–August for the typical years with the standard deviation of PC2 larger than 0.6 (units: gpm)
5.2 海温外强迫信号

定义盛夏中国东南部(图 8a中黑色方框)区域平均500 hPa高度场距平指数为H500SEC,该指数与前期冬季至同期盛夏海温的相关分布显示(图 9):前冬至春季,热带印度洋和中东太平洋海温呈显著正相关,表明当前冬发生El Niño事件并且前冬至春季热带印度洋呈一致偏暖时,有利于盛夏西太副高偏强、偏西,长江以南大部受副高控制,气温易偏高。同时也注意到,春季后期至盛夏,赤道中东太平洋正相关逐渐减弱,并转为弱的负相关,而热带印度洋大部显著的正相关区基本维持,仅在盛夏有所减弱(图 9d)。

图 9 1980~2016年盛夏H500SEC指数分别与前期(a)1~2月平均、(b)3~4月平均、(c)5~6月平均、(d)同期7~8月平均海表温度距平场的相关分布。阴影区表示相关系数通过90%、95%、99%的置信水平,黑色方框表示IOBW指数(20°S~20°N,40°~110°E)和Nino3.4指数(5°S~5°N,120°~170°W)的定义范围 Figure 9 Correlations between H500SEC index in July–August and SSTA in (a) January–February, (b) March–April, (c) May–June, and (d) July–August during 1980–2016. Shadings from light to dark indicate significance above the 90%, 95%, and 99% confidence levels, respectively. Black boxes indicate regions for the definitions of IOBW index (20°S–20°N, 40°–110°E) and Nino3.4 index (5°S–5°N, 120°–170°W)

定义两个关键区海温指数:热带印度洋全区一致模态指数(IOBW)和Nino3.4指数,对比前冬至盛夏这两个指数分别与盛夏H500SEC指数的相关系数可以看出,Nino3.4与H500SEC指数的相关逐渐减弱,由前冬显著的正相关逐渐转为盛夏弱的负相关关系,而IOBW与H500SEC指数的正相关从前冬一直持续到盛夏,并一致维持超过99%的置信水平(图 10a)。这表明,尽管前冬El Niño事件的发生对盛夏西太副高的偏强有显著影响,但热带印度洋全区一致增暖的影响更为显著和持续,这与已有研究中强调热带印度洋海温对西太副高影响的结论一致(Yuan et al,2008, 2012Xie et al,2009袁媛等,2017)。

图 10 (a)1980~2016年盛夏H500SEC指数分别与前期1~2月平均、3~4月平均、5~6月平均、同期7~8月平均的IOBW(蓝色)和Nino3.4(红色)指数的相关系数; (b)1980~2016年5~6月平均IOBW指数与盛夏500 hPa高度场距平(阴影区)和850 hPa风场距平(矢量)的相关分布,风场相关为通过95%置信水平的纬向风或经向风,阴影区由浅到深分别为高度场相关系数通过90%、95%、99%的置信水平 Figure 10 (a) Correlation coefficients of H500SEC index in July–August with IOBW and Nino3.4 indices in January–February, March–April, May–June, and July–August, respectively during 1980–2016. (b) Correlation of IOBW in May and June with 500-hPa geopotential height (shadings) and 850-hPa wind (vectors) anomalies in July–August during 1980–2016, vectors indicate the correlation with zonal or meridional wind significant above the 95% confidence level, and shadings from light to dark indicate the correlation with height significant above the 90%, 95%, and 99% confidence levels, respectively

为排除El Niño的可能作用,计算5~6月平均IOBW指数分别与盛夏500 hPa高度场和850 hPa风场的相关,可以看出,热带地区大部高度场呈显著正相关,相关系数通过99%的置信水平,同时西北太平洋低层为异常反气旋环流(图 10b)。这表明当前期热带印度洋一致偏暖时,盛夏500 hPa高度场易偏高,西太副高偏强、偏西,副高西段控制我国长江以南大部,同时对流层低层为异常反气旋环流,异常西南风平流也阻碍了北方冷空气的影响,共同导致江南大部气温偏高。

6 2016年盛夏南方高温简析

在上述我国南方盛夏气温主模态统计分析的基础上,这一节将针对2016年盛夏气温距平进行个例分析。从图 1c1d的主模态时间序列对比可以看出,PC1序列中2016年的数值明显大于PC2序列中对应的数值,表明2016年盛夏我国东部气温异常表现为典型的江淮型特征。2016年盛夏气温距平分布也显示,全国大范围气温偏高,尤其是长江中下游、江淮、及我国西部地区(图 11a)。从盛夏长江中下游地区气温的逐日变化可以看出,高温主要发生在7月20日出梅以后,并一直持续到8月底(图略)。国家气候中心高温过程监测也显示:2016年7月19日至8月2日、8月5日至26日,我国中东部发生持续高温天气过程,发生的站点主要分布在江淮地区。从2016年7月20日至8月31日的全国高温日数距平分布图上可以看出,黄河中下游以南大部地区高温日数均较常年偏多,其中长江中下游至四川盆地东部高温日数偏多超过10天(图 11b),这一高值区与前面分析的EOF1江淮型高温的中心位置基本完全一致,更进一步说明2016年盛夏我国南方高温表现出的是典型江淮型特征。

图 11 2016年全国盛夏平均(a)气温距平(单位:℃)和(b)高温日数距平(单位:d)分布 Figure 11 Distributions of anomalies of (a) air temperature (units: ℃) and (b) high temperature days (units: d) averaged in July–August 2016 in China

2016年盛夏,北大西洋中纬度海温显著偏高,尤其靠近北美东海岸海温偏高超过1℃(图 12a)。从200 hPa高度场和风场的距平场上可以看出(图 12b),北大西洋中纬度为高度场正距平和异常反气旋环流控制,并且从北大西洋经北非、西亚、中亚至东亚北部为纬向型遥相关波列,东亚北部为200 hPa高度场正距平和异常反气旋控制,反气旋南侧的东风距平反映东亚副热带西风急流明显偏弱,这些特征与前面相关分析的北大西洋至东亚的遥相关波列及偏弱的东亚副热带西风急流特征基本完全一致(图 6b)。这表明,2016年盛夏北大西洋中纬度暖海温异常对东亚副热带急流偏弱起到了重要作用,这也是导致该年盛夏江淮地区气温偏高的重要环流系统之一。

图 12 2016年盛夏(a)北大西洋区域海表温度距平(阴影;单位:℃)和(b)北半球200 hPa高度场(阴影;单位:gpm)及风场(矢量;单位:m s−1)距平场分布 Figure 12 (a) SSTA distribution in the North Atlantic Ocean (shadings, units: ℃) and (b) 200 hPa geopotential height (shadings, units: gpm) and wind (vectors, units: m s−1) anomalies in July–August 2016

另一方面,尽管2015/2016年冬季赤道中东太平洋发生了超强El Niño事件,并且前冬至春季热带印度洋全区一致海温增暖达历史第一(袁媛等, 2016, 2017),但是我们更需关注春季至盛夏热带印度洋至太平洋海温的变化。2016年5~6月,热带印度洋全区一致暖海温模态逐渐减弱,尤其西印度洋海温转为偏冷状态(图略);7~8月,热带印度洋负偶极子发展迅速(热带西印度洋偏冷,东南印度洋偏暖),因此形成了西印度洋偏冷、东印度洋至西太平洋偏暖的东西海温差(图 13a)。与此同时,西北太平洋对流活动偏强(图 13b),500 hPa高度场上,西太副高主体偏弱、偏东,而东亚东部及北部为高压脊和高度场正距平控制(图 13c),导致盛夏江淮地区气温偏高。结合4.2节的分析可以看出,2016年盛夏,正是热带西印度洋偏冷而西太平洋偏暖的东西海温差导致了西北太平洋对流活动的偏强和东亚东部大陆高压的发展,进而成为7月下旬至8月江淮地区高温日数显著偏多的另一个重要海温外强迫因子。由此,该个例分析也更好的证明了4.2节江淮型高温诊断分析的结论。

图 13 2016年盛夏(a)印度洋至太平洋海表温度距平场(单位:℃);(b)热带对流活动OLR距平场(单位:W m−2);(c)500 hPa高度场平均场(等值线)及距平场(阴影区)(单位:gpm),红色等值线表示气候平均5880 gpm和5900 gpm等值线 Figure 13 (a) SSTA over the Indian Ocean and Pacific Ocean (units: ℃), (b) tropical OLR anomaly (units: W m−2), and (c) mean 500-hPa geopotential height (contours) and its anomaly (shadings) (units: gpm) in July−August 2016. The red contours in (c) are for the climatological 5880 and 5900 gpm contours
7 总结和讨论

利用NCEP/NCAR大气环流资料、HadISST海温数据以及中国160站气温数据等,通过线性相关、EOF分解及合成分析等统计方法详细研究了我国南方盛夏气温异常的主要模态、高温所对应的关键环流系统及可能的海洋外强迫信号。主要得到以下几点结论:

(1)我国南方盛夏气温异常第一主模态为全国大范围一致偏暖特征,偏暖中心主要位于长江中下游至江淮地区,称为江淮型高温。这一模态对应的时间序列表现出显著的线性增长趋势。去除线性趋势后的相关分析显示,导致江淮型盛夏高温的关键环流系统是高低空正压结构的高度场正距平和偏弱的东亚副热带西风急流。而影响这两个关键环流系统的海洋外强迫因子包括热带西印度洋和东太平洋偏冷而西北太平洋偏暖的海温异常分布型,以及北大西洋中纬度的暖海温异常。当热带西印度洋海温偏冷、西太平洋海温偏暖时,东西海温差导致低层西风距平发展,并通过Gill-Matsuno响应激发异常气旋性环流并增强局地对流活动,从而导致西北太平洋对流活动偏强。偏强对流活动进一步通过垂直经向环流导致东亚东部500 hPa高度场偏强及异常下沉运动控制江淮地区。北大西洋中纬度海温偏暖时,通过激发200 hPa纬向型遥相关波列从北大西洋中部经北非、西亚、中亚至东亚东部,导致200 hPa高度场正距平和异常反气旋环流控制东亚东部上空,进而使得东亚副热带西风急流显著偏弱。

(2)我国南方盛夏气温第二模态是以长江为界的南北反向变化,长江以南大部气温偏高,而长江以北大部气温偏低,称为江南型高温。江南型高温的关键环流系统主要是西太副高。西太副高加强西伸控制江南和华南,导致异常下沉运动盛行,同时低层异常反气旋环流对应的西南风距平也阻碍了北方冷空气南下,并加强了南方暖平流的强度,因而江南高温发展。而影响盛夏西太副高偏强、偏西的主要外强迫因子是前冬赤道中东太平洋的暖海温异常(也即El Niño事件)以及热带印度洋春季—盛夏的一致偏暖型海温(IOBW)。由于El Nino事件处于衰减阶段,因此从相关系数对比来看IOBW的影响更为持续和显著。

(3)2016年盛夏,我国东部大范围高温,尤其长江中下游和江淮地区高温日数显著偏多。尽管前冬发生了超强El Niño事件,并且热带印度洋全区一致暖海温在春季达到历史最强,但是春季后期至夏季,El Niño事件快速衰减,同时西印度洋海温迅速下降,由此导致西印度洋偏冷、西太平洋偏暖的东西差海温模态发展。该海温模态通过影响西北太平洋对流活动影响东亚东部的高度场及垂直运动异常,从而导致江淮地区高温的发生。与此同时,北大西洋中纬度暖海温异常也通过纬向遥相关波列对东亚东部200 hPa高度场正距平和东亚副热带西风急流的偏弱起到重要作用。这一个例所对应的大气环流异常及外强迫因子特征与EOF1的统计分析结果基本一致,因此也更好的证明了EOF1诊断分析的结论。

由此可以看出,我国南方盛夏气温偏高包括江淮型和江南型两种不同的空间分布模态,导致这两种高温型的环流影响系统和海温外强迫因子有着显著差异。前人的研究多强调西太副高加强西伸对南方高温的直接影响,以及热带印度洋和东太平洋暖海温异常的外强迫作用(杨辉和李崇银,2005林建等,2005丁华君等,2007任广成等,2011隋翠娟等,2014)。然而,从本文的研究结果来看,这主要易导致江南型高温的发生。对于江淮型高温,需要更多的关注中高纬环流系统的影响以及西北太平洋对流活动、印度洋和西太平洋的海温梯度、北大西洋中纬度海温等外强迫因子的重要作用。

从本文针对2016年盛夏的个例分析可以看出,尽管前冬(2015/2016年冬季)赤道中东太平洋发生了超强El Niño事件,并且前冬和春季热带印度洋全区一致暖海温达历史最强(任宏利等, 2016, 2017邵勰和周兵,2016袁媛等, 2016, 2017),但是2016年盛夏西太副高并没有显著偏强西伸控制我国南方地区,江南型高温的特点也没有明显表现。考虑到气温的年代际增暖变化,我们也进一步分析对比了1980年以来每一个El Niño年次年我国南方盛夏气温异常的分布特点,多数年份江南型高温是非常典型的,如1983、1998、2003、2007年等。但也有些年份发生的是江淮型高温,如2005、2010、2016年,甚至有个别年份南方大范围气温偏低,如1995、2015年。这一方面说明我们在短期气候预测中需要密切监测热带海温的演变及其可能的影响,另一方面也提醒我们即使是在超强El Niño发生的背景下仍需关注其他海区的热力作用或者其他外强迫因子带来的可能影响,例如热带印度洋偶极子(袁媛等,2017)、El Niño不同分布类型(张英华,2015)、青藏高原热力异常(周强,2011)等,它们的影响可能会与El Niño影响相抵触也可能会起到加强的作用,这方面还需要做大量深入的研究工作。

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