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亚洲西风急流与中亚和中国华北夏季降水的关系：印度季风和南亚高压的作用

魏维，张人禾，温敏，杨崧

（手稿于2015年11月16日收到，截止收稿为2016年9月28日）

摘要：采用诊断分析方法探讨上层亚洲西风急流与北半球夏季西风急流区在年际时间尺度上相关降水模式之间的关系。结果显示，中亚和中国华北的异常降水变化与西风急流的东南-西北变化密切相关。通过探索印度夏季风和南亚高压的作用，从而揭示西风急流与降水模式之间关系的物理机制。研究发现，与印度夏季风相关的亚洲西风急流和南亚高压的东南-西北位移导致了西风急流区域中纬度的环流异常，并导致了中亚和中国华北的降水异常。弱印度季风导致南亚高压的东南偏移，也使急流向东南偏移。与南亚高压东南部相关的异常大气环流在西风急流区域的西（东）部产生异常上升（下沉）气流，导致中亚降水量增加，华北降水量减少，因此上层系统中南亚高压在夏季降水对亚洲西风急流中纬地区和印度季风区的遥相关中发挥关键作用。

1.引言

南亚高压是最强烈和持久的反气旋系统，在北半球上对流层和下平流层夏季（Mason and Anderson，1963；Tao and Zhu，1964；Krishnamurti et al.，1973）。南亚高压是印度和东亚夏季风系统的重要组成部分（Krishnamurti and Bhalme，1976；Yeh and Gao，1979），其强度和位置都与印度和东亚夏季风降水密切相关（Luo et al.，1982；Krishnamurti et al.，1989；Zhang et al.，2002；Wei et al.，2012，2014，2015；Choi et al.，2016）。Wei et al.（2014，2015）指出由印度和东亚夏季风降水的潜热释放引起的东南-西北位移是南亚高压水平位置年际波动的主要特征。

在欧亚大陆上空，夏季上层对流层亚热带西风带位于亚洲西风急流处（40°N）附近。在青藏高原西北部的干旱地区，夏季降水与亚洲西风急流的变化密切相关（Yang et al.，2009；Zhao et al.，2014a，b）。此外，一些研究表明，在亚洲西风急流地区，中国北方和西北部的干旱区域的降水与印度夏季风密切相关，并且印度和华北的降水表现为明显的正相关（Guo，1992；Zhang，1999；Kripalani and Kulkarni，2001）。印度季风变化影响水汽流入华北，并导致华北的降水异常（Zhang，1999，2001）。与印度季风降水相关的凝结潜热的异常激发了中纬度的波列，进一步影响了华北的降水。（Wu，2002； Dai et al.，2002；Ding and Wang，2005；Liu and Ding，2008）。此外，印度季风降水与中国西北部新疆的夏季降水显著负相关（Yang et al.，2009；Zhao et al.，2014a）。在弱印度季风下，负潜热异常刺激了中亚和上层对流层中部的异常气旋，造成中亚的降温，导致亚热带西风急流向南偏移，新疆地区降水增加（Zhao et al.，2014a，b）。

以前的研究也表明，亚洲西风急流区域的降水在西北干旱区和中国东部季风区都与亚洲西风急流和印度季风密切相关。在对流层高层，亚洲西风急流位于南亚高压的北部。根据Wei et al.（2014，2015），印度季风和东亚夏季风降水异常与南亚高压的水平位移密切相关，与南亚高压相关的异常大气环流模式发生在亚洲西风急流地区。因此，南亚高压在亚洲西风急流中的变化有什么作用？中纬度的异常降水模式与南亚高压的变化有关吗？在中亚和华北上的印度夏季风影响对降水的作用有多大？为了回答这些问题，我们试图研究与南亚高压水平位移相关的异常大气环流模式对亚洲西风急流的影响，并分析该模式对亚洲西风急流区域夏季降水在年际时间尺度上的影响。

1. 提供了本研究中使用的数据和方法的简要描述，第3节讨论了亚洲西风急流区域夏季降水量的变化及其与亚洲西风急流、南亚高压和印度季风的关系。第4节中介绍了亚洲西风急流，南亚高压和印度季风的物理机制，并且对第5节中提供的关于中亚和中国华北的夏季降水异常的物理机制进行了进一步分析。最后，结论和讨论见第6节。

2.数据和方法

本研究中使用的数据包括来自40年欧洲中心范围天气预报中心再分析（ERA-40； Uppala et al.，2005）的1958-2002年的水平分辨率为2.5°x2.5°的月再分析资料；中国气象局（http://ncc.cma.gov.cn/cn/）编制的中国160个站的1958-2002年月降水量；来自全球降水气候学中心的全年数据再分析，版本6.0（GPCC v6），具有0.5°x0.5°水平分辨率（http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.gpcc.html；Schneider et al.，2011）以及印度热带气象研究所印度地区最长的仪器降水系列（Sontakke et al.，1993）的1958 - 2002年全印度季风降水。基于月数据的夏季平均值从6月至8月计算。在我们的分析中使用ERA-40数据集，因为许多研究已经证明该数据集对青藏高原上层位势高度有更好的描述（Wu et al.，2005；Zhou and Zhang，2009；Xun et al.，2011）。Wei et al.定义的南亚高压指数（2015）被视为Z200（20°-27.5°N，85°-115°E）减去Z200（27.5°-35°N，50°-80°E）的标准化系列，其中Z200是200hPa位势高度，下标坐标定义区域其中Z200被平均。南亚高压指数提供了南亚高压的东南-西北位移的精确描述。正的南亚高压指数表示南亚高压向东南偏移，而负值表示向西北偏移。该指数用于本研究中，以量化南亚高压的显著偏移并分析其与亚洲西风急流的关系和急流区域的降水。

3.在亚洲西风急流地区的夏季降水

图1 气候JJA风（矢量；ms^-1），纬向风（阴影；ms^-1）和南亚高压（轮廓线；gpm）（200 hPa，1958-2002）

在欧亚大陆，夏季高空对流层西风位于南亚高压的北侧。在40°N附近，亚洲西风急流的两个中心分别位于大约50°和90°E处，在大约50°E处（图1），东中心在大约90°E处比西中心大得多和更强。夏季降水与南亚高压指数的回归分析显示中亚和华北之间存在明显的反比关系（图2）。这种关系表明，当南亚高压向东南方向移动时，在包括中国西北部，塔吉克斯坦中部和西部，吉尔吉斯斯坦南部，阿富汗北部和巴基斯坦北部在内的区域内，降水量向西北方向逐渐增加，季风区与华北相同的纬度（图2a）。图2b提供了沿36°-41°N的回归降水异常的纬向分布。它说明正异常一般出现在约102°E的西部，最大值在大约70°-80°E。在大约102°E的东部，从西到东的负降水异常增强。大约102°E处的分界线接近东亚夏季风区域的西边界（Tao and Chen，1987；Zhang et al.，1996；Wang et al.，2004）。受东亚夏季风的影响，华北的降水异常远大于中亚的降水异常。图2c显示了中亚（36°-41°N，70°-90°E）和华北（36°-41°N，105°-120°E）标准化夏季降水的时间序列。这两个地区夏季降水的异常关系在年际时间尺度上是明显的。中亚和华北降水量之间的相关系数为20.33，超过0.05的显著性水平。

这里使用GPCC降水数据是因为在中国西北部的观测站在中亚地区稀疏，并且在中国的160个站中，在中亚中只有四个站。见图1（Zhang，1999）我们将四个站的平均降水量与中国西北部37°-40度N，75°-90°E的GPCC降水平均值进行了比较。1958-2002的两个时间序列的相关系数高达0.90，这证实了GPCC数据可以很好地反映中亚的降水。

a.与亚洲西风急流的关系

经验正交函数（EOF）分析应用于在亚洲西风急流区域（30°-60°N，20°-150°E）上的200hPa纬向风。如图3a所示，占总方差的28.2％的第一空间模态在约40°N的南部显示正纬向风异常，在北部显示负异常。图3b显示了第一个空间模式（u200_PC1）的主要组成，表明了亚洲西风急流的年际变化。基于高和低u200_PC1（图3a中的蓝色轮廓）的亚洲西风急流的30ms^-1纬向风轮廓的合成图显示，与图1相比，当u200_PC1高时，亚洲西风急流 东部中心位于东南部，西部中心略向南移动。然而，当u200_PC1低时，东部和西部中心合并在一起，一个更强大的亚洲西风急流位于西北。在低和高u200_PC1的亚洲西风急流之间的差异可以解释为中纬度周围的异常循环。高u200_PC1对应于亚洲西风急流西北部的东风异常和东南部的西风异常，弱化了西北部的亚洲西风急流，加强东南部的亚洲西风急流，使亚洲西风急流向东南偏移。相反，u200_PC1低值分别对应于亚洲西风急流西北部和东南部的强弱弱西风，导致西北部亚洲西风急流增强，东南部强度减弱，因此亚洲西风急流产生东南移动。结果表明，东南-西北波动是南亚高压和亚洲西风急流的主要变化特征。

图2 （a）回归JJA对南亚高压指数的平均降水异常（阴影；mm）。区域超过0.05的显著性水平由点突出显示。粗黑色轮廓是界线。中纬度中亚（36°-41°N，70°-90°E）和华北（36°-41°N，105°-120°E）区域由红框表示。绿色轮廓表示海拔超过3000米的青藏高原区域；（b）沿36°-41°N的回归JJA降水异常的纬向分布；（c）从1958年到2002年的中亚降水（蓝色实线）和华北降水（红色虚线）的标准化时间序列

我们进一步探讨亚洲西风急流的东南-西北波动是否对亚洲西风急流地区的异常降水模式有显著影响。图4显示了u200_PC1的夏季降水对中亚和华北的时间序列。该图清楚地表明，中亚的降水变化与亚洲西风急流的东南-西北波动一致（图4a）。图4b描述了华北和u200_PC1的降水量之间的显著负相关。 u200_PC1与中亚和华北降水的相关系数分别为0.68和20.47（表1），表明当亚洲西风急流向东南方向移动时，中亚的降水较多，华北降水较少，而当亚洲西风急流想西北移动时，华北降水较多，中亚的降水量较少。因此，亚洲西风急流的位置与亚洲西风急流东部和西部地区降水的异常变化密切相关。

b.与南亚高压的关系

对研究降水异常的南亚高压指数回归分析（图2a）表明，亚洲西风急流区域的西部和东部的异常降水模式与南亚高压的东南-西北变化密切相关。图5是南亚高压指数和夏季降水对中亚（图5a）和华北（图5b）的时间序列。可以看出，南亚高压指数和中亚降水的变化是一致的，指数和华北降水之间的负相关也是显著的。南亚高压指数与中亚和华北降水的相关系数分别为0.63和20.53，其中超过0.01的显著性水平。这个结果表明，南亚高压的东南偏移对应于中亚的降水量增加和华北的降低，这表明南亚高压的东南-西北变化在西部和东部亚洲西风急流地区的降水分布中起着重要作用。

c.和印度夏季风的关系

以前的研究表明，印度季风的变化影响了中国西北干旱地区特别是亚洲西风急流影响区的夏季降水（Yang et al.，2009；Zhao et al.，2014a）和华北（Zhang，1999；Zhang et al.，1999；Liu and Ding et al.，2008）年际时间尺度。我们使用全印度降水指数来测量印度季风的强度（Parthasarathy et al.，1992；Zhang et al.，1999；Wang and Fan， 1999）。图6分别显示了全印度降水指数和中亚和华北降水的时间序列。在年际时间尺度上，在全印度降水指数和中亚降水之间观察到负相关（图6a）和全印度降水指数和华北降水之间的正相关（图6b）。中亚和华北的降水相关系数分别为0.47和20.37，前者超过0.01显著性水平，后者超过0.05显著性水平（表1）。这个结果表明，当印度季风较弱时，降水量增加超过中亚，并降低超过华北，而强的印度季风对应于增加的降水量超过华北和减少降水超过中亚。应该注意的是，这两个地区的降水的全印度降水指数的相关系数小于南亚高压指数和u200_PC1随降水的相关系数，表明印度季风可能对亚洲西风急流区域的降水产生间接影响。

图3 （a）JJA纬向风的第一个空间模态在200 hPa超过30°-60°N的气象模式，20°-150°E（阴影; ms^-1）。向量相对于u200_PC1（ms^-1）回归水平风。用于u200_PC1大于1和小于-1的30 ms^-1纬向风分别由实线和虚线蓝色轮廓表示。绿色轮廓表示海拔超过3000m的青藏高原区域；（b）u200_PC1的时间序列

因此，亚洲西风急流区域降水的异常变化与亚洲西风急流，南亚高压和印度季风的波

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