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与典型异常中国夏季降雨型相关的大气水汽输送

文章来源

大气科学和地球物理流体动力学数值模拟国家重点实验室中国科学院大气物理学，北京2004年9月2日收到；2005年1月19日修订；2005年2月9日接受；2005年4月20日出版。

1.摘要

本文试图揭示与中国典型的异常夏季降雨模式。结果表明，与异常降雨模式相关的水汽供应和正常季风降雨不同。异常模式1，沿着长江流域的中下游的雨带，来自于热带西南水汽输送与中纬度东北水汽运输；热带水汽运输直接来自孟加拉湾和南中国海，但最初来自菲律宾海。异常水汽运输与西太平洋副热带的西南延伸与高空东亚急流的高度和向南移动有关。异常模式2，淮河流域的主要雨带，是由中纬度水汽输送的亚热带西南水汽。这个副热带支脉直接来自南海，但起源于东海。中国海和邻近的亚热带太平洋沿20-25N向东。大尺度背景的环流变化包括西太平洋副热带高压和高空急流向东移动。虽然包括索马里急流在内的跨赤道气流是中国6、7、8月降水出现的正常情况，但热带水汽与典型反常降雨异常有关的运输源于热带西太平洋。异常暖水汽向北输送主要在对流层下部，而中纬度冷水汽的输送在对流层上部短暂发生。

2.简介

[2]华东地区有典型的季风气候。夏季，中亚和东亚大部分地区受西南面风的影响，伴随着大雨，气候普遍炎热潮湿。华北地区夏季风强，降雨多，而夏季风弱，长江流域降雨多。与季风有关的干旱和洪水对中国和东南亚国家产生了巨大的社会和经济影响，这些国家构成了世界人口的很大一部分[Lau和Li，1984年；Tao和Chen，1987年；Ding，1994年]。因此，了解季风变化的机制和物理过程是一个相当紧迫的问题，在过去几十年中，人们一直在努力解决这一问题[例如，韦伯斯特和杨，1992；李和延安，1996；胡，1997；米尔和阿伯拉斯特，1998；B.王等，2000；W.C.王等，2000；周李，2002年；龚和浩，2003年]。

[3]水文过程在确定主要大气环流模式的规模方面起着重要作用[Webster，1994]。异常降雨与水分供给直接相关。组成部分之一。大量的水汽通过大规模的季风环流从邻近的海洋带到东亚季风区。了解水汽输送的进展将大大提高我们对异常季风降雨水汽输送是东亚季风系统的重要的认识。中国科学家对东亚上空大气水汽的研究可以追溯到20世纪50年代，但由于缺乏准确的数据，这一研究受到了限制[Xu，1958；Xie和Dai，1959]。这种情况近年来有所改变。对中国1970-1990年无线电探空资料的分析表明，中国大部分地区降水量的增加（减少）与可降水量的增加（减少）有关。可降水量和降水量的年际变化显著相关[翟和Eskridge，1997]。尽管与季风环流有关的水汽强辐合在北半球夏季主导着南亚和东亚[Rasmusson和Mo，1996年；Zhou等人，1999年]，但东亚季风区的水汽输送与印度季风区的水汽输送存在显著差异。东亚地区水汽会聚主要是由于季风流引起的水汽平流，而风会聚在印度季风区水汽会聚中起着重要作用[Huang等人，1998]。东亚夏季风不仅受印度夏季风气流的影响，还受西太平洋副热带高压和中纬度环流的影响[Lau和Li，1984；Tao和Chen，1987；Ding，1994]。传统上，索马里急流与澳大利亚冷高压相关的跨赤道气流以及来自西太平洋副热带高压南部的东流被视为中国东部强降雨的主要水分输送通道[Tao和Chen，1987年]。然而，后来的案例研究强调了孟加拉湾、南海和西太平洋的水分输送的贡献[Ninomiya和Kobayashi，1999年；Ninomiya，1999年；Ding和Sun，2001年；Ding和Hu，2003年]。利用ECMWF-WMO（1980-1996年）两天一次的全球分析数据进行的估算表明，印度季风环流在确定中国东南部（25°–35°N，110°–120°E）干湿年份之间的差异特征和支持夏季降雨的水汽方面起着很小的作用。REA主要来自南中国海和西太平洋[Simmonds等人，1999]。印度夏季风的水汽输送与东亚的水汽输送成反比：印度季风的水汽输送越多，东亚的水汽输送越少，长江流域中下游的降雨量也越少[张，2001]。

[4]本文的主要目的是揭示与典型异常降雨模式相关的水汽输送异常。预测季风变化，特别是相关的降雨异常一直是中国气象学家关注的焦点。尽管夏季主要雨带存在着年际的强烈变化，中国气象局国家气候中心的气象预报员进行的短期天气预报将异常的夏季季风雨带分为三种典型模式，中心分别位于长江流域、淮河流域和黄河流域的中下游[赵，1999]。以往对中国水汽输送的研究主要集中在正常的季风降雨条件或特定的案例上。然而，与运行预测中使用的典型异常降雨模式相关的水汽输送没有得到很好的解决。本文的分析表明，尽管与典型异常雨带相关的热带水汽输送直接来自南海或孟加拉湾或两者都有，但它们的最终起源于热带西太平洋。与夏季正常降雨条件的水分来源不同，对于典型的异常雨带，没有发现索马里急流等跨赤道输送的贡献。

[5]本文的概述如下：第2节介绍了数据和方法，第3节介绍了背景水汽输送和中国典型反常夏季季风降雨模式的定义。第4节介绍了与典型异常雨带相关的水汽输送，包括对大规模循环变化的讨论。结束语见第5节。

3.数据和计算方法

[6]NCEP/NCAR提供的1951-1999年期间的北半球夏季（6月、7月和8月（JJA））全球再分析数据集用于估算大气水汽输送的条件[Kalnay等人，1996]。Trenberth和Guiliemot[1995]和Zhou等人对NCEP/NCAR再分析数据的水分场、水分传输和大气散度进行了评估。〔1999〕。本研究中使用的物理变量包括月比湿度，以及八个标准压力水平下的经向和纬向风分量，即1000、925、850、700、600、500、400和300 hpa。利用500 hpa的位势高度和200 hpa的纬向风和经向风来描述环流的变化。表面压力用于处理地形的影响。用于估算水汽通量的另一个大气数据来源是ECMWF再分析（以下简称ERA40；见http://www.ecmwf.int/research/era/），其中使用了两个标准压力水平（850 hpa和500 hpa）下的月经向和纬向风分量、气温和相对湿度。用标准公式将相对湿度rh转化为比湿度q。

方程式图像：

式中，Es为水汽的饱和压力，可由空气温度计算得出，P为大气压力。当前分析中使用的ERA40数据涵盖了从1958年到1999年较短的时间段。

采用中国气象局1951-1999年逐月统计降水量数据集。该数据集由中国160个台站的月平均降水量组成，已广泛应用于东亚季风气候的研究[例如，Nitta和Hu，1996；Hu，1997；Simmonds等人，1999；Gong和Ho，2003；Hu等人，2003]。图1a显示了站点的分布。大多数车站位于中国东部。这并没有给我们的研究目标带来麻烦，因为季风降雨主要在中国大陆的南部和东部，在那里我们可以更好地覆盖观测站。如图1a所示，夏季降水的强烈年际变化主要存在于100°E以东，我们的目标区域就在这里。

站场资料揭示JJA平均降雨量标准差（mm/天）。点表示观测站的位置。（b）垂直综合气候平均值（1951-1999年平均值）JJA水汽输送（kgtimes;mminus;1 sminus;1）。颜色表示湿度通量矢量的大小。

式中q为比湿度，方程图像为水平风矢量，p为压力，ps为表面压力，g为重力加速度。由于NCEP/NCAR重新分析将比湿度设置为高于300 hpa的零，因此方程（2）的垂直积分从表面到300 hpa进行。由于对流层下部的水汽浓度，300 hpa以上的缺失数据对结果的影响几乎可以忽略不计。先前的估计表明，即使在热带海洋，300 hpa以上被忽视的水汽的最大值也限制在淡水流量的2-3 cm/年范围内[周，2003]。

水汽传输可分为两部分：静态和瞬态分量。前者通过使用月平均数据计算，后者通过使用4倍日平均数据评估为与单个月平均值的偏差。以往的分析表明，在东亚地区，水汽的总输送及其年际变化主要由静止组分控制，而瞬时涡起的作用可忽略不计[周等，1999；西蒙兹等，1999]。因此，本研究中要进行的分析将主要集中在主要的固定成分上。

4.水汽输送背景与中国典型异常夏季降分布

[10]背景气候意味着水汽输送与对流层下部的大规模季风环流非常相似[例如，周和李，2002]。图1b显示了北半球夏季（jja平均值）的总水汽输送。东亚在正常气候条件下主要有三个热带水汽输送分支：第一个是印度（或西南）季风的强劲输送，与强劲的跨赤道索马里气流相连，从阿拉伯海和孟加拉湾带来丰富的水汽，横穿印度支那半岛和东印度洋。南中国海东部进入中国东部；第二个是东南亚季风输送，来自西太平洋，将热带太平洋的水汽带到中国东部；第三个是横跨105°E–150°E的赤道气流，这是这三个分支中最弱的一个。此外，华北地区还受到中纬度西风带弱水汽输送的影响。这些水汽路径的主要分支与以前基于不同数据集或时间段的分析具有很大的相似性[Tao and Chen，1987；Huang et al.，1998；Simmonds et al.，1999；Zhang，2001]。请注意，这是正常季风降雨的情况，但我们关心和将要解决的是伴随典型异常降雨模式的水汽输送异常。

[11]为了揭示夏季季风降雨变化的空间格局，对观测到的JJA平均降水异常进行了经验正交函数（EOF）分析。前两个引导模式如图2所示。这两种模式分别占总方差的16.3%和12.4%。根据North等人的标准，它们彼此很好地分开。〔1982〕。相应的归一化主成分（PCs）如图3所示。根据历史统计，这两种主要的EOF模式基本上符合中国气象局国家气候中心在短期气候预测中定义的典型反常夏季季风降雨模式。它们通常被称为南部模式以响应图2a，中间模式以响应图2b[赵，1999年]。

（a）eof1和（b）eof2。模式以降雨异常相对于气候平均状态的百分比表示，与相应的PC变化的一个标准偏差相关。

对应于（a）eof1和（b）eof1的导模的归一化主分量

[12]第一模态，即南部型（图2a），正异常主导长江流域中下游。与相应的PC的一个标准差变化相关，夏季降水量最多增加30%。结合图3a和图2a，我们可以观察到，在一些典型年份，如1954年和1998年，中央降水量相对于气候平均条件分别增加了近100%和60%。

[13]在第二个EOF模式中，即中间型（图2b），较重的雨带控制着长江流域和黄河流域之间的区域，其中心沿着淮河流域（长江流域以北约5度）。在1956年和1989年等典型年份，中心降水量相对正常条件分别增加了约35%和30%。这种异常比EOF1稍弱。

[14]此外，夏季降雨的第三个EOF模式表现为华北地区（包括黄河流域下游）的降水量较大，以及位于中国西南部的第二个强降雨中心（图略）。该模式解释了总方差的6.7%，并对应北方模式[赵，1999年]。然而，进一步的分析表明，根据North的标准，它与第四个EOF模式没有很好的分离[North等人，1982年]。因此，在下面的分析中，我们将强调前两种模态。

[15]在下面的讨论中，这两种典型的夏季异常降雨模式（eof1和eof2）将分别称为模式1和模式2。这两个典型的异常雨带的主要特征见表1。

表1：华东地区典型的6、7、8月降水异常及其水汽输送

4.1整层垂直输送水汽输送异常

[16]与典型异常降雨模式相关的水汽输送异常可以通过回归相应降雨EOF模式的PCs上的垂直积分水汽通量异常来估计。异常降雨模式1的结果如图4a所示。伴随着长江流域中下游降雨量的增加，在异常降雨带上方发现了热带和亚热带水汽输送的强辐合。较暖的热带水汽沿东亚大陆的海岸线向东北方向流动，然后与来自高纬度的冷亚热带水汽相遇。异常的热带水汽输送有两个分支，一个来自南海，另一个来自孟加拉湾。然而，它们最终都来自菲律宾海。索马里急流的位置没有发现明显的异常运输。

以kgtimes;mminus;1sminus;1为单位的垂直积分水汽输送异常，（b）以米为单位的500-hpa位势高度异常，（c）以msminus;1为单位的200-hpa纬向风异常在降雨eof1的PC上回归。图4a中的颜色表示湿度通量矢量的大小。Z500和U200的气候平均条件分别是图4b和4c的彩色背景。

[17]水汽输送与大气环流变化密切相关。以往的研究发现，东亚夏季风在低层大气中受西太平洋副热带高压和高层大气中受东亚西风急流的控制[例如陶和陈，1987年]。为揭示水汽输送主导的环流变化，将500 hpa网格位势高度异常（z500）和200

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