太平洋海温及其异常对我国夏季降水年代纪变化的影响Word文档格式.docx
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而热带太平洋尤其是热带西太平洋纬度较低,海表温度较高,是夏季众多影响东亚及中国天气的大型系统的源头或必经之路,也是中国降水的主要水汽源地之一。
位于热带太平洋上空的大气热源是全球最大的热源之一,其变化可直接影响东亚大气环流。
本文先对年代际尺度的海温变化情况对我国夏季天气气候的影响进行初步分析,加深对我国夏季降水气候背景的认识。
用典型相关分析(CCA)方法研究海温场与我国降水的关系,再通过分析热带太平洋潜热通量年代际主要模态及其与大气环流、水汽输送及中国夏季降水年代际变化的相关关系,揭示其与东亚大气环流及中国降水年代际变化的联系。
然后,从时间变化的角度提出一种新的观点,认为赤道中东太平洋海温异常随时间的正、负变化对我国夏季降水以及东亚夏季风具有一定的影响。
2.资料
国家气候中心短期气候观测室在业务中,常使用区域降水指数作为基本资料。
其定义为:
降水指数=区域降水量距平百分率+正距平站数占本区总站数的百分比,详见参考文献[7]。
本文选用的资料包括:
中国气象局国家气候中心整理的1951—2003年我国160个站月平均降水资料;
海温资料是太平洋上286个网格点季平均海温资料以及美国气候预测中心提供的1951—2003年Nino1+2,3,4和3.4区月平均海表面温度异常指数。
再分析资料为NCEP/NCAR(美国环境预测中心和大气研究中心)提供的全球大气再分析资料。
我国15个地区夏季(6月-8月)降水指数,分别为:
兴安岭区
(1);
松辽平原区
(2);
内蒙区(3);
华北区(4);
淮河区(5);
长江中下游区(6);
江南区(7);
华南区(8);
云南区(9);
川贵区(10);
河套区(11);
河西区(12);
北疆区(13);
南疆区(14);
高原区(15)。
3.资料处理和分析
3.1统计事实分析
赤道太平洋地区海温在70年代末80年代初存在一次气候突变。
参照文献[8],取1957-1976年作为冷阶段,1977-1993年作为暖阶段,并计算了两阶段的太平洋地区海温的差值分布。
分析可知,后阶段热带海温出现大范围的增温现象,整个赤道太平洋上海温出现增暖现象,尤其是赤道东南太平洋增暖的强度及范围最为显著,目前一些气象学家亦称之为“年代际ENSO”现象。
此外,赤道西太平洋暖池到我国东部沿海也存在大范围增温现象,而北太平洋中纬度地区则出现负偏差,即存在阶段性变冷现象。
以上海温异常分布特征与文献[9]所得结果一致。
赤道太平洋大范围海水增暖特别是我国东部近海海温的异常增暖,将减弱海陆热力对比,这会导致季风活动发生变化,从而引起雨型分布发生改变。
图1为冷、暖两阶段我国东部地区夏季(6-8月份)降水的差值(暖背景减去冷背景)分布情况。
由图可见,长江以南及其我国东北北部为正值区,这意味着后阶段该地区降水偏多,而长江以北及华北大部为负值区,对应后阶段为降水偏少期。
为进一步加以说明,对上述两阶段降水量进行了t检验,定义统计量
。
分析表明,长江流域及其东北北部地区基本上达到0.05信度检验。
此外,还给出了长江三角洲地区(由上海龙华、崇明、东山、南通、东台、常州、南京、溧阳、杭州和乍浦10个代表站平均所得)的夏季降水量距平累积曲线(图2)。
由图可见,该地区在60、70年代,累积值呈现为下降趋势,即标准化值总体上负多正少,夏季降水相应为偏少期;
80年代以后累积值则为明显的上升趋势,即该地区降水转为偏多期,表明我国区域降水亦具有明显的年代际振荡特征。
以上分析表明了我国夏季降水与太平洋海温场具有基本一致的年代际变化现象。
图1我国东部地区夏季降水的图2长江三角洲地区夏季降水量
差值(暖背景减去冷背景)分布的标准化累积值曲线
(阴影区代表通过0.05信度t检验)
3.2海温因子的典型场分析
我们首先讨论以连续3个季海温场为因子所作的CCA典型场分析结果。
3.2.1海温典型分布型的季节变化
取连续3季的海温场作为因子,分别对预报时效为0-4个季的不同情况,进行典型相关分析,取首季的第一典型分布型,探讨对未来夏季我国降水分布起主要作用的海温典型分布型的季节演变规律。
图3是连续3季中的首季海温场第一典型分布型。
其中图中数值扩大了1000倍,预报时效为4个季时的前秋季海温场分布型中(图3a),太平洋的西半部为大范围的负值区(低温),其负值中心位于(40N,175E),东半部为正值区,高值中心有两个,分别位于赤道附近的135°
W和105°
W处。
到一季后的前冬季(图3b),太平洋中部的180°
-140°
W间变为正值区,高值中心位于(30°
N,160°
W)附近,而西部沿岸仍为负值区。
在太平洋的东半部变为负值区,其中心位于赤道地区的155°
W附近。
到下一年的春季(图3c),太平洋西部沿岸的负值区完全消失,而中部的正值中心位置基本没变,其分布形式正好与图3a相反。
前夏季(图3d)的分布与图3c基本相同,只是正值区有些向西后退,范围缩小,中心位置移至175°
E附近,而东部的负值中心也有所西进。
发展到秋季(图3e),其分布形式与图3a十分相似。
可以看出对我国夏季降水分布有重要影响的太平洋海温场第一典型分布型有明显的季节变化特征,即秋季为东南高西北低型;
冬季为东、西部低,中部高;
而春夏季为西北高东南低型。
图3首季海温场第一典型分布型的季节变化
a.前秋季;
b.前冬季;
c.前春季;
d.前夏季;
e.秋季
3.2.2典型主分量与我国降水的关系
表1给出了对于不同预报时效前两个典型主分量与我国各区降水指数的相关系数。
前两个典型主分量共解释因子场30%-35%的方差,其中第一典型主分量解释方差20%左右,第二个典型主分量解释方差10%左右。
表1表明:
各区的降水指数与主分量的相关系数差别很大,反映出海温场对各区降水影响的差异,且不同的地区对不同的典型主分量的响应也不相同。
其中1、3、5、6、7、10、12、13、14各区降水与第一主分量的关系较好,说明海温场第一典型主分量所携带的信息对以上各区的夏季降水影响较大。
而2、4、8、9、11、15各区降水与第二典型主分量的关系好于与第一主分量的关系,其夏季降水受海温场第二典型主分量所负载信息的影响较大。
综合对比各区与海温场前两个典型主分量的关系,总体上以淮河区(5)、华南区(8)、云南区(9)、河套区(11)、河西区(12)、北疆区(13)各区与海温场的关系最好。
表1 海温场前两个典型主分量与各区降水指数的相关系数(×
100)和解释方差(%)
Table2Correlationcoefficientsbetweenthecanonicalprincipal
componentofSSTpredictorforthefirsttwomodesandregional
precipitationindex(×
100)withtheexplainedvariance(%)
3.3潜热通量分析
3.3.1热带太平洋潜热通量EOF分析
对1948年1月—2010年夏季(6月、7月、8月)热带太平洋潜热通量异常进行EOF分析,结果表明,前三个模态的方差贡献率分别为24.6%,8.5%,7.4%,前3个模态的总方差贡献率达到40.5%。
潜热通量EOF分析前3模态的空间分布及其对应的3年滑动平均后标准化的时间系数(见图4—5),反映了年际和年代际时间尺度夏季潜热通量异常场分布及其变化的主要特征。
由图4a可知,热带太平洋整体上大部分区域为负异常值,负异常中心位于热带太平洋中部,在热带太平洋西部出现正异常分布。
第一模态对应的时间系数(见图5a)具有显著增强的长期变化趋势,可以明显分成2个阶段,20世纪70年代以前,第一模态时间系数为负异常,对应热带太平洋大部分地区特征向量为负异常。
由于EOF分析中时间系数与空间特征向量的乘积为潜热通量的大小,所以在70年代以前热带东太平洋对大气潜热加热为正异常;
20世纪70年代中期以后,对应的时间系数转为正值,热带中东太平洋对大气的潜热加热为负异常。
由此可见,热带东太平洋呈现线性减小的长期变化趋势,而热带西太平洋与之相反,为长期增加的趋势。
这样的空间分布特征与长期变化趋势与赤道太平洋SST的变化特征一致,反映了20世纪以来全球变暖的气候变化背景。
热带东太平洋潜热通量减少,使得热带东太平洋SST变暖,而热带西太平洋潜热通量增加的空间分布,使西太平洋暖池SST变冷将导致热带太平洋对流活动减弱。
从图4b上看,负异常在中东太平洋呈条带状分布,其他区域均为正异常。
潜热通量第二模态时间系数(见图5b)的变化在1977—78年前后由减少的趋势转变为一个增加的趋势。
这个转变发生的时间与许多研究中所发现的1976/1977年前后发生的气候突变的时间一致[10-11]。
Cayan[12]也注意到潜热通量和感热通量的这种变化。
向上增加的趋势在1990年代最为明显;
在那之后增加的趋势有所减弱,并在2002年变为明显的减少。
图4c所示,热带太平洋中、东部大部分海域为负异常,西南部和东北部正异常。
第三模态的时间系数(见图5c)同样代表了潜热通量的年代际变化特征。
图41948—2010年热带太平洋夏季潜热通量图51948—2010年热带太平洋夏季潜热通量
EOF分析前3个模态空间分布EOF分析前3个模态三年滑动平均后
标准化的时间系数
3.3.2潜热通量与我国夏季降水的相关分析
为了分析夏季热带太平洋潜热通量时空变化与中国夏季降水量异常的联系,图6给出了夏季热带太平洋潜热通量异常EOF分析前3个模态时间系数与中国夏季降水的相关系数。
由图6a可知,中国夏季降水与热带太平洋潜热EOF分析第一模态时间系数相关关系分布出现“南正北负”型分布。
在中国华北及东北地区为负相关区,在中国长江中下游地区为明显的正相关区,表明在20世纪70年代之前,热带东太平洋潜热通量第一模态时间系数为负值时,即东太平洋潜热通量为正异常时,中国东北、华北地区夏季降水明显偏多,而长江中下游及华南地区夏季降水明显偏少;
反之,当20世纪70年代以后,热带东太平洋潜热通量时间系数为正值时,中国华北地区夏季降水较少,而长江中下游夏季降水偏多。
与以往研究一致,孙淑清[13],杨修群等[14]研究表明20世纪70年代中期以后华北地区降水偏少,甚至出现干旱化趋势,而西北地区大部分降水增多,长江中下游地区降水偏多,易出现洪涝。
热带中东太平洋在20世纪70年代以后潜热通量减少,
图61948—2010年热带太平洋夏季潜热通量EOF分析图7垂向积分的水汽输送异常(单位:
kg×
m-1)
前3个模态时间系数与夏季降水的相关场,阴影部在潜热通量EOF分析前三模态时间
分为通过95%显著性水平t检验的区域系数上的回归场(单位:
海表面温度增暖,会使得东亚季风在20世纪70年代以后显著减弱,导致中国东部降水出现“南涝北旱”的降水异常分布。
同时,热带太平洋异常减弱的Walker环流,导致的热带中东太平洋的对流活动减弱,有助于副高西伸,影响雨带的位置和强度。
由图6b可知,我国夏季降水与潜热通量第二模态时间系数的相关系数整体上为显著的正值区,在西南地区为负相关系数。
由图6c可知,潜热通量EOF分析第三模态时间系数与中国大部分地区夏季降水相关系数为负值分布。
当热带太平洋中东部海域的潜热通量时间系数为正值时,我国华北南部,黄淮流域等区域的夏季降水将明显偏少。
3.3.3中国夏季水汽输送异常
夏季水汽输送的结构、路径及水汽流的强弱会影响中国夏季雨带的位置及降水强度的变化。
我们将探讨我国夏季水汽输送的分布特征,为此,将夏季垂向积分的水汽输送场对潜热通量EOF分析前三模态时间系数进行回归分析。
垂向积分的水汽输送通量为
(1)式中,q是比湿,
是水平风矢量,p是气压,ps是表面气压,g是重力加速度。
由于NCEP/NCAR再分析资料将300hPa以上的比湿都设为0,公式
(1)从地表垂向积分到300hPa。
由于水汽是在低层对流层中,300hPa以上缺失的数据几乎可以忽略。
以往研究表明,300hPa之上忽略的水汽的淡水通量最大值在2—3cm/a的范围内。
从中国夏季整层水汽输送通量场在潜热通量EOF分析第一模态时间系数上回归系数空间分布(见图7a)可以看出,当热带太平洋潜热通量变化时,夏季来自东北及华北地区的偏北气流于黄淮流域分为两支,一支转向西输送至中国西部地区,另一支继续向南输送到达长江流域及华南地区,表明水汽异常从我国北方输送到东南沿海。
中国北部及蒙古地区为反气旋式的水汽输送环流,反气旋中心位于贝加尔湖以南地区。
由图7b可见,水汽输送在EOF分析第二模态时间系数上回归的空间特征为一支来自孟加拉湾北部的暖湿气流被气旋式向北输送,同时,另一支来自西北方向的水汽向东北方向平流输送,这两支气流在华南及南海地区汇合。
把图7c与图7a比较可以看到,水汽输送在第三模态时间系数上的回归场与水汽输送异常在第一模态时间系数上的回归场分布形势类似,在中国东部为来自华北地区向南的水汽输送异常,在30°
N附近转而向偏西方向输送,同样的在中国北部贝加尔湖西南为反气旋式水汽输送环流,但水汽输送在第三模态时间系数上的回归系数比第一模态小。
由以上分析可知,在年代际时间尺度上,热带东太平洋潜热通量异常减少时,中国东部至南部地区为向南的水汽输送异常,导致水汽在华南地区辐合,使得降水偏多。
3.4不同海区的海温异常变化与我国夏季降水的相关分析
首先用一元线性回归的方法计算了1951-2003年Nino1+2,3,4和3.4区3-8月的SSTA随时间变化的直线拟合方程,即计算出截距和斜率,以下将斜率称为“海温异常变化”。
发现:
各个海区逐年3-8月的海温异常随时间的正负变化有很大的不一致性,尤其是发生ENSO事件的年份,海温异常随时间变化的幅度更大。
根据统计经验,在厄尔尼诺年次年或厄尔尼诺事件衰减阶段的夏季,我国东部常出现南涝北旱的降水型分布,尤其是长江流域及其以南地区易发生特大暴雨。
为了进一步研究各个海区海温异常的变化与我国夏季降水之间的关系,计算了Nino1+2,3,4和3.4区3-8月海温异常的变化与我国160站夏季降水的相关系数,研究了4个区域的海温异常变化与我国夏季降水的相关性。
从图8可以看到,4个海区海温异常的变化与我国长江流域及江南地区、华北地区及西北东部地区的夏季降水都有较高的相关性,但是Nino3.4区海温异常的变化与我国夏季(6-8月)降水的相关性最高,相关系数r≤-0.27,通过了t检验5%的显著性水平。
图8Nino1+2(a),3(b),4(c),3.4(d)区海温异常变化与我国夏季降水的相关系数图
(阴影区t检验通过5%的显著性水平,相关系数r≤-0.27)
4.结论与讨论
(1)太平洋地区海温在70年代末80年代初存在一次气候突变,后阶段整个赤道太平洋海温出现大范围的增温现象,尤其是赤道东南太平洋增暖的强度及范围最为显著。
我国区域降水也存在基本一致的年代际振荡特征,长江以南地区进入80年代后降水转为偏多期,而华北大部地区为降水偏少期。
(2)对我国夏季降水分布有重要影响的太平洋海温场第一典型分布型有明显的季节变化特征,即秋季为东南高西北低;
冬季为东部和西部沿岸低中间海域高;
而春、夏季为西北高东南低。
我国夏季降水的地区性差别较大。
各区对因子场的响应也不相同,因此各区的预报效果好坏不均。
历史资料独立样本预报试验结果表明,以淮河区(5)、华南区(8)、云南区(9)及北疆区(13)最好。
高原区(15)最差。
(3)通过对热带太平洋潜热通量的时空特征进行分析,并讨论了夏季潜热通量时空格局与中国夏季降水异常的联系,得到以下主要结论:
a.通过对热带太平洋潜热通量EOF分析,结果表明前三模态方差贡献率分别为24.6%,8.5%,7.4%,热带太平洋潜热通量存在明显的线性减小的长期变化趋势,在1976年前后出现年代际气候跃迁;
潜热通量还具有在年际时间尺度上的变化特征;
b.中国夏季降水与潜热通量EOF分析第一模态时间系数的相关系数呈“南正北负”型分布。
表明20世纪70年代以后热带东太平洋潜热通量EOF时间系数异常偏多即潜热通量异常偏少时,中国东北、华北地区夏季降水明显偏少,而长江中下游及华南地区夏季降水明显偏多,向南的水汽输送异常,导致水汽在华南地区辐合,有利于形成中国东部降水出现“南涝北旱”的降水异常分布。
(4)在厄尔尼诺年的次年或厄尔尼诺事件衰减阶段的夏季,我国东部常出现南涝北旱的降水型分布,尤其是长江流域及其以南地区易发生特大暴雨。
而且ENSO事件的不同阶段,降水型的分布也有很大的不同。
通过计算Nino1+2,3,4和3.4区3-8月海温异常变化与我国160站夏季降水的相关系数,研究了4个区域的海温异常变化与我国夏季降水的关系,初步得出海温异常变化与长江流域及江南地区、华北地区及西北东部地区的夏季降水有负相关关系,尤其是以Nino3.4区的海温异常变化相关性最高。
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