中国大部分地区属于东亚季风区,夏季气候深受东亚季风变化的影响。东亚季风与印度季风同属于亚洲季风系统,但东亚季风的特征变化与印度季风有许多不同,两者相互独立的同时也存在相互作用和联系(Tao and Chen,1987;管兆勇等,1997;何金海等,2020)。

大量研究表明,印度夏季风(Indian Summer Monsoon,ISM)与华北夏季降水(North China Summer Rainfall,NCSR)有较好的正相关关系(郭其蕴和王继琴,1988;Kripalani and Kulkarni,1997,2001;Ding and Wang,2005;Liu and Ding,2008;孙燕等,2010)。这种正相关关系,与伊朗高原和东亚地区的反气旋环流遥相关有关(Wu,2002;王绍武和黄建斌,2006;Liu and Ding,2008)。此遥相关是环半球遥相关型(CGT)的欧亚部分(Ding and Wang,2005)。印度降水产生潜热加热在伊朗高原激发出正高度异常中心(反气旋),并以CGT形式向东传播,在东亚地区形成反气旋,印度季风以此影响华北的水汽输送,从而影响华北降水(Wu,2002;林大伟等,2016)。

同时此正相关关系是不稳定的,相关性在20世纪40年代末到70年代中十分显著,而在30年代和70年代到90年代初相关性较弱(郭其蕴,1992;Kripalani and Kulkarni,2001;王绍武和黄建斌,2006;Wu,2017)。Wu(2002)认为是伊朗高原和东亚地区的反气旋位置略微偏移导致70年代末后相关性减弱,林大伟等(2016)则认为是CGT波列的消失使华北不受印度季风影响。二者只研究了特定时间段或年际尺度上的ISM-NCSR相关关系减弱,显然还需进一步探究长时间段下的ISM-NCSR关系年代际不稳定原因,并考虑其他外部系统对其相关性的影响。王绍武和黄建斌(2006)使用近一百年的资料进行分析,提出ISM-NCSR关系的不稳定可能与ENSO的年代际变化有关。但Wu(2017)指出,将ENSO信号去除之后,不稳定关系仍然存在,表明ENSO的影响不大。因此,ISM-NCSR关系的年代际不稳定可能是受到其他环流系统的影响。

华北所在的东亚季风区受低纬度和中高纬度环流系统共同影响(Zhu et al.,1986;张庆云和陶诗言,1998;龚振淞等,2004;周连童,2009;郭志荣等,2014),而中高纬度环流对东亚夏季气候的影响主要表现为欧亚遥相关(Eurasian teleconnection,EU)型(Nitta and Hu,1996;孙林海和何敏,2004)。EU是欧亚地区主要低频变化模态,由北大西洋异常高度场所激发并向东南传播,在北欧、乌拉尔山、日本上空形成“-+-”的异常高度场,负位相反之,夏季日本中心移至贝加尔湖(Wallace and Gutzler,1981;杨修群,1992;邹珊珊等,2013;Wang and Zhang,2015)。EU负位相在夏季通过贝加尔湖地区的正高度异常和反气旋环流产生影响华北地区的北风,从而导致华北地区的干旱(卫捷等,2003;黄荣辉等,2006)。并且EU也有明显的年代际变化:20世纪60年代和80年代末从正位相转换到负位相,70年代中后期从负位相转换到正位相(Ohhashi and Yamazaki,1999;汪宁等,2017),这与ISM-NCSR关系的年代际变化基本一致。

本文在前人工作的基础上,试图回答以下问题:ISM-NCSR关系的变化,是否与EU变化背景有关?本文将分别从年际和年代际角度研究这个问题并探究其物理机制。

1 资料

所用资料有:1)中国气象局国家气候中心提供的全国160站月平均降水实测站点资料,时间长度为1951—2016年;2)印度热带气象研究所提供的1951—2016年全印度月平均降水资料;3)美国NCEP/NCAR再分析资料中的1951—2016年月平均数据,水平分辨率为2.5°×2.5°,全球144×73个格点,垂直层数为17层,基本要素包括位势高度场、水平风场和垂直速度场。

本文使用夏季印度总降水量的标准化序列作为夏印度季风指数。邹珊珊等(2013)参照Wallace and Gutzler(1981)定义的冬季EU指数,通过Wakabayashi and Kawamura(2004)、潘婕等(2004)、史湘军和智协飞(2007)的研究结果和欧亚夏季500hPa高度距平场REOF分析,修正定义了夏季EU指数。本文参照此夏季EU指数:

$\begin{array}{c}{I}_{\mathrm{E}\mathrm{U}}=-0.25Z_{\left({55}^{\circ }\mathrm{N},{20}^{\circ }\mathrm{E}\right)}^{*}+0.5Z_{\left({55}^{\circ }\mathrm{N},{75}^{\circ }\mathrm{E}\right)}^{*}-\\ 0.25Z_{\left({52.5}^{\circ }\mathrm{N},{110}^{\circ }\mathrm{E}\right)}^{*},\end{array}$

其中:Z^*表示经过标准化处理的500hPa位势高度场,计算所得指数再次进行标准化,得到标准化时间序列。文中夏季为6—8月。

2 EU遥相关型与印度夏季风

为了更好地了解EU遥相关型的空间分布特征,本文利用夏季EU指数与环流场进行了回归分析。图1为1951—2016年夏季EU指数与500hPa位势高度场和850hPa风场距平的回归分析,可以看到EU正位相时,500hPa上欧洲、乌拉尔山、贝加尔湖地区分别为“-+-”纬向高度距平分布,850hPa上风场相应位置呈现气旋、反气旋、气旋异常环流分布,华北地区受偏南风控制。反之,当EU负位相时,500hPa上分别为“+-+”纬向高度距平分布,850hPa上风场相应位置呈现反气旋、气旋、反气旋异常环流分布,华北地区受偏北风控制。

根据夏季EU指数和ISM指数,得到二者1951—2016年的年际变化序列(图2),由相关分析发现EU与印度夏季风之间的相关系数只有-0.078,二者相互独立。本文取EU指数标准差大于0.5的年份为显著EU正位相年,小于-0.5的年份为显著EU负位相年;并分别由显著正负EU位相年中选取ISM指数距平标准差大于0.5的年份为印度夏季风异常偏强年,小于-0.5的年份为印度夏季风异常偏弱年,得到正负EU位相与强弱印度夏季风年份配置见表1。由表1可知,印度季风异常偏强和偏弱的年数在EU正位相下分别为6a和7a,在EU负位相下分别为10a和6a,年数近乎一样,这进一步说明二者是相互独立的。

3 EU对ISM-NCSR关系年代际不稳定的影响

由印度夏季风指数与中国夏季降水相关系数分布(图3)可知,印度夏季风与中国夏季降水的显著相关区域主要位于华北地区,为正相关,即印度夏季风强时华北夏季降水异常增多,印度夏季风弱时华北夏季降水异常减少。这与前人研究结果一致(郭其蕴和王继琴,1988;Kripalani and Kulkarni,2001;Ding and Wang,2005)。因此,下文将关注EU位相变化下,ISM-NCSR关系的变化。

图4为EU正、负位相下弱ISM年与强ISM年的中国夏季降水异常差值合成。可以看到,EU正位相时,强弱印度夏季风年的华北地区降水差值整体偏小,且通过显著性检验的地区仅有甘肃南部及山西河北北部小部分区域,表明此时印度夏季风的变化对华北降水影响较小;而负EU位相时,强弱印度夏季风年的华北地区降水差值整体偏大,东部通过显著性检验的地区变为山西南部至山东的大部分地区,表明此时印度夏季风的变化对华北降水影响较大。这说明在不同EU位相下,印度夏季风对华北降水影响不同。

为了进一步探究EU位相变化对印度夏季风与华北夏季降水之间的相关性变化的影响,图5对比了EU指数21a滑动平均序列(红色折线)和印度夏季风与华北(106°~120°E,35°~41°N)夏季降水21a滑动相关序列(蓝色折线)。可以看到,ISM-NCSR相关关系大致分为三个时期,1961—1975年和1992—2006年为强相关期,1976—1991年为弱相关期。同时EU指数也在1975年前后从负位相转为正位相,在1992年前后从正位相转为负位相,转折时间点与印度夏季风和华北夏季降水滑动相关序列重合。EU负位相时期对应ISM-NCSR关系的强相关期,EU正位相时期对应弱相关期。由此可知,EU位相的年代际变化会使ISM-NCSR相关关系呈现年代际不稳定。

图6为不同EU位相时段下中国夏季降水在强弱印夏季风年的差值合成,可以看到,1961—1975年(图6a)和1992—2006年(图6c)的EU负位相时期,华北地区降水差值整体偏大,说明此时印度夏季风的变化对华北降水影响较大;1976—1991年(图6b)的EU正位相期,华北地区降水差值整体偏小,说明此时印度夏季风的变化对华北降水影响小。这进一步证明ISM-NCSR相关关系的年代际变化与EU位相年代际变化密切相关。

4 EU影响ISM-NCSR关系的物理机制

为了探究EU影响ISM-NCSR关系的可能物理机制,分别做正负EU位相与强弱印度夏季风不同组合下的,500hPa位势高度场与850hPa风场的距平合成(图7)。结合图1可以看到,500hPa位势高度异常在EU正位相时(图7a、b),贝加尔湖右侧呈现负高度异常分布,且850hPa上相应位置存在气旋性环流,这一环流特征不利于北风及其携带的冷空气南下,使华北地区北风偏弱甚至有偏南风。因此,强印度夏季风时(图7a),北上的西南暖湿气流缺少与强北风的相互作用,无法在华北地区形成降水;弱印度夏季风时(图7b),既无明显的西南气流,也无异常北风,同样无法产生异常降水。由此导致正EU位相时,强弱印度季风年的降水差值偏小,ISM-NCSR相关关系弱。

而负位相时(图7c、d),500hPa上贝加尔湖右侧呈现正高度异常分布,850hPa上相应位置则存在反气旋环流,有利于北风及其携带的冷空气南下,使华北上空受强北风控制。因此,强印度夏季风时(图7c),北上的西南暖湿气流在华北地区与偏北风相遇形成锋面,有利于华北降水;弱印度夏季风时(图7d),华北地区完全被强北风控制,水汽输送通道被阻断,十分不利于降水。从而导致负EU位相时,强弱印度季风年的降水差值大,ISM-NCSR相关关系强。

图8为正负EU位相年时,500hPa垂直速度场在不同印度夏季风情况的距平合成。同样可以看到,正EU位相时(图8a、b),由于没有强烈的南北风相互作用,强弱季风年华北地区均无明显异常垂直气流,因此降水差值不大。而负EU位相时,偏北风在强印度夏季风年(图8c)与偏南风在华北地区相遇辐合,产生显著的上升气流,有利于降水;在弱印度夏季风年(图8d)则由于受强北风及冷空气控制而出现显著下沉气流,不利于降水,从而使得强弱印度季风年降水差值大,ISM-NCSR相关关系强。

5 结论

本文从年际和年代际的角度分别讨论了EU对ISM-NCSR关系的影响,并探究其物理机制。所得结论如下:

1)EU与印度夏季风之间的相关系数只有-0.078,二者相互独立。印度夏季风与华北夏季降水有正相关关系,且在正EU位相时,强弱印度夏季风年的华北地区降水差值偏小;负EU位相时,强弱印度夏季风年的华北地区降水差值偏大。

2)年代际尺度上,EU位相的年代际变化也与ISM-NCSR相关关系的年代际不稳定对应。 1961—1975年和1992—2006年的EU负位相时期,ISM-NCSR关系强;1976—1991年的EU正位相期,ISM-NCSR关系弱,与前述结果一致。

3)EU正位相时,贝加尔湖右侧存在气旋性环流,不利于北风及冷空气南下,华北地区北风偏弱甚至有偏南风。因此,强印度季风时北上的西南暖湿气流缺少与强北风的相互作用,无法在华北地区形成降水;弱印度季风时既无明显的西南气流,也无异常北风,同样无法产生异常降水。由此导致ISM-NCSR相关关系弱。

4)EU负位相时,贝加尔湖右侧存在反气旋环流,十分有利于北风及冷空气南下,华北上空受强北风控制。因此,强印度季风时北上的西南暖湿气流在华北地区与偏北风相遇形成锋面,有利于华北降水;弱印度季风时华北地区完全被强北风控制,水汽输送通道被阻断,不利于降水。从而导致ISM-NCSR相关关系强。

需要指出的是,EU的年代际变化与ISM-NCSR相关关系的年代际不稳定在更长的时间尺度上均存在线性减弱趋势,这可能与全球增暖有关,因此还需综合其他影响因子进行更深入的研究。

参考文献