（气象学专业论文）澳大利亚高压年际变化与亚澳季风环流系统异常.pdf

澳太利亚高压年际变化与亚澳季风环流系统异常 摘要 本文采用n c e p n c a r 再分析月平均的全球海平面气压场、高度场、海表温度场、高云 量和c m a p 全球降水资料，以及中国1 6 0 站逐月降水资料，分析了1 9 4 8 2 0 0 2 年期间澳大 利亚高压( 以下简称澳高) 的年际和年代际变化以及澳高年际变化对亚澳季风环流系统的影 响，结果显示： ( 1 )澳高存在明显的年际和年代际变化，澳高年际变化以4 5 年的周期变化为主， 同时兼有7 8 年左右的周期，而澳高的年代际变化则以1 5 年左右的周期变化为主；澳高 年际变化同时与南极涛动和e n s o 有正相关，并且e n s o 的4 年左右的周期变化对澳高年际 变化影响最大。 ( 2 )澳高变化后，亚澳季风环流系统呈协调性响应。当澳高增强时，亚澳季风环流系 统各成员强度偏强且位置偏南，具体表现为：1 ) 水平环流上，低层澳高偏强且位置偏南； l o o 1 6 0 。e 向北越赤道气流强度偏强，越赤道气流通道位置相对变化不大：南海季风偏 强：南海季风槽强度偏强，位置偏南：副高南侧热带东风气流强度偏强，位置偏南；副高 偏强，位置偏西偏南，江淮梅雨锋位置偏南。高层上南亚高压强度偏强，位置偏南；南亚 高压南侧东风急流偏强，位置偏南：1 0 0 。1 6 0 4e 向南越赤道气流偏强：澳大利亚地区 高层气旋性环流强度偏强，位置偏南。2 ) 经向垂直环流上5 个典型的闭合环流圈( 包括季 风典型的季风经圈环流和h a d l e y 环流圈) 异常偏强，位置偏南。其中，南半球澳大利亚地 区( 5 3 0 。s ) 整个对流层基本上为一致的强异常下沉气流，赤道上高低层越赤道气流异常 偏强，1 0 。n 附近为强异常上升气流，季风经圈环流异常偏强；2 0 。n 附近为强异常下沉气 流，h a d l e y 环流异常偏强；3 0 。n 为强异常上升气流，f e r r e l 环流异常偏强；4 5 。n 附近 为异常下沉气流，次h a d l e y 环流异常偏强。当澳高减弱时，情况则与此相反。 ( 3 )当澳高发生年际变化时，亚澳地区降水异常主要表现在两个区域：1 ) 3 0 。n 附 近从我国东部地区至日本半岛以及西北太平洋一带。2 ) 1 0 。n 附近的热带洋面上。当澳高 偏强时，这两个地区的降水异常偏多。 ( 4 )澳高年际变化与亚澳季风环流系统异常有较好的季节持续性，这种异常从4 月份 开始建立，7 月份达到最强，8 月份开始减弱，9 月份进一步减弱并开始转型。在年代际尺 度上，当澳高发生年际变化时，1 0 0 。1 6 0 4 e 低层越赤道气流，副高强度和面积异常有 较好的持续性，而高层越赤道气流异常的持续性较差。 关键词：澳高；年际变化；越赤道气流；亚澳季风环流系统 堡奎型里蔓堡笙堕奎些量垩塑垩璺堑堕墨堕墨堂 a b s t r a c t n l ei n _ 【盱m m u a | v a r i a t o no fa u s t r a l i a nk l i g h ( a h ) a n di t s e f f e c to nt h ea s i a - a u s t r a l i a m o n s o o nc i r c u l a t i o n s y s t e m ( a a m c s ld u r i n g 1 9 4 8 2 0 0 2f i r e a n a l y z e d ，b a s e d o nt h ed a t a r e a n a l y z e db yn c e p n c a r a n dt h er a i n f a l ld a t ao f t h e1 6 0s t a t i o n si nc h i n a t h em a i nr e s u l t s a r eb e l o w ( 1 ) n ea u s t r a l i a nh i g h ( a n ) b e a r s c l e a ri n t e r a n n u a la n di n t e r d e c a d a lv a r i a t i o n i t s i n t e r a n n u a lv a r i a t i o n sm a i np e r i o di s a b o u t4 5 aa n dl h e7 8 a s p e r i o de x i s tt o o ；t h e i n t e r d e c a d a iv a r i a t i o n sm a i np e r i o do ft h ea u s t r a l i a nh j 【g h i sa b o u t1 5a t h ei n t c r a n n u a l v a r i a t i o no fa u s t r a l i a nh i 曲( a a h ) h a sc o r r e c tc o r r e l a t i o nw i t ha m f i r c t i c0 s c i l l a t i o na n d e n s 0 , a n d m ee n s 0 a4 ap e r i o dh a st h em o s ti m p o r t a n ti n f l u e n c eo n 也ea a h ( 2 ) w h e nt h ea hb e c o m e ss t r o n g , t h em e m b e r so ft h ew h o l ea a m c sa r es t r o n g e x f o l l o w i n gi t t h a ti st os a y , i nt h ey e a r st h a tt h ea h i ss t r o n g e r ( c o m p f i r e dt ot h ew e a k y e a r so f a h ) a n do i lt h eh o r i z o n t a lc i r c u l a t i o n ，t h em e m b e r so fa a m c s , i n e l u d i n gt h ea h , t h ee l - o s s - e q u a t o r f l o w ( c e f ) b e t w e e n1 0 0a n d1 6 0 。e ，t h es o u t hc h i n as e as o u t h w e s tm o n s o o m ( s s m ) , t h es o u t h s e am o n s o o n r o u g l l ，t h e t r o p i c a le a s t l yf l o w ，s u b t r o p i c a l h i g l l ( s h ) ，t h em e i - y uf r o n t , t h e m i d - l a t i t u d e e f f e c t , b e c o m es t r o n g e r , a n d t h e i r p o s i t i o n s a r em o r e s o u t h w a r d ；i n t h e m e r i d i o n a l r i g h t c i r c u l a t i o n t h e ma r ef i v ec i r e u l a t i o n s i n c l u d i n g c l a s s i cm o n s o o n m e r i d i o n a l - c m ec i r c u l a t i o na n dh a d l e yc i r c u l a t i o nt h a tb e c o m es t r o n g e ri nt h es t r o n gy e a r so f a h t h a ni nt h ew e a k y e a r so f a h ( 3 ) w h e nt h ea he n c o u m t c rt h ei n t c r - a r m n a lv a r i a t i o n ，t h ea n o m a l yo ft h er a i n i n gi nt h e a r e ao fa s i a - a u s t r a l i ah a ss o m ee h a r a e t e r sa sf o l l o w s ：t h em a i n r a i n i n gb a n d si ad i s t r i b u t e di n t h e s et w oa r c a s ：t h ea r e at h a ti sf r o mt h es o u t ho fc h a n g j i a n g ，c r o s s i n gt h es o u t ho f j a p a n s p e n i n s u l a ，t o t h ew e s t - n o r t h w a r dp a e f i c ( a r o u d3 0 。n ) ，a n dt h ef i r e at h a ti si nt h es u r f a c eo f t r o p i c a lo c e a no f t h en o r t h - h e m i s p h e m ( f i r o u d1 0 。n ) i nt h e y e a r so fs t r o n g e ra h 。t h er a i n i n gi n t h e s et w oa r ai sm o t c o m p a r e dt ot h e y e a r so f 也ew e a k e r a h ( 4 ) t h ea n o m a l yo ft h es s m c s h a sb e t t e rd u m f i v ew h e nt h ea he n c o u r t e ri n t e r - a n n n a l v a r i a t i o n ，a n di nt h ei n t e r - d e c a d a ls c a l e , w h e at h ea ho c c u r st h ei n t e a - a n n u a lv a r i a t i o n t h e a n o m a l y o f t h ec e fb e t w e e n1 0 0a n d1 6 0 。eo n9 2 5 h p a t h es t r e n g t ha n df i r e ao fs hh a sb e t e r d u r a t i v e t h ed u r a t i v eo f t h ec e f sa n o m a l yo n2 0 0 l l i ) a k e y w o r d s ：a u s t r a l i a nh i 曲；t h ei n t e r a r m u a lv a r i a t i o n ；c r o s s - e q u a t o r f l o w ；a s i a - a u s t r a l i am o n s o o n c i m u l a t i o ns y s t e m ( a a m c s ) i i 澳大利娅高压年际变化哼_ | ；旺澳季风环流系统异常 1 1 引言 第一章绪论 已有研究表明，南半球的环流变化在南北半球大气的相互作用过程中起到积极和主动 的作用“”。澳高作为亚澳季风环流系统的成员之一，其强弱变化对亚洲夏季风环流“1 尤 其是i 0 0 。1 6 0 。e 越赤道气流有重要影响，从而进一步影响到中国的天气气候特征。因 此，对澳高年际变化进行深入研究，有着重要的理论意义和现实意义。 1 2 南、北半球大气相互作用及南半球大气环流研究进展 南、北半球之间有空气质量的交换，这早已是众所周知的事实。而且穿越赤道的经圈 环流对南、北半球问热量和水汽的输送有着重要的作用。两半球之间的天气过程亦有密切 联系。从气候学上看，在低空，南亚夏季风以至部分东亚夏季风的源头，正是来自南半球 热带印度洋的越赤道气流，其中东亚夏季风的另一源头是在印度尼西亚从苏门答腊到苏拉 威西的越赤道气流；在高空，则存在与此方向相反的越赤道气流”。 南北半球之间的环流有其各自的特征和发展过程，但它们之间不是孤立的，而是有着 明显的相互作 j 。在2 0 世纪3 0 年代和5 0 年代李宪之便提出了南半球冷空气活动对北半球 台风生成的影响z ”i z o 之后在1 9 6 2 年，陶诗言等”从天气分析的角度指出，在东戚低纬度 经向环流盛行期间，南半球( 特别是澳洲) 也盛行经向环流，并且在澳洲附近的从南半球 向北半球的质量输送也最强烈，说明澳高的变化对东亚夏季风环流的建立及其向北推进起 到触发的作用：7 0 年代，k r is h n a m u r t i ( 1 9 7 6 ) “指出由于南半球冷空气的影响，东亚季 风医云量和降水存在着l o 2 0 天振荡，同样，在澳大利亚地区冷空气活动对东亚夏季风 加强北进的影响过程中，经向风扰动呈现出由南向北的传播”“。并且澳大利亚冷空气爆发 与北半球夏季中、低纬行星尺度环流系统和我国大范围的大到暴雨存在准一周周期的遥相 羌，在澳大利亚地面气压出现峰值后，我国东南沿海8 5 0 h p a 经向风速增强过程自南向北传 播也有准一周周期过程”“”。 关于南半球大气环流特征的研究，较系统的工作始于2 0 世纪6 0 年代。目前见到的一 本1 9 7 6 年出版的较全面地描述南半球大气环流特征的著作“南半球气象学“”1 ，主要资料 来源于1 9 5 7 1 9 5 8 年国际地球物理年的观测结果。国际地球物理年的观测资料和一定数薰 的气象卫星云图资料成为南半球大气环流特征研究的基础，通过这些资料的研究分析得到 了许多关于南半球大气环流特征的较为明晰的概念“”，其中包括：( 1 ) 南半球大气环流在冬 季强度特别大。，并观察到气旋活动有局地化趋势 ( 2 ) 南半球夏季从4 0 。s 到极区气旋活 动到处都很发展，气旋强度大，大部分气旋性涡旋中心气压都低于9 2 5 h p a ；( 3 ) 南大洋上 的气旋性涡旋移动速度极快，常常超过1 0 0 h l h ；( 4 ) 由南半球冬夏海平面平均气压图可知， 南半球的反气旋分布与极区对称。，且其最大重现率出现在副热带地区，除了南美的嘲根廷 和澳洲两地区，南半球的中纬度几乎不存在反气旋：南极大陆沿岸为第2 2 个反气旋多发区； ( 5 ) 南半球多年平均大气环流具有带状分布特点，南极大陆周围为低压带所环绕等；( 6 ) 南 澳大利弧高鹾年际变化j 亚澳季风环流系统异常 半球中高纬度气压的年变化存在半年周期，在某些地区这种半年周期在气压的季节变化中 贡献超过了8 0 ；( 7 ) 南半球纬向移动气旋的强度大约是北半球纬向移动气旋的两倍；对 流层纬向气流由冬半年到夏半年强度逐步减弱，其减弱程度比北半球弱，经向过程也表现 出类似的季节变化”。七十年代初x 兀帕哥香在大气环流( 1 9 5 9 ) 一书中给出了一月 和七月全球1 0 0 1 0 0 0 h p a 平均厚度图和1 0 1 0 0 h p a 平均厚度图、平均海平面气压场和风 场图、5 0 0 h p a1 月和7 月平均高度场图、1 0 0 h p a 和1 0h p a 冬夏平均高度场图，这些资料 不仅验证了六十年代的许多研究结果，并且鲜明地显示出南北半球平均大气环流的主要差 异。在】9 7 9 年全球大气研究计划第一刿全球试验( f i r s tg a r p g l o b a le x p e r i m e n t 即f g g e ) 期间，对南半球给予了特别关注，其中包括气象卫星、浮标站、等高气球、无线电测风加 密观测站、飞机和船舶观测等，对南半球大气作了全面观测，发现了不少新的观测事实。 八十年代全球大气环流时间平均统计图集出版，使我们得以更全面的了解南半球的大 气环流特征。进入九十年代以来，关于南半球大气环流的研究渐趋活跃，比如关于南半球 大振幅行星波的产生和传播、利用大气环流模式所作的南半球夏季环流诊断研究、初冬南 半球行星尺度研究、以及南半球的气旋波副热带急流、风暴路径和大气的季节内振荡研究， 这些研究正在一步一步地把南半球天气气候和大气环流特征揭示出来”“1 。 根据曲维政等人的研究结果”。”。，南半球大气环流有如下特点： 海平面气压：( 1 ) 南半球海平面1 0 ) 0h p a 从低纬度到高纬度( 至7 5 。s ) 主要受两风控 制，多年平均西风强度在低纬度最弱，在1 0 。s 附近西风值接近0 ：由低纬度向高纬度逐 渐增强，在5 0 。s 西风强度达到最大值，接近5 0m s ，比北半球平均地转西风最大值( 约为 3 0m s ) 几乎火1 倍，由5 0 。s 向高纬度题风又开始减弱，到7 5 。s 附近出现东风。( 2 ) 南 半球海平面平均地转西风冬夏之间强度差别不大。冬半年平均晟大西风达5 0 m s 以上，夏 半年平均西风极大值稍低于冬季的值，约为4 5m s 。北半球海平面冬半年平均最大西风在 3 5m s 以上，为南半球冬季的7 0 。北半球冬半年极大两风中心位于4 5 。n 比南半球向 低纬度移动了1 5 个纬度。南半球夏半年平均西风极大值也比北半球夏季大l 倍左右。( 3 ) 南 半球海平面超长波的地理分布特征十分简明。无论冬夏，也无论高纬低纬，沿纬圈方向均 为1 波型，即环绕半球为l 槽l 脊：沿经圈方向即由赤道至h 南极区分布着2 槽2 脊，为2 波型。( 4 ) 南半球海平面月平均环流经向度比北半球小得多，不足北半球的3 6 。所以南半球海平面的 大气运动以纬向西风为主，南北向交流较弱。 对流层中部：( 1 ) 南半球对流层5 0 0 h p a 从低纬度到高纬度( 至7 5 。s ) 主要受西风控制， 多年平均西风强度在低纬度最弱，在1 0 。s 附近西风值接近0 ：由低纬度向高纬度逐渐增 强，在5 5 6 5 。s 西风强度达到最大值，比北半球平均地转西风最大值几乎大l 倍。其次， 由5 0 。s 向高纬度西风又开始减弱，到7 5 。s 附近出现东风。( 2 ) 南半球平均地转风冬夏至 今强度差别不大，夏半年平均西风极大值稍低于冬季的值。( 3 ) 南半球对流层超长波的地理 分布特征十分简明，无论冬夏，也无论高纬低纬沿纬囤方向均为一波型，即环绕半球为1 槽i 脊：沿经网方向印由赤道到南极区分布着2 槽2 脊，为2 波型。( 4 ) 南半球月平均环流 经向度比北半球小得多，不足北半球的3 6 。所以南半球大气运动以纬向西风为主，南北 向交流弱。 平流层：( 1 ) 南半球平流层1 0 0 h p a 从低纬度到高纬度( 至7 5 。s ) 均受西风控制，多年 平均茜风强度在低纬度最弱，在l o 。s 附近西风值接近于0 ，由低纬度向高纬度逐渐增强， 澳人利亚高压年际变化与噩澳季风环流系统异常 在4 5 。5 5 。s 西风强度达到最大值，比北半球平均地转西风最大值( 约为3 0 m s ) j l 乎大1 倍。由5 0 。s 向高纬度西风又开始减弱。到7 5 6 s 附近出现东风。( 2 ) 南半球平均地转西风 冬夏之间强度差别很大。夏半年平均强风极大值明显低于冬季的值，还不到冬季的一半。 北半球冬半年平均最大琶风是南半球冬季的一半。北半球冬半年极大西风中心位于3 5 。 4 5 。n ，比南半球向低纬度移动了1 5 个纬度。南半球夏半年平均西风极大值也比北半球夏 季大1 倍左右。( 3 ) 南半球平流层超长波的地理分布特征十分简明，无论冬夏，也无论高纬 低纬，沿纬圈方向均为1 波型，即环绕半球为l 槽1 脊；沿经圈方向即由赤道到南极区分 布着1 槽l 脊，也是1 波型。 1 3 季风与亚澳季风环流研究进展 季风是一种与年循环( 季节变化) 相联系的现象。是大气环流( 风) 季节变化的种典型 表现( 或者说比较极端) 的情况。它有如下特点：( 1 ) 冬、夏季季风区地面盛行风向相反或接 近相反，即风向相差1 2 0 。1 8 0 。；( 2 ) 夏季风从凉爽的海洋吹向热大陆，冬季从寒冷的 大陆吹向温暖的海洋；( 3 ) 夏季风必须潮湿，冬季风必须干燥，即夏季风与冬季风形成的天 气状况要有明显不同。季风的形成机制包括：( 1 ) 大气环流的季节变化和越赤道气流或两半 球的相互作用首先是由于赤道面与黄道面有交角而使太阳辐射有年变化所致，行星热对流 环流是热带季风的“第一推动力”；( 2 ) 而地表特性差异( 海陆热力特性差异以及地形高度 等) 所导致的准定常行星波( 也有季节变化) 为“第二推动力”，二者共同作用使热带季风表 现上具有局域性，第二推动力在亚澳季风区与第一推动力台拍，使热带季风在亚澳区内最 明显，而各经圈环流圈的上下及南北关联及与中高纬准定常行星波的配置则使全球范围内 从低纬到高纬有地域性的明显季节变化区，从而构成三度空间的全球季风系统( 不妨称之为 广义季风系统，以别于传统的季风定义) ”8 。；( 3 ) 地球自转：( 4 ) 湿过程。 东亚夏季风可以划分为南海西太平洋热带夏季风和中国大陆东部日本副热带夏季 风两个相对独立的东亚夏季风子系统。3 。与此同时，在南半球盛行印度尼西亚北澳冬季 风。这些季风系统既相互独立又相互联系，构成了一个完整的亚澳夏季风( 北半球) 系统。 北半球冬季，东亚东北季风还可以越过赤道进入南半球转为印度尼西亚北澳夏季( 南半球) 风1 。南北半球冬夏季风转换构成亚澳季风之年循环( 或季节循环) 。 许多研究指出亚洲季风和澳洲季风在全球气候变化中扮演着重要的角色”。我国著 名气象学家竺可祯首先提出东亚夏季风和中国降水的可能关系“3 ，之后，涂长望和黄仕松 又研究了东亚夏季风的进退”。这些研究开辟了研究东亚夏季风变化及其对东亚夏季气候 影响的研究之路。 根据陶诗言和陈隆勋的研究”“，东亚夏季风系统的成员( 如图1 1 。”所示) 包括：印度 的西南季风气流、澳大利亚的冷性反气旋、沿1 0 0 。e 以东的越赤道气流、南海和赤道西太 平洋的季风槽( 或i t c z ) 、西太平洋副高和赤道东风气流、梅雨锋以及中纬度的扰动。研究 还表明，东亚季风系统成员在东亚的分布偏北或偏南就会引起我国江淮流域、朝鲜半岛和 日本的干旱和洪涝1 。 关于东亚夏季风的研究，陶诗言和陈隆勋已作了较系统的回顾“1 ，继他们之后，在东 亚夏季风的结构、东亚夏季风年际、季内变化及其原因以及关于东亚季风的数值模拟和预 3 澳大利亚高压年际变化与澳季风环流系统异常 测等方面，特别是东亚夏季风的年际、季内变化的物理机制以及季风对水汽输送和季风区 水份能量循环等方面的研究取得了很大进展。 1 4 澳高及其与亚澳季风环流异常研究现状 澳大利亚冷空气活动对北半球亚洲夏季风的影响以及南北半球大气环流的相互作用是 我国气象学家非常熟悉并且早就予以重视的课题1 ”1 。北半球东亚经向环流盛行时，南半 球中纬度经向环流也较强，并且在赤道附近南半球的空气向北输送的机会很大，这种强南 风风速与澳洲强冷空气活动有关。南半球中纬度大范围的斜压性发展会导致某些地区越赤 道气流的建立，从而导致北半球相应地区夏季风的建立和发展。在夏季风建立后，这种斜 压性的发展又会引起北半球亚洲夏季风的加强与北进”4 “。陈隆勋等1 和何金海等“将南 北半球大气环流的相互作用与准4 0 天振荡在季风区的经向传播联系起来：准4 0 天振荡是南 半球冷空气的振荡向北传播到北半球i t c z 的表现，南北半球环流的相互作用就是依靠这种 振荡的传播；南半球中纬度准4 0 天周期性冷空气活动对热带大气的强迫及其对北半球夏季 风的影响，马斯克林高压和澳高南侧的冷空气爆发会引起这两个高压本身的加强，尔后导 致越赤道气流的加强，进而分别导致印度季风和东亚季风的加强与北进。澳大利亚冷空气 活动对东亚夏季风的重要作用通过数值试验进一步得到证实“。 澳高与中国季风环流和降水的关系密切“，与中国华南降水有正相关“，它是南半球 影响华南前汛期降雨的重要天气实体，澳高北侧冷空气爆发、越过赤道，在地形( 加里曼丹、 中南半岛) 和b 效应作用下转变成能给华南带来降雨的南海西南季风，这股西南季风的强 弱，与澳高冷空气爆发前的基本状态有关，当澳高在原先较强的基础上获得加强引起冷空 气爆发时，影响华南的西南季风较弱，华南降雨偏少。反之，澳高在原先较弱的基础上获 得加强引起的冷空气爆发时，则影响华南的西南季风反而较强，华南降雨偏多。究其原因， 可能是越赤道气流通道不同的结果。同时，澳高与副高的关系，也可能是澳高影响华南前 汛期降雨的另一途径。”。澳高、马斯克林高压、南太平洋高压是直接影响广西地区前汛期 雨量的季节变异的重要原因”“。另外，澳高在形成我国东部( 9 0 。e 以东) 夏季6 7 月降水 过程中有重要作用，7 月份澳高加强时，东亚西风带位置强且偏南，黄海、渤海湾5 0 0 h p a 高度负距平，南海、菲律宾5 0 0 h p a 高度正距平，副热带高压位置偏南，且西伸较明显。 澳大利亚冷空气爆发与北半球夏季中、低纬行星尺度环流系统和我国大范围的大到暴雨存 在准一周周期的遥相关“，并且在澳大利亚地面气压出现峰值后，我国东南沿海8 5 0 h p a 经向 风速增强过程自南向北传播也有准一周周期过程1 。 越赤道气流是两半球大气质量、动量交换的途径，越赤道气流通道分布与全球大气环 流特别是中低纬大气环流系统紧密相联。越赤道气流是影响南北半球天气发生、气候异常 的重要因索之一，尤其是夏季源于澳洲的越赤道气流与亚洲季风、夏季降水以及台风等重 要天气有密切联系“”。k r i s h n a m u r t i ( 1 9 9 6 ) ”1 从气候学的角度指出东亚夏季风的源头之 是在印度尼西亚到苏拉威西的越赤道气流，而这股气流正是来源于澳高。夏季澳高的发展 能够造成2 3 候以后1 0 5 。e 越赤道气流的增强，并进一步影响东中国海季风区上升运动 的变化”1 ，而且源于南半球副热带高压( 包括澳高) 的越赤道气流较强的年份，我国夏半年 降水亦偏强偏广；相应地，在我国发生洪涝灾害的年份，越赤道气流通道的位置发生重大 4 澳大利皿高压年际变化与亚澳季风环流系统异常 偏移，同时有“强信号”提前出现”“。 上述研究说明南半球大气环流的变化尤其是澳高的变化对北半球亚洲季风系统可能有 显著影响。然而，这些工作主要是针对季节内和季节变化，对澳高年际变化的研究相对较 少，而且有关这些年际变化的研究主要是针对马斯克林高压来展开的( 薛峰等”“、旖能等 ”“) ，其中所选的个例也不多，因而所得结论有待进一步验证；另一方面，有关南半球大气 活动对北半球天气气候影响的研究主要是一些零散的针对越赤道气流展开的工作，对澳高 年际变化如何引起整个亚澳季风环流系统的变化目前尚不清楚。本文力图在研究澳高的年 际变化的基础上，从整个环流系统的角度入手来探讨澳高年际变化对亚澳季风环流的影响。 1 5 本文研究目的 如上所述，目前有关南北半球大气相互作用和南半球大气环流以及东亚季风系统的认 识和研究已取得了很大的进展，然而，有关澳高对亚澳季风系统和中国降水影响方面的研 究并不多“。，而且这些研究都是针对个别系统或是个别年份来展开的，对于澳高年际变 化及其对整个亚澳季风环流系统的影响缺乏深入的研究。针对这种情况，本文着力讨论以 下几点： 1 、 澳高年际变化有何特征? 它与南极涛动和e n s o 的关系如何? 2 、澳高年际变化是如何影响整个亚澳季风环流系统的变化? 它对中国夏季降水有何 影响? 3 、澳高年际变化与亚澳季风环流系统异常的季节持续性干年代际尺度上的持续性有 何特征? 5 澳人利娅高_ 臼! _ 年际变化峙亚澳季风环流系统异常 2 1 资料 第二章资料和方法 1 、位势高度场、风场、海平面气压( s l p ) 和高云量( h c c ) 资料为n c e p n c a r ( n a t i o n a l c e n t e rf o re n v i r o n m e n t a lp r e d i c t i o n n a t i o n a lc e n t e rf o ra t m o s p h e r i cr e s e a r c h ) 的再分析资料，水平分辨率为2 。5 。x 2 5 。，其中，海平面气压场和水平风场为1 9 4 8 2 0 0 2 年，垂直速度场、5 0 0 h p a 位势高度场、和高云量( h c c ) 为1 9 4 9 2 0 0 1 年。 2 、海表面温度( s s t ) 资料为n c e p n c a r 再分析资料，水平分辨率为2 0 。2 0 。， 时间从1 9 5 0 年1 月到1 9 9 8 年1 2 月共4 9 年。 3 、1 9 5 1 2 0 0 0 年全国1 6 0 个标准站的6 8 月降水资料。 4 、 1 9 7 9 1 9 9 5 年c h a p 全球降水资料，分辨率2 5 。2 5 。 2 2 方法 2 2 1 线性倾向估计啪 用z ，表示样本量为n 的某一气候变量，用 ，表示x 。所对应的时间，建立墨与t ，之间 的一元线性回归 工f = 口+ b t ，g = 1 , 2 ，”j( 2 1 ) ( 2 1 ) 式可以看作种特殊的、最简单的线性回归形式。它的含义是用一条合理的直线表示 x 与其时间f 之间的关系。由于( 2 1 ) 式右边的变量是x 对应的时间t ，而不是其它变量。因 此这一方法属于时间序列分析范畴。( 2 1 ) 式中a 为回归常数，b 为回归系数。a 和b 可以 用最4 - - 乘进行估计。 对观测数据五及相应的时间t ，回归系数b 和常数a 的最小二乘估计为 其中 b = n t 岛一三 j = 1n 口= z b t 6 ( 2 2 ) 偿惰一丫， 、l一t。 一。商 他情一y 从 澳大利亚高压年际变化与亚澳季风环流系统异常 ；。去；5 去擎 回归系数b 的符号表示气候变量的趋势倾向。b o 时，说明随时间t 的增加x 呈上升 趋势：b 1 1 年。取滑动步长为j = 1 1 年，然后对工，、y 。求j = 1 , 2 ，1 1 的相关系数作为i = 6 是的相关系数，之后f 向后滑动1 年，对、y ；求i = 2 ，1 1 , 1 2 的相关系数作为i = 7 时的相关系数，依此类推一共滑 动求出h s + 1 个相关系数，用它来分析在总体相关系数k ，y f i = 1 ，2 ， ) 的影响下 墨和y 。这两个时间序列的之间的年代际相互关系特征。 2 2 5 相关性检验 对于气候变量不同时刻间的线性相关和两气候变量间的线性相关是否显著，即相关数 值达到多少葬是存在显著相关关系，必须进行统计检验。 正态总体的相关检验实质上是两个变量间或不同时刻间观测数据的独立性检验。( 2 7 ) 一v ， 一 y殒 一 澳大利亚高压年际变化与亚澳季风环流系统异常 式给出的相关系数r 是总体相关系数p 的渐进无偏估计。所谓相关检验，就是裣验p 为0 的 假设是否显著，即提出原假设日。：_ ；d = 0 。相关系数检验大致有以下2 种方法： ( 1 ) 在假设总体相关系数p = 0 成立的条件下，相关系数，的概率密度函数正好 是t 分布的密度函数，因此可以用t 检验来对r 进行显著性检验。统计量 扛历去( 2 7 ) 1 一，2 、7 遵从自由度y 2 一2 的f 分布。给定置信水平a ，查f 分布表，若f 屯，则拒绝原假设， 认为相关系数是显著的。 ( 2 ) 为检验方便，己构造出不同自由度，不同置信水平的相关系数检验表。在 实际检验过程中，自由度已知，给定置信水平，就可直接查表对相关系数进行显著性检验， 这是实际研究工作中最通用的办法。 2 2 6 合成分析 合成分析的置信水平：检验两组样本序列平均值差异的显著性，两序列样本个数分别 为：n t 和n 。，两个序列的平均值分别表示为：一x 1 及i 。 原假设1 t o ：u0 _ u - = 0定义一个统计量为 ( 2 8 ) 显然f f ( l + 2 2 ) 分布，给出信度a ，查表可以得到临界值屯，计算f 后在如下比较 f 与f n ，当绝对值卵于等于，否定原假设f ，即说明其存在显著性差异；当f ，、于f 。 则接受原假设。 9 蓐 i f 澳大利亚高压年际变化与亚澳季风环流系统异常 3 1 引言 第三章澳高年际变化 澳高是亚澳季风环流系统的重要成员，它对我国夏季气候有重要影响“”7 。“”。然 而，与亚澳季风系统其它成员相比，对澳高的研究并不多。只有对澳高年际变化及其影响 因子作进一步研究，对亚澳季风系统各成员之间的相互关系才会更加清楚。 3 2 澳高年际变化强度指数的确定 参照薛峰等“4 、施能等“8 1 对澳高强度指数的定义，澳高强度指数( a i s i ：a u s t r a l i a n h i g hs t r e n g t hi n d e x ) 定义为( 1 2 0 1 5 0 e 2 5 3 5 。s ) 的标准化海平面气压区域平均值。 从澳大利亚及其邻近地区1 9 4 8 2 0 0 2 年夏季( 6 8 月) 气候平均的海平面气压场( 图3 1 ) 来看，所选区域充分涵盏了澳高所在位置，而且应用这一指数所得结果与施能等“”的研究 结果比较，它能很好地反映出澳高年际变化特征及其对亚澳季风环流系统的影响。 为了更好地研究澳高年际变化，我们把澳高强度指数( 图3 2 a 中实曲线) 分解为三部 分： ( n气候趋势系数：对澳高强度指数进行趋势拟合而得。 ( 2 ) 澳高年代际变化强度指数( a l t d s i ：a u s t r a l i a nh i g hi n t e r d e c a d a lv a r i a t i o n s t r e n g t hi n d e x ) ( 以下简称澳高年代际指数) ：用澳高强度指数减去气候趋势系数，把所得 结果进行低通滤波后得到。 ( 3 )澳高年际变化强度指数( a i t a s i s t r e n g t hi n d e x ) ( 以下简称澳高年际指数) 数后所得的部分。 a u s t r a lj a nh i g hi n t e r a n n u a lv a r i a t i o n 澳高强度指数减去气候趋势系数和年代际指 图3 2 a 中气候趋势系数表明澳高从1 9 4 8 年到2 0 0 2 年呈增强趋势。 图3 2 b 给出了澳高的年代际变化特征，可以看出，从1 9 4 8 年到2 0 0 2 年澳高的强弱分 为几个不同的时段：4 0 年代中后期到5 0 年代初澳高处于强年( 1 9 4 8 1 9 5 2 ) ：5 0 年代初到 7 0 年代中后期为澳高弱年( 1 9 5 2 1 9 6 6 ；1 9 7 0 - - 1 9 7 7 ) ：中间穿插了3 个稍强的年份( 1 9 6 7 。 1 9 6 8 ，1 9 6 9 ) ，之后从7 0 年代中后期到8 0 年代中后期转强( 1 9 7 8 1 9 8 6 ) ；1 9 8 7 1 9 9 3 年叉 为弱期；1 9 9 4 2 0 0 1 年为澳高增强的时段。总的来看，以7 0 年代中后期为转折点，之前 澳高处于较弱的阶段：之后基本上维持7 年左右的强弱相间时期。 在图3 2 c 中我们可以看到，在去除趋势项和年代际变化项影响之后所得的澳高年际指 数能更加清楚地反映出澳高年际变化特征。为了研究澳高年际变化对亚澳季风环流系统的 影响( 第四章) 。以澳高年际指数绝对值 1 0 5 为标准( 图3 2 b 中虚线) ，作为划分澳高年际 变化强、弱年的依据，则强澳高年际指数年有：1 9 5 4 ，1 9 5 9 ，1 9 6 5 ，1 9 6 9 ，1 9 7 6 ，1 9 7 7 ， 1 0 澳大利亚高压年际变化与亚澳季风环流系统异常 1 9 8 2 ，1 9 8 7 ，1 9 9 3 ，1 9 9 4 和1 9 9 7 年共1 1 年，弱澳高年际指数年有：1 9 5 6 ，1 9 6 3 ，1 9 8 4 1 9 6 8 ，1 9 7 4 ，1 9 7 8 ，1 9 8 1 ，1 9 8 6 ，1 9 9 1 和1 9 9 6 年共1 0 年。 图3 21 9 4 8 2 0 0 2 年澳高强度指数( 实线) 、气候趋势系数( 虚线) ( a ) 和澳高年代际指数 ( b ) 以及澳高年际指数( c ) ( 虚线为划分强弱年的标准) 时间序列 根据以上对澳高强弱年的划分，给出北半球夏季澳大利皿地区澳高强年和弱年8 l p 分 布( 图3 3 ) ，由图可以看出，在强澳高年( 图3 3 a ) ，澳高中心位于( 1 4 0 。e ，3 2 5 。s ) 附近， 中心强度为i 0 2 3 2 h p a | ；在弱澳高年( 图3 3 b ) ，澳高中心位于( 1 3 2 。e ，2 7 。s ) 附近，中心 强度为1 0 1 8 8 h p a 。与气候场( 图3 1 ，澳高中心位于( 1 3 7 。e ，3 0 。s ) 附近，中心强度为 1 0 2 1 h p a ) 相比，在强澳高年，澳高中心位置明显偏东偏南，中心强度比气候场大2 h p a 以上： 在弱澳高年，澳高中心位置明显偏西偏北，中心强度比气候场小2 h p a 以上。这样的结果在 澳大利亚地区9 2 5 h p a 水平环流上亦有所反映( 图3 4 ) 。 3 , 4 澳高年际周期变化 为进一步探讨澳高的年际和年代际变化特征，我们对澳高年际指数和澳高年代际指数 进行小波分析。 图3 5 a 是澳高年际指数的1 9 4 8 2 0 0 2 年的小波变换分析结果，它反映了澳高年际变 化的周期特征，从图中可以看出，澳高年际变化以4 j 年左右的周期变化为主同时也显 示出7 8 年左右的周期。 图3 5 b 是澳高年代际指数1 9 4 8 2 0 0 2 年的小波变换分析结果，它反映了澳高的年代 际变化的周期特征，由图可见澳高年代际变化的主要周期为1 5 年左右。 l图3 5 澳高年际指数和年代际指数的小波分析结果( a ：澳高年际指数；b ：澳高年代际指数)j 3 5 澳高年际指数与海平面气压、5 0 0 h p a 位势高度场以及海表温度的关系 图3 6 a 给出了澳高年际指数与全球海平面气压同期相关系数。图中显示，澳高年际 变化与1 8 0 。以西至4 0 4 w 的南北半球的低纬热带地区的海平面气压呈正相关分布特征， 另外，在( 4 0 1 2 0 。w ，5 0 7 0 。s ) 的南半球中高纬的洋面上也有一部分正相关区域：而澳 高年际指数与南半球中高纬洋面上大部分地区以及整个南极大陆地区呈负相关分布特征： 澳火利亚高压年酌i 变化与亚澳季风环流系统异常 另一负相关区处于热带和副热带中东太平洋的广大洋面以及南美大陆上的广大地区。其中， 主要的正相关区分布在3 个区域：( 1 ) 澳洲大陆、亚澳大陆桥( 从澳大利亚地区到南海海域 包括菲律宾群岛在内) 及其附近洋面，相关系数最大值可以达到0 9 以上；( 2 ) 印度半岛以 东的孟加拉湾地区；( 3 ) 南美大陆以东赤道附近的大西洋洋面。主要负相关区有两个区域： ( 1 ) 位于( 2 0 7 0 。e ，5 0 6 0 。s ) 的南半球中高纬洋面上：( 2 ) 中东太平洋位于赤道及其以 南的热带和副热带太平洋的广大地区。 图3 6 b 给出了澳高年际指数与5 0 0 h p a 位势高度场的同期相关分布，它反映的相关系 数分布情况与海平面气压所反映的情况在南半球的中高纬基本一致，即澳高年际变化与南 极大陆上空以及中东太平洋副热带上空的5 0 0 h p a 位势高度呈负相关分布，与澳洲中部和南 部大部分地区以及( 4 0 1 2 0 。w ，5 0 7 0 。s ) 的南半球中高纬的洋面上5 0 0 h p a 位势高度呈 正相关分布；而在南北半球的低纬热带地区均为正相关分布，且显著相关区域分布也略有 不同，显著正相关区域有4 部分：( 1 ) 澳洲中南部及其以南的洋面；( 2 ) ( 4 0 。w 5 0 。e 3 0 。s 附近) 的区域；( 3 ) 中东太平洋热带地区；( 4 ) 1 2 0 。w 北半球高纬加拿大西北侧。显 著负相关区有3 个区域：( 1 ) 南极大陆；( 2 ) 中东太平洋副热带地区( 3 0 。s 附近) ：( 3 ) 美国 西海岸( 4 0 。n 附近) 。 从以上分析我们可以看出，澳高年际变化与海平面气压和5 0 0 h p a 位势高度的相关分布 有如下特征： ( 1 ) 经向( 由南向北) 分布：在东半球的海平面气压和5 0 0 h p a 位势高度均表现为：一、 + 的分布形态，即一波型；在西半球，海平面气压表现为一、+ 、一、+ 的分布形态，为 2 波型；5 0 0 h p a 位势高度场的分布形态为一、+ 、一、+ 、一、+ ，即3 波型。 ( 2 )纬向( 由西往东) 的波动特征主要表现在南半球：南半球的中高纬地区的海平面气 压和5 0 0 h p a 位势高度场均表现为一、+ 的单波结构，而低纬热带和副热带的相关分布与中 商纬反位相，表现为+ 、一的分布形态。 ( 3 ) 两张图上均表现出澳高年际变化同时与南极涛动和南方涛动有关，当南极涛动指 数和e n s 0 增强时，澳高增强。 图3 6 c 是澳高年际指数与全球海表温度的同期相关分布，可以看出，澳高年际指数与 澳洲大陆北部和东