（气象学专业论文）热带东风急流及亚洲夏季风的气候学研究.pdf

摘要 本文主要是用n c e p n c a r 再分析资料研究了热带东风急流( t e j ) 的结构， 多尺度变化特征及其与亚非季风降水的关系，并且在此基础上重新评佶亚洲夏 季风指数及研究季风的长期变化，最后比较了n c e p n c a r 与e r a 一4 0 再分析资料 的差异。结果表明； ( 1 ) 热带东风急流主要覆盖了热带地区从日界线向西延伸到非洲西海岸的大片 地区，其核心位于印度半岛南部1 0 1 5 。n 上空1 5 0 1 0 0 h p a ，中心风速超过3 0 m s 。t e j 的前三个主e o f 模说明了三种不同的环流型式：第一个e o f 模说明 它的基本状态，即热带地区基本上变化一致，为东风带控制，它是亚洲季风系 统的一个高空分支；第二个e o f 模说明与e n s o 有关的环流型式；第三个e o f 模说明与a a o 有关的环流型式。 ( 2 ) t e j 存在周期为4 0 6 0 天和2 0 一3 0 天的季节内振荡，以及周期为2 。4 年和 7 1 0 年的年际变化。它与e n s o 总的来说是负相关：出现暖事件时t e j 减弱， 出现冷事件时t e j 加强。t e j 存在明显的年代际变化，1 9 5 8 年到2 0 0 2 年之间 t e j 的突变点是1 9 7 8 年，突变前为强t e j 时期，突交后t e j 显著减弱。 ( 3 ) 在亚洲和中非，主要降水带、对流区、高层辐散及大尺度上升运动都出现 在东风急流入口区的右侧及出口区的左侧，但出口区西非的情况略显复杂。在 东风急流的入口区和出口区存在两个近于相反的垂直环流，它们与降水分布密 切有关。 ( 4 ) 修正季风指数w y i ，在对流层高层取1 5 0 1 0 0 h p a 代替2 0 0 h p a 来重新定 义季风指数d h pu 4 8 5 0 - u * ( t 5 0 + 1 0 0 ) 。d h i 和w y i 在描述季风的年际变率方 面基本上是一致的，d h i 比w 更合适主要反映在表征亚洲夏季风的长期变化 及突变方面。d h i 表征亚洲夏季风环流在1 9 8 0 年发生突变，突变后季风环流减 弱，这主要是由于1 5 0 1 0 0 h p a 层东风的减弱，但这种东风的减弱现象在2 0 0 h p a 不明显。突变后总的来说：亚洲地区高层东风减弱，表明夏季风减弱；海陆气 压差和海陆温差的减小导致季风减弱；相应高空辐散和水汽输送在印度半岛、 中南半岛中部、中国华北和东北地区都是减弱的，也表明夏季风减弱。 关键词：热带东风急流，变化，季风降水，季风指数，突变 a b s t r a c t b a s e do nn c e p 斛c a rr e a n a l y s i sd a t a , t h es t r u c t u r ea n dv a r i a 廿o no ft r o p i c a l e a s t e r l yj e tr t e j ) a n di t sr e l a t i o n s h i p 、v i t l ln l ed i s t r i b u t i o no fr a i n f a l li na s i aa n d a 髓c aa r ea n a l y z e d i na d d i t i o n 也ea s i a ns l a - d 蚴em o n s o o ni n d i c e sa r er e a p p r a i s e d a n dt h es e c u l a rv a r i a t i o no fm o n s o o ni ss t u d i e d f i n a l l y , t h ed i f i e r e n c eb e t w e e n n c e p n c a ra n de r a ，4 0r e a n s l y s i sd a t ai sm a d ef o rr c f e r c n c e n 碥m a i nr e s u l t s a r ea sf o l l o w s ： f 1 ) t e jc o v e r sl a r g et r o p i c a la r e a se x t e n d i n gf r o mt h ed a t e l i n et ot h ew e s tc o g s t a l r e g i o n si aa 氖c a 。i t sc o r gi sl o c a t e da t1 5 0 - 1 0 0 b p aa b o v e1 0 - 1 5 。ni ns o u t h e m h l d i a np e n i n s u l a 谢t l lt h em a x i m a ls p e e dl a r g e rt h a n3 0 m s t h ef i r s tt h r e ee o f m o d e so ft e ji n d i c a t et h r e ed i f i e r e n tc i r c u l a t i o np a t t e r o s e o f ls h o w si t sb a s i c c o n d h i o n ，i ，e e a s t e r l y w h i c hi sa nu p p e rb r a n c ho ft h ea s i a nm o n s o o ns y s t e m ， c o n t r o l st h et r o p i c s ；e o f 2s h o w st h ec i r c u l a t i o na s s o c i a t e dw i t he n s o ；e o f 3 i n d i c a r e st h ec i r c u l a t i o na s s o c i a t e dw i t ha a o f 2 ) t e jh a si n t r a s e a s o n a lo s c i l l a t i o n ( i s o ) w i t hp e r i o d so fb o t l l4 0 6 0d a y sa n d 2 0 3 0d a y sa n di n t e r a n n u a lv a r i a t i o nw i t hp e r i o d so f2 4y e a r sa n d7 1 0y e a r s g e n e r a l l yi ti sn e g a t i v e l yc o r r e l a t e dw i t he n s o ：t e jw e a k e n s 淑w k h ne v e n t s 盟d s t r e n g t h e n si nc o l de v e n t s t e jh a so b v i o i l si r i t e r d e c a d a lv a r i a t i o n w i t l l1 9 7 8i t s c l i m a t e u m py e a r i ti ss t r o n gt e jp e r i o db e f o r e 19 7 8 ，a n dt e jw e a k e n s s i g n i f i c a n t l ya f t e rt h ec l i m a t ej u m p ( 3 ) i na s i aa n dc e n t r a la f r i c a , t h ep r i m a r yr a i n f a l l ，c o n v e c t i o n ，u p p e rd i v e r g e n c ea n d a s c c n d i n gm o t i o na 口p e a ri nt h er i g h ts i d eo ft h ee n t r a n c er e g i o na n dt h el e f ts i d eo f t h ee x i tr e g i o no ft e j h o w c v c ri t i sn o tt h ec a s ei nw e s ta f r i c a t h e r ea r et w o o p p o s i t ev e r t i c a lc i r c 出a t i o n si nt h ee n t r a n c er e g i o na n de x i tr e g i o n w h i c hi sc l o s e l y a s s o c i a t e dw i t ht h ed i s t r i b u t i o no f r a i n f a l l 。 ( 4 ) t om o d i f yt h em o n s o o ni n d e xw y i ，1 5 0 1 0 0 h p ai n s t e a do f2 0 0 h p ai sc h o s e nt o r e d e f i n eam o n s o o ni n d e xd h i = u + 8 5 0 一u * ( 1 5 0 + 1 0 0 ) d h ii si na g r c e m e n tw i t h w i nd e s c r i b i n gt h ei n t e r a n n u a lv a r i a t i o no fm o n s o o n w h i l ei ti ss u p e r i o rt ow i 1 1d e s c r i b i n gt h ei n t e r d e c a d a lv a r i a t i o na n dc l i m a t ei u m po fa s i a ns u m m e rm o n s o o n d h i 血d i c a r e st h a tt h em o n s o o n a lc i r c u l a t i o nw e a k e n sa f t e ri t sc l i m a t ej u r n pi n19 8 0 ， w h i c hi sc a u s e db yt h ew e a k e n i n go ft h ee a s t e r i ya t1 5 0 1 0 0 l a p 扎w h i l ee a s t e r l ya t 2 0 0 h p ad o e sn o tw e a k e ns i g n i f i c a n t l y a f t e rt h ey e a ro f19 8 0i ng e n e r a l ，e a s t e r l yi n t h eu p p e rt r o p o s p h e r ew e a k e n sh a s i a , s h o w l a gt h ew e a k e n i n go fs u m m e rm o n s o o n ； t h e1 a n d s e ap r e s s u r ed i 彘r e n c ea n dt h e r m a ld i f f e r e n c ed e c r e a s e r e s u l r i n gi nt h e w e a k e n i n go fm o n s o o n ；t h eu p p e rd i v e r g e n c ea n dw a t c r v a p o rt r a n s p o r td e c r e a s em i n d i a np e n i n s u l a ，c e n t r a lh a d o c h i n ap e n i n s u l a , n o r t hc h i n aa n dn o r t h e a s tc h i n a , i n d i c a t i n gt h ew e a k e u l n go f s u m m e r m o n s o o n a sw e l l k e yw o r d s ：t r o p i c a le a s t e r l yj e t ( t e j ) ，v a r i a t i o n ，m o n s o o nr a i n f a l l ，m o n s o o n i n d i c e s ，c l i m a t e j u m p i 学位论文独创性声明 本人郑重声明： 1 、坚持以“求实、创新”的科学精神从事研究工作。 2 、本论文是我个人在导师指导下进行的研究工作和取得的研究 成果。 3 、本论文中除引文外，所有实验、数据和有关材料均是真实的。 4 、本论文中除引文和致谢的内容外，不包含其他人或其它机构 已经发表或撰写过的研究成果。 5 、其他同志对本研究所傲的贡献均己在论文中作了声明并表示 了谢意。 作者签名：蓝缝 日期： 皇盟：至：堕： 学位论文使用授权声明 本人完全了解南京信息工程大学有关保留、使用学位论文的规 定，学校有权保留学位论文并向国家主管部门或其指定机构送交论 文的电子版和纸质版；有权将学位论文用于非赢利目的的少量复制 并允许论文进入学校图书馆被查阅；有权将学位论文的内容编入有 关数据库进行检索；有权将学位论文的标题和摘要汇编出版。保密 的学位论文在解密后适用本规定。 作者签名：篮璺 日期：珈：晤 第一章绪论 对流层上部的热带东风急流( t r o p i c a le a s t e r l yj e t ) 是亚洲夏季风系统最重 要的组成部分之一，也是北半球夏季主要的高空环流特征d o 热带东风急流与 亚洲夏季风及季风降水密切相联，因此一直受到气象工作者的关注。长期以来， 关于热带东风急流已经作了大量的工作，包括热带东风急流的定义，时空分布 特征，结构，变化，与降水分布的关系，维持机制等等，取得了一些重要的成 果。但由于过去对流层高层资料稀疏，许多人都不是选择急流强度最大的层次 来研究东风急流，因此不够准确，可能不能真实反映急流的情况。由于热带东 风急流存在季节内、年际和年代际变化，许多问题都还有待进一步解决。另外， 关于热带东风急流的垂直环流及其与天气的关系还不是很清楚。本文的主要目 的就是研究热带东风急流的三维结构，多尺度变化特征及其与亚非降水的关系， 并且在此基础上重新评估亚洲夏季风指数及研究季风的长期变化。下面首先对 热带东风急流有关方面的研究作简单回顾和介绍。 l - 1 热带东风急流的定义 热带东风急流最早是由k o t e s w a r a m 2 3 在分析1 9 5 5 年夏季南亚和邻近北非 对流层上层环流时发现的，他认为最强的东风位于1 5 0 1 0 0 h p a 。 k r i s h n a m u r t i 3 3 指出在对流层上层，热带东风急流从中南半岛延伸至非洲西 海岸，在阿拉伯海5 。1 0 。n 上有最大速度。 丁一汇等h ，c h e ne ta 1 5 通过分析2 0 0 h p a 流场，发现北半球夏季热带对 流层上层环流的大尺度特征是南亚高压，墨西哥高压，洋中槽及热带东风急流。 c h e ne ta 1 5 1 指出热带东风急流是与其北部青藏高压反气旋环流和其南部印度 洋反气旋环流联系在一起的，5 。s 一2 0 。n ，1 5 0 。e 3 0 。w 覆盖了大部分的东风 急流区域。 t a n a k a e 1 指出，热带东风急流是热带亚洲区域( 1 0 。一3 0 。n ，4 0 。1 2 0 。e ) 夏季风在对流层上层的回流。通过对1 5 0 h p a ，1 0 0 h p a 和2 0 0 h p a 的纬向风 场进行比较，得到东风急流在1 5 0 h p a 层最好观测，因此选择用1 5 0 h p a 层1 0 。 n 处4 0 。1 1 0 。e 之间的风速平均值代表东风急流的强度。 在夏季整个对流层深度，加热的青藏高原上的温度比赤道印度洋上的温度 高，经向温度梯度在对流层上层产生东风切变( 热成风) ，这个强东风切变被称 为热带东风急流( s a t h i y a r n o o r t h y 7 3 ) 。在亚洲季风区，东风区域从4 0 0 h p a 开始， 强度向上增加一直到1 0 0 ”a 。 由上述前人的研究可知，早期气象学者研究热带东风急流受到资料的限制。 由于过去对流层高层资料稀疏，许多入选择2 0 0 h p a 层而不是急流强度最大的 1 5 0 1 0 0 h p a 层，或者是用单层1 5 0 h p a 来研究东风急流，这样计算的急流是不 够准确的，可能不能真实反映急流的情况。另方面，目前缺乏一个统一的东 风急流指数来研究其变化及与其他系统的关系，因此有必要对急流研究更有效 的定义方法。 1 2 热带东风急流的结构及其变化 丁一汇等( 8 1 研究了5 1 0 月全球热带和副热带2 0 0 h p a 多年平均逐月纬向风 场，发现：5 月2 0 0 h p a 最强东风位于中南半岛南端新加坡和马来西亚上空，印 度上空风速较弱，整个东风带沿赤道从西非向东经过印度洋一直延伸至西太平 洋1 7 5 。e ；6 月随着南亚季风爆发和向北推进，东风急流迅速加强，新加坡 马来西亚中心最大风速达1 5 m s ，在印度半岛南端出现了最强的东风中一t l , ，另外 在沙特阿拉伯- 也门也出现一个最大风速中心，东风带明显向北扩展；7 月南亚 东风急流明显加强，印度南端急流中心达1 8 m s ，在也门一带东风风速最强达 1 9 m s ，且位置最北达1 5 。n ，东风带向南扩展到1 0 。s 左右；8 月东风急流最 强，印度南端风速达1 9 m s ；9 月东风急流明显减弱，也门地区的大值风速区消 失；i o 月东风急流减弱，印度南端的东风急流中心减弱或趋于消失，只留下新 加坡马来西亚的东风中心，因而东风急流的减弱过程似乎是从西( 下游) 向东 ( 上游) 进行的。 杨亚正呤3 研究了1 0 0 h p a 上热带东风急流的分裂现象。陈隆勋等“叩指出南 亚上空东风急流分为两支，北支位于1 0 0 h p a 上1 0 。- 2 0 。n ，南支位于1 5 0 h p a 上8 。n 。 l ue ta 1 1 指出2 0 0 h p a 上热带东风急流有五种异常类型：西部型，中部型 和东部型上只有一个东风中心，位置分别在阿拉伯半岛以东、印度和中南半岛 南部。双东风急流常出现在盛夏，南支急流中心在加里曼丹上空，急流轴线基 本位于赤道地区，并从东印度洋上空进入南半球；北支急流上的两个中心接近 位于印度和中南半岛南部的多年平均位置。多中心型接近多年平均东风急流。 c h e ne ta 1 6 2 通过比较正常年夏季与暖事件夏季( 干夏季) 的风场，指出热 带东风急流在干夏季通常更弱。k a n a m i t s ue ta 1 m 3 比较了e f 度干早年和正常年 夏季东风急流的强度，发现干旱年夏季的东风急流较弱。a r k i n i 们指出东风急 流的年际变化与南方涛动有关。t a n a k a n 3 指出，热带东风急流的年际变化与中 纬度环流有很强的关系：当急流强时，5 0 。n 附近环流是纬向的：当急流弱时， 黑海以北阻高发展，( 5 0 。n ，1 2 0 。一1 3 0 。e ) 附近5 0 0 h p a 位势高度低于正常年。 2 这些相互作用在7 月和8 月发展最好，此时夏季风到达最北纬度。 由上述前人的研究可知，关于热带东风急流的结构( 包括纬向和经向剖面、 垂直环流等) 还不是很清楚，并且至今还无人从气候角度来研究东风急流的长 期变化方面。因此本文有必要对这些问题进行深入研究。 1 3 热带东风急流与亚非季风降水的关系 热带东风急流与降水区的分布有密切关系，早前已经有一些作者注意到这 个问题。k o t e s w a r a m 2 1 最早研究了1 9 5 5 年夏季东风急流与亚非季风降水的关 系，指出大尺度上升出现在急流入口区的北部和出口区的南部。雨带在亚洲主 要位于急流轴线以北，印度半岛以西型式相反，东风在沙漠上减速下沉，轴线 以南降水限于非洲1 0 。n 以南。 k a n a m i t s ue ta 1 1 2 1 在分析热带大气环流异常与印度和北非大范围早涝关系 时也指出，在亚非夏季风弱而少雨的年份，热带东风急流位置偏南而且弱。 曾昭美等 1 胡曾用1 9 6 6 1 9 7 5 年1 0 年资料进行研究，得到以下主要结论：( 1 ) 6 - 8 月各月降水区的移动和降水量的多寡与东风急流的位置和强弱变化关系密 切，在急流不同部位降水分布不同，多雨区主要出现在急流入口区的北( 右) 侧和出口区南( 左) 侧，当然各地区降水情况还与该地区所处地理位置、地形 和下垫面的状况等有关。东风急流与降水分布的这种关系是与急流本身的动力 学结构相联系的：( 2 ) 比较降水异常年，发现多雨年较干旱年东风急流强，大 于2 0 米，秒的强东风范围广，急流轴位置稍偏北，中心风速大，这种关系以印 度半岛和西非最为明显。( 3 ) 东风急流的位置和强弱有2 3 年的周期变化，各 地降水也有类似的变化趋势，它们的年际变化关系密切。 最近，n i c h o l s o ne ta 1 c 1 铂研究了西非和中非地区降水与东风急流的关系， 指出中非位于急流出口区，其高层辐散和对流活动发生在急流轴线以南，这与 过去得到的结论一致。但是西非的情况比较复杂：虽然西非位于急流出口区， 但是西非的对流活动和降水主要发生在急流轴线以北，他们认为西非的东风急 流不是由青藏高原和印度洋之间的经向温度梯度形成的，而是其北部对流向赤 道流出后，在科氏力的作用下向右偏形成的。 由上述前人的研究可知，关于热带东风急流和亚非季风降水分布的关系还 存在一些有争议的方面( 如西非) ，因此有必要对这一问题进行进一步研究。 1 4 热带东风急流形成维持机制的研究 自从上个世纪5 0 年代开始，一些学者对东风急流的形成和维持机制都作过 详细的论述，主要可以分为以下几种： k o t e s w a r a m 2 3 认为，由于热带东风急流位于热带亚洲和非洲，是夏季这些 地区大气环流的重要组成部分，而在大西洋和太平洋没有东风急流，茵此海陆 分布对热带东风急流的形成起主要作用。此外，青藏高原被抬升的地形有助于 直接加热对流层中层。在上层产生强力管场驱动顺时针环流。因此，印度北郑 和西藏上空的高层反气旋是热力驱动的，阿拉伯和非洲上空的环流圈是动力高 压，与下沉和沙漠作用有关。 c h e ne ta 1 认为热带东风急流是由辐散环流的有效势能释放维持的。大气 动能在急流上游印度以东产生，在急流下游印度以西耗散，辐散中心存在正的 动能产生，辐合中心存在负的动能产生，因此热带辐散环流对动能的产生和耗 散非常重要。动能在急流上游即孟加拉湾处辐散环流的上升支上产生，由辐散 环流进行辖散，通过东西w a l k e r 环流和局地h a d l e y 环流，动能向非洲彖海岸即 急流下游东西w a l k e r 环流的下沉支辐合。 k e s h a v a m u r t i 口6 1 计算了南亚和赤道以北印度洋的角动量平衡，显示一个平 均经向环流( 直接环流) 维持了热带东风急流。k r i s h n a m u r t i 凹1 计算了1 9 6 7 年 6 月8 月2 0 0 h p a 速度势，发现缅甸存在上升的热空气，热带海洋上存在下沉的 冷空气。 1 5 存在的同题 综上所述，早期气象学者研究热带东风急流受到资料的限制。由于过去对 流层高层资料缺乏或稀疏，许多人选择2 0 0 h p a 层而不是急流强度最大的 1 5 0 1 0 0 h p a 层，或者是用单层1 5 0 h p a 来研究东风急流，这样计算的急流是不 够准确的，可能不能真实反映急流的情况。另一方面，目前缺乏一个统一的急 流指数来研究东风急流的变化及与其他系统的关系，因此有必要对急流研究更 有效的定义方法。 关于热带东风急流的结构( 包括纬向和经向剖面、垂直环流等) 还不是很 清楚，关于东风急流的长期变化方面也还不是很清楚，并且关于东风急流和亚 非季风降水分布的关系还存在一些有争议的问题，因此本文有必要对这一系列 问题进行进一步研究。 在研究了热带东风急流之后，我们不禁要问：急流与亚洲夏季风之间存在 怎样的关系? 不仅仅是急流与降水区分布之间的关系，还有急流与夏季风环流 之间的关系? 这些都有待讨论。 1 6 本文将要解决的问题和方案 经过上面对热带东风急流有关的研究作的回顾和介绍，以及我们指出的目 4 前存在的一些问题，我们将全文分为七个章节来进行研究： 第一章为绪论，对热带东风急流研究成果和现状进行简单的回顾和介绍，提出 存在的问题。 第二章对研究要用的资料和研究方法作简单的介绍。 第三章给出热带东风急流的定义，分析其结构及季节内、年际和年代际变化。 第四章讨论热带东风急流与亚非季风降水的关系，并从急流垂直环流的角度来 解释这种分布形式。 第五章从热带东风急流的角度对亚洲夏季风指数进行重新评估，并研究季风的 长期变化。 第六章是比较用n c e p - n c a r 和e r a - 4 0 两种再分析资料进行上述研究时存在 的差异。 第七章对全文进行总结和讨论，并对将来的研究工作进行展望。 第二章资料和主要研究方法介绍 2 1 资料 本文所使用资料包括如下内容： ( 1 )由n a t i o n a lc e n t e r sf 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 r sf o r a t m o s p h e r i cr e s e a r c h ( n c e p n c a r ) 提供的1 9 5 8 2 0 0 2 年全球逐月再分 析资料，水平分辨率为2 5 。2 5 。，垂直分辨率共l7 层，10 0 0 ，9 2 5 ，8 5 0 ，7 0 0 ， 6 0 0 ，5 0 0 ，4 0 0 ，3 0 0 ，2 5 0 ，2 0 0 ，1 5 0 ，1 0 0 ，7 0 ，5 0 ，3 0 ，2 0 ，1 0 h p a ，要素包括u 、 v 、w 风场、位势高度、海平面气压、相对湿度等；以及气候平均逐日 的纬向风场u 。 ( 2 ) 由e u r o p e a nc e n t e rf o rm e d i u m r a n g ew e a t h e rf o r e c a s t s ( e c m w f ) 提供的 1 9 5 8 2 0 0 2 年全球逐月再分板资料( e r a 4 0 ) ，水平分辨率为2 5 。x 2 5 。， 垂直分辨率共2 3 层，1 0 0 0 ，9 2 5 ，8 5 0 ，7 7 5 ，7 0 0 ，6 0 0 ，5 0 0 ，4 0 0 ，3 0 0 ，2 5 0 ，2 0 0 ， 1 5 0 ，1 0 0 ，7 0 ，5 0 ，3 0 ，2 0 ，1 0 ，7 ，5 ，3 ，2 ，l h p a ，要素与前面相同。 ( 3 ) 降水是用c m a p 资料( ea n d a r k i n 1 7 ) ，a o 、a a o 、p d o 和n i n 0 3 4 海温指数取自n o a a j c p c 。西北太平洋台风发生的位置、强度及频率的 数据来自于联合台风警报中心( j t w c ) 。 本文第三章到第五章的分析是用n c e p n c a r 再分析资料作的，第六章将 比较n c e p f n c a r 与e r a - 4 0 两种再分析资料的差异。 2 2 方法简介 2 2 i 小波分析 小波分析( w a v e l e ta n a l y s i s ) 亦称多分辨分析，是国际上十分热门的一个 前沿领域，被认为是傅立叶分析方法的突破性进展。小波分析既保持了傅立叶 分析的优点，又弥补了某些不足。小波变换实际上是将一个维信号在时间和 频率两个方向上展开，这样就可以对气候系统的时频结构作细致的分析，提取 有价值的信号。本文使用的是网上( h t t p ：口a o s c o l o r a d o e d u r e s e a r c t g w a v e l e t s ) 下载的t o r r e n c ee ta 1 编写的程序，对这个程序的具体说明请参考文献【1 8 。 2 2 2 经验正交函数( e o f ) 分解 某一区域的气候变量场通常由许多个观测点或网格点构成，这给直接研究 其时空变化特征带来困难。如果能用个数较少的几个空间分布模态来描述原变 量场，且又能基本涵盖原变量场的信息，是一个具有实用价值的工作，也就是 寻找某种数学表达式将变量场的主要空间分布结构有效地分离出来。气候统计 诊断中应用最为普遍的办法是把原变量场分解为正交函数的线性组合，构成为 数不少的不相关典型模态，代替原始变量场，每个典型模态都含有尽量多的原 始场的信息。其中经验正交函数( e m p i r i c a lo r t h o g o n a lf u n c t i o n , e o f ) 分解技 术就是这样种方法。e o f 分解技术之所以被广泛使用，是由于它具有一系列 突出的优点：第一，它没有固定的函数，不像有些分解需要以某种特殊函数为 基函数，例如球谐函数等；第二，它能在有限区域对不规则分布的站点进行分 解；第三，它的展开收敛速度快，很容易将变量场的信息集中在几个模态上； 第四，分离出的空间结构具有一定的物理意义。正因为如此，e o f 已成为气候 科学研究中分析变量场特征的主要工具。 e o f 展开就是将气候变量场x 分解为空间函数和时间函数两部分的乘积： x = v t( 2 1 ) v 和t 分别称为空间特征向量和时间系数。若x 为距平资料矩阵，则可以对( 2 1 ) 式右乘x ，即 x x 7 = v t x7 - v t t 7 v 7 ( 2 2 ) x x7 是实对称阵。上标“7 ”表示矩阵转置。根据实对称分解定理一定有： x x = v 八v 7 ( 2 3 ) 其中八为) 。( 矩阵的特征值构成的对角阵。由( 2 2 ) 和( 2 3 ) 式可知 t t = 人( 2 4 ) 由特征向量性质可知，v v 是单位矩阵。可见，空间函数矩阵可以由x x7 中 的特征向量求出。v 得出后，即可得到时间系数 t = v 7 x( 2 5 ) 当气候变量场的空间点数大于样本量时，采用时空转换方案，可以减少许 多计算机内存单元和计算时间。 分解出的经验正交函数究竟是有物理意义的信号还是毫无意义的噪音，应 该进行显著性检验，特别是当变量场空间点数大于样本量时，显著性检验尤其 重要。本文是用n o r t he ta 1 1 朝提出的计算特征值误差范围来进行显著性检验。 特征值入j 的误差范围为： 弓= x j ( 2 n ) 1 2 n 为样本量。当相邻的特征值x j + i 满足 九j x j + l 勺 时，就认为这两个特征值所对应的经验正交函数是有价值的信号。 关于e o f 的具体计算请参考文献 2 0 1 。 2 2 3b u t t e r w o r t h 带通滤波 滤波过程实际上是原始序列经一定的变换转化为另一序列的过程。当需要 滤出某一感兴趣的波段或频率带的振动时，可使用带通滤波器。本文采用李崇 银 2 ”使用的基于一级b u t t e r w o r t h 函数带通滤波器，其滤波输出为 y = a ( x l - - x i 一2 ) 一6 1 y 一i b 2 y i 一2 其频率相应函数为 哪) = 器 参数a ，b t 和b 2 定义为 2 q 口= 7 4 + 2 n + q ： b：!熊二12=l 4 + 2 q + e k b ，：! = ! 塑堡 + 4 + 2 a q + 2 ： 其中 q ：2 l 业一唑l l 】+ c o s 1 a t1 + c o s 国，a t i n 2 4 s i n o u l a t - s i l l 脚2 a t 、z 一 ( 1 + c o s c o a t ) ( 1 + c o s ：a t ) 脚是资料的采样步长。具体计算请参考文献 2 1 。 2 2 。4 气候突变检验 突变理论是以常微分方程为数学基础的，其精髓是关于奇点的理论，其要 点在于考察某种系统或过程从一种稳定状态到另一种稳定状态的飞跃。 滑动t 检验是考察两组样本平均值的差异是否显著来检验突变。其基本思 想是把一气候序列中两段子序列均值有无显著差异看为来自两个总体均值有无 显著差异的问题来检验。如果两段子序列的均值差异超过了一定的显著性水平， 可以认为均值发生了质变，有突变发生。这一方法的缺点是子序列时段的选择 带有人为性。为避免任意选择子序列长度造成的突变点的飘移，具体使用这一 方法时，可以反复变动子序列长度进行比较，提高计算结果的可靠性。 y a m a m o t o 方法是从气候信息与气候噪声两部分来讨论突变问题的，将两段 子序列的均值差的绝对值视为气候变化的信号，而它们的变率( 用标准差表示) 则视为噪声。如果信噪比大于1 ，则说明两段子序列的均值存在显著性差异，认 为发生了突变。可见，y a m a m o t o 方法也是用检验两子序列均值的差异是否显著 来判别突变的，从形式上它比滑动t 检验更简单明了。但它也存在与t 一检验相同 的缺点，由于人为设置基准点，子序列长度的不同可能弓l 起突变点的漂移。因 此应该反复变动子序列的长度进行比较，以便得到可靠的判别。 m a n n - k e n d a l l 法是目前应用较多且理论意义最明显的一种，是随机序列平 稳性的一种非参数统计检验方法，其优点是不需要样本遵从一定的分布，也不 受少数异常值的干扰，计算也比较简便。分别计算顺序时间序歹i j 和逆序时闻序 列的标准正态分布u f 和u b ，若两条曲线出现交点，且交点在临界线之间，那 么交点对应的时刻便是突变开始的时间。这一方法的优点在于不仅计算简便， 而且可以明确突变开始的时间，并指出突变区域，因此是一种常用的突变检测 方法。 2 2 s 相关性检验 对于气候变量不同时刻间的线性相关或两气候变量间的线性相关是否显 著，即相关数值达到多少算是存在显著相关关系，必须进行统计检验。所谓相 关检验，就是检验总体相关系数p 为0 的假设是否显著，即提出原假设h 。：p = 0 。在假设总体相关系数p = o 成立的条件下，相关系数r 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 t = ( n 一2 ) kr ( 1 一r ：) k 遵从自由度v = n - 2 的t 分布。给定显著性水平q ，查t 分布表，若t t 。，则 拒绝原假设，认为相关系数是显著的。 9 第三章热带东风急流的结构及其变化 热带东风急流( t e j ) 是亚洲夏季风系统最重要的组成部分之一，也是北半 球夏季主要的高空环流特征 1 3 0t e j 最早是由k o t e s w a r a m 2 3 在分析1 9 5 5 年夏 季南亚和邻近北非对流层上层环流时发现的，他认为t e j 的核心层次位于 1 5 0 1 0 0 h p a 。之后，很多学者对t e j 的结构及其变化进行了研究。 丁一汇等啪研究了5 1 0 月全球热带和副热带2 0 0 h p a 多年平均逐月纬向风 场，发现：5 月2 0 0 h p a 最强东风位于中南半岛南端新加坡和马来西亚上空，印 度上空风速较弱，整个东风带沿赤道从西非向东经过印度洋一直延伸至西太平 洋1 7 5 。e ；6 月随着南亚季风爆发和向北推进，东风急流迅速加强，新加坡- 马来西亚中心最大风速达1 5 m s ，在印度半岛南端出现了最强的东风中心，另外 在沙特阿拉伯也门也出现一个最大风速中心，东风带明显向北扩展；7 月南亚 东风急流明显加强，印度南端急流中心达1 8 m s ，在也门一带东风风速最强达 1 9 m s ，且位置最北达1 5 。n ，东风带向南扩展到1 0 。s 左右；8 月东风急流最 强，印度南端风速达1 9 m s ；9 月东风急流明显减弱，也门地区的大值风速区消 失；1 0 月东风急流减弱，印度南端的东风急流中心减弱或趋于消失，只留下新 加坡马来西亚的东风中心，因而东风急流的减弱过程似乎是从西( 下游) 向东 ( 上游) 进行的。 杨亚正阳3 研究了1 0 0 h p a 上热带东风急流的分裂现象。陈隆勋等 1 叩指出南 亚上空东风急流分为两支，北支位于1 0 0 h p a 上1 0 。2 0 。n ，南支位于1 5 0 h p a 上8 。n 。 l ue ta 1 1 1 1 指出2 0 0 h p a 上热带东风急流有五种异常类型：西部型，中部型 和东部型上只有一个东风中心，位置分别在阿拉伯半岛以东、印度和中南半岛 南部。双东风急流常出现在盛夏，南支急流中心在加里曼丹上空，急流轴线基 本位于赤道地区，并从东印度洋上空进入南半球；北支急流上的两个中心接近 位于印度和中南半岛南部的多年平均位置。多中心型接近多年平均东风急流。 c h e ne ta 1 5 3 通过比较正常年夏季与暖事件夏季( 干夏季) 的风场，指出热 带东风急流在于夏季通常更弱。k a n a m i t s uc ta 1 1 2 3 比较了印度干早年和正常年 夏季东风急流的强度，发现干旱年夏季的东风急流较弱。a r k i n 1 3 3 指出东风急 流的年际变化与南方涛动有关。t a n a k a ”3 指出，热带东风急流的年际变化与中 纬度环流有很强的关系：当急流强时，5 0 。n 附近环流是纬向的；当急流弱时， 黑海以北阻高发展，( 5 0 。n ，1 2 0 。一1 3 0 4e ) 附近5 0 0 h p a 位势高度低于正常年。 这些相互作用在7 月和8 月发展最好，此时夏季风到达最北纬度。 尽管对t e j 已有不少研究，但是仍有许多问题没有解决，例如t e j 的结构 1 0 ( 包括纬向和经向剖面、垂直环流等) 及年代际变化还不是很清楚，而在年际 变化方面，过去的研究多是讨论个别年份的不同，没有从气候角度或从与e n s o 事件的关联方面来探讨这个问题。本章的主要目的就是对这些问题进行深入研 究。 3 1 热带东风急流的结构 虽然许多研究指出t e j 的核心位于1 5 0 1 0 0 h p a ，但是在分析t e l 的变化及 其与其他系统的关系时，过去的研究都是用单个层次1 0 0 h p a 或者1 5 0 h p a 来代 表t e j ，甚至有因为过去高层资料稀疏而用2 0 0 h p a 来代表t e j 。这样计算的t f a 强度是不够准确的，可能不能真实反映t e ；的情况，因此本文以下的研究均是 用1 5 0 1 0 0 h p a 两层平均来代表t e j 。从气候平均1 5 0 1 0 0 h p a 风场来看( 图3 1 ) ， t e j 主要覆盖了热带地区从臼界线向西延伸到非洲西海岸的大片地区，核心位 于印度半岛南部1 0 1 5 。n ，中心风速超过3 0m s ，其两侧是广阔的中纬度西风 带。急流的中线大致位于7 0 。e ，以东是急流的入口区，以西是出口区。由图 可见在入口区急流轴线有两个分支，南支位于0 1 0 。n ，呈西北东南走向，北 支位于1 0 2 0 。n ，里西南东北走向。急流在入口区分成两支的现象已为过去的 研究所指出m 。 为了更清楚地讨论t e j 的结构，分别作急流层纬向风沿1 0 一1 5 。n ，2 0 。e ， 7 0 。e ，1 2 0 。e 的垂直剖面图，由图3 2 a 可见东风急流的核心位于南亚上空 1 5 0 1 0 0 h p a ，低层西风最大也位于南亚9 2 5 8 5 0 h p a ，亚非季风区东西风切变十 分明显，亚洲地区东风可向下一直延伸到4 0 0 h p a ，非洲的东风甚至能一直延伸 到7 0 0 h p a ，而在热带海洋上对流层整层几乎全部为东风。由经商剖面图可见( 图 3 2 b ，3 2 c ，3 2 d ) ，中纬度为广阔的西风带，东风局限在低纬度地区，东风最强 位于印度经度上空1 5 0 1 0 0 h p a ( 图3 2 c ) ，在北半球低纬地区存在纬向风切变。 其强度和范围在非洲、印度和东亚的经度上略有不同。 3 2 热带东风急流指数的定义 参考y a n ge ta 1 1 提出的东亚急流指数的定义方法，为了描述t e j 核心的 变化特征，我们计算t e j 最大值的位置和频率( 表3 1 ) 。从1 9 5 8 年到2 0 0 2 年4 5 个夏季，有2 6 个夏季t e j 最大值出现在1 2 5 。n ，有1 8 个夏季仅仅向南移到 1 0 。n ，只有1 个夏季向南移到7 5 。n ，t e j 核心总是在6 0 8 2 5 。e 内。t e j 最大值很小的移动，特别是在经向上很小的移动，使我们可以建立一个指数来 度量急流的变率。这个指数定义为夏季( j j a ) 1 5 0 1 0 0 h p a 纬向风在7 5 1 2 5 。 n ，6 0 8 2 ，5 。e 的平均，该区域覆盖了所有t e j 最大值。 表3