范倩瑩　李忠賢

摘要基于1979—2014年ERAInterim逐月風(fēng)場和水汽通量資料及GPCP逐月降水率資料，采用相關(guān)分析及合成分析等方法研究了夏季南海低空越赤道氣流的變化特征及其與亞澳季風(fēng)區(qū)降水異常的聯(lián)系。結(jié)果表明：1）夏季南海低空越赤道氣流強度的年際變化特征明顯，具有3～4 a的周期。2）夏季南海低空越赤道氣流強度變化與熱帶東印度洋和海洋性大陸區(qū)域降水異常具有顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系、與熱帶西太平洋降水異常存在明顯的正相關(guān)關(guān)系、與我國中部地區(qū)降水異常存在較好的負(fù)相關(guān)關(guān)系。3）當(dāng)夏季南海低空越赤道氣流強度偏強時，850 hPa上自阿拉伯海向東一直延伸到熱帶西太平洋為西風(fēng)異常，這種環(huán)流形勢有利于熱帶西太平洋出現(xiàn)水汽輻合，使得該區(qū)域降水出現(xiàn)明顯偏多，同時熱帶東印度洋低層為東風(fēng)異常，受其影響，熱帶東印度洋和海洋性大陸區(qū)域出現(xiàn)水汽輻散，使得該區(qū)域降水偏少；此外，在我國東南沿海為一個氣旋式風(fēng)場異常，不利于來自熱帶海洋的水汽輸送到達我國中部地區(qū)，使得該地區(qū)降水偏少；反之亦然。4）當(dāng)夏季南海低空越赤道氣流偏強時，東亞地區(qū)局地Hadley環(huán)流表現(xiàn)為異常偏弱，低空偏南越赤道氣流異常在20°N附近與來自北半球的冷空氣交匯上升，赤道附近及30～40°N地區(qū)出現(xiàn)異常下沉運動，使得熱帶海洋性大陸區(qū)域和我國中部地區(qū)降水減少；反之亦然。

關(guān)鍵詞南海越赤道氣流；降水；大氣環(huán)流；夏季

越赤道氣流（CrossEquatorial Flow，CEF），是熱帶大氣環(huán)流的重要組成部分，其時空變化特征及通道分布對全球大氣環(huán)流尤其是中低緯大氣環(huán)流系統(tǒng)有重要影響。越赤道氣流在南、北半球之間的動量、質(zhì)量、水汽交換中扮演重要角色，是反映并影響南、北半球天氣發(fā)生、氣候異常的重要因素之一，尤其與亞洲季風(fēng)、夏季降水以及臺風(fēng)等重要天氣均有密切聯(lián)系，同時也是南北半球最主要的環(huán)流系統(tǒng)（李曾中等，1998；李崇銀和吳靜波，2002；趙小平等，2012）。

國內(nèi)外對于越赤道氣流已經(jīng)開展了廣泛的研究，對越赤道氣流通道有了較為一致的結(jié)論，研究者們普遍認(rèn)為有5支夏季東半球越赤道氣流，分別為：45°E越赤道氣流（索馬里）、85°E越赤道氣流（孟加拉灣）、105°E越赤道氣流（中國南海）、125°E越赤道氣流（菲律賓）、150°E越赤道氣流（巴布亞新幾內(nèi)亞），其中索馬里越赤道氣流最強，南海越赤道氣流強度次之（李曾中和樓光平，1987；劉向文，2008；唐碧等，2009）。也有學(xué)者將中國南海、西太平洋和新幾內(nèi)亞的越赤道氣流視為統(tǒng)一的澳大利亞越赤道氣流（韓慎友，2002；唐碧等，2009；黃亮等，2012；Zhu，2012；Li and Li，2014）。在眾多的越赤道氣流通道中以索馬里越赤道氣流和南海越赤道氣流兩通道最為重要，這主要是由于它們強度大，季節(jié)變化顯著，且與兩半球的季風(fēng)均有顯著的聯(lián)系（彭維耿和蔣尚城，2003）。索馬里和南海越赤道氣流對亞洲夏季風(fēng)的形成和強度變化起到至關(guān)重要的作用（毛天松等，1990；彭維耿和蔣尚城，2003；王會軍和薛峰，2003；李向紅等，2004；高輝和薛峰，2006；叢菁等，2007；汪衛(wèi)平和楊修群，2014）。近年來，索馬里越赤道氣流持續(xù)受到廣泛關(guān)注，且研究成果較為豐富，然而索馬里急流并不直接影響我國的氣候（閆一銘等，2013）。施能等（2007）指出，夏季南海越赤道氣流年際變化比索馬里越赤道氣流更為顯著。研究指出，源于澳大利亞的越赤道氣流對東亞夏季降水的影響更直接（王繼志和李麥村，1982；Simmonds，1999）。

以往的研究側(cè)重于分析南海越赤道氣流對亞洲夏季風(fēng)，尤其是東亞和南海夏季風(fēng)的影響，但是對于南海越赤道氣流自身的變化特征及南海越赤道氣流變化與亞澳季風(fēng)區(qū)降水異常聯(lián)系的研究較少。本文分析了南海越赤道氣流的空間結(jié)構(gòu)和時間變化，探討了夏季南海越赤道氣流與亞澳季風(fēng)區(qū)降水異常的聯(lián)系，并通過對大氣環(huán)流、水汽輸送和局地Hadley環(huán)流的分布特征等因子的分析，進一步提出了夏季南海越赤道氣流變化對亞澳季風(fēng)區(qū)降水異常影響的可能物理機制。

1資料和方法

11資料

1）風(fēng)場和水汽通量

歐洲中期天氣預(yù)報中心（the European Centre for MediumRange Weather Forecasts，ECMWF）提供的ERAInterim逐月的緯向、經(jīng)向風(fēng)場、垂直速度場（垂直層數(shù)為17層）和垂直積分的水汽通量（Dee et al.，2011）。水平分辨率為25°×25°，時段為1979年1月—2014年12月。

2）降水

采用GPCP（Global Precipitation Climatology Project）逐月的降水率資料（Adler et al.，2003），水平分辨率為25°×25°，時段為1979年1月—2014年12月。

12方法

主要采用功率譜分析、相關(guān)分析、合成分析等統(tǒng)計分析方法。

2南海越赤道氣流的空間結(jié)構(gòu)

21東半球低層越赤道氣流的空間結(jié)構(gòu)

圖1給出了1979—2014年平均沿赤道夏季經(jīng)向風(fēng)的垂直—經(jīng)度剖面，可以看出，夏季東半球低層盛行由南向北的越赤道氣流，且存在5個明顯的通道（越赤道氣流速度大于等于2 m/s），分別位于45°E、85°E、105°E、125°E和150°E。其中索馬里急流最強，南海（105°E）越赤道氣流強度次之，菲律賓（125°E）和孟加拉灣（85°E）越赤道氣流強度較弱，巴布亞新幾內(nèi)亞（150°E）越赤道氣流強度最弱。

圖2給出了1979—2014年平均的沿赤道夏季經(jīng)向風(fēng)均方差的垂直—經(jīng)度剖面，可以發(fā)現(xiàn)，夏季索馬里急流年際變率最小，中心數(shù)值僅為05 m/s左右，而其他越赤道氣流年際變率均較為顯著，其中南海越赤道氣流年際變率最大，中心數(shù)值超過07 m/s。

22南海低空越赤道氣流強度指數(shù)的定義

夏季南海低空越赤道氣流的最大值位于925 hPa等壓面（圖1），其中心主要位于（1025～1075°E，25°S～5°N）區(qū)域內(nèi)（圖3）。因此，本文選取925 hPa等壓面上該區(qū)域內(nèi)各點經(jīng)向風(fēng)的平均值定義為南海低空越赤道氣流強度指數(shù)。為表征南海低空越赤道氣流的年際異常，將其強度指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)值大于1的年份定義為南海低空越赤道氣流強年（1979、1982、1991、1994、1997、2006、2012年，共7 a），標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)值小于-1的年份定義為南海低空越赤道氣流弱年（1989、1996、1998、2007、2010、2013年，共6 a）。

3南海低空越赤道氣流的時間變化

31年際變化

圖4給出了南海低空越赤道氣流強度指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化曲線，可以發(fā)現(xiàn)夏季南海低空越赤道氣流強度存在明顯的年際變化特征，其強度指數(shù)最大值出現(xiàn)在1994年，最小值出現(xiàn)在2010年。

32周期特征

利用功率譜分析方法，對南海低空越赤道氣流強度指數(shù)進行分析。由圖5可知，南海低空越赤道氣流強度指數(shù)存在3～4 a的周期。此外，在12 a處還存在一個峰值，但未通過α=005的顯著性水平檢驗線。可見，在1979—2014年間南海越赤道氣流強度指數(shù)的年代際變化特征并不顯著，而年際變化特征較為明顯。

4夏季南海低空越赤道氣流變化與亞澳季風(fēng)區(qū)降水異常的聯(lián)系

41相關(guān)性

圖6是夏季南海低空越赤道氣流變化與同期亞澳季風(fēng)區(qū)降水異常的相關(guān)系數(shù)分布，從圖6中可以看出，南海低空越赤道氣流強度變化與熱帶東印度洋和海洋性大陸區(qū)域的夏季降水異常具有顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，中心數(shù)值為-07（通過001信度的顯著性檢驗）；而與熱帶西太平洋夏季降水異常有顯著的正相關(guān)關(guān)系，中心數(shù)值大于06（通過001信度的顯著性檢驗）；此外，還與我國中部地區(qū)夏季降水異常存在較好的負(fù)相關(guān)關(guān)系，中心數(shù)值為-03（通過01信度的顯著性檢驗）。這說明夏季南海低空越赤道氣流變化對亞澳季風(fēng)區(qū)降水異常的影響是十分明顯的，對亞洲夏季氣候的預(yù)測具有重要意義。由南海越赤道氣流強弱年對應(yīng)的亞澳季風(fēng)區(qū)降水率距平合成差值（圖7）可知，當(dāng)南海低空越赤道氣流強度偏強時，熱帶東印度洋和海洋性大陸區(qū)域降水顯著減少，在熱帶西太平洋降水顯著增多，我國中部地區(qū)降水亦有減少，反之亦然。

42大氣環(huán)流及水汽輸送

850 hPa風(fēng)場及其輸送的水汽變化對中國東部降水有重大影響，且該風(fēng)場變化能夠很好地反映東亞季風(fēng)環(huán)流的變化（郝立生等，2012；秦育婧和王盤興，2015），為討論南海低空越赤道氣流強度變化所對應(yīng)的大尺度環(huán)流異常，下文進一步分析了南海低空越赤道氣流強弱年對應(yīng)的850 hPa風(fēng)場距平合成差值及水汽輸送特征。

如圖8所示，南海低空越赤道氣流偏強時，自阿拉伯海向東，一直延伸到熱帶西太平洋850 hPa風(fēng)場上均為西風(fēng)異常，這種環(huán)流形勢有利于水汽向熱帶西太平洋輸送，形成水汽輻合（圖9），導(dǎo)致該區(qū)域降水出現(xiàn)明顯的偏多；而此時熱帶東印度洋850 hPa風(fēng)場為東風(fēng)異常，熱帶東印度洋和海洋性大陸為一個異常的水汽輻散中心（圖9），導(dǎo)致該區(qū)域降水異常偏少，反之亦然；與此同時，當(dāng)夏季南海越赤道氣流強度偏強（弱）時，在我國東南沿海為一個氣旋式（反氣旋式）風(fēng)場異常（圖8），受其影響，不利于（有利于）來自南邊海洋的水汽輸送到達我國中部（圖9），從而使得我國中部地區(qū)降水偏少（偏多）。

43局地Hadley環(huán)流的分布特征

經(jīng)圈環(huán)流聯(lián)系低緯及中高緯的風(fēng)場，在不同緯度間的熱量、水汽和動量交換中起著重要的作用。為了進一步了解南海越赤道氣流強、弱年對應(yīng)的東亞季風(fēng)區(qū)整層環(huán)流特征，下文給出了東亞地區(qū)（100～130°E）平均的異常垂直環(huán)流分布（圖10）。如圖10所示，當(dāng)夏季南海低空越赤道氣流偏強時，東亞地區(qū)局地Hadley環(huán)流表現(xiàn)為異常偏弱，低空偏南越赤道氣流異常在20°N附近與來自北半球的冷空氣交匯上升，赤道附近及30～40°N地區(qū)出現(xiàn)異常下沉運動，使得熱帶海洋性大陸區(qū)域和我國中部地區(qū)降水減少。

5結(jié)論

1）夏季南海低空越赤道氣流強度年際變化特征明顯，具有3～4 a的周期。

2）夏季南海低空越赤道氣流強度變化與熱帶東印度洋和海洋性大陸區(qū)降水異常具有顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，而與熱帶西太平洋降水異常存在顯著的正相關(guān)關(guān)系；此外，還與我國中部地區(qū)降水異常存在較好的負(fù)相關(guān)關(guān)系。

3）當(dāng)夏季南海低空越赤道氣流強度偏強時，自阿拉伯海向東，一直延伸到熱帶西太平洋850 hPa風(fēng)場為西風(fēng)異常，這種環(huán)流形勢有利于水汽向熱帶西太平洋輸送，導(dǎo)致該區(qū)域降水出現(xiàn)明顯偏多；與此同時，熱帶東印度洋850 hPa風(fēng)場為東風(fēng)異常，在熱帶東印度洋和海洋性大陸附近形成一個異常水汽輻散中心，導(dǎo)致上述區(qū)域降水異常偏少；此外，在我國東南沿海為一個氣旋式風(fēng)場異常，不利于來自南邊海洋的水汽輸送到達我國中部地區(qū)，使得該地區(qū)降水偏少；反之亦然。

4）當(dāng)夏季南海低空越赤道氣流偏強時，東亞地區(qū)局地Hadley環(huán)流表現(xiàn)為異常偏弱，低空偏南越赤道氣流異常在20°N附近與來自北半球的冷空氣交匯上升，赤道附近及30～40°N地區(qū)出現(xiàn)異常下沉運動，使得熱帶海洋性大陸區(qū)域和我國中部地區(qū)降水減少；反之亦然。

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Contact between precipitation anomaly in AsianAustralian monsoon region and lowlevel crossequatorial flow variation over South China Sea in summer

FAN Qianying1，LI Zhongxian1，WANG Jianzhi2

1Key Laboratory of Meteorological Disaster，Ministry of Education（KLME）/Joint International Research Laboratory of Climate and Environment Change（ILCEC）/Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters（CICFEMD），Nanjing University of Information Science & Technology，Nanjing 210044，China；

2Meteorological Observatory of Xiamen Air Traffic Management Bureau，Civil Aviation Administration of China，Xiamen 361006，China

The crossequatorial flow（CEF） plays an important role in the momentum，mass and water vapor exchange between the northern and southern hemispheres.It is one of important factors that reflect and affect the weather and climate anomalies in the northern and southern hemispheres，and especially has close connections with Asian monsoon，summer precipitation and typhoons.In recent years，the extensive research on the CEF has been conducted by domestic and foreign researchers.Previous studies have focused on the impact of CEF over the South China Sea（SCS） on Asian summer monsoon，especially on East Asian summer monsoon and South China Sea summer monsoon.However，there are few studies on the characteristics of SCS lowlevel CEF（SCEF） and the connection between SCEF variation and precipitation anomalies in the AsianAustralian monsoon region.

Therefore，according to the latest released Interim reanalysis data by ECMWF and the precipitation rate data by GPCP during 1979—2014，this paper analyzes the spatial structure and temporal variation of summer SCEF by using the correlation analysis and synthesis analysis methods.It discusses the relationship between SCEF and precipitation anomalies in the AsianAustralian monsoon region，and further presents the possible physical process of influence of SCEF variation on precipitation anomalies in the AsianAustralian monsoon region by analyzing characteristics of atmospheric circulation，water vapor transport and local Hadley circulation.Results show that the intensity of SCEF has a significant interannual variation in summer，with a 3—4 yr period.The intensity of SCEF in summer shows significant negative（positive） correlations with precipitation anomalies in the tropical eastern Indian Ocean and the maritime continent（the tropical western Pacific）.In addition，the intensity of SCEF has a clearly negative correlation with precipitation anomalies in central China in summer.When the intensity of SCEF is stronger in summer，there are westerly wind anomalies from the Arabia Sea to the tropical western Pacific and easterly wind anomalies in the tropical eastern India Ocean at 850 hPa，leading to convergence（divergence） of water vapor in the tropical western Pacific（the tropical eastern India Ocean and the maritime continent）.As a result，there are more（less） precipitation in the tropical western Pacific（the tropical eastern India Ocean and the maritime continent），and vice versa.When the intensity of SCEF is stronger（weaker） in summer，there is a cyclone（anticyclone） wind anomaly field in the southeast coast of China，which is unfavourable to（favourable to） water vapor transport from the tropical ocean to the central part of China，leading to less（more） precipitation in central China.When the intensity of SCEF is stronger in summer，the local Hadley circulation in East Asia is abnormally weaker.The anomalous SCEF converges with the cold air from the northern hemisphere around 20°N，and rises.There is an anomalous subsidence near the equator and 30—40°N area，making the precipitation in the tropical maritime continent and central China decrease；and vice versa.

crossequatorial flow over South China Sea；precipitation；atmosphere circulation；summer

doi：1013878/j.cnki.dqkxxb.20161122001

（責(zé)任編輯：孫寧）