引言

季风是指冬、夏季风向季节性反转和干、湿期季节性交替^[1]。我国处于东亚季风区, 夏季风带来充沛水汽导致我国降水量呈现东南—西北逐渐减少的空间分布格局和夏季降水多、冬季降水少的时间分布特点。

季风如何定义是季风研究中一个比较关键的因素, 研究表明^[2] :东亚夏季风并不能覆盖我国所有区域, 因此将夏季风所能到达的最北位置称为东亚夏季风北边缘 (简称北边缘), 即季风区与非季风区的分界。夏季风每年影响区域不同, 将由于夏季风年际波动使夏季风有些年份可以影响到、有些年份不能影响到的区域叫做夏季风边缘带 (或边缘带) ^[3], 边缘带的上下界简称北界和南界。夏季风边缘带也称为生态脆弱带, 其气候不稳定性 (主要是降水变率大) 使该区域植被对气候变化有着更强的敏感性, 它是中纬度地区植被季节进退的关键区, 也大致为我国重要的半干旱区。20世纪80年代, 国际科联环境问题委员会, 确认了生态脆弱带这个生态学概念。90年代初赵永国^[4]指出夏季风边缘带是干湿交替脆弱带的典型代表, 史正涛等^[5-6]将年降水量为200~450 mm (500 mm) 区域划为我国边缘带范围。在此基础上欧廷海等^[7]又以年平均降水量为300~500 mm并考虑强弱季风年雨带进退为划分标准确定边缘带。汤绪等^[8]、胡豪然等^[9]、Qian等^[10]综合利用风场、降水场和位温场也较好地描述了夏季风北边缘, 反映出北边缘位置存在显著的年际、年代际变化特征。富元海等^[11]又对边缘带南北界做了分析, 得到边缘带北界有小的南北或东西向波动, 南界南移较大, 各地幅度不同, 具有地域性特征。汤绪等^[12]通过水汽输送场对夏季风边缘带进行研究, 并对亚洲夏季风北边缘年代际变化成因进行了探讨, 发现夏季风各系统、青藏高原大地形及西风带对夏季风北边缘位置都会产生重大影响^[13-14]。

夏季风带来的降水对农作物生产有重要意义, 而春季透雨过程对农作物长势及年景丰欠具有一定指示作用, 它可以使久旱天气得到一定缓解, 属于久旱转雨的一种转折性天气过程^[15-16]。因此本文从农作物生长角度出发, 结合风场且以满足农作物正常生长需求为标准, 根据连续透雨过程描述东亚夏季风的开始和推进过程, 并分析了夏季风边缘带宽度变化特征。

1.   资料与方法

本文使用1951 —2006年全国715个站逐日降水资料及1951 —2006年NCEP/NCAR月平均和逐日再分析资料, 包括1000~300 hPa共8个标准气压层月平均风场 (u, v分量)、比湿q和地面气压p_s资料及逐日850 hPa风场 (v分量)。选取一个过程透雨量, 即一次持续性降水过程 (连续降水, 中间没有无雨日) 的降水量达到透雨量 (20 mm) 标准, 将全年4 —10月出现6次及6次以上过程透雨量的区域定义为东亚夏季风区, 即用6次过程透雨量表示夏季风北边缘。如果两次连续透雨过程之间满足无旱标准, 则将前一次透雨过程起始时间定义为该区的夏季风爆发时间 (这里无旱标准是依据国家干旱评估标准)。

根据国家农业干旱评估标准, 由气候类型结合地理位置, 全国划分为灌溉农业区 (35°N以北), 包括东北区、西北区、黄淮海区; 雨养农业区 (35°N以南), 包括长江中下游区、西南区、华南区。本文选择夏季和春秋季 (4 —10月), 将两次连续透雨过程中间无雨天数不超过轻度干旱作为无旱标准。春、秋季灌溉农业区、雨养农业区轻度干旱标准分别为15 d和10 d, 夏季灌溉农业区、雨养农业区的轻度干旱标准分别是10 d和5 d。数学公式可表示如下:

其中, R表示一次过程 (中间不出现无雨日) 的降水量, r_i为日降水量 (单位: mm); n_s, n_e分别为一次降水过程的开始时间和结束时间 (相对于1月1日的第n_s, n_e天); n_{e k}和n_sk+1 分别为第k次和第k +1次两次连续降水过程的结束和开始时间; D_R是第k次降水过程结束到第k+1次降水过程开始的间隔天数 (单位: d)。一次降水过程的第n_s天到第n_e天之间全都有降水; R≥20 mm; D_R小于等于轻度干旱无雨日数。

透雨量标准划分季风区, 符合并体现了夏季风以大尺度过程降水形式对我国边缘带区域植被特别是农作物产生的重大影响; 然后又以透雨过程中间不出现旱段的标准刻画各区域夏季风爆发时间, 满足了夏季风降水充沛的特点, 避免了降水量不稳定的影响。这样即可以确定夏季风区又可以确定夏季风开始时间, 两者兼顾。

2.   东亚夏季风区及夏季风边缘带的确定

根据我国年降水量分布, 400 mm等值线是半干旱区与半湿润区的分界, 大致划分了湿润区与干旱区, 可以认为400 m m等值线是夏季风区与非夏季风区的一个粗略分界线^[5-7]。年降水量只能大致说明季风区与非季风区不同, 而夏季风主要表现在春、夏、秋季, 年降水量里包含有非季风期降水 (如冬季)。另外, 某些地区降水量大也可能是很少几次局地暴雨所致。因此, 在400 mm年降水量分界基础上, 结合风场利用过程透雨量标准定义相对于作物生长而言的夏季风。

2.1   东亚夏季风北边缘的确定

透雨指解除冬季干旱过后紧接着长期春旱所需要的降水量, 即自然降水中实际能补充到作物根层土壤的净水量, 使作物得以正常生长^[17]。冬、夏季节风向反转和干、湿交替是季风现象的两个基本元素, 所以从偏北风与偏南风转换时间可以判断副热带夏季风大概来临时期, 从湿度即降水现象可以确定夏季风具体爆发日期。

3月底, 副热带地区南风逐渐扩张, 第22候左右副热带与热带南风连成一片; 同时南风范围也向北扩展, 于7, 8月到达较北位置, 10月初范围开始减小 (图 1a)。此现象说明南北风主要在4 —10月实现转换过程, 在11月—次年3月冬季, 我国中高纬度地区和热带地区持续偏北风, 而副热带部分区域一直维持偏南风, 这也是通过年降水量定义夏季风时无法区分非季风降水的主要原因。

图  1  1951—2006年气候平均850 hPa副热带 (100°~120°E平均) 经向风覆盖范围的北脊点 (黑色) 和南脊点 (灰色) 随时间逐候演变 (a), 7—8月850 hPa平均风场及4—10月3次、6次过程透雨量 (实线) 和200 mm, 400 mm年降水量 (虚线)(b)

Figure  1.  The annual mean of 56 year s (a) the latitude variance of north ridge (blackness) and south ridge (grayness) along with expel time in the region (averaged from 100° to 120°E) cover with southerly on subtropical, (b) the annual mean rainfall of 200 mm, 400 mm (broken line) and soaking rainfall processes of three, six times from April to October (real line) and Jul—Aug wind vector averaged

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南风是水汽由海洋输送到内陆的最直接贡献者, 7, 8月副热带南风位置到达最北, 覆盖范围最大。图 1b是56年气候平均的850 hPa 7—8月风场分布, 明显看出4 —10月3次、6次过程透雨量分别与200 mm, 400 mm年降水量很好吻合, 表明年降水量主要由春、秋季和夏季几次重要的降水过程造成。且北边缘处风向发生明显反转, 越过6次过程透雨量线风向基本由偏南风变成西风或偏北风。因此, 6次过程透雨量既是干湿的交替界线, 也是夏季偏南风的北界, 用6次过程透雨量线表征夏季风北边缘比较合理, 而3次过程透雨量线可以作为边缘带北界。

由图 1b可见夏季风北边缘呈东北—西南向斜贯我国半干旱区, 在35°N以南90°E处, 北边缘呈东西向, 可能与青藏高原阻挡水汽向西北输送有一定关系。45°N, 120°E附近有一个明显向东伸展的干舌, 正是科尔沁沙地所在区域, 比较干旱。

2.2   东亚夏季风边缘带的确定

21世纪前, 有关夏季风边缘带的研究集中于生态和地理环境, 研究边缘带区域的地质和植被实况^[18-20]。从发展角度或夏季风边缘带成因方面考虑较少, 而夏季风北边缘位置是具有较明显南北年际波动的^[12], 长期结果导致夏季风边缘带会发生一定变化, 使该区域植被在年代际或更长时间尺度里对气候产生响应。

夏季风北边缘年际波动范围就是夏季风边缘带, 夏季风边缘带与夏季风不能一概而论, 并非在强季风年中北边缘一定偏北, 弱季风年中北边缘一定偏南^[9], 研究边缘带的宽度、位置等一些特征如何变化显得非常重要。根据夏季风北边缘即6次过程透雨的逐年波动情况 (图略), 北边缘的波动区域和400 mm年降水量的逐年变化范围 (图略) 基本处于56年平均的3次和8次过程透雨之间, 因此取平均过程透雨量3次和8次分别表示夏季风边缘带的北界和南界。边缘带的北界在100°E处及其左右两边呈现出一个向西北伸展的湿舌和两个分别向东南和向南伸展的干舌, 刚好对应了祁连山地形及柴达木盆地、腾格里和巴丹吉林沙漠。

3.   东亚夏季风北边缘变化特征

夏季风边缘带在110°E以西和以东边缘带宽度发生明显变化, 110°E以西边缘带宽度较小, 以东宽度较宽, 且115°E以东边缘带北界已到达北方国界 (图略)。所以110°E可以认为是夏季风边缘带东西宽度不同的一个分界线, 同时也为了与前人工作进行比较, 则取110°E重点分析夏季风北边缘的位置变化。

3.1   夏季风北边缘波动

全国715个站分布不均匀, 因此采用CresDan函数将站点资料插值到0.1°×0.1°水平网格上, 将插值结果在110°E处做剖面分析, 取得每年该经线上最接近北边缘位置的纬度值 (图 2)

图  2  110°E处夏季风北边缘位置曲线

(直实线为趋势线, 粗虚线为北边缘平均位置)

Figure  2.  Curve diagram of the north boundary locations for summer monsoon along 110°E

(the straight real line denotes trend, the thick broken line denotes its average location)

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夏季风北边缘的年际变化表明, 北边缘在34°~42°N之间南北摆动, 平均位置在38.4°N附近。北边缘56年序列标准差是1.537 °, 在x-σ至x+σ范围外, 可挑出相对平均位置7个偏北年: 1958, 1960, 1961, 1964, 1967, 1976, 1988年; 7个偏南年: 1965, 1971, 1982, 1997, 1999, 2000, 2005年。1951—2006年, 北边缘位置波动较大, 总体呈现向南移趋势, 说明夏季风影响我国的区域逐渐减小, 西北地区气候趋向干旱。

夏季风北边缘不仅具有明显的年际变化, 也有较明显的年代际变化。20世纪50年代夏季风北边缘平均位置为39.1°N, 最偏北; 70, 80, 90年代平均位置分别为38.6 °N, 38.2°N和37.5°N; 60年代为38.9°N; 21世纪初 (本文均指2001 —2006年) 北边缘又北移到38.0°N。

3.2   夏季风边缘带南北界波动

边缘带降水年际变率大, 有些年受夏季风影响, 降水较为充沛; 有些年则较干旱。4 —10月出现3次与8次过程透雨之间的区域就为夏季风边缘带。

图 3为各年代夏季风边缘带南北界变化特征, 可见100 °E处夏季风边缘带北界位置基本不变, 20世纪50年代北界位置的南移可能与当时西部测站较少有关; 该经度处南界变化无明显规律。105 °E处90年代北界位置北移, 其他年代略向南移; 南界60年代和21世纪初偏北, 其他年代偏南。在110°E和115°E处, 边缘带北界各年代先南移, 20世纪90年代有小的北移; 南界从50年代至90年代一直向南移动, 90年代南移幅度较大, 21世纪初南界又向北偏移。夏季风北边缘是偏南风与偏北风或者说东南风与西北风的交汇, 偏南风北进, 则北边缘容易偏北。图 3清楚显示, 边缘带北界各年代波动小, 而南界移动幅度较大。一定程度体现出, 偏南风北进时, 边缘带北界变率较小, 西北风或偏北风影响范围基本没有改变; 但偏南风北进程度与南界有直接关联, 边缘带宽度的变化主要体现在其南界的移动。

图  3  东亚夏季风边缘带的年代际变化

Figure  3.  Decade variance of the boundary belt for summer monsoon in East Asia

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边缘带在4个经度上宽度随着南北界摆动也有相应变化, 115°E, 110°E和100°E处的宽度明显大于105 °E处, 前3个经度的边缘带宽度都超过了5个纬距, 而105°E处宽度不到2个纬距。100°E (受祁连山地形影响) 夏季风边缘带宽度逐年代基本没有变化, 20世纪60年代和80年代范围相对稍稍偏小。105°E处夏季风边缘带区域很小, 70, 80年代和21世纪初宽度相近, 约为1.6个纬距, 90年代范围最大。110°E处70年代和90年代边缘带范围较大, 超过6个纬距, 20世纪50年代最小。115°E处宽度逐渐扩大, 20世纪90年代最大, 21世纪初有所减小。由此可见, 从20世纪50 —90年代西北和华北区域边缘带范围有所增大, 干旱化加重; 21世纪初, 气候有逐渐湿润的迹象。

4.   东亚夏季风边缘的推进特征

夏季风强弱、起讫时间早晚和雨季长度都会影响我国降水量的丰欠, 随着夏季风北进, 雨带也随之而来。东亚季风包括副热带季风和热带季风, 前者爆发时间早于后者^[21]。图 4分别是夏季风边缘的推进过程以及夏季风到达边缘带的概率分布。

图  4  夏季风边缘气候平均的逐旬推进过程 (相对于1月1日) (a), 边缘带概率分布 (b), 偏北年平均 (c), 偏南年平均 (d)

(虚线为北边缘位置)

Figure  4.  The moving north ward process of summer monsoon's boundary relative to 1 January (a), its distribution about the probability (b), seven inclined north years (c) and seven inclined south years (d)

(the broken line is the location of north boundary)

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夏季风在我国的进退不是连续的, 而是阶段性的, 其中出现3次突然北跳和4次静止时段, 即华南、长江流域、黄淮流域和华北^[22]。图 4a显示4月初夏季风最早在华南北部的副热带爆发, 之后便向南移、向北推。从气候平均来看, 5月长江流域开始持续性透雨, 6月初雨带北移至黄淮流域, 于8月初到达最北位置, 出现较为明显的雨带北进。

图 4b给出了由透雨标准定义的夏季风到达我国的概率分布情况。在35°N附近, 夏季风到达概率达1.0, 可见, 35°N以南地区基本每年都受夏季风影响, 是我国江淮流域及以南区域降水充沛的重要原因。夏季风到达概率为0.1~0.9区域与边缘带范围基本一致, 正符合了边缘带是夏季风只有某些年份才能影响到的初始定义。边缘带北界处季风到达概率最小 (小于等于0.1), 沿着东南方向, 概率逐渐增大。这也反映了夏季风推进方向为东南—西北向, 一定程度上决定了我国湿润到干旱的气候形态以及植被的空间分布状态。

分别对北边缘异常偏北年、偏南年的夏季风爆发时间进行分析得出, 北边缘偏北年夏季风爆发时间分布形态与平均状况分布基本相同, 只是北边缘位置更加偏北, 河套地区几乎都为季风区 (图 4c)。而图 4d中北边缘相对偏南很多, 季风推进等值线集中在江淮流域。偏北年相对偏南年除了江淮流域, 在华北区域还有一个推进等值线密集区, 说明华北明显存在一条雨带, 导致华北降水较多。而偏南年在第190天雨带停留在黄淮流域, 第200天夏季风边缘到达黄河下游, 第210天则跳到了华北地区, 这期间夏季风向北推进很快, 不能在一个地区维持, 不容易出现雨带。可见在长江及其以南地区, 偏北年和偏南年夏季风基本同时开始; 而长江流域以北地区, 偏北年爆发时间相对较早。

5.   东亚夏季风北边缘与我国降水的关系

夏季风北边缘南移, 我国北方地区受到夏季风影响范围越来越小, 可能是导致干旱加重以及干旱区范围扩大的重要原因。夏季风爆发和维持促使该区域雨带的形成, 且随着夏季风推进, 雨带也逐渐北移。

5.1   夏季风北边缘与雨带的关系

我国夏季雨带可以分为3个类型:北方雨带 (Ⅰ类)、江淮雨带 (Ⅱ类) 和长江华南雨带 (Ⅲ类) ^[23]。从表 1可见, 夏季风北边缘越偏北, 我国降水较多出现Ⅰ类雨带, 即华北地区多雨, 夏季风北边缘偏南, 则较多出现Ⅱ类和Ⅲ类雨带, 即长江流域及其以南地区多雨。也有夏季风北边缘较偏北, 仍然出现Ⅲ类雨带, 这可能由于副热带高压较为西伸偏北, 华北出现雨带的同时, 华南也出现一个雨带, 即双雨带^[24]。因此夏季风北边缘年际波动与我国降水分布关系紧密。

表  1  夏季风北边缘位置偏南年和偏北年分别对应我国降水的雨带类型

Table  1.  Corresponding rainband of China to the year of inclined north and south locations of summer monsoon's north boundary

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东部季风区夏季主要雨带位置 (以38°N代表北方雨带, 34°N代表淮河流域雨带, 30°N代表长江流域雨带, 26°N代表华南雨带) ^[25-26], Ⅱ类江淮雨带的位置则用淮河流域雨带和长江流域雨带位置的平均状况表示。将近56年的夏季风北边缘位置与雨带位置进行相关分析, 相关系数为0.41, 通过0.01的显著性检验 (图略)。图 5是北边缘和雨带位置的10年滑动平均情况。从图 5可以看出, 北边缘位置变化与雨带南北移动趋势一致, 从一定程度显示了夏季风北边缘的位置与雨带的南北移动在年际和年代际尺度上有着密切联系, 可定性反映夏季风北边缘位置偏北, 则雨带位置也偏北的情况。

图  5  夏季风北边缘 (实线) 与雨带位置 (虚线) 的10年滑动平均

Figure  5.  Decade sliding mean of summer monsoon's north boundary (real line) and the rainband locations (broken line)

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5.2   夏季风北边缘对我国西北、华北降水的影响

1960 —1999年长江流域总降水量增加, 华北地区和黄河流域降水减少, 呈现“南涝北旱”变化特征^[27]。下面进一步对夏季风北边缘位置与4 —10月降水进行相关场分析, 讨论我国降水对夏季风北边缘位置的敏感性。

从图 6看出, 4 —10月总降水量与夏季风北边缘变化主要在河套区域有着很好的正相关, 在西南地区为负相关。4 —10月降水量与夏季风北边缘在西北东部也存在较显著的正相关, 负相关区基本在我国西南地区。7月, 西北地区东部相关不明显, 正相关显著区移到了东北南部及渤海湾一带, 与长江流域呈现负相关。从南到北, 8月相关场呈“ +-+”格局, 其他月份基本呈“ -+”格局。由此说明夏季风北边缘越偏北, 西北与华北区域降水越多, 而在南部特别是西南地区降水就越少。夏季风北边缘偏北, 使我国北方地区透雨来得较早, 结束较晚。然而, 因为7月是北方地区最主要雨季, 所以无论夏季风北边缘偏南或偏北, 对北方地区7月降水量没有太直接影响, 反而对渤海湾的降水有着较大贡献。总体来看, 北边缘位置变化主要对夏季风边缘带降水影响颇大, 考察了透雨标准定义的夏季风北边缘及爆发时间的合理性, 并对北方夏季降水异常有一定的解释能力。

图  6  夏季风北边缘位置与夏季降水量相关分布

(阴影区为通过0. 05显著性检验; 实线为正相关, 虚线为负相关)

Figure  6.  The correlation of summer monsoon's north boundary and summer rainfall

(shadow is correlation up to 0. 05 level; real line is positive, broken line is negative)

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5.3   夏季风北边缘变化的水汽特征

由于冬夏季风向反转和干湿期交替, 北边缘变化与风矢量和水汽输送可能有着紧密联系。图 7给出了北边缘偏北年与偏南年合成的7月风场和水汽输送场。我国西南到中南半岛纬向风和经向风差异都较大, 此种形势会加强西南风 (图 7a)。西北部偏北年西风更强, 阻挡东南风继续前行而在祁连山区滞留。在我国华北和东北西部, 明显存在南风显著差值区, 对夏季风推进到更北区域有主要贡献。

图  7  夏季风北边缘偏北年份与偏南年份7月合成差值分布 (偏北年减偏南年)

(a) 850 hPa风场差异分布 (横线阴影区为纬向风u显著差异区, 竖线阴影区为经向风v显著差异区, 均通过0. 02显著性检验), (b) 整层水汽输送差值分布 (阴影为水汽输送差异相对大值区, 单位: kg/(m · s))

Figure  7.  The distribution for the difference of composite summer monsoon's north boundary between seven inclined north years and inclined south years

(a) the deffience distribution of wind vector field (horizontal line shadow is zonal wind marked difference, vertical line shadow is meridional wind marked difference), (b) the whole layer moisture transport's marked difference (shadow of moisture transport is biggish, unit :kg/(m · s))

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夏季风最明显的特点是从海洋带来大量水汽, 同时伴有我国季风覆盖区丰富的降水。从图 7b可见, 我国南海是夏季风北边缘异常偏北的主要水汽来源, 部分来自西太平洋。这两个水汽来源与周晓霞等^[28]指出南海通道 (经向) 和太平洋通道 (纬向) 输送水汽作用于华北降水的情形相吻合。南海和太平洋水汽首先东向输送, 在15°~20°N和30°~35°N处转为西南向输送。夏季风北边缘偏北年水汽通量在黄河下游明显强于偏南年, 与图 7a风矢量差异结合, 可以判断北边缘偏北年较偏南年从南海与太平洋通过偏南风通道实现了水汽输送, 而西风起到抑制水汽继续向北输送的作用, 使水汽在华北一带停留, 造成降水。可见, 南海水汽输送加强结合偏强南风有利于夏季风北边缘异常偏北。

6.   结论

本文采用与农作物生长需水量紧密结合的过程透雨标准较好确定了边缘带位置, 并分析了夏季风北边缘年际、年代际波动和夏季风边缘带范围的变化, 夏季风边缘推进过程及其对我国降水的影响, 得到如下一些结论:

1) 夏季风北边缘有明显的年际、年代际变化特征, 边缘带南界相对北界移动幅度大。从20世纪50年代至90年代北边缘总体向南移且边缘带范围扩大, 21世纪初有向北偏移趋势, 边缘带范围略有缩小。

2) 夏季风北边缘年际波动与我国雨带分布有密切联系, 北边缘偏北年, 较多出现Ⅰ类型雨带, 北方地区多雨; 反之, 则较多出现Ⅱ类和Ⅲ类雨带, 即长江流域、华南地区多雨。南海水汽输送和南风较强是夏季风波动异常的主要原因之一, 容易促使夏季风北边缘偏北。

3) 东亚夏季风最早4月初在华南北部副热带地区爆发, 以雨带形式3次北跳推进, 8月初到达我国最北位置。夏季风不是每年都到达边缘带区域, 与夏季风到达概率0.1~0.9范围一致。