高原季风强弱对南亚高压活动的影响

分析了高原季风强弱对夏季南亚高压活动和三峡库区旱涝的影响,揭示了如高原夏季风偏强(弱),育藏高原上空及其以东地区100hPa南亚高压也偏强(弱),位置偏北偏东(偏南偏西)。高原季风强年,南亚高压脊线6月北跳比多年平均早1候,8月南撤晚1～2侯;高原季风弱年。脊线北跳晚1～2候,南撤早1候。同时显示了高原夏季风强年,5～6月三峡库区降水随着南亚高压脊线北移而增多,7～8月三峡库区降水减少;高原夏季风弱年,主汛期前期库区降水少,后期降水略有增多。     

移出高原后长生命史高原低涡在不同移动路径下的大尺度环流特征及差异

利用NECP再分析资料及高空观测资料,对2000—2010年移出青藏高原后生命史长达3天或以上的高原低涡进行统计,并根据移动路径的不同将其分为东移、东北移和东南移三类,统计结果表明:在不同时间段,不同移动路径的长生命史高原低涡具有不同的活跃度,盛夏7月,东移个例远远多于东北移和东南移个例,东南移个例多于东北移个例;而在夏末8月,东南移个例则远多于东北移和东移个例。选取不同移动路径的个例,进行对流层中上层环流背景特征分析,指出其500hPa环流形势,温度平流及200hPa环流形势的共同特征和差异。分析结果表明:500hPa环流形势,副热带高压的位置、走向分布对长生命史高原低涡的移动路径有显著影响。东移、东北移、东南移三种路径,副热带高压依次减弱。印缅地区,东南移路径为季风低压,而东移和东北移路径则为季风槽或印缅槽,即东南移路径25°N以南具有相对较低的位势高度,有利于高原低涡的向南移动;200hPa环流,东移、东北移、东南移三种路径,南亚高压1252dagpm东伸脊点依次偏西。东移路径,南亚高压东伸脊点的明显偏东,使得高原低涡移出高原后受一致西风引导气流的影响,而对于东南移个例,相对北抬的南亚高压前及相对较深的110°E槽后的西北气流对高原低涡的东南移具有一定的引导作用。温度平流带随时间的走向与不同路径的移动方向有着较好的对应关系。移出高原后的长生命史高原低涡基本在平均冷平流带中移动,东南移的高原低涡个例具有相对较强的冷空气活动,使得高原低涡能够向相对较暖的南方移动。     

青藏高原季风强弱与北半球西风带位置变化的关系

利用19512012年NCEP/NCAR全球2.5°×2.5°日平均及月平均再分析风场、高度场资料,分析了青藏高原季风强弱与西风带位置变化的关系,并探讨了西风带位置变化的原因。结果表明:(1)西风带位置变化的早晚与高原夏季风的强弱相关,季风强年西风带北跳和南撤时间分别为第30候(提早1候)和第59候;季风弱年则分别为第33候(晚2候)和第63候(晚4候),并且这种现象是全球性的。(2)西风带北跳期间,高原季风强年相较于常年南亚高压加强北上,贝加尔湖西部槽加强,高原经度范围内的槽加深,促使西风带北跳时间偏早,季风弱年则相反。(3)西风带南撤期间,高原季风强年相较于常年副热带高压位置偏南,东亚大槽加深加强,有利于西风带南撤,季风弱年则相反。     

高原涡东移与东亚夏季风的关系分析

本文对1979～2017年6月1～5日有无高原涡东移年份从东亚夏季风的高低空环流系统进行对比分析表明:同一较短时间段,有长生命尺度东移高原涡与无高原涡东移的年份,东亚季风区的高低空环流系统有较明显差异,且不同路径东移高原涡高低空环流系统也有异同。(1)高度场:有高原涡东移年份,西风急流大值区较无高原涡东移年份明显偏东,南亚高压中心纬度大致相同,东北移、东南移路径南亚高压中心分别偏北、偏南。有高原涡东移年份东亚大槽较无高原涡东移年份偏东。东北移、东移、东南移的西太平洋副热带高压西伸脊点依次偏南,偏东。(2)水汽条件:有高原涡东移年份均伴随有贝加尔湖东南部输送至我国东北的宽的水汽带,不同东移路径与纬向风分量关系密切。(3)海平面气压场:有高原涡东移年份海陆气压差较大,且海平面气压随着高原涡东移出现一个向东逐渐减小的过程。      

夏季青藏高原大气热源低频振荡与南亚高压东西振荡的关系

利用1983～2012年NCEP/NCAR逐日再分析资料对夏季青藏高原大气热源和南亚高压东西振荡的低频特征以及两者的关系进行了讨论,发现夏季青藏高原东部大气热源与南亚高压纬向运动的主要低频周期都是10～20 d。在高原东部大气热源10～20 d振荡峰值位相,青藏高原上空被低频气旋控制,高原西部被低频反气旋控制,导致南亚高压主要高压中心向西移动呈伊朗高压模态;在大气热源10～20 d振荡谷值位相,低频环流形势完全相反,青藏高原上空被低频反气旋控制,高原西部被低频气旋控制,致使南亚高压主要高压中心向东移动呈青藏高压模态。高原热力场异常导致其上空暖中心变化从而引起的高层风场变化可以解释南亚高压的东西振荡。     

东亚夏季风在中国东北区建立的标准、日期及其主要特征分析

文中利用中国东北区 80个测站 ,1980年以来近 2 0a逐日降水和同期NCEP/NCAR逐日再分析资料 ,提出了东亚夏季风在中国东北区建立和撤退的标准 ,即取 85 0hPa候平均资料 ,作沿 12 2 .5°E时间 纬度剖面图 ,将θse的336K和南风 4m/s等值线同时越过 4 0°N的候定义为东亚夏季风在中国东北区建立的日期 (候 ) ,持续及累积的总候数为影响时间 ;该年θse的 336K等值线永久撤离到 4 0°N以南的候为东亚夏季风从中国东北区撤退的日期 ;如果某年θse的 336K和南风 4m/s等值线没有同时北移越过 4 0°N的候出现 ,确定为东亚夏季风在中国东北区没有建立的年份。文中相应给出 1980～ 2 0 0 0年建立、持续及累积和撤退的时间年历表 ,经计算东亚夏季风在中国东北区建立的平均日期为第 4 1候 ( 7月第 5候 ) ,累积平均影响候数为 3.6候 ( 18d左右 ) ,开始撤退的平均日期为第 4 5候( 8月第 3候 ) ;东亚夏季风在中国东北区建立前后的候降雨量增加和撤退前后候降雨量递减十分显著 ,建立时水汽场由辐散转变为辐合。文中还定义了中国东北区强夏季风的年份 (建立的时间早 ,且累积候≥ 4候的年份 )为1981,1988,1990和 1994年 ,与国内学者定义的强夏季风年基本一致 ;在中国东北区没有建立东亚夏季风的年份为1980 ,1983,1987,1991,     

高原季风特征及其与东亚夏季风关系的研究

利用ERA-Interim的位势高度场、温度场和风场再分析资料,计算了1988-2017年的传统高原季风指数(Trational Plateau Monsoon Index,TPMI)和动态高原季风指数(Dynamic Plateau Monsoon Index,DPMI),分析了高原季风的空间分布特征和时间演变规律,结合东亚夏季风指数(East Asian Summer Monsoon Index,EASMI),探讨了高原季风与东亚季风的关系。研究表明:(1)高原夏季风从4月开始形成,暖性低值系统在高原上生成;6月暖性低压系统中心形成并达到最强,此时高原夏季风强度也达到最大;10月暖性闭合低压系统向东北方向移动且强度也随之减弱并退出,高原夏季风结束。(2)DPMI和EASMI具有明显的年际变化特征,在关键年高原夏季风和东亚夏季风的强度表现一致。(3)中纬度受东亚季风所影响区域的位势高度场和青藏高原区域的位势高度场均处于同一正相关区域,而且超前两个月的DPMI同EASMI的相关系数最大,表明高原夏季风对东亚夏季风具有一定的指示意义。(4)东亚夏季风经圈环流受高原温度场变化的影响而移动,高原夏季风的低压系统与高原温度场关系密切。     

青藏高原热状况对南亚高压活动的影响

本文分析了青藏高原下垫面与高原上空热状况变化的异同及其二者与南亚高压的关系。指出青藏高原下垫面热状况与高原上空热状况年际变化的一致性及月际变化的差异——青藏高原下垫面从2月就开始大幅度增温,而高原上空5月才开始突发性增温。高原下垫面降温幅度最大的月份出现在11月,高原上空则出现在10月。分析还指出,青藏高原下垫面热状况与南亚高压南北振荡,青藏高原上空热状况与南亚高压东西振荡有密切关系。并且前期青藏高原上空热状况较高原下垫面热状况对南亚高压的预报更具有指示意义。     

2006年高原夏季风强弱变化及其与西南地区东部夏季气温和降水的关系

利用2006年西南地区东部37个测站逐日降水量、气温资料和NCEP/NCAR R2再分析日平均资料,通过相关分析和合成分析,研究分析了高原夏季风季节内变化特征,讨论了高原夏季风强弱变化特征及其与西南地区东部夏季气候的关系。结果表明:高原夏季风的变化和西南地区东部夏季气候变化关系密切。当高原夏季风偏强(弱)时,南亚高压、中高纬度环流、西太副高、西风带环流、低层流场以及垂直运动等均有显著变化,进而影响到西南地区东部夏季气候。高原夏季风的季节内变化与青藏高原大气热源呈显著正相关关系,青藏高原热力作用对高原夏季风的异常变化有重要作用。     

亚洲热带夏季风的首发地区和机理研究

文中分析了多年逐候平均 85 0hPa风场和黑体辐射温度等物理量的时空演变 ,结果表明 ,90°E以东的孟加拉湾、中南半岛和南海是亚洲热带夏季风首先爆发的地区 ,爆发时间在 2 7～ 2 8候 ,具有突发性和同时性。 90°E以西的印度半岛和阿拉伯海是热带夏季风爆发较晚的地区 ,季风首先在该区 10°N以南爆发 ,时间约在 30～ 31候 ,然后向北推进 ,6月末在全区建立 ,爆发过程具有渐进性。机制分析表明 ,由于 110～ 12 0°E的中高纬东亚大陆在春季和初夏地面感热通量、温度和气压的迅速变化 ,使热带低压带首先在该处冲破高压带 ,生成大陆低压 ,并引导西南气流在 90°E以东地区首先建立。在 90°E以西的印度半岛地区 ,地面感热通量在 4～ 5月间几乎没有明显变化 ,因而印度季风比南海季风晚爆发约 1个月。由此得出 ,90°E是东亚夏季风和南亚夏季风的分界线。此外 ,还着重探讨了南亚高压的季节变化与亚洲热带夏季风爆发的时间联系。发现南亚高压中心位置与亚洲热带夏季风爆发时间有较好的对应关系。南亚高压中心跳过 2 0°N时 ,南海夏季风爆发 ,跳过 2 5°N时 ,印度夏季风在其南部爆发。将用上述方法确定的爆发时间与用其他方法确定的爆发时间相比较 ,发现它们在南海地区有较好的一致性 ,在印度地区略有差异。     

基于静止卫星的青藏高原及周边地区夏季对流的气候特征分析

利用2010-2014年静止气象卫星FY-2E的红外TBB资料,分析了夏季青藏高原（高原）及周围地区对流的气候特征。分析表明,5月,高原最主要的对流发生在东部边缘。6月,随着亚洲夏季风爆发,最强的对流（强对流）发生在高原的东南侧。7-8月,强盛的西南风给高原中东部部分地区带来丰沛的水汽,高原的东南部形成一条对流（强对流）活跃带。在高原西部,对流发生频率大于6%的区域出现在西部南麓的时间约为37候,并于7月底-8月初到达最北。在高原中部,对流（强对流）开始活跃的时间为6月上旬（中旬）,维持整个盛夏,并分别经历3次向北推进,最北约到达34°N。在高原东部,5月底开始对流都处于相对活跃期,有3次（两次）对流（强对流）的北进。高原对流（强对流）发生频率存在两个季节内变率大值区,分别位于高原中南部雅鲁藏布江中段和高原东南部西藏、青海、四川三省交界处。对流发生频率的第一模态主要是高原东南部和南部的印度季风区对流的反向模态,第二模态则体现了高原西部和印度大陆80°E以西地区与南亚大陆80°E以东地区的对流发生频率的三极型变化。      

地表反照率与高原夏季风爆发关系分析

利用2000～2016年MODIS地表反照率和ECMWF/ERA-Interim再分析资料,选取有代表性的高原季风指数DPMI,统计分析了青藏高原地表反照率与高原季风之间的联系,结果表明:1)11月高原地表反照率大小与次年高原夏季风爆发存在密切关系:11月高原地表反照率偏低(高),次年4月高原夏季风爆发偏早(晚),强度偏强(弱)。2)可能的影响机制为:当前期11月高原地表反照率偏低时,后期高原主体对大气的感热加热信号更强,从而引起4月高原上空近地面层上升运动明显加强,这有利于热量向高空传输,导致对流层加热作用加强,高原上空对流层温度偏高,使得高原季风环流系统加强,最终导致高原季风季节变化相应提前;反之亦然。     

A Modeling Study of the Effects of Anomalous Snow Cover over the Tibetan Plateau upon the South Asian Summer Monsoon

The effect of anomalous snow cover over the Tibetan Plateau upon the South Asian summer monsoon is investigated by numerical simulations using the NCAR regional climate model (RegCM2) into which gravity wave drag has been introduced. The simulations adopt relatively realistic snow mass forcings based on Scanning Multi-channel Microwave Radiometer (SMMR) pentad snow depth data. The physical mechanism and spatial structure of the sensitivity of the South Asian early summer monsoon to snow cover anomaly over the Tibetan Plateau are revealed. The main results are summarized as follows. The heavier than normal snow cover over the Plateau can obviously reduce the shortwave radiation absorbed by surface through the albedo effect, which is compensated by weaker upward sensible heat flux associated with colder surface temperature, whereas the effects of snow melting and evaporation are relatively smaller.The anomalies of surface heat fluxes can last until June and become unobvions in July. The decrease of the Plateau surface temperature caused by heavier snow cover reaches its maximum value from late April to early May. The atmospheric cooling in the mid-upper troposphere over the Plateau and its surrounding areas is most obvious in May and can keep a fairly strong intensity in June. In contrast, there is warming to the south of the Plateau in the mid-lower troposphere from April to June with a maximum value in May.The heavier snow cover over the Plateau can reduce the intensity of the South Asian summer monsoon and rainfall to some extent, but this influence is only obvious in early summer and almost disappears in later stages.     

A Modeling Study of the Effects of Anomalous Snow Cover over the Tibetan Plateau upon the South Asian Summer Monsoon

The effect of anomalous snow cover over the Tibetan Plateau upon the South Asian summer monsoon is investigated by numerical simulations using the NCAR regional climate model (RegCM2) into which gravity wave drag has been introduced. The simulations adopt relatively realistic snow mass forcings based on Scanning Multi-channel Microwave Radiometer (SNINIR) pentad snow depth data. The physical mechanism and spatial structure of the sensitivity of the South Asian early summer monsoon to snow cover anomaly over the Tibetan Plateau are revealed. The main results are summarized as follows. The heavier than normal snow cover over the Plateau can obviously reduce the shortwave radiation absorbed by surface through the albedo effect, which is compensated by weaker upward sensible heat flux associated with colder surface temperature, whereas the effects of snow melting and evaporation are relatively smaller.The anomalies of surface heat fluxes can last until June and become unobvious in July. The decrease of the Plateau surface temperature caused by heavier snow cover reaches its maximum value from late April to early May. The atmospheric cooling in the mid-upper troposphere over the Plateau and its surrounding areas is most obvious in May and can keep a fairly strong intensity in June. In contrast, there is warming to the south of the Plateau in the mid-lower troposphere from April to June with a maximum value in May.The heavier snow cover over the Plateau can reduce the intensity of the South Asian summer monsoon and rainfall to some extent, but this influence is only obvious in early summer and almost disappears in later stages.     

青藏高原地面热源对亚洲季风爆发的热力影响

利用多年NCEP/NCAR再分析全球逐候平均气象场资料和逐旬感热、潜热资料，对亚洲夏季风爆发期间青藏高原及其邻近地区地面加热场的特征进行分析。着重讨论了高原和邻近地区感热加热对亚洲夏季风爆发的影响，具体分析了高原感热加热对亚洲夏季风推进的影响机制，以及对热带低层西风气流的作用。结果发现，中纬度主原的感热加热所造成的经、纬向热力差异是导致亚洲夏季风爆发的原因。亚洲夏季风建立区域和时间的差异与高原感热加热的区域性有关。高原感热加热在南海夏季风爆发前后对南海地区低层西风所流所起的作用不同，在季风爆发前是加速低层西风，在季风爆发后起削弱西风气流的作用。对亚洲夏季风爆发早年和晚年的感热加热进行了对比分析，发现亚洲夏季风爆发时间的年际变化与热源的年际变化有关。     

青藏高原OLR场的季节变化特征

该文利用1979～1991年卫星观测的OLR逐候资料，分析青藏高原OLR场的季节变化特征。结果表明:青藏高原OLR场具有显著的季节变化特点，在冬、夏两季高原OLR场表现为“缓变”态，在春、秋两过渡季节表现为“急变”态。同时发现，在春季高原西南部出现持续强的OLR候际正变化区，表明高原加热场在春季的持续加强。各年高原OLR场的季节变化有很大差异，在高原夏季来得早且季节过渡快的年份，相应印度地区的季风雨偏多；在高原夏季来得晚或正常时，印度地区的季风雨偏少或正常。     

青藏高原夏季风对长江中下游气候的影响及与南亚高压的联系

应用1951～2011年NCEP/NCAR第一套逐月再分析资料和国家气候中心提供的全国160站逐月的降水和气温资料.通过相关分析得出该指数与长江中下游的夏季降水（温度）存在正（负）相关（均通过了95％的显著性检验）.高原夏季风存在明显的年际和年代际变化,1979年是其突变点.高原夏季风与副热带高压以及南亚高压的特征参数之间存在较好的相关性.高原夏季风偏强（弱）时,南亚高压出现青藏高原（伊朗高原）模态,强度减弱（增强）且东伸（西退）,副高增强（减弱）且西伸（东退）.南亚高压的各个特征参数都存在共同2～4年周期振荡,且高原夏季风与南亚高压主中心的经度（纬度）在3～5年（3～4年以及5～6年）上的显著关系最好.     

高原地表过程中冻融过程在东亚夏季风中的作用

用茶卡站冻结日数与季风指数的相关简单说明高原冻融过程与东亚夏季风之间存在联系。作为个例,对沱沱河区域1998,1999年从冬到夏过渡季节的冻融过程与感、潜热变化及东亚夏季风建立之间的关系进行了初步分析。结果表明:从冬到夏的过渡季节中,青藏高原的冻融过程与高原加热存在着联系,土壤季节性冻融使得高原地表向大气的感、潜热输送随季节发生变化,青藏高原的加热作用对东亚夏季风的爆发时间和强度有重要影响。因此,高原地表过程中土壤冻融过程在东亚夏季风的爆发过程中扮演着重要角色。     

青藏高原热源异常对1999年东亚夏季风异常活动的影响

以1999年青藏高原的热源异常为出发点,讨论了其对东亚夏季风异常活动的影响,并从陆气相互作用的角度分析了该年热源异常的原因.结果表明,1999年青藏高原大气热源建立的时间明显偏晚,春夏季热源强度异常偏弱.这使得向高原的低层流入气流明显偏弱,垂直上升运动减弱,向高原的辐合减少,季风经圈环流变弱,高原南侧、东南侧的西南夏季风减弱,引起了夏季风的爆发偏晚及在中国东部北进的偏弱.而进一步对热源异常成因的分析表明,陆面因子的异常变化所引起的感热加热偏弱是热源偏弱的主要因子.高原积雪的减幅在春夏季变小,地表温度的增加变慢,地表温度偏低,引起了感热加热在春夏季的偏弱,进而导致了热源异常.     

青藏高原积雪对亚洲夏季风影响的诊断及数值研究

通过对青藏高原多、少雪年的合成分析及数值试验，研究了青藏高原积雪对亚洲 夏季风和我国东部气候异常的影响。结果表明:青藏高原积雪造成亚洲大气环流较大的年际变化。高原积雪改变了高原陆面春、夏季的热状况，使亚洲夏季风爆发推迟20天左右。高原积雪通过以下物理过程影响亚洲夏季风和我国东部气候:高原积雪多(少)→高原春、夏季的感热弱(强)→感热加热引起的上升运动弱(强)，高原强(弱)环境风场→不利(有利)于高原感热通量向上输送→高原上空对流层加热弱(强)→高原对流层温度低(高)→高原南侧温度对比弱(强)→造成亚洲夏季风弱(强)→我国长江流域易涝(旱)。