瞬变波活动与江淮地区夏季旱涝的关系

利用1951-2000年中国160站逐月降水量资料划分了江淮地区夏季旱涝年。通过对旱涝年500hPa高度距平场的合成分析发现：多雨年鄂霍茨克海阻塞高压稳定维持，少雨年鄂霍茨克海附近的高压脊减弱。为了了解江淮地区旱涝年500hPa中高纬环流形势异常的原因，计算了Eliassen-Palm通量，结果表明多雨年瞬变波对平均气流的强迫作用使经、纬向风异常分布有利于鄂霍茨克海阻塞形势的维持，冷空气向南输送增强，江淮地区降水偏多；少雨年瞬变波对平均气流的强迫作用使鄂霍茨克海高压脊减弱，冷空气向南输送减弱，江淮地区降水偏少。     

2013年1月安徽持续性霾天气成因分析

2013年1月安徽霾天气具有范围广、持续时间长、能见度低等特点。利用合肥、安庆、阜阳2009~2013年1月地面常规资料、高分辨率探空资料,结合轨迹分析和聚类分析,讨论了2013年1月安徽霾天气频发的原因。结果表明:低风速、高湿度不能解释2013年1月霾天气增多、增强的现象。大气层结稳定、接地逆温偏多、偏厚,可部分解释这次霾天气增多现象。边界层中上部输送条件的变化也不能解释2013年1月霾天气增多现象,但近地层输送条件的变化能较好地解释2013年1月霾天气增多现象,如偏东北来向的轨迹组对应着最低的能见度,且2013年1月各地最低能见度对应的轨迹组所占比例(或与次低能见度的轨迹组所占比例之和)在历年中最高。因此,大气层结稳定、近地层偏东北来向气团较多是2013年1月安徽各地能见度偏低、霾天气偏多的主要原因。     

1981—2013年京津冀持续性霾天气的气候特征

近年来我国不断增多的霾天气的一个显著特征就是持续性增强,为此,本文利用1981—2013年京津冀霾日统计资料,对京津冀持续性霾事件（定义为连续2 d及以上有烟或霾发生的天气）的基本时空分布特征和变化趋势进行了详细分析,结果表明：京津冀地区1981—2013年非持续性霾日数没有显著的变化趋势,持续性霾日数及其所占百分率均呈显著增加趋势,持续性霾日数的增加是总的霾天气增加的主要原因。持续性霾天气主要集中在北京、天津北部和河北西南部,年平均持续性霾日数占到霾的年总日数一半以上。持续性霾高发区的范围呈现年代际增大趋势,2000年之后扩展趋势显著加速。     

2013年桂林市中度霾天气过程分析

利用常规气象观测资料、大气成分资料对2013年桂林市几次中度霾过程的气象条件及其它有利因素进行初步分析.结果表明:2013年中度霾过程主要分为南风型和北风型,两种型近地层都具有相对湿度较大,层结较稳定的特点,南风型还具有低层风速小的特征,而北风型风速大须配合上游有明显的污染源输送才能造成城市中度霾,桂林城市改造如修路建桥、房屋拆迁新建等造成的尘埃是空气污染物的主要成分,也是北风型霾的主要污染源,而机动车辆猛增多以及城市快速扩大造成的空气流通性差也直接导致污染物排放日益增加、悬浮物扩散越来越慢,从而使空气能见度降低,中度霾出现频率增大.     

2013年1月持续性霾天气中影响污染程度的气象条件分析

利用南京本站气象观测记录、环保局监测数据以及NCEP/NCAR再分析资料,分析2013年1月持续性污染天气过程的大气环流背景,并结合南京地区探空资料、风廓线雷达资料以及激光雷达资料,分析这次持续性污染过程中空气质量属良好、轻度污染、中度污染、重度污染典型个例的大气垂直特征和边界层内气象条件的差异。得到如下结论:2013年1月份北方冷空气活动较弱,南京地区大气层结稳定,近地层风速小,污染物气象扩散条件差。加之近地层以弱偏东风为主,水汽较多,有利于污染物颗粒直径增大。大气垂直结构以及边界层内水平风速均对大气污染程度起到一定影响。AQI与逆温层高度存在显著负相关关系;大气污染时,1000 m以下出现逆温结构,且逆温层越低、越厚,污染程度越大;重度污染时,近地层出现贴地逆温层,厚度为700m左右。逆温层高度下降,PM₁₀颗粒物高浓度区高度也明显下降,近地层污染物浓度对垂直方向上污染物浓度正响应的高度降低。在空气质量良好时, 150~1500m存在风速大值区,且风无空,湍流作用明显,有利于污染物和周围的洁净空气相混合而得到稀释,加速污染物的垂直扩散进程。当中度污染日和典型重度污染日时,150~1500 m之间并不存在大风速区。此外, PM₁₀的300μg·m^-3高浓度垂直高度延伸至300 m附近时,近地层PM_2.5明显上升至100μg·m^-3以上,高浓度区数值越大,近地层PM_2.5越大。     

北京2013年1月严重霾天气过程的气象成因分析

利用常规观测资料、地面自动站资料及NCEP 1°×1°分析资料,结合边界层散度场的诊断分析,探讨了北京2013年1月严重霾天气过程的环流特征和气象成因。主要结论如下: 1)500 hPa为偏西气流,冷空气活动弱,无明显冷平流,对流层低层850 hPa及其以下风速小、冷空气活动偏弱,是霾天气的显著特征。2)边界层存在逆温和大气层结稳定是霾发生的另一重要条件,逆温层不仅可出现在边界层,有时也出现在对流层低层850 hPa 附近。3)边界层存在弱辐合中心是霾形成的重要条件,特别是在区域性污染的情况下,边界层辐合可使霾因区域性污染物的输送汇聚而加重。4)偏东风对霾形成和加重具有重要作用,主要表现为风速一般较小,在边界层形成暖平流结构,易形成逆温,增加边界层相对湿度和维持边界层辐合,配合北京西部山地特殊地形,使污染物积累,最终通过增大污染物浓度及增大边界层相对湿度,造成大气水平能见度严重降低。5）1月10—14日霾天气过程主要是在边界层有弱辐合而相对湿度较低的条件下形成的,而27—31日过程主要发生在边界层相对湿度较高的条件下。     

2013年我国南方持续性高温天气及副热带高压异常维持的成因分析

本文利用NCEP再分析资料和逐日台站观测资料研究了2013年夏季我国南方地区持续高温天气时期内西太平洋副热带高压（以下简称西太副高）的异常特征,指出西太副高西伸、北抬并异常维持是导致南方地区罕见高温天气发生的直接原因,探究了影响其异常的中高纬环流及热带系统的活动,特别是对该年夏季热带环流,包括越赤道气流、赤道辐合带（Intertropical Convergence Zone,简称ITCZ）的异常,以及登陆台风异常集中等情况作了进一步分析,为深入研究持续高温的成因提供了一定的基础。     

1980~2013年安徽霾天气变化趋势及可能成因

对1980~2013年安徽省霾日数的时空变化趋势及可能原因进行了分析,结果表明:(1)1980年以来,霾天气年均发生日数总体呈上升趋势,年际波动较大。不同年代,霾高发区的位置不同:20世纪80年代平均为5.5 d,沿江到江淮之间有零星的高发区;20世纪90年代平均为8.5 d,高发区在沿江中西部的望江和池州、省会合肥、淮北北部的萧县和灵璧;2000年代,平均发生日数为8.7 d,有3个高发区,分别是以合肥为中心的江淮之间中部、沿淮中部地区和沿江中东部地区。(2)按地理位置把安徽省分为6个子区,不同子区年霾日数的变化趋势不同:皖南山区变化较平缓,沿淮地区2000年后上升明显,淮北北部和沿江有先升后降的趋势。(3)地级市平均霾日数呈显著上升的趋势,而县城霾日数上升速度缓慢,且在2008年之后有下降趋势。(4)城市化和汽车拥有量激增导致氮氧化物排放量快速增多,可能是2000年之后地级市霾日数显著增多的主要因子,而县城霾日数变化的驱动因子可能是气候变化原因,如东亚季风强度的变化。     

2011年1月湖南罕见持续性暴雪天气成因分析

应用常规观测资料和NCEP再分析资料,对2011年1月湖南发生的罕见大范围持续性暴雪天气过程进行了详细分析。结果表明：乌拉尔山阻塞高压和孟加拉湾南支槽稳定维持,“南低北高”环流形势有利于冷暖气流在长江中下游地区一带汇合,是持续性暴雪发生的大尺度环流背景;700hPa西南急流的建立和加强为暴雪区带来源源不断的水汽供应和不稳定能量,持续而强盛的水汽输送和水汽辐合对暴雪维持和加强至关重要;青藏高原有两次明显的正涡度向东传播至我国东部地区,正涡度东传有利于垂直上升运动维持和加强;暴雪期间湖南上空维持较强的锋生区,准静止锋稳定少动,锋区强度逐渐增强,其最强阶段与暴雪最强阶段一致,而高空急流和锋面的耦合加强了湖南区域的上升运动,是暴雪天气持续的主要原因;锋前干冷空气在对流层中层形成的干层加强了暴雪过程的对流性不稳定,而锋后干冷空气作为“冷垫”锲入暖湿气流下方,促进锋生和暖湿空气的抬升和凝结,是不稳定能量释放的触发机制。     

2013年1月华北平原重霾成因模拟分析

2013年1月华北平原出现了罕见的重污染天气过程,并引发连续多天大范围重霾现象。利用中华人民共和国环境保护部公布的空气污染指数日值数据和气象常规观测数据,结合区域空气质量模式系统RAMS-CMAQ的模拟结果,对1月10~15日污染过程的气象要素和关键气溶胶物种时空分布特征进行了详细分析,并对灰霾成因进行了探讨。结果表明,受本次污染过程影响的区域主要分布在北京-天津-唐山、河北省中南部和山东省大部。这些地区细颗粒物(即PM2.5)日均质量浓度超过120μg m–3,且基本被灰霾覆盖,日均能见度在5~8 km之间。其中在北京、天津、石家庄和济南市及周边地区细颗粒物日均质量浓度可达250~300μg m–3,部分市区可超过300μg m–3,而日均能见度则可下降至3 km以下,形成重度灰霾。此外,对气象场的分析显示,本次污染过程期间华北平原大部分地区水平风速较多年平均值偏小约20%,且有明显逆温层覆盖,北京-天津-唐山、河北省南部和山东省北部的相对湿度则较多年平均值偏高达10%~40%。这样的气象条件不仅造成污染物易于堆积,而且有利于吸湿性粒子消光效应的快速增长,使能见度明显下降,是引发灰霾的重要因素之一。在北京地区引发灰霾的主要气溶胶物种为硫酸盐、硝酸盐和铵盐,这3种无机盐对近地面的消光贡献比率达到50%以上。其中硝酸盐的消光贡献比率最高,可达总体效应的1/4,表明在这次污染过程中除相关工业源排放外,交通源排放也是北京地区主要的污染源之一。     

南海夏季风爆发与前期东亚冬季风异常的关系以及ENSO的作用

基于ERA-interim再分析资料采用相关分析研究了东亚冬季风和南海夏季风爆发的关系,并探讨了ENSO在其中的作用。结果表明,弱冬季风之后的南海地区5月有异常东风、降水偏少,对应于夏季风爆发偏晚;强冬季风之后则相反;但上述关系并不十分显著。进一步利用线性回归将东亚冬季风分为与ENSO有关和无关的部分,对于与ENSO有关的冬季风,上述冬季风-夏季风爆发的关系的显著性有明显提高;但与ENSO无关的冬季风和夏季风爆发并无显著联系。这说明冬季风-南海夏季风爆发的关系主要是由与ENSO有关的冬季风造成的。这一关系可以用ENSO激发的菲律宾异常反气旋或气旋来解释,以弱冬季风之后夏季风爆发偏晚为例:El Ni?o事件一方面激发出菲律宾异常反气旋,使得冬季风偏弱;另一方面又引起热带印度洋增暖,由于局地海气相互作用正反馈和印度洋电容器效应,菲律宾异常反气旋得以维持到晚春。该异常反气旋及其南侧的异常东风不利于南海夏季风的爆发,从而导致夏季风爆发偏晚。     

热带印度洋春季海表温度异常与南海夏季风强度变化的关系

利用50年的Reynolds月平均海表温度资料和NCEP/NCAR全球大气再分析资料,分析了热带印度洋春季海温异常对南海夏季风强度变化的影响。结果表明:1)热带印度洋春季海表温度距平(SSTA)的模态主要是全区一致型(USBM)和热带南印度洋偶极型(SIODM),USBM模态既有年际时间尺度的变化特征,又有年际以上时间尺度的变化特征,既包含有对冬季ENSO信号响应的变化特征,又有独立于ENSO的变化特征;SIODM模态主要表现为独立于ENSO的年际时间尺度变化。2)USBM模态与南海夏季风强度变化呈显著负相关关系,且二者都是对冬季ENSO信号的响应,USBM模态的年际变化不能独立于ENSO信号影响南海夏季风的强度变化。3)经(1~8年)带通滤波及去除ENSO信号的热带印度洋春季SSTA的SIODM型分布是影响南海夏季风强度变化的主要模态,表现为热带东南印度洋为负(正)、其他海区为正(负)时,南海夏季风强度增强(减弱),大气环流对热带东南印度洋SSTA热力作用的响应是造成这一关系的直接原因,SIODM型的SSTA分布与南海夏季风年际异常关系在热带印度洋长期变化趋势的暖位相期显著,在长期变化趋势的冷位相期不显著。     

我国华南3月份降水异常的可能影响因子分析

利用1951～2005年华南地区3月份的降水资料、NOAA海温资料、Ni?o3.4指数和NCEP再分析资料,分析了华南3月份降水异常与同期环流场、全球海温场的关系,从环流和海温的角度揭示了华南3月份降水异常的可能原因。结果表明,当华南3月份降水偏多(少)时,在对流层中低层,北太平洋海区存在气旋(反气旋)性环流异常,西太平洋及南海海面上存在反气旋(气旋)性环流异常,这样的环流异常有利(不利)于东南暖湿气流与北方东部异常冷空气在华南地区形成水汽辐合,导致降水显著增多(减少)。进一步的分析表明,ENSO和北印度洋及南海附近海温是影响华南3月份降水异常的重要外强迫因子,ENSO对华南3月降水异常的影响是通过影响春季西太平洋副热带高压和低层风场异常实现的,而北印度洋及南海附近海温对华南3月降水异常的影响则是通过垂直环流场异常和低层风场以及西太平洋副热带高压异常来实现的。     

贵州省冬季雨凇灾害预测模型的初构

该研究利用1961—2015年贵州省逐日雨凇观测资料,NCEP/NCAR海平面气压场和500 h Pa高度场逐月再分析资料,以及NOAA ERSSTV4逐月海表温度资料,初步构建了贵州省冬季雨凇灾害预测模型。模型主要量化为以下指标:雨凇灾害偏强/弱时,对应500 h Pa位势高度异常场正/负(50~70°N、40~80°E)和负/正(20~40°N、60~100°E),对应海平面气压异常场正/负(45~65°N、40~80°E),对应前期秋季北大西洋关键区(25~35°N,60~40°W)的海表温度异常为负/正异常。且强雨凇年时,该模型的可信度更高。利用该模型,本研究展开了对2016年冬季雨凇强度的试报,试报结果为强度偏弱,与实况场吻合,表明该模型有一定的参考价值。     

夏季北太平洋洋中槽强度的年际变化及其与北美地面气温的关系

利用1979—2010年NCEP/NCAR再分析资料和特拉华大学地面气温资料,研究了夏季北太平洋洋中槽强度的年际变化特征、成因及其与北美地表气温的联系。结果表明,夏季北太平洋洋中槽强度存在明显的年际变化特征,并主要表现为准4 a和准5a的周期变化特征。进一步的分析表明,夏季北太平洋洋中槽强度与同期北美东南地区地表气温存在显著的负相关,当夏季北太平洋洋中槽强度异常偏强(弱)时,洋中槽下游的北美东南地区对流层中高层的位势高度异常降低(升高),对应于控制该地区的高压减弱(增强),从而使得该地区地表气温降低(升高)。此外,夏季热带印度洋海温异常对洋中槽的年际变化起了决定性的作用。当热带印度洋海温异常偏暖时,通过调节大气边界层相当位温,加热对流层大气,在热带印度洋东侧激发出东传的开尔文波,同时也使得北太平洋中东部位势高度异常升高,导致洋中槽的异常减弱。反之亦然。     

热带印度洋海温异常单、偶极模态及其相互作用

利用最近50多年的GISST和NCEP的OISST海表温度资料研究了印度洋海温变化的空间分布型和多重时间尺度及其相互作用.结果表明,热带印度洋海温主要存在两种空间分布型,即全海盆符号一致的单极和东、西部符号相反的偶极.单极既存在长期增暖趋势,也存在年际振荡;偶极则以年际变化为主.在去掉由EOF重建的单极后,热带印度洋东、西部海温表现为显著的反相关关系;对17次典型偶极子个例的分析表明,对偶极子本身而言,偶极子的演变更像是一种翘翘板似的局地振荡.单极在长期趋势和年际时间尺度上对偶极的影响是不同的.长期趋势缩短了偶极子的生命期,在冷期,印度洋海温经历了由负单极到正偶极再到负单极的演变,偶极子的异常信号最早出现在热带西印度洋;在暖期,印度洋海温经历了由正单极到正偶极再到正单极的演变,偶极子的异常信号最早出现在热带东印度洋.对年际时间尺度的变化而言,印度洋海温异常由负单极向正偶极再到正单极转换,偶极子位于一种单极向另一种单极的转换过程之中,在此过程中,印度洋海温表现为明显自西向东的传播特征.     

北极海冰对2008年1月乌拉尔高压异常的影响

2008年1月我国南方发生了大范围的雨雪冰冻灾害天气,造成此次灾害的一个重要原因是乌拉尔高压异常的长期维持,而作为下垫面的海洋,2007/2008冬季环北欧海海冰异常偏少。观测资料合成分析表明,乌拉尔山地区出现高压异常与巴伦支海和喀拉海的海冰偏少存在密切对应关系。利用大气环流模式试验研究了(90°W~60°E)区域海冰异常对大气的影响,模拟结果显示海冰对乌拉尔高压异常有正的贡献,线性模式诊断表明天气尺度瞬变波是海冰影响乌拉尔高压异常的一种重要机制。     

Influence of the South China Sea Biweekly Sea Surface Temperature on the South China Sea Summer Monsoon Especially during the Indian Ocean Dipole

The influence of the biweekly sea surface temperature (SST) in the South China Sea (SCS) on the SCS summer monsoon, especially during the Indian Ocean Dipole (IOD) is presented using the Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM) Microwave Imager (TMI) SST and rainfall data for April to June from 1999 to 2013. During positive IOD (PIOD) years the biweekly SST anomalies over the SCS lead the rain anomalies by three days, with a significant correlation (r?=?0.8, at the 99% confidence level), whereas during negative IOD (NIOD) years, the correlation is only 0.2. The biweekly SST is observed to influence the westward and northward propagating rainfall anomalies over the SCS and, hence, affect the SCS summer monsoon, especially during PIOD years. No such propagation was seen during NIOD years. The biweekly intraseasonal oscillation of SST in the SCS results in enhanced sea level pressure and surface shortwave radiation, especially during PIOD years. The potential findings here indicate that the biweekly SST in the SCS is strongly (weakly) influenced during PIOD (NIOD) years. Further, it is observed that SST in the SCS has a strong (weak) effect on the SCS summer monsoon by westward and northward propagation of rainfall, especially during PIOD (NIOD) years. When a PIOD or NIOD exists over the tropical Indian Ocean, the SCS SST will be strongly (r?=?0.6, at the 99% confidence level) or weakly correlated with the residual index, respectively.