两类El Niño型对西北太平洋季风槽及热带气旋生成的可能影响

通过对1948~2015年不同El Ni?o事件下西北太平洋季风槽变化和热带气旋(tropical cyclone,TC)生成进行分析,初步探讨了不同El Ni?o型事件对季风槽及其对TC的可能影响。分析结果表明,较东太平洋增暖(eastern Pacific warming,EPW)年,中太平洋增暖(central Pacific warming,CPW)年季风槽偏弱,位置相对偏西、偏北。在CPW年,中(西和东)太平洋海温增暖(降低)引起了从中到西太平洋热带地区的西风异常和中太平洋地区上升运动及对流活动加强,使得季风槽加强东伸,同时西太平洋副高偏弱、偏北,季风槽向北推进;而在EPW年,赤道东(西)太平洋海温增暖(降低)使得赤道地区西风异常显著加强东扩,异常Walker环流的上升支东移至东太平洋,季风活动加强,副高偏强、偏南,这使得季风槽较CPW年相比更强、更偏东。利于TC生成的大尺度环境因子随季风槽强度和位置的变化而发生改变,在CPW年,低层气旋性涡度、高层辐散、高的中层相对湿度以及低垂直风切变区随着季风槽向北移动;而在EPW年,这些因子随季风槽向南、向东偏移。这些大尺度环境因子的变化使得西北太平洋TC生成的位置在CPW年比EPW年更加偏北、偏西。     

夏季季风的活跃—中断周期与欧亚和西太平洋环流间的相互作用

1、引言 众所周知,在季风季节,印度的季风雨有时会突然消失,这个现象称为“季风中断”。在1979年夏季季风观测试验中,在印度曾观测到从八月中到九月中持续的季风雨中断(Sikka和Grossman,1981)。 Raghavan(1973)曾描述过印度季风雨活跃——中断时的形势。他指出,当恒河平原的季风槽向北移至喜马拉雅山地时,季风开始中断。Hamilton(1977)利用近期的气象资料也描述过季风活跃与中断阶段的差异。 季风主要的“活跃——中断”周期有15天(Krishnamurti和Bnalme,1976;Mu-rakami,1976)和30—40天二种(Madden,Julian,1971,1972)。Yasunari(1979)曾分离出两种周期,并指出主要季风的“活跃——中断”周期与30—40天的波动形式有关。Sikka和Gadail(1980),Yasunari (1980,1981)和Krishnamurti以及Su-brahmayam(1982)研究过30—40天波动     

南海西南季风多时间尺度变化及其与海温的相互作用

利用NCEP再分析资料和OLR、SST观测数据, 研究了南海地区西南季风的多时间尺度变化特征, 对比分析了强弱西南季风年大气环流的差异. 南海西南季风的强弱变化与海表面温度 (SST) 之间存在显著的相互作用, 年际或以上时间层次变化主要表现为南海西南季风强弱与东太平洋海温、南海-阿拉伯海海温存在显著负相关.对月季时间层次, 东太平洋海温变化对西南季风强度变化的影响仍起重要作用, 南海-阿拉伯海海温与西南季风之间相互作用不但表现为西南季风对海温的作用 (西南季风强 (弱) 导致后期海温降低 (升高)), 同时海温变化对西南季风也起相当重要的作用, 前期海温正 (负) 距平有利于西南季风增强 (减弱).     

华南季风降水对应的环流指数

利用NCEP再分析资料及台站和格点降水量资料分析了华南季风降水与周边大气环流的关系,并由此建立了反映6月华南降水强度的季风指数,这一季风指数利用菲律宾及其以东与华南850 hPa涡度差定义。华南季风指数具有很好的区域代表性,华南季风指数与亚洲格点日降水量的主要正相关区集中在华南。华南季风指数可以很好地描述华南降水的年际变化和极端年份,季风指数强 (弱) 的年份也是华南降水偏多 (少) 的年份,极端的华南季风指数年份对应极端的华南降水年份。华南季风指数高与低年份对应的华南降水量差值通过了0.01的显著性检验。在年代际尺度上,季风指数强 (弱) 的年代与华南降水偏多 (少) 的年代有很好的对应关系。华南季风指数包含了西南季风、副热带高压以及中高纬度西风槽等各影响系统的信息,可在业务上使用。     

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。     

认识和预报亚洲季风气候：前沿突破点和展望

改进我们对季风变化和可预报性的认识以便促进季风气候预报的发展是当前世界气候研究计划下属的国际季风研究(IMS)和亚洲季风年(AMY2007-2011)研究的一个主要目的.本文从以下方面回顾了亚洲季风气候研究的最新进展:(1)季风变化的机制和数值模拟,(2)可预报性的物理基础和极限,(3)气候预报的现状.文章的讨论侧重于周尺度到年际尺度,特别提出了季风气候研究中存在的若干科学问题和研究前沿上的可能突破点,讨论了季风预报研究的未来发展方向,旨在促进未来的季风研究,加深我们对季风气候动力学的理解,以及提高对亚洲季风气候变化的预报能力.     

季风年—一个热带气候年新概念

作为热带气候异常的一个单位年(即气候年,climatic year),提出了“季风年(monsoonyear)”概念。季风年定义为从北半球夏季季风季节开始算起的一年。本文还认为热带的这个气候年是以亚洲季风/太平洋区域的海洋/陆地/大气耦合系统的自然属性为基础的。     

亚洲季风季节进程的若干认识

简要归纳了不同时期随着观测资料的更新对亚洲季风季节进程的若干认识。南海季风试验前,研究认识了东亚季风系统与南亚季风系统的区别。南海季风试验后,对季风进程有了更多的认识,江南副热带雨季开始于4月初,中印半岛热带雨季开始于4月底,南海热带雨季突然建立于5月中旬,都具有半年际的干湿转换。南海中部季风爆发后,亚洲季风在南亚、青藏高原东侧和东亚-太平洋地区全面爆发并由南向北推进。利用近年来高分辨率资料并考虑热带地区半岛陆海地形与热力的影响,认识到亚洲存在5个夏季季风槽与降水相联系的系统,它们分别是西南亚(阿拉伯海)夏季热带季风、南亚(孟加拉湾)夏季热带季风、东南亚(南海)夏季热带季风、西北太平洋夏季热带季风和东亚夏季副热带季风。     

藏北高原地面辐射收支的初步分析

利用“全球能量与水循环亚洲季风之青藏高原试验”GAME／Tibet(GEWEX Asian Monsoon Experiment in the Tibetan Plateau)1998年加强期(IOP)观测资料,分析研究了藏北高原地区草甸下垫面在季风前、季风中、季风后的太阳短波向下辐射、大气长波向下辐射、地面长波向上辐射、地面短波向上辐射、净辐射及地表反射率等特征,得到了藏北高原地区草甸下垫面辐射特征的新认识。     

耦合模式ICM模拟的近千年气候特征

利用中国科学院大气物理研究所季风系统研究中心发展的气候模式(Integrated Climate Model,ICM)开展了近千年气候模拟试验,考察了模式对过去千年温度和大气涛动变化的模拟,并分析了全球季风百年到千年尺度的变化。结果表明:模式对百年尺度气候变率有较好的模拟能力,900~1200年北半球平均表面温度偏高,1500~1800年温度偏低,模拟的北半球、南半球平均表面温度都呈现出了19世纪至2000年的快速增暖。模式对大气涛动百年尺度变化的模拟与重建资料存在较大的不同。全球季风在850~1050年、1150~1200年和1300~1420加强,在1210~1300年和1600~1850年减弱。1875~2000年全球季风指数呈直线上升趋势。中世纪气候异常期(MWP)季风强度在全球大部分季风区域增加,小冰期(LIA)则相反。20世纪暖期(PWP)全球季风强度显著增加,其中赤道西太平洋增加超过1 mm/d。     

10个CMIP5模式对亚澳季风环流及其变率的模拟

利用参加第五次耦合模式比较计划(Coupled Model Intercomparison Project Phase 5,简称CMIP5)的10个海气耦合模式的输出结果,比较了这些模式对6种季风指数年际变化的模拟能力,并从季风区大气环流场的气候态以及海表温度异常(SSTA)与季风的相关关系两个方面对季风指数的模拟差异原因进行了讨论。得到结论:CMIP5模式对于季风指数年际变化模拟的结果与观测资料差异较大,其中对南亚季风指数(Webster- Yang index)模拟最好,模式集合会显著改进对南亚季风指数的模拟效果;不同模式基本可以描述出各个季风区大气环流场的气候态分布特征;耦合模式对南亚季风指数模拟的关键可能在于对SSTA的年际变化以及SSTA与季风相关关系的准确模拟。      

2019年南海季风爆发异常偏早的机制分析

利用美国国家环境预报中心/国家大气研究中心(NCEP/NCAR)逐日再分析资料及美国国家海洋和大气管理局(NOAA)逐日向外长波辐射、海温距平等资料诊断分析2019年中国南海季风爆发异常偏早的机制.结果表明:(1)南海季风爆发于5月6日,青藏高原和中南半岛热源较常年弱,对季风爆发无明显影响.(2)中高纬度环流中期变化过...     

一个能反映梅雨现象的东亚夏季风指数

分析了东亚中纬度地区气候特点的特殊性,并针对此特性定义了一个衡量夏季风强度的指数.对其他东亚季风指数也进行了比较和分析,并针对1998年梅雨个例进行了讨论.这个新的东亚季风指数基本上满足了由Lau等提出的最佳季风指数的原则.该指数的特点为:(1)可以反映逐年季风活动的南北分布;(2)可以较好地描述梅雨现象,尤其对中国江淮梅雨有良好的指示意义,季风指数偏强时,梅雨量大,反之亦然;(3)它与东亚地区大范围的环流变化密切相关,当副高西伸,高纬度地区有阻高(或强脊)活动时属高季风指数,反之为低指数;(4)它也与前期厄尔尼诺现象有密切关联.     

青藏高原季风演变及其与土壤湿度的相关分析

利用1979-2014年欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的ERA-Interim再分析资料,构建了一个能更有效反映季风演变过程的高原季风新指数(ZPMI),并与已有高原季风指数TPMI、DPMI和QPMI进行对比分析。发现TPMI反映的高原夏季风爆发和撤退的时间较ZPMI、DPMI提前1~2个月左右,ZPM I能更好的反映高原上季风降水的年变化和年际变化特征。而其冬季风和夏季风具有相似的年际、年代际变化特征,总体均呈现上升的趋势,且夏季风增强的趋势更显著。同时,ZPMI也能够较好的描述高原上的气象要素特征,即:在强季风年,高原中、东(西)部降水多(少),气温高(低);而弱季风年,则与之相反。高原晚春(4-5月)土壤湿度与当年高原夏季风存在显著的相关,当4-5月高原中部、东部地区土壤湿度偏大(小)、西部土壤湿度偏小(大)时,高原夏季风偏强(弱)。     

青藏高原南侧经圈环流变化特征及其对降水影响分析

基于1979-2015年青藏高原(下称高原)地区气象观测站的逐日降水资料和ERA-Interim逐日再分析资料,分析高原南侧经圈环流的季节演变及年际变化特征,并讨论其对高原降水及水汽输送的影响。结果表明,高原南侧80°E-90°E范围存在前季风环流、季风环流、Hadley环流的季节演变,前季风环流有-0. 377 s~(-1)·(10a)~(-1)减弱的趋势,季风环流有0. 524 m·s~(-1)·(10a)~(-1)显著增强趋势。在90°E-105°E范围存在季风环流和Hadley环流季节转换,季风环流存在0. 413 m·s~(-1)·(10a)~(-1)的增强趋势。基于各经圈环流开始、结束时间的定义,发现在80°E-90°E,前季风环流建立的时间有推迟而结束时间有提前的现象,其维持时间出现每10年-1. 47候的缩短趋势。在90°E-105°E,季风环流维持时间增长,Hadley环流维持时间缩短。前季风环流增强使得高原水汽辐散区辐散增强,水汽辐合区辐合增强,高原西南侧有东北向水汽输送增强,而高原西北侧有西南向水汽输送增强。夏季季风环流增强,高原南部至孟加拉湾地区自南向北的经向水汽输送显著增强,印度洋向高原输送的西南向水汽通量明显增加。前季风环流增强,春季高原中部及西南部降水减少,而东南部和北部降水增加。夏季季风环流增强时,高原南侧上升支增强,高原南部降水增加,而高原北部降水出现减少。     

夏季季风试验的新情况

全球大气研究计划第一期全球试验(FGGE)观测阶段已于1979年11月30日胜利结束。现将其中的夏季季风试验的点滴情况,特别是1979年印度季风概况和这次试验的早期成果汇总如下。一、科学目标夏季季风试验的科学目标早已于1976年确定(参     

南海地区降水的时空特征

文中利用美国 NCEP重分析资料中的 1 979～ 1 995年 1 7a逐旬的全球降水资料 ,采用小波分析方法分析了南海地区降水的多时间层次和多空间层次结构 ,研究了南海季风的爆发及时间演变 ,探讨了南海季风爆发的机制。结果表明 :( 1 )南海季风爆发于 5月中旬 ,季风爆发过程实际上是小范围 ( 32个经度 )降水向大范围 ( 64个经度 )降水调整的过程 ,一旦出现较强的大范围降水 ,并到达南海地区 ,就爆发了南海季风 ,调整完毕则是印度季风和东亚季风的相继爆发。( 2 )在 1 0°N以北的地区 ,季风最早发生在南海 ,然后逐渐西移到印度 ,达到印度季风最盛期后 ,迅速东撤。( 3)南海地区可分为 3个区域 :北部 ( 2 0～ 2 2°N)、中部 ( 1 0～ 2 0°N)和南部 ( 1 0°N以南 )。南海雨季主要发生在 1 0°N以北的北部和中部 ,北部雨季是平稳增强的单峰型 ,而中部雨季是突发性的 ,雨季内降水起伏较大。( 4 )南海季风区有很强的年变化 ,30～ 60 d和 2 0～30 d的变化也比较显著 ,还有 3个月左右的周期变化。除年振荡以外 ,各种周期振荡随时间变化较大 ,在雨季表现得最强烈。( 5)南海季风的爆发与 2 0～ 30 d和 30～ 60 d两种低频振荡有关。     

初夏高原东部高空波动的分析

本文利用高原东部甘孜的高空风资料,对比了初夏季节高原季风强年(1967)和弱年(1969)对流层中下层气流的特征,分析了高原季风层和行星风层里波动的特点及其与四川盆地夏旱区降水的关系。对4000米和6000米风的u、v分量进行了功率谱分析,得出在高原季风层里存在2—3天及5—6天的周期;强季风年的u谱里还存在10天周期的谱峰。行星风层里弱季风年只有5—6天的周期;而强季风年突出地存在10天周期的振荡。最后,简要地讨论了它们的天气学意义。     

华南季风槽暴雨特征分析

利用EC再分析资料(2.5 °×2.5 °)及华南降水资料,统计分析了1971—2011年的5—9月145次南海季风槽活动过程与华南降水的时空分布特征,对发生区域性以上暴雨过程与不明显降水过程的高低空环流形势场进行多样本合成对比分析。结果表明:(1) 南海季风槽活动于5—9月,年平均3.6次及19.8天,一次季风槽活动的天数平均为5.4天;(2) 季风槽暴雨落区存在两个主中心和一个次中心,主中心分别位于广东和广西沿海,次中心位于广西东北部;(3) 南海季风槽可划分为西南季风扰动型和西南季风与东南季风辐合扰动型两类;(4) 区域性以上暴雨过程与不明显降水过程的环流特征共同点是环流系统配置相似,不同点是环流系统位置、强度及干湿特征存在差异;(5) 利用这些特征差异按类归纳,建立两类季风槽暴雨预报着眼点,可作为日常天气预报业务中,判别华南是否出现区域性以上季风槽暴雨过程的参考依据,为华南季风槽暴雨预报提供基本技术参考。      

大气环流的季节突变与季风的建立I·基本理论方法和气候场分析

将曾庆存等提出的大气环流的季节划分和计算季风的理论方法作了改进,使之更便于研究季风的建立过程。该理论方法将环流突变和季风建立时段,其“变差度”和与其前和其后场的“相似度”等由空间场的泛函随时间的变化(即数学名词上的“流”[flow])一起求出来。研究I先分析气候平均场,II分析各个别年份的情况及年际变化。研究I的结果表明:(1)该方法可以客观定量地定出“突变”时段的关键日期;与季风建立过程联系,即是季风建立的“预兆日期”,它比人们用天气-气候学方法(甚至用别的气象要素)定出的可以明显感觉到的或有明显实用价值的“季风来临日期”要早2至4天。(2)在北半球亚澳季风系统区域,夏季风的来临在许多关键地区伴有明显的环流突变,建立和推进都很快,但也有许多区域不表现为当地环流的突变,推进速度也慢。(3)北半球亚澳季风系统低空的热带季风分支,在6月中以前可明确区分为3个子系统,(a)西太平洋暖池和邻近低纬区域,4月中下旬建立;(b)热带东北印度洋(北界与孟加拉湾相邻,但不包括其在内)及索马里东边海洋,4月末至5月初建立;和(c)南海区域,5月上旬从南到5月下旬到北部。南海夏季风向北推进最快,于5月末候即可达北回归线附近,然后与暖池西北区域风场的突变一起,于6月中旬影响到东亚30°N区域;印度洋季风于6月初到达印度半岛东南端,然后逐渐推向印-巴次大陆。7月中以后,热带季风才连成一片,由非洲东岸直至长江下游和菲律宾附近。副热带季风分支于6月中旬可以感到其影响,于7、8月盛行于东亚和西太平洋区域,且结构和演变都比较复杂;6~7月间只表现为在(5~20°N,120~150°E)区域有强的环流突变(与副高增强并北移对应),7月中至8月底,则在上述区域和沿30°N的长江下游和日本以南的洋面上有3个强的环流突变中心(对应于副高又一次增强北移和西伸)。这里暂不讨论温寒带季风分支。(4)季风具有鲜明的三度空间斜压结构,尤其是在低空季风“爆发”之前,平流层早已有强的环流突变,季节调整完成,然后突变向下延伸(虽然强度大减),跟着就有当地的低空季风“爆发”(建立)。平流层和对流层环流的相互作用及其与季风建立的关系很值得进一步研究。