青藏高原季风的季节内振荡特征

利用ERA-Interim再分析资料,采用集合经验模态分解、功率谱分析、合成分析等方法,研究了青藏高原(下称高原)季风指数(Qinghai-Tibetan Plateau Monsoon Index,QTPMI)所表征的青藏高原季风季节内振荡特征,结果表明:(1)高原季风变率的季节内分量(10～90天)在总变率中占据了可观的比例,QTPMI的季节内分量可解释总变率的26%,在夏季的解释方差可达37%;(2) QTPMI的季节内振荡与其相应周期的低频大气环流异常(对流层中高层异常气旋、反气旋)东移经过高原上空过程相联系,且异常信号的强度在向东传播的过程中存在增强—减弱—增强—减弱的演变特征(即到达高原前增强,在高原上东移减弱,移出高原后增强,继续东移入海时减弱);(3)高原夏季风期间环流与大气热源在季节内振荡上有一致性,呈现高原夏季风强(弱),大气热源强(弱)的关系。     

印度季风的年际变化与高原夏季旱涝

根据NCEP／NCAR再分析资料和海表面温度距平资料,分析了西藏高原夏季降水5个多、少雨年春、夏季印度洋850hPa、200hPa合成风场和合成海温场,发现多、少雨年前期与同期印度洋高、低空风场和海温场均存在明显差异,主要表现为高原夏季降水偏多(少)年印度夏季风偏强(弱),在850hPa合成风场上印度半岛维持西(东)风距平,西印度洋—东非沿岸为南(北)风距平,夏季阿拉伯海区和孟加拉湾出现反气旋(气旋)距平环流;200hPa合成风场上印度半岛维持东(西)风距平,南亚高压偏强(弱),索马里沿岸为南(北)风距平。印度夏季风异常与夏季印度洋海温距平的纬向分布型有密切联系。当夏季海温场出现西冷(暖)东暖(冷)的分布型时,季风偏强(弱),高原降水普遍偏多(少)。相关分析指出,索马里赤道海区的风场异常与高原夏季降水的关系最为密切,在此基础上我们定义了一个索马里急流越赤道气流指数,用它识别高原夏季旱涝的能力较之目前普遍使用的印度季风指数有了明显的提高。     

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。     

高原季风与高原低涡的关系分析

本文基于高原季风指数和高原涡数据集,利用小波分析等统计方法对高原季风和高原低涡的气候特征进行了统计分析,并探究了两者之间的关系,主要结果有:(1)高原季风夏强冬弱,高原季风的准4年、准6年周期振荡的特征十分明显。(2)30年来高原低涡平均每年生成64.2个,其中有51.2个是暖性高原低涡。高原低涡的强度季节内呈正态分布,高原低涡的生成频数的季节内变化有明显的周期振荡特征。(3)高原季风的周期振荡特征在季节尺度和年际尺度上与高原低涡气候特征有一定的相关性,准4年与准6年周期振荡特征十分明显。通过相关概率统计:高原季风的建立时间与强度都与高原低涡的气候特征有一定的正负相关。      

青藏高原东侧初夏旱涝的季风环流分析

利用NCEP／NCAR1958—1999年5～6月各标准等压面层网格点资料，采用合成法和对比分析等方法，对初夏青藏高原季风和东亚季风环流异常进行了分析。结果表明：四川盆地初夏干旱的季风环流特征是高原季风偏弱，高原季风低压偏西，我国东部地区东亚季风偏弱，东亚季风槽偏南；而多雨年则反之。四川盆地初夏干旱年，极涡向亚洲大陆发展，强度偏强，东亚大槽偏强且稳定；而多雨的年份，极涡萎缩在极地区域，强度偏弱，东亚大槽偏弱。     

青藏高原东侧初夏旱涝的季风环流分析

利用NCEP/NCAR 1958-1999年5～6月各标准等压面层网格点资料,采用合成法和对比分析等方法,对初夏青藏高原季风和东亚季风环流异常进行了分析.结果表明四川盆地初夏干旱的季风环流特征是高原季风偏弱,高原季风低压偏西,我国东部地区东亚季风偏弱,东亚季风槽偏南;而多雨年则反之.四川盆地初夏干旱年,极涡向亚洲大陆发展,强度偏强,东亚大槽偏强且稳定;而多雨的年份,极涡萎缩在极地区域,强度偏弱,东亚大槽偏弱.     

青藏高原季风年际变化与长江上游气候变化的联系

利用NCEP资料计算的1951—1995年青藏高原季风(下称高原季风)指数序列^[1]及长江上游22个测站的气温距平和雨量距平百分率资料，应用MHF(墨西哥帽)小波分析及最大熵谱分析方法，研究了高原夏季风和长江上游夏季气温及降水的时间一频率多层次年际时间尺度变化特征。结果表明，高原夏季风、长江上游夏季气温和降水均存在明显的阶段性变化特征。高原夏季风以22年低频变化和2．5年高频振荡为主，长江上游夏季气温变化以2～3年占优，而长江上游东、西部夏季降水第一主周期则表现为6～8年和2．5年，三者在时间域上存在着显著的相关关系，表明高原季风年代际变化对长江上游气候变化有显著影响。     

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。     

青藏高原季风活动与大气热源/汇的关系

利用1948-2013年NCEP/NCAR逐日和逐月再分析资料分析了青藏高原(下称高原)大气冷热源转换日期与高原季风爆发日期及二者强度的关系。结果表明:近66年来高原Q1呈现明显的季节变化,热汇最强在1月,热源最强在7月;高原由热汇转变为热源的日期大致在15候,而热源转变为热汇则大致在58候;高原热力作用与高原夏季风强度呈正相关关系,即当大气热源强(弱)时,高原夏季风强(弱);热源强(弱)年高原主体气流辐合较强(弱),而高原四周辐散较强(弱);高原主体与四周大气热力差异也呈明显的季节转变,7月高原主体与其四周大气的热力差和高原季风呈正相关,即当高原主体热源较四周大气强(弱)时,高原夏季风就越强(弱)。     

青藏高原夏季风强弱年波包传播特征分析

采用1996—2005年NCEP/NCAR 600 hPa逐日再分析资料,利用高原季风指数定义和波包传播的诊断方法(WPD),研究了高原夏季风强弱年(1998年和1997年)不同发展阶段的波包传播特征。研究表明,在高原夏季风开始前,都存在着季风的加强期,期间高原地区都有来自乌拉尔山—巴尔喀什湖地区向东传播的波包和来自阿拉伯海、阿拉伯半岛地区向西传播的波包。当乌拉尔山向高原地区的波包传播减弱,高原地区波包传播主要来自西太平洋地区时,高原夏季风爆发。在高原夏季风爆发后,存在着季风的加强期、维持期和减弱期等不同阶段。季风加强期间,强年(1998年)主要是从西太平洋地区向西传播到高原的波包值,而弱年(1997年)西太平洋地区几乎没有向西传播到高原的波包;季风维持期间,强年(1998年)表现出高原地区波包大值区向四周频散的趋势,而弱年(1997年)反映出与强年(1998年)相反的特征,高原地区有来自阿拉伯海、阿拉伯半岛地区和西太平洋地区传播来的波包;季风结束减弱期间,乌拉尔山地区的波包值再次向东传播影响到高原地区。最后分析波包强中心对应着天气系统扰动能量的中心,并且与天气系统也有较好的对应关系,波包强中心的传播常常与槽脊的移动相联系。     

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。     

南海-西北太平洋季风槽强度的变化特征及其与热带气旋活动的关系

利用1979—2005年NCEP/DOE AMIP-Ⅱ再分析逐日平均资料,根据西北太平洋季风槽的特点,研制了能较好表征季风槽活动的强度指数和位置指数,并分三段描述不同区域季风槽的活动特征及其对生成于南海-西北太平洋季风槽的热带气旋（MTTC）活动的影响,结果表明：（1） 季风槽强度指数和位置指数呈正相关关系,季风槽强度越强,其位置越偏北。（2） 季风槽强度存在明显的年际变化,1994年前以4～5年的变化周期较为显著,1994年后2～3年的周期较明显。（3） 不同区域季风槽强度的影响因子不同。前期海温场的异常将导致大气环流异常,致使不同区域的季风槽强度异常。（4） 季风槽强度与MTTC频数异常密切相关,3个不同区域的季风槽以南海季风槽强度与MTTC频数异常的关系最为密切。MTTC异常偏少年大多出现在季风槽总体偏弱,各区域季风槽也偏弱的年份;MTTC异常偏多年可能出现在季风槽偏强的年份,也可能出现在季风槽总体偏弱但南海季风槽偏强的年份,且后者出现的概率更大一些。（5） 季风槽强度的季节内变化能为TC的生成和发展提供有利条件,季风槽同时处于30～60天振荡和准双周10～20天振荡的活跃期时,有利于MTTC的生成。     

1979年夏季40—50天周期振荡的空间结构及其位相传播

本文根据FGGE Level Ⅲb资料详细分析了1979年夏季大范围内(30°S—30°N,30°E—150°W)40—50天周期振荡的空间分布及其传播特点。结果证实了早先关于“这些低频振荡主要表现为纬向风振荡”的究研结果,且它们向东向北传播。而季风区域850毫巴经向风的振荡周期却小于10天,这或许反映了这一地区季风扰动的活跃。在赤道,40—50天周期的纬向风的扰动系统地向东(600公里/天)和向上(0.7公里/天)传播。纬向风、位势高度和大尺度的“视热源”场之间的位相关系表明这些扰动确实不象大气中的开尔文波。与赤道地区不同,沿着15°N的纬向风的位相虽然也向东传播但不很系统。在这一纬度,纬向风的振荡在季风地区是低层显著,而西太平洋地区是在高层显著。这两个系统的相互作用导致西风或东风在阿拉伯海地区向下传播。西风(东凤)向下的位相对应着南亚和东南亚地区季风活跃(中断)的开始。     

南半球环流异常与我国夏季旱涝分布关系及其影响机制

利用1951—2000年NCEP/NCAR风场和高度场再分析资料及全国160站降水量资料, 采用奇异值分解、相关和合成分析方法, 研究6—8月南半球500 hPa高度、高低层纬向风距平差异常 (Δu₈₅₀-Δu₂₀₀) 与我国夏季旱涝分布的关系及其影响机制。结果表明:当500 hPa澳大利亚高压脊偏强及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差为负值时, 来自南半球冷空气活动偏弱, 有利于西北太平洋副热带高压位置偏南, 热带季风偏弱, 我国夏季雨带偏南。反之, 当澳大利亚高压脊偏弱及西南太平洋热带地区高低层纬向风距平差为正值时, 我国北方降水偏多。同时, 定义了澳大利亚冬季风指数, 指出澳大利亚冬季风强年和弱年影响我国夏季旱涝分布异常的水汽输送型式不同。     

青藏高原近地层低压系统移动路径及其特征

利用ECMWF 600 hPa高度场加密逐月再分析资料,分析了强、弱季风年高原近地层低压系统的移动路径及其特征。研究结果表明：低压系统于4月在青海省西南部形成,5月沿西南方向移入西藏地区,此后低压系统呈南北向波动西移,直至到达“西至点”后转向东退于10月衰减消散;强季风年低压系统中心强度总体上较弱季风年强。强季风年低压系统移动路径偏北,南北向波动振幅较小,弱季风年低压系统移动路径偏南,南北向波动振幅较大,呈“V”形分布;孕育初生阶段低压系统的形成过程在弱季风年出现“反复”现象;发展成熟阶段高原近地层低压系统南侧印度上空低压系统形成,并且强季风年较弱季风年形成时间偏迟,位置偏南;衰减消亡阶段高原近地层低压系统西北侧的高压系统减弱消散,10月东伸高压脊的脊点在弱季风年较强季风年偏东。     

新的高原季风指数与四川盆地夏季降水的关系

用NCEP/NCAR逐月再分析资料和中国560站月降水资料,定义了一个高原季风指数IPM2。结果表明:与原有高原季风指数相比,该指数与四川盆地夏季降水的相关性更好,能够较好地反映四川盆地夏季降水的异常变化。当高原夏季风偏弱时,巴尔喀什湖至贝加尔湖低压槽、亚洲东岸高压脊、印度低压均加强,同时西太平洋副热带高压偏北,来自孟加拉湾的西南风水汽输送和源于西太平洋的偏南风水汽输送均加强,这种环流形式有利于四川盆地西(东)部夏季降水偏多(少);当高原夏季风偏强时,情况相反。IPM2弱(强)大(小)年与四川盆地西(东)部涝年环流背景相似,表明IPM2能够很好反映四川盆地夏季降水异常的环流场特征。     

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)。     

海陆分布及高原对1、7月平均经圈环流及其季节变化的影响

本文利用美国GFDL10年平均资料,计算了全球50°N—35°S共13个经度上的经圈环流及加热场。所取网格点为5×2.5经纬度,计算层次为11层,垂直速度利用实际风计算,加热场是用热流量方程倒算的。经分析指出:(1)A、B两类地区上空经圈环流的季节变化完全不同。A——北边是陆地南边是海洋。B——南北都是海洋或陆地。北半球冬季1月A、B二类都有Hadley环流,但A类比B类强;夏季7月A类变为反Hadley(季风)环流,而B类仍保留Hadley环流,且有所加强。(2)这样冬夏经围环流相反的变化,以青藏高原主体90°E的剖面上最为明显。从2月起Hadley环流减弱,4月在高原南侧低空形成“前季风经圈环流”,同时在高层出现补偿环流圈,6月发展成典型的季风经圈环流;10月又在高原南侧低空先出现Hadley环流圈。这些变化与高原的热力影响有关。文中也分析了高原热力作用对其上、下游经圈环流的影响。     

华南前汛期雨涝强、弱年的确定及其环流特征对比

用区域性暴雨过程综合强度评估方法,在对1961—2010年华南前汛期逐场暴雨过程评估的基础上,通过定义华南区域雨涝强度指数(RWI),划分和确定了雨涝强、弱年,并对雨涝强、弱年的环流特征进行合成分析。结果显示:(1) RWI存在显著的年际变化和年代际变化特征。雨涝强度在1990s初以后呈现明显的增加趋势,雨涝强年明显增多。(2)雨涝强(弱)年,南亚高压偏南(北),副高位置偏西(东),欧亚中高纬500 hPa位势高度差值场自西向东呈现+ - +的波列分布,则有利(不利)于华南区域降水的发展和持续;(3)华南前汛期雨涝的强(弱)与大气低层来自华中—华南北部的偏北风输送加强(减弱)、高原东南侧的偏西风和经西太平洋—南海进入华南的西南风及水汽输送异常加强(减弱)有着密切的关系。而与来自孟加拉湾进入华南的偏南风及水汽输送强(弱)呈现反相关。(4)雨涝强(弱)年,冷空气活动频率较高(低),持续时间较长(短),强中心偏南(北)。且暖湿空气较早(晚)到达25 °N地区,并在30 °N以南地区维持时间较长(短),季风推进快(慢)。     

东亚冬季风异常与ENSO循环关系的进一步研究

通过对1955～1989年35年的观测资料的合成分析,进一步指出东亚冬季风与ElNino、LaNina事件存在着明显的相互作用、相互影响的循环关系.这种循环关系一方面表现在异常强(弱)东亚冬季风通过激发赤道中西太平洋地区的异常西(东)风以及强(弱)对流活动,而最终使得ElNino(LaNina)事件爆发;另一方面,ElNino(LaNina)的爆发将通过大气遥响应,使得东亚冬季风偏弱(强).功率谱分析也表明,东亚冬季风与ENSO循环相互作用主要表现在3～5年的周期上,同时准2年周期也很明显.