高原气象

高原气象 >

2020 , Vol. 39 >Issue 3: 560 - 569

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00056.

论文

2017年华西极端秋雨的季风环流异常特征及机理

  • 鲍媛媛 , 1 ,
  • 李勇 , 1 ,
  • 康志明 2
展开
  • 1. 国家气象中心, 北京 100081
  • 2. 江苏省气象台, 江苏 南京 210008
李勇（1980 -）， 男， 陕西富平人， 高级工程师， 主要从事中期延伸期天气预报和灾害性天气预报技术方法研究E-mail:

鲍媛媛（1970 -）， 女， 湖南长沙县人， 正高级工程师， 主要从事中期延伸期天气预报及灾害性天气研究E-mail:

收稿日期: 2019-01-14

  修回日期: 2019-06-10

  网络出版日期: 2020-06-28

基金资助

国家科技支撑计划项目(2015BAC03B06)

收起

Characteristics and Mechanism of Monsoon Circulation Anomalies in Extreme Autumn Rain Over West China in 2017

  • Yuanyuan BAO , 1 ,
  • Yong LI , 1 ,
  • Zhiming KANG 2
Expand
  • 1. National Meteorological Center, Beijing 100081, China
  • 2. Jiangsu Provincial Meteorological Observatory, Nanjing 210008, Jiangsu, China

Received date: 2019-01-14

  Revised date: 2019-06-10

  Online published: 2020-06-28

Fold

本文亮点

利用NCEP/NCAR再分析资料及NOAA OLR、 海温距平等资料, 分析华西秋雨极端偏强年2017年季风环流的异常特征及其影响, 并探讨季风环流异常机制。结果表明: （1）2017年, 南亚高压偏强偏北偏东, 西北太平洋副热带高压偏强偏北偏西, 东南亚西南季风和南海东南季风均偏强, 与干空气共同作用形成极端偏强秋雨。（2）赤道西太平洋和中东太平洋海温正负距平对比鲜明, 从而形成偏强Walker环流, 使得赤道西太平洋和南海台风活跃, 并形成强热源; 热源中心上升气流与10°S以南热带下沉气流形成强大次级环流圈; 多种因素共同加强西北太平洋副热带高压及东南季风, 并引导赤道西太平洋和南海水汽进入华西地区。（3）青藏高原冷空气势力弱, 感热强, 其东部到华西地区对流凝结潜热强, 因而热源明显偏强, 大气中高层温度显著偏高, 有利于南亚高压、 西北太平洋副热带高压和西南季风偏强, 是该年华西极端秋雨的另一重要因素。（4）本个例赤道太平洋海温异常变化发生在盛夏后期, 超前于西北太平洋副热带高压由弱变强一个月左右, 海温过程性变化对于短期气候预测和延伸期预报具有特别重要的指示意义。

本文引用格式

鲍媛媛 , 李勇 , 康志明 . 2017年华西极端秋雨的季风环流异常特征及机理[J]. 高原气象, 2020 , 39(3) : 560 -569 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00056.

Highlights

NCEP/NCAR reanalysis data and NOAA OLR, Sea Surfact Temperature Anomalies (SSTA) data were used here to analyze the anomalous features of summer monsoon circulations in 2017 with extremely strong autumn precipitation Huaxi over western China, and to explore the mechanisms.The results show that WPSH is stronger and more northwestward, SAH (South Asia High) is stronger and more northeastward, Southwest Monsoon and Southeast Monsoon are both stronger, converge to Huaxi and meet with dry air, and work together to form an extreme strong autumn rain.The SST in the western equatorial Pacific and the Middle East have the positive and negative anomalies contrasted sharply, resulting in a strong Walker circulation, which made the typhoon in the western equatorial Pacific and the South China Sea active and formed a strong heat source.The central ascending airflow forms a strong secondary circulation with the tropical subsidence airflow south of 10°S; Various factors jointly strengthen WPSH and the southeast monsoon and guide the western Pacific and South China Sea water vapor into Huaxi.The cold air of Qinghai-Tibetan Plateau was weak with strong sensible heat.The convective and condensation latent heat was strong over northeastern Qinghai-Tibetan Plateau and Huaxi.So that the heat source was obviously stronger with significantly higher upper middle level temperature.It is beneficial to SAH, WPSH.It is another important reason for extreme heavy rain over Huaxi.In this case, the anomalous variation of the equatorial Pacific SST occurred in the late summer, one month before WPSH’s changing from weaker to stronger and is particularly important for short-term climate prediction and extended forecast.

1 引 言

中国属于复杂的季风气候区, 南海季风在5月中旬前后爆发, 华南进入前汛期季风雨季; 随后, 随着夏季风向北推进, 在6月中旬前后和7月上中旬先后进入江淮梅雨期和华北-东北雨季。8月下旬末开始至10月份, 夏季风逐渐南撤, 而西风带系统及其携带的中高纬度冷空气趋于活跃, 两者共同作用, 给位于青藏高原东北侧的甘肃陇南、 陕西南部、 湖北西部、 四川、 重庆、 贵州、 湖南西北部等地等地带来秋季多雨的特色天气, 这就是华西秋雨。某些年份由于雨量大, 持续时间长, 可造成秋汛。
对于华西秋雨, 我国气象学者较早就予以了关注。高由禧等（1983）将华西秋雨起止日期确定为8月底至10月中旬。此后, 相继出现了一些相关论著, 揭示了西北太平洋副热带高压、 印缅槽、 南亚和东亚夏季风等季风环流成员对于华西秋雨的重要作用（鲍媛媛等, 2003; 白虎志等, 2004; 王遵娅等, 2008; 王春学等, 2015; 蒋竹将等, 2014）。
青藏高原热力作用和海温异常是我国夏季风异常和旱涝灾害的重要因素。对于夏季东部主雨带, 气象学者做出了大量研究并取得了丰硕的成果（Wu et al, 1992; Luo et al, 1984; 黄荣辉等, 2005; 鲍媛媛等, 2014; 李燕等, 2018; 徐小玉等, 2016; 王顺久, 2017; 王文等, 2017）, 为短期气候预测提供了重要的科学依据。但针对华西秋雨的研究相对较少。海温异常等因素与秋季降水同样关系密切（龚道溢等, 1998; 谌芸等, 2003; 顾薇等, 2012; 韩晋平等, 2013）。郑然等（2018）研究发现, 夏季西太平洋暖池热含量与华西秋雨呈显著正相关, 并分析了热海量关键区对华西秋雨的影响及可能的物理机制。赵佳玉等（2016）研究发现, 大气季节内振荡(Modden and Julian Oscillation,MJO)主体东移过程中不同相位对应华西地区不同的环流形势特征以及水汽辐合和上升运动条件。Wang et al（2019）研究认为20世纪90年代后期西印度洋和大西洋海表层温度由冷变暖对水汽和冷空气的调节作用是中国中部地区秋季降水增多的重要因素。上述研究一定程度上揭示了华西秋雨前兆信号和影响机制, 但大多采用气候统计学方法, 或者基于对单一因素的影响分析, 缺乏对秋季季风环流的动态变化过程和多因素复杂过程的综合分析, 因此对于华西秋雨起讫及过程变化的短期气候预测和延伸期预报仍有一定局限性。
2017年, 华西地区出现了异常强的秋雨, 长江流域和汉江流域一度出现秋汛, 华西7省（市）遭受暴雨洪涝及地质灾害, 600多万人受灾。本文分析该年华西秋雨及其大尺度环流特别是季风环流的异常特征和详细的阶段性动态变化过程, 并从大气动力热力结构、 热带对流、 热源、 海温等方面探讨季风环流过程性变化的机理, 为华西秋雨的中期和延伸期趋势预报和过程预报提供参考。

2 资料来源和方法介绍

所用资料包括: （1）NCEP/NCAR 2017年8 -10月逐日平均风、 位势高度、 温度、 比湿等气象要素及其多年平均再分析资料（2.5°×2.5°）; （2）NOAA 2017年8 -10月逐日向外长波辐射(Outgoing Long-wave Radiation,OLR)及其多年平均资料; （3）NOAA 2017年逐月平均海温距平; （4）国家气象中心1961 -2017年全国2435个站点降水资料。热源按照Yanai et al（1973）提供的公式计算。文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1600号的中国地图和GS(2016)1567号世界地图制作, 底图无修改。

3 极端个例及其降雨时空分布特征

按照国家气候中心最新监测标准, 2017年华西秋雨于8月24日开始, 10月26日结束。从华西地区（28°N -35°N、 104°E -112°E）122个不缺测站点1971 -2017年8月24日至10月31日平均累计降水量[图1(a)]可以看出, 2017年为1971年以来最多年份, 达420.5 mm。
图1 华西地区1971 -2017年逐年8月24日至10月31日站点平均累计降水量（a）及2017年8 -10月逐日站点平均降水量（b）

Fig.1 Annual station mean accumulative precipitation over Huaxi during the period of August 24 to October 31 from 1971 to 2017 (a) and daily station mean precipitation over Huaxi from August to October in 2017（b）

结合华西地区逐日站点平均降水量的时间演变[图1(b)]及逐日降水量分布图（图略）可见, 2017年秋雨期间, 华西地区降水过程频繁; 8月末至9月上旬前中期出现持续降水天气; 9月10日至10月18日期间, 出现了5次站点平均降水量在10 mm以上的明显降水过程。
2017年华西秋雨期间累计降水量及其距平百分率（图2）显示, 华西及江淮、 华南南部、 云南南部等地比多年平均偏多, 普遍在250 mm以上。其中, 地处华西的陕西南部、 湖北西部、 湖南西北部、 重庆、 四川东部、 贵州北部等地偏多5成到1.5倍, 达到400~600 mm, 局部700 mm以上。
图2 2017年8月24日至10月26日累计降水量 (a, 单位: mm)及降水量距平百分率（b, 单位: %）

Fig.2 ccumulative precipitation from August 24 to October 26 in 2017 (a, unit: mm) and the anomaly percentage (b, unit: %)

4 风环流异常特征及其影响

2017年秋雨期间, 季风环流有3个突出特点, 一是西北太平洋副热带高压强大, 500 hPa 588 dagpm覆盖了江南、 华南及贵州、 云南等地, 西伸脊点达到100°E附近, 比多年平均（140°E附近）明显偏西; 二是200 hPa南亚高压强大, 1250 dagpm覆盖亚洲南部, 中心值超过1255 dagpm, 比多年平均（青藏高原南侧, 中心值1250 dagpm）明显偏强, 且偏东偏北[图3(a)]。逐日演变[图3(c)]显示, 8月上中旬及之前, 西北太平洋副热带高压西段（110°E -130°E）和南亚高压东段（110°E -120°E）脊线较多年平均明显偏南; 8月下旬初开始, 两脊线分别北抬至32°N和33°N附近, 明显偏北; 8月末至9月上旬初, 均南落到多年平均位置; 9月中旬后期至10月中旬, 准稳定在24°N -29°N之间, 比多年平均偏北2~6个纬距。三是东南亚西南季风以及西北太平洋副热带高压西南侧南海一带东南季风均偏强, 两者在西南地区东部和华南地区西部汇合进入华西地区[图3(a), (b)]。此外, 500 hPa, 青藏高原及周围为明显位势高度正距平, 其北侧为负距平, 因此, 影响青藏高原的冷空气势力偏弱。
图3 2017年华西秋雨期间平均500 hPa（黑细实线）和200 hPa（阴影）位势高度（单位: dagpm）和850 hPa风场（矢量, 单位: m·s-1）(a), 500 hPa位势高度距平（等值线, 单位: dagpm）和850 hPa风场距平（矢量, 单位: m·s-1）（b）以及8 -10月西北太平洋副热带高压西段及南亚高压东段脊线的纬度逐日演变（c）

（a）中红色虚线为多年平均500 hPa 588 dagpm等值线, 青藏高原东南部未标值红色实线为多年平均200 hPa 1250 dagpm等值线, 标值为2500的粗实线为2500 m地形高度线

Fig.3 Mean 500 hPa (black thin line) and 200 hPa (the shaded) geopotential heights (unit: dagpm) and 850 hPa wind field (vector, unit: m·s-1)(a), anomaly 500 hPa geopotential heights (contour, unit: dagpm) and anomaly 850 hPa wind field (vector, unit: m·s-1) (b), and the time series of latitude of WPSH western ridge and SAH eastern ridge from August to October (c) in 2017.In Fig.3 (a), red dotted lines represent multiyear average line of 588 dagpm at 500 hPa, the red thick solid line southeastward to Qinghai-Tibetan Plateau represents multiyear average line of 1250 dagpm at 200 hPa, solid line of 2500 represents 2500 m topographic height

2017年华西秋雨期间, 西北太平洋副热带高压、 南亚高压、 西南季风、 东南季风等夏季风成员及其配置对华西秋雨具有重要影响。从图4可见, 东南季风和西南季风汇合形成强偏南暖湿气流进入华西地区, 与来自青藏高原东北侧到华北一带的偏北干气流相遇, 形成明显偏强的水汽通量辐合[图4(a)]; 同时, 200 hPa上, 华西地区处于强南亚高压东北象限、 高空急流核后方, 具有强辐散[图4(b)]。
图4 2017年华西秋雨期平均850 hPa水汽通量距平(矢量, 单位: g·s-1·cm-1·hPa-1)、 负水汽通量散度距平(阴影, 单位: ×10-7 g·s-1·cm-2·hPa-1)（a）, 200 hPa风场（矢量, 单位: m·s-1）、 西风风速（实线; 单位: m·s-1）和正散度距平（阴影, 单位: ×106 s-1）（b）, 沿27.5°N -35°N平均负垂直速度ω（阴影, 单位: Pa·s-1）、 θ s e（虚线, 单位: K）及平均纬向环流（流线, u-ω×30）的高度-经度剖面（c, 0线为地形线）以及沿102.5°E -112.5°E平均负垂直速度（阴影, 单位: Pa·s-1）、 θ s e（虚线, 单位: K）及径向环流（流线, v-ω×20）的高度-纬度剖面（d）

图（a）、 （b）中标值为2500的粗实线为2500 m地形高度线

Fig.4 Mean anomaly 850 hPa water vapor flux vectors (vector, unit: g·s-1·cm-1·hPa-1) and the negative divergence (the shaded, unit: ×10-7g·s-1·cm-2·hPa-1)(a); 200 hPa wind field (vector, unit: m·s-1), u-wind speed (solid line, unit: m·s-1) and positive anomaly divergence (the shaded, unit: ×106 s-1) (b); Vertical cross section of negative vertical velocity ω (the shaded, unit: Pa·s-1), θ s e (dotted line, unit: K) and zonal circulation （u-ω×30） streams (streamline) along 27.5°N -35°N (c, The solid line of 0 represents terrain); Vertical cross section of negative vertical velocity ω (the shaded, unit: Pa·s-1), θ s e (dotted line, unit: K) and meridional circulation （v-ω×20）streams along 102.5°E -112.5°E (d) in 2017.In Fig.4 (a) and (b), solid line of 2500 represents 2500 m topographic height

沿华西地区（27.5°N -35°N）平均垂直速度、 θ s e及纬向环流垂直剖面[图4(c)]显示, 青藏高原东部为高能量区域; 中东部低层偏东气流西行沿青藏高原东侧地形上升, 与高原东部上升气流汇合, 在青藏高原东部到华西及以东地区形成深厚的高温高湿的偏西上升气流。沿102.5°E -112.5°E经向剖面显示[图4(d)], 来自于热带低纬地区的西南季风和东南季风合并的强盛偏南气流将高能量暖湿气流输送到华西地区, 与北侧干气流相遇, 形成略向北倾斜的湿斜压锋区以及中心较热带地区上升运动中心偏低的强倾斜上升运动, 十分有利于华西地区出现强的降水。

5 季风环流异常成因

5.1　亚洲大气热力状况及其对季风环流的影响

秋雨期间, 亚太地区大气中高层（500~300 hPa）暖中心位于青藏高原南部, 中心数值达-14 ℃以上, 比多年平均（-15 ℃）偏强, 位置偏北偏东, 对于南亚高压偏强偏北偏东尤为有利[图5(a)]。亚洲大陆中南部温度正距平有1~2 ℃, 其中青藏高原东部和华西地区高达3 ℃左右, 明显高于南部热带洋面的弱正距平, 因而西南季风偏强。
图5 2017年华西秋雨期间500~300 hPa平均温度（虚线）及其距平（阴影）（a, 标注为-15 ℃的实线为多年平均温度）以及温度和距平沿青藏高原（70°E -105°E）的纬度—时间剖面（b）(单位: ℃)

图（a）中标值为2500的粗实线为2500 m地形高度线

Fig.5 500~300 hPa mean temperature (dotted line) and the anomalies (the shaded) during Huaxi rainy period (a, the solid line of -15 ℃ represents multi-average temperature ) and the profile of temperature and the anomalies along Qinghai-Tibetan Platea (70°E -105°E) (b) in 2017.Unit: ℃.In Fig.5 (a), solid line of 2500 represents 2500 m topographic height

沿青藏高原所在经度（70°E—105°E）的纬度—时间剖面显示[图5(b)], 8月中旬后期青藏高原上空温度由负距平转为明显正距平, 对应南亚高压及西北太平洋副热带高压脊线明显北抬; 9月上旬, 出现明显的下降过程, 南亚高压及西北太平洋副热带高压脊线同时南掉[见图3(c)]。9月中旬后期至10月中旬较长时段内, 青藏高原及其以南温度持续显著偏高, 南亚高压及西北太平洋副热带高压持续显著偏强偏北。10月下旬, 青藏高原温度呈明显下降趋势, 两脊线南落, 华西秋雨明显减弱。

5.2　热带对流活动异常特征及其影响

张庆云等（1999）研究指出, 夏季东亚—西太平洋ITCZ北移不显著时, 热带对流较弱, 则西北太平洋副热带高压偏南; 当ITCZ北移显著时, 热带对流加强, 则西北太平洋副热带高压偏北。2017年秋雨期[图6(a)], 亚洲南部热带海洋OLR普遍低于240 W·m-2, 呈负距平, 为偏强热带对流带。
图6 2017年华西秋雨期平均OLR（等值线, 单位: W·m-2）及其距平（彩色区, 单位: W·m-2）分布（a）和8 -10月110°E -140°E平均OLR（等值线, 单位: W·m-2）及其距平（彩色区, 单位: W·m-2）的纬度-时间剖面（b）

图（a）中标值为2500的粗实线为2500 m地形高度线

Fig.6 The distribution of mean OLR (contour, unit: W·m-2) and the anomalies (color area, unit: W·m-2) during Huaxi rainy period (a); latitude-time profile of mean OLR (contour, unit: W·m-2) and the anomalies (color area, unit: W·m-2) along 110°E -140°E from August to October (b) in 2017.In Fig.6 (a), solid line of 2500 represents 2500 m topographic height

110°E—140°E平均OLR及其距平的纬度—时间剖面[图6(b)]显示, ITCZ在8月下旬初突然加强北抬, 对应西北太平洋副热带高压脊线明显北抬。9月上旬初出现短时间减弱, 之后加强; 直到10月中旬, ITCZ均较稳定, 甚至在10月上中旬, 在多年平均明显减弱南退（图略）的气候背景下出现加强北抬, 对应西北太平洋副热带高压脊线持续显著偏北。

5.3　热源异常分布特征及其影响

整层积分的大气视热源<Q1>和视水汽汇<Q2>及其距平[图7(a), (b)]显示, 华西秋雨期间, 从阿拉伯海东部到菲律宾以东洋面、 印度尼西亚群岛为偏强热源带, 相应视水汽汇接近常年同期或偏强, 这说明热源偏强不仅与对流有关, 也与感热有关。菲律宾以东洋面和印度尼西亚群岛同为视热源和视水汽汇中心, 正距平分别达到60~120 W·m-2和30~90 W·m-2, 凝结潜热对热源贡献尤为重要。刘屹岷等（1999）研究认为, 热带东风带中对流加热在f-效应和β-效应以及水平非均匀加热效应的共同作用下, 在热源北侧激发出附加负涡度源, 从而加强副热带高压。秋雨期间, 南海至菲律宾以东洋面热源正距平北侧正对应500 hPa强负涡度和负涡度距平带[图7(c)], 在环流上正对应西北太平洋副热带高压; 可见, 西北太平洋副热带高压偏强偏北偏西与南海至菲律宾以东洋面偏强热源有关。
图7 2017年华西秋雨期整层积分的视热源（等值线）及其距平（彩色区）（a, 单位: W·m-2）、 视水汽汇（等值线）及其距平(彩色区)（b, 单位: W·m-2）及500 hPa涡度（实线为负、 虚线为正）及其距平（彩色区）（c, 单位: ×106 s-1）分布

图（a）中标值为2500的粗实线为2500 m地形高度线, （c）中红色虚线为500 hPa位势高度

Fig.7 The distribution of whole level integrated heat source (contour) and the anomalies (color area) (a, unit: W·m-2), moisture sink (contour) and the anomalies (color area) (b, unit: W·m-2), vorticity (solid and dotted lines represent negative and positive value, respectively) and the anomalies (color area) at 500 hPa (c, unit: ×106 s-1; ) during theautumn rainy period at Huaxi in 2017.In Fig.7 (a), solid line of 2500 represents 2500 m topographic height.In Fig.7 (c), red dotted lines are 500 hPa potential height

此外, 青藏高原东北部及华西地区同时为明显的视热源和视水汽汇正距平和OLR低值区[图6(a)], 对流凝结潜热对热源有重要贡献; 青藏高原南部视水汽汇偏弱, 强热源主要为感热。青藏高原热源明显偏强, 特别是其东北部至华西地区热源偏强是南亚高压偏强偏北偏东的重要原因, 也有利于西北太平洋副热带高压持续偏强偏北偏西。
视热源沿华西地区经向剖面[图8(a)]显示, 秋雨期间, 从赤道低纬到25°N附近为一庞大的深厚强热源; 大气在此上升, 向北的一支在华西地区与中高纬度干冷气流相遇, 产生降水, 并释放凝结潜热, 形成高度较低的视热源。视热源沿华西地区纬向剖面显示[图8(b)], 由于对流凝结潜热的贡献, 青藏高原东部从地面到300 hPa为显著偏强的热源, 维持这一带异常偏暖的热力状况, 使南亚高压偏强偏东偏北、 西北太平洋副热带高压偏强偏西, 并有利于西南季风和东南季风加强并合并向北输送热带低纬地区的水汽和能量, 形成正反馈效应。
图8 2017年秋雨期间不同区域平均视热源（彩色区, 单位: K- 1·d– 1）及 θ s e（白色等值线, 单位: K）的垂直剖面

图（b）中0线为地形线, 流线为纬向环流; 图（a）和（c）中的流线为经向环流

Fig.8 Profile of heat source (color area, unit: K-1·d -1) and θ s e (white contour, unit: K) along different region during Huaxi rainy period in 2017.In Fig.8 (b), the solid line of 0 represents terrain, streamline represent zonal circulation.In Fig.8 (a) and (c), streamline represent meridional circulation

另外, 从110°E -140°E平均视热源的高度—纬度剖面[图8(c)]来看, 赤道低纬到副热带大气为显著偏强的热源, 盛行强偏南上升气流, 与10°S以南南半球热带低纬热汇带下沉气流形成强大的次级环流圈, 促进对流的进一步加强和强热源及西北太平洋副热带高压的维持。

5.4　海温距平与季风环流异常

2017年8 -10月, 阿拉伯海到赤道西太平洋海温比多年平均偏高0.5~1.5 ℃ [图9(a)], 对应偏强的对流和热源。赤道中东太平洋海温呈负距平, 与赤道西太平洋正距平成强烈反差, 非常有利于菲律宾以东洋面大气对流上升后在赤道中东太平洋地区下沉, 形成偏强的Walker环流, 进一步加剧赤道西太平洋和南海的热带对流。秋雨期间共有11个台风在这一带生成, 占该年台风个数（30个）的三分之一; 其中登陆华南沿海的台风有5个, 超过全年登陆台风（9个）的一半, 另外还有2个台风西行登陆越南。热带对流特别是台风的活跃, 使得南海和西北太平洋形成大气强热源, 从而加强西北太平洋副热带高压, 其西南侧东南气流携带热带海洋水汽和能量进入华西地区, 引起极端秋雨。这种海温异常出现在7 -8月, 超前于环流变化约1个月[图9(b)]。由此可见, 2017年海温异常变化对热带对流和亚洲季风环流以及华西秋雨影响极为重要, 并对华西秋雨延伸期预报具有重要的指示意义。
图9 2017年8 -10月平均海温距平（a）及1 -12月沿10°S -10°N平均海温距平逐月演变（b）（单位: ℃）

Fig.9 Mean SSTA from August to October (a) and monthly SSTA along 10°S -10°N (b) in 2017.Unit: ℃

6 结论与讨论

本文分析了2017年华西秋雨的大尺度环流特别是季风环流的异常特征及其对华西秋雨的影响, 并探讨季风环流异常的机理, 得出以下结论:
（1） 2017年, 偏强偏北偏东的南亚高压、 偏强偏北偏西西北太平洋副热带高压以及偏强东南亚西南季风和南海东南季风与北侧干空气的配合形成低层强水汽通量辐合、 高层强辐散和强烈倾斜上升运动是华西出现极端秋雨的重要因素。
（2） 赤道太平洋海温异常变化对季风环流和华西秋雨起着重要作用。7 -8月, 赤道西太平洋海温迅速上升, 呈显著正距平, 而赤道中东太平洋海温迅速显著下降。一方面造成南海及菲律宾以东洋对流偏强, 其上升气流与10°S以南热带下沉气流形成强大的次级环流圈, 正反馈作用使得强热源持续维持, 并在北侧激发出附加负涡度源, 加强西北太平洋副热带高压; 另一方面, 形成偏强的Walker环流, 加剧赤道西北太平洋和南海热带对流, 使得台风活跃, 并形成强热源, 从而加强西北太平洋副热带高压及东南季风, 并引导南海和西太平洋水汽进入华西地区。
（3） 青藏高原冷空气活动和对流直接影响亚太热源和大气中高层热力结构, 是影响季风环流异常和华西秋雨的另一重要因素。由于青藏高原冷空气势力弱, 感热偏强, 其东部到华西地区的偏强对流也引起强凝结潜热释放, 因而形成显著偏强的热源, 使得亚太大气暖中心比多年平均偏强偏北偏东, 南亚高压偏强偏北偏东, 并间接有利于西北太平洋副热带高压偏强偏北偏西, 同时有利于西南季风偏强以及孟加拉湾和印度洋水汽输送到华西地区。
综上可见, 2017年极端偏强秋雨是海气作用和青藏高原热力作用正向叠加效应造成西北太平洋副热带高压、 南亚高压、 西南季风、 东南季风等季风成员持续稳定偏强引起的。本个例赤道太平洋海温异常变化发生在盛夏后期, 超前于环流变化（西北太平洋副热带高压由弱变强）1个月左右, 可见海温过程性变化对于短期气候预测和延伸期预报具有特别重要的指示意义。需要注意的是, 海气作用和青藏高原热力作用还可以存在反向作用, 在研究分析和预报中需关注两者力量的平衡和悬殊。海温变化往往具有较大的惯性, 而青藏高原热力作用受中高纬度环流变化影响明显, 变化的时间尺度相对海洋明显偏小, 是华西秋雨起讫和过程变化的非常活跃的因素。总之, 秋季季风环流的变化复杂, 还需进一步研究。

参考文献

原文顺序 | 文献年度倒序 | 文中引用次数倒序
Luo H B, Yanai M, 1984.The largescale circulation and heat sources over Tibetan Plateau and surrounding areas during the early summer of 1979.Part Ⅰ: Heat and moisture budgets[J].Monthly Weather Review, 112(5): 966-989.

Wang Z Y, Zhou B T, 2019.Observed decadal transition in trend of autumn rainfall over central China in the late 1990s[J].Journal of Climate, 32: 1395-1409.DOI: 10.1175/JCLI-D-18-0112.1.

Wu G X, Liu H Z, 1992.Atmospheric precipitation on response to equatorial and tropical sea surface temperature anomalies[J].Journal of the Atmospheric Science, 49（23）: 2236-2255.

Yanai M, Esbensen S, Chu J H, l973.Determination of bulk properties of tropical cloud clusters from large-scale heat and moisture budgets[J].Journal of the Atmospheric Science, 30(4): 611-627.

白虎志, 董文杰, 2004.华西秋雨的气候特征及成因分析[J].高原气象, 23(6): 884-889.

鲍媛媛, 阿布力米提, 李峰, 等, 2003.2001年华西秋雨时空分布特点及其成因分析[J].应用气象学报, 14(2): 215-222.

鲍媛媛, 康志明, 2014.2010年亚洲夏季风环流异常特征及其对中国雨带的影响[J].高原气象, 33(5): 1217-1228.DOI: 10. 7522 /jissn.1000-0534.2013.00099.

谌芸, 施能, 2003.我国秋季降水、 温度的时空分布特征及气候变化[J].南京气象学院学报, 26(5): 622-630.

高由禧, 郭其蕴, 1983.我国的秋雨现象[J].气象学报, 29(4): 264-273.

龚道溢, 王绍武, 1998.ENSO对中国四季降水的影响[J].自然灾害学报, 7(4): 44-52.

顾薇, 李维京, 陈丽娟, 等, 2012.我国秋季降水的年际变化及与热带太平洋海温异常分布的关系[J].气候与环境研究, 17(4): 467-480.

黄荣辉, 顾雷, 徐予红, 等, 2005.东亚夏季风爆发和北进的年际变化特征及其与热带西太平洋热状态的关系[J].大气科学, 29(1): 20-36.

韩晋平, 张人禾, 苏京志, 2013.中国北方秋雨与热带中太平洋海表冷却的关系[J].大气科学, 37(5): 1059-1071.

蒋竹将, 马振峰, 刘佳, 等, 2014.一种改进的华西秋雨指数及其气候特征[J].大气科学, 38(1): 32-44.DOI: 10.3878/j.issn. 1006-9895.2013.13120.

李燕, 闫加海, 张冬峰, 2018.青藏高原冬春积雪异常和中国东部夏季降水关系的诊断与模拟[J].高原气象, 37(2): 317－324.DOI: 10.7522 /j.issn.1000－0534.2017.00040.

刘屹岷, 吴国雄, 刘辉, 等, 1999.空间非均匀加热对副热带高压形成和变异的影响 III: 凝结潜热加热与南亚高压及西太平洋副高[J].气象学报, 57(5): 525-538.

王春学, 马振峰, 邵鹏程, 等, 2015.我国华西秋雨的气候变化规律及其影响因子[J].干旱区研究, 32(6): 1113-1121.DOI: 10. 13866/j.azr.2015.06.10.

王顺久, 2017.青藏高原积雪变化及其对中国水资源系统影响研究进展[J].高原气象, 36(5) : 1153－1164.DOI: 10.7522/j.issn. 1000－0534.2016.00117.

王文, 许金萍, 蔡晓军, 等, 2017.2013年夏季长江中下游地区高温干旱的大气环流特征及成因分析[J].高原气象, 36(6): 1595－1607.DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00129.

王遵娅, 丁一汇, 2008.中国雨季的气候学特征[J].大气科学, 32(1): 1-13.

徐小玉, 王亚非, 2016.利用RegCM4.0 模拟5-8月青藏高原异常加热的下游效应[J].高原气象, 35(5): 1169－1181.DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2015.00058.

张庆云, 陶诗言, 1999.夏季西太平洋副热带高压北跳及异常的研究[J].气象学报, 57(4): 539-548.

赵佳玉, 马振峰, 范广州, 2016.热带大气季节内振荡对华西秋雨的影响[J].高原气象, 35(6): 1487-1497.DOI: 10.7522/j.issn. 1000-0534.2015.00089.

郑然, 刘嘉慧敏, 马振峰, 2018.夏季西太平洋暖池热含量对华西秋雨的影响及可能的物理机制[J].气象学报, 76(5): 714-725.

Options
文章导航

/

〈 〉

本系统由北京玛格泰克科技发展有限公司设计开发 技术支持：support@magtech.com.cn