2018, Vol. 37
2. 成都信息工程大学大气科学学院/高原大气与环境四川省重点实验室, 四川 成都 610225;
3. 牡丹江气象局, 黑龙江 牡丹江 157000
季风研究一直是气象领域研究的热门话题, 20世纪50年代中期青藏高原(下称高原)季风开始逐渐被学者关注。叶笃正等(1957)最早提出了高原热力作用能对高原周围风的运动特点起主导作用。汤懋苍等(1979, 1984)在研究中证实了高原季风的存在, 并认为600 hPa上其特征最显著, 同时也论证了该季风系统的独立性。国外学者也非常关注高原季风的研究。Tang et al(1984)还发现中国的高原季风与美国西部高原季风具有一致的特征。随着科技的进步, 数值模拟的方法被应用到气象学的研究中, 学者开始对高原季风的形成进行模拟实验, Kuo et al(1981)证实了前面学者研究的成果。通过事实分析和模拟试验的方法都证实了高原季风的存在。接下来学者们大量的研究工作发现高原季风的强弱对高原季风区及周边地区的旱涝有很大影响, 同时对中国的天气和气候也能产生重要影响(叶笃正等, 1979)。
季风降水是季风现象中的重要组成部分, 季风环流对中国雨带有一定影响(鲍媛媛等, 2014; 周懿等, 2015)。那么, 在极端降水事件发生频次逐渐增加, 强度逐渐增强的今天(Zhai et al, 1999; Houghton et al, 2001; Peterson et al, 2002; Han et al, 2003; Kunkel et al, 2003; Tank et al, 2003; Goswami et al, 2006; IPCC, 2007; 江志红等, 2009; 孙建奇等, 2013), 高原季风异常是否影响了极端降水事件的发生还有待进一步研究。目前, 学者对这方面涉猎较少, 研究较多的都为SSTA、大气环流等与极端降水的关系。因此, 本文试图研究高原夏季风和中国夏季极端降水的关系, 对极端降水事件的预测具有重要意义。
2 资料来源所用资料包括: (1)观测资料来自国家气象信息中心的中国地面气候资料日值数据集(V3.0)中824个基准、基本气象站逐日降水资料。在数据处理时, 考虑到由于台站迁徙及缺测所造成的观测资料的不完整性, 特剔除了缺失数据的站点, 最后选取571个站1960-2013年夏季6-8月降水资料。(2)来自美国气象环境预报中心/国家大气研究中心1960-2013年NCEP/NCAR 2.5°×2.5°月平均再分析高度场、风场、温度场、相对湿度场、比湿场以及地面气压场资料。
3 指数定义 3.1 高原季风指数定义选用周懿(2014)从散度场角度出发定义的一个高原季风指数, 该指数在反映降水情况上具有一定的优势。即:将600 hPa高原主体上长期平均的冬夏散度反向最明显的负值中心区(30°N-35°N, 80°E-100°E)的散度平均值定义为散度高原季风指数Div_PMI(Divergence Plateau Monsoon Index)。公式为:
| $ {\rm{Div}}\_{\rm{PMI = div}}{{\rm{|}}_{\left( {30°{\rm{N - 35}}{\rm{°N,80}}{\rm{°E - 100}}{\rm{°E}}} \right)}}\;\;, $ | (1) |
取6月、7月和8月散度高原季风指数的平均值作为高原夏季风指数。根据定义, 该指数的负值表示风场的辐合程度, 负值的绝对值越大(小), 高原夏季风越强(弱)。
3.2 极端降水指数定义选用ETCCDI(Expert Team on Climate Change Detection and Indices)用于探讨极端降水事件定义的7个夏季极端降水指数(翟盘茂等, 2012), 如表 1所示。
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表 1 极端降水指数的定义 Table 1 The definitions of extreme precipitation indices |
利用1960-2013年高原夏季风指数序列和用于探讨极端降水事件定义的7个夏季极端降水指数场分别做了相关分析(图 1)。在高原夏季风指数与中国夏季强降水量的相关分布[图 1(a)]中, 负相关系数(≤-0.22)的区域位于东北地区、黄河河套地区、华南地区和四川西部地区, 相关系数≥0.22的区域位于长江流域、南疆地区和高原东侧边缘区, 这些区域是夏季强降水量对高原夏季风指数响应最敏感的区域。由此表明, 高原夏季风异常偏强(弱)时, 东北地区、黄河河套地区、华南地区和四川西部地区强降水量异常偏弱(强), 而长江流域、南疆地区和高原东侧边缘区强降水量异常偏强(弱)。
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图 1 1960-2013年高原夏季风指数与中国夏季极端降水相关分布 阴影区由浅到深分别为通过90 %、95 %信度检验的区 Figure 1 Correlation distribution between plateau summer monsoon index and extreme precipitation in summer time over China from 1960 to 2013.The shaded from light to dark denotes the correlations that have passed the significance level at α=0.1 and α=0.05, respectively |
高原夏季风指数与中国夏季持续干期的相关分布[图 1(b)]中, 负相关系数(≤-0.22)的区域位于长江流域、西北西南部部分地区和高原东侧边缘区, 相关系数≥0.22的区域位于东北地区和西北西北部部分地区, 这些区域是夏季持续干期对高原夏季风指数响应最敏感的区域, 具有显著相关性, 均通过0.1信度检验。由此表明, 高原夏季风异常偏强(弱)时, 长江流域、西北西南部部分地区和高原东侧边缘区持续干期异常偏少(多), 而东北地区和西北地区西北部部分地区持续干期异常偏多(少)。
高原夏季风指数与中国夏季持续湿期的相关分布[图 1(c)]中, 负相关系数(≤-0.22)的区域位于黄河下游地区, 相关系数≥0.22的区域位于长江中下游地区、南疆地区和高原东侧边缘区, 这些区域是夏季持续湿期对高原夏季风指数响应最敏感的区域。由此表明, 高原夏季风异常偏强(弱)时, 黄河下游地区持续湿期异常偏少(多), 而长江中下游地区、南疆地区和高原东侧边缘区持续湿期异常偏多(少)。
高原夏季风指数与中国夏季1日最大降水量的相关分布[图 1(d)]中, 负相关系数(≤-0.22)的区域位于东北东部地区, 相关系数≥0.22的区域位于南疆地区, 这些区域是夏季1日最大降水量对高原夏季风指数响应最敏感的区域。由此表明, 高原夏季风异常偏强(弱)时, 东北东部地区1日最大降水量异常偏弱(强), 而南疆地区1日最大降水量异常偏强(弱)。
高原夏季风指数与中国夏季5日最大降水量的相关分布[图 1(e)]中, 负相关系数(≤-0.22)的区域位于东北地区、华北地区和华南地区, 相关系数≥0.22的区域位于长江流域、南疆地区和高原东侧边缘区, 这些区域是夏季5日最大降水量对高原夏季风指数响应最敏感的区域。由此表明, 高原夏季风异常偏强(弱)时, 东北地区、华北地区和华南地区5日最大降水量异常偏弱(强), 而长江流域、南疆地区和高原东侧边缘区5日最大降水量异常偏强(弱)。
高原夏季风指数与中国夏季降水强度的相关分布[图 1(f)]中, 负相关系数(≤-0.22)的区域位于辽宁地区、黄河河套地区和四川西部地区, 相关系数≥0.22的区域位于南疆地区和高原东侧边缘区, 这些区域是夏季降水强度对高原夏季风指数响应最敏感的区域。由此表明, 高原夏季风异常偏强(弱)时, 辽宁地区、黄河河套地区和四川西部地区降水强度异常偏弱(强), 而南疆地区和高原东侧边缘区降水强度异常偏强(弱)。
高原夏季风指数与中国夏季总降水量的相关分布[图 1(g)]中, 负相关系数(≤-0.22)的区域位于东北地区、山东半岛、黄河河套地区、华南地区和四川西部地区, 相关系数≥0.22的区域位于长江流域、南疆地区和高原东侧边缘区, 这些区域是夏季总降水量对高原夏季风指数响应最敏感的区域, 具有显著相关性, 均通过0.1信度检验。由此表明, 高原夏季风异常偏强(弱)时, 东北地区、山东半岛、黄河河套地区、华南地区和四川西部地区总降水量异常偏少(多), 而长江流域、南疆地区和高原东侧边缘区总降水量异常偏多(少)。
以上从统计角度分析得出, 高原夏季风与中国夏季极端降水有着十分密切的联系。对比图 1中通过显著性检验的区域可知, 高原夏季风指数与7个极端降水指数的相关分布正(负)关键区较一致, 共同特征表现为:高原夏季风异常偏强(弱)时, 东北地区、黄河河套地区、华南地区和四川西部地区夏季极端降水异常偏少(多), 而长江流域、南疆地区和高原东侧边缘地区夏季极端降水异常偏多(少)。同时在中国东部, 从北向南呈现出明显纬向带状的“-+ -”遥相关型相关分布, 这与夏季中国东部副高北跳引发的三个雨带分布较相似, 这也与白虎志等(2005)通过高度场指数反映高原地区季风与同期中国降水相关分布在中国东部表现出的从北到南呈“-+ -”分布特征相同。可见, 高原夏季风的强弱与中国夏季典型的三极型降水分布有密切联系。其中, 图 1(b)和图 1(g)中呈现出大尺度的显著信号, 持续干期指数[图 1(b)]和总降水量指数[图 1(g)]较其它指数相比与高原夏季风指数的显著相关性表现的最好, 部分区域相关系数绝对值在0.3以上, 且相关显著区范围较大, 尤其在东北地区、长江流域和华南地区存在较好的相关关系, 为高显著相关区。通过比较得出, 持续干期指数和总降水量指数能较好地反映高原夏季风对夏季极端降水的影响情况。
5 高原夏季风影响中国夏季极端降水的可能机制通过相关分析证实了高原夏季风异常确实与中国夏季极端降水事件异常存在密切关系, 但还不能表明两者间的物理机制。因此, 还需进一步从上述得出的几个显著关键区出发, 探讨高原夏季风异常对中国夏季极端降水的影响机制。
5.1 高原夏季风强、弱年分布由于从散度场定义的高原季风指数夏季为负值, 因此定义1960-2013年标准化高原夏季风指数时间序列中小于-1的年份为高原夏季风强年, 大于1的年份为高原夏季风弱年(表 2)。
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表 2 高原夏季风强、弱年 Table 2 The strong years and week years of the plateau summer monsoon |
高原夏季风强弱年分别对应着不同的环流系统特征, 环流系统的强度和位置都会因此而不同, 从而影响不同地区降水量的多少。利用合成分析高原夏季风强弱年对应的中、高层高度场, 探讨中、高层环流系统在高原夏季风强弱年的差异及可能影响机制。
500 hPa上为引导气流, 对极端降水的诱发机制研究起主要作用。比较高原夏季风异常年合成的500 hPa位势高度场[图 2(a), (b)]可以发现, 高原夏季风异常偏强时[图 2(a)], 588 dagpm等值线最西端的西伸脊点所在经度为130°E, 比多年平均(138°E)偏西, 脊线位于23°N, 比多年平均(25°N)偏南, 中心强度较多年平均偏强, 表明副热带高压位置偏西、偏南, 中心强度偏强。在低纬度地区, 我国夏季降水的分布和强度受西太平洋副热带高压位置的影响最为主要, 因此它异常偏南有利于引导西南气流输送水汽到长江流域, 利于长江流域产生极端降水, 这与谢清霞等(2012)在分析夏季青藏高原低压与我国降水关系中指出当西太副高位置西伸南落、强度增强时我国长江流域降水增加的结论一致。同时, 副高偏南影响了华南地区极端降水偏少。中、高纬从咸海以东到东北平原上空表现出明显的槽-脊-槽经向型环流分布, 不利于东北地区和黄河河套地区极端降水, 利于南疆地区极端降水。印度槽相对较弱, 不利于四川西部极端降水。
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图 2 高原夏季风强(左)、弱(右)年500 hPa位势高度场(a, b, 单位: dagpm)及位势高度距平分布(c, d, 单位: dagpm) 阴影区表示位势高度距平通过了90 %信度检验 Figure 2 The distribution of geopotential height at 500 hPa (a, b, unit: dagpm) and its anomalies (c, d, unit: dagpm) in strong (left) and weak (right) plateau summer monsoon years.The shaded denotes geopotential height anomalies that have passed the significance level at 90 % |
高原夏季风异常偏弱时[图 2(b)], 588 dagpm等值线最西端的西伸脊点所在经度为150°E, 比多年平均位置偏东, 脊线位于27°N, 比多年平均位置偏北, 中心强度较多年平均偏弱, 表明副热带高压位置偏东、偏北, 中心强度偏弱。副高异常偏北, 在长江流域上空, 不利于该地区极端降水。同时, 华南地区位于副高后部的西南引导气流中, 利于华南地区极端降水。中、高纬从咸海以东到东北平原上空表现出纬向型环流分布, 利于小槽发展东移, 也利于东北地区、黄河河套地区的极端降水, 但不利于南疆地区极端降水。印度槽相对较强, 利于四川西部极端降水。
由高原夏季风异常年500 hPa位势高度场距平分布[图 2(c), (d)]可以看出, 高原夏季风异常偏强时[图 2(c)], 里海以东、巴尔喀什湖、贝加尔湖到鄂霍次克海上空为明显正距平区, 通过90 %信度检验, 表明这些区域脊较均值是发展的; 印度半岛、孟加拉湾上空为正距平区, 槽在这些区域减弱; 黄海周围上空为负距平, 表明这些区域高度场偏低; 华南、南海及附近西太平洋地区上空为正距平, 通过90 %信度检验, 表明这些区域副热带高压是加强的。500 hPa位势高度场距平分布可以看出, 东亚中、高纬主要表现为经向型环流特征, 西太平洋副热带高压位置偏南。此环流形势利于北方冷空气南下, 不利于我国北方的降水, 因此东北地区和黄河河套地区极端降水偏少; 副高偏南和印度槽减弱导致了华南地区极端降水偏少; 这种形式同样抑制高原涡的发展, 所以四川西部地区极端降水偏少; 长江流域因北面槽异常加深, 有助于北方冷空气南下, 副高位置偏南, 有助于引导西南气流输送水汽, 二者共同作用, 利于该地区极端降水; 中、高纬环流经向分布, 有利于南疆地区极端降水。
高原夏季风异常偏弱时[图 2(d)], 里海以东、巴尔喀什湖到贝加尔湖为负距平, 此区域高度场较平均值偏低, 大部分地区通过90 %信度检验, 这说明中、高纬以纬向型环流为主, 西风气流相对平直; 日本海和黄海附近地区上空为正距平, 高度场偏高; 阿拉伯海到孟加拉湾到华南、南海及附近的西太平洋地区上空为负距平, 大部分区域通过90 %信度检验, 表明西太平洋副热带高压偏弱, 位置偏北。朱艳峰等(2003)指出这种环流形势对西风槽和高原涡的发展东移有利, 利于四川西部地区夏季极端降水; 副高偏北也给北方输送了充足的水汽, 东北地区和黄河河套地区受小槽东移影响, 极端降水异常增多; 华南地区受副高偏北影响, 受副高后部西南引导气流影响, 利于该地区极端降水; 西太平洋副热带高压位置偏北, 由位势高度场可知, 脊线位于长江流域对应的纬度上, 因此受其控制, 长江流域容易导致极端降水偏少; 南疆地区受偏北气流控制, 不利于极端降水。以上分析的500 hPa位势高度场距平分布与齐冬梅等(2011)利用风场定义的高原季风指数讨论的高原夏季风强弱异常时500 hPa大气环流特征相同。同时也说明利用散度场定义的高原夏季风指数也能反映出夏季西太平洋副热带高压异常偏北(南)时, 四川盆地西部地区容易降水偏多(少)的对应关系。
比较高原夏季风异常偏强和偏弱年合成的100 hPa位势高度场可以发现(图略), 我国上空100 hPa为南亚高压控制, 它是对流层高层影响东亚气候的主要系统。高原夏季风强时, 南亚高压比多年平均偏强, 强度为1 684 dagpm, 高压中心(85°E, 30°N)较多年平均偏东、偏南, 呈青藏高压模态。高原夏季风弱时, 南亚高压比多年平均偏弱, 强度为1 680 dagpm, 高压中心(70°E, 31°N)较多年平均偏西、偏北, 呈伊朗高压模态。
兰明才等(2011)指出, 南亚高压的变化与东亚副热带西风急流的变化存在一定联系。东亚副热带西风急流是北半球中纬度地区的重要环流系统, 急流位置和强度的变化影响着中国东部和北方地区的降水异常(杜银等, 2009; 邵鹏程等, 2015)。在中纬度地区对流层中、高层大气运动是准地转的, 风场和气压梯度成正比, 南亚高压中心强度偏强(偏弱)可导致其北侧的气压梯度力增大(减小), 副热带西风急流强度增强(减弱)。魏维(2012)指出南亚高压偏南(偏北)时, 西风急流的位置及其出口处南侧的辐散区域也偏南(偏北), 从而使得雨带偏南(偏北)。丁一汇(2005)指出, 在东亚副热带西风急流南侧对流层低层常常伴随着辐合上升, 而在急流北面出现辐散下沉气流。因而, 急流轴位置的变化必然会改变气流辐合上升区域的变化, 从而引起降水区域的变化。
高原夏季风强年, 东亚副热带西风急流强度偏强, 位置偏南, 在东北地区和黄河河套地区上空不能形成高低空急流耦合, 不利于该区域的极端降水, 而长江流域为辐合区, 利于该区域的极端降水(Xie et al, 2005; 孙凤华等, 2009)。魏林波等(2012)指出该环流形势利于新疆地区夏季多雨。
高原夏季风弱年, 东亚副热带西风急流强度偏弱, 位置偏北, 西风急流可与850 hPa等压面上强西南低空急流在东北地区和黄河河套地区耦合, 使得强气流辐合区集中在该处, 同时在华南沿海出现一个副雨带(况雪源等, 2006), 利于该区域极端降水, 而长江流域为辐散区, 不利于该区域的极端降水。该环流形势使得新疆地区夏季少雨。
上述分析可知, 高原夏季风强弱年的突出差异表现在西太副高和南亚高压的位置和强度变化, 同时这种变化可以影响到西风急流的变化, 进而影响前述相关显著关键区的极端降水。
5.3 高原夏季风强、弱年风场特征及可能原因高原夏季风异常偏强和偏弱年850, 700和600 hPa距平风场特征(图 3)显示, 高原夏季风异常偏强时, 东北地区和黄河河套地区有异常北风距平, 东北地区北风异常通过90 %的信度检验, 使得南方输送到北方的暖湿空气减少, 不利于形成极端降水。华南地区一方面受异常反气旋距平场控制, 另一方面, 印度地区异常偏东风距平, 阻碍西南气流, 从而阻碍了西南气流从印度洋带来的水汽向东输送, 影响了华南地区水汽, 不利于华南地区产生极端降水。四川西部地区为异常偏北风距平, 不利于该地区极端降水。长江流域南北距平风汇合, 通过90 %信度检验, 此时东亚夏季风弱, 冷空气南下明显, 该区域冷暖空气交绥, 低空为气旋式距平环流, 引起辐合上升气流加强, 利于产生极端降水。南疆盆地为异常偏东风距平, 偏东风异常在600 hPa上通过了90 %信度检验, 引导来自高原东侧的暖湿气流进入南疆盆地, 带来相对充足的水汽条件, 利于该地极端降水发生(秦贺, 2012)。600 hPa距平风场图中, 高原东侧为异常南风距平, 通过90 %信度检验, 并且辐合, 引导高原东侧的暖湿气流向高原输送水汽, 利于高原东侧边缘地区极端降水异常偏多。
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图 3 高原夏季风强(左)、弱(右)年850 hPa (a)、700 hPa (b)和600 hPa (c)的风场距平分布(单位: m·s-1) 浅色阴影区风场距平通过90 %信度检验, 深色阴影区为高原地形 Figure 3 The distribution of wind field anomalies at 850 hPa (a), 700 hPa (b) and 600 hPa (c) in strong (left) and weak (right) plateau summer monsoon years.Unit: m·s-1.The light shaded denotes wind field anomalies that have passed the significance level at 90 %, deep shaded denotes plateau terrain |
高原夏季风异常偏弱时, 我国东北地区和河套地区为异常南风距平, 南风异常通过90 %信度检验, 把更多来自太平洋和南海的暖湿气流从南方向北方输送, 提供有利的水汽条件, 利于该地区极端降水。华南地区一方面受异常气旋距风平场控制, 另一方面, 印度地区异常偏西风距平, 使从印度洋带来的水汽向东输送, 为华南地区提供水汽, 利于华南地区产生极端降水。四川西部地区为异常偏南风距平, 偏南风异常通过90 %的信度检验, 利于该地区极端降水偏多。长江中下游受南风距平控制, 此时东亚夏季风偏强, 距平风场在40°N-45°N辐合, 500 hPa上受副高控制, 不利于该地区极端降水。南疆盆地为异常偏西风距平, 偏西风异常通过90 %的信度检验, 阻碍了高原东侧暖湿气流进入盆地, 不利于该地产生极端降水。600 hPa风场距平图[图 3(c)]中, 高原东侧边缘有异常偏西北风距平, 通过了90 %的信度检验, 且辐散, 不利于该地区形成极端降水。
5.4 高原夏季风强、弱年水汽输送特征及可能原因通过高原夏季风强弱年地面到300 hPa整层大气垂直积分的水汽通量距平场和水汽通量散度距平场(图 4)可以看出, 高原夏季风强年, 东北地区、华北地区、黄河河套地区水汽通量距平场为异常东北水汽通量距平, 中国以南到印度地区为异常东风水汽通量距平, 长江流域为异常北风水汽通量距平与异常南风水汽通量距平汇合, 南疆盆地为异常东风水汽通量距平, 高原东侧边缘为异常西南风水汽通量距平。因此到达东北、华北、黄河河套地区和华南地区的水汽偏少, 不利于该些地区极端降水产生; 长江流域、南疆盆地和高原东侧边缘地区水汽偏多, 利于该些地区产生极端降水。水汽通量散度反映较好的地区有中国河套地区、华南地区和四川西部地区, 其水汽通量散度为正值, 说明该些区域有水汽流失, 不利于形成极端降水; 长江流域和南疆盆地为负值, 说明该些区域有水汽积聚, 利于形成极端降水。高原夏季风弱年[图 4(b)]与强年水汽通量距平相反。因此到达东北、华北、河套和华南地区的水汽偏多, 利于该些地区产生极端降水; 长江流域受副热带高压的控制降水偏少, 南疆盆地和高原东侧边缘地区水汽偏少, 不利于极端降水。水汽通量散度反映较好的地区有中国东北地区、河套地区和四川西部地区, 其水汽通量散度为负值, 表明该些区域有水汽积聚, 利于形成极端降水; 长江流域和南疆盆地为正值, 表明该些区域有水汽流失, 不利于形成极端降水。
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图 4 高原夏季风强(a)、弱(b)年整层积分的水汽通量合成距平场(彩色区, 单位: ×10-6g·cm-1·hPa-1·s-1)及水汽通量散度距平场(矢量, 单位: ×10-6g·cm-1·hPa-1·s-1) Figure 4 The composite analysis of anomalous vertical integrated water vapor flux fields (color area, unit: ×10-6 g·cm-1·hPa-1·s-1) and anomalous water vapor flux divergence fields (vector, unit: ×10-6 g·cm-1·hPa-1·s-1) in strong (a) and weak (b) plateau summer monsoon years |
湿位涡是表征动力热力作用的综合诊断物理量(章国材等, 2007)。近年来学者对于暴雨的研究采用了湿位涡理论取得了大量的成果(李国平等, 1994)。考虑到极端降水大部分是因为暴雨产生, 所以引用湿位涡物理量来分析极端降水产生的原因。在北半球, 当湿位涡正压项MPV1 < 0时, 大气是对流不稳定的, 当湿位涡正压项MPV1 > 0时, 大气是对流稳定的。
比较高原夏季风异常强年和弱年合成的MPV1距平场(图 5)发现, 高原夏季风强年较高原夏季风弱年MPV1距平值偏小。各高度层对比来看, MPV1距平值在反映利于极端降水产生的动力热力性质方面在长江流域、黄河河套地区和华南地区对应较好。高原夏季风异常强年, 黄河河套地区和华南地区MPV1为正距平, 华南部分地区通过90 %信度检验, 表明这些地区较周围地区是对流稳定的, 不利于这些地区产生极端降水; 长江中下游地区MPV1为负距平, 长江下游部分地区通过90 %信度检验, 表明该地区较周围地区大气是对流不稳定的, 利于产生极端降水。高原夏季风异常弱年, 黄河河套地区和华南地区MPV1为负距平, 值较周
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图 5 高原夏季风强(左)、弱(右)年700 hPa (a)及500 hPa (b) MPV1合成距平场(单位: PVU) 浅色阴影区MPV1合成距平通过90 %信度检验, 深色阴影区为高原地形 Figure 5 The composite analysis of anomalous MPV1 at 700 hPa (a) and 500 hPa (b) in strong (left) and weak (right) plateau summer monsoon years.Unit: PVU.The light shaded denotes the composite analysis of anomalous MPV1 that have passed the significance level at 90 %, deep shaded denotes plateau terrain |
围地区偏低, 华北大部分地区通过90 %的信度检验, 表明这些地区较周围地区大气是对流不稳定的, 利于产生极端降水; 长江中下游地区MPV1为负距平, 但相对周围地区值偏高, 较周围地区大气对流是相对稳定的, 不利于产生极端降水。
综上所述, 从高中低三层环流场、风场配置以及水汽输送和湿位涡表征的动力热力特征看, 高原夏季风强年(弱年), 利于长江流域、南疆地区和高原东侧边缘地区(东北地区、黄河河套地区、华南地区和四川西部地区)形成极端降水。
6 结论(1) 高原夏季风指数与7个极端降水指数场的相关分布正(负)显著关键区较一致。高原夏季风异常偏强(弱)时, 东北地区、黄河河套地区、华南地区和四川西部地区夏季极端降水异常偏少(多), 而长江流域、南疆地区和高原东侧边缘地区夏季极端降水异常偏多(少)。同时在中国东部, 从北向南呈现出明显纬向带状的“-+ -”遥相关型相关分布。持续干期指数和总降水量指数能较好地反映高原夏季风对夏季极端降水的影响情况。
(2) 500 hPa位势高度场和位势高度距平场表现出当高原夏季风异常偏强(弱)时, 副热带高压中心偏西(东)、偏南(北), 强度偏强(弱), 东亚中、高纬经(纬)向型环流, 印度槽相对较弱(强)。这种环流形势易导致长江流域和南疆地区极端降水偏多(少), 华南地区、东北地区、黄河河套地区和四川西部极端降水偏少(多)。100 hPa位势高度场表现出在我国上空100 hPa为高压控制, 高原夏季风强(弱)时, 高压系统偏强(弱), 中心偏东、偏南(偏西、偏北)。南亚高压的变化可影响东亚副热带西风急流的变化进而影响中国东部和北方地区的极端降水异常。
(3) 高原夏季风异常偏强(弱)时, 东北地区和黄河河套地区有异常北风(南风)距平, 不利于(利于)形成极端降水。华南地区一方面受异常反气旋(气旋)距平场控制, 另一方面, 印度地区异常东风(西风)距平, 不利于(利于)西南气流从印度洋带来的水汽向东输送, 影响了华南地区水汽, 不利于(利于)华南地区产生极端降水。四川西部地区有异常偏北风(南风)距平, 使得该地区极端降水偏少(多)。长江流域南北距平风汇合(受偏南气流控制, 但是500 hPa上受副高控制), 利于(不利于)产生极端降水。南疆盆地有异常偏东风(西风)距平, 引导(阻碍)来自高原东侧的暖湿气流进入南疆盆地, 利于(不利于)该地极端降水的发生。600 hPa上, 在高原的东侧边缘有异常的南(西北)风距平, 并且辐合(辐散), 利于(不利于)高原东侧的暖湿气流向高原输送水汽, 利于(不利于)高原东侧边缘地区极端降水。
(4) 高原夏季风强年, 水汽通量距平场特征与风场分布特征相似, 到达东北、华北、黄河河套地区和华南地区的水汽偏少, 不利于该些地区极端降水的产生; 长江流域、南疆盆地和高原东侧边缘地区水汽偏多, 利于该些地区产生极端降水。弱年相反。高原夏季风强年, 中国河套地区、华南地区和四川西部地区有水汽流失, 不利于形成极端降水; 长江流域、南疆盆地有水汽积聚, 利于形成极端降水。高原夏季风弱年, 中国东北地区、河套地区和四川西部地区有水汽积聚, 利于形成极端降水; 长江流域、南疆盆地有水汽流失, 不利于形成极端降水。
(5) 高原夏季风强年, 黄河河套地区和华南地区较周围地区是对流稳定的, 不利于产生极端降水; 长江中下游地区较周围地区大气是对流不稳定的, 利于产生极端降水。高原夏季风弱年, 黄河河套地区和华南地区较周围地区大气对流不稳定, 利于产生极端降水; 长江中下游地区较周围地区大气对流相对稳定, 不利于产生极端降水。
虽然已经分析出高原夏季风引起夏季极端降水产生的一些物理机制, 但对于其它诊断量, 如能量平衡过程等还有待进一步分析。
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