2019, Vol. 38
2. 南京市江宁区气象局, 江苏 南京 211100
平均经圈环流是大气环流的重要组成部分, 对于大气中动量和热量的输送与平衡起着重要作用(Oort et al, 1971, 1983; Trenberth et al, 1994; 吴国雄等, 1988; 叶笃正等, 1958)。作为大气环流中的主要成员, 经圈环流与东西风带、西风急流、大型涡旋和温度场等之间有着密切的关系(秦育婧, 2009)。Hadley环流是全球低纬地区的大尺度垂直经圈环流, 在全球变暖的背景下, 有研究发现全球Hadley环流有增强的趋势(Chen et al, 2002; Sohn et al, 2010; Wielicki et al, 2002), 出现极移扩张的现象(Davis et al, 2012; Fu et al, 2011; Hu et al, 2011; Nguyen et al, 2013)。由于海陆分布, 地形等因素, Hadley环流存在区域性的差异, 个别经度或经度区间上的Hadley环流称为局域Hadley环流。Chen et al(2014)采用多套再分析资料针对非洲、印度洋、西太平洋、东太平洋、南美、大西洋六个地区的局域Hadley环流展开研究, 发现各个地区局域Hadley环流强度均存在一定的增强趋势, 非洲、印度洋、东太平洋、南美和大西样地区的局域Hadley环流的北半球分支有向极移动趋势, 而局域Hadley环流的南半球分支仅南美地区出现边界扩张现象。马杰等(2007)分析了北半球冬夏季Hadley环流强度变化的地域差异, 发现不同地区的Hadley环流强度变化与该地区的地表相对湿度、上层长波辐射等变量有关, 同时Hadley环流模态的时间系数与ENSO存在显著相关关系。
经圈环流通过对高低纬之间热量、动量和水汽的输送, 对区域性以及全球性环流系统和气候变化产生重要影响。研究发现Hadley环流的变化影响全球降水的分布和变化情况, 其下沉支对于副热带干旱区的出现及分布起着决定性作用(Lu et al, 2007; Scheff et al, 2012)。秦育婧(2009)指出夏季东亚季风区Hadley环流强的热带支有利于华南地区的降水, 而副热带支增强则有利于江淮流域的降水。Zhou et al(2006)发现北半球春季全域Hadley环流异常增强有利于夏季长江流域降水增多, 并认为这种联系与印度洋和南海的海表面温度(Sea Surface Temperature, SST)异常有关(周波涛等, 2007)。龙治平(2013)研究指出南北半球的Hadley环流边界向两极移动, 并且环流边界的移动导致部分地区降水的变化, 北半球Hadley环流边界的变化与西北干旱半干旱区降水量增加、东北华北干旱半干旱地区降水有显著相关性。
青藏高原(下称高原)的气候特征及气候影响效应一直是气象学界研究的重要课题, 它对大气环流的变化(Luo et al, 1984; Wu et al, 1998; 黄荣辉等, 1985; 吴国雄等, 1998, 1999)及中国降水的变化(敬文琪等, 2017; 王顺久, 2017; 张长灿等, 2017)有着重要影响。高原及周围地区因强烈的海陆热力差异以及叠加了高原特殊地形的动力和热力作用, 该地区的经圈环流存在显著的局域特征, 不同于全球平均的Hadley环流。Koteswarm(1958)提出在亚洲东南部西南季风区可能存在和信风环流相反的北部上升、南部下沉的垂直环流。陈秋士等(1964)分析了1958年7月高原地区的平均经圈环流, 证实了夏季南亚季风区确实存在与Hadley环流方向相反的经圈环流, 并首次提出了季风环流的概念。叶笃正等(1979)分析了夏季不同区域的经向和纬向垂直环流特征, 指出在90°E经圈剖面上夏季存在一个从高原及其邻近地区上升, 在其南面下沉的季风环流, 而冬季高原该地区为强大的Hadley环流圈所控制(杨广基等, 1979; 杨伟愚等, 1992; 钱正安等, 2001)。罗四维等(1984)分析高原平均经圈环流的季节变化, 发现4月在高原南侧12°N—27°N之间出现了一个反Hadley环流圈, 并定义为“前季风环流”, 并通过数值试验指出春季高原地面加热作用增强, 前季风环流的强度增强(罗四维等, 1985, 1986)。针对高原南侧前季风环流的特征, 孙瑾(2008a)指出前季风环流的建立、结束时间及强度均存在明显的年际变化, 前季风环流圈建立偏晚的时候, 华南前汛期的开始时间常常会偏晚, 汛期总降水量偏少, 长江中下游地区的梅雨强度常会偏大, 江淮地区夏季降水较多, 易出现洪涝。邢楠等(2010)分析高原上空经向环流与新疆干旱的关系, 发现高原上空上升运动偏强(弱)时, 新疆降水偏少(多), 干旱年37°N以南为上升气流, 以北为下沉气流, 形成一相对经圈环流圈, 而多雨年份的环流圈与此方向相反。
已有的研究定性描述了高原南侧经圈环流的气候态特征, 但由于资料等原因没有定量地描述其季节演变过程, 系统地分析其年际变化特征。同时经圈环流影响着高低纬之间的水汽输送, 上升下沉运动伴随着水汽相态以及热能的变化, 因而高原南侧经圈对高原降水及水汽输送的影响有待进一步分析讨论。
2 资料和方法 2.1 资料选取采用国家气象信息中心经过均一化处理的中国603个站逐日降水资料(Li et al, 2012), 时间为1961—2014年。通过筛选保留有连续降水记录的站点数据, 并进一步根据本文研究需要, 选取了高原地区50个台站的逐日降水资料。格点资料来自于欧洲中期天气预报中心提供的ERA-Interim再分析日资料(Paul et al, 2009), 时间为1979年1月至2015年12月, 水平分辨率为1.5°×1.5°, 垂直方向为37层, 变量包括:风场、位势高度场、温度场、地面气压场、垂直风速、比湿、地面气压。对水平风速、垂直风速一日4次资料做候平均处理, 全年共计72候, 并计算多年候平均值。
2.2 研究区域孙瑾(2008a)比较了高原地区不同经度的经向环流图, 指出前季风环流圈在85°E—90°E较为明显, 90°E以东和80°E以西基本不存在。由于90°E东西两侧经圈环流的季节演变存在差异, 因而经向上将高原主体(80°E—105°E)划分为80°E—90°E和90°E—105°E两个区域, 纬向上选取高原南侧0°—27.5°N区域进行研究。
2.3 前季风强度指数根据孙瑾等(2008b)对前季风强度的定义, 计算前季风所在空间范围内(975~700 hPa, 12°N—25°N)各点水平涡度(ξ)并做区域平均, 再根据每年前季风环流建立和结束的时间, 计算这段时间内的涡度平均值, 表示前季风环流的强度。根据水平x方向涡度的定义,
| $ \xi = \frac{{\partial w}}{{\partial y}} - \frac{{\partial v}}{{\partial z}}, $ | (1) |
由量纲分析
为了分析季风环流强度, 参考Goswami et al(1999)定义的70°E—110°E, 10°N—30°N区域内的季风经向环流指数(Monsoon Hadley Circulation Index, MHI):用850 hPa和200 hPa之间经向风的切变v850-v200来表示经向季风环流的强度。
| $ MHI = {v_{850}} - {v_{200}}. $ | (2) |
基于质量流函数可以用来表示纬向平均经圈环流, Wu et al(1988)和李建平(2001)计算流函数在南北纬30°范围内的极值作为Hadley环流指数, 而由于高原地区下垫面热力动力作用复杂, 质量流函数不能刻画出该地区局域Hadley环流的特征, 因而本文采用辐散风经向分量的垂直切变定义的局域经向环流指数(Zhao et al, 2008)来表示高原局域Hadley的强度(IMC):
| $ {I_{{\rm{MC}}}} = {v_{d, 200}} - {v_{d, 850}}. $ | (3) |
整层水汽通量为
| $ Q = - \frac{1}{g}\int\limits_{{p_s}}^{pt} {Vq{\rm{d}}p}, $ | (4) |
整层水汽通量散度为
| $ {Q_{{\rm{div}}}} = - \frac{1}{g}\int\limits_{{p_s}}^{pt} {\nabla \cdot \left({Vq} \right){\rm{d}}p}, $ | (5) |
式中: q为比湿; V为风速; ps和pt分别为地面气压和顶层气压(300 hPa)。
3 高原南侧经圈环流变化特征 3.1 高原南侧经圈环流的演变特征由高原南侧多年平均的逐月经圈环流图(图 1)可以看出, 80°E—90°E范围内, 春季[图 1(a)]低纬热带地区盛行Hadley环流, 高原南侧出现与Hadley环流反向的次级经圈环流, 即前季风环流, 气流在27.5°N上升而在10°N左右下沉。夏季[图 1(b)]南北半球的低纬地区为巨大的季风经圈环流, 北半球低纬至高原南侧为季风环流上升支所控制, 存在一致的上升气流。秋季[图 1(c)]低纬地区季风环流逐渐转变为冬季[图 1(d)]经典的Hadley环流, 高原南侧的上升气流转为下沉下流。在90°E—105°E范围内(图 2), 高原南侧存在季风环流、Hadley环流的季节转变, 与80°E—90°E的区别是, 该地区经圈环流由冬季Hadley环流型转为夏季季风环流型过程中没有出现前季风环流的过渡型。
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图 1 高原南侧1979—2015年平均的经圈环流(80°E—90°E平均) Fig. 1 The evolution of monthly mean meridional circulation on the south side of Qinghai-Tibetan Plateau along 80°E—90°E during 1979—2015 |
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图 2 高原南侧1979—2015年平均的经圈环流(90°E—105°E平均) Fig. 2 The evolution of monthly mean meridional circulation on the south side of Qinghai-Tibetan Plateau along 90°E—105°E during 1979—2015 |
为了定量描述经圈环流演变过程, 根据前季风环流、季风环流、Hadley环流的概念和基本气候特征, 分别定义各环流型建立、结束的时间。前季风环流主要出现在975~700 hPa, 10°N—27.5°N范围内, 环流中心位于825 hPa左右, 因而在825 hPa高度上, 从10°N—27.5°N出现连续的下沉气流转换成为连续的上升气流时, 即北边为上升气流, 南边为下沉气流, 且随后至少持续2候时, 满足这个条件的第一候定义为前季风环流圈建立的时间。其后当气流转换成为连续的上升气流, 且随后至少持续2候时, 满足条件的前一候定为前季风环流圈结束的时间。Goswami et al(1999)和Song et al(2007)以高低层经向风速切变定义季风环流、Hadley环流指数, 基于此进一步定义10°N—27.5°N平均的经向风速在低层850 hPa与高层200 hPa差值(v850-v200)出现由负转正且至少持续2候时, 满足这个条件的第一候定为季风环流建立的时间。其后经向风垂直切变出现由正转负且至少持续2候时, 满足条件的前一候定为季风环流结束的时间, 而Hadley环流开始建立与结束时间的定义与季风环流相反。
由多年平均的逐候经圈环流分析, 在80°E—90°E, 春季高原南侧出现前季风环流, 平均在3月(16候)开始建立并于5月(28候)结束, 夏季前季风环流转为季风环流圈, 平均从32候维持到53候, 秋冬季高原南侧为Hadley环流控制并平均维持到次年15候。在90°E—105°E区域, 高原南侧只存在季风环流和Hadley环流的季节演变, 平均在28~56候出现季风环流, 其后转为Hadley环流控制。
对1979—2015年各经圈环流型逐年的开始、结束以及维持时间分析(图 3), 在80°E—90°E区域, 前季风环流建立的时间有推迟趋势而结束时间有提前的趋势, 其维持时间出现每10年-1.47候的缩短趋势。季风环流和Hadley环流维持时间没有明显的年际变化趋势。在90°E—105°E(图略), 季风环流维持的时间出现增长的趋势, 相应的Hadley环流维持时间有缩短趋势。
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图 3 沿80°E—90°E高原南侧各经圈环流建立时间和结束时间(左), 及维持时间(右)的逐年变化 Fig. 3 Interannual variability of building time and ending time (left), maintaining time (right) of each meridional circulation on the south side of Qinghai-Tibetan Plateau along 80°E—90°E |
计算各经圈环流逐年的强度指数(图 4), 发现1979—2015年期间在80°E—90°E区域, 前季风环流有-0.377 s-1·(10a)-1减弱的趋势, 季风环流出现显著的增强趋势, 达0.524 m·s-1·(10a)-1, 通过95%置信水平的显著性检验, 而Hadley没有明显的气候变化趋势, 趋势变化未通过显著性检验。在90°E—105°E区域(图略), 季风环流存在0.413 m·s-1·(10a)-1的增强趋势, 相对弱于80°E—90°E区域季风环流强度增强趋势。春季Hadley有明显减弱的气候变化趋势(通过95%置信水平的显著性检验), 但总的Hadley环流气候变化趋势不显著(趋势变化未通过显著性检验)。
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图 4 沿80°E—90°E高原南侧各经圈环流强度的逐年变化 Fig. 4 Interannual variability of intensity of each meridional circulation on the south side of Qinghai-Tibetan Plateau along 80°E—90°E |
通过M-K突变检验方法分析(图 5), 80°E—90°E的季风环流在1993年左右发生突变, 季风强度值由负转正; 而90°E—105°E的季风环流在1986年左右发生突变。进一步根据小波分析(图 6), 在80°E—90°E范围内, 前季风环流、季风环流和Hadley环流强度均存在2年左右的周期, 其中Hadley环流强度还存在4年的周期变化。90°E—105°E的季风环流则存在4年左右的周期, Hadley环流存在3年左右的周期。
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图 5 高原南侧季风环流强度的M-K突变检验 Fig. 5 Mann-Kendall abrupt change test of intensity of monsoon circulation on the south side of Qinghai-Tibetan Plateau |
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图 6 沿80°E—90°E高原南侧各经圈环流强度小波分析(等值线)的模平方图 彩色区为通过95%置信水平检验区域, 红色边界线以外为经过噪声过滤 Fig. 6 The square of the modulus of the wavelet analysis (contour) of each meridional circulation intensity on the south side of Qinghai-Tibetan Plateau along 80°E—90°E. The color area represent the confidence level passed by 95%, the red boundary line outside denote the noise filtering |
采用EOF分析方法, 对80°E—105°E区域经圈环流原始场分析(图 7), 对前季风环流存在期间的经圈环流进行EOF分析, 第一模态(84.7%)很好地刻画出975~700 hPa, 12°N-25°N区域存在一个反Hadley环流, 与前季风环流的气候特征分析结果一致, 由相应的时间系数, 发现高原南侧前季风环流圈1981—1993年有增强趋势, 1993—1999年有所减弱, 1999—2015年存在显著的增强趋势。夏季, EOF分析第一模态(91.4%)刻画出高原南侧到10°S左右地区一致的上升气流与10°S—30°S下沉气流构成一个强大的季风环流圈, 其时间系数刻画了季风环流圈增强、减弱波动变化的年际变化特征。冬季, 第一模态(87.5%)南、北半球低纬地区为典型的Hadley环流, 结合时间系数序列, 1979—1996年Hadley环流型有所减弱, 其后出现显著的增强趋势。基于风场距平EOF分析(图 8), 前季风环流时期的EOF1反映了前季风环流南北向移动特征, 由时间系数分析1979—1996年前季风环流偏南, 其后前季风环流出现北移; EOF2中刻画了前季风环流上下移动的变化特征, 该环流上下向移动存在年际变化, 变动程度越来越小。夏季的风场距平EOF1分析中(图 9)高原南侧上空有支季风环流, 高原南侧上升气流增强, 反映了大尺度季风环流中的季风环流信号; EOF2中赤道到高原范围有Hadley环流异常, 高原南侧上升气流减弱, 该模态反映了季风环流中的Hadley环流信号。
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图 7 经圈环流流场EOF分析的第一模态(上)及相应的时间系数(下) Fig. 7 The first EOF mode of streamline of meridional circulation (up) and its time coefficient (down) |
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图 8 前季风环流流场距平场EOF分析(黑色流线) 红色流线为气候态场 Fig. 8 The EOF analysis of streamline anomaly of pre-monsoon circulation (black streamline). Red streamline is climatology of pre-monsoon circulation |
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图 9 夏季季风环流流场距平场EOF分析(黑色流线) 红色流线为气候态场 Fig. 9 The EOF analysis of streamline anomaly of summer monsoon circulation (black streamline). Red streamline is climatology of summer monsoon circulation |
春季高原南侧存在前季风环流, 由前季风环流强度与高原春季降水的相关系数[图 10(a)]可以发现, 前季风环流强度与春季高原中部及西南部降水有负相关关系, 而与高原东南部和北部地区存在正相关关系, 表明前季风环流增强, 春季高原中部和西南部降水减少, 而东南部和北部降水增加。夏季高原南侧为巨大的季风环流圈上升支控制, 夏季季风环流增强, 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[图 10(b)]。
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图 10 前季风环流强度与高原春季降水(a)及夏季季风环流强度与高原夏季降水(b)的相关系数分布 打点区域为通过95%置信水平检验 Fig. 10 Distribution of correlation coefficients between the pre-monsoon circulation intensity and precipitation in spring (a), the summer monsoon circulation intensity and precipitation in summer (b) over the Qinghai-Tibetan Plateau. The dotted areas with 95% confidence level |
高原南侧和东南侧分别存在着经向、纬向分量不同水汽流型的“转换”, 重要的水汽输送过程影响着高原、西北干旱区和长江中下游流域的降水分布以及极端灾害事件的形成与发展。进一步分析该地区局域经圈环流对水汽输送的影响可以发现(图略), 前季风与高原西南部水汽通量散度呈正相关关系, 与高原东部及北部地区呈负相关关系; 同时前季风与孟加拉湾西部的水汽通量散度存在显著的正相关。前季风偏强时, 高原西南部水汽辐散增强, 而高原东部及北部水汽辐合区辐合增强, 即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。前季风环流对经向、纬向水汽通量输送均存在一定影响, 结合经向、纬向水汽通量分析, 前季风环流增强时, 高原西南侧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。
由图 11的分析可以看出, 夏季季风环流增强, 高原西南部、印度东部及孟加拉湾西部水汽辐合增强, 孟加拉湾东部水汽辐合减弱, 基于整层水汽通量输送的气候场[图 11(a)], 高原西北部在夏季季风环流偏强时水汽辐散增强, 高原南部及南侧水汽辐合增强。由夏季季风环流强度与水汽输送通量经向分量以及纬向分量相关性分析, 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, 同时存在强的由印度洋向高原输送的西南向水汽输送通量。
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图 11 夏季整层水汽输送通量(矢量, 单位: kg·m·s-1)和整层水汽输送通量散度(等值线, 单位: ×105 kg·s-1)气候态分布(a)及夏季季风环流强度与夏季水汽通量散度(b)、夏季水汽输送通量经向分量(c)、夏季水汽输送通量纬向分量(d)的相关系数 打点区域为通过95%置信水平检验 Fig. 11 The climatology of water vapor transport flux (vector, unit: kg·m·s-1) and water vapor transport flux divergence (contour, unit: ×105 kg·s-1) in summer (a), distribution of correlation coefficients between the summer monsoon circulation intensity and the water vapor transport flux divergence (b), the meridional component of water vapor transport flux (c) and the zonal component of water vapor transport flux (d). The dotted area with 95% confidence level |
基于前季风环流高低值年对位势高度场和风场、速度势和辐散风场、水汽输送通量及水汽通量散度场进行合成分析(图略), 前季风偏强时高原南部低层辐散异常, 高层200 hPa有辐合异常, 出现下沉气流不利于高原主体的降水(高原北部情况相反), 同时该地区辐合的水汽有减弱异常, 相反高原东南部和北部相对于气候态有水汽辐合增强, 更有利于降水。
由图 12和图 13分析, 夏季季风环流偏强时, 低层高原西南侧有负位势高度异常, 低压系统增强, 高原南部和南侧存在低层辐合, 高层辐散异常, 表明该地区上升运动显著增强。由水汽输送合成分析可知, 孟加拉湾西部的南向水汽输送异常和印度北部及东部的西南向水汽输送异常, 使得高原南侧区域来自孟加拉湾和印度洋的水汽输送强烈增加, 同时该地区存在显著的水汽通量辐合异常, 高原南部也存在明显的水汽辐合异常, 即高原南部和南侧地区水汽通量输送及水汽通量辐合均显著增强, 为高原降水提供了良好的水汽条件, 加之在夏季季风偏强时期该地区上升运动增强, 高原南部降水将显著增加。
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图 12 夏季位势高度(等值线, 单位: gpm)和风场(矢量, 单位: m·s-1)的气候态(上)及夏季速度势函数(等值线, 单位: ×106 kg·s-1)和辐散风场(矢量, 单位: m·s-1)的气候态(下)分布 阴影区为青藏高原 Fig. 12 The climatology of geopotential height field (contour, unit: gpm) and wind field (vector, unit: m·s-1) in summer (up), and the climatology of velocity potential function (contour, unit: ×106 kg·s-1) and divergent wind (vector, unit: m·s-1) in summer (down). The shaded denote the Qinghai-Tibetan Plateau |
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图 13 夏季季风高低值年, 位势高度场(等值线, 单位: gpm)和风场(矢量, 单位: m·s-1)(a~c, 偏强年-偏低年), 速度势函数(等值线, 单位: ×106 kg·s-1)和辐散风场(矢量, 单位: m·s-1)(d~f)及整层水汽输送通量(矢量, 单位: kg·m·s-1)和整层水汽输送通量散度(等值线, 单位: ×105 kg·s-1)(g)的合成 阴影区为通过95%置信水平检验 Fig. 13 Composite analysis of geopotential height field (contour, unit: gpm) and wind field (vector, unit: m·s-1) (a~c), velocity potential function (contour, units: ×106 kg·s-1) and divergent wind (vector, units: m·s-1) (d~f), composite analysis of water vapor transport flux (vector, units: kg·m·s-1) and water vapor transport flux divergence (contour, units: ×105 kg·s-1) in summer between strong and weak summer monsoon years (g). The shaded with 95% confidence level |
通过分析高原南侧经圈环流变化特征及其对高原降水的影响, 得到以下主要结论:
(1) 高原南侧80°E—90°E范围内存在前季风环流、季风环流、Hadley环流的季节演变, 在1979—2015年期间, 前季风环流有-0.377 s-1·(10a)-1减弱的趋势, 季风环流出现显著的增强趋势达0.524 m·s-1·(10a)-1。而90°E—105°E范围内存在季风环流和Hadley环流两种经圈环流型的季节转换, 季风环流存在0.413 m·s-1·(10a)-1的增强趋势, 相对弱于80°E—90°E区域季风环流强度增强的气候变化趋势。
(2) 基于各经圈环流开始、结束时间的定义, 发现在80°E—90°E区域, 前季风环流建立的时间有推迟趋势而结束时间有提前的趋势, 其维持时间出现每10年-1.47候缩短的趋势。在90°E—105°E区域, 季风环流维持的时间出现增长的趋势, 相应的Hadley环流维持时间缩短。
(3) 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。前季风环流偏强时高原南部低层辐散异常, 高层200 hPa有辐合异常, 出现下沉气流不利于高原主体的降水(高原北部情况相反), 同时该地区辐合的水汽有减弱异常, 相反高原东南部和北部相对于气候态有水汽辐合增强, 更有利于降水。
(4) 夏季季风环流增强, 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。夏季季风环流偏强时, 高原南部和南侧存在低层辐合, 高层辐散异常, 该地区上升运动显著增强。孟加拉湾西部的南向水汽输送异常和印度北部及东部的西南向水汽输送异常, 使得高原南侧区域来自孟加拉湾和印度洋的水汽输送强烈增加, 同时该地区水汽通量输送及水汽通量辐合均显著增强, 为高原降水提供了良好的水汽条件, 加之在夏季季风环流偏强时期该地区上升运动增强, 高原南部降水将显著增加。
(5) 前季风环流偏强时, 高原西南部水汽辐散区辐散增强, 而高原东部及北部水汽辐合区辐合增强, 即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, 同时高原西南侧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, 高原西南部、南部及南侧、印度东部及孟加拉湾西部水汽辐合增强, 孟加拉湾东部水汽辐合减弱, 同时高原西北部水汽辐散增强, 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。
Chen J, Carlson B E, Del Genio A D. 2002. Evidence for strengthening of the tropical general circulation in the 1990s[J]. Science, 295(5556): 838–841.
DOI:10.1126/science.1065835 |
|
Chen S, Wei K, Chen W, et al. 2014. Regional changes in the annual mean Hadley circulation in recent decades[J]. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 119(13): 7815–7832.
DOI:10.1002/2014JD021540 |
|
Davis S M, Rosenlof K H. 2012. A multidiagnostic intercomparison of tropical-width time series using reanalyses and satellite observations[J]. Journal of Climate, 25(4): 1061–1078.
DOI:10.1175/JCLI-D-11-00127.1 |
|
Fu Q, Lin P. 2011. Poleward shift of subtropical jets inferred from satellite-observed lower-stratospheric temperatures[J]. Journal of Climate, 24(21): 5597–5603.
DOI:10.1175/JCLI-D-11-00027.1 |
|
Goswami B N, Krishnamurthy V, Annamalai H. 1999. A broad scale circulation index for the interannual variability of the Indian summer monsoon[J]. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 125(554): 611–633.
DOI:10.1002/(ISSN)1477-870X |
|
Hu Y, Zhou C, Liu J. 2011. Observational evidence for poleward expansion of the Hadley circulation[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 28(1): 33–44.
DOI:10.1007/s00376-010-0032-1 |
|
Koteswarm P. 1958. The easterly jet stream in the tropics[J]. Tellus, 10(1): 43–57.
DOI:10.3402/tellusa.v10i1.9220 |
|
Lu J, Vecchi G A, Reichler T. 2007. Expansion of the Hadley cell under global warming[J]. Geophysical Research Letters, 34(14): L06805..
|
|
Luo H B, Yanai M. 1984. The large-scale circulation and heat sources over the Tibetan Plateau and surrounding areas during the early summer of 1979. part Ⅱ:heat and moisture budgets[J]. Monthly Weather Review, 112(5): 966–989.
DOI:10.1175/1520-0493(1984)112<0966:TLSCAH>2.0.CO;2 |
|
Nguyen H, Timbal B, Evans A, et al. 2013. The Hadley circulation in reanalyses:Climatology, variability and change[J]. Journal of Climate, 26(10): 3357–3376.
DOI:10.1175/JCLI-D-12-00224.1 |
|
Oort A H, Peixoto J P. 1983. Global angular momentum and energy balance requirements from observations[J]. Advances in Geophysics, 25: 355–490.
DOI:10.1016/S0065-2687(08)60177-6 |
|
Oort A H, Rasmusson E M, 1971. Atmospheric circulation statistics[R]. NOAA: US Government Printing Office.
|
|
Scheff J, Frierson D. 2012. Twenty-first-century multimodel subtropical precipitation declines are mostly midlatitude shifts[J]. Journal of Climate, 22(12): 4330–4347.
|
|
Sohn B, Park S C. 2010. Strengthened tropical circulations in past three decades inferred from water vapor transport[J]. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 115(D15): D15112.
DOI:10.1029/2009JD013713 |
|
Trenberth K E, Solomon A. 1994. The global heat balance:heat transports in the atmosphere and ocean[J]. Climate Dynamics, 10(3): 107–134.
DOI:10.1007/BF00210625 |
|
Wielicki B A, Wong T, Allan R P, et al. 2002. Evidence for large decadal variability in the tropical mean radiative energy budget[J]. Science, 295(5556): 841–844.
DOI:10.1126/science.1065837 |
|
Wu G X, Tibaldi S. 1988. On a computational scheme for atmospheric mean meridional circulation[J]. Science Sinica Series B, 17(4): 442–450.
|
|
Wu G X, Zhang Y S. 1998. Tibetan plateau forcing an d the timing of the monsoon onset over south Asia and the south China sea[J]. Monthly Weather Review, 126(4): 913–927.
DOI:10.1175/1520-0493(1998)126<0913:TPFATT>2.0.CO;2 |
|
Zhao H, Moore G. 2008. Trends in the boreal summer regional Hadley and Walker circulations as expressed in precipitation records from Asia and Africa during the latter half of the 20th century[J]. International Journal of Climatology, 28(5): 563–578.
DOI:10.1002/(ISSN)1097-0088 |
|
Zhou B, Wang H. 2006. Relationship between the boreal spring Hadley circulation and the summer precipitation in the Yangtze River valley[J]. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 111: D16109.
DOI:10.1029/2005JD007006 |
|
陈秋士, 缪锦海, 李维亮. 1964. 1958年7月亚洲东南部西南季风区和太平洋信风区平均流场和平均经圈环流[J]. 气象学报, 9(1): 51–61.
|
|
黄荣辉. 1985. 夏季青藏高原上空热源异常对北半球大气环流异常的作用[J]. 气象学报, 43(2): 208–220.
|
|
李建平. 2001. 全球大气环流气候图集Ⅰ.气候平均态[M]. 北京: 气象出版社, 279.
|
|
敬文琪, 崔园园, 刘瑞霞, 等. 2017. 影响长江中下游夏季降水的青藏高原水汽抽吸作用和水汽路径的定量化研究[J]. 高原气象, 36(4): 900–911.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00084 |
|
龙治平, 2013.1948年以来Hadley环流边界位置与中国降水的关系[C]//中国气象学会2013年年会论文集, 南京: 中国气象学会2013年年会, 277-284.
|
|
罗四维, 符二选. 1985. 不同下垫面对东南亚6月环流及降水影响的数值分析[J]. 高原气象, 3(增刊): 121–134.
|
|
罗四维, 李维京, 汤筑强. 1986. 青藏高原及其邻近地区反照率变化对5月东亚环流影响的数值对比分析[J]. 高原气象, 3(3): 236–244.
|
|
罗四维, 吕世华, 孙莉叶. 1984. 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[J]. 高原气象, 3(4): 1–13.
|
|
马杰, 李建平. 2007. 冬季北半球Hadley环流圈的增强及其与ENSO关系[J]. 自然科学进展, 17(11): 1524–1531.
DOI:10.3321/j.issn:1002-008x.2007.11.009 |
|
钱正安, 吴统文, 梁潇云. 2001. 青藏高原及周围地区的平均垂直环流特征[J]. 大气科学, 25(4): 444–454.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2001.04.02 |
|
秦育婧, 2009.全域和局域哈德莱环流气候及异常特征再揭示及应用初探[D].南京: 南京信息工程大学, 1-144.
|
|
孙瑾, 2008a.春季青藏高原南侧前季风环流圈的季节和年际变化及与东亚夏季风的关系[D].北京: 中国气象科学研究院, 1-66.
|
|
孙瑾, 李维京, 韩荣青, 等. 2008b. 春季高原南侧低层前季风经圈环流特征分析[J]. 高原气象, 27(5): 933–940.
|
|
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 |
|
吴国雄, StefanoT. 1988. 平均经圈环流在大气角动量和感热收支中的作用[J]. 大气科学, 12(1): 8–17.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1988.01.02 |
|
吴国雄, 张永生. 1998. 青藏高原的热力和机械强迫作用以及亚洲季风的爆发Ⅰ:爆发地点[J]. 大气科学, 22(6): 825–838.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1998.06.03 |
|
吴国雄, 张永生. 1999. 青藏高原的热力和机械强迫作用以及亚洲季风的爆发Ⅱ:爆发时间[J]. 大气科学, 23(1): 51–61.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1999.01.07 |
|
邢楠, 周海, 尚可政, 等. 2010. 青藏高原上空经向环流与新疆干旱的关系[J]. 干旱区资源与环境, 24(12): 121–127.
|
|
杨广基, 王兴东, 叶笃正. 1979. 东亚和太平洋地区上空的平均垂直环流(二)冬季[J]. 大气科学, 12(4): 299–305.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1979.04.01 |
|
杨伟愚, 叶笃正, 吴国雄. 1992. 夏季青藏高原热力场和环流场的诊断分析Ⅱ:环流场的主要特征及其大型垂直环流场[J]. 大气科学, 16(3): 287–301.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1992.03.05 |
|
叶笃正, 杨广基, 王兴东. 1979. 东亚和太平洋上空平均垂直环流(一)夏季[J]. 大气科学, 3(1): 1–11.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1979.01.01 |
|
叶笃正, 朱抱真. 1958. 大气环流的若干基本问题[M]. 北京: 科学出版社.
|
|
张长灿, 李栋梁, 王慧, 等. 2017. 青藏高原春季地表感热特征及其对中国东部夏季雨型的影响[J]. 高原气象, 36(1): 13–23.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00028 |
|
周波涛, 王会军, 2007.长江流域夏季降水中的Hadley环流信号[C]//中国气象学会2007年年会论文集, 广州: 中国气象学会2007年年会, 313-327.
|
2. Nanjing Jiangning Meteorological Bureau, Nanjing Jiangning 211100, Jiangsu, China