亚洲夏季风爆发早晚的新前兆信号:冬季南极涛动

亚洲夏季风最早于5月上旬和中旬分别在中南半岛和南海爆发.统计分析的结果显示,其爆发早晚的前兆信号最早可追溯至冬季南半球中、高纬度的大气环流的异常,即南极涛动.冬季南极涛动偏强会造成初春南半球中纬度地区副热带高压带偏强,低纬地区赤道辐合带加深,从而使南半球中纬度和热带地区的气压梯度力加大,促使3～4月份索马里越赤道气流较早建立并偏强.受科氏力作用,索马里急流增强并越过赤道后,赤道印度洋西风也偏强,有利于孟加拉湾和南海地区低层辐合的加强和对流的活跃,并使西太平洋副高偏弱且较早东撤出南海,造成亚洲夏季风爆发偏早.反之,当冬季南极涛动偏弱时,南半球副热带和热带之间的气压梯度力偏小,索马里越赤道气流偏弱,赤道印度洋西风也偏弱,孟加拉湾和南海对流偏弱,南海上空副高偏强且东撤时间偏晚,亚洲夏季风爆发偏晚.这一结果在过去研究成果基础上进一步拓延了基于南半球大气环流信号预测亚洲夏季风的时效,并可作为一个新的前兆信号在业务中应用.     

东亚季风演变与对流层准两年振荡

对流层准两年振荡(TBO)是20世纪80年代后期揭示出的新现象, 其机理尚未完全搞清楚. 用ECMWF逐日格点再分析资料(1961~2000年)以东亚季风为研究对象, 首先选取对东亚冬季风和夏季风都具有一定表征能力的区域, 根据风场(东北-西南向风速)定义了一个冬、夏季统一的通用东亚季风指数(EAMI), 它既可描写东亚冬季风, 也可以描写东亚夏季风, 还能反映东亚冬季风和东亚夏季风之间的转换特征. 进一步分析发现, 东亚冬季风和东亚夏季风的变化之间有很好的联系. 一般, 强东亚冬季风活动有利于其后东亚夏季风偏强; 反之, 弱东亚冬季风活动则有利于其后东亚夏季风偏弱. 但是, 强(弱)东亚夏季风活动却有利于其后东亚冬季风偏弱(强). 因此, 东亚季风异常的这种循环变化特征, 也就是东亚夏季风与东亚冬季风的相互作用可以认为是导致东亚地区出现TBO的一个重要机制.     

赤道西太平洋冬季环流对南亚夏季风的滞后影响

基于月平均NCEP/NACR（美国国家环境预报中心和国家大气研究中心）再分析资料（1958-1997年），通过合成、相关以及统计显著性检验方法，研究了赤道西太平洋区域冬季环流状况与后期南亚夏季风环流变化的关系。结果表明，冬季赤道西太平洋区域气候变化将对后期南亚季风产生显著的影响，并且，这种滞后影响随着季节的推移明显具有北移西伸的特征。冬季赤道西太平洋海平面气压异常偏高（低），同期，在西北太平洋海域存在反气旋（气旋）环流异常，随着时间的推移，该反气旋（气旋0环流异常向东北方向移动，并且东西方向的轴线进一步伸长，致使其南部的东风（西风）异常不断北移并且向西扩展到印度半岛附近，进而导致南亚夏季风偏弱（强）。     

中世纪暖期、小冰期与现代东亚夏季风环流和降水年代-百年尺度变化特征分析

利用气象仪器观测资料、降水和温度代用资料以及气候模拟结果, 综合分析近1000年东亚夏季风区海陆热力差异和降水的年代际、百年际尺度变化规律, 对比了现代、小冰期和中世纪暖期东亚季风环流和降水的基本特征, 以及与太阳辐照度和全球气候变化的联系, 得到以下结论: 在近150 年里, 用东亚陆地与其周边海域大气温度差异指示的东亚夏季风环流与降水呈现出显著的年代际波动特征, 并且在过去50 年全球增暖最快时期东亚季风偏弱; 在百年尺度上, 中世纪暖期东亚夏季风环流是过去1000 年里最强时期, 而在1450~1570 年期间东亚夏季风是过去1000 年里最弱的时期; 对应于偏弱的东亚夏季风环流, 中国东部季风雨带总体上位置偏南, 伴随着华北降水偏少、长江降水偏多(即“南涝/北旱”型)异常分布特征; 从20 世纪初到20 世纪20 年代, 降水呈现出长江流域偏少、华北偏多的反“南涝/北旱”型特征; 与中世纪暖期相比, 在1400~1600 年期间发生的是一个更长时间尺度的“南涝/北旱”现象; 此外, 东亚夏季风环流和降水变化与全球气温变化的趋势有不同步特征, 在近150 年里, 尽管全球和中国区域表面年平均气温显著增加, 但是东亚季风环流和降水没有表现出一个增强或者减弱趋势, 在过去1000 年里东亚夏季风最弱时期要比北半球最冷时期出现的早, 并与太阳辐照度的最弱时期相对应.     

南海夏季风的年际变化及其对我国长江流域洪水的影响

南海夏季风对于我国长江流域的洪涝灾害有着重要的影响,本文利用1980～1989年的资料,系统地探讨了南海夏季风的年际变化、副热带高压强度指数和最大洪峰流量之间的关系.结果表明:在强南海季风年,夏季西太平洋副高强度较正常年偏弱,副高脊线的位置偏北,使得汛期长江中下游及淮河流域的最大洪峰流量偏小;在弱南海季风年.夏季西太平洋副高强度偏强,副高脊线的位置偏南,汛期长江中下游及淮河流域的最大洪峰流量偏大.发生洪水灾害的频率较高.这一结果为开展长江流域洪水预报提供了可靠的理论依据.     

江淮梅雨建立的年际变化及其前期强影响信号分析

江淮梅雨建立具有显著的年际变化特征. 利用NCEP/NCAR再分析数据集以及NOAA提供的全球射出长波辐射和扩展重建海温等资料研究了梅雨建立的年际变化及其前期强影响信号, 并探讨了该信号影响梅雨建立年际变化的可能机制. 结果表明, 前期中太平洋ENSO(CP-ENSO)事件是影响梅雨建立年际变化的强信号, 该信号具有较好的短期气候预测准确率和实用性. 当前期冬季2月和春季呈现CP-ENSO暖(冷)位相时, 梅雨建立最有可能偏晚(早). CP-ENSO主要是通过EAP(或JP)遥相关型影响梅雨建立, 其中位于热带西北太平洋的反气旋环流起着重要作用. CP-ENSO暖(冷)位相年, 热带暖湿气流向江淮流域输送偏晚(早), 赤道附近的中太平洋地区海温产生正(负)异常, 通过海气相互作用, 使得西太平洋副高北跳和印度西南季风建立偏晚(早), 东亚上空大气环流由春到夏的季节性转换因而偏晚(早). 大气环流季节性转换和热带暖湿气流向江淮流域输送偏早(晚)是江淮梅雨建立偏早(晚)的主要原因.     

大西洋海温异常在ENSO影响印度-东亚夏季风中的作用

利用1979～2007年的海温和热通量以及风场资料分析了与ENSO相关的热带北大西洋海温变化的机制及其与印度-东亚夏季风环流的关系,结果表明热带北大西洋夏季海温和前冬Nio3区海温具有显著正相关,它与同期印度-东亚季风区大气环流的相关显示了类似于ENSO成熟次年夏季季风环流异常的分布特征.热带北大西洋海温和ENSO的同号相关主要归因于大西洋大气对ENSO的遥响应所导致的潜热通量和短波辐射的贡献.耦合模式的试验结果显示,在考虑大西洋海温变化的情况下,模式能够再现ENSO成熟次年印度-东亚季风区大气环流异常的主要特征,如位于西北太平洋的反气旋环流以及与此相联系出现在中国东南部的南风异常.若大西洋指定为气候海温,耦合模式中西北太平洋上空的环流异常与观测结果出现较大差异,如反气旋的位置东移、中国东南部出现北风异常.进一步分析显示大气对热带北大西洋暖海温的Kelvin波响应使异常东风从印度洋延伸到西太平洋.异常东风产生负涡度同时通过Ekman效应在南海和孟加拉湾地区产生辐散的东北风,导致对流减弱从而形成反气旋环流.本文的结果表明,与ENSO相关联的大西洋海温异常在ENSO-季风关系中具有重要的作用.     

热带西太平洋环流及其季节变化

利用由GFDL的MOM3海洋环流模式和NODC的XBT数据库生成的全球海洋同化数据,分析了热带西太平洋环流及其季节变化.同化数据所反映的环流结构和平均流速流量与已知观测结果非常吻合.同化数据算得的北赤道流、棉兰老流、黑潮源地以及140°E以西的北赤道逆流等的流量基本上都表现出春强秋弱的季节变化特征,尽管彼此之间还存在少许位相差.由于两个热带流涡季节循环之间存在位相差,北赤道逆流还有半年振荡.与其上游的棉兰老流和新几内亚沿岸流不同的是,印度尼西亚贯通流在夏季东南季风期间较强,表明其季节变化深受季风影响.     

中等强度ENSO对中国东部夏季降水的影响及其与强ENSO的对比分析

选取1979年以来6次主要ENSO事件, 并按其强度划分为强和中等强度, 合成分析了ENSO对东亚夏季风和中国东部夏季降水的影响, 发现ENSO的影响随夏季季节进程有明显变化, 6月影响较弱而8月影响最强, 这显示ENSO的影响有很长的滞后效应. 此外, 强ENSO造成的环流和降水异常强度大, 影响开始的时间也较早, 而中等强度ENSO的影响在8月才较为明显. 同时, 中等强度ENSO年的合成结果显示, 中国东部夏季降水为北方型, 这也与经典的ENSO型降水分布有很大差异. 在合成分析的基础上, 选取2个相似的中等强度ENSO年(1995和2003年)做进一步的对比分析, 发现在6~7月期间, 亚欧大陆中高纬度环流和南半球环流的变化可在相当程度上调制东亚夏季风环流对中等强度ENSO的响应, 并进而在中国东部形成不同的降水分布. 与1983年的强ENSO事件对比表明, 强ENSO不仅造成中国东部夏季降水异常, 而且能进一步控制其他因子对东亚夏季风的影响, 这与中等强度ENSO是不同的.     

2018/2019年冬季江南超长连阴雨天气特征及其成因

2018/2019年冬季,我国长江以南(简称江南)地区发生了超长连阴雨天气.区域平均有效降水日数长达51 d,打破了1981年以来的最高纪录,造成了极大的社会影响.本研究利用JRA55再分析资料,通过诊断分析,指出2018/2019年冬季中部型El Ni?o导致的江南地区异常低空水汽辐合和东亚冬季风次季节变化异常活跃,是造成此次江南地区超长连阴雨天气的主要原因.一方面,受此次中部型El Ni?o影响,西太平洋副热带高压异常偏强西伸,为江南地区的持续性降水异常提供了稳定的异常暖湿背景.另一方面,东亚冬季风准双周活动的异常偏强是江南地区超长连阴雨天气的维持条件.当冬季风偏强时,中、高纬度冷空气向南输送至江南地区,触发了局地强降水过程;而当冬季风偏弱时,副热带地区的大气东传低频波列活跃,当该波列到达青藏高原后,在高原大地形的机械阻挡作用下,加强了江南地区上空的动力抬升,并引发弱降水过程.与历史事件相比, 2018/2019年冬季江南地区的低空水汽辐合最强,东亚冬季风次季节显著周期最长,两者均达自1981年以来的极值.因此,江南地区次季节强、弱降水过程的交替出现,最终造成了此次当地的超长连阴雨天气.     

纵向岭谷作用下的怒江跨境径流量变化及其与夏季风的关系

以怒江跨境径流量观测数据、NCEP/NCAR的U场、V场和NOAA的OLR场资料为基础,应用统计分析方法研究了纵向岭谷作用下的怒江跨境径流量变化及其与夏季风的关系.研究表明:怒江跨境径流量主要集中在纵向岭谷区的湿季或雨季(5~10月),其中又以夏季或汛期(6~8月)为最多.怒江的跨境径流量变化从20世纪70年代以来表现出了一种显著增多的时间演变趋势,特别是在20世纪80年代以来的这种增加趋势是十分显著的.夏季怒江跨境径流量与较低层东西风分量的相关性不显著,与较高层东西风分量的相关性显著,与较低层和较高层南北风分量的相关性都是显著的,与OLR场的负相关性也是显著的.同时考虑动力学因子和热力学因子而建立的夏季风指数MI2的年际变化,能在一定程度上较好地反映出纵向岭谷区怒江流域西南季风环流系统的活动和变化,即指数MI2越大,则对应的夏季风环流系统的活动就越强,这时有利于夏季怒江跨境径流量的增加;反之,指数MI2越小,则对应的夏季风环流系统的活动就越弱,这时则不利于夏季怒江跨境径流量的增加.     

行星尺度纬圈平均风扰动的传播与南北极涛动

全球大气变量可以物理分解为纬圈和时间平均的气候对称部分、时间平均的气候非对称部分、行星尺度纬圈平均的瞬时对称扰动和天气尺度瞬时非对称扰动.本文分析了对流层顶行星尺度经、纬向风扰动在季节内和年际尺度上的变化,及其与厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)、北极涛动(AO)和南极涛动(AAO)之间的关系.结果表明,来自热带对流层顶的年际行星尺度纬向风扰动与赤道ENSO循环有联系,并通过异常的经圈环流传播到副热带、中纬度和极锋对流层顶.来自热带对流层顶的季节内(40~60 d)行星尺度纬向风扰动也可以通过异常的经圈环流向赤道外传播到副热带和中纬度.来自两半球极地对流层顶的大气季节内行星尺度纬向风扰动可以向高纬度传播.AO和AAO是这些行星尺度环流扰动在中高纬度传播与叠加的结果.     

1986年南海季风海-气界面热量交换

为探索南海与季风相互作用, 用观测资料, 计算了1986年南海季风海气界面热量交换值. 结果: 南海夏季风爆发及其控制南海时, 位于(20.49°N, 114.14°E)附近海域, 在热带辐合带和热带气旋系统内, 海气界面热量交换强烈, 潜热迅速跃升, 1986年5月23日在台风系统内, 感热出现正值, 海洋向大气输送热量是主要现象, 主要贡献来自潜热. 夏季风控制南海天气晴好时, 海面温度虽然较高, 感热却出现负值, 大气向海洋输送热量是主要现象, 主要贡献来自海面吸收的短波辐射和感热, 结果与闫俊岳等的不同. 夏季风结束后, 南海受东北季风控制时, 海气界面热量交换非常强烈, 南海对大气加热是主要现象, 主要贡献来自潜热, 冷空气到达海面时, 感热量值迅速跃升均为正值. 结论: 南海海气界面热量交换的变化与海面温度变化趋势不一致, 季风控制南海时, 南海对夏季风响应为主.     

重建千年东亚夏季风干湿分布型指数

利用中国气象局整编的中国1951~2008 年160 站月平均降水量和美国NCEP 再分析月平均风和湿度资料, 建立了我国东部地区夏季干湿分布型与东亚夏季风向北推进的关系. 利用王绍武建立的公元950 年以来的我国东部历史时期6 种夏季干湿分布型, 重建了过去千年东亚夏季风干湿分布型指数序列. 高(低)指数指示东亚夏季风气流偏强(弱), 推进位置偏北(南), 对应北方(南方)降水偏多的分布型. 东亚季风干湿分布型指数具有60~70 年的周期性年代际变化. 过去千年中, 我国北方出现过连续10 年的区域湿润期和连续10 年以上的区域干旱期. 当前东亚夏季风干湿分布型指数正处于年代际的低谷时期, 对应着我国南方降水偏多,北方降水偏少的分布格局.     

南半球对流层上层纬向风与东亚夏季风环流

研究了南半球对流层上层纬向风和东亚夏季风在年际变化尺度上的关系, 用150百帕60°S和30°S之间的纬向平均的纬向风差值(ISH)可以很好地代表南半球纬向风的年际变化. 结果发现: ISH和东亚夏季风环流在年际变化尺度上有非常显著的负相关关系. 研究揭示: 从南半球到热带区域的纬向风的径向遥相关型(主体在东半球)可能是这种关系的主要内在原因. 通过这种遥相关型使得风场和气压场发生改变从而影响东亚夏季风环流; 另外, 与ISH相关连的欧亚大陆区的异常遥相关波列也是一个重要的机制. 而且ISH和东亚夏季风环流的关系有同时性, 也有非同时性. 因此这种关系的存在一定意义上也具有预测价值.     

亚洲-太平洋涛动变化与北太平洋海温异常的联系

通过对观测资料的分析, 初步探讨了夏季(6~8月平均)亚洲-太平洋涛动(APO)变化和北太平洋海表温度(SST)异常的关系, 发现APO强弱的年际变化与北太平洋SST之间存在显著的正相关关系(1954~2003年间年际变化的相关系数为0.58). 夏季APO偏强(弱)时, 北太平洋SST往往偏高(低). 与APO异常相关联的动力和热力条件佐证了APO和北太平洋SST的同位相变化关系. 当APO处于正位相时, 高空东亚西风急流减弱, 北太平洋对流层低层为异常反气旋型环流控制. 此外, 北太平洋区域感热潜热通量出现负异常, 海洋得到热量, 同时, 暖水向北的异常平流输送增强. 这些变化均有利于北太平洋SST增暖, 反之亦然.     

副高脊面反转与亚洲夏季风爆发可预测性分析

利用NCEP/NCAR再分析资料揭示了副高脊面反转、季节转换轴建立与亚洲夏季风爆发的关系.基于脊面附近经向温度梯度指数,从理论上分析了季风爆发的可预报性.结果表明,在已知初始经向温度梯度、局地温度变率经向差异的情况下,可以提前对季风爆发迟早做出定性预测.     

春季北极涛动对南海气候的影响

利用1979~2013年月降水量和NCEP再分析大气环流资料,分析了春季(3~5月)北极涛动对南海气候变率的可能影响.结果表明,春季南海多气候要素主导模态的时间系数与同期北极涛动指数相关系数达?0.4,超过95%的信度水平,二者反位相的特征在年际尺度上更加明显.当北极涛动指数为正异常时,西太平洋副热带高压减弱,热带西太平洋有异常气旋式环流,南海地区偏南风减弱,南海大部分地区降水增多,北部到华南地区降水减少,北极涛动指数为负异常时情况则相反.北极涛动可由两条途径影响南海地区气候,一是通过青藏高原南侧西风急流的波列,二是通过北太平洋西风急流区南北侧的偶极型环流异常.南海地区环流和气候的异常与这两条途径的相对强弱和配置有关,当高原南侧波列异常偏强同时北太平洋偶极型异常偏弱时,二者共同作用可增强西太平洋副热带高压和南海地区异常反气旋环流,导致降水的显著减少.当北极涛动指数为正异常时,北太平洋偶极型南支的气旋还可触发热带地区海气相互作用间接影响南海气候.     

对东亚季风研究的新发展

研究冬夏季风的产生原因和发展过程以及它同冷热水旱的关系,对了解气候的形成、天气的特点、大气环流的季节变化特征和冷热旱涝的长期預报,都有相当重要的意义。形成季风現象有两种說法。比較古典的說法,认为季风是由海陸冷热不同的季节变化所产生的。另一种說法是1950年左右才提出来的,他們說地球表面上所以发生季风現象,主要是由于地球表面东风带西风带和极地东风带(行星风带)的位置发生季节移动。自冬到夏,风带向北位移,当东风带移到西风带时(或者相反),就产生西风(或东风)变成东风(或西风)的現象,海陸分布的不同,只是把风带季节位移所产生的季风現象加以一定程度的改变,而不是改变风向的主要原因。我們信为季风是海陸分布、行星风带和     

南海北部造礁珊瑚氧同位素的年际和年代际趋势变化及其影响因素

从海南岛东岸采集了Porites lutea和P.lobata两种滨珊瑚个体，沿其生长轴线以每年25～28个样品的分辨率取样并进行氧同位素分析，目的是研究滨珊瑚骨骼氧同位素组成在季节、年际和年代际3个时间尺度上的变化与季风气候的联系．分析结果表明，滨珊瑚的δ^18O值季节和年际变化在冬季风盛行的季节里主要受表层海温（SST）控制，而在夏季δ^18O值与表层海水盐度（SSS）显示较好的相关性．海水的盐度和同位素分析结果显示，它们都与夏季风降水的大小相关，指示着夏季风降水对海水和珊瑚氧同位素组成年际变化决定性作用．冬、夏季风从时间上独立地对珊瑚氧同位素的控制，使我们可能通过同一序列的记录来重建冬、夏季风的变化．在年代际尺度的趋势变化上珊瑚万δ^18O值与大区域的盐度变化相一致，并且与当地降水关系不大，可能说明了珊瑚万δ^18O值年代际变化受大区域海洋环流和水文气候影响，是大区域季风降水、蒸发及其与太平洋海水交换等因素综合作用的结果．