英语原文共 10 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

东亚冬季风对中国东南部降水的影响及其动力学过程

周连童

季风系统研究中心，大气物理研究所，中国科学研究院，北京，中国

摘要：本研究探讨了东亚冬季风（EAWM）对中国东南部（包括华南和中国中东部）冬季（1月，2月和3月或简称为JFM）降水的影响及其动力过程。利用1951-2003年的台站观测资料和1958 -2002年的ERA-40再分析资料进行处理分析，发现中国东南部EAWM和JFM降水的年际变化存在显著相关性。分析表明，在EAWM较弱的年份，700 hPa的距平场在西南方向控制南海，向中国东南地区输送更多水汽，有利于降雨增加。与此同时，东亚西风急流削弱南撤，有利于中国东南部上升运动的增强。中国东南部的气温在300 hPa时显著下降，在地表附近有所增加。这增强了对流不稳定性并削弱了位涡（PV），这就解释了中国东南部上升运动的加强和JFM降水的增加。此外，EAWM对厄尔尼诺〜南方涛动（ENSO）影响独立于中国东南部JFM降水。此外，中国中部地区的降水异常与东亚冬季风的关系比华南地区更为密切。

版权2010皇家气象学会。

关键词：EAWM;降水;对流不稳定;位涡。

一.引言

东亚冬季风（EAWM）是全球气候系统的一个重要子系统。而EAWM则受厄尔尼诺〜南方涛动（ENSO），北大西洋涛动（NAO），北太平洋涛动（NPO）等因素的影响（Li，1990; Wu and Huang，1999; Chen et al。 2005; Wang等人，2007,2008,2009a，2009b）。 EAWM最突出的特征是沿着西伯利亚高地东侧和东亚海岸强烈的的东北风，和500 hPa位于日本上空的大槽。在200 hPa，其主要特征是位于日本东南部的东亚急流，这与强烈斜压性，大风垂直切变和强冷空气平流有关（Boyle和Chen，1987; Lau和Chang，1987; Ding，1994; Wu和Chan，1995; Compo等，1999; Chen等，2000; Wang等，2010）。在热带地区，强烈的对流发生在海洋大陆上（Ramage，1975; Chang et al。，2006）。广泛的积云对流为大气提供大量的潜热，它被认为是全球大气中最活跃的热源之一，同时在北方冬季的大气环流中起着重要作用（Chang et al。，2006）。寒潮激增了海洋大陆的热带对流活动，通过观测发现其特点是强东北风深入赤道地区（Chang et al。，1979; Lau and Chang，1987）。寒潮本应是中纬度和热带互动的重要环节。冬季风通过热带-温带相互作用（Yang et al.，2002）将其影响扩展到行星和全球尺度。

中国东南部的降水变率已被广泛研究（Chang等，2000; Wu等，2003; Zhou and Huang，2003; Chan等，2004; Chan and Zhou，2005; Xin等，2006 ; Wan等人，2009; Zhou和Wu，2010; Zhou等人，2010）。大多数研究集中在冷季与降水和海表温度（SST）之间的关系上。异常东亚冬季风可能引起东亚地区的环流变化（Ji et al。，1997; Chen and Sun，1999; Chen et al。，2000; Huang et al。，2003; Chan and Li，2004; Wang et al。，2010 ）。此外，降水异常落区与中国的EAWM密切相关（Sun and Sun，1994; Chen et al。，2000），其结果表明EAWM的变化后续对中国夏季降水有影响。然而，EAWM对中国东南部冬季降水的影响很少被研究。 Zhou和Wu（2010）指出EAWM与中国降水密切相关，其结果表明弱的EAWM对应于南海上空的异常西南风，引起了异常的水汽辐合和向上运动，从而增强了中国东南部的降雨。因此，在这项研究中，EAWM指数（EAWMI）与12月至5月的降雨之间的相关性已经被检查（数字未显示）。本研究发现，1月，2月和3月EAWMI与中国东南部降雨存在显着正相关（为了简化JFM）。此外，中国东南部的JFM降雨量最多，占年降水总量的20％以上（图1（b））。此外，另一个降水中心位于中国西北部，位于非季风区，因此其机制与东南地区不同。在目前的研究中，中国西北地区降水异常的原因将不会被分析。此外，对于东南亚的中国来说，农业的生长季不仅涵盖了暖季，也有寒冷季节。因此，冬季降雨对农业生产活动有一定的作用。因此，本研究的目的是通过台站观测资料和ERA-40再分析资料，分析EAWM对中国东南部JFM降水的影响及其动力学过程，研究使用了位涡（PV）理论。

本文的组织如下：第2节描述了本研究中使用的数据集。在第3节中，分析了EAWM与中国JFM降雨的相关性。第4节介绍了与EAWM相关的环流异常。第5部分考察了EAWM对温度的影响。第6节讨论加热变率对中国东南部降水影响的动力学过程。第7节研究消除ENSO影响的作用。总结在第8节。

2.数据

本研究利用国家气象信息中心提供的1951-2003年期间中国160个台站（图1（a）中的160个台站分布）的逐月降水量资料。这些台站观测资料由中国气象局在整个观测期内始终运行记录得出。在目前的研究中，中国东南部50个地区的分布情况也显示在图1（a）中。

研究期涵盖了几十年，与此同时，NCEP/NCAR再分析和ERA-40再分析为连续数据提供了选择。可惜的是，研究期间发现NCEP/NCAR再分析具有较大的虚假变化（Yang et al。，2002; Inoue and Matsumoto，2004; Wu et al。，2005; Zhou and Huang，2010a）。因此，本研究使用欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的2.5°times;2.5°网格的ERA-40再分析的月平均风，温度和PV（Gibson等，1997; Uppala， 2002年）资料，时间尺度涵盖1958-2002年。Ninomacr;-3.4海温来源于MET Hadley中心1°times;1°格点的月平均SST资料，涵盖1900〜2008年（Rayner等，2003）。

图1. 160个台站的降水分布（a）（1表示中国东南部的一个台站）和年度总数的百分比JFM的降雨（b）。该图可以在wileyonlinelibrary.com/journal/joc上在线获取

3. EAWM对中国东南部JFM降水的影响

本研究使用陈等人（2000年）定义的EAWMI。该指数通过求东海区域（25-40°N，120-140°E）和南海区域（10-25°N，110-130°E）平均的10米经向风。 EAWMI显示在图2（a）。请注意，EAWMI的正值表示EAWM的减弱，而负值表示EAWM的增强。从图2（a）中可以看出，除了年际波动之外，EAWMI在1980年代中期还有一个年代际变化。根据图2（a）和根据标准确定的正/负EAWM异常情况，标准偏差超过plusmn;0.5则定义为异常年份。因此，选定的正EAWM异常情况是：1958年，1960年，1966年，1969年，1973年，1979年，1983年，1987年，1991年，1992年，1997年和1998年（共12例）。相反的情况是：1963年，1965年，1968年，1970年，1971年，1972年，1974年，1976年，1977年，1984年，1989年和1996年（共12起）。正和负的异常对应于较弱和较强的EAWM情况。基于正，负EAWMI的JFM 700 hPa风场异常的构成如图3所示。从气候的角度看，EAWM在中国东部对流层低层显示出明显的西北风分量（图3（a））。在EAWM较弱的年份，一个突出的特征是异常的反气旋环流占主导地位，位于北太平洋西部，在南海有明显的南风异常（图3（b））。这些异常风基本上增强了中国东南部的水汽供应。这些导致了中国东南部JFM降雨量的增加。然而，在东亚夏季风强烈的年份，主要的东北风场异常主要控制南中国海，这不利于该地区降水量的增加（图3（c））。为了进一步研究与中国东南部降水有关的EAWM，基于强EFEM和弱EAWM的垂直速度和水汽辐合组成如图4所示。强EAWM对应于异常水汽散度（对应于正值）和向下运动（对应正值），从而减少中国东南部的降雨量（图4（a）和（b））。然而，弱EAWM对应于中国东南部的异常湿度辐合（对应负值）和向上运动（对应负值），从而增强了降水（图4（c）和（d））。因此，EAWM对中国东南部的降雨有影响。

EAWM对中国东南部降水的影响通过中国EAWMI和JFM降水之间的回归和相关分析来描述。为了排除年代际变化的影响，在计算1958-2002年期间的相关和回归之前，已经从原始EAWMI异常中消除了回归的线性趋势线。图5显示了中国EAWMI和JFM降水之间的回归和相关性。中国东南部（包括华南和中国中东部）有显著的正相关区，黑色阴影区表示相关性显着高于99％的置信水平。此外，回归结果显示华南地区雨量最多。这表明，当EAWM减弱时，JFM降雨量在华南和中国中东部增加，反之亦然。此外，1958-2002年EAWMI（图2（a））和中国东南部平均JFM降水的相关系数（图2（b））达到0.6，高于99％的置信水平。

（a）

(b)

图2.中国东南部EAWMI标准化时间序列（a）和JFM降水的标准化时间序列（b）。 EAWMI的正值表示EAWM的减弱，负值表示EAWM的增强。

(a)

(b)

图3 700 hPa下的风场气候平均值（a）和EAWM异常弱年（b）和异常强年（a）700 hPa的JFM风场的距平合成（单位：m·s-1）。气候月平均值以1961-1990年为基础。

1. (c)

1. (d)

图4.基于异常强年的EAWM的水汽辐合（积分1000-100hPa）（单位：102·gm-2 s-1）（a）和700hPa垂直速度（单位：102·Pa s-1）(b).基于异常弱年的EAWM的（c）和（d）与（a）和（b）相同。气候月平均值以1961-1990年为基础。

4. EAWM对东亚环流变率的影响

降水变率与大气环流变化密切相关。为了了解中国东南部JFM降水的变率，，通过对1958-2002年EAWMI的回归分析来描述EAWM对东亚大气环流的影响。图6分别显示700 hPa风速，700 hPa垂直速度和200 hPa风场异常。下面描述的异常对应于强的EAWMI或弱EAWM。

图6（a）显示一个突出的特征是北太平洋西部的异常反气旋。这个异常反气旋的西北侧是中国东南沿海的异常西南风。这些异常风大大增强了中国东南部的水汽供应。这些都与中国东南部JFM降雨增加有关。 Li等人（2005）指出强（弱）的EAWM可能不仅导致赤道西太平洋异常西风（东风）的出现，而且还会导致菲律宾东部异常气旋（反气旋）的循环。目前的结果与李等人（2005）的意见一致。由于东亚冬季风的减弱，中国东南部出现了上升的异常（对应负值），这有利于该地区降雨量的增加。相比之下，北太平洋西部则出现下沉的异常（图6（b））。在200 hPa（图6（c））中，一个突出的特征是中国东南部的气旋异常，这个异常气旋的北侧和南侧分别存在显着的异常东风和西风带。这表明，在弱的EAWM年东亚西风急流减弱并向南转移，这导致中国东南部降水量增加（Lin and Lu，2009）。

为了评估EAWM对中国东南部降水的影响，分析了基于降水异常的异常环流合成。根据图2（b）和标准偏差超过plusmn;0.5的标准确定了正异常降水和负异常降水情况。因此，选定的正异常降水情况为：1959,1969,1975,1980,1983,1985,1989,1990,1991,1992,1996,1997和1998年（共13）。否定的情况是：1962年，1963年，1965年，1971年，1974年，1976年，1977年，1984年，1986年，1999年和2002年（共11）。正负值异常对应着中国东南部降水的增减。图7分别显示了JFM 700 hPa风场，700 hPa垂直速度和200 hPa风场异常的合成，分别基于降水异常的增加和减少。一个突出特点是中国东南沿海地区出现了异常西南风，这与图6（a）（图7（a））相似。由于该地区雨量增加，中国东南部也出现上升的异常（对应负值）（图7（b））。在200 hPa上，一个突出特点是中国东南部气旋风异常（图7（c）），与图6（c）类似。

以上结果表明，中国东南部与降水有关的异常环流与EAWM有关。因此，EAWM和中国东南部JFM降水存在密切关系。

图5.中国JFM降水量与1958-2002年EAWMI标准化的关系（单位：mm）。气候月平均值以1961-1990年为基础。阴影和浅阴影区域分别表示相关性显著高于99％和95％置信水平。这个数字可以在线wileyonlinelibrary.com/journal/joc获取。

1. (a)

(b) (b)

1. (d)

图6. EAWMI与（a） 700 hPa风场（单位：m·s-1），（b）垂直速度场（单位：102·Pa·s-1），（c）200hPa风场（单位：m·s-1）的线性回归场 (1958年至2002年)。气候月平均值基于1961-1

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[23744]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word