夏季新疆降水异常与印度降水的关系

夏季新疆降水异常与印度降水的关系（共5篇）

夏季新疆降水异常与印度降水的关系 篇1

夏季新疆降水异常与印度降水的关系

利用1960-6～8月新疆75个气象站降水量、印度地区降水量和NCEP/NCAR再分析资料,分析了新疆夏季降水量与印度降水之间的关系,以及印度降水变化与新疆降水异常联系的可能的物理机制.研究表明.印度降水与新疆夏季降水量之间存在显著的反相关关系,它们之间的线性相关系数为-0.39.夏季印度降水变化与其西北侧的.西亚-中亚地区对流层平均温度呈显著正相关,从而与对流层高层南亚高压中心东西振荡和高压西部强弱,西亚地氏副热带西风急流(西亚急流)强度和南北位置振荡,500 hPa伊朗高压南北和东西振荡密切联系,夏季印度降水变化通过与这些影响新疆降水的系统联系而与新疆夏季降水呈显著的反相关关系.Eliassen-Palto通量(EP通量)的动力学诊断分析进一步表明,印度季风偏强(偏弱)导致南亚高压两侧由南向北进入亚洲西风急流人口处的波作用通量偏强(偏弱),使得西亚急流偏强(偏弱)、偏北(偏南).

作 者：杨莲梅 肖开提・多莱特 张庆云 YANG Liang-mei Xiaokaiti Duolaite ZHANG Qing-yun 作者单位：杨莲梅,YANG Liang-mei(中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所,新疆乌鲁木齐,830002)

肖开提・多莱特,张庆云,Xiaokaiti Duolaite,ZHANG Qing-yun(新疆气象局,新疆乌鲁木齐,8300023;中国科学院大气物理研究所,北京,100029)

刊 名：高原气象 ISTIC PKU英文刊名：PLATEAU METEOROLOGY年，卷(期)：28(3)分类号：P457.6关键词：新疆夏季降水 印度降水 南亚高压 西亚西风急流

夏季新疆降水异常与印度降水的关系 篇2

曾庆存[11,12]用非线性理论方法对瞬变波的波包理论进行了系统的阐述,同时对于瞬变波的能量传播问题也进行了研究。缪锦海[13]也利用波包传播的诊断方法( WPD) 研究了西太平洋副热带高压的北进南退和中国江淮流域梅雨季节的出梅、入梅的关系。宋燕等[14,15]认为高频波波包的传播特征与西太平洋副热带高压和瞬变波有关,在高频波波包的强中心与低压槽有关,波包的强中心增强( 弱)时槽会发展( 衰减) 。肖天贵[16]研究了青藏高原夏季风强弱年波包传播特征,发现波包的强中心与天气系统扰动能量有一一对应关系,其强中心的传播与槽脊的移动也有关系。葛非等人[17]改进并利用WPD方法分析了2008 年9 月四川盆地持续性暴雨过程中大气风场动能和势能的相互转换和分布特征,但是该文只针对能量转换与强降水的具体关系进行了研究,而没有探究到大背景场问题。本文是针对2008 年9 月四川盆地的持续性暴雨事件的大背景场与夏季高原东部热源的关系进行相关、合成分析,逐步完善改进的WPD方法用于预测暴雨。通过研究夏季青藏高原东部热源和同年六至九月100 h Pa、500 h Pa、850 h Pa高度场、500 h Pa风场的能量与全国160 站降水相关、合成关系,进而解释高原东部热源对于中国局部强对流天气的影响机制。

1 资料选取和方法介绍

1. 1 资料选取

选取NCEP/NCAR Reanalysis( 分辨率为2. 5° ×2. 5°) 的月平均资料,包括温度、位势高度、绝对湿度、垂直速度、纬向风场、经向风场,垂直分层从1 000 ~ 100 h Pa共12 层的等压面上,以及中国160站月平均降水资料进行分析。

1. 2 方法介绍

1. 2. 1 高原热源的计算方法

利用青藏高原东部热源的时间序列与100 h Pa、500 h Pa、850 h Pa高度场、风场、中国降水量作相关分析同时对其相关分析的结果进行显著性检验和合成分析检验,使相关分析更具有真实性,尽量避免相关分析的线性虚假结果,然后再用高度场与风场动能Ek做场相关,对垂直速度的距平做剖面进行相关分析。

计算热源的方法很多,主要采用了“倒算法”,即大气视热源< Q1>[18]进行合成,Q1由式( 1)计算。

式( 1) 总共包括三项,分别为局地变化项、水平平流项和垂直输送项。对式( 1) 进行垂直积分得:

式( 2) 中: L为凝结潜热,Pr为降水量,QS为地面感热输送,E为气柱中云滴的蒸发量,C为气柱中水汽凝结所致的液态水生成量,< QR> 为辐射加热( 冷却) 的垂直积分,PS为地面气压,PT为所取的顶层气压,取300 h Pa。

1. 2. 2 强对流系统中能量计算

在保守力学系统内,总能量E是由动能Ek和势能Ea[8]构成,即:

在分析中,将天气系统近似考虑为保守系统,也就是说可以从能量学的角度来解释强对流天气系统的形成机制和发展情况。而导致强对流天气的发生往往是由于其波包系统内部Ek和Ea的相互转换。在强对流天气系统中,通过无量纲化处理,E可以表示为

式( 4) 中: u ,v为风速;为波包包络的弹性势能; W*为重力势能,由于重力势能W*相对于Ek和Ea很小可以忽略不计,所以可得:

1. 2. 3 z-score标准化

在分析数据之前,我们通常需要先将数据标准化,也称为统计数据的指数化。z-score标准化是数据标准化方法中常用的一种方法。这种方法基于原始数据的均值和标准差进行数据的标准化处理。经过处理后的原始数据会转换为无量纲化指标测评值,即各指标值都处于同一个数量级别上,可以进行综合测评分析:

式( 6) 中zij为标准化后的变量值; xij为实际变量值;xi为变量的算术平均值; si为标准差。

1. 3 研究区域

高原东部热源的主要研究区域为90°E ~ 98°E,27°N ~ 32°N,如图1 ( a) 虚线区域。从中国地区的大气热源的气候态[图1( a) ]可以看出夏季高原的东南部是一个热源,其最大值大于210 W/m2,同时此东部热源区域与整个高原东部热源的相关系数可达0. 6 以上[如图1( b) ],因此这个区域基本可以代表整个夏季高原东部热源。

利用2008 年9 月22 ~ 27 日汶川特大暴雨的实例,探讨青藏高原东部热源与环流场和降水的关系。此次降水主要出现在北川、绵阳及江油等地{ 101°E ~107°E,29°N ~ 34°N[( 如图1 ( a) 实线区域]} ,整个过程降水突破往年的历史同期,创下新高,为灾后重建造成巨大困难。因此选取这个典型的实例作为要研究对象。

2 63 年夏季青藏高原东部热源随时间的演变特征

青藏高原作为夏季中国最强的热源,其热力效应对于我国的大气环流系统及气候演变有着显著地影响。夏季高原东部热源[图1( a) ]的潜热加热异常不仅会作用于对流层中部,也会引起夏季青藏高原高压、西太平洋副热带高压,亚洲季风以及欧亚中高纬地区环流的变化,从而影响我国降水。所以本文主要讨论加热场—环流场—降水场的效应对强降水发生的指示意义,因此我们着重关注夏季青藏高原东部热源的年际变化。我们将夏季青藏高原东部热源的时间序列进行z-score标准化处理( 图2) ,然后从中挑选出标准化指数大于1 的年份( 1968、1970 、1980 、1981 、1984 、1985 、1988 、1990 、1991 、2008 年) ,对以上年份进行合成分析来验证夏季青藏高原东部热源异常与环流场、降水场的关系的可靠性。

图1夏季(6月~8月)中国(1951年~2013年)平均热源的分布(单位:W·m-2)(a),夏季高原东部热源(90°E~98°E,27°N~32°N)与同期大气热源相关分析(黑实线为通过90%显著性检验)(b),2008年9月22~27日代表站降水量变化(c)Fig.1 Summer(June to August)in China(1951~2013),on average,the distribution of heat source(unit:W·m-2)(a),Eastern Highlands summer heat(102~109°E,27~32°N)and the atmospheric heat-year correlation analysis(black solid line by 90%significance test)(b),rainstorm from 22 to 27 September 2008(c)

图2 1951~2013夏季(6月~8月)高原东部逐年平均热源的变化(数据经过z-score标准化处理)Fig.2 Standardized time series of the atmospheric heat source over east of the Tibetan Plateau in summer(JuneAugust)from 1951~2013(z-score nondimensionalize)

3 夏季高原东部热源与四川盆地降水的关系

夏季高原东部热源对四川盆地的降水的影响有同期和滞后效应。在夏季时,四川盆地东北部和西南部为正相关; 而四川盆地的中部为负相关。而在9 月时,整个夏季高原东部热源与四川盆地的降水为正相关; 且大部分站点通过了0. 1 的t检验,甚至四川盆地有部分站点还通过了0. 05 的显著性t检验; 这说明夏季高原东部热源与同年9 月的四川盆地的降水有很好的相关性。这一结论在夏季高原东部热源与9 月降水的合成图[图3( c) ]中可以得到检验,在夏季高原东部热源偏强时,9 月四川盆地大部分地区降水偏多,尤其是四川盆地西部地区。而2008 年是近20 年来热源异常偏强的年份,其九月的降水[图3( d) ]也是偏多的且出现了一次特大暴雨给当年汶川地震后期的灾后重建造成了巨大了困难。

图3夏季高原东部热源和中国同期160站降水的相关场(a),夏季高原东部热源与中国9月160站降水的相关场(阴影区域:通过90%置信水平的统计检验)(b),夏季高原东部热源与9月降水合成分析与9月降水气候场的距平图(单位:mm)(c),2008年9月降水与降水气候场距平图(单位:mm)(d)Fig.3 Summer heat source and China over the same period 160 station precipitation in the east of plateau related field(a),plateau summer heat source in September 160 with China stationprecipitation in the east of the relevant field(shaded area:through statistical tests of 90%confidence level)(b),the eastern plateau summer heat and rainfall in September synthesisanalysis and September precipitation climate anomalies diagram field(unit:mm)(c),September 2008 precipitation and precipitation climate zonal figure(unit:mm)(d)

2008 年9 月四川盆地的持续性降水可能是由于夏季高原东部热源偏强导致了对流层中高层对流的异常和“黑格尔”台风的登陆压迫西太平洋副热带高压( 下称西太副高) 同时作用造成了利于降水的大环流背景场。又由于夏季高原东部热源偏强影响南亚高压、西太副高以及南海和孟加拉湾的对流加强,使其在西太副高和高原西南季风的影响下持续为四川盆地提供充足的水汽输送。

4 63 年夏季高原东部热源与环流场的联系

4. 1 夏季青藏高原东部热源与500 h Pa高度场的联系

根据夏季高原东部热源与500 h Pa高度场的相关分析[图4( a) ],可知我国南方大部地区在夏季500 h Pa的高度场与夏季高原东部热源的强度密切相关,中国南部大部分地区都通过了置信度为90%的显著性检验。当夏季高原东部热源偏强时,华东大部分地区、西南大部分地区、整个华南地区同期的500 h Pa高度场相对偏高; 且偏南大部地区通过了置信度为90% 的显著性t检验。而在夏季高原东部热源与我国对流层中层的风场动能在黄河以北呈负相关,在黄河以南成正相关,特别是我国南海上空的对流层中层与高原东部热源相关性较好,通过了90%置信水平的t检验[图4( b) ]。由前面的分析可知2008 年是夏季高原东部热源的异常偏热年份,也就是说在2008 年的夏季500 h Pa位势高度场在我国黄河以南地区会异常偏高,高度场偏高会使夏季在我国南部上空的脊加强,便于孟加拉湾和南海的水汽向北输送。中国大部分地区500 h Pa位势高度与同年9 月的500 h Pa的风场动能Ek呈负相关,而在四川地区却是呈正相关[图4( c) ],这就意味着当2008 年夏季高原东部热源偏强时引起了四川上空对流层中层即500 h Pa位势高度偏高,位势高度偏高导致四川上空500 h Pa风场动能Ek偏大,强度较强。而上述的推论从图4( d) 中可以得到验证。在高原东部热源偏强的年份,500 h Pa风场动能Ek在四川上空也是偏大的; 并且通过往年的气候场与高原东部热源和500 h Pa的风场动能Ek的合成场的距平场的大值区也位于在四川盆地上空; 并且通过了95% 的f检验,这就意味着在东部高原热源偏强的年份四川盆地500 h Pa的风场动能Ek会有较好的响应。从图5( a) 、( b) 可知,在强降水发生时风场能量E大值区和强降水区域的分布较为一致。其中风场能量E大值区与风场动能Ek的分布和变化趋势也具有一致性。从能量学的角度来看,强降水天气的发生和发展是在大气中动能和势能的相互转换过程中产生的。在2008 年9 月22 ~ 24 日波包能量大值区位于四川盆地西北部地区,停滞且动能转换为驻波形式的波动势能,这时就会产生强降水,而当动能和势能之间的相互转换趋于平稳时,强降水便会持续同时逐渐减弱。当波包开始向其他地区转移时,强降水随之停止。由于在有利的背景场条件下,位于四川盆地的能量大值区异常偏大,能量的相互转换比例偏大且持续时间较长,于是就导致了四川盆地西北部地区的降水持续时间较长且强度偏大[17]。

图4夏季青藏高原东部热源与同期500 hP a高度场的相关分析(a),夏季青藏高原东部热源与同期500 hP a风场动能的相关分析(b),夏季500h Pa位势高度场与9月份500 hP a风场动能(Ek)的场相关分析(阴影区域:通过90%置信水平的t检验)(c),夏季青藏高原东部热源与9月500 hP a风场动能(Ek)的合成分析与9月风场动能气候态的距平场(阴影区域:通过95%的f检验,z-score无量纲化处理)(d)Fig.4 eastern Qinghai-Tibet plateau summer heat over the same period of 500 hP a height field of the related analysis(a),the eastern Qinghai-Tibet plateau summer heat over the same period of 500 hP a is associated with the kinetic energy of the wind field analysis with the wind as figure(b),in the summer of 500 hP a geopotential height field and wind field in September 500 hpa analysis related to the kinetic energy of the field(Ek)(shaded area:through t tests of 90%confidence level)(c),Summer heat in Eastern and September 500 hP a wind kinetic energy(Ek)analysis and synthesis anomaly September wind kinetic energy climatology(shaded areas:by 95%of the f-test,z-score nondimensionalize)(d)

图5 2008年9月22~24日强降水期间500 hP a风场能量E(等值线,z-score无量化处理)与降水(阴影区:mm)分布Fig.5 The distribution between 500 hP a wind energy E(contour,z-score nondimensionalize)and precipitation(shaded area,unit:mm)during heavy rainfall of 22~24 September 2008

4. 2 夏季青藏高原东部热源与850 h Pa高度场的关系

根据高原夏季东部热源与同期850 h Pa的相关场[图6( a) ]可知夏季高原东部热源偏强时,中国大部分地区850 h Pa高度场随之偏高,特别是西南、华南、华东地区都通过了显著性检验。当夏季高原东部热源偏强时,九月的中国大部分地区850 h Pa高度场也偏高[图6( b) ],也就是说夏季高原东部热源对于850 h Pa高度场的影响,不仅具有同期效应还具有滞后效应。四川盆地850 h Pa高度场的变化无论是夏季还是9 月都是受到夏季高原东部热源的变化的影响,而无论是风场还是环流都与高度场的变化息息相关。在2008 年9 月的850 h Pa的风场图和850 h Pa高度的合成图[图6( c) ]可以看出在四川盆地处于倒槽的槽前脊后,受气旋控制,而在2008 年夏季高原的东部热源异常偏热导致了当年的四川盆地无论是夏季还是9 月的850 h Pa和500h Pa的高度场异常偏高,使得当时850 h Pa的辐合增强,500 h Pa的辐散也随之增强,那么位于四川盆地夏季和9 月的对流也随之增强,因此当时的四川盆地区域容易出现强对流天气。

4. 3 夏季青藏高原东部热源与100 h Pa高度场的关系

Flohn( 1957) 最早提出由于青藏高原的感热加热形成了南亚高压,他指出高原的感热加热与同纬度沙漠地区的感热加热具有同等的量级,由于它大部分热量只能输送到对流层中层,而高原东南侧和孟加拉湾由于其特殊的地形作用使季风空气和积雨云被强迫抬升,其上升气流把降水释放的潜热输送到对流层上层,Flohn把这种由于特殊地形造成的潜热上输称为“烟囱”作用,并且认为南亚高压就是这种高原东南面的“烟囱”作用造成的。

南亚高压在夏季半年有两个平衡态,中心分布在青藏高原上空( 80°E ~ 100°E) 和伊朗高原上空( 50°E ~ 70°E) ,分别称为青藏高压和伊朗高压或者青藏高压的东西态。在5 月、6 月和9 月南亚高压位于青藏高原上空,在7 月和8 月,高压位于青藏高原西部和伊朗高原东部[19]。夏季高原东部热源无论是与夏季还是与秋季9 月南亚高压的两个平衡态所在位置的对流层上层100 h Pa高度场都有很好的相关性[图7( a) 、( b) ]; 并且大部分区域基本都通过了显著性检验,说明在2008年夏季由于高原东部的热源异常导致100 h Pa的高度场异常,100 h Pa高度场异常会直接影响南亚高压的强度和位置。南亚高压与西太平洋副热带高压( 以下简称西太副高) 强度有很好的正相关关系,南亚高压也与西太副高的脊线位置有较好的相关关系,两者位置存在显著的“相向而行,相背而去”[20]。因此当南亚高压异常时,西太副高异也有较好的响应。我们用合成分析[图8( a) 、( b) ]检验了上述结论,证明在高原东部热源偏强的情况下,南亚高压偏东且强度偏强,而西太副高同时偏西偏强。以2008 年9 月大暴雨为例[图8( c) 、( d) ]再次验证了以上结论,2008年9 月与63 年南亚高压的9 月的气候场相比,2008年9 月的南亚高压异常偏东偏强,而此时的500 h Pa的西太副高对于南亚高压的偏东偏强也有较好的响应而2008年9月四川盆地的暴雨正是由于“黑格尔”台风的登陆迫使此时已经由于受夏季高原东部热源异常偏强影响下的已经偏西的西太副高改变其原有的形状和位置,使得此时的四川盆地位于偏南气流的控制下,来自南海的水汽源源不断的补充输送,这就造成在对流层中低层大气能量极不稳定,这就容易造成持续性暴雨。

图6夏季高原东部热源与同期850 hP a位势高度场的相关分析(a),夏季高原东部热源与同年9月850 hP a位势高度场的相关分析(阴影区域:通过90%置信水平的统计检验,灰色阴影区为地形)(b),2008年9月850 hP a风场(单位:m/s)和850 hP a高度场叠加图(单位:gpm)(c)Fig.6 Eastern plateau summer heat over the same period of 850 hP a geopotential height field correlation analysis(a),eastern plateau summer heat source and the geopotential height field in September the same year related analysis(shaded area:by the 90%confidence level of statistical test,greyshaded area for terrain)(b),September2008 850 hP a wind field(unit:m/s)and 850 hP a height occasion mapping(unit:gpm)(c).

图7夏季高原热源与同期100 hP a高度场的相关分析(a),夏季高原热源与同年9月100 hP a高度场的相关分析(阴影区域:通过90%置信水平的统计检验)(b)Fig.7 Plateau summer heat over the same period of 100 hP a height field correlationanalysis(a),plateau heat source in summer and in the same year in September 100 hP a height field correlation analysis(shaded area:through statistical tests of 90%confidence level)(b)

图8夏季高原东部热源和同年9月100 hP a高度场的合成分析(实线:合成分析;虚线:1951~2013年100 hP a气候场;阴影是通过95%f检验的区域,单位:gpm)(a),夏季高原东部热源和500 hP a同年9月高度场的合成分析(实线:合成分析;虚线:1951~2013年500 hP a气候场;阴影是通过95%f检验的区域,单位:gpm)(b),1951~2013年9月63年100 hP a高度场的气候场和2008年9月100 hP a高度场的合成场(虚线:气候场;实现:2008年9月100 hP a高度场;阴影:两者的距平场,单位:gpm)(c),1951—2013年9月63年500 hP a高度场的气候场和2008年9月500 hP a高度场的合成场(虚线:气候场;实现:2008年9月500 hP a;阴影:两者的距平场,单位:gpm)(d)Fig.8 The eastern plateau summer heat and synthetic analysis 100 hP a height field the same year in September(solid line:Synthesis analysis;dashed line:1951~2013 100hP a climate field;shaded by95%f Inspection area,unit:gpm)(a),the eastern plateau summer heat and synthetic analysis 500 hP a height field the same year in September(solid line:Synthesis analysis;dashed line:1951~2013 500 hP a climate field;shaded by95%f Inspection area,unit:gpm)(b),1951~September 2013 63-year climate field 100 hP a height field and September 2008 100 hP a height field of synthetic field(dashed line:climate field;implementation:September 2008 100hP a height field;Shadow:both anomaly,unit:gpm)(c),1951-September 2013 63 years of climate 500 hP a height field and September 2008 500 hP a height of the resultant field(dashed line:climate field;implementation:September 2008 500 hP a;Shadow:both anomaly,unit:gpm)(d)

4.4 2008年夏季至9月的对流异常

分析了2008年夏季至九月的垂直运动后,从夏季垂直速度的气候平均场(图略)发现:在孟加拉湾海域和我国南海热带对流活动区域整层都为上升运动,夏季和同年9月四川盆地及高原东部也为上升运动。从图9(a)可以看出在孟加拉湾夏季的垂直速度ω在对流层整层气柱(1 000~100 h Pa)都为负距平,说明在2008年夏季孟加拉湾区域整个对流层的上升运动加强,利于此区域的对流运动,同时也利于水汽的输送,在中国南海热带对流活动区也是在对流层整层气柱都为负距平,表明夏季热带对流活动区偏强。而对流活动区偏强会导致东亚地区大气环流异常。热带对流活动区较强的年份,副热带高压要明显偏西,南亚高压偏东,这样自南海进入我国的水汽输送就会偏强[21]。从图9(b)也可以看出在2008年夏季南海区域为负距平,也就是说无论从纬向平均剖面图还是经向平均剖面图都可以得出在2008年夏季热带对流活动区域偏强。而在夏季四川盆地为正距平,说明四川盆地的上升运动有所减弱。从图9(c)、(d)可以看出2008年9月在高原东部为正距平,而在四川盆地为负距平,即高原东部高层的上升运动有所减弱,而四川盆地的上升运动异常强烈,这样容易产生强对流性天气。

5 结论

通过分析得到以下结论:

( 1) 当夏季高原东部热源偏强时,同期四川盆地500 h Pa、850 h Pa的高度场也偏高,而夏季500h Pa高度场偏高导致了九月四川盆地西北部的500h Pa风场能量偏大。500 h Pa风场能量大值区与强降水区域分布较为一致。

( 2) 当夏季高原东部热源偏强时,导致了我国九月黄河以南地区的100 h Pa高度场异常偏强。同时南亚高压也异常偏东偏强,南亚高压与西太副高有典型的相向而行的特点,所以西太副高也异常偏西偏强,从而导致中国局部降水气候异常—旱涝。

( 3) 这种加热场-高度场-降水场之间的同期及滞后效应,导致了夏季高原东部热源与同期至9 月中国局部地区的降水有很好的相关性。2008 年9月四川汶川地区特大暴雨就是一个典型的例子。

“副高”与我国降水的关系 篇3

要从原理上清楚此问题，必须先理解三点基本知识：一是影响我国的夏季风，主要是源自太平洋副热带高压(尤其是西太平洋副热带高压，以下简称“副高”)辐散出来的强大气流登陆我国大陆；二是副热带高压是全球性的大气环流系统，遵循随太阳直射点的季节变化而南北移动的规律，且在北半球夏季北移过程中，高压势力逐渐加强，当移到最北方时势力达最强，影响范围也达最大，即高中教材提到的副高的西伸北进；三是理解锋面雨带的移动规律和影响我国东部地区的冬、夏季风势力的比较。总的来说，冬季风的势力大于夏季风的势力。冬、夏季风交锋的锋面之所以在夏季有北移的现象，是因为在夏季，大陆上空的气温高于海洋上空的气温，使我国冬季风的源地——蒙古—西伯利亚高压势力减弱，造成冬季风势力也随着减弱，而夏季风的势力随副高的西伸北进而逐渐增强，所以在夏季，冬、夏季风交锋的锋面才会北移至我国华北和东北地区。但由于冬夏季风势力的总体差异，锋面雨带北进的速度慢，而南退的速度快。

理解了这三点基本知识后，再理解、记忆锋面雨带的移动规律，就比较简单了。就平均状况而言：春末(即5月中旬)，副高大约北移至15～20度N，源自副高的夏季风登陆我国华南地区(北回归线附近)，冬、夏季风在我国华南地区相遇，形成锋面雨带，华南地区开始进入雨季。之后，副高继续北移且势力逐渐加强，则发源于西太平洋副高的夏季风的势力也随之加强；而蒙古一西伯利亚高压随亚欧大陆气温的升高而势力减弱，此时副高继续西伸北进，夏季风的势力逐渐增强。夏季风的势力大于冬季风的势力，则二者交锋形成的锋面雨带又一次向北挺进。夏初(即6月中旬)，副高西伸北进至20度N左右，锋面雨带也北移到长江中下游地区(30度N附近)，至此，冬、夏季风的势力相当，锋面雨带在江淮地区徘徊一个月之久，即形成江淮准静止锋，江淮地区进人梅雨季节。7月中旬，随亚欧大陆的气温进一步升高，蒙古一西伯利亚高压势力进一步减弱。冬季风的势力也随之减弱，而副高的势力进一步增强，且西伸北进至25～30度N，夏季风的势力也随之增强，锋面雨带迅速北移至我国华北、东北地区(35度N以北地区)，一般约停留一个月之久，即华北、东北地区进入雨季。而此时我国的长江流域，正处于副热带高压的高压脊控制之下，盛行下沉气流，晴朗少雨，即伏旱季节。8月下旬，亚欧大陆气温开始降低，蒙古—西伯利亚高压势力开始加强，冬季风的势力也随之增强，而副高也开始随全球气压带、风带的季节移动而南退，同时副高的势力也在继续减弱，夏季风的势力也随之减弱，冬，夏季风势力差异加大，锋面雨带迅速南退。到9月底或10月上旬。华南地区已完全处于冬季风的控制之下，夏季风已退出我国大陆，我国东部地区的雨季结束。

需要注意的是，影响我国的西太平洋副热带高压的势力强弱变化、进退规律很容易出现异常。一旦异常，就会引起我国不同地区降水的异常，从而引起全国大范围的水旱灾害。当有的年份副高的位置持续偏南时，夏季风的势力较弱，冬、夏季风相交而形成的锋面雨带也长朗滞留在我国南方地区，使我国北方地区雨季短、降水量偏少，易造成我国北旱南涝；相反，当副高的季节性北跃时间提前、位置较常年偏北时，夏季风的势力也较强，冬、夏季风相交而形成的锋面雨带长时间停留在我国北方地区，而我国的长江流域地区却遭遇空梅现象，梅雨、伏旱两季相连，降水量异常偏少，造成我国北涝南旱。

夏季新疆降水异常与印度降水的关系 篇4

东亚夏季风强弱年际变化与夏季降水的关系

文章利用海陆热力差指数(LSID),来讨论东亚夏季风的强弱年际变化及其与夏季降水的关系.结果表明:该海陆热力差指数不仅能够很好地反映出夏季风的强弱变化,而且较好地反映了我国东部季风区夏季降水的异常变化特征.强夏季风年,雨带偏北,华北、华南降水偏多,长江、淮河流域明显干旱;弱夏季风年,雨带偏南,华北、华南降水偏少,长江、淮河流域降水异常偏多.区域性降水特征鲜明.东亚夏季风强弱年时,夏季北半球500百帕具有截然不同的.环流异常分布,尤其在东亚地区.这一环流分布形势可以较好地解释东部季风区夏季降水的异常变化特征.

作 者：符世越 作者单位：海南省定安县气象局,海南定安,571200刊 名：沿海企业与科技英文刊名：COASTAL ENTERPRISES AND SCIENCE & TECHNOLOGY年，卷(期)：2009“”(9)分类号：P434关键词：东亚夏季风 年际变化 中国夏季降水

湖南夏季降水日变化特征 篇5

利用湖南96个测站的逐时自记降水资料,分析了夏季(6～8月)降水日变化特征.结果表明,湖南夏季降水日变化呈现显著的区域差异.湘东南降水量、降水频次峰值主要出现在午后到傍晚,而其它地区的降水峰值一般出现在清晨.进一步分析显示,降水频次峰值出现时次分布更集中,区域特征更鲜明.湘西北、湘东南区域平均的累积降水量、 降水频次及降水强度的日变化在清晨和午后均呈双峰型特征.湘西北主(次)峰值出现的`时间大致与湘东南次(主)峰值出现的时间对应.同时,降水日变化与降水持续时间密切相关.持续5～10 h降水事件是持续1～4 h事件与持续10 h以上事件降水量峰值出现时间发生显著变化的过渡降水事件.持续1～4 h(10 h以上)的降水事件的极值降水始发时间为午后至傍晚(夜间).在不同持续时间的降水事件中,持续2 h降水的累积量最大.

作 者：戴泽军 宇如聪 陈昊明 DAI Ze-jun YU Ru-cong CHEN Hao-ming  作者单位：戴泽军,DAI Ze-jun(中国科学院,大气物理研究所大气科学与地球流体力学数值模拟国家重点实验室,北京,100029;中国科学院研究生院,北京,100049;湖南省气象台,湖南,长沙,410007)

宇如聪,YU Ru-cong(中国科学院,大气物理研究所大气科学与地球流体力学数值模拟国家重点实验室,北京,100029;中国气象局,中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室,北京,100081)