亚洲-印度洋-太平洋交汇区内的重要区域之一为海洋性大陆(Maritime Continent,MC),其被定义在(10°S—20°N,90°—150°E)范围,由若干岛屿与浅海组成(Ramage,1968)。这一区域具有独特的物理和气候特征,且全年对流活动旺盛,季风活动显著。这一区域上空的凝结潜热驱动着大气环流变化,并影响着当地和周边地区的天气气候变动。

自20世纪60年代以来,中外气象工作者对海洋性大陆区域的气候特征及其影响开展了诸多探索,取得了一些重要成果。研究(Chang,2005a; McBride,1998)表明,海洋性大陆区域降水的南北地域差异显著,北半球冬季的强降水中心集中在南半球的陆地上,夏季则主要位于10°N以北的地区。这种降水的年内南北地域差异与赤道辐合带(ITCZ)在该区域内的季节性移动相对应(Qian et al,2000; McBride et al,2003)。同时,海洋性大陆区域对流与北半球夏季季风对流作为行星季风系统的组成部分,经历着非对称的季节进程,即雨季首先在春季的东南亚大陆上开始,最终于秋季在中国南海和西北太平洋地区消退(Meehl,1987; 何金海等,1996; Chang et al,2005b;Wang et al,2008)。造成这种非对称季节进程的原因与冬春季节海温和气压的梯度变化、赤道中东太平洋冷舌以及低层大气环流与地形的相互作用等有关(Lau et al,1983; Yanai et al,1992; Matsumoto et al, 2000,2002; He et al,2006)。

海洋性大陆区域的气候变动在全球气候变动中扮演着重要角色。尽管对热带地区非绝热加热的估计仍具有不确定性(Hagos et al,2010),但一般认为,冬季的对流是驱动赤道外环流的最大能量来源。降水过程中释放的热量通过深对流运送到对流层顶,有助于副热带急流的维持,并对哈得来环流和沃克环流有较强的影响(Ramage,1968; Qian,2008)。亚洲冬季风时期,中国南海地区降水年际变化导致的异常热源,能够进一步影响到东亚、印度和澳大利亚(Tao et al,1988; Ding,1992; Lau et al,1997; Wang et al,2004)。而海洋性大陆区域的异常非绝热加热也可对中国(葛旭阳等,2000；宋大伟等,2011)及北美和东北欧(Neale et al,2003)的气候产生显著影响。

有研究(Wang et al,2002)认为,中国云贵高原上大气运动既不属于印度季风也不属于东亚季风,云贵高原上的横断山脉成为分隔两个季风系统的过渡地带。近年来中国西南地区干旱事件频发,南支槽是影响包括云贵高原在内的中国西南地区降水的重要天气系统。有研究(王斌等,2010)指出,前期11月南支槽区负距平,南支槽指数偏弱,南支槽加深,水汽输送充足,后期11—3月中国西南地区降水偏多,反之降水偏少。而春季当南支槽偏强(弱),位置偏东(西)时,长江中游及其以南部分地区降水偏多(少),而云贵高原东部的降水偏少(多)(张永莉等,2014)。2009/2010年西南地区的冬春连旱发生在西太平洋副热带高压强度偏强、位置偏西、南支槽系统偏弱及冷空气活动路径偏北偏东的环流背景条件下(池再香等,2012; 黄荣辉等,2012),此外,还受到ENSO、青藏高原热力及动力作用、MJO等影响(齐冬梅等,2010;黄慧君等,2011; 吕俊梅等,2012; Li et al,2012)。

综上所述,针对海洋性大陆区域的对流活动及其对中国气候的影响已有了一些研究,但仍缺乏对初冬季节海洋性大陆区域对流活动的分布特征和活动规律的分析。同时,云贵高原近年来干旱事件频发,海洋性大陆区域作为大气环流扰动的重要能量来源,其对云贵高原初冬气候的影响值得关注。本研究将在分析利用向外长波辐射表征的海洋性大陆区域对流活动规律的基础上,探究其与云贵高原降水异常的联系,为当地的冬季降水预测提供线索。2 资料与方法

使用的资料包括：美国国家海洋和大气管理局(NOAA)的向外长波辐射(OLR)月平均资料(Liebmann et al,1996)；欧洲中期数值预报中心(ECMWF)ERA-interim月平均再分析资料(Dee et al,2011),其垂直方向14层,要素包括风、垂直速度、海平面气压、位势高度、比湿等,以上资料水平分辨率均为2.5°×2.5°。还使用了全球降水气候中心(GPCC)全球陆地月平均降水资料(Schneider et al,2011),水平分辨率为1°×1°。中国气象局国家气象信息中心提供的中国756站逐日观测资料,选用1979—2013年无缺测的云贵高原地区88站日降水资料(88个站点分布见图 1b)。这里云贵高原的范围被定义为云南、贵州及周边地区,范围为(21°—30°N,97° —110°E)。研究时段为1979 —2013年。定义晚秋前冬为前一年11月至当年1月,如2013年的晚秋前冬即为2012年11月至2013年1月。

主要运用线性回归、合成分析以及统计检验等方法。除特别说明外,文中所有异常均指3个月的平均量与其气候态的偏差,而气候态均指同时段的3个月平均的多年(1979—2013年)平均。

要说明的是,这里选取晚秋前冬作为研究时段,主要是因为云贵高原干旱主要发生在上年11月至当年的4月间；在11月至次年1月为降水量下降期且达到了最低值；同时,11月至次年1月的降水异常分布与其前期和之后存在明显不同。3 云贵高原11月至次年1月降水特征

云贵高原受西南季风影响,在高原上形成了冬干夏湿、旱涝分明的水资源分布特征。云贵高原雨季5—10月的降水占到全年降水的80%—90%(图 1a),除10月略少外,其余5个月的月降水量均在100 mm以上,其中最大值出现在7月,降水量高达220 mm,占全年降水的百分比也达到了18.8%。而在旱季,11月的降水较10月出现了明显的下降,在12月跌到了低谷,该月降水量不足20 mm。降水的低位一直维持到3月,直到4月才出现降水的小幅抬升,整个旱季的降水占全年的10%—20%,其中11月至次年1月的降水更是仅占7%左右。

图 1 云贵高原逐月降水量(a，柱图为月降水量，单位：mm，虚线为占全年百分比)及11月至次年1月平均降水分布(b，阴影为月降水量，单位：mm，等值线为3个月降水占全年百分比，空心圆为88个站点位置，箭头为该站点降水低值出现的月份)Fig. 1 Multi-year mean climatology of monthly precipitation (a) and mean climatology of the total precipitation during November,December,and January.Clear bars in (a) is for monthly rainfall in mm whereas dashed line for ratio of rainfall of a particular month to the mean climatology of the total yearly rainfall (in percentiles). Shades in (b) are for the 3-month-mean-rainfall with arrows for the month when minimum rainfall amount appears.Open circles in (b) represent the station locations.

图选项

为分析云贵高原11月—次年1月的降水分布特征,给出了高原上这3个月的月降水量及占全年百分比的分布(图 1b)。由图 1b可见,11月—次年1月的降水高值区分布在云贵高原东部及云南南部,极大值中心位于湘黔桂3省交界区域,而在云南的中北部至四川西南部一带是明显的降水低值区,该低值区月降水量基本处在15 mm以下。3个月总降水占全年百分比的分布与降水量类似,云贵高原东部区域可占7%以上,中心值甚至超过了10%,远远超过整个高原区域的均值,云南南部也存在8%的高值中心。与降水量的低值区相对应的是,云南北部至四川一带的3个月降水占比均在4%以下。另外,从表示最低降水量出现月份的箭头(图 1b)可看到,除了云南北部及贵州北部的部分区域为2月外,整个云贵高原上的月降水量低值均出现在12月或1月,尤以12月居多。 4 海洋性大陆区域向外长波辐射年际变化特征与典型年份选取 4.1 海洋性大陆区域向外长波辐射分布特征

海洋性大陆区域11月—次年1月的对流活动及降水的分布特征与夏季相比存在明显的差异。如图 2a所示,11月—次年1月海洋性大陆区域的强降水主要集中在南半球,降水中心位于南半球的岛屿附近,该强降水的形成主要与澳大利亚夏季风有关(McBride et al,1983)。而北半球则有两个强降水中心,分别位于中南半岛东岸及菲律宾岛东岸。冬季强大的东亚冬季风与当地地形的相互作用是两地产生大量降水的主要原因(Chang et al,2005b)。与降水中心相对应的强对流区同样集中在南半球的苏门答腊岛、婆罗洲岛、苏拉威西岛以及新几内亚岛4个岛屿上,对流中心的向外长波辐射值在200 W/m²以下。在北半球的菲律宾岛东侧及中南半岛东侧等值线有明显的北抬,表明两地有较强的对流存在。

图 2 海洋性大陆区域11月-次年1月向外长波辐射和降水 平均场(a,等值线为向外长波辐射,间隔为10 W/m2, 阴影为降水率)、向外长波辐射年际变率(均方根) (b,阴影为超过10 W/m2的区域)以及向外长波 辐射趋势系数(c,单位:W/(m2·a))Fig. 2 Mean climatology of OLR with contour intervals of 10 W/m2 and the mean precipitation that is shaded with unit in mm (a),and the OLR interannual variability (root-mean-squared) with shades for the values larger than 10 W/m2(b),and,the coefficients for long term linear trends (W/(m2·a))(c) in the MC region

图选项

为进一步分析海洋性大陆区域对流活动的变化特征,给出11月—次年1月向外长波辐射的年际变率及趋势系数的分布(图 2b、c)。由图可见,海洋性大陆区域向外长波辐射的年际变率分布与气候特征分布并不一致,5°—15°N为一个高值带,高值中心位于北半球的菲律宾岛及中国南海南部附近海域,中心值超过16 W/m²。趋势系数分布显示,其低值集中在北半球10°N左右,呈带状分布,其中在马来半岛西侧海域、中国南海西南部及菲律宾岛以南海域存在3个达到-0.7的低值中心,表明该区域向外长波辐射的减小趋势可达到-7 W/(m²·10 a),而在海洋性大陆区域西南部及北半球的副热带地区为正的趋势系数分布,但数值不大。总体而言,海洋性大陆区域向外长波辐射以减小为主,即对流存在增强的长期趋势。4.2 对流活动强度指数的定义及典型年份的选取

为表征海洋性大陆区域对流活动的强弱及其变化,选取区域内向外长波辐射年际变率的大值区为关键区(图 2b中红框),范围为(4°—14°N,110°—130°E)。对该区域内11月—次年1月的逐年向外长波辐射值进行区域平均后进行标准化,得到的序列记为I_OLR。当I_OLR为正值时,表示海洋性大陆区域对流偏弱,反之,I_OLR为负值时,海洋性大陆区域对流偏强。

I_OLR的变化显示(图 3a),1996年以前I_OLR基本为正位相,在1996年之后则以负位相居多,1979—2013年I_OLR呈下降趋势,回归系数为-0.0236,相关系数为-0.24,表明1996年之前海洋性大陆区域的对流较弱,之后则处在一个偏强的时期,总体上海洋性大陆区域对流有逐渐增强的趋势。为得到I_OLR的年际变化分量,滤除了原始I_OLR时间序列中的长期趋势。根据功率谱分析,滤除线性趋势的I_OLR存在3—5 a及8—10 a的周期。为进一步分析环流变化,根据滤去线性趋势后的I_OLR时间序列,如表 1所示,挑选出海洋性大陆区域对流活动|I_OLR|≥1 σ的6 a典型偏高年及6 a典型偏低年。

图 3 海洋性大陆区域11月-次年1月对流活动强度指数IOLR时间序列 (a,红色表示正位相,蓝色表示负位相,黑色实线为线性倾向估计)及年际变化(b,颜色同上,虚线表示1倍标准差)Fig. 3 Normalized time-series of IOLR index (a) with red bars for positive phase while blue ones for negative phase and black solid line for linear trends.Shown in (b) are the same as in (a) but for the time-series detrended.Dotted lines are for ±σ respectively

图选项

为了分析海洋性大陆区域对流活动对云贵高原降水异常的可能影响,对I_OLR典型高、低值年份云贵高原的降水距平百分率、水汽通量及水汽通量散度进行了合成差值分析(图 4)。需要说明的是,合成前所有变量中的线性趋势均已被滤除。由图 4可见,利用站点观测和GPCC两种降水资料分析得到的结果比较一致。当I_OLR>1σ时,云贵高原西部与东部地区的降水异常成反位相分布,中西部地区的川滇交界处降水偏少6到8成,贵州及其以东的高原东部地区降水则显著偏多。结合多年平均的同期降水分布(图 1b)可知,云贵高原西部的降水低值区进一步扩大,中心平均月降水量进一步减小甚至接近为0,而东部的降水则有明显的增多。说明当I_OLR处于正位相,即海洋性大陆区域对流活动偏弱时,云贵高原西部降水偏少,东部偏多,高原东西部之间降水差别加大,“干湿”分布明显。利用测站资料,选取位于云贵高原异常降水距平百分率中心所在区域即东部(26°—28.5°N,108° —109.5°E)和西部(26° —27.5°N,100° —103.5°E),求取了此两个区域内滤除线性趋势后的逐年降水距平百分率的时间序列与I_OLR的相关系数,得到东部0.34,西部则为-0.41。这表明,海洋性大陆区域对流活动与云贵高原降水的确存在显著的统计学联系。

图 4 云贵高原(11月-次年1月)降水距平百分率(a、b)及水汽通量和水汽通量散度(c、d)的合成差值场 (其中a针对站点资料;b针对GPCC,阴影区表示通过0.05显著性t检验,c针对700 hPa;d针对整层,箭头为 水汽通量(g/(cm·hPa·s)),加粗箭头表示通过0.05显著性t检验,阴影为水汽通量大小(g/(cm·hPa·s)),等值线为 水汽通量散度(10-7g/(cm2·hPa·s)),交叉斜线区域表示水汽通量散度通过0.05显著性t检验区域)Fig. 4 Composite differences of anomalous percentages of precipitation as derived from the station data (a) and from the GPCC dataset (b).Shades with grey are for the values at and above 0.05 level of significance using a t-test. Shown in (c) and (d) are respectively the vapor fluxes (vectors,g/(cm·hPa·s)) as well as the divergence of the fluxes (contours,10-7g/(cm2·hPa·s)) at 700 hPa and those as integrated from the earth surface up to 300 hPa.Shades are for modules of vapor fluxes whereas the cross-hatching areas for the significant values of divergence of vapor fluxes at and above the 0.05 significance level using a t-test

图选项

充足的水汽输送是降水形成的重要条件之一。由于水汽输送集中在300 hPa以下的对流层中低层(Zhou,2003),在计算整层水汽通量时,为消除云贵高原当地及周边地形对计算整层水汽输送的影响,仅将水汽通量从地表(p_s)积分至300 hPa。从对应的700 hPa及整层(地表至300 hPa)水汽通量、水汽通量散度合成差值场(图 4c、d)可见,云贵高原西侧上空常年盛行的由西南向东北方向的水汽通量输送有所减弱,而云贵高原南侧及东侧的水汽通量则有显著的加强,导致整个云贵高原西部大气中水汽输送减弱,南部至东部则形成一条较强的水汽输送带,有利于当地降水的产生。水汽通量散度场显示,低层700 hPa上除了云贵高原南部的滇黔桂三省交界处存在明显的水汽通量辐合,其余地区均为水汽通量的辐散区,辐散中心位于云南东北部,而整层水汽输送表明,在云贵高原的西部存在水汽通量辐散中心,云贵高原东部则是水汽通量的辐合,此与异常降水的分布存在很好的对应。 6 海洋性大陆区域对流活动强/弱年环流异常

水汽输送和降水的多寡与局地大气环流变化密切相关。研究(宋洁等,2011；池再香等,2012；陶云等,2014)表明,冬季的近地面冷高压、孟加拉湾低压槽、准静止锋等是影响云贵高原当地冬季降水的重要天气系统。为分析海洋性大陆区域对流活动强、弱年对应的云贵高原当地降水异常的局地环流特征及高原与海洋性大陆区域的环流联系,给出了东亚地区11月—次年1月相关异常水平环流及辐散风场(图 5)、海洋性大陆区域与云贵高原间异常垂直环流(图 6)及欧亚地区位势高度的合成差值以及相应的波作用量通量(图 7)。

图 5 海平面气压场和垂直速度(a)及高低层风分量、散度的 合成差值(b、c)(a中阴影为垂直速度(10-2 Pa/s),等值线为 海平面气压,红色实线为0线;b为700 hPa,c为100 hPa, 流线为利用旋转风分量所作流线,箭头表示辐散风分量, 阴影表示散度(10-6s-1),交叉斜线区域为散度 场通过95%显著性t检验区域)Fig. 5 Composite differences of sea level pressure anomalies (Solid lines is zero line) and vertical velocity (shaded,10-2 Pa/s) in (a),the rotational (streamlines) and divergent (arrows) components of winds as well as wind divergence (shaded,10-6s-1) at 700 hPa (b) and 100 hPa (c).The cross-hatched areas are for the significant values of divergence at and above the 0.05 significance level using a t-test

图选项

图 6 11月-次年1月沿直线(2°N,132°E)-(32°N,97°E)所在剖面的多年平均垂直环流(a)及合成差值(b) (阴影为垂直速度,已放大100倍,黑色虚线表示地形,方框为云贵高原地区)Fig. 6 Mean climatology (a) and composite difference (b) of vertical circulation (streamline) along the slanted line from (32°N,97°E) to (2°N,132°E) with shades for vertical velocity (multiplied by 100) and double black dotted lines for the topography.The red rectangular frames denote the study region of the Yunnan-Kweichow Plateau

图选项

图 7 位势高度场的气候平均(黑色实线)及其异常的 合成差值分布(阴影),以及T-N波作用通量(矢量) (a.700 hPa,b.500 hPa,c.150 hPa;细虚线为0线,交叉斜线 区域表示位势高度通过95%显著性t检验,粗虚线为纬向风0线)Fig. 7 Mean climatology of geopotential height (contours) along with the composite difference of geopotential height anomalies (shaded),and the corresponding T-N wave activity fluxes (arrows) at 700 hPa (a),500 hPa (b),and 150 hPa (c)(The cross-hatched areas show the values of geopotential height anomalies significant at and above the 0.05 significance level using a t-test)

图选项

海洋性大陆区域对流异常偏弱时,整个东亚内陆均为负的海平面气压,但其空间变化较小(图 5a)。中国中西部及海洋上存在海平面气压的显著正异常,正异常中心位于孟加拉湾及菲律宾岛附近,云贵高原上除贵州存在较弱的气压负异常,其余地区尤其是西部云南为显著的气压正异常。由于气候态的11月—次年1月海平面气压分布表现为蒙古高原—北疆一带存在大陆高压及洋面低压,上述异常将使实际的气压系统的强度均有所减弱,海陆间压力梯度减小,可使得北方冷空气活动和近地面风场有所减弱。700 hPa风场上,海洋性大陆区域及日本以东洋面上为明显的反气旋,两个反气旋北部及西部的偏西偏南气流形成一条自孟加拉湾经中国东南向中国东北输送的水汽通道。而云贵高原上空为西北方向气流,使得高原中西部地区获得的自孟加拉湾输送而来的水汽减少。除了东南部部分区域外,整个云贵高原及其西侧呈明显的下沉运动,可见常年云贵高原西侧沿地形抬升的气流有明显的减弱,不利于云贵高原西部降水的产生。

在对流层低层(700 hPa),海洋性大陆区域存在较强的辐散中心,而在帕米尔高原西侧存在较强的异常辐合,气流从海洋性大陆区域向外异常辐散,在帕米尔高原以西地区辐合上升,在云贵高原西部的广大地区则是以异常辐散为主,异常辐合地带位于高原东南部。在高层100 hPa,散度场分布与低层相反,海洋性大陆区域为明显的辐合中心,周边有气流向海洋性大陆区域辐合,而云贵高原西部上空为异常辐合,东部为异常辐散。在100 hPa等压面上,东亚地区上空为较强的气旋式异常环流。因辐散/辐合运动为位涡的改变提供了涡度制造源,故100 hPa上这一异常气旋式环流的形成与海洋性大陆区域的辐合有关。这可用Gill型响应机制进行解释(Gill,1980; Sardeshmukh et al,1988;Rodwell et al,1996)。6.2 海洋性大陆区域与云贵高原间垂直环流

为进一步明确海洋性大陆区域异常对流活动年份云贵高原降水异常的成因,选取经过海洋性大陆区域对流活动关键区(2°N,132°E)以及云贵高原主体(32°N,97°E)的直线上的垂直剖面,利用投影到该直线上的无旋风场V_χ分量和垂直速度,对两个区域间垂直环流的气候态及合成差值(图 6)进行了分析,以了解在海洋性大陆区域对流活动强、弱情况下垂直环流的差异。

多年平均结果表明,海洋性大陆区域常年盛行强烈的上升运动,上升气流抬升至高层200 hPa后转为向北运动,之后在(19°N,112°E)附近开始出现明显的下沉。下沉运动存在两个极值中心,一个位于(22°N,105°E)上空250 hPa处,中心强度仅为3×10^-2Pa/s,另一个则位于(30°N,102°E),也即云贵高原北部上空500—400 hPa高度,此处下沉运动剧烈,大小可达到18×10^-2Pa/s。该下沉运动的出现与冬季中纬度西风气流沿高原爬升后在高原东侧下沉相联系。下沉气流到达低层后转为偏北气流,向低纬度热带地区运动,形成一个明显的经圈环流,环流中心位于(15°N,117°E)上空的400—300 hPa处。另外,在高原的靠近地面的对流层低层存在较为明显的上升运动,其中强上升运动区位于高原的南侧,该上升气流可能同低纬度暖湿气流沿云贵高原地形抬升有关。该上升气流与中层的强下沉气流在云贵高原上空交汇,形成一个强烈的辐合层,该辐合层的存在对云贵高原冬季气候的作用值得关注。

跨越海洋性大陆区域和云贵高原的垂直剖面上的异常环流(图 6b)显示,在中低纬度地区存在一个明显的反经圈环流。环流的下沉支位于低纬度热带地区,上升支位于副热带云贵高原南侧,气流在热带海洋性大陆区域下沉,到达低层后转向北运动,沿云贵高原地形向上抬升,上升运动最大值出现在400—250 hPa,之后部分气流继续向北运动,汇入中纬度青藏高原东侧的下沉气流支,从而在云贵高原的低层形成较强烈的下沉气流异常,而另一部分气流则继续上升并在高层200 hPa转为偏北气流,返回热带地区,形成反经圈环流。

与多年平均的垂直环流相比(图 6a)可知,在海洋性大陆区域对流活动偏弱年,海洋性大陆区域的上升运动减弱明显,部分区域甚至出现下沉运动,副热带地区从低层到高层的下沉运动也转为上升运动,而在云贵高原及其以北地区的中低层大气则被下沉气流所控制,平均场上近地面层的上升运动也显著减弱。中低纬度地区异常的垂直运动使得包括云贵高原东南部在内的副热带地区降水增多,而云贵高原西侧及其以北的地区降水减少,这种减少可能与地形作用有关。

需要指出,在云贵高原东侧的中低层大气中观测到了异常的垂直环流(图 6b)。毫无疑问,这一异常垂直环流尤其是其28°N以南的部分与存在于海洋性大陆和云贵高原间的异常垂直环流有着密切联系。当海洋性大陆区域向外长波辐射增强时,热带海洋上存在宽广的异常下沉运动,而同时在云贵高原的东南部存在补偿性的上升运动,造成了云贵高原东南部降水异常增多。然而,在对流层低层的由东南向西北方向的辐散运动(图 5b)经云贵高原地形作用使运动方向发生了复杂的变化。在气候平均图上(图 6a),云贵高原东部的下沉运动与冬季西风气流越过(绕过)高原大地型后形成斜坡上的下沉运动的动力作用有关。不难理解,虽然云贵高原西部的350 hPa以上存在异常上升运动,但是由于此高度以上水汽含量较低,降水的异常减少与350 hPa以下的下沉运动的加强有关。这种下沉运动的异常加强在28°N以南受到来自热带的气流的补偿(图 6b中的气流辐散),在28°N以北则可能与来自云贵高原上空对流层上层的辐散西风分量(图 5c)有关。然而,云贵高原东侧对流层中低层中的下沉气流的加强到底由斜坡上的动力强迫、异常热力强迫、气流异常抬升过程中力学平衡(重力-浮力)、斜坡上空水平方向上的辐散运动等哪几个因素决定,则仍需要未来进一步明确。6.3 波作用量通量

如前所述,在对流层低层海洋性大陆区域向云贵高原方向的辐散及在对流层上层对应的辐合为云贵高原及附近地区环流的异常扰动的产生和维持提供了涡度源。而海洋性大陆区-云贵高原的异常垂直环流将两地的垂直运动联系起来了。为了进一步明确云贵高原地区异常环流产生和维持的原因,这里还计算了对流层不同高度(700、500、150 hPa)上的波作用通量(Takaya et al, 1997,2001)(图 7)。

从对流层各层的位势高度和相应的波作用量通量合成差值可见,欧洲中部与中国东北至西太平洋上空的位势高度显著正异常,以及西亚地区与堪察加半岛上空的位势高度显著负异常,呈相当正压结构。但有趣的是,这种结构的行星波的准定常扰动无明显的跨越青藏高原地区的扰动能量向东频散,这一情况即使在150 hPa上也是如此。

特别注意到,中国南方地区上空在对流层上层的150 hPa等压面上位势高度出现显著负异常,且有来自于热带海洋性大陆区域的波扰动能量向东北方向的传播。波扰动能量在中国南方地区及西北太平洋上空辐合,维持当地上空对流层高层的位势高度异常。而在对流层中、低层并未观察到有能量从热带地区向中高纬度地区传播。

由此可知,产生并维持云贵高原及以东上空扰动的原因可归结为海洋性大陆区域在对流层低层的辐散运动和对流层上层的辐合运动而导致的位涡制造(图 5b、c,图 7),以及因由热带位涡扰动而激发的波扰动能量向云贵高原以东的传播和辐合(图 7c)。7 结论与讨论

以上分析了海洋性大陆区域11月—次年1月的对流活动及其与同期云贵高原的降水异常的联系,得到如下结论：

(1)海洋性大陆区域11月—次年1月的对流活动集中在南半球的苏门答腊岛、婆罗洲岛、苏拉威西岛以及新几内亚岛4个岛屿上,北半球的对流活动活跃区主要位于菲律宾岛与中南半岛东侧,这与已有的研究结果(Chang et al,2005a)一致。11月—次年1月向外长波辐射的年际变率大值区位于5° —15°N,成带状分布,其高值中心位于北半球的菲律宾岛及中国南海南部附近海域。海洋性大陆区域近35年向外长波辐射趋势系数分布以负值为主,表明海洋性大陆区域对流活动有增强的趋势。定义了用以表征海洋性大陆区域对流活动强弱的对流活动指数I_OLR,除了线性趋势外,I_OLR还存在3—5 a及8—10 a的周期。

(2)云贵高原旱季11月—次年4月的降水约占全年的10%—20%,其中11月—次年1月的降水仅占全年降水的7%左右,降水低值出现月份以12月和1月居多,月降水量不足20 mm。而11月—次年1月的降水高值区位于云贵高原东部及云南南部,而在云南的中北部至四川西南部一带是明显的降水低值区。高原东部这3个月的降水能占到全年降水8%左右,云南北部至四川一带该比值则低于4%。

(3)11月—次年1月中国云贵高原降水与海洋性大陆区域同期的对流活动强弱变化关系密切。当海洋性大陆区域对流活动偏弱(强)时,云贵高原西部降水偏少(多),东部降水偏多(少),高原东西部之间降水分布梯度加大(减小),干湿分布(不)明显。在海洋性大陆区域11月—次年1月对流活动典型偏弱年,云贵高原西侧上空大气中水汽通量有所减弱,而云贵高原南侧及东侧的水汽通量则有显著的加强,云贵高原东、西两侧分别为水汽通量的辐合及辐散区。

与海洋性大陆区域对流活动相联系,存在由海洋性大陆区域至云贵高原显著的异常经圈环流。当海洋性大陆区域对流偏弱时,海洋性大陆区域异常下沉,而云贵高原东南侧异常上升。与云贵高原大地形有关,云贵高原西部存在明显的异常下沉运动,出现低层异常辐散,高层异常辐合,不利于云贵高原西部降水的产生。云贵高原上空的环流异常除了与海洋性大陆区域的辐散/辐合运动造成的涡度源强迫之外,还与来自其南侧对流层上层的波作用量通量有关,波扰动能量向云贵高原及以东地区的频散并辐合有利于对流层上层异常扰动的维持。

需要说明的是,影响云贵高原冬季降水异常的因子,除了海洋性大陆区域向外长波辐射变化,尚可受到其余因子影响。这里仅基于海洋性大陆区域平均的向外长波辐射年际变化,揭示了11月—次年1月的云贵高原降水异常的变化及其成因。但在其他月份或季节,云贵高原降水异常是否与海洋性大陆区域平均对流活动有关或是否与海洋性大陆区域内部分地区对流活动有关,则仍需进一步研究。

致谢：ERA-interim再分析资料取自欧洲中期数值预报中心(ECMWF),向外长波辐射资料取自美国国家海洋和大气管理局NOAA/OAR/ESRL(http://www.esrl.noaa.gov/psd/),文中诸图由GrADS及NCL软件绘制。