中国气象学会主办。
文章信息
- 魏蕾, 房佳蓓, 杨修群 . 2017.
- WEI Lei, FANG Jiabei, YANG Xiuqun . 2017.
- 华南夏季12-30 d持续性强降水的低频特征分析
- Low frequency oscillation characteristics of 12-30 d persistent heavy rainfall over South China
- 气象学报, 75(1): 80-97.
- Acta Meteorologica Sinica, 75(1): 80-97.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2017.008
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文章历史
- 2016-07-18 收稿
- 2016-10-12 改回
2. 中国气象局-南京大学气候预测研究联合实验室, 北京, 100081
2. CMA-NJU Joint Laboratory for Climate Prediction Studies(LCPS/CMA-NJU), Beijing 100081, China
持续性强降水是大范围强降水带长时间稳定维持在一个落区的过程(王黎娟等,2014),最容易造成严重的暴雨洪涝、局地山洪暴发、泥石流和山体滑坡等地质灾害,给国民经济和人民生产、生活带来无法估量的损失,是影响极其严重的气象灾害事件之一(曹鑫等,2012;张娇等,2012),如2013年华南前汛期强降水天气频现,伴随的暴雨等灾害天气导致华南73人死亡,10人失踪,经济损失近50亿元,其中广西近10年来同期受灾最严重(胡娅敏等,2014)。根据鲍名(2007)对近50年中国持续性暴雨时空特征的研究,中国的持续性强降水主要发生在东南部的5—8月,而华南因地处低纬度地区且濒临海洋,全年气温高、湿度大,是中国降水最为丰沛、暴雨次数最多、汛期时间最长的地区,有着最强的持续性强降水信号。那么,持续性强降水究竟是如何发生的呢?
刘冬晴等(2010)指出,造成持续性强降水的主要原因是大气环流的持续性异常,而大气低频振荡对持续性异常环流的形成和维持具有十分重要的作用,所以大气低频振荡与持续性强降水的发生密切相关(琚建华等,2005;陈尚锋等,2011)。陆尔等(1996)分析了1991年江淮特大暴雨期间东亚大气低频振荡活动,表明低纬度地区低频波虽有不同的传播方向,但均将暖湿空气以低频形式输送到江淮以南,与北侧的低频冷空气在江淮地区相互作用,从而导致该地区以低频形式出现3场特大暴雨。朱乾根等(2000)和徐国强等(2002)通过分析1998年南海夏季风低频振荡与长江流域低频降水的关系发现,准45 d东西向低频槽脊由中国南海不断向北传播,当低频槽和槽南的低频西风控制长江流域时,相应的低频降水也北传影响长江流域。唐天毅等(2007)考察了1999年广东汛期降水的季节内振荡特征及其与大气环流低频振荡的联系,结果表明广东汛期降水的10—20 d振荡与850 hPa上自热带地区传来的低频环流系统的活动密切相关。已有研究表明,热带大气季节内振荡(Madden-Julian Oscillation,MJO)可以影响亚洲夏季风的爆发和中断(穆明权等,2000;林爱兰等,2005;白旭旭等,2011;贾小龙等,2011),并通过对流异常的强迫和遥相关,在不同的传播位相对很多地区的不同季节降水产生影响(李崇银等,2013)。章丽娜等(2011)发现在季节内时间尺度上,赤道东传MJO对华南前汛期的降水有显著影响,随着MJO的活跃中心从印度洋进入西太平洋,华南降水由偏多转为偏少,与降水异常相对应的大尺度背景场也发生了季节内变化。那么华南地区夏季持续性强降水具有怎样的低频特征,它又受到怎样的大气低频振荡的影响?这个问题目前还缺乏清晰的认识。
此外,海洋作为大气一个主要的外强迫因子,是产生大气低频振荡的重要机制之一,局地的海温异常变化可直接引起大气环流变化,并通过遥相关作用影响到其他地区天气气候变化(尹志聪等,2011;林爱兰等,2011;Wang et al,2012;李丽平等,2014;章开美等,2015)。Ren等(2013)发现,西北太平洋局地的低频海-气相互作用可能是造成西太平洋副热带高压出现低频纬向振荡的原因之一,而西太平洋副热带高压在低频时间尺度上的东西振荡会影响长江流域持续性强降水的发生和中断。曹鑫(2012)指出,西北太平洋10—20 d海温异常与江淮夏季10—20 d低频降水异常有密切关系。李丽平等(2014)认为,西北太平洋季节内海温与850 hPa环流场的相互作用能够引起水汽在东亚沿海地区辐合或辐散,使中国东部夏季季节内雨带从江淮流域北进到华北,又从华北南撤到长江流域及华南。那么华南夏季持续性强降水期间是否存在低频尺度的海-气相互作用,其对持续性强降水具有什么样的影响?这一问题也将在本研究中进行讨论。通过对1982—2011年华南夏季5—8月发生的12—30 d持续性强降水事件进行统计,从气候意义上分析持续性强降水的基本特征,并利用位相合成的方法深入研究低频降水期间低频大气环流场的时空演变特征,以及低频信号的来源与传播特征,从而揭示出大气低频振荡与华南夏季12—30 d持续性强降水的关系,同时分析了低频海-气相互作用对持续性强降水的影响。
2 资料和方法 2.1 资 料使用的资料包括:中国国家气象信息中心提供的全中国756站的地面气候资料日值数据、NCEP/NCAR发布的全球再分析日平均资料以及NOAA逐日向外长波辐射(OLR)和海表温度(SST)资料集。其中,NCEP/NCAR的再分析资料包括水平分辨率为2.5°×2.5°的水平风(u,v)场、垂直速度(ω)场、位势高度(Φ)场、地表气压(p)场、气温(t)场和比湿(q)场,以及非均匀高斯格点形式的地表净短波辐射通量场、净长波辐射通量场、净潜热通量场和净感热通量场。NOAA逐日向外长波辐射场与海表温度场的水平分辨率分别为1°×1°和0.25°×0.25°。所有资料使用的时间范围均为1982—2011年共30年的夏季(文中夏季指5—8月)。此外,根据Hong等(2013)对1979—2011年中国大陆5—8月单站持续性强降水事件的研究,无论是持续性强降水事件的发生频次还是其平均降水强度的空间分布,华南(20°—25°N,105°—120°E)均是中国显著的大值区(图略),因此,文中选取该区域进行研究。同时为了保证降水资料数据的连续性,对有缺测的站点进行了剔除,华南地区共有45个站点的逐日降水资料被用于分析。
2.2 方 法 2.2.1 持续性强降水的定义与位相合成为了得到华南夏季降水的显著性周期,首先对1982—2011年华南地区共45个站点的夏季降水进行区域平均,再减掉其气候态,即去掉季节循环的影响,然后进行9 d滑动平均,滤掉高频天气时间尺度,并对逐年夏季降水分别进行功率谱分析,得到这30年功率谱的平均值(图 1)。可以看到,12—35 d的周期均非常显著,通过了红噪声检验,且在16、21和30 d左右存在3个峰值,说明华南夏季降水具有显著的季节内(低频)振荡特征,这与已有的一些研究结论一致(唐天毅等,2007;纪忠萍等,2010;梁巧倩等,2011;胡娅敏等,2014)。当今常规天气预报主要着眼于10 d内的中、短期天气预报,短期气候预测则主要解决月尺度以上的预测,而介于两个尺度之间的10—30 d预报(即延伸期预报)就成为“预报缝隙”,使预报降水的季节内变化成为难题(李文铠等,2014)。因此,文中针对12—30 d这一周期进行研究,并对华南地区45站的原始降水资料以及其他常规气象要素场进行12—30 d的傅里叶带通滤波,以凸出该周期内的低频振荡特征,文中提到的低频若未特殊说明均是指12—30 d。
持续性强降水通常位于低频降水的活跃位相(Yang et al,2010),因此通过提取低频降水的活跃位相(低频降水事件)来表征华南夏季的持续性强降水。类似曹鑫等(2013)的做法,先将1982—2011年华南地区45站夏季的逐日降水进行12—30 d的傅里叶带通滤波,然后将滤波后的降水进行区域平均,再进行标准化得到降水指数(IR),若IR连续3 d及以上不小于1.5,则定义为一个低频降水事件,由此共选出了67个事件。然后对低频降水事件的基本特征进行统计,分析降水量以及降水强度的空间分布特征,并利用位相合成的方法对低频降水期间降水的空间演变特征进行分析,揭示出低频降水过程中伴随的低频大气环流型,并对低频信号的来源和传播特征进行研究,同时揭示出低频海-气耦合对持续性强降水过程的贡献。在进行位相合成时,将低频降水的整个过程分为9个位相进行合成,在每个降水事件中,第1和第9位相对应IR最小值,表示不降水或降水稀少的时刻,第5位相对应IR最大值,表示持续性强降水最强烈的时刻,第3和第7位相对应0值或最接近0值的IR,其余位相由线性插值得到。图 2以1986年华南地区5—8月的降水指数IR和原始降水量R的变化序列为例,说明选取低频降水事件和位相合成的方法,1986年共出现了3次持续性强降水事件,分别发生在5月10—12日、7月11—13日及8月9—13日,以第3次事件为例,图 2中的数字标出了低频降水事件的不同位相。
2.2.2 相关公式及计算在分析低频水汽输送时,水汽含量(W)(kg/m2)和纬向、经向水汽输送通量(Fx)、(Fy)(kg/(m·s))分别由以下公式计算:
(1) |
(2) |
(3) |
式中,g为重力加速度(m/s2),u、v和q分别为某一气压面p上的纬向、经向风速(m/s)和比湿(kg/kg),ps为地面气压(hPa),pt为大气层顶气压,取为300 hPa。下文给出的水汽含量和水汽输送通量均为从地面至300 hPa 的积分。
在对低频海-气耦合过程进行研究时,对流不稳定度用850与1000 hPa假相当位温的差值即θse850-θse1000来表示。其中,假相当位温θse为(Bolton,1980)
(4) |
式中,q和T分别为某一气压面p上的比湿和气温(K),TL为凝结高度的绝对温度,即气块干绝热上升达到饱和时的温度(K)
(5) |
式中,
通过对挑选出的67个低频降水事件的统计发现,低频降水事件的持续天数平均为4 d,平均降水强度(研究区域原始降水的平均)为23.5 mm/d,其对应的原始降水量占华南夏季总降水量的21%。由于每个低频降水事件的发生时间、持续天数和强度均各有差异,为深入分析华南地区夏季持续性强降水的基本特征,对持续不同天数的低频降水事件发生的频次、出现的月份、降水强度以及降水量占总低频降水事件降水量(二者均为低频降水事件所对应的原始降水量)的比例进行进一步统计(表 1)。
由表 1可以看出,1982—2011年华南夏季低频降水事件的持续天数范围为3—6 d,持续3、4 d的事件次数最多,各有23次,持续5 d的次之,持续6 d的最少,只有5次。持续3 d的低频降水事件主要发生在6、7月,5月发生最少;持续4、5 d的事件在6月发生次数最多,5月最少,且持续4 d的事件降水量所占比例最大;持续6 d的事件主要发生在5、6月,7月发生最少。5和6月分别是持续性强降水发生最少和最多的月份,分别是11和23次,而7和8月低频降水事件发生的总次数相差无几,分别为16和17次。此外,低频降水事件的降水强度总体上随着持续天数的增加而减小。
持续日数 (d) | 总频次 | 5月 | 6月 | 7月 | 8月 | 降水强度 (mm/d) | 降水量占总低频事件 降水量的比例(%) |
3 | 23 | 4 | 7 | 7 | 5 | 24.8 | 26.9 |
4 | 23 | 3 | 8 | 5 | 7 | 23.1 | 33.5 |
5 | 16 | 2 | 6 | 4 | 4 | 23.1 | 29.1 |
6 | 5 | 2 | 2 | 0 | 1 | 22.1 | 10.5 |
合计或平均 | 67 | 11 | 23 | 16 | 17 | 23.5 | 100 |
为了得到华南夏季持续性强降水更具体的发生时段,对这67个低频降水事件发生的日期进行统计(图 3)。由图 3a可以看到,低频降水事件的发生频次在6月8日和6月27、28日前后有两个非常明显的峰值,均对应前汛期后期,而在8月5日前后也有一个较小的峰值,对应后汛期,其他时段发生次数差异不大,说明华南的前汛期末期是最易发生持续性强降水的时段,与低频降水事件在6月发生次数最多相对应。而如图 3b所示,低频降水事件的降水量在对应的3个时段也有明显的峰值,其变化曲线与低频降水事件发生频次的变化曲线几乎完全吻合。
从1982—2011年华南夏季降水的空间分布(图 4)特征可以看到,在华南地区,无论是夏季总降水(图 4a、c)还是低频降水事件(图 4b、d),其降水量和降水强度的空间分布总体均由西北向东南呈阶梯状逐渐增大,大值区主要分布在珠三角和广西南部沿海地区。此外,由上文可知,低频降水事件对应的原始降水量只占夏季总降水的21%,而且由图 4a、b也可以看到在整个华南地区,低频降水事件对应的降水量均远少于夏季总降水,但如图 4c、d所示,整个华南地区低频降水事件的降水强度却远大于夏季总降水,甚至可达2倍之多,说明了持续性强降水的降水强度之强。
从低频降水期间降水距平空间分布的演变过程(图略)可以得到,从第1至第5位相,整个研究区域由一致的降水负距平变为一致的正距平,降水量呈一致性的显著增大,反映持续性强降水的发生发展过程,且在第5位相整个华南地区降水距平达到正的最大,对应持续性强降水最强烈的时刻。在降水发生发展的过程中,华南的东南部沿海地区是降水最先增大的区域,然后大值区逐渐向西北内陆推进,表明华南夏季低频降水期间的雨带是自东南向西北方向推进的。第5位相以后直至第9位相,整个研究区域又由一致的降水正距平变为一致的负距平,降水量呈一致性的显著减少,表示持续性强降水的减弱与结束。
4 华南夏季持续性强降水期间低频大气环流场的时空演变分析基于前文方法中挑选出的67个低频降水事件,本节利用位相合成的方法来分析持续性强降水期间伴随的大尺度低频大气环流型的时空演变过程,以及低频信号的来源与传播特征。
4.1 低层低频大气环流场的演变图 5为850 hPa低频风场、向外长波辐射场以及850 hPa位势高度场在低频降水期间不同位相的合成,用以揭示低层低频大气环流场的时空演变特征。可以看到,从第1至第5位相,华南及邻近海域上空强大的低频反气旋式环流和显著的向外长波辐射正异常逐渐减弱消失,而中国南海—菲律宾海一带弱的低频气旋式环流不断西伸北上至华南及邻近海域并逐渐增强,导致该地区低频位势高度的下降,伴随着对流活动的增强。而在第1位相位于热带西太平洋(EQ—10°N,140°—170°E)上空弱的低频向外长波辐射正异常也一直向西北传至中国南海—菲律宾海一带并增强,该过程伴随着低频反气旋式环流的出现、传播和增强。导致在第5位相,华南及邻近海域低层被强大的低频气旋式环流所控制,低频位势高度为显著负异常,而中国南海—菲律宾海一带为强大的低频反气旋式环流和位势高度正异常,这两个低频环流相互配合使来自中国南海的西南风将充沛的暖湿气流输送到华南及邻近海域并发生辐合,低频向外长波辐射为显著的负异常,对流极其活跃,对应持续性强降水最强烈的时刻。此形势在第4位相就已形成,直到第7位相才衰亡消散,有利于持续性强降水的发展与维持。而后,由热带西太平洋西北传至中国南海—菲律宾海一带的低频反气旋式环流和对流抑制区继续增强且西伸北上至华南及邻近海域,并维持在此直至第9位相,造成该处的低频位势高度再次增大,有助于持续性强降水的减弱与结束。而在第5位相形成于赤道西太平洋区域弱的对流场不断向西北移动并逐渐增强,在第9位相完全到达中国南海—菲律宾海一带,该过程伴随着低频气旋式环流的出现、移动和增强。第9位相又回到第1位相的环流配置,且与第5位相刚好相反,很好地体现了低频环流的周期性。
对图 5的分析表明,来源于中国南海—菲律宾海一带以及热带西太平洋上空低频振荡的西北向传播是华南夏季持续性强降水发生的先兆信号,为进一步揭示低层低频信号的来源和传播过程,图 6给出了850 hPa低频相对涡度场沿(EQ,150°E)—(30°N,100°E)剖面(图 5a中红色虚线所示)的位相传播。可以清楚地看到低层低频相对涡度由东南向西北的传播过程。中国南海—菲律宾海一带的低频正涡度(低频气旋)在第1位相由(18°N,120°E)附近开始生成并持续西伸北传,在第5位相达最大值,对应持续性强降水最强烈的时刻,且所在位置正好为华南持续性强降水发生的区域,然后继续向西北传播,离开华南地区,且强度迅速减弱。整个传播情况对应图 5a—i中的中国南海—菲律宾海一带低频气旋式环流在第1—9位相的西伸北传。热带西太平洋上空弱的低频负涡度(低频反气旋)在第1位相由(9°N,135°E)左右开始生成并一直西传北上且强度增强,在第5位相完全到达中国南海—菲律宾海一带,然后继续西北传,在第7位相强度稍有减弱,后又增强,在第8位相完全传至华南地区上空,并维持在此直至第9位相,其传播与图 5中热带西太平洋的低频反气旋式环流在整个降水过程中的西伸北传相对应。此外,在第5位相,热带西太平洋(6°N,140°E)附近有一弱的低频正涡度(低频气旋)形成,而后不断向西北传播,强度略有增强,最终到达中国南海—菲律宾海一带。这与上述的低层低频风场信号的西北传路径是一致的。
由此可得,华南夏季持续性强降水期间的低频风场信号在低层主要来源于中国南海—菲律宾海一带以及热带西太平洋上空低频振荡的西北向传播。
4.2 太平洋副热带高压的变化图 7为500 hPa等压面上5870 gpm等值线和850 hPa等压面上1495 gpm等值线在低频降水期间不同位相的合成,用来揭示太平洋副热带高压在持续性强降水期间的变化。由图 7a、b可以清楚地看到,从第1至第6位相,西太平洋副热带高压从129°E一直西伸到最西端120°E附近,并维持在此直至第7位相,之后迅速东撤,在第9位相撤至最东端129°E左右,并且在副热带高压西伸东撤的同时,120°—150°E副热带高压的北部边缘也发生北扩和南退。通过用850 hPa等压面上的1495 gpm等值线来表征低层西太平洋副热带高压的移动(图 7c、d),也可以得到同样的变化过程,即从第1至第6位相,低层副热带高压西伸北扩,其西边界与20°N的交点从127°E一直西伸至最西端119°E左右,北侧边缘扩展到日本岛南侧边界,而后低层副热带高压逐渐东撤南退回到第1位相的位置。所以在持续性强降水达到最大值之前,西太平洋副热带高压的持续西伸北扩对应着低层低频大气环流场的西北向传播,即之前所揭示的850 hPa低频反气旋式环流从热带西太平洋西伸北传至中国南海—菲律宾海一带,低频气旋式环流从中国南海—菲律宾海一带西北传至华南及邻近海域,低频风场、水汽在华南及邻近海域低层辐合上升,促使该处持续性强降水的发生、发展。而后,副热带高压的继续西伸伴随着850 hPa 从热带西太平洋西伸北上至中国南海—菲律宾海一带的低频反气旋式环流继续向西北传播至华南及邻近海域,导致该处对流受到抑制,持续性强降水减弱,最终结束。最后副热带高压东撤南退,对应着850 hPa在热带西太平洋新生成的弱的低频气旋式环流西北传至中国南海—菲律宾海一带,低层的低频环流场又回到降水伊始的环流配置,完成了低频降水的整个过程。
以上分析表明,在低频降水的整个过程中,西太平洋副热带高压先西伸扩展后东撤收缩,表现出了明显的低频变化特征,而西太平洋副热带高压的低频变化伴随着低层低频大气环流场的演变与传播,也由此导致了持续性强降水开始—加强—最强—减弱—结束的全过程。
4.3 高层低频大气环流场的演变图 8给出了200 hPa低频风场及其散度场、200 hPa位势高度场在低频降水期间不同位相的合成。可以清楚地看到,在第1位相,亚洲西部和白令海附近高层各被一个强烈的低频反气旋式环流占据,两者同巴伦支海附近以及俄罗斯中部—日本海一带的低频气旋式环流构成了一个近东西向的低频罗斯贝波列(波列1)。华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域和亚洲西部的低频反气旋式环流同巴伦支海与青藏高原及其北部的低频气旋式环流构成了另一个西北—东南向的低频罗斯贝波列(波列2),这两个低频波列相互交织,共同传播,且俄罗斯中部—日本海一带的低频气旋式环流与青藏高原及其北部的低频气旋式环流是同一个气旋式环流的两个强度不同的中心。在波列2中,华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域的低频反气旋式环流与孟加拉湾—中国南海一带弱的低频气旋式环流相互配合,导致整个华南及邻近海域高层都处于较强的辐合场中,此时低层被强大的低频反气旋式环流所控制,对流受到抑制。从第2位相开始,波列1自西向东传播,波列2自西北向东南传播,且在此过程中,波列2中华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域的低频反气旋式环流迅速减弱并南下至孟加拉湾—中国南海一带,致使华南及邻近海域高层的辐合场无法继续维持。而青藏高原及其北部—俄罗斯中部—日本海一带的低频气旋式环流范围减小但强度增强,并在第4位相东移南下至华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域,与南下至孟加拉湾—中国南海一带的低频反气旋式环流相互配合,促使华南及邻近海域高层逐渐被强的辐散场所占据,强大的辐散环境有利于加强低频上升运动和低层的辐合,产生活跃的对流活动,促使持续性强降水的发生、发展。此环流配置从第3位相一直持续到第6位相,而在此期间华南及邻近海域低层始终为低频气旋式环流所控制,所以高低层的低频环流相互配合有利于华南夏季持续性强降水的增强与维持。第6位相以后,华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域的低频气旋式环流迅速减弱南压至孟加拉湾—中国南海一带,致使华南及邻近海域高层的辐散场逐渐消散,其西北侧蒙古高原—青藏高原地区的低频反气旋式环流也逐渐东移南传,最终到达华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域,且强度显著增强,华南及邻近海域高层又重新处于强大的辐合环境中,对应低层在此期间的低频反气旋式环流,使对流活动受到抑制,有利于持续性强降水的减弱与结束。
为了更直观地说明高层低频信号的传播情况,图 9给出了200 hPa低频相对涡度场沿(70°N,50°E)—(10°N,150°E)剖面(图 8a中红色虚线所示)的位相传播,可以看到低频罗斯贝波列明显的东移南下过程。在低频降水期间,青藏高原及其北部的低频正涡度(低频气旋)从第1至第9位相由93°E东传至130°E、由44°N南下至20°N附近的中国南海一带,且在第4位相,该低频正涡度到达华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域,强度较强,造成华南及邻近海域高层强大的辐散环境,有利于降水的发展。亚洲西部的低频负涡度(低频反气旋)从第1至第9位相由75°E东移至110°E、由55°N南传至34°N附近的华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域,使华南及邻近海域高层重新处于强辐合场中,导致降水的减弱终止。巴伦支海附近的低频正涡度(低频气旋)从第1至第9位相由(67°N,55°E)东传南压至(49°N,85°E)的新疆北部地区。这与上文分析高层低频罗斯贝波列的传播一致。
因此,华南夏季降水的12—30 d振荡与高层包含异常气旋和反气旋的自西北向东南传播的低频罗斯贝波列密切相关。
4.4 低频垂直运动和低频水汽输送的演变通过前文的分析可知,高层强大的辐散环境配合低层的强辐合场,能够促使上升运动持续加强,导致活跃的对流活动,有利于降水的发生、发展。图 10为经过100°—120°E纬向平均后的低频垂直速度在低频降水期间不同位相的高度-纬度剖面。可以看到,在第1位相,华南整层都是显著的低频下沉运动,对应850 hPa的低频反气旋式环流和高层强的辐合场,对流受到抑制,而中国南海—菲律宾海一带为弱的低频上升运动,伴随弱的对流活动。从第2位相开始,华南的低频下沉运动北移并减弱,而中国南海—菲律宾海一带的低频上升运动不断北上并加强,在第4位相完全到达华南地区,在第5位相强度达最大,对应低层强烈的辐合和高层强的辐散环境,华南整层都是显著的低频上升运动,对流异常活跃,对应持续性强降水最强烈的时刻。同时从第4位相开始,在强低频上升运动南侧的中国南海—菲律宾海一带就有弱的低频下沉运动开始形成,一直持续至第6位相,有利于降水的发展与维持。第6位相以后,华南地区的低频上升运动北移至长江以北地区,强度显著减弱,并维持在此直至第9位相,而中国南海—菲律宾海一带的低频下沉运动不断增强北上至华南地区,且下沉运动的范围也同时向高低层延伸,致使华南整层又变为强烈的低频下沉运动,从而有助于降水的减弱与结束。
除了强烈的上升运动,充沛的水汽输送也是持续性强降水发生、发展不可或缺的条件。从图 11可以看出,在持续性强降水发生、发展的过程中,低频水汽输送通量及其散度也呈现出低频波动形式,自东南向西北传播。低频水汽输送通量的空间分布型与850 hPa低频风场的空间分布型非常相似,说明水汽输送主要集中在对流层低层,其低频信号的传播特征也跟低层风场相似。在第1位相,与华南地区上空低层低频反气旋式环流对应,低频水汽输送也为反气旋环流形式,低频水汽含量为显著负异常(图略),整个华南及邻近海域处于强的水汽辐散场中,再配合此时华南整层显著的低频下沉运动,从而抑制了降水的形成。而与中国南海—菲律宾海一带上空低层低频气旋式环流相对应,水汽输送也为低频气旋式环流,水汽在中国南海—菲律宾海一带强烈辐合。从第2位相开始,华南及邻近海域的水汽辐散场减弱北移,中国南海—菲律宾海一带的水汽辐合场不断西伸北上且增强,并在第4位相完全到达华南及邻近海域,水汽在该处强烈辐合,水汽含量显著增大,并持续至第6位相,配合华南整层强烈的低频上升运动,从而有利于持续性强降水的增强与维持。同时,伴随着反气旋式的低频水汽输送,热带西太平洋上弱的水汽辐散区也逐渐向西北传播至中国南海—菲律宾海一带,且强度迅速增强。第6位相以后,华南及邻近海域的水汽辐合场迅速减弱北移,由热带西太平洋西伸北上至中国南海—菲律宾海一带的反气旋式的低频水汽输送继续向西北传播,最终到达华南及邻近海域,该处水汽再次强烈辐散,低频水汽含量显著减少,且伴随着低频下沉运动的不断增强,导致降水的减弱与结束。
5 低频海-气相互作用对华南夏季持续性强降水的影响海洋对大气环流,乃至整个气候系统均起巨大的调节作用。一方面,海洋巨大的热容量使其成为大气运动的主要能源,另一方面,海洋提供了大约86%的大气水汽来源,其热状况和蒸发强度的变化等直接影响着大气中能量和水分的分布。同时,低层大气的稳定性也通过影响对流活动而影响入射太阳辐射,从而使海表温度发生变化。本节通过研究低频尺度上的海-气相互作用过程,揭示出外强迫因子对持续性强降水的作用。
如图 12所示,在低频降水期间,伴随着低层低频环流的演变,海表温度异常(SSTA)也发生了明显的低频变化。在低频气旋式环流自中国南海—菲律宾海一带向华南地区传播的过程中(1—4位相,图 12a—d),其西侧海表温度升高,东侧海表温度降低。在低频反气旋式环流向华南地区传播的过程中(5—9位相,图 12e—i),其西侧海表温度降低,东侧海表温度升高。其中,华南邻近海域是海表温度变率最大的区域。值得关注的是,海表温度的演变与环流场的演变呈现近π/2的位相差:即高度场异常的中心对应海表温度异常的0线,而海表温度异常的中心对应高度场异常的0线。这样的振荡位相关系也就暗示着低频海-气相互作用的存在。
为了进一步研究低频海-气相互作用是如何影响持续性强降水的,选取华南邻近海域(14°—24°N,106°—120°E)(图 12e中的红色方框)作为研究区域,图 13a为合成的区域平均低频海表温度异常、850 hPa位势高度异常、潜热通量异常以及净短波辐射通量异常随位相的演变,图 13b为合成的低频海表温度异常、对流不稳定度(θse850-θse1000)异常、感热通量异常以及1000 hPa假相当位温异常随位相的演变。可以看到,在持续性强降水达到最大值之前,随着低频气旋式环流从中国南海—菲律宾海一带西伸北传至华南及邻近海域,研究区域的850 hPa低频位势高度从第1至第4位相一直在下降,从而导致该区域对流活动增强,同时伴随着降水的持续发展,海洋向大气释放的潜热从第1至第4位相不断增多,空中云量增多,又致使海洋接收到的太阳短波辐射从第1至第5位相不断减少,进而导致该区域洋面变冷,低频海表温度从第2至第6位相由最大正异常不断减小到最大负异常。这个过程体现了大气对海洋的作用。而洋面的变冷使得海洋向大气释放的感热不断减少,且在第3至第7位相,感热异常变为负值,即大气向海洋释放感热,从而导致第4至第7位相低层假相当位温的下降,使得对流不稳定度在第4至第7位相始终保持正异常,即低层大气处于相对稳定的状态,进而抑制对流活动,低频气旋式环流不断减弱消散,低频反气旋式环流逐渐增强并占据华南及邻近海域,使得该区域850 hPa低频位势高度从第4至第7位相由最大负异常增大到最大正异常。这个过程体现了海洋对大气的作用。而随着降水的减弱,海洋向大气释放的潜热从第4到8位相不断减少,同时空中云量的减少又导致从第5到第9位相海洋接收到的太阳短波辐射的增多,从而促使洋面再次变暖,低频海表温度异常从第6至第9位相持续增大,形成振荡。
所以,伴随着低频气旋式环流的传播与增强,在带来活跃对流活动和降水的同时,也通过增加海洋向大气释放的潜热和减少海面接收的太阳短波辐射使海洋变冷,而变冷后的洋面再通过带来稳定的低层大气环境来减弱低频气旋式环流,增强低频反气旋式环流,从而有助于降水的减弱与结束。通过这种低频海-气相互作用,大气低频信号可以持续地向华南地区传播,从而影响华南地区持续性强降水的发生和中断。
6 结论和讨论利用1982—2011年5—8月的中国站点逐日降水观测资料、NCEP/NCAR发布的全球再分析日平均资料以及NOAA逐日向外长波辐射和海表温度资料集,通过选取低频降水事件的方法,分析了华南夏季12—30 d持续性强降水的基本特征,并利用位相合成的方法对持续性强降水期间12—30 d低频大气环流型及其低频信号的来源和传播特征进行了研究,同时分析了低频海-气耦合过程对持续性强降水的影响,结果表明:
(1) 华南夏季降水具有显著的12—30 d低频振荡特征,低频降水事件中以持续3—4 d的事件居多,前汛期末期是华南夏季持续性强降水最易发生的时段,且低频降水期间的雨带自东南向西北推进。
(2) 在对流层低层,持续性强降水最强烈的时刻(第5位相),华南及邻近海域为强大的低频气旋式环流所占据,而中国南海—菲律宾海一带为强大的低频反气旋式环流,风场和水汽在华南低层强烈地辐合上升,对流极其活跃。低层的低频信号来源于中国南海—菲律宾海一带与热带西太平洋上空低频振荡的西北向传播。在低频降水的整个过程中,伴随着低层低频大气环流场的演变与传播,西太平洋副热带高压先西伸扩展后东撤收缩。
(3) 在对流层高层,低频信号主要来源于包含异常气旋与反气旋的低频罗斯贝波列自西北向东南的传播。在持续性强降水达到最大值之前,伴随着低频罗斯贝波列的东移南下,华南北侧(22°—45°N,95°—130°E)区域的低频反气旋式环流不断传播至孟加拉湾—中国南海一带,而青藏高原及其北部—俄罗斯中部一带的低频气旋式环流逐渐东移南传至华南北侧地区,这两个低频环流相互配合导致华南地区高层处于强大的辐散环境中,有利于低层辐合和上升运动的增强,从而有利于持续性强降水的发生、发展。
(4) 在持续性强降水期间,华南及邻近海域的低频水汽输送为强大的气旋式环流,而中国南海—菲律宾海一带强大的反气旋式环流西北侧向北的低频水汽输送将南海的水汽持续不断地向华南输送,水汽在该处强烈辐合,加之华南地区整层显著的低频上升运动,促使低层辐合的水汽向上输送,有利于持续性强降水的增强与维持。
(5) 在低频降水的整个过程中,华南邻近海域海表温度的变化对应着850 hPa低频环流场的演变与传播,即存在低频海-气耦合过程。低频大气环流异常能够通过云辐射和热通量过程使低频海表温度异常发生变化,而海洋对大气的反馈是通过低频海表温度异常改变低层大气稳定性使得低频大气环流出现异常来实现的。这种低频海-气相互作用有利于大气低层低频信号传播到华南地区,从而影响持续性强降水的发生、发展与结束。
文中研究的是华南(20°—25°N,105°—120°E)区域整个夏季5—8月的12—30 d持续性强降水的特征及其伴随的低频大气环流形势,而由Hong等(2013)的研究可以知道,华南夏季不同月份发生的持续性强降水,其伴随的低频大气环流型的演变、低频信号的来源及传播特征是有差别的,因此在今后的研究中,可以将华南夏季分为不同时段,如5—6和7—8月两个时段,或分为前、后汛期,来分别研究不同时期发生的持续性强降水的特征及其伴随的低频大气环流型。此外,MJO是大尺度环流和热带对流相耦合的振荡,是热带大气活动在7—90 d时间尺度的最强振荡信号(Madden et al,1971,1994;李崇银等,2003),主要周期为30—60 d,有纬向东传和经向北传的活动特征(章丽娜等,2011)。Donald等(2006)的研究表明,热带MJO能够影响全球日降水的形态,在整个中国东南部地区,无论是北半球冬季还是北半球夏季,降水对MJO的各位相均存在明显的响应。因此,热带MJO活动作为低频背景场对华南夏季12—30 d持续性强降水的影响也是需要进一步深入研究的问题。
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