【word】 高原夏季风指数的定义及其特征分析

【word】 高原夏季风指数的定义及其特征 高原夏季风指数的定义及其特征分析 第29卷第4期 2009年12月 高原山地气象研究 PlateauandMountainMeteoroloavResearch Vol29No.4 Dec.2oo9 文章编号:1674—2184(2009)04—0001—09 高原夏季风指数的定义及其特征分析 齐冬梅,李跃清,白莹莹,德庆 (中国气象局成都高原气象研究所,成都610072;2.重庆市气象科学研究所,重庆401147; 3.西藏自治区气象台,拉萨850000) 摘要:基于1958,2002年ECMWF再分析资料,我国160个台站降水和气温资料,从夏季高原季风环流系统特点出发,定义 了能较好征高原夏季风环流变化的特征指数,分析了高原夏季风年际,年代际变化特征,并揭示了高原夏季风强弱异常时 的环流特征及其与中国夏季降水和气温的关系,主要结论为:(1)用6,8月600hPa(27.5,30.N,80,100.E)范围内平均的 西风分量距平与(35—37.5.N,80,100.E)范围内平均的东风分量距 平差定义了高原夏季风指数(PMI).该指数计算简单, 意义清楚,代表性好.(2)1958,2002年高原夏季风整体呈增强趋势,在20世纪60年代中期之前是高原夏季风的强盛期, 之后是高原夏季风弱期,在80年代以后又转为季风强期.(3)高原夏季风与中国夏季降水和气温相关很好.将该指数与之 前汤懋苍定义的指数进行性能综合比较后,发现该指数对川渝地区的夏季降水及气温有更好的指示意义. 关键词:高原季风;年际变化;季风指数;中国气候 中图分类号:P434文献标识码:Adoi:10.3969/j.issn.1674—2184?2009.04.001 引言 亚洲季风系统中存在着3个相对独立的子系统:东 亚季风…,南亚季风和高原季风,青藏高原与亚洲季 风活动密切相关.对高原季风的研究是亚洲季风气象 学的重要部分.20世纪50年代末叶笃正等最先提 出:”夏季贴近高原周围的风基本上是绕着高原作气旋式 旋转的,同时向高原耦合造成上升运动,这种现象是由高 原的热力作用造成的”.随后徐淑英和高由禧指出:西 藏高原存在与东南季风或西南季风都不同的季风现象. 60年代高由禧和汤懋苍首次明确提出了”高原季风”的 概念,70年代末汤懋苍等发表了两篇论着’,分析了高 原季风的结构及其气压场,降水场和温度场的平均特征, 此后”高原季风”的概念开始受到人们的关注.1983年 汤懋苍等对美国西部高原分析后,发现它与青藏高原相 仿,亦存在高原季风现象,并发现其基本特征与青藏高 原季风一致.从此高原季风开始得到国际同行的承认. 数值模拟的结果也显示,夏季青藏高原的加热作用形成 了热低压和高原季风. 汤懋苍..从高度场出发定义了一个高原季风指数, 之后白虎志等以汤懋苍提出的高原季风指数为基 础,利用压高公式求出高原周围4点和中心点的历年逐 日600hPa高度Hn,然后计算了逐日高原季风指数,初步 确定了高原季风开始和结束的时间,并分析了高原季风 指数与500hPa高度场,东亚季风强度及我国气候异常的 联系.在定义了高原季风指数的基础上,人们进一步分 析研究了高原季风的本质,年代际变化特点,它在高原气 候形成和变化中的作用,高原季风与亚洲季风的关系及 其对中国,东亚气候的影响以及高原隆起演化的不同阶 段高原季风的表现. 关于高原季风已有不少研究,多数是以地面实测资 料为基础,在青藏高原上观测资料稀少,给研究带来一定 的困难.过去关于高原季风指数的定义也比较单一,都 是以汤懋苍..定义的高原季风指数为基础,从气压场角 度出发来定义的.近年来国际上再分析资料的出现,在 一 定程度上弥补了青藏高原地区资料的缺乏,对于高原 季风的要素特征研究有了一定的补充,使我们能进一步 分析研究高原季风,如用不同方法实现高原季风指数的 定义,研究高原季风在垂直环流上的特点等.本文将从 高原夏季风风场特点出发,定义一个能较好表征高原夏 季风环流特点的高原夏季风指数,并讨论它的变化特征, 其强弱异常时的环流特征及其与我国夏季降水及气温的 关系. 1资料和分析方法 本文分析研究所用资料是1958,2002年ECMWF的 收稿日期:2009—06—16 资助项目:高原季风与川渝盆地夏季气候的关系(LPM2008028),中国气象局成都高原气象研究所高原气象开放基金项目(LPM2009008),青藏 高原及临近地区水循环中大气过程的气候特征研究(BROP200702) 作者简介:齐冬梅,硕士,主要从事高原气候研究.Email:qidongmei1983@163.con 2高原山地气象研究第29卷 逐月再分析资料,包括月平均高度场,逐月经向风,纬向 风和垂直速度资料,资料的水平分辨率为2.5.×2.5.; 1958,2002年全国160站月平均降水和气温资料. ERA一40是欧洲中期数值预报中心于2003年完成 的第二代再分析资料.相对于第一代再分析资料(NCEP 一 1和NCEP一2,ERA一15)来说,ERA一40无论在空问 分辨率还是时间尺度上有很大的改进,对大气进行了更 加广泛而精确的描述,同时提供了更多的分析场.关 于再分析资料在我国的应用检验已有一些工作.,认 为再分析资料比较合理.白虎志等,马振峰等也 用再分析资料计算过高原季风指数,认为结果可靠,得出 了一些有意义的结论.因此,我们认为选用EcMwF的 月平均资料来讨论高原季风的特征是可行的. 本文中应用了曲线拟合,Morlet小波分析,合成分析 和相关分析等方法.下面分别介绍. (1)采用曲线拟合来描述高原夏季风变化的基本趋 势,曲线拟合是用连续曲线近似地刻画或比拟平面上离 散点组所表示的坐标之间的函数关系的一种数据处理方 法. (2)采用Morlet小波分析45年来高原夏季风的变化 周期.小波分析是近几年国际上十分热门的一个前沿领 域,以一种小波变换方式产生一系列”瞬时”波谱信号估 计,详细而准确地揭示出时问序列中瞬时频率结构随时 间的变化.即小波变换不仅可以给出气候序列变化的尺 度,可以显示出变化的时间位置,它还具有数学意义上的 严格的突变点诊断能力.Morlet小波的形式为: ()=(一1)e一 ? 小波系数模,小波系数实部是Morlet小波变换得到 的最重要的变量.小波系数模的大小表示特征时间尺度 信号的强弱,其模值越大,表示其所对应的时段和尺度的 周期性越明显.Morlet小波系数的实部包含所给定时间 和尺度信号相对于其它时间和尺度信号的强度和位相两 方面的信息. (3)采用合成分析高原夏季风偏强,偏弱时的环流 特征. (4)相关分析是用来描述两个时间序列之间相互关 系的方法,主要用相关系数r来表示,绝对值r越大,表示 两者之间关系越密切.一般用t检验来判场出发定义的高 原季风指数的具体方法是:以90.E,32.5.N为高原地形 的中心点,取80.E,32.5.N;90.E,25.N;100.E,32.5.N; 90.E,40.N这4个点分别代表高原的西,南,东和北部, 从逐月距平图上读出各点的距平值,取PMI:H+ +日+?一4定义为高原季风指数.其中正指数 大,表示高原夏季风强(或冬季风弱);负指数绝对值大 表示高原冬季风强(或夏季风弱).此后的指数也都是 从此角度出发来定义的,但由于高原季风环流系统的复 杂性,用单一指数来描述高原季风的全貌略显不够,因 此,基于高原季风强弱本质是高原夏季近地面切变线南 北位置及切变线南北两侧风的强弱,我们从风场角度定 义了一个高原夏季风指数,旨在较好地反映夏季高原近 地面层风场的变化特征. 图1(a)是1958,2002年600hPa夏季平均高度场分 布.从图中可见,在600hPa上,高原主体为一个强大的 热低压控制,主要低压中心在90.E,32.5.N附近,高原南 北两侧是高压带,这与叶笃正等所得的结论一致. 配合这样的气压场形势,高原近地面层在夏季是一 个气旋,风场呈气旋式旋转,高原上的风从四周向高原辐 合(图1(b)).在高原主体部分27.5,37.5.N,80,100. E范围内,以32.5.N为界,其南侧为偏西风,北侧为偏东 风. 根据上述特征,我们通过风场定义了一个高原夏季 风指数.取6,8月600hPa(27.5,30.N,80,100.E)范 围内平均的西风分量距平与(35,37.5.N,80,100.E) 范围内平均的东风分量距平之差作为高原夏季风指数. 以下为便于区别,我们把汤懋苍从高度场出发定义的指 数表示为PMI.,把我们从风场定义的指数表示为PMI. 即:PMIv=U?『275.N, 800.E一U600『”375,80,E] 其差值越大,证明高原夏季近地面切变线南北纬风 向差越大,气旋性旋转越强,高原夏季风越强,反之,则高 原夏季风越弱.该指数是根据高原南北两侧距平风场的 变化呈相反趋势的特征而定义的. 利用ECMWF的1958,2002年再分析月平均风场资 料,根据上式计算了1958,2002年高原夏季风指数序 列. 将用ECMWF的逐月风场资料计算所得的1958, 2002年6,8月平均高原夏季风指数及用文献[10]中汤 懋苍定义的方法计算的同时段内的高原夏季风指数(基 于ECMWF的逐月高度场资料计算)绘于同一张图上(图 2),进行分析比较.图中指数大小表示该年高原夏季风 第4期齐冬梅等:高原夏季风指数的定义及其特征分析3 的强弱,用曲线拟合的方法绘制了高原夏季风的变化趋0.71,通过了99.9%的显着性检验. 势.用两种方法计算出的高原夏季风指数的相关系数为 EE 图119582002年600hPa夏季平均高度场(a)及风场(b)(高度场单位:gpm;风场单位:m/s;阴影区为3000m地形1 195819621966197019741978198219861990199419982002 矩 图21958,2002年高原夏季风指数序列 (光滑曲线为高原夏季风变化趋势,指数经过标准化处理) 从图2中可看出,1958,2002年的45年中,高原夏 季风整体呈增强趋势,年代际变化显着,经历了强一弱一 强的变化特征.从我们定义的高原夏季风变化趋势上可 以看出,在20世纪60年代中期之前是高原夏季风的强 盛期,之后是高原夏季风弱期,在80年代以后,又转为季 风强期,尤其进入90年代中期以后,更是明显增强.两 种方法计算出的指数不同点是,用汤懋苍的方法计算出 的高原夏季风指数由弱转强的转折点在20世纪90年代 初,较我们计算的推迟了10年左右.在20世纪80年代 中期之前,汤懋苍的方法计算出的高原夏季风比我们定 义的要强,而在8O年代中期之后,其指数较我们定义的 要弱. 图3绘制了1958,2002年高原夏季风指数序列的 Morlet小波变化实部图.图中清晰地显示了高原夏季风 时间尺度变化,突变点及其位相结构.发现45年来其年 际,年代际变化均很明显.年际变化周期主要在4,9年 之间,其中心时间尺度为8年左右,正负位相交替出现; 10,14年时间尺度也非常突出,其尺度中心在12年左 右.另外2年左右尺度表现也很明显. 19591962l96519681971l974l977l9801983198619891992l99519982o0 1 年 图31958,2002年高原夏季风指数序列的的Morlet小 波分析实部(阴影区表示正位相) 以上分析了两个指数反映高原季风强度方面的不 同,并讨论了高原夏季风的年际,年代际变化特征.我们 定义的高原夏季风指数是否能如实反映大气环流特征? 高原夏季风强弱年北半球的大气环流特征有何差异?高 原夏季风对于我国夏季降水和气温是否有指示意义?以 下详细讨论. 3高原夏季风强弱异常时的环流特征 从图2中,分别选取IPMIf>1的5个峰值年 (1965,1972,1974,1998和2002年)和4个谷值年(1973, 1978,1984,1994年)代表强,弱季风年.用这些年份进 行合成分析. 加m642O 0,00 4高原山地气象研究第29卷 3.1600hPa环流形势 图4给出了夏季600hPa高度场及风场形势.结合 600hPa平均高度场图1(a)分析,在高原夏季风偏强年 (图4(a)),高原主体部分为一强低压控制,中心为负距 平,说明其低压中心强度较气候平均状况强,其北侧的高 压带也比气候平均状况强.风场形势与之对应(图4 (c)),高原夏季风偏强年,高原上有一个距平气旋发展, 以32.5.N为界,其南侧为偏西风距平,北侧为偏东风距 平;而在夏季风偏弱年(图4(b)),高原上高度场低压中 心为正距平,说明其强度较多年平均状况弱,其北侧的高 压带也比多年平均状况弱.对应夏季风偏弱年风场形势 E (图4(d)),在高原上为一距平反气旋,32.5.N以南为偏 东风距平,以北为偏西风距平.可见用此方法定义的高 原夏季风指数是适当的,能够反映高原夏季风的实际变 化,所选个例是具有代表性的. 叶笃正指出,夏季高原主体的强大热低压中的上 升气流,必然会在其四周辐散下沉,因而诱发出高原四 周,尤其是北侧的高压带.我们分析的结果显示,高原夏 季风强年,高原上低压强,因而高原北侧高压带也强;夏 季风弱年与之相反.高原热低压与北侧高压是同时加强 或同时减弱的,从垂直环流上来看,北侧高压应是高原上 空上升气流的补偿下沉区. 图4高原夏季风偏强年和偏弱年600hPa高度场距平合成(a),(b);风场距平合成(c),(d) (高度场单位:gpm;风场单位:m/s;图(a),(b),(c),(d)中阴影区为3000m 地形) 3.2500hPa高度场形势 图5是高原夏季风偏强年和偏弱年500hPa高度距 平的合成及夏季气候平均高度场.结合夏季气候平均高 度场图5(c)分析,高原夏季风偏强年时的500hPa高度 距平合成场上(图5(a)),乌拉尔山以东,巴尔喀什湖到 贝加尔湖,东西伯利亚海地区为明显的正距平区,表明这 些区域脊区发展;鄂霍次克海,日本海,黄海,长江中下游 E E 至川渝盆地及青藏高原地区为负距平区,华南,南海及附 近的西太平洋地区为正距平区,表明鄂霍次克海,日本 海,黄海一线低槽加深,高原上低压加强,西太平洋副高 偏南.500hPa亚洲中高纬的高度距平形势还表明,高原 夏季风偏强年,亚欧大陆中高纬以经向型环流为主.而 在图5(b)高原夏季风偏弱时,格陵兰海至北冰洋一线为 负距平区;西西伯利亚地区附近上空为正距平区;巴尔喀 第4期齐冬梅等:高原夏季风指数的定义及其特征分析5 E 图5高原夏季风偏强年(a)和偏弱-ff-(b)500hPa高度距 平合成场及夏季气候平均高度场(c) (单位:gpm;图(a),(b),c)中阴影区为3000m地形) 什湖到贝加尔湖,东西伯利亚海地区为明显的负距平区, 表明此区域脊减弱;同时鄂霍次克海至日本海,黄海及青 藏高原地区的高度场偏高,华南,南海及附近的西太平洋 地区为负距平区,表明鄂霍次克海,日本海,黄海一线低 槽减弱,高原上低压减弱,并且西太平洋副高偏北. 3.3850hPa风场形势 从850hPa距平风的合成能更好地看出对应于高原 夏季风偏强及偏弱年低层风场的辐合辐散.图5是高原 夏季风偏强年和偏弱年850hPa风场及距平风场的合成 图.从图6(a)高原夏季风偏强年合成情况来看,沿30.N 在140,160.E间有一反气旋,说明高原夏季风偏强年西 太平洋副高偏南,来自于南海,热带太平洋地区的异常偏 南风与东北亚南下的异常偏北风在盆地东部,长江中下 游地区汇合;还有一支来自阿拉伯海北部经过高原南部 到达盆东,长江中下游地区的异常偏西风,三者在盆地东 部,长江中下游地区汇合.盆西,河套,华北地区为偏北 距平风控制.高原夏季风偏弱年(图6(b)),30.N以北 115,150.E之间为一个反气旋式距平环流控制,说明高 原夏季风偏弱年西太平洋副高位置偏北,在其南部为一 气旋.盆地东部及长江中下游地区为东北距平风控制, 盆西,河套,华北地区为偏南距平风控制. 图6高原夏季风偏强年(a)和偏弱年850hPa风场距平 合成(风场单位:m/s;图(a),(b)中阴影区为1500m地形) 3.4垂直速度场结构 图7是27.5,37.5.N纬带平均垂直速度分布图. 图7(a)为45年气候平均状况,图7(b),(c)分别为高原 夏季风偏强年和偏弱年垂直速度距平合成.气候平均图 上显示75,140.E整个对流层都为上升运动,其中青藏 高原上上升运动非常强烈.从图7(b)高原夏季风偏强 年垂直速度距平合成图上看,高原东部垂直速度场为负 距平,在我国长江流域垂直速度场也为负距平,而高原西 6高原山地气象研究第29卷 部和高原东侧盆西地区垂直速度场为正距平,说明高原 夏季风偏强年高原东部及我国长江流域的上升运动比平 时更剧烈,而高原西部和盆西地区上升运动相对较弱. 高原夏季风偏弱年的情况和偏强年是相反的(图7(c)), 高原东部垂直速度场为正距平,高原西部垂直速度场为 负距平,我国长江流域垂直速度场为正距平.从气候平 均来看,这些地区都是上升运动,说明在高原夏季风偏弱 年高原东部和长江流域的上升运动相对较弱,而高原西 部的上升运动相对较强. 30405060708090100?Ol2013O140150160E 30405060708090100l10l20130140150160E 图727.5,37.5.N平均垂直速度分布图 (单位:10-3hPa/s;图(a),(b),(c)中阴影区为青藏高原地形) (a)气候平均;(b)高原夏季风偏强年之距平合成;(c)高原 夏季风偏弱年之距平合成 综上可见,高原夏季风指数强弱年,高原上高度场, 风场和平均垂直速度分布形势均有显着差别.这说明用 27.5,30.N,80,100.E与35,37.5.N,80,100.E范围 内6,8月平均的600hPa纬向风距平定义的高原夏季风 指数,能很好的反应高原及邻近地区高度场和风场变化 特征,且计算简单,意义清楚,代表性好. 4新指数与之前指数的对比分析 季风的强弱会影响季风区雨量的大小,下面我们分 析高原夏季风指数与同期中国夏季降水及气温的相关. 分别讨论两种指数对我国降水和气温的检验能力.在图 8(a)』二,可以看出高原夏季风指数与中国夏季降水显着 的正相关区主要位于新疆西部,高原尔部及南部,云南西 北部,往东及长江中下游一带;盆西,甘肃,河套和华北地 区为明显的负相关区,华南也为负相关区.表明高原夏 季风强(弱),正相关区降水偏多(少),负相关区降水偏 少(多).在图8(b)气温形势场上,高原夏季风指数与同 期气温的正相关区位于新疆北部,青海北部,高原东北 侧,河套及甘肃一带,华南沿海也为正相关区;负相关区 在新疆西部,盆东及长江中下游地区.表明高原夏季风 强(弱),正相关区气温偏高(低),负相关区气温偏低 (高).与白虎志等用青藏高原高度场计算的与同期 降水和气温的相关分布基本一致. 对比图5,6,7,我们可以得出,当高原夏季风偏强 时,西太平洋副热带高压偏南;850hPa上有3支异常气流 (异常偏北风,异常偏南风,异常偏西风)在盆东和长江 中下游地区汇合,而盆西,河套,华北地区为异常偏北风 控制;垂直速度场高原上,盆东和长江流域为上升运动 距平,盆西是下沉运动距平.所以我国夏季降水分布呈 现出高原东南部,盆东及长江中卜游地区降水偏多,而盆 西,甘肃,河套和华北,华南地区降水偏少.当高原夏季 风偏弱时,西太平洋副热带高压偏北;850hPa上盆地东 部及长江中下游地区为东北距平风控制,盆西,河套,华 北地区为偏南距平风控制;垂直速度场E高原上及我国 长江流域为下沉运动距平.所以我国夏季降水分布呈现 出盆西,甘肃,河套,华北和华南地区降水偏多,而高原东 南部,盆东和长江中下游地区降水偏少. 张庆云等分析了青藏高原对流变化与东亚环流 的关系后指出,夏季青藏高原对流强,西太平洋副热带高 压偏南,夏季中国东部易出现江淮流域雨带;夏季青藏高 原对流弱,西太平洋副热带高压偏北,夏季中国东部易出 现南,北二条雨带.与我们用风场定义的高原夏季风指 数与中国夏季降水的关系一致.说明青藏高原对流的强 弱与高原夏季风的变化是一致的. 再看汤懋苍定义的高原夏季风指数与同期中国夏季 降水及气温的相关(图9).对比图8(a)与图9(a),我们 发现在高原夏季风影响的关键区域(即高原周围地区), 图8(a)上高原东部及南部正相关非常显着,高原东侧川 渝地地区盆西为负相关区,盆东为正相关区,川渝地区 第4期齐冬梅等:高原夏季风指数的定义及其特征分析7 西旱东涝形势非常明显;高原北侧的甘肃地区受下沉气 流的影响是负相关区.而图9(a)在高原夏季风影响的 关键区域内,除高原东部为正相关,甘肃地区为负相关 外,川渝地区的相关趋势并不明显.再看温度形势,图8 (b)上,关键区域内高原东北侧,河套及甘肃一带为明显 正相关区,盆东为负相关区;而图9(b)关键区域内正相 关区位于高原北侧,但不如图8(b)明显,负相关区也不 明显. 图8高原夏季风指数与同期中国夏季降水及气温的相关 (a)降水;(b)气温(图中阴影区为相关系数通过95%6~显着性检验区) 图9高原夏季风指数(汤懋苍定义)与同期中国夏季降水及气温的相关 (a)降水;(b)气温(图中阴影区为相关系数通过95%的显着性检验区) 综上所述,我们认为用风场定义的高原夏季风指数 与我国降水及气温的关系均较之前汤懋苍定义的指数 好,尤其是与川渝地区降水及气温的关系更好.且从风 场角度出发,意义较清楚,能更好的反映高原夏季风环流 特征的变化. 夏季青藏高原大气受到强烈的加热,高原表面有强 大的低压环流,高层有深厚的反气旋环流.吴国雄等 提出了”热力适应”理论,揭示了夏季高原上空低层气旋 式及高层反气旋式环流结构稳定维持的动力学机理.认 为高原上空非绝热加热的垂直分布不均匀是形成近地层 浅薄热低压和中高层深厚的青藏高压的重要因素.结果 表明高原加热作用造成的低层正涡源是低层气旋式环流 得以稳定维持的重要原因.吴国雄等还定义了感热 驱动气泵(SensibleHeatDrivenAir—Pump)理论,他们认 E E 为如果没有青藏高原表面的感热加热(SE),青藏高原上 空的抽/排气泵只能影响对流层中,上层的环流,不能影 响低空环流及季风.也就是说青藏高原气泵对季风的影 响是由地表感热驱动的,并被命名为”感热驱动气泵 (SensibleIteatDrivenAir—Pump),简称为SHAP”,SHAP 在近地层产生正的涡度,在上层产生负的涡度,调节该地 区的大气环流.结合以上分析,我们认为夏季高原热力 作用在低层高原季风的形成发展中起着重要作用,夏季 高原上强大的加热使高原和四周自由大气问存在热力差 异,高原低空盛行气旋式环流,对应着正涡度和辐合,同 时有强烈的上升运动.下,步的工作将结合”热力适 应”理论,从高原热力作用出发,进一步讨论高原夏季风 发生发展及其影响气候异常的物理机制. 8高原山地气象研究第29卷 5结论 本文从高原夏季风的风场特征出发,定义了一个新 的高原夏季风指数,分析了高原夏季风年际,年代际变化 特征,探讨了高原夏季风强弱年,东亚大气环流的特征及 中国夏季气候特征,并比较了该指数与之前汤懋苍定义 的指数的性能.主要得出以下结论: (1)根据高原夏季风风场结构特征,用6,8月 600hPa(27.5,30.N,80,100.E)范围内平均的西风分 量距平与(35,37.5.N,80,100.E)范围内平均的东风 分量距平差定义了高原夏季风指数(PMI).该指数计算 简单,意义清楚,代表性好,且与中国夏季降水和气温相 关很好.比较了该指数与之前汤懋苍定义的指数的性能 后,发现该指数与同期夏季降水及气温的关系较之前的 指数更好.尤其对川渝地区的夏季降水及气温更有指示 意义. (2)1958,2002年高原夏季风整体呈增强趋势,在 20世纪60年代中期之前是高原夏季风的强盛期,之后 是高原夏季风弱期,在8O年代以后,又转为季风强期. 年际变化主要周期在4,9年,年代际振荡周期以1O—l4 年为主. (3)高原夏季风指数与新疆西部,高原东部及南部, 云南西北部,盆东及长江中下游地区夏季降水呈正相关, 与盆西,甘肃,河套,华北及华南地区降水呈负相关;与新 疆西部,盆东及长江中下游地区气温呈负相关,与新疆北 部,青海北部,高原东北侧,河套及甘肃一带气温呈正相 关. (4)高原夏季风异常偏强或偏弱的年份,高度场,流 场,垂直环流及我国夏季降水和温度都有明显的变化. 高原夏季风的变化,通过南亚高压,西太平洋副高,低层 环流场的异常变化,对我国广大地区的夏季气候产生重 要影响. 参考文献: [1]Tao,S.Y.,L.X.Chen.Areviewofrecentresearchonthe EastAsiansummermonsoollinChina.MonsoonMeteorology, C.P.ChangandT.N.Krishnamurti,Eds., OxfordUniver. sit),Press,1987,60—92’ [2]T.N.Krishnamurti,H.N.Bhalme.OscillationsofaM0n. soonSystem.PartI.ObservationalAspects.Journalofthe 1954 AtmosphericSciences,1976,33:1937— [3]汤懋苍,沈志宝,陈有虞.高原季风的平均气候特征[J].地 理,1979,34(1):33—41 [4]刘晓东.青藏高原隆升对亚洲季风形成和全球气候与环境 变化的影响[J].高原气象,1998,18(3):321—331 [5]叶笃正,罗四维,朱抱真.西藏高原及其周围的流场结构和 对流层大气的热量平衡[J].气象,1957,28(2):108 — 121 [6]徐淑英,高由禧.西藏高原的季风现象[J].地理, 1962,28(2):11l一123 [7]叶笃正,高由禧,等.青藏高原气象学[M].北京:科学出版 社,1979:62—73 f81TangMaocang,Reiter,E.R.PlateaumonsoonsoftheNorth— ernHemisphere『J].MonthlyWeatherReview,1984,112 (4):617—637 [9]Kuo,H.L.,Qian,Y.F.InfluenceofTibetanPlateauoncu— mulativeanddiurnalchangesofweatherandclimateinsum— met『J].MonthlyWeatherReview,1981,109(11):2337— 2356 [1O]汤懋苍,梁娟,邵明镜,等.高原季风年际变化的初步分析 [J].高原气象,1984,3(3):75—82 [11]白虎志,谢金南,李栋梁.近40年青藏高原季风变化的主 要特征[J].高原气象,2001,20(1):22—27 [12]白虎志,马振锋,董存杰.青藏高原地区季风特征及与我 国气候异常的联系[J].应用气象,2005,16(4):484 — 491 [13]汤懋苍.夏季高原季风中断过程长短的一些热力学判据 [J].高原气象,1984,4(2):181—184 [14]汤懋苍.高原季风研究的若干进展[J].高原气象,1993, 12(1):95—101 [15]汤懋苍,刘晓东.一个新的划分第四纪的标志——高原季 风演变的地质环境后果[J].第四纪研究,1995,1:82— 88 【16]汤懋苍.高原季风的年际振荡及其原因探讨[J].气象科 学,1995,15(4):64—68 [17]汤懋苍.青藏高原季风的形成,演化及振荡特性[J].甘肃 气象,1998,16(1):1—14 [18]卫捷,汤懋苍,冯松,等.亚洲季风年代际振荡及与天文因 子的相关[J].高原气象,1999,18(2):179—184 [19]董安祥,李栋梁,白虎志,等.青藏高原季风的气候振荡和 预测试验[J].甘肃科学,2000,12(1):22—28 [20]白虎志,谢金南,李栋梁.青藏高原季风对西北降水影响 的相关分析[J].甘肃气象,2000,18(2):10—12 [21]鹿化煜,马海州,谭红兵,等.西宁黄土堆积记录的最近 13万年高原季风气候变化[J].第四纪研究,2001,21 (5):416—426 [22]马振锋,高文良.热带海温变化与高原季风发展[J].应用 气象,2002,13(4):440—447 [23]马振锋.高原季风强弱对南亚高压活动的影响[J].高原 气象,2003,22(2):143—147 [24]马振锋,高文良青藏高原季风年际变化与长江上游气候 变化的联系[J].高原气象,2003,22(supp1):8—16 [25]马振锋,高文良,刘富明,等.青藏高原东侧初夏旱涝的季 风环流分析[J].高原气象,2003,22(supp1):1—7 [26]苏志侠,吕世华,罗四维.美国NCEP/NCAR全球再分析 资料及其初步分析[J].高原气象,1999,18(2):209— 218 [27]徐影,丁一汇,赵宗慈.美国NCEWNCAR近50年全球再 分析资料在中国气候变化研究中可信度的初步分析[J]. 第4期齐冬梅等:高原夏季风指数的定义及其特征分析9 应用气象,2001,12(3):337—347 [28]赵天宝,艾丽坤,冯锦明.NCEP再分析资料和中国站点 观测资料的分析与比较[J].气候与环境研究,2004,9 (2):278—294 [29]赵天宝,符淙斌.中国区域ERA一40,NCEP一2再分析资 料与观测资料的初步比较与分析[J].气候与环境研究, 32 2006,11(1):14— [30]张文君,周天军,宇如聪.我国东部水分收支的初步分析 [J].大气科学,2007,31(2):330—345 [31]刘德,李永华,何卷雄.重庆市夏季气温及降水变化的小 波分析[J].高原气象,2003,22(2):173—178 [32]魏凤英.现代气候统计诊断与预测技术[M].北京:气象 出版社,1999:106—112 [33]施能.气象科研与预报中的多元分析方法[M].北京:气 象出版社,2002:17—24 [34]张庆云,金祖辉,彭京备.青藏高原对流时空变化与东亚 环流的关系[J].大气科学,2006,30(5):802—812 [35]刘新,吴国雄,等.夏季青藏高压加热和大尺度流场的热 力适应[J].自然科学进展,2001,11(1):33—39 [36]刘屹岷,吴国雄,宇如聪,等.热力适应,过流,频散和副高 II.水平非均匀加热与能量频散[J].大气科学,2001,25 (3):317—328. TheDefinitionofPlateauSummerMonsoonIndex andAnalysisonItsCharacteristics QIDongmei,LIYueqing,BAIYingying,DEQing (1.InstituteofPlateauMeteorology,CMA,Chengdu,610072,China;2.ChongqinginstituteofmeteorologicalSciences, Chongqing,401147;3.TibetMeteorologicalBureau,Lhasa,850000) Abstract:BasedonECMWFmonthlyreanalysisinformation,monthlyrainfallandairtemperaturedatafrom160primarystationsinChi— Hafrom1958to2002.itwerediscussedthatthecharacteristicsofconvectionandzonalwindoverplateauduringsummerandtheinter—an— nualvariationandinter—decadalvariationofplateausummermonsoon.Further.wedefineanewplateausummermonsoonindexandana— lyzetherelationshipbetweentheplateausummermonsoonindex(PMI)andsummerclimateinChina.Themainconclusionsare:(1)The plateausummermonsoonindex(PMI)wasdefinedusingthedifferenceofanomalOUSwindbetweenthe(27.5,30.N,80,100.E)and(35 , 37.5.N.80, 100.E)at600hPabytheaveragedfromJuntoAug.Thephenomenahavebeenfl0undthattheoppositevariationoccu~ed betweenthelatitude(27.5,30.N)and(35, 37.5.N)overplateaufortheanomalouszonalwindat600hPa.ThePMIcorrespondswith summerclimateoverChinaindistinctivepatterns.(2)Theplateausummermo nsoonhadanincreasetrendfrom1958to2002.Beforethe middle1960stheplateausummermonsoonisinitspowerfulstage,afterwardsitweakenduntiltheendof1980gandbecamestrongagain. decadalvariationofthepl Theremarkableinter—annualvariationandinter— ateausummermonsoonoccurthroughout45years.(3)There existedobviouslypositivecorrelationbetweentheplateausummermonsoonandtheprecipitationinthewestofXinjiang,theeastandsouthof plateau,thenorthwestofYunnan,theeastofSichuanandChougqingBasin,andthedownstreamofYangtzeRiverinsummer,andobviously negativecorrelationbetweentheplateausummermonsoonandtheprecipitationinthewestofSichuanandChongqingBasin,Gansu,Hetao, NorthChina.andSouthChina.Similarly,thereexistedobviouslypositivecorrelationbetweentheplateausummermonsoonandtheairtem— peratureinthenorthofXinjiang,thenorthofQinghai,thenortheastofplateau,Hetao,Gansu,andSouthChinainsummer,andobviously negativecorrelationinthewestofXinjiang,theeastofSichuanandChongqingBasin,andthedownstreamofYangtzeRiver.Insummary,it indicatesthattheDlateausuminermonsoonhasanimport