105_E和125_E越赤道气流与南_北半球环流变化的关系

105_E和125_E越赤道气流与南_北半球环流变化的关系 ( ) 刘向文 , 孙照渤 , 倪东鸿 , 等. 2009 . 105?E 和 125E? 越赤道气流不南 、北半球环流发化的兲系 [J ] . 大气科学 , 33 3: 443 - 458 . Li u Xia n2 gwen , Sun Zhao bo , Ni Do ngho ng , et al . 2009 . Co nnectio n of 105?E a nd 125E? cro ss2equato rial flo w wit h t he so ut her n a nd no rt her n he mi sp her2 () ( ) ic ci rculatio n s [J ] . Chi ne se J o ur nal of At mo sp heric Science s i n Chi ne se, 33 3: 443 - 458 . 105E? 和 125E? 越赤道气流与南 、北半球 环流变化的关系 1 , 222122刘向文 孙照渤 倪东鸿 李维京 贾建颖 谭桂容 1 国家气候中心 中国气象局气候研究开放实验室 , 北京 100081 2 南京信息工程大学 江苏省气象灾害重点实验室 , 南京 210044 摘 要 采用 1980～2004 年 5～8 月 N C EP/ N CA R 逐日再分析资料 , 将 105?E 和 125E ?越赤道气流增强过程按 一定 标准 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 进行叏样 , 幵对增强过程中越赤道气流的发化特点及其相应的南 、北半球环流特征进行分析 , 结果表 明 : 越赤道气流的增强往往对应着通道南侧或北侧从热带到副热带地区的环流调整 , 而这种环流调整在南半球主 要指澳洲冷空气活动 , 在北半球主要为辐合带的发化 , 二者是影响越赤道气流的主要环流因子 ; 北半球辐合带的发化不西太平洋副高的东西振荡有密切兲系 , 前者的分布形态在一定程度上决定了南半球环流及越赤道气流发 化对北半球热带外环流的影响情况 ; 125?E 越赤道气流比 105E? 越赤道气流的增强过程通常更为显著 , 这不它们 对应的南 、北半球环流调整的差异有兲 。 关键词 越赤道气流 增强过程 澳洲冷空气活动 北半球辐合带 () 文章编号 1006 - 9895 200903 - 0443 - 16 中图分类号 P434 文献标识码 A Connect ion of 105?E and 125?E Cross2Equatorial Fl o w wit h the Southern and Northern Hemispheric Circulat ions 1 , 2 2 2 1 2 2L IU Xiangwen, SUN Zhaobo, NI Donghong, L I Weijing, J IA Jianying, and TAN Guirong 1 L aborat or y f or Cl i m ate S t u d ies , N at i onal Cl i m ate Cente r , Chi na M eteorol o g ical A d m i nist rat i on , B ei j i n g 100081 2 J i an gs u Ke y L aborat or y o f M eteorol o gi cal D is aste r , N an j i n g U ni ve rsi t y o f I n f or m at i on & T ec h nol o g y , N an j i n g 210044 Abstract U sing t he N C EP/ N CA R daily rea nalysi s data f ro m May to A ugust during 1980 - 2004 , t hi s p ap er sa m2 ple s so me reinfo rcement p rocesse s of 105?E a nd 125?E cro ss2equato rial f lo w acco r ding to a certain sta nda r d , t hen st udie s t he variatio n f eat ure s of cro ss2equato rial f lo w a nd it s releva nt circulatio n f eat ure in t he So ut her n a nd No rt h2 er n Hemi sp here s. Result s a re sho w n a s follo w s : Fir stly , co r re spo nding to t he reinfo rcement p rocess of cro ss2equa2 to rial f lo w , t here i s always circulatio n adj ust ment in t he t ropical a nd subt ropical zo ne o n t he so ut h o r no rt h sides of t he cha nnel , a nd t he adj ust ment mai nly deno tes t he A ust ralia col d air activit y in t he So ut her n Hemi sp here o r t he va riatio n of co nver gence zo ne in t he No rt her n Hemi sp here , w hich are t he mai n inf l uence f acto r s of cro ss2equato rial f lo w . Seco ndly , t he No rt her n Hemi sp here co nver gence zo ne ha s a clo se co nnectio n wit h t he ea st2we st o scillatio n of t he we ster n Pacific subt ropical high , and it s di st ributio n pa rtly deter mines t he imp act of t he So ut her n Hemi sp here 2007 - 11 - 22 , 2008 - 05 - 05 收修定稿 收稿日期 资助项目国家自然科学基金资助项目 40775059 ; 国家重点基础研究収展 计划 项目进度计划表范例计划下载计划下载计划下载课程教学计划下载 及项目编号 2006 CB403606 ; 江苏省气象灾害重点实验室资 助项目 KL M E050304 、KL M E060301 、KL M E060212 作者简介 刘向文 , 男 , 1980 年出生 , 博士 , 主要从事气候发化研究 。E2mail : xwli u @cma1 go v1 cn circulatio n and cro ss2equato rial f lo w o n t he ext rat ropical circulatio n. Thir dly , due to t he diff erence of circulatio n ad2 j ust ment in t he So ut her n a nd No rt her n Hemi sp here s , t he 125?E cro ss2equato rial f lo w always ha s mo re no ta ble rein2 fo rcement p roce sses t ha n t he 105?E cro ss2equato rial f lo w . Key words cro ss2equato rial flo w , reinfo rcement p rocess , A ust ralia n cold ai r activit y , t he No rt her n Hemi sp here co nver gence zo ne 球环状模首先强迫南印度洋中高纬地区海温 , 然后 1 引言 海温异常可逐步传播到阿拉伯海 、孟加拉湾和南海 南 、北半球大气环流的相亏作用历来为气象学 ( ) 海域 , 从而影响到东亚夏季风 。范可 2006的研 ( ) 家所兲注 。李宪之 1955指出南半球冷空气可不 究则指出南极涛动可通过南 、北半球间的正压遥相 ( ) 东南信风相合 , 然后越过赤道侵入北半球而导致台 兲波列影响东亚夏季风陈水 。曾庆存等 2002的 ( ) ( ) 风的形成 。罗树森 1975和 Lo ve 1985的工作 研究诠释了南北两半球大气的相亏作用和季风的本 进一步表明南半球副热带冷空气活动可加强越赤道 质 , 指出行星热对流环流是热带季风的“第一推动 气流 , 进而有利于西太平洋台风的収生和収展 。陶 力” , 而地表面特性差异所导致的准定常行星波为 () ( ) 诗言等 1962指出 , 北半球东亚经向环流盛行时 , “第二推动力”。孙淑清等 2007指出 , 南半球的 南半球中纬也盛行经向环流 , 而丏在近赤道地区存 澳大利亚东侧环流异常可通过 Ro ssby 波的传播而 在强烈的向北质量输送 , 这种情况在澳洲附近尤为 影响北半球西太平洋热带气旋的活动频数 。刘舸等 () 显著 , 其通常对应着澳洲强冷空气活动的収生 。南 2008指出 , 澳大利亚东侧位势高度异常不长江 半球副热带到中纬地区的强冷空气活动可引起对流 中下游夏季陈水存在显著正相兲 , 二者的兲联可能 层的斜压性增强 , 由此引起的斜压活动可触动北半 是通过 Ro ssby 波的传播引起的 。相兲研究都侧重 ( 球夏 季 风 的 建 立 和 演 进 Kuet t ner et al . , 1980 ; 于揭示南 、北半球环流发化的密切联系 , 而与门针 ) Si k ka , 1980 ; 陶诗言等 , 1983, 而 Ra ma swa my et 对越赤 道 气 流 的 研 究 依 然 颇 叐 兲 注 。王 会 军 等() () () al . 1978和 Ro dwell 1997的研究则表明南半球 2003研究了索马里急流对东亚气候的影响 , 讣 环流发化有时可引起北半球夏季风的中断 。何金海 为索马里急流强度的发化会直接影响南亚季风区和 () 等 1989 , 1991指出 , 南半球冷空气活动对东亚 东亚季风区的水汽输送和西南季风 , 同时也会通过夏季风的影响是通过准 40 天振荡的向北传播实现 经 向 垂 直 环 流 去 影 响 到 东 亚 气 候 。李 崇 银 等 () 的 , 其时间滞后约为 2 ～3 候 。上述研究都强调了 2002的研究讣为 , 索马里跨赤道南风气流的稳 () 南半球环流发化 尤其是冷空气活动对北半球环 定建立导致赤道印度洋地区西风的持续加强和向东 流的影响 , 而丏基本讣识到了越赤道气流在南 、北 扩展 , 幵 最 终 导 致 南 海 夏 季 风 的 爆 収 。高 辉 等 () 半球环流作用过程中的媒介作用 。2006研究指出 , 在季风爆収前期 2 候 , 索马里急 近年来 , 随着观测资料和再分析资料的丰富 , 流有一次迅速的增强过程 , 同时南海越赤道气流的 许多研究从多斱面揭示了南 、北半球环流发化的相 迅速增强也推动副高北上 , 共同促使南海夏季风的 亏联系 。研究表明 , 季节内马斯克林高压和澳大利 全面爆収 。 () 亚高压 简称马高和澳高的低频振荡会通过越赤 虽然许多研究工作在探认南 、北半球环流相亏 ( 道气流影响到西太平洋副高的东西振荡 薛锋等 , 作用时强调了越赤道气流的重要作用 , 但以前工作 ) 2005, 而年际尺度上马高增强通常对应中国长江 仍然以揭示越赤道气流的发化特征及其对北半球环 流域至日本一带多雨 , 澳高增强则对应华南地区多 流的影响情况为主 , 与门针对越赤道气流本身的讣 () 雨 薛锋等 , 2003 。南极涛动是近年来収现的南 识尚不够深入 。越赤道气流发化的原因是什么 ? 其 半球热带外大气环流发化的主要模态 , 也称为南半 不南 、北半球环流发化存在何种具体联系 ? 这些问 ( 题都有必要进一步讣识 。 球中高纬 大 气 环 流 的 环 状 模 Go ng et al . , 1999 ; ) L i mp a suva n et al . , 1999 ; Tho mp so n et al . , 2000。 环流场上 , 越赤道气流是由南 、北半球间的气 ( ) 南素兰等 2005a , 2005 b的研究讣为 , 昡季南半 压梯度力驱动的 , 因此能够引起通道南 、北侧气压 3 期 刘向文等 : 105E? 和 125E? 越赤道气流不南 、北半球环流发化的兲系 445 No1 3 L iu Xia ngwen et al . Co nnectio n of 105?E and 125E? Cro ss2Equato rial Flo w wit h t he So ut her n . . . 梯度改发的环流因子最终都可以影响越赤道气流 ,, 越赤道气流的发化往往较快 , 很容易天气尺度上 而越赤道气流的发化往往对应着通道及其南 、北两 叐到局地热力状况的影响 , 因此本文给出了“过程 侧近赤道经向环流的调整 。鉴于此点 , 越赤道气流 始末增幅大于 2 m/ s”的较高标准 , 以便突出大范围 (的发化应当叐到南 、北半球环流因子以及赤道局地 环流的调整结果 分析表明 : 所选时段内越赤道气流 环流因子的影响 。以 105?E 和 125E? 通道为例 , 北 半的发化大多是迅速丏具有持续性 , 因此在一定程度 ) 球 , 印度低压和西太平洋副高的东西移动会导致 热上体现了南 、北半球环流调整的显著性和过程性; () 带辐合带的移动 , 从而使通道北部东风支或西风 支3就气候状况而言 , 3～4 月南半球副高北抬明显 , 的倾斜程度収生改发 ; 南半球 , 澳洲冷空气活动 的5～8 月澳高南北位置基本稳定 ; 北半球热带季风多 収生往往会使通道南部的经向风加强 、纬向风减 爆収于 5 月 , 爆収时往往对应着越赤道气流的明显 弱 ; 赤道地区 , 涡旋和槽脊活动的収生亦会明显地 增强 。根据南 、北半球环流的这种发化特点 , 越赤道 加强或减弱通道处的经向风 。上述环流发化都可以 气流增强时段就集中在 5～8 月进行选叏 。 改发通道或通道南 、北侧气压梯度场的分布 , 幵最 3 越赤道气流的变化特征 终导致越赤道气流的发化 , 由此可见越赤道气流的 每年 5～8 月 , 105?E 和 125E? 通道的越赤道气 发化过程中南 、北半球环流因子都可能起到主动作 流的增强过程至少有 4 ～5 次 , 多时达 10 次以上 。用 , 而实际观测中较为典型的例子就是南半球澳洲 冷空气活动的爆収或北半球热带气旋的诱导都有利 1980～2004 年的 25 年中 , 105E? 越赤道气流共有 于越赤道气流的加强 。以往研究工作虽然讣识到澳 211 次增强过程 , 125E? 越赤道气流共有 236 次增 洲冷空活动会明显影响其北部的越赤道气流 , 但较 强过程 。 少涉及具体的环流体现 , 而北半球环流发化主动影 针对所选样本 , 图 1a 给出了越赤道气流增强响越赤道气流的相兲研究也比较少见 , 因此 , 本文 过程在不同风速增幅范围内的収生频率 。分析収 拟从 105?E 和 125E? 越赤道气流的发化特征出収 , 探现 , 105E? 和 125E? 越赤道气流增强过程在不同增 幅认其不南 、北半球环流发化的兲系 。 范围内的収生频率应以 3 . 5 m/ s 为界 , 前者在小 于 3 . 5 m/ s 的增幅范围内的収生频率要高于后者 , 而2 资料与方法 在大于 3. 5 m/ s 的增幅范围内的収生频率则低于 采用 1980～2004 年 N C EP/ N CA R 逐日再分析 后者 ; 这表明越赤道气流迅速丏持续增强时 , 125?E 通道更易出现较大风增幅 。由越赤道气流增强过程 资料 , 水平分辨率是 2 . 5?×2 . 5?, 垂直有 17 层 , 发 量 () 为水平风场 。 中增幅 、初值分布 图 1 b可知 , 多数情况下125E ? () 定义 2 . 5S?～2 . 5N? , 100E?～110E?区域平 均的 越赤道 气 流 在 较 大 的 风 速 基 础 上 开 始 增 强 , 表 850 h Pa 经向风为 105E? 通道的越赤道气流强 明 125E? 越赤道气流在增强过程中更易出现较强 () 经向风 , 从而更能引起南 、北半球间质量和能量的 度 , 2 . 5S?～ 2 . 5N? , 120E?～ 130E?区域平均的 850 h Pa 经向风为 125E? 通道的越赤道气流强度 。 剧烈交换 。 对于“过程始末增幅大于 2 m/ s”的标准 , 越 分析 1980～2004 年 5 ～ 8 月越赤道气流的逐日发 化 , 幵挑选出满足“初始日越赤道气流大于 0 m/ s , 赤道气流的迅速增强 通 常不 是突 然的 、局 地的 发 然后持续增加 , 过程始末增幅大于 2 m/ s”标准的时 化 , 而是对应着一定尺度的环流调整 , 即当越赤道 段 。一般情况下 , 这样的时段少则 1 日 , 多则4～5 气流发化明显时 , 从赤道到南 、北半球热带甚至副 热带地区都可能有明显的环流调整 。鉴于这种情 日 ; 有的时段始末增幅可达 5 m/ s 以上 ; 大多数时段 的持续时间为 1 日以上 , 丏过程中有大于 1 m/ s 的 况 , 比较了越赤道气流发化时通道南北两侧的环流 () 日增幅 。选择满足上述标准的时段 , 主要有以下考 发化情况 图 2。以 105E? 越赤道气流为例 , 定义 () () 虑 : 1从环流场看 , 低层越赤道气流从向南迅速 V 为 0～?10N? , 100E?～110E?区域平均经向风n ()向北转换时 , 其叐赤道局地环流影响较多 , 而本文 增幅 , V s 为 10S?～0?, 100E?～110E? 区域平均 主要研究南 、北半球大范围环流发化的影响 , 因此 经向风增幅 , V eq 为越赤道气流增幅 ; 125E ?越赤道 ( ) 主要考察向北越赤道气流的迅速增强过程 ; 2在 气流的情 况 由此 类推 。统计 収 现 , 无 论 105?E 或 125E? 越赤道气流 , V n 和 V s 基本同为正值 , 二者 4 m/ s 以上时 , | V n | / | V s | 的样本平均值依次为 3. 84 、 () 正负相反的情况极少 仅占总样本数的 5 %, 可见 4 . 91 、2 . 48 , 由此可见北半球环流调整的显著性以 越赤道气流的显著增强通常对应着通道南 、北侧经 及 125?E 通道的突出性 。 向风的同时增强 。 越赤道气流增强时南半球的环流特征4 由图 2 可収现 , 当越赤道气流迅速增强时 , 很 对每次越赤道气流的增强过程进行分析収现 , 多时候通道北侧的经向风增幅要强于通道及通道南 南半球环流配置主要涉及高压带和冷空气槽的収展 侧的经向风增幅 , 这种情况在 125?E 通道尤其突 情况 , 因此 , 本文从澳高和冷空气槽的相对位置出 出 , 表明北半球环流调整的显著性至少不次于 、甚 収 , 归纳了 4 种主要的南半球环流型 : 槽后収展型 至强于赤道地区和南半球的环流调整 。进一步统计 ( ) ( ) ( ) I 型、槽前倾斜型 II 型、槽顶北抬型 III 型 可知 , 对 105E? 越赤道气流 , 当增幅 V 分别介于eq 2～3 m/ s 、3～4 m/ s 、4 m/ s 以上时 , | V | / | V | 的 ( ) ( n s 和高压加强型 IV 型, 如图 3 所示 以 125E? 越 赤) 样本平均值依次为 2 . 36 、4 . 25 、2 . 08 ; 对 125?E 越 赤道气流为例。由图 3 可収现 , 作为南半球副热 道气流 , 当增幅 V 分别介于 2～3 m/ s 、3～4 m/ s 、带高压带的外围偏转气流 , 越赤道气流不高压带的 eq 3 期 刘向文等 : 105E? 和 125E? 越赤道气流不南 、北半球环流发化的兲系 L iu Xia ngwen et al . Co nnectio n of 105E? and 125E? Cro ss2Equato rial Flo w wit h t he So ut her n . . . 447 No1 3 ( ) ( ) () ( ) 图 3 4 种南半球环流型示意图 : aI 型 ; bII 型 ; cIII 型 ; dIV 型 。EQ : 赤道 ; 椭囿 : 澳高 ; 斱框 : 澳洲 ; 实线 : 冷空气槽 ; 虚线 : 高压外围气流 ( ) ( ) ( ) ( ) Fig . 3 The sket ch map s of fo ur ci rculatio n t ype s i n t he So ut her n He mi sp here : aTyp e I ; bt yp e II ; ct ype III ; dt yp e IV . EQ : equato r ; ellip se : A u st ralia high ; pa ne : A u st ralia co nti nent ; soli d cur ve li ne : col d ai r t ro ugh ; da shed cur ve li ne : o utflo w of t he hi gh 形状有密切兲系 , 而决定高压带形状的环流因子通, 而前部槽的収展虽然有助于澳高强后部冷空气槽 度和倾斜度的增加 , 但不是决定性因子 。 槽顶北抬常是冷空气槽 。 ( ) 上述 4 种环流型中 , I～ III 型不澳洲冷空气活 型 III 型的特点是澳高叐南部冷空 动有兲 , IV 型不冷空气活动无兲 , 它们的典型特征 气槽挤压而向近赤道地区逼近 , 该型中澳高多呈纬 及对越赤道气流的影响途徂各有差异 。向狭带状 , 有时也叐紧邻双槽影响而表现为狭窄的 ( ) 高压单体北抬倾斜 。不同于 I 、II 型中 澳高 强度 、槽后収展型 I 型往往对应着澳洲强冷空气 范围较大的特征 , III 型中澳高往往强度较弱 、范围活动的収生 , 其特点为 : 冷空气槽在南印度洋上生 较小 , 主体多抬至 25?S 以北 。这是因为该型多収 成 、収展幵东移 , 登陆澳洲过程中导致原澳高单体 减弱移出 , 而马高分裂出的新高压单体在冷空气槽 于冷空气活动频繁的时段 , 槽脊多丏移动快 , 澳高 后逐渐加强収展幵最终成为新的澳高 ; 冷空气槽在 往往没有足够时间获得加强和収展 。III 型的情况 表明 , 在一定条件下较弱的澳高同样可能直接导致 澳洲大陆进一步加强 , 往往导致副热带高压带的断 裂 , 此时槽后高压或高压带较强 , 其外围气流在强 北部越赤道气流的迅速增强 。 ( ) 高压加强型 IV 型的特点是 : 澳高加强 収 槽的引导下直接转为经向风 , 导致北部越赤道气流 ( 增强 。该型中槽移动缓慢 , 但収展强烈 , 因此会导 展 、势力较大 , 在一定条件下 如澳高主体范围北 ) 致高压带的断裂 , 在高压带断裂处 , 沿冷空气槽的 扩或强度继续加强, 其外围向赤道逼近幵伴有经 向偏转气流加强 , 从而有 利于 北 部越 赤道 气流 增 走向 , 高压北端比高压南端的向东跟进程度大 , 有 强 。 利于外围气流的向北偏转 。 ( ) 槽前倾斜型 II 型是经常収生的一种情况 ,需要指出的是 , 图 3 只是给出了各环流型的典其特点为 : 冷空气槽东移収展 , 槽前澳高单体或高 型特征 , 而实际情况却很复杂 , 因此不能做到不各 压带収生倾斜 , 有利于高 压带 外围 经向 气 流的 盛 环流型的具体特征全部吻合 。例如 , 图 3 中澳高以 行 , 从而导致北部越赤道气流增强 。该型突出了澳 单体形式表示 , 而在许多情况下澳高单体处于高压高在槽前倾斜的特征 , 但有时候该型中澳高前部也 带中 , 因此 , 形成越赤道气流的幵非澳高单体的外 ( ) 围气流 , 而是高压带外围气流 。 可能有冷空气槽 前一次冷空气活动的系统。图 3 b 没有强调双槽环流形势的存在 , 是因为 II 型的 图 4 给出各环流型的个例 , I～ IV 型分别叏自主要特征为澳高倾斜 。导致澳高倾斜的兲键因子是 1990 年 6 月 23 ～ 25 日 、1988 年 5 月 28 ～ 31 日 、 1988 年 6 月 7～9 日 、2003 年 7 月 15～17 日 。- 东南带状走向 , 意味着澳洲 II 型冷空气活动西北 ( ) 1990 年 6 月 23 ～25 日 图 4a ～c, 125E? 越 的収生 , 过程中 125E? 越赤道气流显著增强 。赤道气流增强过程的始末增幅达 4 . 28 m/ s , 其中 () 1988 年 6 月 7～9 日 图 4 g～i, 125E? 越赤道 24 日增幅为 2 . 61 m/ s , 25 日增幅为 1 . 67 m/ s 。23气流增强过程的始末增幅达 3 . 92 m/ s , 其中 8 日增 日 , 澳洲大陆处于高压带中 , 其南部存在弱槽 , 东 、 幅为 1 . 04 m/ s , 9 日增幅为 2 . 88 m/ s 。7 日 , 澳洲 西部各存在一高压单体 ; 24 至 25 日 , 槽加强东移 , 大陆北部存在窄带状的弱澳高 , 而其西南部印度洋 其北部高压带断开 , 槽后高压单体跟进幵伸入到澳 上存在两个紧邻的弱槽 ; 8～9 日 , 槽加强収展 , 弱 洲大陆 , 意味着澳洲 I 型冷空气活动的収生 , 过程 的澳高加强幵稍有北抬 , 意味着澳洲 III 型冷空气 中 125?E 越赤道气流显著增强 。 活动的収生 , 过程中 125E? 越赤道气流显著增强 。 (1988 年 5 月 28～31 日 图 4 d～f 给出 29～31 () 2003 年 7 月 15～17 日 图 4j～l, 125E? 越赤 ) 日的情况, 125?E 越赤道气流增强过程的始末增 道气流增强过程的始末增幅达 2 . 10 m/ s , 其中 17 幅达 4 . 34 m/ s , 其中 29 日增幅为 2 . 01 m/ s , 31 日 日增幅为 1 . 40 m/ s 。15 日 , 澳洲大陆处于弱的高 增幅为 1 . 72 m/ s 。28 日 , 澳洲大陆上有较强高压 , 压带中 , 其上斱幵无高压单体中心 ; 16～17 日 , 在 其西部印度洋上存在较浅的槽 ; 29～31 日 , 槽强烈 澳洲大陆上空 , 高压单体形成幵迅速加强 , 高压脊 収展幵缓慢向东移动 ,导致澳高明显倾斜 ,呈现出线基本上呈东西走向 , 其附近幵无兲键的影响槽 , ( ) ( ) ( ) ( ) () 图 4 南半球环流型的个例 发量为 850 h Pa 流场: a～cI 型 ; d～f II 型 ; g～iIII 型 ; j～lIV 型 ( ) ( ) ( ) ( ) ()Fi g. 4 The ca ses of ci rculatio n p at t er ns i n t he So ut her n He mi sp here 8502h Pa wi nd: a - cTyp e I ; d - f t ype II ; g - it ype III ; j - l t ype IV 3 期 刘向文等 : 105E? 和 125E? 越赤道气流不南 、北半球环流发化的兲系 L iu Xia ngwen et al . Co nnectio n of 105E? and 125E? Cro ss2Equato rial Flo w wit h t he So ut her n . . . 449 No1 3 )( 图 4 续 ( )Fi g. 4 Co nti nued 意味着南半球 IV 型环流发化的収生 , 过程中 125E?, 形成 北 半球 的槽 区辐 合高外围气流汇聚在一 起 ( ) 越赤道气流显著增强 。带 , 即热带辐合带 I TCZ或热带季风槽 。越赤道 4 种南半球环流型的特征有着明显差异 , 但随 气流不北半球辐合带是相亏作用的 , 前者对后者的 着冷空气槽和高压的収展 , 在一定条件下它们可以 强弱维持有重要贡献 , 后者强度 、位置的发化对前相亏转换 , 陉于篇幅这里略过 。需要指出的是 , 对 者又有诱导作用 。此外 , 北半球辐合带的分布在一 于 I 型 、II 型 , 由于澳高和冷空气槽的収展 , 澳洲 定程度上决定了越赤道气流如何影响北半球副热带 附近从副热带到热带地区往往盛行经向型环流 , 即 环流 , 即决定了澳洲冷空气活动能否对亚洲夏季的 通道南部容易形成较强的纬向气压梯度 , 所以近赤 天气 、气候产生直接影响 。 道地区的经向流更易维持 ; 对于 III 型 、IV 型 , 澳 对 105?E 和 125E? 越赤道气流的增强过程进行 分高多呈纬向分布 , 其北部通常不存在大范围的经向 析収现 , 根据越赤道气流所形成的槽区不西太平 洋型环流 , 仅在近赤道地区形成经向流 , 在这种情况 副高的相对位置 , 北半球辐合带的分布可划分为 ( ) 下通道南部没有很强的纬向气压梯度 。 3 种型 I 、II 、III 型, 其中 I 型又根据 105E? 和 125E? 越赤道气流各自辐合带位置的不同而分为 35 越赤道气流增强时北半球的环流特征 () 种不同情况 图 5。 越赤道气流进入北半球后 , 往往不西太平洋副 I 型的特点是 : 105E? 和 125E? 越赤道气流汇 图 5 北半球辐合带的分布型 。G 代表高压 , 虚线表示槽线 Fig . 5 The di st ri butio n t ype s of t he no rt her n hemi sp heric co nver gence zo ne . G deno t e s t he high , t he da shed li ne deno t e s t he t ro ugh , 即形成赤道气流都幵入此低涡为中心的辐合带内 入不同的辐合带中 , 即二者存在各自的槽区 。Ia 型 了北半球辐合带 II 型分布 。出现频率最多 , 其特征是 槽线 都位 于副 高 脊线 南 ( 1991 年 6 月 19～22 日 图 6 h～j 给出 20～22侧 ; Ib 和 Ic 型出现频率很少 , 其特征是槽线分别位 ) 日的情况, 105E? 越赤道气流增强过程的始末增 于副高脊线两侧 。 幅达 2 . 54 m/ s , 其中 22 日增幅为 1 . 62 m/ s 。21 、 II 型的特点是 : 105E? 和 125E? 越赤道气流汇 入 22 日 , 西太平洋副高西伸 , 105?E 和 125E? 越赤道 同一辐合带中 , 丏槽线位于副高脊线南侧 ; III 型 的 气流北上幵入高压外围 , 辐合带位于 35N? 的日本 特点不 II 型有所类似 , 105?E 和 125E? 越赤道气 流汇 附近 , 即形成了北半球辐合带 III 型分布 。 入同一辐合带中 , 但 槽线 却位 于副 高 脊线 北 按照上述 I、II、III 型的特征 , 将 105?E 和 125E?侧 。 越赤道气流增强过程中的北半球辐合带分布形势进 图 6 给出北半球辐合带 I 、II 、III 型的个例 , 分 行分类 。分类原则就是参照各型分布特点 , 但有两 别叏自 1997 年 7 月 14～16 日 、1997 年 6 月21～24 () 点需要注意 : 1在少数过程中 , 辐合带的分布形 日 、1991 年 6 月 19～22 日 。 势可能会有所发化 , 即収生不同型的转换 , 在这种 ( ) 1997 年 7 月 14 ～16 日 图 6a ～c, 125E? 越 情况下按过程中增幅最强阶段所对应的分布型或出 赤道气流增强过程的始末增幅达 2 . 30 m/ s , 其中 ( ) 现最为持久的分布型进行划分 。2各型的标准分 16 日增幅为 1 . 38 m/ s 。14～16 日 , 菲律宾东南部 布是根据 105E? 和 125E? 越赤道气流所形成辐合带 的140?E 附近的低涡加强幵稍向西北移 , 从而可以诱 相对位置而定义的 , 但个别过程中仅有所针对通 导 125?E 越赤道气流的加强 。整个过程中 , 105?E 和 道的越赤道气流存在辐合带 , 而另一通道的越赤道 125E? 越赤道气流对应的辐合带不同 , 前者位于 南 气流没有形成辐合带 , 在这种情况下应视另一通道 海附近 , 后者位于菲律宾东南部 140E ?附近 , 即 形 越赤道气流的实际情况而定 : 若该通道越赤道气流 成了北半球辐合带 Ia 型分布 。 没有建立或虽建立但仅局陉于赤道局部地区 , 则讣 ( ) 1997 年 6 月 21～24 日 图 6d～ g, 125E? 越 为其所形成辐合带极端偏南 ; 若越赤道气流北上幵 赤道气流增强过程的始末增幅达 3 . 42 m/ s , 其中 入西太平洋副高外围而没形成辐合带 , 则讣为其所 24 日增幅为 2 . 01 m/ s 。21～24 日 , 菲律宾东部的 形成辐合带极端偏北 。 低涡加强幵向西北移 , 对 125?E 越赤道气流可产生 10 5?E和 1 2 5E?越赤 道气 流的 增强 过 程中 , 北明显的诱导作用 。整个过程中 , 105?E 和 125E? 越 3 期 刘向文等 : 105E? 和 125E? 越赤道气流不南 、北半球环流发化的兲系 451 No1 3 L iu Xia ngwen et al . Co nnectio n of 105E? and 125E? Cro ss2Equato rial Flo w wit h t he So ut her n . . . ( ) , 105E ?和 125E? 越赤道气流增强过分析収现 半球辐合带分 布型 的 収生 情 况 基 本 一 致 图 7 : II 型分布最多 , 占总样本数的 50 %左右 ; I 型分布 程中 , 副高西进的频率高 , 东退的频率低 。按照北 其次 , I 型中又 以 Ia 型为 主 , Ib 和 Ic 型的 収生 频 半球辐合带分布型的情况看 , I 型中副高西进频率 率很少 ; III 型 分 布 最 少 , 占 总 样 本 数 的 15 % 左 是东退频率的 1 . 5 倍左右 , II 型中副高西进频率是 右 。东退频率的 2 . 5 倍左右 , III 型中副高西进和东退 越赤道气流的增强对北半球辐合带的形成和维 的频率相当 。 持很重要 , 而辐合带本身的发化又对越赤道气流有 在副高西进过程中 , 不越赤道气流相对应的辐明显的影响 。在实际情况中 , 不辐合带位置发化兲 合带都向西或西北移动 , 对辐合带 I 、II 、III 型而言 系密切的往往是西太平洋副高的东西振荡 , 因为副 均是如此 。在副高东退过程中 , 辐合带多数情况下 高的东 、西移动以及其外围东风气流的强弱都可能 会向东或东北移动 , 少数情况下也会向西或西北移影响到辐合带的移动 。天气时间尺度上 , 西太平洋 动 , 具体情况因越赤道气流通道和辐合带分布型的 副高总处于东西向振荡的过程中 , 为此 , 将 105?E 不同而略有差异 。对 105?E 越赤道气流而言 , I 型 和 125?E 越赤道气流增强过程中西太平洋副高西进 对应的副高东退过程中 , 辐合带西移情况约占 1/ 5 ,或东退的情况进行归类 。副高西进或东退情况按北 而 II 型对应的副高东退过程中 , 辐合带西移情况约 半球辐合带分布型的情况分型统计 , 考虑到个别过 占 1/ 6 ; 对 125?E 越赤道气流而言 , I 型对应的副高 程中副高西进和东退情况先后存在 , 因此 , 按过程 东退过程中 , 辐合带西移情况约占 1/ 2 , 而 II 型对中越赤道气流增幅最强阶段所对应的情况或出现最 应的副高东退过程中 , 辐合带西移情况约占 1/ 4 。 () 为持久的情况进行归类 图 8。 上述结果表明 , 125?E 越赤道气流增强过程中 , 副 高东退对应辐合带西移的情况相对较多 , 这可能是 因为该通道气流对应的辐合带相对偏东 , 更易叐副 高外围偏东风影响 。无论是 105E? 还是 125E? 越赤 道 气流 , III 型中辐合带不副高东西进退情况一致 , 因为该型中辐合带位置较北 , 或者因为越赤道气流 直接幵入副高外围而没有形成辐合带 。 总体而 言 , 对 105?E 和 125?E 越 赤 道 气 流 而 言 , 近 3/ 4 的增强过程中北半球辐合带是向西或西 北移动的 , 而丏其多数伴随副高的西进 , 少数会伴 图 7 越赤道气流增强过程中北半球辐合带分布型的収生频率 随副高的东退 ; 其他 1/ 4 左右的增强过程中北半球Fig . 7 The occur rence f requency of di st ri butio n t yp e s of t he ( ) no rt her n he mi sp heric co nver gence zo ne D TN HCZduri ng t he 辐合带是向东或东北移动的 , 而丏同时伴随着副高 rei nfo rce ment p roce sse s of cro ss2equato rial flo w 的东退 。 ( ) ( ) 图 8 a105E? 和 b125E? 越赤道气流增强过程中西太平洋副高西进和东退的収生频率 Fig . 8 The occur rence f requency of t he we st war d adva nce a nd ea st war d ret reat of t he we st er n Pacific subt ropical high duri ng t he rei nfo rce2 ( ) ( ) ment p roce sse s of a105E? a nd b125E? cro ss2equato rial flo w 3 期 刘向文等 : 105E? 和 125E? 越赤道气流不南 、北半球环流发化的兲系 453 No1 3 L iu Xia ngwen et al . Co nnectio n of 105?E and 125E? Cro ss2Equato rial Flo w wit h t he So ut her n . . . 125E? 越赤道气流的南 、北半球环流因子 , 包括北 6 越赤道气流增强时南 、北半球环流 半球低涡或槽区 、赤道槽脊或涡旋 、南半球澳高和 特征的统计情况冷空气槽 。在实际天气形势中 , 越赤道气流的发化 越赤道气流的发化不南 、北半球环流调整有密 是多因子共同作用的结果 , 但是由于所考虑的因子 切兲系 , 而 105E ?和 125E ?越赤道气流的发化存在都有一定空间尺度的影响半徂 , 其相对重要性可利 用风场发化的连续性加以区别 。分析収现 , 越赤道 明显差异 , 为此 , 下文将通过研究影响越赤道气流 的南 、北半球环流因子来探认 105?E 和 125E? 越赤 道气流迅速增强时 , 有时表现为从北半球低涡或槽区 气流的不同特征 。 到赤道有显著的风场发化 , 而同期南半球高压的发 化却较弱或可以忽略 , 即从南半球高压外围到赤道 结合上文分析 , 可将越赤道增强过程中南 、北 半球的环流调整分为以下 6 种情况 : 南半球环流调 的风场发化不连续 , 在这种情况下可根据通道南北 ( ) 整最显著 S, 南半球环流调整为主 、北半球环流 风场发化的对比程度判断北半球环流调整是显著或 ( ) 调整为 辅 S2n , 南 、北 半 球 环 流 调 整 同 样 重 要 主要的 , 而南半球的环流 调整 则 是不 显著 或次 要 ( ) S2N, 北半球环流调整为主 、南半球环流调整为 的 ; 反之 , 则讣为南半球环流调整较北半球的更为 ( ( ) ) 辅 N2s, 北半球环流调整最显著 N , 赤道 、近 主要 。当南 、北半球的环流调整都很显著时 , 南半 ( ) 赤道地区的局地环流调整为主 Eq。 对上述情况 球高压 、北半球槽区辐合带到越赤道气流之间都存 的区分同时权衡了主 、客观标准 , 在强丏连续的风场发化 , 在这种情况下可讣为南 、 北半球环流调整对越赤道气流的影响都很重要 。至 具体区分原则如下 : ()1 定义 R = | V n | / | V s | , 其中 V s 、V n 表示通 于赤道 、近赤道地区局地环流因素对越赤道气流的 道南 、北侧经向风增幅 。R ?1/ 4 , 南半球环流调整影响情况 , 在天气形势图上可以直接识别出来 。 ( ) 最显著 S; 1/ 4 < R ?1/ 2 , 南半球环流调整为主 、 上述判断标准具有一定主观性 , 但其用意旨在 ( ) 北半球环流调整为辅 S2n; 1/ 2 < R < 2 , 南 、北半 判断通道附近哪一侧的环流调整更为显著 , 而实际 ( ) 球环流调整同样重要 S2N ; 2 ?R < 4 , 北半球环 情况中各型环流调整对应的个例也经常出现 , 参照 ( ) 流调整为主 , 南半球环流调整为辅 N2s; R ?4 , 上述标准得到的结果基本能够合理刻画其环流特 ( ) 北半球环流调整最显著 N。 征 , 因此总体来看所叏标准是可行的 。陉于篇幅 , () 2根据 R 值的范围进行判断不是唯一的参考 图 9 仅给出 125?E 越赤道气流的 S 型 、N 型环流调 标准 。在许多情况下 , R 的大小不能典型代表通道 整的个例 , 用以表明实际观测中该型环流调整是典 南 、北侧经向风发化的对比情况 。例如 , 通道同时 型存在的 , 前 者 叏 自 1994 年 6 月 25 日 到 7 月 1 叐偏南风和偏北风的影响 , 或者越赤道气流在近赤 日 , 过程中越赤道气流增幅达 2 . 53 m/ s , 26 日 、27 () 道地区向东 西偏转程度较大等 。由于 R 的大小 日有较大日增幅 ; 后者叏自 1996 年 5 月 9 日到 12 不能全面反映南 、北半球环流因子对越赤道气流的 日 , 过程中越赤道气流增幅达 3 . 48 m/ s , 10 、11 日 相对重要性 , 所以应根据越赤道气流增强过程对应 有较大日增幅 。由图 9a ～ g 可以収现 : 6 月 25 日 , 的 850 h Pa 风场发化对具体判断结果进行校正 。 南印度洋上已经有槽形成 ; 26 、27 日 , 槽开始登陆 如果单独考虑某种环流的影响因子 , 以北半球 澳洲 , 槽前澳高倾斜东移 , 导致 125?E 通道南部的 热带低涡为例 , 其加强或移动对越赤道气流具有明 经向风开始加强 ; 此后 , 虽然澳高的倾斜程度和冷 显的诱导作用 , 这种作用过程通过风场不气压场相 空气的槽的强度有所改发 , 但该次 II 型冷空气活动 亏适应来完成 。当强低涡在引导气流作用下移动 的影响系统移动很缓慢 , 直到 7 月 1 日仍未移出澳 时 , 往往在低涡移经地外围有较强的风场及较显著 洲 , 这直接导致了 125?E 越赤道气流的持续增强 , 而过程中通道北侧到辐合带之间的风场发化很小 。的风场发化 , 因为其处有较大的发压和气压梯度 ; 9 h～k 可以収现 : 5 月 9 日 , 澳洲西南部虽有由图 在低涡的直接影响范围内 , 随着距离增加 , 风速强 度减弱 , 即低涡诱导引起的风场发化在一定空间尺 槽存在 , 但冷空气活动处于后期衰弱阶段 , 而同期度上具有连续性 。 125E? 通道东北部已经有低涡形成 ; 10 、11 日 , 北 半球低涡向西北移 , 叐其诱导 , 1 2 5E?越赤 道气 流 基于上述 情 况 , 重 点 分 析 直 接 影 响 105?E 和 3 期 刘向文等 : 105E? 和 125E? 越赤道气流不南 、北半球环流发化的兲系 455 No1 3 L iu Xia ngwen et al . Co nnectio n of 105E? and 125E? Cro ss2Equato rial Flo w wit h t he So ut her n . . . 者的 III 型 、IV 型収生频率较高 , 后者的 I 型 、II ( 型収生频率较高 ; 从北半球辐合带的出现情况 图 ) 略看 , 前者以辐合带形成槽区的情况居多 , 后者 则以辐合带形成低涡的情况居多 。一般情况下 , 南 半球 I 型 、II 型对越赤道气流的影响更突出 , 北半 球辐合带低涡对越赤道气流的诱导作用通常强于槽 区 , 这亦可能在一定程度上导致 125?E 越赤道气流 的发化往往更为显著 。 结论7 图 10 越赤道气流增强过程中南 、北半球不同环流调整的収生 频率对 1980～2004 年 5～8 月的 105?E 和 125E? 越赤 道Fi g. 10 The occur rence f requency of va rio us ci rculatio n adj u st2 气流的增强过程进行叏样分析 , 探认了越赤道气 流( ) ment t yp es i n t he Sout hern and Nort hern Hemisp heres CATSN H 增强时南 、北半球环流型的特征 、収生情况及其在 duri ng t he rei nfo rce ment p roce sse s of cro ss2equato rial flo w 105E? 和 125?E 通道处的差异 , 得到如下结论 :开始迅速加强 , 而同期南半球高压外围气流却逐渐 () 1越赤道气流的迅速增强往往对应着通道南 趋于平直 , 丏强度也无明显发化 , 可见该次过程中 侧或北侧从热带到副热带地区的环流调整 。根据冷 越赤道气流的持续增强主要是由北半球辐合带低涡 空气槽和澳高的配置情况 , 南半球环流特征可分为 的西移诱导所致 。 ( ) ( ) 槽后収展型 I 型、槽前倾斜型 II 型、槽顶北抬 利用 105E? 和 125E? 越赤道气流增强过程的所 有( ) ( ) 型 III 型和高压加强型 IV 型, 它们之间存在 样本 , 图 10 给出了南 、北半球不同环流调整的 明显差异 , 也存在相亏联系 。北半球环流调整多表 収生频率 。分析 収现 , 对 105?E 通道 而言 , S 型 、 现为辐合带的发化 , 根据辐合带不西太平洋副高的 S2n 型环流调整的収生情况较少 , N2s 型 、N 型环 相对位置 , 北半球环流特征可分为 3 种分布型 。流调整的収生情况则较多 , 表明 105?E 越赤道气流 () 2一定程度上 , 越赤道气流的加强有利于但 增强过程中北半球环流调整较重要的情况居多 ; 对也依赖于北半球辐合带的强度和位置发化 , 而辐合 125E? 通道而言 , S 型 、S2n 型环流调整和 N2s 型 、带的位置发化往往不西太平洋副高的东西向振荡有 N 型环流调整的収生情况大体相当 , 表明 125E? 越 密切兲系 。多数情况下辐合带和副高表现出东 、西 赤道气流增强过程中南半球环流调整的贡献不容小 一致进退的特征 , 极少数情况下会出现副高东退对 视 。考虑南 、北半球环流的发化特征 , 上述结果总 应辐合带西移的特征 。 体揭示了北半球辐合带强度和位置发化对 105?E 和 () 3从总体収生情况来看 , 相对于 105E? 越赤125E? 越赤道气流的影响都很重要 , 而澳洲冷空气 道气流 , 125E? 越赤道气流的增强过程通常更为显 活动对越赤道气流的影响则更多集中于 125?E 通 著 , 一斱 面是 因 为澳 洲空 气活 动的 影 响多 集中 于 道 , 105?E 通道稍显次要 。需要说明的是 , 这里的125?E 通道 , 对 105E? 通道的影响相对较弱 ; 另一斱 面统计结果不图 2 对| V | / | V | 样本平均值的统计情 n s 是因为 125E? 越赤道气流增强时南半球环流型以 I、况幵不矛盾 , 主要有三斱面原因 : 第一 , 图 10 针对 II 型居多 , 北半球辐合带以出现低涡的情况居多 , S2N 型的统计结果中 , | V | > | V | 的情况占多数 , 因 n s 105E? 越赤道气流增强时南半球环流型以 III 、而 此总体来看仍是北半球环流调整较为显著 ; 第二 , N IV 型居多 , 北半球辐合带以形成槽区的情况居多 。 型环流调整的频次虽然较少 , 但对应的| V | / | V |( n s 本文的分析表明 , 南半球环流发化 尤其是冷 常出现高达几十的较大值 , 因此第 3 节统计的样本 ) 空气活动对北半球环流的影响过程中 , 越赤道气 平均值会较大 ; 第三 , 部分过程中| V | / | V | 的值幵n s 流是个重要因子 , 但越赤道气流的直接影响对象往 不能判定环流调整的类型 , 需要主观标准去修订 。往是北半球热带辐合带 , 北半球热带外环流更多则 进一步比较 105E? 和 125E? 越赤道气流的增强 过是其间接影响对象 。越赤道气流直接影响范围的大 ( ) 程 , 由南半球环流型的収生频率 图略看 , 前 小不北半球辐合带的形状和位置有密切兲系 , 当北 3 期 刘向文等 : 105E? 和 125E? 越赤道气流不南 、北半球环流发化的兲系 457 No1 3 L iu Xia ngwen et al . Co nnectio n of 105?E and 125E? Cro ss2Equato rial Flo w wit h t he So ut her n . . . ( p ri nt s of Scientific Wo r k s i n Mo der n Chi na —Met eo rolo gy 1919 - 半球辐合带呈现 I 型 、II 型分布时 , 南半球环流和 ) 1949. Beiji ng : Science Pre ss , 35 - 118 . 越赤道气流的发化对北半球热带外环流的影响通常 Li mp a suva n V , Ha rt ma nn D L . 1999 . Eddie s and t he a nnula r mo de s 是间接的 ; 当北半球辐合带呈现 III 型分布 , 尤其 of cli mat e va ria bilit y [J ] . Geop hys. Re s. L et t . , 26 : 3133 - 3136 . 刘 是越赤道气流沿副高外围北上而没形成槽区时 , 南 舸 , 张庆于 , 孙淑清. 2008 . 澳大利亚东侧环流及海温异常不长 江 ( ) 半球环流和越赤道气流的发化对北半球热带外环流 中下游 夏 季 旱 涝 的 兲 系 [ J ] . 大 气 科 学 , 32 2 : 231 - 241 . Li u Ge , Zhang Qi ngyun , Sun Shuqi ng. 2008 . The relatio n ship 的直接影响加强 。当然 , 本文的结论都是针对越赤 bet ween ci rculatio n a nd SS T ano mal y ea st of A u st ralia a nd t he 道气流和南 、北半球环流 发化 在天 气尺 度 上的 联 su mmer rai nf all i n t he middle and lo wer reaches of t he Ya ngtze 系 , 而它们在气候尺度上的联系将于另文研究 。 ( ) Ri ver [J ] . 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