简茂球[1]2004年在《大气热源的年际年代际变化及其与中国降水的关系》文中提出本工作利用1958-2000年共43年NCEP/NCAR再分析资料计算了全球逐日的大气显热源,并处理成月平均资料,及利用我国160站1951-2000年的逐月降水资料和1958-1998年月平均海温资料,应用统计分析方法,研究了大气热源的季节突变性,其年际、年代际变化与我国降水的关系和海气相互作用过程中海温异常与下垫面热通量的变化特征,揭示出一些新的观测事实,得到以下一些结果。亚洲季风区的大气热源的季节演变具有明显的突变性。东亚季风区和印度季风区大气热源的冬夏型间转换的过度季节都较短,即冬夏型之间的转换具有明显的突变性。两地大气热源的季节突变时间与环流的季节突变时间颇为一致。大气热源的年较差以亚洲季风区最显着,澳大利亚北部次之。在全球范围,总体而言是热源的年际尺度分量占的方差比重大,但也有部分区域是年代以上尺度占优。大气热源的年际尺度和年代际尺度的方差分布有明显的差别。在热带地区,年际变化的方差极大值区呈南北双带分布,并随季节有南北移动;夏季西太平洋暖池区是热源年际、年代际方差的极大值中心区。而年代际方差极值区在热带呈纬向相间分布。在年际尺度上,我国夏季(5-8月)各月降水的主要异常型都与西太暖池附近的热源异常有密切关系,特别地,7、8月青藏高原东部热源异常对同期长江及附近区域的降水异常有更重要的影响。7月华南地区的降水异常与同年发生的ENSO事件造成的大范围的热源异常有关,即暖事件(冷事件)发生当年7月华南降水偏涝(偏旱)。另外,与ENSO事件有关的冬季赤道太平洋的热源异常与我国南方冬季的降水异常也有显着的相关关系。特别是在年代际尺度上,我国5-8月各月的主要降水异常区降水的年代际变化有明显差异。我国南方5月降水的年代际变化与热带印度洋东西偶极子型的热源年代际演变有关;而6-8月各月主要雨带降水的年代际变化与热带西太平洋的热源的年代际变化有密切关系。7月长江流域的降水异常与8月长江和黄河之间地区的的降水异常有很好的同号性;8月沿江西-湖南-广西一带的降水偏多(少),则9月在华南中、东部的降水也偏多(少)。由于我国的洪涝灾害主要出现在7、8月份,故7、8月长
张艳焕[2]2004年在《夏季大气热源对亚洲季风的影响及其与中国降水关系的研究》文中进行了进一步梳理利用1951—2000年NCEP／NCAR再分析逐日及月平均资料以及我国160个测站月降水量资料，计算了各个季节大气热源气候分布，分析了亚洲季风区热源季节变化规律。着重讨论了夏季孟加拉湾和菲律宾热源年际异常时，亚洲季风环流系统的响应，及其与中国夏季降水的年际关系。 结果表明：(1)夏季大气热源的范围最大，强度最强，以后以秋、冬季依次变小变弱，春季又开始变大变强。夏季亚洲季风区有叁个强的大气热源中心，其中以孟加拉湾热源最强，菲律宾热源和印度半岛西部热源次之。(2)夏季孟加拉湾热源和菲律宾热源都存在明显的年际和年代际变化。(3)当孟加拉湾热源异常强(弱)时，南亚高压偏西(东)，西太平洋副热带高压位置偏东(西)；印度夏季风偏强(弱)，东亚热带季风偏弱(强)。孟加拉湾热源异常对南亚高压、南亚季风、副热带高压的影响是显着的，对东亚热带季风的影响并不显着。(4)夏季孟加拉湾热源与同期长江以南、华南东部的部分地区的降水存在明显的负相关关系，而与西南到华南西部地区呈明显的正相关关系。(5)当夏季菲律宾热源异常增强时，南亚高压分为两个部分，一个位于100°E以东，一个位于80°E以西，但位置都偏北。东亚热带季风加强，南亚季风也有所加强，西太平洋副热带高压位置偏北；当夏季菲律宾热源异常减弱时，南亚高压只表现为一个部分，且位置偏南，南亚季风加强，东亚热带季风减弱，西太平洋副热带高压位置偏南。夏季菲律宾热源异常强年，东部的南亚高压异常显着，副热带高压位置异常偏北也达到显着水平，东亚热带季风的加强是显着的，而南亚季风的加强并不显着；而热源异常减弱时，东亚热带季风的减弱、南亚季风的加强都达到显着水平，副热带高压、南亚高压的位置异常偏南也是显着的。(6)夏季菲律宾热源异常强年，副热带高压异常偏北，中国雨区分为南北两个区域，一个位于华南、东南沿海，受东亚热带季风影响；另一个位于山东半岛、辽东半岛和黑龙江地区，受副热带季风的影响。热源异常弱年，副热带高压异常偏南，中国雨区位于江南地区，主要受副热带季风的影响。
巩远发[3]2008年在《青藏高原及东亚大气热源低频振荡与我国东部旱涝的研究》文中指出利用NCEP/NCAR再分析资料、OLR资料、国家气象信息中心的降水等资料,通过资料分析和动力诊断等方法,围绕着亚洲季风区的大气热源(简记为
钟珊珊[4]2011年在《青藏高原大气热源结构特征及其对中国降水的影响》文中研究表明本文利用NCEPI、ECMWF (ERA)逐日再分析资料计算了大气视热源,采用近年来有关高原实验的实测资料,特别是垂直探空资料以及卫星遥感资料对高原视热源加热率垂直廓线的合理性进行了客观的检验和判断。在此基础上,探讨了青藏高原大气热量源汇的水平、垂直结构特征,揭示了其对我国天气气候的影响。主要结论如下：(1)在3公里以上的高原大部分地区以干对流为主,最大加热高度位于对流层中层的近地面,感热加热的贡献大于潜热加热。在最大加热层上,亚洲季风区强度最大范围最广的加热率中心位于青藏高原上空,而以潜热为主的整层积分的最大加热中心位于孟加拉湾地区北部至高原南侧上空。(2)在高原范围,采用ERA和NCEP/NCAR计算的加热廓线的垂直分布基本合理,ERA计算的结果较NCEP的更接近观测事实。月平均最大加热率高度基本位于500-600hPa之间,但逐日加热廓线却显示高原大气不仅存在低层加热还存在较高层加热。(3)高原热源/汇的变率及热源高度季节进程的最强信号都表现为1990前后的气候突变。突变前,高原大气热源高度偏高,冷源向热源的转换时间早,持续时间长,则纬向海陆热力差异强度在春季偏强而夏季偏弱,江南降水春季偏早偏多,而夏季偏少。突变后,情况相反。高原整层大气热源
张博, 周秀骥, 陈隆勋, 朱艳峰, 赵滨[5]2010年在《东亚海陆热源差指数及其与环流和中国夏季降水的关系》文中研究表明利用1961～2006年NCEP/NCAR的逐日及月平均再分析资料和中国160站月降水资料,定义了一个东亚海陆热源差指数ILSQD,并分析其与中国夏季降水和东亚大气环流变化的关系.结果表明:(1)该指数能较好地反映夏季风的异常变化特征,高指数年,我国大陆东部低空偏南风强度偏强,对流层上层北半球中纬度的偏西风增强,表明东亚夏季风偏强;低指数年情况则相反;(2)该指数能较好地反映我国大陆东部夏季降水的异常特征,指数偏高(低)时,华北地区降水偏多(少),长江中下游及其以南地区降水偏少(多),因此本指数可作为实时的夏季风指数;(3)3月份该指数与夏季长江中下游流域降水有很好的相关;(4)利用CAM3.1/NCAR模式进行了数值模拟,证实夏季在这个指数分布的热力差强迫下,可以模拟出同期与实况相似的降水异常.3月份在该指数分布的热力差强迫下,模拟出的夏季异常降水分布也与实况较为一致.
刘颖[6]2008年在《春季地气温差分布异常特征及其对中国东部夏季降水的影响》文中研究指明春季地气温差与春季感热通量有很高的正相关性,地气温差在一定程度上表征了感热通量的时空变化特征,是影响陆地热状况的一个重要因子。本文基于海陆热力差异这一重要的夏季风爆发原因,利用站点资料和NCEP(美国国家环境预报中心)资料,采用合成分析、相关分析、EOF分析(empirical orthogonal function)以及SVD分析(singular valuedecomposition)等多种分析方法,研究和探讨了1957～2006年中国春季地气温差的分布异常特征。进一步分析了海拔高度对地气温差的影响,重点研究了春季地气温差对中国东部尤其是长江中下游地区夏季降水的影响,并初步探讨了青藏地区的春季地气温差与夏季整层水汽输送之间的相关关系。分析结果表明,中国区域春季地气温差的分布形势与中国地势的分布基本吻合,都呈西高东低的分布特点,并且在青藏高原地区为高值区。相关分析表明,中国高原大部分地区的春季地气温差对江淮流域的夏季降水有明显的影响。春季,高原大部分地区的地气温差越大(小),江淮流域的夏季降水就越多(少)。本文对不同海拔高度地区的地气温差进行了合成分析,结果表明,海拔高度大于1000米、2000米和3000米地区区域平均的地气温差都呈单峰分布,春末夏初(5月或6月份)达到最高值,12月份为最低值;1～12月地气温差与海拔高度的相关系数呈双峰分布,双峰分别出现在春季和秋季,在夏季和冬季相关系数较小。相关分析、EOF分析和SVD分析表明,春季,青藏高原的地气温差与长江中下游地区夏季降水存在显着的正相关。长江中下游旱年时,随着时间的推移,高值区有向东部移动的特征;春季青藏高原的地气温差偏强(弱)时,夏季长江中下游降水偏多(少)。春季青藏高原地区的地区温差对长江中下游夏季降水具有较强的“前兆性信号”作用。中国区域春季地气温差距平EOF分析第一特征向量“南负北正”的分布形势有利于在20世纪80年代初以后,东亚夏季风由强变弱。青藏高原地区春季地气温差大、黄淮流域春季地气温差小的这种分布特征则有利于夏季整层水汽输送通量在长江中下游地区辐合。
沙天阳[7]2012年在《中国西南地区东部夏秋干旱的环流特征及其成因分析》文中认为本文利用1961-2010年NCEP/NCAR再分析资料和全国753站月平均降水等资料,研究了我国西南地区东部夏、秋季干旱的环流特征及其成因,主要研究结果如下：(1)西南地区东部秋季降水存在显着减少趋势,并存在明显的年代际变化,在20世纪80年代中后期,降水存在由偏多转偏少的突变。(2)西南地区东部秋季降水量年际变化与苏门答腊-西太平洋及热带东太平洋的海温分布存在很好的关系。苏门答腊-西太平洋及热带东太平洋的“+,-”海温异常分布,通过影响苏门答腊-西太平洋的大气热源分布,从而对我国西南地区干旱产生影响。大气热源异常一方面在南海及孟加拉湾附近激发异常气旋性环流,使偏北气流控制西南地区东部,削弱了孟加拉湾向我国西南地区的水汽输送,另一方面通过加强哈德莱环流,使西南地区东部处于异常下沉区,从而有利于该地区干旱的形成。(3)数值试验表明,秋季苏门答腊-西太平洋海温异常偏暖(冷),热带东太平洋海温异常偏冷(暖),可导致西南地区东部同期秋季降水的减少(增多),这进一步验证了观测分析的结果。而数值试验的结果也表明,西印度洋的海温异常对西南地区东部的秋季降水不起作用。(4)西南地区东部秋季降水的年代际变化及线性减少的趋势均与哈德莱环流的增强密切相关,而热带海温的升高及中国地区高层的降温对哈德莱环流的增强有重要作用。(5)西南地区东部夏季降水年际分量与同期青藏高原东部的热源存在显着的正相关,青藏高原东部热源偏强(弱),西南地区东部降水偏多(少)。(6)夏季青藏高原东部热源的异常,会影响南亚高压及西太平洋副高的位置,进而对同期西南地区东部的夏季降水产生影响。
敖婷[8]2014年在《青藏高原及周边区域热力特征与异常对东亚降水的影响》文中提出利用在青藏高原地区较客观且时间较新、分辨率较高的ERA-interim逐日再分析资料，采用倒算法计算了青藏高原及周边地区大气视热源和水汽汇，并分析了1979-2012年高原上空大气热源汇分布的气候特征及变化趋势。然后，通过REOF分析，在高原及周边地区划分出5个热源异常关键区，并对比分析了各关键区热源的局地特征及其与东亚降水的关系。最后，选取了3个区域讨论了其热源异常对大气环流的影响，初步提出了关键区降水异常的可能成因。主要结论如下：（1）高原地区夏季为热源，在近地面最强，冬季为热汇，在对流层高层最旺盛。各加热项季节变化大，局地项在春季最强秋季最弱，平流项在冬季最强夏季最弱，垂直项变化与总热源一致，夏季最强冬季最弱。高原上空热源日变化显着，尤其是在春夏季，其中，高原西南侧印度北部地区、高原北侧塔里木盆地和高原东南侧为大气热源日变化最显着的区域。（2）高原地区热源在06时及12时，线性变化趋势最为显着，06时热源总体上升，12时热源总体减弱，但在近几年来，热源都有减弱的趋势。同时，高原及周边地区热源变化趋势有很强的区域差异性和季节差异性，其冬季变化最为显着。（3）高原及周边地区大气热源局地特征显着，不同区域热源异常能对东亚降水产生不同影响。其中，高原西北侧与高原东北部热源异常对东亚降水有滞后的影响，而高原西南侧与高原东南部对东亚降水主要是同期的影响，高原中部与东亚降水的同期以及滞后相关都很显着，但影响的区域略有不同。（4）高原及周边地区不同区域热力异常能产生不同的大气环流场异常，从而引起不同的东亚降水异常分布型。其中，春季高原西北侧与高原东北部热源与随后夏季蒙古地区降水显着相关，但二者作用相反。夏季高原西南侧局地特征非常显着，但其热源异常基本上只能影响本地同期降水，且主要受垂直加热项的影响，并不能对东亚大范围地区降水产生重要影响。夏季高原东南部热源异常则与同期高原以东长江流域降水为正相关。而夏季高原中部大气热源与随后秋季华南降水呈负相关。
王遵娅[9]2007年在《中国夏季降水的气候变率及其可能机制研究》文中提出本论文主要利用1951～2004年中国740站点的逐日降水资料,并配合其他要素场和环流场资料,采用多种统计分析方法,研究了中国夏季降水季节内、年际和年代际的多时间尺度变率。首先对中国雨季的进退过程、阶段性和区域性特征进行了分析;以后,依次对中国夏季降水的气候季节内振荡、准两年振荡和年代际叁个不同时间尺度波动的周期特征、时空分布、环流背景、外强迫因子的影响等进行了详细分析,并提出了这叁种变率产生的可能机制;最后对叁种尺度波动的相互关系进行了讨论。主要得到的结论如下所示:(1)通过对中国雨季的定义,发现中国的主雨季最早爆发于华南中部,最晚结束于华西地区,能持续4到14候不等,雨量能占年总降水的30%～60%。主雨季在东部为季风雨季,自南向北推进;在西部雨季有较强的局地性,北方略早于南方,主要受到西风带系统的影响。中国雨季表现出了显着的阶段性和区域性特征。(2)通过对中国4～9月降水气候季节内振荡的研究,发现10～30天振荡在华北和华南最明显,而30～60天振荡在长江中下游最显着。30～60天振荡在4～9月经历了叁次明显的自南向北传播:第一次始于4月初,与春雨的发生有关;第二次最强,从6月初至8月中,低频中心分别与华南前汛期、江淮梅雨和华北雨季相对应;第叁次发生于8月初,与长江及其以南地区的秋雨有关。气候季节内振荡对中国各主要雨季的强度、活跃和中断均有显着的调制作用。30～60天振荡在100。E以东有较明显的西传特征。10～30天振荡的传播特征较不明显。中国夏季降水季节内振荡维持和传播的可能机制为:低纬热源的季节内振荡激发出EAP遥相关波列,波列的低频气旋和反气旋之间形成经向排列的辐合辐散带,由于气流的上升和下沉造成自东亚到北太平洋的低频雨带。低纬热源季节内振荡的维持和北传导致包括中国东部低频雨带在内的东亚到北太平洋低频雨带维持和北传。(3)通过对中国夏季降水准两年振荡特征及其可能机制的研究,发现中国75%以上站点的夏季降水序列中都存在显着的准两年振荡,该振荡能解释中国夏季降水35%,甚至55%以上的年际变化方差。强准两年振荡地区主要分布在内蒙中部,从甘肃和陕西到淮河流域和长江中下游一带。中国夏季降水准两年振荡的可能机制是:太平洋-亚澳季风系统的准两年振荡会影响赤道西太平洋热力状况发生TBO,由异常热源激发EAP和EU波列,同时对低纬和中高纬环流产生影响,造成暖湿气流和冷空气异常而引起中国降水的TBO。赤道太平洋暖池区的异常热源性质,强度和位置是决定中国夏季降水准两年模态的主要因素,而该异常热源的特征与太平洋-亚澳季风系统TBO的强度和状态等密切相关。(4)通过对中国东部夏季降水年代际变率和可能原因的分析,发现其主要有准10年,30～40年和准80年周期,并在70年代末出现了突变。另外,华北和华南夏季降水还各在60年代中期和90年代初有一突变点。中国东部夏季降水在20世纪70年代末发生了从“北旱南涝”到“南涝北旱”转型,其可能机制是:一方面,青藏高原冬春季积雪由20世纪70年代末以前的偏少突变为偏多,造成东亚大陆的夏季热力作用偏弱;另一方面,赤道中东太平洋春夏季海温分别在20世纪60年代中期、70年代末和90年代初各出现了一次显着升高,使得低纬海洋的热力作用偏强。海陆热力差异的年代际减弱造成亚洲夏季风环流偏弱,从而中国的东部雨带偏南。另外,青藏高原积雪对中国东部夏季降水年代际变化的影响总体上比赤道中太平洋海温显着,赤道中太平洋海温在20世纪90年代初的突变增强与中国华南夏季降水在同期的年代际增多有密切关系。(5)通过对中国夏季降水叁种尺度波动相互关系的分析,发现在年际和年代际偏涝的背景下,长江中下游季节内振荡周期偏长,以30～60天振荡;而偏旱背景下周期偏短,以10～30天为主。偏旱背景下季节内振荡的北传比偏涝背景下强。中国雨带和东亚东部环流的季节内循环模态不受旱涝背景影响,但偏涝背景下的季节内降水和环流强度都强于偏旱背景。中国东部夏季降水由多变少时振荡强度由强变弱,反之。年代际异常是年际异常的集中反映,而年代际变率为年际变化提供了背景,即:在年代际异常的调制下,年际变化具有总是出现某种(正或负)异常的趋向性。20世纪70年代末,华南和华北的3～7年周期显着增强而长江中下游的2～3年周期显着增强。年代际背景对中国夏季降水年际空间模态的影响不明显。
周连童[10]2007年在《引起华北持续干旱的环流异常型及其与西北干旱区热力变化的关联》文中认为鉴于我国华北地区从1977年之后发生持续性干旱的严重性,本研究利用我国气候资料、ERA-40和NCEP/NCAR的再分析资料从观测事实、动力理论和数值模拟分析了引起华北地区持续干旱的环流异常型及其与西北干旱区热力变化的关联。分析结果如下:(1)我国夏季降水在1976年前后发生了一次明显的跃变,从1977年到2000年,华北地区和黄河流域夏季降水明显减少,并导致了持续性干旱的发生;而西北地区和长江流域夏季降水明显增加。(2)华北地区上空对流层中下层发生的暖高压、鄂霍兹克海地区的高压脊和西太平副热带高压是影响华北地区夏季气候变异的主要环流系统。并且,从1977年之后,欧亚大陆对流层下层环流异常分布产生了一个与1977年之前的分布相反的遥相关波列,且我国东部季风区与西部干旱区的纬圈环流也于1977年之前的分布相反。这就是从1977年之后,华北地区上空700hPa出现反气旋型环流异常,并出现明显的偏北风异常,且下沉气流异常加强,水汽输送出现辐散,且200hPa西风带偏南,华北上空西风减弱,这些都不利于华北地区夏季降水,造成华北地区自1977年之后降水偏少,发生了持续性的干旱。(3)华北地区夏季环流异常与西北干旱、半干旱区的热力变化有很明显的关联。西北干旱、半干旱区春、夏季地气温差异常从1977年之后都增强了,特别是春季感热输送从1977年之后明显增强,从相关分析可知,当西北地区春季感热输送异常偏高时,华北地区夏季降水偏少,而长江流域夏降水偏多;并且,分析结果还揭示了从1977年之后西北干旱、半干旱区春季感热输送偏强,这导致了西北地区夏季上空出现明显的上升气流异常,而华北地区上空夏季出现下沉气流异常,这个下沉气流的加强不利于华北地区夏季降水,故引起华北地区夏季降水的减少,并发生持续性的干旱。(4)利用倾斜位涡理论分析西北干旱区春季感热异常对于东亚大气环流位涡异常的影响,表明:由于西北干旱区地气温差(Ts-Ta)和感热输送自1977年之后明显增强,而此地区对流层上层温度却明显下降,这种热力变化使得此地区pθ从1977年之后变成负距平,并且,低层垂直位涡分量也随之变成负距平,这种位涡变化有利于西北干旱区气旋性环流异常的加强,并造成上升气流异常的加强和夏季降水的增多,从而有利于纬圈环流的发展。正是由于此纬圈环流的发展,导致了华北地区上空对流层低层pθ从1977年之后由负距平变成正距平,这不仅有利于华北地区上空反气旋式环流异常的加强,而且还有利于下沉气流异常的加强,从而导致华北地区夏季降水偏少,发生持续性干旱。(5)RegCM3模拟结果表明了,当西北地区春季感热增强时,我国华北地区南部夏季降水偏少,而长江流域和西北地区夏季降水偏多。并且在华北上空下沉气流异常加强,这不利于华北地区夏季降水偏多。
参考文献：
[1]. 大气热源的年际年代际变化及其与中国降水的关系[D]. 简茂球. 中山大学. 2004
[2]. 夏季大气热源对亚洲季风的影响及其与中国降水关系的研究[D]. 张艳焕. 南京气象学院. 2004
[3]. 青藏高原及东亚大气热源低频振荡与我国东部旱涝的研究[D]. 巩远发. 南京信息工程大学. 2008
[4]. 青藏高原大气热源结构特征及其对中国降水的影响[D]. 钟珊珊. 南京信息工程大学. 2011
[5]. 东亚海陆热源差指数及其与环流和中国夏季降水的关系[J]. 张博, 周秀骥, 陈隆勋, 朱艳峰, 赵滨. 中国科学:地球科学. 2010
[6]. 春季地气温差分布异常特征及其对中国东部夏季降水的影响[D]. 刘颖. 中国气象科学研究院. 2008
[7]. 中国西南地区东部夏秋干旱的环流特征及其成因分析[D]. 沙天阳. 南京信息工程大学. 2012
[8]. 青藏高原及周边区域热力特征与异常对东亚降水的影响[D]. 敖婷. 中国气象科学研究院. 2014
[9]. 中国夏季降水的气候变率及其可能机制研究[D]. 王遵娅. 中国科学院研究生院. 2007
[10]. 引起华北持续干旱的环流异常型及其与西北干旱区热力变化的关联[D]. 周连童. 中国科学院研究生院（大气物理研究所）. 2007