1997—1998年青藏高原大氣低頻振蕩及對降水影響

楊 蓉 鞏遠(yuǎn)發(fā)* 謝啟玉2) 楊景朝

1)(成都信息工程大學(xué)，成都 610225) 2)(青海省海北州氣象臺，西海 810200)

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1997—1998年青藏高原大氣低頻振蕩及對降水影響

楊 蓉1)鞏遠(yuǎn)發(fā)1)*謝啟玉1)2)楊景朝1)

1)(成都信息工程大學(xué)，成都 610225)2)(青海省海北州氣象臺，西海 810200)

利用1979—1998年NCEP/DOE逐日再分析資料和國家氣象信息中心的常規(guī)觀測站資料，研究了1997/1998年冬季、1998年夏季青藏高原(簡稱高原)季風(fēng)的低頻振蕩特征，研究夏季高原和周邊區(qū)域高低層大氣低頻環(huán)流系統(tǒng)的配置及其與我國降水的聯(lián)系。結(jié)果表明：1997/1998年冬季和1998年夏季，高原季風(fēng)不僅表現(xiàn)出很強(qiáng)的30～60 d的周期振蕩特征，還伴隨有較強(qiáng)的準(zhǔn)雙周低頻振蕩；相應(yīng)區(qū)域?qū)α鲗由蠈?00 hPa上的環(huán)流系統(tǒng)則是30～60 d為主的周期變化。1998年夏季，高原地面氣壓也存在兩個頻帶的低頻振蕩變化，且其強(qiáng)度存在明顯的經(jīng)向變化，即自南向北30～60 d低頻振蕩信號有逐漸減弱趨勢，準(zhǔn)雙周信號則呈增強(qiáng)趨勢。對30～60 d的低頻信號而言，高原夏季風(fēng)低頻信號較強(qiáng)(弱)時，高原地面表現(xiàn)為低頻低(高)壓環(huán)流系統(tǒng)，在同緯度帶的我國東部地區(qū)和西太平洋沿岸，是較強(qiáng)的低頻北(南)風(fēng)和低(高)壓環(huán)流系統(tǒng)；相應(yīng)地，在80°～90°E之間，自孟加拉灣到我國西北中部地區(qū)，是低頻反氣旋-氣旋-反氣旋的經(jīng)向低頻波列；受低頻環(huán)流系統(tǒng)影響，高原東部、長江中下游地區(qū)降水偏多(少)、川西高原、云南西南部降水偏少(多)。

高原季風(fēng)； 降水； 低頻環(huán)流系統(tǒng)

引 言

1970年Madden等[1-2]發(fā)現(xiàn)熱帶大氣30～60 d 低頻振蕩(MJO)以來，大氣低頻振蕩現(xiàn)象就成為了大氣科學(xué)的重要前沿研究課題之一。作為重要的大氣環(huán)流系統(tǒng)[3]，大氣低頻振蕩與許多地區(qū)的天氣和氣候變化聯(lián)系密切。1985年Krishnamurti等[4]提出30～60 d的低頻振蕩具有全球性，此后，越來越多的研究表明，除了熱帶地區(qū)，大氣低頻振蕩現(xiàn)象在副熱帶和中高緯地區(qū)也廣泛存在[4-5]。

青藏高原(以下簡稱高原)作為我國東部地區(qū)的上游區(qū)域，其動力和熱力作用對下游地區(qū)乃至全球天氣氣候變化起關(guān)鍵性作用。通過1979年高原科學(xué)實驗，章基嘉等[6]發(fā)現(xiàn)高原大氣低頻振蕩現(xiàn)象，并指出高原夏半年是30～60 d大氣低頻振蕩的活躍區(qū)。隨后，孫國武等[7]利用風(fēng)場資料、謝安等[8]用OLR(outgoing longwave radiation)資料、王躍男等[9]利用熱源資料進(jìn)行研究，表明高原地區(qū)存在顯著的大氣低頻振蕩現(xiàn)象。同時，劉式適等[10]通過對高原大地形的動力和熱力作用的研究，指出高原大地形加熱對低頻振蕩的形成有促進(jìn)作用。在傳播特征方面，彭茹等[11]研究表明，1982年高原對流層高層是準(zhǔn)雙周振蕩的源區(qū)，而1983年是匯區(qū)；孫照渤等[12]指出高原及其附近地區(qū)15～25 d的低頻振蕩在傳播上表現(xiàn)出較規(guī)則的周期性。在結(jié)構(gòu)特征方面，章基嘉等[6]指出高原低頻振蕩總體表現(xiàn)為較弱的正壓結(jié)構(gòu)；徐國強(qiáng)等[13]認(rèn)為低頻振蕩在高原主體表現(xiàn)為正壓結(jié)構(gòu)，在山地隨坡度的增大，正壓結(jié)構(gòu)逐漸減弱。

從不同的物理量、不同的高度場的研究均表明高原低頻振蕩現(xiàn)象的存在，大氣低頻振蕩作為重要的環(huán)流系統(tǒng)，其與季風(fēng)活動也有著密切的聯(lián)系。目前人們對高原季風(fēng)振蕩的研究主要以年際振蕩為主，華維等[14]和湯懋蒼等[15-16]發(fā)現(xiàn)高原季風(fēng)存在8年和21年的周期振蕩，但對于高原季風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩的研究報道較少，鑒于此，本文從高原季風(fēng)入手，挑選一典型年份對高原季節(jié)內(nèi)振蕩特征進(jìn)行研究。1997年11月到1998年夏季全球大氣環(huán)流出現(xiàn)異常，1997/1998年冬季高原發(fā)生罕見雪災(zāi)，1998年夏季我國長江流域發(fā)生了罕見的全流域型洪水，故本文著眼于1997/1998年這一典型年份，進(jìn)一步研究高原季風(fēng)的低頻振蕩特征，并分析高原高低層低頻環(huán)流系統(tǒng)的空間配置特征以及對降水的影響。

1 資料與方法

本文所用資料包括1997—1998年NCEP/DOE逐日全球再分析高度場和風(fēng)場，水平分辨率為2.5°×2.5°。同時選取了國家氣象信息中心的全國逐日降水和高原主體自南向北3個測站(拉薩站、那曲站、當(dāng)雄站)1997年和1998年逐日地面氣壓觀測資料。

參考湯懋蒼等[15]定義的高原季風(fēng)指數(shù)IPM，選取600 hPa上青藏高原西部H1(32.5°N，80°E)、南部H2(25°N，90°E)、東部H3(32.5°N，100°E)、北部H4(40°N，90°E)4個點的平均位勢高度減去中部點H0(32.5°N，90°E)的位勢高度值，即IPM=H1+H2+H3+H4-4H0，取1997年7月1日—1998年12月31日的逐日高原季風(fēng)指數(shù)作為指標(biāo)，研究高原上對流層低層環(huán)流的低頻變化特征；對流層上層系統(tǒng)則取與600 hPa相同范圍(25°～40°N，80°～100°E)的200 hPa區(qū)域平均位勢高度場表示高層環(huán)流系統(tǒng)的變化指標(biāo)，就夏季而言，也可表示南亞高壓的區(qū)域強(qiáng)度變化。

考慮剔除小波分析的邊界影響，對1997/1998年冬半年，采用1997年7月1日—1998年6月30日的逐日高原季風(fēng)指數(shù)(或200h Pa相應(yīng)區(qū)域平均位勢高度場、地面要素等)時間序列，在去除其季節(jié)變化趨勢(即傅里葉變換的1～3波)后，進(jìn)行小波變換，取其中1997年11月1日—1998年3月31日的結(jié)果，分析1997/1998年冬季高原地區(qū)對流層低層和對流層高層環(huán)流及地面要素場的低頻振蕩的特征；對1998年夏半年，采用1998年1月1日—1998年12月31日的相應(yīng)資料，類似于冬半年的處理方法，取5月1日—9月30日的小波變換結(jié)果，分析夏季的低頻振蕩特征。最后，利用Butterworth帶通濾波器對600 hPa 和200 hPa的風(fēng)場進(jìn)行30～60 d的帶通濾波，合成分析高原上高、低層低頻振蕩不同位相的低頻流場演變特征。

2 1997/1998年青藏高原的低頻振蕩特征

2.1 1997/1998年青藏高原季風(fēng)的低頻振蕩特征

高原季風(fēng)作為獨立的季風(fēng)系統(tǒng)，是在高原熱力作用下，風(fēng)場向氣壓場適應(yīng)的結(jié)果[17]，在600 hPa該季風(fēng)環(huán)流可得到最明顯反映[18]。高原季風(fēng)作為亞洲季風(fēng)系統(tǒng)的子系統(tǒng)，其與南亞季風(fēng)、東亞季風(fēng)聯(lián)系密切[19]，三者的獨立發(fā)展和相互作用均對我國的天氣氣候有重要影響，高原季風(fēng)的重要性也使其成為了青藏高原氣象學(xué)研究的重要組成部分。

冬季高原季風(fēng)指數(shù)一般小于零，且指數(shù)越小(大)則冬季風(fēng)越強(qiáng)(弱)；夏季則相反。由冬半年逐日高原季風(fēng)指數(shù)變化可以看到，1998年3月前，除了極少數(shù)幾天，高原季風(fēng)指數(shù)幾乎均小于零，3月后，高原季風(fēng)指數(shù)大于零的日數(shù)逐漸增多，說明高原冬季風(fēng)逐漸向夏季風(fēng)過渡。季節(jié)變化趨勢線更好地反映高原冬季風(fēng)的季節(jié)變化特征，總的來說，高原冬季風(fēng)指數(shù)均處于零線以下，1997年11月開始，高原冬季風(fēng)表現(xiàn)出逐漸增強(qiáng)的趨勢，并于1997年12月和1998年1月達(dá)到最強(qiáng)，隨后，高原冬季風(fēng)在波動逐漸減弱(圖略)。高原夏季風(fēng)較冬季風(fēng)波動性更強(qiáng)，由季節(jié)變化趨勢線看到，5月開始，高原夏季風(fēng)逐漸增強(qiáng)，但增強(qiáng)幅度不是很大，在7月夏季風(fēng)整體達(dá)到最強(qiáng)，高原夏季風(fēng)呈減弱趨勢(圖略)。由于本文重點關(guān)注的是高原季風(fēng)的季節(jié)內(nèi)振蕩特征，因此，本文在高原季風(fēng)指數(shù)的原始時間系列中去除季節(jié)變化趨勢，即用原始時間序列減去季節(jié)變化趨勢，得到高原季風(fēng)指數(shù)與季節(jié)變化趨勢之間的偏差，并對其進(jìn)行小波變換；高層的區(qū)域平均位勢高度場也是采用上述方法去除其季節(jié)變化趨勢后進(jìn)行小波分析。

圖1a是冬半年高原季風(fēng)指數(shù)在去除季節(jié)變化趨勢后的小波變換結(jié)果。圖1a反映了冬半年高原季風(fēng)在尺度因子為8～16的時間層次上的變化特征，同時，高原冬季風(fēng)還表現(xiàn)出了準(zhǔn)雙周(2～4的時間尺度層次)的周期變化。為了便于分析，定義小波變換值F≤-50的時間域范圍為高原冬季風(fēng)的較強(qiáng)時期。在時間尺度層次為8～16時，1997/1998年冬季表現(xiàn)為3次較強(qiáng)的冬季風(fēng)，分別出現(xiàn)在1997年11月中上旬、12月中下旬和1998年2月中旬；在尺度因子為2～4的時間層次上，有8次較強(qiáng)的高原冬季風(fēng)，F(xiàn)的最大值出現(xiàn)在1998年2月中旬。由小波方差(圖1c)可以看到兩個極大值點，分別對應(yīng)46 d左右的周期和16 d左右的周期，說明高原冬季風(fēng)存在明顯的30～60 d振蕩和準(zhǔn)雙周振蕩。

圖1 1997/1998年冬季(a)和1998年夏季(b)高原季風(fēng)指數(shù)與其季節(jié)變化趨勢間偏差的小波變換以及冬季(c)和夏季(d)小波方差Fig.1 The wavelet transform of the difference between the Plateau monsoon index and its seasonal change tendency in the winter of 1997-1998(a) and in the summer of 1998(b) with wavelet variances during the winter of 1997-1998(c) and the summer of 1998(d)

對1998年夏半年而言，高原季風(fēng)指數(shù)的小波變換結(jié)果(圖1b)與冬半年相似，在尺度因子為8～16和4～8的時間層次上都出現(xiàn)有夏季風(fēng)的周期變化。對夏季風(fēng)而言，將F≥50的時間域范圍表示高原夏季風(fēng)較強(qiáng)時期，在8～16的時間尺度層次上出現(xiàn)3次較強(qiáng)的夏季風(fēng)，其中，以6月中旬和8月下旬這兩次表現(xiàn)最為明顯；在4～8的時間尺度層次上則為5次較強(qiáng)的夏季風(fēng)，F(xiàn)值的較強(qiáng)中心分別出現(xiàn)在5月初、6月初以及8月底。由小波方差(圖1d)可知，1998年夏半年在周期為32 d左右出現(xiàn)了極大值，說明夏季風(fēng)以32 d左右的振蕩最為顯著。綜合高原冬季風(fēng)與夏季風(fēng)的小波分析可知，高原冬季風(fēng)是30～60 d振蕩和準(zhǔn)雙周振蕩并存，而夏季風(fēng)則是以30～60 d振蕩為主。

2.2 1997/1998年高原高層的低頻振蕩特征

與低層環(huán)流系統(tǒng)不同，高層環(huán)流系統(tǒng)最顯著的特征是夏季高原上空強(qiáng)大的南亞高壓。高原在夏季相對于四周是一個強(qiáng)大的熱源，高原上空長期活動著南亞高壓，受該熱力作用的影響，低層高原季風(fēng)變化的同時，高層南亞高壓強(qiáng)弱也會產(chǎn)生變化，從而引起 200 hPa區(qū)域平均高度場產(chǎn)生相應(yīng)的變化。通過小波分析，可知高原高層高度場強(qiáng)弱變化特征。

圖2a是1997/1998年冬季200 hPa區(qū)域平均位勢高度場小波變換結(jié)果。如圖2a所示，在1998年1月前，200 hPa區(qū)域平均位勢高度場的周期振蕩主要為2～4的時間尺度層次上；1月后，在尺度因子為8～16的時間層次上出現(xiàn)了兩次完整的高度場強(qiáng)弱轉(zhuǎn)換。由對應(yīng)的小波方差(圖2c)可知，在64 d的周期上有小波方差的極大值，說明冬季200 hPa區(qū)域平均位勢高度場以60 d左右的季節(jié)內(nèi)振蕩為主。夏季(圖2b)在 8～16的時間尺度層次上表現(xiàn)為3次完整的周期變化，對應(yīng)200 hPa上南亞高壓的3次強(qiáng)弱變化；高度場最強(qiáng)中心出現(xiàn)在6月中旬到7月初，對應(yīng)高原上空強(qiáng)的南亞高壓；同時，夏季200 hPa區(qū)域平均位勢高度場還伴隨著2～8的時間尺度層次上的準(zhǔn)雙周振蕩，該周期振蕩在5—6月表現(xiàn)較為明顯，6月后表現(xiàn)較弱。由小波方差(圖2d)可知，夏季存在有十分明顯的準(zhǔn)55 d的季節(jié)內(nèi)變化，此外，夏季青藏高原200 hPa上區(qū)域平均位勢高度場還有24 d左右的低頻振蕩。綜合以上分析可知，200 hPa區(qū)域平均位勢高度場在冬夏季均存在30～60 d的低頻振蕩，夏季還伴隨有20 d左右的周期，與冬季相比，夏季200 hPa高度場的變化更具不穩(wěn)定性。

2.3 1998年夏季高原地面氣壓的低頻振蕩特征

由上面的分析結(jié)果可知，高原季風(fēng)和對應(yīng)區(qū)域的高空環(huán)流系統(tǒng)都有顯著的低頻振蕩變化特征，由于地面氣壓場的變化與地面天氣系統(tǒng)變化聯(lián)系密切，因此，選取高原季風(fēng)系統(tǒng)南北軸線(90°E附近)上自南向北的拉薩、當(dāng)雄、那曲3個代表站，用地面氣壓變化研究高原地面的低頻振蕩特征。從3個站1998年夏季氣壓場的小波變換結(jié)果看，其基本特征很相似，這里選取那曲站的小波變換結(jié)果(圖3)為代表進(jìn)行分析。由圖3可知，在尺度因子為16和2～8的時間層次上是兩個顯著的低頻信號帶。當(dāng)雄站和拉薩站地面氣壓與季節(jié)變化趨勢間的小波變換(圖略)也有類似特征，但3個站地面氣壓的低頻振蕩信號在兩個頻帶上的顯著程度存在差異。從拉薩站(圖4a)、當(dāng)雄站(圖4b)、那曲站(4c)地面氣壓的小波方差可知，地面氣壓均在周期為64 d和周期為12 d的頻帶上出現(xiàn)了低頻信號的極大值。將小波變換與小波方差結(jié)合分析可知，3個站均存在顯著的準(zhǔn)60 d周期振蕩和準(zhǔn)雙周振蕩：拉薩站是以60 d左右的振蕩為主，準(zhǔn)雙周振蕩次之；當(dāng)雄站則表現(xiàn)為準(zhǔn)60 d振蕩和準(zhǔn)雙周振蕩同樣顯著；而那曲站的準(zhǔn)雙周振蕩比起60 d左右的振蕩更具有優(yōu)勢。

結(jié)合冬夏季高原高低層環(huán)流系統(tǒng)的振蕩特征可以看到,高原高低層之間的空間配置關(guān)系：6月初在30～60 d的顯著周期上，地面氣壓為一負(fù)值中心，表明此時高原地面為強(qiáng)的熱低壓，根據(jù)風(fēng)場與氣壓場的相互適應(yīng)關(guān)系，低層風(fēng)場應(yīng)表現(xiàn)為氣旋式復(fù)合，即低層為強(qiáng)的夏季風(fēng)；在高原強(qiáng)的熱力作用下高層應(yīng)表現(xiàn)出偏強(qiáng)的南亞高壓。從高原季風(fēng)指數(shù)小波變換結(jié)果看，6月初高原已經(jīng)表現(xiàn)為強(qiáng)夏季風(fēng)，6月中旬出現(xiàn)夏季風(fēng)的強(qiáng)中心，雖然比地面氣壓低值強(qiáng)中心出現(xiàn)推遲，但整體配合較好。同時，高空200 hPa對應(yīng)的是高度場的負(fù)值，即南亞高壓偏弱，而高度場的正值中心出現(xiàn)在6月中下旬，說明高層低頻系統(tǒng)變化相對于低層要慢一些。7月上旬，地面氣壓值為正值，地面熱低壓很弱，對應(yīng)的600 hPa也表現(xiàn)為弱的夏季風(fēng)，而此時200 hPa高度場也處于由高值向低值的轉(zhuǎn)換時期，并于7月中下旬出現(xiàn)低值中心。這一現(xiàn)象表明，高原低層的低頻系統(tǒng)較高層低頻系統(tǒng)提前出現(xiàn)，即高原在熱力作用下地面形成低頻低壓系統(tǒng)，相應(yīng)的高原夏季風(fēng)也活躍起來，而高層的區(qū)域平均高度場也在高原上空增加(南亞高壓加強(qiáng))，即高層低頻系統(tǒng)的出現(xiàn)相較與低層低頻系統(tǒng)有一定滯后性。由于高原季風(fēng)環(huán)流以及200 hPa南亞高壓的形成和維持均受到高原熱力作用的直接影響，而高原的熱力效應(yīng)具有滯后作用[20]，因此，可以初步認(rèn)為，高層低頻系統(tǒng)滯后于低層低頻系統(tǒng)與高原熱力效應(yīng)的滯后性有關(guān)。相關(guān)的深入研究將在以后進(jìn)行。

圖2 1997/1998年冬季(a)和1998年夏季(b)200 hPa區(qū)域平均位勢高度場與其季節(jié)變化趨勢偏差的小波變換以及冬季(c)和夏季(d)的小波方差Fig.2 The wavelet transform of the difference between 200 hPa regional average geopotential height field and its seasonal change tendency in the winter of 1997-1998(a) and in the summer of 1998(b) with the wavelet variances during the winter of 1997-1998(c) and the summer of 1998(d)

圖3 1998年夏季那曲站地面氣壓與其季節(jié)變化趨勢偏差的小波變換Fig.3 The wavelet transform of the difference between surface pressure and its seasonal tendency at Naqu Station in the summer of 1998

圖4 1998年拉薩站(a)、當(dāng)雄站(b)和那曲站(c)地面氣壓與其季節(jié)變化趨勢偏差小波變換在不同頻域上的方差Fig.4 The wavelet variance on different frequency domain of the wavelet transform of surface pressure at Lhasa Station(a), Dangxiong Station(b) and Nagqu Station(c) in the summer of 1998

3 1998年夏季高原高低空低頻環(huán)流系統(tǒng)特征

基于小波分析結(jié)果，分別選取600 hPa和200 hPa上30～60 d低頻信號的3個主振蕩周期，分4個位相對1998夏季風(fēng)場的30～60 d的帶通濾波結(jié)果進(jìn)行合成。在600 hPa上，取第1(3)位相為高原季風(fēng)由弱(強(qiáng))變強(qiáng)(弱)的時期，第2(4)位相對應(yīng)高原季風(fēng)較強(qiáng)(弱)期；在200 hPa上，第1(3)位相對應(yīng)200 hPa 位勢高度場區(qū)域平均值由低(高)變高(低)，第2(4)位相對應(yīng)位勢高度場區(qū)域平均值為相對最大(小)值時期。

圖5是600 hPa上合成的4個位相的低頻風(fēng)場。第1位相是高原季風(fēng)由弱變強(qiáng)的時期，此時高原主體南部、90°E附近有一較弱的低頻氣旋環(huán)流系統(tǒng)，沿同緯度范圍往東，在湖北、湖南、江西交界處的長江中下游之間是弱低頻反氣旋中心，在30°N,135°～140°E的西太平洋有一低頻氣旋系統(tǒng)，即在高原緯度范圍(25°～35°N)內(nèi),從西向東依次為低頻的氣旋-反氣旋-氣旋環(huán)流系統(tǒng)；同時，在孟加拉灣與印度半島之間存在一個較強(qiáng)的低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)。

高原季風(fēng)較強(qiáng)的第2位相(圖5b)，高原主體上的低頻氣旋環(huán)流系統(tǒng)明顯加強(qiáng)，長江中下游之間的弱低頻反氣旋環(huán)流消失；30°N附近西太平洋上的低頻氣旋系統(tǒng)西移加強(qiáng)，即在25°～35°N的高原緯度范圍內(nèi),從高原到西太平洋的低頻氣旋輻合環(huán)流系統(tǒng)明顯加強(qiáng)；在80°～100°E高原經(jīng)度范圍之間，印度半島東部—高原主體—新疆東部形成一個低頻反氣旋-氣旋-反氣旋環(huán)流的低頻波列。

高原季風(fēng)由強(qiáng)減弱的第3位相(圖5c)，則是在與第1位相相近的位置幾乎轉(zhuǎn)變?yōu)榕c之相反的低頻環(huán)流系統(tǒng)，緯向方向上，高原西部地區(qū)為低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)，向東依次出現(xiàn)低頻氣旋和反氣旋環(huán)流系統(tǒng)；經(jīng)向方向上，孟加拉灣與印度半島之間由低頻反氣旋環(huán)流轉(zhuǎn)變?yōu)榈皖l氣旋環(huán)流系統(tǒng)。

圖5 1998年5—9月600 hPa高原季風(fēng)指數(shù)30～60 d低頻振蕩的4個不同位相合成的600 hPa低頻風(fēng)場(A代表低頻反氣旋，C代表低頻氣旋) (a)第1位相，(b)第2位相，(c)第3位相，(d)第4位相Fig.5 600 hPa low-frequency wind field of four phases based on 30-60 d filtered 600 hPa Plateau monsoon index from May to Sep in 1998(A denotes low-frequency anticyclone,C denotes low-frequency cyclone)(a)phase 1,(b)phase 2,(c)phase 3,(d)phase 4

高原季風(fēng)較弱的第4位相(圖5d)，緯向方向上，30°～35°N之間，高原主體中西部地區(qū)，低頻反氣旋環(huán)流明顯加強(qiáng)，我國東部地區(qū)南風(fēng)分量也顯著增加，120°～130°E西太平洋上形成一個非常強(qiáng)的低頻高壓環(huán)流系統(tǒng)；經(jīng)向方向上，80°～100°E之間，由南向北，由第2位相的低頻反氣旋-氣旋-反氣旋低頻波列變?yōu)橄喾吹牡皖l氣旋-反氣旋-氣旋的低頻波列。 就系統(tǒng)的移動發(fā)展而言，從第1位相到第4位相，在80°～100°E有低頻系統(tǒng)不斷從印度半島和孟加拉灣之間向高原移動，并對高原產(chǎn)生影響。

圖6是200 hPa上合成的4個位相的低頻風(fēng)場。第1位相(圖6a)，高原主體上空出現(xiàn)低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)，高壓中心在青海地區(qū)，高原主體西部主要為強(qiáng)的偏南風(fēng)，東部為偏北風(fēng)；相應(yīng)的高原西邊的伊朗高原和東邊我國華北地區(qū)到日本海則是低頻氣旋性環(huán)流系統(tǒng)，即在高原緯度范圍(25°～45°N)內(nèi)，自西向東是一個氣旋-反氣旋-氣旋的低頻波列。此外，在菲律賓群島東北海域上空有一個弱的低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)。

第2位相(圖6b)，高原上空的低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)達(dá)到最強(qiáng)，環(huán)流中心位置較第1位相向西南移動，伊朗高原的低頻氣旋環(huán)流減弱北移，我國華北到日本海的低頻氣旋環(huán)流系統(tǒng)被菲律賓群島東北海域北上的低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)替代，因此，在高原緯度范圍內(nèi)，形成了一個自高原西部到日本海的低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)，這會導(dǎo)致南亞高壓東部偏東加強(qiáng)。

第3位相(圖6c)，在25°～45°N的高原緯度范圍內(nèi)，轉(zhuǎn)換為與第1位相基本相反的低頻環(huán)流系統(tǒng)，即自伊朗高原、經(jīng)高原地區(qū)向東到我國東部、黃海和朝鮮半島地區(qū)轉(zhuǎn)換為反氣旋-氣旋-反氣旋的低頻波列；在南海及華南沿海一帶上空轉(zhuǎn)為弱的低頻低壓系統(tǒng)。

圖6 1998年5—9月200 hPa區(qū)域平均位勢高度場30～60 d低頻振蕩的4個不同位相合成的200 hPa低頻風(fēng)場(A代表低頻反氣旋，C代表低頻氣旋) (a)第1位相，(b)第2位相，(c)第3位相，(d)第4位相Fig.6 200 hPa low-frequency wind field of four phases based on 30-60 d filtered 200 hPa regional average geopotential height field from May to Sep in 1998(A denotes low-frequencg anticyclone, C denotes low-frequency cyclone)(a)phase 1,(b)phase 2,(c)phase 3,(d)phase 4

第4位相(圖6d)，高原上空的低頻氣旋顯著加強(qiáng)，伊朗高原的低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)向東北方向略移動，在第3位相時位于我國東部及黃海上空的低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)轉(zhuǎn)換為華南沿海向北傳播并加強(qiáng)的低頻氣旋環(huán)流系統(tǒng)，因此，沿高原緯度范圍，從西向東形成了與第2位相相反的反氣旋-氣旋-氣旋的低頻波列。

由圖5和圖6可知，高原及其周邊地區(qū)高層和低層的低頻環(huán)流系統(tǒng)的空間配置和結(jié)構(gòu)，第1位相是高原季風(fēng)由弱到強(qiáng)的轉(zhuǎn)換位相，600 hPa 有一弱的低頻氣旋環(huán)流系統(tǒng)，200 hPa的高層則是低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)，這種低層輻合、高層輻散的配置正好有利于低層高原季風(fēng)加強(qiáng)；第2位相高原夏季風(fēng)較強(qiáng)時，高原低層是較強(qiáng)的低頻氣旋環(huán)流系統(tǒng)，相應(yīng)的高層也是較強(qiáng)低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)；第3位相高原季風(fēng)由強(qiáng)轉(zhuǎn)弱，600 hPa 低層開始轉(zhuǎn)變?yōu)檩^弱的低頻反氣旋，200 hPa也轉(zhuǎn)變?yōu)槿醯牡皖l氣旋環(huán)流系統(tǒng)，這種低層輻散、高層輻合的配置正好導(dǎo)致低層高原季風(fēng)減弱；第4位相此時低層高原主體受到低頻反氣旋控制，高層則活躍著較強(qiáng)的低頻氣旋環(huán)流系統(tǒng)。不難看出，對每1個位相的高、低層低頻環(huán)流系統(tǒng)，均為低層輻合(輻散)與高層輻散(輻合)對應(yīng)的空間配置關(guān)系。

4 夏季高原低頻環(huán)流系統(tǒng)對我國降水影響

高原季風(fēng)年際變化對我國降水有一定影響[15]。因此，對1998年夏季高原季風(fēng)低頻振蕩4個位相我國的降水進(jìn)行合成，分析高原季風(fēng)低頻振蕩變化對我國降水的影響。限于篇幅，本文僅給出高原季風(fēng)低頻信號最強(qiáng)位相(第2位相)和最弱位相(第4位相)時我國日平均降水量分布(如圖7所示)。由圖7可以看到，當(dāng)高原季風(fēng)偏強(qiáng)時(圖7a)，除長江中下游地區(qū)的湖南北部、江西北部、華南南部有較大降水中心外，90°E以東的高原地區(qū)東部及西南地區(qū)云南東部、重慶、貴州的日平均降水量為4～16 mm；西藏東南、云南西部、江南南部及華北、東北大部分地區(qū)的日平均降水量均不足4 mm。當(dāng)高原季風(fēng)偏弱時(圖7b)，僅川西高原、云南西南部地區(qū)和東北地區(qū)的日平均降水量超過4 mm，其中，云南西南部地區(qū)的日平均降水量最大，超過20 mm；從貴州東部以東到華南北部到華北地區(qū)、高原東部的日平均降水量均不足4 mm。

圖7 1998年5—9月600 hPa高原季風(fēng)30～60 d低頻振蕩信號最強(qiáng)位相(a)和最弱位相(b)合成的我國夏季日平均降水分布Fig.7 The summer precipitation in our country during the strong(a) and weak(b) phases based on 30-60 d filtered 600 hPa Plateau monsoon index in the Tibetan Plateau from May to Sep in 1998

結(jié)合相應(yīng)的低頻環(huán)流系統(tǒng)，當(dāng)高原季風(fēng)偏強(qiáng)時，高原緯度帶低層為低頻氣旋性環(huán)流系統(tǒng)，200 hPa為低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)，有利于降水產(chǎn)生。對應(yīng)的850 hPa低頻水汽通量圖8a可以看到，南海地區(qū)和孟加拉灣北部各有一反氣旋性水汽通量環(huán)流，日本南部是一個氣旋性水汽通量環(huán)流；南海低頻反氣旋水汽輸送由南海中部到中南半島北上，與高原南側(cè)向西輸送的水汽匯合到我國的廣西湖南一帶，同時，日本南部氣旋水汽輸送經(jīng)我國黃海到江淮流域；兩支低頻水汽輸送帶在長江中下游地區(qū)形成水汽的輻合也是導(dǎo)致該地區(qū)降水的原因之一。

高原季風(fēng)偏弱時，高原緯度帶幾乎是與高原季風(fēng)強(qiáng)時相反的環(huán)流系統(tǒng)，不利于高原中東部、我國東部降水的產(chǎn)生。川西高原到云南西南部地區(qū)則位于印度半島北部—南海地區(qū)的低頻氣旋輻合帶的北側(cè)，其東部是來自南海的偏東氣流、西南部是孟加拉的西南氣流、北部是高原低頻反氣旋東側(cè)的偏北氣流，云南西南部地區(qū)則位于三支低頻氣流的輻合中心，這導(dǎo)致云南西南部的降水偏多，相應(yīng)的850 hPa低頻水汽通量環(huán)流也為該地區(qū)的降水提供了水汽條件。如圖8b所示，我國西南地區(qū)則處于兩支低頻水汽輸送帶的輻合區(qū)，一支是孟加拉灣氣旋性水汽輸送東南側(cè)的水汽進(jìn)入緬甸和云南西南部，另一支是南海氣旋式和日本南部反氣旋式水汽輸送之間向西的水汽輸送經(jīng)我國華南進(jìn)入西南地區(qū)。

圖8 850 hPa 30～60 d低頻水汽通量(彩色陰影)變化特征(單位：g·s-1·hPa-1·cm-1)(A代表低頻反氣旋，C代表低頻氣旋) (a)第2位相，(b)第4位相Fig.8 30-60 d filtered 850 hPa moisture transport(the shaded)(unit：g·s-1·hPa-1·cm-1)(A denotes low-frequencg anticyclone,C denotes low-frequency cyclone) (a)phase 2,(b)phase 4

1998年夏季長江流域發(fā)生特大洪澇并出現(xiàn)二度梅，陳麗臻等[21]研究表明：大氣低頻振蕩對長江流域的旱澇有一定影響，而在本文所選的1998年5月底—9月底高原季風(fēng)30～60 d振蕩的3個周期中，兩個梅雨活躍期(1998年6月12日—7月3日和7月20—30日)也正對應(yīng)高原季風(fēng)低頻振蕩的第1周期和第2周期的強(qiáng)位相階段，兩次梅雨過程的間歇期則是第1周期的弱位相階段。也表明高原夏季風(fēng)的低頻振蕩變化對長江流域梅雨有一定影響。

5 結(jié)論和討論

本文利用文獻(xiàn)[16]提出的較為經(jīng)典的高原季風(fēng)指數(shù)，分析1997/1998年青藏高原的低頻振蕩特征，并對1998年夏季高原季風(fēng)低頻振蕩不同位相高原和其鄰近地區(qū)對流層低層和上層低頻環(huán)流系統(tǒng)進(jìn)行合成分析，主要結(jié)論包括：

1) 在1997/1998年冬季和1998年夏季，高原季風(fēng)不僅存在顯著的30～60 d低頻振蕩，同時還伴隨有準(zhǔn)雙周振蕩；相應(yīng)區(qū)域200 hPa平均位勢高度場則以30～60 d的周期振蕩為主。同時，1998年夏季高原地面氣壓同樣表現(xiàn)出很強(qiáng)的30～60 d低頻振蕩和準(zhǔn)雙周振蕩，且自南向北30～60 d的低頻振蕩信號有減弱趨勢，準(zhǔn)雙周振蕩信號則呈加強(qiáng)的變化趨勢。

2) 1998年夏季在30～60 d低頻信號帶上，高原季風(fēng)較強(qiáng)時，高原到西太平洋為低頻氣旋環(huán)流系統(tǒng)；印度半島北部和孟加拉灣到我國南海北部則是低頻反氣旋環(huán)流系統(tǒng)；孟加拉灣到我國新疆東部地區(qū)，為低頻反氣旋-氣旋-反氣旋環(huán)流的低頻波列。200 hPa自高原西部到日本海是低頻反氣旋式環(huán)流系統(tǒng)。高原季風(fēng)較弱時，表現(xiàn)為與較強(qiáng)位相基本相反的低頻環(huán)流配置。

3) 結(jié)合低頻環(huán)流系統(tǒng)的配置，當(dāng)高原季風(fēng)偏強(qiáng)時，高原低層輻合、高層輻散有利于降水產(chǎn)生；這時高原東部和長江流域大部分地區(qū)降水偏多，西藏東南、云南西部等地區(qū)降水偏少。高原季風(fēng)偏弱時，高原則是低層輻散、高層輻合的低頻環(huán)流系統(tǒng)，導(dǎo)致高原中東部、我國東部大部分地區(qū)降水偏少；這時云南西南部處于3支低頻氣流的輻合區(qū)域，導(dǎo)致降水偏多。

本研究僅為1998年個例，其中一些結(jié)論與他人研究結(jié)果不完全一致，如李菲等[22]研究2008年高原季風(fēng)強(qiáng)弱變化對亞洲地區(qū)環(huán)流和降水影響時，我國長江中游(湖北南部、湖南北部)地區(qū)的降水對高原季風(fēng)變化的響應(yīng)存在差異，這也可能是高原季風(fēng)低頻振蕩年際變化影響的差異所導(dǎo)致。另外,本研究中高原上空200 hPa的低頻振蕩較600 hPa有滯后性，是否僅為1998年個例情況,仍需進(jìn)一步研究。

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Atmospheric Low-frequency Oscillation over the Tibetan Plateau During 1997-1998 and Its Effects on Precipitation

Yang Rong1)Gong Yuanfa1)Xie Qiyu1)2)Yang Jingchao1)

1)(ChengduUniversityofInformationTechnology,Chengdu610225)2)(HaibeiStateObservatoryofQinghaiProvince,Xihai810200)

Based on NCEP/DOE daily reanalysis data and conventional observations of National Meteorological Information Center, characteristics of the atmospheric low-frequency oscillation of the Tibetan Plateau monsoon in the winter of 1997-1998 and in the summer of 1998 are studied. Furthermore, the configuration of the upper and lower atmospheric low-frequency circulation system on and around the Plateau and its connection to the precipitation of China are also studied. Results mainly show that the Plateau monsoon exhibits not only a strong periodic oscillation of 30-60 days, but also a quasi-biweekly low-frequency oscillation feature, and the relevant upper troposphere circulation system in the same areas at 200 hPa mainly shows a periodic variation of 30-60 days. In the summer of 1998, there are two low-frequency oscillations of surface pressure on the Plateau and its strength has significant longitudinal change, which means that the periodic oscillation of 30-60 days gradually reduces from south to north, while the signal of quasi-biweekly oscillation becomes stronger.

As for low-frequency signal of 30-60 days, when the Plateau summer monsoon is stronger (weaker), there is an obvious low-frequency cyclonic convergence (anti-cyclonic divergence) circulation system from the Plateau to the western Pacific between 25°N and 35°N, but the low-frequency anti-cyclonic (cyclonic) circulation system exists in the region south to the Plateau, from the northern Indian subcontinent and the Bay of Bengal to the northern part of South China Sea. Within the longitude scope of the Plateau (between 80°E and 90°E), there is a low-frequency wave chain from the Bay of Bengal to the eastern region of Xinjiang, which ranks as low-frequency anticyclone(cyclone)-low-frequency cyclone(anticyclone)-low-frequency anticyclone(cyclone). Within the latitude scope of the Plateau, there is low-frequency anti-cyclonic (cyclonic) circulation system at 200 hPa from the western part of the Plateau to the Sea of Japan.

Influenced by low-frequency circulation system, when Plateau summer monsoon is strong, the low-frequency circulation system configuration within the latitude scope of the plateau converge on the low-level and diverge on the high-level of 200 hPa, which cause more precipitation over the eastern part of the Plateau and the middle and lower reaches of the Yangtze, while cause less precipitation over the western Sichuan Plateau and southwestern Yunnan. When the Plateau summer monsoon is weak, the low-frequency circulation system configuration diverges on the low-level and converge on the high-level, which leads to less rainfall in many parts of the contral-eastern part of the Plateau and the eastern part of China. At this time, the easterly flux from the South China Sea, southwesterly flux from the Bay of Bengal and northerly flux from the Plateau converge in the southwest of Yunnan and corresponding low-frequency circulation system of water vapor transportation also provide moisture conditions in this region, as a result, the precipitation in the southwest of Yunnan becomes more.

the Tibetan Plateau monsoon; precipitation; low-frequency circulation system

10.11898/1001-7313.20150402

國家自然科學(xué)基金項目(41275080)，公益性行業(yè)(氣象)科研專項(GYHY201306022)，成都信息工程學(xué)院引進(jìn)人才項目(KYTZ-201205)

楊蓉,鞏遠(yuǎn)發(fā),謝啟玉,等. 1997—1998年青藏高原大氣低頻振蕩及對降水影響. 應(yīng)用氣象學(xué)報，2015，26(4)：397-408.

2014-10-08收到， 2015-04-02收到再改稿。

* 通信作者， email: gyfa@cuit.edu.cn