阻塞高压对中国夏季天气的影响.ppt

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,第十六讲 阻塞高压对中国夏季天气的影响,丁一汇 李峰,国家气候中心 国家气象中心,高等天气学系列讲座,单元五：大地形对大气环流和天气系统的影响,1,阻塞高压可以影响大范围地区的天气和气候，它的长时期持续可以给大范围地区带来干旱和连阴雨，造成气候异常。在冬季阻塞形势的破坏与寒潮的爆发是密切有关的。在亚洲地区，乌拉尔山和鄂霍茨克海地区常出现阻塞形势，乌拉尔山阻塞高压的崩溃经常在东亚造成大范围的寒潮，而鄂霍茨克海阻塞高压的维持是我国梅雨发生的重要的大尺度环流条件。因而阻塞形势的建立、维持和破坏对我国的天气和气候有十分重要的作用。我国气象工作者很早就注意阻塞形势的研究。,2,在美洲，阻塞高压对北美的天气影响也十分大。1977年美国寒冷的冬季就是由于东太平洋地区静止高压增幅的结果。1963年美国经历了最寒冷的冬季，出现了一系列寒潮的爆发，在东北部有强烈的暴风雪，而西部是持续性干旱，阿拉斯加异常温暖。这些异常的冬季也是由于在东太平洋有持续和强烈增幅的长波脊造成的。实际上，这种形势在以后一些年份也出现过。每当阻塞高压在美国西岸形成时，来自太平洋的暖湿气流流向北，在美国西部一些州引起干旱和极区的高温，而反气旋气流又使极地冷空气侵入到南方引起严重灾害。从动力学角度来看，当阻塞形势盛行的时期，也就是大尺度气团和热量的经向交换最为盛行的时期。在欧洲和东大西洋，阻塞对欧洲天气和气旋路径的影响也是众所周知的。,3,16.1阻塞高压的形成,图16.1(a),(d)分别是冬春夏秋四个季节持续距平出现的频数。四季都有三个不同的最大值，它们是出现在同一地区。出现在格陵兰的一个最大值有些例外，在夏秋期间表现出向东移动。大西洋和太平洋的最大值与Elliott和Smith，Rex的结构相同，苏联乌拉尔地区附近的第三个最大值也是在夏天比较突出。如果我们用同一标准计算所有季的阻塞情况（取正距平100gpm或以上，持续7天或以上），则阻塞出现的频数值是冬秋季高而春夏季低。,4,图16.1 1963-1977年500hPa高度距平过程数。（a）冬季：阻塞过程定义为有200gpm或以上的距平值，并持续7天或以上；（b）春季：阻塞定义为150位势米或以上，持续7天或以上；（c）夏季：阻塞定义为100位势米或以上，持续7天或以上；（d）秋季：阻塞定义为150位势米或以上，持续7天或以上，等值线间隔：2次,5,任何一种关于阻塞高压的理论或动力学一般应能解释下面四个观测事实：（1）高压引起的急流分支；（2）高压的持续性；（3）最常出现在某些特定的地区；（4）其活动与季节有密切的关系。总的来说，一般都把阻塞高压的生成归为地形和海陆温差的作用。当然这两个因子在不同的情况下其相对贡献是不同的。例如根据Kikuchi的阻塞数值试验，虽然地形和海陆温差有助于在模式中产生阻塞高压，但当这两种作用不存在时，也可发现有阻塞高压的存在。另一方面地形在决定高压脊出现的优势经度上是很重要的。根据纪立人阻塞高压的数值试验表明，地形对阻塞形势的建立和维持都很重要，尤其是维持，地形在制约瞬变涡旋和定常波间的连续的同相相互作用上是最重要的，而海陆的影响主要控制发展的强度，加强地形作用等。因而，它的重要性限于阻塞高压的建立而不是维持。从这个意义上看，海陆温差的作用是第二位的。,6,关于阻塞高压的发展和维持的理论总的说来可分为三类：一类是依靠运动尺度间的正压相互作用使高压系统增幅和维持。这包括多平衡态理论，共振理论等；第二类是强调热力作用在产生阻塞高压的大尺度振幅和持续中的重要性36。例如强调了洋面感热输送对阻塞加强的重要性，它是通过斜压不稳定使长波增幅发展。最近还有人指出热带地区的能源（如在赤道太平洋上大量的凝结加热）能导致北半球中纬度Rossby驻波的形成。在厄尔尼诺年，热带的潜热释放大量增加，这时在中纬度观测的波型与上述理论要求一致，这样产生的波型能使落基山的作用增大，在此山脉上形成高压脊。故热带能源分布至少在一定程度上与地形产生的行星波共振（在北太平洋和北美）。中太平洋冷海温距平的发展也能使中纬度行星波增幅和稳定。第三类是较小尺度波动或涡动（或次网格尺度运动）对阻塞高压发展的作用。另外，近年来也用孤立波理论解释局地阻塞形势的发展。以下主要讨论第一和第三类的理论解释。,7,8,9,10,图16.2 地形对西风的扰动（见Reiter与Ding 1980年在大气科学上的论文）。对 ，气压扰动和经向位移与地形高度同相（长波）；对 ，山区有向南运动和低压。,11,单波频散与阻塞高压形成机制,如图16.3的分布。不难得到如下结论：（1）阻塞作用是高纬现象；（2）阻塞波强度随纬度增加；（3）阻塞波速度随纬度减小；（4）阻塞波生命期随纬度增加。行星波所以能在高纬维持其结构，是由于非线性作用平衡了线性频散作用的结果。,12,图16.3 在三个不同纬度上初始单波的频散。时间单位约为1天，水平轴上的空间单位约为1000km,13,Charney等的多平衡态理论,Charney等用多平衡态理论来解释阻塞高压的生成。他们用正压通道模式（包括地形和热力作用所引起的扰动）研究了描述波扰动与纬向平均气流之间相互调整的非线性系统，发现：即使对固定强迫，有时可得到一系列平衡态解，其中2个或2个以上可以是稳定的。这些解具有纬向平均气流与波振幅的不同组合。在地形强迫的情况下，可以强迫产生具有不同特征的两个平衡态，一个是低指数气流，有强的波动分量，比较弱的纬向分量，很接近于共振条件；另一个是高指数的气流，有弱的波动，较强的纬向分量，离开线性共振条件很远，阻塞现象是一种低指数的近共振特征的准稳定平衡态，因而Charney等人的理论是包括了Tung和Lindzen共振波的存在。,14,图16.4是地形强迫下第一模态的稳定平衡态的流函数场。当（外强迫源的罗斯贝数）0.2时，第一模态有两个稳定平衡态，其中之一是次共振稳定平衡态，代表低指数流型（图16.4(b)）。可以看到在两个大洋上有阻塞高压存在，位于大洋的东部和地形障碍物的西部，这种分布比实际分布比较一致。=0.2的另一个稳定平衡态是超共振稳定平衡态，代表高指数流型（图16.4(a)）。可以看到流型基本上是纬向的，没有阻塞系统出现从以上分析可见在地形作用下或纬向非均匀加热作用下，当这种外界强迫作用增加，使纬向气流变得很弱，接近于共振特性，流型振幅增加，会出现大振幅的阻塞型，而这种流型具有稳定的平衡态特性。因而阻塞形势的出现和稳定是与外界强迫作用的改变有关，也就是说视纬向气流接近于共振特性还是远离共振特性而定。,15,图16.4 地形强迫下的第一模态的稳定平衡态的流函数。取k=10,-2,，L/a=1/4，n=2，h,0,/H=0.2，=0.2的条件；,（a）0.154,(共振值 0.052),高于共振（高指数）的平衡态；（b）0.0294,略低于共振（低指数）的平衡态；细线为无量纲地形高度，间隔为0.05单位；负值为海洋，用阴影表示。,16,涡旋输送理论,Mahlman研究了大气环流模式中阻塞的演变并注意到涡旋在阻塞维持中的作用。在一月份，在欧洲的大西洋东岸，出现了相当持久的阻塞型气流，这与观测结果是一致的，即阻塞型气流和大振幅反气旋虽然可以出现于任何纬度，但它们只有当位于海洋上时才显示出长期的持续性。模拟还揭示出，阻塞高压的反气旋区是一个非常低的位涡区。事实上，无论是静力稳定度和绝对涡度相对于同纬度的代表性质都是很小的。虽然反气旋性区位于40,50,。,N，但那里的位涡值是代表20,25,。,N观测到的值。这表明，任何假设的关于阻塞高压的维持机制必须能够不断补充这些低位涡值以抵消各种消耗它们的机制。反气旋区在西边是暖湿的，在东边是较干的。这种暖空气导致高压的西倾。,17,在高压的中、西部，在500hPa和以上有上升运动。在190hPa，对流层顶冷而高，这是由于弱上升运动的结果。这通过高压的上升运动导致机械能量输入平流层（通过气压相互作用），这个机制可能是前述阻塞高压与平流层环流变化联系的机制。由上面可以得到的最重要的一个结果是：阻塞高压似乎是通过阻塞西部和南部形成的瞬时变化气旋扰动的作用得到维持，这些气旋在阻塞西侧移向极地方向，并且常常在那里消亡。通过这种消散阶段，移动性气旋以东的低位涡空气不可逆的在反气旋西边积累，由此导致阻塞形势的维持和不断加强。上述结果也说明了来自低纬暖湿低位涡空气平流对维持阻塞的重要性。这与阻塞高压从统计上主要生成在海洋东部的事实一致。,18,19,这在2月15日图上很明显。这时低P空气带已经环绕整个阻塞反气旋扩展到不列颠群岛的北边，而且加强的反气旋环流把法国和西班牙上空的高P空气向西北平流。上面P图的变化肯定了天气尺度涡动的作用，即移近的天气系统携带了低位涡的热带空气向北输送并将其注入到阻塞反气旋环流中；同时高P空气向南延伸并在阻塞反气旋的南面切断，以后迅速消失。通常切断的低P空气团比高P的空气团持续的时间更久。由于阻塞区P场有上述偶极分布，因而也是一个反向的P经向梯度区。另外，由高通滤波后的涡动P通量散度分布显示，阻塞反气旋的低P区和涡动P通量散度区是一致的，并与从副热带向北携带低P空气的间歇性入侵一致。,20,21,22,图16.5 300hPa上 的平均气流平流（）（10,-,10,ms,-,1,）。其上迭加有300hPa 场,23,图16.6 300hPa上 的涡动强迫其余同图16.5,24,25,16.2 东亚阻塞高压对夏季天气的影响,中国气象工作者在业务工作中很早就注意到了中高纬度环流阻塞形势对天气气候的重要影响。受资料和统计方法的限制，早期关于两者之间关系的工作大多局限于个例的研究。50年代，汤懋苍（1957）就细致的研究亚洲东部的阻塞形势及其对天气气候的影响。陶诗言（1958）通过个例分析认为乌拉尔山与鄂霍次克海附近的阻塞高压对中国梅雨可能有重要影响。,叶笃正等人（1962）给出了乌拉尔山地区、太平洋北部阻塞形势的天气学模型，强调了乌拉尔山阻高的建立和崩溃对东亚寒潮的重要作用。乌拉尔阻塞高压崩溃东移，一般会造成东亚大槽的一次重建过程。其东亚寒潮爆发的研究成果在随后的数十年成为中国气象业务工作的经典之作。,26,70年代以后，随着观测手段和气象资料、研究方法的不断丰富和完善，关于阻塞高压与中国天气气候之间关系的研究越来越广泛和深入。研究表明，欧亚中高纬度不同地区出现阻塞形势可以造成我国长江流域、东北、华北等不同区域持续性强降雨及暴雨天气灾害。阻塞的建立、维持和崩溃对东亚地区季风、梅雨、寒潮、台风等天气系统起到极其重要的作用。,陶诗言（1980）在中国之暴雨一书中，总结了乌拉尔山与鄂霍次克海附近的阻塞高压对中国梅雨影响的途径和机制，在10个降雨型中有6个都存在着阻高的重要作用。Wang（1992）对欧亚的夏季阻塞高压进行了大量的统计发现120160E范围内出现阻塞高压（东亚阻塞高压）的维持天数与梅雨量、梅雨天数有正相关关系。,27,亚洲中高纬从乌拉尔山到鄂霍次克海区域与东亚东部从低纬度到高纬地区出现“+-+”波列形势时，夏季梅雨期降水相对偏多，特别是鄂霍次克海高压稳定时，往往造成东亚夏季梅雨期降水异常偏多；反之，当亚洲中高纬从乌拉尔山到鄂霍次克海区域及东亚东部从低纬度到高纬地区出现“-+-”波列时，梅雨期降水偏少。,段廷扬等（1997）指出，大西洋和鄂霍次克海阻塞高压的稳定存在以及乌拉尔山低压槽的频繁活动与强印度季风年相联系，而大西洋和鄂霍次克海低压系统的频繁活动以及欧洲阻塞高压的稳定存在与弱印度季风年相联系。孙力、郑秀雅等利用35年资料研究表明，大约77%的东北冷涡与东亚地区阻塞高压的发展变化有关，而且这一类冷涡的持续时间也比一般冷涡的生命周期长2.1天。1998年鄂霍次克海阻塞高压的出现和发展，是造成嫩江、松花江流域夏季降水异常偏多的主要原因。东西伯利亚（或鄂霍次克海）阻塞高压及亚洲中高纬东高西低分布的稳定维持，分别对华北平原的严重干旱和雨涝的形成起着重要的作用。,28,许多研究表明，1954、1991、1998、1999等年份长江流域发生特大洪涝灾害的主要环流异常和影响因子是在亚洲中高纬度出现了持续性阻塞形势。张庆云、陶诗言等（2001）研究1998年夏嫩江、松花江流域持续性暴雨的环流条件及其演变特征，指出造成1998年夏嫩江、松花江流域持续性暴雨的环流条件是：东亚高纬地区的阻塞形势和嫩江、松花江流域上空的低压系统及大的水汽辐合中心。而统计研究表明，乌拉尔山附近（50-80E）的阻塞活动与夏季江淮流域的降水有很好的正相关，与华南、华北和东北区域的降水有很好的负相关；贝加尔湖附近（80-120E）的阻高与中国东部的降水关系则相反。但也有人认为，虽然有阻高年多为类雨型，但未必发生长江洪水。,徐祥德等（1995）指出，台风北侧阻塞高压结构变化对近海台风异常路径（转向、打转等现象）的发生有显著影响，台风路径“左折”现象与环境场阻高增强有关，若阻塞高压明显加强可能导致台风路径出现“打转”现象；若阻高系统削弱或破坏，可引起台风路径发生“右折”现象或“吸附”效应。,29,Synoptic Model of Flood-Producing Heavy Rainfall in the Huaihe River Valley in Jun.27-Jul.11 2003,West Pacific,S,ubtropical,H,igh,(,SH,),SH,Monsoon surge,Rainfall in HRV,Cold air activity,Meso-,-scale trough,Shaded：v,Solid line：T,LongitudesHRV,lies.,Latitudes,HRV,lies.,Shaded：LLJ,1,2,3,1,1,2,3,3,2,time,time,longitude,time,latitude,latitude,longitude,time,From zhang,30,夏季欧亚阻塞高压的统计特征,引自张培忠等,欧亚大陆阻塞高压活动有明显的季节变化。冬季，多发生在北太平洋和北大西洋地区；夏季，主要集中在乌拉尔山河鄂霍茨克海地区（图16.7）。,图16.7,31,图16.8 19702001年欧亚大陆中高纬度夏季高压活动过程次数随过程维持时间长度的变化曲线,（横坐标为阻高的维持时间，纵坐标为对应的阻高活动次数及累计天数）,32,a.空间分布,图16.9 19702001年32个夏季欧亚中高纬地区阻塞高压中心频次累计分布,图16.10 19702001年夏季欧亚种高纬度,（20160E，4575N）高压中心累计频次的纬向和经向分布,纬向分布,经向分布,33,b.季内变化,图16.11 19702001年6、7、8月欧亚中高纬地区阻塞高压中心频次累计分布,(阴影区为阻高中心频次4次的地区),6月,7月,8月,34,欧洲区 乌山地区 贝湖西区 贝湖东区 鄂海地区,图16.12a 19702001年夏季欧亚大陆阻塞高压中心频次逐旬变化图,图16.12b 19702001年32个夏季欧亚大陆各活跃区阻塞高压,中心频次逐旬变化图,35,图16.13 1970-2001年夏季整个欧亚中高纬度地区阻塞高压活动次数及累计天数年际变化曲线,功率谱图,23,13.7,8,2.9,1,0.2,（年）,c.年际变化,36,图16.14 同上图但为贝加尔东部地区,功率谱图,23,13.7,5.8,2.9,1,0.2,（年）,37,图16.15 e.贝加尔湖西部地区；f.乌拉尔山地区；g.鄂霍茨克还地区；h.欧洲地区在过去32个夏季阻塞高压频次的年际变化,(e),(f),(g),(h),38,19702001年欧亚中高纬地区夏季偶极子阻高累计活动次数及天数的分区统计图（浅色代表次数，深色代表天数）,区域,欧洲区,乌山区,贝湖西,贝湖东,鄂海区,移动性,总计,次数,57,89,62,98,60,26,392,比例（各区/总计）,0.145,0.227,0.158,0.250,0.153,0.066,活跃区次数,45,62,41,82,41,26,297,比例(活跃区/总区域),0.789,0.697,0.661,0837,0672,1,0.758,移动型次数,6,14,2,4,0,26,比例,0.231,0.538,0.077,0.154,0,平均移距（经度）,33.3,30.7,42.5,33.8,平均维持天数,9.8,12.6,14.5,11.5,平均移速（经度/天）,3.4,2.4,2.9,29,表16.1 1970-2001年32个夏季亚欧中高纬度阻塞高压活动次数情况统计表,图16.16 1970-2001年夏季欧亚中高纬度地区各区域偶极子型阻塞高压活动次数及累计天数年际变化,39,中国夏季强降雨的时空分布特征及其与阻塞高压的关系,纵观历史上各次大洪水事件，可以发现，单次的暴雨、大暴雨并不可怕，而在特定时期的连续性强降雨才是洪涝灾害的罪魁祸首，每次江河湖泊被迫分洪都是由于出现了连续性强降雨造成的。,例如，1998年6月中旬长江流域进入梅雨期，6月1227日在长江中下游地区连续出现大范围的强降雨，江河湖库相继超过警戒水位，7月46日，1416日，7月2031日在长江流域各区又连续出现暴雨大暴雨，最终造成百年一遇的特大洪涝。再如2003年淮河大洪水，该年6月21日江淮地区进入梅雨期，然后6月2122日，6月2627日，6月307月6日，7月87月14日，7月167月17日，7月19日7月21日，淮河流域连续出现强降雨，导致了淮河流域继1954年后再次出现特大洪涝，其规模超过1991年。,这些过程都与中高纬度的阻塞高压形势密不可分。,40,表16.2,41,中国的强降雨天气事件存在着明显的时空变化，年际、年代际特征明显。连续性强降雨表现与强降雨天气相同的特征，往往在强降雨偏多的时期连续性强降雨的频次也明显增加，强降雨、连续性强降雨发生频次高的年份通常会出现特大洪涝灾害。,中国连续3天以上的降雨事件于华南地区出现的频次最高，江南也是高发地区。四川南部、重庆以及广西、贵州交界的地区连续性强降雨较多。北方地区，除辽宁南部和新疆东部地区的频次相对较高一些，其它地区由连续性强降雨造成的降水量一般年平均都不足10毫米。中国连续性强降雨天气季内变化特征也非常明显。68月，连续性大雨自南向北，自东向西依次推进，而华南地区变化不大。,年代尺度上看，70年代频次较高，80年代有所减少，进入90年代后，明显增加。但各区情况不尽相同.,42,图16.17 19702001年32个夏季连续3天和5天以上日降水量25mm降雨的累计大雨日和平均雨量分布,空间分布,43,图16.18 19702001年32个夏季平均全国及各区夏季6-8月日雨量25mm的站点数逐日变化曲线（a）全国及长江流域（b）长江中下游和长江上游地区（c）三北地区,44,图16.19a,全国范围强降雨天气（日站数）年际变化曲线,年际变化,图16.19b,全国及长江流域、华南地区日雨量25毫米连续5天以上降水的日站数年际变化,（实线为全国范围，虚线为长江流域，点实线为华南地区，点虚线为趋势线）,大雨,暴雨,45,图16.19c,全国各区域强降雨天气（日站数）年际变化曲线,长江中下游,华南地区,东北地区,华北地区,大雨,暴雨,46,相关分布,图16.20,长江中下游地区出现,类天气异常的环流背景场,环流背景,偏多年,偏少年,47,图16.21,长江中下游地区出现类天气天气异常的环流背景场,相关分布,偏多年,偏少年,48,相关分布,图16.22,华南地区出现,类天气异常的环流背景场,偏多年,偏少年,49,图16.23,华南,地区出现类天气天气异常的环流背景场,相关分布,偏多年,偏少年,50,表16.3,51,图16.24,52,图16.25,53,2003年夏季亚洲中高纬度阻高对淮河流域暴雨的作用机制,阻塞高压是发生中高纬度地区的大尺度环流系统，其本身不能对中纬度地区的降水发生作用。但通过改变中高纬度的环流场结构以及改变大气内部的能量、动量传输和转换，使得中高纬度系统与中纬度系统发生显著的相互作用，从而造成较大范围连续性降水。,54,a.,降雨概况,图16.26a 2003年淮河梅汛期降雨量距平百分率分布,图16.26b 2003年67月淮河流域降雨总量逐日变化,55,图16.27 2003年6-7月亚欧中高纬地区环流形势演变的三个阶段,（a：6月116日；b：6月17日7月7日；c：7月8日31日）,56,图16.28a 2003年6-7月东亚地区（100E-130E）500hPa西风急流时间纬度演变,（阴影区为J=12m/s，实线表示西风，虚线表示东风）,图16.28b 2003年67月东亚地区850hPa冷暖气流时间经向演变,（等值线为se，单位：K；矢量为经向风，单位：m/s）,57图16.29 2003年6-7月,东亚地区（110,E-130,E）平均西风扰动动量,58,动能方程中平均动能的变化为:,右边4项分别为 有效位能与平均动能的转换率,涡动动能与平均动能的转换率,摩擦耗散项和边界通量项.,其中,C(K,e,K,m,)为涡动动能向平均动能的转换率,分解后有一项为：,500hPa上空，平均西风急流轴位于35 N附近。东亚地区 3540N之间为急流轴北侧，通常 0。,因此，涡动动能向平均动能转换率取决于uv。,从图16.29可见，在6月1620日，在3040N间急流轴南北两侧都有uv0，但急流轴北侧明显大于急流轴南侧，因此，整个急流区有a0，因此，a0表示急流区为涡动动能向平均动能转换，西风急流加强，阻碍副热带高压北上，只能在东西方向加强伸展，因此，雨带也基本维持稳定。7月20日前后，情况发生变化，副高二次北跳，降雨结束。,59,（纬度、位势米）,（日期）,图16.30a 2003年6-7月亚洲中高纬地区阻塞高压、相关低涡强度与副热带高压脊线位置演变曲线,图16.30b 2003年67月亚洲中高纬地区阻塞高压与东部低涡中心的活动,R=0.57,R=0.66,60,图16.31,东部低涡中心活动与副高脊线位置的超前滞后相关曲线,（实线为低涡经度，虚线为低涡纬度）,低涡中心强度,低涡中心纬度,低涡中心经度,副高脊线纬度,信度检验,053,|r|,0.05,=0.26,-0.12,|r|,0.02,=0.31,-0.42,|r|,0.01,=0.36,表16.4 西太平洋副热带高压脊线位置与东部低涡相关系数,61,62,图16.32,2003年67月亚洲中纬度（40N50N）波动的纬向波速与副热带高压脊线位置的变化（a）以及6月2224日（b），7月2022日（c）平均500hPa高度场分布（图a：虚线为副高脊线的气候平均，粗线为副高脊线的逐日变化；细线为纬向波速放大10倍；图bc中虚线表示槽脊走向）,63,参考文献见原书第七章中文献,64,