夏季風(fēng)強(qiáng)度與降水的關(guān)系

夏季風(fēng)強(qiáng)度與降水的關(guān)系

1東亞夏季風(fēng)指數(shù)的定義方式由于研究和季節(jié)性生活對(duì)人類的生產(chǎn)和生活產(chǎn)生了重大影響，因此相應(yīng)的研究有著悠久的歷史，取得了許多成果。對(duì)季風(fēng)的研究,在氣候?qū)W方面,從時(shí)間層次上,隨著數(shù)據(jù)資料的越來越豐富,人們一邊對(duì)現(xiàn)代季風(fēng)氣候做細(xì)致的機(jī)理分析和模擬,一邊對(duì)歷史氣候做模擬﹑反演等研究,來檢驗(yàn)現(xiàn)有的理論和模式模擬能力,以便對(duì)未來作更好的預(yù)報(bào);從空間層次來說,季風(fēng)被放到越來越大的空間內(nèi)探討季風(fēng)和其他環(huán)流要素及外強(qiáng)迫要素之間的相互作用,同時(shí)在其區(qū)域性特征層次上被進(jìn)一步的分析和解構(gòu),將東亞季風(fēng)和印度季風(fēng)區(qū)分開來,并提出了南海季風(fēng)等概念。在東亞夏季風(fēng)方面,中國(guó)的科學(xué)家作了大量的工作。但鑒于東亞季風(fēng)性質(zhì)的復(fù)雜性,對(duì)其如何理解也各有不同,或偏重于風(fēng),或偏重于雨,并因此出現(xiàn)了多達(dá)數(shù)十種的東亞夏季風(fēng)指數(shù)的定義方式。從流場(chǎng)的角度理解東亞季風(fēng),隨夏季的到來,季風(fēng)攜帶大量的暖濕水汽北上,從而形成帶狀分布的降水。當(dāng)季風(fēng)強(qiáng)度發(fā)生變化,相應(yīng)的水汽攜帶能力隨之變化,從而降水量發(fā)生變化。當(dāng)然,這一過程也深受局地天氣尺度環(huán)流形勢(shì)和中高緯環(huán)流等因素影響,從而表現(xiàn)出季風(fēng)和降水關(guān)系的復(fù)雜性。在東亞夏季風(fēng)和降水的關(guān)系方面,1934年,竺可楨首先探討了長(zhǎng)江下游流域季風(fēng)和降水的關(guān)系;1962年,許淑英和高由禧研究了東亞季風(fēng)的成因進(jìn)退以及雨帶的移動(dòng)問題,明確指出夏季風(fēng)的強(qiáng)弱和爆發(fā)早晚決定中國(guó)不同地區(qū)的降雨量;1994年,丁一匯和郭其蘊(yùn)分別總結(jié)了中國(guó)不同地區(qū)降水和季風(fēng)的關(guān)系,指出在不同地區(qū)降水對(duì)夏季風(fēng)的響應(yīng)是不同的;在總降水方面,徐建軍等發(fā)現(xiàn)東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度和中國(guó)東部160個(gè)站總降水之間的關(guān)系也具有復(fù)雜性。但東亞夏季風(fēng)環(huán)流場(chǎng)和降水的關(guān)系是一個(gè)復(fù)雜的問題,仍存在諸多不清楚之處,比如季風(fēng)和降水關(guān)系的變化及其影響因子等方面,需要做進(jìn)一步研究。從候或月的時(shí)間尺度上說,東亞地區(qū)夏季風(fēng)降水呈帶狀區(qū)域分布,故對(duì)華南﹑華北﹑江淮地區(qū)分別研究季風(fēng)和降水的關(guān)系具有重要的現(xiàn)實(shí)意義。但在夏季(JJA)這一時(shí)間尺度上,東亞季風(fēng)區(qū)降水從南到北逐漸減少,具有整體變化的特征,而非候或月尺度上的典型帶狀分布。因此,研究東亞夏季風(fēng)和區(qū)域總降水的關(guān)系,對(duì)增強(qiáng)關(guān)于東亞季風(fēng)性質(zhì)的理解有重要的學(xué)術(shù)意義,另外,其結(jié)果對(duì)氣候模式的檢驗(yàn)也有很好的參考價(jià)值?；诖?本文分析了東亞季風(fēng)區(qū)夏季風(fēng)和季風(fēng)區(qū)夏季總降水強(qiáng)度之間的關(guān)系,并研究了這種關(guān)系變化時(shí)相應(yīng)其他要素場(chǎng)的變化。研究資料采用NCEP/NCAR再分析月平均資料和美國(guó)國(guó)家氣候數(shù)據(jù)中心海表溫度資料,以及Xie和Arkin分析的月平均降水資料。2東亞夏季風(fēng)和降水的關(guān)系東亞季風(fēng)以低空風(fēng)系為主要特征,從流場(chǎng)角度出發(fā),本文將季風(fēng)區(qū)(20～40°N,110～125°E)內(nèi)850hPa夏季平均風(fēng)速率定義為東亞夏季風(fēng)指數(shù)。區(qū)域內(nèi)夏季(JJA)的降水總量定義為總降水。季風(fēng)區(qū)的選取和東亞夏季風(fēng)指數(shù)定義請(qǐng)參見文獻(xiàn)。圖1給出了1958～2000年的東亞季風(fēng)指數(shù)時(shí)間序列,其中1979～2000年時(shí)間段季風(fēng)強(qiáng)度變化比較平緩,受年代際變化影響較弱。由于本文研究旨在東亞夏季風(fēng)和總降水的年際變化,故選用這一時(shí)間段做研究對(duì)象,以便避開20世紀(jì)70年代的年代際環(huán)流轉(zhuǎn)型。圖2給出了東亞夏季風(fēng)指數(shù)和季風(fēng)區(qū)夏季總降水的對(duì)照,可以看出東亞夏季風(fēng)和降水在強(qiáng)度關(guān)系上表現(xiàn)出多面性的特征。季風(fēng)強(qiáng)的時(shí)候,伴隨的降水有的年份偏強(qiáng),有的年份偏弱;季風(fēng)弱的年份,總降水也偏強(qiáng)偏弱不一。基于此,我們將季風(fēng)和總降水的關(guān)系分為以下類型:A:強(qiáng)季風(fēng)、強(qiáng)降水;B:強(qiáng)季風(fēng)、弱降水;C:弱季風(fēng)、強(qiáng)降水;D:弱季風(fēng)、弱降水。這里強(qiáng)弱作如此定義:當(dāng)季風(fēng)指數(shù)或總降水大于1979～2000年的平均值,則為強(qiáng);反之為弱。根據(jù)這種定義,將1979～2000年分別歸類(表1)。強(qiáng)季風(fēng)強(qiáng)降水年(A型)為4年,出現(xiàn)概率18.18%,強(qiáng)季風(fēng)弱降水年(B型)﹑弱季風(fēng)強(qiáng)降水年(C型)﹑弱季風(fēng)弱降水年(D型)分別為6年,出現(xiàn)概率27.27%。可見東亞夏季風(fēng)和總降水之間這四種關(guān)系類型都是很典型的。故此,我們選取各種關(guān)系類型年份終與22年平均氣候態(tài)差異較明顯的年份做信號(hào)場(chǎng)合成分析,以便了解該季風(fēng)—降水類型出現(xiàn)時(shí)的大氣環(huán)流場(chǎng)和海溫場(chǎng)特征。表1表明,東亞季風(fēng)區(qū)夏季總降水年和ENSO年或長(zhǎng)江流域大水年并不一致,如1991年長(zhǎng)江流域大水,但季風(fēng)區(qū)夏季總降水卻偏弱。從降水的經(jīng)向分布(圖3)來看,氣候平均態(tài)為在東亞季風(fēng)區(qū)降水量由南向北依次減少。當(dāng)季風(fēng)和降水強(qiáng)度一致變化的時(shí)候(A﹑D型),降水異常在季風(fēng)區(qū)的變化為南北普遍多雨或普遍少雨;當(dāng)季風(fēng)和降水強(qiáng)度反向變化的時(shí)候(C﹑D型),降水異常主要體現(xiàn)在季風(fēng)區(qū)的南部,北部變化不明顯。3東亞地區(qū)的風(fēng)力環(huán)流形勢(shì)東亞夏季風(fēng)既有熱帶季風(fēng)的性質(zhì),也有副熱帶季風(fēng)的性質(zhì)。該系統(tǒng)有兩條輻合帶,熱帶輻合帶和副熱帶輻合帶,分別位于副高西南側(cè)和西北側(cè),對(duì)應(yīng)于熱帶季風(fēng)槽和中緯度梅雨鋒兩條雨帶。隨季風(fēng)強(qiáng)度改變,副高北進(jìn)南退,雨帶隨之南北變化,形成東亞地區(qū)季風(fēng)降水。另外,中高緯環(huán)流阻塞形勢(shì)對(duì)東亞夏季風(fēng)環(huán)流有很大的影響。下面將進(jìn)行海表溫度場(chǎng)(SST)和大氣環(huán)流場(chǎng)分析,以期合成四種典型季風(fēng)年環(huán)流場(chǎng)的分布特征,并進(jìn)而探討東亞夏季風(fēng)和總降水變化的聯(lián)系。3.1北太平洋海溫異常與總降水關(guān)系海陸差異是季風(fēng)的主要成因之一,海洋表面溫度是季風(fēng)的最主要外部強(qiáng)迫因子。海溫對(duì)季風(fēng)的影響有一定的滯后效應(yīng)(月尺度),但在夏季這一季尺度上,二者有相當(dāng)大程度的一致性。圖4顯示,北太平洋地區(qū)的海溫異常和東亞季風(fēng)區(qū)總降水強(qiáng)度關(guān)系密切。在弱季風(fēng)年(C﹑D型),北太平洋(30°N以北海域)的海溫異常和東亞季風(fēng)區(qū)夏季總降水有很好的對(duì)應(yīng):在強(qiáng)降水年(C型),北太平洋海溫大面積的偏高;在弱降水年(D型),則北太平洋海溫普遍偏低。在強(qiáng)季風(fēng)年,北太平洋海溫異常和總降水關(guān)系也比較明顯:弱降水年(B型)北太平洋海溫明顯偏低;而強(qiáng)降水年(A型)北太平洋海溫整體偏高(雖然局部也有負(fù)值區(qū))。北太平洋海溫變化對(duì)西太平洋副高的北進(jìn)和東北亞中高緯阻塞形勢(shì)發(fā)展有一定影響,從而間接影響東亞季風(fēng)和降水,該結(jié)論與譚桂榮等的統(tǒng)計(jì)結(jié)果和朱平盛等的模式結(jié)果相一致。在強(qiáng)季風(fēng)年,當(dāng)季風(fēng)區(qū)總降水偏強(qiáng)時(shí)(A型),印度洋東北側(cè)和南海地區(qū)海溫明顯偏高;當(dāng)總降水偏弱(B型)的時(shí)候該地區(qū)海溫變化則不明顯。印度洋東北側(cè)和南海為東亞季風(fēng)區(qū)的西南水汽流的源區(qū),此地海溫升高,則對(duì)流發(fā)展旺盛,大氣含水汽量增加,向東亞季風(fēng)區(qū)的水汽輸送能力增強(qiáng),從而會(huì)影響東亞季風(fēng)區(qū)的總降水。另外,圖4顯示印度洋的南北海溫異常模態(tài)和東亞季風(fēng)的強(qiáng)度有著密切關(guān)系。在強(qiáng)季風(fēng)年(A、B型),印度洋海溫北部偏高,南部偏低;在弱季風(fēng)年(C、D型),印度洋海溫南部偏高,北部偏低;中部零度邊界線在20°S附近,南北海溫變化幅度在0.1～0.2℃左右。南北反向型為印度洋海溫三個(gè)主要模態(tài)之一,并影響大氣質(zhì)量的南北輸送強(qiáng)度。此外,馬斯克林高壓(MascareneHigh)為亞洲季風(fēng)的一個(gè)重要組成部分,其覆蓋區(qū)域(25～35°S,40～90°E)和印度洋南部海溫異常區(qū)域比較一致,這說明印度洋海溫的南北反向變化和馬斯克林高壓(MascareneHigh)的變化一致。模式模擬結(jié)果顯示馬斯克林高壓增強(qiáng),則西太平洋副高增強(qiáng),進(jìn)而影響東亞季風(fēng)降水。3.28個(gè)異常的反相位東亞夏季風(fēng)有三支氣流來源:印度季風(fēng)系向東亞季風(fēng)區(qū)的延伸構(gòu)成西支西南氣流,弱的中支東南亞110～130°E之間的南半球北上越赤道流,東支來自太平洋副高南側(cè)的轉(zhuǎn)向流。圖5給出了不同類型季風(fēng)年對(duì)應(yīng)的低空風(fēng)場(chǎng)異常。在A型季風(fēng)年,一條強(qiáng)大的低緯東風(fēng)帶橫穿太平洋和印度洋,在東亞和熱帶西北太平洋伴隨一異常強(qiáng)大的反氣旋,這標(biāo)志著東亞季風(fēng)區(qū)東支氣流顯著增強(qiáng),進(jìn)而導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)的增強(qiáng)。此時(shí)北太平洋為一強(qiáng)大反氣旋異常控制。在B型季風(fēng)年,低緯東風(fēng)帶局限在西太平洋和東南亞,北部伴隨的一弱反氣旋表明東支氣流增強(qiáng),因而東亞季風(fēng)也偏強(qiáng)。在C型季風(fēng)年,赤道印度洋到西太平洋有一狹長(zhǎng)的西風(fēng)異常帶,伴隨東亞地區(qū)一弱氣旋異常,此時(shí)東亞季風(fēng)區(qū)東支氣流減弱。而在D型季風(fēng)年,季風(fēng)區(qū)和鄰近海域的強(qiáng)氣旋異常表明東支氣流明顯減弱。此時(shí),北太平洋為一強(qiáng)大氣旋異?？刂?。比較A、D型這兩種季風(fēng)強(qiáng)度和降水關(guān)系下的850hPa風(fēng)場(chǎng)異常圖,發(fā)現(xiàn)二者在熱帶西太平洋地區(qū)和北太平洋地區(qū)的流場(chǎng)異常是反相位的;而B﹑C型季風(fēng)和總降水反向變化的年份,東亞地區(qū)流場(chǎng)異常也近似反相位的。另外,東亞和臨近熱帶西北太平洋上空風(fēng)場(chǎng)異常以東支氣流的異常為主要特征。3.35亞洲區(qū)域風(fēng)壓異常500hPa高度場(chǎng)可以用來反映西太平洋副高和中高緯地區(qū)阻塞形勢(shì)﹑遙相關(guān)/異常波列等環(huán)流變化。表2清晰地表明副高在東亞季風(fēng)強(qiáng)的年份(A、B型)中心位置和西伸脊點(diǎn)偏西,強(qiáng)度偏強(qiáng);在季風(fēng)弱的年份(C、D型),中心位置和西伸脊點(diǎn)偏東,強(qiáng)度偏弱。此外,副高的北界和東亞季風(fēng)區(qū)夏季降水強(qiáng)度有密切關(guān)系:在降水偏多的季風(fēng)年(A、C型),副高位置偏北;在降水偏少的年份(B、D型),副高位置偏南。這和慕巧珍等用統(tǒng)計(jì)方法得到的副高北界和中國(guó)降水的關(guān)系相一致。從500hPa高度異常場(chǎng)(圖6)上看,在A型季風(fēng)年,南海和菲律賓以東海洋上為弱高壓異常;日本北海道為中心有一東西向低壓異常帶狀區(qū)域;此外,一條強(qiáng)高壓異常帶貫穿東北亞和西北太平洋海面;其北側(cè)為低壓中心,從南到北為正—負(fù)—正—負(fù)波列。季平均上亞洲大陸北部阻塞形勢(shì)在貝加爾湖以東為高壓異常,西部為低壓異常,說明東北亞地區(qū)阻塞形勢(shì)偏強(qiáng)而烏拉爾地區(qū)阻塞偏弱,變化程度都較大。在B型季風(fēng)年,東亞大陸邊緣的正—負(fù)—正—負(fù)異常依舊存在,但較之A型季風(fēng)年有所改變。其一日本海上空東西向低壓距平帶分裂成兩個(gè)單體,在貝加爾湖地區(qū)形成一個(gè)低壓中心,日本上空的低壓中心外移入海。亞洲大陸北部60～80°N之間為大范圍的高壓異常,鄂霍茨克海地區(qū)阻塞形勢(shì)偏強(qiáng)。在C型季風(fēng)年,東亞東側(cè)的高度場(chǎng)異常形勢(shì)為負(fù)—正—負(fù)—正結(jié)構(gòu),與A﹑B型相反。30°N以南的東亞大陸和西太平洋為大范圍的低壓區(qū),鄂霍茨克海和北部陸地為一深厚低壓異常區(qū),中間一條強(qiáng)高壓異常帶從貝加爾湖延伸到日本海及其以東區(qū)域。同時(shí)極渦為高壓異常。烏拉爾地區(qū)阻塞形勢(shì)偏弱,中心偏南。在D型季風(fēng)年,東亞高度場(chǎng)異常依舊為負(fù)—正—負(fù)結(jié)構(gòu),但和C型季風(fēng)年有非常大的差異。此時(shí),亞洲大陸和赤道以北太平洋絕大部分為強(qiáng)低壓異?？刂?。東北亞地區(qū)阻塞形勢(shì)略偏強(qiáng),但面積小了很多,烏拉爾地區(qū)65～85°N有一強(qiáng)的高壓異常區(qū)。Nitta分析了亞洲東部的遙相關(guān)波列,認(rèn)為此波列是熱帶地區(qū)熱源(暖池)強(qiáng)度由于季節(jié)內(nèi)振蕩產(chǎn)生的Rossby波列通過高壓異常向東亞、西北太平洋方向傳播所致,并稱這種遙相關(guān)為PJ(太平洋/日本)遙相關(guān)。關(guān)于其氣候影響,黃榮輝和黃剛等也有所研究。通過對(duì)以上四種季風(fēng)年的東亞高度場(chǎng)異常分析,發(fā)現(xiàn)在夏季此異常波列和東亞季風(fēng)強(qiáng)度有關(guān),但和東亞季風(fēng)區(qū)夏季總降水似無密切聯(lián)系。從表3看,烏拉爾地區(qū)阻塞形勢(shì)異常和東亞季風(fēng)區(qū)夏季風(fēng)強(qiáng)度變化一致,烏拉爾地區(qū)阻塞形勢(shì)偏弱,東亞降水量偏多;烏拉爾阻塞形勢(shì)偏強(qiáng),則東亞降水也偏少。這是因?yàn)闉趵瓲栕枞?則會(huì)有更多的西風(fēng)擾動(dòng)從上游東下,給梅雨鋒輸送更多的冷空氣,從而使得東亞季風(fēng)區(qū)降水相對(duì)增加。3.42南亞高壓中心位置和區(qū)域風(fēng)壓的關(guān)系南亞高壓在400hPa以上為暖高壓,在150～100hPa達(dá)到最強(qiáng),高壓中心的東西向變化與東亞夏季風(fēng)關(guān)系密切,本文通過200hPa位勢(shì)高度場(chǎng)對(duì)南亞高壓的變化情況進(jìn)行分析,其中南亞高壓中心位置定義為最東部的那個(gè)高壓中心平均位置,東界定義為12500位勢(shì)米廓線的最東端經(jīng)度值。表4給出了不同類型季風(fēng)年南亞高壓的表現(xiàn)。在A、C型季風(fēng)年,南亞高壓中心位置分別為83°E和85°E;而在B、D型季風(fēng)年中心都為90°E。也就是說,在東亞季風(fēng)區(qū)夏季總降水偏多的年份,南亞高壓中心位置偏西;在東亞季風(fēng)區(qū)夏季總降水偏少的年份,南亞高壓中心位置偏東?？疾觳煌撅L(fēng)年南亞高壓強(qiáng)度的變化,從大于12550位勢(shì)米的面積來看,發(fā)現(xiàn)在A、B型季風(fēng)年南亞高壓強(qiáng)度明顯大于C、D型季風(fēng)年;就中心強(qiáng)度(相對(duì)于邊界值12550位勢(shì)米高壓中心的值,即中心高度值與12550的差)而言,A、B型季風(fēng)年中心強(qiáng)度都達(dá)到60位勢(shì)米以上,而C、D型季風(fēng)年卻明顯低于此值。因此,東亞夏季風(fēng)強(qiáng),南亞高壓也強(qiáng);反之東亞夏季風(fēng)弱,南亞高壓也弱,二者表現(xiàn)出非常密切的聯(lián)系。另外,不同季風(fēng)強(qiáng)度下南亞高壓東界沒有固定的變化。在東亞季風(fēng)強(qiáng)降水弱的B型季風(fēng)年,南亞高壓異常強(qiáng)大,東部伸入西太平洋副高的上方;在季風(fēng)強(qiáng)、降水強(qiáng)的A型季風(fēng)年和季風(fēng)弱的C、D型季風(fēng)年,南亞高壓東界都在122°E附近,沒有明顯區(qū)別。此外,北邊界的變化似乎和東亞降水、季風(fēng)強(qiáng)度不存在密切聯(lián)系。據(jù)此表明,南亞高壓的強(qiáng)度和東亞季風(fēng)區(qū)夏季風(fēng)強(qiáng)度緊密聯(lián)系;而南亞高壓的中心位置和東亞季風(fēng)區(qū)總降水有密切關(guān)系。鑒于東亞夏季風(fēng)為低空西太平洋副高和亞洲大陸熱低壓之間的近似地轉(zhuǎn)風(fēng)系,大陸地面熱低壓強(qiáng)度和東亞季風(fēng)強(qiáng)度一致。而南亞高壓為大陸地面熱低壓在高空的共生體并與其一致變化,所以南亞高壓強(qiáng)度和東亞季風(fēng)強(qiáng)度可呈正相關(guān)。而南亞高壓中心位置偏東,則東亞季風(fēng)區(qū)上空盛行高壓異常,氣流下沉,不利于水汽上升凝結(jié),對(duì)降雨有阻礙作用,導(dǎo)致弱降水年(B、D型),反之亦然。3.5季風(fēng)區(qū)降水特征東亞季風(fēng)區(qū)夏季水汽輸送渠道主要是自南海北上的南方水汽流和從印度孟加拉灣穿過中南半島的西南陸上水汽流,另外,來自西太平洋副高南側(cè)的東南水汽流也是東亞夏季風(fēng)降雨的重要水汽源。這幾支水汽流的變化與中國(guó)大陸夏季降水分布息息相關(guān)。東亞地區(qū)的水汽輸送異常圖和850hPa風(fēng)場(chǎng)異常圖基本一致,此處就不再給出。表5給出了不同類型季風(fēng)年?yáng)|亞夏季風(fēng)區(qū)的邊界水汽輸入輸出值。在A型季風(fēng)年,除了華南沿海,季風(fēng)區(qū)大氣水汽含量普遍偏多。從水汽輸送場(chǎng)異常來看,東亞季風(fēng)區(qū)降水的兩支主要水汽流,南海北上的水汽流和陸上的西南方水汽流都比氣候平均態(tài)增強(qiáng),而且異常范圍覆蓋了華南、華中,甚至華北的部分區(qū)域。這和A型季風(fēng)年夏季降水在季風(fēng)區(qū)普遍偏強(qiáng)相一致。在B型季風(fēng)年,通過20°S線自南海北上的南方水汽流通量沒有明顯增加,而華南向長(zhǎng)江中下游輸送的水汽卻超過氣候平均態(tài),向東海輸送的水汽也明顯偏多,而自西邊界輸入的西南水汽流的增加量卻相對(duì)東邊界異常量很小,造成華南空氣的水汽含量偏低,季風(fēng)區(qū)凈水汽輸入減少,這和季風(fēng)區(qū)降水形式相一致:南部降水大量偏少,而長(zhǎng)江流域水汽含量略微偏多,季風(fēng)總降水量減少。在C型季風(fēng)年,華南和華北普遍大氣水汽含量增加,而江淮地區(qū)略有減少。南邊界和北邊界水汽輸送量稍微偏多,而東邊界和西部邊界水汽輸送明顯偏弱(并且東邊界異常量大于西邊界值,導(dǎo)致季風(fēng)區(qū)凈水汽量輸入增加),季風(fēng)區(qū)整體上盛行東西向水汽流負(fù)異常。這表明隨著季風(fēng)強(qiáng)度減弱東亞季風(fēng)區(qū)水汽向東海輸送量降低,大量水汽不能像正常年份一樣隨季風(fēng)輸出到海上,于是匯集在季風(fēng)區(qū)內(nèi),尤其在季風(fēng)區(qū)南部,形成超量的降水,同時(shí)北方中緯度季風(fēng)區(qū)降水量也略有增加。另外,C型季風(fēng)年大氣水汽含量異常分布與水汽輸送異常相一致。在D型季風(fēng)年,南海北上的南方氣流和孟加拉來的陸上水汽流都明顯偏弱,而南方氣流的減弱在季風(fēng)區(qū)水汽凈輸入減少這一過程中起主導(dǎo)作用,同時(shí)東亞季風(fēng)區(qū)水汽輸送普遍偏弱,這導(dǎo)致季風(fēng)區(qū)從南到北大氣水汽含量偏少,季風(fēng)區(qū)降水一致偏弱。可見,在水汽輸送場(chǎng)異常上,A型季風(fēng)年和D型季風(fēng)年幾乎完全相反;而B型季風(fēng)年和C型季風(fēng)年近似相反。3.6季風(fēng)區(qū)降水主要環(huán)境因素以上分析表明,東亞季風(fēng)區(qū)夏季風(fēng)強(qiáng)度和總降水的關(guān)系受到環(huán)流場(chǎng)要素整體形勢(shì)的支配而表現(xiàn)出多面性和復(fù)雜性。海表溫度、西太平洋副熱帶高壓、青藏高壓、中高緯阻塞形勢(shì)、水汽輸送等要素共同決定東亞季風(fēng)的強(qiáng)度變化和相應(yīng)降水的配置。而且,各種季風(fēng)年類型的環(huán)流異常在海平面、對(duì)流層低層、高層等不同層次和溫度場(chǎng)、高度場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)、水汽場(chǎng)不同要素之間有著很好的一致性。本文根據(jù)季風(fēng)和降水強(qiáng)度的相對(duì)性所定義的四種季風(fēng)年類型分別具有清晰的環(huán)流異常特征,總結(jié)如下。在A型季風(fēng)年,東亞季風(fēng)區(qū)季風(fēng)增強(qiáng),降水增多。此時(shí),中西太平洋至印度洋北部赤道東風(fēng)帶明顯增強(qiáng),印度季風(fēng)偏弱。西太平洋副高增強(qiáng),位置偏西、偏北;而南亞高壓偏強(qiáng),中心偏西。同時(shí),東北亞阻塞形勢(shì)偏強(qiáng)而烏拉爾地區(qū)阻塞形勢(shì)偏弱。東亞季風(fēng)區(qū)水汽含量充足,南海北上的南方水汽流和孟加拉地區(qū)西來的陸上水汽流增強(qiáng),所以季風(fēng)區(qū)總降水增加。在B型季風(fēng)年,東亞季風(fēng)增強(qiáng),而降水偏少。此時(shí)只有赤道中西太平洋有東風(fēng)異常。西太平洋副高偏強(qiáng),位置偏西﹑偏南;南亞高壓明顯偏強(qiáng),中心偏東。同時(shí)東北亞﹑亞洲北部有強(qiáng)的阻塞形勢(shì)。此時(shí),南海北上水汽流和孟加拉西南水汽流并沒有大量增強(qiáng),但華南地區(qū)卻有很強(qiáng)的異常水汽流向北和東海輸送,造成華南降水量劇減,從而季風(fēng)區(qū)整體降水減少。在C型季風(fēng)年,東亞夏季風(fēng)減弱,而季風(fēng)區(qū)降水卻增強(qiáng)。此時(shí),北印度洋和西赤道太平洋有強(qiáng)西風(fēng)異常,表明印度季風(fēng)增強(qiáng)。此時(shí)西太平洋副高偏弱,位置偏東、偏北;南亞高壓偏弱,偏西。東北亞和烏拉爾地區(qū)阻塞形式偏弱。雖然南海北上水氣流略微偏強(qiáng),而孟加拉灣方向的西南陸上水汽流減弱,但由于東亞季風(fēng)減弱造成東亞季風(fēng)區(qū)向東海輸出的水汽量大量減少,整體上東亞季風(fēng)區(qū)滯留的水汽量反而增大,季風(fēng)區(qū)中南部降水偏多,導(dǎo)致降水量整體上大量增加,形成季風(fēng)弱而降水多的形勢(shì)