（气象学专业论文）大气波谱特征及其与南海夏季风的关系研究.pdf

摘要 大气波谱特征及其与南海夏季风的 关系研究 专业：气象学 硕士生：胡丽华 指导老师：温之平副教授 摘要 本文使用1 9 5 8 1 9 9 8 年的n c e p n c a r 再分析日资料和1 9 5 8 1 9 9 8 年的欧 洲中心资料，利用离散余弦转换( d c t 方法) 、谐波分解、相关分析等统计诊断 方法，对大气波谱特征及其与南海夏季风的可能关系进行了研究，得到的主要结 论有： 1 、大气中存在明显的波谱特征，波与波之间有规律性很强的波能交换。在 对流层高层( 2 0 0 h p a 和3 0 0 h p a ) ，纬向2 波和3 波、1 波和3 波的波能转换随季 节有明显的调整现象；在对流层中层( 5 0 0 h p a ) ，这种波能转换主要发生在l 波 和3 波之间；在对流层低层( 8 5 0 h p a ) ，则表现为1 波和5 波之间有规律性很强 的波能转换。在以上波能转换中的共同特征是：在2 0 2 5 候前后l 波波能急剧 上升，4 0 5 0 候之问达极大值，随后开始下降，6 0 候左右回落到最初的极小值， 而与之发生波能转换的其它波则表现为反位相调整。这种特征在高低层配置近乎 一致。 2 、对流层高低层( 2 0 0 h p a 和8 5 0 h p a ) 纬向1 波在南海区域累加值( 记为 s i ) 的正负变化时间与南海夏季风建立日期较吻合。即：在2 0 0 h p a 上，s 1 由正 值稳定变为负值( 西风转为东风) 的时间比南海夏季风爆发提前1 2 候；在 8 5 0 h p a 上，s 1 由负值稳定转为正值( 东风转为西风) 的时间几乎与南海夏季风 爆发同期。 3 、根据2 0 0 h p a 上s 1 值的变化，以8 5 0 h p a 上s 1 值随时问的变化为主要指 标，定义了南海夏季风爆发指数，该指数对南海夏季风爆发具有很好的指示意义。 大气波潜特征及其与南海夏季风的关系瓦圩究 4 、2 0 0 h p a 和8 5 0 h p a s l 的变化与南海夏季风爆发有着密切的关系，一方面 表明了对流层高低层纬向l 波的变动在大气环流从春至夏季节转换中的重要性； 另一方面也反映了以纬向l 波为主要特征的对流层i 二层南亚高压和对流层中低 层西太平洋副热带高压、以及对流层低层亚洲热低压强度和位置变动对南海夏季 风爆发的决定作用。 关键词：南海夏季风，大气波谱特征，波能转换，离散余弦转换 i i a b s t r a c t a s t u d y o nt h ec h a r a c t e r i s t i co f a t m o s p h e r i cw a v es p e c t r u ma n d i t s r e l a t i o n s h i pw i t hs o u t hc h i n as e a s u m m e rm o n s o o n m a j o r ：m e t e o r o l o g y n a m e ：h ul i h u a s u p e r v i s o r ： w e nz h i p i n g a b s t r a c t b a s e do nd a i l ym e a nr e a n a l y s i sd a t a s e t sf r o mt h en c e p n c a ra n de c w m f ( 1 9 5 8 1 9 9 8 ) ，t h er e l a t i o n s h i p b e t w e e nt h ec h a r a c t e r i s t i co f a t m o s p h e r i cw a v e s p e c t r u ma n ds o u t hc h i n a s e as u m m e rm o n s o o n ( s s c s m ) i ss t u d i e db yu s i n gd c t m e t h o d ，h a r m o n i ca n a l y s i s ，a n dc o r r e l a t i o na n a l y s i s t h em a i nr e s u l t sa r ea sf o l l o w s ： 1 t h ec h a r a c t e r i s t i co fw a v es p e c t r u ma n dt h er u l e so ft h et r a n s f o r mo fw a v e e n e r g yb e t w e e nd i f f e r e n tw a v e sa r er e m a r k a b l ei na t m o s p h e r e t h et r a n s f o r mo fw a v e e n e r g yw h i c hh a sac l e a rs e a s o n a la d j u s t m e n t ，o c c u r sb e t w e e nw a v e1a n dw a v e3 ， w a v e2a n dw a v e3a tu p p e rl e v e l ( 2 0 0 h p a ) ，w a v e la n dw a v e3a tm i d l e v e l ，a n dw a v e 1a n dw a v e5a tl o w e r - l e v e li nt r o p o s p h e r e s t u d y i n gt h ef e a t u r eo ft h et r a n s f o r mo f w a v ee n e r g y , i ti sf o u n dt h a tw a v ee n e r g yo fw a v e1i n c r e a s e sr a p i d l yd u r i n gp e n t a d 2 0t op e n t a d2 5 ，t h e nr e a c h e st h em a x i m a la tt h ep e r i o do fp e n t a d4 0t op e n t a d5 0 ，a n d f i n a l l yr e t u r n st ot h em i n i m a la ta b o u tp e n t a d6 0 t h eo t h e rw a yr o u n d ，t h ew a v e e n e r g yo fo t h e rw a v eb e h a v e sw i t ht h eo p p o s i t ec h a n g ec o m p a r i n gw i t hw a v e1 t h e r e a l s oe x i s t st h es a m ec h a r a c t e r i s t i ca tl o wl e v e l sa n du p p e rl e v e l s 2 t h ed a t eo fs 1v a r i e sf r o mp o s i t i v e ( n e g a t i v e ) t on e g a t i v e ( p o s i t i v e ) ，w h i c hi s i i i 大气波曹特征及其与南海夏季风的关系研究 c a l c u l a t e db yt h ee n e r g yo fw a v e1a t2 0 0 h p a ( 8 5 0 h p a ) ，i sc l o s e l yr e l a t e dt ot h eo n s e t d a t eo fs c s s mo v e rs o u t hc h i n as e a o n eo rt w op e n t a d sp r i o rt ot h eo n s e to f s c s s m ，t h es 1a tu p p e rl e v e lc h a n g e si t ss i g nf r o mp o s i t i v et on e g a t i v e ( w e s t e r l yt o e a s t e r l y ) ，b u tt h es 1 ss i g nc h a n g e sa tt h es a m et i m ew i t ht h eo n s e to fs c s s ma t 8 5 0 h p a 3 a ni n d e xo ft h es c s s mo n s e ti sd e f i n e da c c o r d i n gt ot h es 1a t8 5 0 h p aa n d 2 0 0 h p a t h i si n d e xc a nb eu s e dt od e t e c tt h eo n s e to fs ：c s s m 4 t h er e l a t i o n s h i pb e t w e e nt h ec h a n g eo fs 1a n ds c s s mo n s e ti sr e m a r k a b l ea t 2 0 0 h p aa n d8 5 0 h p a i ti n d i c a t e st h a tt h ec h a n g eo fw a v e1p l a y sc m c i a lr o l et o s c s s mo n s e td u r i n gt h ep e r i o do ft h es e a s o n a lt r a n s i t i o no fa t m o s p h e r i cc i r c u l a t i o n f r o ms p r i n gt os u m m e r r e s u l t sa l s od e m o n s t r a t et h a tt h eo n s e to fs c s s ma r e d e t e r m i n e db yt h ec h a n g eo fi n t e n s i t ya n dp o s i t i o no fs o u t ha s i a nh i g ha tu p p e r t r o p o s p h e r e ，w e s t e r np a c i f i cs u b t r o p i c a lh i g ha tm i d - t r o p o s p h e r e ，a n da s i ah e a tl o w a tl o w e r t r o p o s p h e r et oag r e a te x t e n t ，w h i c ha r er e p r e s e n t e db yt h ev a r i a t i o n so fw a v e l k e yw o r d s ：s o u t hc h i n as e as u m m e rm o n s o o n 、w a v ee n e r g yc h a n g e 、d c t 第1 章前言 第1 章前言 波动是大气运动的一种重要形式，大气中可能出现的波动多种多样“，研究 这些基本波动形成及其变化的物理机制和动力学性质，对于理解各种天气现象形 成的物理机制和演变规律具有相当重要的意义。如罗斯贝波是大尺度波动，大范 围天气的演变与它紧密联系。要对大尺度天气形势的变化有深层次的理解和把 握，研究分析大气波动是一种很好的途径。常常可以看到，大气中的不稳定现象 不仅与波动振幅的加大有关，波长和波形变化的影响也相当重要。因为波动能量 的变化与波动的发展问题是紧密联系的“1 。 胡雄等“1 分析了冬季低平流层中行星波相互作用的现象，发现行星波在传 播过程中，发生波与波之间的非线性相互作用，能量在波与波之间发生转换。 k o e r m e r 等“1 曾注意到，冬季平流层中行星波1 和波2 的振幅，在随时问演化的 过程中，表现出反位相的现象，他推测这可能是由于波l 和波2 之间相互作用的 结果。h o l t o n 。1 等人从观测资料分析发现当热带平流层下层纬向基本气流是西风 时，北半球中高纬度地区纬向2 行星波的振幅偏大；而在东风时，则它的振幅偏 小。l i n d z e n “1 利用2 6 年的3 0 h p a 月平均资料作分析也发现当平流层下层纬向基 本气流是西风时，北半球纬向波数2 的行星波振幅小。 吴旭珊”1 通过对逐日长波合成图的分析发现：当中纬形势为二波型时( 一 般有一波脊位于大西洋至西欧沿岸) ，天气出现短时的回暖，很快地又由二波转 为三波，波脊在乌山附近，低温阴雨重新开始，即大气环流的相互调整往往预示 着天气也要发生相应的变化。谭锐志“利用e c m w f i o 层格点资料，做了东亚夏 季风中断、过渡与活跃期的区域能量学研究，指出季风演变具有鲜明的阶段性能 量学特征。魏贵洲等“1 认为从低层能量和风向变化相结合可以大致判断季风爆 发时间，季风爆发在能量上的特征在对流层的低层最为明显。另外，吴国雄“” 等指出盛夏伊朗高原和青藏高压加热所激发的同相环流嵌套在欧亚大陆尺度的 热力环流中，从而加强了东亚的夏季风，并通过其所激发的波动对夏季东亚的气 候格局产生重要影响。 以上研究表明大气环流的调整往往会带来相应的天气变化，从波动状态和波 大气波谱特征及其与南海夏季风的关系研究 能调整角度分析大气环流的变化是一个重要的途径。所以，要分析某一大尺度天 气背景下的天气形势，分析其相应环流场中的大气波谱结构，波能转换及波幅变 化等问题，将是必要而有效的。 众所周知，季风是全球大气环流的一个重要组成部分，对中国及世界天气、 气候的影响都非常重大。亚洲季风又是全球最强和最典型的季风系统，亚洲夏季 风的异常不仅对占全球人口一半以上的亚洲地区的天气气候有重大影响，而且对 全球大气环流和气候变化也有明显作用。已有的研究表明，亚洲夏季风存在着既 相互独立又相互联系的2 个子系统，即南亚印度夏季风系统和东亚夏季风系统， 而南海夏季风既是东亚夏季风的重要一环，也是联系东亚夏季风系统和南亚夏季 风系统的纽带”“。5 月中旬前后南海夏季风的突然爆发标志着东亚夏季风的来临 和雨季的开始，季风的这种突发性是亚洲其他地区所没有的 1 2 1 因而对南海夏 季风的进一步研究具有特别重要的意义。 1 9 9 8 年首次南海季风试验( s c s m e x ) 顺利开展以来，关于南海夏季风的研 究在近年来取得了很大的进展“”1 。归纳起来，气象学家们主要从环流类和温 湿类两个不同的角度分别( 或结合起来) 对南海季风进行了研究1 1 4 2 3 1 。已有研 究从多年平均角度确定的南海夏季风爆发同期统一为第2 8 候，但逐年南海夏季 风爆发日期却存在着明显的年际变化。李崇银、屈昕“”认为虽然目前有关南海 夏季风爆发的分析结果不尽一致，但已经揭露m 一些值得注意的问题。事实上， 南海季风的爆发不是孤立现象，它是大气环流演变在南海这一特定地区的一种表 现。深入探讨大气环流演变的内在联系对认识南海夏季风爆发的实质有重要的意 义。一些研究“5 1 ”表明季风和行星波活动存在密切联系，因为季风形成的最根 本、最直接的原因就是海陆热力差异，而海陆分布引起的地理上不对称的非绝热 加热会强迫出行星尺度的扰动。目前，东亚季风的异常与行星波活动的关系并不 清楚。 张勇，谢安等“7 1 认为季风环流是行星尺度的天气系统，南海夏季风的爆发 与其大尺度环流的变化必然存在着暂切的联系。南海季风是东亚大气环流的重要 成员，而全球大气环流是一个统一的整体，因此南海夏季风的爆发、发展与北半 球热带外环流也有重大的关系。钱永带“”发现南亚高压中心位置与南海夏季风 爆发时间有较好的对应关系，并将南亚高压巾心跳过2 0 。n 的候作为南海夏季风 第1 章前言 爆发的时间。陈隆勋等。1 认为亚洲季风的爆发常伴有副热带高压形态的强烈调 整。而陶诗言和朱福康1 指出，夏季南亚高压与5 0 0 h p a 西太平洋副热带高压的 进退有紧密联系。高绍凤等“”通过研究指出南海夏季风建立是以南亚高压西移 到中南半岛，中下层南海副高东撤为主要特征的。 综上所述，南海夏季风爆发与大尺度大气环流的调整密切相关。而高层南亚 高压、中下层副热带高压等大尺度天气系统的变化和调整对南海夏季风的影响是 最主要的。这些大尺度系统强度的变化及位置的移动必然带来大尺度波动的调整 及能量的转移和变化，进而影响南海夏季风。而这些系统是如何通过波动调整影 响南海夏季风，南海夏季风爆发前后大气波能又有怎样的变化，目前还不十分清 楚。所以，从大气波谱结构特征和波能波形变换等角度入手来研究南海夏季风， 是非常有意义的。 本文利用离散余弦转换方法分析了大尺度范围内的大气波谱结构和波能转 换特征，并用傅立叶谐波分解对该区域范围内的u 风进行了纬向空间滤波，试图 从波谱特征方面找出影响南海夏季风爆发的因子或者与南海夏季风爆发密切联 系的大气波动因素。最后，以对流层低层( 8 5 0 h p a ) 纬向l 波在南海区域累加值 ( 记为s 1 ) 随时间的变化为主要指标定义了一个南海夏季风爆发指数，分析表明， 南亚高压( 对流层高层) 和副热带高压( 对流层中下层) 等大尺度天气系统对 s 1 的变化有重要影响。 本研究所使用的资料来源和方法介绍见第2 章，第3 章分析了大尺度范围的 大气波谱特征，第4 章讨论了南海区域波能调整与南海夏季风爆发的可能关系， 第5 章则对这种可能关系进行了初步的机理分析，第6 章为总结和讨论。 大气波谱特征及其与南海夏季风的关系研究 第2 章资料和分析方法 2 1 资料来源 本文所用到的资料主要包括： ( 1 ) n c a r n c e p ( 美国大气研究中, b 环境预测中心) 1 9 5 8 1 9 9 8 年全球大 气日平均再分析的2 0 0 h p a 、3 0 0 h p a 、5 0 0 h p a 、8 5 0 h p a 和1 0 0 0 h p a 的u 风场资料， 空间分辨率为2 5 。2 5 。 ( 2 ) e c m w f ( 欧洲中心) 1 9 5 8 1 9 9 8 年全球大气一日两次的2 0 0 t l p a 、3 0 0 h p a 、 5 0 0 h p a 、8 5 0 h p a 和1 0 0 0 h p a 的u 风场资料，空问分辨率为2 5 。2 5 。 2 2 分析方法介绍 本文使用的分析方法主要有离散余弦转换方法( d i s c r e l ec o s in et r a n s f o r m ， 简称d c i 方法) ，傅立叶谐波分解和相关分析。下面对离散余弦转换方法和傅立 叶谐波分解进行简单的介绍。 2 2 1 离散余弦转换方法 离散余弦转换方法( d i s c r e t ec o s i n et r a n s f o r m ，简称d c t 方法) 是二维大 气场有限区域谱分解方法的一种“”。它首先是由h a h m e d ”于1 9 7 4 年提出的， 主要应用于通讯、矿藏勘探、图像和数字信号处理、及其它许多物理数据处理中 1 3 4 1 。基于d c r ( 离散余弦变换) 变换的图像压缩技术可以实现对原始图像的数据压 缩。可以在现有系统特性的条件限制下满足工作的要求，或者在系统设计中降低 成本( 比如减少存储单元) ，减少存储的空间。进一步来实现资源的节约，来满足 更多的资源共享“”。d c t 方法在气象上的应用是由d e n i s 等人最近提出的“”， 它有两方面的应用：一是可以通过计算方差谱，定量地讨沦有限区域上不同尺度 第2 章资料和分析方法 的能量贡献；二是可以利用它对二维场进行滤波。虽然d c t 方法在气象上的应用 还刚刚开始，但d c t 方法和小波变换一样，在5 p e g 和m p e g 等图像格式的压缩处 理上应用广泛，而小波变换己成为对一维气象时问序列进行谱分析的重要工具 “”。本文利用d c t 方法对资料进行空间谱的计算，以分析各种不同尺度波的能 量分布，确定波的变化及能量的转移，同时用逆离散余弦转换方法对资料进行滤 波逆运算。下面对d c t 方法作简单的介绍。 一个n 。n j 的二维格点场f ( i ，) ，其d c t 变换和逆变换为 嘶，扣曙。凳- 1 他加s 卜半 c o s 册半 ( 2 _ ， 坪棚= “磊n t - l n = 磊n 1 - f l ( m ) f l ( n ) f ( m , n ) x c o s a m 半】c o s 【册半 c z 吲 “t d2 磊磊 半| c o s i 册半l 1 卢( ) = m = 0 优= 1 , 2 ，h 一1 卢( ，1 ) = n = 0 n = 1 , 2 ，n i 一1 ( 2 3 ) 在式( 2 - 1 ) ( 2 3 ) 中，f ( i ，) 是格点( f ，) 上的气象值，fm ，n ) 是对应 于波数( m ，忍) 的谱系数a 显然，- - 4 n ix n j 的二维格点气象场( i ，) ，经过d c t 变换后，会产生一个mx n ，的谱系数数组，( 坍，n ) 。一个二维气象场的能量谱 ( 以下直接称为方差谱) 可以通过不同尺度的方差贡献来反映，它的总方差表示 为： 盯z 2 击古蔫“警咖坊一( ，) 咖一( ，) c z a ， 其中，( ，) 为整个区域的平均值。而总方差又可以通过谱系数来计算： 丁一m丁一m 大气波谱特征及其与南坶夏季风的关系研究 n 一i n f 一1 盯2 2 磊薹盯2 沏，九) ，其中：r e , n ) ( o ，o ) ， 区域平均值( ，) 为 口2 等筹掣( 2 - - 5 ) ( ，) ；厕2 器 ( 2 6 ) 对于正方形网格区域，n i = = n ，网格距为，波氏为a ，波数为k ，那么： ；2 n a ( 2 7 ) k k = m m ；m + n n ( 2 - - 8 ) 2 2 ，2 傅立叶谐波分解 谱分析在气象中应用是十分广泛的。”1 。它是时间序列在频域上进行分析的 方法，亦称频谱分析或波谱分析。众所周知，大气运动无沧时问变化或空问变化 均存在各种尺度的波动现象。这里所介绍的主要侧重在时间序列波动分析上。显 然，空间序列的波动分析完全是类似的，因此所介绍的方法完全适用“”。本文 所用的即是空间序列的波动分析，所以也一样适用。 众所周知，对任一以周期t 变化的时问函数工o ) ，在满足狄氏条件下，可以 展成如下的傅立叶级数 堋砜+ 黔c o s 芋咖和( 2 - - 9 ) 若令山。= 2 硪t ，则有 工( f ) ! n 。+ 荟( t c 。s c 口t + b ts i nc d t ) 2 1 0 其中；称为第七个谐波的圆频率。实际应用中，还常使用频率，它与有如 下关系 第2 章资料和分析方法 或 f ：旦 。 打 f 七 j 2 一t ( 2 1 1 ) ( 2 一1 2 ) 上式给出频率与周期的关系。其中，七称为谐波的波数。在( 2 1 0 ) 式中的口。、 口。与6 。称为傅氏系数，对于一个样本量为胛的离散时间序列x l ，z ：，x 。，傅氏 系数可用下式表示“” 女的取值为1 , 2 ， 即 n= b 女= a o2 互 tc 。s 丝o 一1 ) ( 2 - - 1 3 ) 甩 ts i n 丝o 一1 ) n ( j 表示取整数部分) 。然后计算不同波数| 的功率谱值 s 。2 = i 1 ( 口。2 + 6 ：) ( 2 一1 4 ) 不同波数七的方差百分比r ( 七) ，即方差贡献又可以通过下式来计算 寓 址= 卜i 7 ( 2 一1 5 ) 。v旬。孓智 一 ：特 ) 一 6 配一 + + 一 ：肚 ：o 一 一12 三删矗 大气波谱特征及其与南海夏季风的关系研究 第3 章大气波谱特征分析 s a l t z m a n ( 1 9 5 7 ) 利用沿纬圈的傅立叶展开将大气运动的能量方程推广到 波数空间。后来，k a o ( 1 9 7 8 ) “2 1 又将波数空间的能量方程推广到波数一频率空间， 使得研究实际大气中各种尺度、各种频率的振荡机制成为了可能。近年来，许多 气象学者研究了大气巾各种尺度波动的能量特征，取得了不少有意义的结果。但 是，他们主要是针对北半球中纬度或某一个相对较小区域的情况。k a n a r a i t s u 等 人“。1 ( 1 9 7 2 ) 采用1 9 6 7 年6 、7 、8 三个月2 0 0 h p a l 5 。s 1 5 。n 的风场资料，使 用与s a ll z m a n “”( 1 9 7 0 ) 同样的方法，研究了热带对流层上层不同尺度波动的相 互作用，发现超长波对小尺度波动和纬向气流都起着动能源的作用。为了更好地 研究大气中大尺度波动在对流层各个高度的能量变化和波谱特征，本章利用d c t 方法就全球大部分区域( 6 0 。s 6 0 。n ) 进行了大尺度波动的波谱特征和能量转 移分析。 3 1 大气环流特征 图3 1 是利用n c a r n c e p 的对流层各个高度( 2 0 0 h p a 一对流层高层； 5 0 0 h p a 一对流层中层；8 5 0 h p a 一对流层低层) 多年合成u 风场资料作的年平均 图。由图可见，不管是在高层，中层还是在低层，大气中的风带大值中心或者随 主要波动都集中在6 0 。s 6 0 。范围内。高层2 0 0 h p a ( 图3 1 ( a ) ) ，赤道附近 有一东风带( 大值中心为一1 0 ) ，而南北纬3 0 。附近则各有一个西风带，其中北半 球中纬西j x l ( 大值中心为4 0 ) 略强于南半球的( 大值中心为3 5 ) 。这两个西风带 向两极和热带延伸并逐渐减小，到赤道附近的南北纬1 0 。左右西风开始向东风转 变。而到南北纬6 0 。附近，西风减弱了很多( 中心值在5 2 0 之间) 。中层5 0 0 h p a ( 图3 1 ( b ) ) ，赤道地区也为东风带，北半球西风带位于3 0 。n 附近，而南半 球西风带则在4 5 。s 附近，这两个西风带强度相差无几( 。p 心值均为2 0 左右) 。 到北纬6 0 。附近，纬向风等值线渐趋平直，中心值减小了很多( 在3 9 之间) ； 第3 章大气波谱特征分析 南半球西风衰减虽然没有北半球明显，但是在南纬6 0 。附近，中心值亦降低了很 多( 9 - - 1 5 之间) 。类似地，在低层8 5 0 h p a 上( 图3 1 ( c ) ) ，南北纬3 0 。6 0 。 之间亦各有一个西风带，赤道附近为一个东风带，不同于高层和中层的是，低层 南半球的中纬西风( 中心值为1 5 ) 明显强于北半球的( 中心值为9 ) 。 图3 - - 1 对流层不同高度上的多年平均u 风分布图 ( a ) 2 0 0 h p a ；( b ) 5 0 0 h p a ；( c ) 8 5 0 h p a 图3 2 是对流层不同高度各个季节平均的u 风分布图。在对流层高层 2 0 0 h p a ( 图3 2 ( 1 ) ) ，春季( 图a ) ，赤道为一东风带( 中心值为一l o ) ，南北 纬3 0 。附近各有一强西风带，且北半球的这个西风( 中心值为4 5 ) 明显强于南半 球的( 中心值为3 5 ) 。夏季( 图b ) ，赤道东风带明显加强( 中心值为- - 2 0 ) ，南 半球西风带强度亦大幅度上升( 中心值为5 0 ) ，且位置偏北。相反，北半球西风 带则明显减弱( 中心值只有3 0 ) ，位置偏北( 中心位于4 0 。n 附近) ，即冬季环流 开始了向夏季环流的转变( 毛江玉，吴国雄等“”认为高空东西风带结构是表示 季节变化的良好标志，其实质是指东西风急流的加强或减弱以及急流轴南北位置 的显著摆动。而叶笃正、陶诗言和李麦村“们早在1 9 5 8 年就指出，就高空环流的 一些主要特征而言，一年之中只有两个基本的自认天气季节，即冬季和夏季。大 气环流由冬季型向夏季型的转换具有突变性) 。秋季( 图c ) 是夏季环流和冬季 环流的过渡季节。南北半球的中纬西风势力相当( 中心值均为4 0 ) ，且中心位置 均向南回移了一些。赤道东风带强度介于春季和夏季之间( 中心值为一1 5 ) 。冬 季( 图d ) ，北半球的中纬西风势力强大( 中心值为7 0 ) ，且位置回到了3 0 。n 附 近；南半球西风强度则有所衰减( 中心值3 0 ) ，中心位置南移到了4 5 。s 附近。赤 道东风带强度类似于春季( 中心值为一1 0 ) 。另外，这四个季节的环流形势有一 个共同点，即：风带大值中心或者说主要波动都集中于6 0 。s 6 0 。这个区域范 围内。 对流层中层5 0 0 h p a ( 图3 2 ( 2 ) ) 环流形势类似于高层，但又不如高层的 明显和规律。春季( 图a ) ，南半球中纬西风( 中心值为2 5 ) 略强于北半球西风 ( 中心值为2 0 ) ，赤道附近为一东风带( 中心值为一1 0 ) 。夏季( 图b ) ，北半球 大气波谱特征及其与南海夏季风的关系研究 西风带的强度相对于春季有减弱趋势( 中心值为1 5 ) ，南半球西风带则维持春季 强度。赤道东风带强度亦无明显变化。到了秋季( 图c ) ，北半球的中纬西风丌 始加强( 中心值为2 1 ) ，南半球西风则有所减弱( 中心值为2 4 ) ，赤道东风也表 现为一定的减弱趋势( 中心值为一6 ) 。冬季( 图d ) ，北半球中纬西风继续加强 ( 中心值达到3 5 ) ，南半球的则没有明显变化。赤道东风带亦维持秋季强度。此 外，在春夏秋三个季节，北半球的西风带中心均在3 0 。n 以北，到了冬季，西风 带才南移到了3 0 。n 附近。南半球西风带则一直停留在4 5 。s 附近。而且，这四个 季节也有类似高层的共同点，即主要风带或者说主要波动都集中于6 0 。s 一6 0 。 这个区域范围内。 对流层低层8 5 0 h p a 上( 图3 2 ( 3 ) ) ，四个季节的南半球西风均比北半球 强，赤道东风强度随季节没有明显变化( 中心值均在9 左右) 。而北半球西风带 中心在春夏秋三个季常也都在3 0 。n 以北，到冬季才回移到了3 0 。n 附近。此外， 不同于春( 图a ) 秋( 图c ) 冬( 图d ) 三个季节，夏季( 图b ) ，在5 0 。1 2 0 。e ，( ) 。 2 0 。n 这个区域内的西风带丌始明显加强( 中心值为1 5 ) ，结合天气系统分析可知， 这里对应的就是东亚夏季风。类似于对流层中高层情况，低层的四季也有个共同 点，即除了南半球6 0 。8 0 。s 这个狭长带仍有一定强度的西风活动外，主要的风 带或者说主要波动都集中于6 0 。5 6 0 。这个区域范围内。 综上所述，不管是年平均还是季节平均，纬向风均主要活跃在6 0 。_ s 6 0 。 这个大区域内。本文的重点是分析纬向波的特征及变化，所以将主要研究区域定 于6 0 。s 一6 0 。范围内。 二二二二二二二二二二二 图3 - - 2 对流层各高度的多年季协平均u 风分布图( ( 1 ) ：2 0 0 h p ；( 2 ) ：5 0 0 h p a ；( 3 ) ：8 5 0 h p a ) ( a ) 春季；( b ) 夏季；( c ) 秋季；( d ) 冬季 3 2 多年合成波谱特征分析 图3 3 是利用n c a r n c e p 的对流层高层( 2 0 0 h p a ) 多年合成u 风场资料用 d c t 方法作出来的波谱特征图。由图可见，在所取范围内( 6 0 。s 一6 0 。n ) 起主 1 0 第3 章大气波莆特征分析 要作用的是大气超长波和大气长波( 孙继松“7 1 等认为超长波是波数为l 3 的波 之和，长波为4 7 波之和) 。第9 候( 图3 3 a ) 前后( 表示冬季) ，波能大值 中心位于3 波，次大值中心位于2 波和4 波。随时间推移，3 波值迅速降低；到 第2 5 候( 图b ) 前后( 代表春夏之交) ，其值降至同2 波旗鼓相当，另外1 波的 能量在2 0 候附近开始逐渐上升，到2 5 候前后与能值迅速下降的3 波有了第一个 交点。到夏季，第4 5 候前后( 图3 3 c ) ，l 波和3 波均达到了它们的极大值， 即2 波上升为大值中心，而1 波和变化极小的4 波成为两个次大值中心。随着时 间由夏季向秋季过渡，1 波和2 波能量开始向3 波转移，呈大幅度下降趋势。到 了第7 3 候( 图3 3 d ) 前后( 冬季) ，3 波能量有了很大的回升，与4 波并列为 大值中心，并继续以极快的速度不断增长。而1 波和2 波能量则都降到了最初时 候( 第9 候前后) 的值。图3 4 给出了对流层高层( 2 0 0 h p a ) 纬向j 3 波的波 能随时间演变形势。由图可以清楚地看到，在冬春季节( 第5 候1 5 候之问) ， 3 波能量最大，l 波和2 波处于各自的低值期。随着时间的发展，3 波能量陡降， 到春夏之交时候( 2 5 候前后) ，3 波能量降到了谷值，而l 波和2 波能量则迅猛 增长，到夏季( 第4 5 前后) ，i 波和2 波能量均达到了各自的极大值，但随后又 开始降低。相反地，3 波则开始回升。在6 0 候前后1 波能量降到了谷值，而2 波则是在7 0 候附近回落到了最初开始时的大小。另外，虽然4 潴能帚侑十协柠十 。j1 wu ，又，i t 也个h u 琏= 个孜酮明显祁规律，在此不作重点讨论。 图3 - - 3 多年合成2 0 0 h p a 波谱特征图 ( a ) 第9 候；( b ) 第2 5 候；( c ) 第4 5 候；( d ) 第7 3 候 图3 - - 4 多年合成2 0 0 h p a 纬向1 波、2 波和3 波的波能随时间演变图 横坐标：时f m ( 候) 图3 5 是对流层中层( 5 0 0 h p a ) 多年合成u 风场资料用d c t 方法作出来的 波谱特征图。由图可见，与对流层高层类似，在所取范围内( 6 0 。s 6 0 。n ) 起 大气波谱特征及其与南海夏季风的关系研究 主要作用的也是大气超长波和大气氏波。第9 候( 图3 5 a ) 前后( 表示冬季) ， 有两个波能大值中心，分别是2 波和3 波，4 波为次大值中心。随时间推移，3 波值迅速降低，1 波略有上升，而2 波和4 波的值基本保存不变；到了第2 5 候 ( 图3 5 b ) 前后( 代表春夏之交) ，3 波值降至和1 波相近，而l 波继续快速增 氏。到夏季，第4 5 候前后( 图3 5 c ) ，大值中心在2 波，而l 波达到其极大值， 并成为次大值中心。随着时问由夏季向秋季过渡，j 波能量开始大i 幅度下降，并 向3 波转移。到了第7 3 候( 图3 5 d ) 前后( 代表冬季) ，3 波能量有了很大的 回升，与4 波并列为次大值中心，并继续以极快的速度增长。l 波能量则降到了 最初时候( 第9 候前后) 的值。图3 6 给出了对流层中层( 5 0 0 h p a ) 纬向l 波 利3 波的波能随时间演变情况。由图可咀清楚地看到，在冬春季节( 第5 候1 5 候之间) ，3 波能量达到其极大值，1 波则处于极小值。随着时间的演变，3 波 能量陡降，到春夏之交( 2 5 候前后) ，3 波能量和不断上升的l 波能量不相上下。 到3 0 候附近，3 波能量降到了最低。到夏季( 第4 5 前后) ，l 波能量达到了它的 极火值。随后即丌始衰减。在6 0 候前后l 波能量降到了谷值，而3 波则在这时 候开始回升，并继续增长以回到最初的状态。另外，虽然2 波( 大值中心) 和4 波( 次大值中心) 能量值也较大，但它们随u , t f 自j 的变化远不如l 波和3 波的明显 和规律，在此均不作重点分析。 图3 - 5 多年合成5 0 0 h p a 波谱特征图 ( a ) 第9 候：( b ) 第2 5 候；( c ) 第4 5 候：( d ) 第7 3 候 图3 - 6 多年合成5 0 0 h p a 纬向1 波雨i3 波波能随时间演变图 横坐标：时间( 候) 对流层低层( 8 5 0 h p a ) 波能调整形势类似对流层中高层，也存在波与波之问 能量随季节的调整。不同于2 0 0 h p a 和5 0 0 h p a 的是，8 5 0 h p a 的多年合成波谱特 征( 图3 7 ) 变化主要体现在1 波和5 波。第9 候( 图3 7 a ) 前后( 代表冬季) ， 能量大值中心位于2 波，次大值中心则位于5 波。随时间向春季过渡，5 波能量 逐渐下降，1 波能量则开始有所上升。到了第2 5 候( 图3 7 b ) f j i 后( 代表春夏 第3 章大气波谱特征分析 之交) ，5 波能量降低到同缓慢增加的1 波能量值旗鼓相当。夏季，即第4 5 候( 图 3 7 c ) 前后，5 波能量降到了极小值，而1 波能量则发展达到了其极大值。紧 接着1 波开始衰减，而5 波则在其后几候开始大幅度地上升反弹。到冬季( 图3 - - 7 d ) ，波谱特征又回到了初时的状态，即5 波成为能量次大值中心，而1 波能 量则微乎其微。图3 8 给出了对流层低层( 8 5 0 h p a ) 纬向1 波和5 波的波能随 时间演变情况。由图可以清楚地看到，5 波能量在冬季最强，随后开始下降，并 向1 波调整转换；而l 波能量则在春夏之交起开始明显上升，到夏季达极大值， 5 波能量在这时候则衰减至极小值。随时间推移，夏季环流向冬季环流转变过程 中，1 波能量开始迅速递减，5 波则大幅回升，渐渐回到了冬季时的波谱特征形 势。相对于对流层中高层，8 5 0 h p a 的波能值较它们小1 2 个量级。另外，对流 层各个高度均有1 波的能量调整。 图3 - 7 多年台成8 5 0 h p a 波谱特征图 ( a ) 第9 候；( b ) 第2 5 候；( c ) 第4 5 候；( d ) 第7 3 候 二二二二二二二二二二二 图3 - - 8 多年合成8 5 0 h p a 纬向1 波和5 波的波能随时间演变图 横坐标：时间( 候) 从图3 3 到图3 8 均可以看出，多年合成对流层各个高度上均存在波与波 之间明显的能量交换或者说能量转移，即某一波增长( 衰减) ，另一波则衰减( 增 长) 。具体表现为：冬季，对流层各个高度上均有某个波的波能处于自身的极大 值( 2 0 0 h p a 上是3 波，5 0 0 h p a 上亦是3 波，8 5 0 h p a 上则是5 波) ，随时问的推 移，该波能量迅速衰减并向别的波转移( 2 0 0 h p a 上是分别向1 波和2 波转移， 5 0 0 h p a 和8 5 0 h p a 上则均是向1 波转移) ，到夏季，接受能量转移的波其能量达 到极大值。紧接着，随着环流形势从夏季向冬季转变，各个高度上的波谱特征又 回n t 冬季时的状况并维持直到新一轮环流形势演变的开始。另外，各个高度上 的1 波能量均有明显的调整，且都是在春夏之交时能量大幅增长，到夏季达到极 大值，随后又开始衰减回落。进一步的相关分析表明，对流层各个高度上能量调 整非常明显的波与波之间呈很好的反相关( 见表3 1 ) ，且相关均超过9 9 的信 大气波谱特征及萁与南海夏季风的关系研究 度检验。由表可见，各个高度上纬向1 波与另外一个波的相关值都比较高，并且 随着高度的降低，1 波与另外一个波的相关值有递增趋势。2 0 0 h p a 上，1 波与3 波的相关为一0 4 2 7 2 ( 样本数为7 3 ( 候) ) ，在5 0 0 h a 上，1 波和3 波的相关则是 - - 0 6 7 6 8 ，到了低层8 5 0 h p a ，1 波和5 波的相关高达一0 7 4 2 9 。 表3 一l 对流层不同高度上不同波数间能量值的相关 高度和波数样本数( 候)相关系数信度检验 2 0 0 h p a 1 、3 波7 30 4 2 7 2 超过9 9 9 2 0 0 h p a ，2 、3 波7 30 4 3 3 5 超过9 9 9 3 0 0 h p a ，1 、3 波7 3一o 4 9 2 8 超过9 9 9 3 0 0 h p a ，2 、3 波7 30 5 9 4 7 超过9 9 9 5 0 0 h p a ，1 、3 波7 30 6 7 6 8 超过9 9 9 8 5 0 h p a ，1 、5 波7 30 7 4 2 9 超过9 9 9 3 3 个例年波谱特征分析 由上一节可知，用d c t 方法分析对流层各个高度的多年合成u 风场资料均表 明，波与波之间有能量的转移或者说传递。另外，各个高度上l 波能量都有非常 明显的变化，且这种变化有很好的规律。为了进一步探讨大气波谱特征和波能调 整形势，这一节我t i j 币f j 用d c t 方法来分析个例年的情况。 鉴于第一节分析结果中波与波能量达到平衡均是在2 0 2 5 候之问，与南海 夏季风爆发时间似有联系。因此就随机选取南海夏季风爆发早年、正常年和晚年 三个个例年来进行分析，分别是1 9 9 4 年( 季风爆发早年一2 5 候) ，1 9 8 8 年( 季 风爆发正常年一2 9 候) 和t 9 8 7 年( 季风爆发晚年一3 2 候) 。 首先来分析1 9 9 4 年的波谱特征。类似于多年平均情况，1 9 9 4 年对流层各个 高度也存在明显的波能调整。对流层高层( 图3 9 ) 情况与多年平均的很相近。 冬季( 图3 9 a ) ，3 波能量最大，随着季节的演变，3 波能量逐渐向1 波和2 波 转移。到春夏之交( 图：卜一9 h ) ，3 波能量降幅极大，1 波和2 波则有所增加。到 了第4 5 候( 图3 9 c ) 前后( 代表夏季