| 单词 | 东亚大气环流和季风 |
| 释义 | 【东亚大气环流和季风】 拼译：general circutalion and monsoon in east asia 20世纪70年代，气象科学进入“实验”科学阶段。诊断分析、数值模拟和近代探测技术结合起来，能对全球大气过程或一定地区的特殊过程进行“实验”性研究。70年代末期，国际气象界组织了“全球大气研究计划”(GARP)，以及“季风实验”(M()NEX)、“气团变性实验”(AMTEX)等地区性实验。中国在这期间组织了“华南前汛期暴雨实验”、“青藏高原气象科学实验”(QXPMEX)以及“梅雨实验”等，通过这些研究，对东亚大气环流和季风的性质和问题有了更深入的了解，并逐步建立了中国现代化的客观分析和数值预报以及大气环流数值模拟。 在季风环流的建立问题中，竺可桢指出：“我国与印度地处毗邻，冬季同受西伯利亚高气压之箝制；夏季同受中亚低气压之支配，宜二地季风之合若符节”。“西南季风，其来也势力甚猛不出三星期，即满布全印”。“冬季风之来也其势骤，不出1月而已弥漫全国矣”。清楚地指出了作为季风背景的大气环流活动中心和季风建立时的突变过程。东亚冬半年和夏半年的平均环流显著不同。冬季低空受西伯利亚高压，夏季受大陆低压控制；高空平均槽脊有“冬三夏四”之差。早在40年代中期，中国赵九章(1945)就曾从海陆差异的力管场，讨论了半永久性大气活动中心形成的动力学问题。50年代初期，关于冬夏平均环流的形成问题，国际上有两个学说的争论：一是强调地形的动力作用，如Charney(1949)、Bolin(1950)等，一是强调海陆热力作用，如Suteliff(1951)、Smagorinsky(1953)等。在东亚大气环流流的研究中，中国学者强调了它们的共同作用。叶笃正(1951)、顾震潮(1953)、黄士松(1955)强调了海陆分布和地形对于大气环流的影响，朱抱真(1957)采用β平面2层斜压模式提出了大尺度热源和地形对西风带定常波形成的理论，强调了海陆分布的热力效应和大地形动力影响的共同作用，后来的许多国内外研究继续发展了这方面的研究，如WiinNielsen(1971)、黄荣辉和岸保(1981)、林本达(1981)等；后两个研究扩展成球面大气问题。在天文季节上，一年四季。但在气象学的自然季节中，冬季和夏季的平均环流显然不同，而春季和秋季是迅速的过渡季节。在1954年，叶笃正和朱抱真从大气环流变化讨论东亚过渡季节的来临时，着重指出东亚过渡季节的开始是经过一个突变过程；同年Sutcliffe和Bannon指出地中海和中亚在6月的高空风有一次突变；1956年，陶诗言和陈隆勋对该年夏季开始亚洲南部大气环流的转变作了一次诊断分析，得到这时亚洲上空的大气环流有一个跳跃性变化。在这些局地环流突变的观测事实的启发下，叶笃正、陶诗言和李麦村(1959)扩展到全球尺度的环流年变，发现每年6月和10月全球尺度环流有两次突变，继而明确了大气环流的双元性和季节突变过程。大气环流的双元性是全球尺度的，但在亚洲季风地区特别显著。在6月中旬，冬季平均环流中原有喜马拉亚山南麓的副热带急流迅速北撤，对流层上空强大的青藏高压和东风急流建立，同时印度季风爆发，长江梅雨开始；在10月中旬，热带东风突然转变为西风，对流层上空的西风急流南撤到30°N，同时冬季风在长江流域和华南建立，印度西南季风撤退。这种大气环流季节突变已在大气环流数值实验中模拟出来。曾庆存、梁信忠和张明华(1988)利用IAP－GCM模拟出6月和10月两次带状环流的突变，ITCZ的季节位移和东亚雨带的经向位移；认为环流季节突变和大气热源，尤其是凝结加热的相互作用密切相关，并可能在相当大的程度上受海陆和地形影响。在GCM上进一步作有无地形作用的控制实验，可以发现在无地形作用时，没有出现风带突然北移；在有地形的作用下，才出现这种突变(Hahn和Manabe，1975)上述环流季节变化的特征，虽然仅由个别年份的资料分析得到，但从大气环流的整体情况观察，环流体系的双元性及其转变的突变性是鲜明的。季风的古典概念是作为一个气候学概念而提出的。冬夏海陆之间的盛行地面风相反。人们开始认为它的成因是由于海陆热力差异引起的大型热力环流。但地面观测到的冬季大气活动中心西伯利亚高压并不在大陆中央，也不与气温最冷的地区相合；夏季的大陆低压也不与最热地区一致。到高空观测网建立后，季风的三维结构和高空行星尺度波动有关。这使得季风的成因要从全球尺度考虑，并和行星波动力学联系起来。海陆分布对大气可以形成不均匀的加热分布，后者和地形都影响大气运动；反过来大气运动又影响海可加热贡献，因此海陆热力作用要通过大气的温度层结，水气分布等来实现，也就说海陆热力和地形作用与大气运动形成一个复杂的反馈系统。最后在自由大气中由辐射、凝结和地气之间的感热等，组成热源和冷源。50年代中国气象学者由流体热力动力学定常方程组，用气候资料计算了北半球冬夏对流层的冷热源分布(朱抱真，1957)。同时还用简单的物理参数化格式，直接计算了西藏高原和中国平原地区的辐射、凝结和感热分量(叶笃正、罗四维、朱抱真，1957)。后来，随着高空观测资料的完善和计算机能力的发展，有关大气热源的计算有很多进展，但精细地确定热源数值仍是没有完全解决的问题。用流体力学定常方程倒算热源，在大尺度分布上是比较好的，但不能了解各个加热分量的情况。70年代Yanai(1973)发展的由流体热力学方程、连续方程和水汽方程倒算显热量源Q1，和显水汽汇Q2，对这个问题有了一定的解决。特别是由Q1和Q2的比较，可以了解季风现象中很重要的凝结加热的情况，无疑这对季风形成问题的研究是有利的。丁一汇和Krishnamurti(1987)用Q1和Q2研究了冬季风的热量收支，并直接计算了各加热分量，讨论了冬季风的3个特征问题：(1)西伯利亚高压的热量平衡与高压的发展；(2)冷空气在海面和陆地上的变性；(3)冷涌的发展和海洋大陆的热源。但热力作用只是冬季风过程中的一个重要的物理因素，还有很多动力作用的复杂过程。丁一汇等(1988)对西伯利亚动力结构的研究指出，在高压形成前期，对流层以正涡度为主，低层和高层有弱的辐合，中层是辐散。相应在700Pa以下是上升，以上是下沉。但当反气旋发展和形成时，中低层出现明显的负涡度和强辐散气流，高层为正涡度和辐合气流。整层为下沉运动。这表明对流层上层的强质量辐合是导致西伯利亚高压发展的一个重要因子。涡度方程的诊断表明，西伯利亚高压区负涡度的出现和加强在中上层主要是负涡度平流和辐合项的作用，而在低层只是辐散项的作用，扭转项的作用很小。这个结果是与大尺度环流系统的配置一致的，因为负涡度平流主要出现在高压脊前和不稳定槽后的地区。早在50年代初期，陶诗言曾研究过东亚寒潮与北半球环流变化的联系。指出东亚寒潮过程对应于一次东亚大槽的替换或再生过程，而这种再生过程又可分为新地岛不稳定小槽发展和乌拉尔阻塞形势崩溃两类。近年来，仇永炎等指出，90%的寒潮中期过程都与北半球倒Ω流型的酝酿、建立和衰退相对应。也就是说寒潮以两大洋脊的发展为开端，然后从乌拉尔到西太洋形成倒Ω流型。最后以东亚大槽的重建为告终。因此寒潮的形成前期与欧洲以及乌拉尔地区的阻塞形势有关。1963年，朱抱真曾由大地形和热源对超长波运行的控制，指出地形可使超长波在固定的地理区域摆动和加强，波脊可在堪察加半岛和黑海西侧滞留，这和上述倒Ω流型相合。70年代开始国际上以共振理论分析阻塞形势，国内也作了有关大振幅阻塞环流形成的动力学研究。朱正心(1983)利用低谱模式讨论地形和热力共同作用下超长波的非线性平衡态，它们表现为两个大洋上的阻塞。这个研究进一步得到地形作用更有利于激发阻塞环流。大气环流数值模拟更揭露了地形对于冬季风的重要作用，1988年夏友龙和朱抱真利用一个两层球谱大气环流模式，模拟了冬季风过程；地形对大气斜压性加强所伴随的强烈冷平流的发生起了重要作用。后者引起冷空气南侵；地形作用可以影响冷高压移动路径，使高压南侵到30°N附近，东移入海；在冷高南侵的过程中，东亚急流、冷涌和东亚局地Hadley环流都迅速加强；地形作用对于热带的对流降水分布也有很大的影响，因而对近赤道的Walker环流和东亚局地Hadley环流发生相互作用。亚洲夏季风的建立是在每年5月份先在中国南海和东南亚地区盛行西南气流，雨季开始。然后向西偏北推进，6月份到达印度。中国气象学者在访问UCLA期间，与Yanai合作，研究了这两个阶段季风建立的热力过程。1987年贺海晏等用FGGE资料讨论了高原大气加热对5月份东亚季风建立所起的作用。他们详细分析了季风建立期间200～500kPa气层增暖过程，发现高原外围地区升温的主要机制是下沉运动引起的绝热增温。而高原向大气输送感热和周围地区的辐射冷却所形成的温度梯度，推动着高原上的强烈上升运动及其周围地区的下沉运动。他们认为高原上的感热输送及季风雨的潜热释放对上述升温的直接作用并不大，但热源通过诱发的下沉运动对周围地区的增温起了很大作用，尤其是高原东北侧和西侧的下沉绝热增温，对亚洲季风建立过程和环流演变所起的作用很大－高原诱发的下沉增温是季风建立的主要机制。1984年罗会邦和Yanai计算了印度季风建立时期各高度的热源Q1和水汽汇Q2，求得了高原上空热源垂直分布的结构。加热在垂直方向上分布的不均匀性是很重要的特征，而过去的结果只分析了水平分布的差异。从东西剖面可以定性判断高原东西两部份热源性质的差异，西部感热输送十分明显。利用降水资料及辐射气候资料进一步估算出初夏期间高原西部感热远大于潜热，东部则二者比较接近。他们还详细分析了雨季UEJ和雨季期间高原大气热力结构，发现雨季前，1200GMT拉萨上空有一高至400kPa混合层，其位温为336K。在此期间日最高地面位温出现在地方时下午15h，它比1200GMT地面位温高2．1K，所以午后地面空气可以上升到超过400kPa之上，将地面感热输送到深厚的对流层大气中，从加热机制方面解释了上面所得到的Q1和Q2铅直剖面，为何高原西部Q1中心可以伸展到250kPa以上，而相应的Q2却为负值。高原东部在季风建立前的干季，热源最大值所在高度也出现在对流层上部。根据这一水汽收支分析结果，他们提出了高原上通过干对流，热泡可以将感输送到对流层上部的加热机制。与此同时，宋正山、朱抱真等(1984)在国内利用QXPMEX资料，独立地揭示了青藏高原西部热力混合层的特征，实际上当热带季风在印度建立后，整个高原上空盛行湿过程，由相当位温的垂直分布，可以发现在500～400kPa之间有一个近中性的相当位温直减率，表示高原大气有一个在垂直方向上发展起来的深厚的混合层，由Q1和Q2的计算分析，可知混合层的形成是高原加热维持的热力边界层。夏季风热力过程中的一个重要问题是热源的分布及其对季风环流的动力作用。关于夏季高原热源水平分布的各种计算结果仍存在分歧。陈隆勋等(1983)使用1961～1974年的资料，用正算法求得7月份热源最大的中心在孟加拉湾东部和缅甸西海岸。罗会邦和Yanai(1984)使用FGGE Ⅱ－b级资料，用倒算法从逐日计算的5月底到7月份初热源，求得40天平均最大加热中心位于阿萨姆－孟加拉上空。因此新的研究表明，夏季风最大加热中心不在高原上空，而是偏于高原南侧的缅甸附近。关于热源性质，叶笃正和高由禧(1979)利用高原气候资料，估算了高原大气热源，说明整个高原对大气的感热输送及潜热释放都很重要。高原西部感热远大于潜热，其值在4～7月最大；高原东部则感热和潜热都重要，一直到6月感热大于潜热，7月开始正好相反。陈隆勋等(1985)利用1979年高原实验资料估算的结果表明，雨季前整个高原均以感热为主，6月份高原东部进入雨季后潜热超过感热，高原西部雨季比东部推迟1个月，7月份潜热才开始重要，数值上二者很接近。1988年相伟愚、叶笃正、吴国雄根据研究进一步指出，过去认为西部热源在夏季以地面感热输送为主，潜热很小的结论应予以一定的修改。中国夏季风降水包括南方的前汛期暴雨、江淮流域的梅雨和北方盛夏暴雨，长期以来它们一直受到中国气象工作者的重视。在50年代的研究主要是大尺度环流条件和天气尺度系统方面(谢义炳，1956；陶诗言，1957)，而后由于雷达探测技术和中尺度大气动力学的进展研究已从天气尺度发展到中小尺度的诊断分析和理论研究，同时带动了降水年际变化的研究。中尺度扰动 梅雨期主要有两种中尺度扰动：一是中－α尺度扰动。日本气象工作者称为中间尺度扰动。它是梅雨云雨带中水平尺度为几百到100km左右、周期为20h不发展的低压系统。扰动在大气低层明显，具有上暖下冷的热力结构。它们沿梅雨锋相继地向东北方向移动，与中尺度雨带和降水中心有很好的对应关系，它是引起梅雨降水短期时空变化的主要天气系统。中－α尺度扰动对梅雨期雷暴和暴雨的产生提供了十分有利的条件。包括充沛的水汽供应、暖湿的不稳定条件和强烈的低空辐合。梅雨期的中－α尺度系统主要有两类：江淮切变线和低涡。最近的研究表明，江淮切变线实际上是梅雨中尺度云雨带在流场上的表现。切变线是较浅薄的系统，850kPa以下较明显垂直伸展不超过500kPa，具有向北倾斜的斜压结构。低层切变线上方对流层高层为明显的气流辐散带。与中尺度雨带相应的温压场主在表现为低层有明显的温度锋区和露点锋区，但锋区伸展不高，一般只能达到850kPa左右，在低空锋区上方，对流层中高层存在着暖湿空气带，它们与中－α尺度雨带中的对流加热有关。目前对这种中间尺度雨带或切变线形成的动力学机制还没有一致的看法，有人认为它可能是一种Ri＜1的斜压波，因为平均条件下梅雨锋区的Ri数是很小的，很易满足中间尺度扰动最不稳定增长的判据。也有人认为它是一种包含有积云对流作用的不稳定波。陆汉城和王敬伍也提出了类似的看法，认为中间尺度扰动是在斜压－CISK联合不稳定条件下发展的。最近张可苏从理论上进一步讨论了斜压气流的中尺度稳定性，指出在浅薄切变层和小Ri数情况下，Eady模态可向中－α尺度波段延伸，所得的特征仍具有准地转性质。这种机制似可解释梅雨锋中传播型的中尺度扰动。梅雨锋区的中－α尺度低涡至少有两类：一类中层为负涡度，另一类上层为负涡度。前者为西太平洋副高西伸脊下方的产物，后者为青藏高压东伸脊的产物。低涡一般出现在低层东风扰动及相伴的冷槽南缘。在经向剖面图上其北方为正环流，南方为逆环流。中－α尺度涡在逆环流圈下方。金祖辉曾分析了1977年江淮流域一种中间尺度扰动的结构，得到扰动形成于低层的冷锋锋区上，扰动的发生发展与对流层锋区斜压性的位能释放有较好的关系，赵思雄、周晓平等对中－α尺度低压的生成和发展进行了数值研究，他们得到，中－α尺度涡可在大尺度天气系统中新生出来。在发生阶段动力因子起着主要作用，但在发展阶段，由于降水产生的凝结潜热对中－α尺度低涡的维持和加强有重要作用。低空急流 低空急流主要指低层西南风或偏南强风带。作为天气系统，西南低空急流具有明显的天气学特征。其左侧低层为气旋性切变区和辐合区，高层为反气旋切变区和辐散区；右侧则整层为反气旋切变区和辐散区。低空急流对暴雨的贡献之一就是作为低层水汽和不稳定能量的输送带。这是由湿舌从西南向东北伸展及位势不稳定区的分布特点所决定的。最有利于暴雨产生的地点位于大风核左前方湿舌前端。在梅雨暴雨时期也经常观测到低空急流的存在，这是对流层下部一支超地转的西南风急流，但是目前对这支急流的形成原因看法很不一致。日本气象工作者认为梅雨区的低空急流是动量上下交换的结果；有人认为低空急流的出现与西侧低压系统的发展和东移有关。也有人认为低空急流是行星边界层惯性振动的结果。Uccellini和Johnson认为低空急流的发展是质量－动量调整的结果，它是与高空急流耦合在一起的。一般在高空急流出口区的质量调整所产生的变压风可使西南低空急流得以发展，但是梅雨期低空急流形成的统计(黄安丽和高坤，1982)和个例分析(斯公望等，1982)表明，绝大部分低空急流(约占76%)不是出现在高空急流出口区，而是出现在入口区的下方，这可能是梅雨暴雨期低空急流的一个特点。梅雨的年际变化 东亚夏季风降水具有显著的年际变化，而形成中国的旱涝气候。30年代涂长望曾将中国天气与全球大气涛动联系起来，讨论中国夏季旱涝的长期预告问题；60年代张先恭等(1963)利用1901～1960年全国86个台站的降水资料分析逐月的降水量等级，研究了20世纪60年代中国大范围降水异常的问题。梅雨是东亚初夏时期主要的雨季，它不仅对江淮地区的旱涝状况有重要影响，而且作为夏季风环流的一个组成系统和重要的热源区，对大尺度变化也有明显影响。梅雨的年际变率显著，有的年份出现“空梅”；梅雨的开始也不固定，有的年份出现“早梅”，徐群(1965)曾用1885～1963年资料分析过长江中下游梅雨的长期变化，得到梅雨的年际变动很大，有着2．3a和11～13a的周期，可能和太阳活动有关。近年来国际上动力气候学的进展，试图寻找影响长期变化的物理因素，人们注意到下垫面性质，如海表温度和大面积海冰积雪的缓慢变化的影响。陶诗言等(1988)从这一观点讨论了梅雨的年际变异，他们利用上海1874～1986年的降水资料所作的降水距平的标准偏差的长期变化，当东太平洋海表温度出现异常时，长江下游梅雨量可能偏多。这个结果和Rasmusson等(1983)利用1875～1979年印度雨量资料研究季风雨年际变化的结果相反，由此也可看到中国季风和印度季风的年际变化可能有着相反的趋势。积雪及其融化可以影响地表的热量收支及水分收支平衡，因此积雪面积的变化可以影响大气环流。陶诗言等也分析了1967～1977年长江流域6～8月降水量和前冬52°N以南欧亚大陆积雪面积的关系，得到冬季欧亚大陆积雪面积与次年梅雨量有反相关；Hahn和Shukla(1976)也曾指出冬季欧亚大陆积雪面积和次年印度季风降水有反相关，另外，陈烈庭等(1981)又曾得到青藏高原中部冬春积雪与中国江南5～6月降水有正相关，因此有关梅雨年际变化形成的物理因素还要进一步分析研究。【参考文献】：1 Ding Yihui J．Meteer Soc Japan，1992，70(1)：373～3962 Ding Yihui．MonsoonOvr China． Kluwer Academic Publishers，1994(中国科学院大气物理研究所朱抱真研究员、国家气象局气象科学研究院丁一汇研究员、中山大学罗会邦教授撰) |
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