吳國雄 段安民 劉屹岷 顏京輝 劉伯奇,3 任素玲 張亞妮 王同美 梁瀟云 關(guān)月

1 中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數(shù)值模擬國家重點實驗室（LASG），北京100029

2 中國氣象局國家氣候中心，北京100081

3 南京信息工程大學氣象災害省部共建教育部重點實驗室（KLME），南京210044

4 中國氣象局國家衛(wèi)星中心，北京100081

5 中國氣象局國家氣象中心，北京100081

6 中山大學大氣科學系，廣州510275

1 引言

太陽高度角的年循環(huán)誘發(fā)了海—陸熱力差異的季節(jié)變化（Webster et al.，1998）。季風則是由于大氣環(huán)流對海—陸熱力差異季節(jié)變化的響應導致的天氣變化，包括風場和降水的變化。季風爆發(fā)以盛行風向的改變和劇烈降水的出現(xiàn)為特征。亞洲 季風的爆發(fā)預示著大氣能量和水分循環(huán)的急速加強，并對社會和經(jīng)濟有重大影響。不同判據(jù)被提出來研究季風爆發(fā)（Wang et al.，2008），另有很多研究則聚焦于季風爆發(fā)的過程（Ding,1992；Xie and Saiki，1999；Chang，2004；Wang，2006）。

風和降水是定義季風爆發(fā)的兩個基本物理量。與Ramage（1971）用1月和7月穩(wěn)定持續(xù)的盛行風反向定義季風區(qū)域不同，關(guān)于亞洲夏季風（ASM）爆發(fā)和演變的近期研究或用850 hPa或700 hPa風場的反向作為判據(jù)（Webster and Yang，1992；Wu and Zhang，1998；張永生和吳國雄，1998；Wang and Fan，1999），或用降水的急劇增加（或向外長波輻射OLR的突然減少）作為判據(jù)（Yoshino，1966；Wang，2006）。由于資料和判據(jù)的差異，出現(xiàn)了不同的亞洲夏季風爆發(fā)等時線圖（Tao and Chen，1987；Tanaka，1992；Lau and Yang，1997；Wang and LinHo，2002）。這些等時線圖在印度地區(qū)大致一致，但在其他亞洲季風區(qū)則存在明顯區(qū)別。只使用降水作為季風判據(jù)不能把季風降水與其它類型降水區(qū)分開來。例如2月底至5月發(fā)生在華南地區(qū)的早春雨其強度超過5 mm d-1，主要是斜壓鋒面降水，而非季風降水。只用風向改變作為判據(jù)，則不能把習慣上發(fā)生在近地面的季風爆發(fā)與一般的季節(jié)轉(zhuǎn)換區(qū)分開來，例如，Li and Zeng（2002）的分析表明，季節(jié)性的風向變化不僅發(fā)生在通常意義的季風區(qū)，也發(fā)生在高緯度和平流層，例如早春平流層極地的爆發(fā)性增溫。

本文用風向逆轉(zhuǎn)和激烈降水發(fā)生作為共同判據(jù)去研究ASM的爆發(fā)。所用的資料包括美國氣候預測中心（CPC）的融合降水資料（CMAP；Xie and Arkin，1997）和美國國家環(huán)境預測中心（NCEP）/國家大氣研究中心（NCAR）的再分析資料（Kalnay，1996），以及歐洲中期預報中心（ECMWF）的再分析數(shù)據(jù)集 ERA40（Uppala et al.,2005）。各節(jié)安排如下：第二節(jié)比較了地面風變化和850 hPa風場變化定義季風爆發(fā)的異同，闡述了使用地面風的優(yōu)越性，由此定義了新的季風爆發(fā)指標，并由此分析了ASM 的爆發(fā)和演變過程。第 3節(jié)分析了對流層低 層海陸氣相互作用和高層南亞高壓抽吸作用對孟加拉灣（BOB）季風爆發(fā)的共同影響，強調(diào)了青藏高原在導致亞洲季風最早在 BOB東南部爆發(fā)的錨定作用。第4節(jié)證明在BOB季風爆發(fā)后，其西岸附近的海氣狀況形成一障礙柵，季風爆發(fā)向西傳播受阻而只能向東傳播，導致中國南海（SCS）季風和西北太平洋熱帶季風相繼爆發(fā)。第5節(jié)討論了與南亞高壓不穩(wěn)定發(fā)展西伸相聯(lián)系的對流層高層緯向非對稱位渦（PV）強迫和阿拉伯半島強烈的感熱加熱在印度夏季風爆發(fā)中的作用。討論和結(jié)論在第6節(jié)給出。

2 亞洲夏季風的爆發(fā)過程

2.1 不同風場所定義的季風區(qū)域的差異

圖1表明在許多亞洲區(qū)域850 hPa風場在1月（圖1a）和7月（圖1b）反向。仔細分析發(fā)現(xiàn)在圖中矩形和三角形所界定的區(qū)域風的反向并不顯著。例如1月和7月，印度北部均為偏西風，孟加拉灣東北部和青藏高原東南側(cè)均為偏南風；而在東北亞地區(qū)，包括華東、華北、朝鮮半島和日本本州等地，1月西北風和7月西南風之間的變化角度也小于 90°。另一方面，在亞洲的大部分地區(qū)，地表風場在1月（圖1c）和7月（圖1d）基本反向，唯一例外出現(xiàn)在高原東南隅。1月份表面風場從亞洲大陸向鄰近海面輻散，形成強烈的冬季東北季風；7月份，風場逆轉(zhuǎn)形成亞洲夏季風。在上述850 hPa風場季節(jié)性變化不明顯的區(qū)域（圖1a、b），表面風場的反向變化卻非常明顯，而且應用表面風場去研究季風真正表達了阿拉伯語“mausem”的含義。

2.2 用偏西南風出現(xiàn)去定義夏季風爆發(fā)的局限性

圖2給出亞洲不同區(qū)域候平均降水量的南北進退和季節(jié)變化（等值線）。在冬季，所有區(qū)域大于5 mm d-1的降水均出現(xiàn)在10°N以南。春夏之交雨帶開始向北推進，5月初到達BOB的東南岸（圖2b、f）和中印半島（圖2c、g），5月中到達南海（圖2d、h），6月初到達印度西南部（圖2a、e）。發(fā)生在（22°N～30°N）的華南早春雨（Wan and Wu，2007）在 2月份的強度為 3 mm d-1，到 3月中旬已達 5 mm d-1（圖2d、h），然后在6月初并入北傳的東亞季風雨帶中。

圖2a-d中還迭加了 850 hPa候平均風場的變化，從中可見冬季在各個區(qū)域赤道至 15°N地區(qū)均受偏東風（橙色）控制。隨著季節(jié)推進，偏東風逐漸被偏西風（綠色）或西南風（藍色）代替。在BOB（圖2b）、中南半島（圖2c）和南海（圖2d），風向的更替時間與強降水出現(xiàn)的時間大致吻合，但在印度地區(qū)（圖2a）偏東風被偏西風替代出現(xiàn)在4月下旬，遠早于強降水出現(xiàn)的時間。在所有區(qū)域20°N以北地區(qū)，從冬到夏則幾乎都受偏西風或西南風控制，在這些緯度帶很難用850 hPa風向的反轉(zhuǎn)去定義季風爆發(fā)（圖1a和1b）。

圖2e-h中所迭加的是10 m表面風，可以看出用其表征季風特征具有一定的優(yōu)越性。除了圖2e和2f中的青藏高原地區(qū)，冬季盛行風向為一致的東北風或偏北風；東亞地區(qū)強降水的出現(xiàn)一般與西南風的建立相伴（圖2e-g）；在東亞地區(qū)的華南早春雨伴有弱的偏東風，而季風降水則與偏南風相伴（圖2h）。不過，在90°E～110°E區(qū)域（圖2f、g）15°N～25°N 附近，西南風的出現(xiàn)比強降水出現(xiàn)要早一個月，華南的季風降水區(qū)的西南風在夏季也受偏南風或東南風干擾（圖2h）。這些均表明單純用西南風的出現(xiàn)去定義季風爆發(fā)存在局限性。

圖1 1月（a、c）和7月（b、d）平均的850 hPa（a、b）和地表10 m（c、d）流場的分布。圖中矩形和三角形所圍區(qū)域指示該區(qū)域1月和7月的風向在850 hPa沒有重要反向，但是在地面風場的反向顯著 Fig.1 Distributions of Jan(a,c)and Jul(b,d)mean stream fields at 850 hPa(a,b)and at 10 m above the surface(c,d).The regions enclosed by rectangles and triangles denote where the wind-direction does not change significantly between winter and summer at 850 hPa but does near the surface

2.3 風向改變和夏季風爆發(fā)

從圖2中可看出，強降水的出現(xiàn)常伴有風向的改變。因此，用風向的改變而非風向本身應當能更好地定義夏季風爆發(fā)。為此，我們采用通常的風向角定義：

北風、東風、南風和西風各定義為 0°、90°、180°和 270°，而風向角變化（Δθ）則定義為各候的風向角θt相對于1月平均風向角的變化，即：

圖3與圖2相同，但用Δtθ取代實際風，并根據(jù) Mao et al.（2003）夏季風建立的判據(jù)要求出現(xiàn)東風型垂直切變（u200-u850≤0）。圖3a-d 是基于 850 hPa的風場所得的Δtθ在不同季風區(qū)的時空分布，與圖1a、b所示的結(jié)果一致，各區(qū)中 20°N～30°N緯帶中Δtθ都很小，表明使用高空風不能表征該緯度帶的季風現(xiàn)象。圖3e-h與圖3a-d相同，只不過應用的是10 m風場。圖3右側(cè)是相應經(jīng)度區(qū)域平均的地形高度隨緯度的分布。各區(qū)在高原南坡風向的季節(jié)變化均小于 100°，表明青藏高原區(qū)域季風 的特殊性。表面風變化表明，在所有季風區(qū)，大于100°的風向變化首先出現(xiàn)在熱帶，然后逐漸向北移動。通常這種顯著風向角的改變的北移與夏季強降水的出現(xiàn)是同步的。由此可見，用地面風的變化 去表征夏季風的爆發(fā)能更好地與強降水的出現(xiàn)相匹配。

2.4 亞洲夏季風爆發(fā)過程

根據(jù)上述分析可以確定如下的亞洲季風爆發(fā)判據(jù)：

圖2 各經(jīng)度區(qū)域平均的降水（等值線，單位: mm d-1）和 850 hPa（a-d）和地表10 m 風場（e-h）隨季節(jié)和緯度的變化：70°E～80°E（a、e）,90°E～100°E（b、f），100°E～110°E（c、g），以及 110°E～120°E（d、h） Fig.2 Seasonal evolution of longitudinal distributions of precipitation(isoline,unit: mm d-1)and the wind vectors(unit: m s-1)at 850 hPa(a-d)and at 10 m above the surface(e-h)averaged over the longitude sectors 70°E-80°E(a,e),90°E-100°E(b,f),100°E-110°E(c,g),and 110°E-120°E(d,h).The pentad-mean rainfall has been processed by a smoother(1/6,4/6,and 1/6)to filter out noises

2.表面風向相對于本地 1月的平均風向的改變量Δtθ大于100°；

3.日降水量（Rn）在熱帶和洋面超過 5 mm d-1，在副熱帶大陸超過 3 mm d-1。

即：

圖3e-h表明，在各區(qū)季風爆發(fā)時，Δtθ取100°、120°和140°的結(jié)果都很接近。在（3）中取較小的閾值是考慮到季風剛爆發(fā)時的風向改變小于盛夏7月時的改變（一般取120°為閾值）；還考慮到BOB東北部（15°N～23°N）區(qū)域（圖3f）受印緬槽影響，整個夏季的風向角改變多小于 120°的緣故?；贜CEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)，用判據(jù)（3）計算的亞洲夏季風爆發(fā)的候等時線由圖4表示。圖中灰色區(qū)域表示該區(qū)域在夏季至少有一候滿足判據(jù)（3）也即為亞洲夏季風區(qū)。在西北太平洋約 25°N以南存在一片不滿足判據(jù)（3）的廣大區(qū)域，這就是夏季西太平洋副高盤踞的區(qū)域。該地區(qū)把西太平洋地區(qū)的熱帶夏季風和副熱帶夏季風分隔開。根據(jù)圖 4，亞洲夏季風區(qū)的爆發(fā)進程可劃分為如下幾個不同階段：

（1）孟加拉灣（BOB）夏季風爆發(fā)（5月1～5日，25候）

圖3 與圖2相同，但是風場的分布更改為各候風向角相對于1月平均風向角的變化（Δtθ,陰影）的分布 Fig.3 The same as in Fig.2 except the wind vectors are replaced by the relative wind-direction changes(Δtθ,shading)

在25候，ASM爆發(fā)等時線出現(xiàn)在BOB東南部 10°N附近。這時，海陸熱力差異出現(xiàn)夏季型（Mao et al.，2003），BOB 夏季風爆發(fā)（Wu and Zhang,1998; 呂俊梅等，2006）。然后，等時線規(guī)則地北移，5月底（30候）到達BOB北端。

（2）中國南海（SCS）夏季風爆發(fā)（5月15～20日，28候）

在季風爆發(fā)等時線向北推進的同時，也迅速向東傳播。26候到達中印半島西部；約10 d后，于28候夏季風爆發(fā)區(qū)域東伸至南海中部，SCS夏季風爆發(fā)；6月初（31候），亞洲熱帶夏季風區(qū)域繼續(xù)東伸至菲律賓東部，熱帶西太平洋夏季風 爆發(fā)。

（3）印度夏季風爆發(fā)（6月1～5日，31候）

圖4的一個顯著特征是BOB季風爆發(fā)后，其西傳在 BOB西岸受阻。而印度夏季風的爆發(fā)源自25候時出現(xiàn)在阿拉伯海近赤道的對流降水。它隨后規(guī)律北進，于 31候抵達印度西南部的喀拉拉邦，印度夏季風爆發(fā)。

（4）西太平洋副熱帶季風爆發(fā)（5月1～5日，25候）

第25候在日本本州東南海面（32°N，150°E）附近就出現(xiàn)滿足判據(jù)（3）的夏季風征兆。與上述其他亞洲熱帶季風系統(tǒng)不同，該季風區(qū)出現(xiàn)在西太副高的北側(cè)，且其風向季節(jié)逆轉(zhuǎn)是冬季偏北風向夏季偏南風的變化（圖1c、d）。隨后這一副熱帶季風在強度和范圍上開始迅速發(fā)展。第 31候，該副熱帶季風區(qū)向西南延伸，并與南海熱帶季風連接，夏季風在華南登陸，日本的“梅雨”（Baiu）開始，形成一條東北—西南走向的強雨帶，并在夏季經(jīng)常維持。

（5）梅雨期開始（6月10～14日，33候）

第 33候夏季風爆發(fā)等時線向北躍進至長江流域，中國梅雨和朝鮮半島的“梅雨”（Changma）開始，日本的Baiu則進一步發(fā)展，至6月末，東亞夏季風爆發(fā)前沿已抵達華北南部，整個亞洲進入盛夏季節(jié)。

上面的分析表明，與高空風相比，使用地面風場能更好地表述亞洲夏季風爆發(fā)和演變中的天氣特點，并由此證明在夏季風爆發(fā)時風向的改變和劇烈天氣的出現(xiàn)是一致的。這是因為冬季陸面上的冷高壓是一個薄弱的近地面系統(tǒng)，風向的季節(jié)變化在近地層十分明顯；中低空環(huán)流受青藏高原的影響，其冬季激發(fā)的偶極型定常波和夏季的熱力抽吸作用均在南側(cè)及華南產(chǎn)生相似的偏南氣流（王同美等，2009），季節(jié)變化不顯著。在這些地區(qū)，地面風比高空風能更準確地描述大氣環(huán)流的季節(jié)變化。

3 孟加拉灣夏季風爆發(fā)的動力問題

利用副熱帶高壓脊面隨高度向暖區(qū)傾斜的 特征，Mao et al.（2003）提出了夏季風爆發(fā)的指標，根據(jù)這一指標可確定逐年ASM在BOB首先爆發(fā)的日期（D0）。把每年的 D0作為時間坐標原點，重新排列氣象要素時間序列；再把歷年的這種序列依原點 D0求氣候平均，即可得到該要素的依時間（D-i,…,D-2,D-1,D0,D+1,D+2,…,D+i）排列 的組合序列。后面即以此序列為依據(jù)研究平均的 ASM爆發(fā)過程。

3.1 副高脊線斷裂和季風爆發(fā)渦旋

圖5給出BOB夏季風爆發(fā)前后（D-3至D+2）降水和 700 hPa流場的變化。在季風爆發(fā)前（圖5a-c），自西向東連續(xù)的副高脊線位于15°N～20°N之間，其南面（10°N～15°N）的帶狀東風將其北面的副熱帶西風和近赤道西風分割開來。這時，BOB區(qū)域的降水局限于 10°N以南。季風爆發(fā)時和爆發(fā)以后（圖5d-f），BOB上空受深槽控制，副高脊線在 BOB東部斷裂，近赤道西風通過槽前的西南氣流與副熱帶西風鏈接，原存在于 10°N以南的大量水汽向 BOB東部、中印半島和華南輸送并形成劇烈降水，BOB 夏季風爆發(fā)（Liu et al.，2012）。

仔細分析圖5發(fā)現(xiàn)，副高脊線的斷裂與 BOB地區(qū)低對流層渦旋發(fā)展有關(guān)。在 BOB季風爆發(fā)前（圖5a-c），在赤道西風和兩半球熱帶東風之間形成以赤道為準對稱的氣旋對，季風爆發(fā)前（圖5c）和爆發(fā)期間（圖5d-f），北面的氣旋突然加強形成季風爆發(fā)渦旋（MOV），并向北移動，與原存在BOB北部的印緬槽合并，從而使連續(xù)的副高帶斷裂。

3.2 BOB春季暖池和季風爆發(fā)渦旋的發(fā)生發(fā)展

圖4 氣候平均亞洲夏季風爆發(fā)等時線的空間分布。單位：候 Fig.4 Climate-mean pentad-isochrones indicating the evolution of the Asian summer monsoon onset.Unit: pentads

圖5 孟加拉灣夏季風爆發(fā)前后降水（陰影，單位：mm d-1）和700 hPa流場的逐日演變，（a）到（f）分別為D-3到D+2。青藏高原和副熱帶高壓脊線分別用橙色區(qū)域和紅色斷線表示。引自Liu et al.（2012） Fig.5 Daily evolution of 700-hPa streamline and ERA40 rainfall(shaded,mm d-1)from D-3 to D+2(a to f,respectively).Topography and ridge line are marked by orange area and red dash line,respectively.Adopted from Liu et al.(2012)

每年在ASM爆發(fā)前，在BOB的中部都會出現(xiàn)一時間短暫（1～2個月）而強度很大（＞31°C）的暖池（Wu et al.，2011，2012a）。圖 6a 是 2003 年BOB區(qū)域平均的海表溫度（SST）的季節(jié)變化，它從1月的27.5°C左右躍升至5月初的30.3°C，在季風爆發(fā)后，海溫急劇下降。從4月最后一周和第一周的SST差異（圖6b）看，BOB主要升溫區(qū)在中部和東部，西部則為降溫區(qū)；這使得4月初SST較 冷的 BOB 東部海域（圖 6c）到 4月末生成了SST＞31°C的暖池（圖6d）。MOV就在該暖池的南邊緣上形成。Krishnamuti et al.（1981）和 Mak et al.（1982）曾分別用正壓不穩(wěn)定和斜壓不穩(wěn)定去解釋MOV的形成，但這些機制僅涉及大氣內(nèi)部能量的再分配。作為具有劇烈降水的MOV的形成需要有巨大的能量制造。2003年的個例分析表明，在BOB暖池（圖7d）南部邊緣MOV形成的地方，存在較強的海表感熱加熱（＞15 Wm-2）。由于加熱出現(xiàn)在暖的區(qū)域，該處于是為低層大氣MOV的激發(fā)提供有效位能。

3.3 青藏高原對ASM爆發(fā)的錨定作用

亞洲夏季風的形成主要受熱力驅(qū)動（Wu et al.,2012b）。在梁瀟云等（2005）的數(shù)值試驗中，當青藏高原位于目前位置（中心約90°E）時，ASM 在BOB首先爆發(fā)；當高原被西移30個緯距至60°E時，ASM在阿拉伯海首先爆發(fā)，比BOB夏季風爆發(fā)足足西移30個經(jīng)度。這表明青藏高原對ASM的爆發(fā)有錨定作用，其原因可用2003年例子（圖7）予以說明（Wu et al.，2012a）。

青藏高原冬季激發(fā)的偶極型定常波（王同美等，2008）在印度中低空形成干冷的西北氣流，使地—氣溫差加大，春季的印度大陸成為強的表面感熱源（＞150 Wm-2）。它強迫出強大的陸面低壓，在BOB西北沿海產(chǎn)生強大的低層西南氣流，與近赤道西風一起形成了 BOB中北部大范圍的反氣旋環(huán)流和東南隅的氣旋環(huán)流。水汽于是從 BOB北部、阿拉伯海和南印度洋向BOB東南部輻合（圖7a）。BOB西部的西南氣流在其沿岸激發(fā)出 Sverdrup離岸海流，表面暖海水向東堆積，下層冷海水上翻，使西部的SST變冷（圖7b）。而在反氣旋控制下的BOB中北部，天氣晴好風小，海表面能量收入高達 240 Wm-2以上，而因感熱和潛熱失去的能量卻小于100 Wm-2。加之海洋混合層的厚度一般只有20 m，強大的能量盈余用于加熱淺薄的混合層使 SST迅速升高，BOB暖池由此形成（圖7b）。暖池南部氣溫較高，表面感熱加熱較大，加之那里有水汽輻合上升（圖7a）釋放潛熱，于是氣溫和加熱場的異常呈正相關(guān)，大氣獲得大量的有效位能，為MOV的形成提供了有利條件（圖7c）。

3.4 南亞高壓的形成和高層抽吸作用

在 BOB季風爆發(fā)半個月前并沒有南亞高壓（SAH），200 hPa上空從冬季熱帶西太平洋反氣旋中心向西伸展的脊線位于南亞10°N附近，沿10°N帶南風盛行（圖8a）。到了D-12，南海東部菲律賓的經(jīng)度上（120°E～130°E）北風發(fā)展，200 hPa 上空南亞高壓的雛形出現(xiàn)在南海上空。這是因為隨著季節(jié)的推進，對流層低層的暖濕偏東氣流和對流活動逐漸從近赤道（圖8d）向北移動，在菲律賓南部形成對流降水（圖8e）。由于該降水釋放的潛熱在其北側(cè)邊緣的水平非均勻加熱的負渦度強迫作用（Liu et al.,2001；Liu et al.,2012），在菲律賓南部10°N 附近形成一個強度為―2.0×10-11s-2的負渦度強迫源（圖8f）。它使其北側(cè)（10°N～20°N）原來在400 hPa以上盛行的南風（圖8d）改變方向而成為北風（圖8e），并在南海上空激發(fā)出 Gill型（Gill，1980）反氣旋式環(huán)流，導致南亞高壓形成（圖8b）。此后隨著中印半島降水增強，潛熱加熱增大，SAH的中心逐漸向西北移動至中印半島上空。其西南側(cè)在偏東和偏東北氣流之間形成“喇叭式”輻散場也加強北進，到D-1和D0（圖8c），該強烈的高層輻散場的強度已達8×10-6s-1以上，并位于 BOB南部。當該高空抽吸作用迭加在低層有效位能制造區(qū)（圖7）形成“鎖相”時，引起氣旋爆發(fā)性發(fā)展，而其上升運動釋放的潛熱又進一步加強了高低空的耦合，于是MOV被激發(fā)，BOB季風爆發(fā)開始（Liu et al.,2012）。

4 亞洲夏季風爆發(fā)屏障和南海季風爆發(fā)

迄今發(fā)表的亞洲季風爆發(fā)等時線（Tao and Chen，1987；Tanaka，1992；Lau and Yang，1997；Webster and Yang，1998；Wang and LinHo，2002）都認為等時線從BOB自東向西傳播。其實，在BOB季風爆發(fā)后，其西側(cè)出現(xiàn)冬季環(huán)流型加強，形成不利于夏季風建立的季風爆發(fā)屏障，季風爆發(fā)只能向北向東傳播。

4.1 BOB季風爆發(fā)對高低空環(huán)流的影響

顏京輝（2005）曾分析 BOB夏季風爆發(fā)前后多年平均高低空副高脊線的變化。這里選用 1998年作為個例，其過程與多年平均相同，但更加顯著。該年BOB季風爆發(fā)出現(xiàn)在5月15～16日（Mao et al.,2003）。

圖6 2003 年孟加拉灣區(qū)域（0°～20°N,80°E～97°E ,b-d 中的矩形所示）平均的周平均 SST 的季節(jié)變化（a），4 月最后一周和第一周 SST 的差異（b），以及 4 月第一周（c）和最后一周（d）SST 的分布，單位：°C。引自 Wu et al.(2012a)Fig 6(a)Time series of area-averaged weekly SST(°C)from OISST over the BOB area(0°-20°N,80°E-97°E,the rectangle in b-d);(b)SST increase from the Week 6 April to the Week 27 April;(c)weekly SST distribution for Week 6 April;(d)as in(c),except for Week 27 April.Data from NCDC OISST(Wu et al.,2012a)

圖7 春季在青藏高原強迫和南亞海陸熱力對比共同作用下（a），孟加拉灣暖池形成（b）和季風爆發(fā)渦旋激發(fā)（c）的示意圖，詳見正文。引自Wu et al.(2012a)Fig.7 Schematic diagram showing the formation of the BOB monsoon onset vortex as a consequence of regional air-sea interaction modulated by the land-sea thermal contrast in South Asia and Tibetan Plateau forcing in spring.(Adopted from Wu et al.,2012a)

圖8 BOB 季風爆發(fā)前期 D―19（a），D―12（b）和D0（c）的150hPa 上的流場、輻散場（陰影，單位：10-6 s-1）、以及 500 hPa 到 200 hPa 平均的加熱場（紅色點區(qū)表示＞1.5 K d-1）；D―19（d）和 D―13（e）沿（120°E～130°E）平均的Q1場（陰影,單位：K d-1）和經(jīng)圈環(huán)流；和D―13（f）沿（120°E～130°E）平均的渦源場S（間隔為0.5×10-11 s-2,點區(qū)表示＞―0.5）。（a）到（c）中的紅線表示高壓脊線，（b）和（c）中的“A”表示反氣旋中心，（f）中的矩形指示菲律賓上空的S極值區(qū)。（資料源自 Liu et al.,2012） Fig.8 Streamline and divergent field(shaded,units: 10-6 s-1)at 150 hPa,and the diabatic heating averaged from 500 hPa to 200 hPa(red stipple denotes greater than 1.5 K d-1)during the BOB summer monsoon onset period on(a): D―19,(b): D―12,(c): D0; the pressure-latitude cross section(averaged over 120°E-130°E)ofQ1(shading,units: K d-1)and meridional circulation on(d)D―19 and(e)D―13; and(f)vorticity sourceS on D―13(interval is 0.5×10-11 s-2,values greater than ―0.5 are stippled).The red dash line in(a)to(c)denote,the ridgeline,while “A” in(b)and(c)denote the anticyclone center.The orange rectangle in(f)denotes the area of maximumS over Philippines.(Reproduced from Liu et al.,2012)

圖9a展示了200 hPa高壓脊線在5月10～20日的逐日變化。隨著季節(jié)的推進，脊線各處都向北推進。但西段10 d中從10°N到20°N只推進10個 緯距，而東段從赤道向華南推進了約22個緯距，尤其是在16日BOB季風爆發(fā)后的4 d中，脊線從南海南部約7°N向北躍進了15個緯距。其原因是BOB季風爆發(fā)后，中印半島潛熱釋放顯著增加，使南亞高壓加速向北推進的結(jié)果。圖9b與圖9a相同，但為700 hPa的情況。從10日到20日，在印度區(qū)域，脊線從15°N至25°N北推了10個緯距，與高空相同。在16日BOB季風爆發(fā)后，脊線在BOB東部斷裂，東段南撤至 5°N，至 20日則南撤到赤道附 近，與高層的移動方向正好相反。圖 9c和 9d是 200 hPa和700 hPa上副高脊線變化的示意圖。在 高層，扣除季節(jié)推進的位移y1，脊線從初始時刻至終了時刻繞 BOB作反時針旋轉(zhuǎn)。注意脊線南面為盛行東風，北面為盛行西風，上述高層脊線的反時針轉(zhuǎn)動使 BOB東面成為東風加速區(qū)，西邊為西風加速區(qū)。而在700 hPa等壓面上，西端副高脊線的北移和東端副高脊線的南撤使 BOB東面產(chǎn)生西風加速，西面產(chǎn)生東風加速。于是在 BOB東面出現(xiàn)東風垂直切變加強，有利于上升運動發(fā)展，引發(fā)夏季風爆發(fā)向東傳播。而西面出現(xiàn)西風切變加強，有利于下沉運動發(fā)展，不利于季風爆發(fā)。與此同時，東面副高脊線隨高度北傾加劇，“南冷北暖”的夏季型發(fā)展（Mao et al.，2003）；而西面副高脊線隨高度仍然南傾，利于“南暖北冷”的冬季型維持，不利于夏季風爆發(fā)。

4.2 BOB季風爆發(fā)對BOB 海表溫度和表面感熱分布的影響

圖9 1998年5月10～22日200 hPa（a）和700 hPa（b）等壓面上副高脊線的隔日變化；以及孟加拉灣季風爆發(fā)期間對流層高（c）、低（d）層副高脊線位移變化示意圖。y1表示季節(jié)位移，y2為孟加拉灣季風爆發(fā)激發(fā)的位移。表示季風爆發(fā)渦旋 Fig.9 Evolution from May 10 to May 20,1998 of the ridge-line of the subtropical anticyclone at 200 hPa(a)and 700 hPa(b); and the schematic diagram showing the movement of the ridge-line in the upper(c)and lower(d)troposphere.y1 indicates seasonal movement,y2 the movement induced by the BOB monsoon onset,and the monsoon onset vortex

圖10 BOB夏季風后（D＋1至D＋10平均）和爆發(fā)前（D―10至D―1平均）的海表溫度（a），2米氣溫（b），海表感熱加熱（c），以及500 hPa加熱率和 850 hPa 風場（d）的差異分布。等值線間隔：（a）和（b）為 0.2 K,（c）為 2 Wm-2,（d）為 1 K d-1 Fig.10 Differences of mean states between(D＋1 to D＋10)and(D―10 to D―1)with respect to the BOB summer monsoon onset of sea surface temperature(a),air temperature at 2 m height(b),sea surface sensible heating flux(c),and diabatic heating(shaded)at 500 hPa and atmospheric circulation at 850 hPa(d).Intervals are 0.2 K in(a)and(b),2 Wm-2 in(c),and 1 K d-1 for diabatic heating in(d).Data are obtained from the OAFlux dataset

圖10為BOB季風爆發(fā)后10 d（D+1至D+10）平均的要素和爆發(fā)前10 d（D―10至D―1）平均的要素合成的差值分布。季風爆發(fā)后，BOB的SST（圖10a）總體下降，大范圍降溫0.2～0.4°C。由于季風降水出現(xiàn)在 BOB東部，因此表層氣溫東部下降0.2～0.4°C，西部升溫 0.2～0.8°C（圖10b），在表面感熱加熱場（圖10c）上，以90°E為界向東至中國南海大氣受熱，以西至阿拉伯海，大氣失熱，尤其在印度大陸東部海面，大氣下表面失熱多達 4～6 Wm-2。在 500 hPa等壓面上,孟灣中部以東至南海有每天2～3°C的加熱，在850 hPa上有氣旋式環(huán)流的加強，而阿拉伯海至印度則有反氣旋環(huán)流增強（圖10d）。

綜上所述，在 BOB季風爆發(fā)后在孟加拉灣西海岸無論是高低空環(huán)流，還是非絕熱加熱和海表面加熱，都不利于季風爆發(fā)向西傳播，或者說出現(xiàn)了ASM爆發(fā)西傳的屏障。而孟灣以東至南海則形成有利于夏季環(huán)流建立的環(huán)境。孟灣季風降水所激發(fā)的Rossby波沿低空西風帶東傳，導致SCS季風而后爆發(fā)（Liu et al.，2002）。

5 緯向非對稱位渦強迫和印度季風爆發(fā)

Wu and Zhang（1998）在分析 1988 年印度季風爆發(fā)時就發(fā)現(xiàn)南亞高壓的抽吸作用是誘發(fā)從赤道阿拉伯海北上的擾動強烈發(fā)展并導致印度季風爆發(fā)的重要原因。其圖像與圖8c一致，不同的是前者發(fā)生在阿拉伯海東部，后者發(fā)生在 BOB地區(qū)。這里有兩個問題：一是南亞高壓是如何西移至印度上空的？二是什么機制導致該抽吸區(qū)低空上升運動急速發(fā)展？下面以 1998年印度夏季風爆發(fā)為例進行分析（張亞妮等，2012）。

5.1 南海夏季風降水和南亞高壓發(fā)展

1998年孟加拉灣季風于 5月 15（16）日爆發(fā)（毛江玉，2001；劉屹岷等，2003a,2003b；顏京輝，2005；Wu et al.，2011），南海季風爆發(fā)在 21日左右（丁一匯等，1999；何金海等，1999；陳隆勛和祝從文，1999）。孟加拉灣和南海季風爆發(fā)后，亞洲大陸東南部上空降水和深對流潛熱釋放增大。由于副熱帶地區(qū)非絕熱加熱Q和經(jīng)向風v之間存在如下的Sverdrup平衡關(guān)系（吳國雄和劉屹岷，2000；Wu and Liu,2003； Liu et al.，2004；Wu et al.,2007）:

圖11 1998年6月4～9日（a-f）逐日降水場（陰影，單位：mm d-1）以及200 hPa高度場（細實線，單位：gpm）、風場和副高脊線（粗實線）的水平分布。（引自張亞妮等，2012） Fig.11 Evolution from June 4 to June 9,1998 of daily precipitation(shading,unit: mm d-1),and geopotential height(thin solid curve,unit: gpm),wind,and the ridge-line of the South Asia high(heavy solid curve)at 200 hPa.(Adopted from Zhang et al.,2012)

在上述深對流潛熱釋放最大層上空，偏北風于是被激發(fā)產(chǎn)生，在其西面反氣旋渦度因而加強發(fā)展。 印度季風的爆發(fā)一般與阿拉伯海爆發(fā)性渦旋的發(fā)展北移有關(guān)（Krishnamurti et al.,1981; Soman and Kumar,1993）。該爆發(fā)性渦旋的北移與南亞高壓的發(fā)展緊密相關(guān)。圖11是印度季風爆發(fā)前后降水場和200 hPa高度場、風場及副高脊線的逐日演變。4～6日（圖11a-c）南亞高壓西伸；6日在雨區(qū)附近上空南亞高壓出現(xiàn)氣旋性彎曲，其東北側(cè)的偏南風和東南側(cè)的偏北風增強，在高空形成強烈的輻散場。7日 12540 gpm 線西移到印度半島西部（圖11d），對流層高層輻散場北移，在高層形成抽吸效應，促進對流層中、低層上升運動的發(fā)展，使4日之前在阿拉伯海10°N以南70°E附近的熱帶低壓向北移動到 15°N以北并加速發(fā)展，副高脊線在阿拉伯海東部斷裂，在印度半島西部轉(zhuǎn)為南風，印度季風槽形成，印度夏季風爆發(fā)（Soman and Kumar,1993; 毛江玉，2001；朱敏和張銘,2006）。以后，南亞高壓繼續(xù)增強西伸至阿拉伯半島及非洲大陸（圖11e-f），并出現(xiàn)兩個環(huán)流中心，標志著印度夏季風全面建立（Zhang et al.,2002; 張亞妮等，2012）。

5.2 緯向非對稱位渦強迫和印度夏季風爆發(fā)

Hsu and Plumb（2000）用淺水波方程討論了高層反氣旋在非對稱強迫情況下的非線性動力學問題，指出當非對稱性足夠強時反氣旋將出現(xiàn)不穩(wěn)定。觀測資料的分析則表明夏季亞洲季風區(qū)上空的南亞高壓的演變過程確實存在這種現(xiàn)象（Popovic and Plumb,2001）。Liu et al.（2007）利用原始方程模式研究青藏高原熱力強迫對亞洲上空夏季環(huán)流的影響，發(fā)現(xiàn)當熱源足夠強時有低PV擾動從反氣旋主體分裂，并呈現(xiàn)兩周振蕩，表明非絕熱加熱強迫可使高層反氣旋產(chǎn)生不穩(wěn)定。這一現(xiàn)象同樣存在于ASM爆發(fā)過程中。

圖12是1998年6月5～8日360 K、355 K和330 K上等熵位渦（IPV）及風場的水平分布，可分別表征對流層上層和中層的狀況，以揭示印度季風爆發(fā)時的高低空耦合機制。6月5日對流層上層（圖12a和12e）南亞高壓東伸，在120°E～140°E附近有一低PV區(qū)，其東南側(cè)從西北太平洋經(jīng)過日本到南中國海一致的東北風引導高緯度高PV向西南方向移動。在高層反氣旋主體西南側(cè)，東南氣流引導高PV向西北方向移動，形成一條圍繞反氣旋的高PV帶。該高PV帶與反氣旋西北側(cè)中高緯度西風槽中的高PV連接，最終匯入西風氣流。355 K（200 hPa附近）上則表現(xiàn)為南亞高壓南側(cè)一個個孤立的高PV渦從來自高緯度的高 PV槽中分離并西傳（圖12e-h）。在中層 330 K（500 hPa 附近）上（圖12i-l），在高空南亞高壓下方西側(cè)的高PV渦十分明顯，它與中高緯度的西風槽形成“北槽南渦”，有效地促使中高緯度的高PV向低緯度輸送。

6月6日，在355 K上（圖12f）南亞高壓南側(cè)沿著高PV帶有兩個高PV渦向西平流到阿拉伯海和印度半島，分別稱之為P1和P2。其中阿拉伯海上空的 P1恰好處于南亞高壓西南側(cè)的氣旋性彎曲處，這是由于正PV異常平流強迫出氣旋性環(huán)流的緣故。于是 P1東北側(cè)的偏南風和西南側(cè)的偏北風增長，導致該處輻散增強。6月7日（圖12g），P2向西北移動到15°N～20°N，強度略減弱，同時P1移動緩慢且明顯增強，與P2連為一體，使得該處高PV呈現(xiàn)東北—西南走向。同時，南亞高壓西南部的氣旋性彎曲向東北延伸，有利于中低層氣旋向北發(fā)展。從6日至7日IPV的垂直剖面（張亞妮等，2012）看出，355 K上P1在7日增強主要與上層360 K上高PV向下及向南伸展有關(guān)，也與低層氣旋發(fā)展和潛熱釋放有關(guān)。在高層高PV強迫下，中低層熱帶低壓北移加強。因此中低層熱帶系統(tǒng)的北移加強是高低層系統(tǒng)鎖相斜壓發(fā)展的結(jié)果。上述分析表明，由于緯向非對稱的PV強迫，南亞高壓不穩(wěn)定發(fā)展加強西伸，在其西南部形成抽吸作用， 高低空渦旋系統(tǒng)同位相疊加和鎖相斜壓發(fā)展是中低層熱帶低壓迅速北移發(fā)展的主要原因（Hoskins et al.,1985）。

另一方面，在印度季風爆發(fā)前，阿拉伯半島維持強感熱加熱（＞100 Wm-2)，促使中層副熱帶高壓顯著增強（吳國雄等，1999；劉屹岷等，1999a,1999b），由330 K上PV的分布（圖12i-l）發(fā)現(xiàn)，在阿拉伯半島上空一直存在一個低PV區(qū)。在副高東側(cè)存在兩個高PV區(qū)，一個位于20°N以北，在平流作用下該高PV向南移動；另一個高PV區(qū)位于10°N～15°N，為低緯度熱帶系統(tǒng)，呈現(xiàn)“北槽南渦”的結(jié)構(gòu)（圖12i和12j）。隨著時間推移，從高緯度平流的高PV不斷向南伸展，最后在副高東側(cè)形成一高PV帶，并圍繞反氣旋性環(huán)流達非洲北部。當高PV南伸、位于阿拉伯海的槽加深時，槽前的熱帶低渦系統(tǒng)（L）開始向北移動（圖12j-l），上述 “北槽南渦”在印度大陸西岸上空出現(xiàn)正壓發(fā)展（Hoskins et al.,1985）。阿拉伯海低空的低渦發(fā)展于是對印度季風爆發(fā)提供了激發(fā)作用（毛江玉，

2001；Krishnamurti et al.,1981；Soman and Kumar,1993）。由此可見，除了對流層高層輻散環(huán)流的抽吸作用外，中層高PV槽南伸加強對印度季風爆發(fā)也有一定影響。而槽的加深又與阿拉伯半島反氣旋的加強西移有關(guān)。

圖12 2008年 6月在 360 K（a-d）、355 K（e-h）、和 330 K（i-l）等熵面上 PV場（陰影，單位：PVU）、風場（單位：m s-1）和 200 hPa高度場（實線，單位：gpm）的水平分布。第1～4行依序分別為5～8日。垂直虛箭矢表示對流層高層渦旋系統(tǒng)P1,P2和對流層中層熱帶低壓系統(tǒng)L的水平移動方向；水平粉紅色長虛線指示低渦系統(tǒng)垂直向的鎖相斜壓發(fā)展。（引自張亞妮等，2012） Fig.12 Evolutions from June 5 to June 8,1998(from the first line to the fourth line,respectively)of potential vorticity(shading,unit: PVU),wind(m s-1),and the geopotential height at 200 hPa(solid curve,unit: gpm)at the potential temperature 360 K(a-d),355 K(e-h),and 330 K(i-l).Vertical dashed arrows indicate the horizontal movements of the vortex P1 and P2 in the upper troposphere and the low pressure system L in the middle troposphere; while the horizontal pink and long-dashed arrows indicate the vertical phase-lock and baroclinic development of the vortex system.(Adopted from Zhang et al.,2012)

1998年印度季風爆發(fā)的動力過程可歸納如下：在孟加拉灣和南海季風爆發(fā)后其強烈的潛熱激發(fā)下，南亞高壓不穩(wěn)定增長。這促使來自高緯度的高位渦在南亞高壓東部向南和西南方向平流至阿拉伯海上空，并在該處對流層上層形成高空輻散抽吸強迫，為低緯度近地層低渦北上斜壓發(fā)展提供條件。與此同時，初夏阿拉伯半島強烈的地表感熱加熱在其對流層中層形成反氣旋環(huán)流，其東側(cè)在阿拉伯海上空的強北風所致的正位渦輸送為近赤道低渦的北上正壓發(fā)展提供有利背景。在上述中高層流場的作用下，低空原位于阿拉伯海低緯度的渦旋在向北移動中不斷發(fā)展，最終增長成為印度季風爆發(fā)渦旋，導致印度夏季風爆發(fā)。

6 結(jié)論和討論

資料分析指出，由于冬季冷高壓在熱帶、副熱帶是一個淺薄系統(tǒng)，用地表風向轉(zhuǎn)換比用高空風向更能合理反映季風的特征，與劇烈天氣的出現(xiàn)也能吻合。用地面風轉(zhuǎn)向所定義的夏季風爆發(fā)指數(shù)進行分析所產(chǎn)生的季風爆發(fā)等時線圖更明確表明，亞洲熱帶夏季風的爆發(fā)劃分為接續(xù)的三個階段：5月初，5月中和6月初分別發(fā)生孟加拉灣季風爆發(fā)、南海季風爆發(fā)、和熱帶西太平洋及印度季風爆發(fā)。而副熱帶亞洲夏季風爆發(fā)也有顯著的階段性特征：5月初首先發(fā)生在日本本州東南的洋面上，為西北太平洋副熱帶夏季風爆發(fā)；而后該降水區(qū)向西南伸展，在與SCS熱帶季風接通后，于6月初（31候）在華南登陸，日本的Baiu同時出現(xiàn)；6月中（33候）長江梅雨、朝鮮半島的Changma開始；6月底（36候），季風爆發(fā)等時線已抵達印度北部、青藏高原邊緣、華北南部及朝鮮半島北部，整個亞洲進入盛夏季節(jié)。

上述劃分與以前他人利用高空風分析的結(jié)果有兩個明顯區(qū)別：第一是 BOB季風爆發(fā)后不能西傳，它在 BOB西海岸出現(xiàn)季風爆發(fā)屏障，而只能迅速北傳和規(guī)則東傳至SCS和熱帶西太平洋。第二是西北太平洋的季風爆發(fā)被西太副高劃分為熱帶和副熱帶兩個區(qū)：亞洲副熱帶季風區(qū)首先在5月初（25候）出現(xiàn)在西北太平洋副高北面，然后向西 南、西北推進，于6月初在日本、華南登陸，6月中推進至長江和朝鮮半島，整個季節(jié)轉(zhuǎn)換在 6月末結(jié)束，至此亞洲進入盛夏。

本文還回顧了亞洲夏季風爆發(fā)動力研究的若干近期進展，強調(diào)了青藏高原、南亞高壓以及位渦非對稱強迫的作用。春季在菲律賓南部持續(xù)的對流降水在其北面因水平非均勻加熱而形成對流層上層的負渦度強迫源，大氣對該負渦源強迫的Gill型響應在南海西部上空形成南亞高壓，而后中印半島的降水潛熱加熱使南亞高壓加強西移，其西南側(cè)的輻散區(qū)逐漸移至 BOB東南部上空，為低空渦旋的發(fā)展提供抽吸作用。同期由于南亞海陸分布和青藏高原的強迫，BOB?！獨庀嗷プ饔眉訌?，在其中東部的海表溫度形成一短暫的強暖池，出現(xiàn)氣旋形成區(qū)。當南亞高壓西南部的抽吸區(qū)出現(xiàn)在該區(qū)上 空時，出現(xiàn)爆發(fā)性氣旋發(fā)展，季風爆發(fā)渦旋被激 發(fā)；導致冬季中低對流層的連續(xù)副熱帶高壓帶斷裂，BOB低壓槽猛烈發(fā)展；原位于赤道附近的偏西風經(jīng)槽前的西南風與副熱帶西風連接，大量水汽向BOB東部、中印半島和華南輸送，BOB夏季風爆發(fā)。它在 BOB西部上空加強冬季型環(huán)流，在東部上空加速夏季型環(huán)流的形成；在西部減少表面感 熱加熱，在東部增加表面感熱加熱和自由大氣加熱。因此，BOB夏季風爆發(fā)在其西部形成夏季風爆發(fā)屏障（monsoon onset barrier），使季風爆發(fā)不能向西傳播，而是以Rossby波形式向東傳播，于5月中旬到達南海，于6月初到達熱帶西北太平洋。在BOB和南海季風爆發(fā)釋放的巨大潛熱的驅(qū)動下，南亞高壓不穩(wěn)定發(fā)展西伸，其西南部的輻散區(qū)于 6月初位于印度大陸西南部。與此同時，阿拉伯半島表面的強烈感熱加熱產(chǎn)生了對流層中層的反氣旋環(huán)流，在阿拉伯海東部有高位渦向南伸，當它與高層沿南亞高壓南側(cè)西傳的高位渦渦旋及低層從赤道阿拉伯海北上的氣旋環(huán)流發(fā)生鎖相時，低空氣旋爆發(fā)式發(fā)展，成為季風爆發(fā)渦旋，其東部偏南氣流向印度西南海岸輸送大量水汽，印度夏季風爆發(fā)。因此，印度季風爆發(fā)是一個相對獨立的過程，而不是由東部熱帶季風爆發(fā)直接向西傳播而來。

幾乎與BOB夏季風爆發(fā)同時（第25候），亞洲副熱帶季風在西北太平洋副熱帶高壓西北側(cè)、日本本州東南海面上形成。此后該季風區(qū)向西南延伸，與向東北發(fā)展的南海熱帶季風于 31候打通連接，并在華南和日本登陸，日本Baiu開始。6月中旬（第33候）該季風雨帶躍進到長江流域和韓國，我國的長江流域梅雨季和朝鮮的Changma季開始。6月底（第36候），夏季風北界已抵達印度北部、青藏高原南坡、華北南部、朝鮮和日本本州北部。亞洲環(huán)流由冬到夏的轉(zhuǎn)變基本完成，整個亞洲進入盛夏。

本文只就南亞高壓及青藏高原影響亞洲夏季風爆發(fā)的若干近期研究進展作簡要綜述。但是影響亞洲季風爆發(fā)的動力過程還有很多，包括海溫變化、與跨赤道兩半球加熱梯度相聯(lián)系的慣性不穩(wěn)定、厄爾尼諾和南方濤動（ENSO）事件、低頻變化等。在這些領(lǐng)域的近期進展也十分令人鼓舞。因篇幅所限，我們將另文綜述。

青藏高原地區(qū)的冬夏季天氣、氣候差別十分明顯，與亞洲季風系統(tǒng)也密切相聯(lián)。但是如圖3和圖4所示，使用一般的亞洲季風判據(jù)并不能辨別青藏高原季風。這說明青藏高原季風具有特殊性，需要今后開展深入的研究。

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