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南海季风试验与东亚夏季风_丁一汇_图文

发布时间:

第 62 卷第 5 期 2004 年 10 月









ACT A M ET EOR OLOG ICA SIN ICA

Vol. 62, N o. 5 October 2004

南海季风试验与东亚夏季风
丁一汇
( 国家气候中心 , 北京 , 100081)

X

李崇银
( 中国科学院大气物理研究所 , 北京 , 100029)

何金海
( 南京气象学院 , 南京 , 210044)

陈隆勋
( 中国气象科学研究院 , 北京 , 100081)

甘子钧
( 中国科学院南海海洋研究所 , 广州 , 510301)

钱永甫
( 南京大学大气科学系 , 南京 , 210093)

阎俊岳
( 中国气象局国家气候中心 , 北京 , 100081)

王东晓

施 * 李 立

方文东

( 中国科学院南海海洋研究所 , 广州 , 510301)

许建*
( 国家海洋局第二海洋研究所 , 杭州 , 310012)

( 国家海洋局第三海洋研究所 , 厦门 , 361005)





南海季风试验是一次国际性大气与海洋的联合试验 , 旨在更好地了解南海季风的 爆发、 维 持与变化 , 以改进 东 亚和 东南亚地区的季风预报。 1998 年 5~ 8 月进行的外 场试验取得 了圆满成功 , 获得 了大量 气象与 海洋资 料。不 少国家对这些 资料进行四维资料同化 , 并改进数值模 拟和预 报 ; 同 时也为 东亚与 南海地 区季风的 研究提 供了必 要 的资料集。文中总结了中国科学家在这方面 的主 要研究 成果 , 共 包括 6 个方 面 : ( 1) 南 海夏季 风的 爆发过 程与 机 理 ; ( 2) 南海季 风爆发过程中对流与中尺度系统的发展及其与大尺度环流的相互作 用 ; ( 3) 低频 振荡与遥 相关作用 ; ( 4) 南海海 - 气通量的测量及其与季风活动的关系 ; ( 5) 夏季风 时期南海海 洋的热力结 构、 环 流和中尺 度涡旋及其 与 EN SO 事件的关系 ; ( 6) 南海与东亚季风的数值模拟。 关键词 : 东亚季风 , 南海季风试验 , 季风爆发 , 低频振荡。

1





亚洲季风的季节变化过程中, 南海地区的夏季风爆发 最早, *均在 5 月中旬 [ 2] ; ( 4) 揭示了季节内低频振荡 与东亚季风环流和降水的中期变化有密切相关[ 9] , 低 频振荡的经向传播对于中国的旱涝, 尤其是江淮流域 旱涝的发生有重要作用 ; ( 5) 揭示了东亚季风活动 与东亚主要雨带的季节进程及旱涝密切关系。中国 主雨带以二次北跳 , 三次准静止的阶段性方式随季节 向北* [ 11, 12] 。中国历史上持续性大暴雨形成的环 流背景都与东亚季风环流的异常活动密切有关; ( 6) 认识到 ENSO 事件及暖池地区的对流活动与东亚季 风的活动及其降水异常有重要的关系[ 13, 14] 。
[ 10]

中国季风的研究从 20 世纪 30 年代就开始[ 1] , 至今已有 70 多年的历史。长期以来, 中国气象工作 者在东亚季风的研究和预报方面做了大量工作 , 取 得 了 许 多 研 究 成 果, 在 国 内 外 产 生 了 重 要 影 响[ 2~ 6] 。在南海季风试验 ( SCSMEX) 之前 , 东亚夏 季风的研究成果可概括为 6 个方面
[ 7] [ 8]

: ( 1) 揭示了亚

洲季风与东亚大气环流突变的性质 ; ( 2) 发现东亚 季风环流系统的存在, 它主要被一对位于南海 ) 西太 *洋的热源和澳大利亚冷源所驱动[ 2] ; ( 3) 揭示了在
X 初稿时间 : 2004 年 7 月 30 日 ; 修改稿时间 : 2004 年 8 月 25 日。

资助课题 : 科技部攀登 B 项目 : 南海季风试验研究。

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南海是亚洲夏季风爆发最早的地区 , 这一结果 引起了普遍的关注。南海季风爆发后, 一方面在东 亚地区向北和东北方向扩展, 另一方面 , 向孟加拉湾 与印度次大陆扩展, 并于 6 月上旬导致印度季风的 爆发。在 SCSMEX 之前 , 虽然对这种爆发的事实与 大尺度天气过程有一定的了解 , 但对于爆发的天气 与动力过程的认识尚不够深入 , 对爆发的机制尚无 一致的观点 ? , 不同作者提出了不同的假说。对于 南海海洋与夏季风爆发与维持之间的相互作用也缺 乏深入的了解。因而十分有必要从陆 -海 - 气耦合系 统的观点研究南海季风爆发和维持的物理过程与机 理。另一 方面 , 1978~ 1979 年 开展国 际季 风试 验 ( MONEX) 以来已有 10 多年了, 在这个期间, 卫星、 雷达和海洋观测取得了迅速的发展 , 有可能在季风 区获得比过去更为完善和准确的多尺度海气观测资 料。同时由于各种先进的全球与区域模式的发展与 应用, 也为各种资料的同化及天气气候模拟与预报 的改进提供了必需的条件。这些科学上的考虑与技 术发展形成了在南海及其临*海区开展一次新的季 风试验的科学动机和依据。 南海季风试验旨在通过联合的海洋与大气观测 更好地了解东南亚和中国南部地区夏季风爆发、 维 持与变化的物理过程 , 从而改进对季风的预报。为 此设立了下列 4 个科学目标: ( 1) 描述与南海季风有 关的大尺度环流与热力场, 以及基本海洋流型的温 盐结构的时空演变; ( 2) 确定南海与周围地区加热差 异的影响及早期季风对流 ( 4~ 5 月 ) 和南海多尺度 过程在东亚季风的突然过渡和以后演变中的作用 ; ( 3) 描述海洋对季风强迫响应的物理过程与南海的 海 - 气相互作用及其与临*海域的关系 ; ( 4) 评价并 改进区域和全球模式对东南亚和中国南部地区季风 爆发的模拟与预报能力。 南海季风试验是一次大范围大气与海洋联合观 测试验。许多地区与国家参与了 SCSM EX 外场观 测试验和以后的研究活动 , 包括中国大陆的 10 个省 份、 台湾、 香港、 澳门地区以及美国、 澳大利亚、 日本、 泰国、 越南、 马来西亚、 新加坡、 文莱、 印尼和菲律宾 等国家。

8 月 31 日 , 它是 SCSM EX 计 划 的 核 心 部 分 。 观测 区分大尺度观测区和加强观测 区 ( IOPs) 。前者的 范围 是一 个包 括 亚洲 与 西太 * 洋的 大 范 围地 区 ( 10bS~ 40bN , 70~ 150bE) , 主要依靠常规的观测。 后者 位 于南 海 及其 周 围地 区 ( 10bS ~ 30bN, 95 ~ 130 bE) ( 图 1) 。外场观测包括大气 观测网、 海洋观 测网、 海 - 气界面观测网和卫星观测网 4 部分。观测 系统由最先进的大气与海洋观测*台和仪器组成, 包括无线电探空 ( 常规与 GPS 型 ) , 地面观测网, 天 气雷达, 科学考察船, 无人飞机, 卫星观测 ( 极地, 地 球静止与 T RMM 卫星) , 海洋边界层和海 - 气界面通 量观测 , 综合探空系统 ( ISS) , 风廓线仪 , 辐射观测, AT LAS 锚定浮标 , 漂流浮标, 声学多普勒海流廓线 仪 ( ADCP) , 温盐深拖曳廓 线仪 ( CT D) 与机载温盐 仪 ( AXBT ) 等。在加强观测区内 , 又设有两个中尺 度观测网。南海北部的一个中尺度通量观测阵 ( 图 2) , 它布有双多普勒雷达阵 , 特别观测南海北部的对 流活动与中尺度对流系统。 在外场观测时期进行了两次加强观测 ( IOPs) ,

图1

1998 年 5~ 8 月南海季风试验外场观 测网
( 加强观测区 )

2

外场观测和资料收集
SCSM EX 的外场观测期为 1998 年 5 月 1 日到
? SCS M EX Of fice, 1995 南海季风试验 ( SCSM EX ) 。

Fig . 1 T he SCSM EX observation networ k for the Field Ex periment of M ay- August , 1998
( Int ensive O bservat ion Period ( IO P) )

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和 东南 亚 地区 降 水 的影 响 。 第 2 个 IOP 重 点 监 测 东亚季风活跃和向北*逼谀虾5拇笃牒Q筇 件及 其对长江流域 , 朝鲜半 岛和日本降水 的影响。 通过这次试验获得了南海季风爆发前后及东亚季风 北推时期的大量信息与资料 , 它们为后续的研究工 作提供了必要的条件。 2001 年 4 月以后 , SCSM EX 建立了完整的符合国际标准的资料库 , 包括各种气 象观测、 特别观测、 海洋观测、 卫星雷达 , 有限区四维 同化 资料 , T BB 与 降 水资 料 等。 这些 资 料已 被 中 国、 日本、 美国和其他国家广泛用于四维资料同化系 统、 数值预报试验以及季风研究中 。文中将重 点介绍南海季风试验计划取得的主要研究成果。
[ 15, 16]

3

南海夏季风的爆发
东亚夏季风季节进程中最显著的一个特点是 5

月中旬前后南海夏季风的突然爆发, 它标志着东南 亚与东亚夏季风的到来和雨季的开始。这种突然性 是亚洲季风区其他部分所没有的 。由图 3a 可 见, 南海季风的爆发过程是在一个相当短的时间内
图2 南海北部中尺度观测网的特殊观测*台分布 Obser ving array for the norther n South China Sea during the IOP of SCSM EX
?

[ 17] , ?

完成的。相反, 在印度经度范围内( 图 3b) , 尽管可以 看到爆发过程中降水量大量增加, 但显示出渐变的特 征。许多作者依据多种季风指数或参数[ 18, 19] 确定南 海季风在 5 月第 4 候( 5 月 16~ 20 日) 发生一次突变, 据此可以判断南海夏季风在 5 月中旬爆发, 而至 11 月

Fig. 2

即 5 月 5~ 25 日与 6 月 5~ 25 日。第 1 个 IOP 重点 观测南海季风的爆发、 突然的季节转换及其对华南

图 3 沿 110~ 120 bE ( a) 和 70~ 80bE ( b) 区域*均 ( 1979~ 2001 年 ) 的降水纬度 - 时间 剖面
( 由 CM AP 降水资料得到 )
?

Fig. 3

Latitude - time cross- sections along 110- 120bE ( a) and 70- 80bE, ( b) averaged for 1979- 2001 based on CM AP data

?

丁一汇 , 孙颖 . 东亚夏季风的季节进退与水汽输送 . 天气与气候 , 2002, 1, 18~ 33。

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图4

根据 1980~ 1995 年资料得到的南海地区 ( 10~ 20bN, 110~ 120bE) *均的 CM A P 降水 ( mm/ d) , 亮温 ( K) , OL R( W/ m 2 ) 和 850 hP a 纬向风 ( m/ s) 逐月变化曲线 [ 18]

F ig. 4 M onthly variation of CM AP precipitation ( mm/ d) , brig htness temperature ( K ) , OL R ( W/ m 2 ) and 850 hPa zonal wind ( m/ s) in the region of 10- 20bN, 110- 120bE averaged for 1980- 1995

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初撤出南海。 很多研究者 [ 20~

根据大尺度风场、 位

因此 , 南海夏季风爆发应被视为整个亚洲夏季风强 度季 节性 快速增 长的 一种 区域 性表 现。相应 地, OL R 分布的显著变化也出现在阿拉伯海、 热带东印 度洋、 孟加拉湾、 南海和热带西太*洋地区 , 表现为 这些地区云和降水的急剧增长, 尤以南海最为显著。 另一个突然变化是西太*洋副热带高压从中*氲 和南海的快速减弱与东撤 ( 图略) 。同时 , 孟加拉湾 槽连续南扩并加深。现在还不清楚的是 : 在所有以 上的环节中, 低空西南风东扩和副热带高压 ( 副高) 东撤中哪一个是导致大尺度环流突变的首要原因。 Fong 和 Wang 指出, 5 月第 4 候南海夏季风的建 立仅仅局限于对流层低层 , 副高脊线和高空东南风 或东北风仍控制着南海 , 表明这时副高主体尚未发 生明显变化。由此他们认为 , 初始阶段南海低层季 风强迫副高东移。但南海和中*氲旱亩粤饔胫谐 度活动的反馈过程则可能对以后副高的最终退出南 海起了重要作用。剧烈的对流活动所引起的强烈的
[ 21]

势高度场和 OLR 分布讨论了南海夏季风爆发前后 亚洲季风区大 尺度环流变化。从图 4 和 5 可 以看 出, 这些物理量场从 5 月第 3 候 ( 11~ 15 日 ) 到 5 月 第 4 候 ( 16~ 20 日 ) 发生了明显的变化, 西南风迅速 从赤道东印度洋地区越过中*氲 , 扩展到南海大 部分区域 ( 图 4a, b) 。在赤道东印度洋地区 常观测 有双涡旋在赤道南北形成。同时 , 在这短暂的过渡 期内 , OLR 值 由 240 W/ m 2 降低至 小于 230 W/ m 2 ( 图 5) , 这表明爆发期间南海对流和降水突然发展。 在爆发前后的 5 月第 2 候 ( 6~ 10 日) 和 5 月第 5 候 ( 21~ 25 日 ) 的 850 hPa 风场和 OL R 分布差值图上 ( 图 5e 与图 6e) , 非常值得注意的地方是: 低空风场 最显著的变化是热带西风由热带东印度洋向东加速 并扩展到南海中部和南部, 索马里急流的上游风速 也有相当的增强 , 从孟加拉湾到南海北部有内嵌两 个气旋性环流的切变线 生成, 这与 季风槽相对应。

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热量垂直输送可显著地加热对流层上层, 使高空空 气流出 , 导致低空减压和季风槽发展。这与 4 月下 旬或 5 月上旬前南海夏季风开始前北半球连续副高 带在孟加拉湾地区断裂有关。这种反馈机制必须用 数值模拟和理论分析进一步加以研究。 200 hPa 风场最明显的特征是南亚高压在中南 半岛东部显著发展 并向北*D虾<痉绫 发之 前, 南亚高压位于中*氲耗喜, 强度较弱( 图略 ) 。 其后南亚高压向西北方向运动 , 强度显著增强 , 高压 两侧的西风急流和东风急流相应加速。与 200 hP a 风场相关联的速度位势和辐散风场发生了明显的变 化: 爆发前主要辐散中心迅速移到南海中部和南部 , 这些地区出现显著的辐散气流 , 这种高空辐散型在 一定程度上支持了由增强的对流活动驱动反馈机制 的说法。加热场 ( 图略) 显示该区域内主要的气流流 出区与大范围的加热区( Q 1 > 0) 是吻合的。 基于以上分析 , 南海夏季风爆发过程中的一系列 重要事件如下: 赤道东印度洋( 80~ 90 bE ) 和索马里越 赤道气流发展, 中*氲骸 华南、 青藏高原和邻*地区 热源季节性快速增强, 热带东印度洋低层西风加速, 副高连续带在孟加拉湾地区断裂和季风低压或气旋 性环流生成 , 热带西南季风从热带东印度洋东扩 , 孟 加拉湾和中*氲河昙纠戳偌爸形扯扔跋 , 西南季风 进一步东扩至南海区域, 副高主体显著减弱并东撤, 随着对流云、 降水、 低空西南风和高空东北风在南海 区域内的突然发展, 南海季风最终爆发。 何金海等[ 23, 24] 依据气候和 1998 年个例分析 , 支持了上述爆发过程。他们指出 , 随着南亚高压迅 速从菲律宾以东 ( 4 月 ) 移到中*氲罕辈 , 孟加拉 湾槽加强, 槽底偏西气流与源自*肭虻某嗟榔 气流汇合形成加强的赤道印度洋西风气流, 并流向 中*氲汉湍虾5厍S赏 7a 可以看到, 南海夏季 风建立前约 15 d, 赤道印度洋 ( 0, 80 bE ) 西风不仅稳 定增长, 还明显向东北扩展和传播 , 伴随赤道西风向 东北传播的还有一个 OL R 低值区 ( 图 7b) , 当西风 扩展到南海地区 ( 15bN, 110bE, ) 时 , 南海夏季 风建 立。与大尺度流场的突变相对应 , 亚洲中低纬地区 南北温差和纬向风 切变发生了显 著变化。* 均来 说, 90bE 以东的中低纬地区, 南北温差在 5 中下旬 都发生了稳定的符号转变, 并最早发生在中*氲 地区 , 孟加拉湾西部到印度地区的转换则发生在 6 月中上旬。纬向风切变转变的时间比南北向温差转 变要略早 , 且西早东迟, 可能与加强的孟加拉湾槽前

西南风和赤道西风自西向东扩展有关。 Fong 和 Wang [ 21] 清楚地阐明了热带西南风从 热带东印度洋( 图略) 向东扩展并加速的过程。在 4 月和 5 月上旬 , *赤道东印度洋地区低层西南风缓 慢发展 , 已可观测到最强的低层西风。在此期间 , 东 非沿岸索马里急流初步形成 , 较强的风速仅在赤道 以南观测到, 但这时, 在 80~ 90bE 范围内可以发现 跨赤道气流与赤道东印度洋强西风的早期发展[ 25] 。 从第 27~ 28 候, 西风快速东扩。一方面穿越中* 岛到达南海大部分地区 , 另一方面向 上由 700 hPa 扩展到 400 hPa。由上述事 实表明, 南 海季风的爆 发主要是热带东印度洋西南风爆发性发展和东扩的 结果, 是随着季节的过渡, 基本气流突然改变的一种 区域表现。 根据 1953~ 1999 年南海夏季风爆发的时间顺 序 , 阎俊岳[ 26] 进一步把南海夏季风的爆发分为 3 种 类型: 第 1 种是首先在南海北部爆发 , 之后夏季风在 南海全境爆发, 占总数的 27. 6% ; 第 2 种先是在南 部爆发 , 然后逐渐向北扩展 , 占总数的 15% ; 第 3 种 是南海 夏季 风 同时 全面 爆发 , 占 总数 的 57. 4% 。 1998 年的南海夏季风爆 发属于第 1 种情况 。 该年南海夏季风的爆发过程从位于斯里兰卡附*洋 面上的气旋对的发展开始。首先在斯里兰卡附*洋 面上有跨赤道涡旋对生成。在 5 月第 2 候 , 二者之 间的赤道西风出现在赤道东印度洋并开始加速, 南 海区域则被西太*洋副高以南的东风控制。到 5 月 第 3 候 , 斯里兰卡低压向东、 向北运动, 赤道印度洋 西风进一步加速, 但尚未影响到中*氲 , 副高控制 下的南海大部和中*氲褐胁恐械涂帐⑿卸, 仅 在华南和中*氲罕辈坑形鞣纭5 5 月第 4 候, 副 高西侧的热带西南风和赤道东印度洋西风开始加速 并控制南海北部, 西太*洋副高迅速向东北方向撤 退。热带季风的东扩过程是和副高东撤、 冷空气由 中纬度大举南下并入侵华南和南海北部几乎同时发 生的。5 月第 5 候副高全部撤出南海, 低空强热带 西风气流控制了孟加拉湾、 中*氲汉湍虾H , 标 志着夏季风在南海的完全建立。何金海等[ 25] 进一 步指出 , 低层西南风向东扩展的同时 , 降水区也向东 北方向传播。 最后我们根据各种研究结果综合给出亚洲夏季 风在不同区域爆发的气候日期。亚洲夏季风的爆发 和*煞治 4 个阶段 : ( 1) 最早的爆发 通常在 4 月 末 、5 月 初 在 中 南 半 岛 西 部 的 南 端 开
[ 16, 27]

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丁一汇等 : 南海季风试验与东亚夏季风

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图7

1990~ 1998 合成分析的南海夏季风前后 850 hP a 纬向风 ( a) 和 OLR ( b) 沿 ( EQ , 80bE) 点至 ( 25bN, 120 bE) 点的时间演变 [ 23]
( a. 阴影区为纬向风大于 0 的区域 , b. 阴影区为 O LR 小于 230 W/ m 2 的区域 )

F ig. 7

Longitude - time ( from ( EQ , 80 bE) to ( 25bN, 120 bE) - cross- section for 850 hPa

zonal wind ( a) and OL R ( b) around t he onset of the SCS summer monsoon composited for 1990- 1998. T he shaded areas in ( a) are westerly w ind regions. T he shaded areas in ( b) are r eg ions with OL R< 230 W / m 2

始[ 17, 20, 28, 29] 。也有一些研究者认为亚洲夏 季风可 能首先在孟加拉湾 ) 缅甸 或南海 中部爆发 。 因此亚洲夏季风的首先爆发可能发生在中*氲毫 *的广大区域, 中 *氲褐胁课 率最高的区域。 另外, 该阶段的降水受到中纬度影响。 ( 2) 该阶段 夏季风开始盛行于大范围地区 , 向北*矫霞永 湾, 向东到南海。扩展的过程一般很急剧或快速, 最 可能发生在 5 月中到下旬。南海夏季风的爆发正好 发生在这一阶段。已有很多研究揭示了该阶段的流 场和 降 水 场 特 征 [ 32] 。 这 个 阶 段 大 致 与 Wu 与 Wang
[ 33] [ 30] [ 31]

的第 1 阶段相吻合, 他们得到如下环流和降水的突 变特征 : 降水率大幅上升 , 500 hPa 高度因西太*洋 副高突然向东北方向撤退而降低 , 5~ 10bN 区域从 孟加拉湾到南海范围内 850 hPa 纬向风加强, 青藏 高原反气旋性风场发展 , 且有高层辐散增加和深对 流突然增强。华南前汛期雨季( 包括台湾梅雨) 在该 阶段( 6 月上旬 ) 达到最强。 ( 3) 该阶段以印度季风 爆发和东亚雨季如长江流域和日本的梅雨到来为主 要特 征。 这 些 重 大 事 件 一 般 发 生 在 6 月 上、 中 [ 12, 34, 35] 旬 。有些年份, 在 6 月第 3 候梅雨可在朝鲜 半岛南部爆发。 ( 4) 夏季风可在 7 月的上、 中旬推

指出的亚洲夏季风爆发的 3 个独立阶段中

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进至华北、 朝鲜半岛 甚至日本北部 [ 35, 36] , 7 月 后半 月东北雨季开始, 在该区域内盛行夏季风。这是亚 洲夏季风到达的最北位置。 关于南海夏季风爆发的机理, 在 SCSMEX 试验 前主要有 4 种观点: ( 1) 海 温的影响; ( 2) 热 带的强 迫, 主要指大气环流季节变化背景下的季节内低频 振荡( LF O) 与亚洲和澳大利亚热力差异造成的气压 梯度力的大尺度季节转换 ( 从冬季到夏季) ; ( 3) 中纬 度的触发作用 ; ( 4) 亚洲与邻*海域之间的热 力差 异, 尤其是青藏高原的热源在造成这种海陆水*温 度差异上起着重要作用。通过*年来的研究, 加深 了对这几种爆发机理的认识, 并明确从冬到夏的季 节变化与相应的热带大尺度环流系统和热力状况的 季节演变是决定爆发的总体进程 , 进而确定爆发推 进的方向。在这种季节演变造成的大尺度背景下 , 由几个相继传播的低频振荡湿位相的到来能够启动 深对流的发展, 并在季节的制约下 , 低频振荡经常在 固定的地区和时间发生锁相, 从而导致夏季风的爆 发[ 33] 。在上述夏季风爆发的机理下 , 海陆热力差异 的季节演变是基本因子, 海温与青藏高原的热源是 一种区域性直接导致或增强季风爆发的因子, 中纬 度的扰动, 热带天气系统和低频振荡是重要的触发 因子。 东太*洋赤道 SST 对南海夏季风爆发 迟早有 很大的影 响。陈隆 勋、 刘 洪庆等 指 出, 在 El N i? no/ L a Nina 年 ( 或赤道东 太*洋 SST A 为正/ 负 年) , 南 海 夏 季 风 爆 发 偏 晚/ 早。 这 可 能 是 在 El N i? no/ La Nina 年 , 因 Walker 环流异常引起西太*洋 副热带高压在冬春季位置偏南偏西偏强 / 偏北偏东 偏弱 , 导致爆发偏晚 / 偏早。前冬的环流也可通过影 响西太*洋西部的 SST 而影响南海夏季风 爆发早 晚。这是因为冬季风偏强年, 黑潮向北的暖水受阻 , 西太*洋西部 SST 在春季偏冷 , 因而上述地区 3~ 4 月春季的 SST 异常可以影响南海夏季风爆发早晚。 此外, 爆发前期的南海地区 SST 异常对爆发早晚也 起很大影响 , 这是季风爆发的一种局地机制。在这 方面, 一般认为南海暖 SST 异常对爆发起到有利作 用。朱乾根和徐国强[ 40] 指出 , 1998 年南海 SST 存 在 30~ 60 d 低频振荡。在季风爆发期, 降水的低频 振荡位相落后于 SST 振荡约 6 d, 南海 SST 低频振 荡对夏季风爆发具有触发作用。Chen 和 Wang [ 41] , 刘洪庆和陈隆 勋
[ 42] [ 37~ 39]

湾、 *肭 地区 SST ? 1 e 强迫 , 自 4 月 积分到 9 月 , 对南海 夏季风爆发迟早进 行数值模拟 , 结果表 明 , 南海 SST ? 1 e 和南海以南的南 半球 SST ?1 e , 明显 有利 于南 海夏 季风 出现 早/ 晚, 尤以 南海 SST 变暖/ 冷 1 e 和*肭虮淅 / 暖 1 e 情况下南海 夏季风爆发最早/ 晚。 许多学者 对 1998 年 LFO 活动与南海夏季 风爆发的关系作了研究, 一致认为, 850 hPa 南海夏季 风爆发与 5 月份内第 1 次低频气旋带在南海出现有 关。这个低频气旋带在 5 月 10 日已开始出现于西太 *洋( 图 8 中 C1) , 5 月 15 日自东向西扩展到台湾和 菲律宾以东海洋, 20 日深入到南海, 南海季风爆发。 随后, 在这个低频气旋南侧发展一个低频反气旋带 ( 图 8 中 A1) , 于 6 月 9 日由西太*洋自东向西进入 到南海。形成南海季风爆发的低频气旋带 C1 于 6 月 4 日开始北*氲酱舐, 于 6 月 9 日到达江南, 14 日到长江中下游, 该地区出现梅雨。 上述事实表明 , 与南海夏季风爆发的有关的低频 振荡在有些年 ( 如 1980, 1988, 1998 年) 形成于西太* 洋, 它们自东向西移入南海对南海季风的爆发起到了 重要的触发作用。 青藏高原热力作用也是影响南海季风爆发的机 制之一。很久以来 , 青藏高原热力作用为何不先影响 临*的印度季风先爆发, 却先影响远离高原的南海季 风先爆发, 其机制并不清楚。Li 和 Yanai 以青藏高 原加热后产生热力*流影响东亚大陆增温, 在大陆 ) 南海造成南北温差从而影响南海季风爆发作为解释。 在 SCSMEX 中 , 不少学者从高空南亚反气旋受高原 热力吸引, 在爆发期间从南海北跳到中*氲, 造成 南海上空南北温差从而产生夏季南支东风急流来作 为解释。何金海等[ 23] 除了指出其可能性外还做了数 值试验 , 他们指出, 印度半岛的陆面加热会在其东侧 激发气旋性环流, 加强印缅槽或孟加拉湾槽, 有利于 南海季风先于印度季风爆发。 利用 1980~ 1986 年的 ECMWF 资料, Chang 和 Chen 研究南海北部上空 850 hPa 西南气流涌的发 展, 并且发现 5 月份西风气流的加速一直依赖于中纬 度的斜压锋系, 该锋系向南移动到中国南方沿海, 并 且在中国南方沿海保持了准静止的位置, 在其南侧出 现了西南气流, 并且维持了来自中*氲旱乃 送。这些西风气流涌 5 月出现了两次, 第 1 次则对应 于夏季风的爆发。基于这种观点 , 与初夏雨期爆发有 关的中纬度锋系本身是南海夏季风爆发的一种触发
[ 47] [ 46] [ 42~ 45]

利用 CCM . NCAR GCM 模式

对南海、 西太*洋暖池、 东太*洋赤道地区、 孟加拉

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丁一汇等 : 南海季风试验与东亚夏季风

569

图 8 1998 年 5 月 5 日 ~ 6 月 9 日 850 hPa 流场 30~ 60 d 低频振荡风场 [ 45]
( a~ h 分别为 5 月 5, 10, 15, 20, 25, 30 日 , 6 月 4, 9 日 ; C1 表示气旋性扰动 , A 1 表示反气旋性扰动 )

Fig. 8

850 hPa filtered 30- 60 day w ind fields for M ay 5 June 9, 1998 C1: cyclonic disturbance. A1: anticyclonic disturbance)

( ( a) - ( h) are for M ay 5, 10, 15, 20, 25, 30, June 4, and 9, respectively .

570









62 卷

机制。后来 , L iu [ 48] 认为, 这种中纬度锋系的南下与 孟加拉湾对流活动激发的 Rossby 波向东传播有关。 Ding 和 Liu[ 27] 和 Chan 等[ 31] 也指出 1998 年南海北 部季风的爆发与中纬度的冷空气活动密切有关。它 使这个地区的低层西风和对流活动迅速的增强。

场的演变。分析 1998 年 5 月南海夏季风爆发期间
[ 49] 实验 3 号和 1 号考察船观测到的纬向风与 H , se

结果表明在南海北部 ( 图 9a, c) , 季风 爆发前, 大气 层结具有明显的位势不稳定。在对流层中层具有一 9H se 个较深厚的干层, 600~ 700 hPa 层以下 , > 0, 即 9P 位势不稳定。随着夏季风的迅速爆发 ( 5 月 15~ 21 日 ) , 西风很快在整个对流层建立。位势不稳层突然 消失 , 这意味着伴随着大量不稳定能量的释放对流 活动爆 发 。以 后一直维 持湿中性 的大气 层结。 在南海南部 , 对流的爆发虽然没有北部那样剧烈 , 但 也可以看到 , 随着中低层东风 的减弱, 并转变为西 风 , 位势不稳定层结也不断减弱。 根 据 SCSM EX 期间 双多普勒雷达 观测反演的
[ 32]

4 夏季风爆发过程中南海中尺度对流系统 的发展
南海季风爆发的一个重要标志是南海地区对流 和降水的迅速 发展与增强 ( 图 5) 。在 SCSMEX 外 场试验期 , 利用布设在南海北部的双多普勒雷达阵 , 观测到一系列的有组织中尺度对流系统[ 16] 。位于 东沙岛的 ISS 综合探测系统与实验 3 号和科学 1 号 考察船的加密探空也观测到对流爆发前后层结与风

图9

实验 3 号 ( a, c) 和科学 1 号 ( b, d) 观测到的纬向风 ( a, b) 和 Hse( c, d) 时间 - 高度剖面 [ 49]
( a 与 b. 实线表示西风 , 虚线表示东风 , 阴影区为西风区 , 单位 : m/ s; c 与 d. 阴影区 为H se低于 340 K 的层次。等值线间隔是 5 K 。在 1998 年 SCSM EX IO Ps 期间 , 实验 3 号和科学 1 号船分别位于 20b29 c 39 dN , 116 b57 c 58 dE 和 6b15 cN , 110 b E)

F ig. 9 Height- time cross- sections of zonal wind and pseudo- equivalent potential temperature at R/ V Shiy an # 3 ( a, c) and R/ V K ex ue # 1( b, d) in 1998[ 49]
( For ( a) an d ( b) , t he full lines denot e w est erly w ind and t he dashed l ines denot e t he easterly w ind. The w est erly w ind is shaded. The unit s are m/ s and the cont our int erval is 5 units. For ( c) and ( d) , t he values below 340 K are shaded and t he cont our int erval is 5 unit s. R / V K exue# 1 and R/ V S hiyan # 3 indicat e the R esearch V essel w hich were st at ionary at 6 b15cN , 110bE and 20 b29c39 d N, 116 b 57 c58 d E during t he IO Ps of 1998, respectively)

5期

丁一汇等 : 南海季风试验与东亚夏季风

571

降水分析 , 在 5 月 15~ 19 日约有 8 个明显的中尺度 雨带生成。 它们主要由中 尺度对流系统 ( MCSs) 造 成[ 16] , *均生命期为 6~ 12 h, 个别中尺度系统甚至 更长( 图 10a) 。根据它们的移动特征 M CSs 可分为 3 种类型 : 西北 ) 东南移向型, 西南 ) 东北移向型与 静止型。这些 MCSs 的形成与季风爆发期的大尺度 环流密切有关, 尤其是低层季风槽和切变线的建立 为 M CSs 的形成和维持提供了有利的天气与动力条 件( 图 10b) 。这些持续的、 大范围的中尺度 对流系

统通过积云加热对大尺度环流也会产生反馈作用。 计算表明[ 50] , 由增强的对流造成的潜热释放在南海 北部产生了强烈的大气加热 ( Q 1 > 0, Q 2 > 0) , 从而 导致地面气压场降低, 季风槽进一步加强 , 其南侧的 热带西南季风也相应增强。这种季风槽与 MCSs 间 的正反馈机制也有利于原位于南海对流层中上层的 副热带高压进一步东撤和南海与中印半岛地区经向 温度梯度的反向。

图 10 1998 年 5 月 15~ 19 日 ( 季风爆发期 ) 南海北部由双多普勒雷达测量 ( 反演 ) 的 降水率时间变化曲线 ( a. 单位 : mm / h) 和同期的 850 hPa *均风场 ( b. 单位 : m / s) 、 海*面气压场 ( 单位 : hPa) 及 T BB 场 ( 单位 : e ) [ 49]
( 实线 : 季风槽槽线 , 虚线方框 : ( a) 中降水的*均区 )

F ig. 10

( a) R etr iev ed precipitation per ten minute from dual- Doppler Radar during M ay15- 19 in

1998, w hich was mainly resulted from meso - scale co nvective systems ( M CS) ( unit: mm1h) ; ( a) 850 hPa w ind field sea- level pressure ( unit: hP a) and T BB ( unit: e ) during M ay 15- 19 in 1998[ 49] . Dashed box : the region inv est igated in the nor thern SCS; bold black line: monsoon trough

5
5. 1

南海夏季风的季节内振荡和遥相关
南海夏季风的季节内振荡 南海夏季风的活动及变化具有多时间 尺度特

区( 5~ 20 bN, 105~ 120bE) 850 hPa 的纬向风以及 30 ~ 60 d 低频纬向风和低频动能随时间的演变 , 可以 看出南海季风区存在明显的 30~ 60 d 低频振荡的 活动 , 并且南海夏季风爆发与该地区的大气季节内 振荡的活动有密切关系 ; 低频纬向西风出现的时间 比季风爆发时间约早 2 d。同时 , 从低频纬向风的演 变可以看到, 南海地区低频西风的加强主要是由于 东边低频西风向西的扩展以及局地激发所造成 ( 图 略) 。而印度洋低频纬向风的东传可能对南海夏季 风爆发后的进一步发展有影响。 1998 年南海夏季风爆发前后 ( 5 月 18~ 23 日) 850 hPa 30~ 60 d 低频动能的逐日水*分布也说明 了这种情况 ( 图略 ) 。位于菲律宾以东洋面上的低频 动能中心的明显特征是随着临*季风爆发 , 中心强 度强烈发展 , 虽然中心位置少动 , 但活动区不断向西 扩展、 并在南海地区猛烈发展, 反映了南海临*( 菲

征, 而低频振荡特征尤其明显。在南海季风试验研 究更清楚地表明 , 南海夏季风活动主要有准 20~ 70 d( 季节内 ) 的低频振荡特征 [ 15, 51] 。图 11 是一个例 子, 很明显 , 无论是纬向风还是 OLR 的变化在 1992 年都以 20~ 40 d 和 50~ 70 d 为两个主要振荡周期 , 而 1998 年则以 30~ 50 d 为主要振荡周期。可见 , 夏季风活动的低频振荡特征十分清楚。 同时 , 研究还表明, 不仅南海夏季风的活动有低 频振荡特征 , 大气季节内振荡 ( ISO) 对南海 季风活 动也有极为明显的影响。如第 2 节所述, 南海夏季 风的爆 发 与大 气 季节 内振 荡 的活 动 有关。 L i 和 Wu
[ 52]

, 穆明权与李 崇银

[ 53]

分 析了 1998 年南 海地

572









62 卷

图 11 1992( a, b) 和 1998( c, d) 年南海地区 ( 5~ 20bN , 105~ 120bE) 850 hPa *均纬 向风 ( a, c) 和 OLR ( b, d) 的小波分析结果
[ 51]

Fig. 11 W avelet analysis of 850 hPa mean zonal w ind ( a, c) and OL R ( b, d) in the SCS ( 5- 20 bN , 105- 120 bE) for 1992 ( a, b) and 1998[ 51] ( c, d)

律宾以东 ) 地区 30~ 60 d 低频振荡活动的强烈发展 及其向西扩展对南海地区大气季节内振荡的活动及 夏季风爆发有重要作用。 1980 和 1986 年南海夏季 风爆发前后低频动能的水*分布及演变 , 与 1998 年 有类似的特征。因而 , 菲律宾东面 30~ 60 d 低频动 能的强烈发展及其向西扩展对南海地区大气季节内 振荡活动有重要作用 , 并进而激发夏季风的爆发。 研究表明, 大气 ISO 对东亚夏季风变化有重要 的影响 [ 54] 。对强和弱南海夏季风年分别进行的合 成分析表明 , 无论在对流层低层 ( 850 hP a) 还是在对 流层高层( 200 hP a) , 大气环流形势都有明显的异常 特征。强夏季风年 6~ 8 月和弱夏季风年 6~ 8 月在 850 hP a 合成流场主要的差别在于 : 前者在 5~ 20bN 纬带有更强的西风, 而在 5~ 20bS 有更强的东风; 在 南海东北部地区有更强的气旋性环流存在。强弱南 海夏季风情况所合成的 850 hPa 大气季节内振荡的 流场形势也有明显差别 ( 图略 ) , 对应强南海夏季风 情况, 在南海及西太*洋地区有强 ISO 流场 , 而对

应弱南海夏季风情况大气 ISO 流场相当弱 ; 而且对 应前者, 大气 ISO 流场在南海 - 西太*洋地区为强 气旋性环流, 对应后者却为弱反气旋环流。因此可 以认为, 对于强南海夏季风重要特征之一的强气旋 性环流的形成 , 大气强 ISO 的活动及低频气旋性环 流有重要贡献。 强弱南海夏季风合成的 200 hP a 流场形势也有 一定的差别( 图略) 。对于强南海夏季风情况 , 南亚 高压不仅偏强, 而且中心位置偏西、 偏北 , 青藏高原 上空有更强的季节内振荡性反气旋环流形势。 5. 2 南海夏季风的遥相关影响 资料分析和数值模拟都清楚表明, 南海夏季风 的异常对中国 东部地区的夏季降水有 极明显的影 响。强 ( 弱) 南海夏季风往往导致长江中下游地区降 水量偏少( 多 ) , 而华北地区降水量偏多( 少 ) , 显示了 南海夏季风异常对中国汛期降水的影响。南海夏季 风异常对中国及东亚等地的气候影响, 具有明显的 遥相关波列特征。

5期

丁一汇等 : 南海季风试验与东亚夏季风

573

通过资料分析和数值模拟 , 李崇银、 张利* [ 55] 曾指出, 南海夏季风的异常, 通过东亚- 太*洋- 北 美( EPA) 遥相关 ( 波列 ) 不仅会影响中国、 韩国和日 本地区的天气气候, 而且也将影响美国的天气气候。 图 12 是以 ( 15bN, 112. 5 bE) 为参考点分别计算的强 南海 夏季风年和弱 南海夏季风年 北半球夏季 500

hPa 高度的相关形势。不同的 EPA 波列形势不仅 将影响东亚 , 也将影响北美的天气气候。最*, 美国 科学家以美国中部的夏季降水为对象, 研究其与东 亚的遥相关 ( 影响 ) , 所得到的影响美国夏季旱涝的 季风模( 遥相关波列 ) 与我们已提出的 EPA 波列基 本一致[ 56] 。

图 12 强 ( a) 和弱 ( b) 南海夏季风年北半球夏季 500 hPa 高度场的相关形势 [ 55] ( 计算参考点在 ( 15bN, 112. 5bE) ) Fig. 12 Correrative patterns for 500 hPa height fields in Nor thern Hemisphere for stro ng SCS summer monsoon ( a) and w eak SCS summer monsoon [ 55] . Base point is ( 15bN, 112. 5 bE)

6

海 - 气界面的通量交换
南海海区的通量观测研究是热带海洋比较薄弱

面层风、 温、 湿度资料, 向上、 向下短波、 长波辐射资 料、 风速和 湿度脉动资料 , 海面温度及 部分波浪资 料 , 为研究东亚季风区海 - 气界面过程、 通量参数化 以及深入了解 季风能量和水循环建立 了良好的基 础
[ 57~ 59]

的地区。1998 年之前仅在南沙诸碧礁*台 上进行 过一次短时间的热通量观测 , 1998 年南海季风试验 设计了南、 北两个通量观测阵 , 使用观测塔、 定点和 走航观测船进行同步通量测量。西沙永兴岛海 -气 通量观测塔在 1998, 2000, 2002 年进行了 3 次观测 试验, 获得了典 型年份 ( 1998 西南 季风爆 发晚年、 2000 西南季风爆发早年、 2002 正常年 ) 5~ 6 月*海



( 1) 不同天气 系统影响下海 - 气通量交换过程 和特点 西南季风爆发前后, 随着风向、 风速、 云量、 降水、 湿度及海面状态等发生突然变化 , 辐射通量特别是太 阳短波辐射、 海面净辐射变化明显。到达海面的太阳

574









62 卷

总辐射约为季风爆发前的 2/ 3, 强对流降水、 连续性 降水时段甚至只有季风爆发前的 1/ 2。大气长波辐 射和海面长波辐射变化相对比较稳定, 其中海面长 波辐射变化甚小。西南季风爆发之前云量较少, 海面 净辐射日*均值达 200 W/ m2 以上, 季风爆发期云量 增多, 日*均值仅为 150 W/ m 2 , 降水过程中甚至降至 95 W/ m , 只有季风爆发前的 42% 。 感热通量主要由海洋向大气输送, 1998, 2000, 2002 年观测期间感热通量*均值分别为 7. 8, 5. 2, 5. 2 W/ m 2 。季风爆发前日变化趋势明显, 季风爆发 后( 包括爆发、 低压发展和西南大风阶段) 感热通量 *均值比季风爆发前稍有增加 , 但变化较大: 降水过 程中数值增大明显, 强降水过程中曾经达到 40~ 50 W/ m 。而西南大风期 由于风速较大 , 海面出 现波 浪, 海水的充分混合造成海 - 气温差减小, 感热通量
2 2

降至相对低值。 1998, 2000, 2002 年 观测期间潜热 通量*均值 分别为 110, 85, 95 W/ m 2 。季风爆发前潜热通量变 化幅度较小 , 日变化趋势白天高 , 深夜低 ; 季风爆发 后潜热通量的变化增大。潜热通量在降水过程中明 显减小 , 较大值出现在西南大风期和季风中断期。 2000 和 2002 年观测期间海洋热量净收入*均 值分别为 71. 8, 76. 6 W/ m 2 , 但是不同天气阶段差 别很大。季风爆发之前*均 达 126 W/ m 2 , 显著高 于*均值; 季风爆发后云量增多 , 海面净辐射*均降 低 1/ 3, 扣除海洋释放的感热通量、 潜热通量后, 并 考虑降水过程中海面失热 , 有些日子海洋热量净收 入可能接*于 0 或为负值。表 1 为 2002 年观测期 间不同天气条件的海面通量*均值。 利用实验 3 号和科学 1 号考察船也进行了海气

表 1 2002 年观测期不同天气条件的 海面通量的*均值 ( W/ m 2) T able 1
天气阶段 爆发前 ( 1) 爆发前 ( 2) 季风爆发( 1) 西南强风( 1) 季风低压( 1) 西南强风( 2) 季风低压( 2) 西南强风( 3) 季风中断 4 月 24~ 30 日 5 月 9~ 13 日 5 月 14~ 18 日 5 月 19~ 23 日 5 月 24~ 29 日 5 月 30~ 6 月 2 日 6 月 3~ 6 日 6 月 9~ 12 日 6 月 13~ 18 日

M ean sea surface flux es dur ing different w eather conditio ns for 2002( W/ m 2 )
V ( m/ s) 4. 2 4. 1 6. 1 7. 6 3. 3 7. 5 5. 9 8. 5 6. 5 R ( mm) 0. 0 0. 0 79. 0 0. 0 126. 0 0. 0 47. 4 0. 0 15. 7 N 1/ 10 4. 3 3. 2 7. 3 7. 1 8. 9 7. 4 8. 6 6. 7 5. 8 Qs 277. 2 290. 5 194. 0 222. 8 181. 2 232. 6 126. 9 264. 9 253. 1 Qb - 58. 0 - 60. 7 - 41. 4 - 40. 2 - 39. 7 - 42. 3 - 31. 9 - 45. 4 - 51. 7 Hs - 5. 8 - 4. 2 - 5. 0 - 2. 7 - 11. 1 - 4. 9 - 5. 2 - 3. 5 - 6. 4 EL - 86. 3 - 101. 8 - 97. 2 - 100. 6 - 89. 2 - 96. 8 - 71. 2 - 124. 3 - 125. 3 Qn 127. 1 123. 8 50. 4 79. 3 41. 2 88. 6 18. 6 91. 7 69. 7

( V : 风速 , R : 降水量 , N : 总云量 , H s : 感热通量 , E L : 潜热通量 , Q s: 海洋实际吸收的净短波辐射 ( 太阳总辐射 Q S : 海面 反射短波辐射 Q SW) , Q b: 净长波辐射 ( 大气长波辐射 Q LS 、 海面长波辐射 Q LW ) 和海洋热量净收支 Q n。海洋热量净收支由 公式 Q n = Q s - Q b - H s - E L 计算 , 海洋吸收通量为正 , 海洋放出通量为负 )

通量的测量 。并用涡动法计算了各种海气通量 参数。在文献[ 49] 中详细报告了测量结果。这里不 再进一步说明。 ( 2) 南海与孟加拉湾、 西太*洋暖池地区季风 爆发前后热量交换比较 南海与孟加拉湾、 西太*洋暖池等海域相连, 而 且同属于热带纬度, 热量、 水汽交换特点也有不同之 点。表 2 为 西太 *洋暖 池 T OGA - COARE 船舶 观 测、 Nauru - 99 试验卫星观测、 孟加拉湾海 - 气相互作 用 ( JASM INE ) 试 验 观 测 结 果。 太 * 洋 T OGA COARE 包括两个阶段: 1992 年 11 月西风爆发前* 静时期和 1992 年 12 月到 1993 年 1 月西风爆发期。

[ 60]

孟加拉 湾海 - 气相互 作用试验 包括 3 个 阶段: 1999 年 5 月 10~ 15 日 , 西南季风爆发前小风期 ; 5 月 21 ~ 26 日, 西南季风爆发期 ; 9 月 12~ 23 日季风中断 期。比较表 1 和表 2, 可以看出洋面之间有所差异: 西太*洋暖池西风爆发、 孟加拉湾季风爆发期比爆 发前潜热通量明显增大 , 南海却有所减少 ; 孟加拉湾 爆发期潜热通量变化很大 , 以致海洋热量净收支出 现较大负值 , 西太*洋西风爆发期出现较小负值 , 南 海季风爆发期为正值 ; 西太*洋爆发期海面净长波 辐射增大 , 孟加拉湾、 南海均有所减少。这表明 , 孟 加拉湾较之西太*洋暖池、 南海西南季风爆发期比 爆发前潜热通量增大十分强烈。

5期

丁一汇等 : 南海季风试验与东亚夏季风 表 2 西 太*洋暖池与孟加拉湾海 - 气相互作用试验结果 ( W / m 2) T able 2
太*洋 Nauru 印度洋 JA SM IN E 试验 TC- 阶段 1 TC - 阶段 2 TC - 阶段 1 TC - 阶段 2 阶段 1 阶段 2 阶段 3 Qs 222 166 252 211 260 162 229 Qb - 58 - 66 - 63 - 71 - 49 - 31 - 38 Hs - 7 - 11 - 3 - 8 - 5 - 17 - 3
?

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Ex periment results of air -sea interacfion in West - Pacific w arm pool and bay of Bengal( W/ m 2 )
EL - 89 - 117 - 87 - 133 - 115 - 162 - 92 R - 1 - 4 - 1 - 3 - 0 - 7 - 1 Qn 65 - 12 98 - 4 92 - 89 96

( 3) 感热、 潜热通量、 动量通量随风速、 海 - 气温 差和气温 ( 水温 ) 的变化 感热通量、 潜热通量、 动量通量变化与具体的气 象要素之间的关系不尽相同: 感热通量小于 10 W/ m 2 时随着风速的增大感热通量几乎没有变化 , 但当 感热通量大于 10 W/ m 2 时, 随风速的增大感热通量 明显增大。感热通量与海 - 气温差呈明显正相关关 系, 相关 系数高达 0. 9 以上。特别是 当海 - 气温 差 < 2 e 时 , 相关关系更好, 随着海 - 气温差增大, 感热 通量相应增大; 此外感热通量还和气温有明显的负 相关关系 , 这是因为该海域气温低于海面水温 , 气温 升高, 海 - 气温差减小 , 感热通量相应减小。潜热通 量与风速、 海 - 气温差及海面水温均有正相关关系 , 其中潜热通量与风速的关系最密切 : 随风速的增大

潜热通量明显增大, 相关系数达 0. 6, 并且可以拟合 为线性关系式 E L = 8. 18 V + 51. 62 。潜热通量与海 面水温的相关关系较好 , 随着海面水温的升高, 潜热 通量相应增大。 2002 年海面动量通量* 均值为 0. 045 N/ m 2 , 与 孟 加 拉 湾 JASM INE - 99 期 间 测 量 结 果 0. 0446 N/ m 2 相同。它与风速 的关系密切 : 当风速 增大时 , 动量通量迅速增大。动量通量 S 和风速 V 的关系式 S = 0. 00185 V 2 - 0. 00559 V + 0 . 01248 ( 4) 海 - 气通量交换系数的计算 通量交换系数 ( 动量交换系数 C D 、 感热交换系 数 C H 与潜热交换系数 C E ) 是利用常规观测和整体 输 送公式进行通量计算的重要参数 , 它们随天气和

?

W ebster P. J, Bradley E. F, Fairall C. W et al. JA SM IN E: t he field phase. 2000.

576









62 卷

图 14

1997/ 1998 年南海暖事件期间季节*均南海 SST A 和海面风 应力距*

( a. 1997 年 3~ 5 月 , b. 1997 年 6~ 8 月 c. 1997 年 9~ 11 月 , d. 1997 年 12 月 ~ 1998 年 2 月 e. 1998 年 3~ 5 月 , f. 1998 年 6~ 8 月 , g. 1998 年 9~ 11 月 , h. 1998 年 12 月 ~ 1999 年 2 月 ) Fig. 14 S easonal m ean SSTA and sea surf ace st ress f or 1997/ 1998 w arm event ( M arch- M ay, ( b) June A ugust , ( c) Sept ember- N ovember, 1997; ( d) D ecember, 1997- February, 1998; ( e) M arch- M ay, ( f ) Jun e- August, ( g) September- November, 1998; ( h) December, 1998- February, 1999)

5期

丁一汇等 : 南海季风试验与东亚夏季风

577

海况有较大变化, 而不是一个常数。研究给出了由 观测试验资料计算的中性条件及各类天气条件下的 交换系数, 并讨论 了它们与气象要 素之间的关系。 2002 年试验中性条件下动量交换 系数 C Dn * 均值 为( 1. 029 ? 0. 16) @ 10 。季风爆 发前数值略小 , 季风爆发后数值稍微增大, C Dn 随风速的分布可以
- 3

南海海面南风距*消退 , 甚至在 1998 年夏季一度表 现为北风距*, 这是因为 1998 年南海夏季风偏弱; 而 此时高 SSTA 位于北部深水区域及泰国湾附*, 并且 温跃层加深且明显下凸, 海盆中央维持海盆尺度环流 系统的 SSHA 所导致的对流模态使南海海温距*进 入维持阶段。到了 1998/ 1999 年 冬春季, 南海南部 SSTA 开始消退, 及至 1999 年 5 月, 这次暖事件宣告 结束。 ( 2) 针对南海环流的年际变化, 分析了 El Ni? no 和 L a N ina 期 间的南海异常 流函数场。发现在 El Ni? n o 期间的夏季异常流函数场主要体现在南海自 身环流结构的强化, 即南部反气旋式涡流和北部气 旋式涡流加强; 冬季则削弱整个南海的气旋式流场。 L a N ina 期间对夏季环流态的影响主要集中在南海 北部, 即削弱北部气旋式涡流; 冬季则强化整个南海 的气旋式流场。这从气旋式和反气旋式涡流强度变 化所体现的南海环流年际变化的角度为南海海温和 热含量的年际变率提供了定性的动力学解释。 ( 3) 对 于南海南部 上层海洋 环流的季 节性结 构 , 观测到冬、 夏反向的次海盆尺度流涡、 夏季东向 离岸流和南海西部涡旋的双极子结构; 观测资料和 数值模型证实南海南部主要是风生环流, 并指出一

拟合为一个多项式 C Dn = 0. 00108 - 7. 0996 @ 10 1. 3009 @ 10
-5 -5

V 10 +
-7

V

2 10 -

4. 4079 @ 10

V3 10

整体动量交换系数 C D 与风速的关系密切 ( 图 13) , 当风速 < 5 m/ s ( 光滑流 ) 时, 随着风速增大而 迅速减小; 当风速 > 5 m / s( 粗糙流 ) 时, 随着风速增 大而缓慢增大。 C H 与海 - 气温差呈现正相关关系 , 特别是当海 - 气温差 < 2 e 时, 随着海 - 气温差增大相 应增大; C H 和气温也有明显的负相关关系。 C E 与 风速的关系密切 : 当风速 < 5 m/ s 时, 随着风速增大 而迅速减小 ; 当风速 > 5 m/ s 时 , 随着风速增大减小 缓慢, 当风速 > 12 m/ s, 趋向一稳定值。海 - 气温差 也影响潜热交换系数变化, 当海 - 气温差 < 2 e 时 , 海 - 气温差增大相应增大 , 当海 - 气温差> 2 e 时 , 与 海 - 气温差的相关关系减弱。热通量和动量交换系 数与风速的关系也可以表示为一个多项式, 与海 -气 温差的关系可以表示为线性关系式。

7

南海季风作用下上层海洋的热力 ) 动力 学一些特征
南海季风试验重点开展了南海环流与季风相互

作用、 中尺度涡旋的时间空间演变、 南海上层海洋层 化结构及其低频变率、 与中尺度动力过程有关的遥 感分析和海 - 气相互作用等内容的研究, 初步建立南 海热带中尺度海洋动力过程的理论体系。 ( 1) 根据南海海洋观测资料诊断分析 , 发现强 度和持续时间为*几十年来之冠的 1997 年春、 夏季 至 1999 年春季的南海强烈暖事件和相应的环流结 构的 ENSO 型异常 ( 图 14) 。这次南海暖事件的发 生、 发展也对 应了热 带东 太* 洋 ENSO 事 件的 发 展, 两者几乎同时在 1997/ 1998 年冬季 ( 具体而言为 1998 年 1 月左右) 达到巅峰 ; 南海大部分海 域海表 温度距*( SST A) 在 1 e 以上。 1997 年东亚夏季风 偏强 , 冬季风偏弱, 南海海面风距*为一致的南风距 *。在南海 SST A 发展阶段, 南风距*导致的暖* 流为主要作用因子。这个阶段海盆中央没有系统的 海面高度距* ( SSHA) , 温跃层调整不明显。随后 ,
图 15 边界截 获 Kelvin 波 ( 灰色 ) 和源于东边界 的西传 Rossby 波 ( 黑色 ) 在南海海盆尺度 环流态建立过程中的重要作用 F ig. 15 T he import ant role of boundary - trapped Kelvin wave ( g rey) and w estw ard propagating Rossby wave ( r ed) originat ing in the eastern boundar y in establishment of the SCS basinscale circulation state

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62 卷

图 16 南海 1( a) , 3( b) , 5( c) , 7( d) , 9( e) , 11( f) 月份经向 115bE 断面的海洋层化特征
( 等温线 ( 单位 : e ) 间隔为 1 e , 带星点实线为混合层深度 )

Fig . 16 T he ocean str atified characteristics of Januar y ( a) , M arch ( b) , M ay ( c) , July ( d) , September ( e) and N ovember ( f) along 115bE. So lid lines: isolines of sea temperatur e ( unit: e ) . Solid line w ith dots: depth of mixed layer

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个反气旋涡在南沙海槽处产生、 发展并向西传播乃 至衰减 , 且具有约 50 d 的周期性过程; 揭示了边界 截获的 Kelvin 波和西传的 Rossby 波在南海海盆尺 度环流态建立过程中的重要作用 ; 特别是通过高分 辨模式揭示了边界截获 Kelv in 波和源于东边界的 西传 Rossby 波在南海海盆尺度环流态建立过程中 的重要作用 ( 图 14) , 提出了南海季风性海洋环流的 建立机制, 进而估算了南海上层海洋大尺度环流调 整的特征时间尺度, 与源于东边界的西传 Rossby 波 相速。这一关于南海季风性海洋环流建立与调整的 水*大尺度波动观点有别于以往的局地海洋对风应 力和风应力涡度强迫的响应机制( 图 15) 。 ( 4) 南海是一个海洋层化显著的区域 , 对南海 层化结构进行了研究 ( 图 16) 。对理想海底地形的 南海海洋经向翻转环流进行了数值模拟, 估算了经 向翻转环流的流量约为 0. 7 Sv; 提出了季节性温跃 层中存在明显的位涡池和混合层水体潜沉进入季节 温跃层上层、 在等密度水层中沿等位势涡度线运动 的观点。通过分析气候*均温盐资料, 揭示南海混 合层和*愕氖笨辗植继卣 , 剖析了混合层深度 及其*闱慷鹊募窘诒浠媛 ; 探讨了南海温跃 层与上层海洋热状况的内在联 系; 给出了 / 南 海暖 池0 的三维形态 , 表明 4 至 11 月份 28 e 等温包络 面呈现大小不等和深浅不同的盆状, 形象化地表示 了暖水的演变过程, 并对暖池季节演变进行了数值研 究。上述研究虽然只是对南海温跃层动力学的一些 初步探讨, 但却从其形态的运动学侧面反映了南海温 跃层蕴含了环流季节性调整的关键信息, 说明南海温 跃层的演变也是制约南海环流变化的一个内因。

地形和下垫面特征, 往往造成区域气候的特殊变化 规律。由于全球模式的水*分辨率较低 , 难以细致 地描述区域内中小尺度的地形、 地表特征和其他因 子对区域气候变化的强迫和影响, 因而往往不能较 好地预测区域气候的变化。因此利用区域气候模式 对东亚季风的季节变化和异常进行数值模拟是十分 必要的。在 SCSMEX 中, 我们用 RegCM2 - NCC , RegCM2( NCAR 第 2 代区域气候模式) [ 63, 64] 和南京大 学 p-R 区域气候模式[ 65] 对南海季风的季节变化和引 起季风变异的若干因子的作用进行了数值模拟。 ( 1) p-R 区域气候模式对南海季风季节变化的 模拟 中国区域气候的季节变化是与盛行气流的转换 相联系的, 由于季风特征在对流层低层最为明显 , 从 2 月上旬至次年 1 月下旬 850 hPa 附* 105~ 120bE ( 南海地区的经度范围) 纬向*均后的风矢量时间 纬度剖面 ( 图 17) 中可以看出 , 在中国南海地区, 冬 半年以东北东气流为主。南海地区的西南季风气流 形成于 5 月份, 以后经历一个增强 ) 减弱 ) 消失的 过程 , 10 月份为南海西南季风的转折期 , 以后转受 东风气流控制。对于中国东南部地区( 21~ 30bN) , 全年以西南气流为主, 但在 5 月份南海季风爆发后, 西南气流强度明显增强。在 6, 7 月份, 存在明显的 低层西南季风气流。 8 月份, 西南季风气流可到达 30bN 以北。此后, 西南 季风由高纬至 低纬逐渐撤 退。由此可见, 在模拟的风场中 , 中国东部盛行气流 的季节性变化, 与实际情况亦基本一致。
[ 62]

8

南海与东亚夏季风的数值模拟

在东亚季风的数值模拟研究中, 中国学者已经 有很多成果。在数值模拟中采用的模式有全球模式 和区域模式 [ 61] 。全球模式在区域气候变化的模拟 和预测中 , 性能还不够良好。赵宗慈等选用了 11 个 全球环流模式, 对它们在东亚地区 ( 15~ 60bN, 70~ 140bE) 的模拟性能作了统一评估 , 发现这 11 个模式 对东亚地区全年和夏季的降水与气温的模拟结果有 很大的不一致性, 尤其是对降水的模拟。上述结果 表明 , 即使对东亚这样一个较大的区域 , 全球模式也 不能较好地模拟出与观测相符的气候特征。这是因 为区域气候的成因是多方面的 , 大尺度背景场的影 响在某种程度上虽然起主导作用 , 但区域内的特殊

图 17 2 月上旬至次年 1 月下旬 850 hPa 附* 的模式层上 105~ 120bE 纬向*均风 矢量的时间 - 纬度剖面 [ 65] Fig. 17 L atitude- time cross- section o f 850 hPa zonal wind vector near 850 hPa model level av er ag ed along ( 105- 120bE) for the first ten days of F ebruary - last ten days of January in the following y ear

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( 2) 青藏高原积雪对季风气候的模拟 欧亚雪盖及青藏高原积雪对大气环流特别是对 季风影响的数值模拟已经有了不少工作。但这些工 作采用的大都是全球环流模式 , 往往不能较细致地 刻划 出 区 域 气 候对 积 雪 异 常 的响 应 特 征。 Qian 等[ 66] 采用区域气候模式 RegCM2, 模拟积雪异常对 中国夏季风气候的影响 , 作了 6 个敏感性试验。控 制试验是用 1 月气候*均的气象场和海温场作为初 值, 从 1 月 1 日积分至 8 月 31 日 , 边界强迫和海温 均用相应时间的观测场资料。这里只给出青藏高原 冬季雪深增加试验 ( DL ) 和用 1998 年 6~ 8 月观测 场作为边界条件的试验 ( BN) 与控制试验在夏季的 降水和 850 hP a 的风场差值分布( 图 18) 。 从图 18a 和 b 可以看出, 青藏高原冬季积雪深 度的增加有利于江淮流域夏季降水的增多, 而在其 南北两侧的江南至华南以及华北等地区, 降水会减 少; 1998 年 6~ 8 月的边界流场对区内的强迫, 产生 同样的效果, 不过边界强迫的效果更明显。因此, 在

1998 年这两个因子都有利于长江流域的洪涝发生。 这种降水异常的区域分布, 与季风的减弱关系密切。 图 18c 和 d 是相应试验与控制试验 850 hPa 的风场 差值分布, 表明当冬季青藏高原积雪深时 , 东亚季风 减弱, 在长江以北地区形成距*风场的辐合带, 而在 其两侧有距*风场的辐散带 , 它们与降水的正负距 *带十分匹配。1998 年 6~ 8 月的边界流场对区内 的强迫 , 产生同样的距*风场分布, 不过边界强迫对 东亚季风减弱的效果更明显。 青藏高原积雪异常对中国夏季风气候的影响是 通过/ 湿土壤0 与大气的相互反馈作用 ( 即记忆功能) 而达到的。/ 湿土壤- 大气0 系统的这种/ 记忆0 功能 正是青藏高原积雪异常对中国春夏季降水影响的主 要机理。也就是说, 土壤长时间的湿度异常及其与 大气间的反馈是*低/ 记住0 积雪异常信息, 并 对其后的气候状况产生持久影响的根本物理机制。 但是, 到 5 月末, 由积雪异常造成的地表水增加和地 温下降已经很少了 ( 图略) , 单纯的水文过程已不再

图 18 RegCM2 模拟的青藏高原冬季积 雪深度增加 ( a, c) 和 1998 年 5~ 8 月边界流场强 ( b, d) 所引起的中国夏季降水变化 ( a, b, 单位 : mm/ d) 以及相应的 850 hPa 的风场差值 ( c, d, 单位 : m/ s) [ 66] F ig. 18 Change in summer pr ecipitation ( a, b, unit: mm/ day) and 850 hPa wind fields difference ( c, d, unit: m/ s) caused by incr ease in snow dept h in winter over the T ibetan Plateau simulated with RegCM 2 ( a, c) and boundar y flow field forcing of M ay- Aug ust, 1998 [ 66]

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能对后期的*低巢灾挠跋, 因而积雪异 常造成的*低持形露群褪鹊谋浠芊裎值 季风爆发的 5 月 , 就成为积雪异常对后期大气环流 影响强弱的关键。在 1998 年 , 高原积雪深度异常的 效应, 确实能持续至 5 月 , 而且 , 又有合适的环流形 势( 边界强迫) 相配合, 这些都对夏季风气候产生了 显著影响。 ( 3) 区域海气耦合气候模式对 1998 年南海季 风爆发过程的模拟 利用 改 进 的 RegCM 2, Reg CM 2 - NCC, L iu 和 Ding 模拟了 1998 年夏季风的活动与降水过程。 他们不但模拟出了季风爆发, 活跃与中断期的全过 程, 而且还模拟出了季节雨带的北推过程以及不同 时期显著降水事件的分布。
[ 62]

将美国普林斯顿大 学海洋模式 ( POM ) 的南海 版本 ( SCS - POM ) 和 p-R 混合坐标系区域气候模式 相耦合, 发展了东亚及其邻*海洋地区的区域海气 耦合气候模式 ( p- R+ POM - CRCM ) , 用 研制的 p-R + P OM - CRCM 模拟了多年*均的夏季风的爆发及 演变过程 , 并对 1998 年夏季风个例进行了模拟 , 以 考察区域性海气耦合模式在模拟东亚气候形成和变 化中的潜力[ 67] 。 由 1998 年 105~ 120bE 南海经度带内*均的低 空西南风 的时间 - 纬度剖面 ( 图 19) 可见 , 实况中低 空西南风有 3 次自南向北的爆发过程 , 分别在 5 月 中下旬、 6 月中下旬和 7 月底 8 月初。这 3 次向北 爆发过程均很好地被模拟了出来, 且模拟的强度与 观测也大致相当。

图 19 Fig . 19

1998 年 105~ 120 bE 南海经度带内*均的低空西南风 ( m/ s) 的时间 - 纬度剖面 [ 67]
( a. 实况场 ( 850 hPa) , b. 模拟结果 ( 第 5 模式层 ) )

Latitude - time cross- sectio n of low - lev el south westerly wind along 105- 120bE

in 1998[ 67] ( m/ s) . a: observ ed ( 850 hPa) ; b: simulated ( the 5th mo del level)

由 1998 年 0~ 20bN 南海中南部纬度带内*均 的低空西南风的时间 - 经度剖面 ( 图 20) 可见, 实况 中低空西南风在 5 月中下旬有 1 次东扩过程。 6 月 上旬, 西南风有 1 次减弱过程 , 其后 , 西南风大值轴 一直维持在 95 bE 。这些特征都被模拟出来了。但 是, 模拟的西南风大值轴上的风速皆偏小, 且 7 月中 旬后 , 模拟的西南风大值带比实况宽。 p-R+ POM - CRCM 对 1998 年海洋要素的模拟 中, 对海流的模拟与由观测资料单独 驱动 POM 时 的模拟结果相* , 但对表层海温的模拟出现较明显 的冷差异。分析发现, 区域海气耦合模式模拟结果 中的表层海况最易发生气候漂移 , 其原因可能主要 是大气和海洋模式界面上的热量通量与实际的不一 致。表层海流与海温对大气模式中风应力和热量通

量的误差最敏感。这表明海气耦合的区域气候模式 初步试验虽然是成功的 , 但尚有许多问题待解决。

9





南海季风试验是一次大气与海洋的联合试验, 旨在更好地了解 南海夏季风的 爆发、 维持 与变化。 通过各参与国和地区的积极合作, 这个区域的大型 季风试验取得了圆满的成功。 1998 年 5~ 8 月的外 场试验 , 获得了大量的气象与海洋资料, 它们为研究 南海季风与东亚季风的活动及其与海洋的相互作用 提供了宝贵的资料。它们已被日本、 美国、 澳大利亚 等国用于四维资料同化, 汇编了专门的资料集。中 国和香港地区等也用这些资料进行初值的同化, 改 进了不同时间尺度的季风与降水预报。 另一方面 ,

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图 20 1998 年 0~ 20 bN 南海中南部纬度带内*均的低空西南风的时间- 经度剖面 [ 67]
( 其余说明同图 19)

F ig. 20

Same as Fig . 19, but for longitude- time cross- section of low - level sout hwesterly wind for 0- 20bN zone in 1998 [ 67]

由 SCSM EX 获得和收集的各种资料也被广泛用于 东亚季风的研究中, 得到了许多重要的成果。本文 是这些成果的一个初步总结。概括起来, 主要研究 成果如下 : ( 1) 亚洲夏季风最早爆发的地区是在中印半岛 和南海。它是大尺度环流的季节变化在特定热源 , 冷空气与季节内振荡等强迫下的产物。从天气过程 的观点看 , 它与上游赤道东印度洋低层西风的加速 , 双涡旋的发展, 孟加拉湾低压的加强与对流的强烈 发展密切有关。 ( 2) 在南海季风爆发时期, 在南海北部观测到 许多中尺度对流系统 ( M CSs) 。它们与大尺度环流 密切相关 , 并通过凝结加热形成正反馈机制, 进一步 增强热带西南季风的爆发过程。 ( 3) 在南海地区季节内振荡主要有两种模态 , 即 10~ 20 d 和 30~ 60 d 振荡。在季节变化背景下 , 它们的湿位相在南海地区的锁相 , 对于南海夏季风 的爆发有重要的触发作用, 并且这些低频振荡的北 传, 在很大程度上可以影响中国与东亚地区降水事 件的发生。 ( 4) 季风期南海 - 西太*洋热带地区的 对流活 动可以激发定常的 Rossby 波产生 EPA 遥相关型 ,

不仅可以影响东亚地区的天气与气候, 还可影响下 游北美地区天气 ) 气候条件。另外还揭示, 南海季 风的强弱与中国的降水有密切关系。强( 弱) 季风通 常在长江中下游地区导致降水的偏少 ( 多) , 华北地 区降水偏多 ( 少) 。 ( 5) 海气通量与季风活动有密切的关系。西南 季风爆发前后 , 随着风向、 风速、 云量、 降水、 湿度及 至海面状态等突然 变化, 太阳 短波辐射、 海面净辐 射、 潜热通量和海洋热量净收支变化强烈。感热通 量、 潜热通 量、 动量通量 变化受不同大 气要素的影 响。1998 年季风期西沙岛附*海面的感热通量为 7. 8 W/ m 2 , 潜热通量为 110~ 130 W/ m 2 , Bowen 比 为 0. 047~ 0. 071, 与热带地区其他地点的测量值相 *。海洋热量净收支变化表明: 季风爆发前海洋是 能量累积过程, 季风爆发期海洋是能量释放过程 , 而 在中断期 , 海洋是能量重新累积的过程。通量交换 系数 ( 动量交换系数 C D 、 感热交换系数 C H 与 潜热 交换系数 C E ) 随天气和海况有较大变化 , 它们与风 速、 海 - 气温差的关系可以表示为多项式或者线性关 系式。 ( 6) 1997~ 1998 年 南海海温是* 几十年最高 的 , 这个 南海暖 事件的 发生 对应了 热带 东太 *洋

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ENSO 事件的发生。它的出现与衰弱与南海季风的 变化密切相关。南海 的环流场对于 ENSO 事 件也 有明显的响应。如 El Ni? no 事件期间 , 其环流结构 可以得到加强, 反之 , L a Nina 事件期间其北部的气 旋式涡 流减弱。另外也揭 示了边界 截获的 Kelvin 波与西传的 Rossby 波在南海海盆尺度环流态建立 过程中的重要性。提出了南海季风性海洋环流的建 立机制。另外对南海温跃层动力学进行了探讨 , 研 究了南海海洋层化结构, 给出了南海暖池的三维形 态。 ( 7) 利用区域气候模式成功地模拟了南海与东 参考文献
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亚地区季风场和雨带的季节变化与季节进程。对于 1998 年汛期中国主要暴雨事件也成功地模拟出来。 通过 SCSM EX 计划发展的海气耦合区域模式, 也具 有一定模拟东亚季风风场演变和海洋状况的能力。
致谢 : 南海季 风试 验 ( SCSM EX ) 是/ 九 五0 期 间国 家 攀 登 A 项 目。得到 了科 技部、 中国 气象 局、 国家海 洋局、 中国 科学院等部门的大力支持 , 许多国家与地区以及众多科学 家 参与了此项目 , 为项目的成功实施作出了贡献。在此表示 深 深的感 谢。也 感 谢 张智 北、 刘 家 铭、 Jonhson 、 陈 忠 良、 王作 台、 王 守荣、 巢清尘、 胡敦欣、 赵永 *教授 等大 力的帮 助与 支 持。感谢广东 省气 象局 的 大力 协助。 最后 感 谢宋 亚芳、 谢 强、 何春在撰写本文中的帮助。

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62 卷

SOUTH CHINA SEA MONSOON EXPERIMENT( SCSMEX) AND THE EAST -ASIAN MONSOON
Ding Yihui
( N ational Climate Center , China M eteorological A dministr ation , Beij ing 100081)

L i Chongyin
( I nstitute of A tmosp her ic Phy sics , Chinese A cademy of Sciences , Beij ing 100029)

He Jinhai
( N anj ing I nstitute of M eteorology , N anij ng 210044 )

Chen L ongx un
( Chinese A cademy of Meteor ological Sciences , Beij ing 100081 )

Gan Zijun
( South China Sea I nstitute of Oceanogr ap hy , CA S , Guangz hou 510301)

Qian Yongfu
( Dep ar tment of A tmosp her e Scionces, N anj ing University , N anj ing 100093 )

Yan Junyue
( N ational Climate Center , China Meteor ological A d minis tr ation, Beij ing 100081 )

Wang Dongxiao

Shi Ping Xu Jianping

Fang Wendong

( South China Sea I nstitute of Ocenogr ap hy , CA S , Guangz hou 510301)

( T he 2 nd I nstitute of Oceanogr ap hy , State Oceanic A dministr ation, H angz hou 310012)

Li L i
( T he 3 r d I nstitute of Oceanogr ap hy , S OA , X iamen 361005 )

Abstract T he SCSMEX is a joint at mospheric and oceanic ex periment by int ernat ional eff ort s, aim at studying t he onset , m aint enance and variabilit y of the South China Sea ( SCS) summer monsoon, t hus to improve the mon soon predict ion in Sout heast and East -Asian regions. T he f ield ex periment carried out in M ay ) August, 1998 w as fully successful, wit h a larg e amount of met eorological and oceanographic dat a acquired t hat have been used in four dimensional dat a assim ilations by several count ries, in order to improve t heir numerical simulat ions and predict ion. T hese dataset s also are w idely used in the f ollow - up SCS and East - Asian monsoon study. T he pre sent paper has sum marized the main research results obt ained by Chinese met eorologists w hich cover six aspects: ( 1) Onset processes and mechanism of t he SCS summer monsoon; ( 2) development of convect ion and meso - scale convective syst ems ( MCSs) during t he onset phase and t heir interact ion w it h larg e -scale circulat ion; ( 3) lowfrequency oscillation and t eleconnect ion ef fect; ( 4) measurements of surface f luxes over t he SCS and t heir rela t ionship w it h the monsoon act ivit y; ( 5) oceanic thermodynamic structures, circulat ion and m eso - scale eddies in the SCS during t he summer monsoon and their relat ionship w ith ENSO events; ( 6) numerical simulat ions of t he SCS and East -Asian monsoon. Key words: East -Asian monsoon, Sout h China Sea monsoon experiment ( SCSM EX) , Monsoon onset, Low - f requency oscillat ion.




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