58 应用气象学报第 22 卷 [20] 万日金等系统地分析了江南春雨的时空分布, 指出将江南春雨的建立和终结时间分别定为第 13 候和第 27 候比较适当, 同时江南春雨的空间范围被定义为包括长江中下游 (30 N) 以南,110 E 以东的我国东南部地区 [21 22] 赵平等在观测分析的基础上

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1 第 22 卷第 1 期 2011 年 2 月应用气象学报 JOURNALOFAPPLIED METEOROLOGICALSCIENCE Vol.22,No.1 February2011 张博, 钟珊珊, 赵滨, 等. 春季西太平洋海表面温度对我国江南春雨的影响. 应用气象学报,2011,22(1): 春季西太平洋海表面温度对我国江南春雨的影响张博 1) 钟珊珊 2) 赵滨 1) 何金海 2) 陈隆勋 3) 1) ( 国家气象中心, 北京 ) 2) ( 南京信息工程大学大气科学学院, 南京 ) 3) ( 中国气象科学研究院, 北京 ) 摘要利用 NCAR 提供的第 5 代全球大气环流模式 CAM3.1 探讨了春季西太平洋副热带地区海表面温度对我国江南春雨的影响数值试验结果表明 : 春季西太平洋副热带地区海表面温度升高可引起同期东亚西太平洋副热带纬向海陆热力差异减弱, 进而引起 3 4 月青藏高原东南侧的低涡强度减弱, 该低涡与西太平洋副热带高压之间的位势梯度减小, 中低纬度西太平洋副热带高压强度减弱, 其北侧的 850hPa 西南风强度相应减弱, 因此西南暖湿气流输送也随之减弱, 造成江南地区的水汽通量辐合强度明显减弱, 这种环流分布状况将不利于出现较强的江南春雨, 导致江南春雨强度明显减小关键词 : 气候学 ; 江南春雨 ; 数值模拟 ; 春季西太平洋副热带地区海表面温度引言 [1] 20 世纪 80 年代,Tao 等提出东亚季风环流系 [2] 统包含热带和副热带季风 Zhu 等明确提出东亚季风区可分为南海西太平洋热带季风区 ( 热带季风 ) 和大陆日本副热带季风区 ( 东亚副热带季风 ), 副热带季风与我国东部汛期降水的联系也已做过研 [3] 究海陆热力差异是季风形成的主要因子, 早期的季风研究主要强调东亚地区经向海陆热力差异对 [4] [5] 热带季风产生的影响, 钱永甫等张艳等以及 [6] Zhao 等讨论了纬向海陆热力差异对夏季风的影 [7] 响, 杨明等分析了海陆温差对江淮夏季降水的影 [8] 响赵平等用数值模拟方法研究了青藏高原抬高加热和西北太平洋海表面温度异常对亚洲太平洋涛动的影响关于太平洋海表面温度对大气环流以及我国不同时段降水影响被我国气象学家所关 [9 11] [12] 注祁莉等指出东亚大陆和西太平洋纬向海陆热力差异的季节转换最早发生在副热带地区, 与其相应的对流层低层冬季盛行偏北风转为夏季偏南 [13] 风, 对性流降水也同时出现何金海等指出, 亚洲大陆 ( 含青藏高原 ) 与西太平洋之间的纬向海陆热力差异的季节逆转对东亚副热带夏季风及热带夏季风均有重要作用东亚 (110 ~130 E) 降水正距平最早在第 15 候前后 (3 月中旬 ) 出现, 与该区域纬向海陆热力差异季节逆转时间一致, 而该区域降水正距平产生的时间正值江南春雨时段引发早稻烂秧棉花僵苗不发等多种农业灾害的春季连阴雨天气, 是我国南方广大地区的主要自然灾害之一, 进一步弄清它的发生规律, 对该地区防灾减灾具有重要意义我国许多学者对江南春季 [14 17] [18] 连阴雨进行了分析, 陈绍东等指出江南雨季开始于 3 月, 降水集中于春末夏初 (4 6 月 ), 是我国东部雨季开始和结束最早的地区, 而影响江南汛期降水的海温异常关键区位于 1 ~9 S,12 ~ 129 E, 关键影响时段为前一年的 5 7 月 Tian [19] 等首次提出春雨持续降水的概念, 认为其成因机制在于西部陆地中南半岛与东部西太平洋至菲律宾之间的热力对比, 并因早春从江南到日本南部的降水量同时快速增长而推论春雨非地形影响的结果收到, 收到再改稿资助项目 : 国家自然科学基金重点项目 ( , ) E mail:zb1221@mail.iap.ac.cn

2 58 应用气象学报第 22 卷 [20] 万日金等系统地分析了江南春雨的时空分布, 指出将江南春雨的建立和终结时间分别定为第 13 候和第 27 候比较适当, 同时江南春雨的空间范围被定义为包括长江中下游 (30 N) 以南,110 E 以东的我国东南部地区 [21 22] 赵平等在观测分析的基础上, 利用区域大气模式选择 2004 年和 2005 年探讨了春季东亚热力差异变化对我国南方西南风降水以及雨带南北进退的影响, 通过数值试验证实 : 春季东亚海陆热力差异对我国江南地区西南风降水形成有重要影响, 当春季东亚海陆热力差异减弱时, 我国东部没有雨带出现这些研究成果是在个例分析基础上得到的, 因此有必要从气候平均角度对其进行验证, 在这个思路的启发下, 本文利用 NCAR 提供的第 5 代全球大气环流模式 CAM3.1, 通过升高春季西太平洋副热带地区海表面温度, 来研究气候平均状况下春季东亚西太平洋纬向海陆热力差异对江南春雨的影响 1 模式及试验方案设计 1.1 数值模式与资料本文使用的数值模式为 NCAR 提供的 CAM3.1 模式, 它是由 NCAR 为天气和气候研究而开发的第 5 代大气环流模式 : 垂直方向采用 26 层 σ 狆混合坐标 ; 模式的大气层顶取 2.194hPa; 水平方向分辨率选取 42 波三角形截断 (T42); 时间步长为 20 min; 模式应用的海温资料来自于 Hadley 中心月平均海温资料有关 CAM3.1 模式的详细介绍, 可以参考文献 [23] 采用的资料包括 : 年 NCEP/NCAR (National Centersfor Environmental Prediction/ NationalCenterforAtmosphericResearch) 第 1 套逐日再分析资料中的风场资料, 水平分辨率为 ; 年 CMAP(ClimatePredic tioncentermergedanalysisofprecipitation) 降水资料 1.2 数值试验方案设计为了考察春季西太平洋副热带地区海表面温度对江南春雨的影响, 本研究设计了两组数值试验 : 控制试验 (CTL), 该试验采用 NCAR 在推荐 CAM3.1 时附带的 9 月 1 日初始场, 保持模式附带的海温有季节变化而没有年际变化, 积分 10 年 ; 敏感性试验 (WPSST), 该试验将西太平洋地区 (15 ~35 N, 120 ~150 E) 的海表面温度 ( 以下简称 SST) 依次提前 2 个月 ( 即模式自带 3 月 SST 变为 1 月 SST,4 月 SST 变为 2 月 SST, 依次类推 ), 而其他地区的 SST 保持不变, 即保持原有的季节变化无年际变化, 敏感性试验同样积分 10 年本文是对 CTL 试验和 WPSST 试验 10 年积分结果的算术平均值进行分析图 1a 给出了 WPSST 试验与 CTL 试验 500hPa 温度纬向偏差的差值逐候演变 ( 定义为各经度上的图 1 WPSST 试验与 CTL 试验 500hPa 温度纬向分布 ( 单位 : ) (a)20 ~30 N 平均偏差,(b)20 ~30 N,80 ~120 E 与 20 ~30 N,120 ~150 E 两区域温度差异 Fig.1 Zonaldiferenceof500hPatemperaturebetween WPSSTandCTL (unit: ) (a)departurebetween WPSSTandCTLover20 30 N, (b)diferencebetweenregionsof20 30 N, Eand20 30 N, E

3 第 1 期张博等 : 春季西太平洋海表面温度对我国江南春雨的影响 59 温度与 80 ~150 E 平均温度之差 ), 由图 1a 可见, 我国大陆在第 27 候之前大部分时间为冷区, 只是从第 27 候开始在青藏高原的西部出现暖区, 随后暖区范围迅速减小, 到了第 40 候前后我国大陆上空出现了大范围的暖区, 而 100 ~120 E 附近从第 12 候至第 40 候基本都为冷区 ; 西太平洋地区在第 36 候之前都维持着大范围的暖区形态在第 40 候之前我国大陆与相邻的西太平洋之前为大陆冷海洋暖的状态, 而从第 40 候开始, 才转变为大陆暖海洋冷的形态图 1b 给出 CTL 试验与 WPSST 试验模拟的 500hPa 纬向温度差异的时间变化, 温度差异为正 ( 负 ) 则代表 20 ~30 N 西太平洋 500hPa 温度较高 ( 低 ) 而东亚大陆温度较低 ( 高 ) 由图 1b 可见,CTL 试验模拟的温度差异在 3 月底至 4 月中旬由正转负, 而 WPSST 试验却推迟至 5 月底才出现纬向温度的逆转因此, 由以上分析可知, 当西太平洋 SST 升高时, 春季东亚纬向海陆热力差异减弱, 东亚夏季型热力差异出现推迟 2 数值试验结果分析图 2 分别给出我国东部 (110 ~120 E) 降水和 850hPa 风场气候平均的经向平均纬度时间剖面由图 2a 可见, 从 2 月初开始在我国东部 30 N 以南出现强度超过 2 mm d -1 的持续性降水 ;3 月初降水强度超过 4mm d -1, 随后强度继续增强并持续至 4 月下旬, 此时的江南雨带维持南北少动状态, 直到 5 月初南海季风爆发雨带中心位置南移意味着江南春雨阶段结束由图 2b 可见,3 月初开始我国江南地区 850hPa 风场中西南风风速超过 3m s -1 并一直维持至 5 月中旬, 随后江南地区西南风风速突然减弱图 ~120 E 平均时间经向剖面图 (a) 降水强度 ( 单位 :mm d -1 ),(b)850hpa 风场 ( 矢量 : 风向 ; 阴影 : 风速 ) Fig.2 Meridian timecrosssectionofprecipitationintensity(unit:mm d -1 )(a)andwindfieldsat850hpa (vectors:winddirection;shadedareas:windspeed)(b)averagedover E 图 3a 是 CTL 试验模拟的 110 ~120 E 平均降水强度时间经向剖面图由图 3a 可见, 第 13 候前后在 26 ~31 N 附近出现强度达到 4mm d -1 的江南春雨雨带 ; 此雨带持续到第 17 候左右, 随后降水强度减弱 ; 到第 20 候前后显著增强, 虽然在第 22 候附近稍有中断, 但基本都维持着南北少动,4 月下旬至 5 月上旬最强 6 月下旬至 7 月上旬雨带北跳至长江流域, 形成梅雨 ; 一条季风雨带在 7 月中旬继续北推至华北, 形成华北雨季,8 月中旬至 9 月中旬雨带维持在华北,9 月下旬以后雨带迅速南移, 另外一条季风雨带从 7 月中旬开始向南退至华南并维持到 10 月上旬通过对比图 3a 和图 2a 可以发现,CTL 试验模拟的江南春雨起始时间与观测较为一致, 均在第 12 候前后江南春雨强度超过 4mm d -1, 并出现强度短暂减弱后重新增强, 不同的是 CAM3.1 模式模拟的江南春雨雨带位置略偏北, 强度较弱, 此外可发现 CAM3.1 模式对南海季风降水模拟并不理想, 在 5 月中旬南海季风爆发时并未出现雨带中心从副热带地区南移 WPSST 结果表明 ( 图 3b): 1 3 月在 26 ~31 N 附近已无较强降水, 降水强度都未达到 4 mm d -1 ; 直到第 18 候前后,28 N 以北才出现强度达到 4mm d -1 的雨带, 此雨带范围覆盖 30 ~33 N 附近并持续到第 25 候, 随后一条雨带北推至 36 N 附近, 另一条南退至 33 N 以南并持续到 6 月上旬 ; 从 6 月中旬开始在 30 N 附近出现一条强雨带, 同时雨带也继续北推至华北地区,8 月中旬华北雨带开始南撤图 3c 是 WPSST 试验与 CTL 试验的 110 ~120 E 平均降水强度偏差时间

4 60 应用气象学报第 22 卷经向剖面图, 可以看出 : 从第 12 候开始, 在 30 N 以南出现一条主要的降水强度负差值带,3 月中旬负差值最强, 负差值中心位于 27 N 附近, 强度偏低 2mm d -1, 达到 0.1 的显著性水平 3 月至 4 月中旬负差值雨带位置南北少动 ;4 月下旬开始负差值雨带向北移动, 到 5 月中下旬前后北移至 30 ~ 33 N 附近 ;6 月上旬负差值雨带一部分继续向北, 在 7 月中上旬北进到华北地区, 另外一条南落至华南地区并维持至 10 月下旬以上分析表明 : 春季东亚西太平洋副热带纬向海陆热力差异减弱时,3 4 月发生在 30 N 以南地区的降水强度明显减少, 减小较显著的时间段为 3 月中旬及 4 月中下旬, 减小的幅度达 2mm d -1 [22] 以上分析与赵平等的数值试验结果较为一致, 我国东部 3 4 月雨带位于 30 N 以南, 而减弱海陆热力差异试验中我国东部未出现这样的雨带图 ~120 E 平均降水强度时间经向剖面图 ( 单位 :mm d -1 )(a)ctl 试验,(b)WPSST 试验, Fig.3 (c)wpsst 试验与 CTL 试验偏差 ( 阴影区表示通过 0.1 的显著性检验 ) Meridian timecrosssectionofprecipitation intensityaveragedover E (unit:mm d -1 ) (a)ctl,(b)wpsst,(c)diference between WPSSTandCTL (shadedareas:passingthetestof0.1level) 图 4a 是 CTL 试验模拟的气候平均我国东部 850hPa 风场的纬向平均 (110 ~120 E) 时间演变由图 4a 可以清楚地看到,3 月第 1 候在 25 ~30 N 附近出现风速超过 3m s -1 的西南风, 维持到 3 月中旬, 此时 27 ~30 N 附近纬向平均 (110 ~120 E) 降水强度达到 4mm d -1 ( 图 3a); 随后西南风有所减弱, 伴随着 3 月下旬至 4 月上旬降水量减小 ; 第 17 候西南风又开始加强, 强度超过 3m s -1 并向南北扩展, 对应从第 20 候开始 29 N 附近纬向平均降水强度显著增强, 达到 4mm d -1 ; 第 24 候西南风进一步加强并迅速向北扩展 20 N 以南, 在 6 月中旬前后, 南海由东南风转为西南风, 但西南风风速较小, 并且转向发生较气候平均南海季风西南风转为东南风的时间晚, 因此可以看出 CAM3.1 模式对南海季风的模拟稍有欠缺由此可见, 江南春雨期 25 ~30 N 附近西南风的加强和维持与 26 ~31 N 附近强降水的出现和维持相对应图 4b 是 WPSST 试验模拟的我国东部 850hPa 风场的纬向平均 (110 ~ 120 E) 时间演变, 由图 4b 可以看出,3 4 月 25 ~ 30 N 之间西南风明显减小, 已无超过 3 m s -1 的风速 ; 从第 24 候开始在 30 N 以南开始出现强度超过 3m s -1 的西南风, 范围维持少动, 从第 32 候开始西南风显著增强并向北扩展 20 N 以南, 南海的东南风转向为西南风的时间也同样是在 6 月中旬前后, 与 CTL 试验相近因此, 由于春季西太平洋副热带海表面温度升高引起的东亚西太平洋副热带同期纬向海陆热力差异强度的变化, 对南海夏季风的爆发影响不大 WPSST 试验与 CTL 试验的我国东部 850hPa 风场差值图 ( 图略 ) 可知在 20 ~30 N 和 10 ~20 N 分别有一个风速显著减小区 1 月在 10 ~30 N 存在差值东风说明 :WPSST 试验模拟的 1 月西风风速较 CTL 试验小, 第 13 候开始在

5 第 1 期张博等 : 春季西太平洋海表面温度对我国江南春雨的影响 N 附近出现了差值东北风, 在第 18 候稍有中断, 第 20 候开始至第 25 候差值东北风显著增强并向南扩展, 第 25 候以后差值东北风带向北移动, 第 35 候前后逐渐减弱消失此外, 从第 40 候前后开始在 10 ~20 N 附近出现差值东北风, 向北移动的同时, 差值强度显著增强, 第 48 候差值北边界北移到 25 N 附近, 然后差值东风区向南撤退, 在第 66 候南撤到了 8 N 附近以上分析表明, 春季东亚西太平洋副热带纬向海陆热力差异减弱, 导致 3 5 月我国东部 20 ~30 N 范围内的 850hPa 西南风强度明显减弱, 与之相应的江南春雨强度也明显减弱 CTL 试验中 ( 图 5a), 在 850hPa 高度场上, 青藏高原东南侧存在一个强度比实况弱的低涡, 其与西太平洋副热带高压之间有较大的位势梯度 ; 而在图 4 我国东部 (110 ~120 E) 气候平均 850hPa 风场时间经向剖面图 ( 矢量 : 风向 ; 阴影 : 风速 ) (a)ctl 试验,(b)WPSST 试验 Fig.4 Meridian timecrosssectionof850hpawindfieldsaveragedover Einthe eastpartofchina(vectors:winddirection;shadedareas:windspeed)(a)ctl,(b)wpsst 图月平均 850hPa 位势高度场 ( 单位 :gpm)( 虚线为 1500m 地形高度线 ) (a)ctl 试验,(b)WPSST 试验 Fig.5 850hPameangeopotentialheightfieldsin MarchandApril(unit:gpm) (dashedline:thetopographyof1500m)(a)ctl,(b)wpsst WPSST 试验中 ( 图 5b), 青藏高原东南侧的低涡强度明显比 CTL 试验结果弱, 相应的该低涡与西太平洋副热带高压之间的位势梯度减小对应于风场, 图 6a 是 CTL 试验模拟的 3 4 月平均 850hPa 风矢量场, 该模式对青藏高原北侧的西风急流带模拟较好, 东亚大槽的位置和深度与实况也较为接近该模式还可以模拟出青藏高原南侧的绕流, 但与实况相比范围偏小强度偏弱中低纬度西太平洋副热带高压的模拟结果与实况也较为一致, 但范围较实况偏大,25 N 以南从西太平洋经南海到孟加拉湾中部的广大地区都盛行偏东风, 分别在我国华南地区中南半岛北部转向为西南风, 我国的西南华南和江南地区都在西南风控制之下, 这使得该地区的水汽辐合非常明显, 江南地区出现水汽通量的辐合中心, 中心强度达 g kg -1 s ( 图 7a) 在 WPSST 试验中 ( 图 6b), 青藏高原北侧仍存在一支

6 62 应用气象学报第 22 卷西风急流, 东亚大槽的位置和强度与控制试验一致, 菲律宾以东洋面我国南海及孟加拉湾一带盛行偏东风, 但在我国华南地区的西南风强度与 CTL 试验相比明显偏弱, 与之相应, 江南地区的水汽通量辐合区范围减小且强度减弱, 中心强度减弱为 g kg -1 s( 图 7b) 为了验证这一点, 图 6c 给出 WPSST 与 CTL 试验模拟的 850hPa 风场差值分布, 可以看出 30 N 以南的我国南海及西太平洋图月平均 850hPa 风场 ( 虚线为 1500m 地形高度线 ; 阴影区表示通过 0.05 的显著性检验 ) (a)ctl 试验,(b)WPSST 试验, (c)wpsst 试验与 CTL 试验偏差 Fig.6 850hPameanwindfieldsin MarchandApril (dashedline:thetopographyof1500m;shadedareas: passingthetestof0.05level)(a)ctl,(b)wpsst, (c)diferencebetween WPSSTandCTL 图月平均 850hPa 水汽通量散度场 ( 单位 :10-5 g kg -1 s)( 虚线为 1500m 地形高度线 ; 阴影区表示通过 0.05 的显著性检验 ) (a)ctl 试验,(b)WPSST 试验, (c)wpsst 试验与 CTL 试验偏差 Fig.7 850hPameanmoisturefluxin MarchandApril (unit:10-5 g kg -1 s)(dashedline:thetopography of1500m;shadedareas:passingthetestof0.05level) (a)ctl,(b)wpsst,(c)diference between WPSSTandCTL

7 第 1 期张博等 : 春季西太平洋海表面温度对我国江南春雨的影响 63 地区为气旋性差值环流, 在其北侧从我国长江中下游流域直至南海及中南半岛中部为差值东北风并通过 0.05 的显著性检验, 菲律宾以东洋面盛行差值西风图 7c 为 WPSST 与 CTL 试验模拟的水汽通量散度差异分布, 我国大部分地区为正差值区, 在我国大陆东部沿岸存在一个正差值中心, 并通过 0.05 的显著性检验, 江南地区位于该正差值中心的西部以上分析表明, 在通过升高春季西太平洋副热带海表面温度导致春季纬向海陆热力差异减小情况下, 中低纬度的西太平洋副热带高压强度减弱, 其北侧的西南风强度相应减弱, 因此, 西南暖湿气流输送也随之减弱, 造成江南地区的水汽通量辐合强度明显减弱, 这种环流分布状况将不利于出现较强的降水图 8a 是 CTL 试验模拟的 3 4 月平均降水强度分布由图 8a 可见, 在青藏高原东侧边缘以及长江中下游流域各出现一个降水偏强的区域, 其中心值达到 4mm d -1 与实况相比, 我国大陆东部的降水中心较江南春雨范围略偏北, 强度偏小, 但已基本模拟出江南春雨时期的降水分布情况图 8b 是 WPSST 试验 3 4 月平均降水强度分布, 可以看出 : 青藏高原东边缘仍存在一个强度达到 4 mm d -1 的降水中心, 但我国大陆东部的降水中心已经消失, 我国江南华南地区的降水强度也明显比 CTL 试验强度小, 而菲律宾及以东洋面的降水强度比 CTL 试验模拟结果大, 已超过 6mm d -1 图 8c 是 WPSST 与 CTL 试验的 3 4 月平均降水强度差值分布, 我国南海西部中南半岛北部及我国的大部分地区都为降水强度负差值区, 从中南半岛北部经华南直至江南地区存在一个西南东北向的降水负差值带, 在江南地区存在一个强度偏低 -1.5 mm d -1 的负差值中心因此, 在减小东亚西太平洋副热带纬向海陆热力差异的情况下, 青藏高原南侧的西风带强度减弱, 青藏高原东南侧的西南绕流强度也随之减弱, 中低纬度西太平洋副热带高压强度减弱, 造成江南地区的西南暖湿气流输送的强度减弱, 导致江南春雨强度明显减小图月平均降水强度分布 ( 单位 :mm d -1 ) ( 虚线为 1500m 地形高度线 ; 阴影区表示通过 0.05 的显著性检验 )(a)ctl 试验, (b)wpsst 试验,(c)WPSST 试验与 CTL 试验偏差 Fig.8 Meanprecipitationintensityin MarchandApril (unit:mm d -1 )(dashedline:thetopographyof1500m; shadedareas:passingthetestof0.05level)(a)ctl, (b)wpsst,(c)diferencebetween WPSSTandCTL 3 结论本文利用 NCAR 提供的 CAM3.1 模式, 通过改变西太平洋副热带地区海表面温度的季节变化, 研究了气候平均状况下东亚大陆与相邻的西太平洋之间纬向海陆热力差异对我国江南春雨产生的影响, 主要结论归纳如下 : 1) 春季西太平洋副热带地区海表面温度升高, 将导致东亚西太平洋副热带纬向海陆热力差异减小时,3 4 月我国东部 20 ~30 N 范围内的 850hPa 西南风明显减弱, 与之相应的 3 4 月发生

8 64 应用气象学报第 22 卷在 30 N 以南的降水强度明显减小, 减小较显著的时间段为 3 月中旬及 4 月中下旬这表明 : 前期西太平洋海表面温度异常造成的东亚海陆热力差异减小, 可以使后期江南春雨强度减弱, 进一步证实春季东亚热力差异对江南西南风降水形成有重要影响 2) 春季东亚西太平洋副热带纬向海陆热力差异减小, 将导致青藏高原东南侧低涡强度明显偏弱, 同时该低涡与西太平洋副热带高压之间的位势梯度减小, 中低纬度西太平洋副热带高压强度减弱, 其北侧的西南风强度相应减弱因此, 西南暖湿气流输送也随之减弱, 造成江南地区的水汽通量辐合强度明显减弱, 这种环流分布状况将不利于出现较强的江南春雨, 导致江南春雨强度明显减小参考文献 [1] TaoSY,ChenL X.A ReviewofRecentResearchonthe EastAsianSummerMonsooninChina ChangCP,Krish namurtit N.Monsoon Meteorology.Oxford:Oxford Uni versitypress,1987: [2] ZhuQ G,HeJH,WangPX.Astudyofcirculationdifer encesbetweeneast AsianandIndiansummermonsoonswith theirinteraction. 犃犱狏犃狋犿狅狊犛犮犻,1986,3(4): [3] 张庆云, 陶诗言. 夏季东亚热带和副热带季风与中国东部汛期降水. 应用气象学报,1998,9( 增刊 ): [4] 钱永甫, 江静, 张艳, 等. 亚洲热带夏季风的首发地区和机理研究. 气象学报,2004,62(2): [5] 张艳, 钱永甫. 青藏高原地面热源对亚洲季风爆发的热力影响. 南京气象学院学报,2002,25(3): [6] ZhaoP,ZhangR H,LiuJP,etal.Onsetofsouthwesterly windovereasternchinaandassociatedatmosphericcircula tionandrainfal. 犆犾犻犿犇狔狀,2007,28: [7] 杨明, 徐海明, 李维亮, 等. 近 40 年东亚季风变化特征及其与海陆温差关系. 应用气象学报,2008,19(5): [8] 赵平, 陈军明, 肖栋, 等. 夏季亚洲太平洋涛动与大气环流和季风降水. 气象学报,2008,66(5): [9] 袁佳双, 郑庆林. 西北太平洋冷海温对东亚初夏大气环流影响的数值研究. 应用气象学报,2006,17(3): [10] 王澄海, 王式功, 杨德保, 等. 中国西北春季降水与太平洋海温的相关特征. 应用气象学报,2001,12(3): [11] 林建, 何金海. 海温分布型对长江中下游旱涝的影响. 应用气象学报,2000,11(3): [12] 祁莉, 何金海, 张祖强, 等. 纬向海陆热力差异的季节转换与东亚副热带季风环流. 科学通报,2007,52(24): [13] 何金海, 祁莉, 韦晋, 等. 关于东亚副热带季风和热带季风的再认识. 大气科学,2007,31(6): [14] 李麦村, 潘菊芳, 田生春, 等. 春季连续低温阴雨天气的预报方法. 北京 : 科学出版社,1977:3 4. [15] 包澄澜. 中国天气学. 北京 : 海洋出版社,1987:269. [16] 施宁. 低纬环流及其低频振荡背景. 气象科学,1991,11(1): [17] 吴宝俊, 彭治班. 江南岭北春季连阴雨研究进展. 科技通报, 1996,12(2): [18] 陈绍东, 王谦谦, 钱永甫. 江南汛期降水基本气候特征及其与海温异常关系初探. 热带气象学报,2003,19(3): [19] TianSF,YasunariT.Climatologicalaspectsandmechanism ofspringpersistentrainsovercentralchina. 犑犕犲狋犲狅狉犛狅犮犑犪狆犪狀,1998,76(1): [20] 万日金, 吴国雄. 江南春雨的时空分布. 气象学报,2008,66 (3): [21] 赵平, 周秀骥, 陈隆勋, 等. 中国东部西太平洋副热带季风和降水的气候特征及成因分析. 气象学报,2008,66(6): [22] 赵平, 蒋品平, 周秀骥, 等. 春季东亚海陆热力差异对我国东部西南风降水影响数值试验. 科学通报,2009,54(16): [23] ColinsW D,RaschPJ,BovileBA,etal.Theformulation andatmosphericsimulationofthe Community Atmosphere ModelVersion3(CAM3). 犑犆犾犻犿犪狋犲,2006,19(11):

9 第 1 期张博等 : 春季西太平洋海表面温度对我国江南春雨的影响 65 犜犺犲犐狀犳犾狌犲狀犮犲狅犳狋犺犲犛狌犫狋狉狅狆犻犮犪犾犛犲犪犛狌狉犳犪犮犲犜犲犿狆犲狉犪狋狌狉犲狅狏犲狉狋犺犲犠犲狊狋犲狉狀犘犪犮犻犳犻犮狅狀犛狆狉犻狀犵犘犲狉狊犻狊狋犲狀狋犚犪犻狀狊 ZhangBo 1) ZhongShanshan 2) ZhaoBin 1) HeJinhai 2) ChenLongxun 3) 1) ( 犖犪狋犻狅狀犪犾犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犆犲狀狋犲狉, 犅犲犻犼犻狀犵 ) 2) ( 犛犮犺狅狅犾狅犳犃狋犿狅狊狆犺犲狉犻犮犛犮犻犲狀犮犲狊, 犖犪狀犼犻狀犵犝狀犻狏犲狉狊犻狋狔狅犳犐狀犳狅狉犿犪狋犻狅狀犛犮犻犲狀犮犲 & 犜犲犮犺狀狅犾狅犵狔, 犖犪狀犼犻狀犵 ) 3) ( 犆犺犻狀犲狊犲犃犮犪犱犲犿狔狅犳犕犲狋犲狅狉狅犾狅犵犻犮犪犾犛犮犻犲狀犮犲狊, 犅犲犻犼犻狀犵 ) 犃犫狊狋狉犪犮狋 UsingtheCommunity Atmospheric ModelVersion3.1 (CAM3.1)providedby NationalCenterfor AtmosphericResearch (NCAR),theinfluenceoftheEastAsiansubtropicalzonalland seathermaldifer enceonthespringpersistentrainsisstudied.theresultsshowthatthemonthlyseasurfacetemperature overthewesternpacific(15 35 N, E)aretwomonthsaheadofschedule,theseasonalcon versionoftheeastasia thewesternpacificsubtropicalzonalland seathermaldiferenceisdelayed,and thethermaldiferencebetweentheeastasiaandthewesternpacificinspringisdecreased.underthis condition,theintensityofthesouthwestwindsat850hpaovereastchinain MarchandAprildecreases, andtherainfalovertheregiontosouthof30 Ndecreasesduringtheperiodfrom MarchtoApril,there markabledecreasingperiodsare mid Marchand mid late April.Theresultshowsthattheintensityof springpersistentrainsdecreasesduetothelitleland seathermaldiference.theimportantroleofthe EastAsiansubtropicalzonalland seathermaldiferenceonthespringpersistentrainsoversoutheastern Chinaisverified.Asfarasthemechanismsareconcerned,theresultsareasfolows. Whentheland seathermaldiferenceofsubtropicalzonalisminished,theintensityofvortexoverthe southeasterntibetanplateau weakensandthenthegeopotentialdiferencebetweenthisvortexandthe westernpacificsubtropicalhigh minishes.thewesternpacificsubtropicalhighoverthemiddleandlow latitudesweakens,andtheintensityofthesoutheastwinddecreasesovertheregiontonorthofthewestern Pacificsubtropicalhigh.Therefore,thesoutheastwarm moistairflowsdecreaseandtheconvergenceinten sityofthemoisturefluxdivergenceweakens.underthisgeneralcirculationconditions,therearenoheavy springpersistentrains. 犓犲狔狑狅狉犱狊 :climatology;springpersistentrains;numericalsimulation;thesubtropicalseasurfacetemper atureoverthewesternpacificinspring

殐殐 27 1 Vol.27 No ImagingScienceandPhotochemistry Jan.,2009 檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭檭殐殐 *O! "# #B) 1,CDE 1, 2, 1 (1., ;2., ) $ %:3 J = 2J4

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