南海夏季風的建立、維持和撤退馮瑞權 著

南海夏季風的建立、維持和撤退馮瑞權 著

南海夏季风的建立、维持和撤退 气候学专业 冯瑞权 指导教师：王安宇教授 摘 要 南海季风十分重要。南海夏季风是亚洲夏季风系统的一个重要组成部分。它对我国华南地区的降水、我国东部地区夏季风的推进以及洪涝的预报都有很重要的意义。SCSMEX对东亚季风的爆发及其影响问题，特别是对南海夏季风的影响问题进行了一次比较大规模的观测和试验研究。作者论文的研究目的符合南海季风试验的研究目的，对南海季风的建立、维持和撤退的气候特征以及年代际变化进行了较为全面的研究。气候研究最好资料能超过三十年，我们采用了 NCEP 四十年以上的资料。 作者论文的研究内容主要分四个方面，即一、南海夏季风建立的气候特征；二、南海夏季风维持期的气候特征；三、南海夏季风的撤退的气候特征；四、南海夏季风的年代际变化。 我们对南海夏季风的建立、维持、撤退、活跃期、非活跃期以及季风降水的标准都进行了定义。我们用对流层低层侯平均 850hPa 上暖湿的西南风来定义南海的夏季风区，这里所指的暖湿的西南风其θse(假相当位温)必须大于 335oK，西南风的风速不小于 2m/s。定义南海海域(105o-120oE, 5o-20oN)侯平均 40%以上面积为暖湿西南风控制时为夏季风的建立侯。定义某年某侯南海夏季风面积最后一次超过百分之四十后一侯为南海夏季风的结束日期。由南海夏季风的建立和结束日期可定义南海夏季风的维持期。我们将连续满足南海夏季风建立条件的侯称ii

为活跃期，而将连续不满足南海夏季风建立条件的侯称为非活跃期。 对于南海夏季风建立的气候特征，研究发现：(1)南海夏季风的建立具有爆发性，爆发的时间是 5 月第 4 候。(2)南海夏季风的建立与孟加拉湾东部西南季风有密切的关系，是孟加拉湾西南季风发展和东移的结果。(3)南海的夏季风雨季基本上是随着夏季风建立而建立的。 (4)在南海夏季风建立期间，南海及其邻近地区高低空环流都有急速的变化，在对流层低层表现为印缅槽的南扩和加深，在对流层中层表现为西太平洋副热带高压迅速东移撤出南海地区，在对流层高层最明显的变化是东风带迅速地从南海中部向北扩展到整个南海地区。 对于南海夏季风维持期的气候特征，研究发现：(1)就四十年平均而言，南海夏季風維持時間大約爲二十五候約四個月。(2)其中活跃期出现时间要比非活跃期长的多。與活躍期相比非活躍期主要氣候特徵表現爲季風的減弱，在環流的偏差場上(活躍期減非活躍期)在南海上空 850hPa 上爲西風，200hPa 上爲東風，活躍期高低空都比非活躍期要暖一些。（3）在多數情況下夏季風和夏季風降水的30-60天的低頻振蕩比較一致。 对于南海夏季风撤退期的气候特征，研究发现：（1）亚洲夏季风建立的顺序是孟加拉湾、南海和印度及阿拉伯海，撤退的次序正好相反。（2）南海夏季风的撤退受青藏高原的影响很大，青藏高原东面的冷空气南下十分快，因此与南海夏季风建立相比，撤退时对流层高空急流，西太平洋副热带高压位置都比较偏北。(3)南海夏季风撤退的时间和南海地区降水撤退的时间是不相同的，降水撤退的时间要晚的多。 对于南海夏季风年代际变化的气候特征，研究发现：南海夏季风的年代际变化受 1978年气候突变影响非常大，以 1978年为界，前 20年与后 20年相差非常大，前 20 年夏季风建立晚，结束早，降水较少，对流活动较弱，季风较弱，后20年则与此相反，季风建立早，结束晚，降水较多，对流活动较强，季风较强。iii

气候突变看来跟 Elnino和赤道的海温有一定的关系，因为这两者后 20年和前 20年的差别非常大，后 20年赤道海温和 Elnino指数明显增大。 关键词： 南海夏季风， 建立， 维持， 撤退， 年代际变化 iv

The Onset, Maintenance and Retreat of the South China Sea Summer Monsoon Major: Tropical Climatology Name: Fong Soi Kun Superior: Prof. Wang An Yu Abstract The South China Sea (SCS) summer monsoon is very important as an essential component of the Asian summer monsoon. It is greatly meaningful to the forecasts of the rainfall in southern China, the progression of the summer monsoon in eastern China, and floods and droughts. Observations and experimental studies on the onset and the effects of the East Asian summer monsoon, especially the effects of the SCS summer monsoon, were performed considerably in SCSMEX. This thesis shares the same purpose of the SCSMEX, as a near all-round study on climatic characteristics of the onset, maintenance and retreat of the South China Sea summer monsoon, as well as its intradecadal variations. Since dataset over 30 years is favorable for the climatic researches, the NCEP reanalysis for more than 40 years are used. The content of this thesis covers four areas: 1) climatic characteristics of the onset of the SCS summer monsoon; 2) climatic characteristics of the maintenance of the SCS summer monsoon; 3) climatic characteristics of the retreat of the SCS summer monsoon; and 4) the intradecadal variations of the SCS summer monsoon. The standards of the onset, maintenance, retreat, active periods, non-active periods and the monsoon rainfall are defined. The SCS summer monsoon is defined as the warm and wet southwesterlies, whose θse should be greater than 355 K and speed greater than 2 m/s, at 850-hPa in the lower troposphere at mean pentads. The pentad when the mentioned warm and wet southwesterlies control 40% or more of the area over the SCS region (105°-120°E, 5°– 20°N) is defined as the onset time of the SCS summer monsoon. The pentad right after the last pentad with the SCS summer monsoon covering 40% or more of the above area is defined as the ending time of the SCS summer monsoon. The maintenance period of the SCS summer monsoon is defined by the onset time and the ending time of the SCS summer monsoon. We define the active periods of the SCS summer monsoon as the time when the the onset v

condition of the SCS summer monsoon is satisfied in successive pentads, else the non-active periods when the onset condition is at fault. For the climatic characteristics of the onset of the SCS summer monsoon, results reveal: 1) the SCS summer monsoon brusts at the 4th pentad in May; 2) the onset of the SCS summer monsoon is closely related to the southwesterly monsoon over the eastern Bay of Bengal, as induced by the intensification and eastward advancement of the latter; 3) the rainy season of the SCS summer monsoon bursts after the onset of the SCS summer monsoon basically; and 4) the atmospheric circulations exhibit rapid changes at different heights over the SCS and its adjacent districts, during the establishment peroid of the SCS summer monsoon, these include: i) in lower troposphere, the southward expansion and deepening of the Indo-Burma trough; ii) in middle troposphere, the rapid easterward retreat of the western Pacific subtropicl high form the SCS region, iii) in upper troposphere, the fast radiation of the easterlies form the center of the SCS region to the whole of it apparently. For the climatic characteristics of the maintenance of the SCS summer monsoon, results show: 1) according to the 40-year means, the maintenance period of the SCS summer monsoon is around 25 pentads, i.e., approximately four months; 2) the active periods occur much longer than the non-active periods; the main climatic characteristics of the non-active periods, compared with the active periods, is weaker monsoon with westerlies at 850-hPa and easterlies at 200-hPa on the deviation fields of circulations over the SCS (active time minus non-active time); it is warmer in the active periods than in the non-active periods at lower and upper levels; 3) in most circumstances, the low frequency vibrations of the summer monsoon and its rainfall are quite in phase. For the climatic characteristics of the retreat of the SCS summer monsoon, results display: 1) the sequence of the onset the Asian summer monsoon is as follows: firstly the Bay of Bengal, secondly the SCS and finally India and the Arabian Sea; and vice versa in the retreat. 2) the retreat of the SCS summer monsoon is greatly affected by the Tibetan Plateau, with both the high level jet in the troposphere and the western Pacific subtropical high situated more to the north when compared with its onset, as the cold air south of the Tibetan Plateau moves southward quickly; 3) the retreat time of the SCS summer monsoon differs from that of the rainfall over the SCS region, with the latter being much later than the former. For the climatic characteristics of the intradecadal variations of the SCS summer monsoon, results display: the intradecadal variations of the SCS summer monsoon are greatly affected by the abrupt change of climate. Taking 1978 as the marginal year, vi

there are great differences between the first and the second two decades; in the first two decades, the summer monsoon exhibits later onset and earlier retreat, with less rainfall, weaker convective activities and milder monsoon; contrarily in the second two decades, the summer monsoon exhibited earlier onset and later retreat, with more rainfall, more violent convective activities and stronger monsoon. This abrupt change of climate seems to be related to El Nino and SST at the equator, owing to their great differences between the first and the second two decades, with both SST at the equator and El Nino index increasing sharply and obviously in the second two decades. Keywords: South China Sea summer monsoon, onset, maintenance, retreat, intradecadal variations. vii

目 录 中文摘要·······························································································ii 英文摘要·······························································································v 目录·····································································································viii 第一章 引论 1.1 引言·······························································································1 1.2 研究的目的和意义···········································································4 1.3 国内外对南海夏季风的主要研究现状··················································8 1．3．1 南海季风建立和维持的时空演变特征··············································9 1．3．2 南海夏季风的年际和年代际变化···················································16 1．3．3 南海季风与海洋和 Elnino的关系·················································19 1.4 本文的研究内容··············································································21 第二章 资料和研究方法 2.1 资料····························································································· 23 2.2 研究方法·······················································································27 第三章 南海夏季风建立的气候特征 3.1 引言·····························································································29 3.2 南海夏季风建立的定义····································································30 3.3 南海夏季风建立过程和孟加拉湾西南季风的东进与发展·······················32 3.4 南海夏季风季风降水的定义以及南海夏季风建立与季风降水和对流活动的关系······································································································36 3.5 南海夏季风建立期间高低空环流形势的变化·······································37 3.6 南海夏季风建立与亚洲夏季风建立之间的关系····································40 3.7 结语······························································································47 viii

第四章 南海夏季风维持期的气候特征 4.1 引言·····························································································54 4.2 南海夏季风维持期的气候特征···························································55 4.3 南海夏季风活跃和非活跃期的定义····················································57 4.4 南海夏季风活跃和非活跃期的气候特征··············································58 4.4.1 南海夏季风活跃与非活跃期的维持时间···········································58 4.4.2 南海夏季风活跃期与非活跃期天气形势的差异·································60 4.4.3 南海夏季风活跃与非活跃期降水场的差异·······································61 4.4.4 南海夏季风活跃与非活跃期外逸长波辐射 (OLR) 场的差异···············66 4.4.5 南海夏季风活跃与非活跃期与低频振荡···········································66 4．5 结语······························································································67 第五章 南海夏季风的撤退的气候特征 5.1 引言·······························································································69 5.2 南海夏季风撤退的气候特征·····························································69 5．2．1 南海夏季风撤退的定义·································································69 5．2．2 亚洲夏季风建立和撤退过程基本相反··············································69 5．2．3 青藏高原对南海夏季风撤退影响巨大··············································76 5．2.4 南海夏季风与降水的撤退并不同时·················································78 5.3 结语······························································································79 第六章 南海夏季风的年代际变化 6.1 引言······························································································80 6.2 南海夏季风建立年代际变化的气候特征··············································80 6．2．1 南海夏季风建立的年代际变化·······················································80 6．2．2 南海地区季风雨季开始日的年代际变化··········································83 6．2．3 南海夏季风的建立与孟加拉湾西南季风爆发性的发展的年代际变化····86 6．2．4 南海夏季风建立与高低空环流形势的变化的年代际变化····················89 6．3 南海夏季风维持期气候特征的年代际变化··········································94 ix

6．3．1 南海夏季风维持期的年代际变化····················································94 6．3．2 南海夏季风活跃期与非活跃期天气形势的年代际变化·······················98 6.4 南海夏季风撤退期气候特征的年代际变化·········································101 6.5 结语····························································································104 第七章 结论与讨论 7.1 结论····························································································105 7.2 讨论····························································································107 7.2.1 年代际变化看来主要与 1978年气候突变有关··································107 7.2.2 海陆分布对于活跃期和非活跃期的维持究竟有什么影响···················113 7.2.3 OLR与南海夏季风降水指数··························································114 7．2．4 南海地区夏季风年代际变化与 ENSO的关系·····································115 7.2.5 前 20年在南海夏季风建立期准两年振荡不明显，而后 20年非常明显，尤其是在 1993年附近·············································································117 参考文献··························································································118 附录（作者近 5年发表的著作及论文）························································130 致谢····································································································133 x

第 1 章 引论 1．1 引言 一个国家的经济与其气候资源有着紧密的联系，无论是短期的气候变动（季节内变化）或是长期的气候变动（年际或年代际变化）对整个国家的经济建设都有着极其重要的影响。在过去的二、三十年中，气候变化已成为大气科学研究的一个重要方向(WCRP,1995) 。季风作为整个地球气候系统的重要组成部分，一直以来是气候变化研究中的热门课题。特别是近些年来气象学家们对季风的关注达 图 1-1 气候对季风区农业影响的一个实例。（a）印度从 1960-1996 年相对于 1978 年的大米年产量（即 1978年为 100）黄色区和蓝色区分别表示太平洋的 Elnino年和 Lanina年（b）Mooley和 Parthasarathy （1984）定义的印度降水指数. 1

到了空前的程度(Yasunari,1991; Webster,1987)。目前，全球有 60%以上的人口生活在季风区，季风活动所造成的干旱和洪涝直接影响了经济建设和社会发展，季风造成降水和温度的年际变化对于农业生产以及国民经济都会带来很大的影响。 每年夏季的降水异常容易造成干旱和洪涝灾害，这样的例子有很多(Webster，2000)。图 1-1(a)是 1960年至 1996年印度地区农产品的产量，图 1-1(b)是同期的印度降水指数，该指数可以表示印度地区夏季的总季风降水量。比较这两张图可以看出印度季风对农业的影响。一般来看，农产品的产量在近十几年来有明显的增加。从图 1-1(a)上可以看到，在印度季风降水量少年通常农产品的产量有所减少，而在印度季风降水量多年则相反，农产品的产量则会增多。中国处于亚洲季风区，中国的降水分布、雨带移动以及旱涝灾害很大程度上受到东亚夏季风影响(张家诚等，1985; 陈隆勋等,1991; Ding Y. H., 1994)。因此，更加深入地了解东亚夏季风的活动规律不仅对于中国夏季汛期预报问题的解决，甚至对于整个北半球大尺度环流及气候变动特征的认识都是很有必要的。 季风区是全球大气运动能量和水汽的主要供应区，季风研究可以说是一个长久不衰的热门课题。在过去的几十年中，国内外都对季风进行了非常广泛的研究，取 得 了 不 少 的 重 要 研 究 成 果 ( 陈 隆 勋 等 ,1991; Ding Y. H., 1994; Lighthill,1981)。国际上先前进行过不少与季风有关的大规模科学试验，如印度季风试验（ISMEX-1973）、国际冬夏季风试验（MOMEX，1978-1979）、澳大利亚季风试验（AMEX，1986-1987）等等。通过这些大规模的季风试验，对不同地区特别是印度地区季风的认识有了很大改善。近十几年来，由世界气象组织（WMO）和国际科学联合理事会（ICSU）组织实施的 WCRP (全球气候研究计划)得到了很好的开展，其属下的热带海洋全球大气计划（TOGA）、和世界海洋环流试验（WOCE）在 1995 年 推 出 了 一 个 气 候 变 化 和 可 预 报 性 的 项 目 (CLIVAR) 2

(http://www.awi-bremerhaven.de/Research/IntCoop/Oce/clivar/)。这个研究项目将全球范围划分为若干研究区（图 1-2）。其中 G2 是亚澳季风区，它包括了澳大利亚季风区、南亚季风区和东亚季风区。图 1-3(Webster 1998)和图1-4(Webster 2000)是亚澳季风区的示意图，亚洲季风和澳大利亚季风在年变化上 基 本 上 是 反 相 的 (Charney,1981; Clark,2000; Gowariker,1989; Nicholls,1989; Saji,1999; Shukla,1987; Sperber,1996; Webster,1999; 图 1-2 CLIVAR的主要研究区分布图 (http://www.awi-bremerhaven.de/Research/IntCoop/Oce/clivar/) Yu,1999; Yu,2000)。但也应该看到，CLIVAR 计划虽然包括了亚澳季风区但它研究的重点是大西洋、太平洋和南半球海洋的气候变化，很少注意到东亚地区的季风问题，特别是本论文所要研究的对象-南海季风问题。 3

图 1-3 亚澳季风年变化的示意图。澳大利亚区的范围是 0-10S，120-150E；亚洲季风区的范围是 10-30N， 60-120E.季风用纬向风分量来表示，年变化的时间范围是从1991.11-1993.3（Webster,1998）. 1．2 研究的目的和意义 南海季风区位于东亚的南部、南亚季风的东出口区、亚澳季风区的中部和太平洋季风区的西部，是连接东亚与南亚季风以及南北半球季风的桥梁（陈隆勋等，1991）。 此外南海季风区在亚洲地区建立较早（图 1-5），所以南海季风的建立和发展不但与东亚季风与南亚季风的相互作用而且也与南北半球季风的相互作用密切相关。 此外南海有其特殊的地理环境，南海位处热带,是一个大陆和海岛环抱的半封闭深水海盆。南海不仅具有自己独立的海洋环流体系，由于海陆和海气作用还 4

具有自己独特的季风体系。 南海夏季风是亚洲夏季风系统的一个重要组成部分。它的建立、维持、撤退和变异对我国华南地区的降水、我国东部地区夏季风的推进以及洪涝的预报都有很重要的意义。 图1-4 6-8月亚澳季风区的示意图，图中等值线为垂直积分（地面-300hPa）的、用欧洲中心资料算出的平均水汽输送值；等值线间隔为100 kg m s-1. 5

图 1-5 南亚夏季风建立的时间顺序。此图是根据 Ramage（1971）、Das（ 1986）和 Hastenrath（1994）的资料计算的 南海夏季风与水汽的输送和降水密切相关。在夏季风建立以后，夏季风所带来的水汽使南海地区成为南亚地区最大的水汽辐合区，南海地区夏季风带来的水汽主要来源于大陆桥（中南半岛、马来半岛）和孟加拉湾，其次是南半球，少量来源于西太平洋（图 1-5）。辐合于南海地区的水汽通过南海夏季风大部分输给我国东部的季风区，南海地区存留的水汽还不及它输给中国大陆的一半多（丁一汇，1999），可以说南海夏季风是和印度洋经南海到我国大陆的西南水汽的输送通道联系在一起的，因此南海夏季风建立的早晚、夏季风的强弱以及其活动的规律对我国华南乃至江淮和华北地区的天气气候变化都有着重要的影响。南海夏季风的变化是十分大的，按照 Ferranti等人用数值模式所做的统计(Ferranti,1997)就南亚地区而言，850hPa夏季相对涡度 EOF主分量变化最大的区域无论是季节内变化还是年际变化。从图上可以看到大陆桥和南海地区都是最大值所在地（图 1-6）。也就是说，南海地区夏季风的变化是很大的。因此，南海夏季风的活动规律的研究一直以来都受到广大气象科学工作者的关注（陈隆勋等，1991；Ding Y. H.1994） 6

[5][6]。 图 1-6 亚澳季风系统的水分循环（夏季）（摘自 Victor 和 Webster，1998） 南海季风十分重要，但是以前由於資料缺乏對南海季風研究較少，为了加强开展对南海季风的研究，在中美大气科技协定之下，由中美两国气象学家从全球能量和水份循环计划提出的新观念出发制定了南海季风试验（SCSMEX）。SCSMEX 对东亚季风的爆发及其影响问题，特别是对南海夏季风的影响问题进行了一次比较大规模的观测和试验研究，它不仅对完善整个全球季风系统的研究有重要意义，对该地区季风活动规律本身研究的深入也有促进作用，弥补了该地区观测和研究的不足。 作者在 1999 年参加了南海季风试验并担任了专题组组长，作者的博士论文的研究目的也是南海季风试验的研究目的，即研究南海季风建立、维持和变化的关键物理过程，改进季风预报。 90年代末期开展南海季风试验（SCSMEX）以来国内外的气象工作者发表了许 7

多南海季风研究的文章这对于作者论文工作的开展有很大的参考意义。论文很多，下面我们只作简单的介绍。 图 1-7 根据欧洲中心资料计算的 3-9 月亚澳季风区 850mb 相对涡度 EOF 主分量(a)年际变化(b)季节内变化 8

1．3 国内外对南海季风的主要研究现状 近几年来由於南海夏季風試驗(SCSMEX)的開展，和三大資料库(NCEP/NCAR, ECWMF, NASA) 的不斷完善，近幾年在南海季风研究方面已發表了大量有意義的成果（丁一汇等，1999；李崇银等，1999；罗京佳等，1997；冯瑞权等，2001；何金海等，2000；吴池胜等，2001；Chang.C.P.,1995a;Flohn，1968；He Y.H.，1992；Chang C.P.，1995b；Wu Chisheng et al，2003，刘秦玉等,2000; 毛江玉等,2000; 简茂球,2001; 宋焱云等，2000；李崇银等，1994；陈隆勋等，1996；刘家铭，1997；罗会邦，1999；金祖辉，1999；何金海等，2001；梁建茵等，1999），这些成果主要可以归纳为三个方面，即南海季风建立和维持的时空演变特征、南海夏季风的年际和年代际变化以及南海季风与海洋和 Elnino的关系，限于篇幅，我们仅对此作简单的介绍。 1．3．1 南海季风建立和维持的时空演变特征 关于南海季风的建立和维持的时空演变特征研究是较多的是南海季风建立的特征。有少数气象学家也对南海季风的建立和维持的气候特征进行过较为全面的阐述。例如王斌等（1997）就曾利用 NCEP 1975-1992，17 年的格点资料对南海夏季风建立和维持的气候特征进行过较全面的分析。王斌认为南海季风的气候特征是比较特别的，其特别之处主要是表现在南海季风的建立是比较突然的，平均来说是从 5月的 27候到 28候，其表现为出现在南海地区的中北部（7.5-22.5°N, 110-120°E）季风雨的突然出现和 OLR 在南海地区大面积的降低，其降低值可高达 16 W/m2，最明显的是 850hPa上大面积的纬向风突变，一般说来可以从 1.3 m/s的东风变成 1.9 m/s的西风，而南海夏季风的撤退则不象建立的那么戏剧性， 9

相对来说比较平缓，是逐渐由北向南撤退的。南海夏季风的雨区的分布是比较特殊的，有明显的东西向的差异，在中南半岛的东海岸有一片明显的干区。这块干区的形成可能同季风与海洋的相互作用有关。南海地区的南海夏季风的年际变化是比较大的，它明显要比孟加拉湾和菲律宾海的季风的年际变化大。 刘霞等人利用 1979-1994 美国国家气象中心（NMC）的和相应的 OLR 资料，对南海夏季风建立的气候特征进行了研究，结果发现南海夏季風建立时南海區域平均的候平均 OLR值下降至 235 W/m2，同時區域平均的緯向風由東風轉為西風。南海夏季風建立前后,南海地區環流系統最顯著的特征是:低層西太平洋副高脊的減弱東撤,東風撤退和西風建立，高層南亞高壓從 10°N 的菲律賓西移北跳到15°N以北的中南半島。南海夏季風爆發前后,其周圍地區對它的最直接影響來自南海上游 70-90°E的赤道西風的加強和北抬東伸,同時索馬里越赤道气流的加強和阿拉伯海高壓的北撤通過影響赤道西風也間接影響到南海季風的爆發。 10

图 1-8 沿 110E 月平均的地面风、海面温度(SST)、高反射率云的出现频率（HRC）的气候值。HRC和 SST的单位分别是 day/month 和°C 南海季风试验（SCSMEX）对南海夏季风季风指数和建立日期的确定进行了详细的研究（何金海等，2001），对季风指数的研究工作大致可分为三个方面，一种是直接从季风环流本身出发，选择一个区域平均的风场（经向、纬向）散度场或涡度场去描述季风的强度；一种是选择一个区域平均的降水或对流参数去定量 11

表征夏季风的强度；第三种是基于东亚季风区不仅有东西海陆温差（相应于东西气压差）还有南北海陆温差的特点，用综合的海陆温差（LSTD）作为定量描述东亚夏季风强度的指数。具体地说定义南海夏季风指数有用西南风分量和 OLR结合的，（梁建茵等，2000），有用降水来定义的（罗会邦等，1999）,有用对流层上下层的散度差来定义的（李崇银，2001）也有用风场和高度场结合的综合指数的，（贺海晏等，2001）。总的来说定义的方法虽有多种，每种方法都有优缺点，至今为止仍未能统一成一种大家认可的南海夏季风指数。但是按各种方法定义的南海季风建立日期大体上都还一致，按各种方法进行气候统计，南海季风建立的平均日期都是 5月第 4候。 陳仲良對 1998年南海夏季風的建立和维持进行过详细的分析（2002），他認為南海夏季風降水主要是由對流性降水造成的，一旦建立之后南海地区的大气就对对流活动发展非常有利，所以南海夏季风不象印度夏季风那样可分成活跃期与中断期，而分成活跃期与非活跃期。可以用 OLR资料代表南海夏季風对它进行仔细的分析，分析结果表明，南海夏季风有明顯的 30-60天以及 10-20天的周期振盪（图 1-9），南海夏季風 的維持期可分為活躍與非活躍期。在 1998年 6-7月一共出现了两次活跃期和非活跃期。30-60天振荡和 10-20天的振荡是非常不同的，30-60天振荡是南北向的，10-20天振荡是东西向的。 刘家铭等对 1998年 5-6月南海夏季风的时空演变进行了仔细的分析（2002）,分析结果指出 1998 年南海季风是一次中纬度锋面系统入侵的结果，在南海季风建立时期，源于赤道印度洋的水汽通过孟加拉湾的低压由孟加拉湾向东传入南海，在南海季风建立和活跃阶段，南海地区是一个很强的水汽汇（E-P<<0），在这个阶段南海降水是很丰富的，他把南海季风的维持期划分为活跃和中断阶段。并指出在中断阶段情况水汽收支的情况就变得和活跃阶段很不一样，这时南海的北部就变成一个水汽源（图 1-10），这个水汽源与 1998长江流域的梅雨有很密切 12

的关系。 丁一汇等利用 SCSMEX 的资料加上 TRMM 等降水资料对 1998 年 5 南海夏季风的演变过程作了分析，他认为南海夏季风的爆发与建立分两个阶段，第一个阶段是在南海北部建立，第二个阶段是在南海全区建立（图 1-11）。建立的时间大约为 5月第 5候，他发现 1998年南海夏季风在南海北部的建立不是一个局地现象，南海北部的季风是和孟加拉湾及中南半岛的夏季风同时建立的，它与斯里兰卡东部和孟加拉湾气旋的快速发展有密切的关系。此外来自中纬度的强冷空气也是1998年南海季风的建立的触发因子之一。南海夏季风建立后它的活动主要受制于印度季风。它的加强北移，都与来自印度洋的赤道西风的东伸和发展有密切的关系。 13

图1-9 1998年南海地区(110–120E, 5–20N) OLR距平图（单位：W/m2） (a) 实线表示未滤波线的OLR距平，长虚线表示30-60天振荡，短虚线表示10-20天振荡，点线表示60-90天振荡.(b)小波分析图（74 Chan, J.C.L.2002） 14

图1-10 110–120E平均的.850mb纬向风(a)和TRMM降水(b)纬度时间剖面图 吴国雄（1998a, 1998b）和张永生（1998）等用 1989 年的气象资料论证了亚洲夏季风建立的三个阶段。它们分别是 5 月初的孟加拉湾夏季风建立，5 月下 15

旬的南海夏季风建立和 6月上旬的印度夏季风建立。他指出孟加拉灣季風爆發與青藏高原加熱作用有關，而孟加拉灣季風爆發為南海季風爆發創造了良好的環境。 1．3．2 南海夏季风的年际和年代际变化 以往有关南海夏季风年代际变化的研究较少，近年来，随着资料的逐渐增多，人们已经开始在南海夏季风的年代际变化方面进行了一些研究工作。 在进行南海夏季风的研究中，谢安等(1998a)与王斌等(1997)等所采用的资料年代是较长的，谢安等用 1979-1995 美国国家气象中心（NMC）和美国国家大气海洋局（NOAA）17年的分析资料和轨道卫星资料对南海季风建立的年际变化特征进行了研究，并且对其可能的机制进行了探讨（1998a,1998b）。他们的研究指出南海夏季风爆发有较大的年际变化，在南海夏季風建立比較晚的年代，西太平洋副高在南海維持時間較長，因而对流活动明显的被抑制住，与此同时孟加拉灣的赤道西風比較弱，南海夏季风建立的早晚與 105°E 越赤道氣流關係不大。他们还发现南海季风跟 ENSO 的关系密切，在南海季风建立较晚的年代，WALKER 环流较弱，而西太平洋的 SST距平是负的。 16

图1-11 南海地区北部和中部日降水的时间变化图，(a)北部（110-120E,17-25N），(b)中部(110-120E,10-17N) 单位：mm/day 刘家铭(1997)等应用 NASA1985-1993 的再分析资料和 NOAA 用卫星反演的1986-1994全球降水指数（GPI）对南亚夏季风的年际变化进行了分析。他用 GPI来代表南海夏季风进行分析，结果发现南海夏季风的建立时间和强度的年际变化都是很大的，这点从图 1-12可以看得很清楚，1988年是明显的季风早年，而 1993年是明显的季风晚年，在 1988年 5月中季风就很明显的建立了，可是在 1993年直至 6月中季风才建立起来。产生年际变化的原因是很复杂的，它要受季节内变化、海面温度和陆面状况等因素的影响，这也是预报年际变化很困难的原因。但 17

是刘家铭认为南海季风爆发的早晚可能与太平洋和印度洋的海盆范围的暖冷事件有关。 图 1-12 1986-1994 每年（10N, 115E）点候平均的 GPI，1988 和 1993 年分别用实线和点线表示，代表南海夏季风建立的早年和迟年，其它年份用"+"表示 张智北等利用 NCEP 和中国 160 个站降水的 46 年资料（1951-1996）对东亚夏季风的年际和年代际变化进行了仔细的分析(2000a,2000b)，他们发现海温有明显的年代际变化，按照王斌（1995）对海温长期变化进行的分析，张智北等对资料的分析取了两个时段即：1951-1977 和 1978-1996，这两个时段的年代际变化非常清楚，图 1-13是南海及其临近地区 500hPa西太平洋副热带高压相应于这两个时段的年际变化图，从图上可以看出，后一时段，西太平洋副热带高压增强了很多。他们认为(张智北，2001)在第一阶段东亚季风跟 ENSO的关系比较紧密， 18

而在第二阶段这种关系则变得很不明显。 500hPa(1951-77) (1978-96) 图1-13 两个时段（1951-1977为第一时段，1978-1996为第二时段）月平均500hPa 6-7月干湿季位势高度的合成图。图上的实线代表长江流域湿季，虚线代表长江流域干季。左图为第一时段，右图为第二时段 1．3．3 南海季风与海洋和 Elnino 的关系 前两部分和我们的论文关系比较密切，这一部分即南海季风与海洋和 Elnino的关系是我们下一步将要开展的工作，如前所述也是国际季风界关心的重点，但与我们这篇论文关系不大，所以我们仅作简单介绍。 19

季风界讨论得比较多的是印度季风跟 Elnino的关系（Webster, 1987）从图1-1 可以看得很清楚，Elnino 跟印度季风的关系很明显，从 1960-1996 Elnino年，印度降水偏少，而 Lanino 年，印度降水偏多，他指出这个关系虽不充分，但没有反例。但是到了 1998年也就是说在两年后就出现了异常情况，图 1-14是印度洋和东太平洋平均海温的时间变化图（The Asian-Australian Monsoon System: A Prospectus for a Rresearch Program (Draft) Recommendations from the St. Michaels, Maryland, Monsoon Workshop, July 28–30，1998)，图上表明E1nino 强年 1998 年，印度洋和东太平洋的平均海温很高，但是印度季风降水很少，最多是正常年。 图 1-14 1951-1998热带印度洋（20S-25.5N, 40.5-105E）和赤道东太平洋（5S-5N, 120W-170W）平均海温的时间变化图 錢永甫和江靜(1999,2000)指出南海夏季風與 El-nino關係密切，El-nino年南海夏季風弱， La Nina 年南海夏季風強。这也就是说，南海季风与 Elnino 的 20

关系好象是与印度季风一致的。 龙振夏等（2003）则研究了夏季风对海温的影响，他们指出南海夏季风的异常与南海地区的海温异常之间有着相互作用，其中夏季风对海温的影响可能是决定性的。毛江玉等（2000）也研究了南海、太平洋和印度洋地区海温及其变化对南海夏季风爆发的影响，指出热带地区对流的发生不但和海温的高低有确定的关系，而且还和海温的位向梯度有关系。他们等还认为南海夏季风爆发的年际变化与海温的异常有关系，季风爆发偏晚年和偏早年冬春季海温正、负距平区的符号相反。 一些气象学家还研究了 Elnino 或海温与季风的滞后相关关系， Yasunari(1990)和 Webster(1992)等指出某些与 Elnino和海温有关的海气系统指数（例如，SST、SOI）与季风有很好的滞后相关关系，例如赤道西太平洋的海气系统的异常会影响来年亚洲夏季风爆发的时间。 1.4 本文的研究内容 从以上的研究现状我们可以看到，到目前为止，虽然关于南海夏季风的爆发、维持和撤退等问题的研究和解释已有了很多研究结果，但是正如很多作者指出的那样，南海夏季风的年际和年代际的变化是十分大的，因此研究南海季风的问题最好资料要长一些，按联合国的气象组织的要求，气候研究最好资料能超过三十年，另外多数的研究工作多集中在南海季风的建立方面，而对南海季风的维持和撤退研究的相对较少，鉴于这种情况和完成南海季风试验的研究目的我们采用了NCEP四十年以上的资料，对南海季风的建立、维持和撤退的气候特征以及年代际变化进行了较为全面的研究。我们认为研究的结果可以作为我们今后对南海季风研究的一个基础。需要指出的是，限于时间，我们对南海季风撤退的研究远不如 21

对南海季风建立和维持的研究，在博士论文完成之后，作者将继续进行南海季风撤退的研究。本文的内容简介如下： 第一章是引论部分，本研究工作的研究目的和意义，国内外相应的研究动态和本研究的主要内容。 第二章本文使用的资料及研究方法。 第三章南海夏季风建立的定义，南海夏季风建立过程，它与孟加拉湾西南季风的东进与发展的关系、与南海夏季风相应的季风降水和对流活动的定义，南海夏季风建立时期的季风降水对流活动和相应的高低空环流形势的变化。 第四章南海夏季风维持期的基本气候特征，南海夏季风活跃期和非活跃期的定义，活跃期与非活跃期高低空环流形势、降水形势和对流活动的比较。 第五章南海夏季风撤退的定义，南海夏季风撤退的高低空环流形势以及它与ITCZ的关系。 第六章南海夏季风建立、维持和撤退的年代际变化，1978年世界气候突变对南海夏季风年代际变化的影响。 第七章是全文的总结，并对一些科学问题进行了讨论。 22

第 2 章 资料和研究方法 2．1 资料 研究认为到目前为止，很难用模式对南海地区的气候特征和年际变化进行研究。世界气候研究计划（WCRP）曾经作过这方面的试验，试验的名称是大气模式相互比较计划（AMIP）(Sperber,1996;Gates,1998)，参加比较的模式一共有 39个，用同样的海温作强迫因子，来进行模拟试验，试验结果很不理想，计划认为，最不理想的地方是亚洲季风区，图 2-1 是 39 个模式中最好的 8 个模式模拟1979-1987 印度季风降水（4 个月）的结果从图可以看出大多数模式预报结果非常离散。因此我们决定把我们的工作重点还是放在气候资料的诊断方面。 本工作气候诊断所採用的资料主要是 1958-1997 40 年逐日 NCEP/NCAR 再分析資料，其他資料還有衛星資料、海溫資料、中國氣象局的降水和西太平洋副高資料以及 ENSO資料等。 NCEP和 NCAR對 1948-1997這 50年資料用資料控制系統和資料三維變分同化系統進行了處理，處理後資料消除了由於舊的資料同化系統問題所產生的不應有的氣候跳躍,並保持了應有的氣候變化。關於世界三大資料庫( NCEP/NCAR 、 ECMWF(ERA15) 、 NASA(GEOS10)) 資料質量差別不大，但在低緯地區以 NCEP/NCAR的資料為最好資料，關於三大資料庫資料的優劣問題，美國氣候預報中心 Robert Kistler(http://www.dss.ucar.edu/datasets/ds090.0/docs/rean1999/rean1999.html) 為首的 10多個專家經行過仔細的論証, 表 1和表 2是他們最重要的論証結果。 23

图 2-1 AMIP八个模式对北印度季风降水模拟值的比较。图上粗线代表八个模式的平均值。 我們之所以選擇 1958-1997年來進行气候诊断分析的原因有兩條，一是研究氣候問題按照世界氣象組織的標準長度應大於 30 年，二是 NCEP 的資料是 1948年開始的，但最早的十年(1948-1957)由於高空資料少和進行統計的時次和 1958年後不一致(常要晚 3小時)，所以 58年以前的資料的質量興 58年以後的資料是不是太好比較的。 本文所采用的 NCEP/ NCAR资料的资料源主要包括如下几部分： 1 全球无线电探空资料 2 综合海气数据库(COADS)的洋面观测资料。包括船舶、固定浮标站、飘移浮标、浮水浮标、海洋站的近地面资料以及其它资料 24

表 1. 三大資料庫的均方根誤差 表 2. 相關系數 a) Landmonthly meansERA-15(歐洲中心再分析資GEOS(NASA再分析資料)NCEP(NCEP/NCAR再分析資GPCP(全球降水氣候計Global 1.59 1.41 1.48 0.3920-80N 0.81 0.96 1.1 0.2520S-20N 3.34 2.51 2.38 0.6720-80S 1.28 1.11 1.29 0.35b) Oceanmonthly meansGlobal 1.81 1.92 1.91 1.2120-80N 1.25 1.48 1.51 0.9920S-20N 2.84 2.8 2.77 1.8920-80S 1.15 1.32 1.31 0.63a) Landmonthly meansERA(歐洲中心再分析資GEOS(NASA再分析資料)NCEP(NCEP/NCAR再分析資料)GPCP(全球降水氣候計Global 0.66 0.62 0.61 0.9420-80N 0.75 0.67 0.67 0.9220S-20N 0.63 0.69 0.64 0.9620-80S 0.52 0.57 0.44 0.96b) Oceanmonthly meansGlobal 0.6 0.51 0.55 0.920-80N 0.65 0.53 0.56 0.8720S-20N 0.66 0.59 0.6 0.9220-80S 0.53 0.42 0.5 0.9c) LandanomaliesGlobal 0.52 0.47 0.47 0.9120-80N 0.66 0.59 0.6 0.9220S-20N 0.33 0.33 0.32 0.8920-80S 0.47 0.41 0.41 0.93d) OceananomaliesGlobal 0.56 0.42 0.5 0.8320-80N 0.65 0.5 0.58 0.8120S-20N 0.54 0.42 0.48 0.8920-80s 0.54 0.39 0.49 0.78 25

3 飞机观测资料 4 气象观测资料 5 卫星探测的辐射资料 6 特殊感应微波成像器(SSM/I)地面风速资料 7 卫星云迹风资料 NCEP/NCAR 的全球大气资料的资料类型是不一样的，这里的类型主要以与实测资料、模式计算结果或气候资料的相近程度来划分的。应用 NCEP/NCAR资料进行分析是要特别注意它们的类型。具体的讲 NCEP/NCAR的资料可分为四种类型： A类：观测值对分析结果有强烈的影响。它包括高空风(纬向、经向风分量)、位势高度、虚温、海平面气压和涡度。这类产品比单独用观测资料所做的分析结果更能恰当地描写大气运动状态。 B类：观测资料虽然可直接影响分析的结果，但模式对分析结果也有强烈的影响。它包括相对湿度、地面温度、地面气压和垂直速度等。 C类：观测资料对分析结果无直接的影响，它完全由模式的 6小时预报值所决定。因此模式以及模式的物理过程参数化的逼真度直接影响这类产品的可靠性。这类产品包括云量、降水量、地面感热和潜热通量以及大气顶向外的长波辐射通量等。 D 类：分析的结果与模式无关，它完全依赖于气候值，例如地面位势高度、地面粗糙度、反照率等。 在我们的研究中使用的资料长度为 40年（1958年-1997年），时间分辨率为6小时（一天四次），空间分辨率为 2.5 X 2.5。 26

2． 2 研究方法 在气候诊断中采用了一些统计方法，如相关分析、滑动平均、Mann-Kendall突变检验和小波分析等（谢庄，2000）。限于篇幅我们只对小波分析做简单介绍： 本研究工作中选取了目前小波分析中最普遍使用的复值小波 Morlet小波作为母小波： 这是一个波矢为ω 0并用单位宽度的 Gaussian包线来调整的平面波。通常取ω 0=6.0。以下是做小波变换时要分析的几个量的计算公式及物理意义： 1）信号 f(t)小波变换的离散形式为： 其中△t为取样间隔，n为样本量，a是频率参数，b是时间参数。分析小波变换（小波系数）可以得到信号不同的周期成份，但不能比较各周期成份之间能量贡献的大小。 2）信号 f(t)的小波方差为： ( ) ( )∫∞∞−= dbbaWaWp2, 小波方差图反映了波动的能量随尺度 a的分布，故可以用来确定一个时间序列中各种尺度扰动的相对强度，对应峰值处的尺度称为该序列的主要时间尺度。 本文中伸缩尺度 a取为： ))12501(2 −+= j.a ( j=1，2,…,33 ( ) 22t-ti eet 0ωψ =( ) = ∑=−ab-iΔtiΔtΔtab)w(a,n1iψf21 27

a与周期 T有如下对应关系： 22400 ωωπ++=aT 28

第 3 章 南海夏季风建立的气候特征 3.1 引言 我国夏季风最早出现在南海地区，在大陆夏季风消失之后，夏季风仍在南海维持了很长一段时间。南海夏季风的建立、维持和撤退与我国大陆夏季风的演变有很密切的关系。长期以来由于观测资料的匮乏，有关南海夏季风的研究很少见到，所发表的研究成果往往也因为得不到资料的证实而不受重视。80年代以来，尤其是近几年随着南海地区观测站的加密、各种全球再分析气象资料在研究中的应用以及“南海季风试验”的开展，我国许多气象工作者对南海夏季风特别是南海夏季风的建立过程进行了多方面的研究，取得了许多很有意义的研究成果，尤其是在南海夏季风建立方面。例如，在具体确定南海夏季风建立日期时，很多学者都综合考虑了热力学和动力学两方面的作用，选取南海地区的一定区域，挑选能够反映南海夏季风建立特征的特征参数，例如风、温度、湿度、散度、涡度、降水、OLR、TBB、海温等等作为南海夏季风建立的指标，以一定的临界值来确定南海夏季风的建立日期。由于人们选择的区域、特征参数以及临界值都有所不同，因而大家确定的南海夏季风建立日期也会有所差异。但是总的来说，在大多数年份，人们所确定的南海夏季风的建立日期基本上还是一致的，绝大多数研究结果都表明南海夏季风建立日期的平均值是 5月第 4侯。而在南海夏季风较弱年份或是夏季风形势建立后又出现中断的过程时，人们所定义的夏季风建立日期就会有所不同。 在这一章中，我们使用 NCEP40 年（1958-1997）逐日 12 层再分析的格点气象资料对南海夏季风建立的气候特征进行了分析，分析的时间尺度是 5 天 29

(候)(Fong,2002)。分析工作分两部分，一部分是年代尺度的气候特征分析，另一部分则为四十年气候特征分析。分析结果表明南海夏季风建立过程气候特征的年代际变化是比较大的，而 30年以上的气候特征则比较稳定，我们曾用 40年的气候特征中任何 30 年的气候特征作比较，发现圴十分相似。在以下的几节我们将介绍 40年平均南海夏季风建立的气候特征。 3.2 南海夏季风建立的定义 南海的夏季风属热带西南季风。热带西南季风非常暖湿，它的最大风速中心位于对流层低层，其上空对流层高层是东风带。我们用对流层低层侯平均 850hPa上暖湿的西南风来定义南海的夏季风区，这里所指的暖湿的西南风其θse(假相当位温)必须大于 335oK，西南风的风速不小于 2m/s。南海夏季风的建立被定义为南海海域(105o-120o E, 5o-20o N)40%以上面积为夏季风所控制的初始时刻。 图 3-1是 40年平均南海地区夏季风的建立过程。从图上可以看出在 5月第4候之前，850hPa南海基本上仍为西太平洋副热带高压的西侧所控制，大部份地区盛行东南风，在南海北部的部分区域盛行西南风，其中 115o E以东为副高北侧的副热带西南风，它不那么暖湿，没有达到我们定义的夏季风标准，在 115o E以西的西南风比较暖湿，已达到我们所定义的夏季风标准，但西南风的范围很小，这种西南风正如李崇银等（1999）所指出的“来自孟加拉湾，是印巴地区的强西北气流转向而成的”，转向之后它在南海北部与华南地区融入了副高北侧副热带的西南风，它与南海夏季风的主体─热带西南季风是很不相同的，其上空为西风带(图略)。 在 5月第 4候，西太平洋副热带高压突然东移撤出南海，南海大部分地区由东南风转变为潮湿的西南风即夏季风，其面积超过了南海海域的 40%，按照我们 30

的定义 5 月第 4 候南海地区季风建立。这与李崇银等（1999）用 11 年对流层高层和对流层低层散度差构成的季风指数、刘霞等（1998）用 OLR和纬向风资料、罗会邦（1999）用 18 年平均的 CMAP 降水资料以及金袓辉（1999）用 15 年 TBB资料定义的南海地区夏季风平均建立日期十分一致。南海地区夏季风建立之后十分稳定，一 直维持到 9 月份。不难看出，南海地区夏季风的建立是爆发式，只一候之内即可建立。而且这种“爆发”十分稳定，在 40 年的平均图上仍表现得很清楚。从 9月上旬开始南海的夏季风开始自北向南后撤，后撤得十分慢，10月第 4候东北季风(冬季风)在南海建立(图略)，冬季风的建立不具有爆发性。 (a) (b) (c) (d) (e) (f) 图 3-1 40年平均 5月第 1候至第 6候南海地区夏季风演变图 (阴影区为季风区，实线为西南风(大于 2m/s)，虚线为 335 oK等值线) a)5月第 1 候 b)5 月第 2 候 c) 5月第 3候 d) 5 月第 4 候 e) 5 月第 5候 f) 5 月第 6 候 31

3.3 南海夏季风建立过程和孟加拉湾热带西南季风的东进与发展 利用 NCEP40年平均逐候 12层风的资料我们制作并分析了东亚地区各层流场图，亚洲南部地区多个纬度和经度纬向风和经向风的纬度高度剖面图以及经度高度剖面图，分析结果发现南海夏季风的建立与孟加拉湾西南季风有密切的关系，是孟加拉湾西南季风发展和东移的结果。 南亚地区对流层低层 60-90o E的赤道西风是 4月中旬开始发展的，此时由于阿拉伯海、孟加拉湾和南海均为反气旋环流所控制，850hPa图上在 10o N附近是一个东风带，赤道西风维持在近赤道地区，4 月第 3 候赤道西风西进到苏门答腊地区，第 5 候到达南海南部 5 N 以南地区，风速很小，在 2m/s 以下，虽是西南风但还没有达到我们所定义的南海夏季风标准。由于受西风带快速北撤的影响，从 4月第 6候至 5月第 1候，位于高原附近阿拉伯海北部绕流的西北气流突然加强，这种加强几乎是爆发式的，加强后的西北气流一部份南下并入 60-90o E的赤道西风区，使它迅速北扩和加强(西风带的南部在这段时期变化不大)，另一部份则在南下时通过孟加拉湾的中部和北部，由于受西太平洋副高脊西北面西南气流的影响，这两股气流在通过孟加拉湾时都变成了西南风造成孟加拉湾西南季风的爆发。我们认为孟加拉湾是亚洲西南季风最早建立的地方，这和吴国雄等人（1998）用 1989年资料所分析的结果是十分一致的。 孟加拉湾西南季风建立后，便开始向东、向西和向高空发展，图 3-2 是 40年平均 5 月第 1 候至第 6 候沿 10o N 西南风的垂直剖面图。从图上可以看出从 5月第 1候至第 3候，孟加拉湾的西南季风发展是比较缓慢的，可是从 5月第 3候至第 4候出现了戏剧性的发展，向东越过中南半岛控制了南海的大部分，向高空 32

从 700hPa附近一直扩展到了 400hPa附近。从这个发展演变过程，不难看出，南海地区夏季风的建立就是这次孟加拉湾的西南季风爆发性发展的结果，因此南海夏季风的建立也是爆发性的。我们认为南海地区夏季风建立是这次孟加拉湾的西南季风爆发性发展的结果，因为从多个垂直剖面图看南海和孟加拉湾地区的西南季风是一个系统，它只有一个风速高值中心，而这个中心始终位于孟加拉湾东部上空的对流层低层。 陈隆勋等（1999）根据 1998 年资料对南海夏季风爆发的环流特征进行了分析，分析结果发现南海夏季风建立时的西南风由南海越赤道气流和孟加拉湾西南风共同组成。我们仔细分析了 40 年平均 4 月和 5 月各候南海及其邻近地区多个经度经向风的纬度高度剖面图，发现 40年平均情况与 1998年很不相同，南海夏季风的建立与南海及其邻近地区来自南半球的越赤道气流没有明显的关系。图3-3 是 40 年平均 5 月第 1 候至第 6 候沿 115o E 经向风分量的垂直剖面图。将图3-3结合沿 115o E西风分量的垂直剖面图(图略)可以看出 5月第 1候华南地区有一个西南风的风速高值中心，高度在 850hPa 左右，赤道南面对流层低层有一个东南风区，风速高值中心在 900hPa 左右，南海上空亦为一个东南风区，但和赤道南面的东南风区没有什幺联系，明显属两个系统，直至 5月第 3候情况无大变化，5月第 4候南海夏季风爆发，南海上空 800hPa以下为西南风所控制。第 5、第 6候南海夏季风有所加强，但赤道南面的东南风区仍无变化。华南地区的西南风虽然在第 5候减弱但第 6候又恢复，总的来说变化也不大。从对流层低层三层(850hPa、925hPa、1000hPa) 5 月份逐候流场分析来看，南海季风爆发与南海及其邻近地区以南的过赤道气流关系不大，主要是因为这段时间在这个区域赤道以南地区有一个较强的东风带(图略)。 33

(a) (b) (c) (d) (e) (f) 图 3-2 40年平均 5月第 1候至第 6候沿 10o N西南风的垂直剖面图 ( 单位:m/s, 阴影部份为西南风 ) a)5 月第 1候 b)5月第 2候 c) 5月第 3候 d) 5月第 4候 e) 5月第 5候 f) 5 月第 6候 34

(a) (b) (C) （d） (e) (f) -------- 南风 ............. 北风 图 3-3 40年平均 5月第 1候至第 6候沿 115o E经向风分量的垂直剖面图(单位：m/s) a)5月第 1候 b)5月第 2候 c) 5月第 3候 d) 5月第 4候 e) 5月第 5候 f) 5月第 6候 35

3.4 南海夏季风季风降水的定义以及南海夏季风建立与季风降水和对流活动的关系 刘嘉铭（1997）等利用卫星观测估算计得的全球候平均降水指数 GPI，以候平均降水量达到 6mm/day作为季风雨带的北界，作出季风雨带在亚洲季风区的推进图(图略)，该图表明南海季风雨季和夏季风一样其建立也是爆发性的。只 1 候6mm/day的等雨量线便从南海南部推进到南海的北部。我们用 NCEP的再分析格点资料画出了南海地区及其邻近地区 40 年平均逐候的候平均降水量图，图 3-4 是40年平均 5月第 3候至第 4候南海及其邻近地区的候平均降水量图。在南海夏季风爆发前南海及其邻近地区主要有三个雨带，一个是华南前汛期雨带其中心位于华南地区，一个是位于赤道附近的 ITCZ 雨带，另一个是中心位于中南半岛的季风槽雨带，这些可以在图 3-4a 上看得很清楚。从 4 月第 4 候至 5 月第 2 候南海地区降水量分布变化不大，北部和中部地区在 2mm/day至 4mm/day之间，南部大一些在 4mm/day与 6mm/day之间，从 5月第 2候至第 3候南海降水量开始明显增加，南海的北部、中部和南部的西南地区增至 4mm/day与 6mm/day之间，南部的东北部则增至 6mm/day与 8mm/day之间，达到了刘家铭等（1997）定义的季风雨的标准，但总面积很小(图 3-4a)。5月第 3候至第 4候南海降水量继续增加，南海的北部的一部份地区、南海中部和南海南部的东北部全部增至 6mm/day以上，南海大部份已达到季风雨的标准，南海季风雨的形势一直维持至 5月第 6候。可以看出用候平均降水 6mm/day来定义南海季风雨季的建立是可行的。它与南海夏季风正好是同时建立的，即是 5月第 4候建立的，建立以后能维持一段时间。南海季风雨季不象夏季风建立那样具有爆发性，明显的增长期至少维持了二个候而不是一个候。 需指出的是：1)在南海季风雨季建立前和建立期间在南海北部一直有一个相对少雨带，其降雨量达不到季风雨的标准。2)从气候的角度来看，很难将南海季风雨与某种环流系统相联系，从图 3-4b 可以看出；它不单与具有锋面降水性质的华南前汛期雨带之间有一个相对少雨带，它与南面 ITCZ 降雨带之间也有一个 36

类似的少雨带，显然它与这二个系统都没有什幺联系。它与位于中南半岛的季风槽雨带也看不出有什幺联系，尤其是到了 6月份，南海地区不单北边、南边连西边也出现了一个南北向的少雨带。从某种角度来看，南海降水体系彷佛是自成一统的。3) 南海季风雨季的建立除了与南海夏季风密切相关外，可能还与南海地区对流活动的发展有关。如前所述，金袓辉(1999)用标志对流活动发展的 TBB资料来定义南海夏季风爆发效果也十分好，我们对南海地区 4月至 6月逐候 1000hPa温度场演变进行了仔细分析，结果发现在南海季风建立前半个月内南海区域的1000hPa温度提高了 1 oC从 27.5 oC至 28.5 oC，高温中心就在南海的中部。显然，这对对流及降水的发展都是十分有利的。 3.5 南海夏季风建立期间高低空环流形势的变化 南海夏季风建立期间高低空环流形势发生了急速的变化，而这些变化对东亚地区夏季环流的建立有很大的贡献。如前所述，在南海地区在对流层中低层直至5 月第 3 候一直为西太平洋副热带高压所控制，可是即 5 月第 4 候在南海夏季风 (a) (b) 图 3-4 40年平均 5月第 3候至第 4候南海及其邻近地区的候平均降水量图 (单位:mm/day, 阴影部份每天降水大于 6mm) (a) 5月第 3候 (b) 5月第 4候 37

建立同时，西太平洋副高迅速撤出南海。图 3-5 是 40 年平均西太平洋副热带高压 500hPa上 5870线西脊点位置从 5月第 1候至第 6候的逐候变化图，西脊点于3月底自东向西移入南海，自此直至 5月第 3候南海地区一直为副高西侧所控制，盛行东南风，从图上可以看出，5 月第 3 候至 5 月第 4 候西脊点爆发式的向东移出南海，东移的距离相当大，从 118o E附近移至 132o E附近，东移了 14个经度左右，从 40 年平均来看，副高在北进过程中一共只有两次大的东移，另一次是从 7月第 5候至 7月第 6候，西脊点从我国大陆东移至日本附近，这次东移的距离比 5月要小只有 10个经度左右，但移动也是爆发式的。 副高这两次东移与我国夏季风进退的关系十分密切，我们曾用 NCEP14 年再分析的格点气象资料(1983-1996)对此进行过分析(Fong，2000)分析结果发现在副高第一次东移后，随着南海夏季风的爆发我国大陆的夏季风开始北进，而在副高第二次东退以后，我国夏季风则开始南撤。 在南海夏季风建立期间，对流层高层环流形势变化也是十分明显的，图 3-6是 40年平均 5月第 1候至 5月第 6候 200hPa西太平洋副热带高压中心位置逐候变化图，从图上可以看出在 5月第 2候，高压中心从中南半岛东南面的海洋上空西移到中南半岛南部泰国附近，并开始迅速北移，从 5月第 2候到南海夏季风建立第 4 候，由 14o N 附近移到 19o N 附近，北移了 5 个纬距，这也是副热带高压北移得最快的一段时期。对流层高层副热带高压的快速北移使得南海上空的东风带迅速向北推进，在 5月第 1候 200hPa上南海东风带还在 10o N以南，可到了南海夏季风建立时已推进到 18o N 附近。也就是南海上空对流层高层在南海夏季风建立时已基本上为东风带所控制，这种情况一直持续到 10 月份。很明显，低空西南风而高空为东风，所以南海夏季风始终是热带季风。 38

图 3-5 40年平均西太平洋副热带高压 500hPa上 图 3-6 40 年平均 5月第 1候至 5月第 6候 39

3.6 南海夏季风建立与亚洲夏季风建立之间的关系 以往我国学者的研究指出，亚洲夏季风由相互联系又有其独立性的南亚季风和东亚季风系统组成，而亚洲夏季风最早在南海地区爆发，然后分别逐渐向西北和北方扩展，最终建立起南亚夏季风和东亚季风。如前所述，最近吴国雄等人用1989 年资料进行分析，分析结果认为亚洲夏季风建立是由三个爆发阶段组成的(1998a,1998b)，包括第一阶段孟加拉湾─中南半岛南部夏季风爆发、第二阶段南海─西太平洋夏季风爆发和第三阶段印度次大陆─阿拉伯海夏季风爆发。这三个爆发阶段显然和以前的观点有很大的不同。我们利用 40 年的资料对亚洲夏季风特别是南海夏季风的建立过程进行更加了深入的研究，我们的研究表明气候研究的结果和吴国雄用一年资料研究的结果是一致的，我们的气候研究结果表明亚洲夏季风的建立也是由三个阶段组成的，即 5 月第 1 候孟加拉湾季风爆发，5 月第 4候南海季风爆发和 6月第 2候阿拉伯海和印度季风爆发。在阿拉伯海和印度季风爆发之后亚洲的夏季风基本上就建立了。印度季风槽的建立是孟加拉湾季风爆发的主要原因。印度季风槽的建立使得位于赤道 60°E—90°E 的西风带和青藏高原南面绕流的西南风联成一片。南海季风爆发是孟加拉湾西南季风爆发性发展的结果，它在本质上也是受控于印度季风槽的发展。阿拉伯海季风槽的建立是阿拉伯海和印度季风爆发的原因。它的建立与印度季风槽的建立相似也是爆发式的。在阿拉伯海和印度季风爆发期间在阿拉伯海海上出现了中层爆发涡旋，这个涡旋是自西南向东北移动的，先是出现阿拉伯海中部或西部的海上，最后在印度西海岸消失。 亚洲夏季风建立的第一阶段是孟加拉湾夏季风的爆发。印度地区的对流层低层在冬季由于青藏高原的阻挡了冷空气所以不但温度不比四周的海洋低，反而比其两侧的阿拉伯海和孟加拉湾要高出许多。春分以后，太阳越过赤道向北移，印度地区迅速增温其两侧海洋上的冷空气向它辐合，形成了具有热力性质的印度低槽。这个低槽与其北面青藏高原南面动力性质绕流低槽结合在一起就是著名夏季印度季风槽。图 3-7是 40年平均第 23候至第 24候 850hPa 候平均风场图。在图3-7a上的东西风零线表明在第 23候南亚的副热带高压带还维持在 15°N附近， 40

(a) （b） 图 3-7 40 年平均第 23 候至第 24 候 850hPa 候平均风场图 41

赤道附近的热带强西风带自春分之后就一直维持在赤道附近(图略)，副热带高压脊线南面的东风带将它与副热带西风带分割得很清楚。孟加拉湾北部是青藏高原南面绕流的西南风，而孟加拉湾的其它大部分地区为热带东风所控制。印度中部是高温区，与这个高温区相配合有一个暖性的小低压槽(图略) 。随着以印度高温区为中心的暖区不断加强与扩大，这个暖槽也不断加强和扩大。戏剧性的变化出现在从第 24 候至第 25 候。在此期间暖槽几乎是爆发性的发展。第 24 候由于暖槽槽后来自阿拉伯海北部的西北气流的加强，副热带高压在印度西南端的海岸开始断裂，但由于断裂的范围非常小，副热带高压带在南亚的形势变化不大(图3-7b)。图 3-8 是 40 年平均第 23 候至第 26 候 850hPa 位势高度场和温度场候平均图。孟加拉湾北部是青藏高原南面绕流的西南风，而孟加拉湾的其它大部分地区为热带东风所控制。印度中部是高温区，与这个高温区相配合有一个暖性的小低压槽(图 3-16a) 。随着以印度高温区为中心的暖区不断加强与扩大，这个暖槽也不断加强和扩大。戏剧性的变化出现在从第 24候至第 25候。在此期间暖槽几乎是爆发性的发展，图 3-8b 和 3-8c 显示 1490 位势米线从 20°N 以北的孟加拉湾北端南扩至 15°N 以南的孟加拉湾中部，而 1495 线则是从孟加拉湾北部一下南移至赤道附近。暖槽爆发性的发展的结果是：(1)对流层低层 850hPa北半球的副热带高压带在南亚明显断裂。印度季风槽建立后由于以印度为中心的高温区继续发展和扩大，导致季风槽也继续加强和扩大，从图 3-8d上可以看出第 26候 1490线已从孟加拉湾中部南扩至孟加拉湾南部，而由于印度季风槽的加强，槽前北部绕流的副热带西南风气流已和南部来自热带的西南气流合并。 亚洲夏季风建立的第二阶段是南海夏季风的建立。 南海季风的建立与孟加拉湾季风的建立相似，也是爆发式的。南海夏季风是第 28 候建立的，图 3-9 是40年平均第 27候至第 28候 850hPa风场的候平均图。图上表明直至第 27候，南海地区仍为西太平洋副热带高压西侧所控制，大部份地区盛行东南风，第 28 候东南风突然从南海消失，南海大部份地区为西南风所控制，南海夏季风建立。与前述孟加拉湾夏季风建立相似，是爆发式的。上述南海夏季风建立的时间与李祟银等(1997)、刘霞等(1998)、吴国雄等（1998a）、罗会邦（1999）以及金袓辉（1999）用不同方法和不同年代资料所得的建立日期是十分一致的。 42

（a）23侯 （b）24侯 43

（c）25侯 （d）26侯 图 3-8 40年平均第 23候至第 26 候 850hPa 位势高度场和温度场候平均图 44

图 3-9 40年平均第 27候至第 28候 850hPa 候平均风场图 图 3-10 是 40 年平均 850hPa 第 27 候至第 28 候位势高度场和温度场的候平 45

均图，与图 3-8比较印度半岛还是高温区的中心，从第 26候至第 27候印度季风槽很稳定，在孟加拉湾无论是 1490线还是 1480线其位置变化都不大，但从第 27候至第28候1490线再次爆发性南伸，在孟加拉湾东部它从16°N附近南移到11°N附近，与此相应 1480线则从孟加拉湾北端移到了孟加拉湾中部。这样，印度季风槽在发展中槽底就由一个 V形槽变成一个 U形槽，其槽前的最强西南风。沿着槽底吹到南海，促成了南海夏季风爆发。 （a）27侯 （b） 28侯 图 3-10 40年平均 850hPa第 27 候至第 28候位势高度场和温度场的候平均图 46

阿拉伯海和印度季风建立是亚洲夏季风建立的标志。它们是在第 32 候建立的，与孟加拉湾和南海夏季风建立相似，它也与一个季风槽的建立与发展相联系。 图 3-11 是 40 年平均第 29 候至第 32 候 850hPa 位势高度场和温度场的候平均图。和印度季风槽爆发性建立相似，这个季风槽的建立与发展也是爆发式的。这个季风槽在 850hPa 上位于阿曼、也门和沙特阿拉伯与阿拉伯海的交界处，可在 700hPa 以上则位于阿拉伯海海上，我们将它称之为阿拉伯海季风槽。在温度场上与阿拉伯海季风槽相联系的是沙特阿拉伯高温区。从图 3-11 上可以看到在第 29候在 50°E附近的 1490线位于波斯湾附近，十分平直。阿拉伯海上大部分仍为来自副热带的西北风所控制(图 3-11a)。从第 30候开始在阿拉伯海西岸 1490线开始向西南伸，伸至 15°N附近形成一槽，此时槽前出现来自热带的西南气流(图 3-11b)，我们将它定义为阿拉伯海季风槽，它比阿拉伯海和印度夏季风的建立时间要早 2个候。第 31候 1490线进一步南伸至 12°N附近并向东大大扩展。第 32候 1490线则南进到 10°N附近，自此便稳定少变。阿拉伯海季风槽建成后其槽前的西南气流和索马里强劲的越赤道气流汇合一起向东推进导致了阿拉伯海和印度夏季风的建立。需要特别指出的是在沙特阿拉伯高温区不断加强的这段时间内，印度高温区是呈减弱趋势，亚洲南部的高温中心从印度移到了沙特阿拉伯。 不难看出，亚洲夏季风的爆发虽然分为三个阶段，但这三个阶段之间都有密切的关系。总的来说，亚洲夏季风的爆发是海陆热力对比加强的产物，而这海陆热力对比主要表现在印度季风槽的两次加强和阿拉伯海的加强上，南海季风的建立正好出现在印度季风槽的第二次加强上。 3.7 结语 归根结蒂，南海夏季风爆发其主要原因正如张永生等(1998)所指出的是青藏高原及其邻近地区加热作用和动力作用起了决定性的影响。从定性分析不难看出，如果没有青藏高原及其邻近地区加热作用，在 5月份，对流层低层反气旋环 47

（a）29 侯 （a）29 侯 （b）30侯 48

（c）31侯 （d）32侯 图 3-11 40年平均第 29候至第 32 候 850hPa 位势高度场和温度场的候平均图 49

流可能会维持在阿拉伯海、孟加拉湾和南海地区，5 月第 4 候不会因反气旋环流消失而导致南海夏季风爆发。从 4月到 6月，青藏高原每天以 2-4 oC的加热率加热其上空大气，变幅很小(1998)，这就导致青藏高原上空对流层低层热低压迅速向四周和向高空发展，向南和向东、向西发展的结果就导致反气旋环流在高原经度范围内的消失，在 5月第 1候孟加拉湾和 5月第 4候南海反气旋环流的消失，便是这种消失的发展过程。图 3-12 是 40 年平均 5 月第 1 候至第 6 候 850hPa 上1480位势米线的逐候变化图。从 4月开始随着青藏高原及其邻近地区近地面热低压发展，与其相应的 850hPa 上的印度低槽南扩和加深，可以看出低槽发展是很快的，特别是从 5月第 3候至南海夏季风建立的第 4候，1480线南移了 5个纬度，槽底从印度东北部移到了孟加拉湾中部，低槽范围也大大扩大，促使了孟加拉湾西南季风的大发展、西太平洋副高的迅速东移和南海夏季风的建立。 图 3-12 40年平均 5月第 1候至第 6候 850hPa上 1480位势米线的逐候变化图 50

青藏高原及其邻近地区加热作用对对流层高层副热带高压由冬到夏的季节转变有重大影响，我们曾用数值试验证明初夏对流层高层青藏高原上空副热带高压中心的形成是青藏高原及其邻近地区加热作用的结果(王安宇,1984)。在对流层高层从冬季形势向夏季形势转变时，副热带高压中心会从较冷的海洋上空移向较暖的大陆上空，在 200hPa上在北美洲其中心位置维持在 20o N以南，中心在大陆西部，但亚洲地区与此很不相同。在亚洲大陆上空由于青藏高原及其邻近地区加热作用，副热带高压中心位于 30o N 附近的青藏高原的上空，这个位置在整个北半球副热带高压中心中是最北的，而且这个副热带高压单体也是最强大的(朱福康, 1980)。南海夏季风的建立正是处在这个中心从海上移到大陆上空并迅速北移的阶段。 51

(a) 5 月第 3 候 (b) 5 月 4 候 图 3-13 40 年平均 5月第 3候和 5月第 4候的 OLR图 52

副高的迅速北移使得中南半岛及南海上空的东风带迅速向北推进，在 5 月第1 候 200 hPa 上南海上空的东风带还在 10o N 以南，可到了南海季风爆发时已推进到 18o N附近，但南海上空东风风速显然比中南半岛上空的要小，这样南海和中南半岛的高空就是一个辐散区，这对于孟加拉湾季风爆发性的发展以及南海季风的爆发是有重大贡献的。热带季风地区 OLR值的减小很能反映地区季风的活跃和对流活动的发展。图 3-13是 40年平均 5月第 3候和 5月第 4候的 OLR图，不难看出从第 3候至第 4候，在辐散区的下方，孟加拉湾的东南和南海地区 OLR值的减小都十分明显，在南海季风爆发后，从 5月第 6候开始副高中心开始移向高原上空区。 由此可见，由于青藏高原及其邻近地区的加热作用，所造成的对流层低层南海地区反气旋环流的消失、对流层高层副热带高压中心从海洋上移上大陆并迅速北移和南海上空东风带建立都是东亚大气环流开始从冬季形势向夏季形势转变的重要标志，也是南海夏季风建立的主要原因。 53

第 4 章 南海夏季风维持期的气候特征 4.1 引言 关于南海季风维持期的气候特征，国内有一些的研究工作，这些研究工作主要研究维持期间季风强期和弱期（或活跃期与中断期）的气候特征。 金祖辉和陶诗言（2003）曾利用 1979-1993年的 ECMWF资料和 TBB资料对南海夏季风的建立、活跃和中断进行了研究，指出南海夏季风的平均建立日期是 5月 16 日。南海夏季风建立后的活跃和中断是南海夏季风的一个显著特点。根据他们的研究，南海夏季风平均每年要中断 1.5次，在某些年份也会有中断 3次，或是不中断的现象出现，平均每年中断的日期为 15天，最长的可达 40天。他们的研究还指出夏季风的建立和活跃、中断之间并没有太大的联系。 孙淑清等（1999） 曾用了 1979-1994 16年的 OLR资料定义了南海夏季风的强、弱月份，然后用合成对比分析的方法研究了南海夏季风持续偏强期和偏弱期的特征。根据他们的研究结果，南海地区夏季风异常与亚洲夏季风及降水都有很大的关系，印度季风与南海夏季风的变化是同步的，但我国东部降水强度却与南海夏季风强度呈反相关。另外，对于夏季风活跃程度与大尺度热带和副热带流场的关系，与北半球西风带调整的关系，与海温的关系等问题他们也作了一些初步的研究。但总的来说，关于南海夏季风异常的研究还有许多工作需要进一步深入。 对季风维持期的气候特征的研究工作主要研究的重点是放在季风的强期和弱期（我们称之为活跃期和非活跃期）的气候特征上。 54

4．2 南海夏季风维持期的气候特征 根据我们在上一章中定义南海夏季风的标准，即设定的南海范围为 105° E – 120° E, 5° N – 20° N，定义某年某侯南海地区西南风大于 2 m/s 和 θse 大于 335 °K 的区域的面积占南海总面积的百分比（简称南海夏季风面积指数）首次超过 40%以上时为当年南海夏季风建立侯。按这个标准我们定义了 1958-1997 南海夏季风建立日期，表 1 为 1958 年至 1997 年逐年南海夏季风建立日期（单位：侯），这个日期与高辉等人(2001)统计的用各种标准确定的 41 年南海夏季风建立日期比较表中的“优势侯”（即多数研究工作者确定的日期）日期比较相近。我们也按这个标准定义了南海夏季风的结束日期（单位：侯），即定义某年某侯南海夏季风面积最后一次超过百分之四十之后一侯为南海夏季风的结束日期。将逐年的结束日期减去建立日期便可得到南海夏季风期长度（单位：侯）。表 2 是 1958 年至 1997 年 40 年逐年南海夏季风的结束日期（单位：侯），表 3 则是相应的逐年南海夏季风期的长度（单位：侯）。表 2 表明，南海夏季风最早结束日期是 1959 年的第 48 侯 (8 月 24 日－8 月 28 日)，最晚的结束日期是 1988年的第 57侯 (10月 8日－10月 12日)。就四十年平均来说南海夏季风的结束日期平均为第 53 侯 (9 月 18 日－9 月 22 日)。表 3 表明南海夏季风期的长度最短是 1968 年，差不多维持了 17侯，最长的是 1990年，维持了近 5个月。 按照王安宇等人的定义(1999)，就四十年平均而言，我国东部的夏季风大约是第 46侯 (8月 14日－8月 18日) 退出大陆，而南海夏季风是第 51侯 (9月8日－9月 12日) 退出南海，两者之间相差了 5个侯，也就是说东亚夏季风在撤出大陆之后还在南海地区维持了大约 20 多天的时间。图 4-1 是 40 年平均南海夏季风面积指数逐侯演变图。与南海夏季风的建立过程相比，南海夏季风的撤退过程比较缓慢。这和王斌用 17年资料得出的结论是一样的（1997）。 55

表 4-1 1958至 1997 年南海夏季风建立日期(侯) 年 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 侯 30 31 24 28 30 31 29 29 25 29 30 29 27 27 27 年 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 侯 32 30 24 29 28 29 27 28 27 31 27 24 25 27 32 年 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 侯 29 32 22 32 29 30 25 27 26 28 表 4-2 1958至 1997 年南海夏季风结束日期(侯) 年 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 侯 53 48 49 53 51 53 56 51 52 54 49 52 52 54 53 年 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 侯 51 49 49 55 51 56 55 53 56 54 56 50 53 51 53 年 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 侯 57 53 52 55 52 49 53 54 54 57 表 4-3 1958至 1997 年南海夏季风期长度(侯) 年 1958 1959 1960 1961 1962 1963 1964 1965 1966 1967 1968 1969 1970 1971 1972 侯 23 17 25 25 21 22 27 22 27 25 19 23 25 27 26 年 1973 1974 1975 1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982 1983 1984 1985 1986 1987 侯 19 19 25 26 23 27 28 25 29 23 29 26 28 24 21 年 1988 1989 1990 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1997 侯 28 21 30 23 23 19 28 27 28 26 56

01020304050601 6 11 16 21 26 31 36 41 46 51 56 61 66 71pentad1958~1997 mean 图 4-1 40年平均南海夏季风面积指数逐侯演变图 4.3 南海夏季风活跃和非活跃期的定义 关于季风的季节内变化是气象学家最感兴趣的问题之一。著名的印度季风维持期的季节内变化被划分为活跃与中断期，印度气象学家是用降水来定义季风的，因此他们定义的季风的活跃与中断期，即是雨季与旱季。Ramamurthy（1969） 用 80年（1888-1967年）的资料对印度季风的活跃与中断期进行过仔细的分析，结果表明印度季风每年都有几次的活跃与中断发生，其周期大约是二周。澳大利亚气象学家是按天气型把澳大利亚季风期的季节内变化划分为活跃期、中等期和中断期（ http://ea.gov.au/soe/2001/atmosphere/atmosphere02-1.html） ，活跃期期间对流层低层西风带活跃，热带季风槽强盛，降雨多，热带气旋生成多，季风中断期情况则与此相反，中等期情况和季风期的平均态相近。王安宇等（1990）Zhou等（1998）曾指出，不但亚澳有季风，美洲也有季风。最近 Jones 57

等人提出了南美的季风的季节内变化也可分为活跃和中断期（Jones ，2002），Jones定义季风的方法和王安宇等定义全球季风的方法相同（王安宇，1990），即用实际风场减去多年年平均风场，他指出南美在季风活跃期季风为西风，对流降水偏多，而季风中断期正好相反，季风为东风，对流活动弱，降水偏少。 如前所述，我们是用南海夏季风面积指数来定义南海夏季风的建立日期和结束日期。我们将连续满足南海夏季风建立条件的侯称为活跃期，而将不满足南海夏季风建立条件的侯，即夏季风面积指数连续小于等于百分之四十的侯称为非活跃期。表 4-4是 1958年至 1997年南海夏季风活跃与非活跃期逐年出现次数以及相应的维持时间长度(单位：侯)，从表 4-4可以看出 40年间活跃期一共出现 172次，平均每年 4.3次，由于每年夏季风期是以夏季风建立日期为开始时间，最后一次活跃期日期为结束时间，所以每年的季风非活跃期都要比活跃期少 1次，也就是平均每年 3.3次。 4.4 南海夏季风活跃和非活跃期的气候特征 4.4.1 南海夏季风活跃与非活跃期的维持时间 就 40 年的研究结果而言，南海夏季风活跃期平均每年 4.3 次，每次活跃期平均维持时间为 3.9侯即 4侯左右，而非活跃期平均每年 3.3次，每次平均维持时间为 2.4侯，可见南海夏季风的非活跃期比活跃期要短得多。活跃期每年的总长度约为 17 侯，非活跃期约为 8 侯，还不及活跃期的一半。图 4-2 是南海夏季风活跃期与非活跃期的直方图，图 4-2 表明活跃期维持时间最短 1 侯，最长 19侯，平均 3.9 侯，1 侯出现频率最高占百分之二十七，随着侯数增加，出现频数逐渐减少，1 侯因为维持时间短所以频数虽高但在整个活跃期总的维持时间中占的比例并不高，只占百分之六点九，1 侯至 8 侯占的比例都差不多，均在百分之十左右，以 3侯为最高，约占百分之十二左右。如上所述，南海夏季风非活跃期比活跃期要短，相应的，非活跃期维持时间最短的为 1侯，最长的也只有 9侯，平均 2.4侯。其中也是 1侯出现的频率最高，占百分之四十五，要比活跃期 1侯 58

出现的频率高出很多。1侯在整个非活跃期中占的维持时间也较高，达百分之十 表 4-4 1958至 1997 年南海夏季风活跃与非活跃期次数及相应的维持时间长度 年 1958 1959 1960 1961 1962 1963 a(b) 4(6,4,2,1) 4(4,4,2,2) 5(1,1,2,1,8) 6(3,3,2,1,3,1) 3(5,2,1) 5(3,5,1,3,3) c(d) 3(2,7,1) 3(2,2,1) 4(6,1,2,3) 5(5,2,2,2,1) 2(4,9) 4(1,1,2,3) 年 1964 1965 1966 1967 1968 1969 a(b) 5(3,1,5,1,1) 4(8,1,5,1) 7(3,1,1,2,2,6,2) 5(4,4,1,6,4) 3(1,2,7) 3(12,3,1) c(d) 4(5,5,5,1) 3(1,1,5) 6(3,1,2,2,1,1) 4(3,1,1,1) 2(5,4) 2(1,6) 年 1970 1971 1972 1973 1974 1975 a(b) 4(1,8,1,7) 8(2,2,1,1,1,2,2,3) 4(3,3,12,1) 2(11,6) 5(5,2,1,1,3) 4(1,1,9,6) c(d) 3(5,2,1) 7(2,1,1,1,2,1,5) 3(2,1,4) 1(2) 4(3,1,2,1) 3(3,1,4) 年 1976 1977 1978 1979 1980 1981 a(b) 5(2,3,3,1,2) 3(4,15,1) 4(3,4,8,7) 4(5,6,6,2) 4(3,13,1,2) 5(1,12,1,3,1) c(d) 4(5,2,1,7) 2(2,1) 3(1,3,1) 3(3,1,5) 3(4,1,1) 4(3,2,1,5) 年 1982 1983 1984 1985 1986 1987 a(b) 5(2,2,5,4,6) 4(6,9,5,2) 3(2,10,10) 5(1,6,1,7,1) 4(6,8,1,4) 3(5,5,7) c(d) 4(1,1,1,1) 3(1,1,5) 2(3,1) 4(4,6,1,1) 3(1,3,1) 2(2,2) 年 1988 1989 1990 1991 1992 1993 a(b) 4(2,4,8,3) 4(4,3,2,6) 6(1,5,5,4,1,3), 4(1,2,15,2) 5(3,3,2,2,7) 2(7,11) c(d) 3(2,2,7) 3(4,1,1) 5(5,2,2,1,1) 3(1,1,1) 4(1,1,2,2) 1(1) 年 1994 1995 1996 1997 a(b) 4(1,1,19,3) 3(3,13,7) 5(1,3,2,7,2) 5(1,3,7,8,1) c(d) 3(1,2,1) 2(1,3) 4(1,4,3,5) 4(1,1,2,2) a. 活跃期次数 b. 活跃期的维持时间长度(侯) c. 非活跃期次数 d. 非活跃期的维持时间长度(侯) 59

010203040501 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19候數頻數/百分比 0102030405060701 2 3 4 5 6 7 8 9候數頻數/百分比 图 4-2 南海夏季风活跃期与非活跃期的直方图 a.活跃期 b.非活跃期 □40 年出现总频数 □占活跃期(或非活跃期)总次数的百分比 □占活跃期(或非活跃期)总维持时间的百分比 九，1 侯、2 侯和 5 侯占的维持时间加起来在百分之六十左右，其中以 5 侯为最高，约占百分之二十二。 4.4.2 南海夏季风活跃期与非活跃期天气形势的差异 和陈仲良一样(2002)，我们将南海夏季风的季节内变化分为活跃期与非活跃期，之所以称之为活跃期与非活跃期，其原因主要是南海夏季风在非活跃期只是减弱而天气形势的变化并不很大，为了证明这点我们对非活跃期的南海夏季风面积指数进行了统计，分了四个类别，大于百分之三十小于百分之四十，百分之二十至百分之三十，百分之十至百分之二十，百分之十以下。统计的结果表明大于百分之二十的侯数占了非活跃期 40 年总侯数的百分之七十以上，其中大于百分之三十小于百分之四十的占了百分之二十九。而我们所定义季风期的南海季风面积指数的标准是百分之四十，两者相比非常接近。从这一点也可以看出非活跃期期间南海夏季风只是减弱并非消失。 图 4-3和图 4-4和图 4-5是 40年平均活跃期与非活跃期 850hPa风场和高度场的形势图以及活跃期与非活跃期的差值场形势图。对比图 4-3和图 4-4可以清楚的看出，活跃期和非活跃期的 850hPa 天气形势非常相似，如大陆低压、印缅槽、阿拉伯海西岸槽和西太平洋副热带高压，中国大陆西部至南海地区都是一个a b 60

槽区，这两张图与我们编著的“亚洲季风图集”中的 6月、7月和 8月 850hPa40年月平均图非常相似(图略)(2001)。图 4-3和图 4-4的差异主要表现在南海地区低槽的强度上，也就是夏季风的强弱上。图 4-5表明活跃期与非活跃期相比 850hPa形势图上主要差别是南海的低压槽要强，中心差值在二十位势米左右。值得指出的是南海低槽是西北东南向的，而差值低压都是东北西南向的，是不是差值低压主要受西南季风影响，尚需进一步研究。就整个南海区域而言低层风的差值为弱西风(图 4-5)。40年平均情况如上所述，各年的情况当然有差别，但大体上也和40年平均相近。图 4-6是 1996年南海夏季风活跃与非活跃期 850hPa风场和高度场的差值场形势图，可以看出图 4-6与图 4-5是相似的。 再看对流层上层的情况，图 4-7 和图 4-8 分别是 40 年平均南海夏季风活跃期 200hpa风场和高度场的形势图以及活跃期和非活跃期 200hpa风场和高度场差值场的形势图。从图上可以看出南海偏差低压的上空是一个弱的高压，与这个高压相联在中国大陆上也有一个小高压。显然差值高压的辐散气流是有利于活跃期季风对流的发展的。高空风的差值正好和低空相反是东风(图 4-8)，而且比低空的差值西风要强一些。 龙振夏等（2003）曾研究过南海夏季风的环流形势，他的结论和我们比较一致，他指出：在形势场方面，虽然强弱季风年 850hPa和 200hPa的环流形势非常一致，但是它们之间的偏差还是比较明显的。在强的季风年，850hPa 上 5-20˚N之间有着很强的西风带，因而在 850hPa 偏差图上，南海地区的北部出现气旋性环流，在 200hPa的偏差图上，在青藏高原地区出现反气旋性环流。 4.4.3 南海夏季风活跃与非活跃期降水场的差异 南海夏季风降水在夏季风建立后是逐渐增加的(图略)大概在 9 月初达到峰值。与活跃期相比，非活跃期的夏季风较弱所以其降水场也会较弱。图 4-9是 40年平均南海夏季风活跃期与非活跃期降水场以及它们的差值图，可以看出南海夏季风活跃期的降水比非活跃期的要多。图 4-9b与图 4-9c表明活跃期的降水高值中心值在 14mm/天左右，中心位置在南海的中部，在南海的西部有个降水的低值中心。非活跃期的降水场形势与活跃期的相似也是呈东高西低，但高值中心值要 61

图 4-3 40年平均南海夏季风活跃期 850hPa风场和高度场的形势图 图 4-4 40年平均南海夏季风非活跃期 850hPa风场和高度场的形势图 62

图 4-5 40年平均南海夏季风活跃和非活跃期 850hPa风场和高度场差值场的形势图 图 4-6 1996年南海夏季风活跃与非活跃期 850hPa风场、高度场和温度场差值的形势图 63

图 4-7 40年平均南海夏季风活跃期 200hpa风场和高度场的形势图 图 4-8 40年平均南海夏季风活跃与非活跃期 200hPa风场和高度场差值场的形势图 64

图 4-9 40年平均南海夏季风活跃期与非活跃期降水场和它们差值图 a. 活跃期 b.非活跃期 c.活跃期和非活跃期的差值 65

比活跃期的小，在 10mm/天左右，且位置要偏南一些，降水低值中心的范围要大一些，位置也略偏北。差值图上(图 4-9c)降水高值中心和活跃期比较一致，在南海的南部和中南半岛有二个小的负中心，因为在非活跃期这两处地方的降水比活跃期要大一些。 4.4.4 南海夏季风活跃与非活跃期外逸长波辐射 (OLR) 场的差异 在南海，锋面降水不多，主要降水是对流性降水，因此活跃期的对流活动也明显地比非活跃期旺盛。图 4-10是 40平均南海夏季风活跃与非活跃期 OLR的差值场图。对比图 4-10 与图 4-9 不难发现两者的形势很相似，呈东低西高型，也就是说南海夏季风降水多为对流降水，季风减弱对流活动也自然减弱。陈仲良就是用 OLR的距平来定义南海夏季风的活跃与非活跃期的[77]。 图 4-10 40 平均南海夏季风活跃与非活跃期 OLR 差值场的形势图 4.4.5 南海夏季风活跃与非活跃期与低频振荡 南海夏季风也有很明显的低频振荡，我们用南海夏季风维持期间，南海夏季风的面积指数和降水指数进行了小波分析，分析结果发现两者都有很明显的 66

30-60 天振荡，而且两者的位相比较一致，图 4-11 是 1986 年南海夏季风的季风面积指数和季风降水指数的小波分析图。可以看出，两者是比较一致的。 图 4-11 1986年夏季风面积指数和降水面积指数的小波分析图 4．5 结语 综上所述，南海夏季风在维持期间有明显的活跃期与非活跃期，活跃期大约 67

每年出现 4.3次，维持时间也大约是 3.9侯，而非活跃期大约每年出现 3.3次，每次的时间大概是 2.4 侯。每年活跃期维持时间大约为非活跃期的一倍。 非活跃期的南海夏季风只是减弱而不是消失。南海夏季风非活跃期和活跃期的天气形势比较相似，南海上空 850hPa为一个低槽辐合区，高空 200hPa为高压辐散区，而在环流的偏差场上(活跃期减非活跃期)，在南海上空 850hPa上为西风，200hPa上为东风。由于非活跃期南海夏季风明显减弱，所以其相应的季风降水和对流活动也大大减弱。 我们感兴趣的是南海夏季风活跃期与非活跃期的形成与海陆热力对比的关系，这一点我们下面的讨论当中于以进一步的阐述。 68

第 5 章 南海夏季风的撤退的气候特征 5.1 引言 在上两章中，我们对南海夏季风的建立、南海夏季风的活跃期和非活跃期的气候特征进行了分析。南海夏季风的撤退过程对我国的夏季降水也有很重要的影响，在这一章中，我们将弥补以往有关南海夏季风撤退方面的研究空白，对这方面开始进行比较详细的研究。 我们利用 NCEP40年（1958-1997）12层再分析的格点气象资料对南海夏季风撤退的气候特征进行了初步的分析，得到了一些很有意义的结果。 5.2 南海夏季风撤退的气候特征 5．2．1 南海夏季风撤退的定义 首先我们对南海夏季风撤退进行定义，我们定义某年某侯南海夏季风面积最后一次超过百分之四十之后一侯为南海夏季风的结束日期。关于 40 年南海夏季风的撤退日期我们可以参看表 4-2。就 40 年平均而言，南海夏季風在第 51 候左右撤退，撤退最早的是 1959年第 48侯，撤退最晚的是 1988年的第 57侯，两者相差 9侯。 5．2．2 亚洲夏季风建立和撤退过程基本相反 亚洲夏季风的撤退过程和建立过程基本是相反的，图 5-1与图 3-2相类似但 69

是是西南风的撤退过程，亚洲夏季风建立是分三个阶段，第一阶段是孟加拉湾季风建立，第二阶段是南海夏季风建立，第三阶段是阿拉伯海和印度夏季风建立。撤退的过程正好相反，第一阶段是印度季风撤退，第二阶段是南海季风撤退，第三阶段是孟加拉湾季风撤退，但是撤退的过程比起建立过程来要慢得多。从图 5-1上可以看出，在第 51侯 ，即南海夏季风开始撤退的时候，印度季风已经撤退。南海夏季风的撤退也是比较缓慢的，图上表明大概要到 54 侯才完全退到 15N 以南，从 52 侯开始，在南海夏季风逐渐南退的情况下，孟加拉湾季风也开始减弱南退，但是直到 55侯孟加拉湾季风也没有完全退到 15N以南。 70

图 5-1 沿 15°N西南风的撤退过程 71

与此类似，由于西南风是从西南往东北吹的，所以西南风的撤退虽是由北往南退的，可是在南海地区总是西部比东部先撤退，图 5-2是 40年平均 51侯、53侯、54侯 850hPa的流场和风速图，从图上可以看出，在 51侯南海的西南风开始向南撤退，在南海地区西南风是东高西低，在南海东部西南风可达到 18N左右，而在西部则为 15゜N 左右，到 54 侯，南海东部西南风已退到 12゜N 左右，而在西部则退到 10゜N左右。 在南海夏季风建立时，与它相伴随的是對流層低層印度低槽的加强 (图3-12)，而撤退时情况则正好相反，与它相伴随的是對流層低層印度低槽的减弱， 当然印度低槽的减弱也是比较缓慢的，不象南海夏季风建立时印度低槽的加强那么迅速。图 5-3是 40年平均 50侯-53侯 850hPa位势高度和温度场的候平均图， 72

图 5-2 40年平均 850hPa流线和风速图 (单位: m/s) 73

74

图 5-3 40年平均 850hPa位势高度和温度场的候平均图(单位：位势米，°C) 75

图上表明在第 50侯 1480线还位于南海，到了第 51侯就缩回到中南半岛，52侯就已在孟加拉湾其位置已经与南海季风爆发前的位置十分相近了。 5．2．3 青藏高原对南海夏季风撤退影响巨大 南海夏季风的撤退受青藏高原的影响十分巨大，在秋季随着太阳的南移和对流层急流的南退，西伯利亚的冷空气开始南侵。西伯利亚冷空气的南侵受到了青藏高原的阻挡，引起冷空气在我国东部迅速南下，从而导致了我国秋高气爽的独有天气。南下的冷空气经过我国东部一直下到南海，并将南海的夏季风也向南驱赶，促进了南海夏季风南退的加速。因此在南海夏季风撤退时对流层急流不象南海夏季风建立是处于较南的位置，而是处于较北的位置。图 5-4 是 40年平均200hPa上 20米/秒等风线的位置,从图中可以看出，在季风建立时急流位于台湾附近而在季风撤退时急流却位于日本和长江流域附近，直到第 59侯，急流才回到季风建立时的位置。与此相类似，在南海季风撤退时西太平洋副热带高压也没有回退到南海，图 5-5是 40年平均第 54侯 850hPa流场和风速图，图上可以很清楚的看出，西太平洋副热带高压还维持在 30N附近。 76

图 5-4 40 年平均 200hPa上 20米/秒等风线的位置 图 5-5 40年平均第 54侯 850hPa 流场和风速图 77

5．2．4 南海夏季风与降水的撤退并不同时 南海夏季风撤退时南海地区的降水形势的变化也是很有趣的，有两点情况很值得注意，一是南海夏季风撤退时由于冷空气的南下遇到了南海的西南季风，冷暖空气相遇产生的降水比南海撤退前的对流降水要强得多，也就是说南海季风的后期降水要比南海季风前期要强。另一点是在南海夏季风完全撤出南海之后南海及其以北地区的副热带高压和南半球的副热带高压间的 ITCZ降水控制了南海，因此南海的降水的结束并不是和南海的夏季风的结束同时发生的，而是要比南海夏季风的结束晚的多。图 5-6是 40年平均第 60侯降水量分布图，至第 60侯南海夏季风早已结束，而由于 ITCZ降水的控制南海依然降水丰富。 图 5-6 40年平均第 60侯降水量分布图 78

5．3 结语 如前所述，限于时间，我们关于南海夏季风撤退的研究还处于初步阶段，但是从上面介绍的一些研究结果来看，南海夏季风撤退的气候特征是很有特点的，因为它的撤退受三方面的影响，一个是青藏高原的重大影响，另一个是亚洲夏季风全面撤退的影响，最后是 ITCZ南北移动的影响。 79

第 6 章 南海夏季风的年代际变化 6.1 引言 在前面的几章中，我们分别探讨了南海夏季风的建立、维持期以及撤退过程的气候特征。在利用 40年资料进行研究的过程中，我们发现南海夏季风存在着比较大的年际以及年代际的变化。以往的研究也表明，南海夏季风的建立及维持过程存在着较大的年际变化（谢安，1998a；王斌，1997），夏季风的建立的早年和晚年可以相差数个月。南海夏季风存在的这种年际以及年代际的变化受到全球气候变化的影响很大，也就是说全球气候变化造成的大气环流形势的演变，对于南海夏季风年代际变化的影响是很重要的。 6.2 南海夏季风建立年代际变化的气候特征 6．2．1 南海夏季风建立的年代际变化 经过我们的研究发现南海夏季风的建立具有明显的年代际变化（王安宇，2002）。下面我们从几个不同的方面来进行探讨。图 6-1 是 4 个十年平均南海地区夏季风建立前后的侯平均 850hPa图，从图 6-1上可以看出，前 20年南海夏季风建立较晚，均在 5月第 6侯，而后 20年要早一些为 5月第 4侯和 5月第 5侯。就年代际而言，相差一至两个侯，应该说是很大了，在第 1个 10 年（1958-1967）孟加拉湾的西南季风在爆发性的发展后，很早就已推进到南海地区，在 5 月第 4 侯南海大部分地区已为西南风所控制，但是由于南海在此前过于干冷，空气变性不快，所以到第 6 侯 80

夏季风才建立。其它三个十年情况与此不相同，空气变性很快，西南风一到达夏季风就建立了。就 40 年平均资料分析结果来看，南海夏季风建立的日期是 5 月第 4侯。这样看来似乎有些奇怪，因为这与 4个 10年中最早的日期一致。经仔细分析，发现其原因是（1）按 4 个 10 年平均南海总体上θse 已达到 335゜K。（2）第 1 个10年 5月第 4侯南海大部分地区西南风超过 2m/s。(3)在南海地区在 5月第 4侯，任何一个地点如果 4 个 10年西南风风速的总和达到 8m/s以上，一经平均这个地区就会达到夏季风的标准，也就是说 40年的平均建立日期会因某些年代、某些地区西南风强一些或θse 大一些而提前。参照 4 个 10 年南海夏季风建立的日期，将平均日期订在 5月第 5侯似乎要合理一些。 (a)1958 年~1967 年 平均 5月第 5 侯 (b)1958 年~1967 年 平均 5 月第 6侯 81

（c）1968 年~1977 年 平均 5 月第 5 侯 (d)1968 年~1977 年 平均 5 月第 6 侯 （e）1978 年~1987 年 平均 5 月第 3 侯 （f）1978 年~1987 年 平均 5 月第 4 侯 82

（g）1988 年~1997 年 平均 5 月第 4 侯 （h）1988 年~1997 年 平均 5 月第 5 侯 图 6-1 4 个十年平均南海地区夏季风建立前后的侯平均 850hPa 图，灰色区域为夏季风的范围，虚线为假相当位温等于 335゜K 线。 6．2．2 南海地区季风雨季开始日的年代际变化 季风与降水有很密切的关系，季风会带来丰沛的雨水，所以印度用雨量来定义季风，但严格来说，季风不能与降水等同，季风区并不是雨区，在热带低纬季风区降水的发生需要良好的辐合对流条件，在副热带季风区降水需冷暖空气的汇合。所以从下面的叙述可以看出季风的建立也并不总是和雨季的建立相一致。图 6-2 是 4个十年平均南海地区夏季风建立前后雨季建立前后的侯平均降水量，从图 6-2 可以看出，除了第 3 个 10 年（1978-1987 年）外，其余 3 个 10 年雨季的建立都比夏季风建立要早 1 至 2 侯，这是不难理解的，当孟加拉湾的西南风向南海推进时，如果不是推进的非常快，往往会在南海中部与副热带高压西南面的东南风会合，造成南海降雨，这样一来，雨季就先于夏季风建立。不难看出，南海季风雨属热带对流降 83

雨。 （a）1958年～1967年 平均 5月第 3侯 （b）1958 年～1967 年 平均 5月第 4侯 （c）1968年～1977年 平均 5月第 4侯 （d）1968 年～1977年 平均 5月第 5侯 84

（e）1978年～1987年 平均 5月第 3侯 （f）1978 年～1987年 平均 5月第 4侯 （g）1988年～1997年 平均 5月第 3侯 （h）1988 年～1997年 平均 5月第 4侯 图 6-2 4 个十年平均南海地区夏季雨季建立前后的侯平均降水量，单位：mm/day，阴影区域每天降水量大于 6mm 85

6.2.3 南海夏季风的建立与孟加拉湾西南季风爆发性的发展的年代际变化 我们对 40年平均南海夏季风建立的气候特征进行过分析，结果发现南海夏季风的爆发于孟加拉湾西南风的发展有密切的关系，是孟加拉湾西南季风的发展和东移的结果。我们发现，就孟加拉湾西南季风爆发性的发展来看，并无明显的年代际变化。图 6-3是 4个 10年平均 5月第 3侯至第 4侯沿 10N西风分量的垂直剖面图。图6-3 表明孟加拉湾西南季风爆发性的发展都是在 5 月第 3 侯到 5 月第 4 侯，十分稳定。相对来说，第 2 个 10年与另外 3 个 10 年相比，孟加拉湾西南季风在爆发性的发展“爆发性“不那么强，而且向南海地区推进是最慢的。虽然根据我们的分析自孟加拉湾西南季风建立以后，从 5月第 3侯至 4侯也是最具“突变“的演变，从图6-3a和 6-3b上可以看出 2米/秒等值线从 700hPa附近扩展到了 550hPa附近。这样一来它对南海季风爆发就有明显的影响。图 6-2表明在 4个 10年中第 2个 10年季风雨季建立最晚是 5 月第 5 侯，比其它 3 个 10 年晚了 1 个侯。图 6-1 表明在 4 个10年中南海夏季风建立也是最晚的，是 5月第 6侯。第 1个 10年虽然也是 5月第 6侯，但如前所述，孟加拉湾的西南季风早在 5月第 4 侯就已控制了南海，问题只在空气变性比较慢。 这样看来，由于南海季风爆发是孟加拉湾西南风爆发的发展的结果。所以如果孟加拉湾西南风“爆发性”不那么强，南海的季风雨季和季风建立就会来的晚一些，显然，这是很有预报意义的。 86

（a）1958 年～1967 年 平均 5月第 3侯 （b）1958 年～1967 年 平均 5月第 4侯 （c）1968年～1977年 平均 5月第 3侯 （d）1968 年～1977年 平均 5月第 4侯 87

（e）1978年～1987年平均 5月第 3侯 （f）1978年～1987 年平均 5月第 4侯 （g）1988年～1997年平均 5月第 3侯 （h）1988年～1997 年平均 5月第 4侯 图 6-3 4个十年平均 5月第 3至第 4侯沿 10°N西南风分量的垂直剖面图。单位：m/s，阴影区域为西南风分量。 88

6.2.4 南海夏季风建立与高低空环流形势的变化的年代际变化 据我们对 40年平均南海夏季风建立的气候特征的分析，当南海夏季风建立时对流层低层的副热带高压就同时退出南海。从图 6-1中可看出对于 4个 10年没有例外，只是前 20年副高脊线位置较偏北，而后 20年则偏南一些。第 1个 10年位置最偏北，5月第 5侯高压退出前，高压脊线位于南海最北面的 21o N附近，第 2个 10年稍偏南一些，高压退出前脊线在 19 o N附近，第 3个 10年高压退出的时间要早一些，在5月第 4侯，5月第 3侯高压脊线位于 13-17 o N之间，最后一个 10年高压是 5月第5 侯退出南海，在 5 月第 4 侯脊线位于 13-21 o N 之间，和第 3 个 10 年相似，位置偏南，且比较倾斜。 我们在用 40年平均资料对南海夏季风分析时发现，在南海夏季风建立期间对流层底层的副热带高压退出南海的时间在各个高度层上是不相同的，4 个 10年的分析结果也是如此。如前所述，因为我们是用 850hPa上的资料来定义南海夏季风的建立的，因此副热带高压在 850hPa上退出南海的时间就是南海夏季风建立的时间，这从图 6-1可以看得很清楚。其他高度副高总的来说在 850hPa以上要比 850hPa先退出，在 850hPa以下则比 850hPa后退出。图 6-4 是 4个 10年平均的 500hPa 5月第 1侯至 5月第 6侯副热带高压西脊点的逐侯演变，由图可以看出，4个 10年除了第 2个10 年外副热带高压撤出南海时间都比季风建立要早，最早是第 1 个 10 年，要早 2侯，另外 2个 10年则是早 1侯。第 2个 10 年副高撤出是与季风建立同时发生的，与 40年平均情况十分一致。925hPa的情况则与 500hPa相反，副高压撤出比 850hPa要晚。 89

（a）1958～1967年 5860线 （b）1968～1977年 5860线 （c）1978～1987年 5860线 （d）1988～1997年 5860线 图 6-4 4个十年平均 500hPa南海季风建立前后副热带高压西脊点的逐侯演变过程 需指出的是，前兩個 10年南海季風建立較晚，而西太平洋副高則比較偏東，從 90

圖 6-4上可以看出副高西脊點是用 5860定意義的，5880線畫不出來。 在南海季風建立期間，對流層高層最明顯的變化是在南海季風建立前，在孟加拉灣季風建立前後副熱帶高壓的中心從海上移上中南半島，然後迅速北移，這段期間是副高中心北移得最快的一段時間。圖 6-5 是 4 個 10 年平均從 4 月第 6 候至 6月第 1候 200 hPa副熱帶高壓中心位置逐候變化圖。從圖上可以看出前 20年高壓中心登上中南半島後直至南海季風爆發北移距離比較大，第 1個 10年是 7個緯距，第2 個 10 年是 9 個緯距。而後 20 年北移的距離則較短一些，不超過 5 個緯距，而且都是從 13o N移至 18 o N。高壓中心登上中南半島的那一候都是中心移動距離最大的一候，而且除了第 4個 10年外也是北移距離最大的一候。可以看出，無論是那一個10年，高壓中心都能北移到 18 o N以北，這樣一來，在南海夏季風建立時南海上空和中南半島上空均為東風帶所控制，因為高壓中心在中南半島，所以中南半島上空東風要比南海上空強。這樣，在南海和中南半島的上空就是一個輻散區。顯然，這很有利於孟加拉灣夏季風的爆發性發展和南海夏季風的建立。 南海季風建立取決於孟加拉灣季風建立後一次爆發性的發展。根據我們的分析，孟加拉灣季風的建立與發展與印緬低槽的發展有密切的關係。圖 6-6 是 4個 10年平均 5月第 1候至第 6候 850hPa 1480位勢米線的逐候變化圖。 圖上我們用 850hPa上一根位勢高度線來代表印緬槽。我們設定這條位勢高度線數值的標準有三條: 1) 這條位勢高度線能反映亞洲夏季風建立前印緬槽之發展過程。 2) 我們在第四節中曾指出南海夏季風的建立是孟加拉灣西南季風爆發性發展的結果，因此這條線在南海夏季風建立時其位置應與由孟加拉灣吹向南海的西南季風的流線位置相接近。 3) 在孟加拉灣地區這條線在亞洲夏季風建立後位置變化很小，十分穩定。根據這三條標準，第 1 個 10 年我們選取的是 1470 線, 第 2 個 10年是 1480線, 第 3和第 4個 10年是 1490線。不難看出, 後兩個十年位勢高度線的選取值要比前兩個十年來得高，也就是說後兩個 10年印緬槽要比前兩個 10年弱。 91

圖 6-6顯示在孟加拉灣東部對 4個 10年來說印緬槽都是 5月第 3候至第 4候發展最快。也就是說，印緬槽發展最快的時段正好在南海夏季風建立前，與孟加拉灣西南季風爆發的時間十分吻合。仔細分析後發現孟加拉灣東部印緬槽雖都是自 5 月第 3候至第 4候發展最快，但前兩個 10年與後兩個 10年的情況很不一樣，前兩個10 年 5 月第 3 候孟加拉灣東部為一槽區，而後兩個 10 年為一脊區。從 5 月第 3 候至第 4候前兩個 10年印緬槽的發展是自北向南推進的，而後兩個 10年則是自西向東推進的。第 1個 10 年自北向南推進的距離比第 2個 10年要大，在西向東推進的後 20年中第 4個 10年在這段時間印緬槽的發展要快一些。 （a）1958～1967年 （b）1968～1977年 92

（c）1978～1987年 （d）1988～1997年 图 6-5 4个十年平均从 4月第 6侯至 6月第 1侯 200hPa副热带高压中心位置逐侯演变。 (a)1958-1967 (1470位勢米) (b) 1968-1977 (1480位勢米) 93

(c)1978-1987 (1490 位勢米) (d) 1988-1997 (1490位勢米) 图 6-6 4个 10年平均 5月第 1侯至第 6侯 850hPa印缅低槽的逐侯变化 6．3 南海夏季风维持期气候特征的年代际变化 在第四章中我们对南海夏季风期 40年维持期的气候特征进行了分析，分析结果发现，就四十年平均而言，南海夏季风维持时间大致为 25侯约四个月。 这节的工作主要是分析南海夏季风期间维持期的年代际变化，使用的资料和本文第一部分相同，主要是 NCEP逐日气象格点资料和讨论南海夏季风建立期间的年代际变化相类似，主要讨论 1978年前后气候突变对南海夏季风活跃期和非活跃期年代际变化的影响。 6.3.1 南海夏季风维持期的年代际变化 南海范围为 105-120 o E, 5-20 o N，我们定义某年某侯南海地区中西南风大于2m/s 和大于 335゜K 的区域面积占南海总面积的百分比为南海夏季风面积指数，指数大于 40%的侯称为南海夏季风侯。 94

图 6-7是标准化的南海夏季风指数逐年变化图，从图上可以看出，1978年前后南海夏季风指数有明显的突变，1978年前基本为负距平而 1978年后基本为正距平。 -2.50-2.00-1.50-1.00-0.500.000.501.001.502.0019581961196419671970197319761979198219851988199119941997 图 6-7 标准化的南海夏季风指数逐年变化图 我们曾指出就四十年平均而言，南海夏季风大约是第 28 侯至第 29 侯建立，第51 侯开始退出南海。图 6-8 是 1958-1977 和 1978-1997 20 年平均南海夏季风面积指数逐侯演变图。图 6-8表明虽然南海夏季风的建立无论在前 20 年还是在后 20年都具有明显的突变性，但后 20年季风的建立要比前 20年平均早 1 侯，其原因主要有两条，一是前 20年印缅槽比较强致使西太平洋副热带高压中心偏东，而高压偏东对南海夏季风建立是十分不利的。二是在前 20 年在南海夏季风建立时对流层上层副热带高压中心和其相应的幅散中心较后 20年偏北，结果是它对南海夏季风建立的贡献就不如后 20 年明显。在后 20 年南海夏季风建立后夏季风继续发展，平均来说活跃期的夏季风面积指数要比夏季风建立时高百分之五。而在前 20 年则情况正好相反，从图 6-8 可以看出对整个季风期来说是夏季风建立时的夏季风面积指数稍高一些，平均来说，活跃期的面积指数反而比建立时要低。 对整个夏季风期而言，前 20年夏季风比后 20年要弱，前 20年季风活跃期夏季 95

风平均面积指数为百分之五十五，而后 20年为百分之六十一，后 20年比前 20年足足高出了百分之六，这个差别是很大的，因为以百分之四是为基准线做距平也不过是百分之十五左右。后 20 年南海夏季风比前 20 年南海夏季风强所以其夏季风退出南海的时间也比较晚，从图 6-8可以看出要晚 3侯。 01020304050601 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73候 0102030405060701 4 7 10 13 16 19 22 25 28 31 34 37 40 43 46 49 52 55 58 61 64 67 70 73候 图 6-8 20 年平均南海夏季风面积指数逐侯演变图 a.1958-1977 年平均 b.1978-1997 年平均 就整个南海地区而言，夏季风期间后 20 年比前 20 年降水要多，可是并不是南海地区处处如此。图 6-9是后 20年减前 20 年南海地区夏季风期间活跃期和非活跃a b 96

期侯降水指数差值形势图。从图上可以看出恰好是南海地区的中心地区变化趋势正好和南海地区相反。无论是活跃期还是非活跃期都是如此。 图 6-9 后 20 年减前 20 年南海地区夏季风期间活跃期(a)和非活跃期(b)侯降水指数差值形势图 总的来说，1978年前后气候突变是南海夏季风年代际变化的主要因子，相对而言 1958-1977 年南海夏季风偏弱，其建立较晚，撤退较早，整个夏季风期间夏季风a b 97

指数较小。 6.3.2 南海夏季风活跃期与非活跃期天气形势的年代际变化 图 6-10是后 20年减前 20年 850hPa南海夏季风活跃期风场和位势高度场的差值图。从图上可以看出前 20 年 850hPa 印缅槽比较强，槽东的脊也比较强，西太平洋副热带高压中心比较偏东。与图 6-10 相应的非活跃期图和图 6-10 差不多，为节省篇幅在此不再给出。在对流层低层 850hPa前 20年和后 20年活跃期与非活跃期南海地区天气形势差别主要是活跃期与非活跃期季风低槽的差值。图 6-11a和图 6-11b分别是 1958-1977和 1978-1997年平均南海夏季风活跃其和非活跃期 850hPa风场和高度场得差值场图。前 20 年和后 20 年差值场形势很相似，都是一个以南海北部为中心，西南东北走向的负值区。前 20 年的差值中心的差值比后 20年要大。这是一个很有意思的现象，如前所述，前 20 年较后 20 年南海地区的夏季风要弱，但是差值却要大些，尤其是南海北部，这说明在前 20年非活跃期的季风低槽是较弱的，而相对来说，在后 20年即使是非活跃期季风低槽也不是很弱的。 1978 年前后气候突变一个很重要的特征就是后 20 年对流层上层的南亚高压比前 20年要强得多。图 6-12是南海地区后 20年减前 20年 200hPa活跃期风场和位势高度场差值场形势图。相应的非活跃期的图与图 6-12很相似，为节省篇幅不再给出。从图 6-12可以看出后 20年南海地区位势高度比前 20年高得多，差值达到 20位势米左右。风场的结构则明显呈幅散型，位势高度高说明整层气柱平均温度高，高层幅散是有利于对流发展的。 98

图 6-10 后 20 年减前 20 年 850hPa 南海夏季风活跃期风场和位势高度场的差值图 a 99

图 6-11 20 年平均南海夏季风活跃期和非活跃期 850hPa 风场和高度场得差值场图 a.1958-1977 年平均 b.1978-1997 年平均 图 6-12 南海地区后 20 年减前 20 年 200hPa 活跃期风场和位势高度场差值场形势图 b 100

总的来说，后 20年无论对流层低层还是高层的天气形势对南海地区夏季风的发展要比前 20年有利得多。 6．4 南海夏季风撤退的年代际变化 如前所述，我们关于南海夏季风撤退的研究还是初步阶段，但是我们还是得到了下面一些很有意思的结果。总的来说，南海夏季风撤退的年代际变化和南海夏季风维持期的年代际变化差别不大，后 20年虽然降水偏多，OLR偏低，但没有出现中央和地区平均相反的情况。 图 6-13是后 20年减前 20年 850hPa南海夏季风撤退期风场和位势高度场的差值图，在南海地区差值环流是一个反气旋式环流，单从风场形势来看，后 20年撤退时与前 20 年相比是不利于季风的，200hPa 的情况与此类似，图 6-14 是后 20 年减前 20 年 200hPa 南海夏季风撤退期风场和位势高度场的差值图，南海地区差值是西风。 图 6-13 后 20年减前 20年 850hPa南海夏季风撤退期风场和位势高度场的差值图 101

图 6-14 后 20年减前 20年 200hPa南海夏季风撤退期风场和位势高度场的差值图 图 6-15是后 20年减前 20年南海夏季风撤退期降水场的差值图，从图上可以看后 20 年的降水显然要比前 20 年要多，但是没有出现南海地区中央的差值和周围相反的情况(图 6-9)，这个现象是非常有趣的，也就是说无论是高空还是低空，都是不利于季风发展的但降水却增多了，当然如前所述降水和季风有其不一致的地方，所以要搞清楚这是怎么发生的，还需进一步进行研究。由于南海夏季风降水是对流性的，所以后 20年无疑 OLR是较低的，图 6-16后 20年减前 20年南海夏季风撤退期 OLR 的差值图，从图上可以看出南海区域 OLR 平均来说是负值而在南海区域的中心，负值相当大，可以小于-15 W/m2。需要指出的是，与降水相类似图 6-16也没有出现南海中央地区的差值和周围地区差值相反的情况。 102

图 6-15 后 20年减前 20年南海夏季风撤退期降水场的差值图 图 6-16 后 20年减前 20年南海夏季风撤退期 OLR的差值图 103

6．5 结语 上面我们简要的给出了关于南海夏季风建立维持和撤退的年代际变化，不难看出南海地区年代际变化有两个显著的特点，一是年代际变化非常大，二是年代际变化的原因非常复杂。我们在研究中虽然发现南海地区夏季风的年代际变化与气候突变有很密切的关系，关于这点我们在讨论中还将进一步的进行阐述。但是气候突变对南海夏季风的年代际的影响仅仅是一个方面，南海夏季风的年代际变化还与很多方面有关，例如在夏季风建立期的年代际变化出现了四个 10年很不一致的情况，这就不是用气候突变能解释清楚的，唯一的是需要我们进一步对南海夏季风的年代际变化作更深一步的研究。 104

第 7 章结论与讨论 7.1 结论 南海季风十分重要。南海夏季风是亚洲夏季风系统的一个重要组成部分。它对我国华南地区的降水、我国东部地区夏季风的推进以及洪涝的预报都有很重要的意义。SCSMEX对东亚季风的爆发及其影响问题，特别是对南海夏季风的影响问题进行了一次比较大规模的观测和试验研究。作者论文的研究目的符合南海季风试验的研究目的，对南海季风的建立、维持和撤退的气候特征以及年代际变化进行了较为全面的研究。气候研究最好资料能超过三十年，我们采用了 NCEP 四十年以上的资料。 作者论文的研究内容主要分四个方面，即一、南海夏季风建立的气候特征；二、南海夏季风维持期的气候特征；三、南海夏季风的撤退的气候特征；四、南海夏季风的年代际变化。 我们对南海夏季风的建立、维持、撤退、活跃期、非活跃期以及季风降水的标准都进行了定义。我们用对流层低层侯平均 850hPa 上暖湿的西南风来定义南海的夏季风区，这里所指的暖湿的西南风其θse(假相当位温)必须大于 335oK，西南风的风速不小于 2m/s。定义南海海域(105o-120oE, 5o-20oN)侯平均 40%以上面积为暖湿西南风控制时为夏季风的建立侯。定义某年某侯南海夏季风面积最后一次超过百分之四十后一侯为南海夏季风的结束日期。由南海夏季风的建立和结束日期可定义南海夏季风的维持期。我们将连续满足南海夏季风建立条件的侯称为活跃期，而将连续不满足南海夏季风建立条件的侯称为非活跃期。 对于南海夏季风建立的气候特征，研究发现：(1)南海夏季风的建立具有爆 105

发性，爆发的时间是 5 月第 4 候。(2)南海夏季风的建立与孟加拉湾东部西南季风有密切的关系，是孟加拉湾西南季风发展和东移的结果。(3)南海的夏季风雨季基本上是随着夏季风建立而建立的。 (4)在南海夏季风建立期间，南海及其邻近地区高低空环流都有急速的变化，在对流层低层表现为印缅槽的南扩和加深，在对流层中层表现为西太平洋副热带高压迅速东移撤出南海地区，在对流层高层最明显的变化是东风带迅速地从南海中部向北扩展到整个南海地区 。 对于南海夏季风维持期的气候特征，研究发现：(1)就四十年平均而言，南海夏季風維持時間大約爲二十五候約四個月。(2)其中活跃期出现时间要比非活跃期长的多。與活躍期相比非活躍期主要氣候特徵表現爲季風的減弱，在環流的偏差場上(活躍期減非活躍期)在南海上空 850hPa 上爲西風，200hPa 上爲東風，活躍期高低空都比非活躍期要暖一些。（3）在多數情況下夏季風和夏季風降水的30-60天的低頻振蕩比較一致。 对于南海夏季风撤退期的气候特征，研究发现：（1）亚洲夏季风建立的顺序是孟加拉湾、南海和印度及阿拉伯海，撤退的次序正好相反。（2）南海夏季风的撤退受青藏高原的影响很大，青藏高原东面的冷空气南下十分快，因此与南海夏季风建立相比，撤退时对流层高空急流，西太平洋副热带高压位置都比较偏北。(3)南海夏季风撤退的时间和南海地区降水撤退的时间是不相同的，降水撤退的时间要晚的多。 对于南海夏季风年代际变化的气候特征，研究发现：南海夏季风的年代际变化受 1978年气候突变影响非常大，以 1978年为界，前 20年与后 20年相差非常大，前 20 年夏季风建立晚，结束早，降水较少，对流活动较弱，季风较弱，后20年则与此相反，季风建立早，结束晚，降水较多，对流活动较强，季风较强。气候突变看来跟 Elnino和赤道的海温有一定的关系，因为这两者后 20年和前 20年的差别非常大，后 20年赤道海温和 Elnino指数明显增大。 106

7．2 讨论 7．2．1 年代际变化看来主要与 1978 年气候突变有关 由于气候的变化与人类的生产生活息息相关，人们对于气候的研究也越来越重视。影响气候变化的因子有很多，例如温室气体的效应、El Nino 和 La Nino的影响，天文的影响以及自然气候变化趋势的影响等等。人们也很难区分到底哪种因子对气候变化的影响是比较重要的。众所周知的，在 20 世纪的后半段就有比较明显的气候突变过程出现(Chang.C.P.,1995a,1995b；Nitta,1994), 图 7-1是 1958-1997年北半球 7月 1000hPa的平均温度。图 7-2是 1958-1997年东北半球 7 月 1000hPa 平均温度。从这两张图上都可以很清楚地看到 1978 年附近气候的突变过程。以 1978年为中线与 40年的平均值相比，前 20年呈现的是负距平，而后 20年是正距平，另外比较图 7-1和图 7-2可以看到北半球和东北半球的变 图 7-1 1958-1997年北半球 7月 1000hPa平均温度 21.621.82222.222.422.622.8231958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997Year°C 107

图 7-2 1958-1997年东北半球 7月 1000hPa平均温度 化趋势十分一致，而与全球 7月 1000hPa平均温度的演变图相比也是比较一致的（图略），也就是说从 20世纪 70年代后期开始全球的气温都有明显的上升趋势。 如前所述，影响南亚夏季风建立、维持和撤退的大气环流系统主要有对流层上层的南亚高压、对流层中下层的西太平洋副热带高压和印度季风槽。气候突变对这些环流系统产生了重大的影响。首先是对南亚高压的影响，南亚高压是亚洲大气环流系统中的一个重要组成部分（朱福康，1980；叶笃正，1979）。图 7-3是 1958—1997年 7月 200hPa副热带高压中心值的逐年变化图。从图上可以看出1978年前后南亚高压的中心值有一个明显的突变，和 40年平均相比，前 20年基本为负距平，而后 20 年基本为正距平。与图 7-1 相比，两者是很相似的。在图7-3 上最明显的变化是 1974 年至 1981 年，高压中心值连续上升了 8 年，月平均值上升了 80个位势米。 23.623.82424.224.424.624.8251958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997Year°C 108

图 7-4是 1958—1977年与 1978—1997年 200hPa7月欧亚地区位势高度平均值的分布图，图上表明后 20 年南亚高压的增强非常明显，增强的区域主要在高压的中心附近，也就是青藏高原的上空。非常有意思的是，与南亚高压的增强相对应，南半球的副热带高压是增强的，而且也非常明显，我们在此不进行讨论。 图 7-4 1958—1977年与 1978—1997年 200hPa7月欧亚地区位势高度平均值的分布图（实线是 1958—1977 年；虚线是 1978—1997年） 图 7-3 1958—1997 年 7 月 200hPa 南亚高压中心值的逐年变化图 1253012540125501256012570125801259012600126101262012630126401958 1963 1968 1973 1978 1983 1988 1993 109

南亚高压的增强常与对流层高层增暖有密切的关系（朱福康等，1980），但是在这次气候突变中南亚高压增强最大的区域前 20年和后 20年温度平均值的差值并不大，还不及它的周边地区。图6-5是1958—1977年与1978—1997年200hPa7月欧亚地区温度平均值的分布图，从图上可以看出，温度变化比较大的是日本附近的地区。 图 7-6 是 1958—1977 年与 1978—1997 年 200hPa 月平均辐散场的分布图。从图上可以看到南海地区上空平均而言为辐散区，南亚高压的变化所造成的高空的辐散对于南海夏季风的年代际变化还是起到了非常关键的作用。而我国的北方地区上空为辐合区，这就对应着我国北方地区后 20 年的干旱情况。另外，在我国的长江流域附近的上空和南海地区一样是辐散区，对应着我国长江流域和南海地区偏涝的情况（图 7-7）。 图 7-5 1958—1977年与 1978—1997年 200hPa7月欧亚地区温度平均值的分布图（实线是 1958—1977年；虚线是 1978—1997 年） 110

图 7-6 1958—1977 年与 1978—1997年 200hPa月平均辐散场的分布图 前面说过南亚高压虽然增强但相应温度场变化不大，不难想象这样一来与南亚高压中心相应的对流层中下层印度低压槽应有减弱的突变。图 7-8 是 1958—1977 年与 1978—1997 年 500hPa7 月欧亚地区位势高度平均值的分布图，从图上可以看出印度低压槽位势高度的增加（也就是低压槽减弱）是很明显的。印度低压槽是由于青藏高原的动力和热力作用造成的（叶笃正，1979）。如果没有青藏高原那么副热带高压带就不会在南亚断裂。显然印度低压槽的减弱就会造成西太平洋副热带高压的西伸和伊朗副热带高压的东伸，也就是说会加强副热带高压的合拢趋势，这点可以在图 7-8 上可以看得很清楚，西太平洋副热带高压的 5880位势高度线的西脊点西伸了大约 40个经度，这是非常惊人的，C.P.Chang等(C.P. Chang,2000a) 也发现了这一点。与对流层高层的变化相似，无论是印度低压槽区、西太平洋副热带高压区还是伊朗副热带高压区，温度变化都很小，不如它们 111

的周边地区变化大。显然气候突变所引起的西太平洋副热带高压和印度低槽的变化会给南海夏季风年代际变化造成重大的影响,这个影响的物理过程究竟是什么我们将进行更深入一步的探讨。 80E 85E 90E 95E 100E 105E 110E 115E 120E 125E 130E20N25N30N35N40N45N50N 图 7-7 1958—1977年与 1978—1997年 7月平均我国大陆地区降水量的差值分布图 图 7-8 1958—1977 年与 1978—1997 年 500hPa7 月欧亚地区位势高度平均值的分布图（实线是 1958—1977 年；虚线是 1978—1997 年） 112

7．2．2 海陆分布对于活跃期和非活跃期的维持究竟有什么影响 值得研究的問題是南海夏季風的活躍期與非活躍期是如何形成的。圖 7-9是40 年平均 850hPa 活躍期與非活躍期溫度差值場的形勢圖，如前所述南海上空無論是對流層底層還是高層活躍期比非活躍期的溫度要高。從圖 上可以看出差值場的形勢在南亞和東南亞基本上呈海陸分佈，從西往東，阿拉伯半島，印度半島和中南半島爲負距平區，而阿拉伯海，孟加拉灣和南海爲正距平區，亞歐大陸和非洲大陸基本上爲弱負距平區，北半球印度洋和太平洋基本上爲弱正距平區，有個例外是亞洲大陸上青藏高原和雲貴高原是正距平區，而且這個正距平區和南海的正距平區聯成一片。季風是海陸熱力對比的産物，南海夏季風的活躍期與非活躍期的形成機制一定與上述差值場所顯示的海陸熱力對比有關係，特別是與青藏高原及其鄰近地區對流層低層感熱加熱有關[14]，這關係到底是什么，它們與30~60天的低頻振蕩關係又是什么，這些機理將是我們將要研究課題之一。 圖 7-9 40 年平均 850hPa 活躍期與非活躍期溫度差值場的形勢圖 113

7.2.3 OLR 与南海夏季风降水指数 总的来说，南海夏季风期间的降水是对流性的，所以不少作者也用 OLR的值来定义南海夏季风，实际上在 6、7、8月大多数年份南海地区 OLR值的变化和夏季风的变化是比较一致的，陈仲良（2002）以 OLR 值来讨论了 1998 年南海地区夏季风活跃期与非活跃期的季节内变化。但 OLR是不是总和降水一致的？它们如果不一致有说明了什么？ OLR 和降水值在 1978 年前后的突变也是很明显的。图7-10和 7-11分别是南海地区标准化的 OLR和降水指数的逐年变化图。这里的 OLR和降水指数的定义是南海区域 OLR值小于 235或降水小于 6mm/day的面积占南海地区总面积的百分比，我们的标准上也是以百分之四十划界，高于百分之四十为正值，小于百分之四十为负值。将图 7-10和 7-11两张图进行比较，可以看出它们是比较一致的，这说明后 20 年南海地区 OLR 较低，对流活动旺盛和降水较多而前 20年则与此相反。但是毕竟会出现不一致的情况，例如 1992年 OLR接近于正常值，但降水不少。 -2.50-2.00-1.50-1.00-0.500.000.501.001.502.002.5019581961196419671970197319761979198219851988199119941997 图 7-10 南海地区标准化的 OLR 指数的逐年变化图 114

-3.00-2.00-1.000.001.002.003.0019581961196419671970197319761979198219851988199119941997 图 7-11 是南海地区降水的标准化指数的逐年演变图 7．2．4 南海地区夏季风年代际变化与 ENSO 的关系 这个问题很难回答，应该说是我们进一步要研究的课题。图 7-12 是美国大气海洋局和科罗拉多大学联合制作的 1950-2003 年 ENSO 指数逐月演变图，从图上看 1978 年前 ENSO 指数基本上是负的，而此后基本上是正的，这和 70 年代末前后的气候突变是比较一致。与 ENSO关系比较密切的是海温。图 7-13是用 NCEP资料计算的 20o S-30 o N，30 o E-150 o E后 20年与前 20年海温差值（后 20年减前20 年）形势图，不难看出在这个海域内，差值基本上都是正的，也就是说后 20年海温比前 20 年要高。差值大值中心有两个地方，一是南印度洋，另一个则是南海南部，也就是南海地区海温和季风的年代际变化趋势是一致的。 115

图 7-12 美国大气海洋局和科罗拉多大学联合制作的 1950-2003 年 ENSO 指数逐月演变图 图 7-13 后 20 年与前 20 年海温差值（后 20 年减前 20 年）形势图 116

7．2．5 前 20 年在南海夏季风建立期准两年振荡不明显，而后 20 年非常明显，尤其是在 1993 年附近 图 7-14 南海夏季风面积指数的小波分析图 我们曾对南海地区夏季风面积指数做过小波分析，结果发现很有意思的是前20年准两年周期振荡不明显，而后 20年比较明显，尤其是 1993年附近，当然这是极初步的工作，需继续深入下去。 117

参 考 文 献 [1] A.H.Slingo et al., 1999：The mean evolution and variation of the Asian summer monsoon: Comparison of ECMWF and NCEP-NCAR reananlysis, Monthly Weather Review, 127(6)，1157-1186 [2] Aizen, V. B., E. M. Aizen. 1997：Glaciers and snow cover in central Asia as indicators of climate change in the earth-ocean-atmosphere system. In the book: Regional Hydrological Response to Climate Change and Global Warming. Editors: J.A..A. Jones, Changming Liu and Ming-Ko Woo. Kluwer Academic Publ.：pp. 269-285, -426p. [3] The Asian-Australian Monsoon System: A Prospectus for a Rresearch Program(Draft) Recommendations from the St. Michaels, Maryland, Monsoon Workshop, July 28–30 1998 [4] Bin Wang and Renguang Wu, 1997: Peculiar Temporal Structure of the South China Sea Summer Monsoon. Advances in Atmospheric Sciences, Vol.14：177-194 [5] Chan, J.C.L.(陈仲良)，W.Ai and J.Xu，2002：Mechanism Responsible for the Maintenance of the 1998 South China Sea Summer Monsoon， J. of the Meteorological Society of Japan，80 (5)：1103-1113 [6] Chang.C.P. and T.J.Chen, 1995a：Tropical Circluation Associated with Southwest Monsoon Onset and Westerly Surges over the South China Sea, Monthly Weather Review, 123：3254-3267 [7] Chang C.P., and G.T. Chen, 1995b:A comparison between May and June, Mon.Wea.Rev. 123：3254-5267 [8] C.-P. Chang, Yongsheng Zhang and Tim Li ,2000a: Interannual and Interdecadal Variations of the East Asian Summer Monsoon and Tropical Pacific SSTs. Part 1: Roles of the Subtropical Ridge, J. Climate, 13：4310-4325 118

[9] C.-P. Chang, Yongsheng Zhang and Tim Li 2000b: Interannual and Interdecadal Variations of the East Asian Summer Monsoon and Tropical Pacific SSTs.Part 2: Meridional Structure of the Monsoon, J. Climate, 13： 4326-4340. [10] C.-P. Chang, Patrick Harr and Jianhua Ju，June 2001： Possible Roles of Atlantic Circulations on the Weakening Indian Monsoon Rainfall -ENSO Relationship （CLIVAR） Exchanges No. 20 Decadal Variability and Predictability Part 2: Monsoons and Pacific Sector Volume 6 No. 2 [11] Charney, J. G. and J. Shukla, 1981: Predictability of monsoons. Monsoon Dynamics,edited by J. Lighthill, pp. 99-110, Cambridge University Press. [12] Clark, C. O., J. E. Cole and P. J. Webster, 2000: SST and Indian summer rainfall: predictive relationships and their decadal variability. In press J. Clim. [13] (CLIVAR) Exchanges No. 20 Decadal Variability and Predictability Part 2: Monsoons and Pacific Sector Volume 6 No. 2 June 2001 [14] Das, P. K. 1986：Monsoons, WMO- Publ. 613：155 pp. [15] Ding Y. H., 1994: Monsoons over China, Kluer Academic Publishers, 417pp. [16] Ding Yihui and Liu Yanju,2001: Onset and the evolution of the Summer Monsoon over the South China Sea during SCSMEX field Experiment in 1998 . Journal of the Meterological Society of Japan, VOL.79 No.1B：pp.255-276. [17] Ferranti L., J. M. Slongo , 1997 ： Relation between interannual and intraseasonal monsoon variability as disgnosed from AMIP integration, Q.J.R.Meteorol.Soc.123：1323-1357 [18] Flohn H., 1968: Comtributions to meteorology of Tibetan Highland, Atmos.Sci., Colorado State University：120pp [19] Fong, S. K. (冯瑞权)，A. Y. Wang (王安宇)，C. S. Wu (吴池胜) et al. 2000： Advance and Retreat of the Summer Monsoon in China[J]. Acta Meteo. Sinica, 1, 1─12 [20] Fong Soi Kun(冯瑞权)、Wang Anyu (王安宇) et al. 2000： Advance and retreat of the summer monsoon in China， Acta Meteorologica Sinica， 14(1)： 1-12 [21] FONG Soi-kun(冯瑞权)、WANG An-yu、 WU Chi-sheng、LAM Kin-hang、KU 119

Chi-meng、 LIN Wenshi、TAN Chi Man 2002： The Climatic Characteristics of Summer Monsoon Onset Over the South China Sea I.40-Year Average. Journal of Tropical Meteorology Vol.8 No.1 ：p10-19 [22] Gates, WL., J.Boyle, C.Covey, C.Dease, C.Dontriaux, R.Drach, M.Fiorino, P.Gleckler, J.Hailo, S.Marlais, T.Phillips, G.Potter,B.Santer, K.Sperber, K.Taylor and D.Williams, 1998: An overview of the Results of the Atmospheric Model Intercomparison Project(AMIPI), Bulletin of the American Meteorological Society, 73： 1962-1970 [23] Gowariker, V., V. Thapliyal, R. P. Sarker, G. S. Mandel, and D. R. Sikka, 1989: Nicholls, N., 1989: Sea surface temperatures and Australian winter rainfall J. Clim.2(9): 965-973. [24] Hacker, P., E. Firing, J. Hummon, A. L. Gordon, L. Kindle, 1998: Bay of Bengal currents during the northeast monsoon Geophys. Res. Letters, 25(15)： 2769-2772 [25] Hahn, D.G. Manabe, S., 1975, The role of mountains in the South Asian monsoon circulation, J. Atmos. Sci, 32：1515-1541 [26] Hastenrath, 1994：S. Climate Dynamics of the Tropics: An Updated Edition of Climate and Circulation of the Tropics, 488pp., Kluwer Academic Publishers, Norwell, Mass. [27] He Jinhai et al. 2003: Climate features of SCS summer monsoon onset and its possible mechanism, ACTA METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl：19-35 [28] He Y.H., et al. 1992: Heat oscillation in the upper ocean of South China Sea, Acta Oceanologica Sinica, 11：375-388 [29] http://ea.gov.au/soe/2001/atmosphere/atmosphere02-1.html [30] http://www.awi-bremerhaven.de/Research/IntCoop/Oce/clivar/ [31] http://www.awi-bremerhaven.de/Research/IntCoop/Oce/clivar/ [32] http://www.dss.ucar.edu/datasets/ds090.0/docs/rean1999/rean1999.html [33] Jiang J.Qian YF, 1999: The study on the interannual variation and the mechanism of the South China Sea monsoon. Advances in Atmospheric Sciences 16,(4) ：544-558 120

[34] Jin Zuhui and Tao Shiyan 2003: A study on the Onset and its active and break period of summer monsoon over the South China Sea, ACTA METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl：106-118 [35] Jones, C, and L.M.V. Carvalho2002：Actine and break phasks in the South American Monsoon system, J. of climate,，vol. 15：905-914 [36] K.-M.LAU Xiaofan LI and H.T.WU,2002:Evolution of the Large Scale Circulation, Cloud Structure and Regional Water Cycle Associated with the South China Sea Monsoon during May-June,1998, Journal of the Meteorological Society of Japan, Vol.80,No.5：pp.1129-1147 [37] Krishinamurti, T.N. et al., 1981: On the onset vortex of summer monsoon. Mon. Wea. Rev. 109: P344-363 [38] Lau, K.M. and S.yang, 1997: Climatology and interannual variability of the Southeast Asia summer monsoon, Adv. Atmos. Sci. 1：141-161 [39] Lawrence, D, and P. J. Webster, 2000: Interannual variability of intraseasonal convection and the Asian monsoon. Submitted toJ. Clim. [40] Li C. Y. 1990:Interaction between anomalous winter monsson in the East Asia and El Nino event, Adv. in Atmos. Sci. 7:35-46 [41] Liang Jianyin and Wu Shangsen, 2003: Diagnostic analysis of interdecadal changes of the summer monsoon in the South China Sea, ACTA METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl: 81-95 [42] Lighthill, J. and R. P. Pearce, 1981：Monsoon Dynamies, Cambridge University Press, 989pp [43] Long Zhenxia et al., 2003: Influence of anomalous summer monsoon over the South China Sea on climate variation, ACTA METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl: 118-130 [44] Loschnigg and Webster, 1999: A coupled ocean-atmosphere system of SST regulation for the Indian Ocean. In Press J. Clim. . [45] Ma Shujie et al., 2003: Numerical Experiments for the influence of anomalous sea surface temperature on the South China Sea summer monsoon, ACTA 121

METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl: 171-186 [46] McCreary, J. P., P. K. Kundu and R. L. Molinari, 1993: A numerical investigation of the dynamics, thermodynamics and mixed-layer processes in the Indian Ocean, Progress in Oceanogr., 31: 181-244 [47] Meehl G. A., 1997: The south Asian monsoon and the tropospheric biennial oscillation J.Clim. 10:1921-1943 [48] Mooley, D. A. and B. Parthasarathy, 1984: Fluctuations in All-India summer monsoon rainfall during 1871-1978. Clim. Change, 6: 287-301 [49] National Research Council, 1998: National Research Council: A scientific strategy for U.S. participation in the GOALS (Global Ocean-Atmosphere-Land System) Component of CLIVAR. 69pp [50] Nicholls, N., 1989: Sea surface temperatures and Australian winter rainfall J. Clim., 2(9): 965-973 [51] Nisako Kach, Tsuyoshi Nitta. 1997: Decadal Variations of the Global Atmosphere-Ocean System. J. Metor. Soc. Japan, 75: 657~675 [52] Nitta T, M.Kach. 1994: Interdecadal Variations of precipitation over the tropical Pacific and Indian Oceans. J. Metor. Soc. Japan, 72: 823~830. [53] Palmer, T. N., 1994: Chaos and the predictability in forecasting the monsoons, Proc.Indian. Natn. Sci. Acad., Part A., 60, 57–66. [54] Ramamurthy, K，1969:Some aspects of the break in the Indian southwest monsoon during July and August, Forecasting Manual. Indian Meteorological Department, Poane, India,，No. IV-18, 3：57pp [55] Ramage, C., 1971:Monsoon Meteorology. International Geophysics Series, Vol. 15, 296 pp., Academic Press, San Diego, Calif [56] Saji, N. N., B. N. Goswami, P. N. Vinayachandran, and T. Yamagata, 1999: A diploe mode in the tropical Indian Ocean. Nature, 401: 360–363 [57] Shukla, J., 1987: Interannual variability of monsoons, inMonsoons, edited by J. S. Fein and P. L. Stephens, 399–464, John Wiley and Sons. [58] Shukla, J., 1987: Interannual variability of monsoons, inMonsoons, edited by J. S. 122

Fein and P. L. Stephens, 399–464, John Wiley and Sons. [59] Soman, M.K. and K.K. Kumar, 1993. Space-time evolution of meteorological features associated with the onset of Indian summer monsoon, Monthly Weather Review, 121(4), 1177-1194。 [60] Sperber,K.R. and T.Palmer,1996:Interannual tropical rainfall variability in general circulation model simulations associated with the Atmospheric Model Intercomparison Project. Journal of Climate,9.2727-2750 [61] Tao Shiyan and Chen Longxun, A review of recent research on the East Asian summer monsoon in China, Monsoon Meteorology, Edited by C.P.Cheng, and T.N.Krishnamurti, Oxford University Press, 60-92 [62] Trewartha, G. T. and L. H. Horn, 1980: An introduction to climate, McGraw-Hill Book Co., New York, 123-128 [63] Tu, Z. and Huang, S. S., 1944:The advance and retreat of the summer monsoon, Meteorol. Magazine 18：1-20 [64] Vialard, J. and P. Delecluse, 1998: An OGCM study for the TOGA decade. Part II: Barrier layer formation and variability. J. Phys. Ocean., 28: 1089–1106. [65] WANG An-yu、FONG Soi-kun(冯瑞权)、WU Chi-sheng、Hao I Pan、LAM Kin-hang、Luo Huibang 2002:The Climatic Characteristics of Summer Monsoon Onset Over the South China Sea II. Inter-Decadal Varaition. Journal of Tropical Meteorology Vol.8 No.1 :p27-36 [66] Wang, B., 1995: Interdecadal changes in El Nino onset in the last four decades. J. Climate, 8,267-285.3 Webster, P. J., 1987: The Variable and Interactive Monsoon. in Monsoons, edited by J. S. Fein and P. L. Stephens, 269--330, John Wiley, New York, N.Y. [67] Wang Bin , Zhen Fan.1999. Choice of South Asian Summer Monsoon Indices.Bulletin of the American Meteorological Society,Vol.80(40):629~638 [68] Wang Shiyu and Qian Yongfu, 2001:Modeling of the 1998 east asian summer monsoon by a limited area model with P-σincorporated coordinate, Advances in Atmospheric Sciences, Vol.18 No.2: 209-224 123

[69] Webster, P.J., S Yang. 1992: Monsoon and ENSO: Selectively inactive systems. Quart.J.Roy.Metor.Soc.118, 877-926. Journal of the Meteorological Society of Japan, Vol. 80, No. 5, pp. 1103--1113 [70] Webster, P.J. et al., 1998: Monsoon: Process, predictability, and the prospects for predition, J.Geophys.Res.103(C7): 14451-14510. [71] Webster, P. J. A. M. Moore, J. P. Loschnigg, and R. R. Leben, 1999: Coupled oceanatmosphere dynamics in the Indian Ocean during 1997–98. September 23, Nature, 401: 356–360 [72] Webster, P. J., and Collaborators, 2000: An overview of the Joint Airsea Monsoon Interaction Experiment JASMINE. (Available online from http://paos.colorado.edu/_jasmine ). [73] Weiqing Han and Peter J. 2002:Webster Forcing mechanisms of sea-level interannual variability in the Bay of Bengal Program in Atmospheric and Oceanic Sciences, University of Colorado, Boulder, Colorado J.phys.Oceanogr 32,216-239 [74] World Climate Research Programme (WCRP), CLIVAR: A study of climate variability and predictability, 157 pp., WMO/TD 690, 157 pp., Geneva, Switzerland, 1995. [75] Wu Chisheng et al., The establishment of the South China summer monsoon in 1998: The northward jump of South Asia anticyclone and its effect on the onset of South China Sea summer monsoon, ACTA METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl, 2003: 35-46 [76] Wu GX,Zhang YS ,1998a: Tibetan Plateau forcing and the timing of the monsoon onset over South Asia and the South China Sea,Monthly Weather Review,126(4) 913-927 [77] Xie A, Chung YS, liu X, Ye Q ,1998b: The interannual variations of the summer monsoon onset over the South China Sea Theoretical and Applied Climatology 59,(3-4)201-213 [78] Yanai, M., and C. Li, 1994b: Interannual variability of the Asian summer monsoon 124

and its relationship with ENSO, Eurasian snow cover and heating, in Proceedings of the International Conference on Monsoon Variability and Prediction, WMO/TD 619, vol. I, pp. 27-34, World Meteorological Organization, Geneva, Switzerland, [79] Yao Yonghong and Qian Yongfu, 2003: The relationship of the South China Sea monsoon with the South Asia High and its characteristics of seasonal or interannual variations, ACTA METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl: 57-71 [80] Yasunari, T. 1990:Impact of Indian monsoon on the coupled atmosphere/ocean system in the tropical Pacific, Meteorol. and Atmos. Phys.44:29-41 [81] Yasunari, Tetsuzo. 1991: The Monsoon Year—A New Concept of the Climatic Year in the Tropics, Bulletin of the American Meteorological Society: Vol.72, No.9, pp. 1331–1338 [82] Yu, L. and M. Reinecker, 1999: Mechanisms for the Indian Ocean warming during the 1997–98 El Ni˜no. Geophys. Res. Lett., 26(6): 735–738. [83] Yu, L. and M. Reinecker. 2000:The Indian Ocean Wariming of 1997–98. J. Geophys. Oceans., In Press. 44 [84] Zhao Yongping and Wu Aiming, 2003: Numerical experiments for the influence of SST anomalies over the South China Sea-Eastern tropical Indian Ocean on the South China summer monsoon onset, ACTA METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl: 143-155 [85] Zhang Xiuzhi and Wei Min, 2003: The study on the relationship between moisture flux in East Asia and the South China Sea summer monsoon, ACTA METEOROLOGICA SINICA, Vol.17 Suppl 46-57 [86] Zhou, J and K.M. Lau,1998: Does a monsoon climate exist over South America, J. Climate. 11:1020-40 [87] 陈隆勋等，1991：东亚季风，气象出版社，北京 362pp [88] 陈隆勋等，1996：夏季风爆发时期对流云团的变化特征，亚洲季风研究的新进展气象出版社 54-65 [89] 陈隆勋、祝以文，1999：1998 年 SCSMEX 期间南海夏季风爆发特征及其机制的初步分析[M]. 南海夏季风爆发和演变及其与海洋的相互作用，气象出版 125

社: 13─17 [90] 陈隆勋、罗绍华、沈如桂，1982:夏季亚洲季风环流的结构及其与大气环流季节变化的关系，1980 年热带天气会议论文集，科学出版社，北京：82-92 [91] 丁一汇、薛纪善等，1999: 1998 年亚洲季风活动与中国的暴雨/洪涝，南海季风爆发和演变及其与海洋的相互作用,1-4 [92] 丁一汇和李崇银等,1999:南海夏季风爆发和演变及其与海洋的相互作用. 气象出版社:423pp [93] 冯瑞权、王安宇等，2001:The Climate Characteristics of Summer Monsoon Onset over the South China Sea.1.40-year Average,Journal of Tropical Meteorology,Vol17(4) [94] 冯瑞权、王安宇，2001：亚洲夏季风图集，澳门基金会，318pp [95] 冯瑞权、王安宇、吴池胜等，2001，南海地区夏季风建立的气候特征分析，热带气象学报 [96] 高辉、何金海、徐海明，2001：关于确定南海夏季风建立日期的讨论，南海夏季风 建立日期的确定与季风指数，气象出版社:1-41 [97] 高国栋、王安宇等,1998: 气候学教程，气象出版社:709PP。 [98] 郭品文，1997:亚洲热带夏季风爆发的特征、机制及南海海气耦合低频振荡，南京气象学院博士研究生论文 [99] 郭其薀、王继琴 ,1981: 近 30 年我国夏季风盛行期降水的分析 ,地理学报,36:187-195。 [100] 何金海等，2000:关于南海夏季风建立的大尺度特征及其机制的探讨，气候与环境研究 5：333-344 [101] 何金海等，2000:1990-1998 年南海夏季风的建立日期，SCSMEX 研讨会文集，北京 [102] 何金海等，2001：南海夏季风建立日期的确定与季风指数，气象出版社 123pp [103] 贺海晏 温之平 简茂球，2001：近 50 年南海热带季风建立迟早的气候特征，南海夏季风建立日期的确定与季风指数，气象出版社 49-54 [104] 简茂球、罗会邦，2001: 1998 年青藏高原东部及其邻近地区大气热源与南海季风建立的关系，高原气象，20：381-387 126

[105] 江静、钱永甫，2000:南海地区降水的时空特征，气象学报 58（1）：60-69 [106] 金祖辉，1999：TBB 资料揭示的南海夏季风爆发的气候特征，气象出版社 57-65 [107] 李崇银等，1994: 热带大气中的准两周振荡，大气科学 16 [108] 李崇银、屈昕，1999:南海夏季风爆发的大气环流演变特征，南海季风爆发和演变及其与海洋的相互作用：5-12 [109] 李崇银 龙振夏，2001：一种南海季风的指数及其年际变化，南海夏季风建立日期的确定与季风指数，气象出版社 78-82 [110] 李江南,王安宇,刘黎明等. 2002. 西太平洋副热带高压位置和强度变化的气候特征. 热带地理 ,Vol.22（4）（将出版）. [111] 梁建茵、吴尚森, 1999: 夏季广东降水异常变化与夏季风 热带气象学报 15：38-47 [112] 梁建茵，吴尚森，2000:南海夏季风爆发日期的确定及其机理研究,SCSMEX研讨会文集，P4，北京 [113] 梁建茵、吴尚森 1999:1998 年南海西南季风建立特征分析，南海夏季风爆发和演变及其与海洋的相互作用. 气象出版社:52-56. [114] 刘秦玉等，2000: 1998 年夏季风爆发前后南海上空混合层的特征及成因，气候与环境研究 5：469-481 [115] 刘霞、谢安、叶谦 1998:南海夏季风爆发的气候特征，热带气象学报，Vol14(1)：28-36 [116] 陆菊中、林春育 1983: 中国东部夏季风南撤与东亚季节变化的联系，全国热带夏季风会议文集[1981]，云南人民出版社:45-55 [117] 鹿世瑾,1990: 华南气候，气象出版社:336PP [118] 罗京佳、何金海，1997:亚洲夏季风建立格局和南海季风爆发特征及其成因探讨，南京气象学院学报 20：293-300 [119] 罗会邦，1999: 南海夏季风爆发及相关雨带演变特征，南海季风爆发和演变及其与海洋的相互作用，气象出版社 25-29 [120] 毛江玉等，2000:海温及其变化对南海夏季风爆发的影响，气象学报 58： 556-569 [121] 绍慧、钱永甫，2001:海陆分布和地形对 1998 年夏季风爆发的热力影响，热 127

带气象学报，Vol.17(1): 45-56 [122] 史学丽、丁一汇，2000:1994 年中国华南大范围暴雨过程的成因与夏季风活动的研究，气象学报 58：666-678 [123] 孙淑清等，1999:南海夏季风持续异常的特征及其与大尺度环流的关系，气象出版社：89-93 [124] 宋焱云，谢安等，2000 : 南海夏季风爆发过程的低频特征，海洋学报 22：35-40 [125] 汤明敏、黄仕松等,1983:1979 等中国东部夏季风的进退,全国热带夏季风会议文集[1981]，云南人民出版社:15-30 [126] 吴国雄、张永生，1998b：青藏高原的热力和机械强迫作用以及亚洲季风的爆发：Ⅰ爆发地点，大气科学，22（6）：825-838 [127] 王安宇、顾弘道、王谦谦等，1984：初夏东亚地区加热埸对大气环流平均场影响的数值试验[M]. 青藏高原气象科学实验文集(二)，科学出版社： 273-280 [128] 王安宇、尤丽钰, 1990：对流层低层的季风，地理学报 45(3)：302-310 [129] 王安宇、冯瑞权等，1999 关于我国东部夏季风进退的定义，高压气象 18 (3)： 400-408 [130] 王安宇，冯瑞权等，2003：70 年代末期亚洲大气环流的突变，973 文集，气象出版社 [131] 王安宇，冯瑞权等，2002：南海夏季风建立的气候特征，II. 年代际变化，热带气象预报，18(1)，1-9 [132] 王黎娟，1999：南海夏季风爆发前后的突变特征及其年际变化，南京气象学院硕士研究生论文 [133] 王启炜、丁一汇，1997：南海夏季风演变的气候特征，气象学报 55（4）：466-483 [134] 魏凤英，1999：现代气候诊断预测技术，北京气象出版社 [135] 谢安、刘霞、叶谦，1998a：上游赤道西风在南海夏季风爆发中的重要作用，应用气象学报，Vol2(5)：129-140 [136] 谢安、刘霞、Ye Qian，1997 赤道涡旋与南海夏季风爆发，气象学报 55(5)：611-619 [137] 谢庄、曹鸿兴，2000：近百余年北京气候变化的小波特征，气象学报 58（3）： 362～369 128

[138] 许海明，1999：关于东亚热带和副热带夏季风（梅雨）建立特征、机制及其年际变率的研究，南京气象学院博士研究生论文 [139] 严俊岳，1997：南海西南季风爆发的气候特征，气象学报 2：174-186 [140] 姚永红、钱永甫，2000：南海地区西南季风爆发及季风指数的时间演变特征，SCSMEX 研讨会文集：14-21，北京 [141] 叶笃正、高由禧等，1979：青藏高原气象学，科学出版社，北京：278pp. [142] 叶笃正，曾庆存，郭裕福，1991： 当代气候研究.气象出版社.北京：353pp. [143] 叶笃正、陶诗言、李麦村，1958： 在六月和十月大气环流的突变现象，气象学报，29(4)： 249-263。 [144] 张家诚等，1985: 中国气候，上海科学技术出版社：28-33 [145] 张永生、吴国雄，1998：关于亚洲夏季风爆发及北半球季节突变的物理机理的诊断分析：Ⅰ季风爆发的阶段性特征，气象学报，Vol56(5)：513-527 [146] 朱福康、陆龙骅、陈咸吉等，1980：南亚高压[M]. 科学出版社，95PP [147] 朱干根、杨松，1989： 东亚副热带季风的北进及其低频振荡，南京气象学院学报，12： P249-257。 [148] 朱乾根、徐国强，2000：南海夏季风爆发机制的数值实验研究，气候与环境研究，Vol.5, No.4：495-506 129

附 录 冯瑞权在核心刊物和国际会议上发表和已接收的文章（其中第一作者 11 篇） [1] 王安宇、吴池胜、林文实、冯瑞权、古志明、梁嘉静, 1999:关于我国东部夏季风进退的定义 高原气象 第 18 卷，第 3 期 [2] 吴池胜、王安宇、冯瑞权、古志明 1999:不同积云对流参数化方案在暴雨数值模拟中的作用 中山大学学报 第 38 卷 [3] 古志明、冯瑞权、吴池胜、王安宇、林文实、杨艳 2000：一次华南暴雨过程的数值模拟及结果分析 热带气象学报 第 16 卷，第 2 期 [4] 冯瑞权、候尔滨、林建恒、古志明、吴池胜、王安宇、林文实 2000：Numerical Prediction Experiment on Typhoon Maggie(9903) ESCAP/WMO Typhoon Committee Annual Review（第一作者） [5] 冯瑞权、古志明、候尔滨、王安宇、吴池胜、林文实 2001：Advance and Retreat of the Summer Monsoon in China Acta Meteorologica Sinica Vol.14 No.1（第一作者） [6] 林文实、冯瑞权、吴池胜、古志明、王安宇、杨艳 2001：A Simulating Study on Resolvable –Scale Microphysical Parameterization in a Mesoscale Model.Advances in Atmospheric Sciences Vol.17. No.3 [7] 冯瑞权、王安宇 亚洲夏季风图集 2001:澳门基金会，318pp(第一作者) [8] WANG Anyu, FONG Soi Kun, Ding Yihui, WU Chisheng, LAM Kin Hang, HAO I Pan, FAN Qi, KU Chi Meng, LIN Wenshi, and TAM Chi Man.2001: Onset, Maintenance and Retreat of Asian Summer Monsoon . Climatological Atlas for Asian Summer Monsoon：253-318 [9] 吴池胜、冯瑞权、古志明、王安宇、候尔滨、林文实 2001: 南海夏季风爆发的数值预报模拟实验气候与环境研究第 5 卷，第 4 期 [10] Lin Wenshi、 Wang Anyu 、Wu Chisheng 、Fong Soi Kun、 Ku Chimeng 2001： 130

A Case Modeling of Sea-Land Breeze in MACAO and its Neighborhood Advances in Atmospheric Sciences Vol.18 No.6 November ：p1231-1240 [11] 吴池胜、王安宇、冯瑞权、古志明 2001: 1994 年南海夏季风爆发的数值模拟和分析研究 大气科学 第 25 卷 第 4 期 [12] 王安宇、丁一汇、冯瑞权、候尔滨、吴池胜、林建恒 2001:The Climate Characteristics of Summer Monsoon Onset in Asia . Dynamics of Atmospheric and Oceanic Circulations and Climate [13] 冯瑞权、王安宇、吴池胜、林建恒、古志明、林文实、谭志文 2001:南海夏季风建立日期 南海夏季风建立日期的确定与季风指数（第一作者） [14] 李江南、王安宇、蒙伟光、樊琦、冯瑞权、候尔滨 2002:广东省前汛期和后汛期降水的气候特征 中山大学学报 第 41 卷 第 3 期 [15] WU Chi shengAnyu WANG, Wenshi LIN, Soikun FONG, Chimeng LU & 1-PAN HAN . 2002: The Activity of South Asia Anticyclone and the onset of South China Sea Summer Monsoon in 1998 Journal of Geosciences of China Volume 4, Number 3-4 December :p62-73 [16] 李江南、蒙伟光、王安宇、刘黎明、冯瑞权、侯尔滨 2003：西太平洋副热带高压强度和位置的气候特征 热带地理 第 23 卷第 1 期：p35-39 [17] Meng Weiguang、Wang Anyu、Li Jiangnan、Fong Soi Kun(冯瑞权)、KU Chi-meng 2003 ： Numerical Simulation of a Mesoscale Convective System(MCS)During the First Rainy Season Over South China. ACTA Meteorologica Sinica Vol 17 No.1 [18] 蒙伟光、王安宇、李江南、冯瑞权、梁嘉静 2003：华南前汛期一次暴雨过程中的中尺度对流系统 中山大学学报 第 42 卷、第 3 期：p73-77 [19] WU Chisheng、WANG Anyu, LIN Wenshi, JIAN Maoqiu , FONG Soikun, KU Chimeng and HAN I-Pan 2003: The Establishment of the South China Sea Summer Monsoon in 1998: The Northward Jump of South Asia Anticyclone and its Effect on the Onset of South China Sea Summer Monsoon . ACTA Meterologica Sinica Vol.17 Suppl. :p35-45 [20] 冯瑞权、吴池胜、王安宇、古志明、侯尔滨、唐天毅 2004:南海海温异常对 131

华南气候影响的数值研究 热带气象学报第 20 卷、第 1 期:p32-38（第一作者） [21] 林建恒、冯瑞权、王安宇等 2004:南海夏季风维持期的气候特征 I：40 年平均 热带气象学报(待发表) [22] 冯瑞权、王安宇、唐天毅等 南海夏季风维持期的气候特征 2004:Ⅱ.年代际变化 热带气象学报年(待发表)（第一作者） 会议论文： [23] 第 34 届台风委员会（世界气象组织与亚太经济委员会主席） 美国夏威夷 2001（第一作者） [24] 中葡澳气象技术会议（第二次）-葡萄牙里斯本 2002（第一作者） [25] 葡语国家气候暨环境事务局会议-葡萄牙 2002（第一作者） [26] WANG Anyu、FONG Soi Kun, TONG Tin Ngai, LI Jiangnan ,FAN QI,MENG Weiguang, HUANG Ronghui . 2003：Effects of abrupt climate change on droughts in North China in 1970’ abstract of international symposium on climate change (iscc)（第一作者） [27] 第 18 届粤港澳气象科技研讨会 2004（第一作者） 注： 1：冯瑞权在 2001-2002 年担任 ESCAP/WMO 台风委员会主席 2：冯瑞权 2004 至今担任 WMO 东亚季风委员 132

致谢 岁月匆匆，转瞬间三年的时间已过去，到了论文的完稿时候；回想起三年的岁月里，既有艰辛时刻，也有喜悦的时候。藉此机会衷心地向老师们、同学们和朋友们表示最真挚的谢意。 首先，最感谢的是我的博士导师王安宇教授，感谢他三年来在学术研究、论文撰写上的悉心指导及其它方面上的关怀和协助。王老师的渊博知识和对生活的丰盛体现，其积极和严谨的工作态度，对我的论文能如期完成起了很大的促进作用。 感谢罗会邦教授、贺海晏教授和吴池胜教授在开题报告和期中检讨中给予宝贵的意见，特别是对论文如何突显其创新性方面提出了很多意见。 感谢蒙伟光和樊琦两位学兄、学姊所给予的宝贵指引和帮助；还有中山大学的一群老师和同学，由于人数众多未能一一致谢。 感谢澳门地球物理暨气象局的梁嘉静和古志明，在本人撰写论文期间提供各项协助和方便；感谢局里各位同事所给予的支持和协助。 最后，感谢我的家人在时间上给予我的方便、谅解和鼓励。在今后的日子里，我会继续努力工作，尽心为社会贡献所长, 期盼能对社会和国家有所回馈。 133

           書 名 南海夏季風的建立、維持和撤退 著 者 馮瑞權 出 版 E-mail : ieinfo@fm.org.mo 封面設計 馮文偉 版 次 2015 年 6 月第一版 ISBN 978-99937-1-187-2 © 版權所有‧翻印必究