亚太夏季季风雨季外文翻译资料

 2022-11-27 14:56:06

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亚太夏季季风雨季

王斌

夏威夷马诺大学国际太平洋研究中心和气象系， 夏威夷檀香山

林霍

国立台湾大学大气科学系, 台湾台北

(收稿2000年12月19日,截稿2001年7月13日)

摘要：迄今为止，季风领域上的研究对于季风雨季或者说亚洲大陆和其附近的海洋之间发生降水的相关联系尚未有一个统一的认识。这里提出了关于雨季发展的区域，开始，高峰和撤退的的降水参数及一系列的定义标准。研究结果表明：亚太地区季风雨季时空结构紧密的特点将促进气候系统模型对季风环流模拟的验证和提高我们对季风动力学的理解。亚洲季风雨季大规模出现由两个阶段组成。第一阶段，5月中旬在中国南海（scs）开始出现降水激增，建立起一个从南亚边缘海域(阿拉伯海、孟加拉湾和中国南海)延伸到北太平洋西部亚热带地区的行星尺度的季风性雨带，然后雨带向西北方向移动，引起大陆性的印度雨季，七月初期之中期的中国梅雨，日本梅雨（第二阶段）。雨季高峰主要有三个阶段：六月下旬孟加拉湾北部地区，菲律宾附近的梅雨；七月下旬印度和中国北部的降水；八月中旬热带西北太平洋地区的降水。雨季在东亚地区北撤，但在印度和西北太平洋地区南移。雨季在印度，东亚，西北太平洋夏季季风区存在着显著区别。同时，这三个子系统也存在着紧密的联系。就这些区域雨季的区别和联系的原因进行了讨论。还讨论了非典型季风雨季，如倾斜和双峰季节性降水在亚洲各个季风区的分布。

1.引言

降水量是描述季风性气候的一个气象参数。降水分布表明了驱动热带环流的大气热源的位置。因此，降水变化反映了整个季风环流的异常。降水也是地球气候系统水文循环的关键部分，在陆地、大气、海洋过程中起着重要作用。降水特征的研究对于理解季风环流及其伴随的水文循环有着重要意义。

大部分文献在亚洲季风性降水气候学的研究上致力于在大陆和群岛上使用雨量计观测来描绘雨季（Yoshino,1965,1966;Rao,1976;Ninomiya 和Murakami ,1987; Ding ，1992; Chen ，1994).图1显示了夏季风开始的确立日期（Tao 和 Chen ，1987；Tanaka，1992； Lau 和 Yang ，1997)，由于采用不同的数据集和定义导致了结果存在显著差异。一般来说，在整个亚洲季风区夏季季风降水的开始和撤退并没有一个普遍的定义和方式。

图1也显示了由于缺乏长期可靠的观测我们对亚洲大陆边缘海域（阿拉伯海，孟加拉湾，南海和东海）雨季的认识十分不足。卫星观测（Xie 和ArKin,1997）显示海洋季风区的降水比邻近陆地地区更加强烈。从动力和水文方面看，了解海洋和陆地季风降水的联系是十分重要的。

热带西北太平洋地区（-N，-E）是一个经常被忽略的具有典型季风性特征的区域(Murakami 和 Matsumoto，1994)。虽然热带西北太平洋上海洋季风在某些方面不同于大陆季风。如降水系统，这个被太阳辐射的年变化和被海陆热力差别所影响大陆和海洋季风。因此他们有着共同的基本特性，也就是说，年度盛行风逆转，夏季雨季与冬季干季形成鲜明的对比。从表面风标准(Ramage，1972)和雨季特征(Wang，1994)上来说，西北太平洋被公认为亚太季风区的一个部分，然而，西北太平洋雨季与亚洲其他地区夏季风的关系是未知的。

巨大的亚洲季风系统受地球上最高的地形的影响,显示区域呈多样性。东亚国家的气象学家强调南亚和东亚之间的夏季季风的差异性(Tao和Chen,1987)。为了识别这些差异,以及渐变区域季风子系统之间的联系,我们迫切需要一个通用的季风定义的标准和整个亚太地区的季风域的降雨气候学定量描述。

迄今为止，季风区的研究中关于亚太地区季风的开始尚未达成一个共识。亚洲大陆的雨季与邻近海洋之间的联系不是很清楚。本研究的目标之一是研究使用简洁的相关降雨参数和一组通用标准来为整个亚太地区的季风雨季特征域量化的可行性。另一个目的是使用来源于海洋上的卫星观测与雨量计观测的降水数据在大陆上建立一个统一的时空结构的平均季风雨季的模型。特别关注了不同地区季风子系统的差异和联系。结果将提供一种现有的模拟亚太夏季季风的大气环流模型和气候系统模型的观察依据验证和识别的缺陷。

在第2部分中,我们首先描述数据收集和加工过程。在第三节, 提出了一个雨季开始的简洁创新的降雨参数和客观的定义。第四部分介绍了亚太季风雨季的形成、高峰和撤退的模式。在第5部分中,我们详细说明降水气候学中区域子系统之间的差异和联系。第六节讨论一年一度的亚太夏季风的循环的相关问题并分析理解这些相关关系。最后一部分总结了我们的结论。

2、数据

在这项研究中的主数据集分析包括气候预测中心(CPC)降水合成分析(Xie和Arkin,1997)和国家环境预报中心的国家大气研究中心的再分析资料(Kalnayetal。1996)。通过合成雨计观测、五个不同的卫星估计和数值模型输出得到的CMAP。候 (5天)表示平均降雨量(CPM)数据集从1979年到1998年的20年周期，覆盖全球（2.58 3 2.58网格）的构建。CPM风数据来源于同一时期的每日平均数据（2.58 3 2.58网格）。海洋,候的准确性和可靠性意味着在小空间尺度提出的ＣＭＡＰ上尚未完全确定,因为缺乏地面实况观测。自提出数据合成源估计以来,每个估计中包含的不确定性明显减少。比较研究提出的和地面雨量计显示的数据,这两个数据集产生类似的大尺度的在陆地上的图像。因此,它是使用CPM提出描述大规模降雨特征估计是有意义的。

以前的研究大多数使用了一个平滑的年度周期所定义的年平均 首次四个CPM时间序列的傅里叶谐波定义季风雨季的开始(Murakami 和Matsumoto，1994; Wang，1994)。然而,图2显示了定义开始的五平滑年度周期通常大大不同于定义的CPM系列。突然开始的地区差异特别大(如,图2)或雨季是短暂的(图3 b)。平滑的年度周期不能妥善解次季节性变化如著名的双峰值的雨季（图３，ｄ，ｅ和ｆ）。另一方面,原来的CPM时间序列由于气候数据的抽样大小有限包含高频波动。必须做出决定,应该使用多少次谐波保留季节性和次季节性信号。傅里叶敏感性实验结果表明, 首次12个谐波之和(时间超过1个月)是最适合我们目的的。时间序列保留首次18谐波进行平行分析 (时间超过4候);就大尺度特性而言结果差异是无关紧要。如图２,３所示,时间序列包括首次12个谐波获的季节性和次季节性信号和非常好的描述当地的降雨率达到或超过峰值的时间 (低于)6毫米21天。在接下来的降雨分析中,我们将使用重建候系列,由长期均值和首次12谐波定义季风雨季的开始,峰值,撤退。

重建的时间序列由一个平滑的年度周期和气候动力学振荡(CISO)组成。CISO系统被包含在内是因为它代表次季节性变异,季风气候的内部系统(LinHo和Wang，2002,原稿提交给 J. 气候, hereafter LW),Wang 和 Xu (1997)）显示CISO的统计学意义在北方夏季风域通过使用信号测试,这是一个极端的测试(Monte Carlo模拟法),和一个振幅测试(t测试)。

３、季风雨季的定义

已经普遍认识到,典型的季风雨季意味着重大的年季变化,强烈的降水率,和每年在当地夏天的降水浓度。定量的描述这些特征可能需要三个参数:1)夏季雨季降水总量强度的测量 (图4),2)年均降雨量年度变化的振幅范围的测量(图4 b),和3)降水的季节分布测量和每年夏季降雨的比例(图4 c)。

图4显示了夏季降水总量(５月－９月)。夏季降水在干旱、半干旱的亚洲大陆低于300毫米(相当于一个夏天的平均降雨率是2毫米每天),并且由于没有一个强烈的多雨的时期雨季不能被明确的定义。图4 b显示了年际尺度。最大的年际尺度超过17毫米每天，在以下海域:孟加拉湾中部,阿拉伯海东南部,菲律宾海,中国南海(SCS)。这些地区的最大的年度范围往往配合该地区最大的夏季降雨(如图。4 a和4 b)。图4 c显示夏天年降雨量的比值,反映了降水的季节分布。一个大比例意味着大量的夏季降水和干燥的冬季。印度季风地区和亚洲大陆东北,比例超过85%。菲律宾海,比例也相对较高(60%以上)。55 %的水平为赤道常年降水和季风雨季提供一个合理的界定。

年较差低于5毫米每天的地区与干旱和半干旱大陆地区相一致(如图4 a和4 b)。因此,年较差不仅可以衡量年际变化的振幅,也能有效区分半干旱大陆体系与季风体系。我们还要注意赤道常年降水体系和北太平洋海洋系统有一个适度的夏季和冬季之间的差异。因此,为了进一步区分季风系统和海洋系统,我们设计了一个复合降水变量来合成上述三个特征。这个变量被定义为平均候雨量()和() 1月平均降雨量的差异:

Ｒ＝－　　　ｉ＝１,２,３.．．７３（１）

Ｒ被称为候平均降水率，在北半球,1月平均降雨量代表冬季平均降水率。因此Ｒ实际上测量的是冬季降水相和应的候降雨率之间的对比。

对于一个典型的北半球夏季季风雨季,最大期望值Ｒ,最大值(Ｒ;在以下季风区),必须足够大,发生在夏季(５月－９月)。量化“足够大”,我们在图5季风分布区中发现。5毫米每天代表一个雨季足够强。因此这一标准有效地区分了季风气候和干燥的大陆性气候(如图。4 a和4 b)。赤道附近1月降水率相对较高(高于5毫米每天),上述标准不能充分反映冬夏重大差异。这种情况出现在赤道地区的西太平洋和东印度洋。在这种情况下,它更适合于超过当地1月平均降雨率的季风区。这个补充标准可以有效地排除赤道常年多雨的影响。

夏季季风雨季的区域被定义为季风区,最大值(Ｒ),超过5毫米每天(1月和当地平均降雨率)和发生在北方夏天(５月－９月)。以这种方式定义的区域(图5。加粗的实曲线) 与图4中所示的这些划定使用的三个参数相一致,表明相对候平均降水率确实是定义季风雨季的一个简洁而有效的参数。

相对CPM降雨率也可以用来定义雨季的开始,高峰,撤退。以往的研究往往采用一个统一的标准定义开始,例如,CPM降雨率超过6毫米每天 (Ｌｉｕ和Ｙａｎｇ，1997)或CPM即将外逸的长波辐射低于230 Ｗ (Murakami 和 Matsumoto ，1994)。这样一个统一的标准也许是适合热带季风区域,但不适用在一个大的纬度范围上,比如东亚,因为雨季的强度随纬度变化而变化。然而,使用相对CPM降雨率可以规避这个问题。因为1月平均降水率随地理位置, 相对CPM降雨率有一个恒定的标准，实际上意味着一个变量阈值原始CPM降雨率。

Julian的候的相对CPM降雨率[Ｒ defined by Eq. (1)]超过5毫米每天定义为初始候。同样,过渡候的相对CPM降雨率下降至5毫米每天以下被定义为结束候。

４、建立、高峰和撤退

雨季从亚洲边缘海域开始(图。6)。发现雨最早季开始在4月底(23候-24候)在孟加拉湾东南部小部分区域(Ｎ,Ｅ)。这个最早出现的雨季是由3月一个从西苏门答腊的安达曼海沿着印度尼西亚和印度之间的大陆桥迅速向北的对流中心引起的。伴随雨季出现, 西风季风在赤道以北的印度洋开始(图未显示)。开始之后,迅速向东北延伸,经过印度支那半岛5月初(P25-P26) [Matsumoto (1997) and Zhang 等等一致认为. (2002,原稿向J. 气候提交)],在南中国海(SCS)5月中旬(27候-28-候),和到亚热带西北太平洋（29候）, 在台湾、中国、和冲绳,日本梅雨开始 (Tanaka，1992;Chen1994)。scs开始后,建立了大尺度的雨带,从南亚到日本南部边缘海域(Ｎ, Ｅ)。这个南亚季风雨带连接着热带和亚热带东亚季风。因此,SCS季风开始标志着大规模的亚洲夏季季风开始

季风的开始从季风雨季发生以后逐步向西北方海洋向内陆地区延伸(图6)。在阿拉伯海,季风降雨迅速向北迁移,到达印度次大陆的南端（30候 ）(5月26 - 30日)，此外，Ｎ（9候）(5 - 9月)使用雨量计数据,约瑟夫(1994)表明,雨季在喀拉拉邦,印度最南端,在6月1日开始。我们注意到这向北发展的雨季已经从先前的分析失踪(图1)。在孟加拉湾,开始慢慢向西北方移动,6月初到达印度的东北海岸(32候-33候)。初始候沿着这西北方路线与图1中基于雨量计观测推导给出的模式相对一致 (Rao ，1976)。在东亚,６月５－１４日季风雨带到达长江(长江)流域和日本南部（32候-33候),6月1日开始中国梅雨和日本梅雨季节。6月底和7月初,季风雨带往北移动,和朝鲜降水（雨季, Ho和Kang 1988)开始。

6月初,印度雨季的同步开始和中国梅雨/ 日本梅雨形成一个大开始模式,该模式符合上层对流层经向温度梯度的逆转，6月初在南亚，这种大开始模式意味着亚洲夏季风开始进入第二阶段(Heet。1987;Yanai 等 . 1992年)。季风雨带的发展由亚洲大陆季风海洋特征从第一过渡到第二阶段的亚洲夏季风开始引起的。

在亚洲南部和东部向西北方持续发展和向北发展的雨季形成了鲜明的对比,西北太平洋雨季具有阶段性,开始多发生在6月中旬(33候-34候)菲律宾西南海域,7月中旬(P39-P41)西北太平洋季风域的核心区域和周围(44候)8月8日至13日在西北太平洋季风域东北部的一部分。这逐步发展与CISO和WNP季风奇点密切相关。王、徐(1997)记录了四个CISO北部夏季季风周期域。前三个CISO的循环发生阶段,分别（28候，34候，45候）与SCS季风的开始,中国梅雨的发生/ 日本梅雨和西北太平洋夏季季风的峰值相对应(WNPSM; also see Kang 等. 1999)。雨季阶段性是由季节性动力学振荡的相位锁定与底层海洋的相互作用

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