夏季青藏高原作为一个抬升至对流层中部的热源, 其通过近地层及边界层辐射, 感热和潜热输送改变其上空的热力状况从而影响周围地区的大气环流及天气气候(韩熠哲等, 2017), 其对亚洲夏季风环流系统的建立与维持作用已有学者讨论过(贲海荣等, 2017)。叶笃正等(1957, 1998)最早对青藏高原大气热源进行了研究, 首次计算了青藏高原对流层的大气视热源, 得出青藏高原在夏季是热源、在冬季是冷源。叶笃正等(1957, 1979)在发现夏季高原是一个热源后, 进一步研究表明高原对大气的加热作用激发了亚洲大气环流的爆发。Flohn(1957, 1960)表明抬高的青藏高原的季节性加热导致经向温度的逆转以及35°N以南的气压梯度, 激发了东亚地区大尺度环流的改变以及印度次大陆地区季风的爆发。同时, 叶笃正等(1974)开始通过模拟实验的方法解释高原热力及地形对大气环流的作用。利用中国的观测资料, Flohn(2007)研究了青藏高原及邻近地区的气候状况, 表明高原西部的感热作用与喜马拉雅山, 阿萨姆邦, 孟加拉湾及邻近的山脉地区释放的潜热加热对高原对流层上层暖中心反气旋的形成都很重要。

东亚及太平洋区域大气热源分布及变化对大气环流的演变及季风, 降水也有着显著影响。巢纪平(1956)利用倒算法首次计算了东亚地区的大气热源分布, 指出非绝热加热和冷却对东亚大气环流有着重要影响。简茂球等(2004)对比分析了高原大气热源与西太平洋暖池区大气热源分别对中国夏季降水的影响, 发现虽然西太平洋大气热源对中国夏季降水影响不如高原大气热源影响大, 但在西太平洋大气热源异常时, 同高原大气热源异常时一样, 都存在类似EAP型的遥相关波列, 且探讨出大气热源通过影响垂直运动场来影响降水。黄荣辉等(2006)分析了当夏季热带西太平洋处于暖状态, 江淮流域和长江中、下游降水偏少, 而黄河流域、华北和东北的降水正常或偏多。

东亚季风主要是由于海洋和大陆的热力差异而造成的(谢金南等, 2001), 其季节性进退对我国不同区域天气气候有着不同程度的影响(陈隆勋等, 1991), 例如Yanai et al(1996)指出东亚季风的建立与高原南部对流层上层经向温度梯度的反转是同时发生的, 而温度梯度的反转是欧亚大陆中心高原在5-6月温度的大幅度升高与印度洋没有明显变化的温度造成的。丁一汇(1994)和郭其蕴(1994)分别探讨过中国不同区域季风和降水的关系, 得出在不同地区夏季风对降水的影响是不同的。而东亚特殊的地形造成了在东亚地区不仅存在经向海陆热力差异, 还同时存在纬向海陆热力差异, 因此形成的季风系统也较为复杂, 既包括热带季风系统也包括副热带季风系统(何金海等, 2008)。相比于南海-西太平洋的热带季风, 东亚副热带季风的研究相对较少。

常炉予等(2013)研究表明海陆热力差异是季风形成的基本推动力, 何金海等(2008)和王东东等(2014)也曾探讨过海陆热力差异对东亚季风的影响, 本文通过计算不同区域大气视热源的差异来探讨关键区热力差是否对东亚副热带季风有影响。另外, 目前大多研究专注于东亚地区经向热力差异对热带季风形成的重要影响(何金海等, 2008), 然而在副热带地区, 纬向热力差异也是副热带季风形成的重要因素。并且目前虽然东亚季风系统被分为南海-西太平洋热带季风与中国大陆-日本的副热带季风已得到广泛学者的认可, 但关于副热带季风建立时间以及影响因子却是备受争议。因此有必要对比高原、东亚、西太平洋多个关键区大气热源及热力差的特征, 为更深入的工作提供参考, 同时, 高原、东亚、西太平洋多个关键区热力转换对东亚副热带季风的建立及撤退是否有影响, 高原、东亚、西太平洋多个关键区夏季热力差异大小对季风环流及我国气候又是否有影响都需要进一步的讨论。此前相关研究资料时间尺度较短, 本文则选取了1951-2014年NCEP/NCAR再分析资料进行研究。

(1) 1951-2014年美国国家环境预报中心和国家大气中心NCEP/NCAR(NCEP1)提供的共64年的气象要素场逐月与逐日再分析资料, 包括温度场、高度场、水平风场、垂直风场、相对湿度, 气压场, 水平分辨率为2. 5°×2. 5°。

(2) 1979-2014年CMAP(Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation)降水资料, 水平分辨率为2. 5°×2. 5°。

(1) 根据Yanai et al(1992)提出的倒算法计算大气视热源 <Q₁>。由热力方程可得:

其中: T为温度; V为水平风矢量; P₀=1 000 hPa; k=R/C_p; ω为P坐标的垂直速度; θ为位温。将式(1)进行整层积分, 得:

式中: P_s为地面气压; P_t=100 hPa为大气层顶气压。

(2) 东亚副热带夏季风的建立定义(王东东等, 2014)为副热带地区(27. 5°N-32. 5°N, 110°E-140°E)区域平均后的经向风从偏北风转为偏南风, 即V由负转正的候数, 并结合热带季风爆发时间的判断方式(Wang et al, 2004), 经向风V由转正后的未来4候平均风速大于0. 5 m·s^-1的候数作为副热带季风建立的时刻, 而在50候之后, 偏南风转回偏北风时, 定义为副热带季风结束。

夏季均采用6-8月平均值来代表, 以便于更准确地反映夏季各气象要素特征。

图 1为东亚地区各纬度带上整层大气热源的纬向偏差的逐候演变(纬向偏差, 即:各经度上的大气热源与80°E-160°E平均大气热源之差), 其中垂直实线为120°E海陆分界线, 水平实线为24候分界线。由图 1可知, 大气热源纬向偏差的量值在25°N上最大, 且在35°N以南, 沿120°E有较为明显的冷暖分界线。在20°N, 25°N和30°N图上可以看到, 较为明显的东西向大气热源的季节转换特征, 东亚大陆在2-4月, 由冷源转为热源, 相应的西太平洋地区由热源转变为冷源, 8月底至9月底, 东亚大陆则由热源转换为冷源, 相应的西太平洋地区则由冷源转换为热源, 不同纬度上冷暖转换的时间及特征存在差异。

图 1(Fig. 1)

图 1 东亚不同纬度上空整层大气热源的纬向偏差的经度-时间分布特征(单位: W·m-2) Fig. 1 The longitude-time distribution characteristics of zonal deviation of the whole atmospheric heat source in different latitude in East Asia. Unit: W·m-2

根据对图 1的分析, 选择了之后讨论的关键区。高原地区(QTP)的范围为27. 5°N-40°N, 80°E-100°E, 不包含高原的东亚地区(EA1)范围为20°N-35°N, 100°E-120°E, 包含高原的东亚地区(EA2)范围为22. 5°N-37. 5°N, 80°E-120°E, 西太平洋地区(WPO)的范围为20° N-35°N, 120° E-160°E。

图 2为气候平均的各关键区大气热源的逐候演变。由图 2可以看到, 高原地区在16候首先由热汇转变为热源, 大气热源极大值出现在38候, 超过120 W·m^-2, 随后在56候由热源转变为热汇。EA1(不包含高原的东亚地区)与EA2(包含高原的东亚地区)则均在17候由热汇转变为热源, EA1地区大气热源极大值出现在36候, 达188 W·m^-2, EA2地区大气热源极大值则出现在40候, 达183W·m^-2。与高原地区一样, EA1也在56候由热源转变为热汇, EA2则在57候由热源转变为热汇。从QTP, EA1, EA2三个关键区由热汇转变为热源的时间来看, 三个关键区热力转换的时间相差不多, 且与图 1中30°N纬带上热力转换的时间最为接近。西太平洋地区则是在12~14候由热源转变为热汇, 并在21候达到最小值为-13 W·m^-2, 在27候由热汇转变为热源, 在46候达到最大值为96 W·m^-2。

图 2(Fig. 2)

图 2 1951-2014年平均各关键区大气热源逐候变化序列 Fig. 2 The sequence of atmospheric heat source change in the key regions of 1951 to 2014

图 3为气候平均的各关键区大气热源差值的逐候演变。由图 3可知, 高原与西太平洋热力差值在16候由负转正, EA1与西太平洋热力差值在17候由负转正, EA2与西太平洋热力差值在16候由负转正。即东亚关键区均在16~17候由热汇转变为热源, 且形成向西的热力梯度。高原则是最先由热汇转变为热源, 且与西太平洋热力差值转换最早的关键区。东亚三个关键区与西太平洋大气热源差值均在36候达到最大值, 高原与西太平洋大气热源差值最大值达99 W·m^-2, EA1与西太平洋大气热源差值最大值达175 W·m^-2, EA2与西太平洋大气热源差值最大值达169 W·m^-2。高原与西太平洋热力差值在46候开始由正转负, 在50候彻底转为负值, EA1与西太平洋热力差值在53候由正转负, EA2与西太平洋热力差值也在53候由正转负。

图 3(Fig. 3)

图 3 1951-2014年平均各关键区大气热源差值逐候变化序列 Fig. 3 The sequence of atmospheric heat source difference over the key regions of 1951 to 2014

为了进一步讨论东亚及高原地区与西太平洋热力转换对东亚副热带季风的影响, 做EA1与西太平洋地区逐年大气热源差值, 选取EA1与WPO热力转换早晚年。首先定义热力转换候数确定的方式为大气热源差值转正3候以上且之后热源值为负的候数少于热源值为正的候数。将热力转换在12候及以前的年份定义为典型热力转换早年, 将热力转换在24候及以后的年份定义为典型热力转换晚年, 筛选出热力转换早年共6年: 1952, 1953, 1959, 1989, 1990和2009年, 热力转换晚年共4年: 1960, 1978, 1994和2001年。做EA2与西太平洋逐年大气热源差值, 用同样的方式确定出热力转换候数后, 选取EA2与WPO热力转换早晚年。将热力转换在12候及以前的年份定义为热力转换早年, 将热力转换在24候及以后的年份定义为热力转换晚年, 最后筛选出热力转换早年共4年: 1959, 1960, 1962和2009年, 热力转换晚年共5年: 1966, 1978, 1994, 1999和2001年。通过对比两组早晚年合成分析的结果, 不仅可以得到东亚(包含高原与不包含高原)与西太平洋地区热力差异转换对东亚副热带季风的影响, 还可以一定程度上推测出高原与西太平洋热力差异对东亚副热带季风的影响。

为了研究东亚及高原与西太平洋热力转换对东亚副热带季风的影响, 首先从东亚副热带季风建立与撤退时间的角度来讨论。根据上述介绍的定义东亚副热带夏季风建立与撤退时间的方法确定出每年东亚副热带季风建立与撤退时间。东亚副热带季风近几十年最早建立于第6候, 出现在1959与1990年; 最晚建立于28候, 出现在2008年, 平均季风建立在16. 4候。

表 1为EA1及EA2与西太平洋热力转换早晚年东亚副热带季风建立与撤退时间对比。由表 1可知, 东亚与西太平洋热力转换早年, 副热带季风建立时间早, 撤退时间晚, 即副热带季风持续时间长; 而东亚与西太平洋热力转换晚年, 副热带季风建立时间晚, 撤退时间早, 即副热带季风持续时间短。副热带季风建立的早晚与东亚和西太平洋热力转换的早晚在时间上较为一致, 因此可知东亚与西太平洋热力转换对东亚副热带季风的形成有一定的推动作用。另外, 从表 1中对比可以看到, 除EA2与西太平洋热力转换晚年, 副热带季风建立时间早于EA1与西太平洋热力转换晚年, 其余季风建立及撤退时间均是EA2与西太平洋热力转换早晚年的结果更晚。

表 1(Table 1)

表 1 热力转换早晚年东亚副热带季风建立与撤退时间 Table 1 The time of establish and retreat of the subtropical monsoon in East Asia in early and late switch year of thermal conversion over the key regions EA1与WPO热力转换早年 EA2与WPO热力转换早年 EA1与WPO热力转换晚年 EA2与WPO热力转换晚年 副热带季风建立时间/候 10. 00 11. 00 18. 25 17. 20 副热带季风撤退时间/候 53. 50 53. 75 51. 25 51. 80

表 1 热力转换早晚年东亚副热带季风建立与撤退时间 Table 1 The time of establish and retreat of the subtropical monsoon in East Asia in early and late switch year of thermal conversion over the key regions

为分析关键区热力转换早晚对东亚副热带季风雨带的影响, 首先了解1951-2014年气候平均状态下东亚副热带雨带的建立, 北跳与南撤的时间与特征。从图 4中可以看到, 30°N左右的副热带地区, 在1月至2月上旬, 降水只有2 mm·d^-1, 9候以后降水开始增多, 降水量稳定超过4 mm·d^-1, 12候以后降水稳定超过5 mm·d^-1, 18候后降水开始超过6 mm·d^-1, 副热带雨带逐渐形成。并且雨带随后南压, 在28候左右, 南海夏季风雨带基本形成。同时原在华南及江南地区的雨带开始北抬, 降水量开始增多, 在30~36候到达江淮及黄淮地区, 在36~40候到达华北及东北地区, 随后雨带开始南撤, 相比逐渐建立的雨带, 副热带季风雨带撤退较为迅速。副热带雨带中心值超过9 mm·d^-1。

图 4(Fig. 4)

图 4 CMAP降水沿110°E-130°E的时间-纬度剖面(单位: mm·d-1) Fig. 4 The time-latitude profile of CMAP precipitation along the 110°E-130°E. Unit: mm·d-1

做热力转换早晚年110°E-130°E平均850 hPa风场, 涡度场及水汽通量散度的逐候演变图。由图 5(a), 6(a)和7(a)可以看到, 副热带地区850 hPa风场在7~8候由西北风转为西南风, 随后大多时候保持偏南风, 在28~30候, 10°N-20°N的热带地区由偏东风转为偏西风, 即热带夏季风爆发, 同时副热带地区的偏南风开始增强。涡度场上6~7候开始转正, 在13~14候以后气旋型涡度持续增强, 正涡度区对应季风槽的位置。水汽通量散度也在7候左右转变为辐合, 并随后强度增强。在28~30候热带夏季风爆发后, 气旋型涡度范围变大, 强度变强, 同时水汽通量散度辐合的区域变大, 强度增强。各配置场均表明在EA1与WPO热力转换早年, 东亚副热带雨带6~8候开始形成, 季风建立时间较早。28~30候热带季风爆发, 季风爆发时间较晚。热带季风爆发后副热带季风也有显著增强, 说明热带夏季风的爆发对副热带夏季风的强度有促进作用。

图 5(Fig. 5)

图 5 东亚地区110°E-130°E平均850 hPa风场的逐候演变(单位: m·s-1) Fig. 5 The pentad by pentad of average 850 hPa wind field from 110°E to 130°E in East Asia. Unit: m·s-1

图 6(Fig. 6)

图 6 东亚地区110°E-130°E平均850 hPa涡度的逐候演变(单位: ×10-5 s-1) Fig. 6 The pentad by pentad of average 850 hPa vorticity from 110°E to 130°E in East Asia. Unit: ×10-5 s-1

图 7(Fig. 7)

图 7 东亚地区110°E-130°E平均850 hPa水汽通量散度的逐候演变(单位: ×10-9 kg·hPa-1·m-2·s-1) Fig. 7 The pentad by pentad of average 850 hPa water vapor flux divergence from 110°E to 130°E in East Asia. Unit: ×10-9 kg·hPa-1·m-2·s-1

由图 5(b), 6(b) 和7(b)可知, 850 hPa风场在13~14候有由西北风转为西南风的趋势, 在21候以后转为较为明显的西南风, 之后一直保持偏南风, 且有向南扩展的趋势, 在26~28候, 10°N-20°N的热带地区由偏东风转为偏西风, 即热带夏季风爆发, 在热带夏季风爆发及增强的同时, 副热带地区的偏南风也开始增强。12候涡度开始转正, 在19候以后气旋型涡度显著增强。水汽通量散度则在12候左右转为负值, 在13候辐合显著增强。在26~28候热带夏季风爆发后, 副热带地区偏南风增强, 气旋型涡度强度增强, 同时水汽通量散度辐合强度也增强。表明在EA1与WPO热力转换晚年, 东亚副热带雨带及副热带季风建立时间均较晚。26~28候热带夏季风爆发, 季风爆发时间较早。热带季风爆发后副热带季风也有显著增强, 说明热带夏季风的爆发对副热带夏季风的强度有促进作用。

由图 5(c), 6(c)和7(c)可知, 850 hPa风场在7~8候由西北风转为西南风, 之后大多时候保持偏南风, 在28~30候, 10°N-20°N的热带地区由偏东风转为偏西风, 即热带夏季风爆发, 同时副热带地区的偏南风开始增强。涡度在9候左右开始转正。水汽通量散度在5候左右转为负值, 在6候左右辐合增强。在28~30候热带夏季风爆发后, 气旋型涡度范围变大, 强度变强, 同时水汽通量散度辐合的区域变大, 强度增强。表明在EA2与WPO热力转换早年, 东亚副热带雨带6~9候开始形成, 季风建立时间较早。28~30候热带季风爆发, 季风爆发时间较晚。热带季风爆发后副热带季风也有显著增强, 说明热带夏季风的爆发对副热带夏季风的强度有促进作用。相对于EA1与WPO热力转换早年, EA2与WPO热力转换早年的气旋型涡度增强相对较晚, 水汽通量散度辐合增强相对较早。

由图 5(d), 6(d)和7(d)可知, 850 hPa风场在11候有由西北风转为西南风的趋势, 在21候以后转为较为明显的西南风, 之后一直保持偏南风, 在26~28候, 10°N-20°N的热带地区由偏东风转为偏西风, 即热带夏季风爆发, 在热带夏季风爆发的同时, 副热带地区的偏南风也开始增强。12候涡度开始转正, 在19~20候以后气旋型显著增强。水汽通量散度则在10候左右转为负值, 且持续辐合增强, 在12候辐合显著增强。在26~28候热带夏季风爆发后, 气旋型涡度范围变大, 强度变强, 同时水汽通量散度辐合的区域变大, 强度增强。表明在EA2与WPO热力转换晚年, 东亚副热带雨带及副热带季风建立时间均较晚。26~28候热带夏季风爆发, 季风爆发时间较早。热带季风爆发后副热带季风也有显著增强, 说明热带夏季风的爆发对副热带夏季风的强度有促进作用。相对于EA1与WPO热力转换晚年, EA2与WPO热力转换晚年的低层风场的转变相对较早, 水汽通量散度辐合增强相对较早。

由以上分析可知, 东亚与西太平洋热力转换早时, 副热带地区850 hPa风场由西北转为西南风的时间也较早, 涡度的转正时间较早, 水汽通量散度的辐合增强出现较早, 即:东亚副热带季风建立时间偏早, 副热带雨带建立偏早。但东亚与西太平洋热力转换早时, 热带夏季风爆发时间偏晚。东亚与西太平洋热力转换晚时, 副热带地区850 hPa风场由西北转为西南风的时间较晚, 气旋型涡度的增强时间较晚, 水汽通量散度的辐合增强出现较晚, 即东亚副热带季风建立时间偏晚, 副热带雨带建立偏晚。但东亚与西太平洋热力转换晚时, 热带夏季风爆发时间偏早。将图 5(a), 图 6(a), 图 7(a)与图 5(c), 图 6(c), 图 7(c)对比可以发现, EA1与西太平洋热力转换早年和EA2与西太平洋热力转换早年, 各配置场在副热带地区的转变时间虽然相近但还是有所不同, 而热带季风爆发的时间却非常相近。对比图 5(b), 图 6(b), 图 7(b)与图 5(d), 图 6(d), 图 7(d), 在EA1与西太平洋热力转换晚年和EA2与西太平洋热力转换晚年, 可得同样的结论。因此可以推测, 高原的热力作用对东亚副热带季风的影响大于对热带季风的影响。另外, 从分析中可以看出, 热带夏季风的爆发对副热带夏季风的强度有促进作用。

由图 3可以看到, 高原, 东亚与西太平洋热力差值最大出现在36候, 6-8月为一年中热力差值最大的时期。由图 4可以看到, 6-8月也为季风降水最多, 季风发展最旺盛的时期, 因此接下来主要讨论夏季东亚与西太平洋热力差值大小对副热带季风环流及降水的影响。首先计算夏季EA1与西太平洋逐年大气热源差值, 并进行标准化处理, 将标准差大于1. 2的年份作为热力差值大年, 共7年: 1965, 1971, 1976, 1980, 1991, 1994和1995年, 将标准差小于-1. 2的年份作为热力差值小年, 共8年: 1953, 1956, 1960, 1974, 1989, 1992, 2011和2012年。同样计算夏季EA2与西太平洋逐年大气热源差值, 并进行标准化处理, 将标准差大于1. 2的年份作为热力差值大年, 共7年: 1969, 1971, 1976, 1980, 1987, 1991和1995年, 将标准差小于-1. 2的年份作为热力差值小年, 共10年: 1952, 1953, 1960, 1978, 1992, 1999, 2000, 2001, 2002和2012年。

从夏季热力差值大小年500 hPa高度场距平合成图(图 8)中可以看到, EA1与西太平洋夏季热力差值大时, 500 hPa高度距平由北至南呈“-+-”的分布状态, 在35°N以北为负值, 35°N以南为正值, 呈北低南高的分布形势, 表明EA1与西太平洋夏季热力差值大时, 副高脊线位置较常年偏南。高原与东亚地区高度场距平约为零, 说明高度场与平均状态相差不多。西太平洋地区高度场距平为正值, 说明其高度场强度较平均状态偏强。EA1与西太平洋夏季热力差值小时, 500 hPa高度距平由北至南呈“+-”的分布状态, 在40°N以北为正值, 40°N以南为负值, 呈北高南低的分布形势, 表明EA1与西太平洋夏季热力差值小时, 副高脊线位置较常年偏北。高原、东亚、太平洋地区高度场距平均为负值, 但绝对值均不大, 说明高度场强度较平均状态偏弱, 但偏弱不多。EA2与西太平洋夏季热力差值大时, 500 hPa高度距平由北至南呈“-+”的分布状态, 在35°N以北为负值, 35°N以南为正值, 呈北低南高的分布形势, 表明EA2与西太平洋夏季热力差值大时, 副高脊线位置较常年偏南。高原、东亚、太平洋地区高度场距平均为正值, 高原地区距平绝对值相对较小, 说明高度场强度均较平均状态偏强, 高原地区偏强不多。EA2与西太平洋夏季热力差值小时, 500 hPa高度距平由北至南呈“+-”的分布状态, 在30°N以北为正值, 30°N以南为负值, 呈北高南低的分布形势, 表明EA2与西太平洋夏季热力差值小时, 副高脊线位置较常年偏北。高原地区高度场距平为正值, 说明高度场强度均较平均状态偏强。综上可知, 在EA2与西太平洋热力差值大小年, 高度场距平的绝对值比EA1与西太平洋热力差值大小年时大, 即EA2与西太平洋热力差值大小比EA1与西太平洋热力差值大小对高度场的影响更大。

图 8(Fig. 8)

图 8 夏季500 hPa高度场距平合成分布(单位: gpm) 阴影代表通过信度为0. 10显著性检验的区域 Fig. 8 The summer 500 hPa height field anomaly composite profile. Unit: gpm. The shaded area represented passing significant level of 0. 1

从夏季热力差值大小年850 hPa风场距平合成图(图 9)可以看到, 在夏季EA1与西太平洋热力差值大时, 日本以东的西北太平洋地区风场距平呈气旋式分布, 东亚副热带地区以东的西太平洋地区呈反气旋式分布, 30°N左右的副热带地区表现为偏南风距平, 在低纬南海地区为偏西风距平, 即有利于东亚副热带季风与南海夏季风的增强与维持。且南下的西北风与来自西太平洋的东南风在30°N左右的副热带地区相汇, 有利于此地区的降水的形成。在夏季EA1与西太平洋热力差值小时, 日本以东的西北太平洋地区风场距平呈反气旋式分布, 东亚副热带地区以东的西太平洋地区呈气旋式分布, 30°N左右的副热带地区表现为偏北风距平, 在低纬南海地区为偏东风距平, 即不利于东亚副热带季风与南海夏季风的增强与维持。EA2与西太平洋热力差值大时的风场距平合成的主要分布特征与EA1与西太平洋热力差值大时的风场距平图相似, 30°N左右的副热带地区同样表现为偏南风距平, 在低纬南海地区为偏西风距平, 且通过显著性检验的区域比图 9(a)多, 风速距平值更大。南下的西北风与来自西太平洋的西南风在30°N左右的副热带地区相汇, 有利于此地区的降水的形成。从EA2与西太平洋热力差值小时的风场距平合成可以看到, 其主要分布特征与EA1与西太平洋热力差值小时的风场距平图相似, 30°N左右的副热带地区表现为偏北风距平, 在低纬南海地区为偏东风距平, 通过显著性检验的区域比图 9(b)多, 风速距平值更大。对比可知, EA2与西太平洋热力差值大小比EA1与西太平洋热力差值大小对风场的影响更大。

图 9(Fig. 9)

图 9 夏季850 hPa风场距平合成分布(单位: m·s-1) 阴影代表通过信度为0. 10显著性检验的区域 Fig. 9 The summer 850 hPa wind field anomaly composite profile. Unit: m·s-1. The shaded area represented passing significant level of 0. 1

通过夏季热力差值大小年沿27. 5°N-35°N平均垂直速度距平合成剖面(图 10)可以看到, 在高原及120°E以西的东亚大陆地区, 垂直速度距平为负, 在120°E-160°E的西太平洋地区垂直速度距平为正[图 10(a)]。表明在EA1与西太平洋热力差值大年, 高原及东亚大陆地区的上升运动较平均状态偏强, 西太平洋地区的上升运动较平均状态偏弱。由图 10(c)可以看到, 在高原及120°E以西的东亚大陆地区, 垂直速度距平同样为负, 在120°E-160°E的西太平洋地区垂直速度距平同样为正。但垂直速度距平的绝对值比图 10(a)大。即相比于EA1与西太平洋热力差值大年, EA2与西太平洋热力差值大年时, 高原及东亚大陆地区的上升运动偏强更多, 西太平洋地区的上升运动偏弱更多。由图 10(b)可知, 在高原及120°E以西的东亚大陆地区, 垂直速度距平为正, 在120°E-160°E的西太平洋地区, 由西向东, 垂直速度距平经历了负正负的转变, 但大部分地区距平为负值。表明在EA1与西太平洋热力差值小年, 高原及东亚大陆地区的上升运动较平均状态偏弱, 西太平洋地区的上升运动经历了由西向东较平均状态偏强-偏弱-偏强的转变, 但大部分地区上升运动较平均状态偏强。由图 10(d)可知, 在高原及120°E以西的东亚大陆地区, 垂直速度距平为正, 在120°E-160°E的西太平洋地区垂直速度距平为负。垂直速度距平的绝对值比图 10(b)大。即相比于EA1与西太平洋热力差值小年, 在EA2与西太平洋热力差值小年时, 高原及东亚大陆地区的上升运动偏弱更多, 西太平洋地区的上升运动偏强更多。

图 10(Fig. 10)

图 10 沿27. 5°N-35°N夏季平均垂直速度距平合成剖面(单位: ×10-3 m·s-1) Fig. 10 The summer average vertical velocity anomaly composite profile along 27. 5°N-35°N. Unit: ×10-3 m·s-1

利用1951-2014年NCEP/NCAR逐月、逐日再分析资料, 1979-2014年CMAP降水资料利用合成分析等方法探讨了关键区热力转换早晚对东亚副热带季风的建立的影响, 以及关键区热力差异大小对季风强弱的影响。得到以下主要结论:

(1) 东亚与西太平洋热力转换早(晚)时, 副热带季风建立时间早(晚), 撤退时间晚(早), 副热带季风持续时间长(短), 热带夏季风爆发时间偏晚(早)。副热带季风建立的早晚与东亚和西太平洋热力转换的早晚在时间上较为一致。热带夏季风的爆发对副热带夏季风的强度有促进作用。高原的热力作用对东亚副热带季风的影响大于对热带季风的影响。

(2) 海陆热力差值大(小)时, 副高脊线位置较常年偏南(北), 东亚副热带地区表现为偏南(北)风距平, 在低纬南海地区为偏西(东)风距平, 高原及东亚大陆地区的上升运动较平均状态偏强(弱), 西太平洋大部分地区的上升运动较平均状态偏弱(强)。且热力差值大时, 南下的西北风与来自西太平洋的偏南风在30°N左右的副热带地区相汇, 有利于此地区的降水的形成。包含高原的东亚与西太平洋热力差值大小比不包含高原的东亚与西太平洋热力差值大小对高度场, 风场, 垂直速度场的影响均更大。