亚太夏季风雨季外文翻译资料

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亚太夏季风雨季

王斌 LinHo

（夏威夷大学气象系和国际太平洋研究中心，夏威夷檀香山 马阿诺；

台湾国立大学大气科学系，台湾 台北）

摘要：迄今为止，季风研究界尚未就季风雨季的统一定义或亚洲大陆与相邻海洋雨季的起始之间的联系达成共识。本文仅从降水角度提出一个降水参数，并制定了一套通用标准来定义雨季区域、开始、峰值和撤退。这些结果揭示了亚太季风雨季特征在空间-时间结构上的一致性，这将有助于验证气候系统模式模拟的季风水文循环，并提高我们对季风动力学的理解。

亚洲季风雨季的大规模开始分为两个阶段。第一阶段开始于5月中旬在中国南海（SCS）上的降水，此时从南亚边缘海洋（阿拉伯海、孟加拉湾和南海）延伸到亚热带西北太平洋（WNP）的行星规模季风雨带得以建立。然后雨带向西北方向推进，6月初-6月中旬印度大陆雨季、中国和日本梅雨开始（第二阶段）。雨季的峰值主要发生在三个阶段：6月下旬在梅雨地区、孟加拉湾北部和菲律宾附近，7月下旬在印度和中国北部，8月中旬在热带西北太平洋。雨季在东亚向北撤退，在印度和西北太平洋向南撤退。

印度，东亚和WNP夏季风区域的雨季特征存在明显区别，尽管如此，三个子系统的雨季也显示出密切的联系。本文对导致区域之间具有差别和联系的原因进行讨论，还讨论了非典型季风雨季，如在亚洲季风区的各个地方发现的偏态和双峰季节分布。

1 引言

雨量是描述季风气候的一个重要的气象参数。降雨量的分布表明了驱动热带环流的大气热源的位置，因此，雨量变化反映了整个季风环流系统的变化。降雨也是地球气候系统水文循环的关键组成部分，在连接陆面过程、大气过程和海洋过程中发挥主要作用。降水特征的研究对于了解季风环流及其与水文循环其他组成部分的关系至关重要。

大多数关于亚洲季风降水气候学的文献一直致力于用雨量观测数据来描述陆地和岛屿的雨季（例如，Yoshino 1965，1966；Rao 1976；Ninomiya和Murakami 1987；Ding 1992；陈1994等）。图1显示了分别由Tao和Chen（1987），Tanaka（1992），Lau和Yang（1997）确定的夏季风爆发日期。在东亚，由于使用不同数据和不同的季风爆发定义，各种结果之间存在显著的差异。一般来说，夏季季风雨季的开始和撤退日期在整个亚洲夏季风区域并无普遍定义。

图 1 由Tao和Chen（1987，上图），Tanaka（1992，中图），Lau和Yang（1997，下图）定义的夏季风的爆发日期。

经常被忽视的是热带西北太平洋（WNP）区域（10°-22°N，120°-170°E），但此区恰好显示了典型的季风特征（Murakami和Matsumoto 1994）。虽然WNP上的海洋季风在某些方面与大陆季风不同，例如降水的天气系统，但大陆和海洋季风都由太阳辐射的年变化驱动并由海-陆热力差异控制。因此，它们具有共同的基本特征，即每年内盛行风向有逆转以及多雨夏季和干燥冬季之间能形成强烈对比。无论是从地面风标准（Ramage 1972）还是雨季特征（Wang 1994）来看，WNP区域已被确认为亚太季风区的一部分，然而WNP雨季如何与亚洲夏季风的其他区域相联系却不为人所知。

巨大的亚洲季风系统受到地球上最高地形的影响，显示出区域多样性。东亚国家的一些气象学家强调了南亚夏季风和东亚夏季风的差异（如陶和陈1987）。为了确定区域季风子系统之间的差异与联系，我们迫切需要一个季风的普遍定义和标准来对整个亚太季风区域的降雨气候做定量描述。

到目前为止，季风界尚未就亚太季风区的范围和爆发达成共识。亚洲大陆和毗邻海洋的雨季之间的联系尚不清楚。本研究的目的之一是探讨使用一个简明确切的降水参数和一套通用标准来量化整个亚太季风区的雨季特征的可行性。另一个目的是利用从海洋卫星观测反演得到的降水数据以及亚洲大陆的雨量观测数据建立一个统一的平均季风雨季的空间和时间结构图像。本研究尤其关注不同区域季风子系统之间的对比和联系。结果将为验证和识别现有大气环流模式和模拟亚太夏季风的气候系统模式的缺点提供观测基础。

在第2部分中，我们首先描述数据和处理过程。在第3部分，提出一个创新和精简的降雨参数，客观地定义雨季的区域和开始。第4节介绍了亚太季风雨季的开始、峰值和撤退模式。在第5节中，我们详细阐述了各区域组成部分在降水气候方面的差异和联系。第6节讨论与分析相关的问题以及与理解亚太夏季风的年周期有关的问题。最后一部分总结了我们的结论。

2 数据

在本研究中分析的主要数据包括气候预测中心（CPC）降水合并分析数据（CMAP； Xie和Arkin 1997）和国家环境预测中心——国家大气研究中心再分析数据（Kalnay等1996）。CMAP由雨量计观测数据、五个不同的卫星测量数据和数值模式的输出结果合并得到。候降水量数据（CPM）为1979-1998年共20年的候平均降水量，全球格点2.5°times;2.5°。CPM风速数据为同期内的日平均数据，格点2.5°times;2.5°。在海洋上，由于缺乏地面实况观测，空间小尺度上的候平均CMAP的准确性和可靠性尚未完全确定。由于CMAP数据集成于多源估测数据，每个单独估计中包含的不确定性显著降低。对CMAP和陆基雨量计数据的比较研究表明，这两份数据在陆地区域产生了相似的大尺度图像。因此，使用CPM的CMAP估测来描述大尺度降水特征是有意义的。

以前的大多数研究使用了平滑的年周期，由年平均值加上CPM时间序列的前四个傅里叶谐波来定义季风雨季的开始（例如，Murakami和Matsumoto 1994；Wang 1994）。然而，图2显示由平滑的年周期定义的季风雨季开始候通常与CPM序列定义的明显不同。在雨季突然开始（例如图2a）或雨季短（图3b）的区域中，差异特别大。平滑的年周期不能很好地处理季节性变化问题，例如图3d、e、f中所示的雨季具有双峰结构。另一方面，由于导出气候数据的样本大小有限，原始CPM时间序列包含高频率波动。要确定应使用多少谐波来保留季节和季节性信号。对傅立叶截断结果的灵敏度测试表明，前12次谐波（周期大于1个月）的总和最适合我们的目的。使用保留前18次谐波的时间序列（周期长于4个候）进行平行分析，就大尺度特征而言，所得到的差异是微不足道的。如图2和图3所示，当地降雨量达到峰值的时候或超过（低于）6mm/天时，包括前12个谐波的时间序列能捕获季节和季节性信号并且描绘得非常好。在下面的降水分析中，我们将使用重新构造的候序列（包括长期平均值和前12个谐波），来定义季风雨季的开始、峰值和撤退。

重新构造的时间序列包括一个平滑过的年周期和气候季节内振荡（CISO）。这个时间序列包括CISO是因为CISO代表了次季节变化，这是季风气候的固有成分（LinHo和Wang 2002， J. Climate收稿，下文称为LW）。Wang和Xu（1997）通过使用符号测试、极端检验（蒙特卡罗模拟）和振幅检验（t检验），表明了CISO在北半球夏季风区的统计意义。

图 2 在（a）12.5°N，70°E，（b）12.5°N，90°E，（c）12.5°N，115°E和（d）15°N，140°E观察到的CPM降水率（mm/天）（具有交叉标记的细实线）。这四个代表点的位置在图4中用十字标记。虚线表示由平均值和前4个傅里叶谐波的总和获得的慢年周期。粗线表示平均值和前12个傅立叶谐波的总和。CPM来自1979-1997年的CMAP数据（Xie和Arkin 1997）。

图3 线条意义与图2相同，地点不同：（a）越南海岸（17.5°N，110°E）；（b）斯里兰卡北部（10°N，80°E）；（c）中国东南部（25°N，115°E）；（d）韩国（37.5°N，127.5°E）；（e）台湾（22.5°N，122.5°E）和（f）WNP（15°N，160°E。这些点的确切位置在图4中用三角形点标记。

3 季风雨季的定义

人们普遍认为，典型的季风雨季意味着降水的年变化显著、雨季强度大、当地夏季年降水量集中。 这些特征的定量描述需要三个参数：1）衡量雨季强度的夏季降雨总量（图4a）；2）衡量降水变化幅度的变幅（图 4b）；3）衡量夏季与年降水比率的降水季节分布（图4c）。

图4a显示夏季（5月-9月）降水总量。半干旱和干旱亚洲大陆的夏季降水量低于300mm（相当于夏季平均降雨量为2mm/天），由于没有强降水时段，雨季无法明确界定。图4b显示年内变化幅度。最大的变化幅度超过17mm/天，出现在以下地区：孟加拉湾中部，东南阿拉伯海，菲律宾海和南海（SCS）。这些最大变幅区往往与夏季最大降雨量的区域一致（图4a和4b）。图4c显示了夏季与年降雨量的比率，反映了降水的季节性分布。大比例意味着一个夏季多雨冬季干燥。在印度季风区和亚洲大陆的东北部，该比率超过85％。在菲律宾海，这个比例也相对较高（超过60％）。55％的水平是赤道常年雨季和季风雨季的合理分界。

图 4 （a）夏季（5月-9月）降水总量（mm天/天），（b）年降水变幅（最大值减最小值）和（c）夏季与全年降水的比率。标有交叉点地区的气候降水时间序列如图2所示。三角形标记点表示具有非季风或特殊降雨特征的区域，其降雨时间序列如图3所示。

年度变幅低于5 mm/天的区域与干旱和半干旱大陆区域很好地重合（图4a和4b）。 因此，年度变幅不仅可以测量年变化的幅度，而且可以有效地区分半干旱大陆区与季风区域。 我们还发现，赤道常年降水系统以及北太平洋海洋系统在夏季和冬季之间具有某些可比性。 因此，为了进一步区分季风系统、赤道长期降水系统和海洋系统，我们设计一个能够综合上述三个特征的复合降雨变量。该变量由候平均（）和一月平均（）降水率之间的差定义：

称为相对候平均降雨率。在北半球，1月平均降雨量代表冬季平均降水率。因此，基本上能够表示特定候和相应冬季之间的降雨率的对比度。

对于典型的北半球夏季风雨季，人们期望的最大值，即这个最大值（；以下称为季风域）必须足够大，并且发生在夏季（5月-9月）。为了量化“足够大”，我们在图5中给出季风区的地理分布。5mm/天的临界值已足够区分雨季。因此，该标准有效地将干燥大陆性气候与季风气候区分开（见图4a和4b）。在赤道附近，1月降雨率相对较高（例如高于5mm/天），上述标准可能不能充分反映冬夏之间显著的对比。这种情况发生在西太平洋和东印度洋的赤道地区。在这种情况下，更合适的是要求季风域超过当地1月平均降雨率。这个补充标准可以有效地排除赤道常年降水系统。

夏季季风雨季区被定义为季风域最大值（）超过5mm/天（超过当地1月平均降雨率）并发生在北方夏季（5-9月）的区域。以这种方式定义的区域（图5中的粗实线）与使用图4中所示的三个参数描述的区域一致。表明相对候平均降水率确实是一个能定义季风雨季区的简明有效的参数。

相对CPM降雨率也可用于方便地定义雨季的开始、峰值和撤退。以前的研究经常采用统一的标准来定义开始。例如，CPM降水率超过6mm/天（Lau和Yang 1997）或CPM出射长波辐射低于230 W/m^-2（Murakami和Matsumoto 1994）。因为雨季的强度随纬度变化很大，这种统一的标准可能适合于热带季风区，但不适用于纬度较大的区域。然而，使用相对CPM降雨率可以避开这个问题。由于1月平均降雨率随地理位置而变化，因此相对CPM降雨率的恒定标准实际上是一个原始CPM降雨率的可变阈值。

若某一候的相对CPM降水率[由方程(1)定义]超过5mm/天，则定义为季风雨季开始候。类似地，其中相对CPM降雨率下降到5mm/天以下的过渡候被定义为季风雨季撤退候。

图5 季风年变幅由年最大CPM减去一月平均降雨率定义（单位：mm/天）。粗实线代表由季风年范围定义的亚太夏季风域。（详细定义见文本）青藏高原由3000米等高线勾勒出来。 季风年度范围的值为每隔5个纬度、5个经度给出，高值区集中在三个海湾区和WNP区域。 有交叉符号的区域显示非典型季风降雨模式。阴影间隔为5mm/天。

4 雨季开始、峰值和撤退模式

雨季从亚洲周边的海洋开始（图6）。雨季最早开始于4月下旬（P23-P24候），出现在孟加拉湾西南部的部分地区（8°N,95°E）。雨季此时开始是由于对流中心沿着印度尼西亚和中南半岛之间的陆桥从苏门答腊西部向安达曼海快速北移。同时，季风西风暴沿着赤道印度洋的北部爆发（图略）。此后，雨季迅速向东北方向延伸，在5月初通过中南半岛（P25 -P26）[与Matsumoto（1997）和Zhang（2002年，J. Climate收稿）等一致]，在5月中旬通过南海（P29-P28）进入亚热带WNP（P29），中国台湾、韩国和日本冲绳进入初梅（Tanaka 1992；Chen 1994）。雨季在SCS开始之后，一个从南亚边缘海一直延伸到日本南部（25°N，150°E）的行星尺度雨带得以建立。这种雨带桥接热带南亚季风和亚热带东亚季风。因此，南海季风爆发意味着亚洲夏季风的大规模开始。

图6 由相对CPM降雨量确定的雨季开始日期。雨季开始候是雨季的第一候。所使用的数据、季风域和青藏高原的表示方式与图5相同。粗虚线表示不连续（三个或更多个等高线的合并）。箭头指向雨带传播的方向。 细虚线划分亚热带季风和海洋季风区，它们的起始模式完全不同。

从季风海洋到内陆地区这一西北路径上的季风雨季是逐步开始的（图6）。在阿拉伯海，季风降雨迅速向北移，30候时（5月26-30日）到达印度次大陆南端，32候时（6月5-9日）到20°N。使用雨量计数据，约瑟夫（1994）发现，印度南部喀拉拉邦的雨季大约从6

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