秋冬季节转换期东亚环流变化特征及机制分析

文章编号:100020534(2008)0120017209
收稿日期:2007202201;改回日期:2007206204 基金项目:中国科学院知识创新工程重要方向项目(KZCX22YW 2315,KZCX22YW 2319);国家重点基础研究发展计划项目
(2004CB720200);国家自然科学基金项目(40675041,40672210)共同资助
作者简介:况雪源(1971—
),女,贵州赫章人,博士,主要从事气候变化及模拟研究.E 2mail :xykuang @ 秋冬季节转换期东亚环流变化
特征及机制分析
况雪源1,3,　张耀存2,　刘　健1
(1.中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊与环境国家重点实验室,江苏南京　210008;
2.南京大学大气科学系,江苏南京　210093;
3.广西气候中心,广西南宁　530022)
摘　要:利用NCEP/NCAR 候平均再分析资料,对秋冬季节转换前后大气环流特征及高低层季节转换的时间差异进行研究。

结果表明:青藏高原表面气温的季节性转变是东亚地区秋冬季节转换的信号,其剧烈的降温将快速引导环流形势向冬季型转变,一定强度的西伯利亚冷高压的建立亦是季节转换的指示器。

从秋冬季节转换前后的环流形势对比来看,急流南撤至35°N 以南、急流中心稳定移至西太平洋上空、南亚高压反气旋中心退至西太平洋上空时间比较一致,可视为冬季环流建立的标志。

通过分析青藏高原及江淮地区表面热通量的变化得知,秋冬季节,青藏高原地面对大气感热及潜热加热的急剧减少,远远超过了净长波辐射加热的增加,这种热量的减少使得离地最近的地面气温出现相应降温,在滞后表面加热突变后2～3候出现季节转换。

由于感热的变化主要影响低层,高层对感热变化的响应主要是通过热力适应机制,导致高层的季节转换时间滞后于低层。

而江淮流域地区地表潜热加热的急剧减少亦是大气环流改变的一个热力因素,可能是由于潜热加热到达一定的高度通过凝结加热的方式直接影响高层,所以高低层季节转换时间基本一致。

关键词:青藏高原;秋冬季节转换;大气环流型态;表面热通量中图分类号:P425.4+2
文献标识码:A
1　引言
前人的研究表明,从高空环流的一些主要特征
而言,在一年之中只有两个基本的自然天气季节即冬夏两季,其中二者的转换分别以6月及10月东亚副热带西风急流的北进和南退为标志[1],这为人们研究西风急流对天气气候的影响奠定了基础。

近年来,东亚季风一直是气象界关注的焦点,由于季风爆发前后大气环流形态发生了显著变化,在海平面气压、风场结构、雨带的移动、深对流的发展变化上都有很好的体现,所以季风爆发的时间及强度在很大程度上决定了东亚地区气候的季节变化情况。

人们对东亚季风的内部结构、低频振荡特征、与海温的关系及其气候效应等方面都作了大量的诊断研究和数值试验[2-13]。

并从夏季风爆发的角度出发,对春夏季节转换期间东亚地区环流型态的变
化进行了大量的分析研究,由于夏季风爆发体现了低纬热带系统的向北推进过程,所以人们的研究侧重于热带地区环流系统的变化,对副热带地区系统与东亚季风的关系研究主要集中在青藏高原的动力及热力效应,钱永甫等[14]和张艳等[15]研究表明,中南半岛和印度半岛的局地加热有利于亚洲夏季风的早期建立,在季风爆发前起到预热作用,中纬度青藏高原的感热加热所造成的经、纬向热力差异才是导致亚洲夏季风爆发的关键因素。

相对于春夏过渡季节夏季风的爆发、雨带推进等特征,人们对冬季风环流及秋冬季节转换期间的环流形势及气候变化研究较少,主要集中于天气尺度的“冷涌”过程及冬季风强弱的气候效应[16-22]。

秋冬季节转换环流变化体现为热带系统的减弱南撤及中高纬系统的加强,东亚副热带西风急流作为副热带地区对流层中上层重要的影响系统,它是连系
第27卷　第1期2008年2月
高　原　气　象PLA TEAU M ETEOROLO GY Vol.27　No.1
February ,2008
热带与热带外地区环流系统的纽带,其位置的南北移动是热带系统及中高纬系统势力强弱对比的体现,同时,高原大地形春夏季节强大的非绝热加热对急流中心东西向的位置变化有明显引导作用[23-24]。

以往的研究指出,高原南支西风急流建立后东亚地区环流便转为冬季型,但这些工作是在过去资料非常缺乏的情况下进行的,对环流型态变化的分析不够细致,冬季环流建立的标志是什么,如何来确定冬季环流建立的时间?此期间大气环流是怎样转变的,高低层是否一致?东亚副热带西风急流中心东西向位置和形态如何变化?冬季环流建立的迟早是否与东亚冬季风的强弱有一定的影响?这些问题仍需进一步研究。

因此,本文利用候平均的NCEP/NCAR 再分析资料,首先确定秋冬季节转换的时间,并对转换前后大气环流变化特征、转换期间西风急流的南北移动特征及急流核东西向位置和形态变化、青藏高原表面气温及各热通量项的演变进行对比分析,为深入了解东亚地区气候季节变化规律及机理提供一定的理论参考依据。

2　资料和方法
本文所用资料为NCEP/NCAR 再分析值候平
均资料[25],时间为1961—2000年共40年,以5天为1候,每年73候共2920候;所选要素包括风场、高度场、垂直速度场、海平面气压场、表面感热、潜热、净长波辐射通量及σ=0.995层气温资料。

等压面资料的水平分辨率为2.5°×2.5°,垂直方向等压面为12层(1000,925,850,700,600,500,400,300,250,200,150和100hPa );表面热通量
资料水平分辨率为T62的高斯网格。

3　秋冬季节转换时间的确定
众所周知,影响东亚地区的冷气团主要来源于西伯利亚地区[26],所以西伯利亚冷高压的建立是冬季风环流的一个重要标志。

此外,我国大部分处于副热带中纬度地区,探讨秋冬季节的转换问题须立足于中高纬环流形势的变化,而气温变化是季节转换最直接的体现,所以我们选用地表气温的变化来确定秋冬季节转换时间,为此,给出了沿32.5°N 多年平均候地面气温(指σ=0.995层的气温)与年平均之差及沿50°N 海平面气压的经度—时间(候)变化(图1),二者分别代表了中国大陆季节转换和西伯利亚冷高压的建立情况。

从图中可以看到,地表气温的季节性反转最早出现在80°E 附近的青藏高原中部,其季节转换时间出现在56候,并随时间向东西两个方向扩展,60°～75°E 的青藏高原西部及伊朗高原出现在57～58候,而青藏高原东部及其以东中国大陆地区的季节转换出现在58～60候,即10月中下旬。

所以青藏高原地区温度的季节性逆转是东亚地区秋冬季节转换的预示信号,其剧烈的降温将快速引导环流形势向冬季型转变。

从沿50°N 的海平面气压变化来看(图1b ),1025hPa 西
伯利亚冷高压出现的时间与青藏高原季节转换时间较为吻合,这表明一定强度的西伯利亚冷高压的建立亦是季节转换的指示器。

而且西伯利亚高压位于青藏高原的东北侧,这可能是由于冷空气南下受到高原阻挡堆积而成。

图1　沿32.5°N 多年平均地面气温季节距平(单位:℃
)(a )及沿50°N 多年平均海平面气压(单位:hPa )(b )的经度—时间(候)剖面
Fig.1　Longitude 2time (pentad )cross 2section for multi 2year mean seasonal anomalies of surface
air temperature (℃)along 32.5°N (a )and sea level pressure (hPa )along 50°N (b )
8
1 高 原 气 象 27卷　
图2　秋冬季节转换前(a)100hPa和(c)500hPa及后(b)100hPa和(d)500hPa位势高度场(单位:gpm)
(a)和(c)为56候,(b)和(d)为62候
Fig.2　G eopotential height distribution before(100hPa(a)and500hPa(c))and after(100hPa(b) and500hPa(d))the seasonal transition between autumn and winter.(a)and(c)56th pentad,
(b)and(d)62th pentad.Unit:gpm
4　秋冬季转换前后大气环流变化特征
4.1　高度场
地表气温的变化表明了中国大陆秋冬季节转换时间出现在58～60候,我们分别选取56候及62候来比较季节转换前后大气环流形势的差异。

从100hPa的位势高度场来看(图2a),最明显的特征在南亚高压位置和形态变化,季节转换前南亚高压形态完整,16650gp m闭合等值线控制了低纬的大部分地区,16700gp m高压中心位于25°N的青藏高原南侧上空,东亚槽很浅;而季节转换后(图2b),100hPa上已不见闭合的南亚高压系统, 16600gp m线已南压至20°N,大陆上空转由中高纬环流系统控制。

从500h Pa的形势来看(图2c),季节转换前印度地区还能看到明显的低槽和切断低压,西太平洋副热带高压仍控制着东亚南部地区, 5800gp m线位于青藏高原北侧,贝加尔湖上空的高压脊和东亚大槽开始出现,但不明显;而季节转换后(图2d),贝加尔湖上空的高压脊和东亚大槽已成形,低纬印度地区只能观察到南支浅槽的存在,5800gp m线已退至高原南侧,表明中高纬环流系统已占据明显的主导地位。

4.2　流场特征
与高度场的变化相对应,流场亦体现出了相应的转变特征(图3)。

从高层200hPa的流场来看,季节转换前,南亚高压对应的反气旋中心位于20°N以北的青藏高原南侧上空,高压脊线呈准纬向,中国东部大陆及南海位于南亚高压东侧,上空盛行偏北气流;而季节转换后,南亚高压移到海上,其对应的反气旋中心位于20°N以南的西太平洋上空,高压脊线呈东北—西南走向,20°N以北的地区基本被西风带系统控制,孟加拉湾及南海等地盛行南亚高压反气旋西部的偏南气流,所以该地区高层北风向南风的转换更为显著。

从低层850hPa的流场来看,季节转换前,印度半岛出现低压气旋环流,主要受槽后的偏西北气流控制,赤道辐合带出现在20°N附近;季节转换后,印度半岛的低压槽消失,赤道辐合带出现在15°N左右,中国大陆主要为高压反气旋控制。

从200hPa与850hPa的形势对比来看,低层系统在季节转换前后的变化没有
91
　1期况雪源等:秋冬季节转换期东亚环流变化特征及机制分析
02 高 原 气 象 27卷　
高层显著。

4.3　垂直环流特征
研究表明,东亚夏季环流的一个重要特征是由于高原表面对大气的直接加热导致Hadley 环流被破坏[27],那么秋冬季转换过程中是否能看到相反的过程?图4给出了季节转换前后沿90°E 及32.5°N 的垂直环流分布。

从沿90°E 的经向剖面来看,季节转换前,青藏高原及其以南的低纬地区全部为上升气流所控制,Hadley 环流已不明显,高原北侧40°～48°N 附近为一局地下沉气流。

而季节转换后可明显看到30°N 以南地区的Hadley 环流已基本建立,10°N 以南为上升气流,而在15°～35°N 的对
流层中高层为下沉气流。

另外,还可看到由西风急
流引发的高原上空局地环流,急流南侧为局地上升环流,而北侧为局地下沉环流。

从沿32.5°N 垂直环流的纬向剖面来看,季节转换前后的主要差别体现在转换前高原上空的明显上升环流在季节转换后已基本变为下沉气流,高原东侧的下沉气流范围由130°E 扩至140°E 附近。

4.4　高空西风急流的形态变化特征 在文献[1]中提到青藏高原南支急流的出现将标志着冬季环流的正式建立,从图5中给出80°～100°E 平均纬向风的变化来看:57候,急流中心位于40°N 高原北侧上空,东风还控制着25°N
以南的
图5　57～62候沿80°～100°E (a )及沿30°～40°N (b )平均的纬向风垂直分布变化(单位:m ・s -1)
Fig.5　The latitude 2vertical distributions of zonal wind averaged (a )along 80°～100°E ,
and longitude 2vertical variations of zonal wind averaged (b )along 30°～40°N
f rom 57th to 62th pentad.Unit :m ・s -1
1
2　1期
况雪源等:秋冬季节转换期东亚环流变化特征及机制分析
对流层中上层;58候,急流有一定程度的南移,但仍位于35°N以北;59候,急流中心已位于35°N左右;到了60候可明显看到,西风急流中心已南撤到了35°N以南的高原上空,低纬的东风已退到20°N 以南;61～62候,急流已明显退至高原南侧,高原南支急流建立。

与此同时,为了查看此期间急流中心东西向位置和形态的变化情况,我们亦给出了沿30°～40°N平均的纬向风剖面图(图5b)。

从图中可看到,54候急流中心仍位于中国大陆上空,强度较弱(图略);57候,西太平洋上空西风增大,急流核向东扩展;59～60候急流中心位于120°E附近的海
表1　历年青藏高原急流轴南撤至35°N以南(I1)、
急流中心稳定移至西太平洋上空(I2)、青藏高原
地表气温季节转换(I3)、南亚高压反气旋中心
退至西太平洋上空(I4)时间(候)
T able1　The time series of the withdra w of jet axis over
Tibetan Plateau to the south of35°N(I1),the shift of
jet center to w estern P acif ic Ocean(I2),the seasonal
transition of surface temperature in Tibetan Plateau
(I3),the shift of the South Asian High anticyclone
to w estern P acif ic Ocean(I4)
年份I1I2I3I4年份I1I2I3I4 196161635761198161625660 196258595659198258565656 196358595859198360585958 196463605861198463606060 196558585658198560595860 196655595758198656585658 196757585658198760605959 196858595858198862585862 196957575556198959595859 197062635862199057605859 197160605963199159605659 197259595656199258585759 197359595960199359555857 197464565960199459595459 197561575861199558596057 197658615862199657575758 197758575658199754585658 197859575759199861606059 197958605859199957615961 198058605961200058595760平均595957.559陆交界上空,中心风速明显增强;到了61～62候,急流风速增强至40m・s-1以上,并且急流中心已明显移至西太平洋上空。

从上述分析来看,急流的南撤与急流中心的减弱东移基本是一致的,高原上空西风急流轴南撤到35°N以南,急流中心稳定移至西太平洋上空即标志着冬季环流的建立。

依照上面用多年平均资料诊断出来的结果,我们将历年青藏高原急流轴南撤至35°N以南(I1)、急流中心稳定移至西太平洋上空(I2)、青藏高原地表气温季节转换(I3)、南亚高压反气旋中心退至西太平洋上空时间(I4)列于表1。

从表1中看到,急流轴南退、急流中心东移及南亚高压中心东撤的时间比较一致,主要集中于56～62候之间,多年平均出现在59候,即10月下旬前期。

青藏高原地表气温季节转换的时间集中于55～60候,一般提前于高层环流系统突变的1～2候,多年平均在57～58候。

这进一步说明了青藏高原的热力作用不仅是东亚夏季风爆发的关键影响因子,也是东亚地区秋冬季节转换的触发因子。

5　高低层季节转换的时间差异及可能原因
5.1　温度场结构的转换
从上面的分析中看到,青藏高原表面气温秋冬季节转换时间明显早于对流层中高层的环流系统,表明秋、冬季转换是从表面降温开始的,由于高空环流系统的变化与温度场密切相关,我们给出了青藏高原地区(70°～90°E,27.5°～35°N)及江淮流域地区(105°～120°E,27.5°～35°N)温度场垂直结构的变化(图6)。

由图6可看出,青藏高原表面(约在600～500hPa之间)气温季节转换时间出现在58～59候左右,在400hPa季节转换时间推后到了61候左右,在400～200hPa之间基本保持一致,说明青藏高原上空高层的季节转换迟于低层,这正是高层环流变化迟于低层气温转换的原因。

而从江淮流域地区的情况来看,地表与高层季节转换的时间相差不明显,这是什么原因所导致的呢?下面将对此问题进一步分析。

5.2　加热场的变化
根据热力学第一定理及热力适应理论,温度场结构的变化主要决定于非绝热加热源的分布[28],大气的加热除了自身吸收的少部分太阳短波辐射以外,大部分来源于地表以长波辐射、感热及潜热形式向大气输送的热量。

通过热力适应理论,低层加
22 高 原 气 象 27卷　
图6　青藏高原区域(a)及江淮流域(b)气温季节转换的时间—高度变化Fig.6　The temporal2height variations of seasonal anomaly of air temperature in(a)the Tibetan Plateau region and(b)Yangtze2Huai River basins
热可影响到高层的环流,局地加热可影响到异地的环流,所以大气环流的转变与加热场息息相关,那么这些加热场在秋、冬季季节转换前后的表现如何呢?
图7a给出了青藏高原表面气温及各表面热通量项与年平均差值的时间变化。

从图中可以看到,各热通量的季节转换时间并不一致,其中感热通量及净长波辐射通量的季节转换时间最早,出现在54～55候;地表气温的转换出现57～58候,与地表潜热通量项的转换时间一致。

这表明地表气温的季节转换约迟于地表感热通量3候左右。

从图中还可看到,地表感热加热在54候前降低较慢,在54～56候有一明显突变下降,下降幅度约20W・m-2,之后下降渐趋平缓,与平均的差值在20～40W・m-2。

就其原值来看(图略),感热的量值在63候趋于零,并在67候变为负值,量值在-10W・m-2以内,即青藏高原体现为弱感热冷源。

而地面向大气放射的净长波辐射是大气热量的一个主要来源,随着秋冬季高原上空对流的减弱,云量减少,大气中云向地面放射的长波辐射减小,所以地面净长波辐射是增加的。

这种增加在其季节转换前即55候以前比较明显,之后则比较缓慢,与年平均的差值亦<10W・m-2。

同时,地表向大气的潜热加热亦呈明显的下降趋势,这是由于秋冬季节降水少,土壤湿度低的原因,但同净长波辐射及感热通量的时间变化相比,其下降趋势没有明显的突变特征。

所以从上面的分析来看,秋、冬季节,青藏高原表面对大气感热及潜势加热的急剧减少,远远超过了净长波辐射加热的增加。

这种热量的减少使得离地最近的地面气温出现相应降温,在滞后表面加热突变2～3候出现明显降温,引起季节转换。

这种地表热通量的变化向高层传播,导致高层的季节转换时间出现滞后。

为了对比,我们还选取了江淮流域地区进行了分析,从图7b中可看到,和青藏高原地区有所不同,江淮地区地面感热季节变化不明显,随时间在零线附近摆动,所以其变化对气温的影响不大,从其原值的大小亦可看到这一点(图略)。

净长波辐射
图7　青藏高原(a)及江淮流域(b)表面气温及各
热量通量项与年平均差值的时间变化Fig.7　The temporal variation of each heat flux in(a)
Tibetan Plateau region and(b)Yangtze River basin
32
　1期况雪源等:秋冬季节转换期东亚环流变化特征及机制分析
的大小随时间增加,在58～59候出现季节性转换。

而随时间变化最显著的是地表潜热通量,其随着季风南退、降水的减少出现显著的下降,在58～59候出现季节性转换,早于气温的季节转换2候左右,表明江淮地区由于地表潜热加热的急剧减少亦是大气环流改变的一个热力因素。

通过上面的分析我们看到,地表热量平衡变化在青藏高原与江淮流域地区是不一样的,前者主要由于地表感热加热的急剧下降使得气温下降,而后者则是潜热加热的变化起主要作用。

在上一节的分析中得知,青藏高原上空地表与高层的季节转换出现明显的滞后,高原表面气温的转换出现58～59候,而400～200hPa出现在61候左右。

这可能缘于感热加热一般影响的低层,高层对感热变化的响应主要是通过热力适应机制,所以有一定的滞后。

而江淮流域地区低层与高层气温的季节转换时间基本出现在61～62候,没有很明显的差异,这可能是潜热加热能到达一定的高度通过凝结加热的方式直接影响高层,所以高层对潜热加热变化的影响比较敏感的缘故。

6　结论
本文通过对秋冬季节转换前后大气环流形势、转换期间西风急流的南北移动特征及急流核东西向位置和形态变化、青藏高原表面气温及各热通量项变化特征进行细致的分析,得到以下结论:
(1)　地表气温的季节性反转最早出现在80°E 附近的青藏高原中部,其季节转换出现在56候,并随时间向东西两侧扩展,中国大陆地区的季节转换出现在58～59候。

所以青藏高原地区温度的季节性逆转是东亚地区秋冬季节转换的预示信号,其剧烈的降温将快速引导环流形势向冬季型转变。

1025 hPa西伯利亚冷高压出现的时间与青藏高原季节转换时间较为吻合,表明一定强度的西伯利亚冷高压的建立亦是季节转换的指示器。

(2)　从秋冬季节转换前后的环流形势对比来看,急流南撤至35°N以南、急流中心稳定移至西太平洋上空、南亚高压反气旋中心退至西太平洋上空时间比较一致,多年平均出现在59候,可视为冬季环流建立的标志。

(3)　从青藏高原及江淮流域地区上空的温度场结构来看,前者高层的季节转换迟于低层,而后者地表与高层季节转换的时间相差不明显。

通过分析两个地区表面热通量的变化得知,秋冬季节,青藏高原表面对大气感热及潜势加热的急剧减少,远远超过了净长波辐射加热的增加,这种热量的减少使得离地最近的地面气温出现相应降温,在滞后表面加热突变后2～3候出现季节转换。

由于感热的变化主要影响低层,高层对感热变化的响应主要是通过热力适应机制,导致高层的季节转换时间滞后于低层。

而江淮流域地区地表潜热加热的急剧减少亦是大气环流改变的一个热力因素,可能是由于潜热加热到达一定的高度通过凝结加热的方式直接影响高层,高层对潜热加热变化的影响比较敏感,所以高低层季节转换时间基本一致。

参考文献
[1]　叶笃正,陶诗言,李麦村.在六月和十月大气环流的突变现
象[J].气象学报,1958,29(4):249-263
[2]　黄士松,汤明敏.我国南方初夏汛期和东亚夏季风环流[J].
热带气象学报,1995,11(3):203-213
[3]　管兆勇,韩瑞阳,蔡姝燕.印度和东亚夏季风环流的时变行为
研究[J].南京气象学院学报,1997,20(1):18-25
[4]　杨景勋.东亚夏季风的低频振荡及其与500hPa角动量输送
变化的关系[J].热带气象,1989,5(4):295-304
[5]　缪锦海,刘家铭.东亚夏季风降水中30—60天低频振荡[J].
大气科学,1991,15(5):65-71
[6]　王安宇,吴池胜,林文实,等.关于我国东部夏季风进退的定
义[J].高原气象,1999,18(3):400-408
[7]　黄荣辉,顾雷,徐予红,等.东亚夏季风爆发和北进的年际变
化及其与热带西太平洋热状态的关系[J].大气科学,2005, 29(1):20-36
[8]　李峰,何金海.太平洋区域海温跃变及其与东亚夏季风的关
系[J].气象科学,2001,21(3):28-35
[9]　金祖辉,陈隽.西太平洋暖池区海表水温异常对东亚夏季风
影响的研究[J].大气科学,2002,26(1):57-68
[10]陈月娟,周任君,简俊.东亚夏季风环流与ENSO循环的关系
[J].高原气象,2002,21(6):536-545
[11]张红梅,董文杰,韦志刚.陆海温差与东亚夏季风环流异常指
数的相关分析[J].高原气象,2002,21(6):610-614 [12]施能,朱乾根,吴彬贵.近40年东亚夏季风及我国大尺度天
气气候异常[J].大气科学,1996,20(5):575-583
[13]徐建军,朱乾根,周铁汉.东亚夏季风与中国夏季降水年际异
常的分型研究[J].南京气象学院学报,1998,21(3):313-320
[14]钱永甫,江静,张艳,等.亚洲热带夏季风的首发地区和机理
研究[J].气象学报,2004,62(2):129-139
[15]张艳,钱永甫.青藏高原地面热源特征对亚洲季风爆发的热
力影响[J].南京气象学院学报,2002,25(3):298-306 [16]Zhang Y,K R Sperber,J S Boyle.Climatology and Interannu2
al of t he East Asian winter monsoon:Result s from t he1979-95NCEP/NCAR reanalysis[J].Mon Wea Rev,1997,125: 2605-2619
[17]Ding Y H,T N Krishnamurti.Heat budget of t he Siberian
42 高 原 气 象 27卷　
high and t he winter monsoon[J ].Mon Wea Rev ,1987,115:2428-2449
[18]丁一汇.东亚冬季风的统计研究[J ].热带气象,1990,6(2):
119-128
[19]郭其蕴.东亚冬季风的变化与中国气温异常的关系[J ].应用
气象学报,1994,5(2):218-225
[20]施能.近40年东亚冬季风强度的多时间尺度变化特征及其与
气候的关系[J ].应用气象学报,1996,7(2):175-182
[21]孙淑清,孙柏民.东亚冬季风环流异常与中国江淮流域夏季
旱涝天气的关系[J ].气象学报,1995,53(4):440-450
[22]陈隽,孙淑清.东亚冬季风异常与全球大气环流变化I :强弱
冬季风影响的对比研究[J ].大气科学,1999,23(1):101-111
[23]况雪源,张耀存.东亚副热带西风急流的季节变化特征及热
力机制[J ].气象学报,2006,64(5):564-576
[24]Zhang Yaocun ,Kuang Xueyuan ,Guo Weidong ,et al.Season 2
al evolution of t he upper 2tropospheric westerly jet core over East Asia[J ].Geophys Res Let ,2006,33,L11708,doi :10.1029/2006G L026377
[25]Kalnay E ,M Kanamit su ,R K istler ,et al.The NCEP/NCAR
40-Year Reanalysis Project [J ].Bull Amer Meteor Soc ,1996,77:437-472
[26]龚道溢,朱锦红,王绍武.西伯利亚高压对亚洲大陆的气候影
响分析[J ].高原气象,2002,21(1):8-14
[27]祝从文,何金海.谭言科.春夏季节转换中亚洲季风区副热带
高压断裂特征及其可能机制分析[J ].热带气象学报,2004,
20(3):237-248
[28]吴国雄,丑纪范,刘屹岷,等.副热带高压形成和变异的动力
学问题[M ].北京,科学出版社,2002:314
Evolution Features of E ast Asian G eneral Circulation and
Mechanism during T ransition Season bet w een Autumn and Winter
KUAN G Xue 2yuan 1,3,　ZHAN G Yao 2cun 2,　L IU Jian 1
(1.S tate Key L aboratory of L ake Science and Envi ronment ,N anj ing I nstit ute of Geog raphy and L i mnology ,
Chinese A cadem y of Sciences ,N anj ing 210008,China;
2.Depart ment of A t mos p heric S ciences ,N anj ing Universit y ,N anj ing 210093,China;
3.Guang x i Cli mate Center ,N anni ng 530022,China )
Abstract :The general circulation differences of t he transition season between aut umn and winter ,al 2
toget her wit h t he t ransition time differences at various levels are analyzed by using NCEP/NCA R reanaly 2sis data.The result s show t hat t he t hermal effect of t he Tibetan Plateau is not only t he key factor for t he onset of East Asian monsoon but also t he t rigger to t he circulatio n t ransition f rom aut umn to winter due to it s quick decreasing of surface temperat ure.The sout hward ret reat to t he sout h of 35°N of t he East Asian subt ropical westerly jet axis (EAWJ )and intensified EAWJ center over t he western Pacific Ocean is t he signal of t he establishment of t he winter circulation parison of t he surface heat flux between t he Tibetan Plateau and Yangtze 2Huai River basin indicates t hat t he sharp decreasing of t he sur 2face sensible heat flux over t he Tibetan Plateau far exceeds t he increasing of t he net long 2wave radiation ,which leads to t he corresponding dropping of surface air temperat ure.It is known t hat t he sensible heating mainly works at low level ,so t he response of high level at mo sp here to it s change is 2～3pentad lagged t hrough t hermal adapting mechanism.However ,t he sudden decreasing of latent heat is t he main t hermal feat ure for Yangtze 2Huai River basin.The effect of t he latent heat can reach t he at mo sp here at high level ,which is responsible for t he consistency of at mosp here at high level and low level.
K ey w ords :Tibetan Plateau ;Transition season ;General circulation pattern ;Surface heat flux
5
2　1期
况雪源等:秋冬季节转换期东亚环流变化特征及机制分析 。