system: [SYSTEM]

user: 4. 江南春雨的气候特征 4.1. 降水 本文已经确定江南春雨期为12~27候，图2(a)是表示这一时段的平均降水量，可以发现在30˚N以南，110˚N以东的江南地区有降水大值带，成东北–西南走向，普遍达到5 mm/d以上的降水量，中心带位于福建江西交界处的武夷山脉地区，降水更是达到7 mm/d。 图2. (a) 1979~2010年江南春雨期气候态平均降水量分布(单位：mm/d)；(b) 1979~2010年气候态平均的江南地区48站平均的逐候降水(横坐标为时间(候)，纵坐标为降水量单位：mm/d) 本文将以江南地区48个代表站的降水量的平均值作为江南春雨的降水量。图2(b)反映的是1979~2010年气候态平均的江南地区的逐候降水分布图，发现从12候降水稳定维持在4 mm/d以上，标志着雨季的开始；在第16候降水有明显的加强，达到6 mm/d，这符合Lau等 [ 17 ] 提出季风雨和深对流降水标准；在27候以后出现的降水的减少，标志着江南春雨雨季的结束。另外28候南海季风爆发，标志着冬季环流向夏季环流的突变。所以将江南春雨的时间范围定义在12~27候是比较合理的。 4.2. 850 hPa风场 首先看一下江南春雨期对流层低层850 hPa风场的分布，由图3(a)可见，在青藏高原的东南侧出现的5 m/s的西南风，风速中心位于20˚~25˚N，105~115˚E区域，而江南春雨区正好位于该风速中心的下游，有利于江南地区的风速辐合，产生降水。还可以发现该风速中心主要由两支气流汇合而成，分别是中纬度西风气流在青藏高原南侧的分支和西太平洋副高南侧的东风在中南半岛转向东北的气流。图3(b)是气候平均850 hPa风场的时间–纬向剖面图，其中纬向平均(105˚~115˚E)选取的是风速中心所在纬度，可以清楚的看到在第10候开始出现了4 m/s以上的西南风；在12候左右加强扩大到20˚~25˚N，这与春雨爆发时间吻合；到27候以后风速减小，低于4 m/s，江南地区降水减少，也标志江南春雨雨季的结束，另外发现在南海地区28候风向发生反转，南海季风爆发，冬季环流向夏季环流突变，雨带开始由南海向北推进。西南风速中心和江南地区降水的变化在时间上几乎一致，说明随着西南风的增强为江南地区带来水汽输送，这是江南春雨形成的直接原因。 图3. (a) 江南春雨期平均850 hPa风场；(b) 气候平均850 hPa风场的纬向平均(105˚~115˚E)时间–纬向剖面图(单位：m/s) 4.3. 850 hPa高度场 图4(a)是江南春雨期850 hPa高度场，由图可见，在青藏高原东南侧等位势密集，气旋性曲率较大，西南风在此处也特别强劲，1520线位于120˚E以西的菲律宾和台湾之间。而在江南春雨期，1520线有很大的变动(图4(b))，是逐渐的向东偏北退的，从12候的位于中南半岛到27候位于130˚E以东，可见西太平洋副高西伸脊点对江南地区的降水有重要的影响。 图4. (a) 江南春雨期平均的850 hPa等高线(单位：gpm)；(b) 江南春雨期每3候画出的1520线(其中粗线是平均线) 4.4. 垂直速度 图5(a)是江南春雨期沿110˚~120˚E经向垂直环流场，就平均而言，冬季型Hadley环流场已不复存在，在23˚~30˚N是上升运动，而且强度比赤道地区还强。纵观全年江南地区的上升运动(图5(b))，发现在第5候对流层低层出现了较弱的上升运动，垂直速度零线达到500 hPa；到了12候左右对流运动加强，垂直速度零线达到300 hPa，而此时江南地区上游西南风爆发，这样的环流配置有利于江南地区降水的环境；另外，在14候以后垂直零线已经达到200 hPa以上，−4 × 10 −2 Pa/s接近300 hPa，表明江南地区的降水具有对流性降水的特性。 图5. (a) 江南春雨期平均经向(110˚~120˚E)垂直环流场；(b) 气候平均江南地区垂直速度随时间–高度剖面图(其中上升运动是ω ×100 (单位：10 −2 Pa/s)) 4.5. 海陆热力差异 大气热源是指大气中的非绝热加热，它以感热、潜热和辐射加热的形式加热大气，是大气环流的驱动力。图6(a)是23˚~30˚N平均的整层大气热量源/汇纬向偏差(定义为各经度上的大气热量源/汇与80˚~150˚E平均热量源/汇的差)。可以发现，大陆和海洋是以120˚E为分界线，在年初大陆是冷源，海洋是热源。西太平洋地区大气热源向冷源的转换，在各经度上是不一样的，是依次向西推迟的，时间跨度是7到20候。大陆这边最早出现反转的是80˚~85˚E，在第5候出现强度较小、范围较窄的热源区，但是在25候又转为较弱的冷源区。在第10候左右中南半岛北侧青藏高原东南角转为热源，并随着时间逐步向西扩大范围，时间跨度从10候到35候。中国东部(110˚~120˚E)平均而言在第12候出现反转，由冷源转为热源，16候开始增强，达到50 W/m 2 ，19~27候达到最强为100 W/m 2 。而江南地区的大气热量源/汇的反转与江南春雨爆发的日期吻合，纬向海陆热力差异的增强与降水具有一致性的变化。 图6(b)则是反映110˚~120˚E平均的整层大气热量源/汇经向偏差(定义为各纬度上的大气热量源/汇与0˚~40˚N平均热量源/汇的差)。12˚N以南的地区从年初向南逐渐转为冷源，时间跨度是1~34候。而在江南地区在第10候左右由冷源转为热源，14候开始增强，达到50 W/m 2 ，19~27候达到最强为100 W/m 2 。南海地区在25候时由冷源转为热源，一致持续到年末。在江南春雨期南海地区作为冷源，江南大陆地区作为热源，经向巨大的热力对比势必影响江南地区的降水。 江南地区的纬向热力差异和经向热力差异的变化几乎是一致的，那么到底是哪个起到主要作用呢，需要进一步的研究。下面选取东西两侧纬向偏差大值区为关键区(东亚大陆：100˚~120˚E，西太平洋：130˚~150˚E)，求23˚~30˚N纬向平均海陆热力差异如图7。江南地区纬向海陆热力差异的反转时间正好是第12候，从此开始东亚大陆相对于西太平洋是热源，一直持续到50候，之后再次发生反转，西太平洋转为热源。联系江南地区的逐候降水变化(图2(b))，发现其与纬向海陆热力差异的变化基本一致，如果将大于4 mm/d的降水定义为雨季的话，从第12候一直到50候，在此之间，大陆处于热源，西太平洋处于冷源，其它时间，正好相反。从两者的变化趋势来看，也基本吻合，当纬向海陆热力差异增强，江南地区的降水也增强。 图6. (a) 23˚~30˚N平均的整层大气热量源/汇纬向偏差的逐候变化；(b) 110˚~120˚E平均的整层大气热量源/汇经向偏差的逐候变化(单位：W/m 2 ) 图7. 23˚~30˚N纬向平均海陆热力差异逐候演变(东亚大陆：100˚~120˚E，西太平洋：130˚~150˚E)和110˚~120˚E经向平均海陆热力差异逐候演变(东亚大陆：20˚~30˚N，南海地区：10˚~20˚N) (叉号表示经向 差值的气候平均，实心圆表示纬向 差值的气候平均)单位：W/m 2 而江南地区的经向热力差异方面，选取南北两侧经向偏差大值区为关键区(东亚大陆：20˚~30˚N，南海地区：10˚~20˚N)求110˚~120˚E经向平均海陆热力差异，如图7江南地区经向海陆热力差异的反转时间为第7候，早于江南春雨爆发日期第12候，然后在28候再次发生反转，即在第7到27候，东亚大陆相对于南海地区是热源，热源转为冷源的日期正好对应江南春雨的结束日期。 综上所述，东亚大陆–西太平洋之间的纬向海陆热力差异的反转和增强对江南地区的降水具有重要影响，而东亚大陆与南海地区的经向海陆热力差异对江南地区春季的降水也是具有重要影响的。从热力差异对比的角度来看，纬向海陆热力差异比经向海陆热力差异稍微强一点，而且它们对江南地区春季的降水都有很好的对应关系。海陆热力差异很可能是造成江南地区降水的重要影响因子，它也是季风的根本推动力，对于江南地区降水性质的定义有重要作用。