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第8卷，第1期 大气科学进展 2月，1991

1983年东亚梅雨的一些分析和数值模拟

钱正安

兰州 高原大气物理学院

Rod.A.Bromley和Mike.A.Ayles

英国气象办公室,布拉克内尔,伯克希尔哈撒韦公司

收到1990年5月18日,修订后的8月10日,1990年

摘要

在本文中，首先分析了1983年中国梅雨和日本梅雨之间的差异，然后追踪梅雨期间中国梅雨和日本梅雨北侧的空气流动轨迹，在英国Me-leorological办公室终于利用全球模型预测和模拟4组今年入梅情况。结果表明：1)中国梅雨期间的温度、湿度和低层大气各层领域不同于日本梅雨期间，并解释其可能原因。2)孟加拉湾是中国梅雨主要水汽来源，南海和太平洋是日本梅雨的水汽来源，并讨论其存在的理由。3)梅雨期降雨及其发生雨带对青藏高原以及孟加拉湾和南海海域的水汽条件敏感，但对赤道地区海温和日本东部不敏感。

I 引言

在文献中记录中国梅雨和日本梅雨存在的一个现象是梅雨主要发生在中国长江中下游和日本中南部，平均日期为6月15日至7月10日。

中国和日本气象学家已经完成大量梅雨预测和预报研究（Zhang，1987：Zhang et al.,1988）。东亚梅雨的发生不是局部现象，是大气环流的季节性调整对欧亚大陆和整个北半球的春末初夏影响形成的结果（Tao et al.，1957）。这是印度季风向北延伸（Gao et al.，1962：Kato，1985）。 中国和日本的预报员也强调了形成东亚梅雨的大规模形势（Xiang et al.，1986; Zhu，1963）。

尽管有东亚梅雨的上述共同点，1979年中国和日本梅雨锋线的温度场之间的一些差异已经显示出来（Kato，1985）。我们需要检查梅雨年的其余部分，并讨论原因 。

在梅雨季节下雨很多，往往是暴雨。所以科学家经常争论梅雨的主要水汽来源。是来自于南海（Tao et al，1958）或孟加拉湾（Zhang et al。，1988）或两者都有呢？我们需要进行轨迹分析以确认它。形成东亚梅雨的机制是另一个挑战。关于它的一些不同的观点，从鄂霍次克海阻塞高压在从白令海到鄂霍次克海再次到西藏高原冷空气的影响平流动力的非绝热冷却效果的热的观点（Nakamura等，1985），一直存在。然而只有极少数的数值实验关注它。（Nakamura等，1985；陈等人，1986）

在本文中，将努力回答部分上述问题。首先选择1983年的典型梅雨年，然后对其进行一些分析，然后运行其数值预测和模拟，最后给出评论和结论。

II 1983年东亚梅雨一些分析

1. 典型梅雨年

1983年梅雨6月19日开始，7月18日结束。在梅雨期一个月内，典型的高纬度阻塞系统位于巴尔喀什湖与贝加尔湖之间，西太平洋副热带高压脊已在20 - 24°N之间，梅雨雨带在28 和33°N南北之间（未显示）。

典型中国梅雨期间的降雨量高达240-420毫米。它比正常的梅雨年要较湿润。从中国梅雨系统的典型特征和梅雨降雨量上来看，我们可以猜测，1983年应该也是一个很好的梅雨年。

1. 中国梅雨锋和日本梅雨锋间差异

中国梅雨锋的特点是温度对比度较弱，但湿度相当大（Ninomina等人，1986：Xiang等人，1986）。然而在日本梅雨锋是不同的，图1显示典型的梅雨天在中国梅锋或日本梅雨锋的温度场和湿度场。中国AB和A`B`之间的温度场几乎是均匀的，但日本CD和C`D的对比度远大于中国（图1a）。相对湿度（RH）场是相反的（图1b）。850 hPa中国梅雨锋和日本梅雨锋在时间平均活跃的梅雨期从1983 年6月21至7月10以空间、温度和湿度的差异，平均温度差T在中国只有1.8°C，但在日本3.3°C（表1）。对于平均RH差异，RH在日本比在中国稍小。在同一时期也计算在850和700hPa之间的湿球温度的平均递减率，表明两侧低层大气的值不稳定，特别是在中国（表1）。

图1、1983年6月21日12时850hPa温度场（a）和相对湿度RH（b）。字母（用于表1）A B C和D分别显示了中国梅雨和日本梅雨锋的北边，A` B` C`和D`为南侧

表1、中国梅雨锋和日本梅雨锋在低层大气时间和空间的比较

1. 轨迹分析

为了追踪水汽的来源，使用了2-D时间-后向轨迹法（Barwell，1984）。我们在1983年6月21日至7月5日850和700 hPa的中国梅雨锋或日本梅雨锋选定一些地点向后跟踪了六天。

图2、850hPa水汽轨迹追踪

轨迹表明,850hPa上中国梅雨锋西部的点(30°N,114°E)大多数的水汽来自包括孟加拉湾,其中只有少数直接来自中国南海和西太平洋(图2a)。在点(30°N,120°E),空气粒子在850 和 700 hPa仍然遵循相似的道路,只有西太平洋副热带高压的影响更显著（未显示）。然而，在日本西部的点(34°N,136°E)，在850hPa大多数气团来自南海或西太平洋，而不是孟加拉湾,其中一些来自北方海域,甚至来自亚洲大陆(图2b)。在日本梅雨锋面前北侧的点(36°N,136°E),发生了巨大的变化:大部分的气流来自北方(图2c),特别是在700 hPa(没有显示)。

但在中国，在梅雨锋北侧的位置（36°N，116°E），虽然850 hPa的主要路径实际上是来自北方，其中一些在29号到2号，只趋向来自南方一些；有的在21号-23号和26号-28号时期，首先从东南，然后再往北，再次从东北或东部，表明沿梅雨锋前方有急流，而不像日本梅雨锋；只有从3号到5号都来自北方或西北（图·2D）。需要提到的是，梅雨锋北侧的切变汇聚路径很弱，它们的方向变化频繁，有些路径绕过，并且取圆形。

因此在梅雨期间有不同的水汽来源。中国的主要来源是来自孟加拉湾；但在日本(尤其是在700 hPa),来自中国南海和西太平洋。

III 模型和实验的一个简单描述

1. 模型的简单描述

所使用的模型是英国气象局的运行预测模型。15级模型覆盖全球区域，并且具有B一型水平交错网格，分辨率为1.875x1.5°Lon /Lat。当然，全面的模型物理过程也被覆盖。它们是垂直和水平扩散、动态凝结、浅深层积云对流、辐射和重力波阻力（贝尔和迪金森，1987年）。该模型在世界上表现良好，有高的声誉。

1. 控制实验

为了显示1983年梅雨期预测的模型表现，并比较其余敏感实验与其，与执行操作完全一样。

1. 海温实验

在梅雨期前后，观测到的海表温度（SST）表明它比（图3）比赤道太平洋要暖和和比日本东部更要冷，特别是后者低至-2.5℃的异常。Kershaw（1986）揭示，阿拉伯海的SST异常在1979年印度季风的开始发挥了重要作用。在控制运行中，气候SST值仍然使用。为了显示SST在上述区域对梅雨的影响，分别进行了两次运行，即6月15日至29日（稍有平滑）在上述地区几乎用实时平均SST分别取代了。其余与对照运行相同。

图3、示意图显示SST和半湿度实验箱。I，II，III和IV分别是日本东部，平衡太平洋，南海和孟加拉湾的区域。箱中的等值线 I和II显示使用的SST的异常情况。在III和IV中，虚线区域内外的RH分别减少了一半和三分之一。

1. 半湿度实验

由于孟加拉湾和中国南海是东亚梅雨的水源。要提出的问题是如果源区域的水分减少，东亚梅雨过程将会发生什么变化。因此，另外进行了两次运行：在孟加拉湾的所有层次上只算一半的湿度值； 另一方面，在孟加拉湾和中国南海同时只算一般的湿度值（图3）。

1. 没有青藏高原的实验

梅雨只存在于东亚,而美洲东部不存在，可能表明梅雨与青藏高原之间存在着某些关系。因此在最后一次运行中，青藏高原和高于1.5公里的天山山脉被去掉，看高原对事件的影响。

这样做，避免了地形起伏后的突然变化，尤其是在高原北边的山体,我们让地形高度逐渐减少从北部高地约1.5公里到南恒河平原近0.2公里，而不是简单地将它们全部设置为零公里。同时加热模型和得到更好内部一致的初始场，24小时同化周期首先从6月16日20时开始运行，在此期间以上地区的山高度随时间逐渐减少。

对于上述4组实验，6月17日20时被选为初始场,计算了未来6天的预测和模拟。

IV 实验结果

1. 预测今年梅雨的开始

预测梅雨开始对我们来说这是一个挑战，但这个模型具有相当好的性能。发生日期在6月19日，预报850 hPa48 h的高度和流场与观测值非常相似(图·4 a - b)。它正确地预测梅雨系统的成员：阻塞高压在巴尔喀什湖上，西太平洋副热带高压向西延伸，梅雨锋开始生成。从图4b可以看出，预测切变线FF，对应于观察到的梅雨锋FF。

图4、1983年6月19日850hPa风场和潜力场（a），预测48小时（b）由模拟运行和控制，（c）由高原运行。FF和F`F`是观察和预测切变线

图5、观测到的24小时降雨量（a）和预测（b）截止于1983年6月19日12时。轮廓每20毫米绘制一次。

雨带的急剧变化也做出较好的预测。6月17日和18日，最初的雨带停留在中国东南沿海地区，直到6月19日预测的分裂雨带跳到长江流域，与观察到的相同（图5）。从此以后，预测的雨带已经在长江南北振荡。海岸雨带消失（未显示）。预测降雨量也比较准确。这些结果表明，该模型具有较好的模拟梅雨降雨能力。

1. 海温影响

仅从赤道地区改变SST，从第3天开始模拟中国一侧的对流降雨显示增加或减少约5-10毫米/天，比控制运行更准确。在第3天，虽然有几乎相同的大规模环流，雨带位置甚至和在日本方面降水在两个运行中，在中国方面雨带西端为7毫米 /天和在运行中降水量更大的沿海地区为10毫米/天 （图6c）比对照（图6b; A，B）。前者明显更接近观察到的降水中心A和B（图6a）。

仅将日本东部的海温改变，SST异常超过-2.2°C导致在控制运行中从第4天起关于大约5毫米/天降雨量的差异，再次运行更接近现实。

因此，在上述地区被真实的SST替代后，模拟的3天降水在某种程度上比控制运行更合理，此外，两个运行显示区域的平均SST对梅雨影响比日本东部更敏感。部分的原因是,因为南海是梅雨气团的起源之一,所以来源的海温将直接影响降雨量；在中国梅雨锋;部分是因为现在某种机制间接由哈得来环流圈循环或远程并置对比功能。从海温观点来看或许在鄂霍次克海海域之上的绝热冷却的影响对形成东亚梅雨不那么重要。

1. 水汽来源地区的影响

在只有孟加拉湾一半水汽的运行中，首先RH小于40%的干旱区域从原点逐渐向东北方向推进和导致上游降水减少，其次从第四天开始，中国降水量减少 20 mm /天（图7b），然后在第5天，日本也出现同样大小的降雨量（未显示）。在运行中梅雨的雨带位置仍然没有重大变化。

图6、24小时观测降雨量（a）和运行控制预测降雨量（b），在赤道太平洋上半岛SST运行模拟（c）截止于1983年6月20日12时。其余部分与图5相同。

当在两个源区上进一步将湿度减半时，一天后，位于中国沿海的雨带明显向北移动，梅雨的开始从6月19日提前变成18日，和降雨量减少超过40毫米/天（未显示）。在接下来的三天里，梅雨雨带向北进一步移动了2°纬度，有时甚至有降雨比控制运行更大。例如，在第4天，梅雨雨带曾经向北移动到34°N，造成梅雨短暂破裂，以及中国降雨量的增加，但日本减少（图7c）。

图7、运行控制预测24小时降雨量（a）,模拟来自孟加拉湾一半水汽（b）或孟加拉湾和中国南海两部分水汽（c）,以及运行没有高原（d）截止于1983年6月21日12时。其余与图5相同。

因此，一旦水汽在两个源区都被减少，运行不仅立即改变梅雨降水，而且还将其雨带向北进一步移动，并导致梅雨的发生日期和破裂的推进。

1. 青藏高原影响

如预期的那样在没有高原运行中无论是在大型环流还是雨带位置或降雨量与控制运行有很大不同。在高原北侧模拟阻塞脊比在对照运行中的模拟阻塞高压脊弱3-4dB。例如，在第二天，图4c中的阻塞高压脊比图4a中的阻塞高压脊弱。在青藏高原没有低压，结果类似于Nakamura等人（1985）。所以在长江上空没有槽形成，而梅雨锋锋生。结果，北方的冷空气和南方的暖空气在中国东南海岸汇合，而不是在长江上空。因此，直到6月21日中国的主要雨带仍然停留在海岸有大约35毫米/天的降雨中心（图7d），远远低于对照运行（图7a）。直到第5天，主雨带转移到长江和梅雨阻塞高压脊进一步向东移动后梅雨开始发生，来之北方的冷空气变得不清楚。

特别有趣的是，在控制运行中沿梅雨锋的降水区域中国比日本要大得多，但是在没有高原上运行反之亦然（表2）。

这些差异可能使我们推断高原对中国梅雨的影响是加强阻塞高压脊和阻挡冷空气向南移动，延迟梅雨的发生日期，增加中国梅雨的降水量，但在日本减少 。

表2、比较中国梅雨锋和日本梅雨锋在运行控制和没有高原时24小时降水

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