影响东亚夏季风的天气系统

• ITCZ
• The subtropical high over the western North Pacific Ocean
• The mid-latitude and subtropical fronts
• Low-level vortex
• The blocking situation at mid and high latitudes in Eurasia

主要翻译自2006年《The Asian monsoon》4.2.2节，该章节作者 Yihui Ding and D.R. Sikka

ITCZ

Intertropical Convergence Zone,以往也叫Equatorial Convergence Zone或者Equatorial trough。

ITCZ区域的外出长波辐射OLR（Outgoing long-wave radiation)很小（200-226W/m2）.一般再北太平洋西部可以观察到双ITCZ，且在过渡季节，这种双ITCZ的现象更加明显。

北太平洋西部的ITCZ一般认为与南亚季风槽 monsoon troughs联系。因此有学者认为其是季风槽的延申或一种类型。季风槽以强水平切变线为特征，一般季风槽南部为西风或西南风，北边为东北信风。在ITCZ/季风槽区域一般有大片云系，甚至是热带气旋、台风。

ITCZ季风槽的位置有很大的季节变化，尤其在南亚和东南亚区域。

• 1月，其位置最难，位于赤道和5N之间。
• 四五月份，它开始向北移动，且大致位于5N的东南亚。
• 七八月份，北半球季风槽继续北移发展。最北可以到达印度半岛20-25N。在北太平洋西部和南海，ITCZ的走向是从西北到东南，平均位置位于12-15N.这部分ITCZ非常活跃，是西北太平洋季风区多数台风的发源地。
• 秋季，亚洲季风槽开始南撤，且南撤早于西太平洋季风槽。

值得注意的是，从5月上旬到6月中旬，ITCZ位置的迅速北跳，这与亚洲以南海夏季风和印度夏季风爆发及长江流域梅雨开始为标志的季节变化一致。

ITCZ对北太平洋西部和东亚的天气气候及环流状况有显著的暗示意义，尤其对赤道气旋、台风和降水。有学者发现ITCZ活跃时期台风形成频率是ITCZ不活跃时期的2到3倍。对于多台风时期，ITCZ一般位于20N左右，向东延申至160E。而少台风时期，位于10N的ITCZ在30E处终止。

此外有学者指出东亚南部季风降水的复苏可能是由热带气旋或ITCZ造成，这也为Ramage（1952）早期结论提供了支持。

The subtropical high over the western North Pacific Ocean

西太副高是中纬度西风急流南部、环球副热带高压带中镶嵌的6个或7个高压环流中的一个，是东亚季风中的重要成分。它的活动对东亚夏季风及其雨带的季节移动有重要影响。此外，西太副高还会显著影响西北太平洋热带气旋的活动、东亚干旱和洪水活动。

西太副高的位置有一个显著的季节转变，在缓慢移动和急剧跳动间转换，与东亚雨带的北进和撤退密切联系。一般来说有两个显著的急剧北跳：

1. 第一次北跳发生于6月中旬，西太副高脊线移动到20-25N。这次北跳也表明了雨带的北跳，于是着华南前汛期的结束。
2. 第二次北跳发生在7月中上旬，西太副高脊线移动到30N，导致中国北部雨季的开始和长江中下游流域干季的开始。此时，热带东风或东南风在副高南侧和西侧的广泛区域盛行，ITCZ向北推进到它最北的位置（西北太平洋15N，南海15-20N，即台风经常发生的地方）。

在南海夏季风爆发晚或者南亚/东亚夏季风弱年，西太副高的位置比以往都要偏南，反之亦然。

The mid-latitude and subtropical fronts

中纬度或副热带锋面是东亚雨季时期主要的降水系统。最大的季节性雨带就是这种行星尺度锋面的活动。随着季节推进及夏季风的北进，锋面向极撤退，因此最大的季节性雨带从华南移动到长江中下游、日本，再到中国北方、朝鲜半岛。

典型的锋面区域包含底层斜压区域（准静止锋面）、天气尺度辐合区域（季风槽、锋面低压槽）、锋面前的暖湿区域。在冷空气向南侵袭过程中，在产生锋面前会产生一个底层急流。当锋面系统和伴随的底层急流向南移动到中国南方时，他们可以在大范围区域产生强降水。当有一个或多个低涡系统（例如在青藏高原东缘产生的西南涡）镶嵌在锋面区域，会使强降水的强度更强。这些锋面低涡可以连续产生并能沿着锋面或与锋面有关的底层风切变向东移动。一般来说，在锋面系统发生区域的高层没有大西风槽。因此，东亚夏季风中的中纬度锋面是一个位于对流层中低层的锋面系统，尽管对流层上层空气的天气尺度过程对其也起一定作用。

在长江中下游、日本和朝鲜半岛区域，自6月中旬到7月中旬的雨季也叫做Meiyu或者Baiu。该雨季有如下特征：降水丰富、相对湿度高、多云or阴天、日照时间短、地表风弱、强降水频率高。在梅雨期间，长江中下游非常容易受洪水和干旱的侵袭，因为降水强度和频率的多变性或者说降水的强年际变率。

梅雨期间的降水占该地区夏季降水总量的30-45%，最大降水发生在长江中下游。梅雨这一主要的天气尺度降水系统与极锋 polar front相比有很多不同之处。

东亚季风降水及其变化与中纬度锋面活动及其发展有密切关系。东亚各个子区域夏季风降水的爆发或降水复苏都是由锋面雨带的到来而触发的。

Low-level vortex

青藏高原及其斜坡上产生的底层涡旋是东亚季风系统中一个特殊的天气系统。这些由地形产生或受地形影响的环流系统是东亚春夏季节产生降水的重要系统之一。他们的产生源地主要有三个：高原东南部（叫西南涡）、高原主体区域（高原涡）、高原北部（西北涡，因为他们刚好位于中国西北地区）。当它们离开高原后，在充足水汽和有利的大尺度环流条件下，这些涡旋可以产生极端降水。这些涡旋的产生和发展与季风环流活动密切相关，尤其是西南涡。因此，在一定程度上，他们被认为是高原和季风相互作用的产物。

高原涡是小尺度、浅薄、强度弱、生命期短的气旋，在特定地表条件下产生。一旦他们离开高原，会因为地表状况的改变而迅速消亡。高原地区的这些中尺度涡旋一般都是由中尺度对流产生。夏季，高原接收强太阳辐射，使得该区域大气即便在副热带高压带的下沉气流的影响下，依然呈现出很强的对流不稳定。在很强的太阳辐射情况下，每一个山峰都彷佛是一个独立的热岛，在水汽充足的情况下可以引起对流。如果对流活动持续时间足够长，一个中尺度气旋环流就可以发展，这也有利于组织积云对流。在这种情况下，高原大气底层总是对流不稳定的。高原涡中心总是与位温最大值相关联，揭示了高原涡的暖核结构。而这个不稳定的空气分层可能是由地表强感热加热导致，尤其在高原中部和西部。最近的研究表明与高原对流相关的斜压不稳定及潜热释放可能在高原涡的产生过程中扮演重要角色。一般来说，涡旋总是在一个已经存在的切变线（将南边的暖湿季风气流和北边的干冷空气隔开）中发展。而高原涡则是镶嵌在一个急剧短波槽中，其整个生命史都伴随有强对流活动。有研究利用模式模拟发现当去掉潜热释放的作用，高原涡强度显著减弱。

西南涡是中国西南地区700hPa高度闭合的气旋性环流，主要位于四川盆地西部，是一个底层环流系统，通常只能在850和700hPa高度层上能看到。在地表天气图上，低涡区域24h内有负气压倾向，因此西南涡也叫西南低涡。多数情况下，西南涡的形成和耗散不伴随强烈的发展和极端天气，因为缺少高层环流和水汽的支持。但如果天气状况有利于西南涡，那么他们就会导致极端天气，尤其是强降水。西南涡可以提供强地形抬升以引起对流，从而在四川盆地周围地形陡峭处产生大量降水。1981年7月1-14日四川盆地的强降水就是一个例子，它导致了大量的人员伤亡和财产损失。

如果西南涡形成后向东移动，它可以在长江中下游地区产生强降水。如果它向北移动，会在中国北方产生强降水。Ding等人（2001）揭示了三个连续产生、发展、东移的西南涡对1999年梅雨的显著影响。

从天气尺度上讲，西南涡的产生和发展需要满足两个条件：

1. 存在从高原东缘吹向四川盆地的强南风。该条件的存在对西南涡的产生有双重作用。从动力上讲，该南风产生微差摩擦效应，可以在底层导致气旋环流的形成。从热力上讲，南风输送大量的暖湿气流到高原东侧和四川盆地，为降水和潜热释放提供水汽源。
2. 必要的触发机制。多数情况下，西南涡的触发因子是经过青藏高原的低压槽。

Chang等人（1998）研究了一个耦合了两个高层扰动的西南涡发展过程。这些扰动都发生在底层西南涡之后的上游。快速的东移使他们能追赶上西南涡，导致强垂直耦合和深厚的对流层折叠。从区域角度看，青藏高原的地形作用非常重要。有学者认为西南涡的形成是青藏高原东南地区中尺度山地对西南季风的阻挡效应的结果，原因有三：

1. 西南涡总是在西南季风中发展
2. 在其发展和成熟阶段，底层强度最强
3. 当高原周围的西南季风存在时，底层的气旋涡度始终存在
   此外，还有学者强度来自北方和东北方的冷空气的重要性。

由于西南涡总是伴随着大量降水和对流活动，因此认为西南涡的发展也非常依赖于潜热释放的作用。为了更好地说明与对流有关的强潜热释放的作用，Kuo等人（1986）计算了与1981年7月11-15日发生在四川盆地的西南涡（造成了较大的洪水灾害）有关的中尺度热量和水汽收支，发现在对流层中层稳定性弱的情况下，潜热释放可以引起强上升运动，从而加强底层辐合和对流云的发展，在西南涡环流和积云间建立反馈过程。

The blocking situation at mid and high latitudes in Eurasia

阻塞对亚洲夏季风的爆发及后续活动也有显著影响。阻塞作为影响印度夏季风爆发的前期环流背景的关系自1979年的MONEX时被确认。从冬季到夏季的转换季节中，若欧亚大陆被阻塞高压控制，此时西风急流分裂成两支，南支急流会流经喜马拉雅山区南侧，从而将地表冷高压推进印度洋北部和中部，而这不利于印度季风的爆发，因此印度夏季风爆发偏晚。1979年印度夏季风爆发偏晚就是阻塞高压发生作用的一个例子。除此之外，由欧亚大陆中纬度阻塞高压引起的对流层风垂直切变的改变也会影响季风低压的形成，尤其是孟加拉湾地区。

关于阻塞高压对东亚夏季风活动和季风降水的影响也有许多学者研究。统计研究表明夏季欧亚大陆阻塞高压主要发生在乌拉尔山、贝加尔湖和鄂霍次克海这三个地区。双阻塞（常发生在乌拉尔山和鄂霍次克海）和偶极子模态（鄂霍次克海）是稳定的环流形势，常延长长江和环流流域强降水时间。在这种环流形势下，东亚的行星尺度锋面位置会偏南，加上西风急流分流的作用，从而影响长江流域。与此同时，西北太平洋副高的季节性北移也会因此而受到抑制，使得位置异常偏南。