2017, Vol. 41
2 中国气象科学研究院气候系统研究所, 北京 100081
3 中国人民解放军94647部队气象台, 福州 350029
2 Institute of Climate System, Chinese Academy of Meteorological Sciences, Beijing 100081
3 94647 PLA Troops Meteorological Bureau, Fuzhou 350029
副热带地区由于特定的地理位置，其环流变化的动力学问题十分复杂。在热带地区，Burger数很大，因此大气能量方程能够进行对流近似；在中高纬地区，Burger数很小，因此定常大气能量方程能够进行平流近似；而在副热带地区，Burger数约等于1，这时定常大气能量方程不能进行任何近似，说明在副热带地区，平流作用和对流作用同等重要。吴国雄和刘屹岷（2000）和刘屹岷等（2001）在大气位涡—位温观点的基础上，提出了“大气热力适应”理论，并利用该理论解释了夏季副热带环流和大气热源的关系。观测表明，夏季副热带的大气热源呈现“四叶型”特征，即夏季沿着副热带地区大陆及其毗邻海域的大气主要加热，自西向东均有组织地呈现为长波辐射冷却（LO）—感热加热（SE）—对流凝结加热（CO）—双主加热（D）的“四叶型加热LOSECOD”（Wu and Liu, 2003）。而数值试验结果证明，感热加热是夏季副热带反气旋形成的基本因子，辐射冷却能够令海面上的副热带反气旋中心向大洋东部移动，导致副热带反气旋的非对称结构，而对流凝结加热对西太平洋副热带反气旋和南亚高压的空间分布特征起着修正作用（吴国雄等, 1999; 刘屹岷等, 1999a, 1999b; Liu et al., 2001, 2004）。同时，副热带大气热源也具有明显的季节变化，冬季，副热带陆地上空为冷源，海洋上空为热源，夏季与之相反。但由冬到夏副热带地区大气非绝热加热季节变化的时空特征及其对应的环流形势却尚不清楚。同时，副热带大气热源的季节变化与季风气候联系紧密。由冬至夏，随着夏季风的建立，季风对流产生的对流凝结加热（CO）成为大陆东部大气非绝热加热的主要成分，标志着夏季型大气热源的形成。由于副热带地区夏季“四叶型”加热的形成和夏季风的建立推进过程联系紧密，而夏季风的建立和推进又与雨带位置和强度的季节变化有关，因此研究副热带地区大气热源季节变化与夏季风建立及推进过程之间的内在联系是副热带大气动力学的重要科学问题之一。
就北半球副热带地区而言，大范围降水首先于3月中旬出现在长江以南（简称“江南”）地区，这支降水带又称为江南春雨（Wan and Wu, 2007）、“华南前汛期”降水（包澄澜, 1980）、春季持续性降水（Tian and Yasunari, 1998）、初夏雨季（丁一汇，1994）或江南春雨或华南—台湾梅雨（Chen，2004）。就气候平均而言，江南春雨建立于第10~13候（万日金和吴国雄，2008；刘宣飞和袁旭，2013），其气候成因是春季青藏高原强烈的动力和热力强迫（Wan and Wu, 2007; Wu et al., 2007）。春季，副热带西风气流遇到青藏高原后，高原的机械阻挡令西风产生爬流和绕流，从而在高原北侧形成大尺度反气旋式环流，而在高原南侧形成大尺度气旋式环流，对应强烈的低层西南风风速中心。这种大尺度环流系统加强了江南地区的南下冷空气和来自热带的暖湿气流，冷暖空气在青藏高原下游的江南地区交汇，为东亚副热带夏季风降水的形成提供了有利背景条件。同时，北半球春季高原东南部的地面感热能够产生气旋性涡源, 进一步增强高原东南部的西南绕流。而近期研究则指出，江南春雨的形成与东亚副热带地区的纬向海陆热力差异的季节转变有关（He et al., 2008）。祁莉等（2007）和祝从文等（2011）认为东亚大陆和西太平洋纬向海陆热力差异的季节转换最早发生在副热带地区，其中江南上空大气热源的形成是导致该地区对流层低层西南风、上升运动和降水增强的主要原因。Zhu et al.（2012）则利用热成风关系和热力适应理论，解释了上述海陆热力对比纬向差异季节变化引起江南春雨建立的物理过程，强调了陆地感热和降水—环流正反馈过程的重要性。数值试验结果表明（Qi et al., 2014），3月底至4月初，西北太平洋感热加热对江南春雨建立的贡献很小，青藏高原的地面感热加热会阻碍华南地区低空南风的建立，不利于江南春雨的建立，而东亚平原的感热加热能够加强华南地区的低空南风，有利于江南春雨的形成。然而，也有数值试验结果证明春季西太平洋表面温度能够影响江南春雨的形成过程，即春季西太平洋副热带地区海表面温度升高可减弱同期东亚—西太平洋的副热带纬向海陆热力差异，导致江南春雨强度明显减小（张博等, 2011）。可见，影响江南春雨建立过程的因素仍无定论，而在江南春雨建立过程中，北半球副热带地区大气热源的季节变化特征也尚不明了。因此，本文拟初步回答以下科学问题：（1）由冬到夏，北半球副热带地区的大气热源首先于何时在何地建立？其建立过程具有哪些特征？（2）这种大气热源的形成过程与江南春雨的建立发展存在何种内在联系？
2 资料与方法为更准确地反映江南春雨的建立和发展过程，本文使用的陆地站点降水数据来自日本气象厅（JMA）气象研究所（MRI）和日本人类和自然研究所（RIHN）共同开发的逐日亚洲地区高分辨率格点化降水资料集（APHRODITE, 第1102版, Yatagai et al., 2012），空间范围（15°S~55°N，60°~150°E），空间分辨率0.25°×0.25°，所选时段为1980~2007年。本文还采用了多套卫星观测的降水资料来全面反映东亚夏季风降水的发展演变，包括NOAA CPC的CMAP（Xie and Arkin, 1997）和GPCP（第2.2版, Huffman et al., 2001）逐候降水资料，以及NASA的TRMM 3B42逐日降水资料（第7版），其中CMAP和GPCP数据的时段为1980~2010年，而TRMM 3B42数据的时段为1998~2010，三者的空间分辨率分别为2.5°×2.5°、1°×1°和0.25°×0.25°。同时，本文还采用ERA-Interim再分析资料（Dee et al., 2011）描述江南春雨建立期间的大气环流和地面要素场，所用变量：3维风场、气温场、高度场、地面2 m气温和地面热通量，资料的空间分辨率为1.5°×1.5°，所选时段为1980~2010年。
本文首先利用“倒算法”计算各年逐日大气非绝热加热率Q1（Yanai et al, 1973）来表示大气热源，所用公式为
| $ {Q_1} = {c_{\rm{p}}}\left[ {\frac{{\partial T}}{{\partial t}} + \boldsymbol{V} \cdot {\nabla _h}T + {{\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)}^{R/{c_{\rm{p}}}}}\omega \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}} \right] $ | (1) |
其整层积分为
| $ \left\langle {{Q_1}} \right\rangle = \frac{{{c_{\rm{p}}}}}{g}\int_{{p_{\rm{S}}}}^{{p_{\rm{T}}}} {{Q_1}} {\rm{d}}p $ | (2) |
其中，pT和pS分别表示对流层顶气压（取100 hPa）和地面气压。然后再通过计算各变量的多年算术平均得到它们的气候态。为了与逐候降水资料一致，本文采用5日平均的方式得到各变量的逐候平均值，一年73候，下文分析都基于逐候气候平均场。
3 由冬到夏北半球副热带地区大气热源的季节变化 3.1 大气热源的季节转换图 1反映了北半球由冬到夏整层大气热源
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图 1 整层积分大气热源 |
地面感热和降水凝结潜热是副热带地区大气热源的主要成员，它们对应着不同的非绝热加热垂直结构，前者表现为加热中心位于近地面且随高度快速减小，而后者产生的加热中心则位于对流层中部至中上部。为进一步分析北半球副热带地区大气热源的形成过程，图 2给出了北半球副热带不同地区大气非绝热加热廓线的季节循环。北半球秋冬季，江南地区的自由大气以非绝热冷却为主（图 2a），随着太阳直射点的逐渐北移，江南地区的地面感热逐渐增加，表现为近地面大气热源自2月份起开始逐渐增大，之后江南地区对流层下部（600 hPa以下）于2~3月出现新的大气非绝热加热中心，此时江南地区的近地面大气热源依然存在。3~4月该地区对流层中部（500~400 hPa）的大气非绝热加热明显加强，对应着降水释放的凝结潜热。至4月初，一方面江南地区的近地面大气热源迅速减弱，另一方面位于对流层中部的非绝热加热明显加强并成为主导，说明这时凝结潜热成为江南地区大气热源的主要成员。图 3a更直观地反映了江南地区凝结潜热和地面感热的季节演变特征：北半球冬末春初，江南地区以地面感热加热为主，该地区的凝结潜热在2~3月开始形成，随后快速增加，但此时地面感热加热仍然维持；4月初之后，对流凝结潜热继续增大，同时地面感热快速减小，最终对流凝结潜热取代地面感热成为江南地区最主要的大气热源。当江南地区的对流凝结潜热成为大气热源的主要成分时，北半球副热带夏季型大气热源也随之在该地区建立。江南地区地面感热和凝结潜热的季节演变说明，江南地区的降水性质在4月前后可能存在明显差异。
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图 2 （a）江南地区（25°~32.5°N，110°~120°E）、（b）青藏高原南部（25°~30°N，85°~100°E）和（c）美国东部（30°~40°N，95°~80°W）大气非绝热加热Q1的气压—时间剖面（单位：K d-1) Figure 2 Pressure–time cross sections of the atmospheric diabatic heating (units: K day-1) over (a) the region to the south of the Yangtze River (25°–32.5°N, 110°–120°E), (b) the southern Tibet Plateau (25°–30°N, 85°–100°E), and (c) eastern America (30°–40°N, 95°–80°W) |
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图 3 （a）江南地区（25°~32.5°N，110°~120°E）和（b）美国东部地区（30°~40°N，95°~80°W）500 hPa（红线）和950 hPa（蓝线）大气非绝热加热的时间序列（单位：K d-1） Figure 3 Time series of atmospheric diabatic heating (units: K d-1) at 500 hPa and 950 hPa over (a) the region to the south of Yangtze River (25°~32.5°N, 110°–120°E) and (b) eastern America (30°–40°N, 95°–80°W) |
除了江南地区，东亚副热带地区大气热源明显的季节变化还出现在青藏高原南部（图 2b）。就青藏高原南部而言，北半球冬季为整层积分大气冷源，2~3月该地区近地面出现整层积分大气热源，对应此时高原南坡感热的明显增加。之后大气非绝热加热于3~4月从近地面向高空扩展，最终在4~5月形成了位于高原南坡上空对流层中上部（500~300 hPa）的加热中心。与东亚副热带地区相比，由冬至夏美国东部地区大气热源的建立发展明显偏弱（图 2c）。2~3月，美国东部地区的大气非绝热加热首先出现在近地面，说明这时大气热源以地面感热为主，3月份以后，虽然当地对流层中部出现了加热中心，对应着微弱的凝结潜热，但其强度与地面感热相当，且始终无明显加强。随着降水的逐渐增加和地面感热的逐渐减弱，美国东部的凝结潜热在6月初方才超过地面感热成为大气热源的主要成分（图 3b）。
总之，北半球由冬到夏副热带地区大气热源的建立过程具有明显的地域差异。2~3月，大气热源首先形成于美国东部、江南地区和青藏高原南部，这时大气热源以地面感热为主，伴随着较弱的凝结潜热；随后，江南地区的凝结潜热逐渐加强、地面感热迅速减小，并在4月初取代地面感热成为大气热源的主要成分。而美国东部地区的凝结潜热发展缓慢，至6月初才超过地面感热。由于大陆东部以凝结潜热为主的非绝热加热是夏季大气热源的主要特征，因此北半球副热带的夏季型大气热源于4月初在江南地区首先建立。
3.2 降水的季节变化凝结潜热的季节变化与降水的演变特征紧密联系。APHRODITE资料能够准确反映东亚副热带地区降水的季节演变（图 4）。2月份（图 4a），整个东亚地区除江南地区以外都无明显降水，江南地区此时的降水量小于6 mm d-1。至3月份（图 4b），江南地区降水范围明显增大，降水中心超过6 mm d-1，此时东亚副热带其他地区仍无明显降水。随后，青藏高原南部于4月份开始出现降水，同时江南地区的降水继续增加（图 4c），个别地区降水量超过8 mm d-1。值得注意的是，江南地区凝结潜热发展的阶段性特征与降水的演变联系紧密，第一阶段是2~3月，这时凝结潜热开始形成，与之伴随的是江南地区降水范围明显增大(图 4a、b)，这时地面感热并未明显减小（图 2a和图 3a）；第二阶段是3月中旬至4月初，凝结潜热迅速增大、地面感热快速减小（图 2a和图 3a），对应着江南地区降水强度的明显增加（图 4b、c）。5月份（图 4d），随着亚洲热带夏季风在孟加拉湾和中南半岛地区建立，亚洲南部热带地区的降水快速发展，同时青藏高原南坡的降水也明显增加，降水中心超过12 mm d-1，此时江南地区降水进一步增强。可见，江南地区是东亚副热带地区降水的首发地，其降水的发生发展超前于亚洲热带夏季风的爆发，而在其发展演变过程中，青藏高原南部的降水也迅速增强。图 4说明青藏高原南坡降水和江南雨季是相互独立的，其中4月份以后高原南坡的降水与该地区“感热气泵”引起的水汽输送有关（Wan and Wu, 2007; Wu et al., 2007）。青藏高原南部降水的演变特征与当地大气热源的季节变化紧密联系：2~3月，在高原南坡“感热气泵”形成阶段，地面感热是当地大气热源的主要成员；4月份以后，高原南部降水加强，凝结潜热令当地大气热源进一步加强。
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图 4 基于APHRODITE资料，2~5月东亚季风区降水量的逐月演变（阴影，单位：mm d-1）。黑色等值线表示1500 m和3000 m地形高度 Figure 4 Monthly evolution of precipitation over the East Asian monsoon region based on the APHRODITE data (shaded area, units: mm d-1). The black isolines represent 1500- and 3000-m topography height, respectively |
为消除单一降水资料的不确定性，基于不同卫星资料和ERA-Interim再分析资料，图 5描述了江南地区降水的季节演变特征。2~3月，在亚洲热带夏季风建立之前，江南雨季与东亚地区的热带降水带（赤道辐合带）相互独立，若以6 mm d-1的降水量为界，则江南雨季于3月中旬建立，随后降水量有所增加。5月，随着亚洲热带夏季风的建立，热带西风和副热带西风在孟加拉湾打通，强盛的西南季风气流将大量水汽向北输送至江南地区，令局地降水快速增加（图 5）。各套降水资料均表明，东亚副热带季风雨带于6月中旬到达长江流域，对应着江淮梅雨的开始，之后雨带继续北上，在7月中、下旬到达华北地区，相应地华北平原进入雨季，之后雨带开始南撤并减弱，东亚副热带季风雨带在9月下旬趋于消亡（图 5）。
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图 5 基于不同降水资料，东亚地区（沿110°~120°E平均）逐候降水量的纬度—时间剖面（阴影，单位：mm d-1）。黑色等值线表示降水大于6 mm d-1的区域 Figure 5 Latitude–time cross sections of pentadly precipitation (shaded area, units: mm d-1) in the East Asian region (averaged between 110°E and 120°E) based on different precipitation data. Black contours denote the region with precipitation larger than 6 mm d-1 |
值得注意的是，2~5月江南地区的降水性质发生了明显变化。2~3月江南地区的降水以大尺度层云降水为主（图 6a），这时凝结潜热大值中心位于对流层下部（图 2a）。由于层云降水引起的低云量变化较小，这时江南地区的降水并未使地面感热快速减小，因此大气热源仍以地面感热加热为主（图 3a）；4月份以后，江南地区以对流性降水为主（图 6a），相应地大气非绝热加热中心也移至对流层中部，强降水及其引起的低云量增多令局地地面感热迅速减弱（图 3a）。2~3月江南地区的层云降水能够令当地土壤湿度增大（图 6b），根据Xie and Saiki（1999）的研究，土壤湿度的增大有助于陆地季风降水的形成和发展。因此，2~3月江南地区层云降水的增加为随后江南春雨的快速发展和对流凝结潜热的迅速增强提供了有利条件。注意到江南地区全年降水几乎都大于蒸发，说明该地区土壤湿度较大，这可能也是北半球副热带降水和大气热源首先在江南地区形成发展的原因之一。
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图 6 东亚地区（沿110°~120°E平均）（a）大尺度层云降水比例（大尺度降水量/总降水量）和（b）蒸发降水之差（降水量减去蒸发量，单位：mm，斜线区表示蒸发降水之差大于4 mm的区域）的纬度—时间剖面 Figure 6 Time–latitude cross sections of (a) percentage of large-scale stratiform precipitation (large-scale stratiform precipitation/total precipitation) and (b) differences between precipitation and evaporation (precipitation minus evaporation, units: mm, values > 4 mm are filled by the slash lines) averaged from 110°E to 120°E in East Asia |
降水不仅是大气环流的结果，也是大气环流形成的一个原因（Eady, 1950），因此当东亚副热带地区的降水和大气热源性质发生变化时，周边大气环流也随之发生了明显改变。2~3月（第7至12候），江南地区的降水以大尺度层云降水为主，局地大气热源以地面感热加热为主，同时较弱的凝结潜热中心位于对流层下部（600 hPa以下），这时亚洲热带夏季风尚未爆发，表现为亚洲南部对流层中、下部的副热带反气旋脊线呈连续分布（图 7b、c），对流层高层的反气旋位于西太平洋上空（图 7a），此时江南地区的主要水汽输送来自南海北部（图 7d），而江南地区的对流层中上部盛行西风，无明显经向气流，且当地水汽输送和上升运动都较弱（图 7b、c），同时对流层高层也不存在明显的辐散运动（图 7a）。4~5月（第19至24候），江南地区降水以对流性降水为主，这时局地大气热源中心位于对流层中部，且地面感热迅速减弱。在此期间，虽然副高脊线仍未在孟加拉湾地区断裂（图 7f、g），但孟加拉湾和江南地区的水汽输送却明显加强，表现为孟加拉湾局地反气旋式环流减弱（图 7g），以及孟加拉湾和江南地区偏南暖湿气流明显加强（图 7h）。一方面，来自孟加拉湾地区大量水汽向北输送，使青藏高原南部降水明显增多（图 4c）；另一方面，江南地区暖湿气流的辐合则令当地对流性降水继续发展，相应地对流层高层出现了偏北气流（图 7e），而低层盛行偏南风，当地上升运动明显加强（图 7g、h）。因此，江南地区对流性降水的形成超前于亚洲热带夏季风的爆发，具有与亚洲热带季风系统相对独立的季节演变特征。
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图 7 江南地区大气热源Q1性质转变前后环流场的演变特征（左列：2月，右列：4月）。（a、e）150 hPa风场（矢量，单位：m s-1）和散度场（阴影，单位：10-6 s-1）；（b、f）500 hPa风场（矢量，单位：m s-1）和上升运动（阴影，单位：10-2 Pa s-1）；（c、g）850 hPa风场（矢量，单位：m s-1）和相对涡度（阴影，单位：10-6 s-1）；（d、h）925 hPa水汽输送通量（矢量，单位：kg m kg-1 s-1）及其辐合（阴影，单位：10-6 kg m kg-1 s-2）。黑色虚线表示反气旋脊线，黑色粗实线表示地形高度 Figure 7 Evolution features of the heat source over the region to the South of Yangtze River in February (left column) and April (right column). (a) and (e) are winds (vectors, units: m s-1) and divergence (shaded, units: 10-6 s-1) at 150 hPa; (b) and (f) are winds (vectors, units: m s-1) and ascending motions (shaded, units: 10-2 Pa s-1) at 500 hPa; (c) and (g) are winds (vectors, units: m s-1) and relative vorticity (shaded, units: 10-6 s-1) at 850 hPa; (d) and (h) are moisture transport fluxes (vector, units: kg m kg-1 s-1) and their divergence (shaded, units: 10-6 kg m kg-1 s-2) at 925 hPa. Black dashed lines denote the ridge line of the anticyclone, and the black solid lines indicate the topography |
以上分析说明，2~5月东亚副热带不同区域的大气热源和环流系统都发生了明显的季节变化。1~2月江南地区的大气热源以地面感热加热为主。随着江南地区降水范围的逐渐扩大和降水强度的不断增加，局地凝结潜热在3月初开始形成于对流层下部，这时江南地区以大尺度层云降水为主，虽然层云降水释放凝结潜热，但地面感热仍主导着局地大气热源。3月中旬至4月初，随着江南地区对流性降水的逐渐增强，对流凝结潜热向对流层中上部发展并加强，同时地面感热迅速减小。4月初江南地区以对流性降水为主，对流凝结潜热完全取代地面感热成为大气热源的主要成分，夏季型大气热源在江南地区建立。值得注意的是，在江南地区大尺度降水形成期间（2~3月），青藏高原南坡地面感热明显加强，而在江南地区对流性降水迅速发展期间（4~5月），高原南坡降水持续增加，这时高原南部的大气热源由地面感热和对流层中部凝结潜热共同组成。第4节的进一步分析将表明，青藏高原南部热状况的季节变化是导致北半球副热带大气热源首先在江南地区建立并快速发展的重要原因。
4 江南地区夏季型大气热源建立发展的可能机制大气热源性质的季节变化还与气柱内的热力平衡关系相联系，根据大气热力学方程：
| $ {\frac{{\partial T}}{{\partial t}} = - \boldsymbol{V} \cdot {\nabla _h}T - {{\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)}^{R/{c_{\rm{p}}}}}\omega \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}} + \frac{{{Q_1}}}{{{c_{\rm{p}}}}}} $ | (3) |
方程（3）左侧是温度的时间倾向项，右侧各项依次为温度平流项、绝热加热项和非绝热加热项。根据尺度分析，在侯平均及更长的时间尺度上，时间倾向项相较于其它各项小一个量级，可以忽略不计。我们选取500 hPa来分析热力学方程各项在江南地区的季节演变特征（图 8a），这是因为500 hPa接近大气无辐散层，因此该层次上的垂直运动能够近似表征整层大气柱的平均垂直运动情况，同时由冬至夏期间对流凝结潜热的极值中心也位于该层次附近。具体而言，2~3月江南地区降水以大尺度降水为主，较弱的凝结潜热主要出现在对流层下部，这时明显的暖平流出现在对流层中部，并与绝热冷却相平衡（图 8a）：
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图 8 （a）500 hPa热力学方程各项在江南地区（25°~32.5°N, 110°~120°E）的季节循环（单位：K d-1; 红线：非绝热加热, 蓝线：温度平流, 绿线：绝热加热)；（b）1~5月江南地区（沿110°~120°E平均）500 hPa温度平流（阴影，单位：K d-1）和垂直运动（等值线，单位：10-2 Pa s-1）的纬度—时间剖面 Figure 8 (a) Annual cycles of individual terms of the thermodynamics equation at 500 hPa over the region to the South of Yangtze River (25°–32.5°N, 110°–120°E). The red (blue and green) line represents diabatic heating (temperature advection and adiabatic heating). (b) The time–latitude cross section of temperature advection (shaded, units: K d-1) and vertical movement (contours, units: 10-2 Pa s-1) at 500 hPa over the region to the South of Yangtze River from January to May |
| $ { - \boldsymbol{V} \cdot {\nabla _h}T - {{\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)}^{R/{c_{\rm{p}}}}}\omega \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}} \approx 0} $ | (4) |
而4~5月，江南地区以对流性降水为主，虽然局地对流层中部的凝结潜热快速增大，但该地区的暖平流却迅速减弱，此时局地非绝热加热与绝热冷却相平衡（图 8a）：
| $ { - {{\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)}^{R/{c_{\rm{p}}}}}\omega \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}} + \frac{{{Q_1}}}{{{c_{\rm{p}}}}} \approx 0} $ | (5) |
因此，江南地区降水演变和大气热源建立发展的不同阶段对应着不同的热力平衡关系。
4.1 2~3月对流层中部暖平流对江南地区大尺度降水的作用图 8b显示了北半球春季江南地区500 hPa暖平流与局地上升运动之间的对应关系。随着江南地区暖平流在2~3月逐渐增大，当地500 hPa上升运动也开始加强，进而触发局地降水，凝结潜热也随之产生。事实上，2月初，江南地区暖平流和上升运动主要位于500 hPa以下的对流层中下部（图 9a），这时江南地区无明显降水（图 5）。2月中旬至3月初，随着江南地区对流层中部暖平流的逐渐增大，局地上升运动也向高空发展（图 9b–d）。3月中下旬（图 9e、f），局地对流层中部的暖平流迅速加强，相应地上升运动也明显增加，江南地区的大尺度降水逐渐加强，考虑到此时江南地区对流层中部的凝结潜热较弱（图 3a），因此这时暖平流和绝热上升冷却组成了热力学方程的主要因子，说明对流层中部的暖平流所致的上升运动是导致江南春雨形成的主要原因，这一过程与Sampe and Xie（2010）的结果相似。
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图 9 2~4月江南地区（沿110°–120°E平均）温度平流（阴影，单位：K d-1）和垂直运动（等值线, 单位：10-2 Pa s-1）的气压—纬度剖面的逐候演变：（a）第7候；（b）第9候；（c）第11候；（d）第13候；（e）第15候；（f）第17候；（g）第19候；（h）第21候 Figure 9 Pressure–latitude cross sections of temperature advection (shaded, units: K d-1) and vertical movement (contour, units: 10-2 Pa s-1) averaged over 110°–120°E in the region to the South of Yangtze River from February to April : (a) Pentad 7; (b) Pentad 9; (c) Pentad 11; (d) Pentad 13; (e) Pentad 15; (f) Pentad 17; (g) Pentad 19; (h) Pentad 21 |
在江南地区大尺度降水的发展阶段，局地对流层中部暖平流的加强与此时青藏高原南部表面热状况和对流层中部的西风急流有关（图 10）。2~3月，随着太阳辐射逐渐加强，东亚副热带地区的地面温度开始升高，但青藏高原南部的高大地形（图 10c）令其地表增暖幅度明显强于江南地区，而海洋巨大的热惯性令西北太平洋的表面增暖并不明显（图 10a）。所以这时东亚副热带陆面感热大值区位于青藏高原南坡，而江南地区地面感热的变化相对较小（图 10b）。这种青藏高原南部—江南地区的地面感热纬向不均匀分布能够引起对流层中部温度的纬向梯度，高温中心位于高原南部上空，而低温中心则位于江南地区。这时东亚副热带地区的对流层中部盛行纬向西风（图 10a），受其影响，江南地区对流层中部的暖平流明显加强（图 8b）。因此2~3月江南地区的对流层中部暖平流主要通过产生上升运动来触发江南地区大尺度降水，而暖平流的加强则源自青藏高原南部地面感热的增强。
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图 10 （a）副热带地区（沿25°–32.5°N平均）500 hPa纬向风（等值线，单位：m s-1）和地面位温（阴影，单位：K）以及（b）地面感热通量（单位：W m-2）的经度—时间剖面；（c）副热带地区（沿25°–32.5°N平均）的地形高度（单位：hPa） Figure 10 Time–longitude cross sections of (a) zonal wind (contours, units: m s-1) at 500 hPa and surface potential temperature (shaded, units: K), and (b) surface sensible heat flux (units: W m-2) in the subtropics averaged from 25°N to 32.5°N. (c) The topography (units: hPa) in the subtropics averaged from 25°N to 32.5°N |
除了上升运动，形成降水的必要条件还有水汽供应。图 7d说明，在江南地区大尺度降水发展阶段，对流层中部的上升运动会造成低空辐合，令水汽开始从南海北部输送至江南地区，而来自西太平洋的水汽输送很少。
4.2 4~5月江南地区环流—降水正反馈的建立过程4~5月，江南地区的对流性降水迅速加强，对流凝结潜热成为大气热源的主要成分，这时非绝热加热主要被绝热冷却所平衡（图 8a），而暖平流与上升运动的对应关系减弱（图 8b）。江南地区降水性质的转变与热平衡关系的变化与青藏高原南部的降水激增有关。4月份太阳辐射继续增强，青藏高原南坡的地面温度持续升高（图 10a），相应地局地感热也增强（图 10b）。由于高原南坡的陡峭地形，等熵面与地形相交，在地面感热的强迫作用下，气块能够穿越等熵面向高空运动，造成局地上升运动，而局地上升运动又令四周的低层空气向高原南部辐合，形成了高原南坡的“感热气泵”。受其影响，周边水汽向高原辐合，形成了孟加拉湾北部和江南地区的水汽辐合中心（图 7h），令当地对流性降水持续发展。而江南地区对流降水释放的凝结潜热能够进一步加强当地的上升运动（图 7f）。
4月初在江南地区的降水性质发生转变后，凝结潜热取代地面感热成为大气热源的主要成分（图 3a），同时东亚副热带地区的局地经向环流也发生了明显的季节变化（图 11）。3月份（图 11a–c），当江南地区的大尺度层云降水增多时，局地大气热源大值区位于近地面和对流层下部（600 hPa及以下），分别对应着地面感热和大尺度层云降水释放的凝结潜热，这时江南地区的低空南风很弱，而高空则盛行偏南气流。4月初（图 11d、e），当江南地区的对流性降水开始增强时，局地大气热源中心出现在对流层中部，同时近地面加热中心减弱消失，表明对流凝结潜热已经成为江南地区最主要的大气热源，此时对流层低层南风加强，高层南风明显减弱。随着江南地区凝结潜热的进一步加强，偏北风于4月底出现在江南地区的对流层高层，它与低空南风组成了闭合的局地经向环流圈（图 11f–g）。之后，更多水汽向江南地区输送，同时经向风的垂直切变也有利于局地上升运动的发展，这时江南地区对流凝结潜热和大气环流之间的正反馈过程（Wu and Liu, 2003; Jin et al., 2013）完全建立，局地对流性降水得以维持和发展。
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图 11 东亚地区（沿110°–130°E平均）大气非绝热加热（阴影，单位：K d-1）和局地经圈环流（矢量，单位：m s-1）的演变特征：（a）第12候；（b）第14候；（c）第16候；（d）第18候；（e）第20候；（f）第22候；（g）第24候；（h）第26候 Figure 11 Pressure–latitude cross sections of diabatic heating (shaded, units: K d-1) and local meridional circulation (vector, units: m s-1) averaged over 110°–130°E: (a) Pentad 12; (b) Pentad 14; (c) Pentad 16; (d) Pentad 18; (e) Pentad 20; (f) Pentad 22; (g) Pentad 24; (h) Pentad 26 |
基于多套降水资料和ERA-Interim再分析资料，本文以由冬到夏北半球副热带地区大气热源的季节变化为切入点，以东亚副热带地区大气热源和降水的演变特征为着眼点，研究重点是分析江南地区夏季型大气热源形成发展的过程和物理机制，研究的落脚点是揭示由冬到夏北半球副热带地区大气热源季节转换首先发生在江南地区的可能原因，主要结论如下：
（1）由冬至夏北半球副热带地区的整层积分大气热源首先于2~3月在江南地区和青藏高原南部初步建立，这时大气热源以地面感热加热为主。随着江南地区大尺度降水的形成发展，降水释放凝结潜热首先出现在对流层下部，但地面感热仍然维持；3~4月，江南地区的对流降水迅速增加，对流凝结潜热中心位于对流层中部，同时地面感热迅速减弱，进而在江南地区形成了以对流凝结潜热为主的夏季型大气热源。随后，江南地区的凝结潜热能够加强东亚副热带地区的高空北风，令高空北风和低空南风构成闭合的局地经向环流，令大气热源和局地经向环流的正反馈得以建立。
（2）除了地形强迫，青藏高原南部热状况的季节演变导致了北半球副热带夏季型大气热源首先在江南地区建立。江南地区位于青藏高原东侧，北半球春季对流层中低层的纬向西风在遇到高原后发生绕流，令冷暖空气首先在江南地区辐合，产生江南春雨（Wan and Wu, 2007; Wu et al., 2007），形成了有利于江南地区大气热源首先建立的气候背景。就季节变化而言，2~3月，在青藏高原南部高大地形的影响下，东亚副热带地区对流层中部增暖出现明显的纬向不均匀分布，高原南部的增暖远远强于江南地区，在东亚副热带西风的作用下，江南地区的对流层中部暖平流加强，相应地产生上升运动，并增强低空辐合，使水汽从南海北部开始向江南地区输送，造成了江南地区的大尺度层云降水。3~4月，高原南坡的地面感热进一步加强，在“感热气泵”的抽吸作用下，其四周的低层空气向高原辐合。高原“感热气泵”的抽吸作用令江南地区低空南风加强，从而将更多水汽向该地区输送。上升运动和水汽辐合的增强令江南春雨迅速发展，随后当地降水以对流性降水为主，相应地对流凝结潜热成为大气热源的主要成员，江南地区的夏季型大气热源由此形成。
前期研究指出了夏季副热带大气热源的空间分布自西向东呈现“四叶型”特征，其中大陆东岸以对流凝结潜热加热为主（Wu and Liu, 2003）。本文的研究结果表明，在北半球副热带大陆东部，对流凝结潜热加热首先于4月初在东亚副热带地区建立，而至6月份才形成于北美东部地区，说明“四叶型”加热建立的季节进程具有明显的纬向非对称性，这与青藏高原南部热状况的季节变化联系紧密。此外，除了青藏高原的热力强迫，5月份亚洲南部的热带对流活动也可能通过影响南亚高压的形成，进而改变江南地区的高空辐散形势。Liu et al.（2013）和何金海等（2014）的研究表明，在菲律宾群岛南部和中南半岛对流的影响下，4月底至5月初对流层高层的偏北气流出现在南海附近，相应地南亚高压形成于南海—中南半岛南部一带。而这支偏北气流与副热带西风急流之间构成的高空辐散流场也可能增强江南地区的高空辐散（图 7e），有利于江南雨季的维持和发展。因此，5月份之后青藏高原热力强迫和热带对流所释放凝结潜热都能够调控江南地区降水，但两者如何协同影响东亚副热带夏季风的推进过程仍有待进一步分析。
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