东亚副热带季风是指发生在东亚大陆—日本以及西太平洋副热带地区的季风现象(朱乾根等，1985；陈隆勋等，1991)，也有学者称之为东亚夏季风(Wang et al，2002a)，本文根据其地域特征仍然称为东亚副热带季风。东亚副热带季风的异常变化常常直接造成中国东部地区大范围的洪涝或干旱灾害。

由于东亚雨季最早出现在中国南方春季，一般开始于3月下旬至4月初，因此，一些学者开始关注东亚春季雨带的异常变化特征(Tian et al，1998；Chen et al，2001； Wang et al，2002b；Zhao et al，2007；何金海等，2007，2008；祁莉等，2007；万日金等，2008；赵平等，2008)。在季节变化尺度上，从冬季到夏季，随着冬季大陆冷高压系统逐渐被偏暖的低压系统取代，东亚副热带地区的低层西南风出现在青藏高原东侧低压系统与西太平洋副热带高压(副高)之间，与西南风相伴的强降水于3月底至4月初出现在江南南部和华南北部，指示着华南前汛期开始，随着东亚大陆进一步变暖，西南风雨带先后向北移至长江流域和华北地区(Zhao et al，2007；何金海等，2008；赵平等，2008)。在年际变化尺度上，华南春季风降水的年际变化主要与太平洋北部的异常环流相关联，这种异常环流又与亚洲北部的西风急流和极地涡旋有联系，而与亚洲热带大气环流的变化关系不大(Wang et al，2002b)。当江南汛期多雨时，西太平洋副高偏强且位置偏南，水汽输送主要来自副高西南侧的东南气流，与孟加拉湾的西南气流关系不大；而当江南汛期少雨时，副高偏弱且位置偏北(陈绍东，2001)。

一些研究指出春季江南降水变化与西太平洋海温有密切关系(陈绍东等，2003；邓立平等，2002)，在华南4、5月降水偏多年份，西太平洋海表温度出现负距平(韩晋平等，2006)。青藏高原地形动力作用对春季江南雨季形成起着重要作用(万日金等，2006)。同时，东亚大陆(特别是青藏高原东南角)与西太平洋的热力差异在春季的加强是春季江南西南风加强的直接原因(Zhao et al，2007;何金海等，2007，2008；赵平等，2008)。随后，赵平等(2009)通过改变东亚大陆与其周边海洋表面温度的数值试验证实了东亚及周边海陆热力差异对西南季风降水的影响，即热力差异减弱时，高原东侧低压系统和西太平洋副高位置偏南，不利于中国东部大陆西南风降水出现。此外，江南春雨开始也与青藏高原东南部感热迅速增加有关，其中春季青藏高原回暖可以引起江南地区的西南风加强(万日金等，2008)。李超等(2010)利用区域气候模式也研究了青藏高原大地形和海陆热力差异对江南春雨的影响，指出在模式中去除青藏高原大地形后，高原东南侧的西南气流显著减弱，江南春季雨带强度明显减弱，但由于受到西太平洋反气旋西北侧弱西南气流的影响，中国江南地区仍然可以维持一个较大的降水带。张博等(2011)用全球模式讨论了西太平洋副热带地区海表温度对春季中国东部地区西南风的影响，指出当升高春季西太平洋副热带地区海表面温度时，青藏高原东南侧的低涡强度减弱，同时中低纬度的西太平洋副高强度也减弱，它们之间的西南风减弱，导致江南春季降水减少。这些数值模拟结果表明，青藏高原东南侧的低涡和西太平洋副高异常同时受东亚陆地和西太平洋加热的影响。

尽管过去关于春季南方降水季节、年际变化及其变化机理的研究取得了显著进展，但一些问题仍然需要进一步研究。一些学者认为，在热带季风爆发前，春季南方降水更多地具有冷锋性质而可能与南方的西南气流加强关系不大。而数值模拟表明，在热带季风爆发以前，江南春季雨带随着当地西南风加强而加强，并且，随着西南风向北扩展，雨带也向北移(赵平等，2009)。但是，该数值模拟结果还需要进一步从观测事实上得到证实，即在热带季风爆发前，是否能够从观测资料中证实江南春季雨带位置变化与当地西南风强弱有密切关系。为此，利用1960—2008年NCEP再分析资料以及中国的降水资料，研究了春季中国南方不同区域降水年际变化与大气环流、水汽输送的特征，重点分析了东部西南风异常与雨带位置偏南或偏北的关系。 2 资 料

所用资料包括1960—2008年逐日NCEP/NCAR再分析资料(Kalnay et al，1996)和中国693个气象站的24 h累计降水量资料，其中，降水量资料用grads插值处理成1°×1°的格点资料。候平均资料由上述数据计算得来，并且，每年有73候，第一候为1月1—5日，最后一候为12月27—31日(闰年为12月26—30日)。 3 中国南方春季降水年际异常特征 3.1 江南春季降水年际变化与大气环流异常

参考丁一汇等(2008)的定义，用中国25°—28°N，110°E以东地区代表江南，并采用陈绍东等(2003)的定义，把一年中第2类降水距平(即各候降水与年平均降水气候值的差)为正的候数定义为雨季，并考虑到雨季的持续性，选择连续3候降水大于年平均的第1候作为雨季开始的时间。图 1给出了江南多年(1960—2000年)平均的降水季节变化特征，可以看出，在江南，从第14候起降水超过多年平均值(图 1a)，到第16候达30 mm/pentad，符合Lau等(1997)提出的≥6 mm/d季风雨和深对流降水标准，在第22候达到第一个降水峰值40 mm/pentad，随后在第23—24候(4月下旬)略有减弱，在第25候又重新增加，并在第34候前后(6月中旬)达到55 mm/pentad的峰值，以后降水迅速减少。根据江南地区降水的这种变化特征，本研究用在南海热带季风爆发(通常在5月)前的第14—24候来指示江南春季雨季。图 1b给出了对流层低层(从地面到600 hPa)积分的水汽通量()，其中，q为比湿，V _h为风速，p_s为地面气压。从该图可以看出，在第14—24候，较大水汽通量矢量主要出现在中国南方、中国南海北部、中南半岛、青藏高原南侧 及孟加拉湾北部，表明就气候平均而言，中国南方的水汽主要由中国南海北部、中南半岛以及青藏高原南侧的西南风或偏西风输送，也指示着这些地区是水汽的主要源地。这与夏季有所不同，在夏季中国南方水汽主要来自热带印度洋和孟加拉湾。

图 1(a)江南地区(25°—28°N，110°E以东)1960—2000年平均的候总降水量时间序列(直方图)及其气候平均值(实线)；(b)1960—2000年江南春季雨季期间低层(从地面到600 hPa)水汽通量的气候平均(单位：kg/(m·s))；(c)1960—2008年江南地区春季雨季累积降水量的时间曲线(直线是气候平均值)Fig. 1(a)Time series of the climatological mean(1960-2000)of the pentad total precipitation(mm; bar)over southern China(25°-28°N，east of 110°E) and its climatological mean(unit: mm/pentad; solid line)，(b)the climatological mean(1960-2000)of spring rainy-season low-level(from surface to 600 hPa)water vapor flux(kg/(m·s))，and (c)time series of the spring rainy-season total precipitation(mm)over southern China during 1960-2008，in which the solid liner is for the climatological mean

图选项

图 1c给出了江南春季雨季期间累积降水量的时间变化曲线，可以看出，江南春季雨季降水在167—492 mm变化，1960—2008年48 a平均降水量为332 mm；总体上，江南春季雨季降水没有明显的线性趋势，在20世纪60年代中、后期降水偏少，在70年代中期到80年代初偏多，从1992年又开始呈现出明显的减少特征。为了进行合成分析，以降水距平均方差的0.8倍为指标来划分江南春季降水的多雨年和少雨年，其中，10个多雨年为1961、1970、1973、1975、1980、1981、1983、1984、1992和1996年，9个少雨年为1963、1969、1971、1974、1977、1985、2003、2004和2005年。合成分析中，合成差值图是指多雨年平均值减去少雨年平均值。

图 2给出了合成的多雨年和少雨年平均的春季(第14—24候)降水以及二者的差值，可以看到：无论在多雨年还是少雨年，降水中心都在长江及其以南附近；多雨年的降水中心为50 mm/pentad左右，而在少雨年降水中心为25 mm/pentad左右，且位置略偏北。图 2表明江南春季降水的年际变化幅度较大，容易造成极端的干旱或洪涝灾害。在合成的降水量差值图(图 2c)上，显著的正差值出现在江南，其中心值超过24 mm/pentad。因此，本文定义的江南春季雨季的降水指标能够指示该地区降水的年际变率。

图 2 江南春季多雨年(a)、少雨年(b)合成的降水量及其两者的差值(c)(mm/pentad；阴影区超过95%统计置信度，下同)Fig. 2 Composite precipitation(mm/pentad)in the years with more(a)or less(b)spring rainy-season precipitation，and (c)the these difference between(a) and (b)(shaded areas are significant at the 95% confidence level，the same below)

图选项

从合成的江南春季雨季的多雨年、少雨年850 hPa风场和高度场(图略)可以看出：多雨年，西太平洋副高偏强且范围偏大，并且东亚大陆的低压系统也偏强，在这两个气压系统之间的位势高度梯度偏大，而少雨年则表现出相反的变化特征。在合成的500 hPa位势高度差值图(图 3a)上，显著的正差值出现在西太平洋的10°—20°N地区，其中心值超过9 dagpm，指示着一个偏强的西太平洋副高；同时，一个显著的负差值出现在青藏高原以东地区，指示着该地区低压系统也偏强。根据动力学理论以及数值模拟结果，这种加强的气压梯度有利于西南风增强(杨大升等，1983；赵平等，2003)，于是在多雨年，中国南方地区的低层西南风偏强，而在江南春季少雨的年份则偏弱(图略)。图 3b给出了在多和少雨年合成的850 hPa风场差值，从该图看到：一个异常反气旋环流出现在西太平洋副热带地区，其异常环流中心在(17°N，138°E)附近，而一个异常的气旋性环流出现在青藏高原东侧的25°N附近，在异常气旋和反气旋环流之间的异常西南风覆盖了中南半岛东部、中国东部及沿海地区，指示着在这些地区的春季西南气流加强。

图 3 江南春季多雨年与少雨年各物理量的合成差值场(a.500 hPa位势高度，单位：dagpm； b.850 hPa风，单位：m/s；c. 对流层低层(从地面到700 hPa)空气质量辐合/辐散场，单位：×10-3 s-1；d. p坐标垂直速度(单位：×10-3Pa/s)沿110°—120°E的纬度-高度剖面；e. 对流层低层(从地面到600 hPa)总水汽通量，单位：kg/(m·s)； f. 850 hPa的∇·q V h，单位：×10-7s-1)Fig. 3 Composite difference fields between the more-rain years and the less-rain years for(a)500 hPa geopotential height(unit: dagpm)，(b)850 hPa wind(m/s)，(c)lower-tropospheric(from surface to 700 hPa)convergence/divergence(unit: 10-3s-1)of air mass，(d)latitude-height cross section of vertical p-velocity(unit: 10-3 Pa/s)along 110°-120°E，(e)lower-tropospheric(from surface to 600 hPa)total water vapor flux(unit: kg/(m·s))，and (f)∇·q V h at 850 hPa(unit: 10-7s-1)

图选项

加强的低层西南气流使其前方的空气辐合上升运动加强以及水汽输送加强。图 3c给出了在江南春季雨季的多雨年和少雨年合成的对流层低层(从地面到700 hPa)的散度差值，其中散度为∫_ps⁷⁰⁰(∇· V _h)dp。 从图 3c看到，大范围负差值出现在中国南方以及西太平洋副热带地区，其中心值低于-40×10^-3s^-1，指示着这些地区的低层空气质量辐合加强，并且，这些异常辐合区是与异常的低层西南风相对应的，异常辐合主要由西南气流的减弱造成；而此时异常辐散区位于长江以北的中纬度地区。与江南的低层辐合相对应，深厚的异常上升运动出现在江南。图 3d 是多雨年与少雨年合成的110°—120°E平均垂直运动的经向-垂直剖面，可以看到：在-20×10^-3 Pa/s以下的显著负异常出现在20°—30°N，并且一直从地面伸展到200 hPa，其中心值为-36×10^-3 Pa/s，指示着在降水偏多年份，江南地区上升运动偏强且深厚。图 3e和3f分别给出了在江南春季多雨和少雨年合成的对流层低层水汽通量()差值和850 hPa水汽通量散度(∇·q V _h)差值。从图中看到：在江南多雨年，来自热带的较大的q V _h矢量异常出现在西太平洋、南海和中国南方，指示着指向中国南方低层的异常水汽输送主要来自西太平洋和南海，而来自孟加拉湾的水汽输送异常很弱(图 3e)，表明在多雨和少雨年来自孟加拉湾的水汽输送变化不大。在图 3f中，大范围的∇·q V _h负异常出现在长江及其以南地区，其中心值为-12×10^-7s^-1，指示着这些地区的低层水汽辐 合加强，而此时南海为正异常，为水汽流出，这表明来自西太平洋的水汽到达南海后，并没有在南海聚集，而是转向北输送到中国南方，并在江南汇集，为江南雨季提供有利的水汽条件。

图 4(a)同图 1c，但为针对江淮春季雨季降水；(b)同图 2c，但为针对江淮春季降水Fig. 4(a)As in Fig. 1c but for spring rainy-season precipitation over the valleys of the Yangtze-Huai Rivers，and (b)as in Fig. 2c but for the spring rainy-season precipitation over the valleys of the Yangtze-Huai Rivers

图选项

由此可见，当春季西太平洋副高和青藏高原东侧的低压系统加强时，二者之间的气压梯度增大，使江南地区西南风加强，从而加强了该地区的低层辐合、对流层垂直上升运动以及水汽输送，在这样的大气环流条件下，江南地区表现出如图 2c显示的春季降水偏多特征。那么，春季江南的异常降水区位置是否随着春季异常西南风位置的偏北而向北移呢？下面将讨论春季南方雨带异常位置偏北时的大气环流异常特征。 3.2 江淮地区春季降水年际变率与大气环流异常

用中国29°—33°N，110°E以东来代表长江中下游和淮河流域，简称江淮地区。图 4a给出了春季(第14—24候)江淮地区累积降水量的时间变化曲线，可以看到：春季江淮地区降水也表现出显著的年际变率，多年平均降水量203 mm，降水量正异常出现在1960、1963、1964、1973、1977、1987、1991、1998、1999、2002和2003年，而降雨量负异常出现在1961、1962、1971、1978、1984、1988、1997、2000、2001和2004年，这些异常年份的降水距平都在0.8倍方差以上。与江南多(少)雨年份进行比较可以看到，只有1(2)a江淮多(少)雨年份与江南的相同，这说明江南和江淮地区的多(少)雨年份总体上不同时出现。选择江淮地区这些多雨年和少雨年进行合成分析，图 4b给出了在江淮春季降水多、少年份合成的降水差值，可以看到：显著的正差值出现在长江流域及其以北地区，其中心位于长江中下游，这说明所选择的江淮春季降水多和少年份可以反映该地区降水的异常特征；此时，华南地区为显著的负差值。

图 5a给出了在江淮春季降水多、少年份合成的500 hPa位势高度差值，可以看到：大范围的显著正差值出现在中国东部及西太平洋中纬度地区，其中心值超过50 dagpm，指示着一个偏北的西太平洋副高，而在青藏高原北侧则是一个显著的异常低压。在二者之间，气压梯度明显加强，与图 3a给出的江南多、少雨年合成的结果比较，西太平洋的正异常、东亚大陆上空的负异常都明显位于更偏北的位置，并且加强的气压梯度区域位置也偏北。相应于这种偏北的异常气压系统和气压梯度，中国东部的西南风更容易向北扩展。图 5b给出了在江淮多、少雨年合成的850 hPa风场差值，在该图中，一个异常反气旋性环流异常位于西太平洋30°N以北，而高原东侧的异常气旋性环流位于30°N以北，其位置都比当异常雨带位于江南时(图 3b)更偏北。于是，在图 5b中异常气旋和反气旋之间的异常西南风或东南风盛行在青藏高原东侧的东亚大陆及其沿海地区，比图 3b中的位置明显偏北。在图 5b中的这种环流系统和西南风的异常特征很像赵平等(2009)通过加强东亚大陆与其周边海陆热力差异模拟的异常特征，这进一步从观测资料分析角度证实了他们的数值模拟结果。

图 5 同图 3，但为针对江淮春季雨季降水Fig. 5 As in Fig. 3 but for the spring rainy-season precipitation over the valleys of the Yangtze-Huai Rivers

图选项

随着在图 5b中的东部异常西南或东南风位置偏北，显著的低层空气质量辐合区也从图 3c中的江南地区移到图 5c中的江淮河流域，并且，一直向东北方向延伸到朝鲜半岛附近，其异常中心值为-16×10^-3s^-1，而此时华南地区的低层则为空气质量异常辐散。与散度的这种异常变化相对应，显著的对流层垂直运动负差值从图 3d的江南地区向北移到30°N附近，其最大值在-20×10^-3 Pa/s以下(图 5d)，指示着江淮流域的垂直上升运动加强；此时在华南地区低层为垂直运动正异常值，指示着该区域垂直上升运动减弱。图 5e给出了在江淮春季降水多、少年合成的对流层低层水汽输送差值，从图中看到：在15°—30°N的西北太平洋有较大的异常水汽通量矢量，最大水汽异常中心附近的值为50—75 kg/(m·s)，这些大的异常矢量从东往西进入中国华南后转为向北，进入江淮地区，说明江淮异常水汽主要来自西太平洋副热带地区。在低层的水汽通量散度图上(图 5f)，大范围显著负差值出现在江淮地区，其中心值在-12×10^-7s^-1以下，指示着该地区水汽的汇聚，这表明从来自西北太平洋的水汽输送到江淮地区聚集，为当地降水异常提供了有利的条件；此时，在华南地区则为水汽通量的异常辐散。4 结论和讨论

利用1960—2008年中国降水观测资料和NCEP再分析资料以及统计分析方法，研究了在热带季风爆发前中国南方春季降水强度和位置的年际变率以及相关的大气环流异常，特别是与东部对流层低层西南风的关系，结果表明：在年代际尺度上，江南春季雨季降水在20世纪60年代中、后期偏少，在70年代中期到80年代初偏多，从90年代初开始又呈现出明显减少趋势；在年际尺度上，当春季雨季降水异常位置在江南时，西太平洋副高和青藏高原东侧的低层低压系统加强，且其异常中心分别位于17°和25°N，此时两个异常气压系统之间的气压梯度加强，使异常西南风出现在长江以南，在异常西南风减弱区出现低层空气质量辐合、对流层上升运动以及低层水汽辐合加强，从而使江南降水增加，此时来自西太平洋的异常水汽到达南海后，没有在南海聚集，而是转向北输送到江南。当春季西太平洋副高以及青藏高原东侧低压系统加强且异常中心位于30°N以北，异常的西南风或东南风位置也偏北，并盛行在中国东部大陆大部分地区，此时低层空气质量辐合、对流层上升运动以及低层水汽通量辐合异常增强区都位于江淮地区，而华南地区为空气质量辐散、下沉运动以及水汽辐散的异常区，于是春季异常雨带位于江淮地区，而华南地区降水减少，这时的异常水汽主要来自西太平洋副热带地区。

上述结果表明，当春季西太平洋副高和东亚陆地的低压系统加强并且位置偏北时，异常西南风也加强，位置也偏北，从而使低层的异常辐合、对流层异常上升运动以及水汽输送均向北移，位于长江以北地区，导致春季异常雨带出现在江淮地区而不是在江南地区。以前的数值模拟结果指出：即使没有南海热带季风爆发，当春季东亚与其周边海洋的海—陆热力差异显著增强时，低层西太平洋副高和青藏高原东侧的大陆低压系统加强，使得中国东部地区的西南风加强，导致春季位于江南的雨带向北推进到江淮地区(赵平等，2009)。很显然，本文的资料分析支持了他们的数值模拟结果，并且观测资料的这种结果可以被东亚区域热力差异的异常激发出来。