亚洲季风为全球最大的季风系统, 季风降水及活动影响数亿人的生活及国家水资源规划等。中国南海季风的特殊地理位置使其成为联系东亚和南亚夏季风系统的重要纽带。通过1998年中国南海季风试验及一系列资料分析、数值模拟实验, 许多学者(黄荣辉等, 1994；丁一汇等, 2002, 2004)发现中国南海夏季风的强度变化是全球系统非常重要的组成部分, 与中国汛期的爆发和降水分布关系密切(李崇银等, 1999；何金海等, 2007)。

由于中国南海夏季风的建立标志着亚洲季风区雨季的开始, 过去许多研究(李崇银等, 1999；何金海等, 2000；金祖辉等, 2002；Ding, 2004；Ding et al, 2005；Wang et al, 2009；钱维宏等, 2010)关注于中国南海夏季风爆发过程的大尺度环流演变特征以及爆发时间和强度的定义。中国南海季风活动存在3—6 a的年际变化(Wang et al, 2009), 造成中国南海季风年际变化的成因复杂, 其中, 太平洋和印度洋地区海温异常被认为是造成中国南海季风年际变化的原因之一, 例如：冬季东太平洋海温偏高(暖ENSO)的次年, 中国南海夏季风爆发较晚(Zhou et al, 2007)；西太平洋暖池的热力异常通过改变沃克环流, 也会对中国南海季风的强度变化产生影响(黄荣辉等, 1994；陈永利等, 2003)；李东辉等(2006)发现印度洋海温异常与中国南海夏季风活动年际变化的关联性, 其指出：前期秋季印度洋偶极子(IOD)处于正(负)相位时, 次年中国南海夏季风强度减弱(增强)；冯娟等(2009)也指出前期春季至夏季东印度洋及西太平洋区域海温与该年中国南海夏季风强度成显著负相关。

除了大气外部下垫面状态, 大气内部动力过程也可能对季风活动产生影响(Goswami, 1998；Webster et al, 1998；温之平等, 2006), 这些内部因子主要来自于大气中不同尺度、模态、状态之间的相互作用。Goswami(1998)、Ajaya Monhan等(2003)和Kang等(2006)的研究认为印度季风年际变化的来源为大气内部季节内振荡强度的变化, 季节内振荡活动活跃的年份, 南亚季风偏强, 且季风降水偏多；Qi等(2008)指出南亚季风区扰动动量传播的年际变化会影响季风西风的强弱；Hsu等(2015)发现季节内振荡与季节平均环流的尺度相互作用, 以及大气加热与环流场的相互作用均会影响印度季风环流的年际变化。然而, 过去研究多注重于南亚季风年际变化的特征和机理, 有关大气内部动力过程如何影响中国南海季风年际变化的研究较为缺乏, 且未有定论, 已往的研究发现中国南海季风爆发时间(受大气动力、热力状态影响)的年际变化与该年季风强度有关, 李东辉等(2006)指出中国南海季风爆发偏早(迟)年, 季风强度偏强(弱)；而戴念军等(2000)的研究则发现中国南海夏季风强度与爆发时间成负相关；严蜜等(2009)则认为中国南海夏季风的强度与爆发时间不完全一致。因此, 中国南海夏季风强度年际变化过程中大气内部过程如何仍须进一步研究, 此亦为提高季风可预报性的主要途径之一(Goswami, 1998；Webster et al, 1998；Kang et al, 2006)。

中国南海季风区除了季风环流外, 季节内振荡(李崇银等, 1998；朱乾根等, 2000；林爱兰等, 2005)和天气尺度扰动(如：台风)也十分活跃(Goh et al, 2010), 存在复杂的尺度间相互作用。为了探讨大气内部动力过程对季风强度年际变化的影响, 本研究从能量诊断角度, 利用平均动能收支方程, 定量探讨季节环流-季节内振荡-天气尺度的相互作用, 以及大气加热-环流场相互作用对中国南海夏季季风强度年际变化的相对贡献。

选用的资料包括：(1)美国国家海洋和大气局(NOAA)提供的最新的高分辨率(1°×1°)射出长波辐射(OLR)逐日资料(Liebmann et al, 1996), 射出长波辐射被广泛应用于表示热带对流强度(Murakami et al, 1986)；(2)欧洲中心最新的全球再分析数据ERA-Interim(Dee et al, 2011), 使用变量为低层(850 hPa)每6 h的水平风场、垂直速度场以及气温场, 水平分辨率为1.5°×1.5°；(3)美国国家环境预报中心(NCEP)/国家大气研究中心(NCAR)(Kalnay et al, 1996)提供的2.5°×2.5°全球水平风场、垂直速度场、温度场；(4)台风联合预警中心(JTWC, 2013)提供的热带气旋每6 h最佳路径资料, 用来探究西北太平洋上台风活动的年际变化, 文中考虑最大风速大于17 m/s的热带气旋个例。

本研究的诊断工具为开放系统中的三维平均动能方程, Lorenz(1967)讨论了纬向平均环流场与扰动场的相互作用。为了探讨中国南海夏季风区不同时间尺度系统相互作用对其年际变化的作用, 将原始方程在时间域上进行分解和推导(Hsu et al, 2009, 2011)平均动能((K=u²+v²)/2)的诊断方程如式(1)

(1)

式中, V为二维风场(u, v), V=V+V′, V表示每年夏季(6—8月)的平均风, V′表示所有小于90 d的扰动风场。由式(1)可知, 影响中国南海夏季风区平均动能(季风环流强度)变化的物理过程包含：通过平均流和扰动的相互作用使扰动动能转换为季风平均动能(CK项)；平均有效位能转换为季风平均动能(CA项), 当在暖的区域有上升运动或者冷的区域有下沉运动的话, 该项就对平均动能的增长有正贡献；平均和扰动场引起的季风平均动能平流(BK项)；通过平均重力势的边界通量(BG项)；次网格尺度影响以及摩擦消散等作用导致的季风平均动能的变化(D)。局地季风平均动能的生成主要来自于扰动动能转换(CK项)和平均有效位能转换(CA项), 其他项可以使季风平均动能在空间上重新分配。其中, CK项包含了不同时间尺度的相互作用, 展开如式(2)

(2)

式中, CK1项与扰动动量-平均辐合辐散场相互作用有关；CK2项与扰动动量-平均涡度的相互作用有关；CK3项与扰动动量-平均垂直风切变的相互作用有关。

式(1)和(2)中, 瞬变扰动的定义为90 d以下所有分量, 包括10—90 d季节内振荡和较高频( < 10 d)的扰动。为了进一步了解高频扰动、季节内振荡与平均环流的相互作用, 分别讨论高频扰动(下标为H), 低频扰动(下标为L)对季风平均动能变化的相对贡献, 根据Hsu等(2009), 高频和低频扰动为相互独立的分量, 其乘积再经过长时间平均(如季节平均)后为0, 因此, 高频和低频扰动与平均环流相互作用的过程可写成式(3)和(4)。本研究中, 小于10 d的高频扰动和10—90 d低频季节内振荡由Lanczos(Duchon, 1979)滤波器分别提取。

(3)

(4)

中国南海夏季风包含多重尺度系统(李崇银等, 1998；朱乾根等, 2000；Ding, 2004；林爱兰等, 2005；Wang et al, 2009；Goh et al, 2010), 图 1为各尺度(夏季季节平均、10—90 d季节内振荡、 < 10 d高频扰动)系统的气候平均及其年际变化的分布特征, 1979—2010年夏季平均射出长波辐射分布可见, 孟加拉湾、中南半岛以及西太平洋暖池区为亚洲夏季季风对流活跃区(Goswami, 1998；Wang et al, 2009), 中国南海—西太平洋季风对流虽然比南亚季风区对流偏弱(图 1a), 但其年际变化十分明显(图 1d)。中国南海夏季风的季节尺度以下的扰动活动亦十分活跃, 低频10—90 d季节内振荡和高频10 d以下波动的活动大值区都出现在海洋上(中国南海、菲律宾海、西太平洋暖池区), 就夏季平均态而言, 高频扰动(图 1c)较季节内振荡(图 1b)活跃, 但是季节内振荡在中国南海—西北太平洋地区显现出较强的年际变化(图 1e、f)。

图 1 (a)1979—2010年6—8月(JJA)射出长波辐射平均场分布，(b)10—90 d和(c) < 10 d射出长波辐射标准差分布，(d)—(f)分别为(a)—(c)的年际标准差(单位:W/m2) Figure 1 summertime (jja) mean olr over asia and western pacific in 1979-2010. (b)-(c) same as (a) but for the standard deviations of 10-90 d and < 10 d olr, respectively. (d)-(f) same as (a)-(c) but for their interannual standard deviations from 1979 to 2010(unit: w/m2)

图选项

为了进一步探讨中国南海季风各尺度系统相互作用的年际变化如何影响季风的环流强度, 首先对强、弱季风年进行分类。已有研究表明, 中国南海夏季风活动的基本特征之一就是低层盛行西南风, 其经向风和纬向风同等重要；之二是夏季风突然爆发, 西南风和所表示的对流活动具有几乎同步的爆发性增长, 并且西南风和射出长波辐射成显著负相关(李崇银等, 1999), 除此之外东亚降水量局地性较强, 并且由于技术原因缺少海上降水资料, 所以单独用降水和环流来表示中国南海季风的强弱都不适用。吴尚森等(2001)定义了中国南海区域(10°—20°N, 110°—120°E)夏季风强度指数-, 式中V_SW=(u+v)/为中国南海区域850 hPa月或季平均风在西南方向上的投影, R为月或季平均的射出长波辐射, 和R为月或季的多年平均。由于降水与对流(射出长波辐射)关系非常显著, 而且通过计算发现已有的季风强度指数I_s与射出长波辐射成显著负相关(r=-0.7, 显著性水平大于0.01)。因此, 可以直接用强对流区域射出长波辐射的时间序列来挑选中国南海强、弱季风年。由图 1可见, 中国南海季风及其年际变化活跃区域位于(5°—25°N, 105°—125°E), 图 2为此区域标准化的射出长波辐射时间序列(为了方便理解, 已将射出长波辐射乘以-1), 将标准差大于1.0的年份选为强季风年, 小于-1.0的年份选为弱季风年(图 2), 强季风年有1984、1985、1994、1995、1999、2001、2005年, 弱季风年则为1982、1983、1987、1988、1993、1998、2003年。其时间序列与吴尚森等(2001)定义的I_S的年际变化基本一致(图略), 并且与张勇等(2004)、Xu等(2009)依西南风或环流场定义得到的强、弱季风年基本一致。

图 2 1979—2010年中国南海(5°—25°N, 105°—125°E)夏季标准化射出长波辐射的年际变化(单位：标准差) Figure 2 Normalized OLR in the summer monsoon season over the SCS (5°—25°N, 105°—125°E) during 1979-2010(Unit:Standard deviation)

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图 3为强、弱季风年合成的低层(850 hPa)环流场季风平均动能分布。中国南海夏季风区低层的主要特征是3支气流的辐合, 分别是来自印度洋的西风气流、在105°—110°E附近来自南半球的跨赤道气流以及西太平洋副热带高压西侧的东南气流(丁一汇等, 1987)。低层的跨赤道西南气流带来暖湿空气, 为中国南海地区带来主要降水(梁建茵等, 2004)。沿孟加拉湾、中南半岛和中国南海西风大值区(5°—15°N)有较强的季风平均动能, 在强季风年, 季风平均动能也显著增强, 并且东、西风的辐合区也偏西, 季风平均动能大值出现在强西风气流所在的区域(图 3a、b)。中国南海强季风年, 伴随印度季风区西风的增强与向东延伸, 季风平均动能在中国南海南部(12°N以南)显著增强, 而中国南海北部(12°N以北)为气旋环流差值, 季风槽加深, 对流活跃(图 3c)。

图 3 850 hPa季风平均动能(单位：m2/s2)和水平风场(单位：m/s)在(a)强季风年、(b)弱季风年、以及(c)两者差值(强季风年减弱季风年)的空间分布(图(c)中阴影为季风平均动能差值通过95%显著性检验区域) Figure 3 Distributions of 850 hPa MKE (Unit: m2/s2) and horizontal wind (unit: m/s) during (a) strong and (b) weak monsoon years, and (c) their difference with dots for statistically significant change at the 95% confidence level

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由图 3可知, 中国南海季风环流(季风平均动能)与对流一致, 均呈现显著的年际变化。为了探究强季风年动能增长的来源, 分别诊断了强、弱季风年时CK、CA项大气能量转换过程, 以便了解大气内部尺度相互作用及大气加热-环流相互作用对季风平均动能年际变化的贡献。图 4分别为低层CK项(正值为扰动动能转给季风平均动能)和CA项(正值为平均有效位能转给季风平均动能)在强年和弱年的分布。结果显示, 无论强年还是弱年, CK项在中国南海都是负值, 即中国南海季风区的低层平均环流将动能转给扰动场, 支持扰动的生成及发展(图 4a、b), 强季风年, 中国南海南部强西风CK项为正差值, 说明平均环流场保留了较多的动能(即季风平均动能失去较少能量给扰动动能), 可维持季风平均动能的正差值(图 4c)。除了CK项有利于中国南海南部季风平均动能的增长, 强西风也有利于将印度季风区较大的季风平均动能往中国南海南部平流(BK项正差值), 有利于此区域平均西风的增强(图略), 强季风年时, CK项在中国南海北部季风槽加深的地区呈现负差值(季风平均动能失去较多能量给扰动动能), 显示CK项并非导致季风槽增强的主因, 意味着必然有其他过程对低层季风槽动能的增长产生正贡献。图 4d和c为低层CA项于强、弱季风年的分布, 季风槽区对流加热与上升运动的共同作用有利于平均有效位能转换为季风平均动能(CA项皆为正值), 而强年时, 气旋性环流差值有利于CA项的增强, 较多的平均有效位能转换给季风平均动能, 维持季风槽的加深(图 4f)。

图 4 850 hPa CK项(单位：10-3m2/s3)在(a)强季风年、(b)弱季风年、以及(c)两者差值(强减弱季风年)的空间分布。(d)—(f)同(a)—(c)但为850 hPa CA项(图(c)与(f)中黑点代表差值通过95%显著性检验的区域) Figure 4 Distributions of 850 hPa CK (10-3m2/s3) during (a) strong years, (b) weak years, and (c) differences between strong and weak years. (d)-(f) Same as (a)-(c) but for the 850 hPa CA (10-3m2/s3)(The dots in (c) and (f) indicate changes at the 95% confidence interval)

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由第3节季风平均动能的诊断可知, 大气内部尺度相互作用影响中国南海季风不同尺度系统的年际变化。如式(2)所示, CK项包含了三维扰动动量通量与平均气流辐散分量(CK1项)、涡度分量(CK2项)、垂直切变(CK3项)的相互作用过程。此外, 式(1)和(2)中的瞬时扰动包含所有小于90 d的系统, 可以进一步分解为低频(10—90 d)季节内振荡和较高频( < 10 d)的天气尺度扰动, 本节将深入讨论低频、高频扰动与平均流场不同分量相互作用过程对季风平均动能的贡献。

图 5a显示, 中国南海季风强年, 沿5°—15°N向东发展的西风急流差值于孟加拉湾、中南半岛及中国南海西南部一带产生辐散(əu/əx＞0), 扰动动量通量与季风辐散环流相互作用的结果, 有利于季风平均动能增长(CK项正差值)；中国南海北部及菲律宾海一带则为辐合区(əu/əx＜0), 较多的季风平均动能转换为扰动动能, 使扰动成长, 此结果与波动累积机制有利于天气尺度扰动发展(Sobel et al, 1999; Kuo et al, 2001)的理论相似。扰动动量通量与季节平均旋转分量相互作用(CK2项)的负(正)差值出现在中国南海北(南)部的气旋(反气旋)环流差值区(图 5b), 说明大尺度反气旋(气旋)环流不利于(有利于)其中的扰动场的成长。低层垂直风切变与扰动通量相互作用(CK3项)的贡献较小, 但也显示有利于中国南海南部强西风的增长(图 5c)。

图 5 同图 4c，但为(a)CK1项, (b)CK2项, (c)CK3项(单位：10-5m2/s3)；风矢量为强、弱季风年的850 hPa风速差值 Figure 5 Same as Fig. 4c but for (a) CK1, (b) CK2, and (c) CK3 (unit: 10-5m2/s3; vectors indicate the difference of 850 hPa wind field between strong and weak monsoon years)

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高频( < 10 d)和低频(10—90 d)扰动与平均流场相互作用对季风环流强度年际变化的相对贡献如图 6所示, 不论是强、弱季风年, 季节平均环流均在提供低层的高、低频扰动成长(图 6a、b、d、e), 强季风年时, 孟加拉湾东部、中南半岛及中国南海南部保留了较多的季风平均动能(即较少的能量转给 < 10 d的高频扰动及10—90 d季节内振荡), 有利于西风差值的维持(图 6c、f), 在中国南海北部及菲律宾海一带的季风槽区, 由于季风槽的加深有利于高频、低频扰动从季风平均动能获得较多能量(图 6c、f)。图 7进一步比较CK_H(式(3))和CK_L(式(4))每一项的相对贡献, 发现中国南海南部强西风的维持主要来自于低频水平扰动通量与季节平均辐散场、涡度场以及垂直风切变之间的相互作用(CK1_L、CK2_L、CK3_L)。中国南海北部季风槽区的辐合和涡度差值与扰动的相互作用均有利于两类扰动的成长(图 7b)。

图 6 同图 4但(a)—(c)为CKH，(d)—(f)为CKL (单位：10-6m2/s3) Figure 6 As in Fig. 4 but (a)-(c) for the CKH, (d)-(f) for the CKL (unit: 10-6m2/s3)

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图 7 中国南海季风强弱年相减的CKH(CK1H、CK2H、CK3H)和CKL(CK1L、CK2L、CK3L)各项于(a)中国南海南部(3°—12°N, 90 °—115°E)和(b)中国南海北部(12°—20°N, 110°—125°E)的比较(单位：10-6m2/s3) Figure 7 Differences in the individual terms of CKH (CK1H、CK2H、CK3H) and CKL (CK1L、CK2L、CK3L) between strong and weak monsoon years averaged over (a) northern SCS (3°-12°N, 90°-115°E) and (b) southern SCS (12°-20°N, 110°-125°E)(Unit: 10-6m2/s3)

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由对图 5—7的分析可知, 中国南海季风尺度相互作用的年际变化影响不同尺度系统的生成和发展, 强季风年时, 中南半岛及中国南海南部一带季节平均环流保留较多动能, 有利于季节平均环流增强；而中国南海北部及菲律宾海一带的季风环流失去较多能量促进高频和低频扰动成长, 直接影响中国南海一带台风和季节内振荡的活动。图 8为热带气旋生成频次的分布, 与能量诊断的结果一致, 中国南海季风偏强的年份(图 8a), 中国南海北部及菲律宾海一带热带气旋活跃, 而在中国南海南部的热带气旋生成数目较少(图 8c)。中国南海季风的增强也有利于由中国南海地区向北传播的季节内振荡发展(图 9a—e), 与弱季风年相比(图 9g—j), 中国南海地区的季节内振荡对流在强季风年较强, 具有明显的向北传播, 波动的纬向空间尺度较大, 波列结构由中国南海—华东—日韩一带延伸(图 9c)；弱年时, 波列尺度较小, 显示出中国南海—华南—华北的波列结构(图 9h)。此结果显示, 中国南海季风(季节平均环流)与季节内振荡扰动的相互作用, 可能会进一步加强季节内振荡的向北传播, 进而影响中国东部的气候变化(Li et al, 2001；李崇银等, 2007)。

图 8 热带气旋在(a)强季风年、(b)弱季风年以及(c)强减弱年的生成频率分布 Figure 8 Same as Fig. 3 but for the frequency of tropical cyclone geneses

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图 9 10—90 d中国南海地区射出长波辐射指数(5°—15°N, 110°—120°E区域平均)与东亚季风区10—90 d射出长波辐射的超前滞后回归，0天为同时相关，lag负(正)值代表中国南海射出长波辐射指数落后(超前)东亚地区射出长波辐射分布。(a)—(e)强季风年，(f)—(j)弱季风年(单位：W/m2) Figure 9 10-90 d OLR over the SCS (5°-15°N, 110°-120°E) regressed onto 10-90 d OLR over the East Asian monsoon regions. 0 day indicates the simultaneous correlation. Lag negative (positive) days represent that the SCS OLR index lags (leads) the OLR distributions over East Asia. (a)-(e) for strong monsoon years, (f)-(j) for weak monsoon years(unit: W/m2)

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以上的诊断结果是基于ERA-Interim数据, 考虑到再分析资料可能存在不确定性, 利用另一套资料(NCEP/NCAR)重复所有的计算和分析, 检验结论的一致性。图 10展示了NCEP/NCAR再分析资料中强、弱季风年低层季风平均动能、CK项、CA项的变化。与ERA-Interim的结果相似, 强季风年, 低层季风平均动能于强西风急流区明显增强(图 10a), 孟加拉湾、中南半岛及中国南海西南部为CK项正差值, 可以维持西风的增强(图 10b), 而在中国南海北部和西北太平洋一带, 大气加热和上升运动的共同作用(CA项)为主要能量来源(图 10c)。图 11a—c比较了扰动动能与季节平均环流不同分量的相互作用, 与ERA-Interim结果一致, CK1和CK2项为强西风的能量来源, 季风槽区则是有较多的季风平均动能转换给扰动成长。进一步分析不同扰动与季风相互作用的贡献(图 12), 结果显示, 在强西风区, 季节内振荡动量通量与季风涡度场的相互作用(CK2_L)对平均环流差值的维持十分重要(图 12a)；中国南海北部的季风槽的辐合、气旋性涡度与高频、低频扰动通量相互作用均有利于能量转换给扰动场(图 12b)。以上结果皆与ERA-Interim一致, 进一步说明本研究并非依赖数据, 因此结论具有一定的可信度。

图 10 (a)—(c)分别同图3c、4c、4f，但使用的是NCEP/NCAR再分析资料 Figure 10 (a)-(c) Same as Figs. 3c, 4c, 4f, respectively, but derived from the NCEP/NCAR reanalysis data

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图 11 同图 5，但使用的是NCEP/NCAR再分析资料 Figure 11 Same as Fig. 5 but derived from the NCEP/NCAR reanalysis data

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图 12 同图 7，但使用的是NCEP/NCAR再分析资料 Figure 12 Same as Fig. 7 but derived from the NCEP/NCAR reanalysis data

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中国南海夏季风存在多重尺度系统, 包含季节平均季风环流、季节内振荡、高频天气尺度系统, 各尺度系统呈现明显的年际变化, 系统间存在复杂的相互作用。本研究利用ERA-Interim和NCEP/NCAR两套再分析资料, 通过平均动能收支方程的诊断, 定量探讨了大气内部多尺度相互作用及大气加热—垂直运动共同作用等过程对中国南海夏季风环流强度年际变化的相对贡献。主要发现总结于示意图(图 13)。

图 13 中国南海季风尺度相互作用年际变化(强、弱季风年的差异)示意图 Figure 13 Schematic diagram for the interannual variability (strong minus weak monsoon years) of scale interaction in the SCS summer monsoon

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中国南海夏季对流活动活跃的年份(强季风年), 南亚季风区西风增强, 沿5°—15°N自中南半岛、中国南海南部至西太平洋一带为西风差值盘踞, 季风平均动能于中国南海南部显著增大, 西风差值最强的区域出现在菲律宾一带, 因此中南半岛及中国南海南部为辐散差值区(əu/əx＞0), 赤道为反气旋性环流(əu/əx＞0), 水平扰动通量与平均流场的相互作用显示出CK项正差值(扰动动能转换至季风平均动能正差值), 较多的季风平均动能出现在中国南海南部, 维持强西风发展的动能。中国南海季风对流偏强时, 中国南海北部为气旋性环流差值, 显示中国南海—西太平洋夏季季风槽加深, 与中国南海南部不同, 季风槽的能量来自于大气加热与垂直运动的共同作用(CA项), 强年时, 季风槽区对流加热和上升运动增强, 有较多的平均有效位能转换给季风平均动能, 维持气旋性环流的发展, 但同时, 季风槽区的大尺度背景场辐合和正涡度分量与水平扰动动量通量相互作用, 产生CK项负值(季风平均动能转换给扰动动能), 有利于扰动的发生和成长, 进一步发现 < 10 d扰动动量通量与平均流场涡度的相互作用最有利于高频扰动增长, 而10—90 d季节内振荡动量通量与平均流场散度的相互作用对季节内振荡发展有最大的贡献。因此, 强季风年时, 中国南海北部有较多的热带气旋生成, 季节内振荡在中国南海较为活跃, 纬向的波列尺度变大, 向北传播信号显著。

不同于过去研究多注重于中国南海季风爆发过程及其年际变化, 本研究对中国南海季风区不同尺度系统相互作用的年际变化特征及物理过程进行定量诊断。目前模式中对多重尺度相互作用特征及大气内部动力过程如何影响季风发展的模拟能力偏低, 使季风的可预报性偏低(Goswami, 1998；Ajaya Monhan et al, 2003；Kang et al, 2006), 因此, 季风年际变化中大气内部作用过程的定量诊断为改进模式提供观测基础, 增进理解中国南海地区季风环流特征及强度的年际变化如何影响高低频扰动(热带气旋、季节内振荡)生成和发展的机制(林爱兰, 1998；李崇银等, 1999；Ding, 2004；Goh et al, 2010), 有助于发掘东亚季风区灾害天气的预报因子, 减少中国南部沿海及东部地区的天气灾害损失。