中国位于欧亚大陆的东部，每年的天气气候深受东亚季风活动的影响。作为亚洲季风的主要成员，东亚季风具有显著不同于印度季风的特征。东亚季风可划分为南海—西太平洋热带季风和中国大陆东部—日本的副热带季风(朱乾根等，1985)，后者是直接影响中国旱涝的关键因子。它与前者相互作用，共同影响着中国的旱涝分布(张庆云等，2003)。虽然迄今为止，对东亚副热带季风的研究已取得了很多成果，但对其形成原因的认识存在争议，一部分学者认为东亚副热带夏季风是南海热带夏季风的向北延伸(Wang et al，2002)，另一部分则认为东亚副热带夏季风早于热带夏季风建立，它更依赖于纬向海、陆热力差异的季节性反向(何金海等，2008；赵平等，2008a，2008b，2009)。与东亚不同的是，虽然美国东部大陆同样位于北美高原(落基山脉)东侧，且东面为海洋(大西洋)，属于大陆东海岸亚热带湿润气候区，但却没有典型的季风气候特征。究竟“北美东部地区”为什么是非季风区至今并没有答案。早在20世纪50年代，叶笃正等(1952)就指出“由于青藏高原与落基山脉的形状不同，对大气环流可能产生很多不同的效果。”近几十年来，也有不少科研成果展示了落基山和青藏高原对大气环流和天气系统影响的差别较大(盛华等，1988；李维京，1985；李振军等，1996)。那么，究竟这种不同的海、陆分布和地形在东亚季风气候与美国东部非季风气候的产生中起何作用?鉴于此，深入对比分析东亚和北美东部的大尺度环流演变特征，并在此基础上探讨可能的物理成因，具有重要的科学意义和实际应用价值。

近年来，吴国雄等(2008)从“热力适应”理论出发，提出与海、陆分布相关的长波辐射冷却(LO)、感热加热(SE)、凝结加热(CO)和双主加热(D)(LOSECOD)四叶型加热是形成副热带地区季风与沙漠共存的主要机制之一。冬季海洋上空的大气较暖，陆地上空的大气较冷，而夏季的情形与之相反。因此，夏季副热带地区的上升运动出现在大陆东部和海洋西部，而下沉运动发生在大陆西部和大洋东部。夏季副热带的海、陆(含高原)上空大气加热型决定了大尺度的经向风场和垂直运动及其相应的降水。这种理论为解释副热带环流的形成机制提供了理论基础，为研究副热带季风的形成机理提供了新思路。然而，据此理论北美东部地区应与欧亚大陆东部地区一样，同属副热带季风降水区(“绿洲”)。Li等(2003)根据冬夏近地面盛行风向反转程度所定义的归一化季风指数，给出的全球季风区的分布图显示，欧亚大陆东部属于副热带季风区，但北美大陆的东部却是非季风区(图 1)。中外诸多学者根据不同的标准所定义的全球季风区分布(Qian et al，2002；Wang et al，2008)在东亚地区均存在与图 1类似的结论。可见，在北美东部地区，“沙漠-季风”共存机制无法解释该地区的非季风区特征。

图 1 全球季风区的划分(Li et al，2003) (两个实线框分别表示北美东部和东亚地区) Fig. 1 Distribution of the global monsoon(Li et al，2003)) (The two boxes represent the regions of East Asia and eastern North America respectively)

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众所周知，季风区通常具有两个基本特征(Murakami et al，1994)：(1)低层风的季节变化显著，特别是盛行风向的冬夏反向，(2)存在与风向变化相对应的明显干、湿季交替。Li等(2003)把既有风向转变又有干湿转换的地区定义为标准季风区，把有风向变化而无干湿转换的地区称为普通季风区，而将有干湿转换却无风向变化的地区称为类季风区。那么东亚与北美东部地区的降水以及低层风向的季节演变特征有何差异？造成这种差异的可能机制是什么？回答这些问题有助于揭示季风的季节变化和旱涝转换(Wu et al，2006a，2006b；吴志伟等，2007)的机制，进而为深入理解东亚副热带季风形成的本质(推动力)提供线索，对改进中国东部降水的预测方法有着十分重要的科学价值和实际意义。本研究将通过对比分析，弄清东亚和北美东部地区降水和环流季节演变特征的差异，着重从海、陆热力差异的角度分析造成上述区别的可能原因。

使用的资料是1979—2008年NCEP/NCAR逐日、逐月再分析数据集(Kalnay et al，1996)，水平分辨率为2.5°×2.5°，气象要素包括500和850 hPa风场、位势高度场以及大气温度资料等。同时还使用了CMAP(Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation)(Xie et al，1995)以及GPCP(Global Precipitation Climatology Project)(Robert et al，2003)逐日、逐月降水资料。

本研究关注的是气候平均态，因此，首先求各变量的气候平均值(各变量1979—2008年的算术平均)。由于主要分析大尺度环流的特征，为了滤去高频扰动故将逐日资料处理为逐候(5 d)平均。另外，由于对流层温度总体上自赤道向两极递减，存在明显的经向差异，为了更好地反映温度梯度在东西方向上的变化特征，本研究用温度的纬向和经向非对称分量(T′)进行研究，其中，T′=T-T(T是气温，T是T的纬向平均)，用海洋、陆地上空的温度梯度表征海陆热力梯度。

东亚和北美东部大陆同位于北半球高原(青藏高原和落基山脉)东侧，海洋(太平洋和大西洋)西侧，且所处纬度相近，海陆分布具有一定的相似性，但是气候特征却有着显著的差异(一个为季风气候，另一个为非季风气候)。为了比较，首先认识一下两个地区的大气环流背景有着怎样的异同，它们为各地气候的形成提供了怎样的背景条件？

图 2给出了冬、夏季北半球大气环流分布特征。由图可见，冬季，东亚与北美对流层中层的大气环流形势较为相近：10°—20°N为副热带高压带，在中高纬度，东亚东海岸及北美东海岸各有一大槽(分别为东亚大槽和北美大槽)，东亚大陆西部及北美西部各有一脊。由冬入夏，环流形势发生了显著变化：中低纬度，东亚南面的西太平洋副热带高压(副高)发展北移，副高不再维持带状，发生断裂，东亚大陆上空为气压相对低值区，其中，西太平洋副高单体中心位于海上，其东侧外围偏南气流影响东亚地区；而北美南面的亚速尔高压同样发展北移，但仍旧维持带状，其北侧的偏西环流影响北美东部地区。在中高纬度地区，东亚大陆西部的气流平直甚至由脊变为槽，东亚大槽减弱并东移，“东槽西脊”的环流形势发生改变，而北美环流形势与冬季相比变化不大，“东槽西脊”的环流形势稳定维持，只是强度略微减弱。可见，由冬入夏，西太平洋副高位置、强度和型态的改变以及中高纬度地区槽、脊的变化决定了东亚环流显著的季节变化特征，而北美地区，南面的亚速尔高压强度和位置虽与西太平洋副高一样加强和北移，但最显著的差别在于其型态并没有明显的季节变化，始终维持带状，且中高纬度“东槽西脊”的分布也并没有太大改变，故北美东部大陆环流形势并不存在明显的季节变化特征。

图 2(a)冬(1月)、(b)夏(7月)季北半球500 hPa位势高度场(等值线，gpm)以及风速场(箭头)分布特征 Fig. 2 Geopotential height(contour，gpm) and wind(arrow)on 500 hPa in winter(a，January) and summer(b，July)

图选项

综上所述，虽然控制东亚和北美地区的冬季对流层中层的环流形势十分相似，但夏季差别较大，两个地区环流形势的季节演变情况存在显著差异。

图 3给出了冬、夏季北半球200 hPa纬向风以及风矢量分布特征，清楚地反映了冬、夏季高空急流的特征。冬季，东亚和北美上空的急流分布特征较为相似：在青藏高原南北两侧各有一支西风急流，两支急流在东亚沿海上空交汇，并在日本岛东南侧上空达最强；北美落基山脉南北两侧同样各有着一支西风急流，并在北美东南大陆上空交汇达最强，但强度较东亚西风急流弱，这与谢义炳等(1951)、叶笃正等(1952)的研究结果一致。夏季，青藏高原南侧的西风急流消失，由冬入夏，整个急流轴北跳到40°N左右，同时，西风急流的中心西退至青藏高原、伊朗高原北部上空；同样，落基山脉南侧的西风急流也消失不见，北美西风急流轴也发生北跳，至45°N左右，位置较东亚西风急流更北，但是北美西风急流中心的位置在东西方向并无太大改变，这与东亚情况存在较大差异。除此差异以外，夏季，东亚热带地区出现东风急流，中心强度达30 m/s，然而北美热带地区虽有东风带，但风速较小(不到10 m/s)。

图 3(a)冬(1月)、(b)夏(7月)季200 hPa纬向风场(等值线，m/s)以及风矢量(箭头)分布特征 Fig. 3 Zonal wind component(contour，m/s) and wind(arrow)on 200 hPa in winter(a，January) and summer(b，July)

图选项

综上可见，冬季，东亚与北美高空的急流分布情况相似，东亚西风急流略强。夏季两地有较大差别，急流轴虽同是北跳但急流中心东西向的位置却存在很大差异。

图 4给出了冬、夏季沿32.5°N纬带的平均纬圈环流特征，由图可见，冬季，青藏高原和落基山脉及其周围地区的平均纬圈环流分布型态较为相似：在平直的西风带中，青藏高原和落基山脉上空及其东部存在下沉运动。夏季，两高原及其周边的纬圈环流发生了显著的变化，存在较大差异：该纬度带上，75°E以东的青藏高原及东亚大陆上空表现为一致的强上升运动，其对应的下沉支位于东太平洋至北美西海岸上空；相反，落基山脉上空的上升运动较弱，且其对应的下沉支位于北美的中东部地区，这支下沉运动隔断了落基山上空的上升气流以及大陆东部上空的上升气流，不利于北美东部地区上升气流的发展。

图 4(a)冬(1月)、(b)夏(7月)季高原及周围地区(沿32.5°N)的平均纬圈环流特征 Fig. 4 Averaged zonal circulation features along 32.5°N in winter(a，January) and summer(b，July)

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综上所述，冬季，东亚与北美东部地区具有较为相似的大气环流形势，然而夏季差别很大，这为东亚季风气候、北美东部地区非季风气候的形成提供了大尺度的环流背景条件。

图 5给出了冬(1月)、夏(7月)季东亚和北美东部地区垂直积分(地面—300 hPa)的水汽输送通量特征。可见，无论冬、夏，东亚和北美东部地区的水汽输送特征均存在显著差异。冬季，东亚大陆盛行冬季风，中国大部分地区盛行西北风，干冷气流自北向南输送的水汽量都很小。另有一股绕青藏高原南侧的偏西风水汽输送，为中国南方冬季降水带来水汽。而北美东部地区上空以偏西风水汽输送为主，水汽主要来源于北美大陆西面的太平洋，另有一支在亚速尔高压西南侧转向的偏西南风水汽输送，将墨西哥湾的水汽输送到北美南岸的大陆上空。可见，即使在冬季，北美东部地区也有着较多的暖湿水汽，这与北美东部地区冬季也存在明显的降雨带相对应。夏季，东亚地区的环流形式发生了较大的改变，水汽输送量已然比冬季增大了几倍，这时来到中国大陆(100°E以东)的水汽，主要来自西南，中国南海和东南沿海，以经向输送为主，这几股南来气流直往北进，可抵河套南部黄河下游、华北及松江平原，与之对应，东亚雨带随季节不断北进；然而，北美东部地区水汽输送量虽比冬季增大，但水汽输送形势并未有太大改变，且仍以西风输送为主，经向输送很弱，与之相对应，北美东部地区的降水带常年稳定少动，且降水量四季分配均匀。

图 5(a、b)冬(1月)、(c、d)夏(7月)季东亚(a、c)和北美东部地区(b、d)垂直积分(地面—300 hPa)的水汽输送通量(单位：kg/(m·s)) (虚线表示经向风速值为0的区域) Fig. 5 Vertical integral(from ground to 300 hPa)of water vapor fluxs over the East Asian region(a，c) and eastern North America region(b，d)in winter(a，b) and summer(c，d); unit: kg/(m·s) (dashed lines represent the area where the meridional wind equals zero)

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综上可见，东亚地区水汽来源冬、夏季完全不同，冬季水汽输送量少，夏季水汽来源充沛，且以经向输送为主。相比而言，北美东部地区水汽输送形势较为稳定，且一直以纬向西风输送为主，夏季输送量增多，没有显著的季节变化，这与北美东部地区雨带位置稳定有关。

图 6给出了两种降水资料东亚和北美东部地区降水的时间-纬度剖面。由图 6a、c可见，东亚地区的降水最早于第15候在副热带地区(25°—32.5°N)增多，平均降水量达到6 mm/d。随后，雨带于第24候迅速向南扩展并不断加强，这与陈隆勋等(2000)、江志红等(2006)、何金海等(2008)的研究结果一致。第30—46候，雨带逐渐向北推进，先后抵达江淮流域、华北—东北地区。而在北美东部副热带地区，一条明显独立的降水带位于30°—40°N。与东亚副热带降水的明显年循环特征不同，北美东部地区降水四季分配比较均匀，稳定维持在3—4 mm/d(图 7)。另外，雨带位置稳定少动，无明显的南北摆动。同样的特征在GPCP给出的图 6b、d中也得以体现，只是GPCP降水量普遍大于CMAP降水量且CMAP降水为双峰值(6与8月)，而GPCP只有6月为峰值，这种差异主要是由资料处理的差别造成的(白建峰，2002；Gruber et al，2000)，但不影响上述分析结果。

图 6(a、c)东亚(110°—130°E平均)、(b、d)北美东部地区(90°—70°W平均)CMAP(a、b)与GPCP(c、d)降水的时间-纬度剖面 Fig. 6 Climatological evolutions of precipitation based on the CMAP(a，b) and GPCP(c，d)over(a，c)East Asian region(110°—130°E)，and (b，d)eastern North America region(90°—70°W)

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图 7 东亚(20°—40°N，100°—140°E)和北美东部地区(30°—50°N，100°—60°W)CMAP(a)、GPCP(b)降水量的季节演变 Fig. 7 Evolutions of the climatological CMAP(a) and GPCP(b)monthly precipitation over East Asian region(20°—40°N，100°—140°E) and eastern North America region(30°—50°N，100°—60°W)

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以上分析表明，东亚副热带地区降水的季节变化大，夏湿冬干，具有显著的季风降水的特征。相反，北美东部副热带地区全年雨量分配均匀，表现出非季风区降水的特点。此外，两地副热带雨带位置的季节演变特征也有很大差异：北美东部地区副热带高值(大于3 mm/d)雨带位置常年稳定，无明显的南北位移。

雨带的维持和移动与大气环流的演变密切相关。就东亚地区而言，对流层中、低层的西太平洋副高是夏季对流层下部最重要的天气、气候系统之一，它的活动与东亚天气、气候的变化密切相关(孙淑清等，2001)。而北美东部地区的天气、气候变化则与北大西洋副高的活动特征联系紧密(Henderson et al，1996；Katz et al，2003；Li et al，2011)。因此，西太平洋副高和北大西洋副高季节演变特征的差异可能是造成东亚和北美东部地区降水季节变化不同的原因之一。故首先需要对比东亚和北美东部地区对流层中、低层位势高度场上主要环流系统的季节演变特征。

图 8给出了东亚和北美东部地区对流层低层850 hPa风场的分布情况。冬季，东亚的副热带以南盛行东北风，以北盛行西北风，中国东部受大陆冷高压东侧干冷的偏北风控制，干旱少雨。由冬入夏，亚洲低纬度副热带高太带断裂(图略)，东亚位于大陆热低压东侧与西太平洋副高西侧的偏南气流控制下，同时越赤道气流不断增强，低空盛行风向发生明显季节性反转。中低纬度盛行越赤道输送至东亚地区的西南风、西太平洋副热带高压西侧外围的东南风以及来自南海南部的偏南气流，3股气流在东亚地区汇合，带来大量暖湿空气，有利于降水增多。而影响北美东部地区的环流形势冬、夏并未发生明显改变。冬季，北美东部地区位于强盛的西风带中，盛行偏西风。由冬入夏，虽然北美上空的副高略微加强北抬，同时副热带高压带在北美大陆西部断裂(图略)，但是影响北美东部地区的环流仍以北大西洋副高北侧的中纬度偏西气流为主，说明北美东部地区的低空盛行风向并没有显著的季节变化。

图 8 东亚(a、b)和北美东部地区(c、d)冬季(a、c)、夏季(b、d)850 hPa风场 (白色区表征1500 m的地形) Fig. 8 850 hPa wind over the East Asian region(a，b) and the eastern North America region(c，d)in winter(a，c) and summer(b，d) (Shaded: height above 1500 m)

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以上分析表明，东亚地区低空环流形势有明显的季节变化特征，最突出的表现是由冬入夏，东亚低空盛行风向由偏北风转为偏南风；而影响北美东部地区的低空环流形势则较为稳定，常年盛行偏西风，经向风分量很小，没有明显的风向季节性反转特征。

图 9给出了对流层中层(500 hPa)纬度平均(15°—25°N)的相对涡度的时间-经度剖面。如图 9所示，由冬入夏，东亚上空的负涡度带转变为正涡度带，说明西太平洋副高在该地区上空发生断裂，与低空形态一致。而北大西洋副高始终盘踞在北美上空，表现为终年的负涡度区，说明北大西洋副高的型态无明显改变，北美大陆上空始终为带状分布，显示出比低空更强的稳定性。与涡度场对应，500 hPa高度场上(图略)：东亚上空，冬季，亚洲低纬度副高呈带状分布，其中心居于热带洋面上，副热带地区大陆受其北侧偏西环流控制。夏季，西太平洋副高强度变强，并向北移动，同时在东亚大陆上空断裂，中心居于海洋上，其西伸脊点可至东亚大陆，中国南方受其外围西侧偏南气流影响，有利于将对流层中层的大量海上暖湿空气向中国南方—日本一带输送。伴随着西太平洋副高的北进，中国主雨带明显北抬(图 2)。而北大西洋副高夏季位于北美32°N以南地区上空，呈带状分布，这种环流背景不利于南面墨西哥湾上空的低层暖湿空气向北输送。北美东部地区终年位于北大西洋副高北侧，盛行偏西风，其雨带位置稳定少变。

图 9 15°—25°N纬带平均的500 hPa相对涡度的时间-经度剖面 (等值线虚线表示负涡度值，实线加阴影区表示正涡度值；两个实线框分别表示北美东部和东亚地区) Fig. 9 Time-longitudinal cross sections of 500 hPa vorticity averaged over 15°—25°N (Dashed contours represent the negative vorticity and the solid contours with shaded areas represent the positive vorticity; two boxes bounded by solid lines represent the regions of East Asia and eastern North America respectively)

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上述结果表明，北美东部地区的低空盛行风场和降水都没有显著的季节变化特征，这与东亚地区完全相反。然而，东亚和北美东部地区同处于大陆东部，其东部和南部均为海洋，但它们的降水和环流的季节变化为什么有如此显著的差异呢？对东亚地区而言，许多学者强调了经向海、陆热力差异对季风形成和推进的重要作用(陈隆勋等，1991；何金海等，2001；Qian et al，2001；Huang et al，2003；He et al，2003；Zhang et al，2004；丁一汇等，2004)。此外，近年来又有不少学者(祁莉等，2007；何金海等，2007；Zhu et al，2012)认为纬向海、陆热力差异在副热带季风的形成中至关重要。因此，下文将从海、陆热力差异的角度，试图解释造成东亚和北美东部地区低空盛行风和降水季节演变差异的可能原因。

赵平等(2008)指出，用500—200 hPa平均值表示对流层平均热状况是合理的，因此，首先分析北半球中低纬度500—200 hPa平均温度纬向偏差(T′)的逐候演变(图 10)，以反映海、陆热力差异的季节变化特征。由图可见，东亚地区的纬向温度偏差具有显著的季节反转特征：西太平洋上空的气温在1—3月底为偏暖，4—9月偏冷，而秋冬季又偏暖，其中，高值区基本位于120°E以东洋面上空；大陆上的情况完全相反，4—9月偏暖，10月—次年3月偏冷。总的看来，东亚及其邻近西太平洋地区，冬半年大陆冷、海洋暖，夏半年反转为大陆暖、海洋冷，令温度梯度发生明显的季节性反转，冬半年由海洋指向大陆，夏半年反转为大陆指向海洋。根据热成风关系，冬季对流层低层(高层)盛行偏北风(偏南风)，夏季低层(高层)盛行偏南风(偏北风)(图 8，高空图略)，表现为明显的季风区特征。而北美东部地区(图 10b)的对流层平均温度偏差也有从东暖西冷(冬)向东冷西暖(夏)的反转特征，但温度偏差的季节变化较小。同时计算了东亚和北美东部地区大陆和海洋的纬向温度差异(图 10c，80°—95°E代表东亚大陆，125°—140°E代表西太平洋；115°—105°W代表北美大陆，65°—55°W代表西大西洋)，发现北美东部地区的纬向热力差异虽有反转，但其幅度较东亚地区要小得多。然而为什么这种弱的纬向热力差异的转换没有形成冬夏盛行风向弱的季节性反转呢？后面进一步讨论这个问题。

图 10 500—200 hPa平均温度纬向偏差(沿30°—32.5°N平均纬带)的经度-时间剖面(a.东亚，b，北美东部地区);(c)两个地区纬向海陆热力差异季节演变 Fig. 10 Time-longitudinal cross sections of upper-tropospheric(500-200 hPa)air temperature deviation averaged over 30°—32.5°N(a. East Asia，b. eastern North America)，and (c)zonal l and -sea thermal contrast of East Asia and eastern North America(unit: K)

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图 11给出了冬、夏季东亚和北美东部地区温度经向偏差的纬度-高度剖面。冬季(图 11a、c)，东亚和北美东部大陆地区与各自相邻南部海域间的经向温度偏差特征大体相同：近于整个对流层内(200 hPa以下)，南面海洋上为相对暖区，其北部大陆上为冷区，北美东部地区经向温度偏差较大。夏季(图 11b、d)，东亚和北美东部大陆地区与各自相邻南部海域间的经向温度偏差特征存在较大差异：东亚大陆及其南面海域上空的经向热力梯度方向发生了季节性的反转，呈现为“南冷北暖”，相应的低空气压场(高度场)也发生了反转(图略)。然而，北美东部大陆及其南面墨西哥湾上空的经向温度偏差虽然量值有所减小，但稳定地维持“南暖北冷”的分布形态(图 11d)，相应的低空气压场(高度场)也是南高北低。这种稳定的南暖北冷海、陆热力分布为北美东部地区常年盛行的偏西风提供了稳定的大尺度热力背景。

图 11(a、b)东亚(沿100°—120°E平均)和(c、d)北美东部(沿100°—80°W平均)冬(a、c)、夏(b、d)季温度经向偏差的纬度-高度剖面 (箭头表示经向热力梯度方向) Fig. 11 Height-latitudinal cross sections of the air temperature deviation during winter(a，c) and summer(b，d) (East Asian region(100°—120°E)(a，b)，and eastern North America region(100°W—80°W)(c，d))

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综上可见，作为季风基本推动力的海、陆热力差异在东亚和北美东部地区有着显著的不同：东亚地区的经向和纬向海、陆热力差异随季节反转的特征显著；而北美东部地区的经向海、陆热力差异没有季节性反转，纬向热力差异随季节反转的幅度很小。两者之间如何配置？这可能是决定大陆东部是否为季风区的关键。

为进一步讨论为何弱的纬向海、陆热力差异的转换没有形成北美东部地区冬、夏盛行风向弱的季节性反转，根据图 10c，把4—9月定义为纬向海、陆热力差异的正位相期(此时大陆暖，海洋冷)，10月—次年3月定义为负位相期，分析纬向海、陆热力差异负位相转为正位相(由冬半年到夏半年)前后的大气环流形势的变化。

图 12说明在纬向海、陆热力性质由海洋暖大陆冷反转为海洋冷大陆暖后，沿30°—32.5°N纬带的垂直运动发生了很大的变化：东亚地区表现为全区一致的上升运动区，下沉运动主要在东太平洋上。

图 12 纬向海、陆热力差异负位相转为正位相前后垂直速度变化的经度-高度剖面(沿30°—32.5°N平均纬带) (黑色阴影表示地形，粗虚矩形框表示东亚和北美东部大致经度范围) Fig. 12 Height-longitudinal cross section of the vertical motion difference averaged over 30°—32.5°N between the positive and negative phase of zonal l and -sea thermal contrast(positive minus negative) (shaded: topogragpy; two boxes bounded by dashed lines represent the regions of East Asia and eastern North America respectively)

图选项

而北美大陆西侧落基山脉上空为上升运动，中部为下沉，东部为上升运动。可见，纬向海、陆热力梯度反向后(负位相转为正位相)，东亚地区上升运动显著增强，而北美东部地区则没有明显的垂直运动的变化，仅有弱的上升运动。根据热力适应理论(吴国雄等，2008)可知，当纬向海陆热力性质反转为大陆暖海洋冷后，会在大陆的东部激发上升运动。春季青藏高原感热快速增强，由于其高耸的地形且位于亚欧大陆的东部，能够直接加热对流层中部的大气(Wu et al，2012)，加强了东亚大陆的夏季热源(纬向海陆热力对比较强)。然而，落基山脉位于北美大陆的中西部，且东西范围较为狭窄，其对大气的直接加热作用明显弱于青藏高原(纬向海、陆热力对比较弱)。因此，北美上空的大陆加热作用较小，相应的加热区东侧(北美东部地区)的上升运动也较弱。吴国雄等(2008)还指出，青藏高原和落基山脉本身强迫的垂直运动对上述由行星尺度海陆分布激发的大陆东部垂直运动有不同的贡献：青藏高原位于亚欧大陆东部，夏季，它强迫的环流在东亚地区为上升运动，与大尺度海陆分布在大陆东岸激发的上升运动叠加，增强了东亚地区的上升运动；然而，落基山脉位于北美大陆的中西部，且东西范围较为狭窄，它所强迫的下沉气流位于北美中东部地区，削减了大陆东岸垂直运动对行星尺度海陆分布所决定的加热响应，进而减弱了这种行星尺度海陆分布在大陆东岸激发的上升运动。

图 13a、b给出了东亚和北美东部地区对流层经向风在纬向海陆热力差异正(夏)、负(冬)位相期的差异。由图可见，东亚(110°—130°E)500 hPa以下的对流层有较强的偏南风，高空有偏北风，结合气候平均图可知，东亚夏季低空有较强的偏南风，高空有较强的偏北风。这种配置有利于夏季在东亚地区产生较强的上升运动，导致降水，释放潜热，进而加强低空偏南风和高空偏北风，这种正反馈机制放大了纬向海、陆热力差异产生的经向风和降水的季节差异(下文简称为正反馈的放大效应)。而北美东部地区(90°—70°W)低空经向风季节变化很小，故上述正反馈放大作用亦很弱，且落基山脉强迫的下沉运动(图 12)也抑制了这种正反馈作用，进而造成北美东部地区正(夏)、负(冬)位相期降水和经向风的差别不大。由纬向风的差异(图 13c、d)可以看出，东亚30°N以南的低空有异常的偏西风，这是东亚热带副热带季风区的反映，而高空则呈大范围的偏东风，即夏季西风气流的减弱。值得注意的是，北美东部地区正(夏)、负(冬)位相期纬向风的差异较东亚要小得多，尤其是低空。这种纬向风在冬、夏的较小差异不足以改变北美东部地区南暖(高)北冷(低)的温(压)场决定的纬向西风气流(气压差值图略)，进而北美东部地区常年盛行偏西风，没有风向的冬夏反转。

图 13 东亚(a、c)和北美东部地区(b、d)纬向海、陆热力差异负位相转为正位相前后水平风场变化的纬度-高度剖面(a、b.经向风，c、d.纬向风) Fig. 13 Height-latitudinal cross section of wind difference between positive and negative phase of zonal l and -sea thermal contrast(positive minus negative，(a，c) and (b，d)are for the East Asia and eastern North America，respectively. a and b are for the meridional wind，while c and d for the zonal wind)

图选项

东亚和北美东部地区冬季环流形势较为相似，而夏季差异则较大，这正是东亚为季风区，北美为非季风区的表现。此外，基于季风的两大特性——“风”和“雨”，对比分析了东亚和北美东部地区气候平均降水和大尺度大气环流季节演变特征的差异，在此基础上，探讨造成这种差异的可能物理成因。主要结论如下：

(1)东亚副热带地区降水季节变率大，“夏湿冬干”，且低层盛行风向随季节逆转，冬季盛行偏北风，夏季盛行偏南风，具有显著的副热带季风区特征。相比较而言，北美东部副热带地区全年雨量分配均匀，低层常年盛行偏西风，降水和风向均无明显的季节变化，呈非季风区的特征。

(2)由冬入夏，东亚地区的经向和纬向海、陆热力差异发生反转，亚欧大陆由冷高压转为热低压控制，且副高在大陆上空断裂，中心位于海上，东亚由冷高压东侧偏北风控制转而受副高西侧以及热低压东侧的偏南气流控制；然而，北美东部地区的经向海、陆热力差异没有季节性反转，纬向热力差异虽随季节有反转但幅度很小。北美大陆上空低层(850 hPa)副高虽断裂，但断裂处位于大陆西部，中层(500 hPa)仍呈带状分布，北美东部地区自低层至中层稳定受副高北侧偏西气流控制。

(3)由冬入夏，东亚与北美东部地区的纬向海陆热力差异都发生反转，但春季青藏高原感热快速增强，加强了东亚大陆的夏季热源(纬向海、陆热力对比较强)，相应加热区东侧(即东亚地区)上升运动较强，低空有较强的偏南风发展，高空相反。而落基山脉对大气的直接加热作用明显弱于青藏高原(纬向海、陆热力对比较弱)，相应的加热区东侧(即北美东部地区)上升运动较弱，低空经向风季节变化很小。另外，由于东亚经向海、陆热力差异也发生了季节性的反转，由冬向夏，偏西风环流明显减弱，有利于上述低空偏南风的发展，潜热释放正反馈的放大效应也得以进一步加强，它的作用与高原强迫的上升运动在东亚地区叠加，形成东亚显著的副热带季风气候，可见经向海、陆热力梯度的反转对于副热带季风的形成是必要的。然而，北美东部地区常年稳定的南冷北暖的经向热力分布决定了该地区四季都受副高北侧稳定的偏西风气流控制，限制了经向风的发展，正反馈的放大效应也很难进一步加强，此外，落基山脉强迫的下沉支又抵消了这种较弱的正反馈效应，进而北美东部大陆东部的降水量不会随季节有显著的改变，形成了北美东部非季风区气候。

综上所述，纬向和经向海、陆热力差异在东亚和北美东部地区的不同配置以及青藏高原和落基山脉地形的不同作用可能是造成这两个地区降水和环流季节演变特征差异的重要原因。这为进一步认识东亚副热带季风的成因和本质提供了参考依据。当然，上述结论还有待于数值模拟和理论分析的进一步验证。