西風(fēng)與季風(fēng)在青藏高原的耦合模態(tài)及其季節(jié)性變化特征

郭莉 祝從文

1 中國氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 北京 100081

2 中國氣象局氣候研究重點(diǎn)開放實(shí)驗(yàn)室, 北京 100081

3 國家氣候中心, 北京 100081

1 引言

青藏高原是全球范圍最大海拔最高的高原，被稱為“世界屋脊”，其熱力和動(dòng)力效應(yīng)對(duì)亞洲天氣和氣候有重要的影響（葉篤正和張捷遷, 1974）。西風(fēng)和季風(fēng)是亞洲季風(fēng)區(qū)主要的大氣環(huán)流系統(tǒng)，其異常變化對(duì)區(qū)域降水、溫度、以及生態(tài)環(huán)境等人類生產(chǎn)生活相關(guān)的氣象要素有關(guān)鍵調(diào)控作用（劉華強(qiáng)等, 2003; 王可麗等, 2005; 周曉霞等, 2008; 姚慧茹和李棟梁, 2013; 宇婧婧等, 2014）。因此，深入認(rèn)識(shí)西風(fēng)和季風(fēng)變化，及其相互作用特征是亞洲季風(fēng)氣候研究的重要組成部分。

西風(fēng)帶位于對(duì)流層上層副熱帶中緯度，該緯度是來自赤道和極地氣流交匯的地帶。西風(fēng)流經(jīng)青藏高原時(shí)，受到高原的動(dòng)力影響（包括屏障、波動(dòng)抑制、急流分支和匯合等作用）（Yeh, 1950; 顧震潮,1951; 王謙謙等, 1984），西風(fēng)帶分為南北兩支急流，分別位于高原南北兩側(cè)，二者在高原東部匯合，并在日本上空形成北半球最強(qiáng)大的西風(fēng)急流（Yeh,1950; 顧震潮, 1951）。高原的動(dòng)力作用在冬季最強(qiáng)，春季次之。夏季，西風(fēng)急流向北移動(dòng)，高原的熱力作用占主導(dǎo)地位，動(dòng)力作用相對(duì)較弱（王同美等,2008; 喬鈺等, 2014）。因此，西風(fēng)表現(xiàn)出顯著的季節(jié)變化特征。此外，副熱帶西風(fēng)急流的經(jīng)向位置具有明顯的年際變化，急流異常偏南時(shí)，南亞高壓和西太副高均偏強(qiáng)，分別向東、向西靠近（Lin and Lu, 2005; 況雪源和張耀存, 2006）。Lu et al.（2011）研究指出，自1990年以來，夏季東亞西風(fēng)急流經(jīng)向位置的年際變率逐漸減弱。在全球變暖的背景下，冬季東亞副熱帶急流位置北移、強(qiáng)度增強(qiáng)，夏季南移、強(qiáng)度亦增強(qiáng)（張耀存和郭蘭麗, 2010; 陸日宇等, 2013）。亞洲季風(fēng)是由于?！憻崃Σ町愃鶎?dǎo)致的冬夏盛行風(fēng)向相反的氣候現(xiàn)象。除受到海洋的熱力影響外，亞洲季風(fēng)還受到高原的熱力影響。有研究指出，高原感熱加熱所造成的經(jīng)、緯向熱力差異是導(dǎo)致亞洲夏季風(fēng)爆發(fā)的原因（楊輝等, 1998; 毛江玉等，2002a, 2002b; 張艷和錢永甫, 2002; 何金海等, 2007; 王同美等, 2008）。高原的熱力強(qiáng)迫使得春季孟加拉灣南部上空形成渦旋，該低渦加強(qiáng)、北移并向東擴(kuò)展，最終導(dǎo)致西南風(fēng)席卷孟加拉灣東部，并與副熱帶西風(fēng)合并，亞洲夏季風(fēng)爆發(fā)（吳國雄和張永生, 1998; Wu et al., 2011, 2012）。

南亞和東亞季風(fēng)是亞洲季風(fēng)的兩個(gè)重要組成部分，表現(xiàn)出多時(shí)間尺度變化特征。在太平洋年代際振蕩（Pacific Decadal Oscillation，PDO）和大西洋多年代際振蕩（Atlantic Multidecadal Oscillation，AMO）的協(xié)同作用下，東亞夏季風(fēng)自1960年代以來經(jīng)歷了強(qiáng)—弱—強(qiáng)的年代際變化，相應(yīng)的中國東部夏季降水出現(xiàn)“北多南少”向“南澇北旱”以及“北方漸增”的轉(zhuǎn)變（丁一匯等, 2018）。從長期趨勢來看，南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)自20 世紀(jì)70年代中期起均呈減弱趨勢（李建平和曾慶存, 2005;韓晉平和王會(huì)軍, 2007）。西風(fēng)和季風(fēng)是高原兩個(gè)重要環(huán)流系統(tǒng)，分別位于對(duì)流層的低層和高層，二者之間存在密切的相互作用。研究表明，西風(fēng)帶南、北位置變化的早晚與高原夏季風(fēng)的強(qiáng)弱相關(guān)，季風(fēng)強(qiáng)年西風(fēng)帶北跳和南撤時(shí)間提早，季風(fēng)弱年則滯后（方韻等, 2016）；西風(fēng)帶東、西位置變化的早晚與南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚有關(guān)，南海夏季風(fēng)爆發(fā)偏早年，急流中心西移較早，反之較晚（張耀存和況雪源, 2008）。西風(fēng)和季風(fēng)的強(qiáng)度變化也存在關(guān)聯(lián)，強(qiáng)東亞冬季風(fēng)年，西風(fēng)帶環(huán)流偏弱（王會(huì)軍和姜大膀, 2004）。

以往的研究中主要將西風(fēng)和季風(fēng)視為亞洲季風(fēng)的主要成員，分別探討二者的變化特征、影響，以及相互作用。實(shí)際上，西風(fēng)和季風(fēng)均存在顯著的季節(jié)循環(huán)特征，兩者之間密不可分，從整體角度把握西風(fēng)和季風(fēng)的變化特征有助于加深對(duì)亞洲季風(fēng)和青藏高原天氣氣候的認(rèn)識(shí)。為此，本文從整體視角，通過提取西風(fēng)和季風(fēng)的耦合模態(tài)，從季節(jié)循環(huán)的年際變化角度，重點(diǎn)探討西風(fēng)與季風(fēng)相互作用的季節(jié)和年際變化特征。

2 資料和方法

本文采用日本大氣再分析資料（JRA55）的逐日三維風(fēng)場（水平分辨率為1.25°×1.25°）分析西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)及其年際變化所對(duì)應(yīng)的環(huán)流異常（Kobayashi et al., 2015; Harada et al., 2016），使用全球降水氣候計(jì)劃（Global Precipitation Climatology Project，GPCP）的逐月降水（水平分辨率為2.5°×2.5°）分析耦合模態(tài)對(duì)降水的影響。此外，本文使用美國國家海洋和大氣管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）最佳內(nèi)插海 面 溫 度（ Optimum Interpolation Sea Surface Temperature，OISST）的逐日高分辨率（水平分辨率為0.25°×0.25°）數(shù)據(jù)來分析耦合模態(tài)年際變化與海溫異常的關(guān)系（Reynolds et al., 2007）。

本文主要關(guān)注（0°～60°N，30°～160°E）區(qū)域內(nèi)環(huán)流季節(jié)循環(huán)分量的年際變化，該區(qū)域包含熱帶、副熱帶及中緯度地區(qū)。因此，針對(duì)每一年的氣象要素，均采用諧波分析方法提取其年平均值與前三個(gè)諧波之和（周期大于一個(gè)季節(jié)，小于一年），定義為季節(jié)循環(huán)分量（Wang and Xu, 1997; Goswami et al., 2006; Song et al., 2016; Guo et al., 2021）。并使用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解方法（Empirical Orthogonal Function，EOF）對(duì)研究區(qū)域內(nèi)1981～2020年逐日對(duì)流層低層（850 hPa）和高層（200 hPa）風(fēng)場的季節(jié)循環(huán)分量的長時(shí)間序列（40年365 天）進(jìn)行多變量EOF 分析，提取西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)。在此基礎(chǔ)上，探討季節(jié)循環(huán)分量的季節(jié)變化特征和不同季節(jié)的年際變化特征，以及海溫與耦合模態(tài)的關(guān)系，其中氣候態(tài)定義為1981～2010年的平均值。

3 西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)的氣候特征

環(huán)繞青藏高原的大尺度環(huán)流主要包括南亞季風(fēng)、東亞季風(fēng)和對(duì)流層高層的中緯度西風(fēng)，這三個(gè)環(huán)流在太陽輻射所引起的海陸熱力差異及高原與其周圍大氣熱力差異的驅(qū)動(dòng)下表現(xiàn)出明顯的季節(jié)變化特征，相對(duì)于年平均狀況而言：

春季（3～5月平均），高原的熱力作用開始顯現(xiàn)，來自南半球副熱帶地區(qū)和高原北坡上升的氣流在高原南坡下沉，使得高原南坡對(duì)流層中上層被大范圍下沉氣流所控制（圖1c）。南亞季風(fēng)區(qū)依然表現(xiàn)出冬季風(fēng)環(huán)流的特征，對(duì)流層低層（850 hPa）為東北氣流，高層（200 hPa）為西風(fēng)氣流（圖1a,b）。而孟加拉灣東部至中印半島，以及我國華南地區(qū)已經(jīng)開始被西南氣流控制，轉(zhuǎn)向夏季風(fēng)環(huán)流（圖1a, b）。此時(shí)，北坡上升氣流高度可達(dá)對(duì)流層中高層，南坡僅限于對(duì)流層低層（圖1c）。

夏季（6～8月平均），高原整體為一個(gè)強(qiáng)大的熱源，氣流上升，上升運(yùn)動(dòng)的大值區(qū)位于高原南側(cè)，下沉氣流位于赤道及其以南（圖1f）。對(duì)流層低層，歐亞大陸上以高原為中心存在一個(gè)強(qiáng)大的氣旋性環(huán)流，印度洋北部熱帶與副熱帶地區(qū)被南亞夏季風(fēng)的西南氣流所控制，東亞大陸盛行偏南風(fēng)（圖1d）。對(duì)流層高層，高原以南的中低緯度地區(qū)由西風(fēng)轉(zhuǎn)為東風(fēng)，強(qiáng)度較強(qiáng)，大值區(qū)位于東亞—太平洋地區(qū)（圖1e）。

秋季（9～11月平均），高原由熱轉(zhuǎn)冷，氣流在北緯5°～10°上升，在高原和赤道以南下沉（圖1i）。對(duì)流層低層西北太平洋和北印度洋地區(qū)均為氣旋式環(huán)流，東亞和南亞大陸由偏北風(fēng)控制，夏季風(fēng)環(huán)流向冬季風(fēng)環(huán)流轉(zhuǎn)變（圖1g）。對(duì)流層高層青藏高原以南的東風(fēng)氣流大幅減弱（圖1h）。

冬季（12～2月平均），高原扮演著中緯度地區(qū)冷源的作用，由赤道以南和北半球中高緯度地區(qū)上升的氣流在高原下沉，形成兩個(gè)經(jīng)向環(huán)流圈（圖1l）。其中，高原南側(cè)的環(huán)流圈遠(yuǎn)強(qiáng)于北側(cè)，故下沉運(yùn)動(dòng)的大值中心位于高原南坡。對(duì)流層低層，南亞季風(fēng)區(qū)盛行東北氣流，東亞地區(qū)被北風(fēng)所控制，僅在東亞東南沿海局地存在偏南氣流（圖1j）。對(duì)流層高層，中低緯度地區(qū)為西風(fēng)氣流，西風(fēng)過青藏高原后加速，其大值區(qū)位于日本以南的西北太平洋上（圖1k）。

圖1 （a）春、（d）夏、（g）秋、（j）冬季氣候平均的850 hPa 風(fēng)場相對(duì)于其年平均值的距平（矢量箭頭，m s?1）；（b）春、（e）夏、（h）秋、（k）冬季氣候平均的200 hPa 風(fēng)場相對(duì)于其年平均值的距平（矢量箭頭，單位：m s?1），以及緯向風(fēng)速相對(duì)于其年平均值的距平（U_speed，填色，單位：m s?1）；（c）春、（f）夏、（i）秋、（l）冬季沿75°～100°E 平均的氣候平均風(fēng)場 [由垂直速度（單位：?102 m s?1）和經(jīng)向速度（單位：m s?1）合成] 相對(duì)于其年平均值的距平，以及垂直風(fēng)速相對(duì)于其年平均值的距平（填色，單位：?102 m s?1）的經(jīng)向—垂直剖面Fig. 1 Seasonal characteristics of the climatic winds relative to their annual mean. (a), (d), (g), and (j) are the wind anomalies at 850 hPa in spring,summer, autumn, and winter, respectively, relative to their annual mean (vectors, units: m s?1); (b), (e), (h), and (k) are the wind anomalies (vectors,units: m s?1) and zonal wind speed anomalies (U_speed, coloring, units: m s?1) at 200 hPa in spring, summer, autumn, and winter, respectively, relative to its annual mean; (c), (f), (i), and (l) are the meridional–vertical cross-sections (75°～100°E mean) of wind anomalies [vector, the combination of meridional winds (units: m s?1) and vertical winds (units: ?102 m s?1)] and vertical wind speed (coloring, units: ?102 m s?1) in spring, summer, autumn,and winter, respectively, relative to its annual mean

西風(fēng)—季風(fēng)耦合的第一主模態(tài)（方差貢獻(xiàn)率為78.39%）主要反映的是200 hPa 西風(fēng)和850 hPa季風(fēng)季節(jié)循環(huán)過程的變化特征（圖2a, b, e）。該模態(tài)的主要載荷區(qū)位于南亞季風(fēng)區(qū)和對(duì)流層高層中緯度西風(fēng)帶所在的位置。分析可以發(fā)現(xiàn)，該模態(tài)由冬至夏，以及由夏至冬兩個(gè)關(guān)鍵季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間點(diǎn)與東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間點(diǎn)高度吻合（圖略）。因此，西風(fēng)—季風(fēng)耦合的季節(jié)變化主要反映的是南亞和東亞季風(fēng)的季節(jié)變化。除季節(jié)循環(huán)外，該模態(tài)在各個(gè)季節(jié)還表現(xiàn)出年際變化特征，其年際變率相對(duì)較?。▓D2e）。

圖2 1981～2020年（0°～60°N，30°～160°E）區(qū)域內(nèi)對(duì)流層高、低層環(huán)流逐日季節(jié)循環(huán)分量的EOF 分析結(jié)果，其中（a）和（b）分別為西風(fēng)—季風(fēng)耦合第一主模態(tài)的高層（200 hPa）和低層（850 hPa）環(huán)流，（c）和（d）分別為西風(fēng)—季風(fēng)耦合第二主模態(tài)的高層（200 hPa）和低層（850 hPa）環(huán)流，矢量為風(fēng)場，填色為200 hPa 緯向風(fēng)速（U_speed）；（e）為西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)第一主成分（PC1，紅色實(shí)線）和第二主成分（PC2，藍(lán)色實(shí)線）的氣候平均值（氣候態(tài)為1981～2010年）及其年際變率（紅色和藍(lán)色陰影分別為第一主成分和第二主成分的年際變率）Fig. 2 Coupling modes of the westerly monsoon flow. EOF analysis results of the daily annual cycle components of the upper and lower troposphere circulation in the region of (0°–60°N, 30°–160°E) from 1981 to 2020. (a) and (b) are the circulation of the first mode of the westerly monsoon at the upper level (200 hPa) and lower level (850 hPa), respectively. (c) and (d) represent the circulation of the second mode of westerly monsoon in the upper level (200 hPa) and lower level (850 hPa), respectively. The vectors represent the winds, while the coloring represents the zonal wind speed(U_speed). (e) depicts the climate mean of the first (PC1, solid red line) and second (PC2, solid blue line) principal components of the westerly monsoon coupled mode and their interannual variability (red and blue shades denote the interannual variability of the first and second principal components, respectively)

西風(fēng)—季風(fēng)耦合的第二主模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率為4.68%，在對(duì)流層低層850 hPa 等壓面上主要表現(xiàn)為南亞夏季風(fēng)的低層西南氣流和西北太平洋反氣旋環(huán)流的同步變化（圖2d）。而在對(duì)流層高層200 hPa 等壓面上，高原—西北太平洋盛行大尺度氣旋性環(huán)流（圖2c）。該模態(tài)的季節(jié)循環(huán)特征不明顯，主要表現(xiàn)為顯著的年際變化，年際變率較大，尤其在冬春季節(jié)（圖2e）。

4 西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)的年際變化及其與ENSO 的關(guān)系

西風(fēng)—季風(fēng)耦合第一主模態(tài)的時(shí)間變化（The first principal component，PC1）表現(xiàn)出顯著的季節(jié)循環(huán)特征，其年際變率相對(duì)較小，但由于該模態(tài)方差貢獻(xiàn)率較大，所以PC1 較小的年際變化也會(huì)引起不可忽視的氣候影響，本章內(nèi)容將重點(diǎn)討論該模態(tài)的年際變化特征。西風(fēng)—季風(fēng)耦合第一主模態(tài)的年際差異主要表現(xiàn)為PC1 的振幅，以及由冬至夏和由夏至冬兩個(gè)關(guān)鍵季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間（位相）的變化。西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)PC1 的振幅定義為其最大值，該值通常出現(xiàn)于8月初（氣候平均為8月2日），可用于表示第一耦合模態(tài)的強(qiáng)度。將振幅異常（每年的振幅相對(duì)于其氣候平均值的距平）回歸至季節(jié)平均的環(huán)流場上，結(jié)果表明，振幅偏強(qiáng)年的夏季，對(duì)流層低層的西南季風(fēng)明顯加強(qiáng)，該西南氣流在孟加拉灣北部的偏南分量較強(qiáng)，形成低槽，槽前東南氣流有利于向高原南側(cè)輸送水汽（圖3a）。同時(shí)，西北太平洋副熱帶高壓位置偏北，東亞大陸中部和北部盛行偏南風(fēng)，而南海地區(qū)存在一個(gè)局地氣旋式環(huán)流，其西北側(cè)的東北風(fēng)不利于我國南方降水產(chǎn)生。

與季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間早晚相關(guān)的南亞季風(fēng)和東亞季風(fēng)環(huán)流特征和與振幅異常相關(guān)的季風(fēng)環(huán)流特征大致相反（圖3）。將PC1 由小于0 到大于0 的轉(zhuǎn)換時(shí)間定義為西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)由冬至夏的季節(jié)轉(zhuǎn)換節(jié)點(diǎn)（P1）。由冬至夏轉(zhuǎn)換時(shí)間偏晚年的夏季，西北太平洋副熱帶高壓顯著加強(qiáng)，東亞地區(qū)盛行西南氣流（圖3b）。而在副高南側(cè)東風(fēng)氣流和印度洋西北部氣旋異常北側(cè)東風(fēng)氣流的共同影響下，南亞季風(fēng)區(qū)對(duì)流層低層呈現(xiàn)偏東風(fēng)的冬季風(fēng)環(huán)流特征。將PC1 由大于0 到小于0 的轉(zhuǎn)換時(shí)間定義為西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)由夏至冬的季節(jié)轉(zhuǎn)換節(jié)點(diǎn)（P2）?；貧w分析表明，與該轉(zhuǎn)換節(jié)點(diǎn)發(fā)生早晚相關(guān)的夏季風(fēng)環(huán)流特征與由冬至夏季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間早晚所引起的夏季風(fēng)環(huán)流變化大致相同（圖3c）。但相比而言，由夏至冬轉(zhuǎn)換時(shí)間與東亞季風(fēng)低層環(huán)流的關(guān)系更為顯著，與南亞季風(fēng)的相關(guān)性較弱。

圖3 西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)PC1 的振幅和位相回歸的夏季低層風(fēng)場。（a）振幅（A）與夏季平均850 hPa 風(fēng)場的回歸系數(shù)；（b）由冬至夏季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間（P1）和（c）由夏至冬季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間（P2）早晚與夏季平均850 hPa 風(fēng)場的回歸系數(shù)。藍(lán)色矢量箭頭表示回歸系數(shù)通過90%信度檢驗(yàn)的區(qū)域Fig. 3 The lower level (850 hPa) winds in summer regressed by the amplitude and phases of PC1. Regression coefficients of (a) amplitude (A), (b)the transit time from winter to summer (P1), and (c) the transit time from summer to winter (P2) with winds averaged at 850 hPa in summer. The blue vector arrows represent the area where the regression coefficient is statistically significant at the 90% confidence level

此外，西風(fēng)—季風(fēng)兩個(gè)耦合主模態(tài)夏季平均的年際變化特征高度相近 （PC1 和PC2 的相關(guān)系數(shù)為0.4），而春、秋、冬季相反（PC1 和PC2 的相關(guān)系數(shù)分別為?0.7，?0.63，?0.78）（圖4a–d）。本文進(jìn)一步分析了不同季節(jié)第一主模態(tài)強(qiáng)度的年際變化所對(duì)應(yīng)的環(huán)流響應(yīng)，總體而言，不同季節(jié)耦合模態(tài)較強(qiáng)年份，東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)均較強(qiáng)；反之，較弱（圖4e–h）。其中，南亞季風(fēng)和耦合模態(tài)強(qiáng)度的年際變化關(guān)系更為密切，二者之間的相關(guān)系數(shù)在不同季節(jié)均大于東亞季風(fēng)和耦合模態(tài)強(qiáng)度年際變化的相關(guān)系數(shù)。

圖4 西風(fēng)—季風(fēng)耦合的第一（紅色實(shí)線）和第二（藍(lán)色虛線）主模態(tài)所對(duì)應(yīng)的主成分在（a）春、（b）夏、（c）秋、（d）冬季季節(jié)平均的年際變化時(shí)間序列；（e）春、（f）夏、（g）秋、（h）冬季西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)的PC1 與同期南亞季風(fēng)（淺藍(lán)色）和東亞季風(fēng)（深藍(lán)色）指數(shù)的相關(guān)系數(shù)，自下而上的兩條紅色虛線分別表示相關(guān)系數(shù)通過90%和99%信度檢驗(yàn)的閾值，南亞季風(fēng)指數(shù)（WY）和東亞季風(fēng)指數(shù)(ZHW)分別取自Webster and Yang（1992）和Zhu et al.（2005）Fig. 4 Interannual variation time series of the first (red solid line) and second (blue dotted line) principal components (PC1 and PC2) corresponding to the coupling mode of westerly monsoon averaging in (a) spring, (b) summer, (c) autumn, and (d) winter, respectively. Correlation coefficients between the PC1 of the westerly monsoon coupling mode with South Asian monsoon (sky blue bar) and East Asian monsoon (blue bar) in (e) spring,(f) summer, (g) autumn, and (h) winter, respectively. The two red dashed lines from bottom to top in (e), (f), (g) and (h) represent the threshold values of correlation coefficients passing the 90% and 99% reliability tests, respectively. The South Asian monsoon and East Asian monsoon indices are calculated according to Webster & Yang (1992) and Zhu et al. (2005), respectively

從對(duì)流層高層西風(fēng)來看，對(duì)應(yīng)耦合模態(tài)較強(qiáng)的年份，西風(fēng)帶位置均有向北移動(dòng)的特征。但春季，中東地區(qū)西風(fēng)帶經(jīng)向偏北的位置移動(dòng)較為顯著（圖5b）；夏季，中東急流所在位置、青藏高原北側(cè)、西北太平洋上西風(fēng)帶位置顯著北移（圖5d）；秋季，研究區(qū)域內(nèi)整條西風(fēng)帶均有顯著向北的位移（圖5f）；冬季，向北的位置變化主要發(fā)生在歐亞大陸上（圖5h）。

從對(duì)流層低層水汽輸送和降水來看，春季耦合模態(tài)較強(qiáng)時(shí)，熱帶西北太平洋地區(qū)的氣旋異常和南亞季風(fēng)西南氣流前沿的季風(fēng)槽使西北太平洋和中印半島附近水汽供應(yīng)充分，加之高層氣流輻散，導(dǎo)致降水顯著偏多（圖5a, b）。伊朗高原對(duì)流層高層氣流輻合，低層水汽向南輸送，降水顯著偏少。夏季耦合模態(tài)較強(qiáng)時(shí)，菲律賓以東高層氣流輻散、降水顯著增多。孟加拉灣存在一個(gè)氣旋式環(huán)流，其北側(cè)的東南風(fēng)將水汽向青藏高原西南部輸送，使得高原西南部降水顯著增多（圖5c, d）。秋季耦合模態(tài)強(qiáng)年的環(huán)流異常與春季相接近，但環(huán)流異常中心位置略有不同，西北太平洋上的氣旋異常范圍較大，其對(duì)應(yīng)高層氣流輻散活動(dòng)較強(qiáng)，降水顯著偏多。相比春季，秋季氣流輻合區(qū)主要位于伊朗高原南側(cè)，且該地區(qū)向南的水汽輸送較強(qiáng)，降水顯著偏少（圖5e, f）。冬季，熱帶西北太平洋上的反氣旋異常范圍較小且位置偏南，對(duì)流層高層輻散中心主要位于菲律賓地區(qū)，異常偏多的降水區(qū)域相較于春秋兩季更偏南，我國長江流域至日本以南降水較少（圖5g, h）。

圖5 不同季節(jié)西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)PC1 與同期環(huán)流異常的年際變化關(guān)系。（a）春、（c）夏、（e）秋、（g）冬季PC1 與異常降水（PREC，填色）及850 hPa 水汽通量（uvq，矢量箭頭）相關(guān)系數(shù)的分布；（b）春、（d）夏、（f）秋、（h）冬季PC1 與250 hPa 異常輻散風(fēng)場（DV_winds，矢量箭頭）及緯向風(fēng)速（U_speed，填色）相關(guān)系數(shù)的分布，黑色等值線為氣候態(tài)的緯向西風(fēng)。圖中的藍(lán)色箭頭僅繪制了PC1 與850 hPa 水汽通量距平和250 hPa 輻散風(fēng)場距平之間相關(guān)系數(shù)分別通過90%信度檢驗(yàn)的區(qū)域Fig. 5 The interannual relationship between the PC1 of the westerly monsoon coupling mode in different seasons and the circulation anomalies over the same period. Distributions of the correlation coefficients between PC1 and precipitation anomalies (PREC, coloring), as well as PC1 and water vapor flux anomalies at 850 hPa (uvq, vector) in (a) spring, (c) summer, (e) autumn, and (g) winter, respectively. Distributions of the correlation coefficients between PC1 and abnormal zonal wind speed (U_speed, coloring), as well as PC1 and divergent winds anomalies at 200 hPa (DV_winds,vector) in (b) spring, (d) summer, (f) autumn, and (h) winter, respectively. The black contours denote the climatic zonal westerly wind. The blue arrow only shows the areas where the correlation coefficients between PC1 and water vapor flux anomalies at 850 hPa, as well as PC1 and divergent winds anomalies at 200 hPa pass the test at 90% confidence level, respectively

海溫異常的年際變化是影響西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)年際變化的重要外強(qiáng)迫因素，本文基于相關(guān)分析表明影響耦合模態(tài)PC1 異常的海溫信號(hào)主要是厄爾尼諾—南方濤動(dòng)（El Ni?o–Southern Oscillation，ENSO）和熱帶印度洋全區(qū)海溫一致模態(tài)（Indian Ocean basin mode，IOBM）。

熱帶太平洋海溫異常與各個(gè)季節(jié)耦合模態(tài)PC1 的同期相關(guān)系數(shù)分布均表現(xiàn)為ENSO 冷事件（La Ni?a）型，且表 征ENSO 變化的Ni?o3.4指數(shù)與PC1 在秋季和冬季的同期相關(guān)性強(qiáng)于春、夏兩季（圖6）。此外，ENSO 對(duì)西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)的影響還存在超前滯后效應(yīng)，其中冬、夏、秋季ENSO 事件的滯后影響至少可持續(xù)兩個(gè)季節(jié)（圖6e–h）。已有研究指出，西北太平洋副熱帶高壓是聯(lián)系東亞季風(fēng)區(qū)和南亞季風(fēng)區(qū)水汽輸送的關(guān)鍵環(huán)流，同時(shí)也是ENSO 影響東亞和南亞季風(fēng)的重要橋梁（Liu and Huang, 2019）。在 厄爾尼諾（El Ni?o）事件發(fā)展年的冬季至次年夏季，西北太平洋地區(qū)均存在反氣旋異常，且該反氣旋異常在次年夏季會(huì)進(jìn)一步加強(qiáng)；La Ni?a 事件與El Ni?o事件的影響基本相反，這與本文所得La Ni?a 背景下西北太平洋呈氣旋式環(huán)流的結(jié)果基本吻合（圖2b和圖6），但二者的影響具有明顯的非對(duì)稱性。

印度洋海溫異常與PC1 的同期相關(guān)關(guān)系主要存在于冬、春、夏季，且二者的相關(guān)系數(shù)分布均表現(xiàn)為IOBM 型（圖6a–c）。與ENSO 事件相比，IOBM與西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)的相關(guān)性略弱，且主要表現(xiàn)為顯著的同期和超前相關(guān)，其滯后影響不顯著（圖6e–h）。其中，IOBM 與PC1 在夏季的同期相關(guān)性最強(qiáng)，相關(guān)系數(shù)可達(dá)到?0.43（冬、春季分別為?0.3 和?0.39）。IOBM 的發(fā)生發(fā)展與ENSO事件有關(guān)，其對(duì)西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)的影響也可通過西北太平洋反氣旋（氣旋）異常實(shí)現(xiàn)。當(dāng)赤道中東太平洋有El Ni?o（La Ni?a）事件發(fā)展時(shí)，在冬季至次年春、夏季，熱帶印度洋海溫往往表現(xiàn)為全區(qū)一致增暖（偏冷），印度洋的暖海溫異常會(huì)誘發(fā)開爾文波進(jìn)一步增強(qiáng)夏季西北太平洋反氣旋異常，從而調(diào)控東亞和南亞季風(fēng)環(huán)流（Xie et al., 2010; Liu and Huang, 2019）。

5 總結(jié)與討論

本文基于1981～2020年的大氣再分析資料，采用EOF 分析方法提取了西風(fēng)—季風(fēng)在青藏高原的耦合模態(tài)，并從季節(jié)循環(huán)和年際變化兩方面分析了其季節(jié)性變化特征。

西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)的季節(jié)循環(huán)特征主要體現(xiàn)在第一主模態(tài)上，該模態(tài)反映了氣候態(tài)中東亞季風(fēng)、南亞季風(fēng)、對(duì)流層高層西風(fēng)相對(duì)于其年平均值的季節(jié)循環(huán)變化的基本特征，且其冬、夏季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間與東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)的季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間高度吻合。耦合模態(tài)的年際變化特征在第一、第二主模態(tài)上均有體現(xiàn)。其中，第一主模態(tài)描述季節(jié)循環(huán)過程的兩個(gè)關(guān)鍵統(tǒng)計(jì)量，包括振幅和位相（由冬至夏和由夏至冬兩個(gè)關(guān)鍵時(shí)間節(jié)點(diǎn)）均與東亞和南亞夏季風(fēng)低層環(huán)流顯著相關(guān)。而不同季節(jié)第一主模態(tài)強(qiáng)度的年際變化不僅會(huì)調(diào)控季風(fēng)低層環(huán)流，還會(huì)使高層西風(fēng)帶位置在耦合模態(tài)較強(qiáng)年份均存在向北的經(jīng)向位移。ENSO、IOBM 是誘發(fā)西風(fēng)-季風(fēng)耦合模態(tài)年際變化的兩個(gè)重要外強(qiáng)迫因子。

我們注意到，第二主模態(tài)的年際變率強(qiáng)于第一主模態(tài)，二者在夏季呈顯著正相關(guān)關(guān)系，但在其他季節(jié)均呈現(xiàn)出顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系。西風(fēng)—季風(fēng)耦合的第二主模態(tài)還具有90%信度顯著減弱的長期變化趨勢（圖7），且這種變化趨勢主要顯著存在于冬季（圖略）。對(duì)比對(duì)流層高、低層原始風(fēng)場的長期趨勢發(fā)現(xiàn)，第二主模態(tài)主要反映的是對(duì)流層高層高原上空東風(fēng)和低層南亞季風(fēng)西南氣流顯著減弱的趨勢（圖略）。研究表明，高原南部的降水主要受南亞季風(fēng)的影響；北部的降水主要受西風(fēng)影響（段克勤等, 2008; 孫赫等, 2020）。最新研究發(fā)現(xiàn)，高原降水存在北增南減的長期趨勢（周天軍等, 2019）。高原降水北多南少的變化趨勢是否與西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)的趨勢有關(guān)？需要做進(jìn)一步的討論。

圖7 西風(fēng)—季風(fēng)耦合模態(tài)PC2 的年際時(shí)間變化序列（黑色虛線）及其長期變化趨勢（紅色實(shí)線）。圖中PC2 的長期趨勢可通過90%的顯著性檢驗(yàn)Fig. 7 Interannual variation time series (black dotted line) and long-term trend (red solid line) in the PC2 of the westerly monsoon coupling mode.The long-term trend of PC2 pass the test at 90% confidence level