1 引言
北半球中纬度对流层上部的副热带西风急流作为一个具有行星尺度的大气环流系统， 是影响北半球中高纬地区天气气候的重要因子， 东亚地区大气环流的季节转换、 亚洲季风的起始和季风雨带的推进与东亚副热带西风急流的位置和强度变化有着密切的关系（陶诗言等， 1958； 叶笃正等， 1958； Liang and Wang， 1998； 李崇银等， 2004； Lai et al， 2020）。急流位置和强度变化通过影响大气环流结构， 对我国夏季降水异常产生重要影响（况雪源和张耀存， 2006a； 杜银等， 2009； 马音等， 2011； 宣守丽等， 2011； 王灏等， 2023）。因此， 研究副热带西风急流强度和位置变化及其气候效应具有十分重要的意义。
随着大气环流从冬季到夏季的季节转换， 冬春季节位于东亚沿海上空的副热带急流中心逐渐减弱消失， 夏季急流中心在青藏高原及以西的欧亚大陆上空建立， 主要位于青藏高原北侧和伊朗高原北侧上空， 形成盛夏季节急流中心的两个模态（Zhang et al， 2006； 况雪源和张耀存， 2006b； 刘杰等， 2010； Wei et al， 2017）。东亚副热带急流中心在东亚沿海上空的减弱消失以及随后在青藏高原上空建立， 与南亚季风爆发与江淮流域梅雨起讫具有较好的对应关系（张耀存和况雪源， 2008； 杜银等， 2009）。由于夏季副热带急流主体位于欧亚大陆上空， 近年来越来越多的研究开始关注夏季亚洲大陆上空急流的变化特征及其对中亚地区气候异常的影响。研究发现， 中亚地区副热带西风急流南移时， 中低纬地区的环流异常有利于从热带海洋向中亚和我国西北地区输送暖湿空气， 为降水提供了有利条件（Zhao et al， 2014a， 2014b； Li and Ma， 2018； 王天竺和赵勇， 2021； 任国强和赵勇， 2022）。此外， 中亚地区急流强度增强， 有利于从里海、 黑海携带更多水汽进入我国西北地区， 从而形成更多降雨（李万莉等， 2008）。由此可见， 中亚等亚洲内陆地区的降水与副热带西风急流也具有密切关系。
由于急流东西向位置的变化， 急流入口区和出口区的位置随之发生改变。7 -8月份盛夏季节急流中心分别位于青藏高原北侧和伊朗高原北侧， 中亚地区恰好处于伊朗高原急流的出口区和青藏高原急流的入口区， 是纬向风变化最为剧烈的区域。由于急流入口区和出口区具有强烈的水平风切变而在高层产生显著的辐合辐散， 由此引起的次级环流是触发暴雨等强对流天气的关键因素， 对于天气气候异常具有重要影响（Murray and Daniels， 1953； Brill et al， 1985； 全美兰等， 2013； 魏建宁和张杰， 2021）。因此， 研究盛夏季节亚洲大陆上空急流变化特征及其与东亚大气环流的关系十分必要。为此本文主要关注以下科学问题： 盛夏季节亚洲大陆上空急流的变化具有哪些典型模态？这些典型模态与大尺度背景环流之间有何关联？对欧亚大陆的气候异常有何影响？这些问题的研究有助于加深对亚洲大陆上空副热带西风急流变化特征及其与东亚大气环流和气候异常之间关系的理解。
2 资料来源
本文所使用的数据为： （1）美国国家环境预报中心和国家大气研究中心（National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research， NCEP/NCAR）联合制作的全球大气再分析月平均资料， 所选要素包括水平风场以及位势高度场， 水平分辨率为2.5°×2.5°（Kalnay et al， 1996）； （2）月平均气温、 降水数据选自英国东英吉利 （East Anglia） 大学气候研究中心（Climatic Research Unit， CRU）的高分辨率格点化数据集， 水平分辨率为0.5°×0.5°（Harris et al， 2020）。两种资料的时间长度均为1960 -2019年， 共60年。
3 夏季亚洲大陆上空副热带西风急流的变化特征
3.1 夏季亚洲大陆上空西风急流的气候态
3.2 夏季亚洲大陆上空西风急流变化的主要模态
为了进一步分析夏季副热带西风急流变化的主要模态， 下面对30°E -140°E， 20°N -60°N范围内的纬向风进行EOF分解， 所得结果如图2 所示。对于第一模态， 纬向风场以40°N（即气候态中急流轴的位置）为界反位相异常， 副热带西风急流轴的南北移动为亚洲大陆上空纬向风变化的第一模态， 变化最大的区域分别是里海以东60°E附近以及120°E东亚沿海地区。第二模态的EOF分解结果表明， 以90°E青藏高原主体为界东西两侧纬向风南北反位相异常， 呈现出双偶极子型分布， 纬向风的这种变化使得亚洲大陆上空急流轴发生东北-西南或西北-东南方向的倾斜变化。结合EOF1、 EOF2的空间分布可以发现， 第一模态和第二模态中纬向风变率最大的区域恰好与图1 中纬向风场年际变率的大值区相对应， 即两个急流核的出口区域。此外， 对比以上几个大值中心的位置可以发现， 西亚地区的大值中心在两个模态中的位置较为一致， 都位于60°E附近， 而东亚地区的大值中心， 在第一模态中主要位于100°E以东的东亚地区上空， 而在第二模态中则更偏西， 位于100°附近的陆地区域上空， 这也可以解释图1 中位于东亚地区的年际变率大值区域比西亚地区纬向范围更大的现象。
图2 1960 -2019年7 -8月200 hPa纬向风场EOF分解第一、 二模态及其对应的时间系数（单位： m·s-1）（a） EOF1， （b） EOF2， （c） PC1， （d） PC2 Fig.2 The first and second modes of EOF decomposition of 200 hPa zonal wind and their corresponding time series in July-August during 1960 -2019.Unit： m·s-1.（a） EOF1， （b） PC1， （c） EOF2， （d） PC2 |
为了进一步验证所得结论的合理性， 同时利用ERA5再分析资料（Hersbach et al， 2020）对比了1960 -2019年7 -8月200 hPa纬向风场气候态、 标准差以及EOF分解得到的空间模态， 发现与NCEP再分析资料的结果呈现基本一致的空间分布。两种不同资料得到的时间序列（PC1和PC2）的相关系数分别为0.990和0.992， 均高于99.9%置信水平， 说明不同再分析资料得到的结果具有较好的一致性， 下面的分析将统一使用NCEP再分析资料。
根据图1 中纬向风场变化不同模态的空间分布， 分别选取以下区域： 45°N -50°N、 40°E -140°E和30°N -35°N、 40°E -140°E； 47.5°N -52.5°N、 57.5°E -62.5°E和47.5°N -52.5°N、 97.5°E - 102.5°E； 32.5°N -40°N、 62.5°E -67.5°E和35°N - 40°N、 102.5°E -107.5°E， 作为纬向风场变化的关键区域并计算区域平均的纬向风， 给出每个区域平均风速距平随时间的演变情况（图3 ）， 从图3 （a）可以看到， 在40°N的南北两侧， 200 hPa纬向风速呈现出明显的反相变化， 相关系数达到-0.79， 高于99.9%置信水平， 即第一模态体现的是急流南北移动的差异。图3 （b）、 （c）进一步验证了图2 （b）中的特征， 在50°N［图3 （b）］以及35°N［图3 （c）］附近， 以90°E为界东西两侧纬向风的年际变化呈反相关关系， 尤其是50°N附近的风速变化， 相关系数达到-0.28， 高于95%置信水平， 说明第二模态主要表征的是急流以青藏高原为界在东西方向上的反相变化。
以下将进一步利用合成分析探讨两模态对应的变化特征。本文以1个标准差为阈值进行典型年份的挑选， 即选取标准化后的PC1序列中大于1的年份记作PC1+； 小于-1的年份记作PC1-。选取标准化后的PC2序列中大于1的年份记作PC2+； 小于-1的年份记作PC2-， 挑选出的四种典型年份如表1 所示。从图4 （a）急流轴的位置对比发现， 第一模态位于正位相时， 急流轴较负位相偏北2~3个纬度， 故可以将EOF分解得到的第一模态定义为急流整体的南北移动， 这是急流在年际尺度上最显著的变化特征（Lin and Lu， 2005； Hong and Lu， 2016）。此外， 图4 （b）表明， 当第二模态位于正位相时， 急流轴呈现西南-东北向的倾斜， 而当第二模态位于负位相时， 急流轴呈现西北-东南向的倾斜， 故可以认为EOF分解得到的第二模态能够表征急流轴的倾斜。对于第一模态的主成分序列PC1， 其在1990年之前主要为正值， 而在1990年后则主要为负值， 说明1960 -1990年急流偏北， 1990 -2019年急流偏南。而PC2在1970年之前以及2000年之后主要为正值， 对应急流轴的西南-东北向倾斜， 在1970 -2000年期间则主要为负值， 对应急流轴的西北-东南向倾斜。
表1 用于进行合成分析的典型年份Table 1 Typical years used for the composite analysis |
| 时间序列 | 年份 |
|---|---|
| PC1+ | 1961， 1967， 1973， 1975， 1978， 1984， 1994， 1997， 2006， 2018 |
| PC1- | 1980， 1982， 1987， 1993， 1998， 2009， 2015 |
| PC2+ | 1963， 1972， 1981， 1988， 2004， 2007， 2010， 2016， 2018 |
| PC2- | 1976， 1978， 1980， 1983， 1984， 1986， 2015 |
3.3 急流变化的两类模态对应的环流场特征
南亚高压是对流层上部强大、 稳定的半永久性大气活动中心， 在夏季位于30°N附近的南亚上空， 在100 hPa等压面上最为明显， 南亚高压可以影响、 制约我国乃至亚洲地区的气候变化。副热带高压是西北太平洋上空深厚的暖性高压系统， 在夏季对东亚地区的天气、 气候变化有着重要的影响作用。副热带西风急流的两类模态与南亚高压、 副热带高压又有着怎样的联系？下面将通过合成分析对这一问题进行讨论。
100 hPa位势高度合成分布图（图5 ）表明， 对于第一模态， 南亚高压的位置移动与急流主体的经向位移呈同步变化， 即急流向北偏移时， 南亚高压北移， 急流向南偏移时， 南亚高压也同时南移。此外， 急流偏北时， 南亚高压相比急流偏南时有向东移动的特征。对于第二模态， 对比图5 （b）中实线和虚线的分布可以发现， 主要体现的是南亚高压在东西方向上形态的变化， 急流轴呈西南-东北向倾斜时， 南亚高压东侧位势高度增加； 急流轴呈西北-东南向倾斜时， 南亚高压西侧位势高度增加， 即急流以高原（90°E）为界东西方向上的反相变化对应南亚高压强度的东西振荡。
西太平洋副热带高压（以下简称西太副高）作为东亚夏季风系统的重要组成部分， 其与西风急流的联系将显著影响南亚、 东亚等地区的夏季气候异常。急流的南北移动与西太副高的联系较为明显［图6 （a）］， 急流向南偏移时， 30°N以南地区的位势高度较急流偏北时显著增加， 同时， 5880 gpm位势高度线的范围也明显扩大， 说明急流偏南伴随着西太副高范围的扩大； 急流偏北时， 朝鲜半岛、 日本以及我国华北一带受异常高压控制， 而急流以高原为界的反相变化则对500 hPa位势高度场没有显著的影响。上述高度场中的正（负）异常值的分布与850 hPa位势高度场相似， 说明急流对西太副高的影响在对流层中低层具有一致性。
低层风场的合成分布（图7 ）与高度场的合成分布有很好的对应关系， 对于第一模态， 在朝鲜半岛、 日本上空的反气旋异常与图6 （a）中高度场的正异常相对应， 菲律宾海以东的气旋式环流异常与高度场中的负异常相对应。此外， 在20°N以南的低纬地区， 还有显著的异常西风气流。低层气流往往与水汽的输送密切相关， 由此可见， 急流的南北移动对南亚、 东亚一带夏季降水有显著影响， 具体的气候效应将在下一节进行分析。而从图7 （b）可以看出， 急流以高原为界的反相变化对850 hPa风场的影响并不明显。
图7 第一（a）、 二（b）模态对应的850 hPa风矢量差异场合成分布（单位： m·s-1）阴影区域为正异常年与负异常年差值高于95%置信水平的区域 Fig.7 Composite 850 hPa wind differences between positive and negative anomalies corresponding to PC1 （a） and PC2 （b）.Unit： m·s-1.The shaded areas are those where the difference between positive and negative outlier years is significance exceeding 95% confidence level |
4 两类模态与欧亚大陆气候异常的联系
为揭示急流变化的两类模态与欧亚大陆气候异常的联系， 图8 和图9 分别给出了降水以及地表温度的合成分布。从降水的分布图（图8 ）中可以看到， 第一模态即急流的南北移动对应我国东部地区降水的三极子型异常， 当急流向北偏移时， 江淮流域降水较多年平均偏少， 而华南、 华北地区降水偏多； 急流向南偏移时则相反， 这与以往的研究结论一致（况雪源和张耀存， 2006a； 马音等， 2011； 陆日宇等， 2013）。同时， 朝鲜半岛、 日本以及印度北部也出现显著的降水异常， 急流偏北（南）时， 朝鲜半岛和日本出现显著的降水负（正）异常， 印度北部地区降水显著增多（减少）。急流的南北移动对降水的影响可以从图7 （a）中850 hPa风场的合成分布图中得到解释， 急流偏北时， 朝鲜半岛、 日本一带的反气旋异常与菲律宾海的气旋异常相结合， 在我国江淮流域形成低空气流的辐散， 在垂直方向上， 东亚30°N附近有异常下沉气流（图略）， 不利于降水的形成。而在20°N、 40°N则有异常上升气流， 有助于我国华南、 华北一带产生降水。与此同时， 20°N以南的西风将来自印度洋的暖湿气流吹向印度半岛以及中南半岛， 致使这些地区降水明显增多。对于第二模态， 主要影响的是欧亚大陆中高纬地区的降水异常， 当急流轴呈现西南（西北）-东北（东南）向倾斜时， 在60°N的西亚高纬度地区有一个显著的降水负（正）异常中心， 在巴尔喀什湖附近以及贝加尔湖以东地区存在降水的正（负）异常。值得注意的是， 急流两模态对印度地区降水的影响相反， 第二模态位于正位相时， 印度半岛出现降水的负异常。
图8 第一（a）、 二（b）模态对应的7 -8月平均降水差异（正异常年与负异常年差值）分布（单位： mm）打点区域为正异常年与负异常年差值高于95%置信水平的区域 Fig.8 Composite precipitation differences between positive and negative anomalies in July-August corresponding to PC1 （a） and PC2 （b）.Unit： mm.The dot regions are those where the difference between positive and negative outlier years is significance above 95% confidence level |
图9 第一（a）、 二（b）模态对应的7-8月地表温度差异（正异常年与负异常年差值）分布（单位： ℃）打点区域为正异常年与负异常年差值高于95%置信水平的区域 Fig.9 Composite surface temperature differences between positive and negative anomalies in July-August corresponding to PC1 （a） and PC2 （b）.Unit： ℃.The dot regions are those where the difference between positive and negative outlier years is significance above 95% confidence level |
与降水异常不同， 急流变化的两个模态对温度的影响都存在明显的关键区（图9 ）。对于急流的南北移动， 当急流向北（南）移动时， 对应我国中东部地区、 朝鲜半岛以及日本气温的显著增加（降低）， 同时贝加尔湖附近、 印度半岛以及中南半岛气温则降低（增加）。温度对于第二模态的响应则更为显著， 当急流轴呈现西南-东北向的倾斜时， 西亚高纬度地区以及贝加尔湖以南的东亚中纬度地区则为显著的温度正异常， 贝加尔湖以北以及巴尔喀什湖出现温度的负异常， 急流轴呈西北-东南向倾斜时则相反， 这种双偶极子的分布与图2 中的EOF空间分布是对应的。温度的合成分布图中呈现显著正异常的地区， 在对流层中层以及高层的风场回归图中都分别对应了一个明显的反气旋环流（图略）， 说明温度的正异常可能是由于受到异常反气旋控制， 局地盛行下沉气流所引起的。结合降水和温度的合成分布图可以得出， 当急流偏北（南）时， 我国长江中下游地区、 朝鲜半岛以及日本会有偏暖（冷）偏干（湿）的气候异常， 印度半岛、 中南半岛以及我国华南则有偏冷（暖）偏湿（干）的气候异常。当急流轴呈西南（西北）-东北（东南）向倾斜时， 西亚高纬度地区以及印度半岛有偏暖（冷）偏干（湿）的气候异常， 巴尔喀什湖有偏冷（暖）偏湿（干）的气候异常， 东亚中纬度地区有偏暖（冷）的气候异常。
5 结论与讨论
本文分析了夏季7 -8月份亚洲大陆上空副热带西风急流两类变化模态的特征及其与欧亚大陆气候异常之间的联系， 得出如下主要结论：
（1） 通过对夏季7 -8月份亚洲大陆上空纬向风场进行EOF分析发现， 第一模态主要表征副热带西风急流整体的南北移动， 此模态是急流在年际尺度上最显著的变化特征。第二模态主要表征的是急流以青藏高原（90°E）为界东西方向上的反相变化， 第二模态正位相时， 对应急流轴的西南-东北向倾斜， 负位相时， 对应急流轴的西北-东南向倾斜， 体现的是急流的形态变化。
（2） 南亚高压的变化与急流两类模态的变化一致， 即急流向北（南）偏移时， 南亚高压北（南）移； 急流轴呈西南（西北）-东北（东南）向倾斜时， 南亚高压东（西）侧位势高度增加。西太副高主要与急流的南北移动关系较为密切， 急流向南偏移时， 西太副高的范围向南扩张， 而急流偏北时， 朝鲜半岛、 日本一带受异常高压控制。
（3） 关于两类模态的气候效应， 第一模态对降水的影响主要集中在40°N以南的中低纬地区， 第二模态对降水的影响主要集中在中亚和西亚的中高纬地区： 急流的南北移动引起我国东部地区夏季的三极子型降水异常以及朝鲜半岛、 日本、 印度北部的降水异常， 急流的倾斜对应了西亚高纬度地区、 巴尔喀什湖地区以及印度半岛的降水异常。两模态对温度异常的影响范围都较大： 急流向北（南）移动时， 对应我国中东部地区、 朝鲜半岛以及日本气温的显著增加（降低）， 贝加尔湖附近、 印度半岛以及中南半岛气温则降低（增加）； 急流轴呈现西南（西北）-东北（东南）向的倾斜时， 西亚高纬度地区以及贝加尔湖以南的东亚中纬度地区则为显著的温度正（负）异常。
本文的分析侧重探讨月平均尺度上与急流两个模态相关的同期环流分布， 但环流之间的主次影响关系也较为重要。基于7 -8月逐日的超前、 滞后相关分析讨论了前期和后期的环流场（图略）发现， 急流的两类模态与南亚高压的变化在日尺度上同样是同期伴随的关系， 而对于500 hPa位势高度场， 急流的南北移动可以影响10天以后的西太副高的变化， 当急流偏南时， 10天后的西太副高面积偏大且强度偏强。
有关盛夏季节高原上空急流变化两模态的成因机制， 由于篇幅原因， 本文未作讨论。对于急流的南北移动， 前人已有较多的研究， Kuang and Zhang（2005）分析了东亚副热带西风急流的季节变化， 根据热成风原理证明了经向温度梯度是东亚副热带急流季节性变化的根本原因。另有研究发现， 海温的热力作用对急流的移动有显著影响， 例如， 夏季的厄尔尼诺事件以及印度洋海温的正异常都会引起副热带西风急流的南移（Shaman and Tziperman， 2007； Qu and Huang， 2012）， 即热带海温异常可以看作是引起急流经向位移的一种强迫。数值试验的结果进一步表明， 与第一模态相关的海温模式与厄尔尼诺发展阶段相似， 而第二模态与拉尼娜衰减期的海温异常有关， 即热带东太平洋变冷， 而热带西太平洋和北太平洋变暖（Du et al， 2015）。然而， 仅从海温强迫的角度并不能完全解释急流两模态的变化， 尤其第二模态与海温的相关性与第一模态相比较小。单幸等（2019）指出， 青藏高原的热力状况可以直接改变高原南北两侧的温度梯度从而影响急流的南北移动。但目前为止， 有关急流第二模态成因分析的研究较为缺乏， 是什么原因导致急流在高原东西两侧呈现纬向风速的反相变化尚不清楚。根据初步分析， 这种风速的不对称分布可能与5月青藏高原南侧的湍流热通量有关， 高原地表的感热、 潜热等因素对急流第二模态有何具体影响还有待后续进一步的研究。