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青藏高原季风(下称高原季风)是亚洲季风系统中一个相对独立的子系统(Duan et al，2013)。早在20世纪50年代高原季风就被科学家们所认识，叶笃正等(1957)最早提出: 由于青藏高原的加热作用，夏季贴近高原周围的风是绕着高原做气旋式旋转的，同时向高原耦合造成上升运动。高原季风是高由禧和汤懋苍在1962年的甘肃气象年会上提出的概念: 夏季高原的加热作用形成热低压，在近地面层气流呈现相反的年变化，形成高原季风。在此基础上，汤懋苍等(1979，1984)通过一系列研究证实了在青藏高原确实有一个独立季风系统，并且在600 hPa表现最明显，同期有研究发现美国西部高原季风的基本特征与青藏高原季风一致(Tang and Reiter，1984)，数值模拟结果也证实了高原的热力作用会形成高原季风(Kuo and Qian，1981)，此后高原季风开始得到国际学者的认同。之后国内外学者以汤懋苍提出的高原季风为基础进一步证明，高原季风与亚洲季风的其他子系统(东亚季风和南亚季风)相对独立又密切相关(Wang and Duan，2015)，并对中国气候异常有重要影响，其强弱不仅影响高原及其周边地区的降水和温度，也对临近地区的旱涝有重要作用; 其建立和撤退的早晚、 中心位置的偏移等也造成我国夏季风反常，进而影响我国天气及气候的变化(马振峰等，2003a2003b，; 白虎志等，2005)。
北半球西风带是联系亚洲季风气候区与北大西洋气候区的枢纽，对西风带气候与东亚季风气候都有深远影响，同时由于有青藏高原存在，对西风环流有分流和阻挡作用，对东亚季风也有较强的牵引和阻挡作用，使得整个东亚地区降水分布和气温都受到了影响。Yin(1949)早就指出青藏高原南部的高空强西风有突变性质，高空西风于6月上旬急剧减弱，并与印度西南季风的爆发几乎同时发生(Yeh，1950)。之后研究发现上述东亚地区西风急流的两次北跳与东亚梅雨的开始和结束紧密相连(陶诗言等，1958)，同时西风带的南进北退使得冷空气南下北上的路径和强度不同，夏季雨带的分布也不同(谭桂荣等，1998; 严华生等，2007)，西风急流中心的季节变化又与热带加热场的季节变化密切相关，从而影响到我国的季风降水、 梅雨等(董敏等，1987，1999)。
西风环流的季风变化以及纬向西风气流流经青藏高原的分支、 绕流作用，对中国的气候及降水分布有显著作用(汤懋苍等，1993)。目前研究西风急流或高原季风分别对我国乃至全球气候变化的很多，但在高原大地形影响下西风带与季风关系的研究甚少。Hahn and Manabe(1975)用大气环流动力数值模式模拟得出若把高原山体移走，季风也将随之消失。亚洲季风区是环球信风纬度带中的一个断裂缺口区，这个缺口造成了该地区冬季风和夏季风的南来北往。青藏高原的热力作用，为亚洲季风区的出现提供了一个重要条件; 高原的大地形作用加剧了海陆热力差异，促进了季风的发展(余志豪，2002)，因此在青藏高原大地形的基础上，研究西风带与高原季风的关系具有重要的意义。已有模拟研究表明研究冬季风加强北半球的西风带，进而加强西风带的降水，夏季风则削弱北半球西风带及其降水(左瑞亭等，2004)，那么高原季风和西风带是否也存在这样的关系？高原季风的强弱与西风带的位置变化有怎样的联系？高原季风强弱对应的环流场有怎样的配置，这与西风带的突变早晚有怎样的联系？本文将从这些方面进行分析探讨，从而更深入理解高原季风和西风带的特征，同时对研究高原季风与西风带的相互关系也有重要意义。
2 资料与方法所用资料为1951-2012年美国国家环境预报中心和国家大气中心的NCEP/NCAR的风场、 位势高度场逐日及逐月再分析资料，水平分辨率为2.5°×2.5°经纬度网格。逐日再分析资料按照每月6候、 一年72候处理: 先对各年份进行候平均处理，再得到多年逐候平均的纬向风速场、 位势高度场资料。
3 高原夏季风强弱年的确定迄今为止，许多学者定义过高原季风指数(白虎志等，2001; 马振峰等，2003; 齐冬梅等，2009; 田俊等，2010; 万超等，2015)，每种指数都有各自的优势也具有一定的局限。周懿等(2015)从散度场出发定义了一个高原季风指数Div-PMI(Divergence Plateau Monsoon Index)，并将几种高原季风指数进行了对比分析，表明Div-PMI的计算方法相对简单，能更好地反映高原季风的季节特征以及解释高原季风的产生机理，因此本文选取Div-PMI来确定季风强弱年并研究高原季风与西风带位置变化的关系。
Div-PMI选取600 hPa高原主体上长期平均的冬、 夏季散度反向最明显的负值中心区(30°N35°N，80°E100°E)为高原主体中心区域，以该区域散度平均值定义的散度高原季风指数，即:
| $Div-PMI=div\left| _{\left( 30{}^\circ N-35{}^\circ N,80{}^\circ E-100{}^\circ E \right)} \right..$ | (1) |
根据Div-PMI的定义，该指数的正值表示近地层高原主体中心风场的辐散程度，正值越大，即高原冬季风越强; 负值的绝对值越大表示高原夏季风越强。本文定义高原夏季风指数为
| $Neg\left( Div-PMI \right)=\left( -1 \right)*\left( Div-PMI \right),$ | (2) |
即其正值越大，则高原夏季风越强。
图 1给出了1951-2012年高原夏季风指数Neg(Div-PMI)的标准化曲线。将标准化指数>1的定义为高原夏季风强年，标准化指数<-1的定义为高原夏季风弱年，得到强季风年为1970、 1974、 1975、 1980、 1984、 1987、 1991年，共7年; 弱季风年为1952、 1956、 1958、 1959、 1961、 1976、 1994、 1997、 2001、 2003、 2006年，共11年。
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图 1 1951-2012年高原夏季风指数 (Neg(Div-PMI))的变化 Figure 1 Variation of plateau summer monsoon index (Neg(Div-PMI))from 1951 to 2012 |
冬、 夏两季的季节转换与6月、 10月大气环流的突变现象有关，这种突变体现在西风带的北跳和南撤的过程(叶笃正等，1958)。本文试图通过找出高原季风强弱年的西风带北跳南撤时间，从而探讨高原季风强弱与西风带位置变化的关系。
4.1 高原季风强弱与西风带位置变化的关系方韵等(FANG et al，2016)将高原季风区600 hPa纬向风零速度线的纬度值作为纬向环流冬、 夏季转换判据，20°N为临界值，零速度线位于20°N以北，高原上空为夏季环流型，20°N以南则为冬季环流型。纬向环流冬夏转换的突变时间(西风带北跳和南撤的时间)分别为第31候和第59候。
表 1为高原强年和弱年西风带北跳和南撤期间600 hPa上高原南侧支零速度线纬度值。由表 1可见，季风强年零速度线从第29到30候的变化由17.64°N北跳到20.11°N，是600 hPa零速度线由20°N以南转变为20°N以北的临界点，即高原上空西风带北跳的时间点(第30候)，这比多年平均的西风带位置突变更为剧烈; 第59候，零速度线重新跃回到20°N以南(19.38°N)，之后零速度线向南推进，西风带不断增强。季风弱年西风带北跳时间则为第33候，零速度线由18.89°N北跃到20.22°N，零线北跳的纬距较短，西风带突变较为缓慢; 西风带南撤更为缓慢，直到11月中旬(第63候)，零速度线回到20°N以南(18.89°N)。由此可见，高原季风区西风带的变化在季风强年和弱年表现出明显差异，不论是西风带位置的北跳还是南撤，季风强年的西风带变化较弱年早且强烈，并且西风带南撤过程不如北跳过程的变化剧烈。高原季风强年西风带北跳时间(第30候)较多年平均提早1候，西风带南撤时间(第59候)与多年平均的突变时间一致。高原季风弱年，西风带北跳时间(第33候)较多年平均晚2候，南撤时间(第63候)则晚4候。西风带的突变现象是全球性的(叶笃正等，1958)，那么接下来将讨论高原季风的强弱与北半球西风带北跳南撤时间早晚的关系。
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表 1 高原强弱季风年各候东西风零速度线纬度值 Table 1 >The latitude of zero velocity line of U wind in strong and weak years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon in each pentad |
西风带的变化特征主要表现为经向环流和纬向环流的维持及两者间的相互转换，因此在一定的程度上，西风带的环流型式反映了西风带的强弱及位置变化: 冬季的西风风速强于夏季，冬季有三个槽脊，夏季则转为四个槽脊。图 2为高原夏季风强年(图 2a)和弱年(图 2b)500 hPa上第26~35候50°N70°N纬度带平均高度随经度的逐候变化。由图 2a可见，第26候(5月第2候)，500 hPa西风带的流型表现有三个大槽，分别位于东亚、 西太平洋和北美地区。第27~29候为西风带北跳的过渡时期，第27候东西伯利亚区域的脊开始减弱，第29候此区域槽脊型式变得非常不明显，而欧洲西海岸浅槽逐渐明显起来。第30候(5月第6候)，青藏高原经度范围内开始出现明显的主槽，而后这支槽逐渐加深，这是西风带北跳的明显特征; 东亚大槽和北美大槽略向东移，此后北半球上空表现为四个平均槽，即西风带北跳过程完成。高原夏季风弱年(图 2b)与夏季风强年(图 2a)的西风带流型差异明显，季风弱年北跳过程比季风强年明显偏晚。第26~28候北半球上空存在三个明显大槽，第29~32候为西风带北跳的过渡期，前3候槽脊型式不明显，第32候四个大槽型式开始呈现。第33候(6月第3候)，500 hPa的流型表现为四个明显大槽，其位置分别位于欧洲西部、 贝加尔湖西部、 东亚及北美，完成了西风带位置的北跳，此后四个大槽稳定存在于北半球上空。
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图 2 高原夏季风强年(a)和弱年(b)50°N70°N纬度带500 hPa平均高度的经度时间剖面 虚线为脊线 Figure 2 The longitide-time cross-section of 500 hPa geopotential height averaged from 50°N to 70°N in strong(a)and weak(b)years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon.Dashed line is ridge line |
图 3则给出了高原夏季风强年(图 3a)第52~61候以及高原夏季风弱年(图 3b)第52~64候40°N60°N纬度带平均高度随经度变化的分布。如图 3a所示，第55候(10月第1候)之前，四个槽脊的位置有显著差异，表现出夏季西风带型式特征。第56~58候的西风带流型开始变化，流型不如之前明显，但依然显示有四个槽。第59候(10月第5候)500 hPa流型变为东亚、 北美各有一个大槽，欧洲地区有一明显浅槽，西风带南撤过程完成。高原夏季风弱年(图 3b)西风带型式转变明显落后于强季风年，西风带南撤的过渡期也较长，第63候(11月第3候)西风带南撤完成。上述分析表明，高原夏季风强年西风带变化比季风弱年剧烈且早(不论是西风带位置的北跳还是南撤)，整个北半球西风带位置突变的时间也与高原季风区西风带突变时间有较好的一致性。西风带位置变化时间的早晚与高原夏季风的强弱密切相关，并且这种现象也是全球性的。
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图 3 高原夏季风强年(a)和弱年(b)40°N60°N纬度带500 hPa平均高度的经度时间剖面 虚线为脊线 Figure 3 The longitide-time cross-section of 500 hPa geopotential height averaged from 40°N to 60°N in strong(a)and weak(b)years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon.Dashed line is ridge line |
以上研究表明西风带位置变化时间的早晚与高原夏季风的强弱相关联，下面进一步研究高原季风与西风带位置变化的内在联系以及西风带位置变化的原因，选择高原季风与西风带相关性最强的关键区域进行环流原因的探讨。
从1951-2012年高原季风指数与北半球纬向风的相关系数分布(图 4)可看出，大部分区域(0°-140°E，0°-50°N)都通过了0.01显著性水平检验，两者相关系数呈“正负正”的带状分布。其中高原主体及高原东部(60°E-140°E，35°N-50°N)，高原夏季风与西风带呈明显的正相关，即高原夏季风越强，则西风带越强; 而印度半岛及高原南部区域(60°E-140°E，20°N-35°N)，两者呈明显负相关。热带低纬地区也存在明显的正相关关系，这可能与南海季风的爆发有关。同时在高原季风强弱年与常年纬向风场的差值图(图略)上也明显看出，高原夏季风强年纬向风场在高原及其东部地区(40°E-140°E，0°-50°N)由北至南呈“正负正”的带状分布，而季风弱年的差异明显区较季风强年偏北，位于高原主体及高原东部(80°E--160°E，0°55°N)，呈“负正负”的带状分布。这与图 4相关系数大的区域有较好的一致性，在此取高原及以东地区(40°E-160°E，0°-60°N)作为关键区域，取6月和10月为西风带北跳和南撤的时期，通过强弱季风年的环流合成分析探讨西风带位置变化时间早晚的原因。
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图 4 1951-2012年高原夏季风指数与北半球区域纬向风的相关系数分布 阴影区表示通过了0.01显著性水平检验 Figure 4 The correlation coefficient between the plateau summer monsoon index and the northern hemisphere zonal wind distribution in 1951-2012.The shaded areas have passed the significance test at 0.01 |
由图 5可知，高原季风强弱年在西风带北跳时期600 hPa的环流差异显著，从等高线的分布上看，4350 gpm平均等高线在高原主体区域形成一个低槽，季风强年低槽的气旋性曲率大，南北横跨10个纬度; 季风弱年也存在这一低槽，气旋性曲率及南北跨度都较小。结合风场分布可以看出，季风强年的等高线经向梯度较大，偏北气流较强，说明高原北侧西风较弱，偏北气流在科氏力的作用下加强东风带的发展，有利于高原上空西风带的北跳时间提早。季风弱年则偏北气流较弱且等高线经向梯度较小，其西风较强，不利于季风低压的活跃，盛行西风的存在不利于6月西风带的北跳。
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图 5 高原夏季风强年(a)和弱年(b)6月600 hPa位势高度(等值线，单位: gpm)及风场(矢量，单位: m·s-1)合成分布 Figure 5 Superposition of 600 hPa synthetical geopotential height(contour，unit: gpm)and wind field(vector，unit: m·s-1) in strong(a)and weak(b)years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon in June |
图 6 给出了高原夏季风强年(图 6a)和弱年(图 6b)6月500 hPa位势高度距平合成分布。高原夏季风强年高原北部区域(80°E-100°E，45°N-60°N)有大范围的高度负距平，说明在西风带北跳期间相较于常年位于青藏高原经度范围内的槽加深(夏季大气环流型的典型特征)，促使西风带北跳提早发生。季风弱年的负距平区域(120°E-140°E，50°N-60°N)较季风强年范围小且位置偏东，说明其相较于常年东亚大槽加深偏强(冬季环流型的特征)，不利于西风带北跳的发生。此外，高原东部和东北部在季风强年表现高度正距平，不利于西风气流向东流动，使得中纬度西风带随西南气流北移，加速了西风带的北跳。季风弱年高原区域表现为高度负距平，说明相较于常年有利于高原区域槽的加深，西风带被迫南移，不利于东风带的向北推进以及西风带北跳的发生。
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图 6 高原夏季风强年(a)和弱年(b)6月500 hPa位势高度距平合成分布(单位: gpm) 阴影区表示通过了0.1显著性水平检验 Figure 6 The distribution of 500 hPa synthetical geopotential height anomalies in strong(a)and weak(b)years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon in June.Unit: gpm.The shaded areas have passed the significance test at 0.1 |
从200 hPa位势高度距平分布(图 7)可看出，高原季风强年(图 7a)和弱年(图 7b)的高度距平场在中高纬度地区呈反向分布。季风强年中高纬度的大范围区域(75°E-120°E，35°N-60°N)表现为高度负距平，相较于常年有利于贝加尔湖西部槽向南发展扩张，同时高原以东以及低纬地区的高度正距平有利于南亚高压加强北上，西风带在高原北侧加强，促进西风带北跳的发生; 高原季风弱年则在高原地区表现为负距平，南亚高压相较于常年偏弱，位置偏南，不利于西风带的北跳。
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图 7 高原夏季风强年(a)和弱年(b)6月200 hPa位势高度距平合成分布(单位: gpm) 阴影区表示通过了0.1显著性水平检验 Figure 7 The distribution of 200 hPa synthetical geopotential height anomalies in strong (a)and weak (b) years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon in June. Unit: gpm. The shaded areas have passed the significance test at 0.1 |
上述分析表明，在西风带北跳期间，高原夏季风强年相较于常年南亚高压加强北上，贝加尔湖西部槽向南扩张，青藏高原经度范围内的槽加深，高原北部偏北气流强，使得中纬度西风带加强北移，东风带向北推进，促进西风带北跳的发生; 而高原夏季风弱年则相较于常年南亚高压偏弱且位置偏南，东亚大槽加深偏强，西风带被迫南移，不利于西风带的北跳。
从高原季风强年(图 8a)及弱年(图 8b)西风带南撤期间600 hPa位势高度和风场合成分布可看出，在高原北部的中高纬地区都表现为平直且稳定的西风，4350 gpm平均等高线在季风强年的位置较季风弱年偏南2个纬度左右，并且季风强年4400 gpm平均等高线的位置较季风弱年也偏南，说明季风强年副热带高压的位置偏南，高原北部强西风带向南推进，加速西风带的南撤; 而季风弱年则副热带高压位置偏北，因此西风带南撤时间较季风强年晚。
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图 8 高原夏季风强年(a)和弱年(b)10月600 hPa位势高度(等值线，单位: gpm)及风场(矢量，单位: m·s-1)合成分布 Figure 8 Superposition of 600 hPa synthetical geopotential height(contour，unit: gpm)and wind field(vector，unit: m·s-1) in strong(a)and weak(b)years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon in October |
由高原季风强年(图 9a)及弱年(图 9b)10月500 hPa位势高度合成分布可知，季风强年在贝加尔湖区域存在一个强高度负距平中心，即西风带北跳期间相较于常年有利于东亚大槽的加深及发展，同时伊朗高原上空为高度负距平(80°E-100°E，45°N-60°N)为高度正距平，它们的共同作用使得西风气流绕高原西南侧流动，有利于中纬度西风带加强南移。季风弱年则在高原北部表现为弱的高度负距平，有利于高原地区槽的发展，使得西风气流绕高原北侧流动，不利于西风带南撤的发生。
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图 9 高原夏季风强年(a)和弱年(b)10月500 hPa位势高度距平合成分布(单位: gpm) 阴影区表示通过了0.1显著性水平检验 Figure 9 The distribution of 500 hPa synthetical geopotential height anomalies in strong(a)and weak(b)years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon in October.Unit: gpm.The shaded areas have passed the significance test at 0.1 |
高原季风强年(图 10a)和弱年(图 10b)在10月200 hPa距平分布几乎是反号的。高原季风强年在贝加尔湖地区为强的负距平中心，贝加尔湖地区低压加强南压，中纬度西风带向南推进，加快了西风带南撤。反之在季风弱年则南撤推迟。因此，西风带南撤期间，高原夏季风强年与副热带高压的位置偏南，东亚大槽加深以及贝加尔湖低压南压相联系，迫使西风带向南移动; 高原季风弱年则较常年副热带高压位置偏北，东亚大槽偏弱，西风带较稳定地存在于高原北侧，不利于西风带向南撤退。
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图 10 高原夏季风强年(a)和弱年(b)10月200 hPa位势高度距平合成分布(单位: gpm) 阴影区表示通过了0.1显著性水平检验 Figure 10 The distribution of 200 hPa synthetical geopotential height anomalies in strong(a)and weak(b)years of Qinghai-Xizang Plateau Monsoon in October.Unit: gpm.The shaded areas have passed the significance test at 0.1 |
(1) 西风带位置变化的早晚与高原夏季风的强弱相关联。高原季风强年西风带北跳时间为第30候，较多年平均的北跳时间提早1候，西风带南撤时间(第59候)与多年平均的南撤时间一致。高原季风弱年西风带北跳时间(第33候)较多年平均晚2候，南撤时间(第63候)则较多年平均晚4候。整个北半球西风带位置突变的时间与高原季风区西风带位置突变时间有很好的一致性。
(2) 西风带北跳期间，高原夏季风强年相较于常年南亚高压加强北上，贝加尔湖西部槽向南发展扩张，青藏高原经度范围内的槽加深，高原北部偏北气流强，使得中纬度西风带加强北移，东风带向北推进，促进西风带北跳的发生; 高原夏季风弱年则相较于常年南亚高压偏弱且其位置偏南，东亚大槽加深，西风带被迫向南移动，不利于西风带的北跳。
(3) 西风带南撤期间，高原夏季风强年较常年副热带高压的位置偏南，东亚大槽加深以及贝加尔湖低压南压，迫使西风带向南移动; 而高原季风弱年则较常年副热带高压位置偏北，东亚大槽偏弱，西风带较稳定地存在于高原北侧，不利于西风带向南撤退。
本文主要从环流方面讨论了西风带位置变化的原因，没有从能量传输、 动力作用等方面研究其内在变化机理，还需要展开进一步的数值模拟试验进行分析探讨。此外，还应该就西风带位置变化产生的影响作进一步讨论。
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2. Changsha Meteorological Bureau, Changsha 410205, China;
3. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044, China