亚洲夏季风建立前后全球环流调整的气候风场变差度分析

张东凌 朱敏 张铭

1 中国科学院大气物理研究所，北京 100029 2 93117部队，南京 210018

1 引言

亚洲夏季风对气候有显著影响，也对居住在东亚及南亚的世界近一半人口的经济和社会状况有密切关系。早在公元前23世纪至前22世纪的中国尧舜时代，已建有观象台观气测候（周京平和沈冰冰, 2015），对各种天气现象以及年、春、秋和季风等气候现象进行记录。帝舜《南风》歌仅26个字，就对东亚夏季风的性状及其对社会民生的影响概括无遗，这也是世界上最早对夏季风的文字记载 （曾庆存, 2005）。这表明，重视农业生产的中华民族非常看重与之紧密相关的四季转换以及季风来临等气候现象，并予以记录和认知。这方面至今仍是亚洲夏季风的研究课题并引起了学者重视（Mathison et al., 2018）。

亚洲夏季风的变异涉及大气、海洋、陆面和冰层等组成的气候系统内复杂的多尺度相互作用，与大气环流调整关系密切（Liu et al., 2019）。武炳义和张人禾（2011）讨论了东亚夏季风年际变率及其与中、高纬度大气环流以及外强迫异常的联系。黄燕玲等（2015）用不同资料比较和分析了东亚夏季风异常的多模态特征。晏红明等（2018）利用高低层大气环流、对外长波辐射、降水、海表温度 （Sea Surface temperature, SST）等资料分析了孟加拉湾地区3～5月多年气候平均大气环流及不同要素的演变特征，并定义了一个新的孟加拉湾夏季风建立的指标。Xing et al. （2016）讨论了孟加拉湾夏季风建立早晚对5月亚洲降水的影响。Yang et al.（2019）则讨论了湄公河流域雨季降水变化与印度和东亚夏季风的关系。Xiao and Duan（2016）探讨了青藏高原积雪对东亚夏季风年际变化的影响。Zhang et al.（2016）探讨了东亚夏季风与南亚高压的关系。Jin and Stan（2019）研究了全球变暖引起的热带海气相互作用造成的东亚夏季风变化。Eroglu et al.（2016）讨论了东亚—澳大利亚夏季风之间的跷跷板关系。Lee and Lee （2020）通过观察和数值试验揭示了地表植被对东亚夏季风强度的影响。Misra et al.（2018）讨论了印度夏季季风的局地建立和消亡。Yang et al.（2020）则探讨了大气环流异常与东亚季风区温度和降水异常间的关系。黄娇文等（2016） 利用NCEP/NCAR资料、降水资料和SST数据，研究了东亚季风的季节性过渡与亚太热力场间的关系，并探索其可能原因。以上工作表明，亚洲夏季风及其变异直至当今还是一个研究热点。

亚洲夏季风建立与大气环流调整关系密切，通常某地夏季风来临对应于此地大气环流的剧烈调整甚至是突变（曾庆存等, 2005）。以往对此研究大多采用天气气候学方法，优点是直观，局限在于不够客观定量，致使得到的结论具有一定人为性。于是曾庆存提出并完善了一套依据数学上“流” （flow）的概念而建立的客观定量的统计动力诊断方法（曾庆存等，2005），其由变差度、相似度、场比幅等指标组成，并给出了这些指标的具体计算方法。曾庆存等（2005）还用这些指标对气候平均情况的南海和亚澳夏季风系统以及其建立过程做了诊断分析。张铭等（2005）依据曾庆存的这套方法对1978年的南海夏季风系统及其建立过程也做了诊断分析。无论是气候平均（曾庆存等, 2005）还是个别年份（张铭等，2005）的情况，南海夏季风的建立都是高、低层全球大气环流发生显著调整并可看作突变的结果，南海夏季风的建立不能看作是仅发生在南海的局部现象。曾庆存等（2005）的研究对亚洲夏季风中的南海夏季风做了专门论述，对南亚夏季风则放在亚澳夏季风系统中论述；而研究大气环流调整（含突变）的范围也主要限于亚洲的热带和副热带季风区以及周边。在南海夏季风建立之前，应有春季来临（魏科等, 2007; 叶丽群等,2016），冬季大气环流彻底崩溃（何金海等, 2010；叶丽群等, 2016），在南亚夏季风建立之后则有梅雨形势的建立（周宁芳等, 2018; 赵晓琳, 2019; 于晓澄等, 2019），而这前后两者均涉及大气环流的剧烈调整；不过在曾庆存等（2005）中限于篇幅，对前者基本未论述，后者仅作了简要论述。为此，本文利用气候风场的变差度对亚洲夏季风建立及其前后（4月1日至6月30日）全球大气环流调整做诊断分析；并可视为曾庆存等（2005）的补充和继续。为保持一致，仍采用文献（曾庆存等, 2005）中所用资料，而这也为21世纪前期要做的这方面工作提供一个比较平台。

2 资料和方法

本文所用原始资料同曾庆存等（2005），即为NCEP/NCAR提供的1968～1997年共30年全球各年标准等压面（850 hPa、700 hPa、500 hPa、200 hPa及50 hPa）的逐日风场资料，该资料经纬度网格距为2.5°（纬度）×2.5°（经度）。对该资料中各年逐日风场分别作5日或11日的滑动平均 （作11日滑动平均是为滤去长波槽脊活动影响），然后对滑动平均后的逐日风场网格点资料再按各日做30年的平均，将这样处理后的风场资料称作逐日气候风场资料。取5日及11日滑动平均气候风场的时段分别为4月1日至6月30日及4月1日至8月31日。

变差度为无量纲量，可度量某变量泛函值随时间变化的快慢。变差度值在0～2之间，若变差度为0，则变量无变化；若大于0，表明变量在一段时间后发生了变化。变差度越大，这种变化越快。特别是变差度在某时刻很大，而该时刻前后两边都为零或很小，则表明变量在该时刻发生了突变，由一个近于常定的态突然变到另一个近于常定的态。因而考察变差度随时间的变化可以确定季风建立是否具有突变性或即爆发性并确定突变的日期。有关变差度的由来、定义及计算方法等见文献（曾庆存等, 2005），本文不再赘述。

取5日滑动平均的气候风场为某变量，依曾庆存等（2005）中的公式（15）计算变差度（此公式中的u、v为气候风场的分量），则可得到（85°S～85°N）范围内，全球各等压面逐日网格点上5日滑动平均的气候风场变差度，以下各节中就称之为变差度，其是各等压面上时间t（日）和全球网格点的函数。再取11日滑动平均的气候风场作同样计算后，可得此气候风场的变差度；然后在各等压面上对此变差度分别再对南、北半球从赤道到纬度60°的范围做区域平均，就分别得到逐日各等压面上南、北半球区域平均的变差度，以下各节中就称之为平均变差度。平均变差度来源于11日滑动平均的气候风场，且仅为各等压面上时间t（日）的函数，而与网格点无关。变差度、平均变差度两者名称不同不会混淆，本文第3、4节分别对变差度及平均变差度的演变进行分析。

3 风场变差度的演变分析

本文亚洲夏季风建立及其前后的时期是指4月1日至6月30日。我们一张张考察了该时期850 hPa上每日变差度的全球分布图（共有91张图，本节中图1a、1b，2a、3a、4a、4b是其中代表），考察时着重考虑中、低纬度，兼顾高纬度；结果发现，该时期变差度值增大特别明显的过程总共有6次，850 hPa上分别出现在4月10日、4月21日、5月15日、5月31日、6月11日、6月28日；这6次过程在700、500、200、50 hPa等压面上变差度值增大也都非常明显（详见后文）。本节对这6次过程全球变差度的演变做诊断分析。

3.1 南海季风建立前的情况

4月10日850hPa上首次出现了变差度值增大特别明显的过程（图1a），变差度极大值区及中心位于65°N以北的北半球高纬，这相应于该处环流由冬向夏的调整及寒温带季风建立（曾庆存和李建平, 2002）；中纬度在欧洲和中亚各有大值区及中心，在新西兰以北的南半球则还有一个副热带大值区及中心。此时的大气环流调整相应于春季来临，北半球平流层极涡崩溃，原先的冬季环流形势发生剧变，将要崩溃（魏科等, 2007; 叶丽群等, 2016）。相应于这次调整，各等压面上变差度均有大值区及中心出现，但各等压面上变差度大值区及中心出现的位置并不完全相同（图略），平流层50 hPa以及200 hPa上，极大值出现日期要提前1 d，别的等压面也在10日。这次环流调整发生在整个对流层和平流层50 hPa上。

图1 850 hPa 4月（a）10日和（b）21日全球风场变差度分布Fig. 1 Distributions of global wind variation at 850 hPa on (a) 10 Apr and (b) 21 Apr

4月21日850hPa上再次出现了首次变差度值增大特别明显的过程（图1b），变差度极大值区及中心出现在东亚和北美的高纬度地区；中纬在欧洲和中亚各有大值区及中心，在孟加拉湾和印尼到巴布亚新几内亚及其以东洋面有一条大值带，在30°S的印度洋和太平洋上还有大值带。此时的大气环流调整相应于因太阳直射点的进一步北移而造成的冬季环流彻底崩溃，这为南海夏季风建立创造了先期条件。相应于此次调整，700 hPa上在夏威夷附近出现了明显变差度大值区及中心，这表明北太平洋副热带高压脊线的北移。该过程出现日期以200 hPa上最早，为18日，变差度极大值区及中心则出现在北半球高纬和赤道。该环流调整也发生在整个对流层和平流层50 hPa上（图略）。

综上所述，在北半球大气环流由冬季向夏季剧烈调整即春季来临时，北半球高纬平流层50 hPa至对流层高层200 hPa是环流最早发生剧烈变化之处，而北半球冬季环流彻底崩溃最早也出现在北半球高纬的200 hPa上。这表明冬季环流急剧变化及崩溃的强讯号最早出现在北半球高纬的平流层至对流层高层上，然后向下传播到整个对流层中，而北半球高纬平流层及对流层高层的大气环流急剧调整和崩溃则与那里的臭氧层加热、平流层爆发增温和极夜急流密切有关（曾庆存和李建平, 2002; 魏科等, 2007）。

3.2 南海季风建立时的情况

850 hPa上5月9日全球变差度均很弱，仅在高纬度有大值中心构成的波列存在；10日高纬度的中心增强，在东欧、阿拉伯海和南海南部又出现了中心；11日高纬度中心维持，东欧、阿拉伯海和南海南部的中心增强，在新西兰北面也出现了中心；12日高纬度和东欧的中心减弱，阿拉伯海、南海南部和新西兰北面的中心增强。13日；高纬度和东欧的中心维持，阿拉伯海、南海南部和新西兰北面的中心继续增强；14日，高纬度的中心维持，东欧的中心增强并东扩至中亚，阿拉伯海、南海南部和新西兰北面的中心仍继续增强；15日，高纬度中心又明显增强，东欧、阿拉伯海、南海南部和新西兰北面的中心增强达到极大值（图2a）；16日以上中心减弱；17日再减弱，这次环流调整完成。细致分析可见，变差度中心最早产生在南海南部，然后大值区及中心增强并向东北方向移动，15日达最强，以后中心移至南海中部，强度减弱，而大值区继续向东北方向扩展。

700 hPa上南海夏季风建立过程的环流调整特别清晰；5月11日在马来半岛出现了变差度大值区及中心，以后其增强并向东北移动；16日该中心移至紧邻中南半岛南端的南海上，强度达极大 （图2b）；以后该中心减弱仍向东北移，大值区随之向东北扩展；18日中心移到南海中部，再后中心少动并减弱，大值区缩小，环流调整完成。700 hPa上南海夏季风建立的环流调整是由西南向东北进行的，最早建立地点在马来半岛。

500 hPa上5月10日孟加拉湾南部和夏威夷东面的太平洋上各有一个变差度大值区及中心；以后大值区从这两中心分别向东、西方向扩展并北移；在13日两中心值达极大，形成连接这两中心的大值带，这表明在北太平洋上的副热带高压脊线发生了北跳；再后变差度强度减弱（图略），环流调整完成。

200 hPa上5月13日菲律宾以东洋面（西太平洋暖池区）有变差度中心出现；14日在阿拉伯半岛南面的阿拉伯海经印度半岛中部、孟加拉湾、中南半岛、南海至菲律宾以东洋面有大值带，在阿拉伯海、中南半岛和菲律宾以东洋面分别有3个中心，说明此时南亚高压脊线北跳，该处环流急剧调整，此外在高纬度也有中心，在热带还另有两条大值带；15日以上系统迅速增至最强（图2c）；16日开始强度减弱，至18日环流调整完成。

在平流层50 hPa上，5月10日高纬度和夏威夷、墨西哥东面沿海、赤道以南的东太平洋各有变差度的大值区及中心，青藏高原和澳大利亚北部也各有较弱的中心；11日墨西哥东面沿海的中心强度急剧增大，夏威夷的中心东移与之靠拢，东太平洋的中心强度增强并向东西方向扩展，青藏高原的中心增强，说明平流层青藏高压环流开始急剧调整，同时澳大利亚北部的中心也在增强；12日以上变差度中心均增强；13～16日青藏高原和墨西哥东面沿海的中心强度继续增强，位置略有北移，其他中心强度维持或减弱；17～21日各变差度中心都增强，墨西哥东面沿海和青藏高原的中心位置抬至最北，说明青藏高压脊线北跳（图2d）。以后各中心迅速减弱，环流调整完成。

图2 （a）850 hPa 5月15日、（b）700 hPa 5月16日、（c）200 hPa 5月15日和（d）50 hPa 5月20日全球风场变差度分布Fig. 2 Distributions of global wind variation (a) at 850 hPa on 15 May, (b) at 700 hPa on 16 May, (c) at 200 hPa on 15 May, and (d) at 50 hPa on 20 May

气候意义上南海季风建立日期是5月18日。5月15日为南海夏季风建立的预兆日（曾庆存等,2005）。在此预兆日及前后，全球各等压面都有明显的变差度极大值区及强中心，它们均位于广义季风区内（曾庆存和李建平, 2002）；由此可知，南海夏季风的建立，也表明这些地区广义季风的建立；南海夏季风建立不是发生在南海的局部现象，而是全球大气环流的剧烈调整，包括对流层中层的北太平洋副热带高压、高层的南亚高压以及平流层的青藏高压三者脊线的北跳。南海夏季风与太阳直射点北移造成的行星热对流环流变化有关（Zeng, 2000;曾庆存和李建平, 2002）。曾庆存等（2005）中对南海夏季风建立有更多详尽细致的分析讨论，可供参考。

3.3 南亚季风建立时的情况

850 hPa上5月25日高纬度的泰米尔半岛、勘察加到鄂霍次克海、北美洲北部分别有变差度大值区及中心存在，黑海北面到中亚有弱大值带，阿拉伯海有大值区及中心存在；5月26日，以上大值区及中心增强，在新西兰北面又出现大值区及中心；27～30日这些大值区及中心继续增强，阿拉伯海的中心略有东移，其大值区扩展到印度半岛；31日这些大值区及中心达到极大值（图3a）；6月1日这些大值区及中心强度急剧减弱；6月2日环流调整完成。

700 hPa上，与南海夏季风建立类似，环流调整也表现十分清晰；5月25日，印度半岛西面的东阿拉伯海、南海南部、印尼南面的东印度洋、墨西哥湾和高纬地区均存在变差度大值区及中心；26～27日这些中心均在加强，以后东阿拉伯海的大值区向北扩展且中心继续加强北移，而其他中心则维持和减弱；5月31日原在东阿拉伯海的中心已移至印度半岛西海岸，此时南海南部的中心又开始增强；至6月3日原在东阿拉伯海的中心现已北移至印度半岛西北部，强度达极大，原在南海南部的中心现移至南海中部（图3b）；再后变差度中心值减弱，至6月8日环流调整完成。

图3 （a）850 hPa 5月31日、（b）700 hPa 6月3日、（c）200 hPa 6月 1日和（d）50 hPa 6月1日全球风场变差度分布Fig. 3 Distributions of global wind variation (a) at 850 hPa on 31 May, (b) at 700 hPa on 3 Jun, (c) at 200 hPa on 1 Jun, and (d) at 50 hPa on 1 Jun

500 hPa上，在南亚夏季风的建立过程中阿拉伯海南部的变差度中心有一个向东向北移动的过程，其位置从印度半岛西南面的阿拉伯海海上移至印度半岛中部，这表明阿拉伯半岛副热带高压东扩北移 （图略）。200 hPa上，5月13日在非洲中部经阿拉伯半岛南端至印度半岛中部出现了一条变差度大值带，中心在阿拉伯海，在高纬和赤道附近还有大值区及中心；5月26日至6月1日，以上大值带明显增强，并涵盖了印度，但中心仍在阿拉伯海 （图3c）；6月2日后该带开始减弱，至4日环流调整完成；在南亚夏季风建立过程中，以上大值带有一个北移过程，这说明南亚高压脊线在北移。在平流层的50 hPa上，南亚夏季风建立期间，阿拉伯海、印度半岛、孟加拉湾、中南半岛和南海变差度均很小，但30°N纬圈带附近则有一些大值区及中心在维持和增强，其中之一位于中亚到帕米尔高原（图3d），这相应于平流层青藏高压脊线的北移。

气候意义上，南亚夏季风建立日期是6月1日，5月31日是建立的预兆日（曾庆存等, 2005），5月31日及前后的全球明显的环流调整相应于南亚夏季风的建立。此次全球变差度大值区及中心也都位于广义季风区内（曾庆存 和李建平, 2002）。南亚夏季风的建立也不是局部的现象。南亚夏季风建立时阿拉伯海和印度半岛变差度变化较缓慢，而南海夏季风建立时南海变差度变化非常剧烈（突变），这是两者不同之处（曾庆存等, 2005）。南亚夏季风同样与太阳直射点北移造成的行星热对流环流变化有关（Zeng, 2000; 曾庆存和李建平, 2002），并造成对流层中层阿拉伯半岛副热带高压、高层南亚高压及平流层青藏高压三者脊线的北移。

3.4 南亚季风建立后的情况

850 hPa上，6月6日在泰米尔半岛以东洋面、楚科奇半岛到鄂霍次克海、格陵兰岛东部洋面、黑海北面和新西兰岛北面，各有一个变差度大值区及中心；7日这几个中心开始增强，8日进一步增强，同时在菲律宾南部有新中心出现，9日这些中心增至最强；10日泰米尔半岛的中心减弱，但楚科奇半岛到鄂海的中心仍在增强，菲律宾南部的中心也在增强；6月11日鄂海中心和菲律宾南部中心均增至最大（图4a）；12日两中心减弱，至13日此次环流调整结束。700 hPa上变差度演变与850 hPa类似，仅鄂海的变差度中心略有南压，菲律宾南部的中心略有东扩。500hPa上，6月7日在印度半岛、南海、夏威夷附近、加勒比海和北半球的中高纬 （含鄂海）分别有变差度大值区及中心；之后这些中心增强，于6月10日达最强，而后则减弱，至13日环流调整完成；此过程中，印度半岛、南海、夏威夷附近的中心均有北移。200 hPa上，6月7日在北半球的高纬和副热带分别有两条变差度的大值带，后者在阿拉伯半岛到印度以及菲律宾以东洋面各有大值区及中心；以后副热带大值带上的变差度增强，阿拉伯半岛到印度以及菲律宾以东洋面大值带北移；6月9日大值带上的变差度达极大，位置也最北；再以后大值带的变差度减弱。在平流层的50 hPa上，6月4日在赤道及30°N纬圈带两者附近均有一些变差度大值区及中心，其中包括位于中亚到帕米尔高原的大值区及中心；以后中亚到帕米尔高原的大值区及中心不断增强，明显向东并略向北移动，至6月9日达到最强；之后减弱，至13日环流调整完成；中亚到帕米尔高原的大值区及中心增强北移表明平流层青藏高压脊线的北移。

图4 850 hPa 6月（a）11日和（b）28日全球风场变差度分布Fig. 4 Distributions of global wind variation at 850 hPa on (a) 11 Jun and (b) 28 Jun

此次环流调整中，对流层中低层在鄂海、中层在夏威夷附近和鄂海、高层在阿拉伯半岛到印度都出现了十分明显的大值区及中心，表明该环流调整包含了鄂海阻塞形势建立，北太平洋副热带高压脊线北跳及南亚高压脊线的北移，此环流形势意味着江淮入梅，即副热带东亚夏季风建立。刘勇等 （2004）用1951～2002年安徽省气象台的资料统计，安徽省入梅平均日期为6月16日，出梅为7月10日。安徽省的情况可作为长江中下游的代表。他们用天气气候学确定的入梅日期与这里用变差度确定的6月11日（850 hPa上变差度中心值最大）有很好对应。与曾庆存等（2005）中相同，本文的日期也是预兆日期，而刘勇等（2004）是来临日期，本文日期自然要比他们早数天。入梅大气环流的调整虽主要体现在鄂海阻塞形势建立，北太平洋副热带高压脊线北跳及南压高压脊线的北移，但其他地区也有变差度大值区及中心存在，故而该调整也非某个等压面上局地环流的调整，与南海、南亚夏季风一样，入梅的环流调整即东亚夏季风的建立也是全球各等压面上的环流明显调整，且以上变差度的大值区及中心也都位于广义季风区中。造成江淮入梅即东亚夏季风建立的主要原因仍是太阳直射点的北移；不过海陆分布和青藏高原大地形也有明显影响（Zeng，2000; 曾庆存和李建平, 2002; 李建平和曾庆存, 2005）。

850 hPa上，6月23日，贝加尔湖东面和北冰洋上分别有变差度大值区及中心，其他地区变差度均很小；以后贝湖东面的中心加强，同时鄂霍次克海也有中心出现并迅速加强，其强度超过了贝湖中心；6月28日，鄂海中心的强度达到极大（图4b），以后这两个中心强度都迅速减弱。该过程中阿拉伯海、印度半岛、孟加拉湾、中南半岛和南海变差度也都很小。700 hPa上，中高纬变差度的演变与850 hPa类似；低纬在印尼南面的印度洋至澳大利亚北部，有大值区及中心，并呈现先增强，至26～27日达最强，以后减弱的过程。500 hPa上，中高纬度变差度的演变也与850 hPa类似，不过在低纬中心位于南海，在夏威夷以东及同纬度的大西洋上还有大值区及中心存在，并与700 hPa做同步演变，这表明北太平洋副热带高压的环流发生调整。200 hPa上， 6月23日赤道中太平洋有变差度大值区及中心，以后该中心增强，位置略有北移，至28日变差度值达极大，再以后则减弱；28～29日，我国江南还出现了一条弱的东西向变差度带；29日后该带消失。平流层50 hPa上，23日以前，在除大西洋外的赤道地区以及从外蒙古到同纬度的140°W处分别有两条变差度大值带，以后这两条带增强，至28日增至最强，再后减弱并维持。

注意到该环流调整时，对流层中低层在鄂海的变差度大值区及中心增强明显，中层在夏威夷以东有大值区及中心存在，高层我国江南还出现了一条弱的东西向变差度带，由此可认为该环流调整为梅雨间歇，也是全球各等压面上的环流明显调整。

4 平均变差度的演变分析

上节对这6次变差度值增大特别明显的过程做了考察，发现相应的环流调整具有全球性，故而本节从南、北半球逐日平均变差度曲线（图5）入手，做进一步考察和分析。在4月1日至6月30日的该曲线上，北半球在4月11日、4月20日、5月16日、6月1日、6月13日、6月26日，南半球在4月10日、4月16日、5月16日、5月30日、 （6月6日）、6月13日、（6月20日）、6月26日都有平均变差度峰值出现，这些日期除南半球加括号者外，均与第3节这6次变差度值增大特别明显即环流调整的日期相同或相近，并再次表明这6次环流调整的全球性。

图5 4月1日至8月31日期间850 hPa（a）北半球和（b）南半球逐日平均风场变差度曲线Fig. 5 Daily average wind variations at 850 hPa for the (a) Northern Hemisphere and (b) Southern Hemisphere during 1 Apr-31 Aug

4.1 北半球季节转换的环流调整

在节3的6次变差度值剧烈增大过程中，相应于南海夏季风建立（5月15日）的那次，在平均变差度上反映最剧烈。图5a上5月16日出现了平均变差度值的最高峰。这表明南海夏季风建立是北半球季节转换中最强的环流调整，调整完成后北半球环流已转为夏季形势。南亚夏季风建立的环流调整不及南海夏季风；虽在相应于南亚夏季风建立的6月1日，平均变差度曲线上也有峰值出现（见图5a），然此峰值比4月20日冬季环流崩溃的峰值还低，更远低于南海季风建立的峰值，表现也不很显著；以上结果表明南亚夏季风建立时平均变差度变化不那么剧烈，这也与节3及文献（曾庆存等, 2005）中的相一致。

在南亚季风建立后的6月13日，在图5a上平均变差度又有明显的次高峰出现。此前6月11日在850 hPa上变差度的大值区及中心又增强明显（见图4a），该环流调整正相应于江淮梅雨的开始。在6月26日和7月6日平均变差度曲线还有两个峰值（图5a）。6月26日对应于梅雨期中的环流调整过程，并可造成梅雨间歇。7月6日与长江流域平均的出梅日期7月10日对应得很好（刘勇等, 2004），并相应于出梅时的大气环流调整。6月26日和7月6日也可看成预兆日。此后的7月18日华北雨季开始（于晓澄等, 2019），这在图5a平均变差度曲线上7月17日也有峰值出现。由于7月6日、18日的过程已超出4月1日至6月30日的范围，本文不再讨论。

4.2 南半球季节转换的环流调整

南海夏季风建立前的4月16日，南半球平均变差度图（图5b）的曲线上出现了最高峰，该峰出现在北半球环流彻底崩溃（4月20日）前4天；这表明南半球夏季大气环流的彻底崩溃，要较北半球冬季环流彻底崩溃略早，且是南半球最剧烈的环流调整。南海和南亚夏季风建立的过程，在图5b上也都有反映，在5月16日和5月30日，图5b上均有峰值出现。这再次表明，伴随南海和南亚夏季风的建立，出现了全球大气环流的剧烈调整。图5b中，南海和南亚夏季风建立时的峰值，均明显小于南半球夏季环流彻底崩溃时的峰值，毕竟这两次夏季风建立过程的主体都在北半球。

北半球平均变差度曲线的起伏要大于南半球，北半球最大值出现在南海季风建立时（5月16日），其他两个很明显的极大值分别出现在冬季环流彻底崩溃（4月20日）及江淮梅雨开始（6月13日）；而南半球4月16日出现了最大值，其相应于南半球夏季环流彻底崩溃；此后总体看来，南半球曲线趋势一直在走低。北、南半球平均变差度曲线的总体走势有很明显差异。造成这种情况的可能原因有二，一是在夏至前北半球太阳辐射随时间增加，而南半球则减少，二是北半球地表面特性差异（包括海陆分布和地形）要较南半球复杂。

5 结论和讨论

本文分析讨论了亚洲夏季风前后（4月1日至6月30日）气候风场变差度及平均变差度的时空特征。在对全球各等压面变差度大值区及中心演变的分析以及对北半球平均变差度曲线峰值考察上都发现，北半球在4月10日、4月21日、5月15日、5月31日、6月11日、6月28日前后，大气环流各有6次明显大调整过程。变差度的大值区均位于广义季风区。变差度确实是诊断大气环流调整和研究广义季风的客观定量工具。得到的主要结论如下：

（1）此6次大气环流大调整分别对应于春季来临（平流层极涡崩溃）、冬季环流彻底崩溃（仲春）、南海夏季风建立、南亚夏季风建立、江淮入梅（东亚夏季风建立）、梅雨间歇。

（2）南海夏季风建立是北半球季节转换中最强的环流调整（突变），该调整完成后北半球环流转为夏季形势；南海、南亚和东亚夏季风建立均与各层等压面上的全球环流调整有关，不是单一等压面上的局部现象。

（3）南海与南亚夏季风的建立在环流调整上以700 hPa上最明显；在低层，南海夏季风建立最早出现于南海南部，南亚夏季风建立最早出现在印度半岛西面的东阿拉伯海上。

（4）冬季环流崩溃、南海、南亚及东亚夏季风建立均与北半球对流层中层副热带高压、高层南亚高压以及平流层青藏高压三者的脊线北移有关，太阳直射点的北移是脊线北移的主要原因。

第3节已交待了在4月1日至6月30日时段中，利用全球变差度图挑选以上6次环流明显调整过程日期的方法，且挑选并不困难。节4也指出，这6次过程在北半球平均变差度曲线上也均有峰值出现（图5a），并依此可确定这些过程的日期，甚至南半球曲线上也有相应的峰值反映（图5b）。这表明这6次过程确实是全球大气环流的明显调整。因变差度采用的是5日滑动平均，而平均变差度采用的是11日滑动平均且又经过区域平均，从而两者的日期不完全相同，有时略有相差，本文则以节3中的日期为准；不过对环流调整过程而言，两者显然是指同一过程，故这6次环流明显调整过程是客观的。

采用第3节的方法人工挑选日期工作量稍大，若能给定一个统一的变差度阈值，用以进行自动挑选日期岂不更好，然而这样做并不可行。变差度是时间和空间的函数，要找一个统一的阈值确实很难，从图5a、b就可见，北、南半球的平均变差度曲线分布形态以及其值大小都有明显差别。热带季风“第一推动力”是与太阳高度角变化密切有关的行星热对流环流，“第二推动力”是地表面特性差异即海陆热力特性差异以及地形高度等（曾庆存和李建平, 2002; 李建平和曾庆存, 2005）；而这两者变化均非均匀（太阳高度角呈正弦函数变化，地表面特性差异则更复杂）；副热带、温寒带季风的原因更加复杂；从而不可能找到一个统一的变差度阈值。正因如此，本文才从变差度的图形演变和平均变差度曲线峰值入手来讨论问题。如同各种季风指数那样（李建平和曾庆存, 2005），区分时段和地区或许能够找到局部时空的变差度阈值，而这有待于今后研究。

本文也得到，在南海夏季风建立前，由冬向夏的大气环流调整最早出现在平流层高纬，以后下伸至对流层。对于环流调整由平流层下传的问题，主要是通过经圈环流和行星波来实现的，但对平流层的环流调整，虽曾庆存、黄荣辉 等认为与臭氧加热、平流层爆发性增温以及极夜急流等密切有关 （曾庆存和李建平, 2002; 曾庆存等, 2005; 李建平和曾庆存, 2005; 魏科等, 2007），但因涉及大气化学与大气动力学间的学科交叉（Roy et al., 2017），至今尚未有具体物理机制的公认结论（武炳义,2018），故这是研究季节环流调整的重要方向，值得关注。

本文的局限是仅对春夏期间大气环流调整用变差度作了诊断分析以揭露事实，而对大气环流调整的原因和机制做物理分析和深入探讨不够；无疑这方面是十分重要的工作，也是我们今后努力的方向。

致谢衷心感谢曾庆存院士对本文的指导！