陳蔚 管兆勇 楊華棟

摘要 利用NCEP/NCAR再分析資料、Hadley中心海溫資料及CMAP降水資料等，通過亞澳季風(fēng)聯(lián)合指數(shù)挑選異常年份，對(duì)東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)強(qiáng)度反相變化特征進(jìn)行研究。結(jié)果表明，當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)、澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)，南北半球中低緯地區(qū)都出現(xiàn)了復(fù)雜的異常環(huán)流系統(tǒng)。在熱帶地區(qū)對(duì)流層低層，西北太平洋為異常反氣旋式環(huán)流系統(tǒng)所控制，與南太平洋赤道輻合帶的異常反氣旋環(huán)流在赤道地區(qū)發(fā)生耦合，形成赤道異常東風(fēng)，而在南北印度洋上則存在兩個(gè)異常氣旋式環(huán)流系統(tǒng)。在這兩對(duì)異常環(huán)流之間的海洋性大陸地區(qū)，出現(xiàn)赤道以南為反氣旋環(huán)流而赤道以北為氣旋式環(huán)流。在東亞季風(fēng)區(qū)，東南沿海的東側(cè)海洋上存在反氣旋異常，中國(guó)東南地區(qū)受異常反氣旋西南側(cè)的東南風(fēng)影響。此外，澳洲北部受異常西風(fēng)影響。這就形成了東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)、澳洲冬季風(fēng)偏弱的情形，從而東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)活動(dòng)出現(xiàn)了強(qiáng)弱互補(bǔ)的變化特征。當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏弱、澳洲冬季風(fēng)偏強(qiáng)時(shí)，南北半球的環(huán)流特征則出現(xiàn)與上述相反的環(huán)流特征?？傮w而言，當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)、澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)，東亞—澳洲季風(fēng)區(qū)在南北半球呈現(xiàn)出不同的氣候異常分布特征，即北半球降水北少南多、氣溫北高南低，南半球降水西多東少、氣溫西高東低。

關(guān)鍵詞 東亞夏季風(fēng);澳洲冬季風(fēng);強(qiáng)弱互補(bǔ);環(huán)流特征;北半球夏季

近年來，在全球變暖的背景下，我國(guó)災(zāi)害性天氣氣候事件頻發(fā)，而這些事件的發(fā)生通常與季風(fēng)活動(dòng)異常有關(guān)。亞澳季風(fēng)是全球季風(fēng)的重要組成部分，其主要活動(dòng)于亞澳地區(qū)[40°～160°E，30°S～30°N]（Lau and Wu，1999，滕代高等，2005）。亞澳季風(fēng)區(qū)覆蓋了全球近三分之一的熱帶及副熱帶地區(qū)（Wang and Ding，2006;叢菁等，2007），對(duì)全球區(qū)域氣候有著深遠(yuǎn)影響（Lau and Weng，2001;Zhou et al.，2009）。亞澳季風(fēng)，尤其是亞洲夏季風(fēng)，從太平洋和印度洋攜帶充沛的水汽到陸地并形成降水。由于降水的多寡則可引起大范圍的旱澇災(zāi)害，因而可給亞澳季風(fēng)區(qū)經(jīng)濟(jì)、工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、人類活動(dòng)帶來重大影響（Yang et al.，2002;顧雷等，2008;Xi et al.，2015）。

亞澳季風(fēng)區(qū)主要由東亞季風(fēng)、澳洲季風(fēng)和南亞季風(fēng)三部分組成，其中澳洲季風(fēng)與東亞季風(fēng)可通過海洋性大陸區(qū)域的越赤道氣流和大氣側(cè)向耦合構(gòu)成東亞-澳洲季風(fēng)體系（Manton and McBride，1992;Matsumoto，1992）。然而，由于海陸配置差異以及熱帶海洋信號(hào)的影響，東亞季風(fēng)和澳洲季風(fēng)會(huì)各自成為相對(duì)獨(dú)立的區(qū)域氣候系統(tǒng)（Ding et al.，2010;Feng et al.，2011）。從流場(chǎng)結(jié)構(gòu)來看，東亞夏季風(fēng)具有很明顯的副熱帶特征，盛行經(jīng)向氣流和經(jīng)向風(fēng)垂直切變，即低層南風(fēng)，高層北風(fēng)，且緯向氣流高低層配置相對(duì)復(fù)雜，經(jīng)向跨度大，維持時(shí)間長(zhǎng)。相比之下，澳洲冬季風(fēng)屬緯向型熱帶季風(fēng)，盛行緯向氣流和緯向風(fēng)垂直切變，且高低層緯向氣流呈反相配置，即低層?xùn)|風(fēng)，高層西風(fēng)，經(jīng)向跨度小，維持時(shí)間短（陳際龍和黃榮輝，2006，2007）。

東亞夏季風(fēng)活動(dòng)具有顯著的年際和年代際變化特征，這不僅與反Walker環(huán)流和中高緯度西風(fēng)帶系統(tǒng)變動(dòng)有關(guān)（盧楚翰等，2013），也與東亞地區(qū)海-陸-氣相互作用和遠(yuǎn)程海洋熱力強(qiáng)迫（如ENSO和印度洋偶極子事件（India Ocean Dipole，IOD））等有重要關(guān)聯(lián)（Saji et al.，1999;Xu et al.，2019），因此東亞夏季風(fēng)系統(tǒng)活動(dòng)復(fù)雜多變。當(dāng)東亞夏季風(fēng)活動(dòng)異常時(shí)，西太副高強(qiáng)度會(huì)發(fā)生改變，東亞地區(qū)會(huì)出現(xiàn)顯著的降水異常。而西太副高的季節(jié)性移動(dòng)也對(duì)東亞地區(qū)雨帶分布起著重要作用（Matsumura et al.，2015;錢代麗和管兆勇，2018，2019）。來自歐亞大陸東傳的Rossby波將能量向下游輸送，以及西太平洋暖池海溫異常激發(fā)出向高緯傳播的Rossby波，都可促使西太副高呈現(xiàn)出異常變化，其主要表現(xiàn)為南北進(jìn)退和東西振蕩，進(jìn)而將影響東亞雨帶的位置分布（尹志聰?shù)龋?011;王國(guó)棟等，2019）。

位于南半球的澳洲冬季風(fēng)年際變化會(huì)受到大尺度海平面氣壓場(chǎng)、海表溫度以及云團(tuán)變化等多方面影響（Feng et al.，2010），一方面澳大利亞高壓和馬斯克林高壓作為南半球最重要的環(huán)流系統(tǒng)，其強(qiáng)度可以直接影響北部的越赤道氣流，進(jìn)而影響南北半球季風(fēng)活動(dòng)（陳蔚和管兆勇，2016;范倩瑩等，2018）;另一方面，熱帶海洋信號(hào)對(duì)澳洲季風(fēng)活動(dòng)也存在顯著影響，當(dāng)El Nio發(fā)生時(shí)，澳洲北部和東北部降水偏少，La Nia發(fā)生時(shí)，則相反（郝立生等，2012）。IOD與澳洲降水也存在顯著負(fù)相關(guān)（Ashok et al.，2003）。另外，位于南半球中高緯的環(huán)狀模作為中高緯大氣環(huán)流變化的一個(gè)很好的指示因子，也與澳洲區(qū)域降水異常存在密切關(guān)系（Feng et al.，2010）。

之前已將東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)作為一個(gè)整體進(jìn)行研究，針對(duì)兩者之間的相互作用進(jìn)行了討論分析（Chen and Guan，2017;Chen et al.，2019，2020），發(fā)現(xiàn)東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)具有協(xié)同變化的特征，也就是當(dāng)澳洲冬季風(fēng)偏強(qiáng)（弱）時(shí)，東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)（弱），這是一種亞澳季風(fēng)協(xié)同變化的主要模態(tài)。然而，東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)也存在此強(qiáng)彼弱的現(xiàn)象。由于澳洲冬季風(fēng)與東亞夏季風(fēng)可被看成兩個(gè)獨(dú)立系統(tǒng)，在一定條件下，兩者并不會(huì)總是發(fā)生同強(qiáng)同弱的變化。那么，在強(qiáng)弱互補(bǔ)聯(lián)系發(fā)生時(shí)，其環(huán)流變化有何特征？分別受到什么影響呢？揭示這一現(xiàn)象及背后的物理機(jī)制將具有重要的科學(xué)意義和應(yīng)用參考價(jià)值。

1 資料與方法

資料：1）Hadley中心的空間水平分辨率為1°×1°的全球海溫逐月海表溫度格點(diǎn)資料（Rayner，2003）;2）美國(guó)國(guó)家海洋局（NOAA）研究中心提供的CPC Merged Analysis of Precipitation（CMAP）全球月平均降水資料，其分辨率2.5°×2.5°（Schneider，2011）;3）NOAA提供的Interpolated Outgoing Longwave Radiation（OLR）全球月平均資料，其分辨率2.5°×2.5°（Liebmann，1996）;4）NCEP/NCAR再分析資料，其變量包括：月平均的17層風(fēng)場(chǎng)、17層等壓面上氣溫、12層等壓面上的垂直速度，濕度場(chǎng)以及地面氣壓等。資料的水平分辨率為2.5°×2.5°（Kalnay et al，1996）。資料時(shí)間長(zhǎng)度為1979年1月—2018年12月。夏季為6—8月，季節(jié)劃分均相對(duì)于北半球而言。下文中所述物理量的“異?！被颉熬嗥健本鶠榕c40 a夏季平均的差值，40 a夏季平均是指某變量經(jīng)過夏季92 d平均后再進(jìn)行40 a平均。

主要采用合成分析、相關(guān)分析等方法。運(yùn)用t檢驗(yàn)對(duì)風(fēng)場(chǎng)距平等變量場(chǎng)合成平均以及相關(guān)分析進(jìn)行顯著性檢驗(yàn)。

3 東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)強(qiáng)弱互補(bǔ)變化時(shí)氣候異常特征

季風(fēng)環(huán)流在調(diào)制東亞季風(fēng)區(qū)和澳洲季風(fēng)區(qū)降水變化中起著關(guān)鍵作用（Chen and Pfaendtner，1993;Yang et al.，2007）。這里對(duì)東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)強(qiáng)弱互補(bǔ)年份的降水、OLR和地表氣溫進(jìn)行差值合成（圖2）。由圖2可見，無論是降水還是地表氣溫異常均明顯地與季風(fēng)環(huán)流異常變化有關(guān)。

當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)，澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)，北半球西太平洋赤道至熱帶區(qū)域，降水大范圍偏多，在（120°E，15°N）處，降水異?？蛇_(dá)1.6 mm/d之上。30°N以北地區(qū)，水汽出現(xiàn)顯著輻散，降水異常達(dá)到-1.6 mm/d之上（大部分區(qū)域通過置信度為90%的顯著性檢驗(yàn);圖2a）。中國(guó)受到異常水汽環(huán)流輸送的影響，長(zhǎng)江以南地區(qū)降水偏少，長(zhǎng)江以北的中國(guó)東部沿海地區(qū)降水偏多。南半球的SPCZ（South Pacific Convergence Zone，南太平洋輻合帶）地區(qū)降水顯著偏少，這與該區(qū)域逆時(shí)針?biāo)h(huán)流及輻散運(yùn)動(dòng)有關(guān)。在印度洋上，南北半球氣候變動(dòng)受異常氣旋式環(huán)流的影響，降水也出現(xiàn)顯著偏多。降水異常分布與OLR（Outgoing Longwave Radiation，發(fā)射長(zhǎng)波輻射）異常變化有很好的對(duì)應(yīng)，即OLR正異常區(qū)降水偏少，OLR負(fù)異常區(qū)降水偏多（圖2b）。在北半球西太平洋熱帶地區(qū)為OLR負(fù)異常區(qū)，OLR負(fù)異常中心位于海洋性大陸赤道區(qū)域，表示該區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)旺盛，有利于降水偏多形成;而在副熱帶的黑潮延伸區(qū)，OLR為顯著正異常區(qū)域，正值中心達(dá)到8 W/m2，對(duì)流偏弱，與降水偏少區(qū)相對(duì)應(yīng)。另外在南半球可以明顯地看到，從南印度洋向東南延伸至澳洲南部區(qū)域，存在一條狹長(zhǎng)的OLR負(fù)值帶，解釋了澳洲區(qū)域降水的偏多現(xiàn)象。

東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)活動(dòng)異常還表現(xiàn)在地表氣溫異常上（圖2c）。由圖2c可見，北半球西太平洋低緯地區(qū)氣溫偏冷，30°N以北以及青藏高原氣溫偏高，在日本北部出現(xiàn)高溫中心，達(dá)到0.5 ℃以上。而在南半球受其上空異常反氣旋環(huán)流和周邊海域海溫異常的共同影響，SPCZ地區(qū)氣溫略有偏低，南印度洋和澳洲中部的沙漠地區(qū)氣溫則偏高。總體來說，海洋上2 m處的氣溫異常與SSTA分布類似（圖4），說明海洋與大氣間存在明顯的變化聯(lián)系。

當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏弱，澳洲冬季風(fēng)偏強(qiáng)時(shí)，上述情形相反。

4 東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)強(qiáng)弱互補(bǔ)變化與環(huán)流異常

當(dāng)東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)活動(dòng)發(fā)生此強(qiáng)彼弱變化時(shí)，大氣環(huán)流呈現(xiàn)非常獨(dú)特的分布型態(tài)。

當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)，澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)（圖3a），對(duì)流層低層850 hPa上，在SPCZ至赤道地區(qū)以及熱帶西北太平洋為異常反氣旋式環(huán)流系統(tǒng)，兩者在赤道西太平洋發(fā)生側(cè)向耦合，有利于赤道異常東風(fēng)的維持。在南北半球的印度洋上也存在一對(duì)異常氣旋環(huán)流，加強(qiáng)了赤道西風(fēng)異常。赤道東風(fēng)和赤道西風(fēng)在海洋性大陸地區(qū)發(fā)生匯合，形成輻合運(yùn)動(dòng)，有利于該地區(qū)降水異常偏多。同時(shí)在海洋性大陸地區(qū)，赤道以南為逆時(shí)針型異常反氣旋系統(tǒng)，而赤道以北為順時(shí)針型異常氣旋系統(tǒng)。在對(duì)流層低層，P-J/EAP型遙相關(guān)（Pacific-Japan Pattern/East Asia-Pacific Teleconnection Pattern）可建立這一氣旋式環(huán)流與其東北方向上臨近的反氣旋異常間的聯(lián)系（Huang，1987;Nitta，1987;Guan and Yamagata，2003）。由此，該系統(tǒng)與西北太平洋顯著的反氣旋異常環(huán)流發(fā)生耦合，有利于中國(guó)東南沿海出現(xiàn)南風(fēng)擾動(dòng)，此時(shí)[v′850]*Box-B>0，東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)，該異常南風(fēng)氣流主要來自西北太平洋地區(qū)異常反氣旋環(huán)流南側(cè)的東南風(fēng)異常。相比之前所揭示的東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)協(xié)同變化時(shí)（Chen and Guan，2017），來自西太平洋上的異常反氣旋的西北側(cè)則主要呈西南向和正南向的氣流是非常不同的。在南半球，澳洲上空為異常氣旋式環(huán)流，盛行西風(fēng)氣流，-[u′850]*Box-A<0，不利于澳洲冬季風(fēng)增強(qiáng)，但利于I*AAM取得較小的數(shù)值。由此可以發(fā)現(xiàn)，東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)時(shí)，澳洲冬季風(fēng)卻減弱，即兩個(gè)季風(fēng)系統(tǒng)出現(xiàn)了強(qiáng)度互補(bǔ)的變化特征。

在200 hPa（圖3b）上，北半球的副熱帶地區(qū)出現(xiàn)了異常氣旋式環(huán)流運(yùn)動(dòng)，中國(guó)東南沿海為異常北風(fēng)擾動(dòng)控制，與圖3a對(duì)比，大氣環(huán)流呈現(xiàn)斜壓結(jié)構(gòu)。而在南半球澳洲上空仍為顯著的異常氣旋式環(huán)流，在20°S形成了異常西風(fēng)，高低層一致，進(jìn)一步表明環(huán)流斜壓性減弱，澳洲冬季風(fēng)顯著偏弱。在海洋性大陸北半球區(qū)域也為平直的西風(fēng)異常氣流控制，而南半球區(qū)域則為異常反氣旋系統(tǒng)。

正如上文所提及，控制東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)活動(dòng)的西太副高和澳洲冷高壓位置都向中緯地區(qū)略有偏移，這一點(diǎn)從海平面氣壓場(chǎng)（圖3c）上也可以清楚地看到，西太副高強(qiáng)度變強(qiáng)，而澳洲冷高壓強(qiáng)度變?nèi)?，從而?dǎo)致東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)，澳洲冬季風(fēng)偏弱，南北半球季風(fēng)系統(tǒng)強(qiáng)度出現(xiàn)反相變化特征。在海洋性大陸區(qū)域海平面氣壓也有所降低，與異常氣旋式環(huán)流系統(tǒng)一致，有利于該區(qū)域降水增多。

5 東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)強(qiáng)弱互補(bǔ)變化與熱力強(qiáng)迫

降水與氣溫異常的形成與非絕熱強(qiáng)迫異常及由此導(dǎo)致的環(huán)流異常有關(guān)。為揭示東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)環(huán)流異常的物理成因，這里分析海溫異常和大氣熱力強(qiáng)迫。

5.1 海溫異常強(qiáng)迫

異常海溫變化可產(chǎn)生異常熱力強(qiáng)迫并通過Gill/Matsuno響應(yīng)（Matsuno，1966;Gill，1980）激發(fā)環(huán)流系統(tǒng)異常，而大氣異常熱力狀況也有利于海溫異常分布的形成和維持。

當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)，澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)（圖4），赤道西太平洋上的海溫呈現(xiàn)冷暖間隔分布的現(xiàn)象。在海洋性大陸赤道區(qū)域和180°附近存在冷海溫區(qū)，其可能與赤道異常東風(fēng)導(dǎo)致偏冷海水涌升有關(guān)。這主要因?yàn)楫惓|風(fēng)作用于海面，可在赤道地區(qū)產(chǎn)生向極的科氏力，引起赤道上海水輻散，從而導(dǎo)致下層較冷海水涌升所致。同時(shí)因?yàn)楹仄洌髿馐艿嚼鋮s，導(dǎo)致對(duì)流層低層大氣輻散，有利于海面海水蒸發(fā)，通過風(fēng)-蒸發(fā)-海溫（Wind-Evaporation-SST Feedbacks，以下簡(jiǎn)稱WES）反饋機(jī)制，可使得冷海溫維持（Xie and Philander，1994）。中國(guó)東南沿海及其附近的西北太平洋地區(qū)存在顯著的冷異常海溫區(qū)域。由于此區(qū)域處于東風(fēng)區(qū)，WES機(jī)制對(duì)該區(qū)域冷海溫維持有利。另一方面，由于南海地區(qū)存在氣旋性環(huán)流異常，海溫偏低現(xiàn)象的維持亦受到降水異常增多，對(duì)短波輻射起阻擋作用有關(guān)。當(dāng)然此區(qū)域的冷海溫分布也可能與其上空的氣溫異常偏低有關(guān)（圖2c），大氣對(duì)海洋存在著異常冷卻作用。

日本附近的偏暖海溫則與其上空的異常反氣旋環(huán)流有關(guān)。由于科氏力的作用，這個(gè)異常反氣旋環(huán)流將會(huì)導(dǎo)致暖海水向西北太平洋35°N附近輻聚，有利于該區(qū)域海表海水暖異常。且因?yàn)楫惓７礆庑南鲁磷饔?，海表附近的太?yáng)輻射偏強(qiáng)，導(dǎo)致海洋吸收更多的太陽(yáng)輻射，有利于海溫異常偏高的維持。同時(shí)這個(gè)異常反氣旋南側(cè)的東風(fēng)異常，有利于南側(cè)冷海水涌升，從而利于冷海溫的維持（圖4）。而這種冷海溫異常強(qiáng)迫可導(dǎo)致850 hPa上中國(guó)東南沿海低層輻散（圖3a），并進(jìn)而導(dǎo)致副熱帶異常反氣旋向西延伸，加強(qiáng)了東亞夏季風(fēng)（[v′850]*Box-B>0）。

在南半球熱帶地區(qū)的巴布亞新幾內(nèi)亞東北方向，海溫異常偏暖，其與該地區(qū)反氣旋性環(huán)流異常有關(guān)。同時(shí)偏暖中心的存在，有利于其西南側(cè)澳洲大陸上空異常氣旋性渦度的形成，因而利于澳洲冬季風(fēng)偏弱（圖3a）。同時(shí)，還可以看到，澳洲大陸北部附近海域海溫偏冷，這不僅可能與澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)，其上空的西北風(fēng)造成離岸流所致異常涌升有關(guān)，還可能與大氣異常熱力狀況有關(guān)。另外在印度洋上也存在冷海溫異常分布，這些與南北半球異常氣旋環(huán)流有關(guān)。

5.2 大氣熱源強(qiáng)迫

上述分析說明，東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)系統(tǒng)活動(dòng)強(qiáng)弱互補(bǔ)變化時(shí)，海溫異常受到了大氣環(huán)流異常的影響，反過來，海溫異常也可強(qiáng)迫大氣做出響應(yīng)，從而造成大氣非絕熱加熱異常在東亞夏季風(fēng)加強(qiáng)和澳洲冬季風(fēng)減弱中起到重要作用（圖5）。

當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)，澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)，大氣熱源出現(xiàn)顯著異常。在赤道太平洋至赤道印度洋地區(qū)，視熱源為正（圖5a），這主要與大氣異常上升導(dǎo)致潛熱釋放增多有關(guān)（圖5b），還與氣柱中的凈輻射加熱有關(guān)（圖5c）。同時(shí)視熱源和視水汽匯的正值區(qū)由赤道印度洋向南北半球延伸，這與南北印度洋降水顯著增多導(dǎo)致潛熱釋放偏多有關(guān)。根據(jù)Gill理論（Gill，1980），赤道地區(qū)的非絕熱加熱將激發(fā)Kelvin波，利于赤道東風(fēng)的產(chǎn)生和維持，同時(shí)在加熱源的西北側(cè)激發(fā)出Rossby波，有利于其西北側(cè)的南海地區(qū)形成氣旋性環(huán)流異常（圖3a）。

在北半球（150°E，30°N）附近的西北太平洋上，視水汽匯出現(xiàn)了顯著的大范圍負(fù)異常分布，數(shù)值達(dá)到了-50 W/m2以上（圖5b），這可能與該區(qū)域降水顯著不足導(dǎo)致潛熱釋放減少，大氣受到異常冷卻有關(guān)。盡管在（150°E，30°N）附近存在弱的暖海溫，但大氣的異常冷卻仍是主導(dǎo)的。這個(gè)冷卻對(duì)其西北側(cè)的異常反氣旋環(huán)流的形成和維持有利。另外注意到，在120°E以東，從菲律賓以東向東北延伸至東亞中高緯地區(qū)視熱源和視水汽匯呈現(xiàn)“+-+”分布，比在數(shù)值上更為顯著，表明在北半球環(huán)流異?？赡苁艿紼AP/PJ型遙相關(guān)影響（Huang，1987;Nitta，1987）。在南半球，澳洲北部存在和負(fù)異常分布，其與海溫異常分布相配合，利于澳洲北部反氣旋性環(huán)流異常的維持。

有意思的是，潛熱釋放異常在東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)強(qiáng)弱互補(bǔ)關(guān)系中起到非常重要的作用。這是因?yàn)樵赱v′850]*Box-B>0和[u′850]*Box-A>0的形成中，環(huán)流異常的維持由圖5a所示的分布特征所決定。然而，在扣除潛熱釋放后，西北太平洋和南印度洋至澳洲大陸上空仍然存在非絕熱加熱異常，但與圖2a所示的主要大值區(qū)的符號(hào)相反。由圖5c知，熱力異常分布區(qū)域主要集中在副熱帶及中緯度地區(qū)，說明即使沒有降水異常造成的潛熱釋放，東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)環(huán)流仍可能出現(xiàn)異常。在（150°E，30°N）處的正的非絕熱加熱異常，由式（3）—（5）可知，異常加熱主要包括暖海溫對(duì)大氣的湍流加熱，長(zhǎng)波輻射加熱和下沉運(yùn)動(dòng)及暖平流引起的動(dòng)力加熱。在澳洲東北側(cè)的SPCZ地區(qū)（圖5c），存在顯著的非絕熱加熱不利于其西南側(cè)異常反氣旋的形成和維持。

6 結(jié)論

東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)存在同強(qiáng)同弱（Chen and Guan，2017）和強(qiáng)弱互補(bǔ)兩種情形。本文利用東亞-澳洲季風(fēng)聯(lián)合指數(shù)IAAM，挑選出東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)強(qiáng)度互補(bǔ)變化的年份，進(jìn)行差值合成分析。得到如下結(jié)論：

當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)，澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)，在SPCZ至赤道地區(qū)以及熱帶西北太平洋為異常反氣旋式環(huán)流系統(tǒng)，兩者在赤道西太平洋發(fā)生耦合，有利于赤道異常東風(fēng)的維持。在南北半球的印度洋上則存在一對(duì)異常氣旋性環(huán)流。在這兩對(duì)系統(tǒng)之間的海洋性大陸地區(qū)，赤道以南為異常反氣旋式系統(tǒng)，而赤道以北為異常氣旋式系統(tǒng)。南海及菲律賓以東地區(qū)的氣旋性環(huán)流與西北太平洋顯著的反氣旋異常環(huán)流的存在共同有利于中國(guó)東南沿海出現(xiàn)東南風(fēng)擾動(dòng)，[v′850]*Box-B>0，西太副高異常偏強(qiáng)偏北，東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)。在南半球，澳洲上空為異常氣旋式環(huán)流，澳洲冷高壓偏弱，盛行西風(fēng)氣流，[u′850]*Box-A>0，不利于澳洲冬季風(fēng)增強(qiáng)。也就出現(xiàn)了東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)時(shí)，澳洲冬季風(fēng)卻減弱的強(qiáng)弱互補(bǔ)變化特征。

澳洲冬季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)環(huán)流系統(tǒng)強(qiáng)弱互補(bǔ)變化也與非絕熱加熱異常關(guān)系密切。在海洋性大陸赤道地區(qū)，正的加熱異常自東南沿海延伸至160°E附近。這一加熱可激發(fā)Kelvin波，引起和維持赤道地區(qū)的東風(fēng)異常，同時(shí)激發(fā)出南海上空的Rossby波，引起南海上空850 hPa上的氣旋性環(huán)流，并通過EAP/PJ型遙相關(guān)加強(qiáng)30°N處西北太平洋上的反氣旋環(huán)流。這個(gè)反氣旋環(huán)流的西南側(cè)的東南風(fēng)擾動(dòng)導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)在中國(guó)東部增強(qiáng)。在南半球，澳洲北部存在異常大氣冷卻，其與海溫冷異常分布相配合，利于澳洲北部反氣旋性環(huán)流異常的維持;而澳洲東北側(cè)的SPCZ地區(qū)存在顯著的海溫偏暖以及大氣異常冷卻，有利于其西南側(cè)澳洲大陸上空異常氣旋性渦度的形成，此時(shí)澳洲上空西風(fēng)偏強(qiáng)，澳洲冬季風(fēng)偏弱。

總體來說，東亞夏季風(fēng)和澳洲冬季風(fēng)此強(qiáng)彼弱變化時(shí)，南北半球呈現(xiàn)出非常有特點(diǎn)的氣候異常分布。當(dāng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)、澳洲冬季風(fēng)偏弱時(shí)，西北太平洋降水北少南多，氣溫北高南低，而在南半球印度洋至澳洲地區(qū)降水偏多，氣溫偏高，SPCZ地區(qū)則降水偏少，氣溫偏低。

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Complementary relationships between the East Asian summer monsoon and the Australian winter monsoon have a significant impact on the climate anomalies in the Northern and Southern Hemispheres.Using the National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research（NCEP/NCAR） reanalysis data，the Hadley Centre Global Sea Surface Temperature dataset，and the CPC Merged Analysis of Precipitation （CMAP） data，based on the joint index of East Asian-Australian monsoon，this paper investigated the reverse variation characteristics of the East Asian summer monsoon and Australian winter monsoon intensities.Results show that when the East Asian summer monsoon is stronger and the Australian winter monsoon is weaker，complex anomalous circulation systems appear in the middle and low latitudes of the Northern and Southern Hemispheres.In the lower troposphere of the tropical region，the anomalous anticyclonic circulation system in the northwestern Pacific is intensified，which is coupled with the anomalous anticyclonic circulation in the South Pacific Convergence Zone（SPCZ），forming an anomalous easterlies near the equator，while there are two anomalous cyclonic circulation systems in the northern and southern Indian Ocean.In the marine continental area between the two pairs of anomalous circulations，the anticyclonic circulation is located in the south of the equator and the cyclonic circulation in the north of the equator.In the East Asian monsoon region，there is an anticyclone anomaly on the east side of the southeast coast of China，and southeastern China is affected by the southeast wind on the southwest side of the anomalous anticyclone.In addition，the northern Australia is affected by the anomalous westerly wind.As a result，the East Asian summer monsoon is stronger and the Australian winter monsoon is weaker，which leads to a complementary relationship between them.When the East Asian summer monsoon is weaker and the Australian winter monsoon is stronger，the circulation characteristics of the Northern and Southern Hemispheres are opposite to the above.On the whole，when the East Asian summer monsoon is stronger and the Australian winter monsoon is weaker，different climate anomaly distribution characteristics appear in the Northern and Southern Hemispheres of the East Asian-Australian monsoon area，that is，the precipitation is less in the north（east） but more in the south（west） and the temperature is higher in the north（west） and lower in the south（east） in the Northern（Southern） Hemisphere.

East Asian summer monsoon;Australian winter monsoon;complementary relationship;circulation characteristics;boreal summer

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20200616001

（責(zé)任編輯：張福穎）