布和朝魯 林大偉 齊道日娜 諸葛安然

1 中國科學院大氣物理研究所國際氣候與環(huán)境科學中心，北京 100029

2 中國氣象局人工影響天氣中心中國氣象局云霧物理環(huán)境重點開放實驗室，北京 100081

3 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081

4 南京信息工程大學氣象災害教育部重點實驗室/氣候與環(huán)境變化國際合作聯合實驗室/氣象災害預報預警與評估協同創(chuàng)新中心，南京 210044

1 引言

春夏季節(jié)轉換問題是大氣環(huán)流研究中一個經典的研究問題，長期以來一直受到普遍關注。它是大氣環(huán)流變化的一個特殊階段，可以作為大氣環(huán)流變化研究的一個切入點。從春天到夏天，亞洲大陸上從南到北會發(fā)生若干次的季節(jié)性環(huán)流調整過程，包括南海季風爆發(fā)、印度季風爆發(fā)、西北太平洋季風爆發(fā)等。亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換也是其中的一個重要的季節(jié)性調整環(huán)節(jié)。亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換具有獨特的性質和作用。最近的研究表明，它與我國初夏北方天氣氣候以及江淮梅雨形勢存在密切的聯系，甚至可能對隨后整個夏季中國東部降水分布具有指示意義（Chyi et al., 2021; 陳沛宇等, 2021）。

葉篤正等（1958）很早就提出了東亞大氣環(huán)流在六月突變的現象。與之對應，從5 月底至6 月初副熱帶高空西風急流從青藏高原南麓向北移動，并且與高原北側的西風急流合并。這一現象在時間上與印度夏季風的爆發(fā)幾乎同時發(fā)生。6 月初，整個東亞上空副熱帶至中高緯行星尺度流型均發(fā)生實質性的轉變，由春季形勢轉入典型的夏季形勢。這一重要發(fā)現為中國江淮梅雨的認識和預報奠定了基礎（陶詩言等, 1958; Tao and Chen, 1987）。

亞洲中高緯環(huán)流的春夏季節(jié)轉換略早于江淮梅雨形勢的建立（葉篤正等, 1958）。可以認為，亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換之后的中緯度天氣擾動及對應的弱冷空氣活動是江淮流域梅雨鋒形成和穩(wěn)定維持的一個重要原因（Tao and Chen, 1987; 陶詩言和衛(wèi)捷, 2006; 劉蕓蕓和丁一匯, 2008）。Chyi et al.（2021）最近的研究表明，亞洲中高緯地區(qū)（或北亞地區(qū)）入夏時間的早晚能夠直接影響江淮流域入梅形勢。平均而言，亞洲中高緯地區(qū)入夏早（晚）年江淮流域入梅時間則早（晚）1～2 周?？梢?，亞洲中高緯環(huán)流的春夏季節(jié)轉換過程不僅對局地天氣氣候產生影響，還對東亞副熱帶環(huán)流和江淮梅雨形勢具有重要的影響。

關于北半球中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換，過去研究主要認為環(huán)流由春季三脊/三槽結構向夏季四脊/四槽結構的轉變（葉篤正等, 1958; 朱乾根等,1981）。最近的研究表明，東北亞脊的穩(wěn)定建立是亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換的重要標志（Chyi et al., 2021）。5 月東亞大槽盛行于東亞/西太平洋地區(qū)上空，仍反映冬季流型特點，但到了6 月，50°N 以北的東亞大槽被東北亞脊替換，亞洲中高緯環(huán)流由此進入典型的夏季流型。

亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換過程在季節(jié)內尺度上的關鍵特征，包括溫度和環(huán)流變化特征，迄今為止仍沒有一個系統(tǒng)性的研究。亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換過程與東北亞低壓、亞洲/北太平洋瞬變擾動強度、亞洲阻塞高壓活動以及東北冷渦活動等都存在密切的聯系。研究表明，東北亞低壓是夏季東亞大氣環(huán)流系統(tǒng)的一個重要組成部分（Lin and Wang, 2016; Du et al., 2017），其生成和成熟可能是亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換在對流層低層的關鍵標志。春夏季節(jié)轉換時期東北亞低壓和東北亞脊如何生成和相互作用值得我們高度關注。東亞天氣擾動在隆冬季節(jié)被抑制，在春季變得非?；钴S（Nakamura, 1992; Nakamura et al., 2002），但進入夏季后又明顯減弱。那么，在季節(jié)內尺度上，東亞天氣擾動的季節(jié)變化特征是什么樣的？這個問題與副熱帶暖濕氣流向中緯度擴展的事實之間存在內在的關聯，值得我們進一步揭示。進入初夏，亞洲阻塞高壓活動分布發(fā)生明顯的變化，東北低渦也開始變得活躍（謝作威和布和朝魯, 2012; Xie et al.,2012）。那么，亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換究竟如何與這些天氣系統(tǒng)的變化相聯系？這方面的研究將對東北亞初夏溫度和降水的預測具有重要的參考意義。

本文試圖刻畫亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換過程的關鍵特征，并揭示其與東亞天氣擾動、亞洲阻塞高壓活動和東北冷渦活動的內在聯系；從春夏季節(jié)轉換的早晚出發(fā)，探究其對關鍵天氣系統(tǒng)（如阻塞高壓系統(tǒng)）的影響。本文結論將有助于深入認識東亞大氣環(huán)流在春夏過渡時期的演變規(guī)律，且為中國初夏天氣氣候的預測提供新的思路和方法。

2 數據和方法

本文使用了 NCEP（ National Centers for Environmental Prediction）/NCAR（National Center for Atmospheric Research）再分析資料I 的逐日氣象要素場數據，其水平分辨率2.5°×2.5°，垂直方向上有17 個常規(guī)氣壓層（Kalnay et al., 1996）。所用氣象要素為各層位勢高度、850 hPa、300 hPa 和200 hPa 水平風、850 hPa 相對濕度以及表面氣溫（SAT）。主要分析5 月1 日至6 月31 日期間的逐候數據，時間跨度為1948～2019 年。

本文采用Small et al.（2013）基于平均位渦（PV）計算的二維阻塞高壓指數，這一指數能夠清晰地刻畫出阻塞高壓活動的二維分布特征（Xie and Bueh, 2017）。定義步驟如下：（1）計算500～150 hPa 的平均PV 距平（即mAPV 距平）；（2）在北半球40°N～75°N 范圍找到距平小于-1.0 PVU（1 PVU＝10-6m2s-1K kg-1）的格點；（3）如果存在平均PV 距平小于-1.0 PVU 的區(qū)域，且其空間范圍大于15°×15°，并能夠持續(xù)5 天以上，則定義發(fā)生一次阻塞高壓事件；（4）記錄每一格點的阻塞高壓發(fā)生頻率，將其稱為mAPV 阻塞高壓頻率。詳見Small et al.（2013）和Xie and Bueh（2017）。

以300 hPa 高頻瞬變擾動動能（EKE300）來描述風暴路徑強度和天氣擾動強度（Pelly and Hoskins, 2003; Xie and Bueh, 2017; Gao et al.,2019）?；谥鹑?00 hPa 水平風資料和高通濾波器（截斷周期為8 天）得到高頻瞬變風場，由此計算出EKE300。具體細節(jié)請參考Gao et al.（2019）。文中關于東北冷渦的界定，采用了謝作威和布和朝魯（2012）的方法，并統(tǒng)計了研究時段（1948～2019 年5～6 月）的東北冷渦活動天數。東北冷渦活動范圍（即東北冷渦關鍵區(qū)）為（35°N～55°N，115°E～140°E）。

文中沿用了Chyi et al.（2021）最近界定的亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換日期（見其表1）。其中，使用了國家氣候中心的記候法，一年72 候，每月6 候。她們對亞洲中高緯地區(qū)入夏的界定方法如下：（1）關鍵區(qū)（50°N～75°N，70°E～160°E）平均2 m 溫度的二階導數（關于時間）在不同年代際時段都在6 月第2 候（第32 候，記為P32，下同）出現極小值。與此對應的關鍵區(qū)增溫過程是先劇烈增溫，后在P32 趨于穩(wěn)定。由此她們確定亞洲中高緯地區(qū)氣候平均入夏時間為P32。（2）將關鍵區(qū)P32 2 m 溫度的多年平均值作為入夏的閾值。詳見Chyi et al.（2021）的方法。若早（晚）于P32 入夏，則記為入夏早（晚）年。入夏早年（P30 和P31 入夏）共19 年，分別為1953～1955、1957、1959、1960、1981、1990、1991、2001、2005、2008～2013、2015、2016 年；入夏晚年（P33 和P34 入夏）共21 年，分別為1961～1964、1968～1970、 1972、 1974、 1976、 1978、 1983、1987、1989、1992、1993、1996、1997、1999、2004、2007，其余年為正常年（P32 入夏）。

積雪資料是由Rutgers 大學全球積雪實驗室開發(fā)并改進的周平均北半球積雪覆蓋率SCE（Snow Cover Extent）產品和美國冰雪中心采用交互式多傳感器的積雪產品融合而成（NOAA Climate Data Record Program, 2020; Estilow et al., 2015），該數據在分辨率為88×88 的極地坐標投影上以笛卡爾網格提供，網格的大小由高緯地區(qū)的29643 km2到低緯地區(qū)的42394 km2不等，數據時段為從1966年10 月4 日至今，積雪資料在本文所選用的時段為1967～2017 年。本文將原始的積雪覆蓋率數據在空間上線性插值到2.5°×2.5°標準格點上，然后再將其在時間上線性插值為逐候數據。

3 春夏季節(jié)轉換的關鍵特征

3.1 環(huán)流變化

關于北半球中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換，過去研究多認為Z500 場由春季三脊三槽結構向夏季四脊四槽結構的轉變（葉篤正等, 1958）。研究表明，對流層中高層東北亞脊的建立是北半球中高緯環(huán)流5～6 月發(fā)生的最顯著變化，即是亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換的一個重要標志（朱乾根等, 1981;Chyi et al., 2021）。

圖1 為P28（5 月第4 候）至P34（6 月第4 候）的北半球500 hPa 位勢高度（Z500）場的演變情況。亞洲中高緯地區(qū)入夏之前（圖1a 和b），北半球兩大陸（歐亞大陸和北美大陸）的西部為脊，東部海陸交界處為大槽，極渦呈三極，其中兩個伸向東亞大槽和北美大槽，另一個最明顯的極則位于阿留申低壓區(qū)上空。這時期極渦在亞洲大陸一側的極與東亞大槽相連，呈為一體，這反映了典型的冬季環(huán)流形勢（葉篤正等, 1958; 丁一匯, 1991）。亞洲中高緯地區(qū)的春夏季節(jié)轉換發(fā)生的時間是P32（Chyi et al., 2021），這時東北亞區(qū)Z500 變化在北半球中高緯地區(qū)中最為顯著（圖1c），從貝加爾湖西北側至俄羅斯遠東地區(qū)，Z500 的抬升都非常明顯，與之對應，極渦在亞洲大陸一側的一極減弱和北退（見5450 gpm 線），東北亞脊（50°N以北）建立。東北亞脊一旦建立起來就能穩(wěn)定維持（圖1d），直到盛夏（陶詩言等, 1958; Tao and Chen, 1987; 張慶云和陶詩言, 1998; Bueh et al.,2008）。隨著東北亞脊的建立，烏拉爾脊也發(fā)展起來，同時這兩個脊之間會生成一個槽，其南端處在巴爾喀什湖和貝加爾湖之間（圖1d）。入夏后的上述環(huán)流特征，我國氣象工作者稱之為“雙阻型”環(huán)流形勢。由此可以證實，在東亞北部上空東亞大槽被東北亞脊替換是亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換的一個重要標志。

圖1 （a）P28、（b）P30、（c）P32 和（d）P34 氣候平均500 hPa 位勢高度（Z500）場（等值線，間隔：50 gpm）及其緯偏場（填色，gpm）。粗實線為5450 gpm 等值線，每圖最低點為（20°N，90°E）Fig. 1 Climatological 500-hPa geopotential height (contours; drawn every 50 gpm) and its zonal difference (color shaded; units: gpm) for (a) P28,(b) P30, (c) P32, and (d) P34 in the Northern Hemisphere. The heavy black line represents 5450 gpm and the lowest point of the map is (20°N, 90°E)

過去研究認為，從整個北半球中高緯環(huán)流的變化來看，三脊轉為四脊（或三槽轉為四槽）是入夏環(huán)流型的典型特點（葉篤正等, 1958; 朱乾根等,1981）。也有人基于環(huán)流諧波特征，將北半球中高緯環(huán)流的入夏變化稱為“3 波轉為4 波”。圖2 給出50°N～70°N 緯帶內平均的Z500 緯偏值的時間—經度分布圖，反映了行星尺度槽脊的季節(jié)性演變特征。P32 之前，北半球中高緯環(huán)流以兩脊兩槽為主要特征，其中東亞大槽區(qū)至北太平洋的低值區(qū)為寬槽，東北大西洋至西西伯利亞的高值區(qū)為寬脊。P32 以后，北半球中高緯環(huán)流形勢發(fā)生實質性變化，兩脊兩槽轉為三脊三槽。由圖2 可以進一步證實，亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換的重要標志，一是在春季東亞大槽北部區(qū)域（50°N 以北）東北亞脊的建立，二是歐亞大陸西部的寬脊變窄并東移，變成局部的烏拉爾脊。這與前述“雙阻型”環(huán)流形勢是一致的。值得注意的是，東北亞脊的形成早于烏拉爾脊，這啟示我們，前者的建立可能有利于后者的形成，值得在以后的工作中進一步揭示。

圖2 50°N～70°N 緯帶內平均的Z500 緯偏值（填色，gpm）時間—經度分布Fig. 2 Average zonal difference from 50°N to 70°N of the climatological 500-hPa geopotential height (color shaded; units: gpm)

如果考慮到50°N 以南的北半球中緯度地區(qū)，環(huán)流的入夏特征也可以認為“三脊轉為四脊”或“3 波轉為4 波”，因為北大西洋中緯度脊（50°N以南）在5 月和6 月都存在（圖1）。但就整個北半球中高緯環(huán)流而言，將春夏季節(jié)轉換描述為“三脊轉為四脊”或 “3 波轉為4 波”并不恰當。

當亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換發(fā)生時，對流層低層環(huán)流也發(fā)生顯著的變化。圖3a-c 給出了這一時期850 hPa 位勢高度（Z850）場和水汽通量場。在水汽通量場上比較容易分辨出西太平洋副熱帶高壓（簡稱西太副高）的北緣，因為再往北水汽通量就銳減了。P30 到P34，極渦在亞洲一側的極逐漸減弱和北縮（0°C 線向北收縮），西太副高也隨之北移，在P34 時其北緣到達長江流域和日本南部。當季節(jié)轉換發(fā)生時，亞洲中高緯地區(qū)對流層低層最引人注目的環(huán)流變化是東北亞低壓的生成。關于東北亞低壓，過去研究較少，但近5 年受到廣泛的關注，在其關鍵特征、對東北亞地區(qū)夏季降水的影響以及生成機理方面已有一些重要的研究成果（例如，Lin and Wang, 2016; Du et al., 2017; Lin and Bueh,2021）。東北亞低壓以對流層低層深槽或閉合低壓為主要特征，其形成與亞洲大地形的動力和熱力作用有關。歐亞大陸由西北側的平原區(qū)和東南側的亞洲大地形組成，其分界線呈西南—東北走向，自青藏高原、阿爾泰山、薩彥嶺等的外沿伸至俄羅斯遠東地區(qū)。為方便起見，將這一分界線稱之為亞洲地形分界線（在圖3 中標出了1500 m 以上的地形，上述地形分界線就很容易看出來）。當西風氣流在青藏高原北側越過薩彥嶺時在其背風坡上形成一個低壓槽，而它在5 月上中旬還只是一個淺槽（圖略），它到了5 月下旬有所加深（圖3a）。而當亞洲中高緯地區(qū)發(fā)生春夏季節(jié)轉換時（P32），在Z850 場上東北亞地區(qū)出現閉合低壓（圖3b），這表明東北亞低壓已生成。東北亞低壓與暖舌相配，屬于熱低壓，它成為閉合低壓也是上游亞洲地形分界線附近的暖脊發(fā)展和鄂霍茨克海暖脊發(fā)展的結果（圖3b 和c）。He et al.（2020）的數值模擬試驗結果證實，東北亞低壓西北側和東北側暖脊的發(fā)展和相向而行（圖3a-c）主要是由亞洲大地形感熱加熱引起的（見圖6a）。

圖3 （a、d）P30、（b、e）P32 和（c、f）P34 時氣候平均的850 hPa 位勢高度場（等值線，間隔為15 gpm）、水汽通量場（矢量，單位：g s-1 cm-1 hPa-1）、溫度場（填色，單位：°C）分布（左列）以及水汽通量增量場（矢量，單位：g s-1 cm-1 hPa-1）分布（右列）。紅色粗實線為0°C 線，框區(qū)為東北亞低壓關鍵區(qū)（45°～60°N，110°～140°E），灰色表示高于1500 m 地形Fig. 3 Climatological 850-hPa geopotential height (contours; drawn for every 15 gpm), water vapor flux (vectors; units: g s-1 cm-1 hPa-1) and temperature (color shaded; units: K) for (a) P30, (b) P32, and (c) P34. (d-f) as in (a-c), but for water vapor flux increment (vectors; units: g s-1 cm-1 hPa-1). Red heavy lines represent 0°C. The gray shading indicates the topography higher than 1500 m and the box area denotes the key area of northeastern Asian low (45°-60°N, 110°-140°E)

圖6 （a）P25 至P36 期間亞洲副熱帶急流軸線的位置以及（b）P28、（c）P30、（d）P32 和（e）P34 期間氣候平均200 hPa 緯向風速U（等值線間隔為10 m s-1；斜線區(qū)為U>20 m s-1 的區(qū)域）。灰色陰影表示高于1500 m 的地形Fig. 6 (a) Position of the climatological axis of the jet stream over Asia from P25 to P36. The climatological 200-hPa zonal wind (contours drawn every 10 m s-1, slash area larger than 20 m s-1) for (b) P28, (c) P30, (d) P32, and (e) P34. The altitude of the gray area is higher than 1500 m

圖3d-f 為850 hPa 水汽通量的增量場及其變化特征。其中，某一候的水汽通量增量是指當前候的水汽通量減去前一候的通量。在季節(jié)轉換發(fā)生之前（P30），在東北亞關鍵區(qū)由南向北的水汽通量有所增加（圖3d），但這與西太副高的水汽輸送沒有直接聯系（圖3a 和d）。但在季節(jié)轉換發(fā)生時（P32），隨著東北亞低壓的生成，從西太副高西北側到東北亞關鍵區(qū)的水汽通量明顯增強（圖3b和e），并且此后水汽通量的這一增強情形一直持續(xù)（圖3c 和f），至8 月份（Lin and Bueh, 2021）。實際上，Lin and Wang（2016）揭示了東北亞低壓系統(tǒng)從西太副高北側向東北亞地區(qū)輸送水汽的這種“接力作用”。東北亞低壓系統(tǒng)的水汽輸送作用非常重要，其產生的凝結潛熱也正是東北亞低壓在整個夏季能夠維持的一個重要原因（Lin and Bueh,2021）。綜上所述，東北亞低壓的生成本身就是亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換的一個重要標志。

為了說明對流層中層東北亞脊和烏拉爾脊的形成與局地表面氣溫（SAT）之間的聯系，我們在圖4 中給出了氣候平均P28 至P34 SAT 場及其增量場。其中，SAT 增量是指當前候的SAT 值減去前一候的對應值。P32 之前（圖4a 和b），在東亞/西北太平洋地區(qū)，緯向海陸溫度差異在50°N 以南已經非常明顯，這很容易從285 K（紫色）及以上的等溫線分布看出，海陸交界處，大陸一側為溫度脊，海一側為溫度槽。但緯向海陸溫度差異在50°N 以北還是比較弱，這由280 K（深藍色）及以下的等溫線分布可以看出。SAT 增量場顯示，這一時期東北亞增暖非常明顯，東北亞局地閉合等溫線也說明這一點（見圖4a 中的淺藍色閉合線和圖4b 中的深藍閉合線）。由圖5a 和b 可見，東北亞增暖與積雪融化和雪線的北退密切相關。Chyi et al.（2021）指出，積雪融化與地表強烈升溫之間的正反饋過程是亞洲中高緯地區(qū)（或東北亞地區(qū)）春夏季節(jié)轉換的一個重要驅動機制。具體來說，溫度升高引起無雪區(qū)面積的增加，這樣地表吸收更多的太陽短波輻射，進而又加速地表升溫，形成一個正反饋過程。東北亞地區(qū)在這一時段的增溫與局地Z500 場逐漸分叉的現象（圖1a 和b）一致。入夏（P32；圖4c）時，東北亞強增溫區(qū)靠近次極區(qū)，同樣與積雪融化區(qū)域一致（圖5c）。由圖4c 和d的280 K 等溫線的緯向分布可見，這時東北亞地區(qū)暖脊和其臨海冷槽已形成，標志著暖大陸—冷海洋的顯著海陸溫度差異的建立。我們注意到，西風漂流區(qū)海溫的升高相對而言較弱，且在P32 前后沒有明顯的差異。上述事實表明，在50°N 以北東亞/西北太平洋地區(qū)緯向海陸溫度差異的形成以及東北亞脊的建立主要取決于東北亞積雪融化導致的強烈增溫過程（Chyi et al., 2021）。

圖4 （a）P28、（b）P30、（c）P32 和（d）P34 期間氣候平均表面溫度（SAT；等值線，間隔：5 K）及其增量場（填色，單位：K）。淺藍、深藍以及紫色等值線分別代表275 K、280 K 以及285 K 等溫線，灰色表示高于1500 m 的地形，每圖最低點為（20°N，90°E）Fig. 4 Climatological surface air temperature (contours; drawn every 5 K) and its increment (color shaded; units: K) for (a) P28, (b) P30, (c) P32, and(d) P34. Light blue, dark blue, and purple lines represent 275 K, 280 K, and 285 K, respectively. The altitude of the gray area is higher than 1500 m.The lowest point of the map is (20°N, 90°E)

圖5 （a）P28、（b）P30、（c）P32 和（d）P34 期間氣候平均積雪覆蓋率（等值線，間隔：20%）及其減量場（填色）Fig. 5 Climatological snow cover extent (contours; drawn every 20%) and its decrement (color shaded) for (a) P28, (b) P30, (c) P32 and (d) P34

烏拉爾脊的形成與烏拉爾山附近的增溫相對應，但與局地的季節(jié)性融雪過程沒有關聯，因為這時局地積雪已融化殆盡（圖4d 和圖5d），增溫主要是由吸收的晴空短波輻射加熱引起的（圖略）?？梢哉J為，烏拉爾山脊的形成與東北亞脊形成后的大氣環(huán)流對亞洲大地形和非絕熱加熱的響應密切聯系。

亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換前后，北極地區(qū)增溫的差異非常明顯。季節(jié)轉換之前北極地區(qū)增溫顯著，但季節(jié)轉換之后增溫就非常弱了。這與P32 之后極渦減弱北退的事實一致（圖1c 和d）。北美地區(qū)沒有系統(tǒng)性的增溫，相對而言其增溫比東北亞弱。

亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換也體現在亞洲急流的季節(jié)性變化當中。葉篤正等（1958）最早關注了青藏高原南側的高空急流從春末開始向北移動，并在6 月初與高原北側的北支急流合并為一條急流的過程（Lin and Lu, 2008; 張耀存等, 2008）。研究表明，一方面，當亞洲副熱帶急流核向西移動到青藏高原時，江淮流域梅雨開始（Zhang et al., 2006）；另一方面，亞洲中高緯地區(qū)的溫帶急流（或極鋒急流）的充分減弱對亞洲夏季風的爆發(fā)和梅雨開始具有啟示意義（李崇銀等, 2004; 張耀存等, 2008）。因此，下面我們探討亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換與亞洲急流季節(jié)性變化的聯系。

如圖6a 所示，自5 月第一候（P25）到6 月第6 候（P36），亞洲高空急流軸線從青藏高原南側上空向北移動到青藏高原北側上空（40°N），這說明經向溫度梯度大值區(qū)（或冷暖氣團交匯帶）隨著季節(jié)進程不斷向北推進（張耀存等, 2008）。由圖6a 可見，急流在向北推進的過程中，有時比較穩(wěn)定，有時北跳明顯。當亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換發(fā)生時（P31 至P32），青藏高原上空急流軸（65°～105°E）出現明顯北跳的現象，從35°N 向北跳到37°N。由圖6b-e 可見，這時西西伯利亞和中西伯利亞上空西風氣流顯著減弱，200 hPa 緯向風速（U200）的10 m s-1等值線向南收縮至50°N及以南地區(qū)。這說明隨著季節(jié)轉換亞洲溫帶急流已經消失，這與極渦的減弱和北縮現象基本一致（圖1）。緊接著在P34 至P35 時急流又一次北跳到40°N（圖6a），這時青藏高原上空的急流核向西移動，對應著江淮流域梅雨開始（李崇銀等,2004; Zhang et al., 2006; 張耀存等, 2008）。另外，東亞高空急流在P26 至P27 期間從30°N 北跳到35°N，對應著南海夏季風的爆發(fā)；伊朗高原上空急流（50°～70°E）在P27 至P28 和P30 至P31 期間兩次北跳，前一次從30°N 跳到33°N，后一次則從34°N 跳到36°N。其中，急流在P30 至P31 間的北跳對應著南亞夏季風的爆發(fā)（李崇銀等, 2004;Lin and Lu, 2008）。

3.2 天氣系統(tǒng)變化

當亞洲中高緯地區(qū)發(fā)生春夏季節(jié)轉換時，大氣環(huán)流顯出突變或“大調整”現象（陶詩言等, 1958;葉篤正等, 1958; 李崇銀等, 2004）。這是因為影響中高緯地區(qū)的一些重要天氣系統(tǒng)，包括阻塞高壓、瞬變波擾動以及東北冷渦等，也發(fā)生了實質性的變化。下面我們就探討這些天氣系統(tǒng)的季節(jié)性變化特征。

圖7a-d 顯示了亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換之前和之后的阻塞高壓活動特征，圖7e-h 為對應的瞬變渦動強度（EKE300）的分布及演變特征。就歐亞大陸上空而言，季節(jié)轉換之前阻塞高壓事件主要發(fā)生于歐洲，阻塞高壓頻率高達30%，在東亞中高緯地區(qū)則阻塞較少發(fā)生，頻率只有5%～10%（圖7a）。這時北太平洋風暴路徑區(qū)天氣擾動最強，EKE300 高達90 m2s-2，相鄰的亞洲中高緯地區(qū)次之，其大部分地區(qū)EKE300 大于70 m2s-2（圖7e）。相比而言，歐洲天氣擾動最弱（EKE300小于60 m2s-2）。由此可見，季節(jié)轉換之前東北亞地區(qū)主要受高頻天氣擾動控制，阻塞高壓活動并不多見。但是P32 時，東北亞地區(qū)（50°N 以北）阻塞高壓頻率明顯增加（比P28 時增加了50%左右），其中有些地方阻塞頻率已超過15%（圖7b）。與之對應，在歐亞大陸上瞬變擾動強度都開始減弱，包括北太平洋風暴路徑區(qū)，但減弱最明顯的地方是貝加爾湖東側及東南側（圖7f）。亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換完成之后，東北亞地區(qū)阻塞高壓活動的增加和天氣擾動減弱的季節(jié)性趨勢仍會持續(xù)（圖7c、d、g 和h）。P34 時亞洲阻塞高壓活動呈“雙阻型”，阻塞高壓頻率的一個高發(fā)區(qū)在東北亞，另一個在烏拉爾山區(qū)（圖7c），7 月上旬之后這一個“雙阻”形勢才會淡去（圖7d），但東北亞地區(qū)仍維持較高頻的阻塞形勢。由于亞洲大陸上空“雙阻型”盛行的時間正好與江淮梅雨期對應，它一直被認為是江淮梅雨的典型環(huán)流特征（陶詩言等, 1958; Tao and Chen, 1987; 張慶云和陶詩言,1998）。

圖7 （a、e）P28、（b、f）P32、（c、g）P34 和（d、h）P38 期間氣候平均mAPV 阻塞高壓頻率（左列；等值線，間隔：5%）以及300 hPa瞬變渦動動能（EKE300；右列；等值線，間隔為10 m2 s-2）Fig. 7 Climatological mAPV block frequency (contours; drawn every 5%) for (a) P28, (b) P32, (c) P34, and (d) P38. (e-h) are the same as (a-d), but for the 300-hPa EKE (contours; drawn every 10 m2 s-2)

圖8 給出了東北亞關鍵區(qū)（50°～75°N，70°～160°E）平均阻塞高壓頻率、東北冷渦關鍵區(qū)（35°～55°N，115°～140°E）平均EKE300 以及東北冷渦天數的逐候演變曲線。在春夏季節(jié)變換時期，東北亞阻塞高壓頻率（紅色曲線）有兩次明顯的增強，P31 時（入夏前一候）第一次增強，由7%增加到10%左右。Chyi et al.（2021）研究表明，P31是東北亞地區(qū)積雪融化引起的近地面增溫最強的時候，這時經向溫度梯度也最弱，因此對應的阻塞高壓活動也會明顯增強；東北亞阻塞高壓頻率在P34時第二次增強，由11%增加到14%，恰好與江淮流域入梅對應。這次阻塞高壓活動的增強可能與江淮流域入梅時的大氣環(huán)流調整有關（陶詩言等,1958; Tao and Chen, 1987），同時可能與烏拉爾山脊的穩(wěn)定建立有關。

圖8 東北亞關鍵區(qū)（50°～75°N，70°～160°E）平均mAPV 阻塞頻率（紅線）、東北冷渦關鍵區(qū)（35°～55°N，115°～140°E）平均EKE300（黑線，單位：m2 s-2）和東北冷渦天數（藍線，單位：d）的季節(jié)性演變曲線。橫坐標為時間（P25 至P39）Fig. 8 The average mAPV block frequency (50°-75°N，70°-160°E; red line), average 300-hPa EKE (35°-55°N，115°-140°E; black line; units:m2s-2) and average number of northeastern cold vortex days (blue line; units: d). The x-coordinate is the pentad from P25 to P39

現在我們在東北冷渦關鍵區(qū)（35°～55°N，115°～140°E）考察瞬變渦動強度和東北冷渦活動的季節(jié)性變化特征。東北冷渦關鍵區(qū)也是P32 時瞬變渦動強度減弱最明顯的地方（圖7f）。自5 月中旬（P27）開始，東北冷渦關鍵區(qū)的EKE300 逐漸減弱（圖8 中的黑色曲線），而且亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換之后（P33）減弱程度更加明顯，這時EKE300 減弱到P27 時的一半左右。由圖5c和5d 可見，U200 大于20 m s-1的強西風帶在P32之后明顯減弱和收縮，這與東北區(qū)域天氣渦動的大幅減弱事實相一致。有意思的是，亞洲中高緯季節(jié)轉換時期東北冷渦活動（圖8 中的藍色曲線）則顯著增強，與對應的天氣擾動強度呈相反的演變特征。從P30 開始東北冷渦天數迅速增加，其百分比（相對于全天數）為35%左右，并將這一百分比保持到梅雨期結束為止（P38 左右），其中P32 時冷渦天數百分比甚至達到48%。東北冷渦活動屬季節(jié)內時間尺度天氣過程（我國氣象業(yè)務工作者也稱中期天氣過程），頻率上低于斜壓天氣擾動，通常以我國東北地區(qū)持續(xù)3 天及以上的冷性閉合低壓或低壓槽來識別和界定（孫力等, 1994; 孫力等, 2000; 廉毅等, 2010; 謝作威和布和朝魯, 2012; 布和朝魯和謝作威, 2013）。由此看來，在亞洲中高緯季節(jié)轉換時期，東北冷渦活動和東北地區(qū)瞬變天氣擾動是同一區(qū)域卻不同頻帶的現象，兩者存在此消彼長的反向關系。綜上所述，亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換以東北亞阻塞高壓活動和東北冷渦活動的增強以及東北地區(qū)瞬變天氣擾動的顯著減弱為主要特征。

需要指出，東北冷渦活動和東北地區(qū)天氣擾動之間的此消彼長關系是針對春夏季節(jié)轉換時期而言的。實際上，如圖8 所示，7 月和8 月東北冷渦活動也逐漸減弱（孫力等, 1994; 謝作威和布和朝魯,2012），這不僅與東亞急流和西太副高的北進有關（孫力等, 1994, 2000），而且與東北地區(qū)天氣擾動渦動強迫的減弱也有關（謝作威和布和朝魯, 2012;布和朝魯和謝作威, 2013）。

4 春夏季節(jié)轉換的早晚對東亞環(huán)流和天氣系統(tǒng)的影響

上一節(jié)主要從氣候態(tài)的視角探討了亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換所體現的環(huán)流和天氣系統(tǒng)的演變特征。這一節(jié)從年際變化的角度簡單討論春夏季節(jié)轉換異常現象，以此補充和豐富亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換過程的關鍵特征。

圖9 為亞洲中高緯地區(qū)入夏偏早年和偏晚年的Z500 場及其距平場的季節(jié)轉換特征。在入夏偏早年，P30 時北美脊和東北亞脊同時增強，在東亞中高緯北脊南槽的分叉氣流結構提前發(fā)展和形成（圖9a）。入夏后，中西西伯利亞和極區(qū)上空變?yōu)檎嗥絽^(qū)，中西西伯利亞脊建立（圖9b）。P34時烏拉爾山附近出現正距平，這表明烏拉爾山脊比常年更強（圖9c），使得亞洲中高緯環(huán)流更具雙阻型特征。值得關注的是，上述環(huán)流演化過程與一個起源于歐洲沿岸正距平中心的低頻波列有關（圖9a-c），而且隨著季節(jié)轉換這一波列的波長也不斷變短（與U200 的減弱對應），看起來就像東北亞正距平中心逐漸向西退到烏拉爾山附近一樣。可以認為，入夏偏早年的季節(jié)轉換特征更加銳化和突顯了氣候態(tài)的季節(jié)轉換過程，同時也進一步證實烏拉爾山脊的建立晚于東北亞脊的事實。圖9d-f可見，在亞洲中高緯入夏偏晚年，P30 至P34 時段極渦區(qū)和西伯利亞區(qū)域普遍為負距平，對應的近地面增溫遲緩（圖略），反映了滯后的季節(jié)循環(huán)。但其最顯眼的負Z500 距平區(qū)出現在極渦的兩極處，即格陵蘭一側和亞洲大陸一側。其結果，入夏后的亞洲中高緯環(huán)流型以東北亞阻塞型為主要特征，從而基本上改變了氣候態(tài)的雙阻型入夏形勢。

圖9 （a、d）P30、（b、e）P32 和（c、f）P34 季節(jié)轉換偏早年（左列）和偏晚年（右列）的Z500 場（等值線，間隔為40 gpm）及其距平場（填色，單位: gpm）。粗實線為5450 gpm 等值線，打點區(qū)為顯著性水平超過0.1 的地方，每圖最低點為（20°N，90°E）Fig. 9 Composite 500-hPa geopotential height (contours; drawn every 50 gpm) and its anomaly (color shaded; units: gpm) for (a, d) P30, (b, e) P32,and (c, f) P34 in years of early summer onset (left column) and late summer onset (right column). Areas above the 90% confidence level are dotted;heavy lines represent 5450 gpm. The lowest point of the map is (20°N, 90°E)

在亞洲中高緯入夏偏早年，季節(jié)轉換時期亞洲阻塞高壓活動明顯多于常年（圖10a-c），但由于出現阻塞高壓的位置和強度存在差異，合成結果達不到顯著性。這主要是因為阻塞形勢的出現不僅與季節(jié)轉換的早晚有關，也與環(huán)流的類型有關。由圖10a-c 發(fā)現，在亞洲中高緯入夏偏早年的季節(jié)轉換時期，北美加拿大一帶的阻塞高壓活動明顯減弱。在入夏偏晚年（圖10d-f），季節(jié)轉換時期亞洲阻塞活動顯著少于常年，但東北大西洋和北歐地區(qū)阻塞高壓活動多于常年，這說明歐亞大陸上空環(huán)流仍保留著春季阻塞高壓西多東少的形勢。

圖10 （a、d）P30、（b、e）P32 和（c、f）P34 季節(jié)轉換偏早年（左列）和偏晚年（右列）的mAPV 阻塞頻率（等值線，間隔為10%）及其距平（填色）。打點區(qū)為顯著性水平超過0.1 的地方。每圖最低點為（35°N，90°E）Fig. 10 Composite mAPV block frequency (contours; drawn every 10 %) and its anomaly (color shaded) for (a) P30, (b) P32, and (c) P34 in years of early summer onset (left column) and late summer onset (right column). Areas above the 90% confidence level are dotted. The lowest point of the map is (35°N, 90°E)

我們也從入夏早晚的角度檢查了季節(jié)轉換時期高頻天氣擾動強度（EKE300）的分布特征（圖11）。入夏偏早年，亞洲中高緯地區(qū)和相鄰的西北太平洋區(qū)天氣擾動普遍減弱，但減弱最明顯的地方先是風暴路徑區(qū)入口處西北側（圖11a），然后入夏后向上游擴展到亞洲其他中緯度地區(qū)（圖11b 和11c）。這一事實與極渦伸向亞洲大陸一極的提前減弱和北撤過程相一致（圖1b-d 和圖9a-c，見5450 m線）。與之相比，入夏偏晚年，季節(jié)轉換時期北太平洋風暴路徑區(qū)入口處及其上游地區(qū)的天氣擾動仍然比較活躍，其強度明顯強于氣候平均狀態(tài)（圖11d-f），這仍與極渦在亞洲大陸一側的活動較強有關（見圖9d-f 中的5450 m 線）。上述分析表明，北太平洋風暴路徑區(qū)入口處及附近的瞬變天氣擾動強度（EKE300）分布能夠較好地反映出亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換的特性，因此也可以將其當作季節(jié)轉換的表征量。

圖11 同圖10，但為EKE300 場（等值線，間隔：20 m2 s-2）及其距平場（填色，單位：m2 s-2）Fig. 11 Same as Fig.10, but for 300-hPa EKE (contours; drawn every 20 m2 s-2) and its anomaly (color shaded; units: m2 s-2)

5 結論和討論

本文利用NCEP /NCAR 再分析資料I 的逐日氣象要素數據，基于Chyi et al.（2021）對亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換日期的界定結果，分析和總結了亞洲中高緯環(huán)流（特別是半永久活動中心）和相應天氣系統(tǒng)在春夏季節(jié)轉換時期的關鍵變化特征。主要結果如下：（1）北半球中高緯環(huán)流春夏季節(jié)變化以Z500 場兩脊兩槽轉為三脊三槽為主要特征，其中亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換以500 hPa 東北亞脊和“雙阻型”環(huán)流的依次建立為重要標志。東北亞積雪融化導致的強烈增溫過程可能是東北亞脊的建立和相應東北亞/西北太平洋緯向海陸溫度差異形成的主要原因；（2）850 hPa 東北亞低壓的建立是亞洲中高緯地區(qū)春夏季節(jié)轉換的另一個重要標志。隨著季節(jié)進程，暖濕氣流從西太副高北側向東北亞地區(qū)輸送，東北亞低壓系統(tǒng)在這一輸送過程中扮演者非常重要的角色；（3）伴隨著春夏季節(jié)轉換，亞洲中高緯地區(qū)阻塞高壓和瞬變波活動以及東北冷渦活動也發(fā)生系統(tǒng)性的快速變化。隨著季節(jié)轉換，亞洲中高緯地區(qū)近地面溫度經向梯度減弱，因此高頻瞬變斜壓擾動減弱，與此同時，低頻天氣系統(tǒng)（包括亞洲阻塞高壓和東北冷渦系統(tǒng)）取而代之，成為主導天氣系統(tǒng)；（4）本文也從春夏季節(jié)轉換早晚的角度探討了亞洲中高緯環(huán)流和天氣系統(tǒng)的演變特征。結果表明，季節(jié)轉換的早晚所體現的環(huán)流和天氣系統(tǒng)的演化過程提前（或延后）和強化（或弱化）季節(jié)轉換的氣候平均演化特征，從而進一步證實了季節(jié)轉換的關鍵信息。

實際上，關于亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換及其“突變”特征，葉篤正等（1958）60 年前就提出來了。然而，亞洲中高緯環(huán)流和天氣系統(tǒng)在季節(jié)內尺度上的轉換特征，迄今為止仍沒有一個系統(tǒng)性的考察。本文揭示了亞洲中高緯環(huán)流入夏（P32）前后的一些半永久活動中心和天氣系統(tǒng)在季節(jié)內尺度上的關鍵的替換過程，可以認為是對一些新認識的歸納和總結，可望為相關研究和業(yè)務預報提供參考。

從季節(jié)循環(huán)的角度看，春夏季節(jié)轉換中大氣環(huán)流的急劇變化及高空急流北跳現象總是與南北溫度梯度大值區(qū)的階段性北跳和逐漸減少相聯系（葉篤正等, 1958; 李崇銀等, 2004; Zhang et al., 2006; Lin and Lu, 2008）。從春季到夏季，亞洲大陸上空從南到北會發(fā)生若干次的不同緯帶季節(jié)轉換過程，亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換就是其中的一個重要組成部分。盡管它反映著亞洲中高緯冷氣團的減退和變性，但它具有獨特的作用和性質。首先，它屬于局地環(huán)流的激烈變化，由局地積雪融化和激烈增溫導致（圖3 和4； Chyi et al., 2021）；其次，亞洲中高緯春夏季節(jié)轉換為西太平洋副熱帶高壓的北上和江淮梅雨的開始提供了有利的環(huán)流條件，因此其早晚可能對梅雨期我國東部降水格局產生影響。

如前所述，一旦春夏季節(jié)轉換完成，東北亞脊和烏拉爾山脊成犄角之勢，亞洲中高緯環(huán)流呈“雙阻型”。關于“雙阻型”，目前還沒有一個令人信服的動力學解釋，它可能與亞洲夏季風爆發(fā)后的非絕熱加熱和亞洲大地形的動力和熱力作用有著密切聯系。今后我們試著通過數值模式試驗來回答這一重要的問題。

實際上，春夏季節(jié)轉換異常比氣候態(tài)季節(jié)轉換本身更重要。不同年份的亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換在季節(jié)轉換之前和之后的環(huán)流型差異和環(huán)流轉換時間的早晚等方面均存在明顯的不同，存在多樣性。本文中我們只討論了亞洲中高緯環(huán)流春夏季節(jié)轉換的早晚及其對應的環(huán)流和天氣系統(tǒng)的特征，并沒有探究環(huán)流型的差異及影響。今后我們通過客觀聚類方法對季節(jié)轉換之前和之后的環(huán)流型加以分類，并在此基礎上重新考察季節(jié)轉換異常對隨后東亞環(huán)流和降水的影響。