亚洲季风是由于海陆热力差异的季节性反转，导致大尺度风系季节性反转的大气运动现象^[1-2]。亚洲季风区是全球最典型，也是最强的季风系统^[3]。在20世纪80年代前，大多数西方学者认为亚洲季风仅为印度热带季风，而东亚季风只是印度热带季风向东、向北的延伸。80年代中期，我国气象学家研究^[4-6]表明，亚洲季风系统包括两个子系统：东亚季风系统和南亚季风系统。两大季风子系统之间相互独立，相互影响，我国处于东亚季风的影响范围内。而东亚季风系统不同于其他季风系统，它的组成成员比较复杂，由东亚副热带季风系统和南海热带季风系统组成。黄真等^[7]还就南亚夏季风和东亚热带夏季风的相对独立性和相互关联性作了进一步研究发现，两个夏季风系统具有独立的季节变化中心，季风的爆发时间、爆发的物理机制、爆发过程中气象要素之间的相互关系具有很大差异。汤绪等^[8]、钱维宏^[9]用标准化可降水量指数定义了夏季风的北边缘，采用该指数定义的夏季风北边缘在亚洲可以确定南亚夏季风系统和东亚夏季风系统。

东亚热带夏季风也称南海夏季风，东亚热带夏季风强弱和分界域的变化，首先会对南海夏季风环流系统产生影响，影响亚洲夏季风系统的各要素场，最终导致东亚地区天气形势变化，因此，对于东亚热带夏季风和南亚夏季风分界域的相关研究显得尤为重要。而南亚和东亚热带夏季风系统的边界，决定了两个热带夏季风子系统的控制区域。对于两者边界的划分，金祖辉等^[4]通过气压交叉谱分析得出，东亚季风系统的西边界应在95°~100°E附近；何金海等^[10]研究认为，中南半岛大致是东亚热带夏季风和南亚夏季风的天然分界线，这与陈隆勋等^[11]从许多天气系统的变化和发生指出的东亚季风和印度季风系统的分界大致为100°E十分吻合；张庆云^[12]研究认为两者边界位于90°~110°E之间；陈隆勋等^[13]进一步研究指出，两大热带季风系统的边界在孟加拉湾，约为90°~95°E，比之前所确定出的两大热带季风子系统边界偏西了5°~10°；钱永甫等^[14]确定90°E以东地区为西南风首先建立区域，得出东亚季风和南亚季风的分界线为90°E；杨梅学等^[15]则认为南海热带夏季风系统和印度热带夏季风系统是既相互独立又相互影响的，其边界模糊不定。因此，对于南亚夏季风和东亚夏季风系统边界的定义和划分没有具体统一的定论，在这方面还缺少系统的研究。本文试图从南亚和东亚季风系统的边界指标、分界域变化特征等方面进行研究，从而有助于从新的角度去认识亚洲夏季风子系统之间的关系。

对于亚洲夏季风，不仅要从其子系统分界域变化的特征方面进行研究，还要研究其子系统强度的变化情况。国内外很多学者已经对亚洲夏季风子系统的强度特征进行了详细研究，大致可以分为以下两类：一是利用热力类指标来描述季风强度，20世纪80年代初，郭其蕴^[16]通过分析季风形成的机制，提出利用海陆之间气压梯度的大小来定义东亚夏季风的强度；80年代中期，Tao等^[17]定义了以东亚降水量为指标来确定东亚夏季风的强度；90年代初，Parthasarathy等^[18]利用印度降水量来衡量南亚季风的强度。二是通过动力类指标来定义季风的强度，90年代末，李崇银等^[3]提出利用对流层高低层的散度差来定义东亚热带夏季风的强度；王启祎等^[19]提出采用区域平均的850 hPa和200 hPa的纬向风速差和经向风速差或单独一层风速差作为季风指数；黄刚^[20]提出用位势高度场来定义东亚夏季风的强弱；21世纪初，张庆云等^[21]提出利用东亚热带和副热带纬向风差值来定义东亚夏季风指数；梁建茵等^[22]则提出用西南风风量和向外长波辐射相结合定义东亚热带夏季风综合指数。综合上述，对于亚洲两大热带夏季风子系统强度没有统一的标准，因此, 本文将结合边界指标定义一个适合同时描述亚洲两大热带夏季风强度的指标。

本文所用资料选自美国国家环境预测中心NCEP/NCAR 1948—2012年850 hPa, 500 hPa, 200 hPa经向和纬向风场及高度场逐日再分析资料，其水平分辨率为2.5°×2.5°，每日4次，分别为00:00, 06:00, 12:00, 18:00 (世界时，下同)。

北半球夏季，处于南半球的东南信风气流随太阳直射点向北迁移，同时在β效应作用下，越过赤道的东南气流变向形成西南风与北半球的东北信风气流辐合，形成季风槽。钱维宏等^[23]研究表明，在东亚和南亚热带地区存在两个热带季风槽：南海季风槽和印度季风槽 (即印缅槽)。李崇银等^[24]研究指出，夏季风强弱及位置变化和季风槽强弱及位置变化有很好的对应关系。所以对于亚洲热带夏季风子系统之间的研究，可以通过热带季风槽的中心强度以及两大季风槽边界研究热带夏季风强弱以及控制区域变化。由于热带季风槽具有强辐合性的特点，因此，散度和涡度是反映季风槽强弱、控制区域大小的很好的指标，但考虑到涡度的量级为10^-5，散度是由两个大量产生的小差，量级为10^-6，其计算的精度较涡度值低，甚至会产生符号的不确定性，故选取涡度作为研究亚洲两大热带夏季风子系统的物理量。

综合上述考虑，可以利用多年夏季平均850 hPa涡度大小以及两个正涡度之间的极值所确定的边界来表征亚洲热带季风槽的强度、控制区域的变化及大小^[25]。在两个季风槽之间必定存在一个与之相对应的高压脊，在850 hPa风场上的表现形式为两个气旋中心之间存在一个反气旋中心，自西向东的表现形式为涡度的“正值中心—负值中心—正值中心”。

图 1为1948—2012年850 hPa夏季平均涡度场。由图 1可见，在孟加拉湾西北部和西南部各存在1个正涡度中心，且以偏北的正涡度中心值为最大，控制区域也相应为最大，它是亚洲季风中最深最宽的季风槽^[26]；在南海海域及其北部陆地上也各存在1个正涡度中心，它们的中心值大小一致，但南海北部陆地上控制区域明显大于南海海域的控制区域，而且东亚热带季风槽涡度值大于0.5×10^-5/s的区域在中南半岛中部明显西伸，说明东亚热带季风槽能够影响到中南半岛中部偏西地区；两槽之间存在一个高压脊，在图中为负值带，其中心强度的绝对值明显低于两大季风槽的中心值，且其控制区域均在陆地，向南只达到18°N附近，该高压脊以南到12°N附近均为正涡度区。因此可以看出，两大季风槽各自都有独自的控制区域，它们之间既相互关联，又相互独立，这与王启祎等^[27]从气候学角度所得的观点一致，所以选取图 1中的粗断线作为两大热带夏季风边界，即两大夏季风槽区之间的极小值点的光滑连线，该曲线也能表征出东亚热带夏季风槽西伸的特点。

图 1

图 1. 1948—2012年850 hPa夏季平均涡度场 (单位：10-5/s) (阴影区为正涡度区，粗断线为亚洲热带夏季风子系统的边界) Fig 1. 850 hPa averaged vorticity in summertime from 1948 to 2012 (unit:10-5/s; the shaded denotes positive vorticity, the thick broken line denotes the boundary of Asian tropical summer monsoon subsystems)

将东亚热带夏季风和南亚夏季风边界的极小值进行统计，并设定指数K_i来表征边界的偏向，

(1)

式 (1) 中，i代表年份 (1948≤i≤2012)，j代表纬度，x (i，j) 代表i年在j纬度上两大热带夏季风槽之间涡度的极小值所在的经度，X (j) 代表 1948—2012年夏季风槽之间涡度的极小值所在的经度气候平均值，m为10°~25°N之间的格点数 (m=7)。

K_i＜0定义为i年份为边界偏西年份，K_i＞0则定义为i年份为边界偏东年份。由图 2可知，1948—1960年K_i均为正值，东亚热带夏季风和南亚夏季风边界略偏东，边界为东部型；1961—1992年K_i大致呈正弦型振荡，东亚热带夏季风和南亚夏季风边界相应呈偏东向和偏西向振荡，边界为中部型；1993—2012年K_i均为负值，东亚热带夏季风和南亚夏季风边界偏西，边界为西部型。

图 2

图 2. 1948—2012年亚洲两大热带夏季风子系统边界偏向指数 Fig 2. The index of Asian tropical summer monsoon subsystems' boundary deviation from 1948 to 2012

为了进一步考察和验证对于边界年际变率分类的可靠性，采用滑动t检验方法对1948—2012年亚洲两个热带夏季风子系统边界偏向指数进行了检验，所得结果如图 3所示。取子序列长度均为10，自由度为18，显著性水平α=0.01，t_0.01=±2.898。由图 3可知，1992—1994年K_i超过了0.01显著性水平，且为正值，说明边界位置的变动在近65年以来，出现了1次很明显的突变，经历了由东向西的明显转变。从指数上看，尽管20世纪50年代末、60年代初，亚洲两大热带夏季风子系统间的边界由东部型向中间型发生了转变，但未达到0.01显著性水平，即未达到突变的显著性水平。

图 3

图 3. 亚洲两大热带夏季风子系统边界的滑动t检验值 Fig 3. The moving t-test value of Asian summer monsoon subsystems' boundary

通过统计亚洲两个热带夏季风子系统在不同纬度上经度和距平值，可以判断出两大热带夏季风子系统边界的大致偏向。而对于10°~25°N之间边界线的振荡可能并不完全是整条边界线都在做往复的振荡变化，更多的可能是其中特定的某一段纬度带内的振荡相比另一段纬度带而言，往复振荡的频率更高，振幅也更大，从而只需借助对这一特定纬度带内边界变动的分析，来对亚洲两大热带夏季风子系统边界进行研究 (如图 4所示)。

图 4

图 4. 1948—2012年不同纬度上亚洲两大热带夏季风子系统边界所处的经度 Fig 4. The longitude of Asian tropical summer monsoon subsystems' boundary at different latitudes from 1948 to 2012

在10°N上，边界极值点最东可达到107.5°E，最西可达到92.5°E，振幅为15°；在15°N上，极值点最东达到102.5°E，最西达到90°E，振幅为12.5°；在17.5°N上，极值点最东达到100°E，最西达到95°E，振幅为5°；在20°N上，极值点基本处于97.5°E，个别年份为95°E，振幅为2.5°；在25°N上，极值点则处在95°E和97.5°E，振幅为2.5°。相比较而言，在17.5°N以南的振幅远远大于17.5°N以北的振幅，因此可以通过对10°~17.5°N范围内边界的振荡情况研究东亚热带夏季风和南亚夏季风边界的变化。

由图 2可知，亚洲两大热带夏季风子系统边界的变化大致分为3个变迁过程：边界偏东年 (1948—1960年)、边界东西振荡年 (1961—1992年)、边界偏西年 (1993—2012年)。东亚热带夏季风所在低纬度地区的边界，逐渐西伸，之前基本由南亚夏季风控制的孟加拉湾东部地区也逐渐被东亚热带夏季风所控制；而随着边界的西伸，南亚夏季风所控制范围的变化与前者相反。

图 5为1948—2012年亚洲两大热带夏季风子系统边界变化。由图 5a可知，1948—1960年南亚夏季风槽存在两个涡度中心，其中孟加拉湾北部的中心强度明显高于南部的中心强度，中心可达2×10^-5/s以上。东亚热带季风槽只存在1个涡度中心，且中心强度明显低于南亚季风槽的强度，中心值仅达1.5×10^-5/s左右，东亚热带夏季风的控制区域较南亚夏季风偏小，东亚热带季风槽的外围大致能够覆盖中南半岛，且两大季风槽在经向上是独立的，边界处在两个夏季风槽中间的负值过渡带上，边界最西达到95°E。

图 5

图 5. 1948—2012年亚洲两大热带夏季风子系统边界的3次变动 (单位：10-5/s) (阴影为正涡度区，粗断线为子系统边界) (a) 1948—1960年，(b) 1961—1992年，(c) 1993—2012年 Fig 5. Changes of Asian tropical summer monsoon subsystems' boundary from 1948 to 2012 (unit: 10-5/s; the shaded denotes the positive vorticity, the thick broken line denotes the boundary) (a) 1948-1960, (b) 1961-1992, (c) 1993-2012

由图 5b可知，1961—1992年南亚季风槽仍然存在两个涡度中心，孟加拉湾北部中心的强度较图 5a没有显著变化，而在孟加拉湾南部地区的中心强度明显加强，中心强度值可达到1.5×10^-5/s左右，发生明显变化的是东亚热带季风槽出现了两个涡度中心，而且南海北部陆地上的中心强度要高于南海上的中心强度，对比图 5a和图 5b中东亚热带季风槽可以发现，其最强中心强度没有变化，但最强中心所控制区域变小，且东亚热带季风槽在中南半岛的15°N附近存在向西伸展的趋势，东亚热带季风槽与南亚季风槽的部分区域是相互关联，边界最西达到92.5°E。

由图 5c可知，1993—2012年南亚季风槽的两个中心等值线在0.5×10^-5/s处发生了断裂，但各自的中心强度均有所增强，孟加拉湾北部的中心强度达到2.5×10^-5/s以上，而东亚热带季风槽的中心强度值减小到1.0×10^-5/s左右，仍存在两个中心，且东亚热带夏季风槽逐渐向西伸展，大于1.0×10^-5/s的涡度值能够横跨中南半岛中部，抵达孟加拉湾海域，两大夏季风子系统仍相互关联，边界最西达到90°E，与图 5a和图 5b相比，处在长江流域的东亚副热带季风槽的中心强度随着年代际增强，与东亚热带夏季风槽的中心强度的年代际变化呈反相关，与张庆云等^[28]的结论相一致，东亚副热带季风槽的面积随年代际变大，与东亚热带季风槽分界域的年代际变化呈正相关。

由图 5可知，亚洲两大热带夏季风子系统既相互独立，又相互关联，在17.5°N以北地区，边界几乎没有太大变化，对于这两个子系统边界的研究区域可缩小至10°~17.5°N。

两大夏季风子系统的边界呈现出年代际的变化特征，那么边界偏向的不同必然在整个大气环流中存在不同的表现。因此主要通过合成分析揭示边界东部型、中部型、西部型的环流差异，其结果既是不同边界类型的分布特征，也是不同边界类型形成的背景乃至原因。

将低层850 hPa的高度场和风场进行合成分析 (图 6)。由图 6可知，不同的边界类型对应着不同的低层环流场形势。气候平均场中在中南半岛上空基本为西风气流控制，由于受到海陆热力差异的影响从南海向北部大陆的气流为西南偏南；边界东部型距平场在中南半岛上空有正的西风距平，在南海及其北部大陆地区存在西南风的距平，不利于低层东南沿海的水汽向沿岸输送。可以看出，东部型边界年份中南半岛上空的西风气流和南海北部地区的西南风气流加强，而南海及中国大陆地区的高度场有3个负距平中心，尤其以华北地区最为明显。中部型边界距平场在中南半岛和南海及其北部大陆地区上空均存在东北风距平，中部型边界年份，中南半岛上空的西风气流和南海北部地区的西南风气流有所减弱。西部型边界距平场与东部型边界截然相反。将中层500 hPa高度场和风场同样进行合成分析 (图略)，在东部型边界年份亚洲热带地区位势高度几乎均为负距平，西太平洋热带高压减弱东退，中南半岛和我国东南沿海上空西太平洋副热带高压分别出现西南风和东南偏东风距平，华北地区出现气旋性环流异常，而在中部型边界西太平洋副热带高压强度虽然减弱，但相比东部型边界而言，其强度有所增加；西部型边界年份亚洲高度场距平均为正值，西太平洋副热带高压加强东进，中南半岛上空为东风和东北风距平，孟加拉湾为微弱的反气旋环流异常，说明西部型边界可能会导致强且深厚的南亚季风槽变弱，华北地区出现反气旋性环流异常；高层200 hPa (图略) 显示夏季环流单一，由南亚高压控制整个亚洲季风区上空，南亚高压南侧为东风急流，北侧为西风急流，东北侧为偏东北风形成的越赤道气流，东部型边界华北地区存在反气旋环流异常，东南沿岸为东风异常，印度大陆以北地区为气旋异常，导致南亚高压的强度减弱；中部型边界华北地区有气旋型环流异常，高度场的中心值为负值且变化很明显，其绝对值相对于边界东部型的高度场中心值相比变化不大，南亚高压中心南侧和北侧的东风异常和西风异常的变化很微弱，位势高度场也无变化，其南亚高压的强度基本无变化；西部型边界华北地区存在气旋性环流异常，高度场中心负值相比中部型而言变化不大，南亚高压中心出现反气旋性环流异常，高度场值为正值中心，说明南亚高压的强度增强。

图 6

图 6. 3种边界类型的850 hPa高度场 (等值线，单位：dagpm) 和风场 (矢量) 距平与气候平均场对比 (a) 东部型边界，(b) 中部型边界，(c) 西部型边界，(d) 气候平均场 Fig 6. 850 hPa height field (contour, unit:dagpm) and wind field (vector) anomalies of three-kind boundary patterns and the climate mean (a) the eastern pattern, (b) the central pattern, (c) the western pattern, (d) the climate average mean

综上所述，对应亚洲两大热带夏季风子系统边界的3种分布类型，大气环流形势存在明显差异，说明边界类型不同所产生的差异并不是偶然的，可以认为，亚洲两大热带夏季风子系统边界的变动是气候大背景在亚洲热带区域上微弱变化的表现。

对于亚洲夏季风子系统，不仅要从分界域变动方面进行研究，还要对其强度变化情况从新的角度进行探讨。因此, 为了定量研究亚洲夏季风的强度，有必要找到一个或者几个物理量能够同时描述亚洲夏季风各子系统的强度。

王斌等^[29]定义的8.75°~23.75°N, 70°~100°E和8.75°~21.75°N，115°~140°E面积平均的向外长波辐射 (OLR) 距平值为南亚夏季风指数和东亚热带夏季风指数，它们能较好地表示出南亚和东亚夏季风系统的强度，但仅考虑了对流作用，而忽略了经向风对于东亚热带夏季风水汽输送的重要作用。因此，本研究将用边界指标来定义一组季风强度指数，而用来描述亚洲两大热带夏季风子系统强度的变化特征的边界指标，不仅考虑了东亚地区的经向风作用，还能够在一定程度上反映对流特征。

以往对于夏季风强度的研究多通过人为划定季风的控制区域，具有较强的主观性，没有充分考虑夏季风系统分界域变化，因此得到的夏季风强度在一定程度上并不是十分客观，所以将考虑夏季风边界每年的变化情况，根据边界变动来划分季风分界域，再结合边界指标定义每年的两大夏季风强度指数，如图 7所示。由图 7可知，东亚热带夏季风和南亚夏季风强度指数序列多处于整体性增强或者减弱，且两大夏季风强度呈反相变化，这与王可丽等^[30]结果相一致。

图 7

图 7. 1948—2012年夏季风强度指数标准化序列 Fig 7. Asian summer monsoon standardization index from 1948 to 2012

选取0.5和-0.5作为强、弱季风的临界值，统计发现，东亚热带夏季风和南亚夏季风有17年呈一致性变化，10年呈反相性变化。为了避免一致性和反相性合成时出现由于季风强度强、弱相互叠加而导致环流场变化不明显的问题，将其分为一致性强年、一致性弱年、反相性强年 (东亚热带夏季风强，南亚夏季风弱)、反相性弱年 (东亚热带夏季风弱，南亚夏季风强)，并对其850 hPa的环流场进行合成分析。为了能够更清楚地了解风场变化特征，将经向风场和纬向风场进行独立研究。图 8为纬向风距平的合成图。图 8a中，0°~20°N之间存在一个西风距平带，距平中心横跨菲律宾群岛上空，20°~30°N之间存在一个东风距平带，距平中心在我国东南沿海和西太平洋地区；而一致性弱年与一致性强年基本相反，说明在强度一致性变化的年份中，0°~20°N之间纬向风越强，20°~30°N之间纬向风越弱，两个季风子系统的强度就越大。反向性强年与一致性强年大致相似，其20°N以南的正值中心横跨中南半岛和菲律宾群岛，20°N以北的负值中心在我国西南地区和西太平洋上空，其距平变化和一致性强年相比较小；而反向性强年与一致性弱年形势大致相同，中心位置也基本一致。这说明反相性和一致性强、弱年的纬向风变化具有一致性。

图 8

图 8. 4种不同季风强度对应的纬向风距平 (单位：m/s) Fig 8. Zonal wind anomaly of four-kind summer monsoon intensity (unit:m/s)

图 9是经向风距平合成图。季风强度一致性强年其经向风在中南半岛、南海及其北部地区均为北风距平中心，而在孟加拉湾的东部地区存在南风距平中心，印度大陆东岸存在北风距平中心，从孟加拉湾到南海地区的经向风距平场呈“+ -”形势；季风强度一致性弱年在中南半岛、南海及其北部地区存在一个南风距平中心，在孟加拉湾东部地区存在一个北风距平中心，印度大陆东岸为南风距平，其与一致性强年几乎完全反相，从孟加拉湾到南海地区的经向风距平场呈“- +”形式；季风强度呈反相性变化强年，中南半岛偏北地区、南海及其北部地区均为北风距平中心，孟加拉湾和印度大陆东岸地区存在一个北风距平中心，因此在反相性强年，印度东岸—中南半岛北部—南海及其北部地区南风均较弱，从孟加拉湾到南海地区的经向风距平场呈“- -”形势；季风强度呈反相性变化弱年，中南半岛偏北地区、南海及其北部地区均为南风距平中心，孟加拉湾和印度大陆东岸地区存在一个南风距平中心。因此，在反相性弱年，印度东岸—中南半岛北部—南海及其北部地区南风均较强，从孟加拉湾到南海地区的经向风距平场呈“+ +”形势。综上所述，对于4种不同的季风强度变化类型，经向风均有相应的变化，且一致性强年和一致性弱年的经向风距平形势亦为反相的，反相性强年和反相性弱年的经向风距平形势也呈反相变化。

图 9

图 9. 4种不同季风强度对应的经向风距平 (单位：m/s) Fig 9. Meridional wind anomaly of four-kind summer monsoon intensity (unit:m/s)

本文利用NCAR/NCEP风场和高度场再分析资料，探讨了东亚热带夏季风和南亚夏季风分界域的相关问题，得出如下结论：

1) 利用季风槽之间的涡度极值所在经度定义偏向指数K_i，确定边界在年代际的偏向可以分为3个阶段：东部型 (1948—1960年)、中部型 (1961—1992年)、西部型 (1993—2012年)，且中部型向西部型突变时达到0.01显著性水平。

2) 3种边界类型的环流形势存在明显差异：东部型边界低层西南风加强，中层的西太平洋副热带高压减弱东退，高层的南亚高压强度减弱；中部型边界各层变化不明显；西部型边界低层的西南风减弱，中层西太平洋副热带高压明显加强东进，高层的南亚高压也随之加强。

3) 考虑每一年的边界变动情况，通过边界指标来进一步细化精确的表征亚洲夏季风子系统的强度，从两个强度序列得到亚洲两个热带夏季风子系统的整体性增强、减弱是占主导地位的，其次才是两子系统的强度呈反相变化的关系。

4) 对一致性和反相性强度变化研究发现：纬向风在季风一致性强年和反相性强年具有相似的距平场，一致性弱年和反相性弱年也同样；而在4种季风强度变化中，孟加拉湾到南海地区的经向风距平场分别体现出“+ -”，“- +”，“- -”，“+ +”4种距平形势。