西風與季風在青藏高原的耦合模態及其季節性變化特征

郭莉 祝從文

1 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室, 北京 100081

2 中國氣象局氣候研究重點開放實驗室, 北京 100081

3 國家氣候中心, 北京 100081

1 引言

青藏高原是全球范圍最大海拔最高的高原，被稱為“世界屋脊”，其熱力和動力效應對亞洲天氣和氣候有重要的影響（葉篤正和張捷遷, 1974）。西風和季風是亞洲季風區主要的大氣環流系統，其異常變化對區域降水、溫度、以及生態環境等人類生產生活相關的氣象要素有關鍵調控作用（劉華強等, 2003; 王可麗等, 2005; 周曉霞等, 2008; 姚慧茹和李棟梁, 2013; 宇婧婧等, 2014）。因此，深入認識西風和季風變化，及其相互作用特征是亞洲季風氣候研究的重要組成部分。

西風帶位于對流層上層副熱帶中緯度，該緯度是來自赤道和極地氣流交匯的地帶。西風流經青藏高原時，受到高原的動力影響（包括屏障、波動抑制、急流分支和匯合等作用）（Yeh, 1950; 顧震潮,1951; 王謙謙等, 1984），西風帶分為南北兩支急流，分別位于高原南北兩側，二者在高原東部匯合，并在日本上空形成北半球最強大的西風急流（Yeh,1950; 顧震潮, 1951）。高原的動力作用在冬季最強，春季次之。夏季，西風急流向北移動，高原的熱力作用占主導地位，動力作用相對較弱（王同美等,2008; 喬鈺等, 2014）。因此，西風表現出顯著的季節變化特征。此外，副熱帶西風急流的經向位置具有明顯的年際變化，急流異常偏南時，南亞高壓和西太副高均偏強，分別向東、向西靠近（Lin and Lu, 2005; 況雪源和張耀存, 2006）。Lu et al.（2011）研究指出，自1990年以來，夏季東亞西風急流經向位置的年際變率逐漸減弱。在全球變暖的背景下，冬季東亞副熱帶急流位置北移、強度增強，夏季南移、強度亦增強（張耀存和郭蘭麗, 2010; 陸日宇等, 2013）。亞洲季風是由于海—陸熱力差異所導致的冬夏盛行風向相反的氣候現象。除受到海洋的熱力影響外，亞洲季風還受到高原的熱力影響。有研究指出，高原感熱加熱所造成的經、緯向熱力差異是導致亞洲夏季風爆發的原因（楊輝等, 1998; 毛江玉等，2002a, 2002b; 張艷和錢永甫, 2002; 何金海等, 2007; 王同美等, 2008）。高原的熱力強迫使得春季孟加拉灣南部上空形成渦旋，該低渦加強、北移并向東擴展，最終導致西南風席卷孟加拉灣東部，并與副熱帶西風合并，亞洲夏季風爆發（吳國雄和張永生, 1998; Wu et al., 2011, 2012）。

南亞和東亞季風是亞洲季風的兩個重要組成部分，表現出多時間尺度變化特征。在太平洋年代際振蕩（Pacific Decadal Oscillation，PDO）和大西洋多年代際振蕩（Atlantic Multidecadal Oscillation，AMO）的協同作用下，東亞夏季風自1960年代以來經歷了強—弱—強的年代際變化，相應的中國東部夏季降水出現“北多南少”向“南澇北旱”以及“北方漸增”的轉變（丁一匯等, 2018）。從長期趨勢來看，南亞夏季風和東亞夏季風自20 世紀70年代中期起均呈減弱趨勢（李建平和曾慶存, 2005;韓晉平和王會軍, 2007）。西風和季風是高原兩個重要環流系統，分別位于對流層的低層和高層，二者之間存在密切的相互作用。研究表明，西風帶南、北位置變化的早晚與高原夏季風的強弱相關，季風強年西風帶北跳和南撤時間提早，季風弱年則滯后（方韻等, 2016）；西風帶東、西位置變化的早晚與南海夏季風爆發早晚有關，南海夏季風爆發偏早年，急流中心西移較早，反之較晚（張耀存和況雪源, 2008）。西風和季風的強度變化也存在關聯，強東亞冬季風年，西風帶環流偏弱（王會軍和姜大膀, 2004）。

以往的研究中主要將西風和季風視為亞洲季風的主要成員，分別探討二者的變化特征、影響，以及相互作用。實際上，西風和季風均存在顯著的季節循環特征，兩者之間密不可分，從整體角度把握西風和季風的變化特征有助于加深對亞洲季風和青藏高原天氣氣候的認識。為此，本文從整體視角，通過提取西風和季風的耦合模態，從季節循環的年際變化角度，重點探討西風與季風相互作用的季節和年際變化特征。

2 資料和方法

本文采用日本大氣再分析資料（JRA55）的逐日三維風場（水平分辨率為1.25°×1.25°）分析西風—季風耦合模態及其年際變化所對應的環流異常（Kobayashi et al., 2015; Harada et al., 2016），使用全球降水氣候計劃（Global Precipitation Climatology Project，GPCP）的逐月降水（水平分辨率為2.5°×2.5°）分析耦合模態對降水的影響。此外，本文使用美國國家海洋和大氣管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）最佳內插海 面 溫 度（ Optimum Interpolation Sea Surface Temperature，OISST）的逐日高分辨率（水平分辨率為0.25°×0.25°）數據來分析耦合模態年際變化與海溫異常的關系（Reynolds et al., 2007）。

本文主要關注（0°～60°N，30°～160°E）區域內環流季節循環分量的年際變化，該區域包含熱帶、副熱帶及中緯度地區。因此，針對每一年的氣象要素，均采用諧波分析方法提取其年平均值與前三個諧波之和（周期大于一個季節，小于一年），定義為季節循環分量（Wang and Xu, 1997; Goswami et al., 2006; Song et al., 2016; Guo et al., 2021）。并使用經驗正交函數分解方法（Empirical Orthogonal Function，EOF）對研究區域內1981～2020年逐日對流層低層（850 hPa）和高層（200 hPa）風場的季節循環分量的長時間序列（40年365 天）進行多變量EOF 分析，提取西風—季風耦合模態。在此基礎上，探討季節循環分量的季節變化特征和不同季節的年際變化特征，以及海溫與耦合模態的關系，其中氣候態定義為1981～2010年的平均值。

3 西風—季風耦合模態的氣候特征

環繞青藏高原的大尺度環流主要包括南亞季風、東亞季風和對流層高層的中緯度西風，這三個環流在太陽輻射所引起的海陸熱力差異及高原與其周圍大氣熱力差異的驅動下表現出明顯的季節變化特征，相對于年平均狀況而言：

春季（3～5月平均），高原的熱力作用開始顯現，來自南半球副熱帶地區和高原北坡上升的氣流在高原南坡下沉，使得高原南坡對流層中上層被大范圍下沉氣流所控制（圖1c）。南亞季風區依然表現出冬季風環流的特征，對流層低層（850 hPa）為東北氣流，高層（200 hPa）為西風氣流（圖1a,b）。而孟加拉灣東部至中印半島，以及我國華南地區已經開始被西南氣流控制，轉向夏季風環流（圖1a, b）。此時，北坡上升氣流高度可達對流層中高層，南坡僅限于對流層低層（圖1c）。

夏季（6～8月平均），高原整體為一個強大的熱源，氣流上升，上升運動的大值區位于高原南側，下沉氣流位于赤道及其以南（圖1f）。對流層低層，歐亞大陸上以高原為中心存在一個強大的氣旋性環流，印度洋北部熱帶與副熱帶地區被南亞夏季風的西南氣流所控制，東亞大陸盛行偏南風（圖1d）。對流層高層，高原以南的中低緯度地區由西風轉為東風，強度較強，大值區位于東亞—太平洋地區（圖1e）。

秋季（9～11月平均），高原由熱轉冷，氣流在北緯5°～10°上升，在高原和赤道以南下沉（圖1i）。對流層低層西北太平洋和北印度洋地區均為氣旋式環流，東亞和南亞大陸由偏北風控制，夏季風環流向冬季風環流轉變（圖1g）。對流層高層青藏高原以南的東風氣流大幅減弱（圖1h）。

冬季（12～2月平均），高原扮演著中緯度地區冷源的作用，由赤道以南和北半球中高緯度地區上升的氣流在高原下沉，形成兩個經向環流圈（圖1l）。其中，高原南側的環流圈遠強于北側，故下沉運動的大值中心位于高原南坡。對流層低層，南亞季風區盛行東北氣流，東亞地區被北風所控制，僅在東亞東南沿海局地存在偏南氣流（圖1j）。對流層高層，中低緯度地區為西風氣流，西風過青藏高原后加速，其大值區位于日本以南的西北太平洋上（圖1k）。

圖1 （a）春、（d）夏、（g）秋、（j）冬季氣候平均的850 hPa 風場相對于其年平均值的距平（矢量箭頭，m s?1）；（b）春、（e）夏、（h）秋、（k）冬季氣候平均的200 hPa 風場相對于其年平均值的距平（矢量箭頭，單位：m s?1），以及緯向風速相對于其年平均值的距平（U_speed，填色，單位：m s?1）；（c）春、（f）夏、（i）秋、（l）冬季沿75°～100°E 平均的氣候平均風場 [由垂直速度（單位：?102 m s?1）和經向速度（單位：m s?1）合成] 相對于其年平均值的距平，以及垂直風速相對于其年平均值的距平（填色，單位：?102 m s?1）的經向—垂直剖面Fig. 1 Seasonal characteristics of the climatic winds relative to their annual mean. (a), (d), (g), and (j) are the wind anomalies at 850 hPa in spring,summer, autumn, and winter, respectively, relative to their annual mean (vectors, units: m s?1); (b), (e), (h), and (k) are the wind anomalies (vectors,units: m s?1) and zonal wind speed anomalies (U_speed, coloring, units: m s?1) at 200 hPa in spring, summer, autumn, and winter, respectively, relative to its annual mean; (c), (f), (i), and (l) are the meridional–vertical cross-sections (75°～100°E mean) of wind anomalies [vector, the combination of meridional winds (units: m s?1) and vertical winds (units: ?102 m s?1)] and vertical wind speed (coloring, units: ?102 m s?1) in spring, summer, autumn,and winter, respectively, relative to its annual mean

西風—季風耦合的第一主模態（方差貢獻率為78.39%）主要反映的是200 hPa 西風和850 hPa季風季節循環過程的變化特征（圖2a, b, e）。該模態的主要載荷區位于南亞季風區和對流層高層中緯度西風帶所在的位置。分析可以發現，該模態由冬至夏，以及由夏至冬兩個關鍵季節轉換時間點與東亞季風和南亞季風季節轉換時間點高度吻合（圖略）。因此，西風—季風耦合的季節變化主要反映的是南亞和東亞季風的季節變化。除季節循環外，該模態在各個季節還表現出年際變化特征，其年際變率相對較小（圖2e）。

圖2 1981～2020年（0°～60°N，30°～160°E）區域內對流層高、低層環流逐日季節循環分量的EOF 分析結果，其中（a）和（b）分別為西風—季風耦合第一主模態的高層（200 hPa）和低層（850 hPa）環流，（c）和（d）分別為西風—季風耦合第二主模態的高層（200 hPa）和低層（850 hPa）環流，矢量為風場，填色為200 hPa 緯向風速（U_speed）；（e）為西風—季風耦合模態第一主成分（PC1，紅色實線）和第二主成分（PC2，藍色實線）的氣候平均值（氣候態為1981～2010年）及其年際變率（紅色和藍色陰影分別為第一主成分和第二主成分的年際變率）Fig. 2 Coupling modes of the westerly monsoon flow. EOF analysis results of the daily annual cycle components of the upper and lower troposphere circulation in the region of (0°–60°N, 30°–160°E) from 1981 to 2020. (a) and (b) are the circulation of the first mode of the westerly monsoon at the upper level (200 hPa) and lower level (850 hPa), respectively. (c) and (d) represent the circulation of the second mode of westerly monsoon in the upper level (200 hPa) and lower level (850 hPa), respectively. The vectors represent the winds, while the coloring represents the zonal wind speed(U_speed). (e) depicts the climate mean of the first (PC1, solid red line) and second (PC2, solid blue line) principal components of the westerly monsoon coupled mode and their interannual variability (red and blue shades denote the interannual variability of the first and second principal components, respectively)

西風—季風耦合的第二主模態的方差貢獻率為4.68%，在對流層低層850 hPa 等壓面上主要表現為南亞夏季風的低層西南氣流和西北太平洋反氣旋環流的同步變化（圖2d）。而在對流層高層200 hPa 等壓面上，高原—西北太平洋盛行大尺度氣旋性環流（圖2c）。該模態的季節循環特征不明顯，主要表現為顯著的年際變化，年際變率較大，尤其在冬春季節（圖2e）。

4 西風—季風耦合模態的年際變化及其與ENSO 的關系

西風—季風耦合第一主模態的時間變化（The first principal component，PC1）表現出顯著的季節循環特征，其年際變率相對較小，但由于該模態方差貢獻率較大，所以PC1 較小的年際變化也會引起不可忽視的氣候影響，本章內容將重點討論該模態的年際變化特征。西風—季風耦合第一主模態的年際差異主要表現為PC1 的振幅，以及由冬至夏和由夏至冬兩個關鍵季節轉換時間（位相）的變化。西風—季風耦合模態PC1 的振幅定義為其最大值，該值通常出現于8月初（氣候平均為8月2日），可用于表示第一耦合模態的強度。將振幅異常（每年的振幅相對于其氣候平均值的距平）回歸至季節平均的環流場上，結果表明，振幅偏強年的夏季，對流層低層的西南季風明顯加強，該西南氣流在孟加拉灣北部的偏南分量較強，形成低槽，槽前東南氣流有利于向高原南側輸送水汽（圖3a）。同時，西北太平洋副熱帶高壓位置偏北，東亞大陸中部和北部盛行偏南風，而南海地區存在一個局地氣旋式環流，其西北側的東北風不利于我國南方降水產生。

與季節轉換時間早晚相關的南亞季風和東亞季風環流特征和與振幅異常相關的季風環流特征大致相反（圖3）。將PC1 由小于0 到大于0 的轉換時間定義為西風—季風耦合模態由冬至夏的季節轉換節點（P1）。由冬至夏轉換時間偏晚年的夏季，西北太平洋副熱帶高壓顯著加強，東亞地區盛行西南氣流（圖3b）。而在副高南側東風氣流和印度洋西北部氣旋異常北側東風氣流的共同影響下，南亞季風區對流層低層呈現偏東風的冬季風環流特征。將PC1 由大于0 到小于0 的轉換時間定義為西風—季風耦合模態由夏至冬的季節轉換節點（P2）。回歸分析表明，與該轉換節點發生早晚相關的夏季風環流特征與由冬至夏季節轉換時間早晚所引起的夏季風環流變化大致相同（圖3c）。但相比而言，由夏至冬轉換時間與東亞季風低層環流的關系更為顯著，與南亞季風的相關性較弱。

圖3 西風—季風耦合模態PC1 的振幅和位相回歸的夏季低層風場。（a）振幅（A）與夏季平均850 hPa 風場的回歸系數；（b）由冬至夏季節轉換時間（P1）和（c）由夏至冬季節轉換時間（P2）早晚與夏季平均850 hPa 風場的回歸系數。藍色矢量箭頭表示回歸系數通過90%信度檢驗的區域Fig. 3 The lower level (850 hPa) winds in summer regressed by the amplitude and phases of PC1. Regression coefficients of (a) amplitude (A), (b)the transit time from winter to summer (P1), and (c) the transit time from summer to winter (P2) with winds averaged at 850 hPa in summer. The blue vector arrows represent the area where the regression coefficient is statistically significant at the 90% confidence level

此外，西風—季風兩個耦合主模態夏季平均的年際變化特征高度相近 （PC1 和PC2 的相關系數為0.4），而春、秋、冬季相反（PC1 和PC2 的相關系數分別為?0.7，?0.63，?0.78）（圖4a–d）。本文進一步分析了不同季節第一主模態強度的年際變化所對應的環流響應，總體而言，不同季節耦合模態較強年份，東亞季風和南亞季風均較強；反之，較弱（圖4e–h）。其中，南亞季風和耦合模態強度的年際變化關系更為密切，二者之間的相關系數在不同季節均大于東亞季風和耦合模態強度年際變化的相關系數。

圖4 西風—季風耦合的第一（紅色實線）和第二（藍色虛線）主模態所對應的主成分在（a）春、（b）夏、（c）秋、（d）冬季季節平均的年際變化時間序列；（e）春、（f）夏、（g）秋、（h）冬季西風—季風耦合模態的PC1 與同期南亞季風（淺藍色）和東亞季風（深藍色）指數的相關系數，自下而上的兩條紅色虛線分別表示相關系數通過90%和99%信度檢驗的閾值，南亞季風指數（WY）和東亞季風指數(ZHW)分別取自Webster and Yang（1992）和Zhu et al.（2005）Fig. 4 Interannual variation time series of the first (red solid line) and second (blue dotted line) principal components (PC1 and PC2) corresponding to the coupling mode of westerly monsoon averaging in (a) spring, (b) summer, (c) autumn, and (d) winter, respectively. Correlation coefficients between the PC1 of the westerly monsoon coupling mode with South Asian monsoon (sky blue bar) and East Asian monsoon (blue bar) in (e) spring,(f) summer, (g) autumn, and (h) winter, respectively. The two red dashed lines from bottom to top in (e), (f), (g) and (h) represent the threshold values of correlation coefficients passing the 90% and 99% reliability tests, respectively. The South Asian monsoon and East Asian monsoon indices are calculated according to Webster & Yang (1992) and Zhu et al. (2005), respectively

從對流層高層西風來看，對應耦合模態較強的年份，西風帶位置均有向北移動的特征。但春季，中東地區西風帶經向偏北的位置移動較為顯著（圖5b）；夏季，中東急流所在位置、青藏高原北側、西北太平洋上西風帶位置顯著北移（圖5d）；秋季，研究區域內整條西風帶均有顯著向北的位移（圖5f）；冬季，向北的位置變化主要發生在歐亞大陸上（圖5h）。

從對流層低層水汽輸送和降水來看，春季耦合模態較強時，熱帶西北太平洋地區的氣旋異常和南亞季風西南氣流前沿的季風槽使西北太平洋和中印半島附近水汽供應充分，加之高層氣流輻散，導致降水顯著偏多（圖5a, b）。伊朗高原對流層高層氣流輻合，低層水汽向南輸送，降水顯著偏少。夏季耦合模態較強時，菲律賓以東高層氣流輻散、降水顯著增多。孟加拉灣存在一個氣旋式環流，其北側的東南風將水汽向青藏高原西南部輸送，使得高原西南部降水顯著增多（圖5c, d）。秋季耦合模態強年的環流異常與春季相接近，但環流異常中心位置略有不同，西北太平洋上的氣旋異常范圍較大，其對應高層氣流輻散活動較強，降水顯著偏多。相比春季，秋季氣流輻合區主要位于伊朗高原南側，且該地區向南的水汽輸送較強，降水顯著偏少（圖5e, f）。冬季，熱帶西北太平洋上的反氣旋異常范圍較小且位置偏南，對流層高層輻散中心主要位于菲律賓地區，異常偏多的降水區域相較于春秋兩季更偏南，我國長江流域至日本以南降水較少（圖5g, h）。

圖5 不同季節西風—季風耦合模態PC1 與同期環流異常的年際變化關系。（a）春、（c）夏、（e）秋、（g）冬季PC1 與異常降水（PREC，填色）及850 hPa 水汽通量（uvq，矢量箭頭）相關系數的分布；（b）春、（d）夏、（f）秋、（h）冬季PC1 與250 hPa 異常輻散風場（DV_winds，矢量箭頭）及緯向風速（U_speed，填色）相關系數的分布，黑色等值線為氣候態的緯向西風。圖中的藍色箭頭僅繪制了PC1 與850 hPa 水汽通量距平和250 hPa 輻散風場距平之間相關系數分別通過90%信度檢驗的區域Fig. 5 The interannual relationship between the PC1 of the westerly monsoon coupling mode in different seasons and the circulation anomalies over the same period. Distributions of the correlation coefficients between PC1 and precipitation anomalies (PREC, coloring), as well as PC1 and water vapor flux anomalies at 850 hPa (uvq, vector) in (a) spring, (c) summer, (e) autumn, and (g) winter, respectively. Distributions of the correlation coefficients between PC1 and abnormal zonal wind speed (U_speed, coloring), as well as PC1 and divergent winds anomalies at 200 hPa (DV_winds,vector) in (b) spring, (d) summer, (f) autumn, and (h) winter, respectively. The black contours denote the climatic zonal westerly wind. The blue arrow only shows the areas where the correlation coefficients between PC1 and water vapor flux anomalies at 850 hPa, as well as PC1 and divergent winds anomalies at 200 hPa pass the test at 90% confidence level, respectively

海溫異常的年際變化是影響西風—季風耦合模態年際變化的重要外強迫因素，本文基于相關分析表明影響耦合模態PC1 異常的海溫信號主要是厄爾尼諾—南方濤動（El Ni?o–Southern Oscillation，ENSO）和熱帶印度洋全區海溫一致模態（Indian Ocean basin mode，IOBM）。

熱帶太平洋海溫異常與各個季節耦合模態PC1 的同期相關系數分布均表現為ENSO 冷事件（La Ni?a）型，且表 征ENSO 變化的Ni?o3.4指數與PC1 在秋季和冬季的同期相關性強于春、夏兩季（圖6）。此外，ENSO 對西風—季風耦合模態的影響還存在超前滯后效應，其中冬、夏、秋季ENSO 事件的滯后影響至少可持續兩個季節（圖6e–h）。已有研究指出，西北太平洋副熱帶高壓是聯系東亞季風區和南亞季風區水汽輸送的關鍵環流，同時也是ENSO 影響東亞和南亞季風的重要橋梁（Liu and Huang, 2019）。在 厄爾尼諾（El Ni?o）事件發展年的冬季至次年夏季，西北太平洋地區均存在反氣旋異常，且該反氣旋異常在次年夏季會進一步加強；La Ni?a 事件與El Ni?o事件的影響基本相反，這與本文所得La Ni?a 背景下西北太平洋呈氣旋式環流的結果基本吻合（圖2b和圖6），但二者的影響具有明顯的非對稱性。

印度洋海溫異常與PC1 的同期相關關系主要存在于冬、春、夏季，且二者的相關系數分布均表現為IOBM 型（圖6a–c）。與ENSO 事件相比，IOBM與西風—季風耦合模態的相關性略弱，且主要表現為顯著的同期和超前相關，其滯后影響不顯著（圖6e–h）。其中，IOBM 與PC1 在夏季的同期相關性最強，相關系數可達到?0.43（冬、春季分別為?0.3 和?0.39）。IOBM 的發生發展與ENSO事件有關，其對西風—季風耦合模態的影響也可通過西北太平洋反氣旋（氣旋）異常實現。當赤道中東太平洋有El Ni?o（La Ni?a）事件發展時，在冬季至次年春、夏季，熱帶印度洋海溫往往表現為全區一致增暖（偏冷），印度洋的暖海溫異常會誘發開爾文波進一步增強夏季西北太平洋反氣旋異常，從而調控東亞和南亞季風環流（Xie et al., 2010; Liu and Huang, 2019）。

5 總結與討論

本文基于1981～2020年的大氣再分析資料，采用EOF 分析方法提取了西風—季風在青藏高原的耦合模態，并從季節循環和年際變化兩方面分析了其季節性變化特征。

西風—季風耦合模態的季節循環特征主要體現在第一主模態上，該模態反映了氣候態中東亞季風、南亞季風、對流層高層西風相對于其年平均值的季節循環變化的基本特征，且其冬、夏季節轉換時間與東亞季風和南亞季風的季節轉換時間高度吻合。耦合模態的年際變化特征在第一、第二主模態上均有體現。其中，第一主模態描述季節循環過程的兩個關鍵統計量，包括振幅和位相（由冬至夏和由夏至冬兩個關鍵時間節點）均與東亞和南亞夏季風低層環流顯著相關。而不同季節第一主模態強度的年際變化不僅會調控季風低層環流，還會使高層西風帶位置在耦合模態較強年份均存在向北的經向位移。ENSO、IOBM 是誘發西風-季風耦合模態年際變化的兩個重要外強迫因子。

我們注意到，第二主模態的年際變率強于第一主模態，二者在夏季呈顯著正相關關系，但在其他季節均呈現出顯著的負相關關系。西風—季風耦合的第二主模態還具有90%信度顯著減弱的長期變化趨勢（圖7），且這種變化趨勢主要顯著存在于冬季（圖略）。對比對流層高、低層原始風場的長期趨勢發現，第二主模態主要反映的是對流層高層高原上空東風和低層南亞季風西南氣流顯著減弱的趨勢（圖略）。研究表明，高原南部的降水主要受南亞季風的影響；北部的降水主要受西風影響（段克勤等, 2008; 孫赫等, 2020）。最新研究發現，高原降水存在北增南減的長期趨勢（周天軍等, 2019）。高原降水北多南少的變化趨勢是否與西風—季風耦合模態的趨勢有關？需要做進一步的討論。

圖7 西風—季風耦合模態PC2 的年際時間變化序列（黑色虛線）及其長期變化趨勢（紅色實線）。圖中PC2 的長期趨勢可通過90%的顯著性檢驗Fig. 7 Interannual variation time series (black dotted line) and long-term trend (red solid line) in the PC2 of the westerly monsoon coupling mode.The long-term trend of PC2 pass the test at 90% confidence level