陳 丹, 朱克云, 布和朝魯

（1.成都信息工程學院大氣科學學院高原大氣與環(huán)境四川省重點實驗室,四川成都 610225;2.中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室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）

0 引言

印度洋增暖是國際氣候界關注的熱點問題之一,從20世紀70年代至今,印度洋海溫持續(xù)升高和年際變率增大是全球氣候變暖的重要組成部分,對全球氣候的影響越來越明顯。很多學者研究表明,印度洋海溫在年代際尺度上表現(xiàn)出增暖的變化趨勢。從20世紀50年代到20世紀末,增溫達到了約0.5攝氏度,是全球增暖的一部分[1-2]。胡開明等[3]研究發(fā)現(xiàn),20世紀70年代以后印度洋海溫的年際變率相比之前偏強。在年際尺度上,ENSO是全球最主要的海氣相互作用模態(tài),對全球氣候有著重要影響。Xie等[4]研究提出,在20世紀70年代以后,由于ENSO變率的增強和熱帶西南印度洋溫躍層變淺,ENSO與印度洋海盆一致增暖模態(tài)關系更密切。

中國地處東亞的季風區(qū),氣候的年際變化很大,造成氣象災害頻發(fā),給我國帶來重大經濟損失,大量研究表明印度洋海溫的異常變化顯著影響了東亞天氣氣候。厄爾尼諾消退后的印度洋暖異常對局地和周邊的區(qū)域會產生重要影響,通常將這種現(xiàn)象稱為“電容器效應”,Huang等[5]分析指出,在20世紀70年代以后,印度洋的這種“電容器效應”對西北太平洋夏季風及東亞夏季風的影響變得更加顯著。梁肇寧等[6]揭示了印度洋全區(qū)一致的海溫變化與南海夏季風爆發(fā)的關系。屈俠等[7]研究指出熱帶印度洋增暖時東亞夏季副熱帶降水異常帶可能偏南。楊明珠等[8]認為,印度洋海盆一致增暖是亞洲季風減弱及中國雨帶南移的原因之一。西北太平洋反氣旋異常對東亞夏季風有著重要作用,從而影響東亞夏季的降水情況,而西北太平洋反氣旋異常與印度洋海溫變化也有著緊密的聯(lián)系[9]。Yang等[10]也發(fā)現(xiàn)了在印度洋海盆一致增暖的年份,夏季西北太平洋上空存在反氣旋環(huán)流異常,并且中國長江流域降水偏多,南亞高壓也異常偏強。針對印度洋增暖與西北太平洋反氣旋異常,xie等[11]認為熱帶印度洋增暖導致的Kelvin波異常是西北太平洋反氣旋異常在夏季的維持起到重要作用。

南亞高壓是東亞對流層上層最強而穩(wěn)定的環(huán)流系統(tǒng),其位置和強度變化與東亞上空環(huán)流和降水異常有密切的聯(lián)系。張瓊等[12]和彭麗霞等[13]發(fā)現(xiàn),同期熱帶印度洋海溫異常與南亞高壓強度有很好的關系。劉崎岷等[14]認為,印度洋偏暖時,孟加拉灣上空對流異常偏強,導致潛熱釋放異常,在其西北側產生正的位勢高度場異常,加強了南亞高壓。楊輝等[15]指出了熱帶太平洋-印度洋海溫異常綜合模正位相時,南亞高壓偏弱、偏東偏南。楊建玲等[16]通過模式輸出結果顯示,印度洋偏暖時,孟加拉灣降水異常顯著,其潛熱加熱在大氣中產生Rossby波響應,在高層為正高度場異常,對南亞高壓的加強產生正貢獻。Li等[17]的多個大氣環(huán)流模式集合的結果也再現(xiàn)了熱帶印度洋與南亞高壓的這種聯(lián)系。

綜上所述,印度洋海溫顯著的影響著東亞地區(qū)天氣氣候,尤其值得關注的是其對中國的降水產生的重要影響。然而目前對印度洋海溫增暖變化影響東亞氣候的研究大多側重于夏季,對春季降水的影響研究得比較少,針對這個問題,進一步討論前期印度洋海溫變化和中國春季降水的關系。

1 資料和方法

所使用的資料分別為:（1）英國Hadley中心提供的逐月海表溫度資料,數據的空間分辨率為1.0°×1.0°。（2）年月平均的NCEP/NCAR全球再分析資料。包括海平面氣壓場SLP、位勢高度H、緯向風U、經向風V,相對濕度SHUM。數據的空間分辨率為2.5°×2.5°,垂直方向從1000hPa到10hPa共17個氣壓層。（3）國家氣候中心提供的全國160站點逐月的降水資料。選取資料的時間長度均為1960～2010年。

借助SVD分析討論了前期冬季印度洋海溫與中國春季降水的相關系,通過前期冬季印度洋影響對中國春季降水影響的關鍵區(qū)的海溫變化,挑選出關鍵區(qū)的海溫暖年和冷年,并結合相關分析、合成差值分析方法,對前期冬季印度洋海溫對我國春季的降水影響做系統(tǒng)深入的探討和研究。文中的冬季指的是前一年的12月和當年的1月和2月,春季指的是3～5月。

2 前期冬季印度洋海溫對中國春季降水的影響

前期印度洋海溫異常變化與中國的降水有著非常密切的聯(lián)系,為了具體的找出印度洋影響中國海溫的最顯著區(qū)域,即影響的關鍵區(qū)。以前期冬季印度洋（40°S～30°N）的海溫作為SVD左場,以后期春季全國160個站點的降水作為SVD右場。段取時間從1960～2010年,共51年。表1給出了SVD前3個模態(tài)分析結果,可以看到,前3個模態(tài)的方差貢獻率分別為67.92%,12.59%,5.33%,第1模態(tài)的方差貢獻超過了65%,揭示了兩者之間關系的絕大部分信息,因此主要集中對第1模態(tài)進行詳細的分析研究。從左右場的相關關系結果可以看到,前3個模態(tài)相關系數值分別為0.74,0.68,0.68,均通過了0.01的顯著性信度檢驗,說明兩者之間有著非常強的相關性。

表1 1960～2010年前期冬季海溫和春季降水的SVD前3個模態(tài)分析結果

圖1給出了印度洋冬季海表溫度和后期春季降水分析第一耦合模態(tài)左、右異性相關系數空間分布圖和時間系數圖。從圖1a可以看到,整個印度洋區(qū)域主要為正的相關區(qū)域,僅在印度洋西南部（40°S～30°S,40°E～70°E）的部分地區(qū)有弱的負相關,并且沒有通過顯著性信度檢驗。對于絕大部分正相關區(qū)域,都非常顯著,幾乎都通過了0.05的顯著性信度檢驗,在熱帶印度洋（20°S～20°N）的大部分地區(qū)甚至超過了0.01的顯著性信度檢驗,并且在南印度洋（20°S～40°S）,顯著的正相關區(qū)域隨著經度的增加向南延伸。從右場相關系數空間分布圖可以看到（圖1b）,顯著的正相關區(qū)域主要分布在西北和華北地區(qū),在全國除了在西南的東部地區(qū)有少數站點的負相關分布外,其他也幾乎為正的相關分布,在華中、華東及長江中下游等地正相關分布也較為明顯,說明前期冬季印度洋海溫的升高可能會導致這些地區(qū)降水增多。從時間系數變化分析可以知道（圖1c）,左、右場基本呈一致的變化趨勢,并且具有非常明顯的年代際變化特征,在1982年之前時間系數主要以負相位為主,對應冬季海溫整體偏低,使得中國后期春季大部分地區(qū)降水偏少,尤其是華北、華中、華南及西北地區(qū);而在1983年之后時間系數主要以正相位變化為主,對應冬季海溫整體偏高,這樣有利于中國絕大多數降水的增多。

前面分析知道,前期冬季印度洋海溫影響中國春季降水的最明顯區(qū)域范圍約在20°S～20°N,40°E～120°E,即熱帶印度洋。因此,將這個區(qū)域定義為影響降水的關鍵區(qū),通過對關鍵區(qū)內海溫做區(qū)域平均計算,結果見圖2a?？梢园l(fā)現(xiàn),冬季關鍵區(qū)內海溫平均值為27.56℃,并且具有非常明顯的年代際變化特征,20世紀80年代中期之前主要表現(xiàn)為低于平均值,80年代之后主要表現(xiàn)為高于平均值。為了去除年代際變化特征,將關鍵區(qū)區(qū)域平均的原始海溫時間序列減去趨勢時間序列,再將其進行標準化,結果見圖2b。為了較好地反映出印度洋海溫的異常,更加均勻的區(qū)分冷暖年,以0.7的標準化值為基準,將高于這個值稱為關鍵區(qū)內暖年;將低于這個值稱為關鍵區(qū)冷年。統(tǒng)計得出關鍵區(qū)暖年分別為1964年,1969年,1970年,1973年,1978年,1983年,1988年,1998年,2003年,2010年,共10年;關鍵區(qū)冷年分別為1965年,1968年,1971年,1972年,1974年,1976年1982年,1993年,1997年,2001年,2006年,2008年,共12年。

圖1 印度洋冬季海表溫度和后期春季降水分析第一耦合模態(tài)（陰影區(qū)表示通過了0.05的顯著性信度檢驗）

圖2 關鍵區(qū)區(qū)域平均的海溫時間變化序列及去除趨勢線的標準化時間序列

為了具體的分析前期冬季關鍵區(qū)內海溫變化與中國后期春季降水之間的關系,圖3給出前期冬季關鍵區(qū)區(qū)域平均海溫去除趨勢的標準化距平與中國春季降水的相關,可以看到,整個區(qū)域主要變現(xiàn)為正的相關,顯著的正相關區(qū)域主要分布在華北、華中、華東部分地區(qū)及西北的新疆地區(qū),而負相關區(qū)域主要分布在西南東部往南到華南西部等少數地區(qū),并且沒有通過顯著性信度檢驗?？偟亩?說明前期冬季關鍵區(qū)海溫的異常增高（降低）,會造成后期春季華北往南到華中、華東及西北的新疆地區(qū)的降水明顯增多（減少）,西南的四川、貴州及華南的廣西等地降水會有所減少（增多）。

前期冬季關鍵區(qū)內海溫的異常變化能夠對中國后期降水產生非常明顯的影響。因此,前期冬季的關鍵區(qū)暖年和冷年對后期降水影響的差異性還需要進一步的深入研究分析。圖4給出了前期冬季關鍵區(qū)暖年和冷年的中國春季降水差值分布?？梢钥吹?差值分布的結果與圖3相關結果基本上較為一致。在整個區(qū)域主要表現(xiàn)為正的差值,顯著性正的差值主要分布在西北北部及東部、華北及往南到華中、華東,再往南到華南的東部;負的差值主要分布在西南東部往南至華南西部,通過顯著性信度檢驗的區(qū)域相對較小。進一步說明了前期冬季關鍵區(qū)內海溫變化對中國后期春季降水影響主要在華北及往南至華中、華東及華南東部,使得這些地區(qū)降水明顯增多。

圖3 前期冬季關鍵區(qū)內區(qū)域平均海溫去除趨勢的標準化距平與中國春季降水的相關（陰影區(qū)表示通過了0.05的顯著性信度檢驗）

圖4 前期冬季關鍵區(qū)暖年和冷年的春季降水差值分布（單位:mm）（陰影區(qū)表示通過了0.05的顯著性信度檢驗）

3 關鍵區(qū)內海溫異常的對流層環(huán)流變化分析

降水的變化源自于對流層環(huán)流背景的異常,前期冬季海溫變化首先通過對后期對流層環(huán)流系統(tǒng)產生影響,繼而影響中國春季的降水。圖5給出了前期冬季關鍵區(qū)暖年和冷年的春季500hPa位勢高度場差值分布?？梢钥吹?正、負差值分布非常明顯,在40°N以北主要以負的距平為主,顯著的負距平中心位于中國北部的新西伯利亞并一直往東延伸至鄂霍次克海,蒙古高壓減弱,有利于西北冷空氣向中國內陸入侵,但在歐洲東部為顯著的正距平,東歐槽顯著減弱,在35°N以南為一致的正距平控制,并且都通過顯著性信度檢驗。

從前期冬季關鍵區(qū)內海溫暖年和冷年的春季850hPa風場差值分布來看（圖6）,同樣可以看到在東歐為反氣旋性差值中心,中國北部蒙古往北貝加爾湖等地為氣旋性差值中心,中國西北部對應其北風氣流支異常明顯,并且往南到40°N有較弱的東風氣流,冷暖氣流在中國西北部匯合,是造成西北部新疆等地區(qū)降水增多的主要原因。而在東南部和沿海地區(qū)為反氣旋的差值控制,華南東部、華中、華東及華北都為較為一支顯著的南風氣流控制,海洋的暖濕氣流向內陸輸送更為顯著,造成了東部及中部大部分地區(qū)降水增多。

圖5 前期冬季關鍵區(qū)暖年和冷年的春季500hPa位勢高度場差值分布（單位:gpm）（陰影區(qū)表示通過了0.05的顯著性信度檢驗）

圖6 前期冬季關鍵區(qū)內海溫暖年和冷年的春季850hPa風場差值分布（單位:m/s）（陰影區(qū)表示通過了0.05的顯著性信度檢驗）

從前期冬季關鍵區(qū)內海溫暖年和冷年的春季海平面氣壓場差值分布如圖7所示,可以看到,整個區(qū)域主要存在兩個非常明顯的正的差值中心,一個位于歐洲的東北部并往東南方向延伸至貝加爾湖附近,中心差值約為1.8hPa,另一個位于中國東北部及日本海附近并向南延伸。負的差值中心主要位于中國西南東部的貴州、廣西一帶,說明在前期冬季關鍵區(qū)內海溫升高（降低）,西北部和東北部及東部沿海的海平面氣壓是顯著升高（降低）,而西南東部海平面氣壓場顯著減弱（增強）。

上面從風場分析可以知道,海洋上的暖濕空氣在印度洋暖年更有利于吹向中國內陸,使得這些地區(qū)擁有了降水的水汽條件。為了具體地看這些地區(qū)水汽的分布情況,圖8給出了前期冬季關鍵區(qū)內海溫暖年和冷年的春季850hPa相對濕度場差值分布?？梢钥吹?45°N以北主要表現(xiàn)為負的差值分布,并且存在較為顯著的兩個差值中心,分別位于巴爾克什湖和貝加爾湖之間及以南地區(qū)和鄂霍次克海附近,而在45°N以南主要為正的差值分布,尤其是華北及往南到華中、華南及西南的東部,正的差值異常顯著,并且在東南部沿海地區(qū)也呈非常顯著的正相關,進一步驗證了圖6的分析結果,說明關鍵區(qū)海溫異常增高（降低）,內陸的水汽顯著增多（降低）,尤其是華北及往南到華中、華南及西南的東部。

圖7 前期冬季關鍵區(qū)內海溫暖年和冷年的春季海平面氣壓場差值分布（單位:hPa）（陰影區(qū)表示通過了0.05的顯著性信度檢驗）

圖8 前期冬季關鍵區(qū)內海溫暖年和冷年的春季850hPa相對濕度場差值分布（陰影區(qū)表示通過了0.05的顯著性信度檢驗）

4 結束語

首先利用SVD方法找出了前期印度洋冬季海溫影響后期中國春季降水的關鍵區(qū),通過相關分析、合成分析等方法分析了關鍵區(qū)內海溫的異常變化對中國降水影響的差異,并從環(huán)流形勢深入地探討了產生這種影響的內在原因。得到以下主要結論:

（1）前期印度洋冬季海溫影響后期中國春季降水的最明顯區(qū)域范圍主要在 20°S～20°N,40°E～120°E,即文中給出的關鍵區(qū)。前期冬季關鍵區(qū)海溫的異常增高（降低）,會造成后期春季中國華北往南到華中、華東、華南東部及西北的新疆地區(qū)的降水明顯增多（減少）,西南的四川、貴州及華南的廣西等地降水會有所減少（增多）。

（2）與關鍵區(qū)冷年相比,在關鍵區(qū)的暖年,環(huán)流背景反映出東歐槽顯著減弱,北方氣壓顯著降低,蒙古高壓明顯減弱,冷空氣南下更為明顯,而華南東部、華中、華東及華北都為較為一直顯著的南風氣流控制,海洋的暖濕氣流向內陸輸送更為顯著,使得東部及中部大部分地區(qū)水汽較為充沛,形成大面積的降水。

[1] Schott F A,S P Xie,J P McCreary.Indian Ocean circulation and climate variability[J].Reviews of Geophysics,2009:47,RG1002,doi:10.1029/2007RG000245.

[2] 周天軍,宇如聰.20世紀印度洋氣候變率特征分析[J].氣象學報,2001,59:257-270.

[3] 胡開明.熱帶印度洋海溫對西北太平洋和東亞夏季風的影響及其年代際變化[D].北京:中國科學院大氣物理所,2010.

[4] Xie S P,Du G Huang,X T Zheng,et al.Decadal shift in El Nino influences on Indo-western Pacific and East Asian climate in the 1970s[J].Journal of Climate,2010,23:3352-3368.

[5] Huang G,K Hu,S P Xie.Strengthening of tropical Indian Ocean telecomnection to the Northwest Pacific since the mid-1970s:An atmospheric GCM study[J].Journal of Climate,2010,23:5294-5304.

[6] 梁肇寧,溫之平,吳麗姬.印度洋海溫異常和南海夏季風建立遲早的關系.J.耦合分析[J]大氣科學,2006,33（4）:619-634.

[7] 屈俠.熱帶印度洋海溫對南亞高壓年際和年代際變化的影響及其數值模擬[D].北京:中國科學院大氣物理所,2011.

[8] 楊明珠,丁一匯.印度洋海表溫度主模態(tài)及其與亞洲夏季季風的關系[J].氣象學報,2007,65:52-62.

[9] Chang C P,Y Zhang,T Li.Interannual and interdecadal Variations of the East Asian Summer Monsoon and Tropical Pacific SSTs.Part I:Roles of the Subtropical Ridge[J].Journal of Climate,2000a,13:4310-4325.

[10] Yang J,Q Liu,S P Xie,et al.Impact of the Indian Ocean SST basin mode on the Asian summer monsoon.Geophysical Research Letters,2007,34,L02708,doi:10.1029/2006 GL028571.

[11] Xie S P,K Hu,J Hafner,et al.Indian Ocean Capacitor Effect on Indo-Western Pacific climate during the summer following El Nino[J].Journal of Climate.2009,22:730-747.

[12] 張瓊,錢永甫,張學洪.南亞高壓的年際和年代際變化[J].大氣科學,2000,24:67-78.

[13] 彭麗霞,孫照渤.夏季南亞高壓年際變化及其與ENSO的關系[J].大氣科學,2009,33:783-795.

[14] 劉崎明,吳國雄.空間非均勻加熱對副熱帶高壓形成和變異的影響:III.凝結潛熱加熱與南亞高壓及西太平洋副高[J].氣象學報,1999,57:525-538.

[15] 楊輝,李崇銀.熱帶太平洋-印度洋海溫異常綜合模對南亞高壓的影響[J].大氣科學,2005,29:100-110.

[16] 楊建玲,劉秦玉.熱帶印度洋SST海盆模態(tài)的“充電/放電”作用——對夏季南亞高壓的影響[J].海洋學報,2008,30:12-19.

[17] Li S,J Lu,G Huang,et al.Tropical Indian Ocean Basin Warming and East Asian Summer Monsoon:A Multiple AFCM Study[J].Journal of Climate,2008,21:6080-6088.