鄧 琪 趙 平 溫之平 王慧美 王迎春

1.復(fù)旦大學(xué)大氣與海洋科學(xué)系/大氣科學(xué)研究院，上海，200438

2.中國氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京，100081

3.北京市氣象局，北京，100089

1.Department of Atmospheric and Oceanic Sciences ＆ Institute of Atmospheric Sciences，F(xiàn)udan University，Shanghai 200438，China

2.State Key Laboratory of Severe Weather，Chinese Academy of Meteorological Sciences，Beijing 100081，China

3.Beijing Meteorological Administration，Beijing 100089，China

1 引 言

南海夏季風(fēng)是東亞夏季風(fēng)的重要一環(huán)，也是聯(lián)系東亞夏季風(fēng)系統(tǒng)和南亞夏季風(fēng)系統(tǒng)的紐帶。因此，研究南海夏季風(fēng)有重要意義（丁一匯等，2004；李崇銀等，2007；Wang，et al，2018；鮑媛媛，2021）。南海夏季風(fēng)具有明顯的年際變化，其異常往往會(huì)導(dǎo)致中國南海附近地區(qū)發(fā)生旱澇災(zāi)害（吳尚森等，2003；高輝等，2005）。

許多學(xué)者使用不同定義方法建立南海夏季風(fēng)指數(shù)來研究南海夏季風(fēng)的變化特征及其影響因子，一些學(xué)者用對流層上、下層風(fēng)的散度差（李崇銀等，1999）、濕位勢渦度（姚永紅等，2001）定義南海夏季風(fēng)強(qiáng)度指數(shù)，也有一些學(xué)者把動(dòng)力學(xué)因子（西南風(fēng)分量）與熱力學(xué)因子（向外長波輻射）結(jié)合起來定義南海夏季風(fēng)強(qiáng)度指數(shù)（吳尚森等，2001）。研究表明，影響南海夏季風(fēng)強(qiáng)度變化的因子較多，包括青藏高原加熱（Wu，et al，1998；錢永甫等，2003；Zhao，et al，2001；周秀驥等，2009；Liu，et al，2014）、厄爾尼諾-南方濤動(dòng)（El Ni?o-Southern Oscillation，簡稱ENSO）（Wang，et al，2000，2008；Xie，et al，2009；Zhao，et al，2016；Zhang，et al，2018；Jiang，et al，2021；Joseph，et al，2021）、印度洋海溫（Annamalai，et al，2005；Zeng，et al，2021）以及北極濤動(dòng)（Arctic Oscillation，簡稱AO）（Nan，et al，2003；Gong，et al，2011）等。

研究表明，青藏高原積雪可以通過影響局地加熱對大氣環(huán)流和南海夏季風(fēng)產(chǎn)生影響。陳乾金等（2000）指出，冬季青藏高原積雪異?？梢砸鹬袊虾Ｄ喜康貐^(qū)對流活動(dòng)的異常，進(jìn)而影響南海夏季風(fēng)及降水；青藏高原冬、春季積雪可以通過改變地表溫度進(jìn)而影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)的時(shí)間（李青等，2008；于樂江等，2008）。此外，在青藏高原冬、春季積雪偏多時(shí)，青藏高原感熱加熱較弱，造成中南半島與中國南海局部地區(qū)緯向溫度梯度反轉(zhuǎn)時(shí)間偏晚，導(dǎo)致南海夏季風(fēng)爆發(fā)偏晚（周悅等，2011）。

ENSO 作為熱帶海洋在年際變率尺度最顯著的模態(tài)，對南海夏季風(fēng)及降水也有重要影響。例如：南海西南季風(fēng)強(qiáng)弱與ENSO 存在顯著相關(guān)（梁建茵等，2000）； ENSO 可以通過西北太平洋異常海表溫度影響東亞夏季風(fēng)及降水，并在模擬中得到了證實(shí)（Wang，et al，2000）； Zhao 等（2016）和Fan 等（2017）的研究則表明，ENSO 對熱帶太平洋和中國南海海溫年際變率及南海夏季風(fēng)強(qiáng)度都有調(diào)控作用。

由此可見，青藏高原積雪和ENSO 與南海夏季風(fēng)存在密切聯(lián)系。然而，青藏高原積雪和ENSO并不相互獨(dú)立。一方面，青藏高原積雪和大氣熱源對ENSO 有 顯 著 影 響（趙 平 等，2000；Zhao，et al，2007，2009；Nan，et al，2009）；另一方面，赤道東太平洋海溫正異常時(shí)，有利于青藏高原的降雪增多（Zhao，et al，2009；于樂江等，2008）。Jin 等（2018）進(jìn)一步指出，青藏高原積雪可以作為ENSO 信號的“電容器”，對黃河流域的夏季降水產(chǎn)生影響。近年來，海洋和陸地對季風(fēng)的協(xié)同影響受到關(guān)注（Zhao，et al，2016）。關(guān)于青藏高原積雪和ENSO 對南海夏季風(fēng)是否存在協(xié)同影響、如何協(xié)同影響等問題還不清楚。文中采用多種資料對青藏高原積雪和ENSO 對南海夏季風(fēng)降水的單獨(dú)及協(xié)同影響進(jìn)行分析，以揭示其中的物理過程。

2 資料和方法

使用的資料有羅格斯大學(xué)全球積雪實(shí)驗(yàn)室（Rutgers University Global Snow Lab）水平分辨率為2°×2°的積雪面積資料（Jin，et al，2018）、英國氣象 局 哈 得 來 中 心（British Meteorological Office Hadley Center）水平分辨率為 1°×1°的逐月全球海表溫度資料（Rayner，et al，2003）、美國國家海洋和大 氣 管 理 局（National Oceanic and Atmospheric Administration，簡稱NOAA）氣候預(yù)測中心（the ClimatePredictionCenter）水平分辨率為2.5°×2.5°的 逐 月 降 水（Merged Analysis of Precipitation，CMAP）資料（Xie，etal，1997）、全球降水氣候計(jì)劃（theGlobalPrecipitationClimatologyProjectversion2.1，GPCP）水平分辨率為2.5°×2.5°的逐月降水資料（Alexander，etal，2002）、歐洲中期天氣預(yù)報(bào) 中 心（ European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，簡 稱ECMWF）水 平 分 辨 率 為0.25°×0.25°的第5 代再分析（ERA-5）土壤濕度資料（Hersbach，etal，2016）以及美國環(huán)境預(yù)報(bào)中心（NationalCenterforEnvironmentalPrediction，簡稱NCEP）和美國國家大氣研究中心（National CenterforAtmosphereResearch，簡稱NCAR）水平分辨率均為2.5°×2.5°的全球格點(diǎn)再分析高度、緯向風(fēng)、經(jīng)向風(fēng)和向外長波輻射（OLR）資料（Kalnay，etal，1996）。

研究時(shí)段為1980—2018 年，夏季為6—8 月平均。由于南海夏季風(fēng)期間盛行西南風(fēng)，并伴隨著OLR 所表征的對流活動(dòng)有爆發(fā)性增長，因此文中采用吳尚森等（2001）定義的南海夏季風(fēng)指數(shù)（ Is），Is通過標(biāo)準(zhǔn)化的西南風(fēng)和OLR 描述南海夏季風(fēng)強(qiáng)度：

式中， Vsw=(u+v)/為南海區(qū)域850hPa 夏季平均風(fēng)在西南方向上的投影，R 為夏季平均的OLR，和為夏 季 的多 年 平均 值， σsw和 σr為 Vsw和R 的標(biāo)準(zhǔn)差。根據(jù)文獻(xiàn)（吳尚森等，2001）， Is的物理意義是，南海夏季風(fēng)的強(qiáng)弱可用西南風(fēng)的大小和對流的強(qiáng)弱來表示，并且西南風(fēng)越大（?。?，OLR 值越?。ù螅?，對流活動(dòng)越強(qiáng)（弱），則南海夏季風(fēng)越強(qiáng)（弱），將中國南海季風(fēng)區(qū)定義為（10°—20°N，110°—120°E）。

由于主要針對南海夏季風(fēng)年際變率開展研究，因此對南海夏季風(fēng)強(qiáng)度指數(shù)進(jìn)行去趨勢處理。采用相關(guān)、偏相關(guān)、多變量線性回歸以及合成分析方法來分析前期青藏高原積雪和ENSO 兩個(gè)因子對南海夏季風(fēng)強(qiáng)度的獨(dú)立和協(xié)同影響。采用學(xué)生t 檢驗(yàn)方法（魏鳳英，1999）判斷相關(guān)和合成結(jié)果的顯著性。

3南海夏季風(fēng)年際變化以及與青藏高原積雪和ENSO 的關(guān)系

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3.1 南海夏季風(fēng)年際變化

圖1 為去掉線性趨勢后的南海夏季風(fēng)指數(shù)（以下簡稱 Is指數(shù)）變化特征。從圖中可以看出，南海夏季風(fēng)強(qiáng)度存在明顯的年際變化。參考吳尚森等（2001）的方法，選擇南海夏季風(fēng)指數(shù)Is≥1.5 作為強(qiáng)南海夏季風(fēng)年（1981、1984、1985、1994、2001、2012 和2018 年，共7a），Is≤?1.5 作為弱南海夏季風(fēng)年（1980、1983、1988、1996、1998 和2015 年，共6a）。對 Is高、低年的環(huán)流和降水的異常進(jìn)行合成差異分析（圖2），以探討南海夏季風(fēng)強(qiáng)、弱年對應(yīng)的環(huán)流特征。

為了與青藏高原積雪及ENSO 高、低指數(shù)合成年相對應(yīng)，考慮到 Is與兩者的負(fù)相關(guān)關(guān)系，因此，合成南海夏季風(fēng)指數(shù)低、高年的環(huán)流場差值。當(dāng) Is偏低時(shí)，在對流層低層（850hPa）從中國南海到熱帶西太平洋上空出現(xiàn)反氣旋式環(huán)流異常，其中心位于中國南海北部，正位勢高度異常為2gpm，OLR 為較高的正異常，對應(yīng)著對流活動(dòng)較弱（圖2a）；此時(shí)，中國南海地區(qū)降水偏少，整體降水異常值超過?3mm/d（圖2d），這與丁一匯等（2004）的研究結(jié)果一致。該反氣旋性環(huán)流異常也出現(xiàn)在對流層中上層（圖2b、c），并且200hPa 上該反氣旋環(huán)流異常位于華南地區(qū)（圖2c），呈現(xiàn)出隨高度升高向北傾斜的結(jié)構(gòu)。

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圖11980—2018 年去掉線性趨勢后南海夏季風(fēng)指數(shù)（ Is）的時(shí)間序列（黑色實(shí)線分別表示1.5 和?1.5）Fig.1Time series of the South China Sea summer monsoonindex（ Is）during1980—2018afterthelineartrend is removed （ black solid lines represent 1.5 and ?1.5，respectively）

圖2南海夏季風(fēng)指數(shù)低、高年（Is， 低?高）合成的夏季大氣環(huán)流和降水差異（a.850hPa風(fēng)場（箭矢，單位：m/s）、位勢高度場（黑色等值線，單位：gpm）和向外長波輻射（色階，單位：W/m2），b.500hPa風(fēng)場（箭矢，單位：m/s）和位勢高度場（色階，單位：gpm），c.200hPa風(fēng)場（箭矢，單位：m/s）和位勢高度場（色階，單位：gpm），d.降水場（單位：mm/d，等值線為GPCP降水量，色階為CMAP降水量）；打點(diǎn)區(qū)域表示達(dá)到95%顯著性水平）Fig.2Compositedifferencesofsummeratmosphericcirculationandprecipitationbetweentheyearsoflow-Is andhigh-Is（a）850hPahorizontalwind（vectors，unit：m/s），geopotentialheight（contours，unit：gpm）andoutgoinglongwaveradiation（shaded，unit：W/m2）；（b）500hPahorizontalwind（vectors，unit：m/s）andgeopotentialheight（shaded，unit：gpm）；（c）sameas（b）butfor200hPa；（d）precipitation（unit：mm/d，contoursdenoteGPCPprecipitation，shadingsdenoteCMAPprecipitation）（Dotted areasindicatethedifferencesaresignificantatthe95%confidencelevel）

3.2 南海夏季風(fēng)年際變率與青藏高原積雪、海溫的關(guān)系

計(jì)算表明，前冬青藏高原（以下簡稱高原）積雪與Is 不存在顯著相關(guān)。春季，高原積雪與Is呈現(xiàn)東-西相反的顯著相關(guān)關(guān)系。高原西部，最大相關(guān)系數(shù)達(dá)到?0.31，東部最大相關(guān)系數(shù)為0.26，均通過了90%的顯著性t檢驗(yàn)。圖3給出了Is高、低年合成的春季積雪面積分布及其差值場。從該圖可以看到，當(dāng)南海夏季風(fēng)偏強(qiáng)（弱）時(shí)，青藏高原春季積雪均主要出現(xiàn)在西部和東南部，形成兩個(gè)積雪中心。通過差值場可以看出，南海夏季風(fēng)偏弱時(shí)，在青藏高原西部（32°—38°N，76°—81°E）存在正異常積雪中心，東部（30°—34°N，96°—103°E）存在負(fù)異常積雪中心，并且通過90%的顯著性t檢驗(yàn)（圖3c）。因此，本研究定義春季高原積雪指數(shù)（ ITPSC）為春季西部（32°—38°N，76°—81°E）區(qū)域平均積雪面積異常的標(biāo)準(zhǔn)化序列與東部（30°—34°N，96°—103°E）區(qū)域平均積雪面積異常的標(biāo)準(zhǔn)化序列之差。

式中，Sw和 Se分別為春季高原西部和東部的平均積雪 面 積，和分 別 為Sw和 Se的 多 年 平 均，σw和σe分 別 為Sw和 Se的 標(biāo) 準(zhǔn) 差。春 季 ITPSC與Is的 相 關(guān) 系數(shù)為?0.38，通過了95%的顯著性t檢驗(yàn)，很明顯用高原積雪西部和東部的差值指數(shù)能更好地反映與南海夏季風(fēng)強(qiáng)度的關(guān)系。

當(dāng) ITPSC偏 大時(shí)，在對流層低層（850hPa），從中國南海到熱帶西太平洋上空出現(xiàn)反氣旋性環(huán)流異常，正位勢高度異常為1gpm，OLR為正異常，對應(yīng)著對流活動(dòng)較弱（圖4a）；此時(shí)，中國南海地區(qū)降水偏少，降水異常值總體上在?1mm/d左右（圖4b）。

圖4 高原積雪指數(shù)低、高年 （ I TPSC，高?低） 合成的夏季大氣環(huán)流和降水差異 （a .850 hPa 風(fēng)場 （箭頭，單位：m/s）、位勢高度場（等值線，單位：gpm） 和向外長波輻射 （色階，單位：W/m2）， b.降水場 （單位：mm/d），等值線為GPCP 降水量，色階為CMAP 降水量；打點(diǎn)區(qū)域表示達(dá)到95%顯著性水平）Fig.4 Composite differences of summer atmospheric circulation and precipitation between the years of high- ITPSC and low-ITPSC（a.850 hPa horizontal wind （vectors，unit：m/s），geopotential height （contours， unit：gpm） and outgoing longwave radiation（shadings，unit：W/m2），b.precipitation （unit：mm/d，contours denote GPCP precipitation，shadings denote CMAP precipitation）；dotted areas indicate the differences significant at the 95% confidence level）

圖5給出了Is與前期秋季、冬季和春季以及同期夏季海表溫度（SeaSurfaceTemperature，SST）的相關(guān)系數(shù)，結(jié)果表明：Is和前期冬季赤道中東太平洋SST 呈現(xiàn)明顯的負(fù)相關(guān)，相關(guān)系數(shù)?0.4 的范圍向西延伸至160°W（圖5b），前期秋季相關(guān)系數(shù)超過?0.4 的區(qū)域相比于前期冬季有所縮?。▓D5a）；隨后的春、夏季這種負(fù)相關(guān)關(guān)系逐漸減弱，春季赤道中東太平洋SST 與Is的相關(guān)系數(shù)總體在?0.3 左右（圖5c），夏季二者的相關(guān)系數(shù)已經(jīng)明顯減小，并且范圍縮小南移（圖5d）。因此，選取冬季海溫關(guān)鍵區(qū)域（5°S—5°N，140°—90°W）的區(qū)域平均海溫異常作為表征ENSO 的指數(shù)，即ENSO 指數(shù)（IENSO）。

圖 5 1980—2018 年 Is與海表溫度相關(guān)系數(shù)的空間分布 （a.前期秋季， b.前期冬季， c.前期春季， d.同期夏季；點(diǎn)區(qū)表示達(dá)到95%顯著性水平）Fig.5 Spatial distribution of correlation coefficient between Is and sea surface temperature during 1980—2018 （a.preceding autumn，b.preceding winter，c.preceding spring，d.concurrent summer；dotted areas are for differences significant at the 95% confidence level）

4 青藏高原春季積雪和ENSO 對南海夏季風(fēng)的協(xié)同影響

由于青藏高原春季積雪和ENSO 并不是完全獨(dú)立的，因此在分析兩者各自與南海夏季風(fēng)的關(guān)系時(shí)，需把另外一者的影響剔除。利用線性擬合去除法（胡淼等，2012），去除ENSO 的影響得到高原積雪獨(dú)立變化指數(shù)（ ITPSC_I），與原始的積雪指數(shù)相關(guān)系數(shù)為 0.89（通過99.9%的顯著性t 檢驗(yàn)），說明仍然能很好地反映高原春季積雪的變化特征。采用同樣的方法，也計(jì)算了ENSO 的獨(dú)立變化指數(shù)（ IENSO_I）。用原始 ITPSC和 IENSO通過二元回歸至 Is擬合的 Iss代表了高原積雪與ENSO 對南海夏季風(fēng)的協(xié)同貢獻(xiàn)，并定義為積雪-ENSO 協(xié)同指數(shù)，公式為：

式中，x1、x2分別為 ITPSC和 IENSO， r1和 r2分別為 x1、x2標(biāo)準(zhǔn)化回歸至 Is的回歸系數(shù)，數(shù)值分別為0.77和0.50，b 為常數(shù)項(xiàng)。

4.1 高原積雪和ENSO 與南海夏季風(fēng)強(qiáng)度指數(shù)的協(xié)同關(guān)系

表1 給出了高原積雪和ENSO 與南海夏季風(fēng)指數(shù)的相關(guān)系數(shù)、偏相關(guān)系數(shù)以及積雪-ENSO 協(xié)同指數(shù)（ Iss） 與 Is的相關(guān)系數(shù)。其中 ITPSC和 Is的相關(guān)系數(shù)為?0.38（通過95%的顯著性t 檢驗(yàn)），在剔除ENSO 影響之后，兩者的偏相關(guān)系數(shù)為?0.27（通過90%的顯著性t 檢驗(yàn)）； IENSO和 Is的相關(guān)系數(shù)為?0.47（通過99%的顯著性t 檢驗(yàn)），在剔除高原積雪的影響之后，兩者的偏相關(guān)系數(shù)為?0.39（通過95%的顯著性t 檢驗(yàn)），而 Iss與 Is的相關(guān)系數(shù)為?0.55（通過99.9%的顯著性t 檢驗(yàn)）。上述結(jié)果表明，無論是 ITPSC或 是 IENSO都與南海夏季風(fēng)強(qiáng)度指數(shù)存在顯著的負(fù)相關(guān)，在去掉另外一者的作用后，它們與 Is的負(fù)相關(guān)關(guān)系都有所減弱，而兩者協(xié)同的作用則加強(qiáng)了與南海夏季風(fēng)強(qiáng)度的關(guān)系。

表 1 高原積雪指數(shù)（ I TPSC） 、ENSO 指數(shù)（ I ENSO ）與 I s 的相關(guān)、偏相關(guān)系數(shù)以及積雪-ENSO 協(xié)同指數(shù)（ Iss ） 與 Is 的相關(guān)系數(shù)Table 1 Correlation and partial correlation coefficients between I TPSC， I ENSO and I s as well as correlation coefficient between Iss and Is

4.2 高原積雪和ENSO 對南海夏季風(fēng)環(huán)流、降水的協(xié)同影響

為了探究高原積雪和ENSO 各自以及協(xié)同作用下與南海夏季風(fēng)環(huán)流、降水的關(guān)系，選取ITPSC_I最高的5 a（1982、1983、1989、1993 和1996 年）為積雪偏多年，最低的5 a（2000、2004、2006、2016 和2018 年）為積雪偏少年，進(jìn)行差值場合成。IENSO_I偏高的5 a 有1983、1992、1998、2010 和2016 年；偏低的5 a 有1985、1989、2000、2008 和2011 年。Iss偏高的5 a 有1982、1983、1992、1998 和2016 年；偏低的5 a 有2000、2006、2008、2012 和2018 年。

4.2.1 青藏高原春季積雪對南海夏季風(fēng)環(huán)流的影響

錢永甫等（2003）指出，青藏高原及其鄰近地區(qū)的積雪異常首先通過融雪改變土壤濕度和地表溫度，進(jìn)而改變地面到大氣的熱量、水汽交換。通過合成積雪獨(dú)立指數(shù)高、低年土壤濕度和500 hPa 溫度差值場可以得到：高原春季積雪指數(shù)偏大時(shí)，同期高原西部積雪偏多，東部積雪偏少，使土壤濕度呈現(xiàn)“西高-東低”的異常分布，西部土壤濕度異常偏高可以持續(xù)到夏季（通過90%的顯著性t檢驗(yàn)）（圖6a）。西部積雪異常偏多使得500 hPa 高原西部氣溫從春末開始出現(xiàn)負(fù)異常，一直持續(xù)到夏季，并向東擴(kuò)展（圖6b）。

圖6 高原積雪獨(dú)立指數(shù)高、低年 （ I TPSC_I，高?低） 合成的（a）土壤濕度 （單位：m3/m3） 差異沿著34°N 的時(shí)間-經(jīng)度剖面和（b）500 hPa 溫度 （單位：℃） 差異沿點(diǎn) （40°N，60°E） 到點(diǎn)（10°N，150°E） 的時(shí)間-空間剖面 （點(diǎn)區(qū)表示差異達(dá)到90%顯著性水平）Fig.6 （a） Time-longitude cross-section of composite soil moisture differences （unit：m3/m3） between the years of high-ITPSC_I and low- I TPSC_I along 34°N and （b） time-spatial cross-section of composite 500 hPa temperature differences （unit：℃）from the point （40°N，60°E） to point （10°N，150°E）（Dotted areas indicate the differences significant at the 90% confidence level）

對ITPSC_I高、低年的夏季溫度和垂直運(yùn)動(dòng)進(jìn)行合成差異分析，從點(diǎn)（60°N，60°E）到點(diǎn)（EQ，120°E）的剖面（圖7）可以看到：對應(yīng)著春季高原西部積雪偏多并持續(xù)到夏季，夏季高原西部200 hPa 以下溫度降低（圖7a），氣柱變冷收縮，因此在高原西部總體上呈現(xiàn)異常的下沉運(yùn)動(dòng)，有高度場負(fù)異常中心存在，異常下沉的氣流向外輻散到中國南海地區(qū)（圖7b），有助于南海季風(fēng)區(qū)（10°—20°N，110°—120°E）出現(xiàn)正高度場異常，并伴隨著反氣旋異常環(huán)流，抑制了夏季中國南海地區(qū)的對流活動(dòng)，造成南海夏季風(fēng)強(qiáng)度偏低，降水減少；而積雪偏少時(shí)則情況相反。

圖7 ITPSC_I高、低年合成的夏季 （a） 溫度 （色階，單位：℃）、位勢高度 （等值線，單位：gpm） 和（b）垂直環(huán)流差異 （箭矢，水平風(fēng)，單位：m/s，垂直速度乘以?10） 沿點(diǎn) （60°N，60°E） 到點(diǎn)（EQ，120°E） 的垂直剖面Fig.7 Oblique sections for composite differences between the years of high- I TPSC_I and low- I TPSC_I cases from the point（60°N，60°E） to point （EQ，120°E）：（a） temperature （shaded，unit：℃），geopotential height （contours，unit：gpm） and （b）vertical circulation （vectors，horizontal，unit：m/s，vertical speed is multiplied by ?10）

4.2.2 ENSO 對南海夏季風(fēng)環(huán)流的影響

Xie 等（2009）研究表明，厄爾尼諾會(huì)導(dǎo)致印度洋海溫異常偏高，并持續(xù)到夏季，而夏季印度洋會(huì)充當(dāng)ENSO 的“電容器”，延長ENSO 的影響。從IENSO_I和海溫的相關(guān)系數(shù)分布上看，IENSO_I與冬季印度洋海溫呈現(xiàn)顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)基本在0.7 以上（圖8a），與春季印度洋海溫的相關(guān)系數(shù)進(jìn)一步提高，相關(guān)系數(shù)超過0.8 的區(qū)域擴(kuò)大（圖8b）。IENSO_I與冬季西北太平洋海溫呈現(xiàn)顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)基本在?0.5 左右（圖8a），與春季西北太平洋海溫的負(fù)相關(guān)關(guān)系減弱（圖8b）。并且，印度洋春季海溫與夏季該地區(qū)海溫的相關(guān)系數(shù)為0.88（通過99.9%的顯著性t檢驗(yàn)），指示著春季產(chǎn)生的海溫異常可以持續(xù)到夏季。

圖8 1980—2018 年海表溫度與ENSO 獨(dú)立指數(shù)（ IENSO_I）相關(guān)系數(shù)的空間分布 （a.前期冬季， b.春季；點(diǎn)區(qū)表示差異達(dá)到99%顯著性水平）Fig.8 Spatial distributions of correlation coefficients between sea surface temperature and independent ENSO index （I ENSO_I）during 1980—2018 （a.preceding winter，b.spring； dotted areas indicate the differences significant at the 99% confidence level）

Wang 等（2000）研究指出，厄爾尼諾有利于西北太平洋反氣旋異常的產(chǎn)生和維持，并且可以從厄爾尼諾冬季維持至次年春季。由合成的Is低、高年的前期冬季、春季和同期夏季SST 以及風(fēng)場的異常（圖9）可見，在南海夏季風(fēng)偏弱年的前期冬季，西北太平洋反氣旋出現(xiàn)在赤道附近，西北太平洋海溫異常偏低，印度洋海溫異常偏高，總體異常值為0.4℃（圖9a）；春季，該異常反氣旋的位置逐漸向其東北部（20°—30°N，130°—170°E）移動(dòng)，反氣旋前端的海溫異常有所減弱（圖9b）；到夏季，西北太平洋地區(qū)的負(fù)海溫異常很弱，但是印度洋地區(qū)海溫偏高程度明顯，與前文春季印度洋變暖且持續(xù)到夏季的結(jié)果一致。Xie 等（2009）研究指出，印度洋變暖會(huì)使對流層溫度通過深對流中的濕熱調(diào)整而上升（圖略），引起西北太平洋地區(qū)的東北風(fēng)異常。因此，前期冬季赤道中東太平洋SST 偏高使得夏季印度洋變暖，通過引起西北太平洋的東北風(fēng)異常，進(jìn)而導(dǎo)致異常反氣旋位于西北太平洋以及中國南海地區(qū)（10°—25°N，110°—170°E）（圖9c），抑制中國南海地區(qū)的對流活動(dòng)。

4.2.3 積雪-ENSO 對南海夏季風(fēng)環(huán)流、降水的協(xié)同作用

圖10 是ITPSC_I、IENSO_I以 及Iss在 高、低 年 合 成 的風(fēng)及位勢高度的差值場，從圖中可以看到，夏季200 hPa，高原東南部有反氣旋環(huán)流異常（圖10a）；該反氣旋異常在對流層中低層范圍擴(kuò)大，850 hPa正位勢高度異常中心異常值為1.25 gpm 左右，異常反氣旋帶來的西南風(fēng)和異常東北風(fēng)在長江流域匯聚（圖10b、c）。IENSO_I偏大時(shí)，30°N 以南地區(qū)有正位勢高度異常（圖10d）；500 hPa 中國南海北部出現(xiàn)反氣旋異常環(huán)流，低層位于中國南海東北部到西太平洋上空（10e、f），與前面的研究結(jié)果（圖9）一致?？傮w上看，青藏高原春季積雪對夏季中高緯度陸地的氣旋性異常環(huán)流貢獻(xiàn)更大，而ENSO 則主要作用于低緯度地區(qū)。

圖9 Is 低、高年 （低?高） 合成的海表溫度 （色階，單位：℃） 和表面風(fēng)場 （箭頭，單位：m/s） 差異 （a.前期冬季， b.前期春季， c.同期夏季）Fig.9 Composite differences of sea surface temperature （shaded，unit：°C） and surface horizontal wind （vectors，unit：m/s）between the years of low- Is and high- Is （a.preceding winter，b.preceding spring， c.concurrent summer）

很明顯，在積雪-ENSO 的協(xié)同作用下， 200 hPa上，夏季25°N 以北的地區(qū)存在氣旋環(huán)流異常，中國南海西北部（15°—25°N，100°—120°E）出現(xiàn)反氣旋環(huán)流異常。相對積雪單獨(dú)影響的情況（圖10a），在積雪-ENSO 協(xié)同作用下，反氣旋環(huán)流異常的程度更強(qiáng)，位置更靠近中國南海西北部上空（圖10g），對應(yīng)著圖2c 中南海夏季風(fēng)偏弱時(shí)的高層華南地區(qū)反氣旋異常環(huán)流； 500 hPa 上，中國東北部以及日本海地區(qū)出現(xiàn)異常氣旋環(huán)流，200 hPa 的異常反氣旋環(huán)流同樣存在于中國南海西北部、華南地區(qū)，正位勢高度場異常中心值為2 gpm（圖10h），與之前南海夏季風(fēng)弱、強(qiáng)年合成的500 hPa 反氣旋異常環(huán)流分布類似（圖2b）。

圖10 ITPSC_I高、低年 （高?低） 合成的夏季風(fēng)場 （箭矢，單位：m/s） 和位勢高度 （色階，單位：gpm） 差異 （a.200 hPa， b.500 hPa，c.850 hPa）。（d—f）同（a—c），但為 IENSO_I ，（g—i）為 Iss（打點(diǎn)區(qū)域通過90%的顯著性t 檢驗(yàn)，黑色曲線為高原地區(qū)）Fig.10 Composite differences of horizontal wind （vectors，unit：m/s） and geopotential height （shaded，unit：gpm） between the years of high- ITPSC_I and low- ITPSC_I （a.200 hPa， b.500 hPa，c.850 hPa），（d—f） same as （a—c） but for IENSO_I and （g—i） forIss（Dotted areas indicate the differences significant at the 90% confidence level，and the black curve denotes the TP area）

積雪-ENSO 協(xié)同作用使得低層850 hPa 出現(xiàn)與圖2a 相似的分布，即一個(gè)異常的反氣旋環(huán)流出現(xiàn)在中國華南地區(qū)東部、中國南海到熱帶西太平洋上空，中心位于中國南海北部地區(qū)，位勢高度正異常值為2 gpm 左右，而日本海地區(qū)存在一個(gè)異常氣旋（圖10i）。這進(jìn)一步印證了表1 給出的高原積雪和ENSO 的協(xié)同作用會(huì)加強(qiáng)對南海夏季風(fēng)的影響，即當(dāng)Iss偏高時(shí)，夏季中國南海上空850 hPa 的反氣旋環(huán)流異常更明顯，更加抑制中國南海地區(qū)的對流活動(dòng)，比二者單獨(dú)對其的影響要大（圖10c、f）。同時(shí)，中國南海地區(qū)異常反氣旋帶來的西南風(fēng)和日本海地區(qū)異常氣旋帶來的東北風(fēng)在長江流域匯聚（圖10i）。

ITPSC_I偏高時(shí)，夏季中國東部降水主要表現(xiàn)為長江流域降水增多，異常中心在1.5 mm/d 以上，中國南海地區(qū)降水量減少（圖11a）；IENSO_I偏高時(shí)，長江南部降水量異常偏多，但總體異常程度小于圖11a所示情況，中國南海地區(qū)降水量減少主要出現(xiàn)在靠近西北太平洋的地區(qū)，降水量異常值為?1 mm/d（圖11b）。圖11c 是Iss高、低指數(shù)年GPCP 降水差值場，可以看到：中國東部長江流域降水增多，華南、中國南海以及熱帶西太平洋地區(qū)的降水減少，總體異常達(dá)到?2 mm/d，主要集中在中國南海北部，對應(yīng)著圖10i 中中國南海北部的反氣旋環(huán)流異常。從二者（圖11d、e）單獨(dú)影響的角度上看，相比GPCP 降水差值場，CMAP 長江流域正降水異常范圍有一定的縮小，中國南海地區(qū)負(fù)降水量異常增強(qiáng)；在協(xié)同作用下，利用CMAP資料得到的長江流域正降水異常程度有所減弱，華南、中國南海地區(qū)異常降水量數(shù)值有明顯增大，負(fù)降水量異常主要出現(xiàn)在中國南海地區(qū)東北部（圖11f），類似于圖2d。

圖11 （a） ITPSC_I高 、低年 （高?低） 合成的GPCP 降水量差異 （單位：mm/d），（b—c）同（a），但分別為 IENSO_I 和 Iss；（d—f） 同（a—c），但為CMAP 降水資料 （打點(diǎn)區(qū)域表示達(dá)到90%顯著性水平，黑框?yàn)橹袊虾＜撅L(fēng)區(qū)）Fig.11 （a） Composite differences of GPCP precipitation （unit：mm/d） between the years of high- I TPSC_I and low- ITPSC_I；（b—c） same as （a） but for IENSO_I and Issrespectively； （d—f） same as （a—c） but for CMAP precipitation （Dotted areas indicate the differences significant at the 90% confidence leve，and black box denotes the South China Sea monsoon area）

5 結(jié)論與討論

南海夏季風(fēng)作為東亞夏季風(fēng)的重要組成部分，其年際變化受到青藏高原積雪、ENSO 等因子的調(diào)控。研究了二者對南海夏季風(fēng)的協(xié)同影響，結(jié)果如下：

（1）青藏高原春季積雪、ENSO 與南海夏季風(fēng)強(qiáng)度指數(shù)（Is）都存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，但是相關(guān)系數(shù)均不到?0.48，而二者的協(xié)同作用對Is的影響增強(qiáng)，相關(guān)系數(shù)可以達(dá)到?0.55。

（2）青藏高原春季積雪西部偏多、東部偏少時(shí)，高原土壤濕度也呈現(xiàn)“西高-東低”的異常分布，土壤濕度可以從春季持續(xù)到夏季，導(dǎo)致高原西部夏季對流層溫度偏低，出現(xiàn)異常下沉氣流，并向外輻散使得中國南海地區(qū)為反氣旋異?？刂疲瑢α鲗又械蛯訉α骰顒?dòng)被抑制。此外，赤道中東太平洋海溫異常偏高使夏季印度洋海溫異常偏高，對流層溫度異常偏高，在西北太平洋產(chǎn)生東北風(fēng)異常，加強(qiáng)西北太平洋和中國南海上空的反氣旋性環(huán)流異常，抑制了中國南海地區(qū)的對流活動(dòng)，減弱了南海夏季風(fēng)。

（3）在積雪和ENSO 的協(xié)同影響下，中國東部長江地區(qū)存在異常西南風(fēng)與東北風(fēng)的匯聚，降水異常偏多，夏季華南地區(qū)、中國南海上空850 hPa 的反氣旋環(huán)流異常強(qiáng)度變得更強(qiáng)、范圍更大，南海夏季風(fēng)明顯減弱，降水進(jìn)一步減少。

文中只是從統(tǒng)計(jì)學(xué)角度探討了青藏高原春季積雪和ENSO 對南海夏季風(fēng)強(qiáng)度及降水的協(xié)同影響并與它們的獨(dú)自影響進(jìn)行了對比，這一結(jié)果還需要利用數(shù)值試驗(yàn)進(jìn)一步驗(yàn)證。