南海夏季風(fēng)爆發(fā)與熱帶太平洋兩類海溫型關(guān)系的年代際差異

丁碩毅　溫之平　陳文中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所季風(fēng)系統(tǒng)研究中心, 北京0009中山大學(xué)季風(fēng)與環(huán)境中心/大氣科學(xué)系, 廣州5075

南海夏季風(fēng)爆發(fā)與熱帶太平洋兩類海溫型關(guān)系的年代際差異

丁碩毅1, 2溫之平2陳文1
1中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所季風(fēng)系統(tǒng)研究中心, 北京100029
2中山大學(xué)季風(fēng)與環(huán)境中心/大氣科學(xué)系, 廣州510275

丁碩毅，溫之平，陳文. 2016. 南海夏季風(fēng)爆發(fā)與熱帶太平洋兩類海溫型關(guān)系的年代際差異 [J]. 大氣科學(xué), 40 (2): 243?256.Ding Shuoyi, Wen Zhiping, Chen Wen. 2016. Interdecadal change in the relationship between the South China Sea summer monsoon onset and two types of Pacific sea surface temperature anomaly [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (2): 243?256, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1507.15102.

南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期在1993/1994年出現(xiàn)年代際偏早的轉(zhuǎn)變，利用海溫和再分析資料的研究證實(shí)西北太平洋增暖和兩類海溫型的年代際差異可能是導(dǎo)致此種變化的重要成因。進(jìn)一步的研究揭示出在南海夏季風(fēng)爆發(fā)出現(xiàn)年代際變化的背景下，南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與太平洋海溫的關(guān)系也出現(xiàn)明顯的變化：1993/1994年之前的第一年代東太平洋（EP）型海溫異常起主導(dǎo)作用，而1993/1994年之后的第二年代兩類海溫型均影響了季風(fēng)爆發(fā)，但以中太平洋（CP）型海溫異常為主。第一年代，東太平洋型增溫（EPW）通過抑制西北太平洋—孟加拉灣的對(duì)流活動(dòng)，在菲律賓海、孟加拉灣西部激發(fā)出兩個(gè)距平反氣旋，使越赤道氣流建立偏晚、孟加拉灣低槽填塞、西北太平洋副熱帶高壓增強(qiáng)，進(jìn)而導(dǎo)致南海夏季風(fēng)爆發(fā)偏晚，且其影響可從4月維持到5月；而中太平洋型增溫（CPW）對(duì)季風(fēng)爆發(fā)前期的流場(chǎng)無顯著影響。第二年代， CPW通過抑制菲律賓—孟加拉灣東部的對(duì)流活動(dòng)，在菲律賓—孟加拉灣激發(fā)出一個(gè)距平反氣旋，使孟加拉灣低槽填塞、南海地區(qū)副高增強(qiáng)，進(jìn)而阻礙季風(fēng)爆發(fā)，且顯著影響僅出現(xiàn)在4月；EPW對(duì)4月大氣環(huán)流場(chǎng)的影響與第一年代較為接近，在菲律賓—孟加拉灣一帶產(chǎn)生的風(fēng)場(chǎng)、對(duì)流場(chǎng)異常稍弱于CPW，但其影響無法持續(xù)到5月。

1　引言

南海夏季風(fēng)不僅是東亞夏季風(fēng)的重要組成部分，也是聯(lián)系東亞與南亞夏季風(fēng)系統(tǒng)的樞紐。南海夏季風(fēng)的爆發(fā)標(biāo)志著亞洲大氣環(huán)流由冬季型轉(zhuǎn)換為夏季型，預(yù)示著東亞夏季風(fēng)來臨、中國(guó)雨季開始，是亞澳季風(fēng)區(qū)季節(jié)轉(zhuǎn)換的一個(gè)重要階段（Tao and Chen, 1987；Yuan et al.，2012a）。一些研究表明，南海夏季風(fēng)爆發(fā)的早晚存在明顯的年際變化（賀海晏等, 2000a, 2000b；Chan and Zhou, 2005)，夏季風(fēng)爆發(fā)的早晚不僅會(huì)造成我國(guó)東部與日本降水異常，而且還會(huì)引起菲律賓沿東亞至北美的大氣遙相關(guān)型變化，進(jìn)而導(dǎo)致北美乃至整個(gè)北半球出現(xiàn)氣候異常。因此，關(guān)于南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚的研究一直是南海周邊國(guó)家和地區(qū)的氣象學(xué)家們關(guān)注的熱點(diǎn)問題。南海夏季風(fēng)的建立受整個(gè)熱帶、副熱帶地區(qū)?！憽?dú)鉅顩r的制約（陳雋和金祖輝, 2001；Zhou et al., 2006; Li et al., 2011），其中海溫是影響季風(fēng)爆發(fā)的重要因子之一，尤其是熱帶太平洋、印度洋等海域的海表溫度變化。作為熱帶太平洋最強(qiáng)的年際變化信號(hào)，ENSO對(duì)南海夏季風(fēng)的建立有著重要影響，其暖位相下本年以及下一年的季風(fēng)爆發(fā)偏晚，而冷位相下則正好相反（陶詩(shī)言和張慶云, 1998； Zhou and Chan, 2007；Chen et al., 2013a）。此外，自Saji et al.（1999）提出熱帶印度洋偶極子的概念以后，許多學(xué)者亦研究了印度洋海溫異常與南海夏季風(fēng)之間的耦合關(guān)系。梁肇寧等（2006）和溫之平等（2006）指出，去掉ENSO信號(hào)的影響以后，印度洋全區(qū)一致型的負(fù)（正）海溫距平分布以及西負(fù)東正（西正東負(fù)）的偶極型海溫距平分布均有利于南海夏季風(fēng)較早（晚）建立。

近年來，Ashok等（2007）提出了一類有別于傳統(tǒng)ENSO（亦稱EP型ENSO）的海溫型，即ENSO Modoki（亦稱CP型ENSO），它主要發(fā)生在1979年以后，呈緯向三極型分布，暖異常中心位于中太平洋，兩側(cè)為冷異常中心。這類海溫型造成東亞、澳大利亞和北美等地區(qū)大氣環(huán)流異常以及降水異常，與傳統(tǒng)ENSO的作用有所不同，且相互獨(dú)立。一系列研究分析了兩類海溫型下我國(guó)的氣候異常及差異，發(fā)現(xiàn)CP型El Ni?o所產(chǎn)生的距平反氣旋位于南海，導(dǎo)致我國(guó)南部降水偏少，而EP型El Ni?o所產(chǎn)生的距平反氣旋位于菲律賓海，使我國(guó)南部為距平西南風(fēng)控制，進(jìn)而降水偏多（Weng et al., 2007、2009；Feng et al., 2010、2011；Feng and Li, 2011）。然而，以往的研究沒有分類探討它們與南海夏季風(fēng)爆發(fā)的關(guān)系，因此兩類海溫型對(duì)南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚的影響、機(jī)制及差異仍有待于進(jìn)一步研究。特別是，Kajikawa and Wang（2012）還發(fā)現(xiàn)，自1979年以來，南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期在1993/1994年存在年代際偏早的轉(zhuǎn)變，并通過西北太平洋海溫增暖引起的南海及菲律賓海上空季節(jié)內(nèi)振蕩增強(qiáng)、臺(tái)風(fēng)頻數(shù)增加解釋了這種年代際差異，但并沒有深入探討海溫的作用。自ENSO Modoki事件被提出后，有學(xué)者利用不同指數(shù)對(duì)兩類ENSO進(jìn)行分類，結(jié)果表明1993年以后CP型ENSO事件頻繁出現(xiàn)，之前出現(xiàn)較少，而EP型ENSO事件則正好相反（陳圣劼等, 2013；Wang and Wang, 2013）。那么，在1993年前后，影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚的主導(dǎo)海溫型是否發(fā)生了變化？這種變化對(duì)南海夏季風(fēng)爆發(fā)的年代際差異有何貢獻(xiàn)？

文中所用資料與方法的介紹見第2節(jié)；第3節(jié)分析了南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期的年代際變化及海溫背景場(chǎng)；第4節(jié)揭示了兩類海溫型與南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期關(guān)系的年代際差異，并探討了可能的影響機(jī)制及差異；第5節(jié)是結(jié)論與討論。

2　資料與方法

2.1資料

本文所用資料包括：（1）1978～2010年英國(guó)Hadley中心的海表溫度月平均資料，網(wǎng)格分辨率為1°×1°（Rayner et al., 2003）；（2）1979～2010年美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)報(bào)中心（NCEP）和美國(guó)國(guó)家大氣研究中心（NCAR）的全球大氣月平均第二套再分析資料（Kanamitsu et al., 2002）, 網(wǎng)格分辨率為2.5°×2.5°, 垂直方向選取三層: 850、500、200 hPa，物理要素包括位勢(shì)高度場(chǎng)、水平風(fēng)場(chǎng)和垂直速度場(chǎng)；（3）1979～2010年美國(guó)國(guó)家海洋和大氣局（NOAA）的向外長(zhǎng)波輻射（OLR）月平均資料（Liebmann and Smith, 1996），網(wǎng)格分辨率為2.5°×2.5°。

2.2指數(shù)

2.2.1海溫指數(shù)

本文采用Ni?o3指數(shù)、EMI指數(shù)分別表征EP 型ENSO（或conventional ENSO）與CP型ENSO（或ENSO Modoki）所對(duì)應(yīng)的海溫型。其中，Ni?o3指數(shù)為（5°S～5°N，150°W～90°W）區(qū)域平均的海表溫度距平值。EMI指數(shù)由Ashok et al.（2007）提出，定義如下：

EMI = [SSTA]A－ 0.5 [SSTA]B－0.5 [SSTA]C，[SSTA]A、[SSTA]B和[SSTA]C分別代表區(qū)域A （10°S～10°N，165°E～140°W）、區(qū)域B（15°S～5°N，110°W～70°W）和區(qū)域C（10°S～20°N，125°E～145°E）海表溫度距平的區(qū)域平均值。

為方便表示，后文用EPW（EPC）型海溫代表EP型ENSO的暖（冷）位相，即EP El Ni?o（EP La Ni?a）型海溫；CPW（CPC）型海溫代表CP型ENSO的暖（冷）位相，即CP El Ni?o（CP La Ni?a）型海溫

2.2.2季風(fēng)爆發(fā)指數(shù)

Wang et al.（2004）總結(jié)了20多種定義南海夏季風(fēng)爆發(fā)的季風(fēng)指數(shù)，有從動(dòng)力角度出發(fā)，選擇區(qū)域平均的風(fēng)速、散度和渦度來描述季風(fēng)的爆發(fā)（閻俊岳, 1997；王啟和丁一匯, 1997；Lu and Chan, 1999；李崇銀和張利平, 1999）；有從熱力角度出發(fā)，選擇區(qū)域平均的降水、對(duì)流來表征季風(fēng)的突變（謝安等, 1997；羅會(huì)邦, 1999）；還有將動(dòng)力、熱力兩種要素結(jié)合起來對(duì)季風(fēng)建立進(jìn)行定義（Wang and Wu, 1997；Xie et al., 1998）。不同學(xué)者關(guān)注的角度不同，故其描述的南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期在某些年份存在一定差異。由于海洋日降水資料存在不可靠性，Wang et al.（2004）提出利用850 hPa南海地區(qū)（5°N～15°N，110°E～120°E）區(qū)域平均的緯向風(fēng)定義風(fēng)場(chǎng)環(huán)流指數(shù)（USCS）來確定季風(fēng)爆發(fā)的日期，這種指數(shù)較為簡(jiǎn)單，不僅與南海地區(qū)的降水存在較好相關(guān)性，還能避免小尺度降水帶來的隨機(jī)噪音（Wang et al., 2004）。但Wang et al.（2004）定義的季風(fēng)爆發(fā)日期為候，因此，基于Wang et al. （2004）提出的風(fēng)場(chǎng)環(huán)流指數(shù)（USCS），本文利用日平均數(shù)據(jù)定義了1979～2010年南海夏季風(fēng)的建立日期，具體標(biāo)準(zhǔn)為：（1）季風(fēng)建立當(dāng)日USCS＞0.5 m s?1，且后5天（包括建立日）平均USCS＞0 m s?1；（2）季風(fēng)建立后的15天中至少有8天USCS ＞0 m s?1，且這15天累加的平均USCS須大于1 m s?1；（3）4月20日以后滿足（1）、（2）的第一日即為爆發(fā)日。

由上述標(biāo)準(zhǔn)所確定的南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期在年際、年代際尺度的變化上與Wang et al.（2004）利用候平均數(shù)據(jù)所得結(jié)果基本一致，兩者的相關(guān)系數(shù)大于0.75。

2.3方法

本文采用的統(tǒng)計(jì)分析方法包括合成分析、經(jīng)驗(yàn)正交分解分析、偏相關(guān)分析、偏回歸分析等。偏相關(guān)系數(shù)的具體公式為：，即去除變量A3影響之后，變量A1與A2之間的偏相關(guān)系數(shù)。其中rij表示變量Ai與Aj之間的線性相關(guān)系數(shù)。當(dāng)時(shí)間序列樣本數(shù)為N時(shí)，t檢驗(yàn)的自由度為N－3（Ashok et al., 2007）。偏回歸分析則是通過NCL中的reg_multlin_stats函數(shù)來實(shí)現(xiàn)的。同時(shí)，本文利用Student t檢驗(yàn)對(duì)合成分析、偏相關(guān)分析進(jìn)行了顯著性檢驗(yàn)，利用F檢驗(yàn)對(duì)偏回歸分析進(jìn)行了顯著性檢驗(yàn)。

3　南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期的年代際變化及海溫背景場(chǎng)

圖1是由NCEP/NCAR-2再分析資料計(jì)算所得的1979～2010年南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期的時(shí)間序列，平均爆發(fā)日期為5月18日，屬5月第4候（5月16～20日）。由圖可知，在1993/1994年前后，南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期呈現(xiàn)顯著的年代際偏早的轉(zhuǎn)變。因此以1993年為界，取1979～1993年為第一年代（First Epoch），1994～2010年為第二年代（Second Epoch）。第一年代南海夏季風(fēng)爆發(fā)的平均日期為5 月28日，而第二年代為5月10日，比第一年代提前了18天。上述發(fā)現(xiàn)與Kajikawa and Wang（2012）提出的1993年以后南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期顯著提前的結(jié)論一致。

那么南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期年代際差異的前期太平洋海溫背景場(chǎng)又是如何變化的呢？圖2a為兩個(gè)年代南海夏季風(fēng)爆發(fā)前期春季海溫差值場(chǎng)。由圖可見，太平洋海溫呈CPC型的年代際變化，顯著暖異常中心位于海洋性大陸—西北太平洋并向南、北兩側(cè)伸展，呈馬蹄形分布，包裹著中太平洋的海溫冷異常。冬季海溫差值場(chǎng)分布與春季基本相同，表明其具有一定延續(xù)性。從兩個(gè)年代4月大氣環(huán)流差值場(chǎng)來看，在太平洋上空，低層速度勢(shì)差值場(chǎng)（圖2b）呈緯向三極型分布，赤道中太平洋為異常輻散區(qū)，兩側(cè)為異常輻合區(qū)，它與CPC型的海溫分布是一致的，是大氣對(duì)海溫異常的一種響應(yīng)。其中，西側(cè)顯著的異常幅合中心位于海洋性大陸，故該地區(qū)出現(xiàn)顯著的異常上升運(yùn)動(dòng)并導(dǎo)致對(duì)流異?；钴S（圖2d）。海洋性大陸—菲律賓一帶對(duì)流活躍意味著潛熱加熱增強(qiáng)，由Gill理論可知，加熱中心西側(cè)會(huì)產(chǎn)生Rossby波響應(yīng)，赤道出現(xiàn)距平西風(fēng)、兩側(cè)激發(fā)出兩個(gè)距平氣旋。此外，孟加拉灣東部海溫增暖，對(duì)應(yīng)低層出現(xiàn)較弱的風(fēng)場(chǎng)輻合，導(dǎo)致局地對(duì)流加強(qiáng)，并在孟加拉灣激發(fā)出一個(gè)距平氣旋。位于南海、孟加拉灣的兩個(gè)距平氣旋（圖2c）使得孟加拉灣低槽加深、南海地區(qū)副高減弱并提早東撤，加之菲律賓附近對(duì)流活動(dòng)異?；钴S（Yuan and Chen, 2013）、南海地區(qū)季節(jié)內(nèi)振蕩增強(qiáng)以及熱帶氣旋在南?！坡少e一帶活動(dòng)頻繁（Kajikawa and Wang, 2012），進(jìn)而有利于第二年代南海夏季風(fēng)平均爆發(fā)日期偏早。

圖1　1979～2010年南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期的時(shí)間序列Fig. 1　Time series of the South China Sea summer monsoon (SCSSM) onset date for the period 1979–2010

4　南海夏季風(fēng)爆發(fā)與太平洋兩類海溫型關(guān)系的年代際差異

4.1太平洋海溫與南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期相關(guān)關(guān)系

的年代際差異

ENSO是氣候系統(tǒng)中最強(qiáng)的年際變化信號(hào)，盡管其發(fā)生在熱帶太平洋地區(qū)，但卻對(duì)太平洋周邊地區(qū)乃至全球的氣候變化產(chǎn)生重要影響。Zhou and Chan（2007）研究發(fā)現(xiàn)赤道中東太平洋海溫異常是影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)年際變率的重要因子之一，ENSO事件的暖位相下季風(fēng)爆發(fā)偏晚，而冷位相則反之。2007年，Ashok et al.（2007）提出了CP型ENSO（ENSO Modoki）事件，該類事件從20世紀(jì)90年代初期開始頻繁出現(xiàn)，且自1990年代中期以來其出現(xiàn)頻次遠(yuǎn)大于EP型ENSO事件。隨著太平洋海溫型的變化，南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與熱帶太平洋海溫的關(guān)系是否也發(fā)生了變化？

圖3是南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與赤道（10°S～10°N）太平洋、印度洋海溫15年滑動(dòng)的相關(guān)系數(shù)圖。影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚的關(guān)鍵海區(qū)主要位于赤道太平洋，其中，中、東太平洋的正相關(guān)區(qū)在1992/1993年前后發(fā)生了明顯的年代際變化，1992/1993年以前顯著正相關(guān)區(qū)位于赤道中東太平洋（160°W～80°W），隨后西移至赤道中太平洋（160°E～120°W）且相關(guān)性明顯增強(qiáng)。此外位于西太平洋的顯著負(fù)相關(guān)區(qū)略有西移且相關(guān)性亦有所提高。1979～1993年、1994～2010年南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與前期各個(gè)季節(jié)的全球海溫相關(guān)系數(shù)圖（圖4、5）也證實(shí)了在1993年前后影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚的太平洋海溫關(guān)鍵區(qū)存在年代際差異。第一年代，太平洋海區(qū)相關(guān)系數(shù)的季節(jié)變化類似于EP型ENSO的演變過程：夏、秋兩季，中太平洋出現(xiàn)顯著正相關(guān)并逐漸向東發(fā)展；冬、春兩季，顯著正相關(guān)的主體位于東太平洋，顯著負(fù)相關(guān)主要位于130°E以東的西太平洋，但相關(guān)系數(shù)的峰值出現(xiàn)在春季。第二年代，太平洋海區(qū)相關(guān)系數(shù)的季節(jié)變化則類似于CP型ENSO的演變過程：夏、秋兩季，中太平洋出現(xiàn)顯著正相關(guān)并逐漸發(fā)展；冬季，顯著正相關(guān)達(dá)到峰值，主體位于中太平洋，東太平洋東部亦存在正相關(guān)區(qū)，顯著負(fù)相關(guān)則西移至海洋性大陸及菲律賓一帶；春季，中太平洋的顯著正相關(guān)開始衰減。

圖2　1994～2010年與1979～1993年（a）春季海溫（等值線，單位：°C）、（b）4月850 hPa輻散風(fēng)（矢量，單位：m s?1）與速度勢(shì)（等值線，單位：105m2s?1)、（c）4月850 hPa風(fēng)場(chǎng)（矢量，單位：m s?1）、（d）4月OLR（等值線，單位：W m?2）差值場(chǎng)。陰影部分通過95%信度檢驗(yàn)，矢量場(chǎng)加粗部分通過95%信度檢驗(yàn)Fig. 2　Epochal mean (a) SST difference (contours; units: °C) in spring, (b) 850 hPa divergent wind difference (vectors; units: m s?1) and velocity potential difference (contours; units: 105m2s?1) in April, (c) 850 hPa wind difference (vectors; units: m s?1) in April, and (d) outgoing longwave radiation (OLR) difference (contours; units: W m?2) in April (1994–2010 minus 1979–1993). Shading for contours and bold vectors indicate the 95% confidence level according to a two-tailed Student’s t test

為了更好地研究不同年代兩類海溫型與南海夏季風(fēng)爆發(fā)的關(guān)系，本文選用Ni?o3指數(shù)表征EP型海溫，EMI指數(shù)表征CP型海溫。由表1可知，第一年代，南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與Ni?o3指數(shù)呈顯著正相關(guān)[6(?1)～8(?1)月、12(?1)～5(0)月，其中i(0)月指當(dāng)年第i月、j(?1)月指前一年第j月]，與EMI指數(shù)無關(guān)；第二年代，南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與EMI指數(shù)[6(?1)～4(0)月]、Ni?o3指數(shù)[7(?1)～12(?1)月、3(0)～4(0)月]均呈顯著正相關(guān)，且與EMI指數(shù)的偏相關(guān)系數(shù)更大、持續(xù)性更好。根據(jù)相關(guān)分析、偏相關(guān)分析可得，兩個(gè)年代影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚的海溫關(guān)鍵區(qū)發(fā)生了顯著變化，第一年代EP型海溫主導(dǎo)了季風(fēng)爆發(fā)的年際變率，第二年代兩類海溫型共同作用，但CP型海溫的影響更大。

表1　1979～1993年（1E）、1994～2010（2E）年南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與前期逐月EMI指數(shù)、Ni?o3指數(shù)的偏相關(guān)系數(shù)（*通過90%的信度檢驗(yàn)，**通過95%的信度檢驗(yàn)）Table 1 Partial correlation coefficients between SCSSM onset date and EMI index and Ni?o3 index for the periods 1979–1993 (first epoch, 1E) and 1994–2010 (second epoch, 2E) [a single asterisk (*) represents the 95% confidence level and a double-asterisk (**) represents the 99% confidence level]

4.2兩類海溫型影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)的可能機(jī)制及差異

考慮到大氣環(huán)流對(duì)海溫異常響應(yīng)的時(shí)間尺度約為1個(gè)月且南海夏季風(fēng)在5月中旬爆發(fā)，結(jié)合兩類指數(shù)在兩個(gè)年代與季風(fēng)爆發(fā)日期的偏相關(guān)系數(shù)，取3–4月的EMI指數(shù)、Ni?o3指數(shù)作為季風(fēng)爆發(fā)前期太平洋海溫異常信號(hào)，通過對(duì)4月大氣環(huán)流場(chǎng)的偏回歸分析來驗(yàn)證兩類海溫型在不同年代中所起的作用、探討它們影響季風(fēng)爆發(fā)的物理機(jī)制及差異。

圖3　南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與熱帶印度洋、太平洋（10°S～10°N，40°E～80°W）海表面溫度15年滑動(dòng)的相關(guān)系數(shù)（N到N＋14年時(shí)間段相關(guān)性對(duì)應(yīng)第N＋7年的相關(guān)系數(shù)，陰影部分通過95%、99%信度檢驗(yàn)）Fig. 3　Sliding correlations between SCSSM onset date and the SST over the tropical Indian Ocean–Pacific Ocean (10°S–10°N, 40°E–80°W) displayed for the central year of a 15-year window (the correlation coefficient in year N＋7 represents the relationship between year N and year N + 14; shadings denote the 95% and 99% confidence levels)

第一年代（1979～1993年），CP型海溫在菲律賓—孟加拉灣地區(qū)產(chǎn)生的異常輻合中心很弱且不顯著（圖6d），故其對(duì)這一帶的OLR場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)和高度場(chǎng)均無顯著影響（圖7d–f），而EP型海溫的影響是顯著的（圖7a–c）。當(dāng)季風(fēng)爆發(fā)前期太平洋海溫距平場(chǎng)呈EPW型時(shí)，對(duì)流層高層出現(xiàn)偶極型、呈西北—東南走向的速度勢(shì)距平場(chǎng)（圖6b），赤道東太平洋為異常輻散區(qū)、西北太平洋—孟加拉灣以西為異常輻合區(qū)，低層速度勢(shì)距平場(chǎng)正好相反，故形成異常的單圈Walker環(huán)流，其下沉支從西北太平洋向西延伸至印度南部（圖7a），與高、低層風(fēng)場(chǎng)的輻合輻散相對(duì)應(yīng)。顯著的異常下沉運(yùn)動(dòng)主要位于西北太平洋—印度南部，導(dǎo)致這一帶對(duì)流活動(dòng)減弱，且在西北太平洋—南海南部以及孟加拉灣東南部出現(xiàn)兩個(gè)OLR正異常中心（圖7b）。由于西北太平洋—南海南部、孟加拉灣東南部的對(duì)流加熱受抑制，由Gill理論可知，加熱中心西側(cè)會(huì)產(chǎn)生Rossby波響應(yīng)，分別在西北太平洋—南海、孟加拉灣激發(fā)出兩個(gè)距平反氣旋，導(dǎo)致西北太平洋—孟加拉灣以西高度場(chǎng)呈正異常（圖7c）。菲律賓海距平反氣旋的成因與風(fēng)—蒸發(fā)正反饋機(jī)制引起的局地海氣相互作用、中東太平洋異常增暖引起的下沉運(yùn)動(dòng)有關(guān)（Wang et al., 2000；Wang and Zhang, 2002），它使西北太平洋副熱帶高壓增強(qiáng)并在南海地區(qū)維持。位于孟加拉灣的距平反氣旋則使孟加拉灣低槽填塞、不利于BOB形成，其南側(cè)深厚的距平東風(fēng)一直延伸至非洲沿岸，導(dǎo)致印度洋地區(qū)赤道西風(fēng)減弱、不利于越赤道氣流建立。因此，EPW型海溫下，西北太平洋—孟加拉灣的對(duì)流活動(dòng)受抑制，使越赤道氣流建立偏晚、孟加拉灣低槽填塞、西北太平洋副熱帶高壓增強(qiáng)，進(jìn)而不利于南海夏季風(fēng)爆發(fā)。

圖4　1979～1993年南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與（a）JJA（?1）、（b）SON（?1）、（c）D（?1）JF（0）、（d）MAM（0） 海表面溫度的相關(guān)系數(shù)（±0.51、±0.63的相關(guān)系數(shù)分別通過95%、99%信度檢驗(yàn))Fig. 4　The correlations between SCSSM onset and SST in (a) JJA(?1), (b) SON(?1), (c) D(?1)JF(0) and (d) MAM(0) for the period 1979–1993, where JJA, SON, DJF and MAM stand for June–July–August, September–October–November, December–January–February and March–April–May, respectively, and (?1) and (0) indicate the preceding year and the onset year, respectively (correlation coefficients of ±0.51 and ±0.63 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively)

圖5　同圖4，但為1994～2010年（±0.48、±0.60的相關(guān)系數(shù)分別通過95%、99%信度檢驗(yàn)）Fig. 5　As in Fig. 4 but for the period 1994–2010 (correlation coefficients of ±0.48 and ±0.60 represent the 95% and 99% confidence levels, respectively)

圖6　1979～1993年3～4月Ni?o3指數(shù)偏回歸的（a）3～4月海表溫度距平場(chǎng)（等值線，單位：°C）、（b）4月200 hPa輻散風(fēng)（矢量，單位：m s?1）與速度勢(shì)（等值線，單位：105m2s?1)距平場(chǎng)。（c）、（d）分別同（a）、（b），但為EMI指數(shù)的偏回歸圖。陰影部分通過95%信度檢驗(yàn)，矢量場(chǎng)加粗部分通過95%信度檢驗(yàn)Fig. 6　Partial regression patterns of the (a) SST anomaly (contours; units: °C) in March–April and (b) anomalous 200 hPa divergent winds (vectors; units: m s?1) and velocity potential (contours; units: 105m2s?1) in April for Ni?o3 index in March–April during the period 1979–1993; (c, d) as in (a, b) but for EMI index. Shading for contour and bold vectors denote the 95% confidence level

第二年代（1994～2010年），兩類指數(shù)回歸的3～4月海溫距平場(chǎng)（圖8a、c）表明赤道西太平洋冷異常中心強(qiáng)度相當(dāng)，但CP型海溫下的冷異常區(qū)位于南?！坡少e以東（120°E～150°E），而EP型海溫下僅菲律賓以東（135°E～155°E）出現(xiàn)冷異常。因而CP型海溫下菲律賓距平反氣旋位置偏西、位于菲律賓—孟加拉灣（圖9c、f），盡管其強(qiáng)度較弱、尺度較小，但由于EP型海溫下距平反氣旋位于菲律賓東北側(cè)，故CP型海溫下菲律賓—孟加拉灣的風(fēng)場(chǎng)異常稍強(qiáng)（圖9c、f）。此外，CP型海溫下菲律賓—孟加拉灣東部對(duì)流異常的強(qiáng)度亦稍強(qiáng)于EP型（圖9b、e）。因此，兩類海溫型的影響均是顯著的，但在菲律賓—孟加拉灣一帶CP型海溫的影響更為顯著（圖9a–f）。當(dāng)季風(fēng)爆發(fā)前期太平洋海溫距平場(chǎng)呈CPW型時(shí)，對(duì)流層高層出現(xiàn)三極型、呈西北—東南走向的速度勢(shì)距平場(chǎng)（圖8d），赤道中太平洋為異常輻散區(qū)、兩側(cè)為異常輻合區(qū)，低層速度勢(shì)距平場(chǎng)正好相反，故形成異常的雙圈Walker環(huán)流。西側(cè)顯著的異常輻合區(qū)位于菲律賓—孟加拉灣東部，與南海、孟加拉灣東部顯著的異常下沉運(yùn)動(dòng)相匹配（圖9d），導(dǎo)致這些地區(qū)對(duì)流加熱受抑制（圖9e），進(jìn)而在對(duì)流層低層、加熱中心西北側(cè)激發(fā)出一個(gè)距平反氣旋。這個(gè)距平反氣旋位于菲律賓—孟加拉灣一帶，使高度場(chǎng)呈正異常，其南側(cè)顯著的距平東風(fēng)延伸至印度南部，不利于孟加拉灣季風(fēng)的建立與東進(jìn)（圖9f）。因此，CPW型海溫下，菲律賓—孟加拉灣東部的對(duì)流活動(dòng)受抑制，使孟加拉灣低槽填塞、南海地區(qū)副高增強(qiáng)，進(jìn)而阻礙夏季風(fēng)在南海地區(qū)的爆發(fā)與推進(jìn)。第二年代EP型海溫對(duì)季風(fēng)爆發(fā)前期大氣環(huán)流的影響與第一年代基本一致，僅在影響范圍上存在差異，即西北太平洋高層的異常輻合帶范圍縮?。▓D8b），但在菲律賓—孟加拉灣一帶造成的異常（OLR場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)、高度場(chǎng)）比第一年代略強(qiáng)（圖9b–c）。

圖7　1979～1993年3～4月Ni?o3指數(shù)偏回歸的4月（a）500 hPa垂直速度距平場(chǎng)（等值線，單位：0.01 Pa s?1）、（b）OLR距平場(chǎng)（等值線，單位：W m?2）、（c）850 hPa流場(chǎng)（矢量，單位：m s?1）與高度（等值線，單位：m）距平場(chǎng)。（d）、（e）、（f）分別同（a）、（b）、（c），但為EMI指數(shù)的偏回歸圖。陰影部分通過95%信度檢驗(yàn)，矢量場(chǎng)加粗部分通過95%信度檢驗(yàn)Fig. 7　Partial regression patterns of (a) anomalous 500 hPa vertical velocity (contours; units: 0.01 Pa s?1), (b) anomalous OLR (contours; units: W m?2), and (c) anomalous 850 hPa wind (vectors; units: m s?1) and geopotential height (contours; units: m) in April for Ni?o3 index in March–April during the period 1979–1993; (d–f) as in (a–c) but for EMI index. Shading for contours and bold vectors denote the 95% confidence level

通過上述分析可知，兩類ENSO暖位相均不利于南海夏季風(fēng)爆發(fā)，但它們影響的程度與區(qū)域存在一定差異，就兩個(gè)年代的主導(dǎo)海溫型而言：第一年代EPW型海溫下的暖異常中心位于赤道東太平洋、大小約1°C，冷異常區(qū)位于菲律賓以東洋面（圖6a），對(duì)流層高層的異常輻合區(qū)從西北太平洋西伸至孟加拉灣以西，且中心強(qiáng)度比第二年代CPW型的大1倍，相應(yīng)的異常下沉運(yùn)動(dòng)抑制了西北太平洋—印度南部的對(duì)流加熱并在菲律賓海及孟加拉灣西部激發(fā)出兩個(gè)距平反氣旋，使高度場(chǎng)呈顯著正異常，影響范圍較大；第二年代CPW型海溫下的暖異常中心位于中太平洋、大小約0.6°C，冷異常區(qū)西移至菲律賓附近（圖8c），西側(cè)對(duì)流層高層的異常輻合區(qū)位于菲律賓—孟加拉灣東部，強(qiáng)度較弱、尺度較小，相應(yīng)的異常下沉運(yùn)動(dòng)抑制了這一帶的對(duì)流活動(dòng)并激發(fā)出一個(gè)位置偏西、強(qiáng)度偏弱、尺度偏小的距平反氣旋（Yuan et al., 2012b；Chen et al., 2013b），因而顯著的高度場(chǎng)正異常中心僅出現(xiàn)在菲律賓—孟加拉灣一帶，影響范圍較小。若用同樣的方法對(duì)5月大氣環(huán)流場(chǎng)進(jìn)行偏回歸分析（圖略），可以發(fā)現(xiàn)在第一年代EPW型海溫的影響可以持續(xù)到5月，而第二年代CPW型海溫對(duì)菲律賓—孟加拉灣的OLR場(chǎng)、風(fēng)場(chǎng)和高度場(chǎng)影響較弱或已無顯著影響。因此，在第一年代EPW型海溫下產(chǎn)生的大氣環(huán)流異常的強(qiáng)度大、范圍廣且持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)，因而顯著影響了南海夏季風(fēng)爆發(fā)；而第二年代，盡管CPW型海溫也阻礙了南海夏季風(fēng)爆發(fā)，但其影響與第一年代EPW型海溫的影響相比較是明顯偏弱的。

圖8　同圖6，但為1994～2010年Fig. 8　As in Fig. 6 but for the period 1994–2010

5　結(jié)論與討論

本文利用1979～2010年NCEP/ NCAR-2 的月平均再分析資料、NOAA 的OLR 資料以及1978～2010年Hadley中心的海表溫度資料，采用偏相關(guān)、偏回歸分析，研究了兩類海溫型與南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期關(guān)系的年代際差異及它們影響季風(fēng)爆發(fā)的物理機(jī)制與差異。主要結(jié)論有：

圖9　同圖7，但為1994～2010年Fig. 9　As in Fig. 7 but for the period 1994–2010

（1）南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期在1993/1994年呈年代際偏早的轉(zhuǎn)變。1994～2010年季風(fēng)爆發(fā)的平均日期為5月10日，比1979～1993年提早了18天。季風(fēng)爆發(fā)前期太平洋海溫背景場(chǎng)呈CPC型的年代際變化，西北太平洋顯著增暖使菲律賓附近對(duì)流異?；钴S、南海地區(qū)副高減弱東撤、南?！坡少e一帶季節(jié)內(nèi)振蕩增強(qiáng)且熱帶氣旋活動(dòng)頻繁、孟加拉灣低槽加深、赤道西風(fēng)加強(qiáng)，進(jìn)而有利于第二年代南海夏季風(fēng)平均爆發(fā)日期偏早。

（2）第一年代EP型海溫主導(dǎo)了南海夏季風(fēng)爆發(fā)的年際變率，第二年代兩類海溫型均影響了季風(fēng)的建立，但以CP型海溫為主。若對(duì)季風(fēng)爆發(fā)前期3～4月的Ni?o3、EMI指數(shù)分年代進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化處理，分別以±0.55σ、±0.65σ個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差為界，并結(jié)合海溫距平圖（圖略）挑選出現(xiàn)EPW/EPC、CPW/CPC的年份，可以發(fā)現(xiàn)第一年代出現(xiàn)8個(gè)EP型ENSO事件（EPW：1983、1987、1992、1993；EPC：1985、1986、1988、1989）、3個(gè)CP型ENSO事件（CPW：1982、1991；CPC：1984），而第二年代CP型ENSO事件出現(xiàn)10個(gè)（CPW：1994、1995、2003、2005、 2007、2010；CPC：1999、2000、2001、2008）、EP型ENSO事件有4個(gè)（EPW：1998；EPC：1996、2006、2009）。上述分類結(jié)果也進(jìn)一步證實(shí)1993年前后主導(dǎo)季風(fēng)爆發(fā)的海溫型由EP型轉(zhuǎn)變?yōu)镃P型。

（3）從機(jī)制上來看：EPW型海溫通過抑制西北太平洋—孟加拉灣的對(duì)流活動(dòng)，在菲律賓海、孟加拉灣西部激發(fā)出兩個(gè)距平反氣旋，使越赤道氣流建立偏晚、孟加拉灣低槽填塞、西北太平洋副熱帶高壓增強(qiáng)，進(jìn)而導(dǎo)致季風(fēng)爆發(fā)偏晚；CPW型海溫通過抑制菲律賓—孟加拉灣東部的對(duì)流活動(dòng)，在菲律賓—孟加拉灣激發(fā)出一個(gè)距平反氣旋，使孟加拉灣低槽填塞、南海地區(qū)副高增強(qiáng)，進(jìn)而阻礙夏季風(fēng)向南海推進(jìn)。

（4）1993年前后影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)年際變率的主導(dǎo)海溫型發(fā)生了顯著變化，由EP型轉(zhuǎn)為CP型。偏回歸分析的結(jié)果也表明第一年代EPW型海溫不利于南海夏季風(fēng)爆發(fā)，且這種影響可從4月持續(xù)到5月；而第二年代CPW型海溫同樣不利于南海夏季風(fēng)爆發(fā)，但這種影響僅出現(xiàn)在4月。若對(duì)第一年代出現(xiàn)EPW/EPC事件和第二年代出現(xiàn)CPW/CPC事件的年份進(jìn)行合成分析（4、5月大氣環(huán)流距平場(chǎng)），可以發(fā)現(xiàn)：（a）第一年代（第二年代），EPW （CPW）型海溫對(duì)4、5月大氣環(huán)流場(chǎng)的影響與偏回歸結(jié)果相似，其在西北太平洋—孟加拉灣以西（菲律賓—孟加拉灣東部）產(chǎn)生的OLR場(chǎng)、高度場(chǎng)異常偏強(qiáng)（弱）；（b）盡管第一年代EPC型海溫有利于季風(fēng)提前爆發(fā)，但其對(duì)4月大氣環(huán)流場(chǎng)的影響較小，僅菲律賓、南海局部地區(qū)的OLR場(chǎng)、高度場(chǎng)出現(xiàn)顯著負(fù)異常（圖10），到了5月負(fù)異常略有增強(qiáng)并東擴(kuò)（圖略），這與偏回歸的結(jié)果差異較大，即EPW/EPC型海溫對(duì)季風(fēng)爆發(fā)的影響具有不對(duì)稱性；（c）第二年代的4月，CPC型海溫在菲律賓—孟加拉灣一帶產(chǎn)生的大氣環(huán)流距平場(chǎng)與偏回歸結(jié)果基本一致，符號(hào)相反、強(qiáng)度稍強(qiáng)（圖11），且5月的OLR場(chǎng)、高度場(chǎng)負(fù)異常已顯著衰減（圖略），故CPW/CPC型海溫對(duì)季風(fēng)爆發(fā)的影響具有一定對(duì)稱性。因此，西北太平洋的增暖以及兩類海溫型的年代際差異可能是導(dǎo)致南海夏季風(fēng)爆發(fā)年代際提早的原因之一。

圖10　第一年代EPW型海溫下4月（a）OLR距平場(chǎng)（等值線，單位：W m?2）、（b）850 hPa流場(chǎng)（矢量，單位：m s?1）與高度（等值線，單位：m）距平場(chǎng)。（c）、（d）分別同（a）、（b），但為EPC型海溫。陰影部分通過90%信度檢驗(yàn)，矢量場(chǎng)加粗部分通過90%信度檢驗(yàn)Fig. 10　(a) Anomalous OLR (contours; units: W m?2), (b) anomalous 850 hPa wind (vectors; units: m s?1) and geopotential height (contours; units: m) in April for Eastern Pacific warming (EPW) during the first epoch; (c, d) as in (a, b) but for Eastern Pacific cooling (EPC). Shading for contours and bold vectors denote the 90% confidence level

圖11　同圖10，但為第二年代（a、b）CPW型和（c、d）CPC型Fig. 11　As in Fig. 10 but for (a, b) central Pacific warming (CPW) and (c, d) central Pacific cooling CPC) during the second epoch

基于上述結(jié)論，我們了解了兩類海溫型在不同年代所起的作用以及它們影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚的機(jī)制與差異，但所得結(jié)果仍有待于數(shù)值模式驗(yàn)證。自1993年以后，南海夏季風(fēng)爆發(fā)日期與太平洋海溫的正相關(guān)區(qū)發(fā)生西移，且相關(guān)性顯著提高、持續(xù)性更好，表明季風(fēng)爆發(fā)早晚受太平洋海溫變化的影響更大了。造成此種變化的原因尚不清楚，可能與熱帶太平洋海溫型的年代際變化、PDO位相、全球變暖或者其他影響因子年代際減弱有關(guān)，故仍需進(jìn)一步研究。此外，冬、春兩季的北大西洋海區(qū)亦存在顯著相關(guān)信號(hào)，第一年代相關(guān)系數(shù)分布呈“?、+、?”型，可能對(duì)ENSO的影響產(chǎn)生干擾，而第二年代則呈“+、?、+”型，可能是北大西洋海溫對(duì)ENSO的響應(yīng)。

比較兩個(gè)年代Ni?o3指數(shù)4月的偏回歸圖可以發(fā)現(xiàn)，當(dāng)EPW型海溫處于衰減位相時(shí)，印度洋海溫在第二年代呈全海盆增暖，而第一年代增暖并不顯著，這表明印度洋海溫與EP型ENSO的關(guān)系也可能存在年代際差異。第二年代，印度洋海溫顯著增暖，在其東側(cè)激發(fā)出赤道Kelvin波，表層摩擦作用使赤道低壓以北地區(qū)出現(xiàn)東北風(fēng)異常，引起副熱帶西北太平洋表層輻散、局地對(duì)流活動(dòng)受抑制，進(jìn)而有利于菲律賓海距平反氣旋的加強(qiáng)與維持（Xie et al., 2009）。這也解釋了為什么第二年代Ni?o3指數(shù)偏回歸的4月速度勢(shì)、OLR、流場(chǎng)、高度距平場(chǎng)在西北太平洋—孟加拉灣一帶要強(qiáng)于第一年代。伴隨著第二年代中東太平洋暖異常的迅速衰減，到了5月，菲律賓海距平反氣旋減弱東移，孟加拉灣距平反氣旋北移且其南部出現(xiàn)距平氣旋，赤道印度洋為距平西風(fēng)，顯著的高度場(chǎng)正異常僅出現(xiàn)在菲律賓以北（圖略）。相比之下，第一年代EPW型海溫衰減較慢、印度洋增暖不顯著，到了5月，菲律賓海距平反氣旋略有減弱，孟加拉灣仍為距平反氣旋控制，赤道印度洋為距平東風(fēng)，顯著的高度場(chǎng)正異常從西北太平洋西伸至孟加拉灣以西（圖略）。由于兩個(gè)年代EPW型海溫的強(qiáng)度及其衰減過程有所不同、印度洋海溫變化存在年代際差異，故第一年代EPW型海溫對(duì)季風(fēng)爆發(fā)的阻礙作用可能更強(qiáng)。

此外，南海夏季風(fēng)爆發(fā)過程是非常復(fù)雜的，影響因子眾多，包括不同海域的海溫、青藏高原大地形、太陽(yáng)輻射、中緯度擾動(dòng)、低緯低頻振蕩以及前汛期降水等。本文僅從熱帶太平洋海溫出發(fā)研究南海夏季風(fēng)爆發(fā)的年代際差異，并沒有考慮印度洋海溫在內(nèi)的其他因子的影響，因此其他因子的作用還有待進(jìn)一步研究。

（References）

Ashok K, Behera S K, Rao S A, et al. 2007. El Ni?o Modoki and its possible teleconnection [J]. J. Geophys. Res.: Oceans (1978–2012), 112 (C11): C11007.

Chan J C L, Zhou W. 2005. PDO, ENSO and the early summer monsoon rainfall over South China [J]. Geophys. Res. Lett., 32 (8): L08810, doi:10.1029/2004GRL022015.

陳圣劼, 何金海, 吳志偉. 2013. 一種新的El Ni?o海氣耦合指數(shù) [J]. 大氣科學(xué), 37 (4): 815–828.Chen Shengjie, He Jinhai, Wu Zhiwei. 2013. New ocean–atmosphere coupling indices for El Ni?o [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37 (4): 815–828.

陳雋, 金祖輝. 2001. 影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)因子的診斷研究 [J]. 氣候與環(huán)境研究, 6 (1): 19–32.Chen Jun, Jin Zuhui. 2001. Diagnosis of factors of influence on onset over the South China Sea summer monsoon [J]. Climatic and Environmental Research (in Chinese), 6 (1): 19–32.

Chen W, Feng J, Wu R G. 2013a. Roles of ENSO and PDO in the link of the East Asian winter monsoon to the following summer monsoon [J]. J. Climate, 26: 622–635.

Chen Z S, Wen Z P, Wu R G, et al. 2013b. Influence of two types of El Ni?os on the East Asian climate during boreal summer: A numerical study [J]. Climate Dyn., 43: 469–481.

Feng J, Wang L, Chen W, et al. 2010. Different impacts of two types of Pacific Ocean warming on Southeast Asian rainfall during boreal winter [J]. J. Geophys. Res.: Atmos. (1984–2012), 115 (D24): D24122.

Feng J, Chen W, Tam C Y, et al. 2011. Different impacts of El Ni?o and El Ni?o Modoki on China rainfall in the decaying phases [J]. International Journal of Climatology, 31(14): 2091–2101.

Feng J, Li J P. 2011. Influence of El Ni?o Modoki on spring rainfall over south China [J]. J. Geophys. Res.: Atmos. (1984–2012), 116 (D13): D13102.

賀海晏, 溫之平, 簡(jiǎn)茂球, 等. 2000a. 1982～1996年亞洲熱帶夏季風(fēng)建立遲早的探討 (I)熱帶季風(fēng)環(huán)流的主要特征和季風(fēng)建立指數(shù) [J]. 中山大學(xué)學(xué)報(bào) (自然科學(xué)版), 39 (3): 91–96.He Haiyan, Wen Zhiping, Jian Maoqiu, et al. 2000a. A study on the onset of the Asian summer monsoon during 1982～1996. I. Basic features of the Asian summer monsoon circulation and its onset index [J]. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Sunyatseni, 39 (3): 91–96.

賀海晏, 溫之平, 簡(jiǎn)茂球, 等. 2000b. 1982～1996年亞洲熱帶夏季風(fēng)建立遲早的探討 II. 熱帶季風(fēng)建立遲早的年際變化 [J]. 中山大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 39 (4): 99–103.He Haiyan, Wen Zhiping, Jian Maoqiu, et al. 2000b. A study on the onset of the Asian summer monsoon during 1982～1996. II. The interannual variations of the onset time of the Asian summer monsoons [J]. Acta Scientiarum Naturalium Universitatis Sunyatseni, 39 (4): 99–103.

Kajikawa Y, Wang B. 2012. Interdecadal change of the South China Seasummer monsoon onset [J]. J. Climate, 25 (9): 3207–3218.

Kanamitsu M, Ebisuzaki W, Woollen J, et al. 2002. NCEP-DOE AMIP-II reanalysis (R-2) [J]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 83 (11): 1631–1643.

李崇銀, 張利平. 1999. 南海夏季風(fēng)特征及其指數(shù) [J]. 自然科學(xué)進(jìn)展, 9 (6): 536–541.Li Chongyin, Zhang Liping. 1999. Summer monsoon characteristics and index in the South China Sea [J]. Progress in Natural Science (in Chinese), 9 (6): 536–541.

Li X Z, Wen Z P, Zhou W. 2011. Long-term change in summer water vapor transport over South China in recent decades [J]. J. Meteor. Soc. Japan, 89A: 271–282.

梁肇寧, 溫之平, 吳麗姬. 2006. 印度洋海溫異常和南海夏季風(fēng)建立遲早的關(guān)系 I. 耦合分析 [J]. 大氣科學(xué), 30 (4): 619–634.Liang Zhaoning, Wen Zhiping, Wu Liji. 2006. The relationship between the the Indian Ocean sea surface temperature anomaly and the onset of South China Sea summer monsoon. I. Coupling analysis [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 30 (4): 619–634.

Liebmann B, Smith C A. 1996. Description of a complete (interpolated) outgoing longwave radiation dataset [J]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 77: 1275–1277.

Lu E, Chan J C L. 1999. A unified monsoon index for South China [J]. J. Climate, 12 (8): 2375–2385.

羅會(huì)邦. 1999. 南海夏季風(fēng)爆發(fā)及相關(guān)雨帶演變特征 [M]//羅會(huì)邦. 南海季風(fēng)爆發(fā)和演變及其與海洋的相互作用. 北京: 氣象出版社, 25–29. Luo Huibang. 1999. SCSSM rainfall outbreak and the evolution of associated rain-bands [M]//Luo Huibang, Ed. Onset and Evolution of the South China Sea Monsoon and Its Interaction with the Ocean (in Chinese). Beijing: China Meteorological Press, 25–29.

Rayner N A, Parker D E, Horton E B, et al. 2003. Global analyses of sea surface temperature, sea ice, and night marine air temperature since the late nineteenth century [J]. J. Geophys. Res., 108 (D14): 4407, doi:10.1029/2002JD002670.

Saji N H, Goswami B N, Vinayachandran P N, et al. 1999. A dipole mode in the tropical Indian Ocean [J]. Nature, 401 (6751): 360–363.

陶詩(shī)言, 張慶云. 1998. 亞洲冬夏季風(fēng)對(duì)ENSO事件的響應(yīng) [J]. 大氣科學(xué), 22 (4): 399–407.Tao Shiyan, Zhang Qingyun. 1998. Response of the Asian winter and summer monsoon to ENSO events [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (Scientia Atmospherica Sinica) (in Chinese), 22 (4): 399–407.

Tao S Y, Chen L. 1987. A review of recent research on the East Asian summer monsoon in China [M]//Chang C P, Krishnamurti T N, Eds. Monsoon Meteorology. Oxford: Oxford University Press.

Wang C Z, Wang X. 2013. Classifying El Ni?o Modoki I and II by different impacts on rainfall in southern China and typhoon tracks [J]. J. Climate, 26 (4): 1322–1338.

Wang B, Wu R G. 1997. Peculiar temporal structure of the South China Sea summer monsoon [J]. Adv. Atmos. Sci., 14 (2): 177–194.

Wang B, Zhang Q. 2002. Pacific–East Asian teleconnection. Part II: How the Philippine Sea anomalous anticyclone is established during El Ni?o development [J]. J. Climate, 15 (22): 3252–3265.

Wang B, Wu R G, Fu X H. 2000. Pacific–East Asian teleconnection: How does ENSO affect East Asian climate? [J]. J. Climate, 13 (9): 1517–1536.

Wang B, Zhang Y S, Lu M M. 2004. Definition of South China Sea monsoon onset and commencement of the East Asia summer monsoon [J]. J. Climate, 17 (4): 699–710.

王啟, 丁一匯. 1997. 南海夏季風(fēng)演變的氣候?qū)W特征 [J]. 氣象學(xué)報(bào), 55 (4): 466–483.Wang Qi, Ding Yihui. 1997. Climatological aspects of evolution of summer monsoon over the northern South China Sea [J]. Acta Meteorological Sinica ( in Chinese), 55 (4): 466–483.

溫之平, 梁肇寧, 吳麗姬. 2006. 印度洋海溫異常和南海夏季風(fēng)建立遲早的關(guān)系II. 機(jī)理分析 [J]. 大氣科學(xué), 30 (6): 1138–1146.Wen Zhiping, Liang Zhaoning, Wu Liji. 2006. The relationship between the Indian Ocean sea surface temperature anomaly and the onset of the South China Sea summer monsoon. II. Analyses of mechanisms [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 30 (6): 1138–1146.

Weng H Y, Behera S K, Yamagata T. 2009. Anomalous winter climate conditions in the Pacific rim during recent El Ni?o Modoki and El Ni?o events [J]. Climate Dyn., 32 (5): 663–674.

Weng H Y, Ashok K, Behera S K, et al. 2007. Impacts of recent El Ni?o Modoki on dry/wet conditions in the Pacific rim during boreal summer [J]. Climate Dyn., 29 (2–3): 113–129.

謝安, 劉霞, 葉謙. 1997. 赤道渦旋與南海夏季風(fēng)爆發(fā) [J]. 氣象學(xué)報(bào), 55 (5): 611–619.Xie An, Liu Xia, Ye Qian. 1997. Equatorial vortex and the onset of summer monsoon over South China Sea [J]. Acta Meteorological Sinica (in Chinese), 55 (5): 611–619.

Xie A, Chung Y S, Liu X, et al. 1998. The interannual variations of the summer monsoon onset over the South China Sea [J]. Theor. Appl. Climatol., 59 (3–4): 201–213.

Xie S P, Hu K M, Hafner J, et al. 2009. Indian Ocean capacitor effect on Indo-western Pacific climate during the summer following El Ni?o [J]. J. Climate, 22 (3): 730–747.

閻俊岳. 1997. 南海西南季風(fēng)爆發(fā)的氣候特征 [J]. 氣象學(xué)報(bào), 55 (2): 174–186.Yan Junyue. 1997. Climatological characteristics on the onset of the South China Sea southwest monsoon [J]. Acta Meteorological Sinica (in Chinese), 55 (2): 174–186.

Yuan F, Chen W. 2013. Roles of the tropical convective activities over different regions in the earlier onset of the South China Sea summer monsoon after 1993 [J]. Theor. Appl. Climatol., 113 (1–2): 175–185.

Yuan F, Chen W, Zhou W. 2012a. Analysis of the role played by circulation in the persistent precipitation over South China in June 2010 [J]. Adv. Atmos. Sci., 29: 769–781.

Yuan Y, Yang S, Zhang Z Q. 2012b. Different evolutions of the Philippine Sea anticyclone between the eastern and central Pacific El Ni?o: Possible effects of Indian Ocean SST [J]. J. Climate, 25 (22): 7867–7883.

Zhou W, Chan J C L. 2007. ENSO and the South China Sea summer monsoon onset [J]. International Journal of Climatology, 27 (2): 157–167.

Zhou W, Li C Y, Chan J C L. 2006. The interdecadal variations of the summer monsoon rainfall over South China [J]. Meteor. Atmos. Phys., 93 (3–4): 165–175, doi:10.1007/S00703–006-0184–9.

Interdecadal Change in the Relationship between the South China Sea Summer Monsoon Onset and Two Types of Pacific Sea Surface Temperature Anomaly

DING Shuoyi1, 2, WEN Zhiping2, and CHEN Wen1
1 Center for Monsoon System Research, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029
2 Center for Monsoon and Environmental Research, Department of Atmospheric Sciences, Sun Yat-Sen University, Guangzhou 510275

The onset dates of the South China Sea summer monsoon (SCSSM) show a significant advancement around 1993/1994. Using sea surface temperature (SST) and reanalysis data, this interdecadal change was investigated and found to be probably attributable to the warming in the Northwest Pacific Ocean and the interdecadal differences between two types of SST anomaly in the Pacific Ocean. The results further revealed that the relationship between the timing ofSCSSM onset and SST variability over the Pacific Ocean experienced a pronounced interdecadal change, accompanied by the interdecadal variation of the SCSSM onset. Eastern Pacific warming/cooling (EPW/EPC) had a primary impact on SCSSM onset in the first epoch (before 1993/1994). However, while both types of Pacific SST event affected SCSSM onset in the second epoch (after 1993/1994), the effect of central Pacific warming/cooling (CPW/CPC) was more significant. During the first epoch, EPW suppressed convective activity over the Northwest Pacific Ocean and Bay of Bengal. This suppressed convection then excited two anticyclonic circulations, located over the Philippines and the west of the Bay of Bengal, respectively. These patterns led to a delayed establishment of cross-equatorial flow, together with a significant weakening of the Bay of Bengal trough and an intensification of the western Pacific subtropical high, indicating that SCSSM onset was later than usual. The impact of EPW on the circulation variability before SCSSM onset could last from April to May. However, CPW seemingly had an insignificant influence on the preceding circulations. During the second epoch, CPW suppressed convective activity over the region from the Philippines to the eastern Bay of Bengal, which induced an anomalous anticyclonic circulation in that region. The anomalous anticyclone blocked the low trough over the Bay of Bengal and strengthened the subtropical high over the South China Sea, indicating the onset of SCSSM was earlier. The significant impact of CPW on the preceding circulations appeared in April rather than May. The impact of EPW on the circulation in April during the second epoch was similar to that during the first epoch. The anomalous wind field and convection induced by EPW, which could not sustain until May, were weaker than that forced by CPW.

South China Sea summer monsoon, Monsoon onset, Interdecadal change, Two types of Pacific sea surface temperature anomaly

Funded byNational Natural Science Foundation of China (Grants 41230527, 41461144001, 41175076)

南海夏季風(fēng)季風(fēng)爆發(fā)年代際差異兩類海溫型

1006-9895(2016)02-0243-14

P461

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1507.15102

2015-01-05；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2015-07-17

丁碩毅，男，1991年出生，碩士研究生，主要從事亞洲季風(fēng)和海—?dú)庀嗷プ饔梅矫娴难芯?。E-mail: dingshuoi13@mails.ucas.ac.cn

陳文，E-mail: cw@post.iap.ac.cn

國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41230527、41461144001、41175076