前期青藏高原積雪與ENSO 對南海夏季風強度的協(xié)同影響*

鄧 琪 趙 平 溫之平 王慧美 王迎春

1.復旦大學大氣與海洋科學系/大氣科學研究院，上海，200438

2.中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，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

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

許多學者使用不同定義方法建立南海夏季風指數(shù)來研究南海夏季風的變化特征及其影響因子，一些學者用對流層上、下層風的散度差（李崇銀等，1999）、濕位勢渦度（姚永紅等，2001）定義南海夏季風強度指數(shù)，也有一些學者把動力學因子（西南風分量）與熱力學因子（向外長波輻射）結合起來定義南海夏季風強度指數(shù)（吳尚森等，2001）。研究表明，影響南海夏季風強度變化的因子較多，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（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（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)對流活動的異常，進而影響南海夏季風及降水；青藏高原冬、春季積雪可以通過改變地表溫度進而影響南海夏季風爆發(fā)的時間（李青等，2008；于樂江等，2008）。此外，在青藏高原冬、春季積雪偏多時，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)緯向溫度梯度反轉時間偏晚，導致南海夏季風爆發(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)，對南海夏季風及降水也有重要影響。例如：南海西南季風強弱與ENSO 存在顯著相關（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及降水，并在模擬中得到了證實（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強度都有調控作用。

由此可見，青藏高原積雪和ENSO 與南海夏季風存在密切聯(lián)系。然而，青藏高原積雪和ENSO并不相互獨立。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，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，海洋和陸地對季風的協(xié)同影響受到關注（Zhao，et al，2016）。關于青藏高原積雪和ENSO 對南海夏季風是否存在協(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 對南海夏季風降水的單獨及協(xié)同影響進行分析，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全球積雪實驗室（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）、歐洲中期天氣預報 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)境預報中心（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°的全球格點再分析高度、緯向風、經(jīng)向風和向外長波輻射（OLR）資料（Kalnay，etal，1996）。

研究時段為1980—2018 年，夏季為6—8 月平均。由于南海夏季風期間盛行西南風，并伴隨著OLR 所表征的對流活動有爆發(fā)性增長，因此文中采用吳尚森等（2001）定義的南海夏季風指數(shù)（ Is），Is通過標準化的西南風和OLR 描述南海夏季風強度：

式中， Vsw=(u+v)/為南海區(qū)域850hPa 夏季平均風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 的標準差。根據(jù)文獻（吳尚森等，2001）， Is的物理意義是，南海夏季風的強弱可用西南風的大小和對流的強弱來表示，并且西南風越大（?。?，OLR 值越?。ù螅瑢α骰顒釉綇姡ㄈ酰?，則南海夏季風越強（弱），將中國南海季風區(qū)定義為（10°—20°N，110°—120°E）。

由于主要針對南海夏季風年際變率開展研究，因此對南海夏季風強度指數(shù)進行去趨勢處理。采用相關、偏相關、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 兩個因子對南海夏季風強度的獨立和協(xié)同影響。采用學生t 檢驗方法（魏鳳英，1999）判斷相關和合成結果的顯著性。

3南海夏季風年際變化以及與青藏高原積雪和ENSO 的關系

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3.1 南海夏季風年際變化

圖1 為去掉線性趨勢后的南海夏季風指數(shù)（以下簡稱 Is指數(shù)）變化特征。從圖中可以看出，南海夏季風強度存在明顯的年際變化。參考吳尚森等（2001）的方法，選擇南海夏季風指數(shù)Is≥1.5 作為強南海夏季風年（1981、1984、1985、1994、2001、2012 和2018 年，共7a），Is≤?1.5 作為弱南海夏季風年（1980、1983、1988、1996、1998 和2015 年，共6a）。對 Is高、低年的環(huán)流和降水的異常進行合成差異分析（圖2），以探討南海夏季風強、弱年對應的環(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，考慮到 Is與兩者的負相關關系，因此，合成南海夏季風指數(shù)低、高年的環(huán)流場差值。當 Is偏低時，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，對應著對流活動較弱（圖2a）；此時，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構。

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圖11980—2018 年去掉線性趨勢后南海夏季風指數(shù)（ Is）的時間序列（黑色實線分別表示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風場（箭矢，單位：m/s）和位勢高度場（色階，單位：gpm），c.200hPa風場（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）；打點區(qū)域表示達到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 南海夏季風年際變率與青藏高原積雪、海溫的關系

計算表明，前冬青藏高原（以下簡稱高原）積雪與Is 不存在顯著相關。春季，高原積雪與Is呈現(xiàn)東-西相反的顯著相關關系。高原西部，最大相關系數(shù)達到?0.31，東部最大相關系數(shù)為0.26，均通過了90%的顯著性t檢驗。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，當南海夏季風偏強（弱）時，青藏高原春季積雪均主要出現(xiàn)在西部和東南部，形成兩個積雪中心。通過差值場可以看出，南海夏季風偏弱時，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）存在負異常積雪中心，并且通過90%的顯著性t檢驗（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準化序列與東部（30°—34°N，96°—103°E）區(qū)域平均積雪面積異常的標準化序列之差。

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 準 差。春 季 ITPSC與Is的 相 關 系數(shù)為?0.38，通過了95%的顯著性t檢驗，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強度的關系。

當 ITPSC偏 大時，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，對應著對流活動較弱（圖4a）；此時，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；打點區(qū)域表示達到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）的相關系數(shù)，結果表明：Is和前期冬季赤道中東太平洋SST 呈現(xiàn)明顯的負相關，相關系數(shù)?0.4 的范圍向西延伸至160°W（圖5b），前期秋季相關系數(shù)超過?0.4 的區(qū)域相比于前期冬季有所縮?。▓D5a）；隨后的春、夏季這種負相關關系逐漸減弱，春季赤道中東太平洋SST 與Is的相關系數(shù)總體在?0.3 左右（圖5c），夏季二者的相關系數(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；點區(qū)表示達到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 對南海夏季風的協(xié)同影響

由于青藏高原春季積雪和ENSO 并不是完全獨立的，因此在分析兩者各自與南海夏季風的關系時，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立變化指數(shù)（ ITPSC_I），與原始的積雪指數(shù)相關系數(shù)為 0.89（通過99.9%的顯著性t 檢驗），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，也計算了ENSO 的獨立變化指數(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 對南海夏季風的協(xié)同貢獻，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標準化回歸至 Is的回歸系數(shù)，數(shù)值分別為0.77和0.50，b 為常數(shù)項。

4.1 高原積雪和ENSO 與南海夏季風強度指數(shù)的協(xié)同關系

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

表 1 高原積雪指數(shù)（ I TPSC） 、ENSO 指數(shù)（ I ENSO ）與 I s 的相關、偏相關系數(shù)以及積雪-ENSO 協(xié)同指數(shù)（ Iss ） 與 Is 的相關系數(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環(huán)流、降水的關系，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，進而改變地面到大氣的熱量、水汽交換。通過合成積雪獨立指數(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，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）（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)負異常，一直持續(xù)到夏季，并向東擴展（圖6b）。

圖6 高原積雪獨立指數(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 的時間-經(jīng)度剖面和（b）500 hPa 溫度 （單位：℃） 差異沿點 （40°N，60°E） 到點（10°N，150°E） 的時間-空間剖面 （點區(qū)表示差異達到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動進行合成差異分析，從點（60°N，60°E）到點（EQ，120°E）的剖面（圖7）可以看到：對應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)異常的下沉運動，有高度場負異常中心存在，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，造成南海夏季風強度偏低，降水減少；而積雪偏少時則情況相反。

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，單位：m/s，垂直速度乘以?10） 沿點 （60°N，60°E） 到點（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 對南海夏季風環(huán)流的影響

Xie 等（2009）研究表明，厄爾尼諾會導致印度洋海溫異常偏高，并持續(xù)到夏季，而夏季印度洋會充當ENSO 的“電容器”，延長ENSO 的影響。從IENSO_I和海溫的相關系數(shù)分布上看，IENSO_I與冬季印度洋海溫呈現(xiàn)顯著的正相關關系，相關系數(shù)基本在0.7 以上（圖8a），與春季印度洋海溫的相關系數(shù)進一步提高，相關系數(shù)超過0.8 的區(qū)域擴大（圖8b）。IENSO_I與冬季西北太平洋海溫呈現(xiàn)顯著的負相關關系，相關系數(shù)基本在?0.5 左右（圖8a），與春季西北太平洋海溫的負相關關系減弱（圖8b）。并且，印度洋春季海溫與夏季該地區(qū)海溫的相關系數(shù)為0.88（通過99.9%的顯著性t檢驗），指示著春季產(chǎn)生的海溫異?？梢猿掷m(xù)到夏季。

圖8 1980—2018 年海表溫度與ENSO 獨立指數(shù)（ IENSO_I）相關系數(shù)的空間分布 （a.前期冬季， b.春季；點區(qū)表示差異達到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 以及風場的異常（圖9）可見，在南海夏季風偏弱年的前期冬季，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，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)到夏季的結果一致。Xie 等（2009）研究指出，印度洋變暖會使對流層溫度通過深對流中的濕熱調整而上升（圖略），引起西北太平洋地區(qū)的東北風異常。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異常，進而導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。

4.2.3 積雪-ENSO 對南海夏季風環(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和異常東北風在長江流域匯聚（圖10b、c）。IENSO_I偏大時，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，位置更靠近中國南海西北部上空（圖10g），對應著圖2c 中南海夏季風偏弱時的高層華南地區(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），與之前南海夏季風弱、強年合成的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（打點區(qū)域通過90%的顯著性t 檢驗，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)存在一個異常氣旋（圖10i）。這進一步印證了表1 給出的高原積雪和ENSO 的協(xié)同作用會加強對南海夏季風的影響，即當Iss偏高時，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，比二者單獨對其的影響要大（圖10c、f）。同時，中國南海地區(qū)異常反氣旋帶來的西南風和日本海地區(qū)異常氣旋帶來的東北風在長江流域匯聚（圖10i）。

ITPSC_I偏高時，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，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，總體異常達到?2 mm/d，主要集中在中國南海北部，對應著圖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)負降水量異常增強；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 （打點區(qū)域表示達到90%顯著性水平，黑框為中國南海季風區(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 結論與討論

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

（1）青藏高原春季積雪、ENSO 與南海夏季風強度指數(shù)（Is）都存在顯著的負相關關系，但是相關系數(shù)均不到?0.48，而二者的協(xié)同作用對Is的影響增強，相關系數(shù)可以達到?0.55。

（2）青藏高原春季積雪西部偏多、東部偏少時，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?，對流層中低層對流活動被抑制。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)生東北風異常，加強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，減弱了南海夏季風。

（3）在積雪和ENSO 的協(xié)同影響下，中國東部長江地區(qū)存在異常西南風與東北風的匯聚，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)流異常強度變得更強、范圍更大，南海夏季風明顯減弱，降水進一步減少。

文中只是從統(tǒng)計學角度探討了青藏高原春季積雪和ENSO 對南海夏季風強度及降水的協(xié)同影響并與它們的獨自影響進行了對比，這一結果還需要利用數(shù)值試驗進一步驗證。