海温异常对东亚夏季风强度先兆信号的影响

2015-07-05柯宗建华丽娟钟霖浩杜良敏

应用气象学报 2015年5期

柯宗建华丽娟钟霖浩杜良敏

1)(国家气候中心中国气象局气候研究开放实验室，北京 100081)2)(中国科学院大学地球科学学院，北京 100049)3)(中国科学院大气物理研究所东亚区域气候-环境重点实验室，北京 100029)4)(武汉区域气候中心，武汉430074)

海温异常对东亚夏季风强度先兆信号的影响

柯宗建1)*华丽娟2)钟霖浩3)杜良敏4)

利用ERA-Interim再分析资料、NOAA海温资料、CMAP格点降水资料和中国气象站降水资料，通过合成、相关和回归分析等方法研究了1979—2012年东亚夏季风强度与其先兆信号的关系，并分析了热带海温异常的可能影响。研究表明：东亚夏季风先兆指数反映了2月200 hPa纬向风距平的主要模态特征(EOF1)，前冬热带中东太平洋海温偏低(高)，2月亚洲地区西风急流位置偏北(偏南)，东亚夏季风先兆指数偏强(弱)。前期热带海温异常对东亚夏季风强度有明显影响，前冬热带中东太平洋海温偏低(高)有利于东亚夏季风偏强(弱)。2月亚洲中纬度地区纬向风异常特征在春季不能持续，先兆信号与东亚夏季风强度的联系主要源自热带海洋。

东亚夏季风；先兆信号指数；海温；多雨带

引言

中国东部夏季降水主要受东亚夏季风(EASM)的影响[1-2]，东亚夏季风偏强时，华北地区降水多，而江淮流域干旱；东亚夏季风偏弱时，则相反。我国夏季降水的主要多雨带自20世纪60年代以来经历了从北到南、又转向北的演变[3]，70年代末和90年代初期，我国东部夏季降水发生了两次显著的年代际变化[4]。东亚夏季风具有热带和副热带季风性质，同时受低纬度和中高纬度环流的影响，比热带性质的印度季风复杂得多[5]。与印度季风主要用降水量表征其强度[6-7]不同，对于东亚夏季风强度的表征仍未达成很好的共识。从海陆热力差、涡旋切变、西南季风等多个角度出发定义的东亚夏季风指数[8-16]各具特点，充分反映了东亚夏季风系统的复杂性。Wang等[17]比较了25个东亚夏季风指数，并指出几个指数[11,13-14,16]在表征东亚地区夏季风的主要特征时具有优势。根据东亚热带季风槽区(10°～20°N,100°～150°E)与副热带地区(25°～35°N,100°～150°E)低层纬向风距平差异定义的东亚夏季风指数[13]，由于与夏季长江中下游降水有较好的关系，在我国汛期降水监测预测业务中广泛应用，其强弱特征也是每年全国汛期预测讨论的重点。

热带海洋海表温度与青藏高原下垫面热力异常对东亚夏季风有明显影响[18],是东亚夏季风强度预测的主要依据。张庆云等[13]利用2月亚洲中纬度(32.5°～37.5°N, 80°～110°E)和东太平洋(22.5°～27.5°N, 150°～120°W)区域平均高层纬向风距平差异定义了东亚夏季风的先兆信号指数，并解释了该先兆信号通过影响南亚大陆下垫面异常进而影响东亚夏季风的可能机制。由于该指数对东亚夏季风强度有很好的指示意义，已作为汛期夏季风强度预测的重要依据之一。然而，前冬亚洲中纬度地区环流异常在春季是否会持续并不清楚，南亚大陆下垫面异常冬、春季演变有待进一步分析，东亚夏季风强弱与其先兆信号指数之间是否存在其他途径的物理联系值得研究。这是本文关注的问题，也是本研究的出发点。

1 资料

本文所用到的资料有中国气象局国家气候中心整编的160个站逐月降水资料和2.5°×2.5°水平分辨率的CMAP(CPC Merged Analysis of Precipitation)格点降水资料[19]。大气环流资料为欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的ERA-Interim月平均再分析资料[20]，水平分辨率为1°×1°。海温资料为美国国家海洋和大气管理局(NOAA)提供的ERSST.V3[21]，水平分辨率是1°×1°。本文的研究时段为1979—2012年，气候态均为1981—2010年平均。本文研究的东亚夏季风强度(IEASM)及其先兆信号(IF)指数的定义参考文献 [13]，其定义分别为

(1)

(2)

2 东亚夏季风强度与先兆信号指数的关系

图1给出了东亚夏季风强度的逐年变化特征。将东亚夏季风指数大于1个标准差的年份定义为强夏季风年，小于-1个标准差的年份定义为弱夏季风年。强夏季风年分别为1981，1984，1985，1986，1994，2004，2012年；弱夏季风分别为1980，1983，1995，1998，2003年。东亚夏季风强、弱年夏季降水距平百分率的合成差异(图2)显示，我国东部地区从北到南降水距平百分率呈正-负-正的分布特征。长江中下游地区为显著的负异常，尤其是长江中游地区降水距平百分率小于-50%，表明强夏季风年长江中下游地区降水偏少，弱夏季风年长江中下游地区降水偏多。从东亚夏季风强度和先兆信号指数的逐年演变特征看，两者基本呈同位相变化，2000年以来这种特征并没有发生明显的变化，研究时段两者的相关系数达到0.70，达到0.01显著性水平。

图1 东亚夏季风强度与先兆信号指数的逐年变化Fig.1 Annual variations of EASM and its precursor index

东亚夏季风强、弱年2月200 hPa纬向风异常合成差异(图3)表明欧亚大陆及北太平洋地区纬向风场存在显著差异。欧亚中纬度(35°N)地区30°E和100°E附近出现正异常中心，强夏季风年2月西风急流位置偏北。冬、春季西风带的槽脊活动会影响亚洲大陆降水异常，改变南亚大陆热状况，并导致下垫面的冷暖差异。张庆云等[13]指出2月亚洲地区200 hPa纬向风为正异常，南亚上空西风带位置比正常位置偏北，南支槽的西风扰动较弱，南亚大陆冬、春季降水或降雪偏少，土壤水分比正常情况偏少，使得晚春和初夏南亚加热较快，导致夏季海陆热力对比大，出现强夏季风。那么，2月欧亚中高纬度地区环流的异常特征在春季是否会持续进而影响春季南亚大陆的下垫面异常需进一步分析。

图2 东亚夏季风强、弱年中国夏季降水距平百分率合成差异(单位：%)(黑色圆点表示达到0.1显著性水平)Fig.2 Composite difference of summer precipitation anomaly percentage in different strength years of EASM(unit:%)(the dotted denotes the difference significant at 0.1 level)

图3 东亚夏季风强、弱年2月200 hPa纬向风距平合成差异(单位：m·s-1)(粗实线表示200 hPa纬向风气候场50 m·s-1等值线，阴影表示达到0.1显著性水平)Fig.3 Composite difference of zonal wind anomaly(unit: m·s-1) at 200 hPa in February in different strength years of EASM(the solid bold line denotes climatological 50 m·s-1 contour of zonal wind at 200 hPa, the shaded denotes the difference significant at 0.1 level)

图4为冬年夏季风强、弱年前期春季200 hPa纬向风异常的合成差异。与2月相比，欧亚中纬度地区纬向风差异明显减弱。2月在30°E附近出现的正异常中心消失，在100°E附近出现的正异常中心明显减弱，且差异的显著性降低，未达到0.1显著性水平。而北太平洋地区200 hPa纬向风场从中纬度到低纬度地区仍维持正-负-正的分布特征，其中，中纬度地区异常中心较2月偏东。春季逐月200 hPa纬向风异常的合成差异也清晰地反映了这种特征(图略)。春季高层纬向风的显著差异主要在北太平洋，欧亚大陆地区纬向风的差异减弱，表明2月欧亚中纬度地区高层纬向风异常特征在春季并未持续。

图4 夏季风强、弱年春季200 hPa纬向风距平合成差异(单位：m·s-1)(阴影表示达到0.1显著性水平)Fig.4 Composite difference of zonal wind anomaly(unit: m·s-1) at 200 hPa in spring in different strength years of EASM(the shaded denotes the difference significant at 0.1 level)

海陆热力差异是影响东亚夏季风强弱的重要因素，亚洲大陆与南侧印度洋及东侧太平洋之间的热力差异对东亚夏季风强弱有明显影响。前期降水和气温异常改变下垫面的热力状况，进而影响海陆的热力差异。图5给出了东亚夏季风强、弱年前期春季降水和气温的合成差异特征。强夏季风与弱夏季风年，春季降水异常显著差异区域位于热带西太平洋，中心值超过3 mm·d-1，而南亚大陆地区的降水异常差异并不显著(图5a)。温度场合成差异表明，春季南亚大陆近地面温度没有显著差异，而热带海洋地区特征明显不同(图5b)。印度洋区域海温的差异明显，中东太平洋和西太平洋海温也呈现显著差异(图略)。强夏季风年，春季赤道中东太平洋海温偏低，北半球热带西太平洋海温偏高，印度洋海温偏低。东亚夏季风强、弱年前期春季下垫面显著的热力差异主要在海洋上。

图5 东亚夏季风强、弱年春季降水率(单位:mm·d-1)(a)和气温(单位:℃)(b)距平合成差异(阴影表示达到0.1显著性水平)Fig.5 Composite difference of precipitation rate(unit:mm·d-1)(a) and temperature(unit:℃)(b) in spring in different strength years of EASM(the shaded denotes the difference significant at 0.1 level)

续图5

3 先兆信号的来源

图6 2月200 hPa纬向风距平的EOF1模态 Fig.6 The EOF1 mode of zonal wind anomaly at 200 hPa in February

图7 2月200 hPa纬向风距平EOF1模态的时间系数与冬季海温的相关分布(阴影表示达到0.05显著性水平)Fig.7 Correlations between the principle component of EOF1 and zonal wind anomaly at 200 hPa in February (the shaded denotes correlation coefficients significant at 0.05 level)

图8 东亚夏季风强度与前期冬季海温的相关分布(其他说明同图7)Fig.8 Correlation coefficients between EASM strength and previous winter SST(the others same as in Fig.7)

图9 夏季海温与前期冬季Nino3.4海温指数的相关分布(其他说明同图7)Fig.9 Correlation coefficients between summer SST and previous winter Nino3.4 index(the others same as in Fig.7)

图10 东亚夏季风强、弱年夏季西太平洋副热带高压合成(图中所示为5880 gpm曲线)Fig.10 Composited WPSH in different strength years of EASM(WPSH is indicated with 5880 gpm)

4 结论与讨论

东亚夏季风强度与我国夏季降水关系密切，是汛期气候预测关注的重点。东亚夏季风先兆信号指数是夏季风强度预测的重要指标之一，在我国汛期气候预测业务中广泛应用。本文研究了东亚夏季风强度及其先兆信号之间的关系，以及热带海洋海温异常对两者的影响，得到以下主要结论：

1) 2月亚洲中纬度地区纬向风异常特征在春季不能持续，热带海洋异常是东亚夏季风强度及其先兆信号指数呈显著同位相变化的主要原因。

2) 东亚夏季风先兆信号指数反映了2月亚洲—太平洋地区200 hPa纬向风距平EOF第1模态的主要特征。该模态与中东太平洋海温有密切的联系。冬季中东太平洋海温偏低(高)，2月亚洲地区西风急流位置偏北(偏南)，北太平洋地区200 hPa纬向风从中纬度到低纬度地区呈正-负-正(负-正-负)异常分布，先兆信号指数偏强(弱)；夏季印度洋和南海地区海温维持负(正)异常，海陆热力差异增大(减小)，印度夏季风偏强(偏弱)，西太平洋副高偏弱(强)，东亚夏季风偏强(弱)。

东亚夏季风系统非常复杂，除了热带海洋[26-32]，青藏高原热力异常[33-35]、南半球系统[36]、北半球中高纬度地区环流和下垫面异常[37-38]等均对东亚夏季风有明显影响，因此，对于东亚夏季风强度和季节进程预测存在较大不确定性。从不同角度定义的东亚夏季风指数在表征夏季风系统时存在差异，其强弱特征与东亚地区夏季降水的关系也不尽相同[17]。本文从东亚夏季风先兆信号指数指示意义角度出发，分析它与东亚夏季风强度变化的关联，指出热带海温变化在其中的重要作用，有助于预测业务中更好地分析和应用先兆信号指数信息。

致谢：本文得到了中国气象局短期气候预测创新团队的大力支持，特此致谢！

The Influence of Sea Surface Temperature Anomaly on the East Asian Summer Monsoon Strength and Its Precursor

Ke Zongjian1)Hua Lijuan2)Zhong Linhao3)Du Liangmin4)

1)(LaboratoryforClimateStudies,NationalClimateCenter,Beijing100081)2)(KeyLaboratoryofComputationalGeodynamics,UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049)3)(KeyLaboratoryofRegionalClimate-EnvironmentforEastAsia(RCE-TEA),InstituteofAtmosphericPhysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029)4)(WuhanRegionalClimateCenter,Wuhan430074)

The strength of the East Asian Summer Monsoon (EASM) is closely connected to the summer main rainfall belt in China. The precursor index defined by the difference of zonal wind anomaly at 200 hPa between the middle latitude in Asia and eastern Pacific in February is well indicative to the strength of EASM, which is an important predicting factors in flood season. The potential mechanism of precursor signal influencing the EASM is proposed by changing the surface characteristics in South Asia continent, but it is unclear whether the atmospheric circulation anomaly in February persists in the following seasons over middle latitude region.In addition, a further investigation is needed about the surface anomaly variation over South Asia in winter-spring seasons. ERA-Interim reanalysis data, NOAA sea surface data, gridded CMAP precipitation data and precipitation observations over China are used. By composite, correlation and regression analysis approaches, the difference of wind in middle latitude over Eurasia, sea surface temperature (SST) in tropics and thermal condition in South Asia continent in previous winter-spring seasons in various strength EASM years are analyzed. Results indicate that tropical SST is the physical connection of accordant variations between the strength of EASM and its precursor.

Results show that the precursor signal of EASM captures the primary feature for the first mode of empirical orthogonal function (EOF1) of zonal wind anomaly at 200 hPa over the Asia and Pacific in February. The EOF1 mode is related to SST in the central and eastern Pacific. In the previous winter, the SST is below (above) normal in the central and eastern Pacific, which is conducive to a northward (southward) shift of westerly jet over the Asia in February. The zonal wind anomaly at 200 hPa exhibits meridional positive-negative-positive (negative-positive-negative) pattern, and the precursor index is stronger (weaker) than normal. In summer, the negative (positive) SST anomaly occurs in the vicinity of Indian Ocean and South China Sea, which results in an increasing (decreasing) difference between ocean and land and stronger (weaker) Indian Summer Monsoon. Meanwhile, the western Pacific subtropical high (WPSH) is weaker (stronger) than normal, and the EASM is stronger (weaker) than normal.The anomalous feature of zonal wind in the middle latitude of the Asia in February is hardly to persist in spring. The physical connection between EASM and its precursor mainly derives from the tropical ocean.

EASM; precursor index; SST; rainfall belt