南海夏季风爆发与热带太平洋两类海温型关系的年代际差异

丁硕毅　温之平　陈文中国科学院大气物理研究所季风系统研究中心, 北京0009中山大学季风与环境中心/大气科学系, 广州5075

南海夏季风爆发与热带太平洋两类海温型关系的年代际差异

丁硕毅1, 2温之平2陈文1
1中国科学院大气物理研究所季风系统研究中心, 北京100029
2中山大学季风与环境中心/大气科学系, 广州510275

丁硕毅，温之平，陈文. 2016. 南海夏季风爆发与热带太平洋两类海温型关系的年代际差异 [J]. 大气科学, 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.

南海夏季风爆发日期在1993/1994年出现年代际偏早的转变，利用海温和再分析资料的研究证实西北太平洋增暖和两类海温型的年代际差异可能是导致此种变化的重要成因。进一步的研究揭示出在南海夏季风爆发出现年代际变化的背景下，南海夏季风爆发日期与太平洋海温的关系也出现明显的变化：1993/1994年之前的第一年代东太平洋（EP）型海温异常起主导作用，而1993/1994年之后的第二年代两类海温型均影响了季风爆发，但以中太平洋（CP）型海温异常为主。第一年代，东太平洋型增温（EPW）通过抑制西北太平洋—孟加拉湾的对流活动，在菲律宾海、孟加拉湾西部激发出两个距平反气旋，使越赤道气流建立偏晚、孟加拉湾低槽填塞、西北太平洋副热带高压增强，进而导致南海夏季风爆发偏晚，且其影响可从4月维持到5月；而中太平洋型增温（CPW）对季风爆发前期的流场无显著影响。第二年代， CPW通过抑制菲律宾—孟加拉湾东部的对流活动，在菲律宾—孟加拉湾激发出一个距平反气旋，使孟加拉湾低槽填塞、南海地区副高增强，进而阻碍季风爆发，且显著影响仅出现在4月；EPW对4月大气环流场的影响与第一年代较为接近，在菲律宾—孟加拉湾一带产生的风场、对流场异常稍弱于CPW，但其影响无法持续到5月。

1　引言

南海夏季风不仅是东亚夏季风的重要组成部分，也是联系东亚与南亚夏季风系统的枢纽。南海夏季风的爆发标志着亚洲大气环流由冬季型转换为夏季型，预示着东亚夏季风来临、中国雨季开始，是亚澳季风区季节转换的一个重要阶段（Tao and Chen, 1987；Yuan et al.，2012a）。一些研究表明，南海夏季风爆发的早晚存在明显的年际变化（贺海晏等, 2000a, 2000b；Chan and Zhou, 2005)，夏季风爆发的早晚不仅会造成我国东部与日本降水异常，而且还会引起菲律宾沿东亚至北美的大气遥相关型变化，进而导致北美乃至整个北半球出现气候异常。因此，关于南海夏季风爆发早晚的研究一直是南海周边国家和地区的气象学家们关注的热点问题。南海夏季风的建立受整个热带、副热带地区海—陆—气状况的制约（陈隽和金祖辉, 2001；Zhou et al., 2006; Li et al., 2011），其中海温是影响季风爆发的重要因子之一，尤其是热带太平洋、印度洋等海域的海表温度变化。作为热带太平洋最强的年际变化信号，ENSO对南海夏季风的建立有着重要影响，其暖位相下本年以及下一年的季风爆发偏晚，而冷位相下则正好相反（陶诗言和张庆云, 1998； Zhou and Chan, 2007；Chen et al., 2013a）。此外，自Saji et al.（1999）提出热带印度洋偶极子的概念以后，许多学者亦研究了印度洋海温异常与南海夏季风之间的耦合关系。梁肇宁等（2006）和温之平等（2006）指出，去掉ENSO信号的影响以后，印度洋全区一致型的负（正）海温距平分布以及西负东正（西正东负）的偶极型海温距平分布均有利于南海夏季风较早（晚）建立。

近年来，Ashok等（2007）提出了一类有别于传统ENSO（亦称EP型ENSO）的海温型，即ENSO Modoki（亦称CP型ENSO），它主要发生在1979年以后，呈纬向三极型分布，暖异常中心位于中太平洋，两侧为冷异常中心。这类海温型造成东亚、澳大利亚和北美等地区大气环流异常以及降水异常，与传统ENSO的作用有所不同，且相互独立。一系列研究分析了两类海温型下我国的气候异常及差异，发现CP型El Niño所产生的距平反气旋位于南海，导致我国南部降水偏少，而EP型El Niño所产生的距平反气旋位于菲律宾海，使我国南部为距平西南风控制，进而降水偏多（Weng et al., 2007、2009；Feng et al., 2010、2011；Feng and Li, 2011）。然而，以往的研究没有分类探讨它们与南海夏季风爆发的关系，因此两类海温型对南海夏季风爆发早晚的影响、机制及差异仍有待于进一步研究。特别是，Kajikawa and Wang（2012）还发现，自1979年以来，南海夏季风爆发日期在1993/1994年存在年代际偏早的转变，并通过西北太平洋海温增暖引起的南海及菲律宾海上空季节内振荡增强、台风频数增加解释了这种年代际差异，但并没有深入探讨海温的作用。自ENSO Modoki事件被提出后，有学者利用不同指数对两类ENSO进行分类，结果表明1993年以后CP型ENSO事件频繁出现，之前出现较少，而EP型ENSO事件则正好相反（陈圣劼等, 2013；Wang and Wang, 2013）。那么，在1993年前后，影响南海夏季风爆发早晚的主导海温型是否发生了变化？这种变化对南海夏季风爆发的年代际差异有何贡献？

文中所用资料与方法的介绍见第2节；第3节分析了南海夏季风爆发日期的年代际变化及海温背景场；第4节揭示了两类海温型与南海夏季风爆发日期关系的年代际差异，并探讨了可能的影响机制及差异；第5节是结论与讨论。

2　资料与方法

2.1资料

本文所用资料包括：（1）1978～2010年英国Hadley中心的海表温度月平均资料，网格分辨率为1°×1°（Rayner et al., 2003）；（2）1979～2010年美国国家环境预报中心（NCEP）和美国国家大气研究中心（NCAR）的全球大气月平均第二套再分析资料（Kanamitsu et al., 2002）, 网格分辨率为2.5°×2.5°, 垂直方向选取三层: 850、500、200 hPa，物理要素包括位势高度场、水平风场和垂直速度场；（3）1979～2010年美国国家海洋和大气局（NOAA）的向外长波辐射（OLR）月平均资料（Liebmann and Smith, 1996），网格分辨率为2.5°×2.5°。

2.2指数

2.2.1海温指数

本文采用Niño3指数、EMI指数分别表征EP 型ENSO（或conventional ENSO）与CP型ENSO（或ENSO Modoki）所对应的海温型。其中，Niño3指数为（5°S～5°N，150°W～90°W）区域平均的海表温度距平值。EMI指数由Ashok et al.（2007）提出，定义如下：

EMI = [SSTA]A－ 0.5 [SSTA]B－0.5 [SSTA]C，[SSTA]A、[SSTA]B和[SSTA]C分别代表区域A （10°S～10°N，165°E～140°W）、区域B（15°S～5°N，110°W～70°W）和区域C（10°S～20°N，125°E～145°E）海表温度距平的区域平均值。

为方便表示，后文用EPW（EPC）型海温代表EP型ENSO的暖（冷）位相，即EP El Niño（EP La Niña）型海温；CPW（CPC）型海温代表CP型ENSO的暖（冷）位相，即CP El Niño（CP La Niña）型海温

2.2.2季风爆发指数

Wang et al.（2004）总结了20多种定义南海夏季风爆发的季风指数，有从动力角度出发，选择区域平均的风速、散度和涡度来描述季风的爆发（阎俊岳, 1997；王启和丁一汇, 1997；Lu and Chan, 1999；李崇银和张利平, 1999）；有从热力角度出发，选择区域平均的降水、对流来表征季风的突变（谢安等, 1997；罗会邦, 1999）；还有将动力、热力两种要素结合起来对季风建立进行定义（Wang and Wu, 1997；Xie et al., 1998）。不同学者关注的角度不同，故其描述的南海夏季风爆发日期在某些年份存在一定差异。由于海洋日降水资料存在不可靠性，Wang et al.（2004）提出利用850 hPa南海地区（5°N～15°N，110°E～120°E）区域平均的纬向风定义风场环流指数（USCS）来确定季风爆发的日期，这种指数较为简单，不仅与南海地区的降水存在较好相关性，还能避免小尺度降水带来的随机噪音（Wang et al., 2004）。但Wang et al.（2004）定义的季风爆发日期为候，因此，基于Wang et al. （2004）提出的风场环流指数（USCS），本文利用日平均数据定义了1979～2010年南海夏季风的建立日期，具体标准为：（1）季风建立当日USCS＞0.5 m s−1，且后5天（包括建立日）平均USCS＞0 m s−1；（2）季风建立后的15天中至少有8天USCS ＞0 m s−1，且这15天累加的平均USCS须大于1 m s−1；（3）4月20日以后满足（1）、（2）的第一日即为爆发日。

由上述标准所确定的南海夏季风爆发日期在年际、年代际尺度的变化上与Wang et al.（2004）利用候平均数据所得结果基本一致，两者的相关系数大于0.75。

2.3方法

本文采用的统计分析方法包括合成分析、经验正交分解分析、偏相关分析、偏回归分析等。偏相关系数的具体公式为：，即去除变量A3影响之后，变量A1与A2之间的偏相关系数。其中rij表示变量Ai与Aj之间的线性相关系数。当时间序列样本数为N时，t检验的自由度为N－3（Ashok et al., 2007）。偏回归分析则是通过NCL中的reg_multlin_stats函数来实现的。同时，本文利用Student t检验对合成分析、偏相关分析进行了显著性检验，利用F检验对偏回归分析进行了显著性检验。

3　南海夏季风爆发日期的年代际变化及海温背景场

图1是由NCEP/NCAR-2再分析资料计算所得的1979～2010年南海夏季风爆发日期的时间序列，平均爆发日期为5月18日，属5月第4候（5月16～20日）。由图可知，在1993/1994年前后，南海夏季风爆发日期呈现显著的年代际偏早的转变。因此以1993年为界，取1979～1993年为第一年代（First Epoch），1994～2010年为第二年代（Second Epoch）。第一年代南海夏季风爆发的平均日期为5 月28日，而第二年代为5月10日，比第一年代提前了18天。上述发现与Kajikawa and Wang（2012）提出的1993年以后南海夏季风爆发日期显著提前的结论一致。

那么南海夏季风爆发日期年代际差异的前期太平洋海温背景场又是如何变化的呢？图2a为两个年代南海夏季风爆发前期春季海温差值场。由图可见，太平洋海温呈CPC型的年代际变化，显著暖异常中心位于海洋性大陆—西北太平洋并向南、北两侧伸展，呈马蹄形分布，包裹着中太平洋的海温冷异常。冬季海温差值场分布与春季基本相同，表明其具有一定延续性。从两个年代4月大气环流差值场来看，在太平洋上空，低层速度势差值场（图2b）呈纬向三极型分布，赤道中太平洋为异常辐散区，两侧为异常辐合区，它与CPC型的海温分布是一致的，是大气对海温异常的一种响应。其中，西侧显著的异常幅合中心位于海洋性大陆，故该地区出现显著的异常上升运动并导致对流异常活跃（图2d）。海洋性大陆—菲律宾一带对流活跃意味着潜热加热增强，由Gill理论可知，加热中心西侧会产生Rossby波响应，赤道出现距平西风、两侧激发出两个距平气旋。此外，孟加拉湾东部海温增暖，对应低层出现较弱的风场辐合，导致局地对流加强，并在孟加拉湾激发出一个距平气旋。位于南海、孟加拉湾的两个距平气旋（图2c）使得孟加拉湾低槽加深、南海地区副高减弱并提早东撤，加之菲律宾附近对流活动异常活跃（Yuan and Chen, 2013）、南海地区季节内振荡增强以及热带气旋在南海—菲律宾一带活动频繁（Kajikawa and Wang, 2012），进而有利于第二年代南海夏季风平均爆发日期偏早。

图1　1979～2010年南海夏季风爆发日期的时间序列Fig. 1　Time series of the South China Sea summer monsoon (SCSSM) onset date for the period 1979–2010

4　南海夏季风爆发与太平洋两类海温型关系的年代际差异

4.1太平洋海温与南海夏季风爆发日期相关关系

的年代际差异

ENSO是气候系统中最强的年际变化信号，尽管其发生在热带太平洋地区，但却对太平洋周边地区乃至全球的气候变化产生重要影响。Zhou and Chan（2007）研究发现赤道中东太平洋海温异常是影响南海夏季风爆发年际变率的重要因子之一，ENSO事件的暖位相下季风爆发偏晚，而冷位相则反之。2007年，Ashok et al.（2007）提出了CP型ENSO（ENSO Modoki）事件，该类事件从20世纪90年代初期开始频繁出现，且自1990年代中期以来其出现频次远大于EP型ENSO事件。随着太平洋海温型的变化，南海夏季风爆发日期与热带太平洋海温的关系是否也发生了变化？

图3是南海夏季风爆发日期与赤道（10°S～10°N）太平洋、印度洋海温15年滑动的相关系数图。影响南海夏季风爆发早晚的关键海区主要位于赤道太平洋，其中，中、东太平洋的正相关区在1992/1993年前后发生了明显的年代际变化，1992/1993年以前显著正相关区位于赤道中东太平洋（160°W～80°W），随后西移至赤道中太平洋（160°E～120°W）且相关性明显增强。此外位于西太平洋的显著负相关区略有西移且相关性亦有所提高。1979～1993年、1994～2010年南海夏季风爆发日期与前期各个季节的全球海温相关系数图（图4、5）也证实了在1993年前后影响南海夏季风爆发早晚的太平洋海温关键区存在年代际差异。第一年代，太平洋海区相关系数的季节变化类似于EP型ENSO的演变过程：夏、秋两季，中太平洋出现显著正相关并逐渐向东发展；冬、春两季，显著正相关的主体位于东太平洋，显著负相关主要位于130°E以东的西太平洋，但相关系数的峰值出现在春季。第二年代，太平洋海区相关系数的季节变化则类似于CP型ENSO的演变过程：夏、秋两季，中太平洋出现显著正相关并逐渐发展；冬季，显著正相关达到峰值，主体位于中太平洋，东太平洋东部亦存在正相关区，显著负相关则西移至海洋性大陆及菲律宾一带；春季，中太平洋的显著正相关开始衰减。

图2　1994～2010年与1979～1993年（a）春季海温（等值线，单位：°C）、（b）4月850 hPa辐散风（矢量，单位：m s−1）与速度势（等值线，单位：105m2s−1)、（c）4月850 hPa风场（矢量，单位：m s−1）、（d）4月OLR（等值线，单位：W m−2）差值场。阴影部分通过95%信度检验，矢量场加粗部分通过95%信度检验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

为了更好地研究不同年代两类海温型与南海夏季风爆发的关系，本文选用Niño3指数表征EP型海温，EMI指数表征CP型海温。由表1可知，第一年代，南海夏季风爆发日期与Niño3指数呈显著正相关[6(−1)～8(−1)月、12(−1)～5(0)月，其中i(0)月指当年第i月、j(−1)月指前一年第j月]，与EMI指数无关；第二年代，南海夏季风爆发日期与EMI指数[6(−1)～4(0)月]、Niño3指数[7(−1)～12(−1)月、3(0)～4(0)月]均呈显著正相关，且与EMI指数的偏相关系数更大、持续性更好。根据相关分析、偏相关分析可得，两个年代影响南海夏季风爆发早晚的海温关键区发生了显著变化，第一年代EP型海温主导了季风爆发的年际变率，第二年代两类海温型共同作用，但CP型海温的影响更大。

表1　1979～1993年（1E）、1994～2010（2E）年南海夏季风爆发日期与前期逐月EMI指数、Niño3指数的偏相关系数（*通过90%的信度检验，**通过95%的信度检验）Table 1 Partial correlation coefficients between SCSSM onset date and EMI index and Niño3 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]

4.2两类海温型影响南海夏季风爆发的可能机制及差异

考虑到大气环流对海温异常响应的时间尺度约为1个月且南海夏季风在5月中旬爆发，结合两类指数在两个年代与季风爆发日期的偏相关系数，取3–4月的EMI指数、Niño3指数作为季风爆发前期太平洋海温异常信号，通过对4月大气环流场的偏回归分析来验证两类海温型在不同年代中所起的作用、探讨它们影响季风爆发的物理机制及差异。

图3　南海夏季风爆发日期与热带印度洋、太平洋（10°S～10°N，40°E～80°W）海表面温度15年滑动的相关系数（N到N＋14年时间段相关性对应第N＋7年的相关系数，阴影部分通过95%、99%信度检验）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型海温在菲律宾—孟加拉湾地区产生的异常辐合中心很弱且不显著（图6d），故其对这一带的OLR场、风场和高度场均无显著影响（图7d–f），而EP型海温的影响是显著的（图7a–c）。当季风爆发前期太平洋海温距平场呈EPW型时，对流层高层出现偶极型、呈西北—东南走向的速度势距平场（图6b），赤道东太平洋为异常辐散区、西北太平洋—孟加拉湾以西为异常辐合区，低层速度势距平场正好相反，故形成异常的单圈Walker环流，其下沉支从西北太平洋向西延伸至印度南部（图7a），与高、低层风场的辐合辐散相对应。显著的异常下沉运动主要位于西北太平洋—印度南部，导致这一带对流活动减弱，且在西北太平洋—南海南部以及孟加拉湾东南部出现两个OLR正异常中心（图7b）。由于西北太平洋—南海南部、孟加拉湾东南部的对流加热受抑制，由Gill理论可知，加热中心西侧会产生Rossby波响应，分别在西北太平洋—南海、孟加拉湾激发出两个距平反气旋，导致西北太平洋—孟加拉湾以西高度场呈正异常（图7c）。菲律宾海距平反气旋的成因与风—蒸发正反馈机制引起的局地海气相互作用、中东太平洋异常增暖引起的下沉运动有关（Wang et al., 2000；Wang and Zhang, 2002），它使西北太平洋副热带高压增强并在南海地区维持。位于孟加拉湾的距平反气旋则使孟加拉湾低槽填塞、不利于BOB形成，其南侧深厚的距平东风一直延伸至非洲沿岸，导致印度洋地区赤道西风减弱、不利于越赤道气流建立。因此，EPW型海温下，西北太平洋—孟加拉湾的对流活动受抑制，使越赤道气流建立偏晚、孟加拉湾低槽填塞、西北太平洋副热带高压增强，进而不利于南海夏季风爆发。

图4　1979～1993年南海夏季风爆发日期与（a）JJA（−1）、（b）SON（−1）、（c）D（−1）JF（0）、（d）MAM（0） 海表面温度的相关系数（±0.51、±0.63的相关系数分别通过95%、99%信度检验)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)

图5　同图4，但为1994～2010年（±0.48、±0.60的相关系数分别通过95%、99%信度检验）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)

图6　1979～1993年3～4月Niño3指数偏回归的（a）3～4月海表温度距平场（等值线，单位：°C）、（b）4月200 hPa辐散风（矢量，单位：m s−1）与速度势（等值线，单位：105m2s−1)距平场。（c）、（d）分别同（a）、（b），但为EMI指数的偏回归图。阴影部分通过95%信度检验，矢量场加粗部分通过95%信度检验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 Niño3 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），两类指数回归的3～4月海温距平场（图8a、c）表明赤道西太平洋冷异常中心强度相当，但CP型海温下的冷异常区位于南海—菲律宾以东（120°E～150°E），而EP型海温下仅菲律宾以东（135°E～155°E）出现冷异常。因而CP型海温下菲律宾距平反气旋位置偏西、位于菲律宾—孟加拉湾（图9c、f），尽管其强度较弱、尺度较小，但由于EP型海温下距平反气旋位于菲律宾东北侧，故CP型海温下菲律宾—孟加拉湾的风场异常稍强（图9c、f）。此外，CP型海温下菲律宾—孟加拉湾东部对流异常的强度亦稍强于EP型（图9b、e）。因此，两类海温型的影响均是显著的，但在菲律宾—孟加拉湾一带CP型海温的影响更为显著（图9a–f）。当季风爆发前期太平洋海温距平场呈CPW型时，对流层高层出现三极型、呈西北—东南走向的速度势距平场（图8d），赤道中太平洋为异常辐散区、两侧为异常辐合区，低层速度势距平场正好相反，故形成异常的双圈Walker环流。西侧显著的异常辐合区位于菲律宾—孟加拉湾东部，与南海、孟加拉湾东部显著的异常下沉运动相匹配（图9d），导致这些地区对流加热受抑制（图9e），进而在对流层低层、加热中心西北侧激发出一个距平反气旋。这个距平反气旋位于菲律宾—孟加拉湾一带，使高度场呈正异常，其南侧显著的距平东风延伸至印度南部，不利于孟加拉湾季风的建立与东进（图9f）。因此，CPW型海温下，菲律宾—孟加拉湾东部的对流活动受抑制，使孟加拉湾低槽填塞、南海地区副高增强，进而阻碍夏季风在南海地区的爆发与推进。第二年代EP型海温对季风爆发前期大气环流的影响与第一年代基本一致，仅在影响范围上存在差异，即西北太平洋高层的异常辐合带范围缩小（图8b），但在菲律宾—孟加拉湾一带造成的异常（OLR场、风场、高度场）比第一年代略强（图9b–c）。

图7　1979～1993年3～4月Niño3指数偏回归的4月（a）500 hPa垂直速度距平场（等值线，单位：0.01 Pa s−1）、（b）OLR距平场（等值线，单位：W m−2）、（c）850 hPa流场（矢量，单位：m s−1）与高度（等值线，单位：m）距平场。（d）、（e）、（f）分别同（a）、（b）、（c），但为EMI指数的偏回归图。阴影部分通过95%信度检验，矢量场加粗部分通过95%信度检验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 Niño3 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

通过上述分析可知，两类ENSO暖位相均不利于南海夏季风爆发，但它们影响的程度与区域存在一定差异，就两个年代的主导海温型而言：第一年代EPW型海温下的暖异常中心位于赤道东太平洋、大小约1°C，冷异常区位于菲律宾以东洋面（图6a），对流层高层的异常辐合区从西北太平洋西伸至孟加拉湾以西，且中心强度比第二年代CPW型的大1倍，相应的异常下沉运动抑制了西北太平洋—印度南部的对流加热并在菲律宾海及孟加拉湾西部激发出两个距平反气旋，使高度场呈显著正异常，影响范围较大；第二年代CPW型海温下的暖异常中心位于中太平洋、大小约0.6°C，冷异常区西移至菲律宾附近（图8c），西侧对流层高层的异常辐合区位于菲律宾—孟加拉湾东部，强度较弱、尺度较小，相应的异常下沉运动抑制了这一带的对流活动并激发出一个位置偏西、强度偏弱、尺度偏小的距平反气旋（Yuan et al., 2012b；Chen et al., 2013b），因而显著的高度场正异常中心仅出现在菲律宾—孟加拉湾一带，影响范围较小。若用同样的方法对5月大气环流场进行偏回归分析（图略），可以发现在第一年代EPW型海温的影响可以持续到5月，而第二年代CPW型海温对菲律宾—孟加拉湾的OLR场、风场和高度场影响较弱或已无显著影响。因此，在第一年代EPW型海温下产生的大气环流异常的强度大、范围广且持续时间长，因而显著影响了南海夏季风爆发；而第二年代，尽管CPW型海温也阻碍了南海夏季风爆发，但其影响与第一年代EPW型海温的影响相比较是明显偏弱的。

图8　同图6，但为1994～2010年Fig. 8　As in Fig. 6 but for the period 1994–2010

5　结论与讨论

本文利用1979～2010年NCEP/ NCAR-2 的月平均再分析资料、NOAA 的OLR 资料以及1978～2010年Hadley中心的海表温度资料，采用偏相关、偏回归分析，研究了两类海温型与南海夏季风爆发日期关系的年代际差异及它们影响季风爆发的物理机制与差异。主要结论有：

图9　同图7，但为1994～2010年Fig. 9　As in Fig. 7 but for the period 1994–2010

（1）南海夏季风爆发日期在1993/1994年呈年代际偏早的转变。1994～2010年季风爆发的平均日期为5月10日，比1979～1993年提早了18天。季风爆发前期太平洋海温背景场呈CPC型的年代际变化，西北太平洋显著增暖使菲律宾附近对流异常活跃、南海地区副高减弱东撤、南海—菲律宾一带季节内振荡增强且热带气旋活动频繁、孟加拉湾低槽加深、赤道西风加强，进而有利于第二年代南海夏季风平均爆发日期偏早。

（2）第一年代EP型海温主导了南海夏季风爆发的年际变率，第二年代两类海温型均影响了季风的建立，但以CP型海温为主。若对季风爆发前期3～4月的Niño3、EMI指数分年代进行标准化处理，分别以±0.55σ、±0.65σ个标准差为界，并结合海温距平图（图略）挑选出现EPW/EPC、CPW/CPC的年份，可以发现第一年代出现8个EP型ENSO事件（EPW：1983、1987、1992、1993；EPC：1985、1986、1988、1989）、3个CP型ENSO事件（CPW：1982、1991；CPC：1984），而第二年代CP型ENSO事件出现10个（CPW：1994、1995、2003、2005、 2007、2010；CPC：1999、2000、2001、2008）、EP型ENSO事件有4个（EPW：1998；EPC：1996、2006、2009）。上述分类结果也进一步证实1993年前后主导季风爆发的海温型由EP型转变为CP型。

（3）从机制上来看：EPW型海温通过抑制西北太平洋—孟加拉湾的对流活动，在菲律宾海、孟加拉湾西部激发出两个距平反气旋，使越赤道气流建立偏晚、孟加拉湾低槽填塞、西北太平洋副热带高压增强，进而导致季风爆发偏晚；CPW型海温通过抑制菲律宾—孟加拉湾东部的对流活动，在菲律宾—孟加拉湾激发出一个距平反气旋，使孟加拉湾低槽填塞、南海地区副高增强，进而阻碍夏季风向南海推进。

（4）1993年前后影响南海夏季风爆发年际变率的主导海温型发生了显著变化，由EP型转为CP型。偏回归分析的结果也表明第一年代EPW型海温不利于南海夏季风爆发，且这种影响可从4月持续到5月；而第二年代CPW型海温同样不利于南海夏季风爆发，但这种影响仅出现在4月。若对第一年代出现EPW/EPC事件和第二年代出现CPW/CPC事件的年份进行合成分析（4、5月大气环流距平场），可以发现：（a）第一年代（第二年代），EPW （CPW）型海温对4、5月大气环流场的影响与偏回归结果相似，其在西北太平洋—孟加拉湾以西（菲律宾—孟加拉湾东部）产生的OLR场、高度场异常偏强（弱）；（b）尽管第一年代EPC型海温有利于季风提前爆发，但其对4月大气环流场的影响较小，仅菲律宾、南海局部地区的OLR场、高度场出现显著负异常（图10），到了5月负异常略有增强并东扩（图略），这与偏回归的结果差异较大，即EPW/EPC型海温对季风爆发的影响具有不对称性；（c）第二年代的4月，CPC型海温在菲律宾—孟加拉湾一带产生的大气环流距平场与偏回归结果基本一致，符号相反、强度稍强（图11），且5月的OLR场、高度场负异常已显著衰减（图略），故CPW/CPC型海温对季风爆发的影响具有一定对称性。因此，西北太平洋的增暖以及两类海温型的年代际差异可能是导致南海夏季风爆发年代际提早的原因之一。

图10　第一年代EPW型海温下4月（a）OLR距平场（等值线，单位：W m−2）、（b）850 hPa流场（矢量，单位：m s−1）与高度（等值线，单位：m）距平场。（c）、（d）分别同（a）、（b），但为EPC型海温。阴影部分通过90%信度检验，矢量场加粗部分通过90%信度检验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

图11　同图10，但为第二年代（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

基于上述结论，我们了解了两类海温型在不同年代所起的作用以及它们影响南海夏季风爆发早晚的机制与差异，但所得结果仍有待于数值模式验证。自1993年以后，南海夏季风爆发日期与太平洋海温的正相关区发生西移，且相关性显著提高、持续性更好，表明季风爆发早晚受太平洋海温变化的影响更大了。造成此种变化的原因尚不清楚，可能与热带太平洋海温型的年代际变化、PDO位相、全球变暖或者其他影响因子年代际减弱有关，故仍需进一步研究。此外，冬、春两季的北大西洋海区亦存在显著相关信号，第一年代相关系数分布呈“−、+、−”型，可能对ENSO的影响产生干扰，而第二年代则呈“+、−、+”型，可能是北大西洋海温对ENSO的响应。

比较两个年代Niño3指数4月的偏回归图可以发现，当EPW型海温处于衰减位相时，印度洋海温在第二年代呈全海盆增暖，而第一年代增暖并不显著，这表明印度洋海温与EP型ENSO的关系也可能存在年代际差异。第二年代，印度洋海温显著增暖，在其东侧激发出赤道Kelvin波，表层摩擦作用使赤道低压以北地区出现东北风异常，引起副热带西北太平洋表层辐散、局地对流活动受抑制，进而有利于菲律宾海距平反气旋的加强与维持（Xie et al., 2009）。这也解释了为什么第二年代Niño3指数偏回归的4月速度势、OLR、流场、高度距平场在西北太平洋—孟加拉湾一带要强于第一年代。伴随着第二年代中东太平洋暖异常的迅速衰减，到了5月，菲律宾海距平反气旋减弱东移，孟加拉湾距平反气旋北移且其南部出现距平气旋，赤道印度洋为距平西风，显著的高度场正异常仅出现在菲律宾以北（图略）。相比之下，第一年代EPW型海温衰减较慢、印度洋增暖不显著，到了5月，菲律宾海距平反气旋略有减弱，孟加拉湾仍为距平反气旋控制，赤道印度洋为距平东风，显著的高度场正异常从西北太平洋西伸至孟加拉湾以西（图略）。由于两个年代EPW型海温的强度及其衰减过程有所不同、印度洋海温变化存在年代际差异，故第一年代EPW型海温对季风爆发的阻碍作用可能更强。

此外，南海夏季风爆发过程是非常复杂的，影响因子众多，包括不同海域的海温、青藏高原大地形、太阳辐射、中纬度扰动、低纬低频振荡以及前汛期降水等。本文仅从热带太平洋海温出发研究南海夏季风爆发的年代际差异，并没有考虑印度洋海温在内的其他因子的影响，因此其他因子的作用还有待进一步研究。

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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)

南海夏季风季风爆发年代际差异两类海温型

1006-9895(2016)02-0243-14

P461

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1507.15102

2015-01-05；网络预出版日期 2015-07-17

丁硕毅，男，1991年出生，硕士研究生，主要从事亚洲季风和海—气相互作用方面的研究。E-mail: dingshuoi13@mails.ucas.ac.cn

陈文，E-mail: cw@post.iap.ac.cn

国家自然科学基金项目41230527、41461144001、41175076