东亚—西北太平洋地区夏季季节内振荡的年代际变化

叶韫盛 姚永红 吴其冈

(1 南京大学 大气科学学院，南京 210023；2 复旦大学 大气与海洋科学系/大气科学研究院，上海 200433)

引 言

季节内振荡(Intraseasonal Oscillation， ISO)是介于天气变化和年际变化之间的次季节时间尺度，是亚洲夏季风年际变化主要模态具有的时间尺度[1]。在北半球亚洲夏季季风区，季节内振荡不仅具有东传和西传的特征，而且具有显著向北传播的特征[2-6]。夏季季节内振荡(Boreal Summer Intraseasonal Osciilation， BSISO)从5至10月都非常活跃[7]，其年际变化与夏季风爆发关系密切[8-11]，对季风槽的季节性北移具有调制作用，引起季风中断和活跃[5，12]，对季风雨季的降水有重要影响[5-6，13-16]。

研究表明，BSISO强度及其传播在5—10月的各阶段和不同区域均具有年代际转变。在南海地区，5—9月BSISO在1994年前后的周期和空间模态均发生了改变，1994年后与东传的大气季节内振荡(Madden and Julian Oscillation， MJO)关系更加紧密[17]。5—10月期间，1998—2008年间整个热带地区BSISO在6、7月最强，2008年后则表现为8月最强[18]。BSISO强度及其传播的年代际变化在不同区域还存在显著差异[17，19]。夏季30～60 d的季节内振荡在赤道中、西印度洋和南海强度增强，在印度次大陆、阿拉伯海北部和孟加拉湾北部强度减弱[19]。1993年前后，从印度洋东传的对流与海洋性大陆对流在南海汇合，而在1993年后则没有出现对流汇合[17]。BSISO强度和传播的年代际变化对东亚夏季风降水在1990s发生显著年代际转变和1990s后南海夏季风爆发提前[20]具有显著影响[21-23]。WANG， et al[24]发现BSISO通过Rossby传播机制，激发东亚—太平洋(East Asian-Pacific，EAP)低频遥相关响应，造成西太平洋副热带高压季节内异常，显著影响东亚夏季环流。季节内振荡的传播不仅影响大气环流的年代际变化，而且其强度异常导致1990s后南海夏季风爆发提前[20]。

BSISO与亚洲夏季风的对流活动有密切关系，其活动范围覆盖从热带印度洋到西北太平洋的广大区域。在东亚—西北太平洋(East Asian-Western North Pacific, EAWNP)地区，夏季风在南海—菲律宾海区域上空有强烈的对流变化[25]，这是因为与阿拉伯海和孟加拉湾的对流相比，EAWNP区域不仅有从热带印度洋东传过来的MJO对应的对流，还有从西北太平洋西传的对流汇合加入，这与亚洲季风区的其他地区存在显著差异[17]。因此EAWNP的BSISO年代际变化可能具有其独特的变化特征，但过去针对这种变化特征的研究较少；此外，东亚夏季风从开始建立到逐步向北推进也存在季节内差异[22]，本文将讨论5—8月间各月份BSISO的年代际变化特征，作为进一步讨论这种变化对东亚夏季风爆发特别是夏季降水异常影响的基础。

前人对BSISO年代际变化的成因已有诸多研究。如，Kajikawa， et al[17]发现，热带印度洋海温异常为BSISO的对流提供了良好的条件而热带太平洋西部海域的海温异常则通过对流增强了Walker环流，抑制热带印度洋的对流活动，海温和Walker环流的背景场相互配合，使BSISO的活跃期和抑制期对比更加明显，从而导致了BSISO的年代际变化。Sabeerali，et al[26]研究表明，与2000年之前相比，印度洋海温增暖加强了亚洲夏季风活动，并减缓了对流北传的速度，是引起BSISO强度增强，向北传播相速减慢的可能原因。除了海温的变化，风切变和水汽也是导致热带BSISO相关的对流增强和北传减慢的年代际转变的原因[18]。同时，这些因子对不同地区BSISO年代际变化作用并不相同。例如，在印度洋地区，减弱的低层东风抑制蒸发增暖海表温度，引起季节内振荡增强[24]；在南海—西太平洋地区，边界层的扰动辐合比风的垂直切变在年代际尺度上的贡献要大[23]，而在西北太平洋地区，水汽条件对季节内振荡的影响更显著。本文侧重于EAWNP区域，重点探讨海温、风切变和水汽等因子对BSISO年代际变化的可能影响。

1 数据和方法

本文使用的数据包括：(1)美国国家海洋和大气管理局(NOAA)的日平均向外长波辐射(Outgoing Long-wave Radiation， OLR)资料[27]，空间分辨率为2.5°×2.5°，资料时间为1979—2017年；(2)欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的全球再分析数据集ERA-Interim的6 h平均再分析气象要素资料[28]，空间分辨率为2.5°×2.5°，资料时间为1979—2017年；(3)NOAA的日平均海表面温度(SST)资料[29]，空间分辨率为0.25°×0.25°，资料时间为1981年9月—2017年9月。

BSISO指数采用LIN[30]的定义，对比该指数和其他指数，LIN指数在EAWNP地区能更好地描述BSISO北传特征[31]。该指数基于(10°S～40°N，90°～150°E)的EAWNP区域，对去除年际变化和天气尺度时间变化后的OLR和850 hPa纬向风(U850)做EOF分析。EOF的前两个主成分的时间序列具有显著的20～70 d低频变化周期，与MJO指数类似，用前两个主成分的时间序列描述BSISO的强度和位相。将BSISO指数的振幅标准化处理之后，振幅大于1认为是一次强的BSISO事件。

本文合成分析中的资料均为使用20～70 d周期的Lanczos带通滤波器[33]对逐日数据进行处理后得到的异常场。本文将BSISO对应第一位相的第1天定义为第0天，用于进行超前滞后合成。因此本文中讨论的BSISO均为从热带印度洋传播的事件。

2 BSISO的年代际变化

图1显示了EAWNP地区5—9月BSISO强度指数的时间演变。红色实线是13点滑动平均的BSISO强度指数，表示BSISO强度的年代际分量。可见，BSISO强度指数的年代际变化显著。从1987—1995年偏弱，转变为1996—2007年间偏强，2008年开始又转变为偏弱。因此将BSISO强度减弱期(1987—1995年)定义为P1，增强期(1996—2007年)定义为P2，P2之后(2008—2017年)定义为P3。

图1 标准化的5—9月平均BSISO指数时间序列 (黑线)；红线与实心点表示BSISO指数的年代际分量

为了讨论BSISO年代际转变的季节内差异，分析不同阶段BSISO月平均强度年代际差异的特征(图2)。在P2阶段，5—7月和9月的BSISO强度比气候平均态更强，而在P1和P3阶段，BSISO强度比气候平均态弱。值得注意地是，虽然P1和P3阶段BSISO强度的年代际变化均为减弱，但P3阶段的8月BSISO强度有显著的年代际增强。表1为P1和P2，P2和P3以及P1和P3之间月平均和季节平均BSISO强度的差异，其中粗体表示差异超过1% Welch’st检验。在5、6、7、9月以及5—7月(MJJ)和5—9月(MJJAS)期间，P1和P2之间的BSISO强度存在显著年代际差异；而在8月，P1和P2的BSISO强度差异不显著。P2和P3阶段，5、6、7、9月以及5—7月(MJJ)和5—9月(MJJAS)BSISO强度有显著的年代际差异，但在8—9月，P2和P3阶段的BSISO强度年代际差异不显著。而P1和P3阶段除了在8月以外的其他月份均没有显著差异。从以上结果可以看出，在BSISO强度发生强弱转变的时间段(P1—P2，P2—P3)，5—7月的BSISO存在显著的年代际差异，而8—9月的差异不显著。在BSISO强度同为减弱的两个阶段(P1、P3)，只有8月存在显著的年代际变化。因此，本文将重点研究P1—P2阶段的5—7月，以及P1、P3阶段的8月BSISO强度存在显著差异的原因。

表1 在P1(1987—1995年)和P2(1996—2007年)，P2和P3(2008—2017年)以及P1和P3期间，不同月份的月平均BSISO指数经过Welch’s t-test的系数，红色加粗表示通过了α=99.9水平的显著性检验

图2 5—9月各月平均BSISO强度指数；黑线表示的是1979—2017年的气候平均值；绿线、红线和蓝线分别表示1987—1996年(P1)、1997—2008年(P2)和2009—2017年(P3)的平均值

3 5—9月BSISO年代际变化的可能机理

3.1 5—7月BSISO活动年代际差异的可能机理

本文采用20～70 d滤波的OLR方差与日平均OLR方差之比，分析BSISO活动年代际变化的空间分布特征。图3显示在P1和P2阶段，热带印度洋区域BSISO均最活跃，该区域对流占OLR原始场振幅总方差的30%以上(图3a、b)。从P1和P2两个阶段20～70 d滤波的OLR方差之比(图3c)显示在P1和P2阶段的5—7月间二者方差之比。可见，这两个时期的对流活动在南海地区存在显著差异，P2阶段南海区域的对流更加活跃。

图3 5—7月滤波后的OLR方差与总方差之比(单位：%)：(a)P1；(b)P2；(c)P2与P1的比值

为了分析BSISO对流活动在不同阶段的时间演变，图4给出了P1和P2期间，沿0°～10°N区域平均的20～70 d滤波的OLR时间—经度剖面。可以看出，P2阶段的对流中心向东传播显著，在BSISO事件出现0 d(对应BSISO第一位相的第1天)，位于热带印度洋地区的对流中心向东传播，在事件发生后的10 d左右，100°～120°E区域内对流异常增强。进一步分析P1和P2期间的OLR沿100°～120°E区域平均的Hovmöller图(图5)可以看出，在P1和P2阶段，异常增强的对流从10°S开始向北传播，在赤道到10°N之间达到最强。而在对流事件发生的10 d前，P2阶段位于10°S到赤道之间的海温增暖更显著。WANG， et al[34]的研究结果表明，在增强对流异常发生之前存在正海温异常，有利于增强后期的对流异常。因此在BSISO对流事件发生前，对应P2阶段位于10°S的异常对流明显比P1阶段增强。而在对流事件发生后，P1时期的正海温异常大值中心主要集中在0°～10°N区域，在P2时期的正海温异常则主要位于10°～20°N的南海区域，因此P2阶段的对流可以传播到更北的区域(15°N以北)。以上结果表明，P2阶段的BSISO强度偏强，是因为该阶段产生于热带印度洋地区的对流中心向东传播过程中，由于赤道以南海温异常增暖，利于100°～120°E区域内位于10°S附近异常增强的对流向北传播，该对流与从热带印度洋东传的对流叠加，进一步增强了100°～120°E区域BSISO对流强度。增强的对流再向异常增暖的南海区域传播，造成P2阶段BSISO在100°～120°E的南海区域OLR异常增强(图3c)。

图4 5—7月对应(a)P1、(b)P2和(c)P2-P1中，OLR(填色；单位：W· m-2)沿0°～10°N区域平均Hovmöller图

图5 5—7月对应(a)P1、(b)P2和(c)P2-P1，OLR(填色；单位：W ·m-2)和海温(等值线；单位：K)沿100°～120°E区域平均的Hovmöller图(等值线间距为0.08 K；负值由虚线表示)

从水汽和环流场的垂直分布(图6)可以发现，温暖的下垫面可引起水汽增加和上升运动增强。分析沿100°～120°E区域平均的P1和P2阶段的水汽和大气环流的垂直结构及差异显示，在P1和P2阶段，对流中心都存在较强的上升运动，对流中心附近的400 hPa以下均存在水汽大值区。在10°N附近，P1和P2在400 hPa以下都呈现一致的正涡度异常和高层辐散的斜压结构。但与P1相比，P2阶段的异常场强度显著增强(图6e、f)，这表明P2阶段的水汽与对流异常增强，对应了P2阶段BSISO在南海地区异常的年代际增强。

图6 5—7月当对流中心位于0°～10°N时(a、b)P1、(c、d)P2和(e、f)P2-P1沿100°～120°E区域平均的纬度—高度剖面；(a、c、e)垂直速度(填色；单位：Pa·s-1)和比湿(等值线；单位：g·kg-1)，(b、d、f)相对涡度(填色；单位：10-5 s-1)，散度(等值线；单位：10-7 s-1)分布；等值线间距(a、c、e)为0.1 g·kg-1，(b、d、f)为5×10-7 s-1；垂直速度均乘以-1

已有研究揭示了全球热带地区BSISO的年代际变化可能与印度洋、热带西北太平洋海温变化以及风场垂直切变有关。本文通过分析P1到P2阶段海温变化以及与之相对应的垂直风切变、1 000 hPa的水汽以及1 000～300 hPa总水汽通量的差异发现，在热带印度洋和西太平洋地区均存在OLR负异常(图7a)。在热带西太平洋地区，OLR的负异常沿西北—东南和西南—东北两个方向延伸。对应海温异常分布(图7b)，表现为负位相的太平洋年代际变化(Interdecadal Pacific Oscillation，IPO)海温分布，异常暖区位于西北太平洋和南太平洋，冷中心位于赤道东太平洋，在赤道东印度洋海温也一致增暖。纬向风的垂直切变(图7b)表明，在赤道西太平洋为西风切变，在东印度洋为东风切变。由于西风切变向西伸展到海洋性大陆区域，因此有利于对流向东传播[33]。从赤道附近的纬向风和垂直运动剖面(图8)可见，在P2阶段的印度洋地区，低(高)层对流层的西(东)风异常增强了垂直风切变。垂直上升异常出现在120°～150°E之间，上升异常东西两侧均存在增强的下沉运动。这意味着Walker环流增强。Walker环流增强引起热带印度洋地区下沉运动增强，抑制热带印度洋的对流活动。热带印度洋的对流减弱可以引起热带印度洋海温异常增暖，导致该区域不稳定性增强(图7b)。因为BSISO的对流活动起源于赤道印度洋[33-34]，热带印度洋海温正异常通过增强对流层低层的水汽辐合增强了与BSISO相关的对流活动。因此P2阶段赤道东印度洋海温异常增暖对BSISO强度增强有贡献。对P2阶段对流北传显著的原因，通过分析1 000 hPa水汽异常和1 000～300 hPa水汽通量(图7c)发现，100°～120°E区域内，P2阶段在20°N附近水汽异常增强，这将进一步加强该区域气候平均态的水汽[6]，导致20°N附近与赤道地区水汽梯度增强，水汽通量为由北向南输送，有利于赤道地区对流在其北侧产生水汽增强，引起对流进一步向北传播。

图7 5—7月在P1和P2阶段(a)OLR (填色和等值线；单位：W· m-2)，(b)SST(填色；单位：K)，200 hPa纬向风减去850 hPa纬向风得到的垂直风切变(等值线；单位：m ·s-1)，(c)1 000 hPa水汽(填色；单位：g· kg-1)，以及1 000～300 hPa的水汽通量(矢量；单位：kg· m-1 ·s-1)的差异；实心点表示通过α=0.95水平的信度检验

图8 P2与P1纬向风(单位：m ·s-1)和垂直速度(单位：10-2 Pa·s-1)沿10°S～10°N区域平均经度—高度剖面；填色表示上升(下沉)运动；垂直速度乘以-1；异常风矢量显示在图的右上方

由以上分析可见，虽然Walker环流下沉运动对热带印度洋地区热对流有抑制作用，但印度洋的对流减弱引起热带印度洋海温异常增暖，因此Walker环流的增强可以进一步增强热带印度洋海温增暖。当有大规模的扰动，例如活跃的BSISO对流，抑制的对流由于暖海温异常引起对的对流不稳定性增强而增强，导致BSISO强度增强。因此下沉运动和正海温异常是P2阶段5—7月BSISO的强度年代际增强的影响因子。

3.2 8月BSISO在P1和P3阶段差异的可能机理

同样，从P1和P3两个阶段20～70 d滤波的OLR方差与日平均OLR方差之比可见(图9)，P1和P3阶段OLR差异显著的区域位于热带南印度洋和孟加拉湾以及东亚副热带地区。同时，8月OLR异常和海温异常在P1和P3阶段70°～90°E区域平均的Hovmöller图(图10)显示，在P1和P3阶段，异常增强的对流从10°S南印度洋开始向北传播，在赤道以南强度最强。在增强对流异常发生之前，均存在正海温异常，有利于增强后期的对流异常活动的产生[33]。通过两个时期对比可以发现，在南印度洋地区P3阶段异常增强的对流比P1阶段产生的更早，对应BSISO对流0 d的前10 d已经出现，此后向北传播。伴随对流北传，0°～10°N之间的海温异常增暖，对应P3阶段BSISO强度增强，并向北传播到更北的位置。在0 d附近，南印度洋和北印度洋海温降低，表明对流向北传播的影响。而此时孟加拉湾地区海温增加。对比两阶段海温差值(图10c)可见，在0 d前孟加拉湾地区海温异常增暖，这将有利于P3阶段8月BSISO在70°～90°E区域的北传。

图11显示了当对流中心位于10°S和赤道之间时，8月P1和P3阶段的水汽和大气环流的垂直结构。可见，P1和P3阶段对应的对流中心都存在较强的上升运动。在对流中心附近的400 hPa以下均存在水汽大值区(图11a、c)。在对流中心存在着正涡度异常(图11b、d)和高低层辐合辐散异常。与P1阶段相比，P3阶段在5°S以南和赤道以北的上升运动、水汽以及正涡度异常更强(图11e、f)，这与P3阶段对流产生后就向南、北开始传播(图10)相对应。

对比P1和P3阶段8月的OLR、海温和垂直风切变，1 000 hPa的水汽以及垂直积分(1 000～300 hPa)总水汽通量的差异(图12)可以看出， 在20°N附近的西太平洋、热带南印度洋、孟加拉湾北部、印度次大陆以及中南半岛、南海和西太平洋地区均有增强的对流。海温异常在上述海域为异常增暖，P3阶段和P1阶段的海温差异分布表现为热带印度洋一致增暖和热带太平洋的ENSO型海温异常。从纬向风的垂直切变可以看出(图12b)，热带地区东风切变伸展到热带西太平洋，不利于对流向东传播，因此P3阶段的对流异常位于热带南印度洋和孟加拉湾以及东亚副热带地区(图9c)。另一方面孟加拉湾北部和东亚副热带地区为增强的东风切变，这将有利于对流在孟加拉湾和东亚副热带地区向北传[6]。从水汽分布和水汽通量场上可见，向北的水汽通量有利于副热带地区水汽向对流中心北侧输送，也将引起对流向北的进一步传播[6]。

图9 同图3，但为8月P3与P1的比值

图10 8月对应(a)P1、(b)P3和(c)P3-P1中，OLR(填色；单位：W·m-2)和海温异常(等值线;单位：K)沿70°～90°E区域平均Hovmöller图(等值线间距为0.08 K；负值由虚线表示)

图11 8月当对流中心位于10°S～0°时对应(a、b) P1、(c、d) P3和(e、f)P3-P1沿70°～90°E区域平均的纬度—高度剖面(a、c、e为垂直速度(填色；单位：Pa· s-1)和比湿(等值线；单位：g ·kg-1)，(b、d、f)为相对涡度(填色；单位：10-5 s-1)，水平辐散(等值线；单位：10-7 s-1)。等值线间距(a、c、e)为0.1 g ·kg-1，b、d、f为5×10-7 s-1。垂直速度均乘以-1)

图12 同图7，但为P1和P3在8月的差异

从环流场纬度—高度剖面(图13)可以看出，在70°～90°E区域内，P1和P3阶段南印度洋和孟加拉湾均存在上升气流，对应局地Hadley环流的增强，有利于8月对流活动的进一步增强。

图13 8月P3与P1经向风(单位：m·s-1)和垂直速度(单位：10-2 Pa·s-1)沿70°～90°E区域平均纬度—高度剖面；填色红(蓝)表示上升(下沉)运动；垂直速度乘以-1；异常风矢量显示在图的右下方

4 结论

本文研究了1979—2017年EAWNP地区5—9月BSISO时空结构年代际变化的季节内差异。结果表明，当BSISO强度发生强弱转变的阶段，5—7月的BSISO存在显著的年代际差异，而8—9月的差异不显著。在BSISO强度同为减弱的阶段，只有8月存在显著的年代际变化。这一变化与印度洋以及西太平洋地区季节平均海温的年代际差异关系密切。

对应BSISO强度由弱向强转变的前后两个阶段P1和P2的5—7月和BSISO强度均转弱的P1和P3两个时间段的8月，BSISO均表现为强度增强，向北传播显著。虽然分析其影响因子，均为对流低层辐合高层辐散，低层水汽增强，垂直运动增强，但背景场有显著差异。P2阶段的背景海温场为IPO负位相型分布的情况下，背景风场的垂直西风切变有利于对流东传，对流在南海地区与从赤道向北传的对流叠加增强了该区域对流。而南海北部的海温异常增暖引起对流中心向北传播至更北的位置。在P2阶段，增强的对流又对海温产生影响。通过增强的Walker环流的下沉运动抑制热带印度洋的对流活动。抑制的对流引起热带印度洋东部的正海温异常，有利于EAWNP地区BSISO的对流发展。

对应BSISO强度均转弱的P1和P3两个时间段，在8月，P3阶段的BSISO强度增强，且BSISO在孟加拉湾向北传播，与垂直风切变有关。海温背景场与ENSO型的海温异常相对应。与5—7月BSISO强度增强相比，局地的Hadley环流的增强，引起BSISO对流中心上升运动增强，造成8月BSISO强度增强。

本文揭示了EAWNP地区BSISO的年代际变化特征，结果表明，BSISO的年代际变化具有季节性差异的特征。东亚—西北太平洋地区的BSISO的年代际变化季节性差异可能与IPO年代际变化和ENSO叠加有关，这部分将进一步在后续工作中研究。其中不同背景场对BSISO年代际变化的贡献如何还需要通过数值模式进行进一步分析。