丁一匯 孫穎 劉蕓蕓 司東 王遵婭 朱玉祥柳艷菊 宋亞芳 張錦

1中國(guó)氣象局國(guó)家氣候中心，北京100081

2中國(guó)氣象局氣象干部培訓(xùn)學(xué)院，北京100081

1 前 言

亞洲季風(fēng)作為一種耦合的氣候系統(tǒng)是日射的年變化、大尺度海陸熱力差異、地形以及不穩(wěn)定的環(huán)流系統(tǒng)等共同強(qiáng)迫的結(jié)果。從經(jīng)典的觀點(diǎn)看，其中大尺度海陸熱力差異是區(qū)域季風(fēng)及其降水的主要驅(qū)動(dòng)力。亞洲季風(fēng)有兩個(gè)主要的特征：一是風(fēng)有明顯的季節(jié)反向；二是干、濕季或雨季有迅速的交替（Webster et al., 1998）。在30多年以前，亞洲季風(fēng)被大多數(shù)西方學(xué)者認(rèn)為只是熱帶的印度季風(fēng)或南亞季風(fēng)，東亞夏季風(fēng)只是印度季風(fēng)的向北和向東的延伸或擴(kuò)展。只是到了 1980年代以后，亞洲夏季風(fēng)應(yīng)劃分為南亞和東亞兩個(gè)子系統(tǒng)的觀念才逐漸在國(guó)際上被接受（Tao and Chen, 1987；Wang et al., 2005；Ding and Chan, 2005）。亞洲季風(fēng)的研究具有長(zhǎng)期的歷史，但是最重要的進(jìn)展是出現(xiàn)在1960年代以后，尤其是1978～1979年FGGE 國(guó)際季風(fēng)試驗(yàn)（MONEX）之后。一方面通過(guò)一系列的外場(chǎng)試驗(yàn)揭示了許多新的事實(shí)和取得了不少新的發(fā)現(xiàn)；另一方面發(fā)表和出版了大量研究文獻(xiàn)和專著(Chang and Krishnamurti, 1987；Ding, 1994；Chang et al., 2005；Wang, 2006；Chang et al., 2011) 不斷總結(jié)和深化亞洲季風(fēng)的研究成果，使亞洲季風(fēng)研究的科學(xué)水平和預(yù)報(bào)達(dá)到了一個(gè)新的高度?，F(xiàn)在人們已充分認(rèn)識(shí)到，亞洲季風(fēng)不但具有重要的區(qū)域影響，可引起旱澇和其他重大氣象災(zāi)害 (Ding and Sikka,2006)，而且通過(guò)中低緯相互作用、季風(fēng)—ENSO關(guān)系、全球遙相關(guān)等對(duì)全球氣候系統(tǒng)和全球氣候預(yù)測(cè)產(chǎn)生重要影響 (Webster et al., 2005；Ding and Wang,2005；Wang, 2006)。

概括起來(lái)，亞洲季風(fēng)的研究主要有以下九個(gè)方面（Ding, 2007）：（1）亞洲季風(fēng)的全球觀或從全球季風(fēng)觀點(diǎn)研究亞洲季風(fēng)；（2）亞洲季風(fēng)的季節(jié)進(jìn)程和年循環(huán)，包括季風(fēng)的爆發(fā)、活躍、中斷循環(huán)和撤退；（3）多尺度變率，包括季節(jié)內(nèi)、年際、年代際變率；（4）亞洲季風(fēng)的能量和水循環(huán)；（5）與亞洲季風(fēng)相關(guān)的天氣系統(tǒng)、中尺度過(guò)程、日變化和對(duì)流系統(tǒng)；（6）大尺度物理過(guò)程和動(dòng)力學(xué)，包括熱帶波動(dòng)力學(xué)、耦合的季風(fēng)—海洋與SST—季風(fēng)關(guān)系、生態(tài)—季風(fēng)關(guān)系與陸面—季風(fēng)相互作用、雪—季風(fēng)關(guān)系、Rossby波—遙相關(guān)理論、青藏高原的動(dòng)力（大地形和摩擦）和熱力作用等；（7）亞洲季風(fēng)的可預(yù)報(bào)性和不同時(shí)間尺度的預(yù)測(cè)；（8）古氣候時(shí)期的季風(fēng)演變和機(jī)理，包括百年、千年、軌道尺度的變化；(9) 亞洲季風(fēng)對(duì)社會(huì)—經(jīng)濟(jì)的影響和災(zāi)害防御與預(yù)警，尤其是對(duì)農(nóng)業(yè)和水資源部門。近十幾年來(lái)，除了上述問(wèn)題以外，關(guān)于氣候變化對(duì)亞洲夏季風(fēng)的影響日益引起人們的關(guān)注，尤其是人類活動(dòng)排放CO2引起的全球變暖和大氣氣溶膠對(duì)亞洲季風(fēng)的影響。研究表明，氣候變化最重要的影響表現(xiàn)在季風(fēng)環(huán)流的改變和陸地季風(fēng)區(qū)降水的減少（Wang and Ding, 2006；Ding et al., 2008, 2009；Bollasina et al.,2011；Ghosh et al., 2012；Turner and Annamalai,2012）。前者主要表現(xiàn)為亞洲（Wang and Ding, 2006）冬夏季風(fēng)的減弱，后者表現(xiàn)為干旱區(qū)的加劇。因而，在不同的排放情景下預(yù)測(cè)未來(lái)亞洲季風(fēng)的變化具有重要意義。

本文根據(jù)我們最近五年來(lái)的研究工作對(duì)夏季風(fēng)的多尺度變率，尤其是年代際和年際變率；亞洲夏季風(fēng)的遙相關(guān)和未來(lái)預(yù)測(cè)問(wèn)題進(jìn)行綜述，以期了解在全球氣候變化背景下過(guò)去百年來(lái)亞洲季風(fēng)，尤其是東亞夏季風(fēng)經(jīng)歷了什么變化，是什么原因造成了這種變化，以及未來(lái)百年將是如何變化的。

2 亞洲夏季風(fēng)的年代際和年際變率及其可能的機(jī)理

2.1 亞洲夏季風(fēng)的年代際變化與原因

亞洲季風(fēng)的年代際變率是亞洲季風(fēng)多時(shí)間尺度變化的一種長(zhǎng)期分量，一般周期為 10～100年(Ding, 2007)，由于缺乏足夠的高質(zhì)量觀測(cè)資料，相比于其他時(shí)間尺度，其時(shí)間演變和空間型的研究結(jié)果具有更大的不確定性，對(duì)造成這種時(shí)間尺度變率的影響因子和機(jī)理認(rèn)識(shí)也不足 (Goswam, 2005)。地面要素（溫度、氣壓、降水、風(fēng)等）儀器的觀測(cè)在北半球可有140年左右的記錄，高空資料一般只有50年長(zhǎng)度。因而為了研究季風(fēng)的年代尺度變率，需要多種來(lái)源資料（如樹輪、冰芯、歷史文獻(xiàn)等）與儀器觀測(cè)資料的融合，以得到盡可能準(zhǔn)確的長(zhǎng)時(shí)間序列和空間分布，這是一個(gè)挑戰(zhàn)性的工作。

根據(jù)印度次大陸1871～2000年夏季（JJAS）比較可靠的降水記錄分析，沒(méi)有發(fā)現(xiàn)印度夏季風(fēng)具有長(zhǎng)期趨勢(shì)或氣候變化的信號(hào)，但是含有 55～60年振蕩分量（Goswami, 2006），并且具有大尺度的空間分布型。這可能是印度季風(fēng)年代際變化的一個(gè)主要模態(tài)，它大致與印度地區(qū)的旱澇長(zhǎng)期持續(xù)時(shí)段相關(guān)。最近的研究 (Turner and Annamalai, 2012) 也指出了印度夏季風(fēng)年代際變率的存在，并且證實(shí)這種長(zhǎng)期的年代際變率模糊了百年尺度變化的趨勢(shì)，結(jié)果主要表現(xiàn)為夏季降水的年代際強(qiáng)弱變化。從1950年開始，印度夏季風(fēng)處于減弱的趨勢(shì)，直到 2000年，這段時(shí)期的趨勢(shì)與年代際變化處于同位相階段。

對(duì)于東亞夏季風(fēng)的年代際變化，不少人進(jìn)行過(guò)研究（如Huang et al., 2004；Wang, 2001），揭示出從1960年代中和1970年代末分別發(fā)生一次突變過(guò)程，表現(xiàn)出了夏季風(fēng)的兩次減弱現(xiàn)象。Ding et al.(2008) 利用中國(guó)123年（1880～2002年）的資料對(duì)東亞夏季風(fēng)的年代際變化進(jìn)行了詳細(xì)分析，揭示了其年代際周期除60～80 年外，還具有10～14、20～30、40年的周期，另外也存在明顯的2～9年的年際變化周期。其趨勢(shì)的突變點(diǎn)總體上有三個(gè)：1960年代中、1970年代末或1980年代初、1992～1993年。但對(duì)于不同分區(qū)突變點(diǎn)又有一定不同（張人禾等，2008），這可能與區(qū)域降水型對(duì)東亞和西太平洋環(huán)流變化的響應(yīng)與轉(zhuǎn)型并不同步所致（黃榮輝等,2011）。如：70 年代末或 80年代初的突變主要發(fā)生在華北和長(zhǎng)江流域，而 90年代初的突變主要發(fā)生在華南。在上世紀(jì)初（1901～1905年）和 20～30年代的長(zhǎng)江梅雨季還出現(xiàn)兩個(gè)突變點(diǎn)。圖1是根據(jù)1978年和1992年?yáng)|亞和南亞兩個(gè)季風(fēng)區(qū)共同的顯著突變點(diǎn)綜合得到的中國(guó)夏季（JJA）降水距平分布圖。

可以清楚地看到，中國(guó)東部季風(fēng)區(qū)的雨區(qū)在1951～1978年分別位于華北、東北、華南沿海，其間為少雨區(qū)，表現(xiàn)為“＋－＋”的三極型經(jīng)向分布。以后主要的北方季風(fēng)雨帶移到江淮地區(qū)，轉(zhuǎn)變?yōu)椤埃庇晷?。最后，主雨帶繼續(xù)移到長(zhǎng)江流域以南，表現(xiàn)為“－＋”的偶極型分布，即所謂南澇北旱型。三極型和偶極型季風(fēng)降雨異常型是東亞夏季風(fēng)產(chǎn)生的兩種主要降水模態(tài)，這與Huang et al.（2004）的結(jié)果一致。中國(guó)東部降雨從 1950年代至 1970 年代的北方多雨向南不斷移動(dòng)，轉(zhuǎn)變?yōu)槟戏蕉嘤?，大致?jīng)歷了30年的時(shí)間，約為60～80年年代際振蕩的半個(gè)周期。圖 2更清楚地顯示出東亞夏季風(fēng)與降水的年代際減弱過(guò)程。相應(yīng)的水汽輸送、垂直速度場(chǎng)分布等也都表現(xiàn)出了在 1978年前后發(fā)生了顯著變化或突變，反映了東亞季風(fēng)減弱的基本特征。

圖1 （a）1951～1978 年、（b）1979～1992 年、（c）1993～2004 年夏季（6、7、8月）740個(gè)站的降水距平（相對(duì)于1971～2000年平均值）分布圖。實(shí)線（虛線）為正（負(fù)）距平。陰影區(qū)為正距平區(qū)。（引自Ding et al., 2008）Fig.1 Patterns of rainfall departure for summer (JJA) (mm) averaged for 1951–1978 (a), for 1979–1992 (b), and for 1993–2004 (c).Departures are relative to the climatological mean of 1971–2000 based on 740 surface stations in China.Sold lines (dashed lines) denote positive (negative)departures.Shaded areas denote positive departures.The Yellow River (in North China) and the Yangtze River (in Central China) are depicted with bold black lines.(From Ding et al., 2008）

如果用修正的Webster-Yang季風(fēng)指數(shù)（即DHI=U850－U150）計(jì)算亞洲夏季風(fēng)強(qiáng)度的長(zhǎng)期變化（1948～2003年），可以看到，亞洲夏季風(fēng)的減弱（圖 3a）主要是由于熱帶東風(fēng)急流（TEJ）強(qiáng)度的減弱（圖 3b）。而熱帶東風(fēng)急流的減弱又主要是由于夏季亞洲大陸對(duì)流層上部增溫出現(xiàn)年代際減弱（或變冷）所致。這種高空變冷在青藏高原及其鄰近地區(qū)更為明顯。

青藏高原大氣的冷卻與高原前冬和春季積雪的年代際變化直接有關(guān)。圖4a是青藏高原地區(qū)50個(gè)地面站平均的冬、春積雪厚度（SDI）的時(shí)間序列?？梢钥吹?，從 1976年以后，高原積雪突然地增加，以后 20多年一直維持在一個(gè)高積雪的水平（雖然有年際變化），至上世紀(jì)末（約1999年）才又恢復(fù)到低積雪水平。因而從 1960年至今呈現(xiàn)了低—高—低的年代際變化（圖4d）。1976年以后由于高原冬春積雪的增加，通過(guò)反照率的增加和地表感熱通量的減小，使以后春、夏高原的大氣熱源減弱（葉篤正等, 1979）。圖5是高原地區(qū)春夏大氣熱源（Q1）的時(shí)間序列，春夏高原熱源在1980年前后減弱或變?yōu)樨?fù)距平，夏季尤其明顯。我們也計(jì)算了亞洲陸地與周圍海洋大氣熱力差異指數(shù)（QLS）的變化（圖6），同樣可以看到QLS在1960年代中期減弱，并在1980年以后變?yōu)樨?fù)距平的情況。1960年代中期的突變點(diǎn)（夏季風(fēng)開始減弱）只在華北降雨的時(shí)間序列中檢測(cè)到。這與QLS第一次明顯減弱密切有關(guān)。這表明夏季風(fēng)的年代際減弱最先影響的是位于東亞夏季風(fēng)前沿的華北地區(qū)，它開始減弱了東亞夏季風(fēng)季節(jié)性向北推進(jìn)的程度。

QLS的減弱也包括包圍亞洲大陸周邊海洋Q1的變化。它與海洋的增暖密切有關(guān)。為了證實(shí)這一點(diǎn)，我們只給出了熱帶中東太平洋（10°S～10°N，140°E～80°W）海表溫度距平（SSTA）與相應(yīng)850 hPa緯向風(fēng)分量的變化（圖7）?？梢钥吹?，熱帶中東太平洋的兩次明顯增溫與東亞夏季雨帶的兩次南移（1978年前后與1992年前后）一致，并且與低層緯向西風(fēng)的異常爆發(fā)和增強(qiáng)相對(duì)應(yīng)。這意味著在這個(gè)時(shí)期熱帶海洋有更多的暖事件（如El Ni?o）發(fā)生。由于 QLS的減弱，導(dǎo)致了對(duì)流層中上部（500～100 hPa）經(jīng)向溫度梯度（對(duì)南亞季風(fēng)）和緯向溫度梯度（對(duì)東亞季風(fēng)）的減弱（圖8）。這必然導(dǎo)致南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)的減弱。圖9是亞洲夏季風(fēng)減弱原因的示意圖。

圖2 （a）1951～2004年中國(guó)東部和日本西部（107.5°E～130°E）夏季降水距平的緯度—時(shí)間剖面圖。進(jìn)行了25年滑動(dòng)平均。陰影區(qū)為正距平，A、B水平線分別代表華南和長(zhǎng)江流域、長(zhǎng)江流域與華北的大致分界線。單位：mm。（b）同圖（a），但是對(duì)850 hPa經(jīng)向風(fēng)分量（一般可代表東亞夏季風(fēng)的指數(shù)）。實(shí)（虛）線為正（負(fù)）距平即異常南風(fēng)（異常北風(fēng)），單位：m s-1。（引自Ding et al., 2008）Fig.2(a) Latitude–time cross-sections of the anomalous precipitation in summer of 1951–2004 for East China (107.5°E–130°E).The 25-year running average is applied.Shaded areas denote positive departures.Horizontal bars A and B represent the demarcation lines between South China and the Yangtze River basin, and between the Yangtze River basin and North China, respectively.Unit: mm.(b) Same as (a), but for 9-year running mean meridional wind component (v, unit: m s?1) at 850 hPa.Solid (dashed) lines denote positive (negative) departures, representing anomalous southerly (northerly) wind.Shaded areas denote positive departures (anomalous southerlies).(From Ding et al., 2008）

1999年以后，高原冬季積雪轉(zhuǎn)為偏少的時(shí)期（圖4d），同時(shí)熱帶中東太平洋SSTA相比于過(guò)去變冷（圖略），這導(dǎo)致了高原熱源Q1和海陸溫差指數(shù)QLS開始增加（圖10），從而驅(qū)動(dòng)?xùn)|亞夏季風(fēng)加強(qiáng)，季風(fēng)雨帶北推（司東等，2010），可以由圖 11看到，從 1999年開始，夏季風(fēng)雨帶從長(zhǎng)江流域推進(jìn)到淮河—黃河流域。它與高原冬春積雪的滯后正相關(guān)區(qū)也由 1978～1998年的長(zhǎng)江流域北推到黃淮地區(qū)（圖12）。

圖3 （a）1948～2003年異常夏季風(fēng)指數(shù)（DHI = U850－U150）的時(shí)間序列。據(jù)NCEP再分析資料計(jì)算，粗直線是線性回歸趨勢(shì)，非平滑曲線由6階多項(xiàng)式擬合得到。單位：m s-1。（b）夏季（6～8月）150～100 hPa層，10°N～20°N緯帶平均U分量經(jīng)度—時(shí)間剖面圖。異常西風(fēng)由實(shí)線和陰影區(qū)代表。（引自Ding et al., 2008）Fig.3 （a）Summer monsoon index (DHI = U850－U150) estimated by using NCEP reanalysis dataset.Bold straight lines denote the linear regression trend.The non-smoothed curves are obtained with the 6-order polynomial fitting.Unit: m/s.(b) 150–100 hPa layer mean U-component averaged for 10°N–20°N in summer (June–August).Unit: m s?1.Data source: NCEP reanalysis datasets.Anomalous westerly wind is represented by solid lines and shading.(From Ding et al., 2008）

2.2 亞洲夏季風(fēng)的年際變化及其原因

亞洲夏季風(fēng)的年際變化一般定義為季節(jié)過(guò)渡或季節(jié)過(guò)程對(duì)平均年循環(huán)的年偏差。這種季風(fēng)的年偏差常表現(xiàn)為十年尺度以下的多種振蕩；最主要的有2、4、7 年周期的振蕩。年際變化也存在著大尺度空間變率型，因而亞洲季風(fēng)區(qū)可以依空間變率型的差異進(jìn)一步分成一些重要的區(qū)域分量或分區(qū)，如南亞季風(fēng)區(qū)、東亞季風(fēng)區(qū)等。由上可見(jiàn)，亞洲季風(fēng)區(qū)的年變化是由一些隨季節(jié)和空間而變化的特征來(lái)表征的。

亞洲夏季風(fēng)年際變化的主要模態(tài)或空間型主要有四種：（1）對(duì)流層 2年振蕩（TBO）；（2）印度洋偶極子（IODM）；（3）南亞和東南亞之間降水的偶極型變化；（4）4～7年模態(tài)的振蕩。

圖4 1960～2004年青藏高原50個(gè)站（見(jiàn)左上小圖）平均積雪深度指數(shù)（SDI）時(shí)間序列：（a）冬季（12～2月），（b）春季（3～4月），（c）春季EOF 第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)，虛線為9年滑動(dòng)平均，單位：cm（引自Ding et al.2009）；（d）1979～2011年高原72站冬季積雪深度，單位：cm d–1 （引自Si and Ding.2012）Fig.4 Time series of snow depth (SDI) over the Tibetan Plateau averaged for 50 surface stations (see the inserted small diagram in left upper corner) for winter (December, January and February) (a), for spring (March, April) (b), and the first EOF mode time coefficient series for spring (c).Horizontal bars represent averages for different periods, and dashed lines 9-year running average.Unit: cm.(From Ding et al., 2009).(d) Time series of winter snow depth(cm d–1) over the Tibetan Plateau averaged for the 72 stations for 1979–2011.Horizontal solid lines indicate averaged values for the two decadal periods of 1979–1999 and 2000–2011.(From Si and Ding., 2012)

圖5 垂直積分的（地面至100 hPa）高原地區(qū)（27.5°N～42.5°N，75°E～105°E）異常熱源（Q1）的時(shí)間序列：（a）夏季；（b）春季。實(shí)線為9年滑動(dòng)平均，單位：W m-2。（引自Ding et al., 2009）Fig.5 Time series of the anomalous vertically integrated (from surface to 100 hPa) apparent heat source (Q1) averaged for the entire Tibetan Plateau(27.5°N–42.5°N, 75°E–105°E) (a) for summer and (b) for spring.Solid lines denote 9-year running mean curves.Unit: W m?2.(From Ding et al., 2009）

其中（1）和（4）模態(tài)的方差占其原始時(shí)間序列總方差的57.2%（劉蕓蕓和丁一匯，2012）。對(duì)于東亞地區(qū)，除了（2）以外，其他 3種年際變化的模態(tài)都十分明顯。

準(zhǔn)2年振蕩可能是亞洲—太平洋夏季風(fēng)系統(tǒng)的一種固有振蕩，熱帶太平洋和印度洋海洋異常的準(zhǔn)2年循環(huán)導(dǎo)致亞洲—太平洋季風(fēng)區(qū)大氣環(huán)流存在TBO特征。因此這個(gè)地區(qū)的TBO與暖洋面上的海氣相互作用振蕩有密切關(guān)系（Li et al., 2006）。TBO實(shí)際上是從年際尺度上反映了亞洲夏季風(fēng)受熱帶太平洋—印度洋海溫的強(qiáng)迫而表現(xiàn)出的明顯的整體一致性。

圖13（見(jiàn)文后彩圖）給出了亞洲—太平洋夏季風(fēng)位于TBO正位相時(shí)期的大氣環(huán)流、水汽輸送、熱源和熱帶海溫相互匹配的示意圖。它描述了亞洲—太平洋與熱帶海氣相互作用關(guān)系。

圖6 亞洲季風(fēng)區(qū)及其相鄰海岸區(qū)陸地（547個(gè)格點(diǎn)，見(jiàn)右上角小圖中的計(jì)算區(qū)）與海洋（668個(gè)格點(diǎn)）（20°S～45°N，30°E～140°E）熱力差異指數(shù)（QLS）的時(shí)間序列。實(shí)線為9年滑動(dòng)平均。（引自Ding et al., 2009）Fig.6 Time series of the land–sea thermal index LS, Q1 difference between land areas (547 grid points) and oceanic areas (668 grid points) in the Asian monsoon and neighbouring oceanic regions (20°S–45°N, 30°E–140°E).The inserted diagram shows the domain of land and oceanic areas for estimating QLS.The solid line is the 9-year running average.Unit: Wm?2.(From Ding et al., 2009）

圖7 （a）10°S～10°N緯帶SSTA年代尺度分量（單位：°C）經(jīng)度—時(shí)間剖面圖；（b）同（a），但是對(duì)850 hPa緯向風(fēng)（單位：m s?1）；線性趨勢(shì)和年際變化已除去。正SSTA和西風(fēng)為陰影區(qū)。（引自Ding et al., 2009）Fig.7 Longitude–time cross-sections of (a) SSTA decadal component (unit:°C) and (b) 850-hPa zonal wind (unit: m s?1), averaged for 10°S–10°N.Linear trend and interannual variability is removed.Positive SST and westerly wind anomalies are shaded.(From Ding et al., 2009）

在亞洲—太平洋夏季風(fēng)表現(xiàn)為異常偏強(qiáng)的時(shí)期，從印度洋西海岸到中東太平洋地區(qū)海溫呈現(xiàn)出“＋－＋”的異常型，并在當(dāng)年秋、冬季節(jié)海溫距平值繼續(xù)加強(qiáng)。在對(duì)流層低層，印度季風(fēng)區(qū)上空出現(xiàn)異常西風(fēng)距平，對(duì)應(yīng)印度夏季風(fēng)偏強(qiáng)；而在東亞季風(fēng)區(qū)西太平洋地區(qū)上空為異常的氣旋性環(huán)流異常，為顯著的水汽輻合區(qū)，30°N～50°N 為異常的反氣旋性環(huán)流異常，表明副熱帶高壓異常偏北，其西側(cè)的偏南風(fēng)距平異常偏強(qiáng)，使得我國(guó)華北和東北地區(qū)為明顯的水汽輻合區(qū)，同時(shí)也是大氣熱源正值區(qū)，對(duì)應(yīng)東亞夏季風(fēng)偏強(qiáng)。在上述兩異常環(huán)流的中間為異常強(qiáng)的東風(fēng)距平，使得我國(guó)長(zhǎng)江流域上空成為水汽輻散區(qū)，因而不利于降水的發(fā)展。在亞洲—太平洋夏季風(fēng)表現(xiàn)為異常偏弱時(shí)，大氣環(huán)流和海溫則呈反位相分布。

圖8 （a）南亞夏季風(fēng)區(qū)（0°～20°N，40°E～105°E）500～100 hPa 層平均經(jīng)向溫度梯度 ? ΔH / ?y 變化，由異常平均經(jīng)向厚度梯度代表。（b）東亞季風(fēng)區(qū)（沿30°N，110°E～140°E）平均緯向溫度梯度，由異常緯向厚度梯度 - ?ΔH / ?y 代表。單位：10-2 gpm km-1。（引自Ding et al., 2009）Fig.8 Time series of the mean meridional temperature gradient in high troposphere (500–100 hPa) represented, approximately, by an anomalous thickness gradient (a) for the mean meridional temperature ?ΔH / ?y in the South Asian summer monsoon region (0°–20°N，40°E–105°E), and (b) for the mean zonal temperature gradient - ?ΔH / ?y in the East Asian summer monsoon region (along 30°N，110°E–140°E).ΔH is anomalous thickness between 100 and 500 hPa.The gradient of mean temperature between 500 and 100 hPa was computed in three steps: (1) obtaining 54-year time series of anomalous ΔH for each grid; (2)computing the meridional and zonal gradients of anomalous ΔH, respectively, for each grid; and (3) computing the 54-year time series of area-averaged meridional ΔH gradient for the South Asian summer monsoon region (0°–20°N，40°E–105°E) and area-averaged zonal ΔH gradient for the East Asian summer monsoon region (along 30°N，110°E–140°E).Unit: 10?2 gm km-1.(From Ding et al., 2009）

準(zhǔn)兩年振蕩對(duì)中國(guó)的夏季降水和東亞大尺度環(huán)流有十分明顯的影響（Meehl and Arblaster, 2002；黃榮輝等, 2006；Si and Ding, 2011）。利用 1953～2006 年中國(guó)160個(gè)臺(tái)站降水資料和S-EOF（seasondependent EOF）分析，Si and Ding (2012) 對(duì)TBO對(duì)中國(guó)東部夏季季風(fēng)區(qū)降水的影響進(jìn)行了研究，發(fā)現(xiàn)TBO帶通過(guò)濾波的降水序列中，前兩個(gè)EOF模態(tài)的最大變率區(qū)分別位于長(zhǎng)江流域和淮河流域。這說(shuō)明江淮地區(qū)即梅雨區(qū)是 TBO影響夏季季風(fēng)降水最顯著的地區(qū)（圖14）。他們指出，東亞的TBO作用既依賴于熱帶印度洋—太平洋的大尺度海氣耦合，也依賴于西北太平洋（WNP）—東亞的中低緯度相互作用過(guò)程。東亞地區(qū) TBO的基本要素是西北太平洋季風(fēng)，它不僅是熱帶 TBO循環(huán)的一個(gè)重要分量，也是東亞副熱帶地區(qū) TBO信號(hào)的一種重要來(lái)源。WNP—東亞地區(qū)的經(jīng)向遙相關(guān) Rossby波列作為一種傳送帶，可把熱帶的 TBO信號(hào)輸送到東亞的中緯度地區(qū)，并在東亞大尺度環(huán)流和降水中留下“印記”。此外，北半球夏季東亞中高緯的冷空氣活動(dòng)也是熱帶—中緯度相互作用過(guò)程中的一種重要機(jī)制。它可以增強(qiáng)東亞 TBO模態(tài)的作用。圖15是東亞季風(fēng)區(qū)長(zhǎng)江流域（YRV）TBO模態(tài)的物理過(guò)程概略圖。開始時(shí)，在北半球，夏季 JJAO有弱夏季風(fēng)，強(qiáng)的WNP季風(fēng)。WNP地區(qū)增強(qiáng)的對(duì)流在東亞強(qiáng)迫出經(jīng)向的“＋－＋”遙相關(guān) Rossby波列，造成了從長(zhǎng)江中下游到日本南部的負(fù)降水距平。另一方面，造成了WNP地區(qū)增強(qiáng)的對(duì)流而引起的強(qiáng)的向北的跨赤道氣流。這種異常風(fēng)可使海洋大陸地區(qū)（MC）和印度洋東部的SSTA冷卻，導(dǎo)致Walker環(huán)流與東南印度洋（SEIO）異常低層反氣旋環(huán)流。到秋天，熱帶印度洋—太平洋地區(qū)的異常SST型通過(guò)風(fēng)—海洋動(dòng)力過(guò)程持續(xù)存在，在WNP區(qū)開始形成一弱的異常反氣旋。在冬季，異常的緯向大氣遙相關(guān) Rossby波列“－＋－”型可從東歐傳播到北太平洋，其中最強(qiáng)的正距平位于東亞中緯地區(qū)，結(jié)果導(dǎo)致弱的東亞冬季風(fēng)。同時(shí)，北半球冬季冷的SSTA和異常WNP反氣旋可持續(xù)到下一年春夏。這種過(guò)程的發(fā)展可以有ENSO事件的影響，也可以沒(méi)有 ENSO事件的影響。如果在北半球有 El Ni?o事件發(fā)生，不論它在下一個(gè)夏天是否持續(xù)或過(guò)渡到La Ni?a事件，異常反氣旋都可能在WNP持續(xù)，結(jié)果，這導(dǎo)致次年夏季出現(xiàn)弱的WNP夏季風(fēng)（Gu et al., 2010），然后通過(guò)東亞遙相關(guān)Rossby波列引起強(qiáng)夏季風(fēng)，其位相與前一年弱東亞夏季風(fēng)位相相反，以此完成了從弱夏季風(fēng)向強(qiáng)夏季風(fēng)的過(guò)渡，即TBO的半個(gè)周期。以后，TBO循環(huán)繼續(xù)下去，但過(guò)程的符號(hào)與第一個(gè)半周期循環(huán)相反。TBO的HVR模態(tài)由于其降水的空間分布型與YRV模態(tài)不同（圖14），其TBO的循環(huán)過(guò)程與YRV模態(tài)也有不同，這里不再討論。

圖9 亞洲夏季風(fēng)減弱可能原因的概略圖。異常強(qiáng)、弱的夏季風(fēng)條件由（a）、（b）驅(qū)動(dòng)。陰影區(qū)為多雪、高SSTA、強(qiáng)大氣加熱和多雨。粗箭頭為夏季風(fēng)氣流。（引自Ding et al., 2009）Fig.9 Schematic diagram of possible cause of weakening of the Asian summer monsoon.The anomalously strong and weak Asian summer monsoon condition is illustrated by (a) and (b), respectively.Shaded areas indicate much snow, high SSTA, intense atmospheric heating, and much precipitation.Bold arrows represent the summer monsoon airflow.(From Ding et al., 2009）

圖10 （a）1979～2011年高原地區(qū)（30°N～43°N，70°E～100°E）春季垂直積分（地表至250 hPa）的異常Q1 時(shí)間序列（單位：W m–2），實(shí)線為9年滑動(dòng)平均；（b）同（a），但為夏季；（c）春季高原地區(qū)（同上）和熱帶中東太平洋（10°S～10°N，180°～120°W）垂直積分熱源（Q1，單位：W m–2）差值的時(shí)間序列；（d）同（c），但為夏季。實(shí)線為9年滑動(dòng)平均。（引自 Si and Ding., 2012）Fig.10 (a) Time series of the anomalous vertically integrated (from surface to 250 hPa) apparent heat source (Q1, unit：W m–2) averaged over the Tibetan Plateau(30°N–43°N, 70°E–100°E) for the spring; (b) same as .Fig.10 (a), but for the summer; (c) time series of the difference between the normalized vertically integrated (from surface to 250 hPa) apparent heat source Q1 averaged over the Tibetan Plateau and the tropical central and eastern Pacific (10°S–10°N,180°–120°W) for the spring; (d) same as Fig.10 (c), but for the summer.Solid lines denote 9-year running mean curves.(From Si and Ding., 2012）

圖11 1979～2007年中國(guó)東部（110°E～120°E）梅雨期降水（單位：mm d–1）的緯度—時(shí)間剖面圖。（引自司東等，2010）Fig.11 Temporal evolution of the observed Meiyu precipitation (unit: mm d–1) averaged over 110°E–120°E from 1979 to 2007.(From Si et al.，2010）

圖12 （a）1960～2004年高原前冬積雪深度（SDI）與以后夏季中國(guó)降水相關(guān)場(chǎng)。實(shí)線（虛線）是正（負(fù)）相關(guān)系數(shù)；陰影區(qū)為通過(guò)0.01顯著性水平區(qū)（引自 Ding et al.2009）。（b）2000～2011年高原72站前冬SDI與中國(guó)東部夏季降水相關(guān)圖，陰影區(qū)為95%信度的統(tǒng)計(jì)顯著相關(guān)區(qū)（引自 Si and Ding, 2012）Fig.12(a) The 9-year running mean pattern of SVD mode 2 of summer precipitation in China (right field) and winter (December–February) snow depth (left field) over the Tibetan Plateau for 1960–2004 (from Ding et al.2009).(b) Correlation between the winter snow depth over the Tibetan Plateau averaged for the 72 stations and the observed summer precipitation over East China for 2000–2011.The shaded areas are statistically significant at the 95% confidence level.(From Si and Ding, 2012）

許多研究表明，對(duì)于亞洲夏季風(fēng)的年際尺度變率，由ENSO事件引起的SST異常是這種季風(fēng)變率的主要強(qiáng)迫因子（Ding, 2007; Turner and Annamalai,2012）。雖然季風(fēng)—ENSO遙相關(guān)關(guān)系的穩(wěn)定性近年來(lái)出現(xiàn)一定的變化，但這種季風(fēng)與海氣相互作用的聯(lián)系在暖氣候下仍是成立的。今后更深入地認(rèn)識(shí)在氣候變暖條件下ENSO事件將可能發(fā)生什么變化，這將十分有助于預(yù)測(cè)季風(fēng)的年際變率，特別是預(yù)測(cè)是否會(huì)有更強(qiáng)的季風(fēng)與更弱的季風(fēng)的交替變化。

3 亞洲夏季風(fēng)的遙相關(guān)型

亞洲季風(fēng)的遙相關(guān)型通常由季風(fēng)的年際變率和季節(jié)內(nèi)變率激發(fā)。其起源一般在由強(qiáng)降水和熱帶對(duì)流產(chǎn)生的異常熱源區(qū)。如果這些熱源位于 20°N以北，所產(chǎn)生的 Rossby波列可以從亞洲季風(fēng)區(qū)通過(guò)北太平洋傳播到北美。遙相關(guān)另一種可能的機(jī)制是通過(guò)熱力產(chǎn)生的經(jīng)圈環(huán)流擾動(dòng)和中緯高空急流，以后再通過(guò)急流激發(fā)出向下游傳播的環(huán)流異常。亞洲季風(fēng)區(qū)遙相關(guān)型的存在清楚地表明亞洲季風(fēng)與其他遙遠(yuǎn)地區(qū)甚至全球的聯(lián)系。過(guò)去我們對(duì)亞洲季風(fēng)區(qū)的遙相關(guān)型曾作過(guò)總結(jié)（Ding, 2007）（表1），但這五年中，一個(gè)明顯的進(jìn)展是，這種遙相關(guān)型的傳播不僅最有效地發(fā)生在對(duì)流層中上層的強(qiáng)風(fēng)速帶或高空急流中，而且低層的強(qiáng)夏季風(fēng)氣流帶也可產(chǎn)生明顯的遙相關(guān)型。根據(jù)定常波的 Rossby群速度公式，其緯向和經(jīng)向分量分別為：

這里，Cgx為緯向群速度，Cgv為經(jīng)向群速度，U為平均風(fēng)速度，l為波長(zhǎng)，K為Rossby總波數(shù)。

由上可見(jiàn)，定常 Rossby波的能量傳播總是向東的。在極限情況下，即定常波南北無(wú)限伸長(zhǎng)，群速度2倍于平均緯向風(fēng)速。這說(shuō)明穩(wěn)定的強(qiáng)風(fēng)速帶對(duì)波能的傳播十分有利。上式中Rossby波的總波數(shù)，正壓不穩(wěn)定判據(jù)代表絕對(duì)渦度的經(jīng)向變化，其中β為羅斯貝參數(shù)。K與平均風(fēng)速成反比，平均風(fēng)速大，則K偏小，群速度將更快。

表1 亞洲季風(fēng)區(qū)的遙相關(guān)型Table 1 Teleconnection types over the Asian monsoon region

圖13 亞洲—太平洋夏季風(fēng)TBO正位相的異常場(chǎng)示意圖。綠色：夏季大氣熱源的正值區(qū)；黑箭頭：850 hPa 異常環(huán)流場(chǎng)；灰色：異常水汽輻合場(chǎng)；紅（藍(lán)）線：正（負(fù)）海溫異常場(chǎng)。（引自劉蕓蕓和丁一匯, 2012）Fig.13 Schematic diagram of ocean–atmosphere interaction in the positive TBO period of the Asian–Pacific summer monsoon.The green shaded areas denote the positive value of the atmospheric heat source; the black arrows denote the 850-hPa atmospheric circulation anomaly; the gray areas denote anomalous water vapor convergence; the red/blue curves denote positive/negative SST anomaly (SSTA).(From Liu and Ding, 2012）

圖14 觀測(cè)的 TBO帶通濾波的中國(guó)降水的（a）EOF1和（c）EOF2模態(tài)及其相應(yīng)時(shí)間系數(shù)（b）與（d）。(引自Si and Ding, 2012)Fig.14(a, c) The first two leading modes of the observed TBO bandpass-filtered summer rainfall over China and (b, d) their time series: (a, b) EOF1; (c, d)EOF2.(From Si and Ding, 2012)

圖16a是亞洲—太平洋夏季風(fēng)區(qū)6～8月降水場(chǎng)的相關(guān)分布圖（劉蕓蕓和丁一匯，2009）。最明顯的特征有兩個(gè)：一是在東亞和西北太平洋地區(qū)夏季降水之間（包括南海和東南亞）存在著“＋－＋”的經(jīng)向相關(guān)型，即西北太平洋夏季降水與長(zhǎng)江流域降水呈反相關(guān)，而與華北降水成正相關(guān)。這與西北太平洋夏季風(fēng)的強(qiáng)弱與中國(guó)東部夏季降水的相關(guān)場(chǎng)非常吻合，這說(shuō)明中國(guó)夏季的降水深受西北太平洋夏季風(fēng)異常的影響。Zhang（2001）的研究也指出了這種關(guān)系。另一方面，中國(guó)夏季的降水也明顯地受到印度季風(fēng)活動(dòng)的影響，可以看到（圖16b），印度季風(fēng)可以通過(guò)兩條遙相關(guān)路徑分別影響中國(guó)江淮地區(qū)和華北地區(qū)的降水。另外，來(lái)自歐洲的Rossby波列，可以通過(guò)與印度夏季降水的相互作用進(jìn)一步向下游傳播影響中國(guó)的北方降水（Ding and Wang, 2005）。

劉蕓蕓和丁一匯（2008a）詳細(xì)討論了印度夏季風(fēng)的爆發(fā)與中國(guó)長(zhǎng)江流域梅雨的遙相關(guān)關(guān)系。結(jié)果發(fā)現(xiàn)：印度西南部的克拉拉邦地區(qū)夏季風(fēng)爆發(fā)后兩周左右，中國(guó)長(zhǎng)江流域梅雨開始，這與 Tao and Chen（1987）的統(tǒng)計(jì)結(jié)果一致。印度夏季風(fēng)爆發(fā)后，形成從印度西海岸經(jīng)孟加拉灣到達(dá)中國(guó)長(zhǎng)江流域及日本南部地區(qū)的遙相關(guān)型，它在時(shí)間和空間上都不同于盛夏期間印度夏季風(fēng)經(jīng)青藏高原影響中國(guó)華北降水的遙相關(guān)型。前者可稱為亞洲夏季風(fēng)的“南支”遙相關(guān)型，主要發(fā)生在季風(fēng)爆發(fā)初期；后者可稱為“北支”遙相關(guān)型，主要形成于亞洲季風(fēng)盛期。在“南支”遙相關(guān)型形成的過(guò)程中，亞洲季風(fēng)環(huán)流發(fā)生了一系列重要變化，印度夏季風(fēng)爆發(fā)、南亞高壓北進(jìn)、中層爆發(fā)性渦旋出現(xiàn)、低層熱帶西風(fēng)帶不斷加強(qiáng)東傳及西太平洋副高東退北跳。結(jié)果，在印度夏季風(fēng)爆發(fā)后兩周左右，高層南亞高壓控制了整個(gè)亞洲地區(qū)，而在中低層，則形成一條從阿拉伯海經(jīng)印度南部、孟加拉灣和南海，再沿西太平洋副熱帶高壓的西邊界到達(dá)中國(guó)長(zhǎng)江流域及日本南部的強(qiáng)西風(fēng)帶，這支強(qiáng)西風(fēng)帶可有利于印度西海岸的季風(fēng)擾動(dòng)能量向下游傳播，產(chǎn)生遙相關(guān)影響；由于副熱帶急流的北跳，在東亞地區(qū)上空形成相互耦合的高、低空西風(fēng)急流，而長(zhǎng)江流域則正好位于高、低空急流之間高空急流入口區(qū)右側(cè)和低空急流左側(cè)的上升運(yùn)動(dòng)區(qū)，因此觸發(fā)了長(zhǎng)江流域梅雨的發(fā)生。

圖15 東亞季風(fēng)區(qū)TBO YRV模態(tài)的形成過(guò)程示意圖。黑線陰影區(qū)為暖（冷）SST區(qū)，矩形框?yàn)閃alker環(huán)流。實(shí)（虛）線（帶箭頭）是跨赤道氣流（遙相關(guān)Rossby波列方向），A（C）是低層反氣旋（氣旋），實(shí)線（虛線）橢圓為正（負(fù)）500 hPa高度距平。(引自Si and Ding, 2012)Fig.15 Schematic diagram of the proposed mechanism for the TBO in the East Asia monsoon region for YRV mode.Dark (light) shaded ellipses denote warm (cold) SST, rectangular squares denote large-scale Walker circulation, solid (dashed) curves with an arrow indicate the cross-equatorial flows (direction of the teleconnection Rossby wave train), characters A (C) denote low-level anticyclone (cyclone) and solid (dashed) ellipses denote positive (negative)500-hPa height anomalies.(From Si and Ding, 2012)

圖16 （a）西太平洋關(guān)鍵區(qū)（12.5°N～20°N，130°E～150°E）6～9月降水時(shí)間序列（1979～2005年）與亞洲—西太平洋季風(fēng)區(qū)同期夏季降水的相關(guān)分布圖。彩色區(qū)為超過(guò) 0.05顯著性水平相關(guān)區(qū)，方框是計(jì)算相關(guān)的基點(diǎn)區(qū)。（b）印度季風(fēng)區(qū)與東亞季風(fēng)區(qū)的遙相關(guān)模態(tài)示意圖。實(shí)線分別代表印度“北支”和“南支”遙相關(guān)型分布圖，虛線取自Ding and Wang (2005) 的CGT遙相關(guān)型Fig.16(a) Correlation coefficients between the precipitation in the key area of WNSPM from Jun to Sep and CMAP summer precipitation in the EASM area.Correlation with significance level at α=0.05 is displayed by shading.Box in the western Pacific is base point for estimate of correlation coefficients.(b)Schematic diagram of the teleconnection mode distribution.The solid lines are the “north” and the “south” teleconnection modes, and the dashed line is from the CGT teleconnection pattern of Ding and Wang (2005)

實(shí)際上，這種南支遙相關(guān)型不只限于印度夏季風(fēng)爆發(fā)對(duì)東亞梅雨季開始的影響，它也適用于整個(gè)夏季季風(fēng)時(shí)期（6～9月，圖17）。我們將印度克拉拉邦（Kerala）6月1候至9月6候的降水與東亞地區(qū)的候平均降水作了滯后分析，結(jié)果發(fā)現(xiàn)，克拉拉邦6～9月候平均降水與滯后3候的長(zhǎng)江流域相關(guān)性最好。相關(guān)系數(shù)在0.5以上，達(dá)到0.01的顯著性水平。除了與長(zhǎng)江流域降水存在顯著的正相關(guān)外，印度西海岸降水還與孟加拉灣，日本南部地區(qū)呈正相關(guān)分布，而和中印半島、西太平洋地區(qū)呈負(fù)相關(guān)分布，形成從印度西海岸—阿拉伯海經(jīng)孟加拉灣、南海再折向北經(jīng)過(guò)中國(guó)長(zhǎng)江流域以后到達(dá)日本南部地區(qū)的遙相關(guān)分布。此遙相關(guān)型正好與南海夏季風(fēng)建立后源自南半球經(jīng)索馬里越過(guò)赤道后經(jīng)南亞和東南亞低緯地區(qū)再向北折向中國(guó)大陸并伸向西北太平洋的大值水汽輸送帶的位置一致。這說(shuō)明此遙相關(guān)型可能與這條水汽輸送帶中的輻散輻合存在有密切聯(lián)系。最近Watanabe and Yamazaki（2012）也確證了在5月和6月從阿拉伯海經(jīng)過(guò)孟加拉灣到菲律賓海定常的 Rossby波異常沿印度地區(qū)低層強(qiáng)西風(fēng)帶向東傳播到菲律賓的遙相關(guān)型。

圖17 東亞地區(qū)6～9月候平均降水與印度克拉拉邦6～9月候平均降水滯后3候的相關(guān)場(chǎng)。陰影區(qū)為達(dá)到0.01顯著性水平的顯著相關(guān)區(qū)Fig.17 Correlation between the pentad mean precipitation in Kerala from June to September and lag 3 pentads’ precipitation in East Asia.Areas with correlations at the significance level of α = 0.01 are shaded

圖18 （a）全印度與東亞地區(qū) 6～9月降水量的相關(guān)系數(shù)分布。黑色粗虛線代表遙相關(guān)型，細(xì)實(shí)（虛）線為正（負(fù)）相關(guān)系數(shù)等值線。陰影區(qū)表示超過(guò)0.05顯著性水平相關(guān)區(qū)。（b）6～9月平均的印度季風(fēng)降水量（實(shí)心圓圈）與華北降水量（空心圓圈）的標(biāo)準(zhǔn)化距平序列。(引自劉蕓蕓和丁一匯，2008b)Fig.18(a) Correlation distribution between the all Indian summer (JJAS) rainfall and the CMAP rainfall in the same period in East Asia (The black thick dashed denotes the path of teleconnection.Correlations significant at α=0.05 confidence level are shaded).(b) Normalized anomaly series of the averaged precipitation over June to September in India and North China.(From Liu and Ding, 2008b)

過(guò)去許多研究指出，印度夏季風(fēng)與中國(guó)華北降水存在著正相關(guān)關(guān)系（郭其蘊(yùn)和王繼琴, 1988；梁平德, 1988；Zhang, 2001；Ding and Wang, 2005）。根據(jù)劉蕓蕓和丁一匯（2008b）最近利用1951～2005年全印度降水量與同期中國(guó)160站降水的相關(guān)分析（圖 18），確證了這種正相關(guān)關(guān)系的存在，并與青藏高原東部降水呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，最大相關(guān)系數(shù)超過(guò)0.25，達(dá)到0.01的顯著性水平。若只考慮CMAP資料時(shí)期（1979～2005年）全印度降水與同期東亞降水的關(guān)系，則可以看到高相關(guān)區(qū)由印度西北部，經(jīng)青藏高原到華北地區(qū)，呈現(xiàn)西南—東北走向的遙相關(guān)型，相關(guān)系數(shù)在0.15以上，顯著性水平為0.05。如果比較印度與華北夏季降水量的標(biāo)準(zhǔn)化距平序列，兩者的相關(guān)系數(shù)超過(guò)了0.53，達(dá)到了0.01的顯著性水平。可見(jiàn)印度夏季風(fēng)與華北降水的正相關(guān)關(guān)系一直持續(xù)到今天。我們的研究還進(jìn)一步揭示了印度夏季風(fēng)對(duì)華北降水影響的機(jī)制，結(jié)果表明，印度季風(fēng)的強(qiáng)度主要受印度低壓的影響，當(dāng)印度低壓加深的同時(shí)，中高緯低壓槽也加深發(fā)展，西太平洋高壓脊西伸，來(lái)自低緯的西南風(fēng)水汽輸送和源于西太平洋副高南側(cè)的東南風(fēng)水汽輸送共同作用，有利于華北地區(qū)的降水偏多。反之則不利于華北地區(qū)的降水。區(qū)域氣候模式的模擬結(jié)果很好地表現(xiàn)了印度夏季風(fēng)和中國(guó)華北地區(qū)降水的正相關(guān)關(guān)系。印度夏季風(fēng)異常，伴隨著各層環(huán)流中心異常和向下游傳播，從而影響中國(guó)華北的降水。這從另一方面證實(shí)了這種遙相關(guān)關(guān)系的存在和可靠性。通過(guò)對(duì)上述兩類遙相關(guān)分布的比較，我們可以看到，在不同的時(shí)期，印度夏季風(fēng)降水通過(guò)不同的遙相關(guān)型，與中國(guó)不同地區(qū)的季風(fēng)降水聯(lián)系在一起。長(zhǎng)江流域的降水對(duì)應(yīng)著印度夏季風(fēng)爆發(fā)時(shí)期，此時(shí)印度降水區(qū)域位于西南部；而當(dāng)中國(guó)的雨帶移至華北地區(qū)時(shí)，印度夏季風(fēng)也不斷北推，從而形成華北地區(qū)與印度西北部的夏季風(fēng)降水顯著的正相關(guān)關(guān)系。也就是說(shuō)，亞洲季風(fēng)的“南支”遙相關(guān)型主要發(fā)生在季風(fēng)爆發(fā)初期和北推過(guò)程中，而“北支”遙相關(guān)型則主要發(fā)生在季風(fēng)盛期。

Liu et al.（2010）指出，根據(jù)1951～2006年時(shí)期6～7月中國(guó)降水和臺(tái)風(fēng)數(shù)的研究發(fā)現(xiàn)，江淮地區(qū)的梅雨降水量與西太平洋臺(tái)風(fēng)生成數(shù)有明顯的反相關(guān)，呈現(xiàn)一種同期的遙相關(guān)關(guān)系。這是亞洲夏季風(fēng)水汽輸送向東（西太平洋）和向北（東亞地區(qū)）的分配不同和東亞中低緯環(huán)流的差異造成的。這種負(fù)相關(guān)關(guān)系對(duì)于臺(tái)風(fēng)和梅雨的季節(jié)預(yù)報(bào)有一定的參考意義。

4 亞洲夏季風(fēng)未來(lái)變化的預(yù)測(cè)

關(guān)于在全球氣候變暖條件下，亞洲季風(fēng)未來(lái)變化的預(yù)測(cè)已有不少工作。早期使用的氣候模式比較簡(jiǎn)單，主要是進(jìn)行溫室氣體濃度增加，夏季風(fēng)降水和環(huán)流響應(yīng)的理想試驗(yàn)，如Hu et al.（2000）使用CMIP2的16個(gè)模式的結(jié)果得到CO2加倍時(shí)中國(guó)地區(qū)夏季降水將會(huì)增加，但模式間的差別很大。后來(lái)孫穎和丁一匯（2009）利用最新一代氣候模式（CMIP3）結(jié)果對(duì)政府間氣候變化委員會(huì)（IPCC）SRES A1B 情景（中等排放情景）下的東亞夏季降水和季風(fēng)環(huán)流未來(lái)演變特征進(jìn)行了預(yù)測(cè)。結(jié)果表明，東亞地區(qū)的降水在未來(lái)將會(huì)增加，在 21 世紀(jì)40 年代末出現(xiàn)階段性變化，在此之前降水的增加量較小（約1%），并有較明顯的振蕩特征，而在2040年代之后降水明顯增加（約9%），中國(guó)東部地區(qū)進(jìn)入全面的多雨期（圖 19，見(jiàn)文后彩圖）。這種變化以華北最為明顯，華南和長(zhǎng)江中下游地區(qū)次之（圖20）。而氣候模式對(duì)未來(lái)中國(guó)東部夏季降水型預(yù)測(cè)的EOF分析表明（圖21），未來(lái)百年中國(guó)東部的雨型將以多雨型為主，相應(yīng)的時(shí)間系數(shù)在 2040年代末后進(jìn)入正位相的高值期，而其他2種降水型的方差貢獻(xiàn)較小，無(wú)明顯變化趨勢(shì)。這兩個(gè)模態(tài)反映了東亞季風(fēng)區(qū)“＋－＋”三極型與偶極型分布，主要與自然的強(qiáng)迫有關(guān)（Ding et al., 2009）。這可能表明未來(lái)百年?yáng)|亞季風(fēng)的變化將受到人類活動(dòng)引起的CO2增加和自然變化（如海洋）的共同影響。相應(yīng)，未來(lái)東亞地區(qū)的夏季風(fēng)環(huán)流將會(huì)加強(qiáng)（圖20e），在低層這主要是由于西北太平洋地區(qū)的副熱帶反氣旋西北側(cè)西南氣流加強(qiáng)的結(jié)果；而在高層主要是由于南亞上空異常反氣旋東側(cè)東北氣流加強(qiáng)的結(jié)果。這一季風(fēng)環(huán)流的加強(qiáng)在中國(guó)東部也呈現(xiàn)出階段性的變化特征，在 2040 年代之后東亞夏季風(fēng)得到全面加強(qiáng)。同時(shí)，未來(lái)東亞大氣中的水汽含量將會(huì)逐漸增加，進(jìn)入中國(guó)東部地區(qū)的西南水汽輸送在2040年代后也出現(xiàn)階段性的增強(qiáng)。這說(shuō)明，在全球氣候變化的背景下，東亞地區(qū)的水循環(huán)和環(huán)流場(chǎng)對(duì)全球變暖的響應(yīng)基本一致，即降水和水汽的增加對(duì)應(yīng)著季風(fēng)環(huán)流的加強(qiáng)，降水的變化是氣候變暖條件下動(dòng)力和熱力學(xué)因子共同作用的結(jié)果。

Sun et al.（2010）與孫穎和丁一匯（2011）進(jìn)一步研究了在全球變暖條件下南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)的變化。他們的研究表明：在中等排放情景SRES A1B下的氣候模式輸出的南亞和東亞夏季風(fēng)對(duì)未來(lái)海陸增溫的變化有不同的響應(yīng)。雖然未來(lái)青藏高原（TP）近地面增暖快于同高度的熱帶印度洋（TIO）和西太平洋（NWP）地區(qū)，但在對(duì)流層中高層，TP–TIO 和 TP–NWP 地區(qū)的陸海熱力差異都將減弱。在從年代際到長(zhǎng)期變化的時(shí)間尺度，南亞夏季風(fēng)環(huán)流主要由 TP–TIO 高層熱力差異變化驅(qū)動(dòng)（Ding, 2007），而東亞夏季風(fēng)環(huán)流則與 TP–NWP地區(qū)低層熱力差異變化聯(lián)系更明顯。而在年際時(shí)間尺度，南亞和東亞夏季風(fēng)與高層熱力差異變化的相關(guān)更顯著一些。

圖19 中國(guó)東部（110°E～120°E）2010～2099年夏季（6～8月）降水變化（相對(duì)于1980～1999年）的時(shí)間—緯度剖面圖。（引自孫穎和丁一匯，2009）Fig.19 Latitude–time cross-section of East Asian summer precipitation for 2010–2099.(From Sun and Ding, 2009）

圖20 2010～2099年（a）中國(guó)東部、（b）華南、（c）長(zhǎng)江中下游流域、（d）華北6～8月的降水變化以及（e）東亞季風(fēng)指數(shù)（850 hPa經(jīng)向風(fēng)，單位：m s–1）的變化。（a–d）的縱坐標(biāo)表示降水變化（%），相對(duì)于1980～1999年。（引自孫穎和丁一匯，2009）Fig.20 Future (2010–2099) percentage changes (%) in summer precipitation for (a) East China, (b) South China, (c) Yangtze River Valley (YRV), and (d)North China, relative to climatological mean of 1980–1999.Projections are based on 19 IPCC AR4 climate models.(e) Future change of the East Asian summer monsoon index for next 100 years based on the definition of monsoon index by Lu and Chan (1999), with estimate of the v-component of wind.(From Sun and Ding, 2009)

圖21 中國(guó)東部地區(qū)2010～2099年6～8月降水百分率變化（相對(duì)于1980～1999年）的EOF分析：（a）第一特征向量（EOF1）；（b）EOF1對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)；（c）第二特征向量（EOF2）；（d）EOF2對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)；（e）第三特征向量（EOF3）；（f）EOF3對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)。（引自孫穎和丁一匯，2009）Fig.21 The first three components of EOF analysis based on percentage change of JJA precipitation in eastern China for 2010–2099: (a) The first component(EOF1, 33.6% of total variance); (b) time coefficient of EOF1; (c) the second component (EOF2, 11.9% of total variance); (d) time coefficient of EOF2, (e)the third component (EOF3, 9.1% of total variance); (f) time coefficient of EOF3.(From Sun and Ding, 2009)

圖22為SRES A1B 情景下2000～2099 年夏季 TP–TIO–NWP 地區(qū)對(duì)流層低層和高層熱力差異以及南亞和東亞夏季風(fēng)指數(shù)的變化。由于高原地形高度的原因，對(duì)流層低層和高層熱力差異分別采用溫度和位勢(shì)高度來(lái)進(jìn)行定義。南亞地區(qū)，季風(fēng)指數(shù)SAMI與高層熱力差異有著很好的關(guān)系，不僅長(zhǎng)期變化都表現(xiàn)為減弱的趨勢(shì)，同時(shí)年際和年代際時(shí)間尺度的相關(guān)也非常顯著，分別為0.73和0.96。而SAMI 與低層陸海熱力差異的長(zhǎng)期變化則表現(xiàn)為相反的趨勢(shì)，年際和年代際時(shí)間尺度的相關(guān)為0.35和―0.48。這說(shuō)明，對(duì)流層高層熱力差異對(duì)未來(lái)南亞夏季風(fēng)環(huán)流變化影響的顯著性要強(qiáng)于對(duì)流層低層熱力差異。東亞地區(qū)，對(duì)流層低層和高層熱力差異TClower(TP–NWP) 和 TCupper(TP–NWP) 的變化與南亞地區(qū)類似，分別表現(xiàn)為加強(qiáng)和減弱的趨勢(shì)。但是，東亞夏季風(fēng)指數(shù)（EAMI）表現(xiàn)為加強(qiáng)趨勢(shì)，與低層熱力差異變化一致，而與高層熱力差異變化相反。而在年際和年代際時(shí)間尺度上，EAMI 和低層熱力差異的相關(guān)分別為0.01和0.74，與高層熱力差異的相關(guān)分別為0.32和―0.45。這說(shuō)明，東亞夏季風(fēng)年代際到長(zhǎng)期的變化主要受低層熱力差異影響，而在年際時(shí)間尺度則與高層熱力差異的相關(guān)更顯著一些。因此，東亞夏季風(fēng)的長(zhǎng)期變化表現(xiàn)為與近地面陸海熱力差異加強(qiáng)的一致的變化趨勢(shì)。為了進(jìn)一步了解東亞的變化，圖 22c顯示了TP–NWP海平面氣壓差DSLP 及東亞季風(fēng)指數(shù)EAMI和同區(qū)域平均的850 hPa緯向風(fēng)U850-EA變化?？梢钥吹?，TP–NWP 海平面氣壓差隨時(shí)間的變化表現(xiàn)為負(fù)的變化趨勢(shì)，這說(shuō)明，東亞沿岸的海陸氣壓梯度力加強(qiáng)（注意，這里的海陸氣壓梯度力是由海洋指向陸地，因此負(fù)趨勢(shì)表明了氣壓梯度力的加強(qiáng)），東亞夏季風(fēng)加強(qiáng)。而這可能是由于陸地近地面增溫較快所引起的歐亞大陸海平面氣壓減弱所致。從相關(guān)系數(shù)來(lái)看，TP–NWP海平面氣壓差在年代際時(shí)間尺度與低層熱力差異 TClower(TP–NWP) 的相關(guān)（―0.86）比高層（―0.46）要顯著一些，而在年際時(shí)間尺度則與高層熱力差異的相關(guān)（―0.71）比與低層（―0.28）更顯著。這種相關(guān)與東亞季風(fēng)指數(shù) EAMI 和高低層熱力差異的相關(guān)一致，即低層陸海熱力差異的影響在較長(zhǎng)的時(shí)間尺度要更顯著，而高層陸海熱力差異的影響主要體現(xiàn)在較短的年際時(shí)間尺度。而對(duì)海平面氣壓差DSLP 和東亞季風(fēng)指數(shù) EAMI（即季風(fēng)經(jīng)向風(fēng)分量）的相關(guān)計(jì)算表明，二者不論在年際還是年代際時(shí)間尺度，相關(guān)都是顯著的（―0.59和―0.81）。同時(shí)，DSLP 和東亞季風(fēng)緯向風(fēng)U850-EA 的相關(guān)也是顯著的，在年際和年代際時(shí)間尺度分別為 0.66和0.76。因此海陸氣壓梯度力的加強(qiáng)（減弱）同時(shí)對(duì)應(yīng)著季風(fēng)經(jīng)向和緯向風(fēng)的加強(qiáng)（減弱），也從未來(lái)氣候變化的角度說(shuō)明TP-NWP 海陸氣壓梯度差是表征東亞夏季風(fēng)變化的一個(gè)較好指標(biāo)，這和很多研究用海平面氣壓梯度差來(lái)討論當(dāng)前東亞夏季風(fēng)變化的結(jié)果一致。

圖22 IPCC 9個(gè)模式集合平均的2000～2099年6～8 月南亞（a）和東亞（b）地區(qū)夏季風(fēng)指數(shù)（m/s，黑線），高層（gpm，紅線）和低層（K，藍(lán)線）熱力差異的變化（相對(duì)于1980～1999 年平均），以及（c）東亞夏季風(fēng)指數(shù)（m/s，黑線），東亞區(qū)域（10°N～30°N，110°E～125°E）850 hPa緯向風(fēng)U850（m/s，藍(lán)線）和TP–NWP 海平面氣壓差DSLP（Pa，紅線）的變化。（引自 Sun and Ding, 2011）Fig.22 IPCC 9-model mean (a) JJA changes (relative to 1980–1999 average) in SAMI (m/s, black line), TCupper (gpm, red line) and TClower (K, blue line) for 2000–2099 in South Asia.(b) Same as in (a), but for EAMI (m/s, black line), TCupper and TClower in East Asia.(c) JJA changes in EAMI (m/s, black line),U850-EA (m/s, blue line) and DSLP (Pa, red line).(From Sun and Ding, 2011)

圖23a顯示了高原所在經(jīng)度（60°E～100°E）TIO溫度未來(lái)變化（2080～2099平均減去 1980～1999平均）及其與高原未來(lái)溫度變化比較的垂直剖面。雖然TP和TIO地區(qū)溫度隨時(shí)間變化的垂直分布很相似，但是在60°E～100°E剖面上，最大的變暖中心在赤道附近，即熱帶印度洋上空。因此，雖然高原近地面增溫快于同高度的其他地區(qū)，陸海熱力差異加強(qiáng), 但在高層，變暖中心位于周圍熱帶印度洋上空，因此高原和周圍海洋的熱力差異在高層將會(huì)減弱。

因此，在上述這種溫度變化背景下，對(duì)TP和TIO所在緯度帶的經(jīng)向熱力差異變化（即20°N～40°N平均減去10°S～10°N 平均的變化，變化指2080～2099 減去1980～1999）分析表明（圖23b），這兩條緯帶高層的經(jīng)向熱力差異在未來(lái)將減弱，即代表了北半球副熱帶和熱帶地區(qū)的高層經(jīng)向熱力差異在大部分地區(qū)都減弱，而減弱的最大中心就在TP–TIO上空，幾乎覆蓋了這一地區(qū)的整個(gè)對(duì)流層中高層（500～150 hPa）。

圖23 （a）IPCC AR4 9個(gè)耦合模式平均的2080～2099年TP與TIO所在經(jīng)度帶（60°E～100°E）溫度變化（單位：K，相對(duì)于1980～1999年平均）的高度—緯度剖面圖。實(shí)（虛）線為正（負(fù)）距平。（b）同（a），但是對(duì)TP與TIO所在緯度帶的經(jīng)向熱力差異變化（即20°N～40°N減10°S～10°N平均的變化，相對(duì)于1980～1999年平均）。實(shí)（虛）線代表（TP–TIO）經(jīng)向梯度加強(qiáng)（減弱）?？梢?jiàn)對(duì)流層中上部TP以及其以南地區(qū)的經(jīng)向溫度梯度減弱Fig.23(a) IPCC 9-model mean latitude–height cross-section of JJA temperature changes (K, relative to 1980–1999 average) along the longitude belt (i.e.60°E–100°E average) over the TP and TIO for 2080–2099.(b) IPCC 9-model mean longitude–height cross-section of changes (K, relative to 1980–1999 average) in meridional thermal contrasts between the latitude belts over the TP and over the TIO for 2080–2099, i.e., the change in difference of the 20°N–40°N average minus that for the 10°S–10°N average

由于對(duì)流層中上部 TP–TIO經(jīng)向熱力差是南亞夏季風(fēng)的主要驅(qū)動(dòng)力（Ding, 2007），因而在未來(lái)一個(gè)世紀(jì)南亞夏季風(fēng)將減弱，表現(xiàn)出與東亞季風(fēng)的加強(qiáng)完全不同的變化方向。至于南亞夏季風(fēng)未來(lái)降水的變化，早期的耦合模式預(yù)測(cè)了印度夏季風(fēng)降水的增加。CMIP3的結(jié)果也預(yù)測(cè)了平均降水的增加。如上所述，印度夏季風(fēng)環(huán)流將繼續(xù)減弱，而降水將增強(qiáng)，這就產(chǎn)生了季風(fēng)降水和環(huán)流變化不一致的悖論。這種悖論可能是由于赤道地區(qū)對(duì)流加熱增加的結(jié)果。而這又是全球變暖導(dǎo)致的全球性環(huán)流減弱的一部分（Turner and annamalai,2012）。但現(xiàn)在和未來(lái)南亞夏季降水是不均勻的，空間變率增加，多雨區(qū)將主要出現(xiàn)在喜馬拉雅山麓，孟加拉國(guó)，孟加拉灣和印度半島的南部；而中部少雨或不變。這種情況與印度季風(fēng)中斷的條件有一定類似。

應(yīng)該指出，亞洲夏季風(fēng)預(yù)測(cè)具有不確定性，尤其是氣候模式對(duì)于熱帶對(duì)流和對(duì)流層中上部加熱場(chǎng)的預(yù)測(cè)偏高，這明顯影響亞洲夏季風(fēng)的海陸溫差與驅(qū)動(dòng)力，這需要在CMIP5（Coupled Model Intercomparison Project Phase 5）的模式中加以改進(jìn)。

5 結(jié)語(yǔ)

本文對(duì)過(guò)去五年來(lái)我們的研究組在亞洲夏季風(fēng)年代際和年際變化研究方面所取得到的主要結(jié)果進(jìn)行了綜述。由于篇幅所限，對(duì)亞洲季風(fēng)研究的其他方面未總結(jié)在內(nèi)，這包括：（1）季風(fēng)的季節(jié)內(nèi)變率及其在延伸預(yù)報(bào)中的應(yīng)用（柳艷菊等，2007；丁一匯等，2007；丁一匯和梁萍，2010）；（2）亞洲夏季風(fēng)的變化對(duì)中國(guó)不同地區(qū)雨季的影響，尤其是江淮地區(qū)和華北地區(qū)（Chen and Ding，2007；陳樺等，2007；王遵婭和丁一匯，2008；胡婭敏和丁一匯，2010；郝立生等，2011；趙亮和丁一匯，2009；周曉霞等，2008；劉海文和丁一匯，2011）；（3）夏季風(fēng)及其降水的預(yù)報(bào)（楊明珠和丁一匯，2006；楊明珠等，2007；柳艷菊等，2007；梁萍等，2008；張莉等，2008；李巧萍等，2008）；（4）冬季風(fēng)的變化及其與中國(guó)冷冬以及冰雪凍雨災(zāi)害的影響（馬曉青等，2008；何溪澄等，2008；丁一匯等，2008；索渺清和丁一匯，2009）。亞洲季風(fēng)的研究是國(guó)際氣象界重要的研究課題之一，尤其是它的影響與預(yù)測(cè)關(guān)系到亞洲地區(qū)的防災(zāi)減災(zāi)和社會(huì)經(jīng)濟(jì)的發(fā)展等重大問(wèn)題。但由于亞洲季風(fēng)的變化涉及氣候系統(tǒng)的各個(gè)圈層以及物理與生物化學(xué)過(guò)程（如氣溶膠與生態(tài)系統(tǒng)反饋）的影響，目前，其各種尺度的預(yù)測(cè)技巧是十分低的，因而其變化機(jī)理和預(yù)測(cè)問(wèn)題是一個(gè)復(fù)雜和挑戰(zhàn)性任務(wù)。今后需要從三個(gè)方面進(jìn)行工作：（1）改進(jìn)和發(fā)展更可靠的季風(fēng)預(yù)測(cè)模式，不斷減少模式預(yù)測(cè)的不確定性；（2）為了為模式提供更可靠的觀測(cè)資料和初始場(chǎng)，應(yīng)大力改進(jìn)和增強(qiáng)季風(fēng)區(qū)乃至全球的觀測(cè)系統(tǒng)，包括繼續(xù)開展不同規(guī)模的季風(fēng)外場(chǎng)觀測(cè)試驗(yàn)；（3）加強(qiáng)季風(fēng)動(dòng)力學(xué)與各種影響因子，影響過(guò)程和機(jī)理的研究。這包括人類活動(dòng)影響下 CO2增加造成的氣候變暖對(duì)全球季風(fēng)的影響，氣溶膠等因子對(duì)全球和區(qū)域水循環(huán)影響的研究；季風(fēng)變率對(duì)極端天氣氣候事件的影響等。通過(guò)上述研究，可以相信一定會(huì)把亞洲季風(fēng)的研究和預(yù)測(cè)水平推進(jìn)到一個(gè)更新的高度。

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