亚洲地区是全球最显著的季风区^[1]。亚洲季风活动及其异常给我国和亚洲甚至全球天气气候变化带来显著影响, 直接影响该地区的社会活动。南海夏季风是亚洲夏季风系统 (包括东亚夏季风和南亚夏季风) 的重要成员, 南海夏季风的异常活动对我国夏季降水的异常, 乃至更大范围的天气和气候异常具有相当的影响^[2-5]。所以, 关于南海夏季风活动异常的研究十分重要。

年代际变化是当前气候研究的热点问题之一。关于亚洲季风及东亚夏季风的年代际变化方面, 许多学者做了大量的研究工作。研究结果表明^[6-7], 1976年前后大气环流和北太平洋海温均发生了突变。与1976年的突变相对应, 东亚夏季风和南海季风也有相当的显著变化。Li等^[8]指出中国长期气候变化 (降水和温度) 具有多重时间尺度特征, 年代际变化有20~40年、10年左右和60~80年时间尺度变化周期。东亚夏季风 (环流和降水) 也具有明显的年代/年代际变化。李峰等^[9]分析了东亚夏季风和北太平洋SSTA的关系, 指出两者之间相互作用存在着年代际变化特征, 20世纪70年代中期以前, 北太平洋海温异常通过一大圆波列作用于东亚夏季风, 造成我国华北地区夏季降水偏多, 1976年以后, 北太平洋海温异常使大圆波列减弱, 与东亚夏季风关系也随之减弱, 对华北降水的影响作用也减弱。而黄刚^[10]和王会军^[11-12]的研究指出, 由于亚洲季风从20世纪70年代后期减弱从而导致了东亚地区降水发生年代际变化。Huang^[13]通过对比分析指出:赤道中、东太平洋SST异常有明显的年代际变化, 即在70年代热带中、东太平洋的海水是冷的, 而20世纪80, 90年代海水变暖; 并进一步指出, 从1977年到现在, 热带中、东太平洋发生了年代际的El Niño现象, 这个年代际的El Niño事件减弱了亚洲季风。

以上多数的研究结果表明:东亚夏季风在20世纪70年代末存在突变, 但是对南海夏季风的年代际变化还研究得不多。一些研究指出^[14-15]南海夏季风的建立日期和强度20世纪70年代中期发生了年代际突变, 1975年以后, 南海夏季风建立日期偏早强度偏弱。Lin等^[16]分析了南海地区对流强度的年代际变化特征, 认为它在20世纪70年代存在明显的突变。本文利用美国国家环境预报中心/国家大气研究中心 (NCEP/NCAR) 的月平均再分析资料 (水平分辨率为2.5°×2.5°, 时间为1948年1月—2004年12月), 针对南海夏季风强度的年代际变化进行详细的探讨, 并且对不同年代际阶段大气环流的差异和对我国天气气候的影响做进一步的分析。

关于季风的定义有许多不同的认识, 到目前为止还没有一个达成共识的季风指数。本文使用吴尚森等^[17]所提出的南海夏季风指数的定义, 即南海地区 (5°~20°N, 105°~120°E) 标准化的西南风作为南海季风强度指数。

(1)

式 (1) 中, V_sw=(u +v)/, 为南海区域850 hPa月或季平均风在西南方向上的投影。V_sw为月或季的多年平均值, σ_sw为V_sw的标准差。

如前所述, 许多研究指出在20世纪70年代末大气环流和北太平洋海温均发生了突变, 相应的东亚夏季风也有所响应。那么对于南海夏季风来说在70年代末是否存在突变, 是存在平均值的突变, 或方差的突变还是周期的突变?这些问题都需要做进一步的研究。首先从南海夏季风的强度指数入手来分析南海夏季风强度的年代际变化特征。图 1给出了1948—2004年夏季平均 (6—8月) 南海夏季风强度指数序列变化图。

图 1

图 1. 1960—2000年南海夏季风强度指数序列变化图 (a) 和南海夏季风指数的Mann-Kendall法突变检验图 (b) (其中直线为平均值, 点线为均方差, 曲线为11年滑动平均) Fig 1. Variations of South China Sea summer monsoon (SCSSM) indices for the period of 1960—2000 (a) and detecting abrupt climatic change of SCSSM by using Mann-Kendall technique (b) (horizontal lines denote mean values, the dot lines standard denote deviations and the curve line denotes 11-year running mean)

根据文献[17]对强弱季风年的定义和由式 (1) 和NCEP/NCAR资料算出的南海夏季风强度指数 (图 1a) 得到强季风年有1948, 1961, 1967, 1972, 1985, 1994, 1997年和2002年, 弱季风年有1949, 1955, 1956, 1980, 1983, 1988, 1989, 1995, 1996年以及1998年。图 1b是使用M-K法对南海夏季风的突变情况进行的检验, 可以看到在1960年和1977年为明显的突变点, 也对不同的时间段 (如1958—2004年、1960—1998年等) 进行了M-K法的突变检验, 在1977年左右均为突变点, 突变区间在1976—1980年。这表明了南海夏季风在20世纪70年代中后期确实存在显著变化。根据图 1中11年的滑动平均曲线和图 1b中的突变年份, 并且考虑到不同年代际阶段有相当的样本数, 选取1960—1976年和1980—1998年作为南海夏季风年代际变化的两个不同位相来进行分析。在1960—1976年, 正异常年有1960, 1961, 1962, 1963, 1965, 1967, 1968, 1972, 1973, 1974, 1975, 1976年共12年, 负异常年有1964, 1966, 1969, 1970, 1971年只有5年; 这一阶段平均值为0.412847, 均方差为0.753316。在1980—1998年, 正异常的年份有1981, 1982, 1984, 1985, 1990, 1994, 1997年共7年, 负异常的年份有1980, 1983, 1986, 1987, 1988, 1989, 1992, 1993, 1995, 1996, 1998年共11年; 这一阶段平均值为-0.444419, 均方差为1.06883。可以看出1960—1976年南海夏季风指数平均强度强, 之后1980—1998相对弱, 1960—1976年南海夏季风指数方差小, 之后1980—1998相对大很多, 经t检验, 两阶段之间的平均值和方差差异都通过了95%的信度检验。

而对于ECMWF算出的南海季风强度指数来说 (图略), 1960—1976年的平均值为-0.0949, 均方差为0.775963, 1980—1998年的平均值为0.02, 均方差为1.2931。其两阶段之间平均值差异不显著, 但是方差的差异显著, 通过了95%的信度检验。综上所述在1977年左右既出现了显著的平均值突变, 而且其强度的年际变化振幅也出现显著的变化。

利用Morlet小波分析方法^[18], 对南海夏季风强度指数序列进行分析, 可以看出南海夏季风强度的主要周期及其演变 (图 2)。从图 2a中可以看出, 南海夏季风强度主要有8~10年和3~6年的准周期变化。在1976年前, 4~6年准周期变化和10~12年准周期变化显著, 中心周期为5年和11年; 而在1976年以后, 2~3年准周期变化和7~9年准周期变化比较显著, 中心周期为3年和8年。周期变化在整个时间段的突变显著, 即在1976年显著周期发生转变, 第二阶段与第一阶段相比周期变小。

图 2

图 2. 南海夏季风强度指数序列的小波变换图 (a) 和小波变换方差的比较 (b) (虚线为95%信度曲线) Fig 2. The wavelet transform of the South China Sea summer monsoon indices (a) and comparison of the wavelet powers for 1960—1976 and 1980—1998 periods (b) (dash line is for 95% confidence level)

利用小波分析方法可以更准确地诊断出多长周期的振动最强, 并且, 从分段的小波方差中可以推断某一时间内多长周期的振动最突出^[19]。由图 2b小波变换方差也可以明显看出, 在第一阶段, 4~6年准周期变化和10~12年准周期变化显著 (通过95%信度检验); 在第二阶段, 2~3年准周期变化和7~9年准周期变化比较显著 (通过95%信度检验)。另外, 第二阶段显著周期的方差为2.4左右, 第一阶段显著周期方差为1.0左右。显然南海夏季风强度指数在1976年前10年左右的周期到1976年后变为8年左右; 在1976年前5年左右周期到1976年以后变为3~4年的显著周期, 并且方差1976年以后比1976年以前明显变大。综合图 2可以得出这样的结论, 南海夏季风强度指数在1976年左右存在明显的周期突变。1976年后与之前相比周期变小, 方差变大。

经过前面的分析, 可以认为对于南海夏季风强度指数, 虽然NCEP/NCAR再分析资料和ECMWF资料所反映出的年代际变化并不完全一致, 但都得出南海夏季风强度指数的方差和周期在1976年左右存在突变, 并且通过对西沙站资料的分析①也表明存在这种年代际变化。

总结以上分析可以得出, 南海夏季风强度存在显著的年代际变化特征, 不但强度的平均值表现出年代际时间尺度阶段性突变特征, 其方差和周期也同样表现出年代际尺度阶段性突变特征, 其转折点出现在20世纪70年代末。转折点之后与之前相比, 平均强度减弱, 方差变大, 变化周期变短。根据这一分析结果, 将1960—1976年 (简称第一阶段) 和1980—1998年 (简称第二阶段) 作为不同的年代际阶段来进行分析, 1977—1979年这一时间段强度在平均值附近变化, 视为不同年代际阶段相互转变的过渡时期。

2.1节从南海夏季风强度指数探讨了南海夏季风的年代际变化特征, 但是对于南海夏季风在年代际尺度上与热带大气环流、中高纬度环流、海温等异常的耦合关系方面还没有一个清晰的图像。充分了解这些基本特征有助于进一步认识南海夏季风年代际变化造成的影响和揭示其物理机制, 更好地改进季风预报从而减少南海夏季风所带来的灾害。

为了了解不同年代际阶段之间的差异, 下面主要利用NCEP/NCAR再分析资料计算第二阶段与第一阶段各要素平均值之差值以及进行了平均值差异的显著性t检验。

季风活动异常在风场上表现得最为明显, 所以首先从各等压面风场来看南海夏季风的年代际变化。图 3是第二阶段与第一阶段850 hPa和500 hPa平均风场差值场。从图 3a来看, 第二阶段相对于第一阶段, 在我国东部地区出现偏东北气流差值, 这支偏东北差值气流从我国的东北一直向南延伸, 经过孟加拉湾地区直到印度半岛的东部, 其平均值差异通过了99%的信度检验。可以看出我国东部以及东南亚地区夏季盛行的西南季风有明显的减弱迹象。在我国南海中北部地区以偏北风差值为主, 南部地区为气旋性差值环流所控制, 10°N附近为偏东风差值, 也可以看出在南海中北部地区的西南季风第二阶段比第一阶段弱。另外, 第二阶段与第一阶段相比, 索马里越赤道气流增强, 而孟加拉湾附近的越赤道气流则有所减弱, 澳大利亚北部越赤道气流则有所增强。另外赤道中东太平洋地区偏西风加强, 这说明盛行于该地区的东风是减弱的。

图 3

图 3. 850 hPa (a) 和500 hPa (b) 等压面平均风场差值 (矢量, 单位:m/s) 及其显著性检验 (阴影区和等值线分别为纬向风和经向风平均值差异通过95%信度区域) Fig 3. 850 hPa (a) and 500 hPa (b) of average wind differenes and their significant test (vectors are for wind differences, unit: m/s; shaded areas and isolines denote the differences of mean zonal winds and meridional winds exceed 95% level, respectively)

在500 hPa高度上 (图 3b), 在西北太平洋日本附近为气旋性环流差异环流。在南海北部地区至西太平洋地区存在反气旋差异环流, 这表明太平洋副热带高压位置在第二阶段较第一阶段位置偏南。在热带地区, 中东太平洋偏西风异常, 孟加拉湾以及印度洋地区以偏东风异常为主。另外在西太平洋由南向北风场差值场呈现出负-正-负的异常分布, 这可能与EAP大气遥相关型的年代际变化有关系。

为了进一步了解风场的变化特征, 将平均风差值场分解为旋转风和辐散风两部分。图 4是由NCEP/NCAR再分析资料得到的850 hPa和200 hPa势函数差值和辐散风差值分布。从图中可以看到, 850 hPa上, 大致以150°E为界, 其西侧为负势函数偏差, 中心位于南海; 其东侧为正势函数偏差, 中心位于5°N, 175°W附近, 差值辐散风由赤道中太平洋地区流向南海地区; 赤道东太平洋沿岸地区为负势函数偏差, 中心位于5°N, 110°W附近, 差值辐散风由赤道中太平洋地区流向赤道东太平洋地区。200 hPa上基本与850 hPa相反, 差值辐散风由南海地区流向赤道中太平洋地区以及由赤道东太平洋地区流向赤道中太平洋地区。

图 4

图 4. 850 hPa (a) 和200 hPa (b) 势函数差值 (等值线, 单位:10-6 m/s; 阴影区为通过95%信度检验区域) 和辐散风差值 (矢量, 单位:m/s) 分布 Fig 4. 850 hPa (a) and 200 hPa (b) velocity potential differences (isolines, unit: 10-6 m/s; shaded areas denote exceeding 95% level) and divergent wind differences (vectors, unit: m/s)

对于南海地区和赤道东太平洋地区来说, 低层 (850 hPa) 为负势函数差异, 高层 (200 hPa) 为正势函数差异, 即意味着这两个地区第二阶段比第一阶段低层辐合和高层辐散更强。而对于赤道中太平洋地区来说, 低层 (850 hPa) 为正势函数差异, 高层 (200 hPa) 为负势函数差异, 即意味该地区第二阶段比第一阶段低层辐散和高层辐合更强, 说明了赤道中太平洋地区的下沉运动有明显增强。形成了低层由赤道中太平洋地区流向南海地区和赤道东太平洋地区并分别在南海地区和赤道东太平洋地区上升, 高层由南海地区和赤道东太平洋地区流向赤道中太平洋地区并在赤道中太平洋地区下沉所组成的纬向辐散风差值环流。说明第二阶段与第一阶段相比, 南海地区上升运动增强。另外Lin等^[16]分析了南海地区对流强度的年代际变化特征, 认为它在20世纪70年代前与之后相比南海地区的对流强度明显增强。

下面再来讨论一下旋转风和流函数的变化。图 5是850 hPa和500 hPa流函数差值和旋转风差值分布。从图 5a上 (850 hPa) 可以看到, 中国大陆中北部地区为正的流函数差值中心, 南海南部为负的流函数差值中心, 中国大陆上空的气旋性旋转风差值气流有所减弱, 从我国东部到中南半岛、孟加拉湾为东北风反气旋性差值气流, 因此南海夏季西南风的减弱主要是这支反气旋性旋转风差值气流造成的。从图 5b(500 hPa) 来看, 大陆上为正的流函数差值, 表明大陆上反气旋性旋转风增强, 并伸展到西太平洋地区, 该地区副热带反气旋有所增强。东太平洋上为负的流函数差值, 表明东太平洋上反气旋性旋转风有所减弱。

图 5

图 5. 850 hPa (a) 和500 hPa (b) 流函数差值 (等值线, 单位:m2/s; 阴影区为通过95%信度检验区域) 和旋转风差值 (矢量, 单位:m/s) 分布 Fig 5. 850 hPa (a) and 200 hPa (b) stream function differences (isolines, unit: m2/s; shaded areas denote exceeding 95% level) and rotation wind differences (vectors, units: m/s)

风场与气压场关系密切, 那么从各等压面位势高度的年代际差异特征来看南海夏季风的年代际变化。图 6a为850 hPa上平均位势高度差值场, 850 hPa和500 hPa的分布形势基本相似 (500 hPa图略)。这种位势高度差值场表明:夏季大陆位势高度较低而海上位势高度较高所形成的位势高度梯度, 因第二阶段大陆位势高度比第一阶段高, 造成第二阶段海陆之间的位势高度梯度比第一阶段要小。在位势高度梯度力的作用下, 对应的风场的差值场 (图 3a) 上表现为偏东北风差值气流。在低纬度地区, 南海及其附近地区3个层次上的位势高度都是增加的, 并且信度超过了95%, 由于科氏力小, 受地转偏向力的约束就小, 它的高度场与风场不匹配。

图 6

图 6. 850 hPa上平均位势高度 (单位:gpm)(a) 和平均温度 (单位:℃)(b) 差值场 (阴影区表示通过95%信度检验区域) Fig 6. Potential height differences (unit:gpm)(a) and air temperature differences (unit: ℃)(b) at 850 hPa (shaded areas denote exceeding 95% level)

再来分析一下与南海夏季风活动有着密切联系的一些热力学因子的年代际差异特征。图 6b是850 hPa平均温度差值场。由图 6b可以看到, 我国大陆主要表现为负温度差值, 太平洋及南海、印度洋地区为明显的正温度差值。这种温度差值分布在500 hPa和200 hPa上也有相似的表现 (图略)。

图 7a是夏季第二阶段与第一阶段纬向平均 (105°~120°E) 气温差值经向垂直剖面图。从图上可以看出, 35°~55°N之间从低层到200 hPa为显著的负温度差异, 而20°N以南地区为显著的正温度差异, 这表明第二阶段与第一阶段相比, 大陆的大气温度下降了, 南海及以南的热带地区的温度明显上升, 这种大气温度的变化在对流层中基本一致的出现。图 7b是夏季第二阶段与第一阶段的经向平均 (20°~40°N) 气温差值纬向垂直剖面图。由图上可见, 400 hPa以下的大气层, 在100°~110°E区域 (中国大陆) 为负温度差异, 110°E以东地区 (即太平洋地区) 以正温度差异为主。

图 7

图 7. 气温差值垂直剖面图 (单位:℃, 阴影区为气温平均值的差异通过95%信度检验) (a) 纬向平均 (105°~120°E), (b) 经向平均 (20°~40°N) Fig 7. Vertical section of air temperature differences (unit: ℃; areas exceeding 95% level are shaded) (a) zonal mean (105°—120°E), (b) meridional mean (20°—40°N)

众所周知, 夏季大陆气温较高, 海洋气温较低, 这种海陆温度差异是驱动夏季风的主要热力因子。根据图 6和图 7取出3个区域 (即20°~30°N, 105°~120°E称为1区; 5°~20°N, 105°~120°E称为2区; 20°~30°N, 120°~135°E称为3区) 分别代表与南海季风有关的陆地、热带海洋和副热带海洋来进一步分析海陆温度差异的变化, 计算出850 hPa的1区与2区平均海陆温度差异在第一阶段为:1.20299 ℃, 在第二阶段为:0.569122 ℃; 1区与3区的平均海陆温度差异在第一阶段为:0.67462 ℃, 在第二阶段为: 0.412312 ℃, 显然无论是东西向还是南北向的海陆温差都是第二阶段比第一阶段减小了, 其中南北向 (即南海地区与中国大陆) 的温差减少的更明显。第二阶段与第一阶段相比, 海陆之间的热力差异减少了, 从而减小了海陆之间的位势高度梯度 (图 6a), 导致南海夏季风强度减弱。由此可见这种海陆热力差异的减少可能是夏季西南风强度第二阶段比第一阶段弱的重要的直接的驱动因子之一。

前面分析了等压面场上的一些差异特征, 那么垂直环流以及其他要素在垂直方向上的差异又是怎样的呢? 图 8a是NCEP/NCAR再分析资料得到的纬向平均 (105°~120°E) 垂直速度经向剖面差值图。从图 8a来看, 在10°N附近上升运动增强; 25°N附近和35°~50°N附近下沉运动增强; 两个下沉运动增强区之间有上升运动增强。表明第二阶段与第一阶段相比, 南海中南部地区垂直上升运动有所增强, 而华北地区上升运动减弱。与之相对应第二阶段与第一阶段相比, 我国东部地区夏季降水量由南向北呈现负-正-负的差异分布^[5], 即华南地区降水量有所减少, 长江流域降水增多, 华北降水减少的分布型。

图 8

图 8. 纬向平均 (105°~120°E)(a) 和经向平均 (15°S~15°N)(b) 垂直速度剖面差值图 (单位:Pa/s) 以及经向平均 (15°S~15°N) 夏季海温差值随经度的变化曲线 (单位:℃)(c) (阴影区为垂直速度平均值的差异通过95%信度检验区域) Fig 8. (a) Section of zonal mean vertical velocity in 105°—120°E (unit: Pa/s), (b) section of meridional mean vertical velocity in 15°S—15°N (unit: Pa/s), (c) differences of meridional mean (15°S—15°N) summer sea surface temperature (unit:℃) (shaded areas denote vertical velocity exceeding 95% level)

在图 4中辐散辐合的中心都位于赤道地区。图 8b是赤道地区经向平均 (15°S~15°N) 垂直速度剖面差值图, 从图中可以看到, 南海及其附近的西太平洋地区 (90°~150°E) 为上升运动增强区, 中太平洋大部分地区 (150°E~140°W) 为下沉运动增强区, 东太平洋地区 (140°~60°W) 基本上均为上升运动增强区。这种上升运动和下沉运动的分布与从图 4得到的结论吻合。图 8c为经向平均 (15°S~15°N) 夏季海温差值随经度的变化曲线, 可以看到, 赤道中太平洋 (150°E~150°W) 为相对小的SST差值区, 图中的其他地区均为相对较强的正SST差异地区。将图 8b与图 8c相比较发现, 正海温差异大值区与赤道东太平洋的异常上升运动相对应, 而相对小值区则与异常下沉运动相对应。这说明海温的异常与其上空的垂直速度的变化十分密切, 进而也会影响到南海夏季风的变化。

通过对南海夏季风强度的年代际变化及不同年代际阶段大气环流差异的详细分析研究, 得到如下一些结果:

1) 南海夏季风强度在20世纪70年代末出现了年代际时间尺度的转折, 1980—1998年 (第二阶段) 与1960—1976年 (第一阶段) 相比, 南海地区夏季平均西南风强度显著减弱, 方差显著变大, 变化周期变短, 但是南海地区的上升运动却有所加强。

2) 年代际不同阶段的各等压面上大气环流平均场的差异是十分明显的。第二阶段与第一阶段相比, 低层 (850 hPa) 我国大陆地区位势高度比海洋上增加更多, 更加显著, 在气压梯度力的作用之下, 大陆地区反气旋性气流加强, 而南海南部地区气旋性气流加强, 从而形成了从我国东部地区一直伸展到印度半岛的反气旋性偏东北差异气流, 使得南海夏季西南风减弱。中层 (500 hPa) 大陆地区的位势高度增加比海洋上更大, 大陆地区反气旋性气流加强; 另外, 20°N附近西太平洋上空反气旋性气流加强, 西太平洋副热带高压有所加强, 但是东太平洋地区副热带反气旋有所减弱。

3) 对于年代际不同阶段, 大气动力和热力差异十分明显, 其中海陆大气温度的差异是造成南海夏季风强度差异的重要原因。第二阶段与第一阶段相比, 夏季中国大陆与南海、西北太平洋上空的温差减小, 从而引起了相应的气压梯度力的减弱, 最终导致了南海夏季风的减弱。

4) 对南海地区来说, 第二阶段比第一阶段低层辐合高层辐散更强, 上升运动有所加强。南海地区上升运动的加强可能与热带太平洋地区辐散风形成的沃克差异环流的变化有密切的联系, 而这种沃克差异环流与热带太平洋海温的变化有关。由于赤道东太平洋地区增温更加明显, 使得该地区形成低层由赤道中太平洋地区流向南海地区和赤道东太平洋地区并分别在南海地区和赤道东太平洋地区上升, 高层由南海地区和赤道东太平洋地区流向赤道中太平洋并在赤道中太平洋地区下沉所组成的纬向辐散风差值环流。赤道东太平洋地区海温显著增加可能对南海中南部地区上升运动的加强起着重要的作用。

对于季风的理解有不同的看法, 本文是从水平风场的角度来进行分析的, 结果表明海陆温差年代际的减小导致了南海夏季风的减弱。同时发现热带地区的海温和相应垂直环流的年代际变化可以使得南海地区的上升运动加强, 它与南海夏季风降水乃至中国夏季降水的年代际变异的关系还需要作进一步分析。