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。

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 (I_EASM) 及其先兆信号 (I_F) 指数的定义参考文献[13]，其定义分别为

(1)

(2)

其中，U₁′表示10°~20°N, 100°~150°E区域850 hPa平均纬向风距平，U₂′表示25°~35°N, 100°~150°E区域850 hPa平均纬向风距平，U₃′表示32°~38°N, 80°~110°E区域200 hPa平均纬向风距平，U₄′表示22°~28°N, 150°~120°W区域200 hPa平均纬向风距平。本文分别对I_EASM和I_F进行了标准化。

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

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

图 2

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)

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 3

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

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

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)

东亚夏季风强、弱年前期春季下垫面的明显差异主要在海洋，南亚大陆下垫面的热力差异并不显著，东亚夏季风与先兆信号之间呈显著的同位相变化原因需进一步分析。图 6是10°S~60°N, 0°~120°W区域2月200 hPa纬向风距平的正交经验函数 (EOF) 分解的第1模态。该模态与强、弱夏季风年合成的2月高层纬向风的差异分布特征非常相似。它与强季风年前期2月纬向风距平场的空间相关系数为0.64，与弱季风年合成的2月纬向风距平场的空间相关系数达到-0.81。EOF1模态反映了典型强、弱夏季风年2月200 hPa纬向风场特征。图 7给出EOF1的时间系数 (PC1) 与冬季海温的相关分布。赤道中东太平洋为显著的负相关关系，西太平洋附近为显著的正相关，印度洋西部为显著的负相关关系，热带太平洋呈现La Nia海温异常分布特征。冬季赤道中东太平洋海温偏低，沃克环流加强，赤道中东太平洋上空高层纬向风增强，北太平洋阿留申低压减弱，北太平洋50°N附近200 hPa高层纬向风增强，30°N附近200 hPa纬向风减弱，东亚西风急流位置偏北。相关分析表明:先兆信号指数与同期200 hPa纬向风EOF1模态的PC1的相关系数为0.90(达到0.01显著性水平)，且先兆信号指数与冬季全球海温的相关分布与图 7非常相似 (图略)。这说明先兆信号指数表征了2月高层纬向风场主要模态的年际变化，而这种年际变化受中东太平洋海温异常的影响。

图 6

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

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)

东亚夏季风的强弱与海温有密切的关系。图 8给出了东亚夏季风指数与前期冬季海温的相关分布。前冬中东太平洋冷海温有利于东亚夏季风强度偏强，而暖海温特征有利于东亚夏季风强度偏弱。前冬海温与先兆信号以及东亚夏季风的关系呈相似特征，表明东亚夏季风与先兆信号之间的联系可能来自于热带海洋。冬季中东太平洋海温偏低，后期夏季北印度洋和南海地区维持偏低的海温 (图 9)，海陆热力差异增大，有利于印度夏季风偏强。印度夏季风偏强，与西太平洋副热带高压 (WPSH，简称副高) 相联系的水平输送偏弱，长江中下游地区的降水偏少，东亚夏季风偏强^[22]。此外，印度夏季风偏强，通过凝结潜热释放异常有利于南亚高压位置偏西，使得长江流域降水偏少，同时副高强度偏弱位置偏东^[23]。图 10给出了东亚夏季风强弱年夏季副高的合成特征。强夏季风年，副高强度偏弱位置偏东；弱夏季风年，副高偏强西伸明显。850 hPa风场异常合成特征表明，强夏季风年，菲律宾附近850 hPa上空呈显著的反气旋式风场异常；弱夏季风年，菲律宾附近850 hPa上空呈显著的气旋式风场异常 (图略)。与中东太平洋海温异常相联系的热带西太平洋的海气相互作用会影响西北太平洋大气环流^[24-25]。东亚夏季风强度在很大程度上反映了西太平洋地区副高的特征，而副高的异常特征与热带海温的变化关系密切。前冬El Nio事件有利于夏季西太平洋菲律宾附近低层风场维持反气旋式异常，副高较常年偏强，东亚夏季风偏弱；反之，前冬La Nia事件有利于夏季副高强度偏弱，东亚夏季风偏强。

图 8

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

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

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)

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。