海表温度异常影响东亚夏季风年代际变化的数值模拟

曾刚，伯忠凯，孙照渤，倪东鸿，李忠贤

(1.气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学)，江苏南京210044;2.高原大气与环境四川省重点实验室，四川成都610225)

0 引言

东亚夏季风是影响中国东部夏季降水的重要因子之一，它具有明显的年代际变化，并在20世纪70年代中后期经历了一次年代际突变过程(Chang et al.，2000;Wang，2001;周连童和黄荣辉，2003;Ho et al.，2003;郭其蕴等，2004;Ding et al.，2008)。探讨东亚夏季风年代际变化的可能机理是当前气候变化研究的热点问题之一。海表温度作为重要的气候外强迫因子，对东亚夏季风年代际变化有着重要影响(Huang，2001;朱益民和杨修群，2003;Zeng et al.，2007)。例如，Huang(2001)将东亚夏季风年代际变化归因于赤道中东太平洋的年代际El Niño现象;Zeng et al.(2007)进一步分析了赤道中东太平洋海温年代际变化影响东亚夏季风的物理过程;朱益民和杨修群(2003)认为太平洋年代际振荡(PDO)对东亚夏季风年代际变化有重要影响。

随着大气环流模式和计算机技术的发展，有关海表温度变化对东亚夏季风年代际变化影响的数值模拟研究也取得了许多进展。例如，曾刚等(2007)利用全球观测海表温度驱动NCAR CAM3大气环流模式的长时间积分模拟结果进行分析，结果表明，此模式能模拟出东亚夏季风的年代际变化特征，其环流特征与观测结果较一致。Han and Wang(2007)利用全球观测海表温度驱动中国科学院大气物理研究所IAP 9层大气环流模式进行了5个不同初值积分试验，发现仅有一个样本的积分定性地再现了东亚夏季风年代际变化的观测特征。Fu et al.(2009)利用GFDL AM2的模拟结果研究指出，全球海表温度异常对东亚夏季风年代际变化具有重要影响。Li et al.(2010)利用NCAR CAM3和GFDL AM2两个全球大气环流模式的模拟结果，探讨了全球、热带海表温度以及温室气体加气溶胶对东亚夏季风年代际变化的影响，指出热带海表温度变化对20世纪70年代中后期东亚夏季风减弱有着重要作用，而温室气体和气溶胶的联合作用有利于东亚夏季风增强。陈小婷等(2010)采用线性增暖的海表温度驱动GFDL AM2模式，探讨了热带印度洋和太平洋两海区增暖各自对东亚夏季风趋势变化的影响，指出热带太平洋和印度洋增暖对东亚夏季风存在相反、竞争性的影响。这些针对东亚夏季风年代际变化的数值模拟研究尚处于初步阶段，而且大多考虑全球和热带海表温度变化对东亚夏季风的影响，较少利用观测的单个海区逐月海表温度来分别驱动全球大气环流模式，并探讨不同海区海表温度异常对东亚夏季风年代际变化的影响。

因此，本文利用观测的1950—2000年逐月全球、热带外、热带、热带印度洋—太平洋、热带印度洋、热带太平洋海表温度，分别强迫NCAR全球大气环流模式CAM3，进行长时间积分的数值试验，并与ERA－40和NCEP/NCAR再分析资料做对比，以讨论不同海区海表温度异常对东亚夏季风年代际变化的影响。

1 模式及试验方案

所用模式为NCAR CAM3(NCAR Community Atmosphere Model)全球大气环流模式，它是由美国国家大气科学研究中心(NCAR)所研制(Collins et al.，2004，2006)。该模式是一个全球谱模式，采用三角截断，水平分辨率为T42，纬向均匀分布128个格点，经向分布64个高斯格点，垂直方向采用σ-p混合坐标，从上到下共26层，模式层顶在2.917 hPa高度。许多研究(Hurrell et al.，2006;曾刚等，2007，2010;Wei et al.，2007;Li et al.，2010)表明，NCAR CAM3大气环流模式能较好地描述东亚地区大尺度环流特征，在气候模拟研究中得到了广泛应用。

为探讨不同海域海表温度异常对东亚夏季风年代际变化的影响，设计了7个数值试验(表1)，利用NCAR CAM3全球大气环流模式进行数值模拟。GOGA、TOGA、ETOGA、IPOGA、IOGA 和 POGA 试验均采用了5个不同的初值场来驱动模式，并各自进行51 a模拟，取1951—2000年进行分析(去除1950年的结果)，得到5组集合试验结果，取5组平均结果用于本文研究。

表1 数值试验方案的设计Table 1 Schemes of numerical experiments

GOGA及TOGA试验采用了美国CCSM气候变率工作组的模拟输出结果(http://www.cesm.ucar.edu/working_groups/Climate/experiments/ccsm3.0/index.html)，其 他 5个 试 验(ETOGA、IPOGA、IOGA、POGA 及 POGA－CE)均为本文设计。所有试验使用模式本身自带的真实地形、海陆分布等边界条件，积分过程中选用常用的欧拉动力框架，时间步长为20 min。各试验中驱动模式所用海表温度资料为1950年1月—2000年12月逐月观测海表温度场(Hurrel et al.，2008)。为了 与 ERA－40(Uppala et al.，2005)和 NCEP/NCAR(Kalney et al.，1996)再分析资料进行对比，所有试验结果均已采用双线性插值方法插值成2.5°lon×2.5°lat水平网格资料。文中夏季指6—8月平均。

2 东亚夏季风年代际变化对海表温度异常的响应

2.1 东亚夏季风指数的变化

Li et al.(2010)采用类似Webster and Yang(1992)使用的方法，取(110～140°E，20～40°N)区域的200 hPa和850 hPa夏季纬向风差异的标准化值作为东亚夏季风指数。本文采用此定义计算得到观测和模拟的东亚夏季风指数，以此探讨海表温度异常对东亚夏季风年代际变化的影响。

图1给出了ERA－40、NCEP再分析资料和各试验模拟的东亚夏季风指数序列(图中曲线为9 a滑动平均结果，代表序列的年代际变化)。由ERA－40(图1a)和 NCEP(图1b)再分析资料结果可见，东亚夏季风指数均具有明显的年际、年代际变化特征，年代际转弱发生在20世纪70年代中后期。两序列的相关系数为0.975，通过了0.001信度的显著性检验。所以，两套再分析资料结果均表明，东亚夏季风在20世纪70年代中后期发生了年代际减弱现象，即由强夏季风年代转为弱夏季风年代，这与已有的研究结果(Wang，2001;周连童和黄荣辉，2003;郭其蕴等，2004)一致。

图1 东亚夏季风指数序列(曲线为9 a滑动平均;r1是1958—2000年NCEP、各试验结果与 ERA－40的东亚夏季风指数的相关系数，r2、r3分别为 1958—2000、1951—2000年各试验结果与NCEP的东亚夏季风指数的相关系数) a.ERA－40;b.NCEP;c.GOGA;d.ETOGA;e.TOGA;f.IPOGA;g.IOGA;h.POGAFig.1 Time series of East Asian summer monsoon index(Curve denotes 9－yr running mean;r1denotes the correletaion coefficients between NCEP or simulated EASM indices and ERA－40 EASM index during 1958—2000;r2and r3are correlation coefficients between simulated EASM indices and NCEP EASM index during 1958—2000 and 1951—2000，respectively) a.ERA－40;b.NCEP;c.GOGA;d.ETOGA;e.TOGA;f.IPOGA;g.IOGA;h.POGA

数值试验结果中，GOGA(图1c)、TOGA(图1e)、IPOGA(图1f)和 POGA(图1h)均能模拟出再分析资料结果揭示的20世纪70年代中后期东亚夏季风的年代际减弱现象。而ETOGA(图1d)和IOGA(图1g)结果均未能反映出此次年代际减弱现象，甚至显示出了东亚夏季风的年代际增强趋势，这与再分析结果揭示的东亚夏季风年代际偏弱相反。

为进一步分析各试验模拟的东亚夏季风指数与再分析资料结果是否一致，计算了它们的相关系数，结果表明:1958—2000(1951—2000)年，GOGA 与 ERA－40、NCEP(NCEP)的相关系数分别为 0.466和 0.468(0.571)，TOGA与ERA－40、NCEP(NCEP)的 相 关 系 数 分 别 为0.322 和 0.365(0.421)，IPOGA 与 ERA－40、NCEP(NCEP)的相关系数分别为0.218和0.227(0.375)，POGA 与 ERA－40、NCEP(NCEP)的相关系数分别为0.335和0.339(0.401)。在这些模拟结果中，除了 IPOGA在1958—2000年与两套再分析资料的相关系数没有通过0.05信度的显著性检验外，其他均通过了0.05信度的显著性检验，说明GOGA、TOGA、IPOGA和POGA模拟出的东亚夏季风指数与再分析资料结果较一致。而IOGA模拟的东亚夏季风指数与ERA－40、NCEP再分析资料结果的相关系数均为负，特别是在1951—2000年，IOGA与NCEP的相关系数为－0.316，通过了0.05信度的显著性检验，表明IOGA模拟的东亚夏季风变化与再分析资料的结果相反。ETOGA模拟的东亚夏季风指数与再分析资料结果的相关系数较小，均没有通过0.05信度的显著性检验。

2.2 季风环流的响应

为探讨季风环流年代际变化对海表温度异常的响应，特别是低层850 hPa水平风场、中层500 hPa西北太平洋副热带高压、高层100 hPa南亚高压的响应情况，取1958—1975年作为强东亚夏季风年代，1981—1998年为弱东亚夏季风年代，并对这两个时期的大气环流场进行比较。

图2给出了夏季850 hPa水平风场在强、弱夏季风年代的差值分布(弱夏季风年代减强夏季风年代)以及500 hPa西北太平洋副热带高压体、100 hPa南亚高压体的变化。由于 ERA－40、NCEP再分析资料的500 hPa位势高度气候平均值比各试验的气候平均值低(图略)，所以分别取575、587和591 dagpm所包围的反气旋范围作为它们的西北太平洋副热带高压体。同样，ERA－40取1 645 dagpm所包围的反气旋范围作为100 hPa南亚高压体，而NCEP和各试验则取1 675 dagpm所包围的反气旋范围作为南亚高压体。ERA－40(图2a)和 NCEP(图2b)再分析资料结果显示，相对强夏季风年代而言，在弱夏季风年代，对流层低层850 hPa上，孟加拉湾、南海地区为气旋性环流异常，中国东部自南海向北到40°N为偏北风异常，表现为弱夏季风;在强夏季风年代，环流异常分布与之相反。在对流层中层500 hPa上，相对强夏季风年代而言，弱夏季风年代的西北太平洋副热带高压增强、面积增大、偏西偏南。对流层高层100 hPa上，相对强夏季风年代而言，在弱夏季风年代，NCEP的南亚高压面积增大、位置偏南、东伸西扩，而ERA－40的南亚高压年代际变化不明显。

数值试验结果中，相对强夏季风年代而言，在弱夏季风年代，GOGA(图 2c)、TOGA(图2e)、IPOGA(图 2f)及 POGA(图 2h)的 850 hPa水平风场上在孟加拉湾、南海北部均有一个气旋性环流异常存在，使得中国东南部出现偏北风异常，东亚夏季风减弱。同时，西北太平洋副热带高压强度偏强、面积偏大、位置偏西偏南;南亚高压面积偏大、位置偏南、东伸西扩。这些特征与再分析资料结果一致。由ETOGA水平风场差值分布(图2d)可以看出，东亚区域风矢量差值很小，说明东亚夏季风年代际变化很小，同时西北太平洋副热带高压和南亚高压年代际变化也很小。由图2g可见，IOGA模拟的水平风场差值在孟加拉湾和南海的南部为气旋性环流异常，而在它们的北部地区以及中国华南、东南沿海区域为反气旋性环流异常，偏南风异常控制中国东部，东亚夏季风偏强，这些特征与 POGA(图2h)、IPOGA(图2f)的分布基本相反，表明热带印度洋海温与热带太平洋海温对东亚夏季风年代际变化存在相反的、竞争性影响。当处于强夏季风年代时，环流异常分布与弱夏季风年代相反。

图2 强(1958—1975年)、弱(1981—1998年)东亚夏季风年代夏季南亚高压、西北太平洋副热带高压体位置以及强、弱夏季风年代夏季850 hPa水平风场的差值分布(弱夏季风年代减强夏季风年代;A表示反气旋，C表示气旋;单位:m/s) a.ERA－40;b.NCEP;c.GOGA;d.ETOGA;e.TOGA;f.IPOGA;g.IOGA;h.POGAFig.2 Locations of South Asian high(SAH;units:dagpm)and Northwest Pacific subtropical high(NWPSH;units:dagpm)in summer during the strong(1958—1975)and weak(1981—1998)EASM periods，and 850 hPa horizontal wind differences between the two periods(weak minus strong;A:anticyclone，C:cyclone;units:m/s) a.ERA－40;b.NCEP;c.GOGA;d.ETOGA;e.TOGA;f.IPOGA;g.IOGA;h.POGA

比较IOGA与再分析资料结果及其他试验结果可以看出，IOGA模拟的西北太平洋副热带高压和南亚高压年代际变化与再分析资料结果、GOGA、TOGA、IPOGA和 POGA一致，它们模拟的东亚夏季风系统成员年代际变化的主要差异在于低层环流系统的变化，特别是孟加拉湾、南海附近的环流系统。图3给出了IPOGA、IOGA和POGA的孟加拉湾、南海附近流函数及海平面气压距平的时间序列。可以看出，在3个试验的模拟结果中，该区流函数与海平面气压是密切相关的，均通过了0.001信度的显著性检验。IPOGA与POGA模拟的流函数和海平面气压异常均具有明显的减弱趋势，并在20世纪70年代中后期发生年代际转折，由正转负，东亚夏季风年代际减弱。而IOGA模拟的结果具有相反的趋势和年代际变化，东亚夏季风年代际增强。

图3 模拟的1951—2000年孟加拉湾、南海区域(80～130°E，10 ～25°N)流函数异常(实线，单位:106m2/s)和海平面气压异常(虚线，单位:hPa)(R表示模拟的流函数和海平面气压异常的相关系数) a.IPOGA;b.IOGA;c.POGAFig.3 Simulated 1951—2000 stream function(solid lines;units:106m2/s)and sea level pressure(dashed lines;units:hPa)anomalies averaged over the Bay of Bengal and South China Sea(10—25°N，80—130°E)(R is correlation coefficient between stream function and sea level pressure anomalies) a.IPOGA;b.IOGA;c.POGA

综上 所 述，对 比 GOGA、TOGA、IPOGA、POGA模拟结果与再分析资料可以看出，这4个数值试验均能模拟出东亚夏季风在20世纪70年代中后期由强转弱的年代际变化;而IOGA模拟的东亚夏季风呈现年代际增强趋势。ETOGA的结果表明，热带外海温对东亚夏季风年代际变化作用不大。因此，数值试验的结果表明，海表温度变化对20世纪70年代中后期东亚夏季风的年代际减弱有重要作用，热带太平洋是关键海区。许多研究(Zhang et al.，1997;曾刚等，2007)表明，热带中东太平洋及热带印度洋海表温度在20世纪70年代中后期发生年代际突变，由偏冷转为偏暖。因此，由IOGA和POGA模拟结果可看出，热带印度洋海温年代际偏暖(冷)对应IOGA模拟的东亚夏季风年代际增强(减弱)，而热带中东太平洋海温年代际偏暖(冷)对应POGA模拟的东亚夏季风年代际减弱(增强)。

同时，注 意 到 GOGA、TOGA、IPOGA 及POGA的模拟结果中，在强(弱)东亚夏季风年代，孟加拉湾、南海附近有较强的反气旋(气旋)性环流异常存在，它们导致东亚夏季风异常增强(减弱)的结果可能是东亚夏季风年代际变化的直接诱因之一。柳艳香和郭裕福(2005)利用NCEP/NCAR再分析资料研究指出，中蒙地区气压活动具有显著的年代际变化并严重影响着东亚夏季风的强度变化，当中蒙地区气压系统为距平气压槽或气旋性活动时，其东侧为较强的偏南气流，它加强了季风区的偏南气流，从而增强了东亚夏季风;反之，当中蒙地区盛行高压脊或反气旋性活动时，其东侧盛行偏北气流，阻挡了东亚季风区的偏南气流北上，削弱了东亚夏季风强度。在本文的 GOGA、TOGA、IPOGA和 POGA四个数值试验结果中，贝加尔湖南部蒙古地区的气旋(反气旋)性环流异常并不明显，而是在孟加拉湾、南海附近有反气旋(气旋)性环流异常，从而加强(减弱)了偏南气流，使得东亚夏季风加强(减弱)，因此，很有必要关注孟加拉湾、南海附近的环流系统对东亚夏季风的影响。

3 孟加拉湾、南海附近异常大气环流与热带太平洋海表温度的关系

进一步分析孟加拉湾、南海附近的气旋(反气旋)性环流异常与热带太平洋海表温度的关系。图4a给出了POGA模拟的夏季孟加拉湾、南海附近的流函数指数(SFI)与同期热带太平洋海表温度的相关系数分布。可见，通过0.05信度的显著性检验的负相关区位于赤道中东太平洋的南北两侧和热带西太平洋地区，说明当这些海域海表温度偏暖(冷)时，有利于孟加拉湾、南海附近产生气旋(反气旋)性环流异常。该相关系数场的分布，与对观测的1951—2000年热带太平洋夏季SST进行经验正交函数(EOF)分解后所得第三模态——“三明治”式海温分布型(图4b)类似，而且SFI与其时间系数(图略)的相关系数为0.541，通过了0.001信度的显著性检验，且均在20世纪70年代中后期发生年代际变化。上述分析说明，热带东太平洋从北到南“+－+”(“－+－”)“三明治”式的海温异常分布有利于孟加拉湾、南海附近产生气旋(反气旋)性环流异常，从而引起东亚夏季风减弱(增强)。

4 热带太平洋SST年代际背景变化对东亚夏季风年代际变化的影响

图4 POGA模拟的夏季孟加拉湾、南海附近的流函数指数(SFI)与同期热带太平洋海表温度的相关系数分布(a;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验)，以及夏季热带太平洋海表温度的第三EOF模态(b)Fig.4 (a)Correlation coefficients between the stream function index(SFI)averaged over the Bay of Bengal and South China Sea in POGA and tropical Pacific SSTs in summer(shaded areas passing 0.05 significance level)，and(b)the third EOF mode of summer tropical Pacific SSTs

近年来，许多研究(Zhang et al.，1997;Chang et al.，2000;Huang，2001;朱益民和杨修群，2003;黄荣辉等，2006;Zeng et al.，2007)指出，热带中东太平洋海表温度自20世纪70年代中后期以后发生了年代际增暖现象，而且东亚夏季风的年代际变化与此增暖现象关系密切。因此，热带太平洋海表温度的年代际背景变化对东亚夏季风年代际变化有重要影响，但这些结果都是基于观测分析所得，需要利用数值试验加以验证。因此，设计POGA－CE试验来探讨热带太平洋海表温度的年代际背景变化对东亚夏季风年代际变化的影响。

将用热带太平洋1958—1975年平均的1—12月海温驱动全球大气环流模式的试验称为热带太平洋冷背景试验;将用1981—1998年平均的1—12月海温驱动全球大气环流模式的试验称为热带太平洋暖背景试验。每个试验分别进行30 a积分，各取后25 a模拟结果，并将两个试验结果连接成50 a的资料场进行分析，即第1—25年模拟结果为热带太平洋冷背景模拟结果，第26—50年为热带太平洋暖背景模拟结果。

图5给出了POGA－CE试验的东亚夏季风指数序列。可以看出，在模拟的20年代中期发生年代际变化，东亚夏季风由强夏季风年代转为弱夏季风年代。

图5 POGA－CE模拟的东亚夏季风指数序列(实线为9 a平滑曲线)Fig.5 Time series of EASM index in POGA－CE(Solid line denotes 9－yr running mean)

图6给出了模拟的冷、暖背景年代的高层100 hPa南亚高压、中层500 hPa西北太平洋副热带高压的高压体以及低层850 hPa风矢量差值分布(暖背景年代减冷背景年代)。可以看出，相对冷背景年代而言，暖背景年代的南亚高压强度偏强、面积偏大、位置偏南、东伸西扩，西北太平洋副热带高压强度偏强、面积偏大、位置偏南、偏西，低层850 hPa水平风场上孟加拉湾和中国南海、东南沿海地区均存在一个气旋性环流异常，中国东部为偏北风异常，东亚夏季风减弱。对比前述的POGA结果(图2h)可知，POGA－CE试验结果(图6)与其非常一致，进一步表明热带太平洋海表温度年代际背景变化对东亚夏季风的年代际变化具有重要作用。

图6 POGA－CE模拟的冷、暖背景年代的850 hPa风矢量的差值分布(单位:m/s)，以及100 hPa南亚高压体和500 hPa西北太平洋副热带高压体位置(等值线为位势高度;单位:dagpm)Fig.6 The 850 hPa wind vector differences(units:m/s)between the cool and warm periods，and locations of 100 hPa SAH and 500 hPa NWPSH bodies during the two periods in POGA－CE(contour is geopotential height;uints:dagpm)

由冷、暖背景年代下海平面气压差值分布(图7)可以看出，在暖(冷)背景年代下，亚洲南部为显著负(正)SLP异常区，其中阿拉伯海北部到印度半岛以及中国东部沿海地区有负(正)SLP异常中心。此外，从10～25°N平均的海平面气压异常的经度—时间剖面(图8)可以清楚看到，在模拟的20年代中后期以后(以前)，阿拉伯海到西太平洋40～150°E区域SLP由正(负)异常转为负(正)异常，所以这些地区的季风低压槽加深(减弱)，形成气旋(反气旋)性环流异常，从而在中国东部产生偏北(偏南)风异常，东亚夏季风减弱(增强)。

热带太平洋海表温度的冷、暖背景试验(POGA－CE试验)结果表明，热带太平洋冷、暖背景年代际变化对东亚夏季风及其环流的年代际变化具有重要影响，与利用1950—2000年热带太平洋观测海表温度驱动全球大气环流模式(POGA试验)得到的强、弱夏季风年代的模拟结果基本一致，表明热带太平洋海表温度的年代际背景变化对东亚夏季风的年代际变化具有重要作用。

5 结论与讨论

图7 POGA－CE模拟的冷、暖背景年代的海平面气压差异分布(暖背景减冷背景;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位:hPa)Fig.7 Sea level pressure(SLP)differences between the cool and warm periods in POGA－CE(warm minus cool;shaded areas passing 0.05 significance level;units:hPa)

图8 POGA－CE模拟的10～25°N平均的海平面气压异常的经度—时间剖面(阴影区为负值;单位:hPa)Fig.8 Time－longitude cross section of SLP anomaly averaged over 10—25°N in POGA－CE(Shaded areas denote negative values;units:hPa)

1)由观测的全球、热带、热带印度洋—太平洋以及热带太平洋海表温度驱动NCAR CAM3模式模拟的东亚夏季风均在20世纪70年代中后期发生了年代际减弱现象，由强夏季风年代转为弱夏季风年代，与观测结果一致;热带太平洋是关键海区。模拟的强、弱夏季风年代的夏季大气环流异常分布显著不同:在弱夏季风年代，高层100 hPa南亚高压偏强、面积偏大、位置偏南、东扩西伸，中层500 hPa西北太平洋副热带高压强度偏强、位置偏南、偏西，低层850 hPa距平风场上，孟加拉湾、中国南海以及东南沿海附近为气旋性环流异常，东亚夏季风偏弱;在强夏季风年代，大气环流变化与弱夏季风年代分布基本相反。

2)由观测的热带印度洋海表温度驱动模式模拟的东亚夏季风在20世纪70年代中后期发生了年代际变化，由弱夏季风年代转为强夏季风年代，即热带印度洋海表温度年代际增暖(降温)，东亚夏季风年代际增强(减弱)，与热带太平洋年代际增暖(降温)对东亚夏季风年代际变化的影响相反。热带外海表温度驱动模式模拟的东亚夏季风年代际变化不明显，表明热带外海温变化与东亚夏季风年代际变化的关系不密切。

3)热带太平洋海温变化，尤其是其年代际背景的变化对东亚夏季风在20世纪70年代中后期的年代际减弱有重要作用。20世纪70年代中后期以后(以前)，热带太平洋海表温度处于暖(冷)背景年代，热带中东太平洋海表温度异常从北到南呈“+－+”(“－+－”)“三明治”式距平分布，孟加拉湾、中国东南沿海地区SLP降低(升高)，季风槽加深(减弱)，有利于在该地区产生气旋(反气旋)性环流异常，中国东部低层为偏北(偏南)风异常，东亚夏季风减弱(增强)。

尽管本文在数值模拟上进一步验证了观测分析中热带太平洋海表温度异常对东亚夏季风20世纪70年代中后期年代际减弱的重要作用(Huang，2001;黄 荣 辉 等，2006;Zeng et al.，2007)。但是，对热带太平洋海表温度变化引起孟加拉湾、南海及中国东南沿海区域的低层大气环流异常变化的物理过程尚不清楚，对热带印度洋增暖引起东亚夏季风年代际增强现象也需进一步深入分析。此外，本文对海区的划分还较粗糙，仍需进一步细分海区，深入研究热带太平洋海表温度的异常分布型对东亚夏季风年代际变化的影响及其物理过程。而且，我们只研究了海表温度对大气环流的影响，没有考虑大气对海洋的反馈作用，因此，未来需要进一步利用海气耦合模式研究海气相互作用对东亚夏季风年代际变化的影响。

致谢:南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室提供了SGI大型计算机条件，美国CCSM气候变率工作组提供了GOGA和TOGA试验输出结果。谨致谢忱!

陈小婷，李双林，李国平.2010.热带印度洋和太平洋增暖对东亚夏季风趋势的相反影响［J］.大气科学学报，33(5):624－633.

郭其蕴，蔡静宁，邵雪梅，等.2004.1873～2000年东亚夏季风变化的研究［J］.大气科学，28(2):206－215.

黄荣辉，蔡榕硕，陈际龙，等.2006.我国旱涝气候灾害的年代际变化与东亚气候系统变化的关系［J］.大气科学，30(5):730－743.

柳艳香，郭裕福.2005.中高纬度气压系统异常对东亚夏季风年代际变化的影响［J］.高原气象，24(2):129－135.

曾刚，孙照渤，王维强，等.2007.东亚夏季风年代际变化——基于全球观测海表温度驱动NCAR CAM3的模拟分析［J］.气候与环境研究，12(2):221－224.

曾刚，孙照渤，林朝晖，等，2010.不同海域海表温度异常对西北太平洋副热带高压年代际变化影响的数值模拟研究［J］.大气科学，34(2):307－322.

周连童，黄荣辉.2003.关于我国夏季气候年代际变化特征及其可能成因的研究［J］.气候与环境研究，8(3):274－290.

朱益民，杨修群.2003.太平洋年代际振荡与中国气候变率的联系［J］.气象学报，61(6):641－654.

Chang C P，Zhang Y S，Li T.2000.Interannual and interdecadal variations of the East Asian summer monsoon and tropical Pacific SSTs.Part I:Roles of the subtropical ridge［J］.J Climate，13:4310－4325.

Collins W D，Rasch P J，Boville B A，et al.2004.Description of the NCAR Community Atmosphere Model(CAM3)［R］//Tech.Rep.NCAR/TN－464 STR.Boulder，CO:National Center for Atmospheric Research.

Collins W D，Rasch P J，Boville B A，et al.2006.The formulation and atmospheric simulation of the CommunityAtmosphere Model Version 3(CAM3)［J］.J Climate，19:2144－2161.

Ding Y H，Wang Z Y，Sun Y.2008.Inter－decadal variation of the summer precipitation in East China and its association with decreasing Asian summer monsoon.Part I:Observed evidences［J］.Int J Climatol，28:1139－1161.

Fu J J，Li S L，Luo D H.2009.Impact of global SST on decadal shift of east Asian summer climate［J］.Adv Atmos Sci，26:192－201.

Han J P，Wang H J.2007.Interdecadal variability of East Asian summer monsoon in an AGCM［J］.Adv Atmos Sci，24:808－818.

Ho C H，Lee J Y，Ahn M H，et al.2003.A sudden change in summer rainfall characteristics in Korea during the late 1970s［J］.Int J Climatol，23:117－128.

Huang R H.2001.Decadal variability of the summer monsoon in East Asia and its associated with the SST anomalies in the tropical Pacific［J］.CLIVAR Exchange，2:7－8.

Hurrell J W，Hack J J，Phillips A S，et al.2006.The dynamical simulation ofthe Community Atmosphere ModelVersion 3(CAM3)［J］.J Climate，19:2162－2183.

Hurrell J W，Hack J J，Shea D，et al.2008.A new sea surface temperature and sea ice boundary data set for the Community Atmosphere Model［J］.J Climate，21:5145－5153.

Kalnay E，Kanamitsu M，Kistler R，et al.1996.The NCEP/NCAR 40－year reanalysis project［J］.Bull Amer Meteor Soc，77:437－471.

Li H M，Dai A G，Zhou T J，et al.2010.Responses of East Asian summer monsoon to historical SST and atmospheric forcing during 1950—2000［J］.Climate Dynamics，34:501－514.

Uppala S M，Kalberg P W，Simmons A J，et al.2005.The ERA－40 reanalysis［J］.Quart J Roy Meteor Soc，131:2961－3012.

Wang H J.2001.The weakening of the Asian monsoon circulation after the end of 1970’s［J］.Adv Atmos Sci，18:376－386.

Webster P J，Yang S.1992.Monsoon and ENSO:Selectively interactive systems［J］.Quart J Roy Meteor Soc，118:877－926.

Wei D，Wang Y F，Dong M.2007.Effects of sea surface temperature anomalies of the East Coast of Japan on development of the Okhotsk High［J］.Acta Meteor Sinica，21:234－244.

Zeng G，Sun Z B，Wang W－C，et al.2007.Interdecadal variability of East Asian summer monsoon and associated atmospheric circulation［J］.Adv Atmos Sci，24:915－926.

Zhang Y，Wallace J M，Battisti D S.1997.ENSO－like interdecadal variability:1900—93［J］.J Climate，10:1004－1020.