春季热带大西洋北部海温异常与我国盛夏降水异常的联系

李忠贤，陈晨，曾刚，邓伟涛，吴玲玲

(1. 南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心，江苏 南京210044；2. 南京信息工程大学大气科学学院，江苏 南京210044；3. 南京铁道职业技术学院社会科学教学部，江苏南京210031)

1 引 言

海表温度异常在全球气候变化和海气相互作用中具有重要的作用[1]。国内外学者针对赤道中东太平洋、西太平洋、印度洋和北大西洋海温异常对东亚大气环流和我国气候异常的影响做了大量研究[2-12]。近年来，热带大西洋北部海温异常及其气候影响已成为学者们关注和研究的热点问题[13-18]。

热带大西洋北部海温异常具有显著的多时间尺度变化特征[19-22]，局地海气相互作用是引起热带大西洋北部海温异常变化的主要原因[23-26]。El Niño-Southern Oscillation（ENSO）和北大西洋涛动对热带大西洋北部海温异常变化也有重要的影响[27-28]。杨修群等[13]研究表明，夏季热带大西洋北部海温异常能够激发欧亚型波列，影响东亚季风区，使低层季风低压和高层反气旋环流变化。容新尧等[16]研究认为，大气对夏季热带大西洋北部暖海温的Kelvin 波响应使异常东风从印度洋延伸到西太平洋，异常东风产生负涡度，同时通过Ekman 效应在南海和孟加拉湾地区产生辐散的东北风，导致对流减弱从而形成反气旋环流。Hong等[29]研究表明，夏季热带大西洋北部海温异常能够引起热带大西洋到热带中太平洋的垂直环流异常，当其海温偏暖时，上升支位于热带大西洋/东太平洋，下沉支位于热带中太平洋，位于下沉支西部的异常反气旋式环流使得夏季西北太平洋副热带高压加强。Wang 等[30]研究指出，热带大西洋北部海温的异常偏暖可以从前期冬季维持到夏季，同时在欧亚大陆中纬度地区激发一支纬向波列，使得长江流域下游地区出现稳定的气压正异常从而引起高温。此外，研究指出夏季热带大西洋北部海温异常与我国夏季长江中下游地区的降水具有显著的正相关关系[31]。夏季热带大西洋北部海温异常与夏季西北太平洋地区热带气旋生成频次之间存在显著的负相关关系[32-34]。

综上所述，前人的研究侧重于夏季热带大西洋北部海温异常与东亚大气环流和天气气候异常的联系。研究指出，热带大西洋北部海温异常是北半球春季热带大西洋年际变率的主导模态[14]，其对热带太平洋ENSO 等具有重要的影响[17,35-37]。Ham 等[17]发现当春季热带大西洋北部海温异常偏暖时，会在接下来几个月内影响到太平洋地区的大气环流，使得夏季西北太平洋地区出现异常反气旋式环流[37]。夏季西北太平洋地区的异常反气旋对东亚夏季风和我国夏季降水异常具有重要的影响[38]。那么，春季热带大西洋北部海温异常对我国盛夏降水有怎样的影响呢？其影响的物理过程是什么？针对上述问题，本文通过诊断分析和数值模拟方法，研究春季热带大西洋北部海温异常和我国盛夏降水异常的联系，为我国盛夏降水预测提供一定的参考依据。

2 资料和方法

本文研究所用资料包括:（1）英国气象局哈德莱中心（The UK Meteorological Office Hadley Centre） 提供的逐月海表温度（Sea Surface Temperature，SST）资料[39]，水平分辨率为1.0 °×1.0°。（2）国家气候中心提供的全国160 站逐月降水量资料以及西太平洋副热带高压西伸脊点指数。（3）美国NCEP-DOE AMIP-II 逐月再分析资料[40]，包括风场、位势高度场和相对湿度场等，水平分辨率为2.5°×2.5°，垂直方向17 层。上述资料均选取1979年1月—2016年12月作为研究时段。

本文采用REOF 方法对1979—2016年春季热带大西洋（70.5 °W～15.5 °E，30.5 °S～30.5 °N）月平均海表温度距平（Sea Surface Temperature Anomalies，SSTA）进行分解。除此之外，还使用相关分析、合成分析、回归分析等统计方法并且运用t 检验方法进行显著性检验，进行分析之前已去除资料的线性趋势。

本文采用An[41]的方法，去除降水和环流等要素场中的ENSO 信号，具体方法如下：

其中φ 为去除ENSO 信号后的要素场，φ*为原始要素场，Z 为冬季Niño3.4 区（170 ～120 °W，5 °S～5 °N）平均海温距平，cov(φ*，Z)为原始要素场与冬季Niño3.4 区海温距平的协方差，var(Z)为冬季Niño3.4 区海温距平的方差。

本文使用的模式为美国国家大气研究中心（NCAR）的大气环流模式（CAM5.3）[42]，该模式作为通用地球模式（CESM1.2.1）的大气模块，既可以独立运行，也可以耦合其他模式共同运行。采用有限体积核心，水平分辨率为1.9 °×2.5 °，垂直方向上采用σ-p 混合坐标系，共30 层。

3 热带大西洋北部海温异常变化特征

为了分析热带大西洋海温异常的变化特征，对1979—2016年春季热带大西洋海温距平的EOF 分解的前15 个模态（累计方差贡献率为96.1%）进行REOF 分解。REOF 分解得到的第一模态的方差可以占到总方差的34.5%，可见该模态能够反映春季热带大西洋海温异常变化的主要特征。从其空间分布可知（图1a），海温异常区域从非洲北部海岸向西扩展，表现为热带大西洋北部海温异常的一致变化，该模态被称为热带大西洋北部模态[14]。将REOF 分解得到的第一模态标准化时间系数定义为热带大西洋北部模态指数。从热带大西洋北部模态指数可知（图1b），春季热带大西洋北部海温异常表现出较强的年际变化，其中指数最大值出现在2010年，最小值出现在1989年和1994年。

由上可知，春季热带大西洋北部模态可以充分体现春季热带大西洋北部海温异常的变化。因此，选取图1b 中的热带大西洋北部模态指数大于1 的年份为热带大西洋北部海温偏暖年、小于-1的年份为热带大西洋北部海温偏冷年，共得出5个偏暖年（1980年、1981年、1998年、2005年、2010年）和7 个偏冷年（1985年、1986年、1989年、1994年、2009年、2014年、2015年），下文对要素场进行偏暖、偏冷年份分析时将采用上述年份。

图1 1979—2016年春季热带大西洋地区SSTA 场REOF分解第一模态 a. 空间分布；b. 标准化时间系数。

对图1a 中海温异常最为显著区域（60～15 °W，5～25 °N）的各月海温进行均方差分析（图2）。由图2 可见，热带大西洋北部海温异常年际变率具有明显的季节差异，其中春季、夏季、秋季和冬季热带大西洋北部海温均方差分别为0.43 ℃、0.35 ℃、0.35 ℃和0.38 ℃，可见热带大西洋北部海温异常年际变率春季最强，冬季次之，夏秋季最弱。

图2 1979—2016年热带大西洋北部地区（5～25 °N，60～15 °W）平均SST 均方差的月变化（单位：℃）

图3 给出了热带大西洋北部海温的偏暖和偏冷年份海温异常的合成分布，热带大西洋北部海温的偏暖和偏冷年，春季海温异常均主要位于热带大西洋北部地区，海温异常的中心值可以达到0.8 ℃或者-0.8 ℃（图3a、3b）。此外，夏季热带大西洋北部仍有较为显著的海温异常，相对春季略有减弱，其海温异常的中心值达到0.6 ℃或者-0.4 ℃（图3c、3d）。这说明春季热带大西洋北部地区显著的海温异常可以持续到夏季。

图3 1979—2016年热带大西洋北部海温异常偏暖年（a、b）、偏冷年（c、d）（等值线；单位：℃）的SSTA 合成分布深、浅阴影区域分别通过0.05、0.1 显著性水平检验。 a、c. 春季；b、d. 夏季。

4 春季热带大西洋北部海温异常与我国盛夏降水异常的相关性

图4 为1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与我国盛夏降水距平的相关系数分布，相关系数的分布具有较为显著的区域特征，长江流域以南地区基本为负值，而以北地区基本为正值，其中我国华中地区为显著正值区域，相关系数达到0.40，通过0.05 显著性水平检验。这表明，当春季热带大西洋北部海温偏暖（冷）时，我国华中地区盛夏降水将会显著偏多（少）。

图4 1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与我国盛夏降水距平的相关系数分布 深、浅阴影区域分别通过0.05、0.1 显著性水平检验。

ENSO 现象作为热带海温异常最强的年际信号，不仅能影响到东亚夏季风和我国夏季降水[1,3]，而且对热带大西洋北部海温也有影响[28]。因此，在分析春季热带大西洋北部海温异常与我国盛夏降水异常联系的时候，有必要去除ENSO 的影响。在下文分析中，热带大西洋北部模态指数、降水和环流等要素场中的ENSO 信号都已去除。

图5 给出了春季热带大西洋北部模态指数与我国盛夏降水距平百分率的相关系数和回归系数的分布。从图5a 可知，在去除ENSO 影响后，相关系数的分布与图4 基本一致，春季热带大西洋北部模态指数与我国华中地区盛夏降水仍表现为显著的正相关关系。此外，当热带大西洋北部模态指数增加（减少）1 个标准差时，我国华中地区盛夏降水比多年平均值偏多（少）10%以上（图5b）。

综上所述，在去除ENSO 影响后，春季热带大西洋北部海温异常与我国华中地区盛夏降水仍表现为显著的正相关关系。这说明春季热带大西洋北部海温异常可以独立于ENSO 外影响我国盛夏降水，即春季热带大西洋北部海温偏暖（冷）时，我国华中地区盛夏降水将显著偏多（少）。

图5 1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与我国盛夏降水距平百分率的相关系数（a）、回归系数分布（b）深、浅阴影区域分别通过0.05、0.1 显著性水平检验。

5 春季热带大西洋北部海温异常与盛夏东亚大气环流异常的联系

为了研究春季热带大西洋北部海温异常对我国盛夏降水异常影响的可能机制，下面将讨论春季热带大西洋北部海温异常与大气环流异常的联系。

图6 给出了1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与盛夏500 hPa 位势高度距平的回归系数分布，我国东部以及西北太平洋地区为显著的位势高度正异常，均通过了0.1显著性水平检验。计算得到的春季热带大西洋北部模态指数与盛夏西太平洋副热带高压西伸脊点指数的相关系数为-0.37，通过了0.05 显著性水平检验，这说明当春季热带大西洋北部海温偏暖（冷）时，西北太平洋地区盛夏对流层中层位势高度将会显著升高（降低），有利于西太平洋副热带高压西伸（东撤），从而引起我国盛夏降水异常。

图6 1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与盛夏500 hPa 位势高度距平的回归系数分布 单位：gpm，深、浅阴影区域分别通过0.05、0.1 显著性水平检验。

为了进一步分析春季热带大西洋北部海温异常对盛夏西太平洋副热带高压的影响，图7 给出了热带大西洋北部海温异常偏暖和偏冷年份时盛夏500 hPa 位势高度场的合成分布，虚线表示盛夏时气候平均态的588 dagpm 等值线。盛夏气候平均态的西太平洋副热带高压的西伸脊点位于130 °E 附近。当春季热带大西洋北部海温异常偏暖时，盛夏西太平洋副热带高压西伸脊点显著西伸到124 °E 附近，控制面积增大（图7a）；当春季热带大西洋北部海温异常偏冷时，盛夏西太平洋副热带高压西伸脊点显著东撤到133 °E 附近，控制面积减小（图7b）。可见，当春季热带大西洋北部海温偏暖（冷）时，盛夏西太平洋副热带高压显著西伸（东撤），影响范围增大（减小）。

图7 1979—2016年热带大西洋北部海温异常偏暖年（a）和偏冷年（b）盛夏500 hPa 位势高度场的合成分布单位：dagpm，虚线为盛夏气候平均588 dagpm 等值线。

图8 为1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与盛夏850 hPa 风场和整层垂直积分水汽通量及其散度距平的回归系数分布。由图8a 可知，中西太平洋地区为显著的东风异常，南海地区为显著的东南风异常，西北太平洋地区受到显著异常反气旋式环流的影响，在该异常反气旋式环流的影响下，我国华中地区受到显著西南风异常控制（图8a）。可见，当春季热带大西洋北部海温偏暖时，西北太平洋地区出现显著异常反气旋式环流，引起西太平洋副热带高压显著西伸[43]（图7a），使得来自西太平洋和南海地区的水汽在我国华中地区辐合（图8b），导致我国华中地区降水增加；反之亦然。

图8 1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与盛夏850 hPa 风场（a）（单位：m/s）和整层（1 000～300 hPa）垂直积分水汽通量（矢量；单位：g/(s·m)）及其散度（阴影，深色（浅色）阴影代表辐散（辐合）区域；单位：g/(s·m2)）距平的回归系数（b）分布深、浅箭头和阴影区域分别通过0.05、0.1 显著性水平检验。

以上分析已经表明春季热带大西洋北部海温异常与盛夏西太平洋副热带高压西伸脊点以及西北太平洋地区的异常反气旋式环流具有显著联系，下面对其中可能的物理机制进行讨论。图9 为1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与春季、初夏（6月）和盛夏850 hPa 旋转风场和流函数距平的回归系数分布。春季时，热带大西洋北部海温正异常通过非绝热加热作用，在北大西洋到副热带东太平洋地区的对流层低层激发出Gill 型Rossby 波[44]，使该地区出现异常气旋式环流（图9a），引起热带大西洋北部地区对流层低层（上层）的气流辐合（辐散），其结果带来了热带大西洋北部地区上空气流的异常上升，通过大西洋和太平洋之间的垂直环流异常[45]，导致中太平洋地区对流层低层（上层）的气流辐散（辐合），有利于西北太平洋低层出现异常反气旋式环流[29,35]（图10a 和10d）。初夏到盛夏时，随着中太平洋地区的低层辐散气流区的加强以及西移（图10b、10c 和图10e、10f），西北太平洋地区的异常反气旋也进一步加强（图9b、9c），从而引起西太平洋副热带高压加强西伸[43]（图7a）。

图9 1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与850 hPa 旋转风（矢量；单位：m/s）和流函数（等值线；单位：106m2/s）的回归系数分布 深、浅箭头和阴影区域分别通过0.05、0.1 显著性水平检验 a. 春季；b. 初夏；c. 盛夏。

6 春季热带大西洋北部海温异常影响东亚大气环流和降水异常的模拟分析

前文的观测资料表明春季热带大西洋北部地区海温异常通过影响大西洋到太平洋间的垂直环流异常，导致中太平洋地区对流层低层（上层）的气流辐散（辐合），有利于西北太平洋低层出现异常反气旋式环流，并且这一过程可以一直持续到盛夏。为了验证这一机制，本文设计了一组控制试验和两组敏感性试验。控制试验的下边界强迫采用气候态的月平均海温和海冰，连续积分20年，将后10年的样本作为敏感性试验的初始场并进一步积分，得到两组每组各10 个样本的敏感性试验。在控制试验中下边界强迫的区域（60～15°W，5～25 °N）加入图3 中对应区域的海温异常（其他区域不做更改），并作为敏感性试验的下边界强迫。敏感性试验中，春季和夏季同时加入正海温异常的试验记为暖位相试验；春季和夏季同时加入负海温异常的试验记为冷位相试验。

图10 1979—2016年春季热带大西洋北部模态指数与850 hPa（a、b、c）辐散风（矢量；单位：m/s）和速度势（等值线；单位：106m2/s）的回归系数分布（深（浅）色箭头和深（浅）阴影区域通过0.05（0.1）显著性水平检验）200 hPa（d、e、f）辐散风

图11 给出了盛夏850 hPa 旋转风和流函数以及850 hPa 和200 hPa 辐散风以及速度势的暖位相与冷位相试验的差值分布。当热带大西洋北部地区海温偏高时，在北大西洋到副热带东太平洋地区激发出异常气旋式环流（图11a），并伴有对流层低层（高层）异常气流（辐散）辐合，同时中太平洋地区对流层（高）低层出现异常气流（辐合）辐散（图11b 和11c），从而在西北太平洋地区引起异常反气旋式环流（图11a），这与观测结果较为一致。但相比于观测结果，模拟的西北太平洋异常反气旋式环流的位置偏东偏北（图9c）。

图11 热带大西洋北部海温异常暖位相与冷位相试验的盛夏850 hPa 旋转风（a）（矢量，单位：m/s）和流函数（等值线，单位：106m2/s）以及850 hPa（b）、200 hPa（c）辐散风（矢量，单位：m/s）和速度势（等值线，单位：106m2/s）的差值分布深、浅箭头和阴影区域分别通过0.05、0.1 显著性水平检验。

图12 为盛夏降水的暖位相与冷位相试验的差值分布，当热带大西洋北部地区的海温偏高时，盛夏时我国长江以北地区降水偏多，而以南地区降水偏少，这与观测结果基本一致（图5b）。但是由于模拟结果的西北太平洋地区的异常反气旋式环流偏东偏北，所以降水异常显著区域随之向东北方向移动，位于我国东北以及朝鲜半岛地区附近。

图12 热带大西洋北部海温异常暖位相与冷位相试验的盛夏降水的差值分布 深（浅）阴影区域通过0.05（0.1）显著性水平检验。单位：mm/dag。

7 结 论

本文利用Hadley 中心的海表温度资料、全国160 站降水以及NCEP-DOE AMIP-II 再分析资料，对春季热带大西洋北部海温异常变化特征及其对我国盛夏降水异常的影响进行了初步研究，得到以下结论。

（1）热带大西洋北部整体一致性变化是春季热带大西洋海温异常REOF 分解的第一模态，其方差贡献率为34.5%。热带大西洋北部海温年际变率异常具有明显的季节变化，春季最强，冬季次之，夏秋季最弱。

（2）春季热带大西洋北部海温异常与我国华中地区盛夏降水有显著的正相关关系，在去除ENSO 影响后，该正相关关系仍然显著。当春季热带大西洋北部模态指数增加（减少）一个标准差时，我国华中地区盛夏降水比多年平均值偏多（少）10%以上。

（3）春季热带大西洋北部海温异常通过影响太平洋地区大气环流异常，从而引起我国盛夏降水异常。春季热带大西洋北部的海温正异常可以激发出Rossby 波，在热带大西洋西北部和热带东太平洋北部产生异常的气旋式环流，引起上述区域的对流层低层（上层）大气出现异常辐合（辐散），并通过热带大西洋北部地区和太平洋之间的垂直环流异常，在中太平洋地区对流层低层大气出现异常辐散，有利于西北太平洋地区产生异常反气旋式环流，异常反气旋西北侧的西南气流有利于水汽输送至我国华中地区，使该地区降水偏多。且这种影响可以通过热带大西洋北部海温异常的持续性，从春季一直持续到盛夏。