气候变暖背景下全球海温对中国东部夏季降水年代际转折的影响

王欢，李栋梁

(1.四川师范大学地理与资源科学学院，四川成都610101；2.南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心/气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室，江苏南京210044)

1 引 言

最近一个世纪以来，全球气候变暖已经成为一个不争的事实。在气候的长期变化中，有三个明显的年代际转折点，分别为1976年、1993年和2003年[1]。1976年之前，北半球温度持续偏低，1976年开始经历了一次由冷至暖的转变，1993年开始温度急剧上升，并且这种增温还在持续[1-2]。中国东部夏季（6—8月）降水（ECP）受季风变化的影响具有多时间尺度的变化特征，不仅有季节、年际变化，而且还具有明显年代际变化特征[3-4]。已有研究指出，1970年代末，江淮流域降水增加，而中国北方降水减少[5-11]；1993年以后ECP呈现年代际“南多北少”的格局，即华北地区干旱少雨，长江中下游及其以南地区洪涝多雨[5,12-14]。

前人的研究已经证实，海温的年代际变化能够显著影响中国东部的旱涝。太平洋海温年代际振荡（PDO）在近20～30年存在明显的年代际转折[14-16]，且认为气候变暖后东亚夏季风的减弱可能是PDO的年代际转折导致的[14,17-18]，进而产生中国东部“南涝北旱”的降水格局[19-21]。印度洋海温偶极振荡（DMI）通过调整南亚高压及副热带高压的强度[22-25]，影响印度及南海季风强度[26-27]，进而引起中国东部夏季降水异常[22,26-27]。此外，大西洋多年代际振荡（AMO）对亚洲季风及季风降水的影响越来越受到关注。AMO对全球的气候变化都会产生影响，尤其是北半球气候[28]，多年代际的季风格局变化也与AMO有关[29-30]，其正位相变化会导致印度季风和东亚夏季风减弱[31]。

已有研究指出1970年代末开始的ECP的年代际格局转变可能是PDO的位相转变引起的[8,14,19]。但也有研究称，1990年代初中国东部降水格局的改变与AMO的变化密切相关[31]。另外，印度洋海温对ECP年代际转折的影响也还没有统一的结论。因此，本文旨在分析气候变暖转折点前后ECP年代际异常的空间变化特征与全球海温变化的年代际异常特征，通过诊断不同海区海温的年代际异常对中国东部降水主模态的影响程度及范围，阐释不同海温作用的关键区，并从环流的角度解释其影响机制。

2 资 料

(1)中国东部夏季降水站点资料基于中国气象局国家气候中心（CMA）提供的753个测站1951—2014年日降水站点资料（http://data.cma.cn/），选取中国东部地区（105～135 °E，21～55 °N）532个站。

(2)海表面温度数据选用哈德雷环流中心海温观测资料 (http://hadobs.metoffice.com/)1870—2016年的数据集[32]，水平分辨率为1°×1°。PDO指数根据北太平洋海表面温度（SST）异常的EOF分解的第一特征量计算[33]，资料取自华盛顿大学大气环境中心 1900—2017年 PDO指数（http://research.jisao.washington.edu/pdo/）；AMO 指数为大西洋（75～7.5 °W，0～60 °N）的海表温度异常的年平均值[34]，取自美国国家海洋大气中心（NOAA）1948—2017年月平均 AMO指数（https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/timeseries/AMO/）；DMI指数利用赤道印度洋西部（50～70 °E，10 °S～10 °N）和东部（90～110 °E，10 °S～EQ）区域平均的海表温度距平之差定义[35]，资料取自日本国立研究院海洋研究所（JAMSTEC）1870—2017年的 DMI指数（http://www.jamstec.go.jp/frcgc/research/d1/iod/e/iod/about_iod.html）。

(3)格点资料选用美国国家环境预测中心（National Center for Environmental Prediction，NCEP）—大气环境研究中心（National Center for Atmospheric Research，NCAR）1948—2017 年全球再分析月平均资料（https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.html），水平分辨率 2.5 °×2.5 °[36]，包括高度场、风场等要素。

3 1970年代末及1990年代初ECP及海温的年代际转折

根据前人的研究结果，ECP在1970年代末及1990年代初出现了明显的年代际转折，图1给出了ECP这两次年代际转折后的空间分布特征。由图1a可知，1970年代末开始的十年较前十年相比，ECP表现出近似的“+-+-”的多极分布形态，东北地区、内蒙古东部、长江流域夏季降水增加，尤其是西北及西南地区东部降水明显增加，增加值可达1.2 mm/d；而华北、黄淮及长江以南地区降水明显减少，减少值超过0.4 mm/d。1990年代初开始较前一时段（图1b），雨带南移，降水分布格局主要呈现明显的“南涝北旱”型，长江以南地区降水明显增加，增加值超过1.6 mm/d，黄淮流域降水有所增加，但变化不显著。除此之外的中国北方大部分地区降水减少，但仅有西北东部，黑龙江南部部分地区变化显著，其他地区变化不显著，减小幅度超过0.4 mm/d。

图2给出了春夏季各海温指数的11年滑动平均的年代际序列变化特征，从图2a中可以发现，春季DMI与PDO指数均在1970年代末发生了明显的年代际变化：DMI指数由正位相转为负位相，表现为明显的年代际减少；PDO指数则由负位相转为正位相，表现为明显的年代际增长；而AMO指数在这一时段的变化则不显著。1990年代初开始，DMI指数及AMO指数进入了年代际正距平阶段，表现为年代际增长，但DMI进入正位相的时间落后于AMO；PDO指数在这一阶段较前一时段有所减少，但并未发生位相变化，而在2000年代中后期，PDO指数由正位相转为负位相，发生了明显的年代际减少。从图2b夏季各海温指数11年滑动平均的年代际序列的变化特征来看，夏季AMO指数相比于春季差别不大，也表现为在1990年代初的年代际增长；DMI指数较春季相比，在1970年代末的年代际减少变化稍有减弱；PDO指数的年代际变化与春季差别不大，均表现为1970年代末的年代际增长及2000年代中后期的年代际减少。

图1 1979—1988年、1969-1978年（a）及1993—2002年与1983—1992年（b）ECP差值场

图2 春季（a）及夏季（b）各海温特征量年代际变化的标准化时间序列

4 不同海区海温与ECP年代际变化的关系

对1961—2014年ECP的年代际变化序列进行经验正交函数分解（EOF），方法为对1961—2014年ECP年平均值进行11年滑动平均，得到其年代际变化序列，进而利用EOF分析其主导空间模态。结果显示：通过North独立性检验的前3个主分量解释方差分别为47.3%、21.2%和14.5%，表明过去的54年中国东部地区夏季降水的年代际变化主要由前三个模态控制，但由于第三个模态的变化特征与各海区海温的年代际变化特征的关系不显著（表略），因此后文的分析均只针对前两个模态的特征以及不同海区海温对前两个模态的影响。图3a显示：ECP年代际变化的第一空间模态（EOF1）大致呈南北反向格局，其中长江以南地区变化趋势一致，长江以北除了黄淮地区以外呈现与长江以南反向的一致变化。该模态的时间系数（PC1）（图3c）发生了多次年代际转折，在1970年代初—1980年代初处于负距平，1978年左右达到极小值，“南涝北旱”格局发展最盛；此后PC1逐渐从负位相转为正位相，表明中国北方降水逐渐增加而南方降水逐渐减少，至1983年，“南涝北旱”格局转变为“南旱北涝”格局。1990年开始，ECP的年代际变化格局又经历了一次由“南旱北涝”向“南涝北旱”的转变，并于1993年达到最盛，此后北方降水有所增加而南方降水有所减少，但“南涝北旱”格局并未发生改变。第二空间模态（EOF2，图3b）呈现出东北-内蒙古-西北西南地区东部-长江流域变化趋势一致，而黄淮、江淮地区及华南与之相反的多带分布特征。该模态的时间系数（PC2）（图3d）在1970年代末之前及1993年之后处于负位相，说明该时段东北、内蒙古、西北西南地区东部及长江流域降水偏少，而黄淮、江淮和华南地区降水偏多；1970年代末—1990年代初处于正位相，表明黄淮、江淮和华南地区降水在该时段偏多，而东北、内蒙古、西北西南地区东部及长江流域降水偏少。

图3 ECP年代际距平序列的EOF分解第一模态（a）、第二模态（b）的空间分布及两个模态对应的时间系数 PC1（c）及 PC2（d）

进一步分析了DMI、AMO、PDO指数与PC1及PC2的11年滑动相关，得到其年代际相关性。由图4可以看出，与PC1相关性最好的是DMI指数，春季及夏季的DMI指数与PC1在1970年代末至1990年代之前表现为显著的负相关，至1990年代中期转为正相关，持续至2000年代中期，又转为微弱的负相关关系（图4c）。PDO指数与PC1表现为1970年代初—1970年代中后期的显著负相关，至1970年代中后期转变为显著的正相关，1980年代中期开始表现为不显著的负相关关系，至2000年代中后期又转变为正相关（图4e）。AMO指数与PC1的相关性在1970年代中后期—1980年代中后期呈现显著正相关，此后转为显著的负相关，但这种显著的负相关关系维持至1990年代初变得不再显著（图4a）。各海温指数与PC2的相关性较PC1相比更显著，DMI指数及PDO指数与PC2的相关性在整个时段相对更稳定，相关关系的转折发生在1990年代末及2000年代中后期。图4d显示DMI指数与PC2在1990年代末之前主要呈现显著的负相关，此后转为显著的正相关，至2000年代中后期又转为显著的负相关，且春季的相关性好于夏季。PDO指数与PC2在1990年代末之前主要呈现显著的正相关，此后转为显著的负相关，至2000年代中后期又转为正相关，且春季的相关性也好于夏季（图4f）。而图4b显示AMO指数与PC2的相关性存在三次明显的转折，分别出现在1980年代中期，2000年代初及2000年代中期。1970年代初—1980年代中期，主要呈现显著的正相关，而1980年代中后期—2000年代初之前，二者呈现显著的负相关，此后又转为显著的正相关，至2000年代中后期又转为显著的负相关，但不同于DMI指数与PDO指数，夏季的AMO指数与PC2的相关性略好于春季。

图4 ECP年代际序列EOF分解第一模态时间系数（PC1，左列）、第二模态时间系数（PC2，右列）与AMO指数（a，b）、DMI指数（c，d）及PDO指数（e，f）的年代际的相关 水平虚线表示a=0.05的蒙特卡洛检验显著性水平。

由1970年代末ECP的年代际变化特征（图2a）与 EOF1、EOF2 分布型（图 3a、3c）的对比可知，其与EOF1正位相分布型在30°N以南的低纬度地区相近，与EOF2的正位相分布型在30°N以北的中纬度地区相近。在这一时段，AMO指数与DMI指数在1970年代末位于负位相，PDO指数位于正位相，且由各海温指数与PC1及PC2的相关关系可知，DMI、PDO的变化会使得EOF1及EOF2均位于正位相，与实际的ECP分布型一致；而AMO的变化则会使得EOF1及EOF2均位于负位相，与观测相反。这说明了ECP在1970年代末的年代际变化可能受DMI及PDO影响。1990年代初开始ECP实际的年代际转折特征（图2b）与EOF1的负位相分布非常一致。在这一时段，AMO及PDO指数位于正位相，DMI指数存在负位相至正位相的转变，但各海温指数与PC1的相关性在这一时段均不显著，主要表现为AMO、PDO指数与PC1呈现负相关关系，其反映EOF1呈现负位相变化，与观测一致；而DMI指数与PC1呈现正相关，其反映EOF1主要呈现正位相变化，与观测相反。这说明1990年代初，ECP的年代际变化可能受AMO、PDO影响。虽然AMO指数与PC1和PC2在整个时段的相关性不稳定，但AMO的间接效应对ECP的年代际变化也有显著影响。前人发现早春AMO的变化能够显著影响大尺度副热带西风急流的强度，进而显著影响春季高原感热的变化[37]，而春季的高原感热又能够显著影响亚洲季风环流[38-40]，进而影响ECP[41-43]。

由于春季海温的年代际变化与ECP的相关性普遍优于夏季，且春季海温能够用来预测ECP的变化，进而后文的分析主要针对春季各海区海温对ECP的影响。根据AMO、DMI、PDO以及ECP主模态的时间系数PC1、PC2重建了纬向平均的ECP异常的时间变化特征。重建方法是根据不同的海温指数及PC1、PC2逐个回归中国东部各站点的降水量，将得到的回归系数与对应的各海温指数及PC1、PC2的年代际变化序列相乘，继而得到利用各指数重建的中国东部各站点降水量的年代际变化序列，再进行105～135°E的纬向平均（图5）。AMO（图5a）及DMI（图5b）重建的ECP的年代际变化分布型与PC1（图5d）重建的结果相近，最突出的表现为1970年代中后期—1990年代初，ECP处于年代际偏少的阶段；1990年代初开始ECP进入了年代际增长阶段。差别在于1970年代末之前PC1重建的结果在中纬度降水增加，而AMO及DMI重建的结果在中纬度降水减少；且1990年初开始PC1重建降水增加主要体现在低纬，而AMO及DMI重建的降水增加在中纬度也有明显的表现。对比观测的降水年代际变化（图4f）发现，PC1分量可以很好地表现30°N以南的低纬度地区的降水变化，进而推断AMO与DMI在1970年代末及1990年代初对于ECP的年代际转折产生影响，且影响的主要区域在30°N以南的低纬地区。从利用PDO（图5c）与PC2（图5e）重建的ECP年代际变化对比来看，二者的分布格局及时间演变相近，1970年代中后期开始，ECP由年代际偏少阶段进入了明显的偏多阶段；相反，1990年代初开始又进入偏少阶段，二者的差别在于利用PDO重建的降水变化在1990年代的转折时间点落后于PC2重建的降水变化，尤其在中纬度地区。结合观测的ECP年代际变化（图5f）来看，PC2分量对于1970年代末35°N以北的中纬度地区降水的年代际增加及1990年代初中纬度地区降水的年代际减少解释更为明确。进而推断，PDO对于ECP在1970年代末及1990年代初的年代际转折都有显著影响，且影响范围集中在中纬度地区。结合前文对1970年代末及1990年代初各海温指数与ECP前两个模态之间的相关关系对比可推测：1970年代末，ECP受DMI影响低纬地区呈现与EOF1近似的分布格局，受PDO影响中纬度地区呈现与EOF2近似的分布格局；1990年代初，ECP受AMO影响呈现与EOF1近似的分布格局。

图5基于AMO（a）、DMI（b）、PDO（c）、PC1（d）、PC2（e）重建及观测（f）的ECP的纬度-时间剖面图单位：mm/d。

5 不同海区海温对ECP年代际变化的影响机制

为了进一步揭示ECP年代际变化主模态与海温变化之间的联系机制，选取与PC1、PC2相关性相对更稳定的DMI及PDO指数以及PC1、PC2回归大气环流场。由图6a可知，由PC1回归得到的500 hPa高度场中存在一个源起大西洋的波列，包括自欧亚大陆的异常反气旋中心，乌拉尔山脉附近的异常气旋中心，蒙古高原以及中国北方的异常反气旋中心，这种波列分布近似于传统的欧亚波列（EU波列）[44]。作为波列的一部分，黄河流域及以北为异常的反气旋中心，而黄河以南为异常的气旋中心，这就导致低层（850 hPa）的南风异常，夏季风增强，水汽被输送到北方（图7a，见下页），进而中国北方降水增加，南方降水减少，与EOF1的特征一致。前人的研究也指出亚洲大陆“丝绸之路”遥相关会对东亚夏季风起到调制作用，使得东亚夏季风增强，进而中国北方降水增加，而南方降水减少[45]。而从DMI回归的高度场中则看不到这样的波列（图略），考虑到气候变暖对DMI的影响，将原指数的11年滑动平均值标准化距平序列减去北半球温度变化11年滑动平均的标准化距平序列，得到IDMI-T指数，进而回归500 hPa高度场。由图6c及图7c可知，利用IDMI-T回归的高度场变化及环流场与PC1回归得到的结果非常一致，EU波列特征明显，进一步证实了DMI的年代际变化对EOF1的显著影响。从PC2回归的高度场变化来看（图6b），与PC1回归的高度场变化刚好相反，源起自北大西洋的波列，乌拉尔山脉附近为异常反气旋中心，蒙古高原以及中国北方为异常气旋中心，黄河以南为异常的反气旋中心。这种高度场异常同时也会导致中国东部低层（850 hPa）的北风异常（图 7b），夏季风减弱，进而雨带偏南。由前人的研究可知，当东亚夏季风减弱时，长江流域的降水增加，而华北及华南的降水减少[46-49]，这与EOF2的分布型一致。同时，从PDO回归的高度场来看（图6d），整个中国东部地区为高度场正异常，进而下沉气流增强。且PDO回归的环流场（图7d）与PC2回归的结果近似，进一步证实了PDO的年代际变化对EOF2的显著影响。

图 6 基于 PC1（a）、PC2（b）、IDMI-T（c）及 PDO（d）回归的 500 hPa高度场 单位：位势什米。黑色打点区域表示通过了a=0.05的显著性检验。

6 结论与讨论

北半球气温在1976年及1993年发生了明显的年代际转折，在这样的背景下，中国东部夏季降水（ECP）也发生了明显的年代际变化：1970年代末，长江流域降水明显增加；1990年代初，ECP呈现“南涝北旱”格局。此外，印度洋偶极子（DMI）、太平洋年代际振荡（PDO）及大西洋多年代际振荡（AMO）也在这两个时段发生了明显的年代际变化：1970年代末，DMI指数发生年代际减少，PDO指数出现年代际增长；1990年代初，AMO指数及DMI指数均出现年代际增长。通过分析不同海区的海温与ECP的年代际变化EOF分解前两个模态的相关性及不同海区海温对前两个模态的影响范围及程度，可以得到如下结论。

图 7 基于 PC1（a）、PC2（b）、IDMI-T（c）及 PDO（d）回归的 850 hPa风场 单位：m/s。

（1）ECP在1970年代末在低纬地区主要呈现EOF1正位相的变化特征，而在中纬地区主要呈现EOF2正位相的变化特征。由各海温指数在1970年代末的位相变化及其与PC1、PC2的相关关系可知1970年代末ECP的年代际变化可能受DMI及PDO影响显著。1990年代初ECP实际的年代际转折特征与EOF1的负位相分布非常一致。由各海温指数在1990年代初的位相变化及其与PC1的相关关系可知1990年代初ECP的年代际变化可能受AMO及PDO影响。

（2）AMO、DMI与PC1重建的纬向平均ECP的年代际变化分布型相近，最突出的表现为1970年代末ECP发生年代际减少，而在1990年代初进入年代际增长阶段，且AMO、DMI对ECP影响的主要区域在低纬地区；而PDO与PC2重建的纬向平均ECP分布型相近，于1970年代中后期开始进入年代际偏多阶段，而在1990年代初进入年代际偏少阶段，且PDO的年代际变化对于ECP的影响范围集中在中纬度地区。

（3）由除去变暖影响的DMI及PC1回归得到的500 hPa高度场中发现源起大西洋的波列，中国北方地区为异常的反气旋、黄河以南为异常的气旋所控制，导致低层的南风异常加强，水汽被输送到北方，使中国北方降水增加，南方降水减少。在PDO和PC2回归的高度场中，黄河以南为异常的反气旋控制，导致中国东部低层的北风异常增强，水汽在长江流域辐合，长江流域降水增加，而华北和华南降水减少。

本文针对各海温指数与PC1、PC2的相关关系分析，及其利用他们重建的降水分布格局与实际的ECP分布格局的差异可知：1970年代末，ECP受DMI影响低纬地区呈现与EOF1近似的分布格局，受PDO影响中纬度地区呈现与EOF2近似的分布格局；1990年代初，ECP受AMO影响呈现与EOF1近似的分布格局。但这个结论只基于统计结果，并未对其作用机制进行分析，仍需利用模式诊断方法对这一部分进行加强。此外，已有研究指出东亚夏季风自1990年代初期以来开始增强[1,6,47-53]，且随着东亚夏季风年代际的恢复增强，中国东部雨带出现北移[47]，且认为东亚夏季风的年代际增强与海温的年代际变化有关[46,54]，但是本文并未定量分析这种海温通过影响季风环流进而影响ECP的效应，这种效应是否显著，物理机制是什么，仍需做更深入的研究。