南海夏季风是东亚季风的重要组成部分，南海夏季风的爆发标志着东亚夏季风的来临和中国雨季的开始。它的活动不仅会对亚洲季风系统，而且会对北半球的环流和天气产生重要影响^[1]。南海夏季风爆发早晚、强弱对于预报中国夏季降水强度和分布还具有重要的意义^[2-3]，它也是广东省雨季(前汛期)进入盛期的标志^[4]。因此，南海夏季风爆发早晚的预测成为每年“华南汛期气候趋势会商”重点关注的内容之一。

由于南海季风爆发具有明显的年际变化^[5-6]，最早和最晚建立日期相差1个多月^{[5, 7]}。因此，南海季风爆发早晚的成因及影响因子的研究是近10多年不少学者研究与关注的重点，其中热带海洋海温异常是其中的重要影响因子之一。已有的研究表明，El Niño年，南海季风爆发偏晚; La Niña年，南海季风爆发偏早^{[5, 7-9]}。毛江玉等^[8]研究表明，在El Niño型强迫下，西太平洋副热带高压比常年偏南、偏西，东风在南海维持的时间较长，赤道西风出现的时间晚，南海地区对流活动受到抑制，南海季风爆发偏晚。反之，爆发偏早。陈永利等^[10]的研究表明，当热带中、东太平洋-印度洋及南海海温低(高)，西太平洋-澳洲邻近海域海温高(低)时，南海夏季风爆发早(晚)。南海夏季风爆发早年，海温异常产生正距平的季风环流和Walker环流，而爆发晚年则产生负距平的反环流。热带太平洋-印度洋海温异常引起季风环流和Walker环流的异常变化是促使南海夏季风爆发早、晚的可能过程。梁建茵等^[7]研究也表明，前期热带太平洋地区海温异常分布是影响南海西南季风爆发早晚的重要因素。热带西北太平洋以东洋面海温偏高，赤道太平洋中部偏东地区海温偏低，可使低层西太平洋副高减弱、高层中东太平洋洋中槽加深，印度洋热带地区偏西风偏强，印度洋-太平洋热带地区Walker环流偏强，为热带对流在孟加拉湾-南海地区发展提供了有利的环境。在孟加拉湾南部偏西气流的作用下，南海地区对流活动较容易发展起来，低层较弱的西太平洋副热带高压也容易较早地撤出南海上空，使得南海西南季风较早爆发。反之亦然。温之平等^[11]研究表明，热带印度洋和热带东太平洋前期海温比常年偏低(偏高)时，南海夏季风建立偏早(偏晚)。热带印度洋负(正)SSTA时有利于(不利于)反Walker环流圈较早建立，而热带东太平洋负(正)SSTA时有利于(不利于)太平洋上的Walker环流圈较早加强，两个环流圈建立和加强的迟早是南海夏季风建立的主要影响因子之一。梁肇宁等^[12]和温之平等^[13]在去除/未去除ENSO影响的思路下，探讨了印度洋海温异常和南海夏季风建立迟早的关系及其机制; 袁媛等^[14]讨论了热带印度洋春季最强的全区一致型海温变化和秋季发展成熟的东西反位相偶极型模态对南海夏季风爆发的可能影响。

研究表明，南海夏季风爆发日期具有多时间尺度特征，不仅具有明显的年际变化，还具有明显的年代际变化^[15]。谷德军等^[16]的研究表明，南海夏季风爆发日期在不同时间尺度上与前冬全球海温场具有不同的显著相关区，且南海夏季风爆发早晚以年际变化为主。那么，哪些是影响南海夏季风爆发年际变化的关键海区？关键区海温异常的来源及影响南海夏季风爆发的机制是什么？本文通过交叉检验方法^[17]确定影响南海夏季风爆发年际变化的关键海区，利用相关分析、回归分析和合成分析研究了不同关键区海温异常的来源，并初步探讨了关键海区的海温异常影响南海夏季风爆发的机制。

使用分辨率为2.5 °×2.5 °的NCEP/NCAR逐月再分析资料^[18]和水平分辨率为2 °×2 °的重建海表面温度ERSST资料^[19]。南海夏季风爆发日期是根据梁建茵等^[7]提出的方法、李春晖等^[20]结合NCEP/NCAR再分析资料和欧洲中心再分析资料确定的。所有资料时段均为1958—2011年。

研究方法主要包括Lanczos时间滤波器^[21]、相关分析、回归分析、合成分析和交叉检验。首先，采用Lanczos低通滤波器，以9年为截断周期对南海夏季风爆发日期逐年距平序列进行低通滤波从而得到序列的年代际变化，然后用距平序列减去年代际变化序列，得到年际变化序列(下文中直接称为南海夏季风爆发年际变化的实况值); 采用交叉检验方法^[17]确定影响南海夏季风爆发年际变化的关键海区，采用相关分析、回归分析和合成分析研究关键海区海温变化与海温场和850 hPa风场之间的关系。

由于本文对时间序列进行了滤波处理，增强了序列的强持续性，需要用有效自由度^[22-23]替代自由度(N-2，N为时间序列长度)来进行相关系数的显著性检验。有效自由度m为，

其中r_xx(i)和r_yy(i)分别是序列x，y的自相关函数。i为滞后时间，通常取到N的一半。

计算表明，南海夏季风爆发日期在年际和年代际变化的标准差分别为9.1天和4.4天，因此，预测南海夏季风爆发早晚的关键在年际尺度上。在文献[16]中，利用南海夏季风爆发日期年际和年代际变化与前期冬季海温场具有的不同显著相关区，分别建立了年际与年代际尺度上的最优子集回归预测方程，对南海季风爆发日期具有较好的预测能力。在年际变化尺度上，南海夏季风爆发日期与前期冬季(12—2月)海温场有4个显著相关区，分别为热带西南印度洋(48~74 °E，20~8 °S)，菲律宾以东的热带西北太平洋(126~150 °E，2~18 °N)，赤道中东太平洋(170~120 °W，6 °S~6 °N)，热带东北太平洋(140~116 °W，20~30 °N)。其中除与热带西北太平洋为显著负相关外，与其它3个区域均为显著的正相关。那么，哪些海区是影响南海夏季风爆发日期年际预测的关键海区？

图 1给出了上述4个海区海温异常所建立的多尺度最优子集回归年际预测的交叉检验结果。可见，利用4个海区海温异常建立的年际预测方程，年际变化预测值与实况值之间的相关系数为0.43，通过了α=0.01的显著性水平检验(序列长度为50，有效自由度为33);平均绝对误差为6.5天，误差序列的标准差为8.2天，皆小于年际变化的标准差(sd=9.1天); 预测误差(预测值与实况值之差)的绝对值小于1倍标准差的频率为78.0%。因此，利用4个海区所建立的年际预测方程对南海夏季风爆发日期的年际变化具有较好的预测效果。另外，上述利用4个海区建立年际预测方程时，最优子集回归所选的因子皆为热带西南印度洋和热带西北太平洋海温异常，它们是否为影响南海夏季风爆发年际预测的关键海区？

图 1

图 1 交叉检验对1958—2011年南海夏季风爆发日期的年际预测(○)与实况(●)

表 1给出了在年际预测方程中分别利用4个海区及每次去掉其中一个海区的交叉检验结果。可见，当预测因子中不包含热带西南印度洋和热带西北太平洋关键区时，南海夏季风爆发年际变化的预测值与实况值之间的相关系数明显下降，分别降至为0.07和0.12 (未达到α=0.10的显著性水平检验); 而当预测因子中不包含赤道东太平洋或热带东北太平洋关键区时，对南海夏季风爆发年际变化的预测结果无影响。因此，热带西南印度洋和热带西北太平洋的前冬海温异常对南海夏季风爆发年际变化有重要影响，它们是预测南海夏季风爆发年际变化的关键因子。

表 1

表 1 不同海区对南海夏季风爆发年际变化预测影响的交叉检验 海区 4个海区 无热带西南印度洋 无热带西北太平洋 无赤道东太平洋 无热带东北太平洋 相关系数 0.43 0.07 0.12 0.43 0.43

表 1 不同海区对南海夏季风爆发年际变化预测影响的交叉检验

上述分析表明，前冬热带西南印度洋和热带西北太平洋的海温异常是南海夏季风爆发年际变化的关键因子。那么，这两个区域的海温异常来源于哪里？它们通过什么物理过程影响南海夏季风的爆发？

图 2给出了热带西南印度洋冬季海温与前一年春季、夏季、秋季、同期冬季、后期3—4月及5月海温场之间的相关系数及与850 hPa风场之间的回归。可见，前一年春季(图 2a)，海温场上的显著相关区域主要出现在赤道以北的热带中太平洋附近，与850 hPa风场回归的显著区域主要出现在赤道以北的中、西太平洋附近出现异常的西风; 前一年夏季(图 2b)，海温场上的显著相关区域主要出现在赤道中东太平洋，热带印度洋也开始且为显著的相关区。与850 hPa风场回归的显著区域主要为：赤道110 °E附近东西两侧开始出现异常的西风和东风、海洋大陆西北部和西南部均出现反气旋性环流、西太平洋赤道两侧均出现气旋性环流异常; 前一年秋季(图 2c)，海温场上的显著相关区域仍出现在赤道中东太平洋和热带印度洋，但相关系数大于0.5的范围明显扩大，在印度洋的高相关区也扩大。

图 2

图 2 热带西南印度洋冬季海温与前一年春季(a)、夏季(b)和秋季(c)、同期冬季(d)及后期3—4月(e)和5月(f)海温场之间的相关系数(等值线，浅色和深色阴影区表示通过0.10和0.05的显著性水平检验)和850 hPa风场之间的回归(矢量，仅显示通过0.10的显著性水平检验的区域)

与850 hPa风场回归的显著区域主要为：赤道附近东西两侧异常西风和东风的分界点从夏季的110 °E附近东移至130 °E附近、热带南北印度洋-西太平洋上空低层出现反气旋性环流异常; 同期冬季(图 2d)，与前一年秋季相似，但与印度洋相关显著加强，热带西北太平洋开始出现有闭合中心的反气旋性环流异常; 3—4月(图 2e)，海温场上的显著相关区域仍出现在赤道中东太平洋和热带印度洋，但相关系数开始减小。与850 hPa风场之间的回归主要表现为：热带南、北印度洋上空低层由秋冬季的反气旋性环流异常转为c型环流异常^[24]，10 °N以南存在一条从热带西北太平洋延伸到印度洋的异常东风带，南海-热带西北太平洋上空低层为反气旋性环流控制; 5月(图 2f)，海温场上的显著相关区出现在赤道附近的热带印度洋，赤道两侧的热带东太平洋的显著相关区明显缩小、相关系数也减小; 与850 hPa风场之间回归主要表现为：热带南、北印度洋上空低层仍为c型环流异常，南海-热带西北太平洋仍为反气旋性环流控制，但从热带西北太平洋延伸到印度洋的异常东风带加强并北移到10 °N附近。

上述热带西南印度洋冬季海温与前一年春季-同期冬季-后期春季海温场的相关及与850 hPa风场回归的变化特征，可由下述海气相互作用过程联系到一起。从图 2a可见，在前一年的春季，太平洋经向模(PMM)^[25]已显著存在，PMM有效地充当副热带大气影响El Niño的通道，促使El Niño在夏季早爆发。夏季(图 2b)，赤道中东太平洋的海温正异常驱动异常Walker环流，其下沉中心位于110 °E附近，对应到海洋大陆东西两侧的异常东风和西风。秋季(图 2c)，海洋大陆上空被抑制的对流通过东风切变背景所加强的Gill型大气响应分别在热带南北印度洋上空低层产生反气旋性环流^[26-27]，减弱印度夏季风^[28]。在热带北印度洋，被异常东风减弱的风速通过风-蒸发机制减少海洋热损失，被反气旋性环流覆盖的北印度洋同样减少海洋热损失，从而使得北印度洋温度升高; 在热带南印度洋，受El Niño影响的异常东风强迫出向西传播的向下Rossby波，增大温跃层深度，减小上涌，从而产生海表面温度正异常，这种过程的增温效果在平均温跃层深度较小的热带西南印度洋地区更显著^[29](图 2c)。这种印度洋变暖的物理过程一直持续到El Niño发展到成熟的冬季，且热带西北太平洋反气旋性环流的加强并向西扩展到印度大陆，也有利于北印度洋增温(图 2d)。在El Niño减弱的春季(图 2e、2f)，印度洋海温异常所驱动的大气响应开始起作用，更暖的热带西南印度洋加强了大气对流，反对称的异常热源强迫出C型的非对称大气响应：赤道以北为东北风、赤道以南为西北风^[24]。赤道以南的西北风减弱了气候态的偏东风，减少了蒸发，有利于热带南印度洋海温正异常的维持。在北印度洋，气候态的风在4月以前为以弱东北风为主，以后转为西南风。这种多年平均风向的变化导致的风速变化使得北印度洋海温正异常维持并在春末至夏季加强。在考虑背景风场的情况下，低层大气对北印度洋海温正异常的响应是在其东部强迫出异常的东风急流^[30]，这一异常东风同时又是热带西北太平洋反气旋的一部分。南海-热带西北太平洋反气旋的维持可能是El Niño导致的太平洋-东亚遥相关^[31]与被气候平均赤道西风平流东移的Walker环流下沉支的Gill型响应共同影响的结果。低层大气对热带北印度洋海温正异常的响应所产生的异常东风及南海-热带西北太平洋反气旋的维持，使南海夏季风爆发偏晚。演变过程见图 3。

图 3

图 3 热带西南印度洋海温异常的来源及影响南海夏季风爆发年际变化的机制示意图黑虚线表示 前一年夏季、绿虚线表示秋冬季、黑实线表示春季对应的主要物理过程。

图 4给出了热带西北太平洋冬季海温与前一年春季、夏季和秋季、同期冬季及后期3—4月和5月海温之间的相关系数及与850 hPa风场之间的回归。可见，前一年春季(图 4a)，海温场上的显著相关区域主要出现在10 °S以北的印度洋; 夏季(图 4b)，海温场上的显著相关区域出现在南海-西太平洋和赤道东太平洋。与850 hPa风场回归最显著的区域表现为：从赤道中太平洋到印度大陆出现大范围的偏东风异常; 秋季(图 4c)，海温场上的显著正相关区域出现在热带西太平洋和热带东印度洋，显著负相关区域出现在中东太平洋; 与850 hPa风场之间的回归表现为：赤道略北120 °E附近东西两侧出现异常的东风和西风，热带南、北印度洋出现气旋性环流异常; 同期冬季(图 4d)，海温场上的显著相关区出现在热带太平洋且成典型的ENSO楔形结构：显著负相关区域出现在中东太平洋，显著正相关区域从西太平洋向北向高纬度延伸。与850 hPa风场的回归主要表现为：赤道140 °E附近东西两侧出现异常的东风和西风、南海-热带西北太平洋出现气旋性环流异常。3—4月(图 4e)，类似于冬季，但与中东太平洋海温的显著负相关区减小，南海-热带西北太平洋维持气旋性环流异常; 5月(图 4f)，与中东太平洋海温的显著负相关区进一步减小。与850 hPa风场之间回归，140 °E以西的异常西风出现在10 °N左右，140 °E以东的异常东风仍在赤道上，南海-热带西太平洋维持气旋性环流异常。

图 4

图 4 同图 2，但为热带西北太平洋

为了进一步说明热带西北太平洋海温异常所对应的前期与后期海温与850 hPa风场的变化，以1倍标准差为基准，选取热带西北太平洋海温正异常年份为：1971、1996、1999、2000、2001、2006、2008、2009，负异常年份为：1966、1968、1969、1973、1978、1983、1987、1991、1992、1993。图 5给出了热带西北太平洋海温正与负异常年份前一年春季、夏季和秋季、同期冬季及后期3—4月和5月海温及850 hPa风场之差。可见，在前一年春季(图 5a)，印度洋-热带西北太平洋出现中心为0.4 ℃左右的暖海温异常，160 °E以东的赤道中东太平洋为弱的冷海温异常; 850 hPa风场上，索马里急流偏强，海洋大陆上空低层为显著的西风异常; 夏季(图 5b)，印度洋-西北太平洋仍为较明显的暖海温异常，160 °E以东的赤道中东太平洋的冷海温异常略有加强; 850 hPa风场上，从赤道中东太平洋到西北太平洋延伸到印度的低层大气产生偏东风异常，印度南部产生气旋性环流异常，印度季风偏强; 秋季(图 5c)，赤道南印度洋-西北太平洋的暖海温异常有所加强，160 °E以东的赤道中东太平洋的冷海温异常明显加强，负异常中心强度可达-1 ℃。对应850 hPa风场上，热带南印度洋海区出现气旋性环流，从印度洋到南海南部均为显著的西风异常，南海也出现气旋性环流; 冬季(图 5e)，印度洋海温为微弱的正异常，西北太平洋暖海温异常向东向北伸展，正值中心强度在1 ℃以上，160 °E以东的赤道中东太平洋的冷海温异常继续加强，负值中心强度可达-2.5 ℃。850 hPa风场上，赤道印度洋到南海南部均为明显的西风异常，南海中南部-热带西北太平洋为气旋性环流异常; 后期3—4月及5月(图 5e、图 5f)，西北太平洋海温的正异常仍维持，赤道160 °E以东的赤道中东太平洋的冷海温异常逐渐减弱; 850 hPa风场上，赤道印度洋上空的异常西风逐渐北移到10 °N附近，南海-热带西太平洋维持气旋性环流异常。

图 5

图 5 热带西北太平洋海温正与负异常年份前一年春季(a)、夏季(b)和秋季(c)、同期冬季(d)及后期3—4月（e）和5月(f)海温(℃)及850 hPa风场(m/s)之差

与上述热带西北太平洋海温异常有关的各个季节变化可以由下述海气相互作用过程联系到一起。前一年春季，印度洋10 °S以北出现的暖海温异常(图 4a)，通过蒸发增大低层大气湿度，在平均气流输送下增强印度季风区水汽辐合，加强印度夏季风^[32-34]。强印度季风的加热加强了行星尺度的东-西向环流^[35]，导致中太平洋和西北太平洋低层大气出现偏东风异常(图 4b)。秋季(图 4c)，通过加深西太平洋温跃层和减小中东太平洋温跃层而增大西太平洋海温正异常和促进赤道中东太平洋La Niña发展^[32]，Walker环流的对流上升中心位于120 °E附近，印度洋海区低层大气对此对流异常的响应是产生气旋性环流^[27]，进而通过增大蒸发、减小短波辐射和海洋向西传播的向上Rossby波降低印度洋海温异常，冬季气候平均的赤道西风把异常Walker环流对流上升中心平流到140 °E附近(图 4d)。南海-热带西北太平洋气旋性环流的建立是对东移后Walker环流对流上升支的Gill型响应和太平洋-东亚遥相关响应的共同结果; 气旋性环流东半部的偏南风减弱了气候态的东北信风，通过热带西北太平洋局地热力学反馈过程进一步增大海温正异常^[31]。后期3—4月及5月，热带西北太平洋海温异常强迫的Rossby波使得冬季赤道印度洋上空低层异常西风逐渐北移到10 °N附近^[36](图 4e、4f)，南海-热带西太平洋的气旋性环流异常促使南海夏季风早爆发，演变过程见图 6b。

图 6

图 6 同图 3，但为热带西北太平洋

本文通过交叉检验敏感性试验确定了影响南海夏季风爆发年际变化的关键海区，并研究了不同关键区海温异常的来源和关键区海温异常影响南海夏季风爆发的机制，得到如下结论。

（1）热带西南印度洋和热带西北太平洋是影响南海夏季风爆发年际变化的关键海区。

（2）冬季热带西南印度洋的异常增暖是由前一年夏季El Niño早爆发触发、热带印度洋局地海气正反馈过程引起并维持到春季。前一年夏季已经爆发的El Niño事件驱动异常Walker环流，引起海洋大陆附近对流异常，大气和海洋的Rossby响应引起热带印度洋海温异常，这一物理过程一直持续到El Niño发展到成熟的冬季。冬季热带西北太平洋反气旋性环流的建立及印度洋的暖海区局地海气相互作用使得北印度洋海温异常维持到春末，春季逐渐加强北移到10 °N附近的低层大气对北印度洋暖海温异常响应的东风急流及南海-热带西北太平洋维持的反气旋性环流，使得南海夏季风晚爆发。

（3）冬季热带西北太平洋的异常增暖是由前一年强印度季风异常驱动的行星尺度东-西向环流触发、西北太平洋局地海气正反馈过程引起并维持到春季。前一年春季暖的印度洋海温异常使印度夏季风加强，强印度季风使得行星尺度的东-西环流加强并引起夏季中太平洋和西北太平洋的偏东风异常，进而引起秋季热带西太平洋海温正异常和La Niña的发展。冬季南海-热带西北太平洋气旋性环流的建立及通过热带西北太平洋局地海气相互作用进一步增大热带西北太平洋的海温正异常，春季逐渐加强北移到10 °N附近的低层大气对热带西北太平洋暖海温异常响应的异常西风及南海-热带西北太平洋维持的气旋性环流异常，使得南海夏季风早爆发。

在很多气候变化研究中都强调ENSO的重要作用，但本文的结果表明，冬季赤道东太平洋海温异常并不是年际尺度上南海夏季风爆发迟早预测的关键因子，这是否说明冬季赤道东太平洋海温异常对南海夏季风爆发年际变化无影响？我们认为ENSO对南海夏季风爆发年际变化仍有影响，主要原因有两点：第一，以赤道东太平洋海温为参考序列的相关和回归分析表明，它可通过引起印度洋海温和热带西北太平洋反气旋异常影响南海夏季风爆发迟早，但相关系数和回归系数都达不到α=0.10的显著性水平(图略); 第二，从文中对热带西南印度洋和热带西北太平洋海温异常的来源和影响南海夏季风爆发机制研究中，也能看出ENSO是其中的重要环节。另外，前人的研究结果^[37-40]也表明：ENSO事件的发生除了热带太平洋海气相互作用外，还可能来自热带印度洋的海气相互作用，印度季风对ENSO循环具有触发作用，被触发的ENSO事件也会对南海夏季风爆发早晚有影响。因此，本文的研究结果和前人的研究结果均表明，虽然冬季赤道东太平洋海温异常不是年际尺度上南海夏季风爆发迟早预测的关键因子，但它与影响南海夏季风爆发的关键因子(热带西南印度洋和热带西北太平洋海温)之间存在相互作用、相互调节的关系。