2018, Vol. 34
越赤道气流(Cross Equatorial Flow，CEF)作为南北半球热量、动量、质量、水汽等交换的途径，是反映并影响南北半球天气、气候异常的重要因素之一[1-3]。目前，研究者普遍认为东半球夏季有五支CEF，它们均存在明显的季节、年际以及年代际变化特征，其中索马里CEF强度最强[4-8]，也最受研究者们的关注，有关索马里CEF变化及其与亚洲夏季风联系的研究已有不少[9-14]。
研究表明，澳大利亚北部CEF是亚洲夏季风环流系统的重要组成部分，其变化对亚洲地区的水汽输送和环流异常有重要影响[15-23]。南海(South China Sea，SCS)CEF (SCEF)是澳大利亚北部CEF中最强的一支[24-25]，其变动对亚洲夏季风的爆发具有重要的作用，SCEF的迅速增强易推动西太平洋副热带高压北上[26-27]；当SCEF建立偏早(晚)、强度偏强(弱)时，南海夏季风爆发易偏早(晚)[26-30]。梁必骐等[31]指出，SCEF加强有利于中南半岛、南海和西太平洋低纬地区热带季风的发展。毛天松等[32]发现，SCEF加强(减弱)的同期及滞后1候，印度季风和东亚副热带季风减弱中断(加强)。刘向文等[33]发现，SCEF的增强往往对应着通道南侧或北侧从热带到副热带地区的环流调整。丛菁等[34]研究表明，夏季SCEF与南海夏季风关系密切，当SCEF偏强(弱)时，南海夏季风偏强(弱)。王韶霞等[35]指出，夏季SCEF变化与澳大利亚冷高压、西北太平洋副热带高压和印度夏季风等有重要的联系。陈兵等[36]认为，SCEF变化与ENSO循环密切相关，在El Niño年夏季马斯克林高压减弱，澳大利亚高压加强，SCEF明显增强；La Niña年则相反。
综上所述，以往的研究侧重于分析SCEF变化对亚洲夏季风爆发以及低纬度大气环流系统的影响。关于夏季，尤其是盛夏时期SCEF强度变化与东亚夏季风联系的研究还相对较少，因此，本文尝试对此进行一些探讨。
2 资料和方法 2.1 资料(1) 再分析资料。欧洲中期天气预报中心(The European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF)提供的ERA-Interim逐月的经纬向风、海平面气压(sea level pressure, SLP)、位势高度(垂直层数为17层)以及整层大气垂直积分的水汽通量资料[37]。水平分辨率为2.5 ° × 2.5 °，时段为1979年1月—2014年12月。
(2) 全国160站逐月降水量资料。中国气象局国家气候中心提供的全国160站逐月降水量观测资料，时段为1979年1月—2014年12月。
(3) 88项逐月大气环流指数。5个西太平洋副热带高压指数[38](强度、面积、脊线位置、北界和西伸脊点)来自中国气象局国家气候中心提供的88项逐月大气环流指数，时段为1979年1月—2014年12月。(下载网址：http://cmdp.ncc-cma.net/Monitoring/cn_index_130.php)
2.2 方法本文选取吴尚森等[39]定义的南海夏季风强度指数，即南海地区(105~125 °E，5~25 °N)标准化的西南风作为南海夏季风强度指数IS：
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式中
选取梁萍等[40]定义的用水汽输送表征的东亚副热带夏季风强度指数，即用华南的整层积分经向水汽输送距平(ΔVQSC)表示来自长江中下游南侧的异常水汽输送；用华北的整层积分经向水汽输送距平(ΔVQNC)表示来自长江中下游北侧的异常水汽输送。二者的差异定义为东亚副热带夏季风指数(East Asian Subtropical Summer Monsoon Index，ESMI)：
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其中，Δ表示区域平均；用范围105~120 °E，22.5~27.5 °N表示华南(Southern China，SC)；用范围105~115 °E，35~40 °N表示华北(Northern China，NC)。在东亚副热带夏季风强(弱)年，我国长江中下游夏季降水偏多(少)[40]。
本文主要采用回归分析、相关分析及合成分析等统计分析方法。
3 夏半年南海低空越赤道气流的基本气候图 1与图 2分别为1979—2014年气候平均的夏半年沿赤道经向风高度-经度剖面和925 hPa水平风场。由图 1可见，夏半年5—9月SCEF强度的最大值在925 hPa等压面上，其中心位于102.5~107.5 °E，2.5 °S~5 °N区域(图 2)，因此，本文将此区域内各点经向风的平均值定义为夏半年SCEF强度指数(ISCEF)。
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图 1 1979—2014年气候平均的夏半年(5—9月平均)沿赤道经向风高度-经度剖面 单位：m/s。 |
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图 2 1979—2014年气候平均的夏半年(5—9月平均)925 hPa水平风场 阴影表示陆地，实线为经向风速≥2.5 m/s的等值线。单位：m/s。 |
从气候平均来看，SCEF在5月较弱，其平均值为1.63 m/s，到了6月SCEF开始增强，平均值达2.65 m/s，盛夏时期达到最强，其中7月与8月的平均值分别为3.41 m/s和3.60 m/s，9月SCEF开始减弱，平均值为2.74 m/s(图 3)。
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图 3 1979—2014年气候平均的5—9月南海越赤道气流强度指数(单位：m/s) |
夏半年南海越赤道气流强度指数(ISCEF)与南海夏季风指数(IS)呈正相关关系，与东亚副热带夏季风指数(ESMI)呈负相关关系(表 1)，且相关性存在明显的季节变化特征，在盛夏时期相关最为显著，其中7月(8月)ISCEF与IS的相关系数为0.75(0.80)，通过了0.001显著性水平检验，7月(8月)ISCEF与ESMI的相关系数为-0.43(-0.38)，通过了0.05显著性水平检验。
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表 1 夏半年南海越赤道气流强度指数(ISCEF)与东亚副热带夏季风指数(ESMI)和南海夏季风指数(IS)的相关系数 |
图 4给出了盛夏时期(7、8月平均)ISCEF、ESMI和IS的标准化曲线，可以发现盛夏三个指数均存在明显的年际变化特征，其中ISCEF与IS的强度变化有较好的一致性，两者的相关系数为0.81，通过了0.001显著性水平检验。而ISCEF与ESMI的相关系数达-0.41，通过了0.01显著性水平检验。由此可见，盛夏SCEF变化与东亚夏季风变异具有密切的关系，下文着重分析盛夏SCEF变化与东亚夏季风环流系统的联系。
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图 4 1979—2014年标准化的盛夏南海越赤道气流强度指数(柱状线：ISCEF)、东亚副热带夏季风强度指数(实线：ESMI)和南海夏季风强度指数(虚线：IS) |
东亚夏季风的异常变化往往伴随着各层季风环流系统出现相应的变化，为讨论盛夏SCEF变化与东亚夏季风环流系统的可能联系，将盛夏ISCEF标准化序列分别与海平面气压场、500 hPa位势高度场、850 hPa风场，以及整层大气水汽通量散度的距平进行回归分析。
由图 5a可见，东亚低纬度地区及西太平洋的回归系数为-0.4 hPa左右，表明当盛夏SCEF偏强时，亚洲大陆热低压增强，位于热带西太平洋的赤道辐合带显著增强；反之，当盛夏SCEF偏弱时，亚洲热低压与热带西太平洋赤道辐合带易减弱。由图 5b可见，盛夏ISCEF增加(减少)1个标准差时，东亚及西太平洋低纬度地区500 hPa位势高度比同期多年平均值减少(增加)4 gpm左右，而东亚中纬度地区500 hPa位势高度比同期多年平均值增加(减少)2 gpm左右，东亚高纬度地区500 hPa位势高度比同期多年平均值减少(增加)12 gpm左右。可见，盛夏SCEF偏强时，东亚和西北太平洋上空自北向南形成“- + -”的高度距平分布型；反之，当盛夏SCEF偏弱时，东亚和西北太平洋上空自北向南形成“+ - +”的高度距平分布型。这种高度距平场分布型与东亚-太平洋(EAP)遥相关分布型[41-42]相似，由此说明盛夏SCEF的变化与东亚大气环流异常密切相关。
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图 5 1979—2014年盛夏南海越赤道气流强度指数(经过标准化处理)与同期SLP距平场(a, 单位: hPa)和500 hPa位势高度距平场(b, 单位: gpm)的回归系数分布 阴影区表示通过0.05显著性水平检验。 |
表 2给出了盛夏ISCEF与西太平洋副热带高压5个指数的相关系数。由表 2可见，盛夏ISCEF与西太平洋副热带高压强度及面积指数的相关系数均为-0.51，通过了0.01显著性水平检验，表明盛夏SCEF偏强时，西太平洋副热带高压强度偏弱、面积偏小；反之，盛夏SCEF偏弱时，西太平洋副热带高压强度偏强、面积偏大。盛夏ISCEF与西太平洋副热带高压脊线位置及西伸脊点指数的相关系数分别达到0.41和0.30，通过了0.1显著性水平检验，表明盛夏SCEF偏强时，西太平洋副热带高压脊线位置偏北、西伸脊点东撤；反之，当盛夏SCEF偏弱时，西太平洋副热带高压脊线位置南移，西伸脊点偏西。上述分析表明，当盛夏SCEF偏强(偏弱)时，西太平洋副热带高压强度减弱(增强)、面积减小(增大)、脊线位置偏北(南移)、西伸脊点东撤(西伸)。
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表 2 盛夏南海越赤道气流强度指数(ISCEF)与西太平洋副热带高压指数的相关系数 |
为了进一步分析盛夏SCEF变化与西太平洋副热带高压的联系，将盛夏ISCEF的标准化数值大于1的年份定义为SCEF强年(1979、1982、1991、1994、1997、2006年，共6年)，标准化数值小于-1的年份定义为SCEF弱年(1988、1992、1998、2010、2013年，共5年)，比较盛夏SCEF强、弱年时西太平洋副热带高压的差异。
由图 6可见，盛夏SCEF强年(图 6a)西太平洋副热带高压西伸脊点在130 °E附近，588 dagpm特征等值线控制面积较气候平均588 dagpm等值线(虚线)小；在盛夏SCEF弱年则不同(图 6b)，西太平洋副热带高压西伸脊点西移至120 °E附近，588 dagpm特征等值线控制面积较气候平均588 dagpm等值线(虚线)明显增大。可见，当盛夏SCEF偏强(偏弱)时，同期西太平洋副热带高压控制面积减小(增大)，强度明显减弱(增强)，位置东撤(西伸)。
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图 6 1979—2014年盛夏南海越赤道气流强年(a)、弱年(b)对应的同期500 hPa高度场合成分析 单位：dagpm。虚线为气候平均588 dagpm特征等值线。 |
图 7分别给出了1979—2014年盛夏气候平均的850 hPa风场图及南海越赤道气流强度指数(经过标准化处理)与同期850 hPa风场距平、同期整层水汽通量散度场距平的回归系数分布图。对比气候平均的850 hPa风场图(图 7a)来看，南海越赤道气流偏强时所对应的典型环流特征(图 7b)为：当盛夏SCEF偏强时，在850 hPa风场上，孟加拉湾至热带西太平洋地区为显著的西风异常，南海北部和西北太平洋地区为气旋式风场异常，我国东南部及沿岸地区为东北风异常，在我国华北以及朝鲜、日本附近为明显的反气旋式风场异常，我国华北地区为东南风异常。这表明，盛夏SCEF偏强时，南海地区西风气流加强，我国华南地区为东北风异常，有利于南海夏季风偏强和东亚副热带夏季风偏弱，我国华南地区出现水汽辐合异常(图 7c)，我国华中地区表现为水汽辐散异常；反之亦然。水汽输送特别是垂直积分的(整层)水汽输送的辐合辐散直接与降水的多寡相关，季风携带的水汽对于季风区域中的水分平衡起着重要作用[43]，下文对盛夏SCEF与我国降水异常的联系进行讨论。
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图 7 1979—2014年盛夏气候平均的850 hPa风场图(a, 单位: m/s)、南海越赤道气流强度指数(经过标准化处理)与同期850 hPa风场距平(b, 单位: m/s)、同期整层水汽通量散度场距平(c, 单位:10-6 kg/(s·m2))的回归系数分布 阴影区表示通过0.10显著性水平检验。 |
图 8给出了盛夏ISCEF(经过标准化处理)与同期我国降水距平百分率的回归系数分布，当盛夏ISCEF增加1个标准差时，我国华南地区降水比同期多年平均值增加15%，而我国华中地区则比同期多年平均值减少10%左右。可见，盛夏SCEF与同期我国降水异常关系密切，盛夏SCEF偏强(弱)时，我国华南地区降水有明显的增多(减少)，而华中地区的降水则出现了明显的减少(增多)。根据前文分析，盛夏SCEF偏强时，东亚副热带夏季风减弱，我国华南地区出现东北风异常，华北地区为偏南风异常，使得我国华南地区为显著的水汽辐合区，华北地区为明显的水汽辐散区，有利于华南地区降水增多，华北地区降水减少；反之亦然。
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图 8 1979—2014年盛夏南海越赤道气流强度指数(经过标准化处理)与同期我国降水距平百分率的回归系数分布 单位: %。阴影区表示通过0.10显著性水平检验。 |
需要指出的是，梁萍等[40]定义的东亚副热带夏季风指数为来自长江中下游南侧与北侧的异常水汽输送之差，该指数与长江中下游地区夏季降水为明显的正相关关系。本文研究结果表明，SCEF强度变化与东亚副热带夏季风具有较好的负相关关系，这可能是由于SCEF强度变化与长江中下游以南地区的水汽输送异常关系较为密切造成的，其与长江中下游以北地区的水汽输送异常关系相对较弱，从而使得SCEF变化与长江中下游地区降水异常关系并不明显。
7 结论本文利用ERA-Interim逐月的风场、位势高度场、海平面气压场资料及全国160站逐月降水量资料，研究了盛夏SCEF变化与东亚夏季风异常的联系，得到以下主要结论。
(1) 盛夏SCEF强度指数与南海夏季风强度呈显著的正相关关系，二者相关系数为0.81，通过了0.001显著性水平检验；盛夏SCEF强度指数与东亚副热带夏季风强度呈显著的负相关关系，二者相关系数为-0.41，通过了0.01显著性水平检验。
(2) 当盛夏SCEF偏强时，亚洲大陆热低压及西太平洋赤道辐合带增强，同期西太平洋副热带高压强度减弱、面积减小、位置东撤。在850 hPa风场上，南海北部和西北太平洋地区为明显的气旋式环流异常，南海地区出现偏西风异常，我国华南地区为东北风异常，有利于南海夏季风增强和东亚副热带夏季风减弱；反之亦然。此外，当盛夏SCEF偏强(弱)时，由于东亚副热带夏季风减弱，我国华南地区为显著的水汽辐合(辐散)区，华中地区为水汽辐散(辐合)区，使得盛夏华南地区降水增加(减少)和华中地区降水减少(增加)。
过去人们较多地关注夏季索马里CEF对亚洲夏季风及我国气候的影响，本文研究结果表明，盛夏时期SCEF的强度变化与东亚夏季风及我国降水异常关系密切。因此在研究和预测东亚夏季风及我国降水异常时，需重视盛夏时期SCEF的变化。
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