1 引言

东亚夏季风在中国夏季降水的变化中起着重要作用，对东亚夏季风影响因子的研究从未止步。东亚夏季风系统成员复杂，任一季风成员的异常变化都可影响季风环流的变化，从而导致夏季风的强弱、北进南退的位置变化，进而造成季风区的气候异常。李崇银等^[1]分析指出，东亚高空西风急流的向北突跳与东亚夏季风活动关系密切。吴捷等^[2]对东亚夏季风区气旋扰动低频发展的影响进行数值模拟，发现海陆热力差异引起东亚地区的纬向温度梯度和北风垂直切变是东亚太平洋型经向波列形成和维持的重要因素。叶晓燕等^[3]研究表明，东亚地区夏季降水与全球海温异常耦合关系在年代际尺度上主要表现为“东亚大部地区降水偏多”、“南北旱中间涝”、“南涝北旱”、“南北涝中间旱”4个模态。吕心艳等^[4]利用动力因子和热力因子定义了东亚夏季风指数，并根据该指数的变化定义夏季风前沿，从而描述东亚夏季风的移动特征。有些学者分析了某一季风成员的变化对夏季风和季风区气候影响的物理机制。秦育婧等^[5]发现，夏季东亚季风区Hadley环流上升支具有双上升中心，分别对应热带季风槽和梅雨锋。而西太平洋副热带高压东、西位置的年际变化与东亚夏季风系统成员之间相互影响，反映了亚洲夏季风的强弱变化^[6]。夏季索马里急流与澳洲越赤道气流之间的反位相或同位相变化，关系到东亚夏季风的强度，影响中国降水分布型^[7]。同时，夏季东亚高空西风急流的经向偏移会影响东亚副热带的对流活动，伴随高空急流的南移，东亚副热带对流活动增强^[8-9]。

在东亚季风的研究中，海温异常对季风的影响不容忽视。左金清等^[10]通过研究春季北大西洋涛动（NAO）与东亚夏季风（EASM）之间的关系，发现春季NAO异常对EASM年际变化的影响主要依赖于NAO所激发的海温异常三极子模态由春到夏的记忆性。彭加毅等^[11]的研究表明春季赤道东太平洋海温偏暖，导致夏季西太平洋副高偏南偏西、强度偏强，东亚夏季风偏弱，长江流域多雨。柯宗建等^[12]指出，前冬热带中东太平洋海温异常与东亚夏季风先兆指数有反位相的变化，并且先兆信号与东亚夏季风强度的联系主要源自热带海洋。王晓丹等^[13]研究了冬季黑潮延伸体的海温异常对东亚夏季风的影响，表明冬季黑潮延伸体海温异常增暖可导致东亚夏季风增强北推。Huang等^[14]研究发现菲律宾附近的对流活动会影响东亚夏季风的季节内变化。也有学者指出，印度洋海温异常偶极振荡可影响东亚夏季风的强度和中国夏季雨带的分布，偶极振荡正位相年，东亚夏季风偏强，华南降水偏多；反之，东亚夏季风偏弱，长江与黄河之间的地区降水偏多^[15]。肖子牛^[16]的研究也表明，印度洋偶极模正位相异常海温有利于东亚季风增强，东亚季风锋面偏北，中国降水增多。晏红明等^[17]研究指出，印度洋海温冷、暖位相影响亚洲夏季风建立和撤退的时间及季风的强度。

这些研究说明海气相互作用对东亚季风的影响十分重要。前人对海温的分析主要集中在分析独立海盆的海温影响，如分析印度洋海温或者太平洋海温。但是，某一海域的海温变化不是孤立的，全球海温变化是紧密联系的。吴国雄等^[18]的研究也表明，赤道印度洋中部和赤道东太平洋的海表温度之间正相关高达0.76。而且，影响东亚天气气候的海温关键区随海气作用的年代际变化而发生转移^[19]。因此，分析海温对东亚夏季风和中国夏季降水的影响时，仅考虑某一海盆的海温变化还不充分，对东亚季风系统的研究应综合印度洋和太平洋的海温变化。目前基于东亚夏季风强度分析前期印度洋和太平洋海温的显著关键区的研究还不多见，印度洋和太平洋海温异常对东亚季风区的降水分布的综合影响的探讨也较少。本文依据新的东亚副热带夏季风指数^[20]，分析引起夏季风强度异常的前期海温的变化显著关键区，构建海温指数，以期找出前期海温影响夏季中国东亚季风区降水分布异常型的原因。

2 资料和方法

（1）NCEP/NCAR（National Centers for Environmental Prediction/The National Center for Atmospheric Research）提供的1958—2014年全球高、低层的高度、纬向风、经向风等月平均再分析资料^[21]，网格距为2.5 ° × 2.5 °。

（2）中国486个站1958—2014年6—8月的月平均降水资料。本文主要研究东亚季风区夏季降水的前期影响因子，因此取105 °E以东359个站点的降水资料为分析对象。

（3）月平均海温资料来自英国气象局Hadley中心（Met Office Hadley Center）的HadISST海温数据集，分辨率为1 ° × 1 °，时间集取1958—2014年。

本文利用上述资料，采用多变量方差分析^[22]、合成分析和相关分析等统计方法对新定义的东亚副热带夏季风指数的前期影响因子进行讨论。

在多变量方差分析中，将强、弱夏季风指数年对应的海温资料分为两组样本，分别计算各组样本的方差，并计算两组样本之间的组内平方和、平均组内平方和、组间平方和、平均组间平方和。F检验结果为平均组间平方和除以平均组内平方和的值。通过该方法得到的F检验结果，表明两组样本间的差异最大，但每组样本内的相互影响最小。相关计算公式如下：

（1）样本方差：，n_j表示某一组样本所含的样本数，j为海温资料分组，j=1、2；

（2）组内平方和：S₂=S⁽¹⁾+S⁽²⁾；

（3）组间平方和：，其中X为总样本的平均值；

（4）平均组间平方和：，f₁为自由度，f₁=j-1；

（5）平均组内平方和：，f₂为自由度，f₂=n₁-1+n₂-1；

（6）F检验：），遵循自由度为（f₁, f₂）的分布。

在研究之先，通过分析与中国东部夏季三种类型雨带不同分布型有密切关系的200 hPa纬向风风场特征，提出一个新的东亚副热带夏季风指数^[20]。由于东亚地区高层200 hPa的112.5~135.0 °E，40.0~52.5 °N与115~135 °E，25~35 °N之间的纬向风变化具有显著差异，其反映了东亚中纬度高空西风急流南、北位置的变化，而西风急流的南、北进退影响冷空气活动位置的变化，从而对东亚夏季风和雨带位置产生影响。并且200 hPa纬向风与850 hPa经向风变化关系密切（850 hPa经向南风与200 hPa的20~40 °N西风具有负相关，与40~55 °N西风具有正相关关系）。表明高层中纬度区域的异常环流与低层季风气流联系紧密。因此，利用200 hPa的112.5~135.0 °E，40.0~52.5 °N的区域平均纬向风与115~135 °E，25~35 °N的平均纬向风之间的差值所定义的副热带夏季风指数，既表征了高空西风急流位置变化和中高纬冷空气活动异常的特征，又反映了低层东亚夏季风的活动。同时，新的副热带夏季风指数的强、弱变化与中国东部雨带位置的南、北差异对应关系较好，强季风指数年的雨带位置偏北，弱季风指数年的雨带位置偏南。新夏季风指数的计算公式为：

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3 冬季海温与东亚夏季风的关系 3.1 海温指数的定义

在东亚夏季风的预测中，需考虑很多外强迫信号，而海温异常强迫是其中最重要、信号最强的因子^[23]。因此本文基于新的东亚副热带夏季风指数研究前期海温对东亚夏季风和中国夏季降水分布的影响。根据新夏季风指数公式计算1958—2014年各年的夏季风指数，并以指数正、负0.8倍标准差为判据，得到这57年内的强、弱夏季风年。强夏季风年为1961、1963、1964、1967、1971、1972、1975、1976、1978、1981、1984、1990、1994、2006、2013年；弱夏季风年为1968、1974、1980、1982、1986、1992、1993、1998、2002、2014年。采用多变量方差分析方法分析与强、弱夏季风年对应的冬季（文中均指12、1、2月）海温场的显著差异区（图 1），图 1中阴影区表示通过1%~5%的显著性水平检验，表征该区域海温异常对夏季风指数的强、弱变化指示意义最高。可见，强、弱夏季风年在冬季海温场的显著差异区有4个区域，分别位于印度洋中南部、北太平洋中部和东部、南太平洋西部。分别计算这4个显著差异区与夏季中国东亚季风区降水的相关关系，发现印度洋中南部的显著差异区（55.5~70.5 °E，22.5~0.5 °S）和北太平洋东部的显著差异区（130.5~140.5 °W，14.5~25.5 °N）与季风区的降水有显著正相关（图 2），通过10%及以上的显著性水平检验。其它2个区域与季风区降水相关性不明显（图略）。因此定义印度洋中南部的显著差异区为关键区A，北太平洋东部的显著差异区为关键区B。由图 2a可见，关键区A的海温与夏季降水的主要相关区位于长江流域中部及以北地区。关键区B（图 2b）的海温与夏季降水的显著相关区位于长江流域中部和广西北部。2个关键区的海温与降水在内蒙古东部也有小范围的显著正相关区。对比图 2a和2b，2个关键区的海温与降水的相关区域在湖北中南部和江南地区西北部是一致的高相关区，通过5%的显著性水平检验，但关键区A的海温与东亚季风区夏季降水的相关区的范围明显大于关键区B。表明前期冬季关键区A的海温异常与东亚季风区夏季降水的关系更密切。

由于海温异常具有全球结构的特征，因此需要分析关键区A和B的平均海温的相关性。结果显示关键区A和B的海温具有显著正相关关系，相关系数达0.263，通过5%的显著性水平检验，表明两者具有一致的变化规律。由于关键区A和B的海温变化与东亚季风区的降水异常有密切关系，可表征东亚季风区降水的旱涝分布，两者之间又具有正反馈的变化机制。因此本文将关键区A和B的平均海温相加，构建印-太海温指数，分析前期海温异常变化对东亚夏季风和季风区夏季降水的影响。印-太海温指数计算公式为：

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3.2 海温指数与东亚季风区夏季降水的关系

由计算得到海温指数与夏季降水的相关场（图 3）可知，其相关性显著提高，相关系数最高通过1%的显著性水平检验。显著相关区域与关键区A、B分别计算得到的相关区相似，主要位于湖北中南部和江南地区西北部。同时，海温指数与由式（1）计算所得的夏季风指数间的相关系数为-0.311，通过5%的显著性水平检验，海温指数与夏季风指数密切相关。表明冬季2个海温关键区的海温变化对东亚夏季风具有不可忽视的作用，并且2个关键区海温的共同作用对长江、黄河间夏季降水的多寡也有明显影响。

以正、负1倍标准差作为海温指数偏强和偏弱的指标，得到海温指数偏强年有1958、1959、1970、1980、1986、1987、1998、2010年，海温指数偏弱年有1971、1972、1974、1975、1976、1985、1999、2000、2008年（图 4）。

图 5展示强、弱海温指数年的合成距平降水场。强海温指数年（图 5a）东亚季风区大部多雨，尤其黄河流域到长江流域之间，降水正距平中心与图 3中的显著相关中心吻合。江南东部和华南东部少雨。弱海温指数年（图 5b），东亚季风区大范围少雨，黄河流域到长江流域间为少雨中心，负距平中心与图 5a的正距平中心基本一致，黄淮东部、江淮东部、江南东部、华南东部和华南西部多雨。

3.3 海温指数变化对东亚夏季风的影响机制

海气相互作用对气候产生影响，海温异常是大气环流异常的重要影响因子。下面分析强、弱海温指数年对应的夏季高、低层合成风场的特征，以期找到前期海温异常时，夏季东亚季风成员的变化特征。采用施能等^[24]的方法对强、弱海温指数年的差值合成风场进行检验，得到强、弱海温指数年对应的不同高度层合成风场的显著差异区。为了比较海温指数对应的环流场与新东亚夏季风指数对应的环流场之间的特征，对强、弱夏季风指数年的差值合成风场进行同样的检验（图 6）。

图 7是强、弱海温指数年与强、弱东亚夏季风指数年对应的850 hPa和200 hPa夏季合成风场，对应分析图 7与图 6的合成风场显著差异区。可见，强、弱海温指数年对应的夏季850 hPa合成风场的显著差异分别表现为索马里越赤道气流、季风槽、西太平洋副热带高压南侧气流异常（图 7中阴影区）。夏季200 hPa合成风场特征：通过显著性检验的差异区面积小，分布较零散。但从风场可看出强、弱海温指数年合成的风场的显著差异表现在中纬度西风急流和南亚高压的位置和强度的不同。强、弱东亚夏季风指数年对应的夏季850 hPa合成风场的显著差异在于东亚东部南、北风的异常分布，200 hPa合成风场的显著差异表现为中高纬度地区环流场的反向分布特征。

由图 7a和7b可见，强海温指数年（图 7a），索马里越赤道气流加强，赤道105~120 °E附近为异常西北气流控制，说明澳洲越赤道气流减弱。西太平洋为异常反气旋环流，反气旋环流西侧异常西南风延伸到35 °N附近，并造成南海南部、中南半岛到孟加拉湾低空的异常东风气流，有利于东亚夏季风向北移动。东亚夏季风推进到长江流域以北，中国大陆由西南到长江流域以北主要是异常强大的西南气流控制。同时，在30~40 °N有偏东北气流活动，中纬度的冷空气扰动较明显，冷暖气流在30 °N附近交汇。这样的形势有利于中国东亚季风区降水增多。比较图 7b，索马里以东盛行异常南风，越赤道气流减弱，但赤道105~120 °E附近为西南气流，澳洲越赤道气流偏强。孟加拉湾为反气旋环流控制，使得季风低压强度偏弱，北半球100 °E以东的低纬地区为异常偏西气流控制，西太平洋（120~135 °E，25~35 °N附近）为异常气旋性环流，其西侧的中国大陆东部为异常东北风控制，东亚季风向北推进的动力不足，造成东亚季风区降水偏少。850 hPa辐合低压位置在中国的西南地区，低压前的弱偏西南气流在华南西部，这种形势易导致雨带位置偏南、偏西。

分析夏季200 hPa合成风场特征可知，通过显著性检验的差异区面积小，分布较零散。但从风场可看出强、弱海温指数年的中纬度西风急流和南亚高压的位置和强度显著不同。Lau等^[25]指出，东亚地区高空西风急流位置的变化受30~50 °N蒙古高原-日本附近异常距平环流的影响，距平环流为气旋型则有利于急流位置偏南，反气旋性活动则有利于急流位置偏北。强海温指数年（图 7c），50~130 °E，28~38 °N为异常西风距平，表明西风急流偏强，30~50 °N为异常气旋性环流（C），有利于西风急流位置偏南，中纬度冷空气活动较强且冷、暖空气的交汇位置偏南。弱海温指数年（图 7d），80~120 °E，28~42 °N区域为异常东风距平，表明中纬度西风急流减弱，30~50 °N为异常反气旋性环流（A），表明高层冷空气活动较弱且位置偏北。对比图 7c和7d，强海温指数年20~30 °N为异常反气旋环流（A），表明南亚高压强且东伸，弱海温指数年该区域为气旋式环流（C），表明南亚高压弱且偏西。研究表明^[26-28]，南亚高压东伸和西太平洋副高的西伸具有“相向而行、向背而去”的趋势，南亚高压的东伸是副高西伸加强的动力原因之一。比较500 hPa合成风场（图略），强海温指数年的西太平洋副高偏西、偏北，弱海温指数年的副高偏南、偏东。而副高偏西（东）可造成副热带夏季风偏强（弱）。

200 hPa强海温指数年（图 7c）的环流特征与弱东亚夏季风指数年环流场（图 7h）较一致，中纬度的异常西风急流、30~50 °N蒙古高原-日本附近的异常气旋性环流等特征基本吻合。图 7d和7g也表现出弱海温指数年与强东亚夏季风指数年对应的环流场具有相似的特征。但在850 hPa上，强（弱）海温指数年与弱（强）东亚夏季风指数年对应的环流场的相似特征不如200 hPa上的清晰，但热带东风急流（5~15 °N附近）、澳洲越赤道气流的相似分布较明显。强海温指数年和弱夏季风指数年在5~15 °N附近都是异常东风气流，伴随东亚东部至南海为反气旋环流（A）控制，但弱夏季风指数年对应的反气旋环流更为偏东、偏南。弱海温指数年和强东亚夏季风指数年在5~15 °N附近为异常西风气流，反映了孟加拉湾低压偏弱，且在中国西南地区均有气旋式环流（C）。虽然热带洋面上空的西风气流变化具有强（弱）海温指数年对应弱（强）东亚夏季风指数年的特征，但在25 °N以北、105 °E以东的东亚东北部区域，南、北风的异常分布却具有强（弱）海温指数年对应强（弱）东亚夏季风指数年的特征。强海温指数年和强东亚夏季风指数年的环流在东亚东北部都是异常南风气流。反之，弱海温指数年和弱东亚夏季风指数年均为异常北风气流。

为何850 hPa层次的强、弱海温指数年与弱、强季风指数年反映的环流变化并不完全一致？而200 hPa层次二者的环流变化却基本一致？考虑其原因是：由于新的东亚夏季风指数的定义是从200 hPa纬向风南、北区域差异出发，主要表征该层的中高纬度气流的变化对东亚夏季风的影响。因此以新的夏季风指数为出发点研究前期海温指数的影响，最为相似的环流特征还是集中在200 hPa层次。且东亚夏季风研究的侧重点不同，则定义的夏季风指数所反映的夏季风活动特征也存在较大差异。因此，本文定义的海温指数所反映的低层环流场与新的东亚副热带夏季风指数反映的环流场虽在东亚大陆南、北风异常的变化方面没有强、弱指数年反向对应的特点，但是否与其它夏季风指数反映的流场具有反向对应的特征还有待进一步的研究。

综上分析，强海温指数年的南亚高压偏强东伸，高压南侧东风急流强劲，低层索马里越赤道气流偏强、澳洲越赤道气流偏弱，西太平洋副高偏西和偏北、东亚季风区异常西南气流加强、东亚夏季风偏强，造成中国大陆降水增多，黄河流域和长江流域降水偏多。弱海温指数年的南亚高压偏弱、偏西，高压南侧东风急流减弱，低层索马里越赤道气流减弱，澳洲越赤道气流偏强，西太平洋副高偏东和偏南、东亚季风区异常东北风控制、东亚夏季风偏弱，中国大陆降水偏南、偏西，黄河流域和长江流域降水偏少。

4 结论和讨论

本文基于新的东亚副热带夏季风指数的理论，通过分析强、弱夏季风指数年前期冬季海温的显著差异，定义了包含印度洋海温变化和东太平洋海温变化的印-太海温指数，并分析了海温指数与夏季中国东亚季风区降水的关系，剖析强、弱海温指数年东亚夏季风成员异常变化。

（1）与东亚季风区夏季降水有密切关系的冬季海温关键区分别在印度洋中南部（55.5~70.5 °E，22.5~0.5 °S）和北太平洋东部（130.5~140.5 °W，14.5~25.5 °N）。两片关键区的海温有较高的正相关关系，其综合变化与长江流域夏季降水的关系也十分密切。

（2）依据海温指数判断强、弱海温指数年，其合成距平降水场具有相反的分布形势。强海温指数年，夏季中国大范围降水偏多，仅江南东部和华南东部少雨。弱海温指数年，夏季中国大范围降水偏少，但黄淮东部、江淮东部、江南东部、华南东部和华南西部多雨。

（3）分析强、弱海温指数年对应的夏季高、低层合成风场形势，表明强（弱）海温指数年南亚高压偏强东伸（偏弱西退）、高层中纬度西风急流偏强（弱）且位置偏南（北）、低层索马里越赤道气流偏强（弱）、澳洲越赤道气流偏弱（强）、西太平洋副高偏西和偏北（偏东和偏南）、东亚夏季风偏强（弱）、中国大陆降水增多（减少）、黄河流域和长江流域降水偏多（少）。

本文定义的印-太海温指数对夏季东亚季风的活动和中国东部的降水分布型有一定预测意义。但是影响季风系统的因子很多且其中的变化十分复杂，仅考虑前期海温的影响还不够，对本文提到的新东亚副热带夏季风指数的前期影响因子的研究，还有待进一步的工作。