東亞夏季風異常活動的多模態特征：不同再分析資料的比較分析

黃燕玲 陳海山 蔣薇 許蓓 李忠賢

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東亞夏季風異常活動的多模態特征：不同再分析資料的比較分析

黃燕玲1, 2陳海山1, 2蔣薇3許蓓1, 2李忠賢1, 2

1南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心，氣象災害教育部重點實驗室，南京210044;2南京信息工程大學大氣科學學院，南京210044;3江蘇省氣候中心，南京210008

利用1979～2002年ERA-40、ERA interim、JRA-25和NCEP-DOE AMIP-II（簡稱為NCEP-2）再分析資料，采用擴展經驗正交分解（EEOF）、相關分析等方法，對比分析了不同資料所揭示的東亞夏季風異常活動的多模態特征，在此基礎上探討了東亞夏季風異常活動各模態對應的大氣環流異常分布型及其與中國夏季降水的可能聯系。結果表明：（1）四套再分析資料所揭示的東亞夏季風異常活動均存在三種差異顯著的空間模態，且各套資料對東亞夏季風異常活動空間多模態特征具有很好的一致性，僅NCEP-2的結果與其他資料略有差異。（2）第一模態體現了夏季風年際異常在中國南方和北方的反相變化，并具有顯著的3～6年和準8年周期；與正（負）時間系數相對應，850 hPa風場、500 hPa高度場、SLP均顯示東亞沿岸存在從西北太平洋經過日本以南到達鄂霍次克海的“－＋－”（“＋－＋”）經向三極型結構；相應的降水變化在長江中下游為顯著的負（正）異常，而在我國東北東部、東南沿海及云南西部則為正（負）異常。（3）第二模態反映了夏季風活動主導模態的一致性變化且在1993年左右發生年代際轉折，并呈現準12年周期的強弱交替分布。當對應的時間系數為正（負）時，850 hPa風場在環貝加爾湖地區受強大的異常反氣旋（氣旋）控制；500 hPa高度場上，中高緯地區表現為異常的緯向波列結構，具體表現為起源于歐洲大陸西部經西西伯利亞平原向東南方向延伸至東北亞地區的“＋－＋”（“－＋－”）的波列；SLP在我國大陸主要為正（負）異常，東亞夏季風整體減弱（加強）；對應的夏季降水異常場呈現“南澇北旱”（“南旱北澇”）的分布形勢。（4）第三模態表明了夏季風異常活動的東西反相變化，且有12～16年的準周期變化。對應正（負）的時間系數，115°E 以東地區盛行異常偏南（北）風，而115°E 以西地區主要盛行異常偏北（南）風；500 hPa高度場、SLP均顯示出東亞沿岸地區、鄂霍次克海至日本以南洋面的“－＋”（“＋－”）波列以及歐亞大陸北部的準緯向遙相關波列；夏季降水在我國大部分地區偏多（偏少），顯著變化主要位于黃淮及附近地區。

東亞夏季風 空間多模態 大氣環流異常 夏季降水 比較分析

1 引言

我國地處東亞季風區，是世界上最敏感的氣候脆弱區之一。東亞夏季風隨季節進退的早晚、強度異常，均會導致我國干旱或洪澇等重大氣候災害的發生。早在1934年，我國著名氣候學家竺可楨（1934）就探討了東南季風對我國夏季降水的可能影響；隨后，眾多氣象學者（涂長望和黃士松，1944；陶詩言等，1958；高由禧等，1962；郭其蘊，1983）對東亞夏季風的基本特征、季節進退及其對中國旱澇的影響展開了大量的研究。Tao和Chen（1987）系統地回顧了早期這方面的研究并提出了東亞季風系統的概念，明確指出東亞季風與印度季風之間的差異及其可能聯系。黃榮輝等（1999）和Huang et al.（2003，2012）先后對東亞夏季風變異特征及其成因方面的研究進行了較全面的總結，指出了大量關于東亞夏季風變異機理、模擬和預測方面需要深入研究的科學問題。近年來，對東亞夏季風的研究進入了嶄新階段，研究涉及的因子從海洋到陸地，從北半球到南半球，時間尺度上涵蓋了季節內、季節、年際和年代際變化。

東亞夏季風的變異不僅受熱帶大氣環流影響，而且深受中高緯環流異常（張慶云和陶詩言，1998；張存杰等，2004）以及海洋、陸面、積雪的影響，因此東亞夏季風復雜多變且呈現多時間尺度變化特征（趙平和南素蘭，2006；Ding，2008）。已有的研究表明，東亞季風的季節性進退和我國東部降水的聯系極為緊密（Tao and Chen，1987），且主要受熱帶西太平洋暖池上空對流活動（黃榮輝和孫鳳英，1994）、大氣季節內振蕩（琚建華等，2005）等因子的影響。東亞夏季風的年際變率則受眾多因子的共同影響，例如：青藏高原的動力（Hahn and Manabe，1975）和熱力強迫（Zhang et al.，2002；吳國雄等，2004）、北極海冰（Wu et al.，2009a）、歐亞積雪（Wu et al.，2009b）、土壤濕度（梁樂寧和陳海山，2010；Zhang and Zuo，2011）以及ENSO（Wang et al.，2000；Huang et al.，2003）等。

上世紀70年代末，東亞夏季風在發生了一次顯著年代際突變：東亞夏季風明顯減弱，中國長 江流域降水顯著增多，華北降水明顯減少（Wang，2001；Ding et al.，2008）。作為下墊面外強迫因子，全球海溫以及高原熱力作用，對季風環流年代際轉折起到重要作用。一些學者（Chang et al.，2000；張慶云等，2007）認為北太平洋主模態及其年代際影響下ENSO的變化和太平洋中東部的迅速增溫是這次環流年代際變化的主要原因；另外一些學者（Li et al.，2008；Huang et al.，2010）則指出印度洋海溫變化同樣會引起該年代際轉折；而青藏高原冬季積雪增加，地表熱源減弱則被認為是亞洲季風年代際減弱的另一重要原因（Duan and Wu，2008；Ding et al.，2009）。最近的研究表明（Kwon et al.，2007；張人禾等，2008；黃榮輝等，2011；唐佳和武炳義，2012），除了上世紀70年代末的躍變外，東亞夏季氣候在上世紀90年代中期還發生了一次明顯的年代際變化。

關于東亞夏季風變異的研究，一般是把季風作為整體，從不同角度構造季風指數來研究季風的變化。Wang et al.（2008）總結了東亞夏季風指數的定義，并根據季風的環流系統以及降水特征進行了分類，大多數的季風指數主要體現了東亞夏季風活動的總體特征。然而，季風作為一個復雜的大尺度環流系統，使用單一的指數很難刻畫其更為細致的變化特征，也很大程度上阻礙了對其變異機理的理解和認識。最近，一些研究已經開始關注東亞夏季風異常活動更為細致的特征，例如：Wu et al.（2008）使用復經驗正交函數方法揭示了東亞地區夏季（6～8月）850 hPa風場變率的優勢模態；而徐艷虹等（2013）對東亞地區850 hPa夏季經向風進行EOF分析，結果均表明東亞夏季風是一個復雜系統，受中、高緯大氣環流的影響，因此使用單一指數或模態來描寫季風變異并不十分合理。然而，我們也注意到以上研究僅僅利用來源較為單一的資料來分析東亞夏季風的多模態特征；另外Wu et al.（2008）使用CEOF方法所揭示的東亞夏季風多模態特征時，各子模態之間存在一定關系，無法確定每個子模態的方差貢獻。因此，選擇合適的統計方法，通過更多來源的資料來識別東亞夏季風活動的多模態特征是十分必要的。

目前，再分析資料由于覆蓋范圍廣，時間序列長而被廣泛使用于氣候及氣候變化的相關研究。歐洲中期天氣預報中心發布的ERA-40（Uppala et al.，2005）與ERA interim（Dee et al.，2011）、美國國家環境預測中心和國家大氣研究中心發布的NCEP-DOE AMIP-II再分析資料（Kanamitsu et al.，2002）以及日本氣象廳發布的JRA-25（Onogi et al.，2007）是目前被廣泛應用的四套再分析資料。但再分析資料的產生過程極為復雜，資料來源、模式參數化方案和資料同化系統等因素使得資料之間存在較大的差異（Bromwich and Fogt，2004；Li et al.，2005）。目前，針對東亞季風區再分析資料的對比取得了一些成果（Annamalai et al.，1999；徐影等，2001；Wu et al.，2005），但大多數是比較一段時間內的降水、位勢高度、氣溫等氣象要素平均值。而本文目的正是利用上述四套再分析資料，對比分析了不同資料所揭示的東亞夏季風異常活動的多模態特征，在此基礎上探討了東亞夏季風異常活動的多模態對應的大氣環流異常分布型及其與中國夏季降水的可能聯系。

2 資料與方法

本文所用的四套再分析資料，分別是歐洲中心ERA-40、ERA interim、日本氣象廳JRA-25以及美國環境預報中心NCEP-DOE AMIP-II（簡稱為NCEP-2）月平均再分析資料，包括850 hPa風場、500 hPa位勢高度、海平面氣壓，分辨率為2.5°×2.5°（緯度×經度），考慮資料統一性，資料長度都是1979～2002年共24年。此外還用到中國氣象局整編的1951～2012年160站月平均降水量資料。

本文使用的方法主要有擴展經驗正交函數（EEOF）分解、相關分析、檢驗等方法。其中，對風場的EEOF分解是將東亞區域（10°～60°N，100°～140°E）850 hPa上357個格點的、合并起來，組成為空間點=714（357×2），時間點=24的資料矩陣。然后使用通常的標量場的EOF方法，計算出特征向量和對應的時間權重系數，特征向量有357×2個值，將前（后）357個值分別作為、的特征量，就可以分析特征向量圖（是二維的流場圖），對應的時間權重系數是24年。

3 東亞夏季風多模態特征的分析與比較

由于東亞夏季風是一個復雜的大尺度系統，使用單一的指數或模態來闡述東亞夏季風的變化并不合理。低層風向的季節性轉變是季風環流的變化核心，因此從季風的本質出發，用低層風場的變化可以更為直接地描述季風的異常活動（Goswami et al.，1999；Lau et al.，2000）。季風的變化與低層經、緯向風均有緊密的聯系，單獨使用經向風或者緯向風不能正確描述復雜的東亞夏季風變化。因此，本文選用ERA-40、ERA interim、JRA-25和NCEP-2（1979～2002）24年再分析資料，分別從動力學角度入手采用擴展經驗正交方法分解東亞區域（10°～60°N，100°～140°E）850 hPa風場標準化距平值得到東亞夏季風活動的前三個模態，根據North et al.（1982）提出的特征值誤差分析，這三個模態通過顯著性檢驗，是有價值的信號，可以反映東亞夏季風活動的主要特征。初步分析表明東亞夏季風異常活動確實存在明顯的多空間模態特征，以下分別對比分析前三個主要模態主要特征和相應的大氣環流異常，并討論不同模態與中國夏季降水可能存在的聯系。

3.1 第一模態

圖1給出了四套再分析資料揭示的東亞地區夏季平均850 hPa風場EEOF第一模態的空間分布與時間系數。比較圖1a、b、c、d發現，其方差貢獻率分別為22.9%、22.44%、21.45%、21.52%，數 值相差不大。對應第一模態時間系數（PC1）的正值，四份再分析資料揭示的東亞夏季風第一模態對應的850 hPa風場異常均呈現出一個經向三極型環流結構，中國南方地區、南海、西北太平洋為強大的異常氣旋性環流，華北、東北、朝鮮半島、日本東南部則受異常反氣旋控制，鄂霍次克海附近出現異常氣旋性環流。這種環流的經向三極結構反映了熱帶西太平洋熱力異常所激發的經向遙相關波列，Huang et al.（2006）研究表明熱帶西太平洋暖池熱源異常或者菲律賓附近異常對流活動通過EAP遙相關型可以導致東亞—西北太平洋的經向三極型異常環流分布。我國江南、華南為異常東北風控制，該區域夏季風減弱，華北、黃淮流域對應偏南氣流，夏季風增強。在江淮流域以南地區出現東北風異常，江淮流域以北地區則出現偏南風異常，導致江淮流域風場輻散，有利于夏季降水減少。圖1中各模態的環流型大致相同，僅在環流中心的位置和強度上略有差別。從時間系數分布圖上，可以發現第一模態主要體現東亞夏季風的年際變化，其中NCEP-2與其余三套資料的時間演變差異稍大，尤其是在1984、1990、1995以及1999年以后，但總體變化趨勢相當。進一步地，對時間序列進行小波分析（圖2），從功率譜圖上可以看到各資料相應的時間序列均具有顯著的3～6年和準8年的變化周期，其中NCEP-2的準8年周期未通過顯著性檢驗。結合小波實部系數圖可知，四套資料都揭示出東亞夏季風第一模態在這24年主要存在著準8年的周期，強8年周期和弱8年周期交替分布。在1990年代之前還存在4～5年的周期，1990年代以后轉為3年的準周期變化。綜上，東亞夏季風第一模態在時間演變上具有顯著的3～6年和準8年周期，其空間分布則表現出在中國北方和南方截然不同的強弱特征：高指數年，夏季風活動主體位置偏北，呈現北方強（弱），南方弱（強）的特點；低指數年，則相反。

為了進一步認識與東亞夏季風第一模態相聯系的大氣環流異常，進一步對比分析了各套資料同期相應的500 hPa位勢高度場和海平面氣壓場（SLP）。計算第一模態對應的時間系數與500 hPa位勢高度場的相關分布，如圖3所示，對應PC1的正值，不同資料均揭示了自西北太平洋經過日本到鄂霍次克海的“－＋－”經向遙相關波列結構，類似于東亞太平洋遙相關型（EAP）（Nitta，1987；黃榮輝和李維京，1988），且低緯度地區顯著高度負異常幾乎覆蓋整個赤道。NCEP-2資料中，我國華北至日本為顯著正相關區，范圍相對其余三套資料略大。這可能是由于其時間系數與其他資料相差較大或者位勢高度場資料差異造成的。而第一模態對應的時間系數與SLP的相關分布特征（圖略）在亞洲大陸主要表現為負相關，顯著負相關區位于孟加拉灣至西北太平洋、青藏高原以北地區及鄂霍次克海地區，日本以東洋面則為正相關。SLP異常相關分布型在東亞沿岸地區與500 hPa位勢高度場較為類似，且各套資料之間的相關分布差異較小。

對應PC1高指數，我國夏季大部分地區降水減少，尤其是在長江中下游地區，降水顯著減少，而我國東北東部、東南沿海及云南西部降水增多（圖4）。我國夏季降水異常空間分布與東亞夏季風第一模態在動力學上相當一致：長江流域處于東北風和東南風之間的輻散風場，降水減少；我國華南地區位于異常氣旋性環流中心附近，降水顯著增加；東北東部處于異常氣旋中心附近，降水增加，而其西部地區受偏北風異常影響，降水顯著減少。從環流形勢來看，當PC1為低指數時，500 hPa高度場上鄂霍次克海附近阻塞高壓偏強，副熱帶高壓正異常位于熱帶西太平洋，副高增強西伸，脊線位置接近常年，使得西南季風和水汽輸送不易北推，導致我國長江流域發生洪澇（陳興芳和宋文玲，1994）。另外，熱帶西北太平洋中低層的異常反氣旋使得梅雨鋒停滯在長江流域，從而導致長江流域發生持續性降水（Chang et al.，2000）。圖1中不同資料均在1998年達到最小值－3.3左右，對應長江中下游發生強降水（圖4），這與歷史上1998年長江大洪水的發生相一致。

以上分析表明，四套再分析資料均能揭示東亞夏季風第一模態的時空分布特征，第一模態主要反映了夏季風年際異常在中國南方和北方的反相變化，相應的大氣環流異常表現在東亞沿岸地區為一個類似EAP的經向三極結構波列，而降水異常區域主要位于長江中下游地區。

圖1 東亞地區夏季850 hPa風場第一模態的（a?d）空間分布和（e）時間系數：（a）ERA-40；（b）ERA interim；（c）JRA-25；（d）NCEP-2

圖2 東亞地區夏季850 hPa風場第一模態對應的時間序列的小波分析：（a）ERA-40；（b）ERA interim；（c）JRA-25；（d）NCEP-2。左：小波實部系數；右：小波功率譜；虛線為0.1顯著性水平臨界值

圖3 東亞地區夏季850 hPa風場第一模態對應的時間系數與夏季平均500 hPa高度場的相關分布：（a）ERA-40；（b）ERA interim；（c）JRA-25；（d）NCEP-2。紅色和藍色陰影區分別表示正、負相關系數通過0.05顯著性水平

圖4 東亞地區夏季850 hPa風場第一模態對應的時間系數與中國夏季降水的相關分布：（a）ERA-40；（b）ERA interim；（c）JRA-25；（d）NCEP-2。黑色圓點表示通過0.05顯著性檢驗

3.2 第二模態

圖5顯示了四套再分析資料中東亞地區夏季平均850 hPa風場EEOF第二模態的空間分布與時間系數。由圖5我們可以看到，在夏季第二主模態上，中國大陸30°N以南為一個弱氣旋性環流，而在環貝加爾湖地區受強大的反氣旋環流控制；但其中ERA-40和ERA interim的分布型比較類似，JRA-25和NCEP-2在蒙古地區反氣旋性環流相對較弱。對應夏季經向風EEOF分析的第二模態時間系數（PC2）的正值，我國東北、華北、朝鮮半島、山東半島、渤海灣、長江中下游至江南地區盛行東北風異常，夏季風活動整體偏弱。反之，對應PC2負值，我國東部地區及朝鮮半島盛行大范圍的西南風異常，夏季風活動整體偏強。從相應的時間系數PC2上來看，四套資料揭示的第二模態在1993年左右均存在“由負轉正”現象，在1995年之前各資料間的差異略大但變化趨勢大體一致，在1995年之后各資料計算出的時間系數基本一致，其中NCEP-2在1979、1982、1990、2001年與其他三份資料差異較為明顯。對應PC2高指數，東亞地區主要盛行東北風，夏季風減弱，低指數情況下盛行西南風使得夏季風增強；在前15年中，NCEP-2只有2年為正PC2且絕對值很小（＜0.5），余下三套資料中有四年為正值，除了1979年數值略大于1，其余3年數值均小于0.5；而在后9年中四套資料均表現出除了1998年為負值外，其余年份均為正值。因此東亞夏季風在1993年左右可能發生了年代際轉折，這與Kwon et al（2007）、唐佳和武炳義（2012）及朱志偉等（2013）的結論是一致的，他們的研究結果表明，東亞夏季風在20世紀90年代初發生了明顯的年代際轉折。此外，圖6給出了PC2的小波分析，從右側的功率譜圖可以發現各份資料相應的時間序列在整個時間域的平均狀況上并無明顯的周期變化，而從左側的小波實部系數圖則發現：除了NCEP-2外，其余資料均顯示準12年周期的強弱交替分布。

為了進一步認識與東亞夏季風第二模態相聯系的大氣環流異常，圖7分別給出了四套不同資料500 hPa位勢高度場與第二模態對應的時間系數計算所得的相關分布。由圖7所示，當PC2為正值 時，500 hPa高度負異常中心分別在喀拉海至鄂霍次克海和我國南方，其中在我國南方地區的負異常中心只有NCEP-2資料通過0.05顯著性水平檢驗，它們之間的環貝加爾湖地區為顯著的正異常中心。我國北方和南方地區分別受異常高壓和異常低壓 控制，有利于北方降水減少，南方降水增加。另外，500 hPa高度場還表現出一個異常緯向波列結構，起源于歐洲大陸西部，經過西西伯利亞平原向東南方向延伸至東北亞地區，直接影響我國北方地區環流狀況。夏季SLP與PC2的相關分布（圖略）在亞洲高緯地區為負異常，在我國大陸主要為正異 常，則夏季亞洲大陸熱低壓減弱，東亞海陸熱力差異可能減小，使得東亞夏季風減弱。結合第二模態時間系數，1993年之后環貝加爾湖地區對流層中低層為異常強大的反氣旋所控制，這可能是環貝加爾湖地區地表氣溫持續增暖使得該地區易維持暖性異常反氣旋環流（徐康等，2011）。此外，考慮到第二模態時間序列有明顯的趨勢，這可能影響到相關分析中結果的穩定性和獨立性。因此，分析去除趨勢后的序列與環流場的相關分布（圖略），發現其500 hPa分布型與圖7類似，但環貝加爾湖地區的正異常中心范圍減小，而PC2去趨勢前后與SLP的相關分布也無明顯差異。

圖5 同圖1，但為東亞地區夏季850 hPa風場第二模態

圖6 同圖2，但為東亞地區夏季850 hPa風場第二模態對應的時間序列

PC2高指數情況下，各資料都呈現出在我國南方大部分地區夏季降水顯著增多，東北、華北東部、黃淮流域以及黃土高原附近降水減少（圖8）。因此PC2對我國夏季降水的影響，大致呈現“南澇北旱”形勢。結合時間系數，我國北方夏季降水在1993年以后顯著減少，南方夏季降水則明顯增加，呈現經向偶極型分布。鄧偉濤等（2009）研究表 明在20世紀90年代初，日本以南西北太平洋海溫由負距平向正距平分布轉變，同時菲律賓群島附近海溫異常偏暖，導致西太平洋副熱帶高壓偏南 偏西，使得中國東部夏季降水分布轉變成偶極形態。黃榮輝等（2011，2013）、Liu et al.（2011）分析我國東部夏季降水的時空分布存在兩種主模 態：經向三極子型和經向偶極子型，我國夏季降水異常在1993年以后經向偶極型降水開始起重要作用。Huang et al.（2011）分析表明我國華北、東北地區在1990年代后也進入相對干燥的時期。第二模態對應的降水異常分布與他們的結果相一致，反映了我國夏季降水在20世紀90年代初的年代際轉型，且該降水的年代際轉型可能與東亞夏季風第二模態的年代際轉折存在聯系。類似上述環流場的分析，將PC2去除線性趨勢后與中國降水求相關 （圖略），對應正指數年，各套資料均呈現出“南澇北旱”形勢，但南方地區的正相關只有少數地區通過顯著性檢驗。這也說明東亞夏季風第二模態確實與中國東部夏季降水的經向偶極子型存在一定的聯系。

圖7 東亞地區夏季850 hPa風場第二模態對應的時間系數與夏季平均500hPa高度場的相關分布：（a）ERA-40；（b）ERA interim；（c）JRA-25；（d）NCEP-2。紅色和藍色陰影區分別表示正、負相關系數通過0.05顯著性水平

圖8 東亞地區夏季850 hPa風場第二模態對應的時間系數與中國夏季降水的相關分布：（a）ERA-40；（b）ERA interim；（c）JRA-25；（d）NCEP-2。黑色圓點表示通過0.05顯著性檢驗

綜上，四套再分析資料均能揭示東亞夏季風第二模態的時空分布特征，空間分布上主要反映了夏季風活動的一致性變化，時間演變上在1993年左右發生明顯的年代際轉折，且無明顯周期變化。大氣環流異常主要表現在環貝加爾湖地區為一強大的反氣旋，對應的我國夏季降水異常為南方降水增加，北方降水減少。

3.3 第三模態

圖9給出了四套再分析資料揭示的東亞地區夏季平均850 hPa風場EEOF第三模態的空間分布與時間系數。對比分析可得，各資料在東亞夏季風第三模態上均表現為華北、東北地區受氣旋性環流控制，日本以南洋面為一反氣旋性環流異常中心。對應第三模態時間系數（PC3）正值，115°E 以東，我國東部沿海、華北東部、山東半島、朝鮮半島、日本海以及東北東部盛行偏南風異常，夏季風活動偏強；115°E 我國以西地區主要盛行偏北風異常，夏季風活動偏弱。反之，當PC3為負值時，我國東部沿海地區受偏北氣流控制，夏季風偏弱，而在其以西地區盛行偏南風，夏季風偏強。因此，東亞夏季風第三模態主要反映了夏季風活動的東西反相變化。其中NCEP-2的方差貢獻率為11.15%，相對較大，且在中國北方的氣旋略強于其他資料。從相應的時間系數演變來看，除了NCEP-2在1988年數值相對較小而在1993年系數相對較大以外，其他年份四份資料沒有明顯差異。另外，對PC3進行小波分析（圖10）可得，其功率譜強峰主要為12～16年的準周期變化，而小波系數圖上，PC3在1990年代之前存在6～8年的周期，1990年代以后轉為8～16年的周期變化。

與東亞夏季風第三模態相聯系的大氣環流異常，在PC3與500 hPa位勢高度相關場上（圖11），四套資料均顯示東亞沿岸地區經向偶極型波列，即鄂霍次克海為負異常中心而日本以南洋面為正異常中心。ERA-40、ERA interim和JRA-25資料還揭示了沿國際日期變更線，太平洋北部的阿留申地區與太平洋中部的夏威夷附近的位勢高度之間存在反相關，而NCEP-2中則不明顯。此外各資料PC3對應500 hPa高度場異常還表現出一個沿60°N歐亞大陸中高緯的準緯向遙相關波列，烏拉爾山和鄂霍次克海附近地區為負高度異常中心，貝加爾湖北部地區為正高度異常中心，該波列可能主要通過調節位于烏拉爾山和鄂霍次克海地區的阻塞高壓來間接影響東亞夏季風。張慶云和陶詩言（1998）指出東亞夏季風環流受歐亞大陸中高緯度環流影響很大，是夏季印度季風和東亞季風環流的主要差異之一。張存杰等（2004）指出大氣中存在顯著的低頻變化，這種變化是由于大氣環流中某些大尺度環流持續性異常所造成的，烏拉爾山和鄂霍次克海阻塞形勢就是一種常見的大尺度持續流型，它不僅影響局地天氣過程，還造成上下游的環流型異常，從而引起大范圍的天氣變化。海平面氣壓異常相關分布型在東亞沿岸以及歐亞大陸中高緯地區與500 hPa位勢高度場較為類似，表現為東亞沿岸地區經向偶極型波列和歐亞大陸北部準緯向遙相關波列，且各套資料之間的相關分布差異較小（圖略）。

圖9 同圖1，但為東亞地區夏季850 hPa風場第三模態

圖10 同圖2，但為東亞地區夏季850 hPa風場第三模態對應的時間序列

圖12為東亞地區夏季850 hPa風場第三模態對應的時間系數與中國夏季降水的相關分布。對應PC3的正值，不同資料均揭示我國大部分地區夏季降水增多，但只有在華北東部、北部以及山東半島等少數地方通過顯著性檢驗，而西南北部、西北東部、華北西部、江南地區以及內蒙古東部降水減少。反之，當PC3為負值時，我國大部分地區夏季降水減少。結合圖9，山東半島、華北東部至東北南部地區位于異常氣旋性環流中心附近，降水增加。

上述研究表明，四套再分析資料均能揭示東亞夏季風第三模態的時空分布特征，第三模態主要反映了夏季風活動以115oE 為界的東西反相變化。大氣環流異常場上，主要顯示了東亞沿岸地區經向偶極型波列以及歐亞大陸北部的準緯向遙相關波列，而夏季降水異常場在我國大部分地區降水增加，顯著變化的區域主要出現在黃河及附近地區。

4 結論與討論

本文首先利用ERA-40、ERA interim、JRA -25和NCEP-2再分析資料，通過EEOF方法分解850 hPa風場得到東亞夏季風前三個模態。根據North et al.（1982）的誤差分析，四套再分析資料揭示的前三個模態是可以區分的。四套再分析資料對東亞夏季風各模態的描述基本一致，其中NCEP-2與 其余資料差異略大，故本文主要分析各資料的共同特征。然后采用相關分析等方法，揭示了東亞地區夏季風異常活動的多模態特征及其與大氣環流異常、中國夏季降水的可能聯系。主要結論如下：

（1）東亞夏季風第一模態體現了夏季風年際異常在中國南方和北方的反相變化，并具有顯著的3～6年和8年的準周期變化。對應PC1的高值，我國北方受西南風控制夏季風偏強，南方為東北風則偏弱；反之，我國北方為東北風夏季風偏弱，南方為西南風夏季風偏強。在低層850 hPa風場、500 hPa高度場、海平面氣壓場都顯示東亞沿岸地區為一個經向三極型結構，從西北太平洋經過華北、東北、朝鮮半島、日本以南到達鄂霍次克海；對應的我國夏季降水異常場在長江中下游地區為顯著負異常，主要是由于該地區有異常的風場輻散，而我國東北東部、東南沿海及云南西部為降水正異常。

（2）東亞夏季風第二模態反映了夏季風活動主導模態的一致性變化，且在1993年左右發生年代際轉折，并呈現準12年周期的強弱交替分布。環流場上，低層850 hPa風場在長江流域以南為一個弱的異常氣旋性環流，而環貝加爾湖地區受強大的異常反氣旋控制；500 hPa高度場上，我國北方和南方地區分別受異常高壓和異常低壓控制，而中高緯地區表現為一個異常緯向波列結構，起源于歐洲大陸西部，經過西西伯利亞平原向東南方向延伸至東北亞地區；海平面氣壓場上，我國大陸主要為正異常，東亞海陸熱力差異可能減小，使得東亞夏季風減弱。對應的我國夏季降水異常場呈現“南澇北旱”形勢。結合時間系數，1993年之前夏季風整體偏強，1993年之后則整體偏弱，相應的夏季降水異常在1993年以后轉為經向偶極型，即“南澇北 旱”形勢。此外，去除第二模態時間序列的線性趨勢后，環流和降水的相關分布型無明顯差異，只是通過顯著性檢驗的區域減少。

（3）東亞夏季風第三模態主要表明了夏季風活動在我國的東西反相變化，且其時間序列在1990年代之前存在6～8年的周期，1990年代以后轉為8～16年的周期變化。當PC3為正值時，115°E 以東地區盛行偏南風異常，夏季風偏強，115°E 以西地區主要盛行偏北風異常，夏季風偏弱。大氣環流異常場上，500 hPa高度場、海平面氣壓場均顯示了東亞沿岸地區鄂霍次克海至日本以南洋面的“－＋”波列以及歐亞大陸北部的準緯向遙相關波列，從烏拉爾山附近經過貝加爾湖以北地區到達鄂霍次克海。相應的我國夏季降水異常場在我國大部分地區降水增多，西南北部、西北東部、華北西部、江南北部以及內蒙古東部降水減少，降水的顯著變化區域主要出現在黃淮及附近地區。

圖11 東亞地區夏季850 hPa風場第三模態對應的時間系數與夏季平均500hPa高度場的相關分布：（a）ERA-40；（b）ERA interim；（c）JRA-25；（d）NCEP-2。紅色和藍色陰影區分別表示正、負相關系數通過0.05顯著性水平

圖12 東亞地區夏季850 hPa風場第三模態對應的時間系數與中國夏季降水的相關分布：（a）ERA-40；（b）ERA interim；（c）JRA-25；（d）NCEP-2。黑色圓點表示通過0.05顯著性檢驗

本文首先利用多套再分析資料對比分析東亞夏季風多模態特征，結果表明東亞夏季風確實存在多模態特征，且不依賴于資料的來源；進一步的分析了各個模態對應的大氣環流異常及其與中國夏季降水的聯系。由于文章篇幅及資料時間長度所限，對于夏季風第二模態呈現的年代際轉折，沒有深入解釋其年代際轉折的原因及物理機制，且沒有進一步探討東亞夏季風各個模態與外強迫的關系。在今后的工作中，將重點探討東亞夏季風異常活動各個模態的同期、前期影響因子，如海溫、北極海冰、積雪等外強迫因子，并應用數值模擬試驗對診斷分析所得結論加以驗證，為研究和預測東亞夏季風變異機理提供一定的參考。

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Multi-spatial Modes of East Asian Summer Monsoon Activity: Comparative Analysis of Various Reanalysis Data

HUANG Yanling1, 2, CHEN Haishan1, 2, JIANG Wei3, XU Bei1, 2, and LI Zhongxian1,2

1,(),,2100442,2100443,210008

Based on ERA-40, ERA interim, JRA-25, and NCEP-DOE AMIP-II (NCEP-2) reanalysis data (1979–2002), we compare the basic features of the multi-spatial modes, which reflect the anomalous activity of the East Asian Summer Monsoon (EASM). The relevant atmospheric general circulation anomalies, as well as their association with the summer rainfall in China, are further explored by using statistical methods including correlation and extended empirical orthogonal function (EEOF) analysis. Results suggest that: (1) the EASM exhibits three typical spatial modes with significant differences, which are independent of the dataset sources, with the exception of NCEP-2 in which slightly different features are shown. (2) The first mode represents an out-of-phase variation of the summer wind between southern and northern China. The associated principal component has significant interannual variability with 3–6 and 8 year periods. Correspondingly, the positive (negative) time coefficients, 850 hPa wind, 500 hPa geopotential height, and sea level pressure (SLP) anomalies exhibit the “－＋－” (“＋－＋”) meridional tripole pattern in East China, from the western North Pacific (WNP), across Japan to the Okhotsk Sea. The summer precipitation tends to decrease (increase) in the middle and lower reaches of the Yangtze River, while it increases (decreases) over the east of northeast China, the southeast coast of China, and western Yunnan. (3) The second mode represents a consistency variation in the dominant mode of the EASM, which shows an interdecadal shift around 1993 and presents an alternating distribution with a quasi-12-year cycle. For a case with a positive (negative) time coefficient caused by the distribution of summer 850-hPa wind fields, there is an intensified anomalous anticyclonic circulation around Lake Baikal. There are also corresponding anomalous 500-hPa geopotential height fields exhibiting a “＋－＋” (“－＋－”) anomalous zonal wave pattern over the midhigh latitudes, originating from western Europe, across the West Siberia plain, and extending to northeast Asia. The relationship between the second mode and the summer mean SLP is characterized by an almost positive (negative) correlation, which causes the weakening (strengthening) of the EASM. Meanwhile, the summer precipitation mode of “flooding in the south and drought in the north” (“drought in the south and flooding in the north”) appears. (4) The third mode reflects the westward and eastward movement of the EASM, which exhibits a 12–16-year periodic variation. When the time coefficient is in its positive (negative) phase, southerly (northerly) anomalies cover the areas east of 115o E, and northerly (southerly) anomalies appear in the region west of 115o E. The SLP and the 500-hPa geopotential height show very similar correlation patterns, i.e., a “－＋” (“＋－”) wave-train-like pattern from Okhotsk to the ocean east to Japan and an anomalous quasi-zonal teleconnection pattern in northern Eurasia. Nevertheless, the distribution of summer precipitation anomalies in most areas of China is negative (positive), with significant anomalies found only near the Huang-Huai basin.

East Asian summer monsoon, Multi-spatial-modes, Atmospheric general circulation anomalies, Summer precipitation, Comparative analysis

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P467

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1404.13326

2013?12?08；網絡預出版日期 2014?05?26

國家自然科學基金項目41230422，科技部公益性行業（氣象）科研專項GYHY201206017，江蘇省自然科學基金——杰出青年基金項目BK20130047，新世紀優秀人才支持計劃

黃燕玲，女，1989 年出生，碩士研究生，主要從事陸面過程與短期氣候預測研究。E-mail:huangyanling33@163.com

陳海山，E-mail: haishan@nuist.edu.cn