 Climate Change Research Letters 气候变化研究快报, 2012, 1, 13-21 http://dx.doi.org/10.12677/ccrl.2012.11002 Published Online April 2012 (http://www.hanspub.org/journal/ccrl) Relationship between the Indian Ocean SST Change and Summer Precipitation Reduction in North China Lisheng Hao1, Yihui Ding2, W enying Kang3, Liang Xiang1 1Hebei Climate Center, Shijiazhuang 2National Climate Center, Beijing 3Hengshui Meteorological Bureau, Hengshui Email: hls54515@163.com Received: Feb. 3rd, 2012; revised: Mar. 1st, 2012; accepted: Mar. 7th, 2012 Abstract: Based on the precipitation data in North China, NCEP/NCAR reanalysis data and NOAA extended recon- structed sea surface temperature (SST) V3b, we investigate the relation between the Indian Ocean sea surface tempera- ture changes and reductions of summer precipitation in North China. The results show that the increase in the tropical Indian Ocean SST in the previous year will result in the reduction of summer precipitation in North China in the fol- lowing year, while the tropical Pacific Ocean SST increase will cause more summer precipitation in North China the next year, with an opposite effect. In the same year, SST increase in both the tropical Indian Ocean and in the tropical Pacific Ocean will cause the reduction of summer precipitation in North China, they have reinforcing role. Early SST change in the tropical Indian Ocean has more important impact on the summer precipitation in North China than that in Pacific Ocean. SST increase in the tropical Indian Ocean will cause the weakening of the East Asian winter monsoon, the increase of the winter-spring precipitation, then affect the summer land-sea thermal contrast, lead to north wind anomalies in the summer of East Asia, and inadequate water vapor, decrease in summer precipitation in North China. The IOD impact on summer precipitation is main ly through th e summer subtropical high ch anges. The decreasing trend of summer precipitation in North China in the past 60 years is due to impact of the SST and IOD index to increase in the tropical Indian Ocean, and the overall SST increase plays a more important role. Keywords: North China; Precipitation Reduction; Indian Ocean; SST; Influence 印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系 郝立生 1，丁一汇 2，康文英 3，向 亮1 1河北省气候中心，石家庄 2国家气候中心，北京 3衡水市气象局，衡水 Email: hls54515@163.com 收稿日期：2012 年2月3日；修回日期：2012 年3月1日；录用日期：2012 年3月7日 摘 要：使用华北地区降水资料、NCEP/NCAR 再分析资料和 NOAA 重构的海温资料，研究印度洋海温变化与 华北夏季降水减少的关系。结果表明，上年热带印度洋海温升高会造成下年华北夏季降水减少，而热带太平洋 海温升高会使下年华北夏季降水增多，两者的影响相反。当年热带印度洋海温升高、热带太平洋海温升高都会 造成华北夏季降水减少，两者的影响起互相加强的作用。前期热带印度洋海温变化对华北夏季降水的影响比太 平洋海温变化重要。热带印度洋海温整体升高是通过东亚冬季风减弱，东亚冬季降水增加，进而影响春、夏海 陆热力对比，使东亚夏季出现明显北风异常，水汽来源不足和动力辐合条件减弱，造成华北夏季降水减少。而 IOD 主要是通过夏季副热带高压变化来影响夏季降水。近 60年华北夏季降水出现减少趋势可能与热带印度洋海 温升高和IOD 指数升高有关，其中热带印度洋海温整体升高的影响更为重要。 Copyright © 2012 Hanspub 13  印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系 Copyright © 2012 Hanspub 14 关键词：华北；降水减少；印度洋；海温；影响 1. 引言 华北降水异常是由于大气环流变化造成的，而海 温对大气环流有重要影响，它已成为降水预测非常重 要的一个参考指标。由于厄尔尼诺对气候的显著影 响，太平洋海温首先成为最受关注的因子，这方面的 研究成果很多。例如，黄荣辉等[1]研究指出，华北夏 季降水发生改变可能主要是由于60 年代中期和 80年 代到 90 年代初赤道东太平洋海表温度明显升高所致。 在以往研究中，ENSO(El Niño/Southern Oscillation)事 件和太平洋十年涛动(Pacific Decadal Oscillation，简称 PDO)是最受关注的因子。ENSO 是指热带太平洋地区 海气相互作用，它对全球气候有重要的影响[2]，例如 ENSO 发生时，澳大利亚和印尼的干旱、南美沿岸洪 涝、印度季风减弱、美国西北干旱等等。ENSO 对我 国降水也有重大影响，一般来说，ENSO 事件的发展 阶段，我国江淮流域和长江中下游地区夏季风降水偏 多，多洪涝，而华北和江南降水偏少，华北多干旱。 除ENSO 外，杨修群等[3]研究发现，当华北地区干旱 时，则热带中东太平洋海温偏高，北太平洋中部海温 偏低，即太平洋上主要表现为PDO 暖位相，这时， 华北地区气温偏高，由异常西北风控制，不利于水汽 向华北地区输送。邓伟涛等[4]进一步研究发现，20世 纪70 年代中后期，北太平洋中纬度海温由正距平向 负距平转变，PDO 由负位相向正位相转变，通过影响 东亚夏季风环流系统，使东亚夏季风由强变弱，中国 东部降水呈现出由“+ – +”转变为“– + –”的分布形 态，华北由多雨转为少雨。 除太平洋海温影响外，印度洋海温的影响也不可 忽视。因为印度洋紧邻亚洲大陆，它的海表温度变化 应该对我国降水也有重要影响。于是，一些学者在研 究太平洋海温作用的同时也把印度洋海温一并考虑。 例如，琚建华等[5]对太平洋–印度洋地区海温异常进 行统计发现，赤道东太平洋、热带西印度洋海温升高 (降低)，对应西太平洋暖池和热带东印度洋地区海温 降低(升高)，他们称这种有机联系的变化为太平洋– 印度洋海温异常模态。这种异常模态在春、夏、秋、 冬四季的时间系数都是70 年代中期以前以负位相为 主，即赤道东太平洋、热带西印度洋海温偏低，西太 平洋暖池和热带东印度洋地区海温偏高；而 1977 年 以后，该模态系数以正位相为主。陈文等[6]认为，华 北夏季降水从 1976 年开始明显减少，与太平洋、印 度洋 1976 年开始明显增暖的年代际变化密切相关， 整个印度洋海温变化与华北夏季降水的负相关性非 常显著，同赤道中东太平洋的负相关性不相上下。总 之，关于印度洋对降水的影响研究成果还比较少，对 于华北降水影响方面的研究成果更少。自 Saji 等[7]提 出印度洋偶极子(Indi a n Ocean Dipole，简称IOD)概念 并研究了其变化对东亚气候的影响后，针对印度洋海 温变化对气候的影响才逐渐增多[8-10]。 海温对降水的影响有着复杂的过程，很多机制问 题还没有解决。Zhou等[11]认为，近50年来(1950~2000) 全球陆地季风降水整体减弱趋势是由于全球热带大 洋增暖的强迫作用所致，利用实际历史海温驱动大气 环流模式，能够合理地再现全球陆地季风降水的减弱 趋势。Li 等[12]数值试验也证实了热带海温对东亚季风 环流年代际变化的驱动作用，即赤道太平洋和印度洋 的变暖是导致东亚夏季风减弱的重要因子。尽管不同 的模式都合理再现了季风环流的年代际变化，但是其 模拟的东亚季风降水变化，较之观测依然存在很大的 偏差。关于海温对降水的影响机制仍然是值得进一步 深入研究的课题。 综上所述，降水异常是大气环流异常造成的，而 海温是影响大气环流的重要因子。鉴于以往关于太平 洋海温对华北降水影响的研究比较多，本文重点分析 印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系。 2. 资料和方法 本文用到三种资料：1) 降水资料。使用国家气候 中心整理的 160 站1951~2010 年月降水资料。2) 海温 资料。使用 NOAA 重构的月平均海温资料，即 NOAA_ERSST_V3 data[13] ，取自 NOAA/OAR/ESRL PSD，Boulder，Colorado，USA (http://www.cdc.noaa.gov/)， 时间 1951~2010 年，水平分辨率为 2˚ × 2˚，全球 180 × 89 个格点。3) 大气环流资料。使用 NCEP/NCAR 再 分析资料[14]，取自NOAA/OAR/ESRL PSD，Boulder， Colorado，USA (http://www.cdc.noaa.gov/)，时间 1951~  印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系 2010 年，选用要素为850 hPa水平风场、500 hPa高 度场，水平分辨率 2.5˚ × 2.5˚。 本文所用的方法主要有线性回归、单点相关分 析、偏相关分析、经验正交分解(EOF)、奇异值分解 (SVD)和环流重构[15]等方法。 3. 印度洋海温变化与华北夏季降水的关系 3.1. IOD、ENSO 与华北夏季降水的关系 IOD 是指发生在印度洋的一种特殊的海温模态。 参照 Saji 等[7]的文献，将IOD 指数定义为热带西印度 洋(50˚E~70˚E，10˚S~10˚N)和赤道东南印度洋 (90˚E~110˚E，10˚S~0)的平均海表温度异常之差，正 IOD 事件对应印度洋西侧近赤道的 SST异常偏高，而 印度洋东南侧近赤道的 SST 异常偏低，负 IOD 事件 反之。描述 ENSO 采用 Nino3 指数。计算 IOD和Nino3 指数时，用 1971~2000 年平均值计算距平。华北夏季 降水序列使用国家气候中心整理的 160 站降水资料中 的北京、天津、承德、张家口、石家庄、邢台、长治、 太原、临汾 9站资料代表。统计分析表明，IOD 持续 时间较短，一般在一年内发生并结束，其发生具有准 2年的周期。而 ENSO持续时间较长，可跨越 2~3 年， 其发生具有准2~7 年的周期。两者持续时间和发生周 期明显不同。两者成熟位相时间也明显不同，IOD 一 般在秋季成熟，而El Niño(La Niña)一般在冬季成熟。 Nino3 指数变化幅度明显大于 IOD 指数变化幅度(见 图1)。 从图 1上可以看到，IOD 与Nino3峰值位相并不 完全一致，如果在强 El Niño发生时伴有正 IOD 位相， 会使第二年华北夏季降水严重偏少，如 1972 年、1997 年。1986 年，由于 El Niño位相与 IOD 位相相反，尽 管El Niño很强，但降水减少不像 1972、1997 年那样 严重。 为了比较 IOD、ENSO 二者与华北夏季降水的关 系，分别计算不同月份IOD 与对应的 Nino3 的同期相 关系数(图2)、IOD 超前(滞后)ENSO 时的相关系数(图 3)、以及不同季节 IOD、Nino3指数与华北夏季降水 的相关系数(图4)。为了更好分析它们之间的相关性， 计算时去掉了它们各自的变化趋势部分。 -3.0 -2.0 -1.0 0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010 IOD Nino3 SSTA/℃ year Figure 1. Variations of IOD index (solid line), Nino3 index (dashed line) in 1951-2010 图1. 1951~2010年印度洋 IOD指数(实线)、太平洋 Nino3指数(虚线)变化 -0.5 -0.25 0 0.25 0.5 0.75 123456789101112 Correlation coefficient month Figure 2. Correlation coefficient between the monthly IOD index and Nino3 index, dashed line is 95% significant level 图2. 各月 Nino3 指数与IOD 指数的相关系数，虚线是95%显著水平 - 0.1 0 0.1 0.2 0.3 -6 -5-4 -3-2 -10123456 Correlation coefficient month Figure 3. Correlation coefficient for IOD lead (lag) Nino3 index, dashed line is 95% significant level, –1 means the advance 图3. IOD超前(滞后)Nino3 指数相关系数，虚线是95%显著水平， –1 指超前 Copyright © 2012 Hanspub 15  印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系 -0.5 -0.4 -0.3 -0.2 -0.1 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 spr-1 sum-1 aut-1 win-1 spr0 sum0 IOD Nino3 IOD-Nino3 Nino3-IOD 95% 95% Correlation coefficient season Figure 4. Correlation coefficient between summer precipitation in 图4. 华北夏季降水 数的相关系数，–1 从图 2可以看到，在1月，IOD 与ENSO 相关性 很小 1~5个月 时， SO 的 影响 3.2. 热带海温与华北夏季降水的关系 近60 年来，华北夏季降水呈减少趋势，热带印 度洋 的相关 性， North China and seasonal IOD index, Nino3 index. –1 means the previous year, 0 refers to the same year. IOD-Nino3 represents the effect of removed Nino3 influence, Nino3-IOD represents the effect of removed IOD influence 与不同季节 IOD、Nino3 指 指上年，0指当年。IOD-Nino3 代表去掉 Nino3 影响后的相关， Nino3-IOD 代表去掉 IOD影响后的相关 ，在 2~4月，IOD 与ENSO 呈显著的负相关，5~7 月，二者相关性也比较小，8~12 月，二者存在明显的 正相关关系，其中 10 月的相关性最为显著。这表明， IOD、ENSO 变化不是同位相的，春季，两者变化趋 势相反，而在秋季，两者变化位相相同。 从图 3上可以看到，当IOD超前ENSO 二者相关显著，超前1~3 个月相关系数最大。二 者的同时相关系数也很显著，但明显比 IOD 超前1~3 个月时小。随 IOD 滞后ENSO 月份增加，相关系数越 来越小。这说明，IOD 与ENSO 有联系的，从二者超 前、滞后相关系数大小看，IOD 不是在ENSO 发生后 出现的，而应是超前 ENSO 1~3个月发生。 从图 4可以看到，对于 IOD，没有去掉 EN 时，华北夏季降水与上年夏季、秋季、冬季 IOD 有明显的正相关关系，同年春季、夏季IOD 与华北夏 季降水相关性较小；当去掉 ENSO 的影响后，上年夏 季、秋季、冬季相关系数变化不大，只是当年春季、 夏季相关系数有所减小。对于ENSO，没有去除 IOD 的影响时，上年夏季、秋季、冬季ENSO 与华北夏季 降水相关性很小，当年春季、夏季ENSO 与华北夏季 降水有显著的负相关关系；当去掉 IOD 影响后，上年 夏季、秋季、冬季 ENSO 与华北夏季降水相关性更为 减小，春季、夏季负相关变化不大。因此，就海温来 说，上年夏季、秋季、冬季印度洋海温(IOD)与华北 夏季降水的相关最显著(正相关)，春季 IOD、ENSO 对华北夏季降水的作用相反，在夏季赤道东太平洋海 温(ENSO)与华北夏季降水的相关最显著(负相关)。因 此，前期 IOD对华北夏季降水的影响最显著，而同期 ENSO 对华北夏季降水的影响最显著，要提前预测华 北夏季降水更应关注前期 IOD 的变化情况。 (50˚E~100˚E，10˚S~10˚N)和热带中东太平洋 (150˚W~90˚W，10˚S~10˚N)海表温度都表现为升高趋 势，三者都通过了 95%的显著性检验。华北夏季降水 平均每 10 a 减少 18.5 mm，印度洋平均每 10 a 升高 0.14℃，太平洋平均每10 a升高仅0.1℃，见图 5。热 带印度洋海表温度变化波动幅度较小，而热带中东太 平洋海表温度变化比较剧烈，热带印度洋海表温度升 高幅度明显大于热带中东太平洋升温幅度。 为了分析华北夏季降水与热带海温变化 分别计算了华北夏季降水与上年(1~12 月平均)和 当年(1~12 月平均)的热带印度洋、热带中东太平洋海 温的直接相关系数和偏相关系数，见表 1。可以看到， 华北夏季降水与上年热带印度洋海温呈显著的负相 关，而与上年热带中东太平洋海温无相关性，但与当 年热带中东太平洋海温表现出显著的负相关性。由于 25 25.5 26 26.5 27 27.5 28 28.5 29 29.5 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010 0 100 200 300 400 500 600 SST/℃ Summer precipitation/mm year Figure 5. Variations of summer precipitation in North China ot- Table 1. (d ted line), SST in the tropical I n di an Ocean (thin line), the tropical eastern Pacific (thick line) in 1951-2010, slash is linear trend 图5. 1951~2010年华北夏季降水(点线)和热带印度洋(细线)、热带 平洋(粗线)SST 化，斜线是线性趋势 中东太 变 The correlation coefficient between summer rainfall in North China and the tropical sea surface temperature 表1. 华北夏季降水与热带海温相关系数 上年 当年 印度洋 太平洋 印度洋 太平洋 直接相关 ** – ––0.3734 –0.0001 * 0.4085** 0.3886** 偏相关 –0.4400** 0.2507 –0.2625** –0.2262* 注： 5%显过 验 **通过 9著检验，*通90%显著检。 Copyright © 2012 Hanspub 16  印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系 Copyright © 2012 Hanspub 17 在耦合关系，为 不同 见表。上年，热带印度洋海温与华北夏季降水 平洋海温对华北夏季降水有相反的影响，即上年印度 带印度洋海温、热带太平洋海温与华北夏季降水的负 偏高，会造成华北夏季降水减少更加显著。 海温升 高会造成 带印度洋海温变化对华北夏季降水的影响更为重要。 3.3. 印度洋海温主要模态与华北夏季降水 的关系 印度洋海温变化和太平洋海温变化存 了更好地分析印度洋海温与华北夏季降水的关系，应 去掉太平洋海温的影响，计算得到的偏相关系数明显 (1) 的负相关系数进一步增大，而热带中东太平洋海温表 现为比较显著的正相关，这说明热带印度洋海温与太 洋海温高会造成下年华北夏季降水偏少，而太平洋海 温偏高会造成下年华北夏季降水增多。对于当年，热 相关系数都有所减小，说明两地海温对华北夏季降水 的影响可能起互相加强的作用，如果当年两地海温都 总之，就海温变化来说，上年热带印度洋 印度洋海温对大气环流和华北降水有重要影响， 它存在什么样的主要模态呢？因为秋季印度洋海温 异常最显著[16]，所以，选择秋季海温作经验正交(EOF) 分解来识别印度洋海温主要模态。取前两个主要模态 进行分析(见图 6)，EOF1、EOF2 分别解释总方差的 50.6%和16%。 第一模态表现为赤道附近及以北地区海温为一 致的负异常。其时间系数为逐渐减小趋势，尤其 90 年代后期以来变为负值，这表明，赤道附近及以北地 区海温负异常逐渐减小，90 年代后期以来转为正异 常。第二模态表现为西部海温为负异常、东南部海温 为正异常，即负偶极子(IOD)型。其时间系数在1990 年以前呈波动减小，90年代波动振幅加剧，90 年代 后期以来又明显减小，系数大多为负值。这说明，1990 年以前，以负IOD 为主，90年代后期以来，以正IOD 为主。从海温场和时间系数变化看，近 50 年印度洋 海温升高、正 IOD指数加强趋势，与华北夏季降水减 少有很好的对应关系，即华北夏季降水减少可能与秋 季热带印度洋海温升高和正IOD 指数加强有关。 下年华北夏季降水减少，而热带太平洋海温 升高会使得下年华北夏季降水增多，两者的影响相 反。当年热带印度洋海温升高、热带太平洋海温升高 都会造成华北夏季降水减少，两者的影响起互相加强 的作用。华北夏季降水与前期热带印度洋海温的相关 系数大于与热带太平洋海温的相关系数，说明前期热 -15 -10 -5 0 5 10 15 1960 19701980 19902000 201 0 (c) Time coefficient year -10 -5 0 5 10 1960 19701980 19902000 2010 (d) Time coefficient year Figure 6. Spatial distribution of the characteristic vector (a, b) a coefficient (c, d) of EOF-1, EOF-2 of the Indian Ocean sea sur- 图6. 印度洋秋季 及时间系数(c, d) nd the time face temperature in autumn from EOF decomposition 海温 EOF 分解的第 1、第2特征向量的空间分布(a, b)  印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系 为了进一步分析秋季印 水的对应关系，将秋季热带印度洋海温场和中国160 站夏季降水场作奇异值分解(SVD)，见 图7，前两对场 分别解释总方差的 46%和17%。 第一对向量场，海温场表现为负异常，西部负值 大，东南印度洋为负的小值中心，即海温场为负距平 背景下的负 IOD 型。对应华北夏季降水场为正距平。 所以秋季印度洋海温偏低或为负 IOD，华北夏季降水 可能偏多。第二对向量场，海温场在印度洋西部为正 异常，东南部为负异常，即正IOD 分布。对应华北夏 季降水场为负距平。从第二对向量场看到(二场为负相 关，作图时按照正相关关系把降水场反转为现在形 势)，对应前期秋季正IOD 分布，华北夏季降水偏少。 可见，前期秋季印度洋海温场异常分布状况对华北夏 季降水有明显影响，即印度洋海温降低，华北夏季降 水会偏多，反之亦然；正IOD 对应华北夏季降水偏少， 反之亦然。近 60 年华北夏季降水出现减少趋势可能 主要是由于秋季热带印度洋海温升高和正 IOD指数 升高造成的。 夏季降水减少 的机制 4.1. 热带印度洋海温升高的影响 由于热带印度洋地区海温偏高，储存了巨大的能 量，其海温变化必将引起附近大气环流发生异常。这 里重点分析 500 hPa高度场和 850 hPa风场变化情况， 采用对上年热带印度洋平均海温序列回归重构对应 的后期环流演变情况(见图8)。 在冬季，500 hPa高度场在华北东部为正距平，这 表明东亚大槽减弱，东亚地区冬季风偏弱。同期在 850 hPa风场上，东亚有偏南风异常，长江下游为气旋环 流，华北为东风异常，对华北冬季降水有利。到夏季， 500 hPa高度场上，蒙古至我国北部为显著的正距平， 东部海上为相对低值区，形成西高东低的形势。第一， 这种形势使得贝加尔湖高空槽减弱，由其东移引起的 华北地区上升运动过程减少；第二，会造成地面气压 升高，地面低压天气过程减少；第三，西高东低的形 势会造成东亚地区出现偏北风异常，华北地区水汽 度洋海温与华北夏季降 4. 印度洋海温变化造成华北 Figure 7. Distribution of vector fields of the first pair (a, b) and the second pair (c, d) of SVD decomposition between the Indian Ocean sea surface temperature field in autumn and the summer rainfall in eastern China 图7. 印度洋秋季海温场与中国东部夏季降水SVD 分解的第一对(a, b)、第二对(c, d)向量场分布 Copyright © 2012 Hanspub 18  印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系 nomalies in winter (a, b), summer (c, d) corresponding to the previ- surface temperature Figure 8. Spatial distribution of 500 hPa height field and 850 hPa wind a ous year tropical Indian Ocean sea 图8. 对应热带印度洋海温的冬(a, b)、夏(c, d)500 hPa高度场和 850 hPa风场异常分布 来源减少。三个条件都不利于华北夏季降水。在 850 hPa 风场上，蒙古地区出现反气旋环流，河套地区为 辐散，华北动力辐合上升减弱；再一个显著的特征是 东亚出现偏北风异常，减少了东亚夏季风向华北的水 汽输送。两个条件都不利于华北夏季降水。 上述环流形势是与热带印度洋海表温度升高对 应的。因此，前期热带印度洋海温偏高是通过东亚冬 季风减弱，东亚地区冬季降水增加，进而影响春、夏 海陆热力对比，使东亚夏季出现明显北风异常，水汽 来源不足和动力辐合条件减弱，造成华北夏季降水减 少。 4.2. IOD指数升高的影响 图9是对上年秋季 IOD指数回归重构的冬季和夏 季500 hPa高度场、850 hPa层风场异常分布。在冬季， 500 hPa高度场上，日本海及附近地区为负距平，表 明冬季东亚大槽加深，冬季风偏强，从 850 hPa偏北 风异常也可得到验证。850 hPa风场上，显著的特征 是 IOD 可能会造成东 东亚冬季降水偏少。到夏季，500 hPa高度场上，华 北为正距平，表明副热带高压偏西偏北，控制了华北， 华北夏季降水偏少。在850 hPa风场上，孟加拉湾至 南海为显著的西风异常，对孟加拉湾水汽大通道产生 向东的抽吸作用，减弱了西南风向华北的水汽输送。 所以，夏季副热带高压偏北控制了华北地区，孟加拉 湾水汽大通道向华北的水汽输送大量减少，造成华北 夏季降水偏少。 此，IOD主要是通过夏季副热带高压位置改变， 华北被副热带高压控制，南海有强西风对孟加拉湾水 汽产生向东的抽吸作用，造成西南风向华北的水汽输 送明显减弱，华北水汽来源不足，从而造成华北夏季 降水减少。与印度洋海温升高造成华北夏季降水减少 的机制明显不同。 5. 小结 对于整体海温变化，上年热带印度洋海温升高会 年华北夏季降水减少，而上年热带中东太平洋 带中东太平洋 东亚为典型的冬季风形势，这说明，前期印度洋正 海温升高会使得下年华北夏季降水增多，两者的影响 亚冬季风偏强，冬季风偏强会造成 相反。当年热带印度洋海温升高、热 因 造成下 Copyright © 2012 Hanspub 19  印度洋海温变化与华北夏季降水减少的关系 Figure 9. Same as Figure 8, except for IOD 图9. 同图8，但为 IOD 的影响 更为 )的影响更重要。 海表温度整体升高是通过东亚冬季 影响春、夏海陆热力对 比， er Review, 1987, 115(6): 1606-1626. 等. 华北降水年代际变化特征及相关 异常型[J]. 地球物理学报, 2005, 48(4): 789-797. , 孙照渤, 曾刚等. 中国东部夏季降水型的年代际变 化及其与北太平洋海温的关系[J]. 大气科学, 2009, 33(4): 海温升高都会造成华北夏季降水减少，两者的影响起 互相加强的作用。华北夏季降水与前期热带印度洋海 温的相关系数大于与热带太平洋海温的相关系数，说 明前期热带印度洋海温变化对华北夏季降水 重要。 对于 IOD 变化，华北夏季降水与上年秋季、冬季 IOD 有明显的正相关关系，同年春季、夏季 IOD 与华 北夏季降水相关性较小。上年秋季、冬季印度洋海温 (IOD)对华北夏季降水的影响比赤道中东太平洋海温 (ENSO 热带印度洋 风减弱，东亚冬季降水增加， 使东亚夏季出现明显北风异常，水汽来源不足和 动力辐合条件减弱，造成华北夏季降水减少。而 IOD 主要是通过夏季副热带高压位置改变，华北被副高控 制，南海有强西风对孟加拉湾水汽产生向东的抽吸作 用，造成西南风向华北的水汽输送明显减弱，华北水 汽来源不足，从而造成华北夏季降水减少。近 60 年 华北夏季降水出现减少趋势可能是由于热带印度洋 海温升高和 IOD 指数升高造成的，其中热带海温整体 升高的影响最为重要。 6. 致谢 感谢中国气象局气候变化专项 (CCSF-2010-01)和 国家气候中心短期气候预测创新团队基金给予的资 助。 参考文献 (References) [1] 黄荣辉, 徐予红, 周连童等. 我国夏季降水的年代际变化及 华北干旱化趋势[J]. 高原气象, 1999, 18(4): 465-476. [2] C. F. Ropelewski, M. S. Halpert. Global and regional scale pre- cipitation patterns associated with the EI Niño/Southern Oscilla- tion. 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