李忠賢，何鵬，倪東鴻，曾剛，鄧偉濤

(南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇南京210044)

0 引言

北太平洋濤動(North Pacific Oscillation，NPO)是指北太平洋阿留申群島附近和夏威夷群島附近南北氣壓差反相變化的大氣遙相關(guān)模態(tài)(Walker，1924;Walker and Bliss，1932)。冬季NPO是冬季北太平洋大氣環(huán)流年際變化的主要模態(tài)之一(Kutzbach，1970;Rogers，1979)。Linkin and Nigam(2008)研究表明，冬季NPO變化對太平洋西北部和北美地區(qū)冬季氣溫及降水具有重要影響，其影響甚至超過了 PNA(Pacific-North America)或者 ENSO(El Nino-Southern Oscillation)的貢獻。冬季NPO年際變化與中國氣候關(guān)系密切(Wang et al．，2007)。郭冬和孫照渤(2004)研究指出，NPO正位相年，東亞冬季風(fēng)偏弱，中國氣溫普遍偏高，長江中下游地區(qū)降水偏少，而華南降水偏多;NPO負位相年，東亞冬季風(fēng)偏強，中國氣溫普遍偏低、降水偏少。王林等(2011)認為，前期冬季NPO年際變化與中國春季氣候異常存在緊密聯(lián)系，若冬季NPO處于正(負)位相，則在隨后的春季，中國西南部和北方大范圍地區(qū)的氣溫會顯著偏高(低)，而西北地區(qū)的降水會顯著增加(減少)。此外，前期冬季NPO年際變化與中國夏季降水分布存在密切聯(lián)系(趙振國和廖荃蓀，1992;張靜等，2007;周波濤和夏冬冬，2013);前期冬季NPO與中國淮河流域夏季降水異常呈明顯的負相關(guān)關(guān)系(張靜等，2007)?？梢姡綨PO年際變化對中國短期氣候異常具有非常重要的影響。因此，提高氣候模式對冬季NPO年際變化的模擬和預(yù)測能力具有重要意義。

國內(nèi)外學(xué)者往往利用觀測海表溫度(sea surface temperature，SST)驅(qū)動大氣環(huán)流模式(atmosphere general circulation model，AGCM)的試驗，即所謂的AMIP(大氣環(huán)流模式比較計劃)數(shù)值試驗，來模擬大氣環(huán)流年際變化(Scaife et al．，2009;Zhou et al．，2009a，2009b;Zhou and Zou，2010)。AGCM 對 SST的響應(yīng)依賴于海氣湍流熱通量的準(zhǔn)確描述(Webster and Lukas，1992;劉曉娟等，2011)。在當(dāng)前各類AGCM中，通常是采用總體空氣動力學(xué)公式方法來計算海氣湍流熱通量(趙鳴和曾旭斌，2000)，該方法不考慮次網(wǎng)格尺度的對流運動引起的陣風(fēng)對海氣湍流熱通量的貢獻(陣風(fēng)效應(yīng))，因而導(dǎo)致AGCM模擬的海氣湍流熱通量存在明顯的偏差(Brunke et al．，2003)，影響了模式對大氣環(huán)流年際變化的模擬能力(Gleckler and Randall，1996)?？紤]了陣風(fēng)效應(yīng)后，歐洲中期天氣預(yù)報中心(ECMWF)模式對大氣環(huán)流異常年際變化的模擬效果得到明顯改善(Miller et al．，1992)。李忠賢等(2009，2010，2011)將陣風(fēng)效應(yīng)分別引入到美國國家大氣研究中心(National Center for Atmospheric Research，NCAR)的CAM3(Community Atmosphere Model Version 3)和中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點實驗室(LASG/IAP)發(fā)展的大氣環(huán)流格點模式(GAMIL1.0)的海氣湍流熱通量參數(shù)化方案中，結(jié)果表明，引入陣風(fēng)效應(yīng)后，CAM3和GAMIL1.0模式對熱帶降水年際變化的模擬能力得到明顯提高，凝結(jié)潛熱對大氣的加熱作用更趨合理，模式對大氣環(huán)流異常年際變化的模擬能力有了很大提高。那么，陣風(fēng)效應(yīng)對冬季NPO年際變化的模擬效果會有怎樣的影響?其影響的途徑是什么?為此，本文擬通過在CAM5模式的海氣湍流熱通量參數(shù)化方案中引入陣風(fēng)效應(yīng)，對比分析引入陣風(fēng)效應(yīng)前后，模式對冬季NPO年際變化模擬效果的差異，并揭示其機理。

1 資料和方法及試驗設(shè)計

1．1 資料和方法

本文所用資料有:1)歐洲中期天氣預(yù)報中心再分析資料(ERA-40)的逐月海平面氣壓場和1 000 hPa 風(fēng)場(Uppala et al．，2005);2)NOAA extended reconstructed SST月平均的海表溫度場資料(Smith and Reynolds，2004);3)Objectively Analyzed air-sea Fluxes(OAFlux)月平均的海氣湍流熱通量(含感熱和潛熱通量)資料(Yu and Weller，2007)。上述資料的時間跨度均為1979年1月至2000年12月。為了便于論述，將上述資料稱之為觀測資料。文中冬季指當(dāng)年12月—次年2月(如1979年冬季指1979年 12月—1980年 2月)。文中 NPO指數(shù)(NPOI，INPO)定義為冬季 SLP(sea level pressure，海平面氣壓)場上 NPO的兩個中心位置(王林等，2011)的海平面氣壓標(biāo)準(zhǔn)化距平之差，即

其中:p*表示SLP的標(biāo)準(zhǔn)化距平。

本文采用的方法主要有一元線性回歸分析、相關(guān)分析等統(tǒng)計方法。

1．2 試驗設(shè)計

CAM5模式是NCAR發(fā)展的最新一代的全球大氣環(huán)流模式(Neale et al．，2012)，該模式被廣泛應(yīng)用于氣候模擬研究等領(lǐng)域(鄒松佐等，2012)。在CAM5中，海氣湍流熱通量參數(shù)化方案采用總體空氣動力學(xué)公式方法，即

其中:H為感熱通量;E為潛熱通量。通過參數(shù)化方法(Zeng et al．，2002)，本文將陣風(fēng)效應(yīng)引入到CAM5的海氣湍流熱通量參數(shù)化方案中。具體做法是:用包含邊界層自由對流引起陣風(fēng)Ug的表面風(fēng)速S替換感熱和潛熱通量計算公式中的U，具體的計算公式為:

其中:β為對流速度系數(shù)，取為0.65;g是重力加速度;zi為模式的邊界層高度;θv為模式最底層大氣的虛位溫;w為海表湍流浮力通量。

本文利用觀測海溫驅(qū)動CAM5模式進行兩組數(shù)值試驗。兩組試驗均從1979年1月積分至2000年12月，其唯一的差別是海氣湍流熱通量參數(shù)化方案分別采用CAM5模式原始方案(未考慮陣風(fēng)效應(yīng))和引入陣風(fēng)效應(yīng)的方案。為了敘述方便，本文將兩組試驗分別命名為CAM5_O和CAM5_R。

2 結(jié)果分析

圖1為觀測和模擬的1979—1999年冬季NPOI年際變化。圖1表明，CAM5模式(CAM5_O)對冬季NPOI年際變化的模擬結(jié)果并不理想，在1979—1999年期間，CAM5_O模擬的冬季NPO位相與ERA-40資料相反的年份共有7 a，而CAM5_R模擬結(jié)果與ERA-40資料相反的年份僅有4 a。計算表明，CAM5_O和CAM5_R模擬的1979—1999年冬季NPOI與觀測資料的相關(guān)系數(shù)分別為0.09和0.57，后者通過了置信度為99%的顯著性檢驗。可見，引入陣風(fēng)效應(yīng)后，CAM5模式對冬季NPO年際變化的模擬性能有了明顯改善。

將觀測和模擬的冬季SLP場異常分別向觀測的NPOI標(biāo)準(zhǔn)化時間序列做回歸分析，結(jié)果見圖2。由圖2a可見，在觀測資料中，位于阿留申群島西北側(cè)的NPO北部中心的回歸系數(shù)為－3 hPa，位于北太平洋中緯度30～40°N的NPO南部中心的回歸系數(shù)為2 hPa，呈現(xiàn)出典型的NPO的空間分布形態(tài)。由圖2b可見，不考慮陣風(fēng)效應(yīng)，CAM5模式不能模擬出NPO的空間分布。由圖2c可見，引入陣風(fēng)效應(yīng)后，CAM5模式基本上模擬出了NPO的空間分布;CAM5_R模擬的NPO北部中心的回歸系數(shù)為－2 hPa，NPO南部中心的回歸系數(shù)為1 hPa，但相對ERA-40資料而言，CAM5_R模擬的NPO的兩個中心強度偏弱，且NPO南部中心的位置偏南。

圖3a為觀測的1979—1999年冬季氣候平均的1 000 hPa風(fēng)場?？梢?，在阿留申群島附近為氣旋式環(huán)流，30～50°N 為偏西風(fēng)，0～20°N 為偏東信風(fēng)。圖3b給出了1979—1999年冬季1 000 hPa風(fēng)場異常與ERA-40資料NPOI標(biāo)準(zhǔn)化時間序列的回歸系數(shù)分布?？梢姡?dāng)NPO處于正(負)位相時，NPO北部中心附近為異常的氣旋式(反氣旋式)環(huán)流，NPO南部中心附近為異常的反氣旋式(氣旋式)環(huán)流，副熱帶地區(qū)的偏東風(fēng)加強(減弱)，北太平洋西部25～35°N 的西風(fēng)減弱(加強)、40 ～50°N 的西風(fēng)加強(減弱)。冬季NPO異常引起的風(fēng)場變化將改變北太平洋地區(qū)的海表風(fēng)速大小和海表熱通量異常，從而引起SST的變化(Linkin and Nigam，2008)。

圖1 1979—1999年冬季NPOI年際變化(柱狀線:ERA-40資料;虛線:CAM5_O模擬;實線:CAM5_R模擬)Fig．1 Interannual variation of winter(DJF)NPOI during 1979—1999(bar:ERA-40 data;dash line:CAM5_O simulations;solid line:CAM5_R simulations)

圖4給出了觀測的冬季SSTA(SST anomaly，海表溫度異常)和海表湍流熱通量異常與ERA-40資料NPOI的相關(guān)系數(shù)分布。由圖4可見，在觀測資料中，冬季NPOI與阿留申群島南側(cè)及西南側(cè)海域的SSTA(海表湍流熱通量異常)呈明顯的負(正)相關(guān)關(guān)系，與黑潮及其續(xù)流區(qū)的SSTA(海表湍流熱通量異常)呈顯著的正(負)相關(guān)關(guān)系，與北太平洋副熱帶地區(qū)和北太平洋東部地區(qū)的SSTA(海表湍流熱通量異常)呈顯著的負(正)相關(guān)關(guān)系。結(jié)合圖3和圖4可知，冬季NPO異常可以通過影響低層大氣風(fēng)場來改變海表湍流熱通量異常，進而對北太平洋的SSTA產(chǎn)生影響。關(guān)于冬季大氣對海洋的驅(qū)動作用，在北太平洋和大西洋中高緯度，二者有相似之處(周天軍，2003;周天軍等，2006a，2006b)。張學(xué)洪等(1998)的研究結(jié)果表明，冬季熱帶外海洋上的海氣相互作用主要表現(xiàn)為大氣對海洋的強迫作用。李博等(2011)的研究進一步指出，在冬季熱帶外北太平洋上，大尺度的大氣環(huán)流異常通過影響海表湍流熱通量來決定SST的變率。這與本文的研究結(jié)果相吻合。

圖2 冬季SLP異常與ERA-40資料NPOI標(biāo)準(zhǔn)化時間序列的回歸系數(shù)分布(單位:hPa) a．ERA-40資料;b．CAM5_O 模擬結(jié)果;c．CAM5_R模擬結(jié)果Fig．2 Regression coefficients of winter SLP anomaly to the normalized winter NPOI calculated from ERA-40 data(units:hPa) a．ERA-40 data;b．CAM5_O simulations;c．CAM5_R simulations

黃榮輝(1985)研究指出，冬季熱帶太平洋海表溫度異常增暖(變冷)將會使海洋向大氣的感熱和潛熱輸送增加(減少)，使得低緯度熱源得到加強(減弱)。冬季低緯度熱源異常將對北半球中高緯度對流層大氣環(huán)流的異常起很大作用(黃榮輝，1986)。由圖4可見，在觀測資料中，冬季熱帶東太平洋SSTA和海表湍流熱通量異常與NPOI均存在較好的正相關(guān)關(guān)系，熱帶東太平洋(90～100°W，10～15°N)的SSTA和海表湍流熱通量異常與NPOI的相關(guān)系數(shù)分別為0.43和0.47，且分別通過了置信度為95%和98%的顯著性檢驗，說明冬季熱帶東太平洋SSTA和海表湍流熱通量異常對NPO年際變化具有重要影響。此外，冬季熱帶東太平洋SSTA與觀測的海表湍流熱通量異常的相關(guān)系數(shù)為0.38，通過了置信度為90%的顯著性檢驗，表明熱帶東太平洋SST異常增暖(變冷)將引起海表湍流熱通量增加(減少)。綜上所述，冬季熱帶東太平洋海表溫度異常通過影響海表湍流熱通量異常，對NPO年際變化產(chǎn)生影響。

圖5為觀測的SLP異常與熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常標(biāo)準(zhǔn)化時間序列的回歸系數(shù)分布。SLP場的回歸系數(shù)分布(圖5)與圖2a類似，呈現(xiàn)出典型的NPO的空間結(jié)構(gòu)模態(tài)，表明熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常對NPO異常具有重要影響。因此，熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常的模擬效果將直接影響模式對NPO異常的模擬能力。

圖3 ERA-40資料1979—1999年冬季氣候平均的1 000 hPa風(fēng)場(a)和冬季1 000 hPa風(fēng)場異常與ERA-40資料NPOI標(biāo)準(zhǔn)化時間序列的回歸系數(shù)分布(b)(單位:m·s－1)Fig．3 (a)Climatology of ERA-40 1 000 hPa wind vector in winter from 1979 to 1999 and(b)regression coefficients of ERA-40 1 000 hPa wind vector anomaly to the normalized winter NPOI calculated from ERA-40 data(units:m·s－1)

圖6為觀測和模擬的1979—1999年冬季熱帶東太平洋(90～100°W，10～15°N)海表湍流熱通量異常的年際變化。由圖6可見，相對OAFlux資料結(jié)果，CAM5模式模擬的冬季熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常的振幅偏大。CAM5_O和CAM5_R模擬的1979—1999年冬季熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常與觀測資料的相關(guān)系數(shù)分別為0.38和0.62，后者通過了置信度為99%的顯著性檢驗?？梢姡腙囷L(fēng)效應(yīng)后，CAM5模式對冬季熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常年際變化的模擬性能有了顯著提高，使得模式對冬季NPO年際變化的模擬效果得到明顯改善。

3 結(jié)論

本文利用1979年1月至2000年12月觀測海溫資料驅(qū)動NCAR CAM5模式進行了兩組數(shù)值試驗，試驗中海氣湍流熱通量參數(shù)化方案分別為CAM5的原始方案(未考慮陣風(fēng)效應(yīng))和引入陣風(fēng)效應(yīng)的方案，比較兩組數(shù)值試驗中冬季NPO空間結(jié)構(gòu)和年際變化的差異，分析陣風(fēng)效應(yīng)對冬季NPO年際變化模擬效果的影響，得到如下結(jié)論:

1)CAM5模式對冬季NPO的空間結(jié)構(gòu)和年際變化的模擬性能較差，引入陣風(fēng)效應(yīng)后，模式基本上模擬出了冬季NPO的空間結(jié)構(gòu)和年際變化。引入陣風(fēng)效應(yīng)前、后，模式模擬的1979—1999年冬季NPO指數(shù)序列與ERA-40資料結(jié)果的相關(guān)系數(shù)由0.09提高到0.57，后者通過了置信度為99%的顯著性檢驗。

圖4 冬季SSTA(a)和OAFlux資料海表湍流熱通量異常(b)與ERA-40資料NPOI的相關(guān)系數(shù)分布(陰影區(qū)表示通過了置信度為95%的顯著性檢驗)Fig．4 Correlation coefficients of(a)SSTA and(b)OAFlux sea surface turbulent heat flux anomaly in winter with NPOI calculated by the ERA-40 data(the shaded regions are statistically significant at the confidence level of 95%)

圖5 ERA-40資料冬季SLP異常與OAFlux資料冬季熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常標(biāo)準(zhǔn)化時間序列的回歸系數(shù)分布(單位:hPa)Fig．5 Regression coefficients of ERA-40 winter SLP anomaly to the normalized OAFlux winter sea surface turbulent heat flux anomaly in the eastern tropical Pacific(units:hPa)

2)觀測資料分析表明，冬季熱帶東太平洋海表溫度異常通過影響海表湍流熱通量異常，對NPO年際變化產(chǎn)生影響。引入陣風(fēng)效應(yīng)后，模式模擬的1979—1999年冬季熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常與OAFlux資料結(jié)果的相關(guān)系數(shù)由0.38提高到0.62，后者通過了置信度為99%的顯著性檢驗。因此，引入陣風(fēng)效應(yīng)后，CAM5模式模擬的冬季熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常更趨合理，使得模式對冬季NPO年際變化的模擬能力得到提高。

本文通過在CAM5模式海氣湍流熱通量參數(shù)化方案中引入陣風(fēng)效應(yīng)，使得模式模擬的熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常年際變化得到改善，進而提高了模式對冬季NPO年際變化的模擬能力。與觀測資料相比，引入陣風(fēng)效應(yīng)后，模式模擬的熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常的振幅偏大，這可能與本文所采用的陣風(fēng)參數(shù)化方案等有關(guān)，今后有必要針對不同的陣風(fēng)參數(shù)化方案(Zeng et al．，2002)進行深入研究。

圖6 1979—1999年冬季熱帶東太平洋海表湍流熱通量異常的年際變化(單位:W·m－2;柱狀線:OAFlux資料;虛線:CAM5_O模擬;實線:CAM5_R模擬)Fig．6 Interannual variation of winter sea surface turbulent heat flux anomaly in the eastern tropical Pacific during 1979—1999(units:W·m－2;bar:OAFlux data;dash line:CAM5_O simulations;solid line:CAM5_R simulations)

郭冬，孫照渤．2004．冬季北太平洋濤動異常與東亞冬季風(fēng)和我國天氣氣候的關(guān)系［J］．南京氣象學(xué)院學(xué)報，27(4):461-470．

黃榮輝．1985．冬季低緯度熱源異常在北半球?qū)α鲗哟髿猸h(huán)流異常中的作用［J］．氣象學(xué)報，43(4):410-423．

黃榮輝．1986．冬季低緯度熱源異常對北半球大氣環(huán)流影響的物理機制［J］．中國科學(xué):B 輯，16(1):91-103．

李博，周天軍，林鵬飛，等．2011．冬季北太平洋海表面熱通量異常和海氣相互作用的耦合模式模擬［J］．氣象學(xué)報，69(1):52-63．

李忠賢，孫照渤，陳海山，等．2009．CAM3模式海氣湍流通量參數(shù)化的改進及其應(yīng)用［J］．氣象學(xué)報，67(6):1101-1112．

李忠賢，孫照渤，倪東鴻，等．2010．CAM3模式模擬厄爾尼諾事件對氣候變化的影響［J］．大氣科學(xué)學(xué)報，33(2):160-173．

李忠賢，周天軍，孫照渤，等．2011．GAMIL模式海氣湍流通量參數(shù)化方案的改進及其對大氣環(huán)流年際變率模擬效果的影響［J］．大氣科學(xué)，35(2):311-325．

劉曉娟，周天軍，張麗霞，等．2011．GAMIL1.0大氣模式模擬的西北太平洋夏季風(fēng):陣風(fēng)參數(shù)化方案的影響［J］．大氣科學(xué)，35(5):871-884．

王林，陳文，馮瑞權(quán)，等．2011．北太平洋濤動的季節(jié)演變及其與我國冬春氣候異常的聯(lián)系［J］．大氣科學(xué)，35(3):393-402．

張靜，朱偉軍，李忠賢．2007．北太平洋濤動與淮河流域夏季降水異常的關(guān)系［J］．南京氣象學(xué)院學(xué)報，30(4):546-550．

張學(xué)洪，俞永強，劉輝．1998．冬季北太平洋海表熱通量異常和海氣相互作用——基于一個全球海氣耦合模式長期積分的診斷分析［J］．大氣科學(xué)，22(4):511-521．

趙鳴，曾旭斌．2000．大氣模式中表面水熱通量計算的一些問題［J］．氣象學(xué)報，58(3):340-346．

趙振國，廖荃蓀．1992．冬季北太平洋濤動和我國夏季降水［J］．氣象，18(2):11-16．

周波濤，夏冬冬．2013．淮河流域夏季降水與前冬北太平洋濤動聯(lián)系的年代際變化［J］．中國科學(xué):地球科學(xué)，43(4):547-555．

周天軍．2003．全球海氣耦合模式中熱鹽環(huán)流對大氣強迫的響應(yīng)［J］．氣象學(xué)報，61(2):164-179．

周天軍，宇如聰，郜永琪，等．2006a．北大西洋年際變率的海氣耦合模式模擬Ⅰ:局地海氣相互作用［J］．氣象學(xué)報，64(1):1-17．

周天軍，宇如聰，郜永琪，等．2006b．北大西洋年際變率的海氣耦合模式模擬Ⅱ:熱帶太平洋強迫［J］．氣象學(xué)報，64(1):18-29．

鄒松佐，郭品文，沙天陽，等．2012．利用CAM5.1模擬中國東部大規(guī)模城市化對東亞地區(qū)夏季大氣環(huán)流及降水分布的影響［J］．氣象科學(xué)，32(5):473-481．

Brunke M A，F(xiàn)airall C W，Zeng X-B．2003．Which bulk aerodynamic algorithms are least problematic in computing ocean surface turbulent fluxes?［J］．J Climate，16(4):619-635．

Gleckler P，Randall D A．1996．Evidence of systematic biases in ocean surface heat fluxes simulated by AGCMs［R］//WCRP workshop on air-sea flux fields for forcing ocean models and validating GCMs，WMO/TD-No．762．WorldMeteorologicalOrganization:145-150．

Kutzbach J E．1970．Large-scale features of monthly mean Northern Hemisphere anomaly maps of sea-level pressure［J］．Mon Wea Rev，98(9):708-716．

Linkin M E，Nigam S．2008．The North Pacific Oscillation-West Pacific teleconnection pattern:Mature-phase structure and winter impacts［J］．J Climate，21(9):1979-1997．

Miller M J，Beljaars A C M，Palmer T N．1992．The sensitivity of the ECMWF model to the parameterization of evaporation from the tropical oceans［J］．J Climate，5(5):418-434．

Neale R B，Chen C-C，Gettelman A，et al．2012．Description of the NCAR Community Atmosphere Model(CAM5.0)［R］//NCAR Tech Note/TN-486，National Center for Atmospheric Research，Boulder，CO．

Rogers J C．1979．The North Pacific Oscillation and eigenvectors of Northern Hemisphere atmospheric circulation during winter［D］．Boulder:Colorado University．

Scaife A A，Kucharski F，F(xiàn)olland C K，et al．2009．The CLIVAR C20C Project:Selected twentieth century climate events［J］．Climate Dyn，33(5):603-614．doi:10.1007/s00382-008-0451-1．

Smith T M，Reynolds R W．2004．Improved extended reconstruction of SST(1854—1997)［J］．J Climate，17(12):2466-2477．

Uppala S M，Kallberg P W，Simmons A J，et al．2005．The ERA-40 re-analysis［J］．Quart J Roy Meteor Soc，131(612):2961-3012．

Walker G T．1924．Correlation in seasonal variations of weather IX．A future study of world weather［J］．Memoirs of the Indian Meteorological Department，24(9):275-332．

Walker G T，Bliss E W．1932．World weather Ⅴ［J］．Memoirs of the Royal Meteorological Society，4(36):53-84．

Wang L，Chen W，Huang R H．2007．Changes in the variability of North Pacific Oscillation around 1975/1976 and its relationship with East Asian winter climate［J］．J Geophys Res，112(D11)，D1110．doi:10.1029/2006JD008054．

Webster P J，Lukas R．1992．TOGA COARE:The coupled ocean-atmosphere response experiment［J］．Bull Amer Meteor Soc，73(9):1377-1416．

Yu L，Weller R A．2007．Objectively analyzed air-sea heat fluxes for the global ice-free oceans(1981—2005)［J］．Bull Amer Meteor Soc，88:527-539．

Zeng X B，Zhang Q，Johnson D，et al．2002．Parameterization of wind gustiness for the computation of ocean surface fluxes at different spatial scales［J］．Mon Wea Rev，130(8):2125-2133．

Zhou T，Zou L．2010．Understanding the predictability of East Asian summer monsoon from the reproduction of land-sea thermal contrast change in AMIP-type simulation［J］．J Climate，23(22):6009-6026．

Zhou T，Wu B，Scaife A A，et al．2009a．The CLIVAR C20C Project:Which component of the Asian-Australian monsoon circulation variations are forced and reproducible?［J］．Climate Dyn，33(7/8):1051-1068．doi:10.1007/s00382-0501-8．

Zhou T，Wu B，Wang B．2009b．How well do atmospheric general circulation models capture the leading modes of the interannual variability of the Asian-Australian Monsoon?［J］．J Climate，22(5):1159-1173．