趙威，張恒德，胡藝

(國家氣象中心，北京 100081)

引言

東亞夏季風(fēng)(East Asian summer monsoon，EASM)爆發(fā)后，階段性地向北推進和向東擴展是其活動的一個顯著特征。早在1987年，TAO and CHEN[1]就指出了東亞季風(fēng)及雨帶向北推進的幾個階段：4—6月，伴隨著南海夏季風(fēng)的爆發(fā)，華南前汛期開始；6—7月，東亞夏季風(fēng)逐漸向北推進，雨帶維持在長江流域；7—8月，東亞夏季風(fēng)到達黃河以北，進入華北雨季；自9月初東亞夏季風(fēng)開始迅速向南撤退；10月中旬完全撤出中國大陸。

在整個東亞夏季風(fēng)北推過程中，東亞夏季風(fēng)所能到達的最北的邊界被稱為東亞季風(fēng)北界[2-3]，它將整個東亞地區(qū)劃分為季風(fēng)影響區(qū)和非季風(fēng)影響區(qū)[4-5]。在季風(fēng)影響區(qū)和非季風(fēng)影響區(qū)之間，還存在一個狹長的過渡地帶，即“東亞季風(fēng)過渡帶(moon transitional zone, MTZ)”。東亞季風(fēng)過渡帶呈東北—西南走向，覆蓋范圍與我國半干旱氣候區(qū)和農(nóng)牧交錯帶高度重合，橫跨內(nèi)蒙古、河北、山西、陜西、甘肅等若干省份[6-7]。作為典型的農(nóng)牧交錯地區(qū)，東亞季風(fēng)過渡帶氣候類型復(fù)雜、生態(tài)系統(tǒng)脆弱，對氣候變化非常敏感[8-9]。

胡豪然和錢維宏[2]曾指出，副熱帶夏季風(fēng)北邊界位置的年際和年代際變化，就形成了東亞季風(fēng)北邊緣活動帶(圖1)。地處東亞季風(fēng)北界附近，東亞季風(fēng)過渡帶以南地區(qū)主要受到東亞季風(fēng)的影響，以北地區(qū)主要受到中緯度西風(fēng)的控制。區(qū)別于典型的沙漠干旱區(qū)與季風(fēng)濕潤區(qū)，東亞季風(fēng)過渡帶降水受到副熱帶夏季風(fēng)和中高緯度西風(fēng)帶環(huán)流系統(tǒng)的共同作用[11-13]。因此，東亞季風(fēng)過渡帶的水汽源地除我國中東部以及西太平洋等南部海域外，也包括歐亞大陸等中緯度地區(qū)，此外局地蒸發(fā)也是東亞季風(fēng)過渡帶重要的水汽源地。

圖1 東亞季風(fēng)北邊緣活動帶地理位置示意(黑色方框；藍色實線表示7 a滑動平均后1979—2013年的東亞夏季風(fēng)的北邊界，東亞夏季風(fēng)的北邊界是根據(jù)LIU et al.[10]中的定義，即北半球夏季(5—9月)和北半球冬季(11月—次年3月)日降水量差值為2 mm·d-1的地理位置；灰色陰影表示海拔高度)Fig.1 Definition of the MTZ region (represented by the black box) in East Asia (blue lines represent the north fringe of East Asian summer monsoon with a 7-year running window from 1979 to 2013; the north fringe is the place where the daily precipitation difference is 2 mm·d-1 between boreal summer (MJJAS) and winter (NDJFM)[10]; areas marked with grey shadings indicate the altitude)

值得注意的是，東亞季風(fēng)過渡帶的降水異常和干濕變化與東亞夏季風(fēng)強度變化之間并不一定有很好的對應(yīng)關(guān)系[14-15]，比如在某些東亞夏季風(fēng)偏強的年份，華北地區(qū)的降水量并不一定偏多。許多經(jīng)典的東亞夏季風(fēng)強度指數(shù)在描述東亞季風(fēng)過渡帶降水異常方面存在很大的局限性。已有研究表明，東亞季風(fēng)過渡帶降水與東亞夏季風(fēng)北界位置的南北或東西擺動之間有著很好的關(guān)聯(lián)[16-18]。無論在年際還是年代際尺度上，均表現(xiàn)出東亞夏季風(fēng)北界位置的緯度越低，出現(xiàn)時間越早，或持續(xù)時間越短，對應(yīng)東亞季風(fēng)過渡帶就越是干燥[16]。

與東亞夏季風(fēng)的北界變化相對應(yīng)，東亞季風(fēng)過渡帶降水也呈現(xiàn)出顯著的年際與年代際變化。近年來，相關(guān)研究指出東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水異常受到氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率的調(diào)制，包括絲綢之路遙相關(guān)、北大西洋濤動等大氣環(huán)流遙相關(guān)型，以及ENSO等熱帶海氣耦合模態(tài)等等[19-21]。觀測顯示，20世紀下半葉以來，東亞季風(fēng)區(qū)降水存在明顯增多的跡象，而對于東亞季風(fēng)過渡帶而言，總降雨量和降雨天數(shù)正逐漸減少，干旱事件逐漸增多，干旱程度愈發(fā)嚴重[22-27]。在全球變暖背景下，東亞季風(fēng)過渡帶降水的年代際減少是否受到氣候系統(tǒng)外強迫(如溫室氣體、人為氣溶膠等)的影響，也成為近年來科學(xué)界高度關(guān)注的熱點問題[28-32]。

目前，圍繞東亞夏季風(fēng)進退及其影響下的東亞季風(fēng)過渡帶降水異常方面的研究還比較少。文中從東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水年際、年代際變化的變化特征和驅(qū)動因子以及物理機制等幾個方面，系統(tǒng)回顧東亞夏季風(fēng)過渡帶夏季降水異常方面的最新研究進展，并在最后提出該領(lǐng)域仍需進一步研究的科學(xué)問題。對于該領(lǐng)域的持續(xù)研究，不僅有助于深入理解東亞氣候過渡帶的干旱化成因，為改進和提高東亞氣候過渡帶降水的未來預(yù)估水平提供科學(xué)基礎(chǔ)，還可以為氣候風(fēng)險評估、適應(yīng)管理和政府決策提供科學(xué)依據(jù)。

1 東亞季風(fēng)過渡帶定義

目前，由于研究領(lǐng)域、研究目的以及研究角度的不同，學(xué)者們對東亞季風(fēng)北邊緣活動帶的地理界定尚未達成統(tǒng)一。比如，一些學(xué)者從降水角度進行了定義：史正濤[33]采用年降水量為200～450 mm的區(qū)域大致作為我國季風(fēng)北邊緣活動帶的范圍；QIAN et al.[4]將降雨量4 mm·d-1等時線的氣候平均位置定義為東亞季風(fēng)的最北邊界。一些學(xué)者從地理生態(tài)角度進行了定義：王錚等[34]指出，胡煥庸早年提出的“人口地理分界線”，即騰沖—黑河的沿線地帶就是一條生態(tài)環(huán)境過渡帶。另一些學(xué)者從干旱角度進行了定義：WANG et al.[35]采用聯(lián)合國環(huán)境規(guī)劃署的干旱指數(shù)(年總降水量/年總蒸發(fā)量)，將局地干旱指數(shù)大于0.2且小于0.65的地區(qū)(即半干旱區(qū)與半濕潤區(qū))，定義為“東亞氣候過渡區(qū)”。

值得注意的是，盡管以往研究對于東亞季風(fēng)北邊緣活動帶的定義各不相同，但這些定義所確定的東亞季風(fēng)北邊緣活動帶的核心區(qū)域卻是大體相同的。近年來，“全球季風(fēng)區(qū)”的概念開始被廣泛應(yīng)用于對全球季風(fēng)和季風(fēng)降水的研究當(dāng)中[36-37]。比如，LIU et al.[10]將全球季風(fēng)區(qū)定義為：局地降水的年變化(即北半球夏季(5—9月)平均降水與冬季(12月—次年3月)平均降水之差)超過2 mm·d-1，且局地夏季降水占年總降水量的比例超過55%的地方。QIAN and JIANG[36]基于候平均降水率，將局地最大降水率與最小降水率之差有兩候超過4 mm·d-1的地區(qū)定義為全球季風(fēng)主導(dǎo)的區(qū)域。這些劃分季風(fēng)區(qū)與非季風(fēng)區(qū)的方式也為確定東亞區(qū)域的季風(fēng)北邊緣活動帶提供了參考依據(jù)。

2 東亞季風(fēng)過渡帶降水的空間分布特征

東亞季風(fēng)過渡帶降水最多的兩個月份為7月和8月，占全年總降水量的50%。圖2為1979—2019年東亞季風(fēng)過渡帶夏季(7—8月)降水的經(jīng)驗正交函數(shù)(empirical orthogonal function，EOF)分析結(jié)果。可以看到，EOF前3個主模態(tài)分別為全區(qū)一致變化型、東北—西南反向變化型以及經(jīng)向三極子型，方差貢獻率總計68.2%，其中全區(qū)一致變化型的方差貢獻最大，達到36.1%。EOF前3個主模態(tài)對應(yīng)的時間序列呈現(xiàn)出顯著的年際與年代際變化特征，沒有明顯的趨勢變化。前人研究表明：EOF第一模態(tài)的年際變化主要受東亞夏季風(fēng)環(huán)流的控制，位于東北太平洋上的正位勢高度異常西側(cè)的西南氣流為東亞季風(fēng)過渡帶提供了充足的水汽供應(yīng)；而第二模態(tài)的年際變化更多受中緯度系統(tǒng)的影響，東北地區(qū)上空的氣旋性環(huán)流異常西側(cè)的偏北風(fēng)阻礙了東亞季風(fēng)過渡帶西部的水汽輸送，從而有利于在東亞季風(fēng)過渡帶東部激發(fā)上升運動和對流活動[38-39]。

3 東亞季風(fēng)過渡帶降水的年際變化及影響因子

如前文所述，東亞季風(fēng)過渡帶是東亞夏季風(fēng)和中緯度西風(fēng)相互作用的地帶，其內(nèi)部降水變化既受到來自低緯度地區(qū)海氣相互作用的影響，又受到中高緯度大氣環(huán)流的作用。接下來將重點回顧熱帶關(guān)鍵區(qū)海溫異常對東亞季風(fēng)過渡帶降水年際變化的調(diào)制作用，同時也對中高緯氣候系統(tǒng)影響的進展加以總結(jié)。

3.1 熱帶影響

3.1.1 ENSO的作用

ENSO作為熱帶地區(qū)年際尺度上海氣相互作用最顯著的模態(tài)，是影響東亞夏季風(fēng)年際變率及降水異常的重要因子[40-44]。前人已有大量研究表明，與ENSO有關(guān)的熱帶中東太平洋暖海溫異常，能夠通過風(fēng)-海溫-蒸發(fā)反饋機制，在西北太平洋上空激發(fā)反氣旋環(huán)流異常，并在“印度洋電容器”機制的作用下持續(xù)到次年夏季，通過調(diào)節(jié)西北太平洋副熱帶高壓的強度、位置和形態(tài)，進一步引起東亞夏季風(fēng)的年際變化及與之有關(guān)的降水異常。

ZHAO et al.[45-47]專門針對東亞季風(fēng)過渡帶晚夏降水的年際變化進行了統(tǒng)計分析和數(shù)值模擬研究，結(jié)果表明：熱帶中東太平洋La Nia型的冷海溫異常能夠通過Gill型羅斯貝(Rossby)波響應(yīng)在西北太平洋地區(qū)激發(fā)反氣旋環(huán)流異常，而這種西北太平洋反氣旋環(huán)流有利于東亞季風(fēng)過渡帶晚夏降水的年際偏多。根據(jù)熱帶太平洋海溫異常的空間形態(tài)，最近不少研究指出El Nio事件可以分為兩種類型：傳統(tǒng)的東太平洋型(eastern Pacific，EP)和中太平洋型(central Pacific，CP)[48-50]。這兩類 ENSO 事件的形成機制和演變過程均存在顯著差異，對東亞夏季風(fēng)的影響也有明顯不同[51-54]。那么，兩類ENSO事件對東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水影響是否會有不同？目前，相關(guān)研究還比較少，而這也是一個未來可以繼續(xù)探索方向之一。

圖2 1979—2019年東亞氣候過渡帶7—8月降水EOF分析結(jié)果(a. EOF第一模態(tài)，b. EOF第二模態(tài)，c. EOF第三模態(tài)，a—c中右上角數(shù)字為該模態(tài)的方差貢獻率，色階表示載荷向量；d、e、f分別對應(yīng)EOF第一模態(tài)、EOF第二模態(tài)、EOF第三模態(tài)的標(biāo)準化時間系數(shù)PC1、PC2、PC3，d—f中右上角數(shù)字為該時間系數(shù)中年際分量的方差貢獻率，黃色實線表示年代際分量)Fig.2 EOF analysis on precipitation from July to August in transitional climate zone in East Asia for period of 1979-2019 (a, b, and c represent EOF1, EOF2, and EOF3, the contributions of the three leading modes to the total variance are 36.1%, 20.9%, and 11.2%, respectively, and the color scale represents loading vector; d, e, and f represent standardized time coefficients (PC1, PC2, and PC3) of EOF1, EOF2, and EOF3, the interannual variation explains 73.0%, 82.2%, and 80.9% of the total variance of corresponding PCs, respectively, and the yellow solid lines are interdecadal components of PCs)

3.1.2 熱帶北大西洋海溫的作用

近年來，一些學(xué)者注意到除ENSO的貢獻外，熱帶北大西洋的海溫異常對東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水的年際變化也有重要的調(diào)制作用[55-58]。前人基于觀測和數(shù)值模擬研究[55-58]指出，熱帶北大西洋暖海溫異常，一方面能夠激發(fā)沃克(Walker)環(huán)流異常，在熱帶中太平洋產(chǎn)生異常的下沉輻散運動，通過Gill型羅斯貝波響應(yīng)在西北太平洋地區(qū)激發(fā)出西北太平洋反氣旋，從而通過熱帶路徑影響西北太平洋反氣旋的變化進而調(diào)制東亞夏季風(fēng)及東亞季風(fēng)過渡帶晚夏降水；另一方面，熱帶北大西洋暖海溫異常還能夠激發(fā)一支橫跨歐亞的中高緯遙相關(guān)波列，在東亞季風(fēng)過渡帶附近形成負位勢高度異常，為該地區(qū)降水增多提供有利條件。圖3為熱帶北大西洋海溫異常影響東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水年際變化的物理過程示意圖。

圖3 熱帶北大西洋海溫異常影響東亞季風(fēng)過渡帶8月降水異常物理過程示意圖(a.中高緯路徑，紅、綠色圓圈表示300 hPa位勢高度正、負異常；b.熱帶路徑，“AC”代表對流層低層反氣旋環(huán)流；藍色箭頭表示熱帶北大西洋暖海溫異常激發(fā)的Walker環(huán)流異常在熱帶大西洋地區(qū)上升，在熱帶中太平洋地區(qū)下沉；a、b中的紅色箭頭表示風(fēng)，黑色方框表示東亞季風(fēng)過渡帶的位置)[46]Fig.3 Schematic diagram illustrating impacts of the northern tropical Atlantic (NTA) sea surface temperature (SST) anomalies on the MTZ precipitation anomalies in August (a. mid- and high-latitude pathway, red circles and green circles represent positive and negative anomalies of 300 hPa geopotential height, respectively; b. tropical pathway, “AC” over western North Pacific denotes the anticyclonic circulation in lower troposphere; blue arrows indicate anomalous Walker circulation induced by NTA SST warming with ascending branch in the NTA and descending branch over the central tropical Pacific; in Fig.3a and Fig.3b, red arrows indicate wind anomalies and black boxes denote the MTZ region)[46]

3.2 中高緯氣候系統(tǒng)的影響

熱帶關(guān)鍵區(qū)的海溫異常通過激發(fā)大氣環(huán)流異常，能夠影響東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水，沿西風(fēng)帶傳播的中高緯遙相關(guān)波列的變化對東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水的年際變率也有重要調(diào)制作用。比如，HUANG et al.[11]研究表明，中國北方夏季平均降水的年際變化與一種繞球遙相關(guān)型(circum global teleconnection，CGT)之間有很好的關(guān)系，當(dāng)CGT處于正位相時，南風(fēng)異常能夠?qū)⒏嗟乃蛭覈狈降貐^(qū)輸送，同時高空的輻散增強了華北和東北地區(qū)低空的輻合上升運動，有利于該地區(qū)降水的異常偏多。BUHE et al.[13]指出，CGT模態(tài)可以和異常的印度夏季風(fēng)與北極-歐亞波列一起，通過水汽輸送作用，構(gòu)成導(dǎo)致中國北方地區(qū)降水一致變化模態(tài)的環(huán)流型。PIAO et al.[59]研究表明，前期5月北大西洋濤動(North Atlantic Oscillation，NAO)可以通過調(diào)制極地-歐亞(Polar-Eurasian，POL)型遙相關(guān)波列建立與東北亞7月降水年際變化之間的顯著聯(lián)系，并且這種聯(lián)系在20世紀70年代之后存在顯著的年代際增強。

除此之外，青藏高原的熱力強迫也會影響東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水[59-62]。例如，SATO and KIMURA[60]研究表明，夏季青藏高原的熱源可以激發(fā)遙相關(guān)波列，沿副熱帶急流傳播至東北亞地區(qū)，通過引起異常的垂直運動而影響該地區(qū)降水的變化。

4 東亞季風(fēng)過渡帶降水的年代際變化及影響因子

伴隨著東亞夏季風(fēng)最北邊界的年代際移動，東亞季風(fēng)過渡區(qū)夏季降水異常呈現(xiàn)出明顯的年代際變化特征[4，63-66]。以華北地區(qū)為例，QIAN et al.[4]研究表明，旱季向雨季的轉(zhuǎn)變發(fā)生在1800年、1875年和1940年左右，而從雨季向旱季的轉(zhuǎn)變則出現(xiàn)在1840年、1910年和20世紀70年代后期。20世紀70年代末，伴隨著東亞夏季風(fēng)突然減弱，我國東部雨帶南移到江淮地區(qū)，呈現(xiàn)“北旱南澇”的分布；隨后雨帶繼續(xù)南移至華南地區(qū)，華北地區(qū)降水出現(xiàn)增多，表現(xiàn)為“+-+”的三極型分布；90年代中后期之后東亞夏季風(fēng)又開始增強，雨帶開始向北移動至長江以北地區(qū)[63-65]。

東亞氣候過渡帶夏季降水的年代際減少，不僅受到氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率的調(diào)控，還同時受到外強迫的影響。前人研究已初步揭示出太平洋年代際振蕩(Pacific decadal oscillation，PDO)和大西洋多年代際振蕩(Atlantic multidecadal oscillation，AMO)等氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率對東亞半干旱地區(qū)干濕變化的調(diào)制作用[66-67]，以及溫室氣體、人為氣溶膠等氣候系統(tǒng)外強迫對東亞地區(qū)降水趨勢的貢獻[21,28,68-70]。下面將對PDO、AMO，以及人類活動影響東亞氣候過渡帶夏季降水年代際變化的具體物理機制進行回顧。

4.1 PDO的影響

太平洋年代際振蕩(PDO)是北太平洋海面溫度年代際振蕩的主導(dǎo)模態(tài)[71]，許多研究都發(fā)現(xiàn)PDO與東亞夏季風(fēng)的年代際變化及其影響下的東亞季風(fēng)過渡帶降水密切相關(guān)[19-20,72]。PDO 的負位相(冷位相)有利于東亞夏季風(fēng)的增強和東亞季風(fēng)過渡帶降水的增多，而當(dāng)PDO處于暖位相時，日本北部及東西伯利亞氣壓異常偏低，而華北及其以南的大部分地區(qū)氣壓偏高，華北地區(qū)上空由異常西北風(fēng)所控制，不利于水汽的向北輸送，華北地區(qū)異常干旱[73]。圖4為QIAN and ZHOU[20]利用集合經(jīng)驗?zāi)B(tài)分解(ensemble empirical mode decomposition，EEMD)分析的20世紀以來華北地區(qū)的帕默爾干旱指數(shù)(Palmer Drought Severity Index，PDSI)與PDO位相變化的關(guān)系，可以看到華北地區(qū)PDSI和PDO指數(shù)呈顯著的負相關(guān)關(guān)系。與PDO正位相有關(guān)的熱帶西太平洋和熱帶印度洋海溫的異常增暖，一方面能夠激發(fā)從熱帶西太平洋向東亞沿岸延伸的經(jīng)向波列，即東亞-太平洋(East Asia-Pacific，EAP)/太平洋-日本(Pacific-Japan，PJ)型羅斯貝波列，在華北地區(qū)上空形成反氣旋環(huán)流異常，從而抑制局地降水；另一方面，能夠減小海洋性大陸與中高緯度陸地上空的溫度差異，使得東亞夏季風(fēng)減弱，華北地區(qū)降水減少[74]。

圖4 1900—2010年月平均華北地區(qū)PDSI(a，水平虛線“-1”是區(qū)分該月份或時期是否處于干旱條件的閾值)和PDO(b)(開始于1922年的帶顏色的實線表示低頻曲線；陰影表示132個月(11 a)滑動平均后的低通分量；垂直虛線表示1946年1月和1977年1月)[20] Fig.4 Monthly mean PDSI in North China(a, the horizontal dashed line in Fig. 4a indicates a value of -1, which is a threshold for distinguishing whether a month or a period is in drought conditions) and PDO (b) from 1900 to 2010 (solid colored lines beginning from 1922 represent low-frequency curve; shading area is the low-pass variability after applying a 132-month (11 years) running mean; the vertical dashed lines indicate January 1946 and January 1977)[20]

4.2 AMO的影響

大西洋多年代際振蕩(AMO)是發(fā)生在北大西洋區(qū)域具有海盆尺度的、60～80 a周期的海面溫度異常變化[75]，在全球范圍內(nèi)的區(qū)域氣候演變中發(fā)揮著重要作用。許多研究表明，AMO可以通過激發(fā)由北大西洋出發(fā)向歐亞中高緯地區(qū)傳播的準定常羅斯貝波列調(diào)制東亞氣候過渡帶夏季降水的年代際變化[76-78]。當(dāng)AMO處于正位相時，北大西洋海溫異常增暖激發(fā)的絲綢之路型與極地-歐亞型羅斯貝波列，在東北地區(qū)上空形成正位勢高度異常，使得局地下沉運動增強，不利于局地降水增多[79]。PIAO et al.[78]研究發(fā)現(xiàn)亞洲內(nèi)陸高原地區(qū)的夏季降水在1999年前后經(jīng)歷了一次顯著減少的突變，一系列大氣模式的敏感性試驗表明，北大西洋夏季AMO型的暖海溫異常能夠在歐亞地區(qū)上空激發(fā)一支大氣遙相關(guān)波列，導(dǎo)致東亞季風(fēng)邊緣地區(qū)的降水在1999后明顯減少。ZHAO et al.[77]研究指出，東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水與熱帶北大西洋海溫的年際關(guān)系在20世紀90年代末期發(fā)生了明顯的年代際變化，90年代末之前二者關(guān)系十分緊密，而90年代末之后，二者關(guān)系明顯減弱，其原因可能是后一個年代類似于AMO型的北大西洋海溫所激發(fā)的遙相關(guān)波列的空間結(jié)構(gòu)發(fā)生了改變。

4.3 氣候系統(tǒng)外強迫的貢獻

觀測顯示，20世紀下半葉以來觀測到的東亞季風(fēng)過渡帶降水呈現(xiàn)出顯著減少趨勢。除氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率的調(diào)制外，已有研究也揭示了全球變暖背景下人為強迫(溫室氣體、人為氣溶膠等)的可能貢獻[4，21,28,62-63]。其中，人為氣溶膠強迫一方面通過直接輻射效應(yīng)減小東亞地區(qū)海陸經(jīng)向熱力差異，削弱東亞夏季風(fēng)，從而導(dǎo)致北方地區(qū)更多干旱少雨事件的發(fā)生[67-69,80]；另一方面，還可通過間接輻射效應(yīng)增加云滴數(shù)濃度，降低雨滴碰并效率，進而導(dǎo)致局地小雨頻率和雨量的顯著下降[81-82]。溫室氣體的輻射強迫對東亞夏季風(fēng)的影響則存在兩種競爭機制：一是通過增加海陸的熱力差異使得東亞夏季風(fēng)增強；二是通過增加大氣穩(wěn)定度使得哈得來(Hadley)環(huán)流下沉支擴大，Walker環(huán)流減弱，從而令季風(fēng)環(huán)流減弱[83]。通過改變東亞夏季風(fēng)的強度和南北位移，溫室氣體的輻射強迫也能影響我國北方地區(qū)的旱澇格局[21,28]?；贑MIP5歷史實驗和單因子強迫試驗的輸出結(jié)果，ZHAO et al.[81]檢驗了人為和自然強迫對東亞季風(fēng)過渡帶晚夏(8月)降水減少趨勢的相對貢獻。結(jié)果表明：氣溶膠強迫通過減小海陸熱力差，從而在我國中東部低層激發(fā)顯著的偏北風(fēng)異常，抑制來自南部海洋上空的水汽輸送，導(dǎo)致東亞季風(fēng)過渡帶上空更加干燥；而溫室氣體強迫的貢獻是通過激發(fā)南風(fēng)異常使得東亞季風(fēng)過渡帶變濕，從而抵消人為氣溶膠強迫的影響。自然強迫對東亞季風(fēng)過渡帶干旱趨勢的影響較弱。

目前，對于氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率與外強迫影響東亞氣候過渡帶降水趨勢相對重要性的定量研究仍較欠缺。上述工作僅從定性角度揭示人為強迫的可能貢獻，但并未從定量角度闡明氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率和外強迫對20世紀下半葉以來東亞季風(fēng)過渡帶干旱化趨勢的相對貢獻，而這也是值得進一步研究的科學(xué)問題。

5 總結(jié)與展望

文中對東亞夏季風(fēng)進退及其影響下的東亞夏季風(fēng)北邊緣活動帶夏季降水變化的相關(guān)進展進行了回顧。在年際時間尺度，從ENSO的影響、熱帶北大西洋海溫的影響、ENSO與熱帶北大西洋海溫的協(xié)同作用等幾個方面，歸納了東亞夏季風(fēng)北邊緣活動帶夏季降水年際變化的影響因子及物理機制；在年代際尺度上，從PDO的影響、AMO的影響，以及氣候系統(tǒng)外強迫的影響等幾個方面，總結(jié)了東亞夏季風(fēng)北邊緣活動帶夏季降水年代際變化的影響因子及物理機制。目前，針對東亞夏季風(fēng)進退及其影響下的東亞夏季風(fēng)北邊緣活動帶降水變化機理的研究還比較少，未來相關(guān)研究應(yīng)關(guān)注如下方面：

(1)兩類ENSO的作用。前人研究表明，CP型與EP型ENSO 事件在形成機制和演變過程均存在顯著差異，對東亞夏季風(fēng)的影響也有明顯不同。那么，兩類ENSO事件對東亞季風(fēng)過渡帶夏季降水年際變化的影響是否也存在差異？這一問題有待深入研究。

(2)中高緯西風(fēng)環(huán)流和副熱帶環(huán)流系統(tǒng)的貢獻。東亞夏季風(fēng)北邊緣活動帶降水同時與東亞夏季風(fēng)和中高緯西風(fēng)帶環(huán)流系統(tǒng)的變化密切相聯(lián)，以往研究大多從定性角度分析東亞夏季風(fēng)或中高緯西風(fēng)帶環(huán)流的作用，缺乏對二者相對貢獻的定量闡釋。如何定量描述中高緯西風(fēng)帶環(huán)流和東亞夏季風(fēng)副熱帶環(huán)流系統(tǒng)的貢獻，二者是否存在年際或年代際尺度特征，仍有待進一步研究。

(3)氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率和外強迫對東亞氣候過渡帶降水年代際變化的定量貢獻。全球變暖背景下東亞氣候過渡帶降水的年代際變化，不僅受到氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率的調(diào)制，還受到氣候系統(tǒng)外強迫的影響。由于區(qū)域降水具有較大的內(nèi)部變率，其對全球變暖的響應(yīng)信號極易被內(nèi)部變率所掩蓋[76]。因此，在年代際時間尺度上量化東亞氣候過渡帶降水變化中氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率與外強迫的相對貢獻目前仍是一個難點[77]，有必要借助國際先進的氣候變化歸因方法深入開展系統(tǒng)研究。

(4)PDO和AMO對東亞季風(fēng)過渡帶降水年代際變化的間接調(diào)制作用。前人研究表明，東亞氣候過渡帶降水的年際變化與熱帶中東太平洋海溫、熱帶北大西洋海溫等諸多因子的變化密切相關(guān)，而在年代際尺度上，PDO、AMO等通過海氣相互作用對于影響東亞氣候過渡帶降水年際變化的關(guān)鍵區(qū)海溫異常又有著顯著的調(diào)制作用。那么，PDO、AMO能否通過影響這些關(guān)鍵因子，來調(diào)制東亞氣候過渡帶降水的年代際變化呢？這同樣是值得繼續(xù)深入研究的問題。