2 中国科学院大学, 北京 100049
2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049
东亚是世界上最大的季风区,在夏季盛行的偏南风将热带西太平洋和印度洋的水汽输送至中国东部、日本以及朝鲜半岛,造成这些区域的持续性强降水(Tao and Chen,1987; Ding,1993; Chen et al.,2009)(Lau and Li 1984,TAO 1987,Ding 1994,Wen,Graf et al. 2000,Chen,Yang et al. 2005,Chang,Wang et al. 2006,Chen,Wang et al. 2009)。东亚夏季风(East Asian summer monsoon,EASM)的变异常常会给东亚地区带来严重的气候灾害,如1998年夏季长江流域的特大洪涝灾害(Huang et al.,2003; Huang et al.,2007)和2006年夏季重庆地区所遭受的百年不遇的酷暑和干旱。因此,预测东亚夏季风的年际变率就成为了气候预测中的重要问题(Ding,1992; Zhou et al.,2005; Huang et al.,2007)。
EASM的变化,除了受到大气内部变率的影响,还会受到许多外强迫的影响,如海表面温度(SST)、雪盖、土壤湿度和青藏高原的热力情况等(Charney and Shukla,1981; Wu and Ni,1997; Huang et al.,2003)。在众多的影响因子中,厄尔尼诺—南方涛动(El-Niño-Southern Oscillation,ENSO)普遍被认为是最重要的因子之一(Charney and Shukla,1981; 吴国雄和孟文,1998; Chen et al.,1992; 黄荣辉和陈文,2002; 黄荣辉等,2003; Huang et al.,2003)。研究表明当El Niño处于发展阶段时,华南和华北地区的降水会减少,而华中地区的降水会增多;当El Niño处于消亡阶段,情况则大致与此相反(Huang and Wu,1989; Huang et al.,2003; Huang et al.,2004; Huang et al.,2007)。
然而除了ENSO之外,东亚冬季风(East Asian winter monsoon,EAWM)对EASM的变异也有重要的指示意义。早在20世纪90年代我国学者就已经发现EAWM与EASM之间存在联系,但是这种联系,尤其在降水场上,统计信度并不高(Sun and Sun,1994)。随后的研究考虑了海洋在EAMM和EASM联系中的重要作用。Wang and Wu(2012)考虑了印度洋海温在EAWM对EASM影响中的桥梁作用。然而,Chen et al.(2000)、陈文(2002)和Chen et al.(2013)的一系列研究强调了ENSO在EAWM和EASM联系中的重要作用。其中Chen et al.(2013)的研究指出,当El Niño事件发生时,在西北太平洋地区会有一个从冬季维持到次年夏季的异常反气旋(the anomalous western North Pacific anticyclone,WNPAC),WNPAC西部的偏南风能减弱冬季EAWM的偏北风,加强(减弱)次年夏季EASM的偏南风,从而建立起EAWM与次年EASM之间的紧密联系;然而在非El Niño年,由于WNPAC只能在冬季维持,因此EAWM与次年EASM之间的联系并不能建立。
以上的研究都是基于大气对ENSO的响应是对称的这一前提下开展的,然而El Niño和La Niña本身在振幅、结构以及时间演变上就存在着不对称性(Hoerling et al.,1997; Burgers and Stephenson,1999; Kang and Kug,2002; Jin et al.,2003; An and Jin,2004; An et al.,2005; Wu et al. 2010)。此外,数值试验的结果表明即使用大小相同、符号相反的SST异常也能强迫出不对称的大气环流异常(Hoerling et al.,1997; Kang and Kug,2002)。Zhang et al.(1996)的研究指出ENSO对西北太平洋地区的大气环流影响只在El Niño发生时显著,而 Zhang et al.(2015)进一步的研究工作指出这主要是因为东亚季节内振荡(Intraseasonal Oscillation,ISO)的活动在ENSO处于不同位相时的显著差 异。当La Niño事件发生时,ISO的活动会更加频繁,因此便削弱了La Niño事件所强迫出的年际变化的振幅。
鉴于以上讨论,我们便会提出这样一个问题:当ENSO处于不同位相时,EAWM与EASM之间的联系是否也存在着不对称性?本文将对该问题进行分析。
2 资料与方法本文中所使用的数据来自于欧洲数值预报中心(European Center for Medium-Range Weather Forecasts,ECMWF)提供的45年(1957年9月至2002年8月)逐月平均的再分析资料ERA-40。其水平网格距为2.5°×2.5°,在垂直方向上共23层(1000 hPa至1 hPa)(Uppala et al.,2005)。文章中所使用的海表温度数据来自于英国哈德莱中心(Met Office Hadley Center),该资料覆盖了1870年1月以来的全球海冰和海表温度,水平分辨率为1°×1°(Rayner et al.,2003)。除此之外,本文还使用了中国气象局提供的全国160个台站的逐月降水资料,该数据起始于1951年1月。除特殊说明外,所有的数据在分析前都去除了线性趋势。
本文使用Yang et al.(2002)定义的EAWM指数(EAWMI)来表征EAWM的强弱。该指数定义为850 hPa的经向风速在(20°~40°N,100°~140°E)区域内的平均。然后我们依照Chen et al.(2013)的方法将EAWMI分成两部分:与ENSO相关的部分(EAWMIEN)和与ENSO无关的部分(EAWMIRES)。与ENSO相关的部分用线性回归的方法得到(图 1),与ENSO无关的部分是EAWMI减去EAWMIEN后的残差。Chen et al.(2013)的研究表明只有与ENSO相关的EAWM异常部分才能对次年EASM产生影响,因此本文主要分析与ENSO相关的EAWM异常部分(即EAWMEN)对次年EASM的不对称影响。这里我们将EAWMIEN乘以了−1使得正指数对应于强EAWMEN年。强(弱)冬季风年的选取标准为EAWMIEN大于(小于)0.5(−0.5)倍标准差。根据此标准我们选取了8个强EAWMEN事件和7个弱EAWMEN事件(见表 1)。由于EAWMIEN是由Nino3指数进行线性回归后所得到的,所以强东亚冬季风年(即EAWMIEN>0.5)也就对应于La Niña年,而弱的东亚冬季风年(即EAWMIEN<−0.5)便对应于El Niño年。本文主要通过合成分析方法,探究与ENSO相关的EAWM对次年EASM的不对称影响。
为了说明El Niño和La Niña事件在EAWMEN和次年EASM联系中的不对称作用,图 2给出了当El Niño和La Niña事件分别发生时,850 hPa流函数异常场和风矢量异常场从冬季到次年夏季的演变特征。从图中可以看出在强EAWMEN年(即当La Niña发生时),在西北太平洋地区附近存在一个异常的气旋性环流(the anomalous western North Pacific cyclone,WNPC),WNPC能从冬季一直维持到次年夏季(图 2a-c),但是随着WNPC的强度逐渐减弱,至次年夏季时WNPC的强度已经较弱。WNPC西部的偏北风阻碍了西南夏季风的北进,造成次年EASM强度偏弱(图 2c)。相反地在弱EAWMEN年(即当El Niño发生时)在菲律宾附近存在着一个从冬季持续到次年夏季的WNPAC,尽管从冬季到次年春季WNPAC的强度有所减弱,但其后基本能维持较大的强度(图 2d-f)。WNPAC西部的偏南风增强了东亚夏季的西南季风(图 2f),从而造成次年EASM偏强。
对比图 2a-c和图 2d-f可见,WNPC和WNPAC无论在强度上还是在覆盖面积上都存在着显著的不对称性,这在次年夏季表现地尤为突出。WNPAC比WNPC的强度强,覆盖范围更广,位置也更偏南。因此当El Niño事件发生时,EAWM与次年EASM之间有着紧密的联系;然而在La Niña事件发生时,随着WNPC的快速减弱,EAWM与次年EASM之间的联系也随之减弱。
为了进一步说明ENSO在EAWM与次年 EASM联系中的不对称性作用,图 3给出了ENSO处于不同位相时850 hPa流函数异常场和风矢量异常场在次年夏季相加的结果。这里我们用此结果来近似代表流函数场异常和风矢量场异常的不对称部分。可以看出在西太平洋地区存在显著的反气旋性环流,其北侧存在一个弱的气旋性环流。这进一步证明了WNPAC比WNPC的位置偏南,且异常强度更强。
EAWMEN与次年EASM的不对称联系不仅表现在大气环流场上,还表现在降水场上。图 4是在La Niña年和El Niño年,次年夏季中国异常降水的分布图。从图中可以看出,在La Niña年,即EAWMEN偏强时,次年夏季中国东北及长江流域地区的降水偏少;在El Niño年,即EAWMEN偏弱时,次年夏季的异常降水主要位于长江流域。此外,无论在是El Niño年还是La Niño年,降水异常场上通过信度检验的区域均较少,这与Zhang et al.(1999)的结论是一致的。这主要是因为影响中国降水年际变化的因子有很多,而ENSO只是众多因子中的一个(Ding,1993)。
此降水异常的分布主要是由水汽输送的差异所致。图 5给出了当La Niña事件或者El Niño事件发生时,次年夏季水汽含量及水汽输送异常的合成图。当La Niña 事件发生时,WNPC阻碍了夏季西南季风对水汽的向北输送,导致中国东北至东部沿海地区对流层中水汽含量的减小,从而造成降水偏少;而当El Niño事件发生时,WNPAC加强了东亚地区西南季风对水汽的向北输送,导致长江流域水汽含量的增加,从而造成降水偏多。
为了进一步地证明ENSO在EAWMEN与次年EASM转换中的不对称作用,我们计算了EAWMIEN与选取的两个EASM指数(EASMI)的相关系数(表 2)。在这里我们选取了两个能表征EASM不同环流特征的EASMI:第一个EASMI(这里称为EASMIWF)定义为850 hPa的纬向风场在(22.5°~32.5°N,110°~140°E)与(5°~15°N,90°~130°E)区域的平均值之差,这个指数反映了WNP对流层低层的切边涡度(Wang and Fan,1999);第二个EASMI(这里称为EASMIZHW)定义为850 hPa和200 hPa的纬向风场在(0°~10°N,100°~130°E)区域的平均值之差,该指数旨在通过用纬向风场的垂直切变来表征南北方向的热力对比(祝从文等,2000)。从表 2可以看出,当EAWMEN偏强时,EAWMIEN与次年EASMI的相关系数均较低;而当EAWMEN偏弱时,EAWMIEN与次年EASMI的相关系数均较高。这意味着当EAWMEN偏弱时,次年夏季的WNPAC强度要更强,且南北方向上的温度差异也会更加明显,这均表示次年EASM会有更大幅度的增强。
由以上的分析可知,WNPC和WNPAC是连接EAWM和次年EASM的关键性系统,既然热带海温是该环流系统维持的主要外强迫因子,那么热带海温是如何在La Niña和El Niño年演变的?又是如何引起WNPC和WNPAC的不对称性的?为了弄清这些问题,图 6给出了La Niña年和El Niño年从冬季到次年夏季热带异常海温的合成演变图。以往的研究表明当ENSO事件发生时,在菲律宾附近的非绝热冷却(加热)产生Gill响应(Gill,1980),从而导致其西北侧形成的反气旋性环流异常(气旋性环流异常)(Zhang et al.,1996)。然而菲律宾附近的非绝热冷却(非绝热加热)一方面会受到局地海温的影响,另一方面,热带中东太平洋的海温异常也能通过强迫出的异常Walker环流从而在西北太平洋地区引起异常的下沉(上升)运动,导致非绝热冷却(加热)的发生(Zhang et al.,1996; Wang and Zhang,2002)。从冬季到次年春季,无论是在El Niño年还是在La Niña年,在热带中东太平洋都维持着显著的正海温异常(负海温异常)(图 6a、b和图 6d、e)。因此由该异常海温所强迫出的异常Walker环流能引起西太平洋地区空气的下沉(上升)(图 7a、b和图 7d、e),在菲律宾附近产生非绝热冷却(加热),从而造成WNPAC(WNPC)的维持(图 2a、b和图 2d、e)。另外在西太平洋地区,局地异常海温的作用也不可忽视。在El Niño(La Niña)事件发生时,从冬季到次年春季西太平洋附近维持的负(正)海温异常也可以引起西太平洋地区附近的下沉(上升)运动,从而导致菲律宾附近的非绝热冷却(加热)。
但是在次年夏季,两者在中东太平洋的异常海温却表现出较大的差异(图 6c、f)。在La Niña事件发生时,赤道中东太平洋在次年夏季依然维持着显著的负异常海温(图 6c),因此仍然能在热带中太平洋强迫出异常的下沉运动,在西太平洋强迫出异常的上升运动。由于其异常海温的强度已经显著减弱(图 7c),因此该异常海温所强迫出的WNPC也随之减弱。然而在El Niño事件发生时,中东太平洋的正海温异常衰减地较快,以至于在次年夏季的信号已经基本消失(图 6f)。因此太平洋地区的海温异常已经不是WNPAC维持的主要强迫因子。值得注意的是,此时的热带印度洋有显著的异常正海温。Xie et al.(2009)揭示了印度洋异常海温在维持WNPAC中的作用(即印度洋电容器理论),他们指出热带印度洋的海温异常能通过深对流活动引发上空的对流层大气进行干绝热调整,引起印度洋上空的对流层温度升高,从而激发出向东传播的斜压开尔文波。向东传播的暖开尔文波能引起西北太平洋地区近地面产生异常的东北风,从而诱使副热带地区的风场发生辐散并抑制该地区的对流活动,最终造成WNPAC的维持。因此当ENSO处于次年夏季的衰亡期时,印度洋的异常海温是维持西北太平洋地区异常环流的主要原因。由于在La Niña事件发生时,次年夏季印度洋地区的负海温异常强度较弱,因此WNPC的强度也较弱。
另外,局地海气相互作用也是维持WNPAC(WNPC)的另一个机制(Wang et al.,2000; Wang and Zhang,2002)。Wang et al.(2000)研究指出“风—蒸发—SST反馈”是局地海温维持西北太平洋反气旋环流的一个重要机制。由于北半球低纬度近地面盛行东北信风,因此反气旋东部的偏北风会增强东北信风的风速,从而加大西北太平洋海洋表面的蒸发,引起海表冷却。此异常的负海温又能通过产生Gill模态(Gill,1980)从而在其西侧激发出新的反气旋异常,使得海温进一步冷却。由于在东亚沿岸地区反气旋西部的异常南风会减弱东北信风的风速,从而引起沿岸地区的海表温度增暖。西北太平洋异常海表温度的偶极子结构有利于上述“风—蒸发—SST”反馈机制的维持,使得WNPAC能在El Niño消亡期维持。由图 6可见,在El Niño年,西太平洋的偶极子结构能从冬季持续到次年夏季,因此局地海气相互作用的正反馈机制有利于WNPAC的维持。然而,在La Niña年,西太平洋的偶极子结构较弱,因此局地海气相互作用的正反馈机制强度较弱,对WNPC的维持作用也较小。由此可见,热带太平洋和印度洋海温演变的差异是造成EAWM与次年EASM不对称联系的主要原因。
5 结论与讨论本文利用欧洲中心提供的ERA-40再分析资料、英国哈德莱中心提供的海表温度数据以及中国气象局提供的逐月降水资料分析了ENSO在EAWM与次年EASM转换中的不对称作用,并得到了以下的结论。
在EAWMEN偏强的年份(即La Niña事件发生时),会存在一个从冬季维持到次年夏季的WNPC,从而造成次年EASM强度的减弱;在EAWMEN偏弱的年份(即El Niño事件发生时),会存在一个从冬季维持到次年夏季的WNPAC,但较之于WNPC,其位置更偏南,而且强度更强。这使得EASM异常的区域在El Niño年偏南,且异常的强度更强。
造成这一不对称联系的主要原因是由于ENSO处于不同位相时热带太平洋和印度洋的海温演变差异。在EAWMEN偏强的年份,热带太平洋的异常负海温衰减地较慢,使得在次年夏季仍然维持着显著的异常负海温。该异常海温能在热带中太平洋强迫出异常的下沉运动,在西太平洋强迫出异常的上升的运动。由于此异常Walker环流的上升支能产生菲律宾附近异常的非绝热加热,从而有利于WNPC的维持。在EAWMEN偏弱的年份,热带中东太平洋的正海温异常衰减地较快,以至于在次年夏季的信号已经基本消失,但此时印度洋却维持着显著的暖海温异常,增暖的印度洋能通过激发向东传播的暖Kelvin波从而继续维持WNPAC。
局地海气相互作用的差异也是造成WNPC和WNPAC不对称的原因。在La Niña年,局地海气相互作用的反馈过程比El Niño年弱,从而导致WNPC比WNPAC的强度弱,使得EAWM与次年EASM之间联系的不对称性进一步增大。
自上世纪80年代以来,中太平洋型(CP型)ENSO事件发生频率明显增多,而CP型ENSO事件与东太平洋型(EP型)ENSO事件无论是在演变过程还是在对全球气候的影响上均有较大差异(Feng et al.,2011,Chen et al.,2014,Chen et al.,2015)。因此在未来的研究中,有必要在把ENSO事件划分为EP型ENSO事件与CP型ENSO事件,从而进一步分析EAWM与次年EASM之间转换关系的不对称性。
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