徐霈強馮娟陳文

1中國科學(xué)院大氣物理研究所季風(fēng)系統(tǒng)研究中心，北京1001902中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049

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ENSO冷暖位相影響東亞冬季風(fēng)與東亞夏季風(fēng)聯(lián)系的非對稱性

徐霈強1, 2馮娟1陳文1

1中國科學(xué)院大氣物理研究所季風(fēng)系統(tǒng)研究中心，北京100190
2中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049

摘 要東亞冬季風(fēng)（East Asian Winter Monsoon，簡稱EAWM）和東亞夏季風(fēng)（East Asian Summer Monsoon，簡稱EASM）作為東亞季風(fēng)系統(tǒng)的兩個組成部分，他們之間存在顯著的轉(zhuǎn)換關(guān)系。前人的研究表明EAWM與次年EASM的轉(zhuǎn)換關(guān)系只有在ENSO事件發(fā)生時才顯著，然而這些研究都是基于ENSO對大氣環(huán)流的影響是對稱的這一假設(shè)下進行的。本文的研究表明EAWM和次年EASM的轉(zhuǎn)換關(guān)系在ENSO冷暖事件中存在著明顯的不對稱性。通過將EAWM分為與ENSO有關(guān)的部分（EAWMEN）和與ENSO無關(guān)的部分（EAWMRES），我們發(fā)現(xiàn)在強EAWMEN年（即La Ni?a年），在西北太平洋會存在一個從冬季維持到次年夏季的氣旋性環(huán)流異常（the anomalous western North Pacific Cyclone，WNPC），從而造成EASM偏弱；而在弱EAWMEN年（即El Ni?o年時），在西北太平洋會存在一個從冬季維持到次年夏季的反氣旋性環(huán)流異常（the anomalous western North Pacific anticyclone，WNPAC），從而引起次年EASM偏強。比較而言，WNPAC的位置比WNPC的位置偏南，且強度更強，因而在El Ni?o年能夠引起次年 EASM 更大幅度的增強。造成這一不對稱聯(lián)系的主要原因是熱帶太平洋和印度洋異常海溫的演變差異。在強EAWMEN年，熱帶太平洋的負海溫異常衰減地較慢，使得在次年夏季仍然維持著顯著的負異常海溫；相反，在弱EAWMEN年，熱帶太平洋的正海溫異常衰減地較快，以至于在次年夏季的異常海溫信號已經(jīng)基本消失，但此時印度洋卻有著顯著的暖海溫異常。海溫演變的差異進一步造成了大氣環(huán)流的差異，從而導(dǎo)致 EAWM與次年EASM聯(lián)系的不對稱性。

關(guān)鍵詞東亞冬季風(fēng) 東亞夏季風(fēng) ENSO 不對稱性

徐霈強，馮娟，陳文. 2016. ENSO冷暖位相影響東亞冬季風(fēng)與東亞夏季風(fēng)聯(lián)系的非對稱性 [J]. 大氣科學(xué), 40 (4): 831-840. Xu Peiqiang, Feng Juan, Chen Wen. 2016. Asymmetric roles of ENSO in the link between the East Asian winter monsoon and the following summer monsoon [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (4): 831-840, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1509.15192.

1 引言

東亞是世界上最大的季風(fēng)區(qū)，在夏季盛行的偏南風(fēng)將熱帶西太平洋和印度洋的水汽輸送至中國東部、日本以及朝鮮半島，造成這些區(qū)域的持續(xù)性強降水（Tao and Chen, 1987; Ding, 1993; Chen et al., 2009）。東亞夏季風(fēng)（East Asian summer monsoon, EASM）的變異常常會給東亞地區(qū)帶來嚴重的氣候災(zāi)害，如 1998年夏季長江流域的特大洪澇災(zāi)害（Huang et al., 2003; Huang et al., 2007）和2006年夏季重慶地區(qū)所遭受的百年不遇的酷暑和干旱。因此，預(yù)測東亞夏季風(fēng)的年際變率就成為了氣候預(yù)測中的重要問題（Ding, 1992; Zhou et al., 2005; Huang et al., 2007）。

EASM的變化，除了受到大氣內(nèi)部變率的影響，還會受到許多外強迫的影響，如海表面溫度（SST）、雪蓋、土壤濕度和青藏高原的熱力情況等（Charney and Shukla, 1981; Wu and Ni, 1997; Huang et al., 2003）。在眾多的影響因子中，厄爾尼諾—南方濤動（El-Ni?o–Southern Oscillation, ENSO）普遍被認為是最重要的因子之一（Charney and Shukla, 1981; 吳國雄和孟文, 1998; Chen et al., 1992; 黃榮輝和陳文, 2002; 黃榮輝等，2003; Huang et al., 2003）。研究表明當(dāng)El Ni?o處于發(fā)展階段時，華南和華北地區(qū)的降水會減少，而華中地區(qū)的降水會增多；當(dāng)El Ni?o處于消亡階段，情況則大致與此相反（Huang and Wu, 1989; Huang et al., 2003; Huang et al., 2004; Huang et al., 2007）。

然而除了ENSO之外，東亞冬季風(fēng)（East Asian winter monsoon, EAWM）對EASM的變異也有重要的指示意義。早在20世紀90年代我國學(xué)者就已經(jīng)發(fā)現(xiàn)EAWM與EASM之間存在聯(lián)系，但是這種聯(lián)系，尤其在降水場上，統(tǒng)計信度并不高（Sun and Sun, 1994）。隨后的研究考慮了海洋在EAMM和EASM聯(lián)系中的重要作用。Wang and Wu（2012）考慮了印度洋海溫在EAWM對EASM影響中的橋梁作用。然而，Chen et al.（2000）、陳文（2002）和Chen et al.（2013）的一系列研究強調(diào)了ENSO在 EAWM 和 EASM 聯(lián)系中的重要作用。其中 Chen et al. （2013）的研究指出，當(dāng)El Ni?o事件發(fā)生時，在西北太平洋地區(qū)會有一個從冬季維持到次年夏季的異常反氣旋（the anomalous western North Pacific anticyclone, WNPAC），WNPAC西部的偏南風(fēng)能減弱冬季EAWM的偏北風(fēng)，加強（減弱）次年夏季EASM的偏南風(fēng)，從而建立起EAWM與次年EASM之間的緊密聯(lián)系；然而在非 El Ni?o年，由于WNPAC只能在冬季維持，因此 EAWM與次年EASM之間的聯(lián)系并不能建立。

以上的研究都是基于大氣對ENSO的響應(yīng)是對稱的這一前提下開展的，然而El Ni?o和La Ni?a本身在振幅、結(jié)構(gòu)以及時間演變上就存在著不對稱性（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，數(shù)值試驗的結(jié)果表明即使用大小相同、符號相反的SST異常也能強迫出不對稱的大氣環(huán)流異常（Hoerling et al., 1997; Kang and Kug, 2002）。Zhang et al.（1996）的研究指出ENSO對西北太平洋地區(qū)的大氣環(huán)流影響只在 El Ni?o發(fā)生時顯著，而Zhang et al.（2015）進一步的研究工作指出這主要是因為東亞季節(jié)內(nèi)振蕩（Intraseasonal Oscillation, ISO）的活動在 ENSO處于不同位相時的顯著差異。當(dāng)La Ni?o事件發(fā)生時，ISO的活動會更加頻繁，因此便削弱了La Ni?o事件所強迫出的年際變化的振幅。

鑒于以上討論，我們便會提出這樣一個問題：當(dāng)ENSO處于不同位相時，EAWM與EASM之間的聯(lián)系是否也存在著不對稱性？本文將對該問題進行分析。

2 資料與方法

本文中所使用的數(shù)據(jù)來自于歐洲數(shù)值預(yù)報中心（European Center for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF）提供的45年（1957年9月至2002年8月）逐月平均的再分析資料ERA-40。其水平網(wǎng)格距為 2.5°×2.5°，在垂直方向上共 23層（1000 hPa至1 hPa）（Uppala et al., 2005）。文章中所使用的海表溫度數(shù)據(jù)來自于英國哈德萊中心（Met Office Hadley Center)，該資料覆蓋了1870年1月以來的全球海冰和海表溫度，水平分辨率為1° ×1°（Rayner et al., 2003）。除此之外，本文還使用了中國氣象局提供的全國160個臺站的逐月降水資料，該數(shù)據(jù)起始于1951年1月。除特殊說明外，所有的數(shù)據(jù)在分析前都去除了線性趨勢。

本文使用Yang et al.（2002）定義的EAWM指數(shù)（EAWMI）來表征EAWM的強弱。該指數(shù)定義為850 hPa的經(jīng)向風(fēng)速在（20°～40°N, 100°～140°E）區(qū)域內(nèi)的平均。然后我們依照Chen et al.（2013）的方法將EAWMI分成兩部分：與ENSO相關(guān)的部分（EAWMIEN）和與 ENSO 無關(guān)的部分（EAWMIRES）。與ENSO相關(guān)的部分用線性回歸的方法得到（圖1），與ENSO無關(guān)的部分是EAWMI減去EAWMIEN后的殘差。Chen et al.（2013）的研究表明只有與ENSO相關(guān)的EAWM異常部分才能對次年 EASM產(chǎn)生影響，因此本文主要分析與ENSO相關(guān)的EAWM異常部分（即EAWMEN）對次年EASM的不對稱影響。這里我們將EAWMIEN乘以了?1使得正指數(shù)對應(yīng)于強EAWMEN年。強（弱）冬季風(fēng)年的選取標(biāo)準為EAWMIEN大于（小于）0.5（?0.5）倍標(biāo)準差。根據(jù)此標(biāo)準我們選取了8個強EAWMEN事件和7個弱EAWMEN事件（見表1）。由于EAWMIEN是由Nino3指數(shù)進行線性回歸后所得到的，所以強東亞冬季風(fēng)年（即EAWMIEN＞0.5）也就對應(yīng)于La Ni?a年，而弱的東亞冬季風(fēng)年（即EAWMIEN＜?0.5）便對應(yīng)于El Ni?o年。本文主要通過合成分析方法，探究與ENSO相關(guān)的EAWM對次年EASM的不對稱影響。

表1 冬季風(fēng)偏強/偏弱年的選取年份Table 1 Years of selected cases of strong and weak EAWMEN

3 EAWMEN與次年EASM聯(lián)系的不對稱性

為了說明El Ni?o 和La Ni?a事件在EAWMEN和次年EASM聯(lián)系中的不對稱作用，圖2給出了當(dāng)El Ni?o和La Ni?a事件分別發(fā)生時，850 hPa流函數(shù)異常場和風(fēng)矢量異常場從冬季到次年夏季的演變特征。從圖中可以看出在強 EAWMEN年（即當(dāng)La Ni?a發(fā)生時），在西北太平洋地區(qū)附近存在一個異常的氣旋性環(huán)流（the anomalous western North Pacific cyclone, WNPC），WNPC能從冬季一直維持到次年夏季（圖2a–c)，但是隨著WNPC的強度逐漸減弱，至次年夏季時 WNPC的強度已經(jīng)較弱。WNPC西部的偏北風(fēng)阻礙了西南夏季風(fēng)的北進，造成次年 EASM 強度偏弱（圖 2c）。相反地在弱EAWMEN年（即當(dāng)El Ni?o發(fā)生時）在菲律賓附近存在著一個從冬季持續(xù)到次年夏季的WNPAC，盡管從冬季到次年春季W(wǎng)NPAC的強度有所減弱，但其后基本能維持較大的強度（圖2d–f）。WNPAC西部的偏南風(fēng)增強了東亞夏季的西南季風(fēng)（圖 2f），從而造成次年EASM偏強。

對比圖2a–c和圖2d–f可見，WNPC和WNPAC無論在強度上還是在覆蓋面積上都存在著顯著的不對稱性，這在次年夏季表現(xiàn)地尤為突出。WNPAC 比WNPC的強度強，覆蓋范圍更廣，位置也更偏南。因此當(dāng)El Ni?o事件發(fā)生時，EAWM與次年EASM之間有著緊密的聯(lián)系；然而在La Ni?a事件發(fā)生時，隨著WNPC的快速減弱，EAWM與次年EASM之間的聯(lián)系也隨之減弱。

圖1 與ENSO相關(guān)的東亞冬季風(fēng)指數(shù)從1957/1958冬季至2001/2002年冬季的標(biāo)準化時間序列。這里1957/1958年表示1957/1958年的冬季Fig. 1 Time series of normalized EAWMIEN(ENSO-related part of EAWM) averaged for December–February from 1957/1958 to 2001/2002 (the year 1957/1958 denotes the 1957/1958 winter)

圖2 在La Ni?a年850 hPa流函數(shù)場（等值線；單位：106m2s?1）和850 hPa風(fēng)場（矢量；單位：m s?1）異常的合成圖：（a）冬季（DJF）；（b）春季（＋MAM）；（c）夏季（＋JJA）。（d, e, f）同（a, b, c）但為El Ni?o年的情況。淺灰和深灰分別表示流函數(shù)t檢驗通過了0.1和0.05的顯著性水平區(qū)域，等值線間隔為0.4×106m2s?1Fig. 2 Composite seasonal mean 850-hPa streamfunction (contours; units: 106m2s?1) and 850-hPa wind (vectors; units: m s?1) anomalies in La Ni?a years for (a) DJF (December–February), (b) +MAM (March–May) and (c) +JJA (June–August); (d–f) as in (a–c) but for El Ni?o years. Light and dark shadings indicate statistical significance for streamfunction at the 90% and 95% confidence levels, respectively, according to a two-tailed Student’s t test; contour interval = 0.4×106m2s?1)

圖3 合成的次年夏季850 hPa流函數(shù)異常（等值線；單位：106m2s?1）與850 hPa風(fēng)場異常（矢量；單位：m s?1）在La Ni?a年和El Ni?o年的不對稱部分。淺灰和深灰分別表示流函數(shù)t檢驗通過了0.1和0.05的顯著性水平區(qū)域，等值線間隔為0.4×106m2s?1Fig. 3 Composite summation of 850-hPa streamfunction (contours; units: 106m2s?1) and wind (vectors; units: m s?1) anomalies in the following summer between La Ni?a and El Ni?o years. Light and dark shadings indicate statistical significance for streamfunction at the 90% and 95% confidence levels, respectively, according to a two-tailed Student’s t test; contour interval = 0.4×106m2s?1

圖4 中國降水異常（a）La Ni?a年和（b）El Ni?o年的次年夏季的合成圖（單位：mm month?1）。虛線表示降水為負異常，淺灰和深灰分別表示t檢驗通過了0.1和0.05的顯著性水平，等值線間隔為10 mm month?1Fig. 4 Composite rainfall anomalies (units: mm month?1) in China for the decaying summers of (a) La Ni?a and (b) El Ni?o years (dashed lines denote negative values; contour interval = 10 mm month?1; light and dark shadings indicate statistical significance at the 90% and 95% confidence levels, respectively, according to a two-tailed Student’s t test)

為了進一步說明 ENSO在EAWM與次年EASM聯(lián)系中的不對稱性作用，圖3給出了ENSO處于不同位相時850 hPa流函數(shù)異常場和風(fēng)矢量異常場在次年夏季相加的結(jié)果。這里我們用此結(jié)果來近似代表流函數(shù)場異常和風(fēng)矢量場異常的不對稱部分?？梢钥闯鲈谖魈窖蟮貐^(qū)存在顯著的反氣旋性環(huán)流，其北側(cè)存在一個弱的氣旋性環(huán)流。這進一步證明了WNPAC比WNPC的位置偏南，且異常強度更強。

EAWMEN與次年EASM的不對稱聯(lián)系不僅表現(xiàn)在大氣環(huán)流場上，還表現(xiàn)在降水場上。圖4是在La Ni?a年和El Ni?o年，次年夏季中國異常降水的分布圖。從圖中可以看出，在 La Ni?a年，即EAWMEN偏強時，次年夏季中國東北及長江流域地區(qū)的降水偏少；在El Ni?o年，即EAWMEN偏弱時，次年夏季的異常降水主要位于長江流域。此外，無論在是El Ni?o年還是La Ni?o年，降水異常場上通過信度檢驗的區(qū)域均較少，這與 Zhang et al. （1999）的結(jié)論是一致的。這主要是因為影響中國降水年際變化的因子有很多，而ENSO只是眾多因子中的一個（Ding, 1993）。

此降水異常的分布主要是由水汽輸送的差異所致。圖5給出了當(dāng)La Ni?a事件或者El Ni?o事件發(fā)生時，次年夏季水汽含量及水汽輸送異常的合成圖。當(dāng)La Ni?a 事件發(fā)生時，WNPC阻礙了夏季西南季風(fēng)對水汽的向北輸送，導(dǎo)致中國東北至東部沿海地區(qū)對流層中水汽含量的減小，從而造成降水偏少；而當(dāng)El Ni?o事件發(fā)生時，WNPAC加強了東亞地區(qū)西南季風(fēng)對水汽的向北輸送，導(dǎo)致長江流域水汽含量的增加，從而造成降水偏多。

為了進一步地證明ENSO在EAWMEN與次年EASM轉(zhuǎn)換中的不對稱作用，我們計算了EAWMIEN與選取的兩個EASM指數(shù)（EASMI）的相關(guān)系數(shù)（表2）。在這里我們選取了兩個能表征EASM不同環(huán)流特征的 EASMI：第一個 EASMI（這里稱為EASMIWF）定義為850 hPa的緯向風(fēng)場在（22.5°～32.5°N，110°～140°E）與（5°～15°N，90°～130°E）區(qū)域的平均值之差，這個指數(shù)反映了WNP對流層低層的切邊渦度（Wang and Fan, 1999）；第二個EASMI（這里稱為EASMIZHW）定義為850 hPa和 200 hPa的緯向風(fēng)場在（0°～10°N，100°～130°E）區(qū)域的平均值之差，該指數(shù)旨在通過用緯向風(fēng)場的垂直切變來表征南北方向的熱力對比（祝從文等，2000）。從表 2可以看出，當(dāng) EAWMEN偏強時，EAWMIEN與次年EASMI的相關(guān)系數(shù)均較低；而當(dāng)EAWMEN偏弱時，EAWMIEN與次年EASMI的相關(guān)系數(shù)均較高。這意味著當(dāng)EAWMEN偏弱時，次年夏季的WNPAC強度要更強，且南北方向上的溫度差異也會更加明顯，這均表示次年EASM會有更大幅度的增強。

圖5 同圖4，但是為整層積分的水汽含量（填色；單位：kg m?1s?1）和水汽輸送通量（矢量；單位：kg m?2）。Fig. 5 As in Fig. 4 but for vertically integrated water vapor flux (vectors; units: kg m?1s?1) and moisture content (color shading; units: kg m?2).

表2 強弱EAWMIEN與不同EASM指數(shù)的相關(guān)系數(shù)，粗體表示t檢驗通過了0.10的顯著性水平Table 2 　Correlation coefficients between EAWMIENand the two selected EASM indices (bold values indicate statistical significance at the confidence level greater than 90%, based on the Student’s t test)

4 可能機制分析

由以上的分析可知，WNPC和WNPAC是連接EAWM和次年EASM的關(guān)鍵性系統(tǒng)，既然熱帶海溫是該環(huán)流系統(tǒng)維持的主要外強迫因子，那么熱帶海溫是如何在La Ni?a和El Ni?o年演變的？又是如何引起WNPC和WNPAC的不對稱性的？為了弄清這些問題，圖6給出了La Ni?a年和El Ni?o年從冬季到次年夏季熱帶異常海溫的合成演變圖。以往的研究表明當(dāng)ENSO事件發(fā)生時，在菲律賓附近的非絕熱冷卻（加熱）產(chǎn)生Gill響應(yīng)（Gill, 1980），從而導(dǎo)致其西北側(cè)形成的反氣旋性環(huán)流異常（氣旋性環(huán)流異常）（Zhang et al., 1996）。然而菲律賓附近的非絕熱冷卻（非絕熱加熱）一方面會受到局地海溫的影響，另一方面，熱帶中東太平洋的海溫異常也能通過強迫出的異常 Walker環(huán)流從而在西北太平洋地區(qū)引起異常的下沉（上升）運動，導(dǎo)致非絕熱冷卻（加熱）的發(fā)生（Zhang et al., 1996; Wang and Zhang, 2002）。從冬季到次年春季，無論是在El Ni?o年還是在La Ni?a年，在熱帶中東太平洋都維持著顯著的正海溫異常（負海溫異常）（圖 6a、b和圖6d、e）。因此由該異常海溫所強迫出的異常Walker環(huán)流能引起西太平洋地區(qū)空氣的下沉（上升）（圖7a、b和圖7d、e），在菲律賓附近產(chǎn)生非絕熱冷卻（加熱），從而造成WNPAC（WNPC）的維持（圖2a、b 和圖2d、e）。另外在西太平洋地區(qū)，局地異常海溫的作用也不可忽視。在El Ni?o（La Ni?a）事件發(fā)生時，從冬季到次年春季西太平洋附近維持的負（正）海溫異常也可以引起西太平洋地區(qū)附近的下沉（上升）運動，從而導(dǎo)致菲律賓附近的非絕熱冷卻（加熱）。

圖6 La Ni?a年海溫異常（單位：°C）在（a）冬季（DJF）、（b）春季（+MAM）和（c）夏季（+JJA）的合成圖。（d, e, f）同（a, b, c）但為El Ni?o年的情況。淺灰和深灰分別表示t檢驗通過了0.1和0.05的顯著性水平區(qū)域，等值線間隔為0.2°CFig. 6 Composite seasonal mean SST (contours; units: °C) anomalies during La Ni?a years for (a) DJF, (b) +MAM, and (c) + JJA; (d–f) as in (a–c) but for El Ni?o years. Light and dark shadings indicate statistical significance at the 90% and 95% confidence levels, respectively, according to a two-tailed Student’s t test; contour interval = 0.2°C

但是在次年夏季，兩者在中東太平洋的異常海溫卻表現(xiàn)出較大的差異（圖6c、f）。在La Ni?a事件發(fā)生時，赤道中東太平洋在次年夏季依然維持著顯著的負異常海溫（圖 6c)，因此仍然能在熱帶中太平洋強迫出異常的下沉運動，在西太平洋強迫出異常的上升運動。由于其異常海溫的強度已經(jīng)顯著減弱（圖7c），因此該異常海溫所強迫出的WNPC也隨之減弱。然而在El Ni?o事件發(fā)生時，中東太平洋的正海溫異常衰減地較快，以至于在次年夏季的信號已經(jīng)基本消失（圖 6f）。因此太平洋地區(qū)的海溫異常已經(jīng)不是WNPAC維持的主要強迫因子。值得注意的是，此時的熱帶印度洋有顯著的異常正海溫。Xie et al.（2009）揭示了印度洋異常海溫在維持WNPAC中的作用（即印度洋電容器理論），他們指出熱帶印度洋的海溫異常能通過深對流活動引發(fā)上空的對流層大氣進行干絕熱調(diào)整，引起印度洋上空的對流層溫度升高，從而激發(fā)出向東傳播的斜壓開爾文波。向東傳播的暖開爾文波能引起西北太平洋地區(qū)近地面產(chǎn)生異常的東北風(fēng)，從而誘使副熱帶地區(qū)的風(fēng)場發(fā)生輻散并抑制該地區(qū)的對流活動，最終造成WNPAC的維持。因此當(dāng)ENSO處于次年夏季的衰亡期時，印度洋的異常海溫是維持西北太平洋地區(qū)異常環(huán)流的主要原因。由于在 La Ni?a事件發(fā)生時，次年夏季印度洋地區(qū)的負海溫異常強度較弱，因此WNPC的強度也較弱。

另外，局地海氣相互作用也是維持 WNPAC （WNPC）的另一個機制（Wang et al., 2000; Wang and Zhang, 2002）。Wang et al.（2000）研究指出“風(fēng)—蒸發(fā)—SST反饋”是局地海溫維持西北太平洋反氣旋環(huán)流的一個重要機制。由于北半球低緯度近地面盛行東北信風(fēng)，因此反氣旋東部的偏北風(fēng)會增強東北信風(fēng)的風(fēng)速，從而加大西北太平洋海洋表面的蒸發(fā)，引起海表冷卻。此異常的負海溫又能通過產(chǎn)生Gill模態(tài)（Gill, 1980）從而在其西側(cè)激發(fā)出新的反氣旋異常，使得海溫進一步冷卻。由于在東亞沿岸地區(qū)反氣旋西部的異常南風(fēng)會減弱東北信風(fēng)的風(fēng)速，從而引起沿岸地區(qū)的海表溫度增暖。西北太平洋異常海表溫度的偶極子結(jié)構(gòu)有利于上述“風(fēng)—蒸發(fā)—SST”反饋機制的維持，使得WNPAC能在El Ni?o消亡期維持。由圖6可見，在El Ni?o年，西太平洋的偶極子結(jié)構(gòu)能從冬季持續(xù)到次年夏季，因此局地海氣相互作用的正反饋機制有利于WNPAC的維持。然而，在La Ni?a年，西太平洋的偶極子結(jié)構(gòu)較弱，因此局地海氣相互作用的正反饋機制強度較弱，對WNPC的維持作用也較小。由此可見，熱帶太平洋和印度洋海溫演變的差異是造成EAWM與次年EASM不對稱聯(lián)系的主要原因。

圖7 同圖6，但為500 hPa p坐標(biāo)系的垂直速度。等值線間隔為0.01 Pa m?1Fig. 7 Same as in Fig. 6, but for 500-hPa vertical velocity in p ordinate (contour interval = 0.01 Pa m?1)

5 結(jié)論與討論

本文利用歐洲中心提供的 ERA-40再分析資料、英國哈德萊中心提供的海表溫度數(shù)據(jù)以及中國氣象局提供的逐月降水資料分析了 ENSO在EAWM與次年EASM轉(zhuǎn)換中的不對稱作用，并得到了以下的結(jié)論。

在EAWMEN偏強的年份（即La Ni?a事件發(fā)生時），會存在一個從冬季維持到次年夏季的WNPC，從而造成次年EASM強度的減弱；在EAWMEN偏弱的年份（即El Ni?o事件發(fā)生時），會存在一個從冬季維持到次年夏季的WNPAC，但較之于WNPC，其位置更偏南，而且強度更強。這使得EASM異常的區(qū)域在El Ni?o年偏南，且異常的強度更強。

造成這一不對稱聯(lián)系的主要原因是由于ENSO處于不同位相時熱帶太平洋和印度洋的海溫演變差異。在EAWMEN偏強的年份，熱帶太平洋的異常負海溫衰減地較慢，使得在次年夏季仍然維持著顯著的異常負海溫。該異常海溫能在熱帶中太平洋強迫出異常的下沉運動，在西太平洋強迫出異常的上升的運動。由于此異常Walker環(huán)流的上升支能產(chǎn)生菲律賓附近異常的非絕熱加熱，從而有利于WNPC的維持。在EAWMEN偏弱的年份，熱帶中東太平洋的正海溫異常衰減地較快，以至于在次年夏季的信號已經(jīng)基本消失，但此時印度洋卻維持著顯著的暖海溫異常，增暖的印度洋能通過激發(fā)向東傳播的暖Kelvin波從而繼續(xù)維持WNPAC。

局地海氣相互作用的差異也是造成 WNPC和WNPAC不對稱的原因。在La Ni?a年，局地海氣相互作用的反饋過程比 El Ni?o年弱，從而導(dǎo)致WNPC比WNPAC的強度弱，使得EAWM與次年EASM之間聯(lián)系的不對稱性進一步增大。

自上世紀80年代以來，中太平洋型（CP型）ENSO事件發(fā)生頻率明顯增多，而CP型ENSO事件與東太平洋型（EP型）ENSO事件無論是在演變過程還是在對全球氣候的影響上均有較大差異（Feng et al., 2011, Chen et al., 2014, Chen et al., 2015）。因此在未來的研究中，有必要在把 ENSO事件劃分為EP型ENSO事件與CP型ENSO事件，從而進一步分析EAWM與次年EASM之間轉(zhuǎn)換關(guān)系的不對稱性。

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項目資助 國家自然科學(xué)基金項目41230527、41461144001

Funded by National Natural Science Foundation of China (Grants 41230527, 41461144001)

文章編號1006-9895(2016)04-0831-10中圖分類號 P461

文獻標(biāo)識碼A

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1509.15192

收稿日期2015-05-05；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2015-09-15

作者簡介徐霈強，男，1992年出生，碩士研究生，主要從事東亞季風(fēng)變異和海氣相互作用方面的研究。E-mail: peiqiang@mail.iap.ac.cn

通訊作者馮娟，E-mail: juanfeng@mail.iap.ac.cn

Asymmetric Role of ENSO in the Link between the East Asian Winter Monsoon and the Following Summer Monsoon

XU Peiqiang1, 2, FENG Juan1, and CHEN Wen1
1 Center for Monsoon System Research, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100190
2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049

AbstractEvidence demonstrates a link exists between the East Asian winter monsoon (EAWM) and the following East Asian summer monsoon (EASM). Previous studies have found that the EAWM and the following EASM are only closely linked in ENSO years. However, all these studies are based on the hypothesis that the atmosphere’s response to ENSO is symmetric. In fact, we demonstrate ENSO plays an asymmetric role in the EAWM–EASM link. This study divides the variability of the EAWM into an ENSO-related part (EAWMEN) and ENSO-unrelated part (EAWMRES). The results demonstrate that during strong EAWMENconditions (i.e., La Ni?a events), an anomalous cyclone persists from winter to summer over the western North Pacific (WNP), which can cause a weak EASM in the following summer. In contrast, during weak EAWMENconditions (i.e., El Ni?o events), an anomalous anticyclone persisting from winter to summer is observed over the WNP. However, the anomalous anticyclone’s intensity is much stronger than the counterpart and is located more southward. As a result, the intensity of EASM anomalies is stronger during weak EAWMENyears. This asymmetry may be attributed to the different evolutions of the SST anomalies over the tropical Pacific Ocean and the North Indian Ocean. During strong EAWMENconditions, the SST anomalies in the tropical central–eastern Pacific decay slowly and thus significant signals still persist in the following summer, which contribute to the persistence of the WNP anomalous cyclone in the following summer. However, during weak EAWMENconditions, the SST anomalies decay quickly in the tropical Pacific, while the Indian Ocean warms significantly in the following summer. Thus the anomalous anticyclone in the WNP results from the significantly warmed Indian Ocean through the “capacitor mechanism”.

KeywordsEast Asian summer monsoon, East Asian winter monsoon, ENSO, Asymmetry