陳潔鵬,溫之平,王鑫

① 中國科學(xué)院 南海海洋研究所,熱帶海洋環(huán)境國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣東 廣州 510301;② 中山大學(xué) 大氣科學(xué)學(xué)院,季風(fēng)與環(huán)境研究中心,廣東 廣州 510275

2015/2016超強(qiáng)El Ni?o對(duì)中國南方冬春季降水的影響分析

陳潔鵬①,溫之平②*,王鑫①

① 中國科學(xué)院 南海海洋研究所,熱帶海洋環(huán)境國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣東 廣州 510301;② 中山大學(xué) 大氣科學(xué)學(xué)院,季風(fēng)與環(huán)境研究中心,廣東 廣州 510275

2016-11-08收稿，2016-11-11接受

公益性行業(yè)(氣象)科研專項(xiàng)(GYHY201406003);國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41530530;41506004;41506003);廣東省自然科學(xué)基金-博士啟動(dòng)項(xiàng)目(2016A030310113;2016A030310015)

利用1981—2016年的中國160站降水資料、OISST海溫資料和NCEP/NCAR大氣環(huán)流資料,對(duì)比分析了中等強(qiáng)度El Ni?o和2015/2016超強(qiáng)El Ni?o對(duì)中國東南部、江淮流域和西南地區(qū)冬春季降水影響的異同。結(jié)果表明:在中等強(qiáng)度El Ni?o的冬季,偏暖的赤道中東太平洋海表面溫度(Sea Surface Temperature,SST)所激發(fā)的西北太平洋和日本附近的異常反氣旋環(huán)流,其異常的西南風(fēng)會(huì)加強(qiáng)南?！鞅碧窖蟮乃蛑袊鴸|部輸送,造成中國東南部和江淮流域的降水一致偏多。2015/2016超強(qiáng)El Ni?o的冬季,赤道中東太平洋SST的強(qiáng)度異常偏強(qiáng),中國東部異常偏冷的表面氣溫和對(duì)流層低層溫度加強(qiáng)大陸冷高壓,長江流域及其以北地區(qū)受異常強(qiáng)的北風(fēng)控制,從而造成中國東南部降水增多、江淮流域降水減少。在2015/2016超強(qiáng)El Ni?o事件衰減位相的春季,中國東南部和西南部降水的增加主要?dú)w因于異常偏暖的西北印度洋和東南印度洋SST的作用。經(jīng)CAM5模式試驗(yàn)證明,西北印度洋異常偏暖的SST引起了北印度洋的異常西南風(fēng),激發(fā)了孟加拉灣—西北太平洋的異常反氣旋,加強(qiáng)了印度洋和南海—西北太平洋的水汽向中國西南和東南部輸送。此外,東南印度洋異常偏暖的SST還會(huì)激發(fā)局地異常上升運(yùn)動(dòng),通過經(jīng)向垂直環(huán)流加強(qiáng)南海—西北太平洋異常下沉運(yùn)動(dòng),誘使中國東南部的上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng),導(dǎo)致降水增多。

2015/2016超強(qiáng)El Ni?o

冬春季

中國南方

熱帶印度洋

ENSO作為全球大氣和海洋相互耦合最強(qiáng)的信號(hào)之一,可對(duì)全球大氣環(huán)流和水分循環(huán)的變化產(chǎn)生重大影響。目前關(guān)于ENSO的形成、維持與衰退機(jī)制、氣候效應(yīng)和預(yù)測研究仍是一個(gè)國際熱點(diǎn)問題。一般而言,El Ni?o在北半球夏季開始發(fā)展,在初冬達(dá)到峰值,次年春季開始衰減。赤道中東太平洋海表面溫度(Sea Surface Temperature,SST)遙強(qiáng)迫作用和西北太平洋局地海氣相互作用使得西北太平洋異常反氣旋可從前秋持續(xù)到夏季(Wang et al.,2000,2003)。在El Ni?o年的冬季,印度洋出現(xiàn)海盆尺度的增暖(IOB)并在El Ni?o 成熟位相后的次年春季達(dá)到極值(Nigam and Shen,1993)。Xie et al.(2009)提出IOB SST增暖可作為“電容器”延長El Ni?o的影響:在El Ni?o的發(fā)展和強(qiáng)盛期,IOB SST處在“充電”過程;當(dāng)El Ni?o衰減的時(shí)候,IOB SST處在“放電”過程,通過深對(duì)流的濕絕熱過程加熱對(duì)流層大氣,激發(fā)斜壓的Kelvin波,使得西北太平洋出現(xiàn)異常的東北風(fēng),相應(yīng)的輻散氣流抑制對(duì)流發(fā)展和維持西北太平洋反氣旋環(huán)流。西北太平洋低層異常反氣旋在El Ni?o發(fā)展年秋季最先出現(xiàn)在南海,冬季向東延伸至菲律賓海,春季和夏季西北太平洋異常反氣旋則向東北移動(dòng),有利于加強(qiáng)西太平洋副熱帶高壓,造成東亞降水異常,該降水異常中心隨季節(jié)變化有所差異(Wu et al.,2003)。

ENSO是中國南方冬春季持續(xù)干旱形成的重要因子之一(Sun and Yang,2012;Chen et al.,2013),它對(duì)中國南方冬春季降水的影響具有不穩(wěn)定性。Chen et al.(2013)指出:中國南方冬春降水與ENSO的關(guān)系在1970s中期至1990s減弱與PDO位相轉(zhuǎn)變有關(guān),PDO可通過調(diào)控太平洋—東亞機(jī)制來減弱ENSO的影響。近年來許多研究(Ashok et al.,2007;Kug et al.,2009;Yu and Kim,2010)指出了ENSO的兩種類型:一種是傳統(tǒng)的東部型ENSO:熱帶東太平洋SST異常中心從南美洲沿岸向西延伸至赤道中太平洋,其形成與海盆尺度次表層海洋過程緊密聯(lián)系,主周期4～5 a,次周期為2～2.5 a;另一種是新型的中部型ENSO:表現(xiàn)出赤道中太平洋SST異常變化明顯大于赤道東太平洋的特征,主周期為2～2.5 a。這一型ENSO由局地海氣相互作用造成,前期信號(hào)可追溯到北半球副熱帶大氣的變化(Yu et al.,2010),它在1990s以后頻繁發(fā)生,與北太平洋振蕩(NPO)作用的年代際加強(qiáng)有關(guān)(Yeh et al.,2015)。對(duì)比東部型El Ni?o對(duì)冬春季大氣環(huán)流的影響,中部型El Ni?o激發(fā)的西北太平洋異常反氣旋環(huán)流位置偏西,中國南方地區(qū)受異常高壓控制,不利于降水的形成(Weng et al.,2009;Chen et al,2014)。可見,赤道中東太平洋SST異常中心位置的不同對(duì)中國南方冬、春季降水的影響差異很大。然而,不同強(qiáng)度的赤道東太平洋SST變化對(duì)中國東部冬春季降水的強(qiáng)度和分布型有何影響,目前尚不十分清楚。

此外,熱帶印度洋海溫的變化也對(duì)中國東部冬春季降水有重要影響(Yang,2009;Chen et al.,2013)。當(dāng)El Ni?o事件發(fā)生時(shí),熱帶印度洋—太平洋上空異常Walker環(huán)流的下沉支會(huì)導(dǎo)致印度尼西亞和西太平洋地區(qū)海平面氣壓場異常,進(jìn)而通過海氣相互作用改變熱帶印度洋上空云量和海表蒸發(fā)量,使得進(jìn)入洋面的凈表面熱通量增加,最終影響印度洋SST的變化(Klein et al.,1999)。另外,赤道印度洋的異常東風(fēng)會(huì)在南印度洋強(qiáng)迫出一個(gè)西向傳播的下沉Rossby波,由于西南印度洋(SWIO)的溫躍層非常淺薄,從而易導(dǎo)致SWIO SST升高(Xie et al.,2002)?？梢?ENSO可通過大氣過程和海洋通道的共同作用造成熱帶印度洋SST變化。然而,目前熱帶印度洋海溫對(duì)不同ENSO強(qiáng)度的響應(yīng)或者反饋過程尚不明確。

最近2015/2016 El Ni?o事件備受關(guān)注,它不僅強(qiáng)度強(qiáng)而且持續(xù)時(shí)間長。赤道中東太平洋三個(gè)月滑動(dòng)平均的SST距平值在2014年11月已達(dá)0.5 ℃,隨后SST逐漸增強(qiáng)并在2015年冬季達(dá)到峰值,在春季開始衰減,到2016年6月赤道中東太平洋SST距平值才開始低于0.5 ℃。此次過程是自1950年以來El Ni?o持續(xù)時(shí)間最長的。2015/2016 El Ni?o導(dǎo)致全球極端天氣頻發(fā),例如在2015年12月南美洲中部遭遇數(shù)十年來最強(qiáng)降雨,美國暴雨與龍卷風(fēng)頻發(fā),亞馬遜雨林火災(zāi)次數(shù)明顯增加。持續(xù)的El Ni?o導(dǎo)致旱澇的頻發(fā),從而造成糧食減產(chǎn)和供應(yīng)短缺,更甚者加速區(qū)域經(jīng)濟(jì)的動(dòng)蕩(李雪等,2016)。

目前為止,2015/2016超強(qiáng)El Ni?o對(duì)中國南方冬春季降水的影響尚不清楚。本文擬對(duì)比分析2015/2016超強(qiáng)El Ni?o和中等強(qiáng)度El Ni?o影響下的熱帶印太海域海氣相互作用過程及其對(duì)中國南方降水異常的影響。

1 資料、方法和模式

采用的資料有:1)美國國家海洋和大氣局(NOAA)提供的1981年12月—2016年5月逐月最優(yōu)插值海表面溫度(OISST)資料,資料水平分辨率為1°×1°(Reynolds et al.,2002);2)美國國家環(huán)境預(yù)報(bào)中心/大氣研究中心(NCEP/NCAR)的1948年1月至2016年5月逐月再分析大氣環(huán)流資料,網(wǎng)格分辨率2.5°×2.5°(Kalnay et al.,1996);3)國家氣候中心提供的1951年1月—2016年5月中國160站月平均降水資料。冬春季平均分別指當(dāng)年12月至次年2月和3—5月平均,選取1981—2016年平均作為氣候態(tài)。

為了探討大氣環(huán)流對(duì)熱帶海溫變化的響應(yīng)過程,本文使用了NCAR提供的版本5.0通用大氣模式(CAM5),它是通用氣候系統(tǒng)模式(CESM)的一部分。通過使用者和在大氣模式工作組(AMWG)的開發(fā)者協(xié)同過程管理不斷發(fā)展,化學(xué)氣候工作組(Chem-Clim WG)和整體大氣模式工作組(WAMWG)的投入,相比于CAM4,CAM5已在濕湍流和淺對(duì)流方案、云微物理方案和氣溶膠方案等方面有了明顯的的改進(jìn)(Neal et al.,2012)。模式涉及的海溫采用了Hadley中心的水平分辨率為1°×1°的海冰與海溫資料(Smith et al.,2008)。

圖1 中國南方冬季(a—c)、春季(d—f)降水距平場分布(單位:mm/mon) a,d.中等強(qiáng)度El Nio事件距平合成場;b,e.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件距平場;c,f.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的差值場Fig.1 Precipitation anomalies(unit:mm/mon) over Southern China in (a—c)winter and (d—f)spring during (a,d)moderate El Nio events and (b,e)2015/2016 extreme El Nio.Difference of precipitation over Eastern China in (c)winter and (f)spring between 2015/2016 extreme El Nio and moderate El Nio events

2 2015/2016年中國南方冬春季降水特征

表1 中國東南部(110～122°E,22～30°N)、西南部(98～110°E,22～30°N)和江淮流域(110～122°E,30～38°N)冬春季降水在2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的距平值和距平百分率

Table 1 Precipitation anomalies and corresponding percentage over southeast China(22—30°N,110—122°E),southwest China(22—30°N,98—110°E) and Yangze-Huai rivers Basins (30—38°N,110—122°E) in the winter and spring of 2015/2016 extreme El Nio and moderate El Nio

ElNi?o類型冬季降水距平/(mm/mon)冬季降水距平百分率/%春季降水距平/(mm/mon)春季降水距平百分率/%東南部江淮流域東南部江淮流域東南部西南部東南部西南部中等強(qiáng)度ElNi?o15.235.1221.8422.8835.09-3.2818.94-4.232015/2016超強(qiáng)ElNi?o57.82-4.2782.91-19.0847.1123.4925.4230.26

圖2 冬季SST(a—c;℃)和500 hPa垂直速度場(d—f;0.05 Pa·s-1)距平場 a,d.中等強(qiáng)度El Nio事件距平合成場;b,e.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件距平場;c,f.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的差值場Fig.2 Anomalies of (a—c)SST(℃) and 500 hPa vertical (d—f)p-velocity (0.05 Pa·s-1) in winter during (a,d)moderate El Nio events and (b,e)2015/2016 extreme El Nio.Difference of (c)SST and (f)500 hPa p-vertical velocity in winter between 2015/2016 extreme El Nio and moderate El Nio events

3 2015/2016超強(qiáng)El Nio影響中國冬季南方降水的物理過程

為了探討高低層環(huán)流對(duì)熱帶印太SST異常變化的響應(yīng)和反饋過程及其與中國南方冬季降水的物理聯(lián)系,圖2d—2f給出了中等強(qiáng)度El Nio和超強(qiáng)El Nio事件中的500 hPa垂直速度場距平場及其差值場。中等強(qiáng)度El Nio事件發(fā)生的冬季,中國東部為一致的異常上升區(qū),黑潮區(qū)、南海和西北太平洋受異常下沉運(yùn)動(dòng)影響;但在2015年冬季,中國東南部和黑潮區(qū)為異常上升運(yùn)動(dòng),異常下沉運(yùn)動(dòng)出現(xiàn)在長江—黃河流域和南海—西北太平洋地區(qū)。顯而易見,在中等強(qiáng)度El Nio和超強(qiáng)El Nio發(fā)生時(shí),中國東部異常垂直運(yùn)動(dòng)的分布明顯不同,分別為南北一致型和南北反相型;超強(qiáng)El Nio發(fā)生時(shí)南海—西北太平洋的異常下沉運(yùn)動(dòng)區(qū)域向南收縮。

受異常偏暖的赤道中東太平洋SST的熱力強(qiáng)迫作用,加之異常偏冷的西北太平洋的局地海氣互相作用的影響,西北太平洋低層有異常反氣旋環(huán)流對(duì)形成,兩個(gè)異常中心分別位于南?！坡少e和日本附近。在中等強(qiáng)度El Nio事件,中國東部對(duì)流層低層溫度偏高,對(duì)應(yīng)異常偏低的海表面氣壓,受西北太平洋異常反氣旋西側(cè)異常西南氣流影響,熱帶海面水汽向中國東部輸送,中國東部地區(qū)為異常水汽輻合區(qū)(圖3a、3e)。相比之下,2015年冬季南邊的異常反氣旋位置偏南,加上北邊的異常反氣旋位置偏東,西北太平洋異常反氣旋西側(cè)異常西南氣流僅影響到中國東南部地區(qū),長江—黃河流域受異常北風(fēng)控制,異常水汽輻合區(qū)局限在中國東南部地區(qū)(圖3)。2015年冬季長江以北區(qū)域低層異常北風(fēng)的加強(qiáng)與冬季中國東部地面溫度和對(duì)流層低層氣溫異常偏低有關(guān)。當(dāng)中國東部地面溫度和對(duì)流層低層氣溫異常偏低時(shí),大陸的冷高壓加強(qiáng)。同時(shí)烏拉爾山高壓和阿留申低壓加強(qiáng),有利于冬季風(fēng)增強(qiáng)(圖4a—4c)。

圖4 冬季1 000～600 hPa平均溫度(等值線;℃)、海平面氣壓(陰影;hPa)(a—c)和沿110～122°E平均的溫度(陰影)和垂直環(huán)流(箭矢)距平場(d—f;垂直環(huán)流由經(jīng)向輻散風(fēng)(m·s-1)和垂直速度(0.01 Pa·s-1)組成) a,d.中等強(qiáng)度El Nio事件距平合成場;b,e.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件距平場;c,f.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的差值場Fig.4 The same as Fig.2,but for anomalies of (a—c)temperature averaged from 1 000 hPa to 600 hPa(contour,℃),sea level pressure(shanding,hPa),(d—e)temperature(shading) and vertical circulation(vector) consisting of divergent meridional wind(m/s) and vertical p-velocity(0.01 Pa/s) along 110—122°E

圖5 冬季850 hPa(a—c)和200 hPa(d—f)速度勢(等值線;105m2·s-1)和輻散風(fēng)(箭矢;m·s-1)距平場 a,d.中等強(qiáng)度El Nio事件距平合成場;b,e.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件距平場;c,f.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的差值場Fig.5 The same as Fig.2,but for anomalies of velocity potential(contour;105m2·s-1) and corresponding divergent winds(vector;m·s-1) at (a—c)850 hPa and (d—f)200 hPa

4 2015/2016超強(qiáng)El Nio影響中國春季南方降水的物理過程

圖6 春季SST(a—c;℃)和500 hPa垂直速度場(d—f;0.05 Pa·s-1)距平場 a,d.中等強(qiáng)度El Nio事件距平合成場;b,e.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件距平場;c,f.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的差值場Fig.6 Anomalies of (a—b)SST(℃) and 500 hPa vertical (d—e)p-velocity(0.05 Pa·s-1) in spring during (a,d)moderate El Nio events and (b,e)2015/2016 extreme El Nio.Difference of (c)SST and (f)500 hPa p-vertical velocity in spring between 2015/2016 extreme El Nio and moderate El Nio events

降水異常與垂直運(yùn)動(dòng)異常密切相關(guān)。2016年春季熱帶印度洋異常上升區(qū)呈西北—東南向地位于西北印度洋和熱帶東南印度洋,異常上升區(qū)對(duì)應(yīng)著異常偏暖的SST,表明大氣對(duì)海洋強(qiáng)迫的響應(yīng)。異常下沉區(qū)呈東西向地位于孟加拉灣、中南半島至熱帶西太平洋,中國東部和西南地區(qū)為異常上升運(yùn)動(dòng)區(qū)。中國東部、南海和熱帶東南印度洋上空的異常垂直運(yùn)動(dòng)呈“-+-”三極型分布,雖然與中等強(qiáng)度El Nio事件類似,但垂直運(yùn)動(dòng)強(qiáng)度明顯更強(qiáng),且位于南海和熱帶東南印度洋上空的異常垂直運(yùn)動(dòng)區(qū)位置也更偏北。另外,中國西南地區(qū)和熱帶西北印度洋為異常下沉運(yùn)動(dòng),與超強(qiáng)El Nio事件情況相反(圖6d—6f)。

2016年春季,異常氣旋出現(xiàn)在暖異常的北印度洋,其西南側(cè)異常西南風(fēng)跨過印度半島;強(qiáng)大的異常反氣旋環(huán)流位于孟加拉灣—西北太平洋,孟加拉灣北部和中國南部地區(qū)受異常西南風(fēng)影響,異常強(qiáng)的水汽通量輻合區(qū)呈東西向地位于在中國西南和東南地區(qū)。在中等El Nio事件的春季,北印度洋受異常反氣旋環(huán)流控制,對(duì)局地暖異常海溫有反饋?zhàn)饔?。雖有異常反氣旋位于孟加拉灣—熱帶西太平洋,但強(qiáng)度較弱,孟加拉灣北部為弱的西風(fēng)氣流。熱帶西太平洋異常反氣旋西側(cè)的西南氣流提供的水汽輸送僅在中國東南部輻合,西南地區(qū)的西側(cè)為水汽輻散區(qū)(圖7)?？梢?由于El Nio強(qiáng)度的增加,孟加拉灣至南海北部一帶異常西南風(fēng)加強(qiáng),為中國西南和東南部降水的增加提供充足的水汽。另外,值得注意的是,在2016年春季熱帶東南印度洋的異常西風(fēng)和熱帶西太平洋的異常東風(fēng)在海洋性大陸匯合,而在中等El Nio事件的春季熱帶印度洋至海洋性大陸為異常東風(fēng)。

圖7 春季850 hPa風(fēng)場(a—c;m·s-1)和1 000～300 hPa垂直積分水汽通量(kg·m-1·s-1)及其散度(10-5kg·m-2·s-1)距平場(d—f;“A”和“C”分別表示反氣旋和氣旋) a,d.中等強(qiáng)度El Nio事件距平合成場;b,e.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件距平場;c,f.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的差值場Fig.7 The same as Fig.6,but for anomalies of (a—c)850 hPa winds(m·s-1),(d—f)vertical integral of water vapor flux from 1 000 hPa to 300 hPa(vector,kg·m-1·s-1) and its divergence(shading,10-5kg·m-2·s-1).“A” and “C” denote anticyclone and cyclone,respectively

圖8 春季850 hPa(a—c)和200 hPa(d—f)速度勢(等值線,105m2·s-1)和輻散風(fēng)(箭矢,m·s-1)距平場 a,d.中等強(qiáng)度El Nio事件距平合成場;b,e.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件距平場;c,f.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的差值場Fig.8 The same as Fig.6,but for anomalies of velocity potential(contour,105m2·s-1) and corresponding divergent winds (vector,m·s-1) at (a—c)850 hPa and (d—f)200 hPa

由上高低層輻散風(fēng)和中層垂直速度場的分析推測,中國南方與東南印度洋之間的異常垂直環(huán)流也可能因El Nio事件強(qiáng)度而變化。2016年春季110～122°E平均和98～110°E平均的經(jīng)向輻散風(fēng)和垂直速度組成的垂直環(huán)流場(圖9b、9e)顯示,中南半島—南海的異常下沉運(yùn)動(dòng)通過雙圈經(jīng)向垂直環(huán)流將東南印度洋和中國南方的異常上升運(yùn)動(dòng)聯(lián)系在一起。發(fā)生中等強(qiáng)度El Nio事件時(shí),雙經(jīng)向垂直環(huán)流僅存在于中國東南部至東南印度洋,且其強(qiáng)度明顯弱于超強(qiáng)El Nio事件中的經(jīng)向垂直環(huán)流,其在南海的異常下沉運(yùn)動(dòng)位置偏南(圖9a、9d)。超強(qiáng)El Nio強(qiáng)度發(fā)生時(shí),東南印度洋異常偏暖的SST可改變層結(jié)穩(wěn)定度激發(fā)局地異常的上升運(yùn)動(dòng)(Chen et al.,2013),并通過雙圈經(jīng)向垂直環(huán)流造成中國西南和東南地區(qū)的上升運(yùn)動(dòng)異常。另外,由于中南半島—南海的異常下沉運(yùn)動(dòng)還可能受到西北印度洋激發(fā)的下沉Kelvin波的影響,加強(qiáng)了孟加拉灣—西北太平洋低層異常反氣旋環(huán)流,從而使得中國西南和東南地區(qū)的上升運(yùn)動(dòng)異常加強(qiáng)。究竟西北印度洋和東南印度洋SST各自對(duì)春季中國西南和東南降水的影響如何?以下采用全球大氣模式CAM5做進(jìn)一步分析。

圖9 春季沿110～122°E(a—c)和98～110°E(d—f)平均的垂直環(huán)流距平場(垂直環(huán)流由經(jīng)向輻散風(fēng)(m·s-1)和垂直速度(0.01 Pa·s-1)組成) a,d.中等強(qiáng)度El Nio事件距平合成場;b,e.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件距平場;c,f.2015/2016超強(qiáng)El Nio事件與中等強(qiáng)度El Nio事件的差值場Fig.9 The same as Fig.6,but for anomalies of vertical circulation consisting of divergent meridional wind(m·s-1) and vertical p-velocity(0.01 Pa·s-1) along (a—c)110—122°E and (d—f)98—110°E

用全球氣候態(tài)季節(jié)循環(huán)的海溫驅(qū)動(dòng)模式積分運(yùn)行22 a,分析后20 a模式輸出結(jié)果作為比對(duì)實(shí)驗(yàn)。依照?qǐng)D6c所示的西北印度洋SST和東南印度洋SST異常分布,分別設(shè)計(jì)海溫敏感性試驗(yàn)。將西北印度洋(95～115°E,5～35°S;NWIO)+0.5 ℃的海溫和東南印度洋(60～80°E,30～40°S;SEIO)+0.5 ℃的海溫(圖10a)疊加在全球氣候態(tài)季節(jié)循環(huán)的春季海溫上,運(yùn)行模式積分22 a。這樣,后20 a模式輸出結(jié)果的春季平均值相當(dāng)于20個(gè)以海溫強(qiáng)迫和不同的大氣和陸面初始條件模擬的敏感性試驗(yàn)集合平均(Zhao et al.,2010;Chen et al.,2013)。

SEIO敏感性試驗(yàn)與比對(duì)試驗(yàn)的降水和1 000～300 hPa垂直積分水汽通量差值(圖10b)顯示,低層異常氣旋位于南印度洋,對(duì)應(yīng)于偏暖的東南印度洋海溫。赤道印度洋受異常西風(fēng)影響,而北印度洋為異常東風(fēng),這樣的異常環(huán)流不利于印度洋水汽向中國南方輸送。同時(shí)中國西南地區(qū)受孟加拉灣異常反氣旋西側(cè)比較弱的西南風(fēng)影響,缺乏孟加拉灣水汽的供給。中國東南部水汽主要來源于西北太平洋異常反氣旋西側(cè)的西南風(fēng)提供的暖濕水汽。沿110～122°E平均的經(jīng)向垂直剖面圖(圖10c)顯示,東南印度洋的異常上升運(yùn)動(dòng)通過作用于南海的異常下沉運(yùn)動(dòng)造成中國東南部出現(xiàn)異常上升運(yùn)動(dòng),在東南印度洋和中國東南部之間形成兩個(gè)異常的垂直環(huán)流。同時(shí),東南印度洋和中國西南部也存在雙圈經(jīng)向垂直環(huán)流,偏暖的東南印度洋SST激發(fā)的上升運(yùn)動(dòng)引起中南半島異常下沉,進(jìn)而造成異常上升運(yùn)動(dòng)僅局限于中國西南部的南側(cè)(圖10d)。可見,東南印度洋海溫的異常確實(shí)可通過作用于垂直環(huán)流和西北太平洋低層異常反氣旋共同影響中國東南部降水,而對(duì)中國西南部降水的影響較小。

圖10 春季東南印度洋(80～120°E,20°S～5°N;SEIO)和西北印度洋(40～80°E,0°～20°N;NWIO)海溫敏感性試驗(yàn)設(shè)計(jì)分布(a);海溫敏感性試驗(yàn)SEIO與控制試驗(yàn)在春季差值場:1 000～300 hPa垂直積分水汽通量(箭矢,kg·m-1·s-1)和降水(陰影,mm·d-1)場(b),和沿110～122°E平均(c)和沿98～110°E平均(d)的垂直環(huán)流場(垂直環(huán)流由經(jīng)向輻散風(fēng)(m·s-1)和垂直速度(0.01 Pa·s-1)組成)Fig.10 (a)SST anomalies distribution for the SST experiment of Southeast Indian Ocean(20°S—5°N,80—120°E;SEIO) and Northwest Indian Ocean (0—20°N,40—80°E;NWIO),composite differences in spring of (b)vertical integral water vapor flux from 1 000 hPa to 300 hPa(vector,kg·m-1·s-1),precipitation(shading,mm·d-1) and (c—d)vertical circulation consisting of divergent meridional wind(m·s-1) and vertical p-velocity(0.01 Pa/s) along(c) 110—122°E and (d)98—110°E between experiments of positive SEIO SST and CAM5 control.“A” denotes anticyclone

圖11給出了降水和1 000～300 hPa垂直積分水汽通量在NWIO敏感性試驗(yàn)與對(duì)比試驗(yàn)的差值圖,偏暖的西北印度洋SST激發(fā)局地異常氣旋環(huán)流,其東側(cè)異常西南風(fēng)提供的印度洋暖濕水汽向印度半島輸送。此時(shí),異常反氣旋環(huán)流對(duì)位于孟加拉灣和南?！鞅碧窖?。孟加拉灣異常反氣旋西側(cè)的西南風(fēng)加強(qiáng)印度洋水汽向中國西南地區(qū)輸送,從而有利于中國西南部降水的增多。中國東南部的水汽主要來源于南海和西北太平洋,由西北太平洋異常反氣旋西側(cè)的西南風(fēng)向北輸送。從110～122°E平均的經(jīng)向垂直環(huán)流圖可以看出,西北印度洋SST增暖導(dǎo)致西北太平洋異常下沉運(yùn)動(dòng),可通過雙垂直環(huán)流造成東南印度洋和中國東南部出現(xiàn)異常上升運(yùn)動(dòng),從而有利于中國東南部降水的增加。這些特征基本與觀測結(jié)果一致。中國西南與中南半島之間的經(jīng)向垂直環(huán)流不明顯,可能是由于模式模擬的中南半島垂直運(yùn)動(dòng)比觀測結(jié)果小,而且模擬結(jié)果的下沉運(yùn)動(dòng)中心位于孟加拉灣的東部。綜合以上分析可得,西北印度洋SST對(duì)中國東南部降水的影響類似東南印度洋SST,通過經(jīng)向垂直環(huán)流和西北太平洋低層異常反氣旋共同作用;西北印度洋SST增暖對(duì)中國東南部降水增加的貢獻(xiàn)與東南印度洋SST增暖的作用相當(dāng),且對(duì)中國西南部降水增多的貢獻(xiàn)大于東南印度洋SST。

圖11 NWIO海溫敏感性試驗(yàn)與控制試驗(yàn)在春季的差值場(垂直環(huán)流由經(jīng)向輻散風(fēng)(m·s-1)和垂直速度(0.01 Pa·s-1)組成;圖上“A”和“C”分別表示反氣旋和氣旋) a.1 000～300 hPa垂直積分水汽通量(箭矢,kg·m-1·s-1)和降水(陰影,mm·d-1)場;b.沿110～122°E平均的垂直環(huán)流場Fig.11 Composite differences in spring of (a)vertical integral water vapor flux from 1 000 hPa to 300 hPa(vector,kg·m-1·s-1),precipitation(shading,mm·d-1) and (b)vertical circulation consisting of divergent meridional wind (m·s-1) and vertical p-velocity(0.01 Pa/s) along 110—122°E between experiments of positive NWIO SST and CAM5 control.“A” and “C” denote anticyclone and cyclone,respectively

5 結(jié)論與討論

本文討論了中國南方冬春季降水在2015/2016年超強(qiáng)El Nio事件中的分布特征及相應(yīng)的大尺度環(huán)流變化,并與中等強(qiáng)度El Nio影響中國南方冬春季降水的異同進(jìn)行了對(duì)比分析,主要得到以下結(jié)論:

旋環(huán)流對(duì),從而加強(qiáng)印度洋和南?！鞅碧窖蟮貐^(qū)的暖濕水汽向中國西南部和中國東南部輸送。南?！鞅碧窖蟮漠惓Ｏ鲁吝\(yùn)動(dòng)還可通過經(jīng)向垂直環(huán)流加強(qiáng)中國東南部水汽的抬升作用。東南印度洋異常偏暖的SST會(huì)激發(fā)局地的異常上升運(yùn)動(dòng),通過雙圈經(jīng)向垂直環(huán)流,使得孟加拉灣至西北太平洋出現(xiàn)異常下沉運(yùn)動(dòng),加強(qiáng)低層異常反氣旋環(huán)流,造成中國東南部異常上升運(yùn)動(dòng)和水汽輻合加強(qiáng)。

本文主要從熱帶海氣相互作用的角度出發(fā),討論分析了2015/2016年超強(qiáng)El Nio事件對(duì)中國東部和西南地區(qū)冬春季降水的影響,并與中等強(qiáng)度El Nio事件的影響進(jìn)行了對(duì)比分析。但已有研究指出,青藏高原雪蓋(Wu and Kirtman,2007)或其熱力條件(Liu and Wang,2011;Sun and Yang,2011)是影響中國南方冬春季降水年際變化的重要因子之一。在2015/2016超強(qiáng)El Nio影響下,究竟冬春季青藏高原雪蓋和感熱等對(duì)中國南方冬春季降水變化有何貢獻(xiàn),尚有待進(jìn)一步研究。

致謝:NOAA、中國國家氣候中心提供了OISST、NCEP/NCAR Reanalysis、站點(diǎn)降水資料的在線下載

服務(wù)。本文的數(shù)值模式試驗(yàn)均在中國科學(xué)院南海海洋研究所高性能計(jì)算集群(HPCC)上運(yùn)行。

References)

Alexander M A,Blade I,Newman M,et al.,2002.The atmospheric bridge:The influence of ENSO teleconnections on air-sea interaction over the global oceans[J].J Climate,15:2205-2231.

Ashok K,Behera S K,Rao S A,et al.,2007.El Nio Modoki and its possible teleconnection[J].J Geophys Res,112,C11007.doi:10.1029/2006JC003798.

Chen J P,Wen Z P,Wu R G,et al.,2013.Interdecadal changes in the relationship between Southern China winter-spring precipitation and ENSO[J].Climate Dyn,43(5):1327-1338.

Chen Z S,Wen Z P,Wu R G,et al.,2014.Influence of two types of El Nio on the East Asian climate during boreal summer:A numerical study[J].Climate Dyn,43:469-481.

Kalnay E,Kanamitsu M,Kistler R,et al.,1996.The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project[J].Bull Amer Meteor Soc,77:437-470.

Klein S A,Soden B J,Lau N C,1999.Remote sea surface temperature variations during ENSO:Evidence for a tropical atmospheric bridge[J].J Climate,12(4):917-932.

Kug J S,Jin F F,An S I,2009.Two types of El Nio events:Cold tongue El Nio and warm pool El Nio[J].J Climate,22:1499-1515.

李雪,石大山,牛超,2016.2015:超強(qiáng)厄爾尼諾之年[J].生態(tài)經(jīng)濟(jì),32(3):6-9. Li X,Shi D S,Niu C,2016.2015:The year of extreme El Nio[J].Ecological Economy,32(3):6-9.(in Chinese).

Liu X D,Wang Y,2011.Contrasting impacts of spring thermal conditions over Tibetan Plateau on late-spring to early-summer precipitation in Southeast China[J].Atmos Sci Lett,12:309-315.

Neal R,Chen C,Gettelman A,et al.,2012.Description of the NCAR community atmosphere model(CAM 5.0).NCAR Technical NoteTN-486.

Nigam S,Shen H S,1993.Structure of oceanic and atmospheric and atmospheric low-frequency variability over the tropical pacific and Indian Oceans.Part I:COADS observation[J].J Climate,6(4):657-676.

Reynolds R W,Rayner N A,Smith T M,et al.,2002.An improved in situ and satellite SST analysis for climate[J].J Climate,15:1609-1625.

Smith T M,Reynolds R W,Peterson T C,et al.,2008.Improvements to NOAA’s historical merged land-ocean surface temperature analysis(1880—2006)[J].J Climate,21:2283-2296.

Sun C,Yang S,2012.Persistent severe drought in southern China during winter-spring:Large-scale circulation patterns and possible impacting factors[J].J Geophys Res,117,D10112.doi:10.1029/2012JD017500.

Wang B,Wu R,Fu X H,2000.Pacific-East Asia teleconnection:How does ENSO affect East Asian climate?[J]. J Climate,13:1517-1536.

Wang B,Wu R,Li T,2003.Atmosphere-warm ocean interaction and its impact on Asian-Australian monsoon variation[J].J Climate,16:11595-1211.

Weng H Y,Behera S K,Yamagata T,2009.Anomalous winter climate conditions in the Pacific rim during recent El Nio Modoki and El Nio events[J].Climate Dyn,32:663-674.

吳國雄,孟文,1998.赤道印度洋—太平洋地區(qū)海氣系統(tǒng)的齒輪式耦合和ENSO事件I:資料分析[J].大氣科學(xué),4:86-96. Wu G X,Wen M,1998.Gearing between the Indo monsoon Circulation and the Pacific Walker Circulation and the ENSO.Part I:Data analyses[J].Chin J Atmos Sci,4:86-96.(in Chinese).

Wu R,Hu Z Z,Kirtman B P,2003.Evolution of ENSO-related rainfall anomalies in East Asia[J].J Climate,16:3742-3758.

Wu R,Kirtman B P,2007.Observed relationship of spring and summer East Asia rainfall with winter and spring Eurasian snow[J].J Climate,20:1285-1304.

Xie S P,Annamalai H,Schott F A,et al.,2002.Structure and mechnisms of South Indian Ocean climate variability[J].J Climate,15(8):864-878.

Xie S P,Hu K M,Hafner J,et al.,2009.Indian Ocean Capacitor effect on Indo-Western Pacific climate during the summer following El Nio[J].J Climate,22:730-747.

Yang Q,2009.Impact of the Indian Ocean subtropical dipole on the precipitation of east China during winter monsoons[J].J Geophys Res,114,D14110.doi:10.1029/2008JD011173.

Yeh S W,Wang X,Wang C Z,et al.,2015.On the relationship between the North Pacific climate variability and the central Pacific El Nio[J].J Climate,28(2):663-677.

Yu J Y,Kim S T,2010.Three evolution patterns of Central-Pacific El Nio[J].Geophys Res Lett,37,L08706.doi:10.1029/2010GL042810.

Yu J Y,Kao H Y,Lee T,2010.Subtropics-related interannual sea surface temperature variability in the Central Equatorial Pacific[J].J Climate,23:2869-2884.

Zhao P,Cao Z,Chen J,2010.A summer teleconnection pattern over the extratropical Northern Hemisphere and associated mechanisms[J].Climate Dyn,35:523-534.

Zhang R H,Sumi A,Kimoto M,1999.A diagnostic study of the impact of El Nio on the precipitation in China[J].Adv Atmos Sci,16:229-241.

Analysis of winter and spring precipitation over Southern China during 2015/2016 extreme El Nio

CHEN Jiepeng1,WEN Zhiping2,WANG Xin1

1StateKeyLaboratoryofTropicalOceanography,SouthChinaSeaInstituteofOceanology,ChineseAcademyofSciences,Guangzhou510301,China;

2CenterforMonsoonandEnvironmentResearch/SchoolofAtmosphericSciences,SunYat-SenUniversity,Guangzhou510275,China

The different influences of moderate El Nio and 2015/2016 extreme El Nio on winter and spring precipitation over southeast China,Yangtze-Huaihe Rivers Basins and southwest China are invested,based on monthly precipitation of 160 stations in China,OISST and NCEP/NCAR circulation datasets.The results are as follows:in the winter of moderate El Nio,anomalous warmer sea surface temperature(SST) over equatorial central-eastern Pacific triggers a pair of anomalous anticyclone over northwest Pacific and around Japan.The anomalous southwesterly enhances water vapor from South China Sea-northwest Pacific(SCS-WNP) to eastern China and causes positive anomalies of precipitation over southeast China and Yangtze-Huaihe Rivers Basins.On contrast,the equatorial central-eastern Pacific SST gets much warmer in the winter of 2015/2016 extreme El Nio.Meanwhile,anomalous cooler surface and lower troposphere temperature over eastern China intensify continental cold high,which results in northerly anomalies over north of Yangtze River.It is responsible for the increase of precipitation over southeast China and the decrease of precipitation over Yangtze-Huaihe Rivers Basins.Compare to the decaying phase of moderate El Nio in the spring,the increase of precipitations over southeast China and southwest China is attributed to anomalous warmer SST over northwest Indian Ocean and southeast Indian Ocean.The numerical experiments of CAM5 model demonstrate that the anomalous warmer SST over northwest Indian Ocean leads to southwesterly anomaly and triggers anomalous anticyclonic circulations over the Bay of Bengal and northwest Pacific,which is responsible for an increase in water vapor from the Indian Ocean and SCS-WNP to southwest China and southeast China.The anomalous warmer SST over southeast Indian Ocean arouses local ascending motion,and then it strengthens anomalies of descent over SCS-WNP and ascent over southeast China,resulting in positive anomalies of southeast China rainfall.

(責(zé)任編輯：張福穎)

陳潔鵬,溫之平,王鑫,2016.2015/2016超強(qiáng)El Nio對(duì)中國南方冬春季降水的影響分析[J].大氣科學(xué)學(xué)報(bào),39(6):813-826. Chen J P,Wen Z P,Wang X,2016.Analysis of winter and spring precipitation over Southern China during 2015/2016 extreme El Nio[J].Trans Atmos Sci,39(6):813-826.

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20161108001.(in Chinese).

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20161108001

*聯(lián)系人，E-mail:eeswzp@mail.sysu.edu.cn