梁涵洲 吳其岡 任雪娟 姚永紅 劉師佐

1 南京大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，南京 210023

2 復(fù)旦大學(xué)大氣與海洋科學(xué)系，上海 200438

3 珠海復(fù)旦創(chuàng)新研究院海氣系統(tǒng)監(jiān)測與預(yù)測創(chuàng)新中心，珠海 518057

1 引言

南亞季風(fēng)區(qū)包括印度、孟加拉國、巴基斯坦、斯里蘭卡、尼泊爾、不丹等南亞次大陸大部，受到季風(fēng)的影響，這里有全年降水集中在夏季（6～9月）的特點，同時夏季平均氣溫也相對較高。青藏高原（簡稱高原）及其周邊區(qū)域被譽為“亞洲水塔”，是亞洲12條重要河流的發(fā)源地，為包括南亞和中國超過20億人口提供了必需的水資源（Immerzeel et al.,2010）。高原和周邊喜馬拉雅山地區(qū)的降水量夏季降水占年度總數(shù)的60%～90%（Turner and Annamalai,2012;Maussion et al.,2014），其變化很大可能會對氣候和社會經(jīng)濟(jì)產(chǎn)生重大影響。尤其高原西部和西南部及其喜馬拉雅山南麓屬于半干旱地區(qū)，生態(tài)系統(tǒng)脆弱，過去幾十年冰川退化和凍土消融（Yao et al.,2012）。由于高海拔地形動力作用，該地區(qū)降水過程可以激發(fā)下游天氣系統(tǒng)發(fā)展（Tao and Ding,1981;Wu and Zhang,1998;Maussion et al.,2014），發(fā)生的對流不穩(wěn)定發(fā)展和東傳以后可以引起東亞極端降水和洪澇發(fā)生（Sugimoto and Ueno,2010;Chen B et al.,2012）。

ENSO（El Ni?o/Southern Oscillation，厄爾尼諾—南方濤動）是熱帶海氣耦合年際變率最主要的模態(tài)，對東亞和南亞夏季風(fēng)的變率有顯著影響（Shukla and Mooley,1987;Palmer et al.,1992;Zhang et al.,1996; Soman and Slingo,1997;Wang et al.,2000）。El Ni?o（厄爾尼諾）影響東亞氣候的重要紐帶之一是西北太平洋異常反氣旋（Northwest Pacific Anomalous Anticyclone，NWPAC）（Zhang et al.,1996;Wang et al.,2000,2003;Yang et al.,2007;Xie et al.,2009;Chen W et al.,2012;Hu et al.,2014,李慧敏等,2017）。該異常環(huán)流從El Ni?o年秋季開始發(fā)展，可以由多種機制維持到次年夏季，造成夏季長江中下游流域的降水增多（見Xie et al.,2016; 張人禾等,2017;Li et al.,2017;Wang B et al.,2017等 回 顧）。在El Ni?o衰 退 年 夏 季，NWPAC北側(cè)伴隨著一對異常氣旋和反氣旋環(huán)流，并與NWPAC 構(gòu)成東亞—太平洋(East–Pacific,EAP)或者太平洋—日本（Pacific–Japan,PJ）型遙相關(guān)（Nitta,1987;Huang and Sun,1992;Huang et al,2004;Xie et al.,2016）波列，可由熱帶印度洋（黃剛和胡開明,2008;Xie et al.,2009;Wu et al.,2009,2010;Huang et al., 2010）暖海溫異常激發(fā)出東傳的赤道Kelvin波，及赤道中東太平洋冷海溫異常（Chen et al.,2016;Liet al.,2017）通過抑制對流活動激發(fā)下傳Rossby波等機制產(chǎn)生。

El Ni?o主要通過影響Walker環(huán)流，Hadley環(huán)流和NWPAC等，進(jìn)而導(dǎo)致南亞夏季降水異常。在El Ni?o發(fā)展年夏季，赤道中東太平洋海溫增暖引起Walker環(huán)流的向東移動，使得先前位于印度洋西岸的下沉支東移，東移的Walker環(huán)流可能增強了位于南亞季風(fēng)區(qū)的經(jīng)向Hadley環(huán)流下沉支，共同抑制了南亞對流活動，導(dǎo)致當(dāng)?shù)氐慕邓倥c氣溫偏高（Shukla and Wallace,1993; Krishna Kumar et al.,1995;Soman and Slingo,1997;Goswami,1998;Lau and Wu,2001; Kothawale et al.,2010;Gill et al.,2015）。在El Ni?o事件衰減期夏季，赤道中東太平洋海溫暖海溫消亡引起前期偏東的Walker環(huán)流重新向西移動，但NWPAC西伸控制孟加拉灣與南亞季風(fēng)區(qū)（Chowdary et al.,2013），導(dǎo)致南亞季風(fēng)區(qū)上升運動接近常年或有所偏強（Chowdary et al.,2016），有利于南亞季風(fēng)區(qū)降水則總體接近常年或略偏多（Zheng et al.,2011;Chowdary et al.,2012），北部降水可能偏少（Chowdary et al.,2016）。

不同El Ni?o事件衰減速度有明顯差異。Bejarano and Jin（2008）根據(jù)時間頻譜，將事件分為衰減較快的準(zhǔn)兩年周期型與衰減較慢的低頻型，并指出這兩類事件分別由海洋緯向平流異常的反饋機制和熱帶太平洋熱含量緩變的充放電振子機制起占主導(dǎo)作用。Yun et al.（2015）發(fā)現(xiàn)北太平洋高壓在ENSO時間演變里起到重要作用，北太平洋高壓偏強導(dǎo)致準(zhǔn)兩年周期型El Ni?o事件在春夏季快速衰減。另外，Lengaigne and Vecchi（2010）根據(jù)IPCC-AR4模擬結(jié)果發(fā)現(xiàn)，El Ni?o衰減期時間演變與事件強度有一定聯(lián)系，極強El Ni?o事件的衰減較慢,而中等強度事件衰減較快。Xie et al.（2018）進(jìn)一步發(fā)現(xiàn)，在次年2～4月，極強El Ni?o事件在赤道東太平洋地區(qū)存在深對流活動與降水增加，導(dǎo)致信風(fēng)減弱并抑制上升流，因而衰減較慢；而中等強度El Ni?o事件則無明顯對流活動，主要由風(fēng)—蒸發(fā)—海溫反饋機制，增強赤道東太平洋及以南洋區(qū)的東南風(fēng)與上升流，因而快速衰減。過去研究顯示El Ni?o衰減階段夏季NWPAC具有明顯的季節(jié)內(nèi)變化（唐顥蘇等,2019），和中國夏季降水季節(jié)內(nèi)變化顯著關(guān)聯(lián)（黃平和黃榮輝,2010），并且El Ni?o衰減早晚對印度和中國東部夏季降水影響明顯不同（Chowdary et al.,2016;Zhou et al.,2019;Jiang et al.,2019）。

目前我國大量的研究集中在El Ni?o對東亞大氣環(huán)流和東部夏季降水的滯后影響（見Xie et al.,2016;張人禾等,2017回顧性論文）,很少檢查其對青藏高原（尤其是對高原西部和西南部地區(qū)）夏季降水的影響。早期研究顯示ENSO對雅魯藏布江中西段在內(nèi)的西藏高原中西部地區(qū)6～8月夏季降水有一定影響（周順武等,2001;普布卓瑪?shù)?2002）。在高原北部，僅西南和西部區(qū)域8月份降水和ENSO指數(shù)呈現(xiàn)顯著相關(guān)（Cuo et al.,2013）。近期研究表明ENSO通過影響孟加拉灣水域海溫和印度季風(fēng)強度影響了海洋水汽向青藏高原的傳輸以及降水過程，可以影響高原西北部降水（Yang et al.,2018）。

青藏高原東部觀測站點較多，其降水變率研究較多（周天軍等,2019），高原東部水汽輸送和降水主要受南亞季風(fēng)和北大西洋濤動等的大氣環(huán)流（Feng and Zhou,2012;Wang et al.,2013;Wang Z et al.,2017），以及赤道印度洋東南部海溫異常等顯著影響（Jiang and Ting,2017）。相對的，高原西部站點觀測資料較少，其降水變率過去較少受到關(guān)注。近期研究表明夏季印度中東部發(fā)展起來的深對流系統(tǒng)可以通過“抬升—翻越”機制，在對流層中層西南風(fēng)的引導(dǎo)下越過喜馬拉雅山，增加高原西南部水汽輸送和降水，因而印度次大陸中東部和青藏高原西南部的降水變化高度相關(guān)（Dong et al.,2016,2018）。南亞夏季降水和青藏高原夏季降水的相關(guān)性要明顯大于和中國東部夏季降水的相關(guān)（高東和牛海山,2018）。

本文從三方面檢查El Ni?o事件次年衰減期對南亞和青藏高原夏季降水與氣溫的影響。首先，研究旨在揭示El Ni?o事件對次年青藏高原西南部降水的顯著影響。其次，我們從El Ni?o這一影響亞洲氣候最主要的年際變率強迫因子出發(fā)，揭示夏季印度和青藏高原西南部夏季降水顯著正相關(guān)的可能成因。最后，我們進(jìn)一步對比不同時間演變速率的El Ni?o事件類型對南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原夏季月平均降水氣溫的不同影響，有助理解上述區(qū)域降水氣溫季節(jié)內(nèi)差異成因機制。

2 資料和方法

2.1 資料

本研究采用了1950～2018年間以下資料：（1）美國全球降水氣候中心（GPCC）的陸地降水資料（Schneider et al., 2018），空間分辨率為1.0°×1.0°；（2）英國氣候研究小組（CRU）的最新版高分辨率地表氣溫資料（Harris et al.,2014），空間分辨率為0.5°×0.5°；（3）美國NCEP/NCAR再分析資料（Kalnay et al., 1996）中月平均大氣環(huán)流物理量場,包括多層面矢量風(fēng)場、水汽濕度、500 hPa垂直速度等，空間分辨率為2.5°×2.5°；（4）美國ERSSTv5重建月平均海表溫度資料（Huang et al.,2017），空間分辨率2°×2°；（5）1974～2019年NOAA的月平均向外長波輻射通量（Outgoing Long-wave Radiation,OLR）資料（Liebmann and Smith,1996），空間分辨率2.5°～2.5°。研究區(qū)域集中在南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原地區(qū)，夏季定義為每年6～9月（June–September,JJAS），期間降水占以上區(qū)域全年總降水量的60%～90%。我們也采用了1951～2007年日本APHRODITE（Asian Precipitation-Highly-Resolved Observational Data Integration Towards Evaluation of Water Resources）（Yatagai et al.,2012）高分辨率的亞洲陸地降水?dāng)?shù)據(jù)集，降水合成結(jié)果和GPCC很接近,說明這里的主要結(jié)論不受使用資料的影響。

2.2 研究方法與El Ni?o事件分類

本研究所主要采用合成分析，假定所合成的年份與氣候態(tài)兩類樣本有相同的標(biāo)準(zhǔn)差σ，采取t檢驗標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行雙樣本雙側(cè)顯著性檢驗。依據(jù)ERSSTv5海表溫度資料所計算的海洋性El Ni?o指數(shù)（Oceanic Ni?o Index, ONI）時間演變，將1950～2018年的El Ni?o事件進(jìn)行定義與具體分類。本研究沿用了美國氣候預(yù)測中心（Climate Prediction Center,CPC）對El Ni?o事件的定義，即將季節(jié)滑動平均的ONI指數(shù)[即Ni?o3.4區(qū)（5°S～5°N，120°～170°W）的季節(jié)平均SSTA]連續(xù)5個月超過+0.5°C的情形定義為一次El Ni?o事件。在此基礎(chǔ)上，當(dāng)處在一次El Ni?o事件次年[季節(jié)后標(biāo)記為（1）]衰減期階段時，若3～5月[MAM（1）]平均ONI指數(shù)與隨后三個月的指數(shù)持續(xù)低于+0.5°C，則判定為處在衰減早型El Ni?o事件夏季，共13年；反之為衰減晚型El Ni?o事件夏季，共8年。如果當(dāng)年春季到秋季不處在ENSO事件狀態(tài)，則規(guī)定為氣候態(tài)年份，共17年。表1列出具體的分類年份。圖1畫出衰減期兩種El Ni?o事件類型的ONI指數(shù)時間演變，可以看出El Ni?o衰減早年事件冬季[DJF(1)]平均強度小于衰減晚年事件（Lengaigne and Vecchi,2010;Xie et al.,2018）。平均衰減早型El Ni?o事件在次年北半球春季[MAM(1)]之前已結(jié)束，在夏季[JJA(1)]赤道中東太平洋海溫已轉(zhuǎn)為偏冷狀態(tài)；對于衰減晚型，赤道El Ni?o事件在北半球春季之后結(jié)束，夏季赤道中東太平洋仍偏暖，表明先前El Ni?o事件海溫信號在夏季未完全衰減。

圖1 兩類衰減型El Ni?o事件的海洋性El Ni?o指數(shù)（ONI）的時間演變合成結(jié)果。藍(lán)（紅）色粗線代表衰減早（晚）型平均演變。相應(yīng)顏色的虛線為對應(yīng)分類的樣本年份。黑色橫線為厄爾尼諾事件閾值（+0.5°C）。El Ni?o發(fā)展當(dāng)年季節(jié)標(biāo)記為（0），發(fā)展次年季節(jié)標(biāo)記為（1）。詳細(xì)分類見表1Fig.1 Composite of time-series evolution of Oceanic Ni?o Index(ONI)events with different El Ni?o decay types.The blue(red) thick line represents the mean ONIof the early(late)decay type,and the dashed lines with corresponding colors indicate individual years.The black horizontal line isthe threshold of El Ni?o events(+0.5°C).The El Ni?o developing years are marked by (0),while the following yearsaremarked by (1).Detailed classificationsare shown in Table1.

表1 1950～2018年夏季El Ni?o事件衰減期分類Table 1 Classification of the decay phases of El Ni?o events during boreal summers from 1950 to 2018

Chowdary et al.（2016）研究1901～2012年期間El Ni?o衰減期夏季對印度夏季降水影響時，根據(jù)Ni?o3.4區(qū)SSTA衰減至0°C或更低的時間，分為早衰減型（在3～5月衰減至0°C）、中期衰減型（在6～9月衰減至0°C或以下）與無衰減型（9月前SSTA均維持正值）。和以上分類相比，本文更嚴(yán)格按照+0.5°C閾值這一國際公認(rèn)標(biāo)準(zhǔn)來區(qū)別El Ni?o事件的衰減結(jié)束時間，同時考慮到青藏高原地區(qū)資料的相對可靠性，時間段選為1950～2018年?？紤]到樣本因素，本文只區(qū)分El Ni?o衰減早晚兩類。和Chowdary et al.（2016）只研究印度夏季降水比較，我們的研究包括整個南亞季風(fēng)區(qū)的降水和溫度響應(yīng)。最后，需要指出的是，當(dāng)時間段取為1979～2018年，所有合成分析結(jié)果和1950～2018年的很類似，說明主要結(jié)論不受研究時段選取的影響。

另外，Jiang et al.（2019）根據(jù)1960～2010年El Ni?o事 件 次 年JJA(1) Ni?o4區(qū)（5°S～5°N，160°E～150°W）SSTA是否為小于或大于0°C，分別歸類為快衰減型和慢衰減型，從而比較這兩類衰減事件中NWPAC的異同及其可能機制。雖然所用資料時間長度以及分類標(biāo)準(zhǔn)不同，本文表1中El Ni?o衰減早晚型分類事件和Jiang et al.（2019）的表1中El Ni?o衰減快慢型分類年份有許多重疊。

3 南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原夏季平均降水與氣溫響應(yīng)及其成因

圖2給出El Ni?o衰減期，兩類時間演變型事件的南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原季節(jié)平均降水與氣溫合成結(jié)果。衰減早型（圖2a）巴基斯坦、印度大部分地區(qū)、孟加拉國北部和不丹、喜馬拉雅山南麓與青藏高原西南部降水顯著增加，而和孟加拉國接壤的印度本土東北部地區(qū)降水明顯減少。在氣溫響應(yīng)方面，衰減早型（圖2b）南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原均沒有明顯異常，總體接近氣候平均。而在衰減晚型（圖2c），各區(qū)域降水明顯少于衰減早型，其中南亞降水呈現(xiàn)印度南部地區(qū)相對偏多，而巴基斯坦、印度北部和孟加拉國相對偏少的南北向偶極型異常，青藏高原80°E以西降水有顯著增加。在大約28°N以南印度和孟加拉國地區(qū)氣增溫顯著，而青藏高原西部則有明顯偏冷?；旧希瑘D2中南亞季風(fēng)區(qū)季節(jié)平均降水及溫度響應(yīng)特征分別似于La Ni?a和El Ni?o事 件 影 響（Shukla and Wallace,1993;Soman and Slingo,1997;Lau and Wu,2001;Gill et al.,2015）。我們的結(jié)果則表明，兩類El Ni?o衰減事件南亞北部和青藏高原西南部降水與溫度異常有一致變化特征，El Ni?o衰減速度對南亞和青藏高原西南部減少影響對比明顯。另外，圖2顯示El Ni?o衰減期高原東部及北部季節(jié)平均降水和溫度響應(yīng)比較弱，均不顯著，表明El Ni?o衰減期的顯著影響主要集中在高原南部和西部。

為進(jìn)一步分析圖2中南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原夏季平均降水與氣溫異常成因，圖3給出了相關(guān)的季節(jié)平均海溫與700 hPa風(fēng)場異常的合成分析，同時標(biāo)出了EAP遙相關(guān)波列中心、阿拉伯海、中亞和西亞等地區(qū)的異常氣旋或者反氣旋環(huán)流響應(yīng)活動中心。圖3a表明，衰減早型在赤道中東太平洋（熱帶西北太平洋和海洋性大陸）呈現(xiàn)顯著的冷卻（增暖），表明夏季熱帶太平洋已轉(zhuǎn)變?yōu)轭怢a Ni?a型海溫模態(tài)，La Ni?a 事件正在發(fā)展中，這和Jiang et al.（2019）衰減快型事件中的次年夏季海溫異常類似。而春季印度洋東北部沒有顯著海溫異常（圖略），夏季熱帶印度洋北部開始增暖，同時赤道西印度洋出現(xiàn)顯著冷海溫異，700 hPa風(fēng)場顯示赤道太平洋到孟加拉灣東風(fēng)異常顯著。圖3a中NWPAC和位于東亞北部的異常反氣旋比較明顯，但位于東海和日本列島的氣旋性環(huán)流較弱，而北部異常反氣旋主要位于東北亞內(nèi)陸，其西南側(cè)覆蓋青藏高原東北地區(qū)。盡管由于分類標(biāo)準(zhǔn)和季節(jié)定義不同，圖3a和Jiang et al.（2019）快衰減型El Ni?o中JJA (1)異常NWPAC相似，其西側(cè)的西南風(fēng)到達(dá)35°N以北地區(qū)。過去研究表明，熱帶中東太平洋的冷海溫異常和東北印度洋暖海溫異常，及西北太平洋及其海洋性大陸地區(qū)海溫異常對NWPAC和EAP遙相關(guān)響應(yīng)可能均有貢獻(xiàn)（Xie et al.,2009;Wu et al.,2009,2010;Chen et al.,2016;Li et al.,2017;Tao et al.,2017;唐顥蘇等,2019;Jiang et al.,2019）。圖3b中菲律賓以東負(fù)OLR異常及其北部海域正OLR異常均偏小，說明以上兩個海域夏季季節(jié)平均對流異常幅度均不大，只有赤道太平洋對流異常顯著減弱和熱帶印度洋對流異常顯著增強（圖3b），表明以上區(qū)域?qū)WPAC異?？赡茏饔幂^大。

圖2 南亞季風(fēng)區(qū)與青藏高原夏季季節(jié)平均（a）衰減早型、（c）衰減晚型El Ni?o事件的降水距平（填色，單位：mm month?1）與（b）衰減早型、（d）衰減晚型厄爾尼諾事件的地表氣溫距平（填色，單位：K）的合成分析。打點區(qū)域為通過90%顯著性檢驗，綠色實線為3000 m海拔等高線Fig.2 Composite of summer mean precipitation anomalies(shaded,units:mm month?1)in El Ni?o events with(a)early decay and(c)late decay.Bottom panels show the mean surface air temperature anomalies(shaded,units:K)for(b)early-decay and(d)late-decay types over the South Asian Monsoon (SAM)and Tibetan Plateau (TP)regions.Thedotsindicateareasthat passa test of statistical significance at 90%confidence level.Thegreen solid line isthe 3000-m elevation contour

圖3 印度洋—太平洋區(qū)域夏季（a，d）季節(jié)平均海表溫度距平（填色，單位：K）與700 hPa風(fēng)場（矢量，單位：m s?1，標(biāo)出風(fēng)速超過0.2 m s?1區(qū)域），（b，e）OLR距平（單位：W m?2），（c，f）500 hPa垂直速度（填色，單位：10?2 Pa s?1）、200 hPa速度勢（等值線，單位：m2 s?1，間隔：5×105 m2 s?1）與輻散風(fēng)（矢量，單位：m s?1）在（a–c）衰減早型與（d-f）衰減晚型合成分析。圖（a，d）、（b，e）與（c，f）打點區(qū)域分別為海表溫度距平、OLR與500 hPa垂直速度通過90%顯著性水平檢驗區(qū)域，圖（a,d）,加粗箭頭表明矢量風(fēng)場至少一個分量通過90%顯著性檢驗，C與AC分別代表異常氣旋與反氣旋Fig.3(a,d)Composites of summer mean SSTAs(shaded,units:K)and 700-hPa windsfield (vector,units:m s?1,magnitude exceeding 0.2 m s?1 are displayed),(b,e)OLR (units:W m?2),(c,f)500-hPa vertical velocity (shaded,units:10?2 Pa s?1)and 200-hPa velocity potential (contour,units:m2 s?1,interval=5×105 m2 s?1)during(a–c)early-decay and(d–f)late-decay El Ni?o events in the Indo-Pacific Ocean.The dots in(a,d),(b,e)and(c,f)indicate areas in which the SSTA,OLR,and 500-hPa vertical velocity pass a test of statistical significance at 90%confidence level, respectively.Bold arrows in(a,d)indicate that at least one component of the vector wind passes a test of significance at 90%confidence level,and the anomalous cyclonesand anticyclonesarelabeled Cand AC,respectively

一般La Ni?a海溫異常年，熱帶東西太平洋呈現(xiàn)出較強的海溫梯度異常，熱帶印度洋對流強盛（Boschat et al., 2012）。季節(jié)平均200 hPa速度勢和500 hPa垂直速度異常合成分析顯示出，衰減早型（圖3c）在赤道中東太平洋出現(xiàn)了顯著的異常下沉運動，而熱帶印度洋整個海盆到南亞季風(fēng)區(qū)以及青藏高原西南部一帶對應(yīng)出現(xiàn)了顯著異常上升運動，表明在熱帶東太平洋類冷海溫異常與熱帶西太平洋及印度洋暖海溫驅(qū)動下，Walker環(huán)流增強，上升支西移到印度洋，其上升支異常對應(yīng)對流層高層在60°E～80°E 的輻散中心，整體有利于南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原西南部上升運動增強。熱帶西北印度洋和印度西北地區(qū)高層輻散，低層輻合，上升運動較強，有利于在以上地區(qū)對流層中低層（500～700 hPa）出現(xiàn)中心位于阿拉伯海的異常氣旋性環(huán)流（以下簡稱阿拉伯海異常氣旋）響應(yīng)（圖3a，4a，b）（Gill,1980），該氣旋性環(huán)流與NWPAC共同作用，增加印度地區(qū)低層水汽輻合，同時在印度北部和青藏高原西南部對流層中低層出現(xiàn)顯著異常南風(fēng)分量，增強印度洋向以上地區(qū)的水汽輸送（圖3a，4a，b）。同時，印度洋的暖異常有利于水汽平流的增強（Park et al.,2010）。這些作用使得南亞季風(fēng)區(qū)與青藏高原南部夏季總體降水偏多夏，氣溫相應(yīng)接近常年。另外，在對流層400～700 hPa，在西亞地區(qū)有一中心位于伊朗高原的異常反氣旋環(huán)流（以下簡稱伊朗高原異常反氣旋）響應(yīng)（圖3a，4a–c），這可能主要和印度夏季降水增加（圖2a）產(chǎn)生的非絕熱加熱強迫有關(guān)。Ding and Wang（2005）中的圖15a指出，La Ni?a事件發(fā)展年夏季印度降水增加在中西亞地區(qū)西北側(cè)對流層中高層造成異常反氣旋環(huán)流，然后通過Rossby頻散沿著夏季急流激發(fā)環(huán)球遙相關(guān)（Circumglobal Teleconnection，CGT)，影響東亞和北半球中緯度氣候。Wen et al.（2019）進(jìn)一步指出夏季La Ni?a事件發(fā)展年影響東亞的一條途徑是通過調(diào)制Walker環(huán)流，抑制印度降水和減少南亞夏季非絕熱加熱，從而在伊朗高原至中亞上空和中國東北分布激發(fā)異常反氣旋和氣旋環(huán)流。

而在衰減晚型夏季（圖3d），盡管明顯減弱，但仍呈現(xiàn)出赤道中東太平洋的海溫正距平和中太平洋海溫負(fù)距平，表明熱帶太平洋El Ni?o海溫型仍在維持，這也和Jiang et al.（2019）衰減慢型中的次年夏季海溫異常一致。El Ni?o強迫引起的熱帶印度洋海溫增暖從冬季持續(xù)到夏季[JJA(1)]（Du et al.,2009），熱帶印度洋地區(qū)呈現(xiàn)遠(yuǎn)大于衰減早型的暖海溫異常，因而具有更明顯的印度洋電熱器效應(yīng)（Xie et al.,2009,2016）。由于熱帶東西太平洋海溫梯度異常較小，熱帶印度洋對流不如衰減早型強盛。以上熱帶太平洋和印度洋海溫驅(qū)動的Walker環(huán)流下沉支位于熱帶中西太平洋，而異常上升運動中心只局限于熱帶印度洋東部，南中國海和印度尼西亞上空，對應(yīng)對流層高層在90°E～110°E的輻散中心，南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原高層輻散較小，對流層低層上升運動偏弱，不利于降水增加，對應(yīng)印度中南部地區(qū)夏季平均氣溫偏高（圖2d）。

一般El Ni?o衰減年熱帶印度洋增暖激發(fā)出東傳Kelvin 波在西北太平洋對流層低層引起Ekman輻散減弱對流活動，激發(fā)夏季NWPAC和EAP/PJ遙相關(guān)，從而顯著影響南亞和東亞氣候（Yang et al.,2007;Xieet al.,2009,2016;Wu et al.,2009,2010;Li et al.,2017;Jiang et al.,2019），其中北印度洋較大增暖（圖3d）起重要作用（黃剛和胡開明,2008），而NWPAC異常西伸控制孟東北印度洋，其南側(cè)東風(fēng)異常（圖3a，b）通過減弱蒸發(fā)，有利于熱帶北印度洋和南中國海海溫進(jìn)一步增暖，以上熱帶印度洋暖海溫—NWPAC耦合模是產(chǎn)生印度洋電熱器效應(yīng)的重要機制（Kosaka and Nakamura,2010;Xie et al.,2016,Xie and Zhou,2017）。我們這里討論的El Ni?o衰減晚年熱帶印度洋暖海溫異常，及其印度洋暖海溫—NWPAC耦合機制較一般衰減年更為顯著，更有利于在熱帶西北太平洋對流層產(chǎn)生強盛的異常反氣旋環(huán)流（圖3d,4d–f）和對流活動顯著減弱（圖3e）（Chen W et al.,2012），NWPAC北側(cè)的異常氣旋較強，NWPAC西側(cè)的西南風(fēng)主要在30°N以南，EAP/PJ波列較衰減早年（圖3a）明顯，以上EAP/PJ 特征和Jiang et al.（2019）中慢衰減型El Ni?o分類結(jié)果相似。另外，在阿拉伯海西部和阿拉伯半島東北地區(qū)對流層中層有顯著的下沉氣流（圖3d），也有利于該地區(qū)對流層產(chǎn)生反氣旋環(huán)流響應(yīng)（圖3c，4d–f）。綜合以上兩個機制，衰減晚年在阿拉伯半島—阿拉伯海—印度西北部地區(qū)，700 hPa出現(xiàn)中心位于阿拉伯海的異常反氣旋環(huán)流（以下簡稱為阿拉伯海異常反氣旋）（圖3c）,而在400～600 hPa阿拉伯海異常反氣旋中心偏向阿拉伯半島（圖4d–f）。這和衰減早年夏季的阿拉伯海異常氣旋響應(yīng)（圖3a,4a–c）形成鮮明對比。另外，在中亞和西亞地區(qū)對流層有一以里海為中心的氣旋性異常（以下簡稱里海異常氣旋），很可能是衰減年持續(xù)的El Ni?o海溫異常強迫導(dǎo)致的熱帶西太平洋和西北太平洋夏季降水減少（對應(yīng)圖3e中OLR 顯著增加）激發(fā)的西太平洋—北美（western Pacific–North America，WPNA）遙相關(guān)[Ding et al.（2011）中的圖2b]的一部分，或者絲綢之路（the Silk Road pattern）型遙相關(guān)[Xie et al.（2016）中的圖13b] 的一部分。另外，在青藏高原北部、巴爾喀什湖、蒙古和貝加爾湖地區(qū)有一以蒙古為中心的異常反氣旋環(huán)流（圖3c,4d–f，以下簡稱蒙古異常反氣旋），該反氣旋可能也是西太平洋–北美遙相關(guān)的一部分（Ding et al.,2011），或是絲綢之路型遙相關(guān)（Xie et al.,2016）的一個活動中心，同時該反氣旋位于EAP遙相關(guān)中異常氣旋活動中心的西側(cè)。圖3，圖4顯示衰減晚型的EAP遙相關(guān)中NWPAC和北部氣旋性環(huán)流，以及相應(yīng)的菲律賓以東對流減弱幅度及其日本東南部海域?qū)α髟鰪姺龋黠@強于衰減早型，NWPAC西伸直接控制的印度東北部與孟加拉灣北部沿岸，阿拉伯海反氣旋異?？刂朴《任鞅辈?，造成這些區(qū)域降水顯著偏少和氣溫顯著偏高。而西伸的NWPAC和阿拉伯海反氣旋在印度中部地區(qū)交匯，產(chǎn)生輻合，增加印度中南部降水（圖2c）。同時受到NWPAC北側(cè)的異常偏西風(fēng)，阿拉伯海異常反氣旋北側(cè)的偏西風(fēng)，以及中西亞地區(qū)里海異常氣旋性環(huán)流南側(cè)西風(fēng)氣流的共同影響，青藏高原南部地區(qū)西風(fēng)分量加強，熱帶印度洋水汽輸送相對較少（圖4d–f），不利于青藏高原西南部和南部降水增加。因而降水響應(yīng)呈現(xiàn)南亞中北部與青藏高原西南部降水一致偏少。

圖4 南亞季風(fēng)區(qū)與青藏高原（a–c）衰減早型與（d–f）衰減晚型El Ni?o事件的（a，d）600 hPa、（b，e）500 hPa與（c、f）400 hPa夏季季節(jié)平均比濕距平（填色，單位：10?2 g kg?1）與矢量風(fēng)距平（矢量，單位：m s?1，標(biāo)出風(fēng)速超過0.2 m s?1區(qū)域）合成。圖中打點區(qū)域為比濕通過90%顯著性檢驗，加粗箭頭表示矢量風(fēng)場至少一個分量通過90%顯著性檢驗。紅色實線為3000 m海拔等高線Fig.4 Summer seasonal mean compositesof (a,d)500-hPa,(b,e)400-hPa, and (c,f)300-hPa specific humidity anomalies(shaded,units:10?2 g kg?1)and vector wind anomalies(vector, units: m s?1, magnitudeexceeding 0.2 m s?1 are displayed)in (a–c)early-decay and (d–f)late-development El Ni?o events over the SAM region and TP.The dots indicate areas in which the specific humidity passes a test of significance at 90%confidence level,and bold arrowsindicatethat at least onecomponent of vector wind passes thetest of significanceat 90% confidencelevel.Thered solid line is the 3000-m elevation contour

同時，圖3d中EAP遙相關(guān)位于東海和日本列島的氣旋性環(huán)流明顯覆蓋中國東北、華北和長江中下游和東海及日本海，東伸至阿留申群島南部海域。該氣旋性環(huán)流西側(cè)為蒙古異常反氣旋性環(huán)流（圖3d，4d–f），共同造成青藏高原東北部沒有降水增加。而青藏高原西部處于中心位于伊朗高原的氣旋以及蒙古異常反氣旋交匯區(qū)，有利于降水發(fā)生和氣溫降低。

4 南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原夏季降水與氣溫逐月響應(yīng)

本節(jié)進(jìn)一步討論衰減期兩類事件對南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原地區(qū)逐月降水與氣溫響應(yīng)，及對應(yīng)的海溫和環(huán)流異常。

4.1 衰減早型

圖5和圖6分別給出了兩類事件的南亞和青藏高原夏季逐月降水及溫度響應(yīng)的合成結(jié)果。衰減早型6月的降水響應(yīng)（圖5a）呈現(xiàn)出南亞季風(fēng)區(qū)中北部偏少，以及西南部偏多的偶極子狀態(tài)，這與Gill et al.（2015）在El Ni?o年6月的結(jié)論類似；而在7～9月（圖5b–d），南亞季風(fēng)區(qū)大部轉(zhuǎn)為降水偏多，這與衰減早型季節(jié)平均響應(yīng)類似，且逐月降水隨著時間推移，有持續(xù)增強的趨勢。對應(yīng)的南亞季風(fēng)區(qū)氣溫表現(xiàn)為隨時間推移的下降趨勢（圖6a–d），其中6月大部分地區(qū)氣溫偏高但不顯著，在7～8月大部轉(zhuǎn)為接近常年，而在9月有所下降，印度南部地區(qū)氣溫轉(zhuǎn)為偏低。圖5a–d中南亞季風(fēng)區(qū)印度月平均降水特征類似于Chowdary et al.（2016）研究中1901～2012年期間早衰減型El Ni?o對印度夏季降水影響結(jié)果。

青藏高原地區(qū)南部的降水和氣溫月平均響應(yīng)差異更為明顯，并且空間差異較大。6月份整個青藏高原降水和溫度都沒有顯著響應(yīng)（圖5a，6a），7月份在青藏高原西南部和喜馬拉雅山接壤處呈現(xiàn)顯著的降水增加，和印度降水變化一致，同時氣溫在青藏高原西端，巴基斯坦和印度西北部一致偏低（圖5b，6b）。8～9月南亞季風(fēng)強盛時期，高原大部分地區(qū)降水增加明顯和氣溫偏高，尤其是西南部8～9月降水增加，及8月高原東北部和9月份整個高原中部（大約80°～95°E）增溫顯著（圖5c，d和6c，d）。

圖5 南亞季風(fēng)區(qū)與青藏高原（a–d）衰減早型與（e–h）衰減晚型El Ni?o事件的6～9月逐月降水距平（填色，單位：mm month?1）合成。打點區(qū)域為通過90%顯著性檢驗Fig.5 Monthly composites of summer precipitation anomalies(shaded,units:mm month?1)from June to September in(a–d)early-decay and(e–h)late-decay El Ni?o eventsover the SAM region and TP.The dotsindicateareas that pass a test of significance at the90%confidence level

圖6 同圖5 ，但為地表氣溫距平（填色，單位：K）合成Fig.6 Sameas Fig.5,except for thecompositeof surfaceair temperature anomalies(shaded,units:K)

類似于對季節(jié)平均響應(yīng)的分析，圖7～9分別給出了不同時間演變型的逐月海溫與700 hPa風(fēng)場、OLR，200 hPa速度勢與500 hPa垂直速度，同時圖10給出相應(yīng)的500 hPa比濕與風(fēng)場異常合成。圖7a顯示，6月阿拉伯海海表溫度正異常比5月份（圖略）進(jìn)一步減弱，赤道西印度洋出現(xiàn)冷海溫異常，南中國海和熱帶西印度洋及南半球熱帶西南太平洋開始出現(xiàn)正海溫異常，赤道東太平洋和北太平洋負(fù)海溫異常進(jìn)一步加強，赤道太平洋和熱帶西印度洋出現(xiàn)東風(fēng)異常，熱帶西太平洋至熱帶西印度洋東風(fēng)異常尤為顯著。7～8月，阿拉伯海正海溫異常持續(xù)減弱，直至9月轉(zhuǎn)變?yōu)槿醯呢?fù)海溫異常，同時赤道西印度洋冷海溫異常持續(xù)（圖7b–d）。7～8月份熱帶東北印度洋和西太平洋正海溫異常持續(xù)增強，但在9月有所減弱。而7～9月中東太平洋負(fù)海溫異常則持續(xù)增強。逐月演變（圖7a–d）顯示出熱帶太平洋類La Ni?a型海溫異常在夏季持續(xù)發(fā)展，赤道太平洋的東風(fēng)異常也在進(jìn)一步增強。同時，圖7a–c顯示6～8月EAP遙相關(guān)響應(yīng)比圖3a中的季節(jié)平均信號更為明顯，并逐漸向北推進(jìn)，NWPAC于8月份北抬至中心位于中國東海。在El Ni?o衰減年，EAP/PJ遙相關(guān)與西北太平洋、熱帶太平洋和印度洋對流異常有很好的對應(yīng)關(guān)系（Huang and Sun,1992;Xie et al.,2016; Jiang et al.,2019）。在6月，南海至菲律賓以東海域以及熱帶太平洋對流異常顯著減弱，其東海至日本南部海域?qū)α鳟惓ｏ@著增強（圖8a），異常EAP/PJ遙相關(guān)相應(yīng)較強；在7月，對流異常區(qū)域北移但有所縮小，對應(yīng)EAP/PJ遙相關(guān)響應(yīng)北移，對流顯著減弱（增強）主要在南海和菲律賓海北部海域（日本以東海域），OLR呈現(xiàn)西北太平洋—日本偶極子型（圖8b）。在8月，對流顯著減弱集中在菲律賓以東海域和熱帶太平洋，日本以東和以南海域?qū)α髟鰪妳^(qū)消散（圖8c），相應(yīng)的EAP/PJ遙相關(guān)響應(yīng)中NWPAC和北部異常氣旋環(huán)流均比6～7月份偏弱（圖7a–c）。

圖7 印度洋—太平洋區(qū)域（a–d）衰減早型與（e–h）衰減晚型依次的6～9月海表溫度距平（填色，單位：K）與700 hPa矢量風(fēng)距平（矢量，單位：m s?1，標(biāo)出風(fēng)速超過0.2 m s?1區(qū)域）合成分析。圖中打點區(qū)域為海表溫度距平通過90%顯著性檢驗，加粗箭頭表明矢量風(fēng)場至少一個分量通過90%顯著性檢驗。異常氣旋與反氣旋分別用C與AC標(biāo)記Fig.7 Monthly composite of SSTA(shaded,units:K)and 700-hPa vector wind anomalies(vector,units: m s?1,magnitude exceeding 0.2 m s?1 are displayed)from June to September in(a–d)early-decay and(e–h)late-decay El Ni?o events in the Indo-Pacific Ocean.The dots indicate areas of SSTA that pass a test of significance at the 90%confidence level,and bold arrows indicate that at least one component of vector wind passes a test of significance at the90% confidencelevel.Anomalouscyclonesand anticyclonesarelabeled Cand AC,respectively

上述結(jié)果表明衰減早型，夏季6～8月份西北太平洋及其北部海域?qū)α鳟惓?，NWPAC與EAP遙相關(guān)響應(yīng)，表現(xiàn)出較強的季節(jié)內(nèi)演變特征，這和過去研究結(jié)果（黃平和黃榮輝,2010;Xie et al.,2016;唐顥蘇等,2019）一致，只是過去這些研究沒有區(qū)分衰減早型和晚型。6～8月NWPAC和相應(yīng)EAP遙相關(guān)由熱帶中東太平洋冷海溫（Chen et al.,2016;Li et al.,2017），和熱帶東北印度洋，海洋性大陸到南中國海暖海溫（Xie et al.,2009;2016;Wu et al.,2009,2010;唐顥蘇等,2019;Jiang et al.,2019）共同作用（圖7a–c），并且NWPAC很可能與熱帶東北印度洋暖海溫存在相互作用（Xie et al.,2016）。9月份，熱帶西北太平洋海域?qū)α鳟惓ｏ@著增強，東海和日本南部及其附近海域?qū)α鳟惓ｏ@著減弱（圖8d），NWPAC從副熱帶西太平洋北擴至日本南部以東海域（圖7d），季節(jié)平均上抵消6～8月份的NWPAC北側(cè)的異常氣旋性環(huán)流，所以季節(jié)平均EAP/PJ遙相關(guān)相對偏弱（圖3a）。而北移的反氣旋不利于熱帶東北印度洋暖海溫維持，因而9月份熱帶東北印度洋和南中國海暖海溫較6～8月減弱。

對應(yīng)以上的類La Ni?a型海溫的持續(xù)發(fā)展，6～8月熱帶太平洋東西海溫梯度增加，赤道東風(fēng)異常增加，200 hPa速度勢與500 hPa垂直速度合成（圖9a–c）顯示，Walker環(huán)流異常下沉支擴展到整個熱帶太平洋，下沉中心由6月份位于西太平洋東擴到8月份的東太平洋，整個熱帶太平洋對流活動顯著減弱（圖8a–c），相應(yīng)的印度洋上空異常Walker環(huán)流上升支及其異常對流增強有北移和東移趨勢，上升中心由6月份位于赤道南印度洋逐漸北移到8月份的赤道北印度洋。500 hPa上升運動區(qū)域從6月的印度北部北擴到8月的巴爾喀什湖，高層輻散北部邊緣從6月的副熱帶西亞地區(qū)北擴到后期的中緯度中亞地區(qū)，對應(yīng)7～9月南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原西南部對流和上升運動增強及降水增加。以上Walker環(huán)流和印度洋及南亞季風(fēng)區(qū)上升運動結(jié)果也大致和Chowdary et al.（2016）一致。

由熱帶東北印度洋與南亞季風(fēng)區(qū)異常上升支激發(fā)的對流層中低層阿拉伯海異常氣旋性以及由印度降水激發(fā)的伊朗高原異常反氣旋環(huán)流響應(yīng)也均呈現(xiàn)顯著的季節(jié)內(nèi)變化（圖7a–d，10a–d）。6月700 hPa阿拉伯海異常氣旋和伊朗高原異常反氣旋均相對較弱，500 hPa阿拉伯海上空為異常東風(fēng)，但有完整的伊朗高原異常反氣旋環(huán)流出現(xiàn)（圖7a，10a）。在7～8月700 hPa和500 hPa阿拉伯海異常氣旋及伊朗高原異常反氣旋明顯（圖7b，c和10b，c）。9月份阿拉伯海異常氣旋東伸至印度中北部,同時伊朗高原異常反氣旋較弱（圖7d，10d）。以上阿拉伯海異常氣旋變化主要與上面討論的異常Walker環(huán)流上升支移動，印度洋—南亞季風(fēng)區(qū)上升運動的季節(jié)內(nèi)變化有關(guān)（圖9a–d），而伊朗高原異常反氣旋和印度降水（圖5a–d）季節(jié)內(nèi)變化有關(guān)。因此，6月份印度主要受NWPAC影響，南部從印度洋帶來的水汽增加，造成降水偏多，但青藏高原受NWPAC及伊朗高原異常反氣旋影響，青藏高原地區(qū)西風(fēng)加強（圖10a），水汽輸送減少，不利于降水發(fā)生。進(jìn)入7～8月，南亞季風(fēng)區(qū)受NWPAC和阿拉伯海異常氣旋影響，風(fēng)場和水汽有明顯輻合，增加降水（圖7b，c）。同時在伊朗高原異常反氣旋，阿拉伯海異常氣旋與NWPAC共同作用，在印度北部和青藏高原西南部對流層中層出現(xiàn)較強異常南風(fēng)分量，增加印度洋水汽向南亞季風(fēng)區(qū)北部與青藏高原西南部的輸送（圖10b，c），有利于青藏高原降水持續(xù)增多，相應(yīng)氣溫距平也有下降趨勢。而NWPAC在7～8月控制印度東北部和孟加拉國西北，使得這些區(qū)域降水出現(xiàn)負(fù)距平，但隨著印度洋海溫暖異常與NWPAC強度的減弱，這一異常逐漸減弱。9月北太平洋上NWPAC北抬到副熱帶西北太平洋（圖7d），對南亞和青藏高原西部影響變小。而9月份低層阿拉伯海異常氣旋移到印度中北部，增加阿拉伯海水汽輸送至印度，和孟加拉灣水汽至青藏高原西南部，有利于以上區(qū)域降水增加，但高原南部為顯著東風(fēng)分量異常，南風(fēng)分量較弱（圖10d），所以9月份高原降水不如8月增加明顯。而青藏高原東北部6～8月主要受EAP波列北部的反氣旋控制，9月同樣受蒙古和中國西北地區(qū)的異常反氣旋環(huán)流，東風(fēng)或者東北風(fēng)分量加強，有利于高溫出現(xiàn)，但不利于降水發(fā)生。

圖9 同圖7 ，但為衰減早型逐月500 hPa垂直速度（填色，單位：10?2 Pa s?1）、200 hPa速度勢（等值線，單位：m2 s?1，間隔：5×105 m2 s?1）與輻散風(fēng)（矢量，單位：m s?1）距平合成分析。打點區(qū)域為500 hPa垂直速度通過90%顯著性檢驗Fig.9 Sameas Fig.7,except for monthly compositesof 500-hPa vertical velocity (shaded, units:10?2 Pa s?1)and 200-hPa velocity potential (contour,units: m2 s?1,interval=5×105 m2 s?1)and divergent wind(vector,units:m s?1).The dots indicate areas of 500-hPa vertical velocity that pass a test of statistical significance at the0.10 level.

圖10 南亞季風(fēng)區(qū)與青藏高原（a–d）衰減早型與（e–h）衰減晚型6～9月逐月的500 hPa比濕距平（填色，單位：10?2 g kg?1）與矢量風(fēng)距平（矢量，單位：m s?1,標(biāo)出風(fēng)速超過0.2 m s?1區(qū)域）合成。打點區(qū)域為500 hPa比濕通過90%顯著性檢驗,加粗箭頭表明矢量風(fēng)至少一個分量通過90%顯著性檢驗。異常氣旋與反氣旋分別用C與AC標(biāo)記Fig.10 Monthly composites of 500-hPa specific humidity anomalies(shaded,units:10?2 g kg?1)and vector wind anomalies(vector,unit:m s?1,magnitude exceeding 0.2 m s?1 are displayed)from June to September in(a–d)early-decay and(e–h)late-development El Ni?o events over the SAM region and the TP.The dots indicate areas in which the 500-hPa specific humidity passes a test of statistical significance at the 0.10 level,and bold arrows indicate that at least one component of vector wind passes a test of significance at the 90%level. Anomalous cyclones and anticyclones are labeled C and AC,respectively

4.2 衰減晚型

衰減晚型逐月降水同樣存在顯著季節(jié)內(nèi)演變和季節(jié)平均差異較明顯。6月降水響應(yīng)（圖5e）空間型類似衰減早型同期，且印度北部與青藏高原西南部降水一致顯著偏少，同時青藏高原降水整體偏少，青海地區(qū)降水顯著減少；進(jìn)入7月（圖5f），整個南亞和青藏高原區(qū)域降水有所增加，但顯著降水響應(yīng)主要出現(xiàn)在印度西北地區(qū)，印度北部降水從西到東呈現(xiàn)負(fù)—正—負(fù)降水異常，不丹和孟加拉國降水偏少。在8～9月（圖5g–h），南亞季風(fēng)區(qū)大部降水轉(zhuǎn)為偏多，8月青藏高原南部降水增加但不顯著，9月份高原西部和印度西北部呈現(xiàn)一致降水增加響應(yīng)。這表明衰減晚型夏季逐月降水也有持續(xù)增多的演變，但較衰減早型同期降水偏少。圖5e，f中南亞季風(fēng)區(qū)印度月平均降水特征類似于Chowdary et al.（2016）研究中1901～2012年期間中期衰減型El Ni?o（在6～9月衰減至0°C或以下）對印度夏季降水影響結(jié)果。

而地表氣溫響應(yīng)合成上，6月包括印度中南部，孟加拉國和不丹等南亞季風(fēng)區(qū)大部出現(xiàn)顯著氣溫顯著偏高（圖6e），尤其印度更為強烈，但青藏高原西南部和巴基斯坦東北地區(qū)顯著偏低，這與衰減晚型季節(jié)平均響應(yīng)（圖2d）接近，但更為顯著。以上異常高溫在7月（圖6f）印度中南部稍有減弱，青藏高原西部冷異常不再顯著。在8月顯著異常高溫在印度中西部地區(qū)，孟加拉國東部出現(xiàn)異常負(fù)異常（圖6g）。這表明衰減晚型夏季，季節(jié)平均氣溫響應(yīng)所呈現(xiàn)的“南高北低”模態(tài)（圖2d）在夏季逐漸減弱和消失。

上述衰減晚年南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原夏季降水與氣溫顯著季節(jié)內(nèi)響應(yīng)也是主要與6～9月El Ni?o型海溫的逐漸衰減，及其強迫的Walker環(huán)流，西北太平洋—日本南部海域及其熱帶太平洋和印度洋對流異常，NWPAC及EAP/PJ遙相關(guān)，阿拉伯海異常反氣旋和里海異常氣旋等響應(yīng)的季節(jié)內(nèi)發(fā)展有關(guān)。圖7e–h顯示，赤道中東太平洋類El Ni?o型的海溫在6月仍較顯著，但在7月顯著減弱并在8～9月消失；而熱帶印度洋和南中國海在6～8月都維持著海溫顯著偏暖狀態(tài)（Du et al.,2009;Chowdary et al.,2016），呈現(xiàn)出較衰減早型更強的熱帶印度洋海溫—NWPAC耦合模，表現(xiàn)為更強的熱帶印度洋海溫暖異常與NWPAC，更為顯著的中國南海—菲律賓以東海域異常對流減弱（圖7e–g和圖8e–g），EAP遙相關(guān)更為明顯（Chen et al.,2012），阿拉伯海為異常反氣旋性環(huán)流響應(yīng)（圖7e–g，10e–g），這顯然與印度洋電熱器效應(yīng)有關(guān)（Xie et al.,2009,2016）。受異常NWPAC，阿拉伯海反氣旋，里海氣旋影響，6～8月中西亞和青藏高原中西部對流層中層為氣旋性環(huán)流異常，高原南部西風(fēng)分量加強（圖10e–g）。9月暖海溫異常主要集中在孟加拉灣、中國南海和海洋大陸海域，印度洋電熱器效應(yīng)消失有關(guān)，中國南海—菲律賓以東海域異常對流減弱消失，同時熱帶中東太平洋還沒有出現(xiàn)明顯的負(fù)海溫異常，只在中國東部和沿海海域的氣旋性環(huán)流和高緯度的反氣旋異常，阿拉伯海沒有明顯反氣旋異常（圖10h）。

在200 hPa速度勢與500 hPa垂直速度響應(yīng)合成方面，由于6月熱帶太平洋仍維持El Ni?o型海溫異常，Walker環(huán)流異常下沉支中心位于熱帶中西太平洋（圖9e），上升支異常中心位于熱帶印度洋中東部，和氣候平均Hadley環(huán)流上升支重合，因而顯著增強Hadley環(huán)流，同時導(dǎo)致南亞季風(fēng)區(qū)北部（Hadley環(huán)流下沉支）出現(xiàn)異常下沉氣流，對流減弱，造成印度北部和孟加拉國干旱，氣溫偏高，這和過去研究強調(diào)的Hadley調(diào)制機制（Goswami, 1998; Lau and Wu, 2001; Gill et al., 2015）一致。青藏高原西南部受里海異常氣旋性環(huán)流影響（圖10e），西風(fēng)分量加強，水汽輸送減少，西部降溫明顯。同時，偏強的NWPAC控制南亞季風(fēng)區(qū)北部，青藏高原南部被偏強的西風(fēng)控制，這不利于南亞季風(fēng)區(qū)北部與青藏高原南部的水汽輸送（圖10e）。這些條件導(dǎo)致當(dāng)?shù)啬蟻喖撅L(fēng)區(qū)北部與青藏高原南部降水顯著的一致偏少。

進(jìn)入7月（圖9f），Walker異常上升支中心位于熱帶東南印度洋，印度半島南部處于下沉氣流區(qū)，但強度遠(yuǎn)小于6月印度北部的下沉速度，同時阿拉伯海有顯著異常上升運動，阿拉伯海異常反氣旋較6月弱，加上北移和東退的NWPAC只東伸至孟加拉灣（圖7f，10f），只顯著影響孟加拉國和印度東北部，因而7月南亞北部降水減少不如6月份顯著。在8月（圖9g），異常Walker上升支位于整個熱帶東印度洋，對應(yīng)南亞季風(fēng)區(qū)和青藏高原上升運動及對流明顯增強，同時NWPAC異常增加從印度洋輸送至南亞季風(fēng)區(qū)與翻越喜馬拉雅山的偏南風(fēng)的水汽通量，以上環(huán)流響應(yīng)均有利于南亞季風(fēng)區(qū)大部與青藏高原南部的降水增多。9月份暖海溫異常較弱，Walker環(huán)流上升支位于熱帶東印度洋、南中國海和菲律賓海。熱帶東印度洋的上升在西北側(cè)的印度半島激發(fā)氣旋性環(huán)流（圖9h，10h）（Gill, 1980），顯著增加印度半島降水。而從6月到9月，高原東北部受蒙古異常反氣旋性環(huán)流（圖10e–h）影響，降水沒有明顯增加。9月里海異常氣旋性環(huán)流和蒙古異常反氣旋性環(huán)流在青藏高原西部交匯，產(chǎn)生明顯輻合（圖10h），增加高原西部降水（圖5h）。

5 結(jié)論

“亞洲水塔”正在經(jīng)歷著加速的水循環(huán)過程，研究其變化機理的關(guān)鍵環(huán)節(jié)是降水變率和相應(yīng)的水汽輸送（Yao et al.,2012;周天軍等,2019）。本文利用1950～2018年GPCC降水格點資料、CRU地表氣溫格點資料及NCEP再分析大氣環(huán)流場資料，根據(jù)El Ni?o事件衰減期的時間演變速度，揭示了衰減早型和晚型兩類El Ni?o事件，造成的南亞季風(fēng)區(qū)與青藏高原西南部夏季降水、氣溫的季節(jié)平均響應(yīng)與季節(jié)內(nèi)演變顯著差異，及其可能成因。主要結(jié)論有四點：

（1）衰減早型和晚型兩類El Ni?o事件對南亞季風(fēng)區(qū)與青藏高原西南部夏季降水與氣溫影響有顯著差異。衰減早型夏季La Ni?a海溫已經(jīng)異常明顯，在赤道中東太平洋呈現(xiàn)較強的冷海溫異常，熱帶印度洋北部暖海溫偏弱。而衰減晚型熱帶太平洋El Ni?o海溫型仍在維持，熱帶印度洋暖海溫異常偏強。以上兩類事件對南亞夏季風(fēng)分別產(chǎn)生類似于La Ni?a和El Ni?o事件影響，這和過去許多研究一致（Shukla and Wallace,1993;Krishna Kumar et al.,1995;Soman and Slingo,1997;Goswami,1998;Lau and Wu,2001;Gill et al.,2015;Jiang et al.,2019），表現(xiàn)為衰減早型年份，Walker環(huán)流上升支顯著西移，印度洋和南亞季風(fēng)區(qū)對流和上升運動加強，阿拉伯海和西亞分別為異常氣旋和反氣旋環(huán)流響應(yīng)，NWPAC相對偏東，印度和青藏高原西南部對流層南風(fēng)氣流偏強，在增加印度降水的同時，也有利于印度洋水汽輸送到青藏高原內(nèi)側(cè)，增加高原西南部降水。而衰減晚型年份，Walker環(huán)流上升支偏于東印度洋，南亞季風(fēng)區(qū)對流和上升運動較弱，阿拉伯海和中西亞分別為異常反氣旋和氣旋環(huán)流響應(yīng)，NWPAC 西伸明顯，南亞季風(fēng)區(qū)水汽輻散增加，青藏高原西風(fēng)加強和水汽輸送減少，南亞北部和高原降水一致偏少。

（2）El Ni?o事件衰減早晚對南亞和青藏高原降水及氣溫影響有顯著的季節(jié)內(nèi)差異。在衰減早（晚）型次年夏季La Ni?a（El Ni?o）海溫型逐漸發(fā)展（消亡），對Walker環(huán)流，熱帶太平洋和印度洋及西北太平洋至日本區(qū)域?qū)α骰顒樱琋WPAC及其EAP/PJ遙相關(guān),阿拉伯海異常氣旋（反氣旋），西亞（中西亞）異常反氣旋（氣旋）環(huán)流的影響均有明顯的季節(jié)內(nèi)影響差異。因而導(dǎo)致衰減早型南亞和青藏高原西南部降水增加主要發(fā)生在7～9月；衰減晚型南亞和青藏高原西南部降水減少主要發(fā)生在6月，而8～9月則降水比6～7月明顯增加。相比較過去研究顯示El Ni?o事件衰減年NWPAC（黃平和黃榮輝,2010;唐顥蘇等,2019）

響應(yīng)有明顯的季節(jié)內(nèi)變化特征，我們的研究則進(jìn)一步揭示衰減早晚年NWPAC的季節(jié)內(nèi)變化不同響應(yīng)特征。

（3）衰減型兩類El Ni?o事件，熱帶太平洋與印度洋海溫異常均通影響Walker環(huán)流和對流及上升運動，NWPAC、阿拉伯海、中亞和西亞上空對流層環(huán)流，導(dǎo)致南亞和青藏高原南部和西部的降水的一致變化。這一定程度上是青藏高原西南部降水或者高原平均降水和南亞季風(fēng)區(qū)降水呈現(xiàn)正相關(guān)的重要原因（Dong et al.,2016;高東和牛海山,2018）。

（4）El Ni?o事件主要有三條途徑顯著影響青藏高原夏季降水和溫度。第一途徑直接通過改變Walker 環(huán)流、Hadley環(huán)流、熱帶印度洋大氣環(huán)流和NWPAC異常響應(yīng)，增強或者減弱高原南部上伸運動, 增加或者減少熱帶印度洋向高原的水汽輸送；第二條途徑直接通過激發(fā)EAP波列，使得青藏高原東北部夏季受EAP北部反氣旋影響，不利于降水發(fā)生；第三條途徑在La Ni?a發(fā)展年有利夏季印度降水和增加南亞夏季非絕熱加熱，然后通過Rossby頻散沿著夏季急流激發(fā)環(huán)球遙相關(guān)（Ding and Wang,2005;Ding et al., 2011;Wen et al.,2019），在中西亞和蒙古地區(qū)激發(fā)異常反氣旋，進(jìn)而影響整個高原降水與溫度。而在El Ni?o衰減晚年通過西北太平洋對流活動異常和Rossby頻散沿著夏季急流激發(fā)西太平洋—北美遙相關(guān)（Ding et al.,,2011），在中西亞激發(fā)異常反氣旋。