溫琴 何國瑞 楊海軍

1 南京師范大學地理科學學院/江蘇省地理信息資源開發(fā)與利用協(xié)同創(chuàng)新中心/虛擬地理環(huán)境教育部重點實驗室(南京師范大學),南京210023

2 復旦大學大氣與海洋科學系, 上海200438

1 引言

厄爾尼諾—南方濤動（ENSO）是熱帶太平洋最強的年際氣候變率異常信號，它可以通過改變大氣環(huán)流造成東亞高溫熱浪、強暴雨等極端事件，對我國人民生活、社會經(jīng)濟和生態(tài)環(huán)境等構成嚴重威脅（王紹武和龔道溢, 1999; 李艷等, 2019）。研究ENSO 變化的機制并預測其長期趨勢具有重要的科學價值和現(xiàn)實意義。理論和模式研究均表明ENSO 的性質，如其強度和周期很大程度上取決于平均背景氣候態(tài)（Li and Hogan, 1999; Fedorov and Philander, 2000; Chen et al., 2013），包含熱帶太平洋信風強度（Guilyardi, 2006）、溫躍層深度（Latif et al., 1993）、緯向海表溫度梯度（Knutson et al., 1997）、以及海氣相互作用的穩(wěn)定性（Kim and Jin, 2011）等。在全球變暖的背景下，熱帶太平洋平均氣候態(tài)與ENSO 之間的關系已經(jīng)有大量的研究 （Tett, 1995; Knutson et al., 1997; Meehl and Arblaster, 1998; Timmermann et al., 1999; Yang and Zhang, 2008; Collins et al., 2010）。然而，不同的研究對應的結論不同，其中涉及到的機制也大相徑庭。因此，ENSO 與熱帶太平洋背景場之間存在錯綜復雜的關系，還需要更多外強迫敏感性試驗的研究。

地質時間尺度上高大地形隆升是地氣系統(tǒng)非常重要的外強迫因子。目前已經(jīng)有大量的研究表明高大地形隆升可以導致熱帶太平洋背景場的變化。例如，海—氣耦合氣候模式的研究結果表明，移除全球山脈可以導致熱帶東太平洋增暖，這能產(chǎn)生很強的西風異常，從而使熱帶太平洋Walker 環(huán)流減弱（Kitoh, 1997; Abe et al., 2004; Schmittner et al.,2011; Maffre et al., 2017）。近十年來，更多的研究將目光聚焦于某一高大山脈的氣候效應，這其中備受關注的就是青藏高原。Fallah et al.（2016）和Su et al.（2018）的研究結果表明，在僅沒有青藏高原的情景下，熱帶東太平洋海表溫度增暖會產(chǎn)生西風異常，從而抑制Walker 環(huán)流。盡管這些工作采用了不同的模式，但移除青藏高原產(chǎn)生的氣候效應與移除全球山脈產(chǎn)生的氣候效應基本一致，這說明了青藏高原在全球氣候系統(tǒng)中的重要地位?；谇嗖馗咴瓕夂虮尘皥龅娘@著影響，Wen et al.（2020）詳細探討了青藏高原的移除對ENSO 的影響。他們的結果表明，移除青藏高原后，熱帶太平洋信風減弱，大氣對流中心東移，赤道太平洋混合層變淺，溫躍層變平。這些背景場的變化使東太平洋溫躍層反饋以及中東太平洋的Ekman 抽吸反饋增強，從而產(chǎn)生很強的ENSO 變率。盡管Wen et al.（2020）的工作是基于理想的模式試驗，但這一結果能在古氣候研究中得到一些驗證：Huber and Caballero（2003）利用代用資料和模式模擬發(fā)現(xiàn)在距今約5300～3650 萬年的始新世，也就是青藏高原還沒有抬升的時期，ENSO 表現(xiàn)出很強的振幅，這一結論與Wen et al.（2020）的結果一致。除青藏高原對ENSO 的影響外，F(xiàn)eng and Poulsen（2014）研究了安第斯山脈隆升對ENSO 的影響，其結果表明，安第斯山脈隆升可以增強熱帶太平洋東西溫度梯度和Walker 環(huán)流，從而改變El Ni?o 事件發(fā)生的頻率和強度。然而，前人的研究均沒有探討落基山脈對ENSO 的影響。

落基山脈位于美洲西部，與青藏高原分別坐落于太平洋的東西部。落基山脈平均海拔2000～3000 米，早在4500 萬年前就已經(jīng)抬升到現(xiàn)在的高度。由于落基山脈抬升發(fā)生的時間較青藏高原（約1000 萬年前）更早，其對地球氣候的影響很少被學者關注。落基山脈特殊的地理位置被認為是阻擋太平洋水汽向大西洋輸送的天然屏障，這一作用也被認為是可導致大西洋經(jīng)圈翻轉流和太平洋經(jīng)圈翻轉流間“蹺蹺板效應”的重要因素（Kittel et al., 2002; Schmittner et al., 2011; Sinha et al., 2012）。最近，Jiang and Yang（2021）利用復雜氣候模式詳細探討了落基山脈對北大西洋和北太平洋海表浮力以及大西洋經(jīng)圈翻轉流和太平洋經(jīng)圈翻轉流形成的作用，但對熱帶太平洋氣候背景場的變化關注較少。前文提到，始新世時期ENSO 變率較現(xiàn)代氣候更強，這一時期沒有青藏高原地形，可以解釋當時ENSO 變率較強這一特征。但值得注意的是，這一時期剛好涵蓋了落基山脈隆升（4500 萬年左右）的階段。因此，落基山脈的隆升又會對ENSO造成何種影響值得研究。并且，落基山脈是北半球除青藏高原外的第二大山脈，它對ENSO 的影響與青藏高原相比的不同之處可以加深我們對熱帶太平洋背景場與ENSO 關系的理解?；诖?，本文將詳細研究落基山脈對ENSO 變率的影響，并定量對比青藏高原和落基山脈這兩大山脈在ENSO演變中的重要性。第二節(jié)將詳細介紹本文使用的模式和相關試驗設計；第三節(jié)給出ENSO 的周期和振幅以及熱帶太平洋平均氣候態(tài)的變化；第四節(jié)將利用溫度變率方程診斷ENSO 響應的機制；第五節(jié)是結論和討論。

2 模式簡介和試驗設計

2.1 模式簡介

本文采用美國國家大氣研究中心開發(fā)的通用地球系統(tǒng)模式CESM（1.0 版本）研究青藏高原和落基山脈對ENSO 的影響。CESM1.0 目前已經(jīng)被廣泛運用于對地球氣候過去、現(xiàn)在和未來的模擬，其對氣候系統(tǒng)很好的模擬性能已經(jīng)被許多研究證實（http://www2.cesm.ucar.edu/ [2021-09-16]）。在ENSO模擬方面，CESM 模擬的Ni?o-3 指數(shù)功率譜周期主要峰值集中在3～6 年，與實況較相符（Gent et al., 2011; Deser et al., 2012）。該模式由大氣（CAM5）、海洋（POP2）、陸地（CLM4）、海冰（C?CE4）和陸冰（Glimmer-C?SM）這五個模塊和一個耦合器（CPL7）組成（Smith and Gregory, 2009; Hunke and Lipscomb, 2010; Lawrence et al., 2012; Park et al., 2014）。耦合器將不同模塊連接起來，完成不同模塊之間質量和動量的交換。本文采用其低分辨率版本T31_gx3v7。在低分辨率版本中，大氣模塊垂直具有26 層，水平采用有限體積法，分辨率為3.75°×3.75°。陸地模塊和大氣模塊的水平分辨率一致。海洋模塊垂直具有60 層，水平緯向網(wǎng)格格距為3.6°，水平經(jīng)向網(wǎng)格格距不是均勻的：在赤道附近，格距為0.6°，逐漸向極增加，在35°N/S 附近達到最大格距3.4°，在更向極的緯度帶又逐漸減小。海冰模塊的水平格點和海洋模塊一致。CESM模式不采用通量調整。

2.2 試驗設計

本文包含了一個基準試驗和兩個地形敏感性試驗（圖1）?；鶞试囼炗址Q為控制試驗，該試驗采用真實的地形高度和海陸分布（圖1a），CO2濃度采用工業(yè)革命前1850 年的285 ppm?？刂圃囼灥臍夂驊B(tài)在積分2000 年后達到平衡（Yang et al.,2015），之后再積分400 年用于與地形敏感性試驗作對比分析。從控制試驗第2001 年起，我們分別將青藏高原地區(qū)和落基山脈地區(qū)地形高度設置為10 米并積分400 年。這兩個地形敏感性試驗分別為無青藏高原試驗和無落基山脈試驗（圖1b 和c）。地形試驗和控制試驗相比，只有地形高度被修改，海陸分布、行星反照率和軌道參數(shù)等其他參數(shù)保持與控制試驗一致。試驗最后100 年大氣和海洋氣候態(tài)基本達到準平衡態(tài)，本文將這一時期用作后文的平衡態(tài)分析。

圖1 試驗地形設置（單位：m）：（a）控制試驗；（b）無青藏高原試驗；（c）無落基山脈試驗Fig. 1 Topographical configuration in model experiments (units: m):(a) Control simulation with realistic topography (CTRL); (b)experiment without the Tibetan Plateau (NoTibet); (c) experiment without the Rocky Mountains (NoRocky)

3 平衡態(tài)響應

3.1 ENSO 振幅的變化

落基山脈與青藏高原的存在都對ENSO 變率的振幅有抑制作用，青藏高原的影響遠大于落基山脈的影響。圖2 展示了三個試驗中ENSO 變率的時間序列。作為對比，1901～2000 年期間觀測的海表溫度異常（SSTA）也畫在圖2 中（Huang et al., 2015）。1982/83 以 及1997/98 年 的 強El Ni?o事件在觀測資料中均有體現(xiàn)（圖2a）。控制試驗中SSTA 的振幅和觀測基本一致。控制試驗中Ni?o-3 區(qū)SSTA 的標準差約為0.6°C（圖2b 中黑線），與觀測的0.65°C 基本一致（圖2b 中綠線）。二者的一致性表明CESM 模式對熱帶太平洋變率的模擬是可靠的。與控制試驗相比，移除落基山脈后SSTA 的振幅略微增加，其標準差約為0.7°C，比CTRL 試驗大了0.1°C（圖2b 中藍線），增幅約為15%。移除青藏高原后SSTA 振幅變化非常顯著，約為1°C，比控制試驗增強了近60%（圖2b中紅線）。青藏高原大地形相比于落基山脈大地形對ENSO 變率的影響更加顯著。對SSTA 的功率譜分析結果再一次驗證了這一結論（圖2c）。圖2c也表明，模式模擬的ENSO 主周期為2～4 年，與觀測結果一致。移除了青藏高原和落基山脈之后，ENSO 的主周期沒有顯著變化。因此，本文著重探討兩大山脈對ENSO 振幅的影響。

圖2 Ni?o-3 區(qū)域（5°S～5°N, 150°～90°W）平均的（a）SST 異常（SSTA，單位：°C）及（b）SST 標準差（σ，單位：°C）和（c）功率譜的時間序列。為了能清楚地呈現(xiàn)ENSO 的信號，SSTA 已進行5～85 月的帶通濾波;（b）中，σ 的計算選取了41 年的滑動窗口，分別計算每一個時間窗口的SST 方差，進而得到圖中的時間序列;。圖中綠實線、黑實線、紅實線和藍實線分別代表ERSST 在1901～2000 年間的觀測結果、控制試驗、無青藏高原試驗和無落基山脈試驗。圖（c）中虛線代表對應試驗95%的置信水平Fig. 2 Time series of (a) SST anomalies (SSTA, units: °C), (b)standard deviation of SSTA σ (SST, units: °C), and (c) power spectrum of SSTA averaged over the Ni?o-3 region (150°–90°W, 5°S–5°N). The SSTA field is smoothed with a 5–85-month band-pass filter. ?n (b), the σ (SST) field is smoothed with a sliding window of 41 years. ?n (a–c),the green, black, red, and blue curves represent data from ERSST observation (1901–2000), CTRL, NoTibet, and NoRocky experiments,respectively. ?n (c), the dashed curves represent 95% confidence levels

熱帶太平洋SST 標準差(σ)的空間分布如圖3所示。CESM 模式能夠模擬到兩個變率中心，分別位于120°W 和180°（圖3a），這與前人的研究結果類似（Vega-Westhoff and Sriver, 2017; Wen et al.,2020）。這兩個中心分別代表東太平洋和中太平洋的El Ni?o 事 件（Ashok et al., 2007; Guan and McPhaden, 2016）。去掉落基山脈后，ENSO 的變率在兩個中心均略有增強，最大值中心出現(xiàn)在熱帶東太平洋海域（圖3c）。而去掉青藏高原之后，熱帶太平洋SST 標準差在整個中東太平洋均增強（圖3b）。鑒于兩個地形敏感性試驗與控制試驗相比，SST 標準差的最大異常值發(fā)生在熱帶中東太平洋區(qū)域，后文將重點關注Ni?o-3 區(qū)溫度變率變化的機制。

圖3 準平衡態(tài)SSTA 標準差（單位：°C）的空間分布：（a）控制試驗；（b）無青藏高原試驗；（c）無落基山脈。綠框代表Ni?o-3 區(qū)域Fig. 3 Spatial patterns of the standard deviations of SSTA (units: °C)in the tropical Pacific: (a) CTRL experiment; (b) NoTibet experiment;(c) NoRocky experiment during quasi-equilibrium stage. The green box outlines the Ni?o-3 region

圖4 進一步展示了Nino-3 區(qū)域SSTA 的直方圖分布。在觀測和模式模擬中，SSTA 傾向于向正的極大值傾斜（圖4a 和4b），這表明極端El Ni?o 事件發(fā)生的頻次相對較高。去掉青藏高原或落基山脈后，SSTA 更加傾向于向極大值和極小值分布，這表明SSTA 變率增大，ENSO 事件發(fā)生的頻次增加。而無青藏高原試驗跟無落基山脈相比，ENSO 事件發(fā)生的頻次將更高。

圖4 準平衡態(tài)月數(shù)據(jù)求得的Ni?o-3 區(qū)域SSTA 的分布：（a）觀測結果；（b）控制試驗；（c）無青藏高原試驗；（d）無落基山脈試驗。SSTA 進行了5～85 個月的帶通濾波。按照李艷等（2019）的做法，本文將每個月距平大于1 定義為El Ni?o 事件，小與1 定義為La Ni?a事件Fig. 4 Distributions of SSTA in the Ni?o-3 region in (a) observation, (b) CTRL, (c) NoTibet, and (d) NoRocky experiments based on the monthly data during the quasi-equilibrium stage. The SSTA field is smoothed with a 5–85-month band-pass filter. The ENSO event represents the magnitude of SSTA larger than 1°C, following Li et al. (2019)

總的來說，我們的模擬結果表明，移除落基山脈之后，ENSO 變率略有增強，移除青藏高原后，ENSO 變率顯著增強。青藏高原對ENSO 的影響要顯著強于落基山脈對ENSO 的影響。如前所述，ENSO 性質的變化與熱帶太平洋背景場緊密關聯(lián)（Collins et al., 2010; Cai et al., 2018）。為 了 理 清青藏高原和落基山脈大地形對ENSO 變率的影響機制，下面將進一步分析熱帶太平洋背景場的變化。

3.2 平均氣候態(tài)的變化

移除青藏高原和落基山脈后均會導致熱帶太平洋背景場發(fā)生改變。移除青藏高原后，熱帶太平洋信風減弱，出現(xiàn)西風異常。異常西風導致西太平洋的暖水向東回流，造成El Ni?o 型的海溫異常分布（圖5a），這一現(xiàn)象與前人的研究結果一致（Su et al., 2018; Yang et al., 2020）。SST 和信風的變化表明大氣Walker 環(huán)流減弱，這將抑制ENSO 變率（Vecchi and Soden, 2007），因此我們認為本文中ENSO 變率增強可能是海洋過程所致。此外，青藏高原的移除能夠導致熱帶太平洋水汽輻合，海表得到更多的淡水，從而減小該區(qū)域的鹽度（圖5b）。熱帶太平洋海表溫度和鹽度的共同作用使該區(qū)域海水密度減小，混合層變淺（圖5c），層結增強（圖5d）。過去許多研究均表明，熱帶太平洋上層海水層結增強有利于削弱海水的垂直混合過程，即次表層的冷水更難進入到混合層，從而有利于強ENSO 的發(fā)生（Carton, 1991; Kang et al., 2014）。此外，?m et al.（2015）的研究也表明，當熱帶太平洋混合層變淺，海洋動力過程對表層風的敏感性會加強，一系列的正反饋過程會導致強El Ni?o 事件發(fā)生。后文的研究也將表明，混合層深度變淺是導致無青藏高原試驗中強ENSO 變率的重要因素。受到表層海水溫度變化的影響，去掉青藏高原還將導致溫躍層變平，即產(chǎn)生西淺東深的溫躍層深度異常（圖5d）。事實上，ENSO 振幅與溫躍層深度之間存在穩(wěn)健的關系，這已經(jīng)被許多研究所證實。例 如， Zebiak and Cane（ 1987） 以 及Latif et al.（1993）均指出，熱帶太平洋東部溫躍層變淺有利于SST 局地模態(tài)的變化，從而使ENSO 變率發(fā)生改變。Philip and van Oldenborgh（2006）的研究工作表明，熱帶西太平洋溫躍層變淺，有利于增強SST 對溫躍層深度的敏感性。而Kirtman and Schopf（1998），Barnett et al.（1999）以及Fedorov and Philander（2001）的研究則表明熱帶東太平洋溫躍層加深往往對應強的ENSO 事件。本文后面的研究也將表明，變平的溫躍層將使SST 對海表風應力的敏感性增加，這也將有利于ENSO 振幅增大。

移除落基山脈引起的熱帶太平洋背景場的變化表現(xiàn)出與移除青藏高原完全不一樣的特征，這是由大氣環(huán)流的調整所致。圖6a 展示了無落基山脈試驗中大氣環(huán)流的響應。移除落基山脈之后，在山脈的西北側和東南側產(chǎn)生異常低壓和高壓系統(tǒng)，形成圍繞山脈的“偶極子”結構，這與移除青藏高原的大氣環(huán)流響應一致 [Yang and Wen（2020）的Fig. 10]。Valdes and Hoskins（1991）早在1991 年就指出，緯向西風氣流在水平偏轉的影響下，往往在地形的北部形成北風，南部形成南風，由于大氣位渦守恒，這會導致地形北部產(chǎn)生反氣旋環(huán)流，南部產(chǎn)生氣旋性環(huán)流。去掉落基山脈之后，緯向氣流變得更加平直，山脈北側和南側的氣旋和反氣旋環(huán)流也會隨之減弱，因此在落基山脈的西北部和東南部會形成異常氣旋性環(huán)流（低壓）和反氣旋環(huán)流（高壓）。落基山脈南側的高壓向南延伸到赤道太平洋，在赤道東太平洋造成東風異常。異常東風進一步將東太平洋表層暖水向西輸送，而赤道東太平洋次表層冷水則會繼續(xù)上翻補充，因此熱帶太平洋表現(xiàn)出類La Ni?a 型的海溫異常分布，即西太平洋增暖，東太平洋變冷，這與無青藏高原試驗結果完全相反（圖5e 與5a 相比）。此外，落基山脈西北側的低壓也會向南延伸到熱帶西太平洋，在熱帶西太平洋造成西風異常。因此，無落基山脈試驗中信風的變化較無青藏高原更加復雜：在無落基山脈試驗中，西太平洋信風減弱，東太平洋信風增強。風的變化導致水汽在熱帶中東太平洋輻散（圖6b），對應該地區(qū)降水減少，鹽度升高，混合層深度加深（圖5f 和5g）。受到海表溫度變化的影響，無落基山脈試驗中溫躍層加深的位置較無青藏高原試驗更加偏西（圖5h）。鑒于熱帶太平洋混合層和溫躍層在無落基山脈試驗中表現(xiàn)出與在無青藏高原試驗中不一樣的變化特征，其中對應ENSO 的增強機制也會不同。

圖5 準平衡態(tài)熱帶太平洋氣候態(tài)的變化：（a，e）海表風應力（箭頭；單位：10-5 N cm-2）和海表溫度（填色；單位：°C）的變化；（b，f）降水減去蒸發(fā)（單位：10-5 kg m-2 s-1）的變化；（c，g）混合層深度（單位：m）的變化；（d，h）溫躍層深度（單位：m）的變化。（a–d）無青藏高原試驗的結果；（e–h）無落基山脈試驗的結果Fig. 5 Quasi-equilibrium changes in the mean tropical climate: (a, e) SST (units: °C) and surface wind stress (units: 10-5 N cm-2); (b, f) precipitation minus evaporation (PmE, units: 10–5 kg m-2 s-1); (c, g) mixed layer depth (units: m); (d, h) thermocline depth (units: m). (a–d) NoTibet experiment;(e–h) NoRocky experiment

圖6 準平衡態(tài)下無落基山脈試驗中各物理場的變化：（a）850 hPa 位勢高度（填色,單位：m）和風矢量（箭頭；單位：m s-1）；（b）垂直積分的水汽輸送（箭頭；單位：kg m-1 s-1）和輻合輻散（填色; - ρa?vq; units: 10-5 kg m-2 s-1; 正值代表輻合，負值代表輻散）Fig. 6 Quasi-equilibrium changes in the NoRocky experiment: (a) Geopotential height (shading; units: m) and wind (vector; m/s) at 850 hPa; (b)vertical integrated moisture transport (vector; units: kg m-1 s-1) and its convergence (shading; - ρa?vq; 10–5 kg m-2 s-1; positive for convergence while negative for divergence)

4 機制

為了搞清ENSO 在移除青藏高原和落基山脈中振幅變化的機制，本文將診斷溫度變率方程各項的變化。該方程由Yang and Zhang（2008）首次提出：

其中

方程（1）代表在給定時間窗口下溫度異常的方差隨時間的變化；N代表時間窗口，本文將其設為21 年。上橫線代表多年平均的氣候態(tài)；T′代表溫度異常，u′，v′和w′代 表海洋流場異常。Tx′，Ty′和Tz′代表溫度異常的三維梯度，三者分別是向東、向北和向上為正。Q′代表總的表面輻射通量異常，Ah是 擴散系數(shù)（4000m2s-1）。R′E是余項，包含了垂直擴散項AvT′T′zz。該項是通過?σ2(t)/?t減去其他項得到的。方程（1）右邊的前三項分別代表由海水平均流與溫度異常的梯度（-uˉT′T′x， -vˉT′T′y，-wˉT′T′z）所引起的溫度變率的變化、平均的溫度梯 度 與 異 常 的 海 水 流 場（ -u′T′Tˉx， -v′T′Tˉy，-w′T′Tˉz）引起的變化、以及異常的海水流場與異常的溫度梯度（ -u′T′T′x， -v′T′T′y， -w′T′T′z）所引起的變化。方程（1）右邊第四項和第五項則代表緯向和經(jīng)向擴散所引起的變化。第六項為表面輻射通量項，該項的存在對ENSO 振幅的增強總是起阻尼作用。最后一項是余項，該項主要是垂直溫度擴散的作用。

溫度變率方程的優(yōu)點在于，不需要考慮溫度改變的符號，直接可以用來分析ENSO 振幅改變的機 制（Yang and Zhang, 2008; Santoso et al., 2011;Guan and McPhaden, 2016）。通過分析溫度變率方程各項的變化，我們可以明確ENSO 變率變化的正負反饋機制。值得注意的是，本文所有關于溫度變率方程的計算都應用于氣候態(tài)的溫躍層深度上。

4.1 ENSO 變率的不穩(wěn)定因子

垂直平流項是溫度變率變化中最重要的不穩(wěn)定因素（圖7 中的橙色線），這與Yang and Zhang（2008）的結果一致。該項能夠造成控制試驗、無青藏高原試驗和無落基山脈試驗中ENSO 振幅的不穩(wěn)定增長。在控制試驗的基礎上移除青藏高原和落基山脈之后，垂直平流項所引起的溫度變率顯著增強，這是導致ENSO 在兩個地形敏感性試驗中振幅加強的重要因素（圖7b 和c）。除垂直平流項外，溫度變率方程的其他項均抑制ENSO 振幅。其中，經(jīng)向擴散項（AhT′T′yy，綠線），經(jīng)向平流項（ -vT′Ty； ，藍實線）和垂直擴散項（AvT′T′yy，灰實線）的貢獻最大。緯向平流項和緯向擴散過程對ENSO 振幅變化的影響可忽略不計。

圖7 Ni?o-3 區(qū)域平均的溫度變率方程各項的時間序列（單位：10-6 °C2 s-1）。（a）控制試驗;（b）無青藏高原試驗;（c）無落基山脈試驗。每個變量采用了21 年的滑動窗口平均Fig. 7 Time evolution of the terms in the temperature variance equation (units: 10-6 °C2 s-1): (a) CTRL experiment; (b) NoTibet experiment; (c) NoRocky experiment. A 21-year sliding window has been applied to each curve

因為垂直平流項是引起ENSO 變率增強的最重要因素，下面將重點探討該項變化的成因。垂直平流項可以進一步分解為平均上升流加異常垂直溫度梯度（ -wˉT′T′z）、異常上升流加平均垂直溫度梯度（ -w′T′Tˉz） 以及高階非線性項（ -w′T′T′z）。第一項是由非局地的風—溫躍層反饋引起的，因此又被稱為非局地項。該項在赤道東太平洋很重要（ Fedorov and Philander, 2001; Burgers and van Oldenborgh, 2003）。第二項是由局地的SST—風相互作用引起的，又被稱為局地項。該項在赤道中太平洋更加重要（Burgers and van Oldenborgh, 2003）。非線性項的作用可忽略不計（圖8a，d 和g 中的灰線）。

局地項（ -w′T′Tˉz） 和非局地項（ -wˉT′T′z）對ENSO 振幅的增加均有貢獻，并且局地項的作用比非局地項的作用更大。局地項與平均溫度垂直梯度Tˉz和 垂直熱通量 -w′T′成正比。值得注意的是，因為熱帶太平洋層結總是上暖下冷，所以Tˉz在熱帶太平洋總是為正。最終局地項的符號和幅度由-w′T′決定（圖8b）。對 -w′T′而 言，盡管溫度異常T′（圖8b 中淺紅線）和垂直速度異常w′（圖8b 中綠線）在0 值附近振蕩，但他們的乘積在經(jīng)過5～85年帶通濾波和21 年窗口滑動的處理之后，總是為正。正的垂直熱通量也可認為是Ekman 抽吸正反饋，該過程可以理解為：給定熱帶太平洋一個暖的溫度擾動異常。該暖異?？梢詼p弱信風，造成異常向下的海水運動（w′＜0）。這一異常Ekman 下沉運動又會抑制次表層冷水上翻，進而造成熱帶太平洋海表進一步升溫（T′＞0）。相反亦是如此。因此，在任何情況下， -w′T′均大于0。也就是說，異常上升流或下沉流總是可以增強初始的SST 擾動。進一步的分析表明，w′和T′存在很強的負相關關系，前者的變化可超前后者2～3 個月，這與Yang and Zhang（2008）的結論一致。總的來說，局地項對ENSO 變率的貢獻是通過向上的擾動垂直熱量輸送過程來完成的。

圖8 Ni?o-3 區(qū)域平均的垂直溫度平流項分解后各個項的時間序列。左邊是控制試驗結果，中間是無青藏高原試驗結果，右邊是無落基山脈試驗結果。（a, d, g）代表控制試驗中的垂直平流項，其中黑線、藍線、紅線和灰線分別代表溫度變率方程中的垂直平流（ - wT′Tz）、擾動的垂直上升流和平均溫度梯度（- w′T′ Tˉz） 、平均垂直平流和擾動溫度梯度（- wˉT′T′z ） 以及非線性項（- w′T′T′z）。（b, e, h）代表局地項的貢獻，其中淺藍線、藍線和虛灰線代表垂直熱通量（- w′T′ ）、擾動的垂直上升流和平均溫度梯度（- w′T′ Tˉz）以及平均垂直溫度梯度（ Tˉz ），綠線和粉線代表Ekman 抽吸異常（ w′ ）和溫度異常（ T′ ）。（c, f, i）代表非局地項的貢獻，其中褐線、虛灰線和紅線代表 - T′T′z，平均上升流（ wˉ ）以及平均上升流和擾動溫度梯度（- wˉT′T′z ） ，綠線和粉線代表擾動溫度的垂直梯度（T ′z ）和溫度異常（ T′）。圖中每一項都經(jīng)過了21 年的滑動窗口濾波。（a，d，g）各項的單位是10-6 °C2 s-1，（b，e，h，c，f，i）各項乘以換算系數(shù)以便能放在一張圖上。w 和 Tz 的單位分別是是cm s-1 和°C cm-1。 w ˉ、 Tˉz 、w ′T′、T′T′z、T′、T′z 和 w′則分別乘以了2×10-3、10-2、10-3、10-3、10、10-3 和10-3Fig. 8 Decomposition of the vertical temperature advection term averaged in the Ni?o-3 region over the thermocline for CTRL (left), NoTibet(middle), and NoRocky (right) experiments. (a, d, g) the black, blue, red, and grey lines represent the total vertical temperature advection (- wT′Tz),perturbation upwelling of mean temperature gradient (- w′T′ Tˉz) , mean upwelling of perturbation temperature gradient (- wˉT′T′z), and pure nonlinear term (- w′T′T′z ), respectively. (b, e, h) the light blue, blue, and dashed grey curves represent the vertical heat flux (- w′T′), perturbation upwelling of mean temperature gradient (- w′T′ Tˉz) , and mean vertical temperature gradient ( Tˉz), respectively. The green and pink curves represent the Ekman pumping ( w′ ) and temperature ( T′ ) anomalies, respectively. (c, f, i) the dark red, dashed grey, and red curves represent -T′T′z , mean upwelling ( wˉ),and the mean upwelling of perturbation temperature gradient (- wˉT′T′z), respectively. The green and light red curves represent the vertical gradient of temperature anomaly ( T′z ) and temperature anomaly ( T′), respectively. A 21-year sliding window has been applied to each term. (a, d) the units are 10–6oC2 s-1. (b, c, e, f) The terms are scaled by a factor of a certain constant such that they can be plotted in the same figure. The units of w and Tz are cm s-1 and °C cm-1, respectively. The real values of wˉ , Tˉz, w′T′ , T′Tz′, T′ , T′z , and w′are plotted after being multiplied by 2×10–3, 10–2, 10–3, 10–3,10–3, and 10–3, respectively

非局地項（ -wˉT′T′z） 由平均上升流wˉ 和-T′Tz′決定。受到赤道東太平洋Ekman 上升流的控制，wˉ在該區(qū)域總是大于0。因此， -T′T′z決定了非局地項最終變化的符號。 -T′T′z又 可以寫成 -(T′2/2)z，代表溫度變率的垂直梯度。和非局地項一樣，-T′T′z也總是為正，這是由溫躍層的正反饋引起的。假設在熱帶東太平洋有一個正的擾動溫度異常（即T′＞0），它可以減弱信風從而使溫躍層變平。溫躍層變平導致赤道東太平洋次表層海水異常升溫，進而減弱垂直溫度梯度（T′z＜0）。東太平洋次表層的暖水可以隨著平均上升流被夾卷進入到表層，放大初始的暖信號從而有利于ENSO 變率的增長（-T′T′z＞0）。簡單來說，非局地項對應了溫躍層正反饋過程，其變化符號最終由-T′T′z決定。

4.2 溫度變率方程各項的變化

移除青藏高原和落基山脈之后垂直平流項的變化是導致ENSO 振幅變大的首要原因（圖8）。移除青藏高原后，局地項幾乎增加了100%；移除落基山脈后，局地項增加了約30%。如上文所說，兩個敏感性試驗中局地項的增加幾乎都來自于垂直熱通量的增加。在移除青藏高原的試驗中，垂直熱通量增加了100%；而在移除落基山脈的試驗中，垂直熱通量約增加30%。平均的垂直溫度梯度在兩個敏感性試驗中變化很小（圖9a）。除局地項外，非局地項也能導致ENSO 振幅變大。移除青藏高原后，非局地項約增加40%；而移除落基山脈后，非局地項約增加30%。非局地項的增加主要是 -T′T′z的貢獻（圖9b）。因此，在移除青藏高原試驗中，ENSO 變率增強主要是局地項的貢獻，非局地項的作用次之；而在移除落基山脈試驗中，局地項和非局地項的貢獻同等作用。兩個地形敏感性試驗中ENSO 的響應機制稍有不同，這是由熱帶太平洋平均氣候態(tài)的不同響應造成的（圖5）。

局地項和非局地項與ENSO 變率的超前/滯后相關也能反應二者對ENSO 變率的增強作用（圖10）。Ni?o-3 區(qū)局地項的變化可以超前溫度變率約3 個月，最大相關系數(shù)高達0.7（圖10a 中的藍線）。局地項對溫度變率的貢獻幾乎全部來源于垂直熱通量（圖10a 中淺藍線）。非局地項的變化可以超前溫度變率約2 個月，最大相關系數(shù)比局地項更小，約為0.6（紅線），這其中主要是 -T′T′z的貢獻。在無青藏高原和無落基山脈中，局地項和非局地項對ENSO 變率的貢獻亦是如此，只不過在無青藏高原試驗中局地項的貢獻遠大于非局地項的貢獻，而在無落基山脈的試驗中二者貢獻相當。我們進一步計算了三個試驗中海表風場與溫度異常之間的相關關系。結果表明，局地Ekman 上升流可超前局地溫度變化2～3 個月，最大相關系數(shù)為-0.8（圖10b 中的黑線和灰線）。二者之間強的負相關關系使得二者的乘積總是有利于ENSO 變率的不穩(wěn)定增長。

圖10 （a）控制試驗中Ni?o-3 區(qū)域平均的溫度變率與局地項（藍線）、垂直熱通量項（淺藍線）、非局地項（紅線）以及- T′T′z（深紅線）的超前滯后相關（橫坐標代表超前/滯后時間，正值代表溫度變率滯后于其他變量）。（b）控制試驗中Ni?o-3 區(qū)域平均的溫度異常（ T′）、海水垂直上升流（ w′ ）和 Ekman 抽吸（ w′e ） 之間的超前滯后相關（黑線、灰線和虛黑線分別代表 w′ 和 T′ 之間、 w′e 和 T′之間的相關系數(shù)，以及 w′ 和 w′e之 間的相關系數(shù)。正值代表 T′ 滯后于 w′ ， T′ 滯后于 w′e， 以及 w′e 滯后于 w′）。（c，d）無青藏高原試驗的結果；（e，f）無落基山脈試驗的結果Fig. 10 (a) Lagged correlations between the temperature variability and local term (blue), between the temperature variability and vertical heat flux(light sky blue), and between the vertical remote term (red) and -T′T′z (dark red) in the Ni?o-3 region in Real. A positive month means temperature variability lags the other terms. (b) Lagged correlations among the anomalous temperature ( T′ ), upwelling ( w′ ), and Ekman pumping ( w′e) over the thermocline in the Ni?o-3 region in Real. The black, grey, and dashed black curves represent the correlations between w′ and T ′ , between w ′e and T′,and beween w′ and w ′e , respectively. A positive month means the time that T′ lags w′ , T′ lags w ′e , and w ′e lags w′. (c) and (d) are the same as (a) and(b), except for the NoTibet experiment. (e) and (f) are the same as (a) and (b), except for the NoRocky experiment

總的來說，移除青藏高原或落基山脈之后，Ekman 抽吸正反饋和溫躍層正反饋增強是導致ENSO 變率增大的兩個重要原因。在無青藏高原試驗中，Ekman 抽吸正反饋的作用最為重要，溫躍層反饋的作用次之；但在無落基山脈試驗中，二者的作用相當。這兩個反饋過程的變化與海洋對大氣以及海水溫躍層深度敏感性的變化密切相關。

4.3 熱帶太平洋海洋敏感性的變化

許多研究表明，溫躍層增強能導致強ENSO事 件 發(fā) 生（Timmermann et al., 1999; Meehl et al.,2001）。然而，本文的模式結果表明在無青藏高原和無落基山脈試驗中溫躍層過程的重要性是不同的：在無青藏高原試驗中溫躍層作用比Ekman 抽吸作用弱很多，而在無落基山脈試驗中溫躍層過程和Ekman 抽吸過程同等重要（圖9a 和b）。假設初始的溫度擾動是給定的常數(shù)（即T′為常數(shù)），那么，垂直熱通量的作用取決于 -w′，而溫躍層 -T′T′z的作用取決于 -T′z。這里我們按照Jin et al.（2006）和Liu et al.（2014）的做法計算了風應力擾動對Ni?o-3 區(qū)溫度擾動T′的 敏感性 μa以及Ekman 抽吸-w′對Ni?o-3 區(qū)海表風應力異常的敏感性 βw（更多計算細節(jié)也可以參考Wen et al.（2020））。

圖9 Ni?o-3 區(qū)域平均的垂直平流項的局地項貢獻和非局地項貢獻的柱狀圖分布：（a）局地項及其三個子項；（b）非局地項及其三個子項。各個項的單位和換算系數(shù)和圖8 一致Fig. 9 Bar chart for the mean values of (a) the local term and its components and (b) the remote term and its components averaged in the Ni?o-3 region over the thermocline. The units and scale factors of these terms are the same as those in Fig. 8

圖11 展示了風應力敏感度 μa以及Ekman 抽吸敏感度 βw的空間分布。正的 μa代表Ni?o-3 區(qū)域暖（冷）海溫異常能激發(fā)西風（東風）異常。在控制試驗中，正的 μa主要出現(xiàn)在熱帶太平洋中西部（圖11a），對應向下的Kelvin 波動（Capotondi et al., 2006; Naiman et al., 2017）。移除青藏高原之后，風應力敏感度的正值向東移動（圖11b），說明大氣的對流中心東移。大氣對流中心東移也可以從圖5a 中海溫的變化體現(xiàn)出來。移除青藏高原之后赤道太平洋出現(xiàn)了El Ni?o 型的海溫異常，東太平洋異常增暖有利于大氣對流中心向東移動。風應力敏感度和大氣對流中心的對應關系在前人的工作中均有研究（Guilyardi et al., 2009; Kim and Jin, 2011;Lübbecke and McPhaden, 2014）。風應力敏感度正值的向東移動使得熱帶中東太平洋出現(xiàn) μa的正異常（圖11b），導致 -w′和 -T′z的 增大，從而使ENSO變率加強。在移除落基山脈的試驗中也是如此，只不過 μa在赤道中東太平洋增加的幅度和范圍比移除青藏高原的更小，這是因為移除落基山脈引起的赤道中太平洋增暖區(qū)域和幅度比移除青藏高原弱很多（圖5e）。

Ekman 抽吸敏感度 βw的變化可以通過控制-w′的強度從而影響ENSO 的變率。圖11d–f 展示了控制試驗中 βw的空間分布及其在無青藏高原和無落基山脈試驗中的變化。在控制試驗中， βw在赤道太平洋的大部分區(qū)域為正，說明西風（東風）異?？杉ぐl(fā)出向下（向上）的海水流動（圖11d）。移除青藏高原之后， βw在赤道太平洋的大部分區(qū)域均表現(xiàn)出正異常（圖11e），這是因為受海表鹽度降低的影響，混合層深度變淺（圖5c）。更淺的混合層深度可以增強次表層海水對海表風場的感應能力（Philip and van Oldenborgh, 2006; Kim and Jin,2011），從而使 βw增大。但是在移除落基山脈的試驗中，由于混合層在Ni?o-3 區(qū)域反而加深，導致 βw在該區(qū)域的變化非常微弱，對 -w′的影響可忽略不計。

圖11 （a）控制試驗中海表風應力對Ni?o-3 區(qū)海溫異常的敏感性（ μa， 單位：10-3 N m-2 °C-1）；（b）無青藏高原試驗與控制試驗 μa的差異；（c）無落基山脈試驗與控制試驗 μa的差異；（d）控制試驗中溫躍層深度上海水垂直速度異常對Ni?o-3 區(qū)海表風應力異常的敏感性（ βw， 單位：10-5 m s-1 N-1 m-2）；（e）無青藏高原與控制試驗 βw的 差異；（f）無落基山脈與控制試驗 βw的差異Fig. 11 Spatial patterns of regression coefficients between the surface wind stress anomalies and the Ni?o-3 SSTA ( μa, units: 10–3 N m-2 °C-1) in (a)CTRL, (b) μad ifference between the NoTibet and CTRL experiments, and (c) μadifference between the NoRocky and CTRL experiments. (d–f) the same as (a–c), except for the regression coefficient between the anomalous upwelling velocity averaged at the thermocline depth and the surface wind stress anomalies averaged over the Ni?o-3 region ( βwunits: 10–5 m s-1 N-1 m-2)

綜上所述，局地項歸根結底受到海表風應力敏感性系數(shù)和Ekman 抽吸敏感性系數(shù)的影響。在移除青藏高原的試驗中，熱帶中東太平洋增暖使Ni?o-3 區(qū)域風應力敏感性增大，同時由降水增多導致的混合層變淺使Ekman 抽吸敏感性也增大，二者共同作用使局地項增加的非常多。然而，在無落基山脈的情景下，熱帶中太平洋有微弱的增溫，這導致風應力敏感性在Ni?o-3 區(qū)稍有增大。但是在該試驗中，混合層變深，Ekman 抽吸敏感性變化很小。SST 和混合層的變化導致局地項在無落基山脈試驗中增加的幅度明顯小于其在無青藏高原試驗中增加的幅度。

對溫躍層過程而言，無青藏高原和無落基山脈試驗中東太平洋-T′z的增加還受到溫躍層傾斜度對緯向風異常的敏感性的影響（這里記為 βh）。移除青藏高原之后， βh增大，這有利于ENSO 變率的提高（圖略）。Kim et al.（2014）的研究結果表明，βh的大小是隨著溫躍層傾斜度的氣候態(tài)而變化的：當溫躍層越平（即西淺東深）， βh增大，反之亦然。本文的結果也驗證了這一觀點。在現(xiàn)代世界地形的基礎上移除青藏高原或落基山脈，均會造成溫躍層西淺東深的深度異常。變平的溫躍層進而導致 βh增大和ENSO 變率增強。此外，Clarke et al.（2007）以及Lübbecke and McPhaden（2014）的工作還表明，當由ENSO 引起的海表風應力異常的最大值向東移動，溫躍層傾斜度對海表風應力的敏感度也將增加。本文移除地形之后，海表風應力敏感度東移，這也可以用于解釋 βh增大。由于在無青藏高原試驗中， μa和 βh增大的幅度比其在無落基山脈試驗中增大的幅度更大，因此非局地項的貢獻在無青藏高原試驗中也比在無落基山脈試驗中貢獻得更多。

總的來說，移除青藏高原或落基山脈均會導致海洋的Ekman 抽吸反饋和溫躍層反饋加強，從而使ENSO 變率增強。ENSO 變率對地形的響應與熱帶太平洋背景場，如信風、溫躍層深度和上層海水層結穩(wěn)定度，密切相關。

5 結論和討論

本文利用全耦合氣候模式分析了移除青藏高原和落基山脈后ENSO 的響應，結果表明，移除兩大山脈后ENSO 變率均增強，但ENSO 變率在無青藏高原比無落基山脈情景下增強的更多，對應的機制也不盡相同。移除青藏高原導致熱帶太平洋信風減弱，溫躍層變平。信風減弱造成熱帶太平洋El Ni?o 型的海溫分布，這進一步使大氣深對流中心東移，中東太平洋混合層變淺。移除落基山脈后熱帶太平洋氣候態(tài)的響應表現(xiàn)出與無青藏高原不一樣的特征。在無落基山脈情景下，熱帶太平洋產(chǎn)生類La Ni?a 型的海溫分布，中東太平洋混合層變深。但是在兩個敏感性試驗中，熱帶太平洋溫躍層均變平。本文進一步通過溫度變率方程分析了移除地形后ENSO 變率增強的原因，結果表明：在移除青藏高原和落基山脈后，由海溫變化所引起的大氣深對流中心東移以及溫躍層變平，通過控制風應力敏感度的大小以及溫躍層反饋的強度導致局地項和非局地項增加，這是導致ENSO 變率增強的首要因素。此外，在移除青藏高原的情景下，熱帶太平洋混合層變淺使海洋Ekman 抽吸敏感性幅度增強，這進一步導致ENSO 變率增強。然而，在無落基山脈情景下，由于熱帶太平洋混合層加深，Ekman抽吸敏感性沒有增強，因而ENSO 變率增強的幅度比在無青藏高原情景下更小。本文采用溫度變率方程定量分析了海洋動力過程在ENSO 變率變化中的作用，并著重強調了垂直平流項的重要性。本文的研究思路和前人有很大的不同。

觀測和氣候模式模擬均表明在始新世（5500～3500 萬年前），也就是青藏高原還沒有抬升的時期，ENSO 的振幅比現(xiàn)代氣候更強（Huber and Caballero, 2003）。本文也驗證了這一結果，即在沒有青藏高原的情景下，ENSO 振幅更強。然而，落基山脈早在4500 萬年就已經(jīng)抬升到現(xiàn)代高度，在古氣候中落基山脈抬升之前ENSO 振幅是否會比其抬升之后更強還沒有記錄。但本文的結果表明，落基山脈的抬升也會抑制ENSO 變率。盡管本文采用高度理想化的試驗設置，但試驗結果能使我們清楚地看到青藏高原和落基山脈抬升影響ENSO變率的過程和機制，幫助理解始新世以來ENSO振幅的變化過程。

本文的結論在一定程度上受到模式分辨率的限制。熱帶海洋垂直分辨率不足會導致更強的上升流，從而產(chǎn)生更強的ENSO 變率（Meehl et al., 2001）。模式試驗設計也會影響我們的結論。青藏高原的抬升經(jīng)歷了幾百萬年的歷史，這期間大氣CO2 的濃度以及陸地冰蓋的面積都變化很大（Kürschner et al., 2008），這都會影響ENSO 變率。此外，模式的模擬偏差也會影響ENSO 變率的模擬。如CESM模擬的El Ni?o 事件和La Ni?a 事件呈對稱分布，這跟觀測結果很不一樣。這一差別可能與模式中西風爆發(fā)（Levine et al., 2016），信風（Zhang and Sun,2014），以及大氣對流、海氣相互作用（Guilyardi et al., 2009; Sun et al., 2016）等非線性過程的模擬偏差有關。另外，CESM 模擬的熱帶海溫變率較觀測更偏西，這會導致信風向西偏移，從而影響ENSO 機制變化的準確性。并且，本文沒有討論山脈力矩對ENSO 的作用。已有的研究表明，當El Ni?o 事件發(fā)生時，熱帶太平洋東西部的氣壓梯度異常會減少山脈力矩，從而減小了地球角動量以及地球的自轉速度，進而影響熱帶太平洋的物理場分布 （Stefanick, 1982; Wolf and Smith, 1987; 錢維宏和丑紀范, 1996）。本文移除高大山脈后，山脈力矩隨之減弱，這也將影響大氣運動從而導致ENSO 頻次的改變。本文旨在通過理想化的數(shù)值試驗，探索單純由青藏高原抬升或落基山脈抬升引起的ENSO 振幅的變化，這些結果對理解古氣候時期ENSO 的演化有一定參考意義。