陳業(yè)雁 金大超 史瀛龍 張茜 柳春

摘要 利用1979—2019年CN05.1中國(guó)區(qū)域高分辨率降水格點(diǎn)數(shù)據(jù)、英國(guó)Hadley中心觀測(cè)海溫?cái)?shù)據(jù)、ERA5逐月大氣再分析資料及大氣環(huán)流模式，研究了華南后汛期期間（7—9月）IOD Modoki事件與華南后汛期降水異常的關(guān)系及可能機(jī)理。觀測(cè)資料結(jié)果表明，華南后汛期降水異常與熱帶印度洋中部（東和西部）海溫異常呈顯著正（負(fù)）相關(guān)關(guān)系，表現(xiàn)為印度洋IOD Modoki或印度洋三極子事件的空間分布型。濾除ENSO信號(hào)影響后，華南后汛期降水異常仍和IOD Modoki存在較為密切的聯(lián)系。IOD Modoki正異常對(duì)華南后汛期降水異常的影響有以下途徑，一方面，異常水汽從熱帶印度洋東部向西輸送至熱帶中印度洋后，在北半球受科氏力作用向東輸送至華南地區(qū)，為華南地區(qū)提供了充足的水汽條件，并且對(duì)華南地區(qū)降水正異常的主要水汽輻合貢獻(xiàn)為平均水汽的水平擾動(dòng)散度項(xiàng)和擾動(dòng)引起的平均水汽垂直平流項(xiàng)。另一方面，熱帶東南印度洋海溫負(fù)異常，通過(guò)Mastuno-Gill響應(yīng)引起對(duì)流層低層自熱帶東南印度洋至熱帶中印度洋有東南風(fēng)異常，增強(qiáng)了70°E附近的越赤道氣流，在北半球向東輸送至西北太平洋，這引起了華南地區(qū)對(duì)流層低層氣旋式環(huán)流異常。另外，熱帶東印度洋對(duì)流層低（高）層異常輻散（輻合），華南地區(qū)低（高）層異常輻合（輻散）增強(qiáng)了東亞地區(qū)的局地Hadley環(huán)流，有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生。再者，IOD Modoki引起南亞季風(fēng)區(qū)受異常下沉運(yùn)動(dòng)控制，并通過(guò)季風(fēng)-荒漠機(jī)制引起副熱帶北大西洋東部、北非荒漠區(qū)及地中海西部周?chē)郎u度異常，激發(fā)了沿急流向下游傳播的準(zhǔn)靜止Rossby波，增強(qiáng)了日本海高壓異常和華南及鄰近地區(qū)對(duì)流層低層氣旋式環(huán)流異常。上述原因均有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生，反之亦然。上述結(jié)果在數(shù)值模式中亦得到了驗(yàn)證。

關(guān)鍵詞IOD Modoki;華南后汛期;降水異常;環(huán)流異常

華南地區(qū)人口密集、經(jīng)濟(jì)發(fā)達(dá)，位于東亞季風(fēng)區(qū)的南部，因其緊鄰南海以及西北太平洋，是中國(guó)雨量最充沛的地區(qū)（陳君芝等，2019;王國(guó)棟等，2019）。華南降水異常不僅受東亞夏季風(fēng)的影響（Gu et al.，2018），還與南亞夏季風(fēng)異常存在密切關(guān)聯(lián)（Kripalani and Kulkarni，2001）。印度洋作為中國(guó)西南季風(fēng)的上游區(qū)，對(duì)中國(guó)南部降水有非常重要的作用（張艦齊等，2019），亦是中國(guó)夏季降水的主要水汽源地之一（Ninomiya and Kobayashi，1999）。因此，印度洋海溫和西南季風(fēng)異常對(duì)華南地區(qū)天氣和氣候有著不可忽視的影響（Yan et al.，2001;Jin et al.，2017;Zhang et al.，2019;張玲等，2021）。

華南地區(qū)年降水量峰值出現(xiàn)在4—6月的前汛期和7—9月的后汛期（梁建茵和吳尚森，2001）。汛期華南旱澇異常事件頻發(fā)，給當(dāng)?shù)厝嗣竦纳?、農(nóng)作物的生長(zhǎng)、社會(huì)經(jīng)濟(jì)的發(fā)展及交通運(yùn)輸業(yè)等造成巨大的影響。因此，華南汛期降水異?，F(xiàn)象及其成因已成為當(dāng)今社會(huì)關(guān)注的熱點(diǎn)問(wèn)題之一，由于影響降水異常的環(huán)境因素復(fù)雜，探究華南后汛期降水異常機(jī)理對(duì)完善華南地區(qū)降水異常理論體系，為深刻理解華南地區(qū)旱澇異常及防災(zāi)減災(zāi)工作提供了科學(xué)依據(jù)和線索。

華南汛期降水異常成因復(fù)雜，影響因子眾多，如：東亞夏季風(fēng)系統(tǒng)（施能等，1996）、西南季風(fēng)系統(tǒng)（謝炯光等，2008）、華南地區(qū)臨近海域海溫異常（任雪娟和錢(qián)永甫，2000;林愛(ài)蘭等，2010）及熱帶太平洋和印度洋海溫異常（Nitta，1987;Wu et al.，2010;Chen et al.，2014;Huo and Jin，2016;Gu et al.，2018;李麗平等，2018）等。東亞夏季風(fēng)與中國(guó)夏季降水的關(guān)系具有明顯的區(qū)域特征，強(qiáng)夏季風(fēng)時(shí)，雨帶偏北，弱夏季風(fēng)時(shí)，雨帶偏南（施能等，1996）。此外，西南季風(fēng)爆發(fā)偏早時(shí)，西南季風(fēng)強(qiáng)度偏強(qiáng)，華南地區(qū)前汛期降水量以正常偏少為主，后汛期以正常偏多為主，反之亦然（謝炯光等，2008）。華南地區(qū)鄰近海域?qū)θA南地區(qū)降水也有著重要的作用，南海地區(qū)大氣活動(dòng)以及附近海域登陸的熱帶氣旋都會(huì)影響華南后汛期降水（何有海等，1998）。

關(guān)于熱帶太平洋和印度洋海溫異常方面，近年來(lái)受到了越來(lái)越多的關(guān)注（Larkin and Harrison，2005;Ashok et al.，2007;Kao and Yu，2009;Kug et al.，2009）。El Nio-Southern Oscillation（ENSO）是熱帶太平洋重要的海氣耦合現(xiàn)象，可根據(jù)其SSTA大值區(qū)分布位置大致分為東部型、中部型和混合型（Larkin and Harrison，2005;Ashok et al.，2007;Kao and Yu，2009;Kug et al.，2009）。有研究表明，印度洋偶極子（Indian Ocean Dipole，IOD;Saji et al.，1999）可根據(jù)其發(fā)生時(shí)間、生命史及空間分布型等特征定義為不同的類型（Rao and Yamagata，2004;Rao et al.，2009;Du et al.，2013;Weller et al.，2014;Endo and Tozuka，2016;Tozuka et al.，2016;Zhang et al.，2020）。IOD正位相事件為熱帶西印度洋海溫異常偏暖、熱帶東南印度洋海溫異常偏冷（Saji et al.，1999）。研究發(fā)現(xiàn)一些IOD異常年SSTA正異常位于熱帶中印度洋，熱帶東南和西印度洋為海溫負(fù)異常，并將該現(xiàn)象定義為IOD Modoki（Endo and Tozuka，2016）或印度洋三極子（Zhang et al.，2020）。

IOD事件和中國(guó)氣候異常存在顯著的聯(lián)系（Guan and Yamagata，2003;Saji and Yamagata，2003;陳君芝等，2019）。IOD可通過(guò)季風(fēng)-荒漠機(jī)制（Rodwell and Hoskins，1996）激發(fā)絲路型遙相關(guān)（Enomoto et al.，2003）和EAP／PJ型遙相關(guān)（Huang and Li，1987;Nitta，1987）影響中國(guó)東部氣候異常（Guan and Yamagata，2003）。IOD事件還可通過(guò)影響越赤道氣流和局地垂直環(huán)流影響華南后汛期降水異常（陳君芝等，2019）。然而，IOD Modoki事件是否和華南后汛期降水存在聯(lián)系尚不清楚。如果二者存在聯(lián)系，聯(lián)系的物理機(jī)制如何？弄清該問(wèn)題可為深刻理解華南后汛期降水異常提供科學(xué)依據(jù)和線索。

1 資料、方法和模式介紹

本文選用：1）1979—2019年英國(guó)Hadley氣象中心提供的水平分辨率為1°×1°的月平均海表溫度資料（Rayner et al.，2003）;2）1979—2019年CN05.1中國(guó)區(qū)域高分辨率降水格點(diǎn)數(shù)據(jù)（分辨率為0.25°×0.25°）（吳佳和高學(xué)杰，2013）;3）1979—2019年第五代ECMWF大氣再分析全球氣候數(shù)據(jù)（ERA5）水平分辨率1.25°×1.25°的月平均風(fēng)場(chǎng)、地表氣壓場(chǎng)、比濕及垂直速度（Hersbach et al.，2020）。文中氣候平均為1979—2019年7—9月季節(jié)平均的多年平均值。

因?yàn)槿A南后汛期降水異常及印度洋海溫異常均存在顯著的長(zhǎng)期線性趨勢(shì)及年代際變化（Wu et al.，2010;Chen et al.，2014;Huo and Jin，2016;Jin et al.，2017;Leung et al.，2020），故除圖1a外，對(duì)所用資料均提取其年際分量，具體方法為：先扣除變量中的時(shí)間最小二乘線性趨勢(shì)，對(duì)扣除線性趨勢(shì)后的變量做9 a滑動(dòng)平均，再將去趨勢(shì)后變量減去滑動(dòng)平均分量即為年際分量。ENSO對(duì)印度洋海溫異常及中國(guó)氣候異常存在顯著影響（Xie et al.，2009;Huo and Jin，2016;Jin et al.，2017;王黎娟等，2018），本文擬揭示獨(dú)立于ENSO的IOD Modoki事件和華南后汛期降水異常的聯(lián)系和機(jī)理，因此除圖1、圖2a、圖2b、圖3a及圖3b外，其余圖形均利用線性回歸方法濾掉了同期Nio4指數(shù)以扣除ENSO的影響。

參照Endo and Tozuka（2016）年對(duì)IOD Modoki事件的定義，將IOD Modoki指數(shù)定義為：

IIODM=IC-（IE+IW）／2，

其中：IC、IE和IW分別為熱帶中印度洋（65°～85°E，15°S～0°）、熱帶東印度洋（90°～110°E，10°S～0°）和熱帶西印度洋（40°～55°E，10°S～15°N）區(qū)域平均海溫距平。

還利用了大氣環(huán)流模式CAM（Community Atmosphere Model）5.3驗(yàn)證了基于觀測(cè)資料得出的結(jié)果。水平分辨率為1.9°×2.5°，垂直方向?yàn)榛旌献鴺?biāo)，有30個(gè)垂直高度層，時(shí)間步長(zhǎng)為30 min，具體的試驗(yàn)設(shè)計(jì)方案將在下文數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果對(duì)應(yīng)章節(jié)中介紹。

2 華南后汛期降水異常時(shí)空變化規(guī)律

1979—2019年華南后汛期期間氣候平均降水（圖1a）顯示，降水大值區(qū)主要出現(xiàn)在云南南部、海南島、廣東省及廣西壯族自治區(qū)（下文簡(jiǎn)稱兩廣地區(qū)）沿海地區(qū)，極大值位于兩廣地區(qū)，可以達(dá)到1 000 mm以上。降水標(biāo)準(zhǔn)差呈南多北少分布形態(tài)，極大值亦位于兩廣地區(qū)，超過(guò)240 mm，故本文所指華南地區(qū)為兩廣地區(qū)。標(biāo)準(zhǔn)化后的華南區(qū)域平均降水異常時(shí)間序列（圖1b）顯示，華南后汛期降水異常存在顯著的年際變化。降水正異常極大值年份為1994年，降水負(fù)異常極小值年為1998年。

3 華南后汛期降水異常和印度洋海溫異常的關(guān)系

圖2a為后汛期期間華南降水異常和印度洋-太平洋海溫異常的相關(guān)系數(shù)空間分布，華南后汛期降水異常與赤道印度洋中部（東部和西部）呈顯著正（負(fù)）相關(guān)，相關(guān)系數(shù)在印度洋的空間分布表現(xiàn)為IOD Modoki或印度洋三極子事件的空間分布（Endo and Tozuka，2016;Zhang et al.，2020）;PSC（precipitation anomalies in the South China，華南后汛期期間華南降水異常）和IOD Modoki指數(shù)的相關(guān)系數(shù)為0.35，且IOD Modoki和PSC時(shí)間序列具有較為一致的變化規(guī)律（圖1b）。還注意到，華南后汛期降水異常還和同期的熱帶中（西）太平洋海溫異常呈顯著的正（負(fù)）相關(guān)關(guān)系，這表明華南后汛期降水異常和中部型ENSO事件存在聯(lián)系。計(jì)算得出PSC和Nio4（160°～210°E，5°S～5°N）指數(shù)的相關(guān)系數(shù)為0.50，ENSO和印度洋海溫異常之間亦存在密切聯(lián)系（Schott et al.，2009;Xie et al.，2009），計(jì)算得到Nio4指數(shù)和IOD Modoki指數(shù)相關(guān)系數(shù)為0.20。盡管Nio4指數(shù)和IOD Modoki指數(shù)的相關(guān)系數(shù)并不顯著，為了研究印度洋海溫異常對(duì)華南后汛期降水異常的獨(dú)立影響，還繪制了華南后汛期降水異常和熱帶印度洋海溫異?？鄢鼸NSO信號(hào)后的偏相關(guān)系數(shù)空間分布（圖3b），可以發(fā)現(xiàn)在熱帶中印度洋仍有顯著的正相關(guān)，熱帶西印度洋和熱帶東南印度洋亦存在負(fù)相關(guān)，PSC和IIODM均濾除Nio4指數(shù)后的相關(guān)系數(shù)為0.47，進(jìn)一步說(shuō)明濾除ENSO信號(hào)后，華南后汛期降水異常仍和IOD Modoki事件存在很好的正相關(guān)關(guān)系。

中國(guó)降水具有較強(qiáng)的局地性（Jin et al.，2015），PSC和后汛期期間中國(guó)南方降水異常相關(guān)系數(shù)的空間分布（圖3a）顯示，相關(guān)大值區(qū)位于兩廣及鄰近地區(qū)，說(shuō)明兩廣后汛期降水具有較為一致的變化，也表明本文選取兩廣地區(qū)作為研究區(qū)域是合理的。前文結(jié)果顯示，華南后汛期降水異常和IOD Modoki事件存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，由后汛期期間IOD Modoki指數(shù)和中國(guó)南方降水相關(guān)系數(shù)（圖3b）空間分布可以看出，IOD Modoki事件和華南降水確實(shí)存在較好的正相關(guān)關(guān)系，正相關(guān)系數(shù)顯著區(qū)域位于兩廣大部分地區(qū)及湖南省南部，相關(guān)系數(shù)大值區(qū)位于廣西西南部及廣東西部地區(qū)，相關(guān)系數(shù)極大值超過(guò)0.6。濾除ENSO信號(hào)后相關(guān)系數(shù)空間分布（圖3c）仍存在相似的空間分布結(jié)構(gòu)。注意到，IOD Modoki指數(shù)還和長(zhǎng)江中下游地區(qū)存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，濾除ENSO信號(hào)后該負(fù)相關(guān)關(guān)系仍然存在。

4 環(huán)流異常

4.1 水汽異常輸送

為了了解印度洋海溫異常對(duì)華南后汛期降水異常的影響，揭示導(dǎo)致降水異常的具體物理過(guò)程，檢驗(yàn)了垂直積分水汽收支方程每一項(xiàng)對(duì)降水異常的貢獻(xiàn)，方程如下：

其中：右邊第二項(xiàng)為水汽平流項(xiàng)；右邊第三項(xiàng)為風(fēng)場(chǎng)散度項(xiàng)；右邊第四項(xiàng)為水汽垂直輸送項(xiàng)；方程（2）進(jìn)一步將各變量分解為平均分量（-）和異常分量（′），得：

華南后汛期期間和IOD Modoki事件相聯(lián)系的水汽異常輸送（圖4a）顯示，水汽由IOD的東極子向西輸送至熱帶中印度洋，這是由于東風(fēng)異常不能像傳統(tǒng)的IOD正位相年一樣延伸至熱帶西印度洋（圖4a和圖6a，Endo and Tozuka，2016）。水汽輸送至熱帶中印度洋后，一支向IOD Modoki的中間極子區(qū)域輸送；一支向北半球輸送，在科氏力的作用下轉(zhuǎn)向東輸送，增強(qiáng)了70°E附近的越赤道氣流水汽異常輸送。該支異常水汽沿阿拉伯海、印度次大陸、孟加拉灣和中南半島輸送至中國(guó)南海地區(qū)。南海至華南地區(qū)存在水汽通量的氣旋式異常輸送，華南大部分地區(qū)為水汽的輻合區(qū)域，有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生。再進(jìn)一步分析了和IOD Modoki事件相聯(lián)系的水汽平流項(xiàng)（圖4b）發(fā)現(xiàn)，熱帶東印度洋是濕平流區(qū)域，華南地區(qū)的平流貢獻(xiàn)不顯著，和IOD Modoki事件相聯(lián)系的風(fēng)場(chǎng)散度項(xiàng)（圖4c）顯示，熱帶東印度洋為輻散區(qū)域，對(duì)水汽輻合有負(fù)貢獻(xiàn)，華南地區(qū)為輻

4.2 大氣環(huán)流場(chǎng)異常

IOD Modoki指數(shù)回歸的流函數(shù)和旋轉(zhuǎn)風(fēng)場(chǎng)（圖6）顯示，對(duì)流層低層熱帶東印度洋沿赤道存在一對(duì)對(duì)稱的反氣旋環(huán)流異常（圖6a），這是大氣對(duì)熱帶東南印度洋冷海溫異常的Rossby波響應(yīng)（Mastuno，1966;Gill，1980），IOD Modoki正位相時(shí)，熱帶印度洋中部暖海溫異常，不利于東風(fēng)異常運(yùn)動(dòng)至熱帶西印度洋（圖6a;Endo and Tozuka，2016）。低層（850 hPa）的旋轉(zhuǎn)風(fēng)場(chǎng)（圖6a）自熱帶東南印度洋至熱帶中印度洋有東南風(fēng)異常，在阿拉伯海的東部轉(zhuǎn)為西風(fēng)異常，經(jīng)印度半島、孟加拉灣、中南半島至南海，配合圖4a的水汽異常輸送路徑，增強(qiáng)了輸送至華南地區(qū)的水汽和低層氣旋式環(huán)流異常，這都有利于華南降水的產(chǎn)生。注意到，對(duì)流層低層（圖6a）、中層（圖6b）和高層（圖6c）日本海地區(qū)均存在流函數(shù)正異常及反氣旋環(huán)流異常，說(shuō)明IOD Modoki和日本海高壓異?？赡艽嬖谡嚓P(guān)關(guān)系。同時(shí)，對(duì)流層高層北非荒漠區(qū)、中亞荒漠區(qū)亦可觀測(cè)到顯著的反氣旋環(huán)流異常及流函數(shù)正異常（圖6c）。

IOD Modoki會(huì)引起孟加拉灣鄰近地區(qū)對(duì)流層低層異常輻散（圖7a）、高層異常輻合（圖7b）以及異常下沉運(yùn)動(dòng)（圖8）。亞洲季風(fēng)區(qū)的異常下沉運(yùn)動(dòng)通過(guò)季風(fēng)-荒漠機(jī)制（Rodwell and Hoskins，1996）激發(fā)了沿著急流向下游傳播的Rossby波列（Guan and Yamagata，2003）。高、低IOD Modoki指數(shù)年250 hPa的波作用通量（Takaya and Nakamura，2001）及渦度異常合成場(chǎng)（圖9）顯示，副熱帶北大西洋東部、北非荒漠區(qū)及地中海西部周?chē)郎u度異常，激發(fā)了沿急流向下游傳播的準(zhǔn)靜止Rossby波，在里海至中亞荒漠區(qū)和日本海地區(qū)均有能量的堆積，增強(qiáng)了上述兩個(gè)地區(qū)的高壓異常（圖6c）。而日本海地區(qū)的高壓異常表現(xiàn)為相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)（圖6），對(duì)流層中下層日本海高壓的增強(qiáng)使其南側(cè)的東風(fēng)異常增強(qiáng)，并引起華南至西北太平洋地區(qū)氣旋環(huán)流異常（圖6a、b），從而有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生。

研究還發(fā)現(xiàn)，IOD Modoki事件正位相時(shí)，即熱帶印度洋中部海溫正異常，熱帶東印度洋對(duì)流層低層異常輻散，華南地區(qū)和熱帶西印度洋異常輻合（圖7a）;熱帶東印度洋對(duì)流層高層異常輻合，西北太平洋至華南地區(qū)和熱帶西印度洋為異常輻散（圖7b）。和IOD Modoki事件相聯(lián)系的高低層異常輻合輻散配置有利于熱帶東印度洋受異常下沉氣流控制、華南地區(qū)受異常上升運(yùn)動(dòng)控制（圖7），從而增強(qiáng)了東亞地區(qū)的Hadley環(huán)流（秦育婧和王盤(pán)興，2015），Hadley環(huán)流正異常導(dǎo)致華南降水增加，亦有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生。

5 數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果

為了驗(yàn)證IOD Modoki事件對(duì)華南后汛期降水異常的影響機(jī)理，設(shè)計(jì)了兩組試驗(yàn)，一組利用氣候態(tài)的SST和海冰資料，驅(qū)動(dòng)模式積分16 a，取第2至第16年結(jié)果作為控制試驗(yàn)（CTL）的結(jié)果;另一組試驗(yàn)將JAS期間IOD Modoki指數(shù)回歸的熱帶印度洋區(qū)域（40°～110°E，20°S～10°N）海溫異常疊加在7月、8月和9月的模式自帶的氣候平均SST場(chǎng)上，驅(qū)動(dòng)模式積分16 a，將這組試驗(yàn)的第2至第16年結(jié)果作為IOD Modoki正海溫異常敏感性試驗(yàn)（POS）結(jié)果。下文用POS和CTL試驗(yàn)的差值來(lái)驗(yàn)證觀測(cè)資料中IOD Modoki正位相事件引起華南后汛期降水異常的物理機(jī)制。

POS和CTL試驗(yàn)降水差值合成場(chǎng)（圖10）顯示，熱帶中印度洋降水正異常、熱帶東南印度洋和西印度洋降水負(fù)異常。對(duì)流層低層，熱帶東印度洋至熱帶中印度洋亦存在東風(fēng)異常，赤道南北印度洋有一對(duì)異常反氣旋環(huán)流，盡管南半球的反氣旋環(huán)流并不顯著（圖11a），這和觀測(cè)結(jié)果（圖6a）較為一致，說(shuō)明模式可以較好地模擬出大氣對(duì)IOD Modoki事件的響應(yīng)。

POS和CTL試驗(yàn)降水差值合成場(chǎng)（圖10）亦可以模擬出當(dāng)IOD Modoki正位相時(shí)，后汛期期間華南降水異常偏多的現(xiàn)象。進(jìn)一步分析模式的大氣環(huán)流異常差值合成場(chǎng)發(fā)現(xiàn)，對(duì)流層高層北非、地中海及大西洋交界處、烏拉爾山及日本海區(qū)域存在反氣旋環(huán)流異常（圖11b），和觀測(cè)的對(duì)流層高層里海至中亞荒漠區(qū)的反氣旋環(huán)流異常相比（圖6c），模式模擬的反氣旋環(huán)流異常位于烏拉爾山附近、較觀測(cè)偏北約10～20個(gè)緯度，模擬的日本海高壓異常的范圍亦略偏東北，但仍可以在對(duì)流層低層（圖11a）模擬出日本海高壓異常，其南側(cè)氣旋式環(huán)流異常，華南地區(qū)處于該氣旋式環(huán)流異常的控制范圍內(nèi)，有利于降水的產(chǎn)生。

模式模擬的對(duì)流層低層熱帶北印度洋反氣旋環(huán)流異常（圖11a）亦有利于將印度洋暖濕氣流輸送至華南地區(qū)，從而有利于華南降水的產(chǎn)生。還可以發(fā)現(xiàn)，熱帶東印度洋低層輻散異常（圖11c）、高層輻合異常（圖11d），盡管模式模擬的部分輻合輻散異常區(qū)域并不顯著且和觀測(cè)的輻合輻散異常強(qiáng)度及位置存在一些差異，但是模式仍可以模擬出華南地區(qū)低層輻合（圖11c）、高層輻散（圖11d）這樣的配置，使得華南地區(qū)受異常上升運(yùn)動(dòng)控制，從而有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生。

上述分析表明，數(shù)值模式可以較好地模擬出熱帶印度洋和華南地區(qū)大氣環(huán)流及降水異常對(duì)IOD Modoki事件的響應(yīng)，驗(yàn)證了基于觀測(cè)資料分析得出的結(jié)果。

6 結(jié)論與討論

本文利用1979—2019年CN05.1中國(guó)區(qū)域高分辨率降水格點(diǎn)數(shù)據(jù)、英國(guó)Hadley中心觀測(cè)海溫?cái)?shù)據(jù)、ERA5大氣再分析資料及大氣環(huán)流模式CAM5.3，研究了IOD Modoki事件與中國(guó)華南后汛期降水異常的關(guān)系及聯(lián)系的可能物理機(jī)制，得出以下結(jié)論：

1）華南后汛期降水異常與熱帶印度洋中部（東、西部）海溫異常呈顯著正（負(fù)）相關(guān)關(guān)系，即華南后汛期降水異常和IOD Modoki事件存在正相關(guān)關(guān)系，這種關(guān)系是獨(dú)立于ENSO事件的。

2）后汛期期間，水汽異常從熱帶印度洋東部向西輸送至熱帶印度洋中部后，一部分向IOD Modoki的中極子區(qū)域輸送，另有一部分水汽異常輸送的路徑為在70°E附近越過(guò)赤道轉(zhuǎn)向東輸送，沿阿拉伯海、印度次大陸、孟加拉灣和中南半島輸送至南海，華南地區(qū)為水汽輻合區(qū)，有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生。熱帶印度洋東部地區(qū)為濕平流和風(fēng)場(chǎng)輻散區(qū)域，華南地區(qū)為干平流和風(fēng)場(chǎng)輻合區(qū)域，華南地區(qū)降水正異常的水汽輻合主要貢獻(xiàn)項(xiàng)為平均水汽的水平擾動(dòng)散度項(xiàng)和擾動(dòng)引起的平均水汽垂直平流項(xiàng)。

3）IOD Modoki正位相時(shí)，熱帶東南印度洋海溫負(fù)異常通過(guò)Mastuno-Gill響應(yīng)引起對(duì)流層低層沿赤道存在一對(duì)反氣旋環(huán)流異常。850 hPa自熱帶東南印度洋至熱帶中印度洋有東南風(fēng)異常，在阿拉伯海的東部轉(zhuǎn)為西風(fēng)異常，華南地區(qū)氣旋式環(huán)流異常;另一方面，熱帶東印度洋對(duì)流層低（高）層異常輻散（輻合），華南地區(qū)和熱帶西印度洋低（高）層異常輻合（輻散），形成的高低層配置增強(qiáng)了東亞地區(qū)的局地Hadley環(huán)流，有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生。

4）IOD Modoki事件使得亞洲季風(fēng)區(qū)受異常下沉運(yùn)動(dòng)控制，并通過(guò)季風(fēng)-荒漠機(jī)制引起副熱帶北大西洋東部、北非荒漠區(qū)及地中海西部周?chē)郎u度異常，激發(fā)了沿急流向下游傳播的準(zhǔn)靜止Rossby波，在里海至中亞荒漠區(qū)和日本海地區(qū)均有能量的堆積，增強(qiáng)了上述兩個(gè)地區(qū)的高壓異常;而日本海高壓正異常表現(xiàn)為相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)，增強(qiáng)了其南側(cè)的氣旋式環(huán)流異常，亦有利于華南地區(qū)降水的產(chǎn)生。

以往的研究多認(rèn)為華南前汛期降水異常和華南鄰近區(qū)域海溫異常及類ENSO現(xiàn)象存在聯(lián)系（Huang and Li，1987;Nitta，1987;鄧立平和王謙謙，2002;陳銳丹等，2012;Gu et al.，2018），華南后汛期降水異常和臺(tái)風(fēng)活動(dòng)有關(guān)（何有海等，1998;孫婧超等，2019）。本文研究結(jié)果顯示，華南后汛期降水不僅和印度洋海溫異常存在聯(lián)系，還和中部型ENSO事件存在顯著的正相關(guān)關(guān)系。已有的研究工作，針對(duì)中部型ENSO事件和華南后汛期降水異常的關(guān)系及機(jī)理的較少，而本文因關(guān)注的重點(diǎn)是IOD Modoki事件對(duì)華南后汛期降水異常的獨(dú)立聯(lián)系，故未討論CP型ENSO事件對(duì)華南后汛期降水異常的影響機(jī)理。發(fā)展期和衰減期CP型ENSO事件對(duì)華南后汛期降水異常的影響是否不同？其對(duì)華南后汛期降水異常的影響機(jī)理如何，都有待于未來(lái)進(jìn)行深入研究。有意思的是，濾除ENSO信號(hào)后，IOD Modoki指數(shù)和華南區(qū)域平均降水相關(guān)系數(shù)有所提高，說(shuō)明ENSO可能在IOD Modoki和華南降水聯(lián)系中起到了負(fù)貢獻(xiàn)的作用。上述假設(shè)未來(lái)尚需通過(guò)數(shù)值試驗(yàn)手段進(jìn)一步驗(yàn)證。

需要說(shuō)明的是，本文僅討論了IOD Modoki對(duì)華南后汛期降水異常的影響機(jī)理，而IOD Modoki事件和長(zhǎng)江中下游降水亦存在較為密切的負(fù)相關(guān)關(guān)系。后汛期期間，IOD Modoki事件通過(guò)何種途徑影響長(zhǎng)江中下游地區(qū)降水異常？另外，許多研究表明，華南和長(zhǎng)江流域夏季降水在年際或年代際時(shí)間尺度存在反位相聯(lián)系（Hsu and Lin，2007;Huang et al.，2012），而后汛期期間，華南和長(zhǎng)江中下游降水是否仍存在反相關(guān)系？二者聯(lián)系的物理機(jī)制如何？上述問(wèn)題均需未來(lái)進(jìn)一步研究。

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