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(duì)稱性

徐霈強(qiáng)馮娟陳文

1中國(guó)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(guó)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(duì)稱性

徐霈強(qiáng)1, 2馮娟1陳文1

1中國(guó)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(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京100049

摘 要東亞冬季風(fēng)（East Asian Winter Monsoon，簡(jiǎn)稱EAWM）和東亞夏季風(fēng)（East Asian Summer Monsoon，簡(jiǎn)稱EASM）作為東亞季風(fēng)系統(tǒng)的兩個(gè)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(shí)才顯著，然而這些研究都是基于ENSO對(duì)大氣環(huán)流的影響是對(duì)稱的這一假設(shè)下進(jìn)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(duì)稱性。通過(guò)將EAWM分為與ENSO有關(guān)的部分（EAWMEN）和與ENSO無(wú)關(guān)的部分（EAWMRES），我們發(fā)現(xiàn)在強(qiáng)EAWMEN年（即La Ni?a年），在西北太平洋會(huì)存在一個(gè)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(shí)），在西北太平洋會(huì)存在一個(gè)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(qiáng)。比較而言，WNPAC的位置比WNPC的位置偏南，且強(qiáng)度更強(qiáng)，因而在El Ni?o年能夠引起次年 EASM 更大幅度的增強(qiáng)。造成這一不對(duì)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(qiáng)EAWMEN年，熱帶太平洋的負(fù)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(fù)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(hào)已經(jīng)基本消失，但此時(shí)印度洋卻有著顯著的暖海溫異常。海溫演變的差異進(jìn)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(duì)稱性。

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

徐霈強(qiáng)，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(duì)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(guó)東部、日本以及朝鮮半島，造成這些區(qū)域的持續(xù)性強(qiáng)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(huì)給東亞地區(qū)帶來(lái)嚴(yán)重的氣候?yàn)?zāi)害，如 1998年夏季長(zhǎng)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(cè)東亞夏季風(fēng)的年際變率就成為了氣候預(yù)測(cè)中的重要問(wèn)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(huì)受到許多外強(qiáng)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(dòng)（El-Ni?o–Southern Oscillation, ENSO）普遍被認(rèn)為是最重要的因子之一（Charney and Shukla, 1981; 吳國(guó)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(shí)，華南和華北地區(qū)的降水會(huì)減少，而華中地區(qū)的降水會(huì)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(duì)EASM的變異也有重要的指示意義。早在20世紀(jì)90年代我國(guó)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(chǎng)上，統(tǒng)計(jì)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(duì)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(qiáng)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(shí)，在西北太平洋地區(qū)會(huì)有一個(gè)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(qiáng)（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(duì)ENSO的響應(yīng)是對(duì)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(shí)間演變上就存在著不對(duì)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(yàn)的結(jié)果表明即使用大小相同、符號(hào)相反的SST異常也能強(qiáng)迫出不對(duì)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(duì)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(shí)顯著，而Zhang et al.（2015）進(jìn)一步的研究工作指出這主要是因?yàn)闁|亞季節(jié)內(nèi)振蕩（Intraseasonal Oscillation, ISO）的活動(dòng)在 ENSO處于不同位相時(shí)的顯著差異。當(dāng)La Ni?o事件發(fā)生時(shí)，ISO的活動(dòng)會(huì)更加頻繁，因此便削弱了La Ni?o事件所強(qiáng)迫出的年際變化的振幅。

鑒于以上討論，我們便會(huì)提出這樣一個(gè)問(wèn)題：當(dāng)ENSO處于不同位相時(shí)，EAWM與EASM之間的聯(lián)系是否也存在著不對(duì)稱性？本文將對(duì)該問(wèn)題進(jìn)行分析。

2 資料與方法

本文中所使用的數(shù)據(jù)來(lái)自于歐洲數(shù)值預(yù)報(bào)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(lái)自于英國(guó)哈德萊中心（Met Office Hadley Center)，該資料覆蓋了1870年1月以來(lái)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(guó)氣象局提供的全國(guó)160個(gè)臺(tái)站的逐月降水資料，該數(shù)據(jù)起始于1951年1月。除特殊說(shuō)明外，所有的數(shù)據(jù)在分析前都去除了線性趨勢(shì)。

本文使用Yang et al.（2002）定義的EAWM指數(shù)（EAWMI）來(lái)表征EAWM的強(qiáng)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(wú)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(wú)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(duì)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(duì)次年EASM的不對(duì)稱影響。這里我們將EAWMIEN乘以了?1使得正指數(shù)對(duì)應(yīng)于強(qiáng)EAWMEN年。強(qiáng)（弱）冬季風(fēng)年的選取標(biāo)準(zhǔn)為EAWMIEN大于（小于）0.5（?0.5）倍標(biāo)準(zhǔn)差。根據(jù)此標(biāo)準(zhǔn)我們選取了8個(gè)強(qiáng)EAWMEN事件和7個(gè)弱EAWMEN事件（見表1）。由于EAWMIEN是由Nino3指數(shù)進(jìn)行線性回歸后所得到的，所以強(qiáng)東亞冬季風(fēng)年（即EAWMIEN＞0.5）也就對(duì)應(yīng)于La Ni?a年，而弱的東亞冬季風(fēng)年（即EAWMIEN＜?0.5）便對(duì)應(yīng)于El Ni?o年。本文主要通過(guò)合成分析方法，探究與ENSO相關(guān)的EAWM對(duì)次年EASM的不對(duì)稱影響。

表1 冬季風(fēng)偏強(qiáng)/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(duì)稱性

為了說(shuō)明El Ni?o 和La Ni?a事件在EAWMEN和次年EASM聯(lián)系中的不對(duì)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(shí)，850 hPa流函數(shù)異常場(chǎng)和風(fēng)矢量異常場(chǎng)從冬季到次年夏季的演變特征。從圖中可以看出在強(qiáng) EAWMEN年（即當(dāng)La Ni?a發(fā)生時(shí)），在西北太平洋地區(qū)附近存在一個(gè)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(qiáng)度逐漸減弱，至次年夏季時(shí) WNPC的強(qiáng)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(jìn)，造成次年 EASM 強(qiáng)度偏弱（圖 2c）。相反地在弱EAWMEN年（即當(dāng)El Ni?o發(fā)生時(shí)）在菲律賓附近存在著一個(gè)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(qiáng)度有所減弱，但其后基本能維持較大的強(qiáng)度（圖2d–f）。WNPAC西部的偏南風(fēng)增強(qiáng)了東亞夏季的西南季風(fēng)（圖 2f），從而造成次年EASM偏強(qiáng)。

對(duì)比圖2a–c和圖2d–f可見，WNPC和WNPAC無(wú)論在強(qiáng)度上還是在覆蓋面積上都存在著顯著的不對(duì)稱性，這在次年夏季表現(xiàn)地尤為突出。WNPAC 比WNPC的強(qiáng)度強(qiáng)，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(shí)，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(shí)，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(zhǔn)化時(shí)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(chǎng)（等值線；單位：106m2s?1）和850 hPa風(fēng)場(chǎng)（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(yàn)通過(guò)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(chǎng)異常（矢量；單位：m s?1）在La Ni?a年和El Ni?o年的不對(duì)稱部分。淺灰和深灰分別表示流函數(shù)t檢驗(yàn)通過(guò)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(guó)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(fù)異常，淺灰和深灰分別表示t檢驗(yàn)通過(guò)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(jìn)一步說(shuō)明 ENSO在EAWM與次年EASM聯(lián)系中的不對(duì)稱性作用，圖3給出了ENSO處于不同位相時(shí)850 hPa流函數(shù)異常場(chǎng)和風(fēng)矢量異常場(chǎng)在次年夏季相加的結(jié)果。這里我們用此結(jié)果來(lái)近似代表流函數(shù)場(chǎng)異常和風(fēng)矢量場(chǎng)異常的不對(duì)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(gè)弱的氣旋性環(huán)流。這進(jìn)一步證明了WNPAC比WNPC的位置偏南，且異常強(qiáng)度更強(qiáng)。

EAWMEN與次年EASM的不對(duì)稱聯(lián)系不僅表現(xiàn)在大氣環(huán)流場(chǎng)上，還表現(xiàn)在降水場(chǎng)上。圖4是在La Ni?a年和El Ni?o年，次年夏季中國(guó)異常降水的分布圖。從圖中可以看出，在 La Ni?a年，即EAWMEN偏強(qiáng)時(shí)，次年夏季中國(guó)東北及長(zhǎng)江流域地區(qū)的降水偏少；在El Ni?o年，即EAWMEN偏弱時(shí)，次年夏季的異常降水主要位于長(zhǎng)江流域。此外，無(wú)論在是El Ni?o年還是La Ni?o年，降水異常場(chǎng)上通過(guò)信度檢驗(yàn)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?yàn)橛绊懼袊?guó)降水年際變化的因子有很多，而ENSO只是眾多因子中的一個(gè)（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(shí)，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(shí)，WNPC阻礙了夏季西南季風(fēng)對(duì)水汽的向北輸送，導(dǎo)致中國(guó)東北至東部沿海地區(qū)對(duì)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(shí)，WNPAC加強(qiáng)了東亞地區(qū)西南季風(fēng)對(duì)水汽的向北輸送，導(dǎo)致長(zhǎng)江流域水汽含量的增加，從而造成降水偏多。

為了進(jìn)一步地證明ENSO在EAWMEN與次年EASM轉(zhuǎn)換中的不對(duì)稱作用，我們計(jì)算了EAWMIEN與選取的兩個(gè)EASM指數(shù)（EASMI）的相關(guān)系數(shù)（表2）。在這里我們選取了兩個(gè)能表征EASM不同環(huán)流特征的 EASMI：第一個(gè) EASMI（這里稱為EASMIWF）定義為850 hPa的緯向風(fēng)場(chǎng)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(gè)指數(shù)反映了WNP對(duì)流層低層的切邊渦度（Wang and Fan, 1999）；第二個(gè)EASMI（這里稱為EASMIZHW）定義為850 hPa和 200 hPa的緯向風(fēng)場(chǎng)在（0°～10°N，100°～130°E）區(qū)域的平均值之差，該指數(shù)旨在通過(guò)用緯向風(fēng)場(chǎng)的垂直切變來(lái)表征南北方向的熱力對(duì)比（祝從文等，2000）。從表 2可以看出，當(dāng) EAWMEN偏強(qiáng)時(shí)，EAWMIEN與次年EASMI的相關(guān)系數(shù)均較低；而當(dāng)EAWMEN偏弱時(shí)，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(shí)，次年夏季的WNPAC強(qiáng)度要更強(qiáng)，且南北方向上的溫度差異也會(huì)更加明顯，這均表示次年EASM會(huì)有更大幅度的增強(qiáng)。

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(qiáng)弱EAWMIEN與不同EASM指數(shù)的相關(guān)系數(shù)，粗體表示t檢驗(yàn)通過(guò)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(jī)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(qiáng)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(duì)稱性的？為了弄清這些問(wèn)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(shí)，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(huì)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(guò)強(qiáng)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(yùn)動(dòng)，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(wú)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(fù)海溫異常）（圖 6a、b和圖6d、e）。因此由該異常海溫所強(qiáng)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(shí)，從冬季到次年春季西太平洋附近維持的負(fù)（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(yùn)動(dòng)，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(yàn)通過(guò)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(shí)，赤道中東太平洋在次年夏季依然維持著顯著的負(fù)異常海溫（圖 6c)，因此仍然能在熱帶中太平洋強(qiáng)迫出異常的下沉運(yùn)動(dòng)，在西太平洋強(qiáng)迫出異常的上升運(yùn)動(dòng)。由于其異常海溫的強(qiáng)度已經(jīng)顯著減弱（圖7c），因此該異常海溫所強(qiáng)迫出的WNPC也隨之減弱。然而在El Ni?o事件發(fā)生時(shí)，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(hào)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(qiáng)迫因子。值得注意的是，此時(shí)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(guò)深對(duì)流活動(dòng)引發(fā)上空的對(duì)流層大氣進(jìn)行干絕熱調(diào)整，引起印度洋上空的對(duì)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(chǎng)發(fā)生輻散并抑制該地區(qū)的對(duì)流活動(dòng)，最終造成WNPAC的維持。因此當(dāng)ENSO處于次年夏季的衰亡期時(shí)，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(shí)，次年夏季印度洋地區(qū)的負(fù)海溫異常強(qiáng)度較弱，因此WNPC的強(qiáng)度也較弱。

另外，局地海氣相互作用也是維持 WNPAC （WNPC）的另一個(gè)機(jī)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(gè)重要機(jī)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(huì)增強(qiáng)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(fù)海溫又能通過(guò)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(jìn)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(huì)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(jī)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(jī)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(jī)制強(qiáng)度較弱，對(duì)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(duì)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(guó)哈德萊中心提供的海表溫度數(shù)據(jù)以及中國(guó)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(duì)稱作用，并得到了以下的結(jié)論。

在EAWMEN偏強(qiáng)的年份（即La Ni?a事件發(fā)生時(shí)），會(huì)存在一個(gè)從冬季維持到次年夏季的WNPC，從而造成次年EASM強(qiáng)度的減弱；在EAWMEN偏弱的年份（即El Ni?o事件發(fā)生時(shí)），會(huì)存在一個(gè)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(qiáng)度更強(qiáng)。這使得EASM異常的區(qū)域在El Ni?o年偏南，且異常的強(qiáng)度更強(qiáng)。

造成這一不對(duì)稱聯(lián)系的主要原因是由于ENSO處于不同位相時(shí)熱帶太平洋和印度洋的海溫演變差異。在EAWMEN偏強(qiáng)的年份，熱帶太平洋的異常負(fù)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(fù)海溫。該異常海溫能在熱帶中太平洋強(qiáng)迫出異常的下沉運(yùn)動(dòng)，在西太平洋強(qiáng)迫出異常的上升的運(yùn)動(dòng)。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(hào)已經(jīng)基本消失，但此時(shí)印度洋卻維持著顯著的暖海溫異常，增暖的印度洋能通過(guò)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(duì)稱的原因。在La Ni?a年，局地海氣相互作用的反饋過(guò)程比 El Ni?o年弱，從而導(dǎo)致WNPC比WNPAC的強(qiáng)度弱，使得EAWM與次年EASM之間聯(lián)系的不對(duì)稱性進(jìn)一步增大。

自上世紀(jì)80年代以來(lái)，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(wú)論是在演變過(guò)程還是在對(duì)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(lái)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(jìn)一步分析EAWM與次年EASM之間轉(zhuǎn)換關(guān)系的不對(duì)稱性。

參考文獻(xiàn)（References）

An S I, Jin F F. 2004. Nonlinearity and asymmetry of ENSO [J]. J. Climate, 17 (12): 2399–2412, doi:10.1175/1520-0442(2004)017＆lt;2399:NAAOE＆gt; 2.0.CO;2 .

An S I, Ham Y G, Kug J S, et al. 2005. El Ni?o–La Ni?a asymmetry in the Coupled Model Intercomparison Project simulations [J]. J. Climate, 18 (14): 2617–2627, doi:10.1175/JCLI3433.1.

Burgers G, Stephenson D B. 1999. The “normality” of El Ni?o [J]. Geophys. Res. Lett., 26 (8): 1027–1030, doi:10.1029/1999GL900161.

Charney J G, Shukla J. 1981. Predictability of Monsoons [M]. Cambridge: Cambridge University Press, 99–110.

陳文. 2002. El Ni?o和La Ni?a事件對(duì)東亞冬、夏季風(fēng)循環(huán)的影響 [J]. 大氣科學(xué), 26 (5): 595–610. Chen Wen. 2002. Impacts of El Ni?o and La Ni?a on the cycle of the East Asian winter and summer monsoon [J]. Chinese J. Atmos. Sci. (in Chinese), 26 (5): 595–610, doi:10.3878/j.issn. 1006-9895.2002.05.02.

Chen L X, Dong M, Shao Yongning. 1992. The characteristics of interannual variations on the East Asian monsoon [J]. J. Meteor. Soc. Japan, 70 (1B): 397–421.

Chen W, Graf H F, Huang R H. 2000. The interannual variability of East Asian winter monsoon and its relation to the summer monsoon [J]. Adv. Atmos. Sci., 17 (1): 48–60, doi:10.1007/s00376-000-0042-5.

Chen W, Wang L, Xue Y K, et al. 2009. Variabilities of the spring river runoff system in East China and their relations to precipitation and sea surface temperature [J]. Int. J. Climatol., 29 (10): 1381–1394, doi:10. 1002/joc.1785.

Chen W, Feng J, Wu R. 2013. Roles of ENSO and PDO in the link of the East Asian winter monsoon to the following summer monsoon [J]. J. Climate, 26 (2):622-635, doi: 10.1175/JCLI-D-12-00021.1.

Chen Z S, Wen Z P, Wu R G, et al. 2014. Influence of two types of El Ni?os on the East Asian climate during boreal summer: A numerical study [J]. Climate Dyn., 43 (1–2): 469–481, doi:10.1007/s00382-013-1943-1.

Chen Z S, Wen Z P, Wu R G, et al. 2015. Relative importance of tropical SST anomalies in maintaining the western North Pacific anomalous anticyclone during El Ni?o to La Ni?a transition years [J]. Climate Dyn., doi: 10.1007/s00382-015-2630-1.

Ding Y. 1993. Monsoons over China [M]. Dordrecht: Kluwer Academic Publishers, 419.

Ding Y H. 1992. Summer monsoon rainfalls in China [J]. J. Meteor. Soc. Japan, 70 (1B): 373–396.

Feng J, Chen W, Tam C Y, et al. 2011. Different impacts of El Ni?o and El Ni?o Modoki on China rainfall in the decaying phases [J]. Int. J. Climatol., 31 (14): 2091–2101, doi:10.1002/joc.2217.

Gill A E. 1980. Some simple solutions for heat-induced tropical circulation [J]. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 106 (449): 447–462, doi:10.1002/ qj.49710644905.

Hoerling M P, Kumar A, Zhong M. 1997. El Ni?o, La Ni?a, and the nonlinearity of their teleconnections [J]. J. Climate, 10 (8): 1769–1786, doi:10.1175/1520-0442(1997)010＆lt;1769:ENOLNA＆gt;2.0.CO;2.

黃榮輝, 陳文. 2002. 關(guān)于亞洲季風(fēng)與 ENSO循環(huán)相互作用研究最近的進(jìn)展 [J]. 氣候與環(huán)境研究, 7 (2): 146–159. Huang Ronghui, Chen Wen. 2002. Recent progresses in the research on the interaction between Asian monsoon and ENSO cycle [J]. Climatic and Environmental Research (in Chinese), 7 (2): 146–159, doi:10.3878/j.issn.1006-9585. 2002.02.03.

Huang R H, Wu Y F. 1989. The influence of ENSO on the summer climate change in China and its mechanism [J]. Adv. Atmos. Sci., 6 (1): 21–32, doi:10.1007/BF02656915.

Huang R H, Zhou L T, Chen W. 2003. The progresses of recent studies on the variabilities of the East Asian monsoon and their causes [J]. Adv. Atmos. Sci., 20 (1): 55–69, doi:10.1007/BF03342050.

黃榮輝, 陳文, 丁一匯, 等. 2003. 關(guān)于季風(fēng)動(dòng)力學(xué)以及季風(fēng)與ENSO循環(huán)相互作用的研究 [J]. 大氣科學(xué), 27 (4): 484–502. Huang Ronghui, Chen Wen, Ding Yihui, et al. 2003. Studies on the monsoon dynamics and the interaction between monsoon and ENSO cycle [J]. Chinese J. Atmos. Sci. (in Chinese), 27 (4): 484–502, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2003. 04.05.

Huang R H, Chen W, Yang B L, et al. 2004. Recent advances in studies of the interaction between the East Asian winter and summer monsoons and ENSO cycle [J]. Adv. Atmos. Sci., 21 (3): 407–424, doi:10.1007/ BF02915568.

Huang R H, Chen J L, Huang G. 2007. Characteristics and variations of the East Asian monsoon system and its impacts on climate disasters in China [J]. Adv. Atmos. Sci., 24: 993–1023, doi:10.1007/s00376-007-0993-x.

Jin F F, An S I, Timmermann A, et al. 2003. Strong El Ni?o events and nonlinear dynamical heating [J]. Geophys. Res. Lett., 30 (3): 1120, doi: 10.1029/2002GL016356.

Kang I S, Kug J S. 2002. El Ni?o and La Ni?a sea surface temperature anomalies: Asymmetry characteristics associated with their wind stress anomalies [J]. J. Geophys. Res., 107 (19): 4372, doi: 10.1029/ 2001JD000393.

Rayner N A, Parker D E, Horton E B, et al. 2003. Global analyses of sea surface temperature, sea ice, and night marine air temperature since the late nineteenth century [J]. J. Geophys. Res., 108 (D14): 4407, doi:10.1029/2002JD002670 .

Sun Bomin, Sun Shuqing. 1994. The analysis on the features of the atmospheric circulation in preceding winters for the summer drought and flooding in the Yangtze and Huaihe River valley [J]. Adv. Atmos. Sci., 11 (1): 79–90, doi:10.1007/BF02656997.

Tao Shiyan, Chen Longxun. 1987. A review of recent research on the East Asian summer monsoon in China [M]// Chang C P, Krishnamurti T N. Monsoon Meteorology. Oxford: Oxford University Press, 60–92.

Uppala S M, K?llberg P W, Simmons A J, et al. 2005. The ERA-40 re-analysis [J]. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 131 (612): 2961–3012, doi:10.1256/qj.04.176.

Wang B, Fan Z. 1999. Choice of South Asian summer monsoon indices [J]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 80 (4): 629–638, doi:10.1175/1520-0477(1999) 080＆lt;0629:COSASM＆gt;2.0.CO;2.

Wang B, Wu R G, Fu X H. 2000. Pacific–East Asian teleconnection: How does ENSO affect East Asian climate? [J]. J. Climate, 13 (9): 1517–1536, doi:10.1175/1520-0442(2000)013＆lt;1517:PEATHD＆gt;2.0.CO;2.

Wang B, Zhang Q. 2002. Pacific–East Asian teleconnection. Part II: How the Philippine Sea anomalous anticyclone is established during El Ni?o development [J]. J. Climate, 15 (22): 3252–3265, doi:10.1175/1520-0442(2002)015＆lt;3252:PEATPI＆gt;2.0.CO;2.

Wang L, Wu R G. 2012. In-phase transition from the winter monsoon to the summer monsoon over East Asia: Role of the Indian Ocean [J]. J. Geophys. Res., 117 (D11): D11112, doi:10.1029/2012JD017509.

Wu Aiming, Ni Yunqi. 1997. The influence of Tibetan Plateau on the interannual variability of Asian monsoon [J]. Adv. Atmos. Sci., 14 (4): 491–504, doi:10.1007/s00376-997-0067-0.

Wu B, Li T, Zhou T J. 2010. Asymmetry of atmospheric circulation anomalies over the western North Pacific between El Ni?o and La Ni?a [J]. J. Climate, 23 (18): 4807–4822, doi:10.1175/2010JCLI3222.1.

吳國(guó)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 [J]. 大氣科學(xué), 22 (4): 470–480. Wu Guoxiong, Meng Wen. 1998. Gearing between the Indo-monsoon circulation and Pacific-Walker circulation and the ENSO. Part I: Data analysis [J]. Chinese J. Atmos. Sci. (in Chinese), 22 (4): 470–480, doi:10.3878/j.issn. 1006-9895.1998.04.09.

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 Ni?o [J]. J. Climate, 22 (3): 730–747, doi:10.1175/2008JCLI2544.1.

Yang S, Lau K M, Kim K M. 2002. Variations of the East Asian jet stream and Asian–Pacific–American winter climate anomalies [J]. J. Climate, 15 (3): 306–325, doi:10.1175/1520-0442(2002)015＆lt;0306:VOTEAJ＆gt;2.0.CO; 2.

Zhang R H, Sumi A, Kimoto M. 1996. Impact of El Ni?o on the East Asian monsoon: A diagnostic study of the ’86/87 and ’91/92 events [J]. J. Meteor. Soc. Japan, 74: 49–62.

Zhang R H, Sumi A, Kimoto M. 1999. A diagnostic study of the impact of El Ni?o on the precipitation in China [J]. Adv. Atmos. Sci., 16 (2): 229–241, doi:10.1007/BF02973084.

Zhang R H, Li T R, Wen M, et al. 2015. Role of intraseasonal oscillation in asymmetric impacts of El Ni?o and La Ni?a on the rainfall over southern China in boreal winter [J]. Climate Dyn., 45 (3–4): 559–567, doi:10.1007/s00382-014-2207-4.

Zhou W, Chan J C L, Li C Y. 2005. South China Sea summer monsoon onset in relation to the off-equatorial ITCZ [J]. Adv. Atmos. Sci., 22 (5): 665–676, doi:10.1007/BF02918710.

祝從文，何金海，吳國(guó)雄. 2000. 東亞季風(fēng)指數(shù)及其與大尺度熱力環(huán)流年際變化關(guān)系 [J]. 氣象學(xué)報(bào), 58 (4): 391–402. Zhu C W, He J H, Wu G X. 2000. East Asian monsoon index and its interannual relationship with largescale thermal dynamic circulation [J]. Acta Meteor. Sinica (in Chinese), 58(4): 391–402,doi:10.11676/qxxb2000.042.

項(xiàng)目資助 國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41230527、41461144001

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

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

文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)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(jiǎn)介徐霈強(qiáng)，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