2015/2016年超強厄爾尼諾事件基本特征及生成和消亡機制*

鄭依玲, 陳澤生, 王海, 杜巖

2015/2016年超強厄爾尼諾事件基本特征及生成和消亡機制*

鄭依玲1,2, 陳澤生1, 王海3, 杜巖1,2

1. 熱帶海洋環(huán)境國家重點實驗室(中國科學(xué)院南海海洋研究所), 廣東 廣州 510301; 2. 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049;3. 中國海洋大學(xué)海洋與大氣學(xué)院氣象系, 山東 青島 266100

全球變暖背景下, 2015/2016年超強厄爾尼諾(El Ni?o)事件倍受關(guān)注, 此次事件是中部型和東部型El Ni?o的混合。研究發(fā)現(xiàn), 西風(fēng)爆發(fā)和北太平洋經(jīng)向模態(tài)對觸發(fā)此次事件均有所貢獻(xiàn)。通過對比2015/2016年、1997/1998年與中部型事件可知, 2015/2016年事件在暖背景中產(chǎn)生, 其發(fā)展形態(tài)與中部型事件較為相似, 后期海表面溫度異常迅速衰退主要與赤道東太平洋海域持續(xù)的東風(fēng)異常以及緯向平流較弱有關(guān)。較之1997/1998年事件, 2015/2016年事件的海洋動力調(diào)整較弱, 表現(xiàn)為較弱的溫躍層反饋和海洋波動, 緯向平流反饋的貢獻(xiàn)大于溫躍層反饋, 大氣強迫影響顯著, 中部海域相關(guān)要素異常值較大。在2015/2016年事件期間, 赤道海域以及近赤道海域海洋上層熱含量的變化基本呈負(fù)相關(guān), 且變化較為同步; 衰退階段熱含量的流失主要集中在5°S—5°N海域, 向兩極的熱輸送明顯。

El Ni?o事件; 西風(fēng)爆發(fā); 北太平洋經(jīng)向模態(tài); 溫躍層; 機制

熱帶海氣相互作用是影響全球氣候的重要因素, 近年來, 相關(guān)科學(xué)研究越來越受重視。ENSO (El Ni?o-Southern Oscillation)是熱帶海氣相互作用中十分重要的模態(tài), 也是赤道太平洋海域最明顯的年際變化信號, ENSO相關(guān)研究一直是學(xué)界關(guān)注的熱點。

自19世紀(jì)末南美洲沿岸漁民發(fā)現(xiàn)El Ni?o現(xiàn)象以來, 人們對El Ni?o事件的認(rèn)識逐步加深。雖然人們對ENSO的觸發(fā)機制、物理反饋機制及其氣候影響已有一定的認(rèn)識(Bjerknes, 1969; Schopf et al, 1987; Mcphaden et al, 1998; Chang et al, 2007; 劉秦玉等, 1995; 駱高遠(yuǎn), 2000), 但各方還未對這些理論達(dá)成共識。由于觀測數(shù)據(jù)時間段較短, 我們對超強El Ni?o事件知之甚少, 有效觀測數(shù)據(jù)所覆蓋的超強El Ni?o事件僅包括1982/1983年事件、1997/ 1998年事件以及2015/2016年事件。近幾十年來, El Ni?o事件的異常海溫分布形態(tài)有所改變, 不同分布型El Ni?o事件成為科學(xué)家們關(guān)注的熱點。在ENSO成熟位相, 按最大海表面溫度異常中心所在位置, 可將其分為中部型El Ni?o事件和東部型El Ni?o事件(Kao et al, 2009; Yeh et al, 2009)。近30年來, 中部型El Ni?o事件強度增大、頻率增加(Lee et al, 2010)。2015/2016年事件就包含了中部型El Ni?o事件的特征(Palmeiro et al, 2017)。此外, Santoso (2017)等人的研究表明, 全球變暖增強了2015/2016年El Ni?o事件的強度, 使得該事件成為進(jìn)入21世紀(jì)以來最強的El Ni?o事件。本次超強El Ni?o事件對全球大氣環(huán)流和氣候異常產(chǎn)生了顯著的影響(WMO, 2016), 其中包括菲律賓附近異常反氣旋增強, 西太平洋副熱帶高壓異常偏西、偏強(袁媛等, 2016), 西北太平洋海域氣旋異常增強致使中國華南地區(qū)降水增多(Chen et al, 2018)等。盡管El Ni?o的相關(guān)研究已有了很大的突破, ENSO的復(fù)雜性為當(dāng)前研究提出了新的挑戰(zhàn)。因而, 開展2015/2016年事件的相關(guān)研究不僅極有可能刷新人們對超強El Ni?o事件的認(rèn)識, 還有利于正確理解當(dāng)今氣候變化的機制及其影響。

本文將詳細(xì)分析2015/2016年El Ni?o事件的基本特征和物理機制, 關(guān)注此次事件的特殊變化, 并探討此次事件與中部型El Ni?o事件以及1997/1998年El Ni?o事件的異同點, 進(jìn)一步完善我們對超強El Ni?o事件的認(rèn)識。

1 數(shù)據(jù)和方法

本文所用數(shù)據(jù)有: 1)美國國家海洋和大氣管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA)提供的海表面溫度(Optimum Interpolation Sea Surface Temperature, OISST)日平均數(shù)據(jù)和月平均數(shù)據(jù) (Reynolds et al, 2002), 日平均數(shù)據(jù)分辨率為0.25°′0.25°, 月平均數(shù)據(jù)分辨率為1°′1°; 2)美國地球空間研究所(Earth & Space Research, ESR)提供的海面洋流實時分析數(shù)據(jù)(Ocean Surface Currents Analyses Real-time, OSCAR), 分辨率為(1/3)°′(1/3)°; 3)美國宇航局物理海洋學(xué)數(shù)據(jù)分布存檔中心(Physical Oceanography Distributed Active Archive Center, PO.DAAC)發(fā)布的多衛(wèi)星融合風(fēng)場(Cross- Calibrated Multi-Platform, CCMP)日平均數(shù)據(jù)(Atlas et al, 1996), 分辨率為0.25°′0.25°; 4)法國國家空間研究中心衛(wèi)星海洋學(xué)存檔數(shù)據(jù)中心(Archiving Validation and Interpolation of Satellite Oceanographic Data, AVISO)提供的海表面高度日平均數(shù)據(jù), 分辨率為0.25°′0.25°; 5)美國國家環(huán)境預(yù)報中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)提供的全球海洋數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)(Global Ocean Data Assimilation System, GODAS)中的海溫月平均數(shù)據(jù)和三維流場月平均數(shù)據(jù)(Saha et al, 2006), 分辨率為1°′(1/3)°, 用于計算相關(guān)反饋過程; 6)NCEP和美國國家大氣研究中心(National Center for Atmospheric Research, NCAR)聯(lián)合制作的再分析資料中的海表面風(fēng)場月平均數(shù)據(jù)和海表面氣壓月平均數(shù)據(jù)(Kalnay et al, 1996), 分辨率為2.5°′2.5°, 用于計算太平洋經(jīng)向模態(tài)(Pacific Meridional Mode, PMM)指數(shù)。日平均數(shù)據(jù)相關(guān)計算對應(yīng)的是1993—2016年的平均, 月平均數(shù)據(jù)集的相關(guān)計算均對應(yīng)1982—2016年的平均。

利用前人的計算方法得到Ni?o3.4指數(shù)、Ni?o4指數(shù)、Ni?o1+2指數(shù)以及冷舌指數(shù)(Cold Tongue Index, CTI)。Ni?o3.4指數(shù)是3個月滑動平均的Ni?o3.4 (5°S—5°N、170°—120°W)區(qū)海表面溫度異常(sea surface temperature anomaly, SSTA)的區(qū)域平均。Ni?o1+2指數(shù)為Ni?o1+2(0°—10°S、90°—80°W)區(qū)SSTA的區(qū)域平均。Ni?o4指數(shù)為Ni?o4 (5°S—5°N、160°E—150°W)區(qū)SSTA的區(qū)域平均。CTI為6°S—6°N、180°—90°W海區(qū)SSTA的區(qū)域平均。區(qū)分El Ni?o類型的要素有SST (Kug et al, 2009; Kao et al, 2009)、向外長波輻射 (Chiodiand et al, 2013)以及上層海洋溫度(Yu et al, 2011a)等, 本文選用SST作為區(qū)分要素, 引入東太平洋指數(shù)EPI(Eastern Pacific Index)和中太平洋指數(shù)CPI (Central Pacific Index)。先對赤道太平洋海域(20°S–20°N)的SSTA與Ni?ol+2(Ni?o4)指數(shù)做回歸, 計算原SSTA與回歸后的SSTA的差值, 對差值作經(jīng)驗正交函數(shù)分解, 取其標(biāo)準(zhǔn)化的主模態(tài)時間序列作為CPI (EPI)( Kao et al, 2009)。對北太平洋海域(20°—60°N、120°E—80°W)的海表面氣壓異常(sea level pressure anomaly, SLPA)作經(jīng)驗正交函數(shù)分解(empirical orthogonal function, EOF), 取其第二模態(tài)的時間序列作為北太平洋濤動(North Pacific Oscillation, NPI)指數(shù)(Yeh et al, 2004)。PMM指數(shù)包括SST指數(shù)和風(fēng)場指數(shù), 對東太平洋海域(20°S—30°N、175°E—95°W)的SSTA和風(fēng)場異常與CTI做回歸(Chiang et al, 2004), 再對兩者做奇異值分解(singular value decomposition, SVD), 將SST和風(fēng)場主模態(tài)的時間序列定義為PMM的SST指數(shù)和風(fēng)場指數(shù)(Paek et al, 2017)。

需說明的是, 為了探究2015/2016年事件與一般的中部型El Ni?o事件的異同, 合成1993年后發(fā)生的中部型事件, 包括1994/1995、2002/2003、2004/2005、2009/2010共4次事件。

2 2015/2016 El Ni?o事件的基本要素分析

2.1 基本概況

界定El Ni?o事件采用的是美國氣候預(yù)測中心(Climate Prediction Center, CPC)的標(biāo)準(zhǔn), Ni?o3.4指數(shù)連續(xù)5個月超過0.5℃定義為一次El Ni?o事件, 并將其最大值超過2℃的El Ni?o事件定義為超強El Ni?o事件。由Ni?o3.4指數(shù)演變可知, 2015/2016年事件的Ni?o3.4指數(shù)為1982年至今的最高值。由SSTA分布圖可知, 2015/2016年事件冬季SSTA主要分布在赤道中東太平洋海域, Ni?o3.4區(qū)尤為顯著, Ni?o1+2區(qū)海溫異常較小, 因而該事件的類型歸屬值得商榷(圖1b)。前人的研究表明, 中部型和東部型El Ni?o事件在海溫分布、物理機制以及與中高緯度海域的關(guān)聯(lián)等方面都會有所差異(Kao et al, 2009)。東部型事件相關(guān)海洋要素的緯向變化特征明顯, 而中部型事件則傾向于在赤道中太平洋海域生成、發(fā)展、衰退。

一般的中部型事件, EPI在零線以下波動, CTI的變化趨勢與CPI較為吻合(圖1c); 1997/1998年事件, CPI在El Ni?o衰退之前均在零線附近波動, 而EPI從發(fā)展至衰退階段均維持較高的正值, 兩者對比懸殊, EPI遠(yuǎn)強于CPI, 此次事件為典型的東部型事件(圖1e); 2015/2016年事件, CPI和EPI從發(fā)展至衰退階段均維持較大的正值, 此次事件是混合事件(圖1f)。此外, 在開始階段, 2015/2016年事件的CTI為正值, 說明2015/2016年事件發(fā)展于暖的背景場。

圖1 El Ni?o指數(shù)及空間分布 a. Ni?o3.4指數(shù)分布圖; b. 2015/2016年事件冬季(11月至次年1月)赤道太平洋海域SSTA分布圖; c、d、e分別為中部型事件、1997/1998年事件以及2015/2016年事件的CTI、EPI和CPI

2.2 觸發(fā)機制

El Ni?o的觸發(fā)機制主要有西風(fēng)爆發(fā)(Westerly Wind Bursts, WWB) (Lengaigne et al, 2004)和北太平洋經(jīng)向模態(tài)(NPMM) (Chiang et al, 2004)。前人研究表明, 西風(fēng)爆發(fā)在El Ni?o年出現(xiàn)頻繁(Chen et al, 2015)。2015年, 赤道中西太平洋海域同樣出現(xiàn)多次西風(fēng)爆發(fā)(圖4c), 在該事件的開始和發(fā)展階段發(fā)揮了重要作用, 是重要的觸發(fā)機制。此外, 研究表明中部型事件在開始階段深受中低緯度大氣強迫的影響 (Yu et al, 2011b)。冬季的北太平洋濤動(North Pacific Oscillation, NPO)模態(tài)可通過影響海表面熱通量, 致使對應(yīng)海區(qū)產(chǎn)生SST正異常, 該正異常通過季節(jié)足跡機制(seasonal footprinting mechanism, SFM) (Vimont et al, 2001, 2003, & 2009)一直延續(xù)到次年的春夏季, 通過風(fēng)-蒸發(fā)-SST (wind-evaporation-SST, WES)機制(Xie et al, 1994)抵達(dá)赤道海域, 觸發(fā)中部型El Ni?o。從圖2的指數(shù)演變可知, NPO指數(shù)在開始階段出現(xiàn)較大的負(fù)相位, PMM指數(shù)從開始階段至2015年秋季均維持較大的正值, 說明中低緯度大氣強迫在2015/2016年事件中影響持久, 赤道太平洋中部海域維持較強的SSTA。以上分析表明, 隨著赤道西太平洋海域西風(fēng)異常的逐步增強, 西部海域的SST正異常逐步發(fā)展; 通過WES機制, 中部海域的SST正異常也逐步發(fā)展起來, 二者共同作用觸發(fā)2015/2016年事件(圖2b、c、d)。但2015/2016年事件的海溫正異常與中部型事件和1997/1998年事件均差異較大(圖3), 也可能存在其他的觸發(fā)機制(Xie et al, 2018)。

圖2 2015/2016年El Ni?o事件的前期狀態(tài) a. 2015/2016年事件的NPO指數(shù)和PMM指數(shù); b. c. d. 赤道太平洋附近海域SSTA和風(fēng)場異常的分布情況, 依次為2014-11與2014-12、2015-01與2015-02、2015-03與2015-04的時間平均

2.3 中部型事件、1997/1998年事件、2015/2016年事件比對分析

Bjerknes正反饋機制在El Ni?o發(fā)展過程中起重要作用(Bjerknes, 1969)。已有研究表明, 2015/2016年事件Bjerknes正反饋弱于1997/1998年事件(Lim et al, 2017)。下文將從相關(guān)海氣要素出發(fā), 具體分析2015/2016年事件的海表面溫度異常、海表面緯向流異常、海表面緯向風(fēng)異常、海表面高度異常(sea surface height anomaly, SSHA)的分布和演變特征, 進(jìn)一步探討2015/2016年事件的溫躍層反饋過程和緯向平流反饋過程, 并與中部型事件和1997/1998年事件進(jìn)行比對分析。

2.3.1 海表面溫度與海表面緯向流

2014年赤道太平洋海域呈現(xiàn)大范圍的海溫正異常, 這與開始階段的CTI為正值相對應(yīng)。El Ni?o期間, 2015/2016年事件與中部型事件的海溫發(fā)展形態(tài)較為相似, 均是在前期表現(xiàn)出東傳特征, 后期表現(xiàn)出西傳特征, 而1997/1998年事件在發(fā)展階段海溫異常向西傳播, 衰退階段海溫異常退回南美沿岸。就強度而言, 1997/1998年事件海溫異常最強, 其高值區(qū)位于赤道東太平洋海域, 而2015/2016年事件則位于赤道中東太平洋海域, 中部型事件位于赤道中太平洋海域(圖3a、b、c)。此外, 2015/2016年事件Ni?o3區(qū)的海溫異常盛期過后迅速衰退, 與1997/1998年事件相差較大, 這可能與2015/2016年事件對應(yīng)時段異常西風(fēng)較弱有關(guān)(圖4c); 與此同時, 2015/2016年事件衰退后, 也并沒有像中部型事件那樣產(chǎn)生東太平洋熱帶輻合帶偶極子(eastern Pacific Intertropical Convergence Zone dipole, EPID)模態(tài)(Xie et al, 2018), 以上兩個特征說明2015/2016年事件混合特性突出, 其物理機制可能有別于東部型和中部型事件。

圖3 SSTA和海表面緯向流異常的時間-經(jīng)度演變 a、b、c分別為中部型、1997/1998年、2015/2016年El Ni?o事件赤道海域SSTA的時間-經(jīng)度圖, 取南北緯2°平均, 等值線間距為0.5℃, 時間間隔為一周。d、e、f分別為中部型、1997/1998年、2015/2016年El Ni?o事件赤道海域海表面緯向流異常的時間-經(jīng)度圖, 取南北緯2°平均, 中部型事件等值線間距為0.2m·s–1, 超強事件等值線間距為0.5m·s–1, 時間間隔為一周

與中部型事件和1997/1998年事件不同, 2014年春季赤道太平洋海域存在幾乎貫穿整個海盆的緯向流正異常; 而后, 在2015/2016年事件期間, 不同于1997/1998年事件, 緯向流正異常并未連續(xù)貫穿整個海盆, 其強度明顯偏弱, 高值區(qū)位置偏西, 赤道太平洋130°E以西海域自始至終保持緯向流正異常。此外, 1997/1998年緯向異常流位相轉(zhuǎn)換發(fā)生在赤道西太平洋海域, 中部型事件和2015/2016年事件則先發(fā)生在赤道東太平洋海域(圖3d、e、f)。以上分析表明, 2015/2016年事件緯向平流反饋在赤道中東太平洋海域偏弱, 在赤道西太平洋海域較強, 且僅足以維持中部海域的增暖。

2.3.2 海表面緯向風(fēng)與海表面高度

在El Ni?o發(fā)生的前一年, 1997/1998年事件赤道太平洋海域存在東風(fēng)異常, 2015/2016事件和中部型事件的西風(fēng)異常較為突出。2015/2016年事件、1997/1998年事件和中部型事件均在開始和發(fā)展階段出現(xiàn)西風(fēng)異常, 并隨著El Ni?o的發(fā)展而有所增強, 其中1997年的緯向風(fēng)異常最強。自2015年4月起, 赤道太平洋120°W以東海域以東風(fēng)異常為主, 這是2015/2016年事件與1997/1998年事件最大的不同之處之一(圖4a、b、c)。東風(fēng)異常使得SST正異常高值區(qū)偏西, 阻礙暖信號東傳, 這也可能是SST正異?？焖偎ネ说脑颉４送? 東風(fēng)異常還與緯向異常流位相轉(zhuǎn)換先發(fā)生在東部海域相對應(yīng), 異常東風(fēng)有利于東部海域冷水上翻, 促進(jìn)西向異常流的產(chǎn)生(任宏利等, 2017)。

圖4 海表面緯向風(fēng)異常和SSHA的時間-經(jīng)度演變 a、b、c分別為中部型、1997/1998年、2015/2016年El Ni?o事件赤道海域海表面緯向風(fēng)異常的時間-經(jīng)度圖, 取南北緯2°平均, 等值線間距為4m·s–1, 時間間隔為一周。d、e、f分別為中部型、1997/1998年、2015/2016年El Ni?o事件赤道海域SSHA的時間-經(jīng)度圖, 取南北緯2°平均, 等值線間距為0.1m, 時間間隔為一周

西風(fēng)異?？梢鸷１砻媪鲌龅淖兓? 產(chǎn)生暖性Kelvin波, 加深溫躍層。SSHA可體現(xiàn)溫躍層深度的變化(Wyrtki et al, 1967)。由圖4可知, 2014年存在多次東傳的Kelvin波, 與赤道太平洋海域的西風(fēng)異常相對應(yīng); 而后, 開始和發(fā)展階段的西風(fēng)爆發(fā)與Kelvin波也有較好的對應(yīng)關(guān)系。2014年的Kelvin波可能是海溫正異常在赤道太平洋海域廣泛分布且維持到2015年的重要原因(Abellan et al, 2018)。就強度和傳播特征而言, 1997/1998年事件Kelvin波的傳播特征明顯(蒲書箴等, 1998), 與其相比, 2015/ 2016年事件SSH正異常的高值區(qū)偏西、強度較小, 且成熟階段Kelvin波基本停留在赤道中東太平洋海域, 這可能與赤道東太平洋海域持續(xù)的東風(fēng)異常有關(guān)。衰退階段, 中部型和2015/2016年事件的SSHA均迅速衰退, 而1997/1998年事件存在明顯的位相轉(zhuǎn)換, 冷性Kelvin波東傳顯著。

2.3.3 緯向平流反饋與溫躍層反饋

圖5 中部型事件、1997/1998年事件、2015/2016年事件的緯向平流反饋貢獻(xiàn)和溫躍層反饋貢獻(xiàn) a. 在Ⅰ—Ⅳ這4個階段的變化情況。b. 在Ⅰ—Ⅳ這4個階段的變化情況。不同顏色的背景代表不同的區(qū)域, 從左到右分別為Ni?o4區(qū)、Ni?o3.4區(qū)、Ni?o3區(qū)以及Ni?o1+2區(qū)。Ⅰ階段為2015-02—2015-05的平均, Ⅱ階段為2015-06—2015-09的平均, Ⅲ階段為2015-10—2016-01的平均, Ⅳ階段為2016-02—2016-05的平均。海洋上混合層深度取50m

2.4 負(fù)反饋機制分析

負(fù)反饋機制在ENSO冷暖位相的轉(zhuǎn)換中起重要作用, 下文將探究延遲振子理論和充電振蕩理論在2015/2016年事件中所發(fā)揮的作用。

2.4.1 Kelvin波和Rossby波

Schopf和Suaez(1987)提出延遲振子理論解釋ENSO冷暖位相的轉(zhuǎn)換。在El Ni?o的發(fā)展階段, 赤道西太平洋海域的異常西風(fēng)會激發(fā)出東傳的暖性Kelvin波和西傳的冷性Rossby波。東傳的暖性Kelvin波通過海洋溫躍層反饋, 促進(jìn)El Ni?o事件的發(fā)展。西傳的冷性Rossby波在西邊界反射后, 形成冷性Kelvin波; 冷性Kelvin波東傳至赤道中東太平洋海域并降低對應(yīng)海區(qū)的海溫正異常, 使El Ni?o事件逐步衰退。理論上, 赤道Kelvin波橫穿太平洋海盆所需時間大概為3個月, 其波速大致為2m·s–1, Rossby波橫穿太平洋海盆所需時間大概是Kelvin波的3倍。如圖6所示, 2015/2016年事件存在較明顯的波動轉(zhuǎn)換。2015年期間, 赤道海域出現(xiàn)多次明顯的暖性Kelvin波東傳(圖6b), 暖性Kelvin波抵達(dá)東邊界后反射形成暖性Rossby波 (圖6a、c、d), 其中, 10°附近海域的暖性Rossby波最顯著。另一方面, 西傳的冷性Rossby波抵達(dá)西邊界后反射形成東傳的冷性kelvin波(圖6b、d), 然而冷性Kelvin在2015/2016年事件中并不是很明顯。

圖6 2014-2016年期間赤道太平洋附近海域SSHA的時間-經(jīng)度圖 a、b、c、d分別為5°S、0°(EQ)、5°N和10°N太平洋海域SSHA的時間-經(jīng)度圖, 等值線間距為0.1m, 時間間隔為一周

2.4.2 海洋上層熱含量

延遲振子理論側(cè)重波動變化, 而充電振蕩理論則較為完整地解釋了ENSO循環(huán)周期中赤道太平洋附近海域海洋上層熱含量的變化。在El Ni?o發(fā)生前, 赤道太平洋海域出現(xiàn)東風(fēng)異常, 產(chǎn)生向赤道的Sverdrup輸送, 赤道海域海洋上層熱含量增大, 導(dǎo)致El Ni?o出現(xiàn); 隨著El Ni?o的發(fā)展, 赤道海域的西風(fēng)異常不斷增強, 產(chǎn)生向兩極的Sverdrup輸送, 赤道海域的熱含量不斷減少, 并逐步形成La Ni?a事件, La Ni?a的出現(xiàn)又會帶來東風(fēng)異常, 如此循環(huán)往復(fù)(Jin, 1997)。在2015/2016年事件期間, 海洋上層熱含量的變化區(qū)域主要集中在20°—20°N海域, 赤道太平洋附近海域熱含量的流失主要集中在5°S—5°N海域。由圖7可知, 2014年, 5°S—5°N海域熱含量以正異常為主, 5°S—20°S海域和5°N— 20°N海域熱含量以負(fù)異常為主, 可見2014年主要是近赤道海域向赤道海域輸送熱量; 但在2014年后期, 赤道附近海域熱含量均明顯增大, 這與對應(yīng)時段赤道附近海域出現(xiàn)較強的東風(fēng)異常相關(guān)。2015/2016年事件期間, 5°S—5°N海域熱含量在2015年4月達(dá)到極大值, 近赤道海域熱含量在2015年夏季達(dá)到極小值, 隨著赤道海域熱含量穩(wěn)步減小, 近赤道海域熱含量不斷增加, 并在衰退階段出現(xiàn)正負(fù)轉(zhuǎn)變, 5°S—5°N海域的變化尤為明顯。以上分析反映了在2015/2016事件期間, 赤道海域以及近赤道海域熱含量的變化基本呈負(fù)相關(guān), 且變化較為同步, 存在明顯的熱輸送。其中, 5°S—5°N太平洋海域以及5°N—20°N太平洋海域的熱含量變化最為顯著。

圖7 2014—2016赤道太平洋附近海域暖水體積異常的變化情況 藍(lán)線代表5°S—5°N、120°E—80°W暖水體積異常的區(qū)域平均, 紅線代表5°N—20°N、120°E—80°W暖水體積異常的區(qū)域平均, 綠線代表5°S—20°S、120°E—280°E暖水體積異常的區(qū)域平均。暖水體積異常的計算公式為, 為海表面高度異常,

3 總結(jié)和討論

本文重點分析了2015/2016年超強El Ni?o事件的基本特征和物理機制, 并探討了此次事件與中部型El Ni?o事件以及1997/1998年El Ni?o事件的異同點。主要得出以下結(jié)論: 1)2015/2016年事件是1982年以來最強的El Ni?o事件, 該事件是混合型事件, 西風(fēng)爆發(fā)和PMM均是該事件的觸發(fā)機制。 2) 2015/2016年事件發(fā)展于暖背景場, 與對應(yīng)時期出現(xiàn)的西風(fēng)異常以及Kelvin波相對應(yīng)。2015/2016年事件SSTA的發(fā)展形態(tài)與中部型事件較為相似, 均為前期東傳后期西傳。此外, 赤道東太平洋海域較弱的緯向平流反饋和持續(xù)的東風(fēng)異常是2015/2016年事件海溫正異?？焖偎ネ说闹匾颉?)2015年赤道東太平洋海域持續(xù)的東風(fēng)異常是此次事件的特性之一, 東風(fēng)異常使得SST正異常高值區(qū)偏西, 阻礙暖信號東傳; 東風(fēng)異常還有利于東部海域冷水上翻, 促進(jìn)西向異常流的產(chǎn)生, 這與海表面緯向異常流位相轉(zhuǎn)換先發(fā)生在赤道東太平洋海域相對應(yīng); 同時, 這也可能是盛期Kelvin波東傳特征較弱的原因。4)較之1997/1998年事件, 2015/2016年事件的海洋動力調(diào)整較弱, 表現(xiàn)為較弱的溫躍層反饋和海洋波動, 緯向平流反饋的貢獻(xiàn)大于溫躍層反饋, 大氣強迫影響更為顯著, SSTA、緯向流異常、緯向風(fēng)異常以及SSHA在赤道太平洋中部海域更突出。5)在2015/2016年事件期間, 赤道太平洋附近海域的海洋上層熱含量變化明顯, 主要集中在20°S—20°N海域; 赤道海域以及近赤道海域熱含量的變化基本呈負(fù)相關(guān), 且變化較為同步; 衰退階段熱含量的流失主要集中在5°S—5°N海域, 存在明顯的向兩極的熱輸送。2015/2016年事件是一次較為特殊的混合型事件, ENSO的多樣性研究仍需不斷改進(jìn)。

李崇銀, 穆穆, 周廣慶, 等. 2008. ENSO機理及其預(yù)測研究[J]. 大氣科學(xué), 32(4): 761–781. LI CHONGYIN, MU MU, ZHOU GUANGQQING, et al. 2008. Mechanism and prediction of the ENSO. Chinese Journal of Atmospheric Sciences[J], 32(4): 761–781(in Chinese with English abstract).

劉秦玉, 王啟. 1995. “暖池”表層對大氣局地強迫的響應(yīng)特征[J]. 海洋與湖沼, 26(6): 658–664. LIU QINYU, WANG QI. 1995. The characteristics of “warm pool” surface layer responding to local atmospheric force[J]. Oceanologia Et Limnologia Sinica, 26(6): 658–664(in Chinese with English abstract).

駱高遠(yuǎn). 2000. 我國對厄爾尼諾、拉尼娜研究綜述[J]. 地理科學(xué), 20(3): 264–269. LUO GAOYUAN. A general survey of the studies on El Ni?o and La Ni?a in China[J]. Scientia Geographica Sinica, 20(3): 264–269(in Chinese with English abstract).

蒲書箴, 于非, 趙新, 等. 1998. 1997/1998厄爾尼諾的發(fā)生與發(fā)展[J]. 海洋學(xué)報, 20(6): 124–131. PU SHUZHEN, YU FEI, ZHAO XIN, et al. Occurrence and evolution of 1997/1998 El Ni?o. Acta Oceanologica Sinica, 20(6): 124–131(in Chinese).

任宏利, 王潤, 翟盤茂, 等. 2017. 超強厄爾尼諾事件海洋學(xué)特征分析與預(yù)測回顧[J]. 氣象學(xué)報, 75(1): 1–18. REN HONGLI, WANG RUN, ZHAI PANMAO, et al. 2017. Upper-ocean dynamical features and prediction of the super El Ni?o in 2015/2016: A comparison with 1982/1983 and 1997/1998. Acta Meteorologica Sinica, 75(1): 1–18(in Chinese with English abstract).

袁媛, 高輝, 賈小龍, 等. 2016. 2014–2016年超強厄爾尼諾事件的氣候影響[J]. 氣象, 42(5): 532–539. YUAN YUAN, GAO HUI, JIA XIAOLONG, et al. 2016. Influences of the 2014- 2016 Super El Nino event on climate[J]. Meteorological Monthly, 42(5): 532–539(in Chinese with English abstract).

ABELLAN E, MCGREGOR S, ENGLAND M H, et al. 2018. Distinctive role of ocean advection anomalies in the development of the extreme 2015–16 El Ni?o[J]. Climate Dynamics, 51(5–6): 2191–2208.

ATLAS, R, HOFFMAN R N, BLOOM S C, et al. 1996. A multiyear global surface wind velocity data set using SSM/I wind observations[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 77: 869–882.

BJERKNES J. 1969. Atmospheric teleconnections from the equatorial Pacific[J]. Monthly Weather Review, 97: 163–172.

CHANG PING, ZHANG LI, SARAVANAN R, et al. 2007. Pacific meridional mode and El Ni?o–Southern Oscillation[J]. Geophysical Research Letters, 34(16): 130–144.

CHEN D, LIAN TAO, FU C, et al. 2015. Strong influence of westerly wind bursts on El Ni?o diversity[J]. Nature Geoscience, 8(5): 339–345.

CHEN ZESHENG, DU YAN, WEN ZHIPING, et al. 2018. Indo-Pacific climate during the decaying phase of the 2015/16 El Ni?o: role of southeast tropical Indian Ocean warming[J]. Climate Dynamics, 50(11–12): 4707–4719.

CHIANG J C H, VIMONT D J. 2004. Analogous Pacific and Atlantic meridional modes of tropical atmosphere–ocean variability*[J]. Journal of Climate, 17(21): 4143–4158.

CHIODI A M, HARRISON D E. 2013. El Ni?o impacts on seasonal U. S. atmospheric circulation, temperature, and precipitation anomalies: The OLR-Event perspective*[J]. Journal of Climate, 26(3): 822–837.

JIN FEIFEI. 1997. An equatorial ocean recharge paradigm for ENSO. Part I: Conceptual model. [J]. Journal of Atmospheric Sciences, 54(7): 811–829.

KALNAY E, KANAMITSU M, KISTLER R, et al. 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. [J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 77(3): 437–472.

KAO HSUNYING, YU JINYU. 2009. Contrasting Eastern-Pacific and Central-Pacific types of ENSO. [J]. Journal of Climate, 22(3): 615–632.

KUG J S, JIN FEIFEI, AN S I. 2009. Two types of El Ni?o events: Cold tongue El Ni?o and warm pool El Ni?o[J]. Journal of Climate, 22(22): 1499–1515.

LEE T, MCPHADEN M J. 2010. Increasing intensity of El Ni?o in the central–Equatorial Pacific[J]. Geophysical Research Letters, 37(14): L16608.DOI: 10.1029/2007GL030302.

LENGAIGNE M, GUILYARDI E, BOULANGER J, et al. 2004. Triggering of El Ni?o by westerly wind events in a coupled general circulation model[J]. Climate Dynamics, 23(6): 601–620.

LIM Y, KOVACH R, PAWSON S, et al. 2017. The 2015/16 El Ni?o event in context of the MERRA-2 reanalysis: A comparison of the tropical Pacific with 1982/83 and 1997/98[J]. Journal of Climate, 30(13): 4819–4842.

MCPHADEN M J, BUSALACCHI A J, CHENEY R, et al. 1998. The Tropical Ocean-Global Atmosphere observing system: A decade of progress[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 103(C7): 14169–14240.

PAEK H, YU JINYI, QIAN CHENGCHENG. 2017. Why were the 2015/16 and 1997/98 extreme El Ni?os different?[J]. Geophysical Research Letters, 44(4): 1848–1856.

PALMEIRO F M, IZA M, BARRIOPEDRO D, et al. 2017. The complex behavior of El Ni?o winter 2015–2016[J]. Geophysical Research Letters, 44(6): 2902–2910.

REYNOLDS R W, RAYNER N A, SMITH T M, et al. 2002. An improved in situ and satellite SST analysis for climate[J]. Journal of Climate, 15(13):1609–1625.

SAHA S, NADIGA S, THIAW C, et al. 2006. The NCEP climate forecast system[J]. Journal of Climate, 19: 3483–3517.

SANTOSO A, MCPHADEN M J, CAI WENJU. 2017. The defining characteristics of ENSO extremes and the strong 2015/16 El Ni?o[J]. Reviews of Geophysics, 55(4): 1079– 1129.

SCHOPF P S, SUAEZ M J. 1987. Vacillations in a coupled ocean-atmospheric model[J]. Journal of the Atmospheric Sciences, 45: 549–566.

VIMONT D J, BATTISTI D S, HIRST A C. 2001. Footprinting: A seasonal connection between the tropics and mid‐latitudes[J]. Geophysical Research Letters, 28(20): 3923–3926.

VIMONT D J, WALLANCE J M, BATTISTI D S. 2003. The seasonal footprinting mechanism in the Pacific: Implications for ENSO*[J]. Journal of Climate, 16(16): 2668–2675.

VIMONT D J, ALEXANDER M, FONTAINE A. 2009. Midlatitude excitation of tropical variability in the Pacific: the role of thermodynamic coupling and seasonality[J]. Journal of Climate, 22(3): 518–534.

WYRTKI K, KENDALL R. 1976. Transports of the Pacific equatorial countercurrent[J]. Journal of Geophysical Research, 72(8): 2073–2076.

Organization W M. 2016. WMO statement on the status of the global climate in 2015[J]. Environmental Policy Collection, 40(2): 144–151.

XIE SHANGPING, PHILANDER S G. 1994. A coupled ocean-atmosphere model of relevance to the ITCZ in the eastern Pacific[J]. Tellus A, 46(4): 340–350.

XIE SHANGPING, PENG QIHUA, KAMAE Y, et al. 2018. Eastern Pacific ITCZ dipole and ENSO diversity[J]. Journal of Climate, 31(11): 4449–4462.

YEH S, KIRTMAN B P. 2004. The North Pacific Oscillation– ENSO and internal atmospheric variability[J]. Geophysical Research Letters, 31(13): 137–151.

YEH S W, KUG J S, DEWITTE B, et al. 2009. El Ni?o in a changing climate. Nature, 461: 511–514.

YU JINYI, KAO H Y, LEE T, et al. 2011a. Subsurface ocean temperature indices for Central-Pacific and Eastern-Pacific types of El Ni?o and La Ni?a events[J]. Theoretical & Applied Climatology, 103(3–4): 337–344.

YU JINYI, KIM S T. 2011b. Relationships between extratropical sea level pressure variations and the central Pacific and eastern Pacific types of ENSO[J]. Journal of Climate, 24(3): 708–720.

Features of 2015/2016 extreme El Ni?o event and its evolution mechanisms

ZHENG Yiling1,2, CHEN Zesheng1, WANG Hai3, DU Yan1,2

1. State Key Laboratory of Tropical Oceanography (South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences), Guangzhou 510301, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. College of Oceanic and Atmospheric Sciences, Department of Meteorology, Qingdao 266100, China

In the context of global warming, the 2015/2016 extreme El Ni?o event received much attention. This event was a mixture of central Pacific (CP) and eastern Pacific El Ni?o. Our study shows that both the westerly wind bursts and the North Pacific Meridional Mode contributed to the generation of this event. By comparing the 1997/1998 event, the 2015/2016 event and the CP event, the 2015/2016 event occurred in the warm background and shared similar development pattern with the CP event. What’s more, the rapid decline of sea surface temperature anomaly in the 2015/2016 event was related to the continued easterly anomalies and the weakened zonal current advection in the eastern equatorial Pacific. Compared with the 1997/1998 event, the ocean dynamic adjustment of the 2015/2016 event was weak, which was mainly reflected by weaker thermocline feedback and its associated fluctuations near the equator.Moreover, the zonal advection feedback was more efficient than the thermocline feedback, and the atmospheric forcing and its anomalous values in the central equatorial Pacific were larger. In addition, during the 2015/2016 event, the changes of the upper-ocean heat content in the equatorial region and the near- equatorial region were basically negatively correlated, and the changes were relatively synchronous. In the decay phase, the loss of ocean heat content mainly occurred in the 5°S–5°N region with significant heat transport to the higher latitudes.

El Ni?o event; westerly wind bursts; North Pacific Meridional Mode; thermocline; mechanism

date: 2018-11-05;

date: 2019-01-04.

This work is supported by the Chinese Academy of Sciences (XDA19060501), and the National Natural Science Foundation of China (41525019, 41805057, 41506019, &41830538), the State Oceanic Administration of China ( GASI-IPOV AI-02).

DU Yan. E-mail: duyan@scsio.ac.cn

P731

A

1009-5470(2019)04-0010-10

10.11978/2018114

http://www.jto.ac.cn

2018-11-05;

2019-01-04。

孫淑杰編輯

中國科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項(XDA19060501); 國家自然科學(xué)基金項目(41525019、41506019、41805057、41830538); 國家海洋局專項(GASI-IPOV AI-02)

鄭依玲(1995—), 女, 廣東省汕頭市人, 碩士研究生, 主要從事海氣相互作用研究。E-mail: zhengyiling18@mails.ucas.ac.cn

杜巖。E-mail: duyan@scsio.ac.cn

*感謝張玉紅、張漣漪、王閔楊在數(shù)據(jù)處理方面提供的幫助;

Editor: SUN Shujie