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ENSO次年夏季印度西太平洋电容传感器及相关气候异常的回顾

摘要：

ENSO会引起印度西太平洋相关的气候异常，但在同一季节，这种异常要比赤道太平洋海表温度异常持续的时间更长，对亚洲夏季风造成重要影响。本篇回顾提供了历史上重要阶段的历史数据，并综合分析了在印度西北太平洋地区夏季变化理解上取得的最新进展。特别地，在厄尔尼诺的次年夏天，大范围的异常反气旋（AAC）跨过热带西北太平洋和北印度洋，

呈现出周期性的分型。而海洋记忆又引起了夏季的异常反气旋，这种相互矛盾的假设既强调了西北太平洋的东部信风区海表温度的变冷，又强调了北印度洋西部夏季风区海表温度的变暖。我们的综合分析揭示了一种建立在两阶段演化的两种机制之上的海气耦合模式。在春季，盛行东北信风，异常反气旋和西北太平洋变冷通过风-蒸发-海表温度这一反馈相互联系。西北太平洋变冷的维持触发了一种由西部夏季风区引起的夏季反馈，这种反馈是由于异常反气旋和北印度洋变暖之间相互作用而形成的。这个印度西太平洋的电容效应解释了厄尔尼诺对印度西北太平洋夏季风的持续作用，描述了占主导地位的印度洋变暖和异常反气旋。这个印度西太平洋电容效应通过ENSO的方差循环展示了其年代际的调制，特别是在二十世纪的初期和十九世纪七十年代之后（而不是在这之间）它和ENSO的联系。包括未来气候预测在内的其它显著的问题也仍在讨论。

关键词：印度洋，西太平洋海气相互作用，ENSO，亚洲夏季风

1. 介绍：

ENSO是年际变化中的主导模式。由于太平洋海气相互作用，ENSO通过大气的遥相关引起其它洋盆海表温度的响应，以此影响全世界的气候。在大气响应造成的热带地区海表温度异常这方面已经有了大量的研究，包括太平洋-北美遥相关模式（Trenberth 等人1998；Alexander等人2002）。并不出名但是却对某些区域很重要的是和ENSO相联系的在ENSO达到顶峰之后的气候异常。这里我们关注的是印度西太平洋地区的夏季气候，它控制着南亚、东南亚、东亚地区，有着超过三十亿的人口。对亚洲夏季风区而言，夏季是雨季，这一时期的降水量占全年

的50%以上。印度西北太平洋区域夏季降水变化主导的EOF模式和ENSO有显著的联系，但二者不是同时发生，而是落后两个季节。这种明显的气候异常在ENSO次年的夏季发展，这时赤道太平洋海表温度异常已经在很大程度上消失了。我们的回顾讲述了这些异常的定义、类型，并弄清其机制。

夏天，全球海洋的暖水占据了印度西北太平洋。在不考虑西部阿拉伯海和这期间在越南南部的中国南海的季节内涌升事件时，印度西北太平洋的海表温度会逐渐升高到28℃甚至29℃。在印度西北太平洋暖池有几个区域的大气对流活动中心。（在印度西海岸、孟加拉湾和中国南海；图1）从阿拉伯海穿过中国南海到达140°E有西南夏季风盛行，而此时其东部为偏东信风。西部季风区和东部信风区对于海表温度的变化很重要，而且这将会变得很清晰。在东亚上空，有一东北向的雨带，在中国称它为梅雨，在韩国称它为Changma，在日本称它为Baiu。它会带来雨季而且是东亚地区最重要的一个天气现象。ENSO是印度西北太平洋地区气候变化的主要驱动力。

ENSO锁定到年度周期。一般东太平洋（尼诺3.4区）海表温度异常于6-8月发展[JJA(0)]，在12月(0)达到顶峰，在次年4月(1)(图2.(a))迅速衰退。在这里，圆括号里的数字代表ENSO发展(0)年份和衰退(1)年份。季节是指北半球中的季节。和同时发生的(0)由热带太平洋海表温度异常造成的有名的印度夏季风异常相比，JJA(1)大气异常由于没有强烈的尼诺3.4区海表温度异常相配合可能会显得奇怪，但却有很好的证据可以证明这一点。热带西北太平洋的降水变化和ENSO的相关性在JJA(1)要比在JJA(0)(图2.(b))时更显著，而且在厄尔尼诺次年的夏季，台风的数量偏少。这些JJA(1)的大气异常和Harrison和Larkin(1996)的结果是一致的，他们的结果显示，ENSO引发的热带西北太平洋海平面气压异常持续到9月(1)，是他们在地面气候分析中维持异常时间最长的。这种长时间持续的海平面气压异常一部分是由于热带西北太平洋上空大范围的异常反气旋在厄尔尼诺年发展到顶峰并持续到JJA(1)。夏季异常反气旋和局地的抑制对流相联系，并且是Nitta(1986)最初从反射云层的分析中确定的日本-太平洋模式(PJ)的一部分。

1979-2014年 6、7、8月份(JJA) SST、降水和海表风气候态

图1：1979-2014年 夏季(6、7、8月份)印度西太平洋气候态：SST(黑色等值线；间隔1℃；粗实线分别为10℃，15℃，20℃和25℃，虚线为29.5℃)，降水(灰色阴影区为gt;5mm/天，白色等值线分别为7，9，11...mm/天)，海表风速(箭头，m/s)[根据ERSST，v3b(Smith等人，2008)，CMAP(Xie和Arkin，1997)和JRA-55(Kobayashi等人，2015)]

识别厄尔尼诺后期的异常反气旋发展在亚洲季风研究中是一个重要的进步。异常反气旋通过日本-太平洋型模式(PJ)和印度洋北部的夏季风影响着东亚南部的夏季风。在ENSO次年夏天，赤道太平洋上面没有强烈的海表温度异常，这种周期性的异常反气旋一定是由于其他位置的海洋记忆而引起的。识别这个海洋记忆的过程并不直接，需要多

次的转换。研究一开始关注的自然是热带西北太平洋，但结果好坏参半。王(2000)等人提出了作用于冬季盛行的东北季风的风-蒸发-海表温度(WES)反馈机制。问题是如何在东北信风系统衰退到140°E以东的时候，将这个冬季的机制应用到夏季的分析上(图.1)。

在JJA(1)，在全球海洋中，由厄尔尼诺引发的最强的海表温度异常出现在热带印度洋和中国南海。众所周知，热带印度洋变暖实在厄尔尼诺现象出现的后一个季节，但印度洋的变暖之前一直被看做是没有气候影响的厄尔尼诺的遥响应。这种观点是研究人员在厄尔尼诺发展和成熟时期提出的：在变暖的热带印度洋上空，大气对流受到抑制而非加强。第二个难点出现在调用印度洋-热带西北太平洋暖池的海表温度异常来作为JJA(1)大气异常的海洋记忆上，因为事实是：局地海表温度和降水之间的相关性很弱。虽然这是个困难，但研究分析表明在自由对流层Matsuno(1966)-Gill(1980)模式和增暖的印度洋所起的作用是一致的，并且可以引发热带西北太平洋上空的异常反气旋。模型研究显示了印度洋对热带西北太平洋异常反气旋的作用。

热带印度洋上的降水很大程度上是遥相关的，这也来源与下面这一研究结果：地表热流量的调整(通过云体辐射作用和风生潜热通量)没有引起海洋动力，这很大程度上可以解释北印度洋对ENSO的响应。挑战这种遥相关印度洋的观点是最近的研究结果，这一结果表明：海表温度对厄尔尼诺的响应在北印度洋和中国南海上空表现为两个峰值；第一个峰值和厄尔尼诺峰值位相是一致的，但第二个峰值出现在厄尔尼诺次年的夏季(图2.(a))。这种夏季的峰值很奇怪，因为它并不是被厄尔尼诺直接引起的。相反，它来自于印度-热带西北太平洋-大气相互作用这一正反馈，这种正反馈可以延长峰值对厄尔尼诺的响应。在厄尔尼诺次年夏季，JJA(1)，北印度洋由于热带西北太平洋异常反气旋的南侧有东风带异常而持续较暖，这和盛行的西南季风相反会减少地面蒸发。与此同时，北印度洋偏暖会通过大气Kelvin波的调整产生异常反气旋。这个新的印度-热带西北太平洋跨流域相互作用的耦合模型解释了ENSO异常在印度-热带西北太平洋上的长时间维持和异常反气旋是首选模式的原因。这和印度洋偶极模式类似，都是由厄尔尼诺引起，但在皮耶克尼斯反馈中却占

有着特殊的位置。

在描述和揭示ENSO次年印度-热带西北太平洋暖池上空的海气异常上，已经有了很大的进步。有一个新的描述印度洋的模式，它的活动比之前想象的更动态、更能体现气候特点。这一模式揭示了一种新的由于异常反气旋的调整，出现在热带印度洋和热带西北太平洋之间的跨流域相互作用。这一模式的内容已经发表了超过十年，在这里我们将这些进展与未来的前景相结合。

(a)SST指数

(b)热带西北太平洋海平面气压与降水

(0)年 (1)年

图2：尼诺3.4区海表温度和ND(0)J(1)的滞后相关：(a)尼诺3.4区的SST(黑色)，北印度洋(5°-25°N，40°-100°E；红色)，东部信风区下的热带西北太平洋(10°-20°N，150°；蓝色)；(b)热带西北太平洋(10°-20°N，135°-155°E)的海平面气压(紫色)和降水(绿色)[基于T检验，粗曲线为可信度gt;95%的区域；应用了三个月的平均；根据ERSST，哈德来海平面压力，第二版(Allan和Ansell，2006)和1979-2014的CMAP(去势后)]。

这个回顾旨在总结最近的在以下两方面的研究进步：一是ENSO是如何作用于印度-热带西北太平洋的，二是这些作用的发展和持续是怎样产生气候影响的。论文其他部分按照以下顺序进行：第二部分介绍了ENSO次年的海气异常，此部分提出了这样的问题：“异常主要是什么和这些异常之间是怎样联系的”，并在如何取得进展上提供了历史观点。第三部分展示了耦合视图、讨论了它的依据。第四部分将范围扩展到印度-热带西北太平洋气候的可预报性，并强调了温带东亚国家在熟练季节预报的发展方面的问题。第五部分在可追溯到19世纪后期的历史观测的基础上测试了在ENSO次年夏季异常中的年代际变化。第六部分是一个概念模型的总结，并讨论了在模拟印度-西北太平洋气候上的困难，和在全球不断增加的温室气体的强迫作用下预测其变化上的挑战。

1. ENSO次年夏季的海气异常：

这一部分用历史上研究这些区域发展情况的数据，强调了夏季热带印度-热带西北太平洋上空主要异常，并讨论了随之而来的温带东亚的异常情况。

2.1 持续时间较长的印度洋对ENSO的响应：

尽管在那些较早的时期观测数据十分稀疏，Weara(1979)用EOF分析得出：正印度洋海表温度温距平通常和较暖的热带太平洋相联系的(Kent等人,2007)。在阿拉伯海上空，海表温度模式和相关的雨量和气压场的异常是相联系的(Weara,1979)。印度洋上的最大增暖出现在三月到五月，比东印度洋上的海表温度异常峰值落后大概三个月(Nigam和Shen,1993)。传统上，印度洋变暖被看成是一个全流域，而且是由厄尔尼诺引起的通过大气桥使得地表潜热通量变化。近期研究表明：印度洋增暖和子流域在机制上是完全不同的。

早期Klein等人(1999)的研究指出：地面通量异常不能解释西南印度洋的增暖。在已观测到的热带太平洋海表温度异常的强迫下，大气模式和无运动的混合层海洋相耦合，使得我们低估了西北印度洋的增暖(Alexander等人，2002；Lau和Nath，2003)。逐渐达成共识的是，西北印度洋海表温度异常变化是由ENSO通过大气桥引起温跃层的移动所导致的(Xie等人，2002；Du等人，2009)。在发展(9-11月)和成熟(12-2月)的厄尔尼诺相位(图3.(a);Wang等人，2000)，异常反气旋在东南印度洋形成，配合着变弱的沃克环流。在南印度洋，异常反气旋会强迫出向西传播的下行海洋罗斯贝波(图3.(b)Perigaud和Delecluse，1993；Msumoto和Meyers，1998；Ueda和Matsumoto，2000)。在西南印度洋是不太一样的，这里经向的信风切变维持了温跃层的脊，而在脊的位置海表温度异常的遥反馈是很强的(Xie等人，2002)。厄尔尼诺引起的下行罗斯贝波使温跃层加深，引起了西北印度洋的增暖(图3.(b))。缓慢传播的罗斯贝波固定了印度西北太平洋的增暖，并使其维持了一整个夏季。

在厄尔尼诺现象后的春天，西南印度洋增暖出现热带印度洋上，是一种不对称的异常反气旋环流的形势，此时赤道呈东北向偏北和西北向偏南(图3.(c)和图4)。Xie和Philander(1994)的WES反馈可以解释这种反向对称的大气模型。在冬天和随之而来的春天，西南印度洋变暖引起了赤道上风的异常，由于科氏力的作用风在北印度洋上异常地转为东北向。北印度洋上这一异常的东北向风加深了东北冬季风并使得海表温度降低(Kawamura等人，2001；Wu等人，2008)。这种反向对称的模型在降水上也很明显。异常增暖的南印度洋对流增强降水增加，相联系地，北印度洋降温降水减少。五月，风反转成西南季风，在北印度洋上，异常的东北向风通过减少潜热通量有了增温的作用(Du等人，2009；图4)。尽管风生潜热通量是它的一种机制，但在厄尔尼诺后的夏初，热带印度洋范围内的海气相互作用造成了北印度洋的第二类增温。因为反向对称的风型是由赤道南侧缓慢传播的下行罗斯贝波引起的。这和之前的模式有所不同，之前的模式中热带印度洋是气候主导因素，并且可以当做无运动混合层来模拟。第三部分展示了北印度洋和中国南海第二类增温的海气相互

图3：主要海表温度异常和伴随着厄尔尼诺事件的印度太平洋大气遥相关的示意图：(a)12月-2月 厄尔尼诺通过向西移动的罗斯贝波影响南印度洋；(b)罗斯贝波引起西北印度洋增暖，反过来在3月-5月引起热带印度洋上反向对称的风型。(c)第二类印度洋增暖使对流层Kelvin波传至西太平洋，造成了异常反气旋和PJ/EAP型影响了次年夏季的东亚。

作用，这种相互作用延伸到印度洋以外，甚至涉及到赤道西北太平洋。

由于类似于上升流和环流调整这样的海洋动力作用，厄尔尼诺次年夏季海表温度

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