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中国南方降水异常与热带东南印度洋夏季海温异常的年际关系

霍利微，金大超

教育部气象灾害重点实验室（KLME）/气候与环境变化联合国际研究实验室

（ILCEC）/气象灾害预测与评估协同创新中心（CIC-FEMD），南京信息工程大学，中国南京

摘要：利用观测资料、再分析资料和大气线性斜压模式，研究了两广地区的降水异常与东南热带印度洋海温异常之间的关系。结果表明，两广地区的降水异常和东南热带印度洋海温异常呈显著负相关关系。东南热带印度洋海温异常偏暖能从至少三个方面导致两广地区降水异常偏少。首先，东南热带印度洋海温异常偏暖导致热带印度洋出现的两个气旋以及由“Matsuno-Gill”效应带来的来自热带中太平洋的东风气流，有利于维持两广地区的涡度负异常。其次，水汽从东南热带印度洋辐散，在两广地区辐合。此外，东南热带印度洋强烈的异常上升运动有利于加强东亚地区上空Hadley异常环流，从而导致两广地区的异常下沉运动。这些环流异常都有利于两广地区降水异常偏少，反之亦然。这说明东南热带印度洋海温异常对两广降水具有指示意义。

关键词：年际；异常降水；夏季；华南；东南热带印度洋；海温异常

1 引言

中国幅员辽阔，且其降水分布在空间和时间上都不均匀。（Zou et al., 2005; Zhai et al., 2010;Jin et al., 2015)。夏季，中国东南地区降水量充沛，到西北地区逐渐减少，其中降水最多的地区位于广东和广西。在大部两广地区，夏季气候平均的降水量超过800mm，其标准化距平大于200mm(Jin et al.,2015).两广也是中国的发达地区，两广地区的极端降水能导致巨大的经济损失并影响当地人民的生活，其中2010年发生的特大洪涝就是一个很好的例子(Yuan et al., 2012)。

中国南方夏季降水与热带印度洋—太平洋海温有着密切联系(Guan and Yamagata，2003;Wu et al., 2010, 2012; Yuan et al., 2012; He and Wu,2014; He et al., 2016; Hu and Wu, 2016; Jin et al.,2016; Wang and Gu, 2016)。热带东印度洋和西太平洋或海洋大陆是联系印度洋和太平洋的重要区域 (Ramage, 1968)。Wu et al. (2010)注意到，从20世纪80年代初，夏季降水与东南热带印度洋海温异常存在负相关关系。东南热带印度洋海温异常可以改变东亚地区经向垂直环流，从而影响中国南方夏季降水异常。东南热带印度洋是印度洋偶极子东极子区域(IOD;Saji et al., 1999; Webster et al., 1999)。正IOD可以导致东南热带印度洋海温异常偏低，有利于东南热带印度洋区域水汽辐散及中国南方水汽辐合(Guan and Yamagata, 2003)。最近，Chen et al. (2016)发现，自20世纪90年代，中国南方降水异常与热带东印度洋海温异常密切相关。中国南方降水异常和热带东印度洋海温异常的年代际变化主要是由于当地Hadley环流的变化。在20世纪90年代前（后），Hadley环流异常对加热热带东印度洋的响应偏弱（增强），这导致中国南方的上升运动减弱（增强），削弱（加强）了它们之间的联系。上述结果揭示了中国南方降水异常与南（东）印度洋海温异常有关。

然而，(南)热带印度洋海温异常与中国南方降水有关的范围存在一定的差异(Wu等人，2012年；Chen等人，2016年)。水汽是另一个有利于降水的重要条件。吴等人(2012年)和Chen等人(2016年)都没有阐明水汽输送是与两广地区降水有着怎样的关系。因此，有必要重新探讨两广异常降水与(南)东热带印度洋海温异常的关系，包括与两广降水异常有关的（南）东印度洋海温异常的精确范围，水汽输送和经向垂直环流。理解这些问题能为解释和监测两广地区的降水提供线索。本文安排如下：第二节描述了所使用的数据和模型；第三节介绍东南印度洋海温异常与两广降水异常的关系及其可能的机制；讨论和结论见第四节。

2 资料和模型

两广地区北半球夏季（6月—7月—8月）逐日降水资料是来自中国国家气象中心1979-2009年36个原地观测站(图1a)。2010年至2015年的逐日降水数据是从和中国气象局的降水资料有相同观测标准的气象信息综合分析和处理系统(MICAPS)3.0版中提取的。来自在金等人(2015年)的基础上挑选出的这36个观测站的降水资料是与中国大陆（图1a）的其他降水资料不同。1979-2015年逐月海温数据来自Hadley中心(HadISST 1)(Rayner等人，2003年)，其水平分辨率为1°。逐月环境变量资料是来自NCEP/NCAR的1979-2015年的水平分辨率为2.5°的再分析资料(Kalnay等人，1996年)。此研究着重于研究短于8年的时间尺度， 8年及以上的年代际周期振荡都利用在气候分析中广泛使用的9年滑动平均值（ Wu和其他，2012；Hoo和其他，2015）过滤并筛除了。

本文采用的大气线性斜压模式(LBM)是一种原始方程Sigma坐标模式，具有T42水平分辨率和20个垂直水平；更多有关LBM的信息见Watanabe和Kimoto(2000年)。阻尼时间尺度设置为最低三层为1天，最高为两层，第四和第五层为5天和15天，其他地方为30天。该模型共整合了共30天，同时用第20到第30天的10天平均的结果来作为对指定强迫源的稳定响应，而数值模式所描述的夏季季节变化气候态是根据1979年至2014年NCEP/NCAR再分析资料确定的。

3 结论

3.1 两广地区降水与东南热带印度洋的关系

两广地区降水与东南热带印度洋海温异常呈负相关关系(图1(B)，与吴等人的观点是一致的(2012)，这意味着两广降水与东南热带印度洋的关系（Wu等人，2012年) 比东热带印度洋(Chen等人，2016年)的关系更为密切。为了方便地研究两广降水与东南热带印度洋海温异常之间的联系，将东南热带印度洋海温异常指数定义为相关系数绝对值最大的区域(图1(b))即95-110°E和15-5°S地区的区域平均海温。东南热带印度洋海温指数与同期华南夏季降水的相关表明，除广西北部地区外，海温指数与华南地区呈负相关关系（图1（c）和（d））。两广降水与海温指数的相关系数为minus;0.52。考虑到海温指数对两广降水的影响，可能存在年代际变化(Chen等人，2016年)。计算1979-1992年和1993-2015年期间两广降水和海温指数的相关关系，其相关系数分别为minus;0.58和minus;0.45。这表明，尽管自20世纪90年代初开始，东南热带印度洋海温异常指数对两广降水的影响有所减弱，它们之间的关系在过去的二十年中仍然存在。

3.2 水汽输送和海温指数的关系

在东南热带印度洋海温偏暖年，水汽在印度洋地区的辐合和在两广地区的辐散(图2)分别有利于东南热带印度洋和两广地区降水的偏多和偏少。中国南部和南海地区存在着一种反气旋的水汽输送，10°到20°N附近其东风输送可以经孟加拉湾和阿拉伯海一直延伸到北非地区。在这个东风气流中存在两个水汽输送异常：一个在孟加拉湾以南，靠近85∘E，另一个在阿拉伯海以南，在65∘E附近，两股水汽在东南热带印度洋汇合。我们还注意到，有中热带太平洋部到东南热带印度洋地区的水汽输送异常，反之亦然。

（a）两广降水和中国降水的相关性 （b）两广降水和海温异常的相关关系

（c）海温指数和中国降水的相关 （d）两广降水和海温指数的时间序列

图1 夏季（6月—7月—8月）两广地区的平均降水与同期华南地区降水的相关性（浅蓝（深蓝）阴影表示通过双尾t检验95%（99%）的置信度；红点表示两广地区36个观测站的位置；红线、紫线和蓝线表示正值、零值和负值；等值线间隔为0.1）（a），两广降水与海温异常的相关（阴影加点的部位表示相关系数通过95%置信度）（b），海温指数与华南地区降水异常的相关（c），两广降水（宽透明条）与海温指数（窄蓝条）的标准化时间序列（为方便与两广降水比较，海温指数乘以-1）

3.3 水平环流异常

在东南热带印度洋海温偏暖时，沿赤道附近，东南热带印度洋以西的地方有两个气旋环流（图3（a）），且南半球的气旋比北半球的强，这是Rossby波对东南热带印度洋加热的响应。我们还可以观察到来自热带中太平洋的东风气流(Matsuno，1966；Gill，1980)，它是Kelvin波对海温异常变暖(Matsuno，1966；Gill，1980)的响应。（图3（a））。西北太平洋的东风气流加强了西太副高，极大程度上减弱了中国南海和菲律宾东部的低涡（图3（a））。两广地区涡度异常不利于降水。而其水汽输送与低层的风一致（图2），反之亦然。这证明东南热带印度洋海温异常能导致涡度异常，通过加热大气从而影响水汽输送。

图2 回归后的整层水汽通量积分(以千克/毫秒为单位；矢量)及其散度(10minus;6kg msminus;2；阴影；带点的阴影区域表示相关系数通过F检验的95%以上置信度）

图3 a与图2相同，是850 hPa涡度(10^minus;6 s^minus;1)与850 hPa水平旋转风(m s^minus;1)。(b)和(c)与(a)项相同，是850(b)和200 hPa(c)速度势(m s^minus;1)和散度风(106m² s^minus;1)。(d)与(a)相同，是105-117.5°E平均垂直经向环流。

3.4垂直环流异常

经向垂直环流异常乐意通过改变局部垂直速度从而对两广地区降水异常产生影响（吴等

人，2012；陈等人，2016）。在这节中，我们将从东南热带印度洋海温异常的角度来讨论垂直环流。

和海温指数线性回归的低层与高层的速度势，如图3(b)和(c)所示。东南热带印度洋海温异常偏暖时，正(负)速度势异常与东南热带印度洋和澳大利亚附近在低(高)层的辐合(辐散)气流一致(图3(b)和(b) 。研究还发现，东南热带印度洋的辐合和辐散比澳大利亚附近的强。此外，在低(高)层(图3(b)和(c)，在两广地区到东南热带印度洋区域能观察到明显的经向辐散(辐合)气流。上述的辐合和辐散的配置可以导致局部Hadley环流异常。与海温指数线性回归的平均垂直环流异常出现在105-117.5°E，这也是两广地区的纬向范围。由于东南印度洋的海温异常，其上空的上升运动非常显著(图3(d))。位于东南热带印度洋和澳大利亚地区的气旋环流削弱了澳大利亚的高压(图3(a)，这也加强了东南热带印度洋低层的辐合(图3(b))。上述的配置有利于东南热带印度洋的上升运动并加强北半球局部Hadley环流异常。这会加强两广地区下沉运动，导致其降水异常偏少，反之亦然。

3.5模型结果

为了验证东南热带印度洋海温异常是否导致两广异常降水，而进行了数值实验。椭圆热强迫的中心位于103°E,12°S并跨过了90-116°E和20-4°S。其在0.55sigma的最大值为1K/day（图4（a））。

低涡对东南热带印度洋非绝热加热的响应表明，热带印度洋赤道有两个气旋(图4(a))。另外，来自热带中太平洋的东风气流也能生成。模式结果中也出现了负涡度和反气旋异常，尽管强度较弱(图4(a))。低（高）层东南热带印度洋地区辐合（辐散）及两广地区辐散（辐合）(图4(b)和(c))也在LBM得到了很好的模拟。这说明东南热带印度洋中的热强迫可以诱导 两广异常降水。

图4 850hPa涡度（10^-6s^-1）和水平旋转风（m s^-1）对东南热带印度洋热源响应（a），850hPa速度势（10⁵m²s^-1）和散度风（m s^-1）对东南热带印度洋热源响应（b），200hPa速度势（10⁵m²s^-1）和散度风（m s^-1）对东南热带印度洋热源响应（c）（红线表示sigma为0.55的热源（0.2K/天））

4 讨论与结论

本研究讨论了两广夏季异常降水与东南热带印度洋海温异常之间的关系。两广降水与东南热带印度洋海温异常呈负相关。在海温异常偏高年，由于东南热带印度洋偏暖的Matsuno-Gill的大气响应，在热带印度洋存在两个气旋和及来自热带中太平洋的东风气流。两广降水受涡度负异常控制。整层水汽通量积分与低层风类似。水汽在两广辐散，在东南热印度洋辐合。东南热带印度洋的异常上升运动被加强，，这有利于增强东亚地区垂直经向异常环流，从而直接加强两广地区的异常下沉运动，导致两广降水偏少，反之亦然。大气线性斜压模式可以再现SETiO异常环流对热强迫的响应。

与吴等人（2012）和陈等人（2016）先前发表的研究相比，这项工作的新方面主要包括以下几个方面：第一，诊断了对降水至关重要的水汽与东南热带印度洋海温异常和两广降水异常的关系。第二，研究周期延长到最近十年。第三，工作主要着重于两广地区而不是整个华南地区。最后，设计了一系列数值实验来验证观测结果。

应该指出，中国南方夏季降水异常可能与通过欧亚遥相关(SU and Lu，2014；Chen等，2016)的北大西洋涛动(NAO；Hurrell，1995)有关。那么，东南热带印度洋海温异常和NAO对华南夏季降水异常有联合影响吗？此外，华南地区降水异常与北太平洋西部热带气旋活动(例如，Li和周，2015年)具有密切的相

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