与印度洋偶极子模态有关的西太平洋海温异常型及其对东亚冬季气候的影响
  气候与环境研究  2018, Vol. 23 Issue (4): 387-400   PDF    
与印度洋偶极子模态有关的西太平洋海温异常型及其对东亚冬季气候的影响
吴楠1,2 , 李丽平1 , 李双林2 , 李琛2     
1 南京信息工程大学大气科学学院, 南京 210044;
2 中国科学院大气物理研究所中国科学院气候变化研究中心, 北京 100029
摘要: 利用NOAA(National Oceanic and Atmospheric Administration)海温、GPCP(Global Precipitation Climatology Project)降水和ERA-20C(ECMWF's first atmospheric reanalysis of the 20th century)再分析大气环流资料,结合大气环流模式ECHAM5敏感性试验,研究了与秋季印度洋海温偶极子模态(IOD)相联系的冬季热带西太平洋海温异常型及其对东亚冬季气候的影响。发现在秋季发生IOD背景下,冬季西太平洋存在两类海温异常的变化型:一类是西太平洋区域一致偏暖/冷的模态,另一类是区域西冷东暖/西暖东冷的模态。尽管西太平洋海温一致偏暖和西冷东暖这两类海温变化型均有利于华南冬季少降水,但影响的范围有所不同。一致偏暖型引起的少降水范围较大,从华南扩展到长江中下游地区。西冷东暖型引起少降水范围主要限于华南,而在长江中下游到华北则降水偏多。相应地,在大气环流上,尽管两类海温异常型均有利于在西北太平洋菲律宾海附近出现气旋式环流异常,但气旋的强度和中心位置有差异。一致偏暖型引起的气旋偏强,中心位置偏西,其后部异常东北风控制的范围更大,导致少降水范围更大,而西冷东暖型引起的气旋偏弱,中心位置偏东,其后部异常东北风控制的范围小,导致少降水区域主要在华南沿海。本文结果对认识IOD调制随后冬季东亚降水异常的机理有重要意义。
关键词: 印度洋海温偶极子(IOD)      西太平洋海温异常型      东亚冬季气候异常      菲律宾气旋     
Winter SST Variation Patterns in the Subtropical Western Pacific Associated with Indian Ocean Dipole and Their Influences on East Asian Winter Climate
WU Nan1,2, LI Liping1, LI Shuanglin2, LI Chen2     
1 School of Atmospheric Science, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044;
2 Research Center for Climate Change, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029
Abstract: Using NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration) observational SST (Sea Surface Temperature), GPCP (Global Precipitation Climatology Project) precipitation, and atmospheric circulation variables from the ERA-20C (ECMWF's first atmospheric reanalysis of the 20th century) reanalysis, winter SST variation patterns in the tropical western Pacific, which are related to the tropical Indian Ocean SST Dipole (IOD), and their impacts on East Asian climate are studied. Two types of SSTA (SST anormaly) pattern are found:A regional unanimous warm/cold pattern and a dipolar mode with SST anomalies in the western side opposite to that in the eastern side of the region. The two types of SSTA pattern both are favorable for winter precipitation suppression in southeastern China, but the domain sizes affected are different. The unanimous SSTA pattern affects a larger region from South China to the middle and lower reaches of Yangtze River. The impact of the SSTA dipole pattern is only confined to South China, leading to less rainfall in South China but more rainfall in the middle and lower reaches of Yangtze River. The corresponding atmospheric circulation anomalies can explain these rainfall anomalies. Although an anomalous cyclone occurs over the Philippine Sea in both of the cases, its strength and location are different. The cyclone forced by the unanimous warm SST pattern is stronger, and thus the anomalous westerly and northeasterly in the rear extend to a wider region, leading to a dry condition in a larger domain. In contrast, the cyclone forced by the dipolar pattern is weaker and the anomalous easterly and northeasterly are confined to a smaller area, leading to a dry condition only in southern China. Sensitive experiments by an AGCM, i.e., ECHAM5, validate the above results.
Key words: Indian Ocean Dipole     SST anormaly of the western Pacific     Anomalies of wintertime climate in East Asia     Anticyclone in the Philippines    

1 引言

热带印度洋海温偶极子模态(IOD)是热带印度洋区域海温异常准东西向的反相变化现象,其形成主要源自印度洋区域自身的海气相互作用,一般在北半球春、夏开始发展,秋季到达盛期,之后迅速衰减,具有季节循环上的位相锁定(Saji et al., 1999Webster et al., 1999),关于它的特征和触发机制已有很多研究(袁慧珍,2006李东辉等,2006)。我们对印度洋整个海盆的秋季平均的海温做了EOF(Empirical Orthogonal Function)分析,发现EOF第一模态即为印度洋偶极型,占了30%的解释方差。因此研究它对西太平洋海温及其对东亚冬季气候的影响意义很大。IOD与众所周知的ENSO(El Niño-Southern Oscillation)现象关系密切,经常伴随着ENSO的发生(Ashok et al., 2002Nagura and Konda, 2007),关于它们之间的相互联系的研究很多(孟文和吴国雄,2000谷德军等,2007Xu et al., 2016)。但是因为它也可以独立于ENSO,故IOD可作为一种单独的预测信号(Vinayachandran et al., 1999)。因此,有关IOD的气候影响及其机理的研究是一个重要课题。

因为IOD的主要活动季节在夏、秋季,以前对其影响夏、秋季节气候的研究较多。在影响非洲和印度气候的方面,Behera et al.(2005)的研究中运用了一个海气耦合模式CGCM模式,发现IOD对东非降水有显著的影响,当IOD为正位相时,东非降水增加,反之减少。Latif et al.(1999)在研究1997/1998年个例时表示,IOD正位相引起印度半岛和孟加拉湾北部降水增加。IOD不仅对印度季风降水起重要的调节作用,并且在ENSO与印度季风降水的联系中也扮演着重要角色(Ashok et al., 2001)。刘宣飞等(2008)通过挑选IOD独立发生的年份和IOD、ENSO联合发生的年份分别进行合成,发现在华南西部、江淮流域及华北地区ENSO和IOD对中国夏季降水的作用是抵消的,而在东南沿海地区它们对中国夏季降水的作用是协同的。在影响东亚气候方面,闫晓勇和张铭(2004)研究显示,IOD正位相发展期间,西南季风爆发偏晚,强度偏强,我国大陆降水增多;反之,在IOD负位相时,西南季风爆发偏早,强度减弱,只是东南沿海降水丰沛,其他地区降水偏少。肖子牛等(2004)通过相关普查揭示,IOD正位相时,汛期华北及江淮流域干旱少雨,华南沿海地区多雨,云南、河套地区北部、东北北部多雨。而IOD为负位相时,南北多雨而长江流域少雨。Guan and Yamagata(2003)得到类似的结果,并揭示IOD事件至少通过如下两种方式影响夏季大气环流,进而导致我国气候异常:(1)通过在青藏高原对流层上部产生的涡源所激发的从华南向东北方向的Rossby波列传播;(2)通过引起印度、孟加拉湾附近的非绝热加热异常,在热源西侧激发Rossby波型并传播延伸至东亚。此外,肖子牛等(2004)还发现,IOD正、负位相对中国气候的影响存在关于位相符号的非对称性,正位相比负位相影响大。机制上也有所不同,正位相通过调制西南季风直接影响中国夏季降水,而负位相则通过西太平洋—日本波列(PJ波列,即从菲律宾到华南、日本海到华北、鄂霍茨克海为正负相间的波列形势)发挥影响。

在IOD影响冬季气候方面,相关研究还不多。张晓玲等(2012)的结果表明:IOD正位相对应我国西南(云南西部除外)、华南以及华北、东北地区冬季降水增多,江淮流域降水减少,负位相大体相反。相比较而言,正位相对中国冬季降水的影响比负位相更显著。但是,他们没有深入分析影响机制。考虑到IOD在冬季迅速衰亡,加上大气本身记忆有限,秋季IOD信号为什么会持续到冬季,进而影响冬季气候是一个不很清楚的问题。

分析来看,与IOD有关的海温异常在冬季的残余信号可能在IOD影响东亚冬季气候中扮演重要角色。Izumo et al.(2010)在分析IOD对ENSO事件的发生具有怎样的影响时发现,当IOD在冬季迅速崩溃时,其东极子在西太平洋存在明显的残留信号,该信号逐渐向东移动,对后期的ENSO有显著的影响。而且,不同位相、不同强度的IOD,残留的海温信号在西太向东传播时存在异常符号、大小的差异。考虑到以前的很多研究揭示出西太平洋的海温异常对东亚冬季气候存在显著影响,于是,自然的问题是:IOD是如何调制冬季西太平洋海温异常变化的?与IOD有关的东亚冬季气候异常是否可以用西太平洋相关的海温异常来解释?这些问题的回答成为本文的基本出发点。

2 资料和方法

采用的资料主要包括:(1)1900~2014年NOAA(ERSST.v4)的2.0°(纬度)×2.0°(经度)的全球月平均海温资料;(2)GPCC(全球降水气候中心)的月平均降水资料,分辨率为1.0°(纬度)×1.0°(经度),时间跨度为1901~2014年;(3)1900~2010年欧洲中期天气预报中心(ECMWF)20世纪再分析资料(ERA-20C)中的月平均高度场、风场和海平面气压场资料,分辨率为1.0°(纬度)×1.0°(经度)。

本文先从印度洋偶极子模态(IOD)着手,研究与其有关的西太平洋海温异常型及其对中国冬季气候的影响,因此需要首先定义IOD事件。这里选取Saji et al.(1999)的定义,即以(10°S~10°N,50°E~70°E)海区平均SSTA(Sea Surface Temperature Anomaly)与(10°S~0°,90°~110°E)海区平均SSTA的差作为印度洋偶极子指数(DMI)。该指数很好地表征了赤道热带印度洋异常海温的东、西差值强弱变化。因为主要关注年际尺度,故先对NOAA初始海温资料进行滤波预处理,包括去掉线性趋势和滤波,以滤掉年代际和季节内变化,提取1~9年的年际变化特征。滤波采用了EEMD(Ensemble Empirical Mode Decomposition)方法(焦彦军和胡春,2011)。EEMD简单地说就是一个自适应的滤波器,它把一个复杂的数据分解为有限个不同时间尺度的振荡分量。分析两类海温异常型对东亚气候的影响时,运用了EOF、合成、回归、t检验等统计方法。

另外,我们用大气环流模式ECHAM5,加入基于观测分析得到的、与IOD相联系的两类西太平洋海温异常型,进行了气候海温、气候海温加第一类海温异常、气候海温加第二类海温异常共3组试验,来分析不同海温型对东亚气候的影响及机制,作为对观测分析的一个验证。ECHAM5是德国马普气象研究所发展的第5代大气环流模式,它的设计和性能可参考Roeckner et al.(2003, 2006)。ECHAM5模式是在欧洲中期天气预报中心的天气预报谱模式基础上发展的,它有很多水平分辨率和垂直分辨率可供用户选择。目前可以使用水平分辨率T21、T31、T42、T63、T85、T106、T255、T319,垂直分辨率L19、L39、L60、L90等选项,模式顶层约10 hPa,本文中所选取的分辨率为T42L31。

3 观测分析结果 3.1 冬季西太平洋海温异常型

图 1显示了1900~2014年的年平均印度洋偶极子指数的年际变化特征分布。在这里选定0.75个标准差为阈值,挑选出DMI指数高于0.75个标准差和低于−0.75个标准差的年份(即东、西印度洋有较大的相反的海温信号),定义为印度洋偶极型呈现显著位相的年份。表 1即为挑选的结果。在1900~2014年里有显著正、负位相年份各25个,所占资料百分比都为21.7%,与Guo et al.(2015)的结果相似。我们同样用1个标准差为阈值来挑选IOD显著位相年份,得到的结果是类似的。为了取得更多的样本,使结果更准确,我们最后决定选用0.75个标准差为阈值。

图 1 1900~2014年DMI变化曲线(图中曲线为标准化后的DMI,实线表示以0.75个标准差为阈值) Fig. 1 Standardized time series of the Indian Ocean SST DMI (Dipolar Mode Index) from 1900 to 2014. The horizontal lines stand for the threshold value of 0.75 standard deviation

表 1 根据DMI变化曲线挑选出的IOD显著位相年份 Table 1 The selected IOD years according to the time series of DMI

为了研究在秋季IOD背景下西太平洋冬季海温异常型的特征,我们对这50年的数据进行了EOF分析。综合以前研究结果(黄荣辉和孙风英,1994翁学传等,1996金祖辉和陈隽,2002),我们选定(20°S~20°N,110°E~160°E)作为要研究的西太平洋区域。图 2为得到的4个EOF空间模态和它们对应的时间系数。EOF的第一模态(EOF1)显示为除了大约120°E以西的小块区域外,其余大部区域为一致偏暖的形态,因此可认为是区域一致型。第二模态(EOF2)显示为一个约以135°E为界的西冷东暖的东西偶极型。之后模态的方差贡献百分率比较小,本文暂不予讨论。接下来,我们重点讨论西太海温第一和第二主模态与东亚冬季气候的联系。

图 2 暖池区域(20°S~20°N, 110°E~160°E)EOF分析得到的空间型(左列,右上角数字表示每个模态的方差贡献百分率大小)和时间系数(右列,横坐标表示的是不连续的IOD位相显著年份):(a、e)第一模态;(b、f)第二模态;(c、g)第三模态;(d、h)第四模态 Fig. 2 The four leading EOF (Empirical Orthogonal Function) modes of SST anomalies (left colum) and their time coefficiences (right column) in the tropical western Pacific (20°S−20°N, 110°E−160°E): (a, c) The first EOF mode (EOF1); (b, f) the second EOF mode (EOF2); (c, g) the third EOF mode; (d, h) the fourth EOF mode. The fractional variance for each mode is indicated at the upper right of each panel. The horizontal coordinate of time series represents discontinuous IOD years

图 3给出了DMI和EOF1及EOF2时间系数的散点图,它描述了西太平洋海温异常型和IOD位相的关系。同样,我们以0.75个标准差为阈值,从两类主模态对应的时间序列中分别挑选出23个EOF1显著年份(分别为1901年、1902年、1904年、1906年、1909年、1915年、1916年、1921年、1928年、1941年、1944年、1945年、1946年、1970年、1972年、1981年、1982年、1990年、1997年、1998、2005年、2006年、2010年)和22个EOF2显著年份(分别为1901年、1920年、1928年、1933年、1941年、1943年、1944年、1945年、1954年、1963年、1964年、1967年、1971年、1972年、1982年、1987年、1990年、1992年、1996年、1997年、1998年、2012年)。从图中可以看到,这些点主要集中在第二、第四象限,说明DMI指数与两类主模态均存在反相关的关系。也就是说,当印度洋呈现正的IOD位相(西暖东冷)时,EOF1和EOF2的时间系数很大概率为负值,对应西太平洋区域倾向于出现大部偏冷的型态(EOF1)及西暖东冷的型态(EOF2)。当出现IOD负位相时,情况反之。

图 3 标准化后的DMI指数和西太平洋海温两类主模态时间系数的散点图(图上的数值表示年份):(a)EOF1;(b)EOF2 Fig. 3 Scatter plots of the standardized DMI (Dipole Mode Index) and time coefficients of the EOF modes: (a) EOF1; (b) EOF2. The number on the pictures represent years
3.2 两类西太平洋海温型与冬季气候的联系

在IOD显著位相年的秋季,IOD东部较暖的极子有利于加强赤道西太平洋以及海洋大陆区域的对流,从而有利于增强Walker环流的上升支,导致赤道印度洋西风异常以及赤道太平洋区域东风异常增强,进而使得暖水在西太平洋暖池堆积。在随后的冬季,IOD位相的突然消亡和赤道太平洋东风异常的减弱会引起东传暖的Kelvin波,驱动暖水沿着温跃层向东移动,进一步影响太平洋海温。

为了探究这两类不同的西太海温型对中国冬季气候的影响及其机制,分别对降水、水平风、海平面气压、500 hPa高度场进行回归和合成分析。在分析之前,作为对上面海温型的一个检验,图 4给出了相应的海温回归和合成图。在EOF1的回归图中(图 4a),西太平洋大部区域呈现出明显的偏暖,印度洋呈现西冷东暖型,在东太平洋区域为La Nina类似的冷海温异常。这与前面散点图显示的结果,即冬季西太平洋一致偏暖型对应IOD的负位相。EOF2对应的海温异常在暖池区域呈现出西冷东暖的分布,印度洋为一致偏冷,中东太平洋也为冷海温异常,但与EOF1回归图相比这个冷异常区域范围小(图 4b)。在合成图上可以看到与回归图一致的结果,验证了所选的EOF1和EOF2例子是合理的。

图 4 (a) EOF1、(b)EOF2时间系数回归的冬季海温异常场;EOF1(左列)、EOF2(右列)(c、d)正、(e、f)负高值年份对应的冬季海温异常场的合成。图中填色部分为通过了90%置信度的显著性检验的区域 Fig. 4 Regressions of boreal winter SST anomalies onto time coefficients of (a) EOF1 and (b) EOF2; composite SST anomalies for (c) positive significant EOF1 years, (d) positive significant EOF2 years, (e) negative significant EOF1 years, and (f) negative significant EOF2 years. The shading represents above the 90% confidence level

从降水场的回归图中可以看出(图 5a5b),这两类西太平洋海温型都对应我国东南沿海区域的降水偏少。但相比较而言,EOF1和EOF2对应的回归图有一定差别。总体上来说,EOF1正位相对应的降水异常值较强,并且整个东南地区(20°N~30°N,110°E~120°E)都呈现一致的降水偏少。对于EOF2,显著的降水减少集中在华东南部和华南东部地区,而在华南西部和南部地区,都呈现很弱的负异常。在合成图,尽管与回归图存在一定的差异,例如EOF2对应的降水异常比较强,在华南存在关于位相的不对称性,但依然可以看到回归图上体现出来的差异。在EOF1正、负位相的合成图中,我们可以看到华南、华东南部和华中南部小块区域分别为降水的负异常和正异常;在EOF2合成图中,可以看到和EOF1相似特征,但在华南南部沿海的小块区域,有一个反向变化的区域(EOF2负位相合成图中呈现了一个降水的负异常)。说明与IOD有关的西太平洋EOF1海温异常型使我国东南沿海区域的降水减少,而与IOD有关的西太平洋EOF2海温异常型使我国东南沿海区域的降水呈现南旱北涝(即东南沿海区域南部降水减少,北部降水增多)的型态。这与彭京备(2012)的结果有一些相似,他们认为当冬季东印度洋海温偏高时,江南—华南的冬季降水偏多;而当冬季东印度洋海温偏低时,江南—华南的冬季降水偏少。

图 5 (a) EOF1、(b)EOF2时间系数回归的冬季降水异常场(单位:mm/d);EOF1(左列)、EOF2(右列)(c、d)正、(e、f)负高值年份对应的冬季降水异常场的合成。图中阴影部分为通过了90%置信度的显著性检验的区域 Fig. 5 Regressions of boreal winter precipitation anomalies (mm/d) onto time coefficients of (a) EOF1 and (b) EOF2; composite precipitation anomalies for the (c) positive significant EOF1 years, (d) positive significant EOF2 years, (e) negative significant EOF1 years, and (f) negative significant EOF2 years. The shading represents significance above the 90% confidence level
3.3 不同西太平洋海温型对应的大气环流

下面分析环流场的变化,以了解影响机制。图 6显示的是850 hPa的风异常和SLP(Sea Level Pressure)的回归(6a6b)和合成(6c6d6e6f)。可以看到,EOF1时间系数为正的年份,在西太平洋西边界沿着我国大陆东部的海岸线有一个很强的气旋,它有两个中心,一个在菲律宾附近(10°N,120°E),另一个在(30°N,160°E),中国大陆被异常高压控制。在这样的环流场配置下,有明显的东北风沿着大陆边缘吹向低纬度,使我国东南区域为辐散气流控制,降水偏少。而在EOF1时间系数为负的年份,原来位于菲律宾附近的气旋被一个反气旋所取代,其位置比正位相年更偏北偏东。中国大陆东南部地区被异常低压控制,使得水汽易于从低纬度汇聚到东南沿海地区,可以解释EOF1负位相年我国东南区域降水偏多的型态。EOF1回归图与合成图结果一致。

图 6 (a) EOF1、(b)EOF2时间系数回归的冬季SLP异常场(填色,单位:hPa)和850 hPa风异常场(矢量);EOF1(左列)、EOF2(右列)(c、d)正、(e、f)负高值年份对应的冬季SLP异常场(填色,单位:hPa)和850 hPa风异常场(矢量)的合成。图中阴影部分为通过了90%置信度的显著性检验的区域 Fig. 6 Regressions of boreal winter SLP (Sea Level Pressure) anomalies (colored, units: mm/d) and 850-hPa wind anomalies (vecter) onto time series of (a) EOF1 and (b) EOF2; composite SLP anomalies (colored, units: mm/d) and 850-hPa wind anomalies anomalies (vecter) for the (c) positive significant EOF1 years, (d) positive significant EOF2 years, (e) negative significant EOF1 years, and (f) negative significant EOF2 years. The shading represents significance above the 90% confidence level

对于EOF2模态,回归结果与EOF1相似,但异常值的强度更弱。与降水场类似,EOF2的合成场与回归分析的结果有所不同,说明EOF2的正负位相对于东亚冬季气候存在不对称的联系。对于EOF2正位相年的合成图(6d),与6c的型态是相似的,只是在图 6c中出现在菲律宾附近的气旋此时的位置更加偏北偏东,中心大约在(20°N,130°E),这种配置也可以解释为什么EOF2对应的降水型在东南地区的东部更强,西部比较弱。图 6e中在120°E~150°E范围内的副热带地区为一个较强的反气旋,在同样的区域内较低纬度有一个东北西南向的反气旋。在这种配置下,有很强的东南风吹向华东地区和内陆,造成了华东南部地区和华中南部地区降水增多。与之比较华南南部地区在异常高压的控制下,水汽也较少,可能出现降水减少的情况。总之,环流场这样的配置与我们得到的降水结果存在很好的对应。

很多学者在研究IOD对东亚气候影响的机制时,提到PJ波列和南支槽等的作用(肖子牛等,2004),我们接下来分析一下500 hPa高度场。图 7是500 hPa高度场回归和合成结果。EOF1的回归图显示,从鄂霍次克海到北太平洋为一个高压异常,在我国东北、朝鲜半岛到日本海为低压异常,华南为高压异常控制,对应PJ波列。热带的负高度场异常将使得副热带高压弱,不利于水汽向北输送。在高原南侧,有弱的正异常,不利于南支槽活动,可以在一定程度上解释华南到长江中下游流域大范围的降水偏少。在EOF1时间系数大值与小值年份合成图上,尽管二者不完全对称,但能大概看出与回归图类似的特征。

图 7 (a) EOF1、(b)EOF2时间系数回归的冬季500 hPa高度场异常场(单位:gpm);EOF1(左列)、EOF2(右列)(c、d)正、(e、f)负高值年份对应的冬季500 hPa高度场的合成。图中阴影部分为通过了90%置信度的显著性检验的区域 Fig. 7 Regressions of boreal winter 500-hPa geopotential height anomalies (gpm) onto time coefficients of (a) EOF1 and (b) EOF2; composite 500-hPa geopotential height anomalies for the (c) positive significant EOF1 years, (d) positive significant EOF2 years, (e) negative significant EOF1 years, and (f) negative significant EOF2 years. The shading represents significance above the 90% confidence level

在EOF2的回归图(图 7b)中,可以看到亚洲中高纬地区附近被一个强度、范围很大的异常高压控制,而在35°N以南的热带到副热带地区,包括高原南部、北印度洋、中南半岛和西太平洋,为负的高度场异常(低压异常)。不利于副热带高压活动和水汽输送,因此不利于降水发生。高原南部负的高度场异常有利于南支槽发展加深,有利于孟加拉湾的水汽输送,这可能是相比EOF1,所对应南方降水减少区域范围偏少而长江中下游存在降水增多的原因。EOF2时间系数正的大值年份合成,与回归图的结果相似,也是高度场呈现北高南低的一个南北向形势。EOF2负的大值年份里,中高纬度60°N附近中国大陆东边有一个异常低压,有利于冷空气向南输送;中低纬度30°N附近有一个异常高压使暖湿水汽输送到中国大陆,可能使得大陆华东、华中地区降水增加,而华南南部地区在异常高压控制下降水减少。

综合上面分析,在IOD发生的背景下,存在两类主要的西太平洋海温异常型,它们分别对应着不同的中国冬季气候和大气环流异常。因为观测分析得到的相关本质上只能反映出二者之间的关联,不能揭示因果及影响机制。接下来我们运用大气环流模式(ECHAM5),检验EOF1和EOF2对应的海温异常是否能强迫出上述统计分析中得到的大气环流异常。

4 大气环流模式结果

首先,运行一组参照试验,用具有季节变化的气候态月平均海温强迫模式,积分30年(1984~2014年)。两组敏感试验,分别在12月、1月、2月气候海温的基础上叠加EOF1和EOF2对应的暖池区域(20°S~20°N,110°E~160°E)的海温强迫,其余与参照试验相同。以上每组试验均从两个不同初始场开始积分,以减小模式结果对初始场的依赖,每组试验有60年的数据,相当于60个样本。所加的海温强迫场即为图 8a8b中所示,即为与IOD相联系的两个西太平洋海温异常型。考虑到模式模拟的大气响应一般偏弱,为了得到更显著的结果,这里模式试验中所加的海温异常是回归图中数值的两倍。

图 8 模式里叠加的(a)EOF1、(b)EOF2对应的暖池区域的海温强迫场。模式得到的敏感试验结果(敏感试验与控制试验的差值)中(c、d)降水场(mm/d)、(e、f)10 m风速场(矢量,单位:m/s)和SLP场(填色,单位:hPa):(c、e)叠加EOF1海温强迫场;(d、f)叠加EOF2海温强迫场 Fig. 8 Forcing SST of warm pool area that relates (a) EOF1 and (b) EOF2 that added to the model separately. The results of sensitivity experiments (the differences between the sensitivity experiments and control experiments) of (c, d) precipitation (mm/d), (e, f) 10-m height wind field (vectors, units: m/s) and SLP field (colored, units: hPa): (c, e) The forcing SST of EOF1 added to the model; (e, f) the forcing SST of EOF2 added to the model

图 8c8d为模式所得的降水场响应结果。对应正EOF1型的海温异常,我国降水的东南区域呈现大范围的负异常,说明当西太平洋出现一个一致偏暖的海温异常型时,我国冬季东南大部地区降水偏少;当在西太暖池区域加一个西冷东暖的海温异常时,我国的东南地区南部(华南南部地区)降水减少,而在我国东南地区北部(华南北部地区、华东地区和华中地区)降水增多。这些结果与观测资料中回归分析和合成分析的结果有很好的一致性。进一步地,对应EOF1正位相的海温异常强迫(图 8e),在菲律宾附近显示有一个异常气旋,中国大陆东南部在偏北风控制下为辐散,不利于降水发生,这与观测的结果也是相似的。对EOF2而言(图 8f),尽管华南沿海的异常偏北风比观测回归图弱,但在菲律宾海更偏东的位置也是一个气旋。对比对两类模态的海温异常响应,EOF2引起的菲律宾海气旋明显偏东,与观测回归结果看到的差异有很好的一致。总的来说,模式结果能验证以上观测分析得到的结论。

在前文中我们挑选出了IOD显著位相年份共50年(表 1),现在把这些IOD显著位相年份,根据标准化后的Nino3.4指数,再分为两类:一类是IOD独立发生的年份(Nino3.4指数的绝对值低于0.5个标准差),另一类是IOD和ENSO联合发生的年份(Nino3.4指数的绝对值高于0.5个标准差),分别作这两类IOD情况下中国冬季降水距平的合成。从图 9可以看出,IOD独立发生年和IOD、ENSO联合发生年中国冬季降水的分布型大体一致。特别是在负的IOD事件中,单独的IOD与IOD−ENSO同时发生时对应的降水异常分布在我国东南部很相似(图 9b9d)。在正IOD事件中,虽然单独的IOD和IOD−ENSO同时发生的年份对应的我国东南部降水都整体偏多,但降水异常的大值中心稍有不同。综上所述,纯的IOD事件与我国降水异常的联系与考虑IOD−ENSO同时发生情况下的差别不大,在去掉ENSO信号后,单独的IOD也可能对中国冬季降水产生与前文讨论中类似的作用。值得说明的是,以上只是从简单的合成分析讨论了有无ENSO发生时,IOD与我国冬季降水的联系。虽然降水异常的整体分布大体一致,但在正位相IOD发生时,没有ENSO和伴随ENSO的两类情况下对应的某些局地范围降水异常还是存在显著的差异。今后我们的工作需要继续针对该问题,利用统计及数值模式等方法进一步探讨单独的IOD以及IOD− ENSO的联合作用对我国冬季降水的影响。

图 9 (a、b)IOD独立发生年中国冬季降水(mm/d)距平合成和(c、d)IOD与ENSO联合发生年中国冬季降水距平合成:(a、c)IOD正位相年;(b、d)IOD负位相年。图中阴影部分为通过了90%置信度的显著性检验的区域 Fig. 9 Composite precipitation anomalies (mm/d) for (a, b) independent IOD years and (c, d) the joint occurrence years of ENSO and IOD: (a, c) IOD positive phase years; (b, d) IOD negative phase years. The shading represents significance above the 90% confidence level
5 结论与讨论

本文利用观测分析,结合ECHAM5大气环流模式试验,研究了与秋季印度洋海温偶极子模态(IOD)相联系的冬季热带西太平洋海温异常型及其对东亚冬季气候的影响,得到以下几点结论:

(1) 在秋季有IOD发生的背景下,冬季西太平洋区域存在两种主要的海温异常的变化型:一类是一致偏暖/冷型,另一类是西冷东暖/西暖东冷型。这两种SST型与印度洋偶极型模态(IOD)关系密切,当IOD为正位相时,冬季西太倾向出现一致偏冷的模态或西暖东冷的模态;当IOD为负位相时,倾向于出现一致偏暖的模态或西冷东暖的模态。

(2) 两类海温变化型对中国冬季气候有不同的影响。一致偏暖型出现时,我国南方(包括长江中下游地区和东南沿海地区)降水减少;西冷东暖型出现时,东南沿海地区降水减少,但长江中下游地区降水增多。

(3) IOD影响东亚冬季气候主要是这样一个机制:秋季IOD达到盛期,而在冬季迅速消亡,其残留SSTA东传,东传过程中存在位相、速度差异引起西太不同的SST变化型。SST异常强迫向热带外传播的大气环流响应,进而影响到中国冬季气候的变化。也就是说,IOD调制了随后冬季西太SSTA,进而影响东亚冬季气候。

本文结果强调热带西太平洋在联系秋季IOD与冬季东亚异常气候之间起了重要的桥梁作用,可以简单总结成一句话:热带西太平洋是联系IOD与东亚冬季气候的海洋桥。彭京备(2012)研究了东印度洋海温对冬季江南—华南降水的影响,结果显示:当冬季东印度洋海温偏高时,江南—华南的冬季降水偏多;而当冬季东印度洋海温偏低时,江南—华南的冬季降水偏少。因为冬季东印度洋海温偏高大致对应IOD负位相的东极子,现在的结果与他们的是一致的,说明这里的西太平洋海洋桥机制是可能的。本文结果为利用IOD预测冬季东亚气候提供了新认知。

值得指出的是,尽管印度洋区域自身的海气相互作用能够产生IOD(Saji et al., 1999Webster et al., 1999),但是在更多的情况下,IOD与ENSO密切相关,约有70%~80%的IOD伴随着ENSO事件的发生而发生。有人把IOD分成两类:不伴随ENSO发生的IOD即纯IOD,和伴随ENSO的IOD即E-IOD。只有基于纯IOD事件分析得到的结果才能真正代表IOD的影响(刘宣飞等,2008)。本文没有对IOD进行分类,结果可能夸大了IOD的影响。为此,我们进行一个简单分类,发现IOD独立发生年和伴有ENSO的IOD发生年中国冬季降水分布基本一致(图 9),尽管在IOD正位相的情况下二者有一定差别(图 9a9c)。这说明本文得到的结论可适用于单独IOD发生年。

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