1 引言
西南区域夏季（6 -8月）占全年总降水量的50%以上, 汛期（5 -9月）总降水量的70%左右。加之西南区域的地形十分复杂, 中小河流较多, 夏季降水的异常通常会导致区域内洪涝、 干旱等气象灾害和滑坡、 山洪、 泥石流等次生灾害的发生, 对经济发展和民生安全有着十分重大的影响。多年来, 许多气象研究者从海温、 积雪、 植被、 OLR场等外强迫及环流因子角度出发对西南夏季降水异常进行研究（华维等, 2008; 陈权亮等, 2010; 周浩等, 2010）, 同时也对其水汽来源进行了探讨（蒋兴文等, 2007）。研究表明, 西南地区降水有明显的区域差异（李永华等, 2010; 刘晓冉等, 2007）, 同时受西南季风、 东亚季风和高原季风等多季风系统（Cao et al, 2012; 庞轶舒等, 2017; 白莹莹等, 2014）共同影响。由于影响系统众多, 西南夏季降水异常变化十分复杂, 因此其分析和预测一直是国内气象研究中的重点和难点。
ENSO事件是热带太平洋地区海气系统年际气候变率的最强信号, 对区域气候及全球气候异常有超强的影响(朱益民等, 2007), 是目前全球短期气候预测中的重要信号。在过去的几十年, 气象学者就ENSO事件对东亚大气环流和中国区域降水的影响做了大量研究。研究表明, 赤道中东太平洋海温的异常能够影响南方涛动和Walker环流的变化, 从而影响到东亚夏季风环流的变化(张光智等, 1996)。我国夏季雨带的位置与ENSO事件发生有较好的关系, 在El Niño当年我国夏季主要雨带偏南, 在La Niño当年我国夏季主要雨带偏北（赵振国, 1999）。ENSO事件是影响江淮入梅早晚的前兆信号（汪靖等, 2008）, 对东亚春季经向雨带和梅雨雨带的年际降水有重要影响(符淙斌等, 1988)。李永华等(2012)研究表明, 赤道中东太平洋与西南地区夏季降水存在一定关系, 当前期赤道东太平洋海表温度偏高时西南地区东部夏季降水偏多的可能性大。El Niño衰落的夏季, 我国的西南气流偏强, 长江上游降水较多(陈文, 2002)。另外, 程炳岩等（2010）研究指出, Niño3区SST与川渝地区降水存在较好的相关关系, 在1960 -1986年呈正相关关系, 1987 -2006年为负相关关系。这些工作给西南夏季降水预测提供了参考, 但因为研究区域未囊括整个西南地区, 无法全面的服务于实际业务。
此外, 由于ENSO具有很强的季节演变特征。尽管成熟期一般发生在北半球冬季, Niño3.4区海温冷暖异常峰值则通常出现在每年年末（Rasmusson et al, 1982; Wang et al, 2000）, 但并非所有ENSO事件中春、 夏季海温状态都相同, 部分El Niño事件次年春季海温保持偏高, 而一些年份转为偏低。这种前期海温状态的不确定性, 也给气候预测带来一定困难。研究表明ENSO事件的不同阶段对东亚季风、 大气环流和降水的影响不同(黄荣辉等, 1990a, 1999; Zhang et al, 1996; 励申申等, 2000)。
对于西南地区, 尚未有研究讨论过ENSO事件的不同季节演变背景下, 夏季降水异常的特征及其相互关系。因此, 本文在前人的研究基础上重点讨论赤道中东太平洋海温演变, 尤其是不同类型的衰减事件对西南夏季降水的影响, 以在日后西南夏季降水研究和预测中提供一些新思路和新依据。
2 资料选取与方法介绍
文中主要采用美国气候预测中心（CPC）1948 -2018年逐月NINO3.4指数; 1981 -2017年西南地区120站逐月夏季降水观测资料[图1, 此图及文中所涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2019）1823号的中国地图制作的标准地图制作, 底图无修改]; 1980 -2017年美国NCEP/NCAR再分析资料逐月高度、 水平风速、 垂直速度、 湿度场（水平分辨率为2.5°×2.5°; 垂直分辨率: 高度为17层, 水平风速、 垂直速度为12层, 比湿为8层）; 1980 -2017年美国国家海洋和大气管理局（NOAA）ERSSTv5.0的海温资料（水平分辨率为2.0°×2.0°）和对外长波辐射（OLR）资料（水平分辨率为2.5°×2.5°）; 1980 -2017年国家气候中心142项环流指数中的西太平洋副热带高压(简称西太副高)面积、 强度、 脊线和西伸脊点指数, 其中西太副高面积指数定义为500 hPa高度场中10°N -60°N、 110°E -180°区域内≥5880 gpm区域的球面面积; 强度指数定义为500 hPa高度场中10°N -60°N、 110°E -180°范围≥5880 gpm的区域内, 格点位势高度与5870 gpm之差乘以格点面积的累积值; 脊线位置指数定义为500 hPa高度场中10°N -60°N、 110°E -150°E区域内, 逐条经线上副高中心（即纬向风u=0 m·s-1、 且 >0）位置所在纬度的平均值; 西伸脊点指数定义为500 hPa高度场中10°N -60°N、 90°E -180°区域内, 5880 gpm等值线最西端位置所在经度。在研究过程中, 本文主要利用一元线性回归、 聚类分析、 相关分析、 合成分析和EOF分析等方法进行分析研究。
3 ENSO事件演变特征与西南夏季降水的关系
西南夏季降水距平EOF前4个模态所占方差贡献率接近50%, 表现出西南夏季降水异常变化的主要特征（图略）。经过诊断分析发现, 海温的异常变化对前4个模态均有影响, 但赤道中东太平洋海温与第二模态的相关关系最为密切, 并且这种关系随着时间的推进发生演变(图2)。从9月至次年5月, 赤道太平洋海温呈现出典型的El Niño事件分布, 西太平洋为负相关, 中东太平洋为正相关区域。随着时间的推进, 赤道中东太平洋的显著正相关区域逐渐扩大, 至12月达到峰值, 后逐渐减小。到5月, 赤道中东太平洋的正相关区域较秋冬季有大幅减小, 且没有区域通过显著性检验。进入夏季, 赤道中东太平洋正相关区域缩小, 逐渐被负相关区域取代。这种统计结果意味着, 一次ENSO事件的演变循环与西南夏季降水异常分布有密切联系。当前期秋季El Niño事件逐渐发展, 至冬季达到峰值后次年逐渐衰减, 至夏季转为中性状态或向冷事件发展时, 有利于西南夏季降水呈现第二模态正位相。该模态的方差贡献为12.4%, 降水分布呈典型的“南北反向”分布, 即川渝大部和西藏北部降水偏多（少）, 云贵和西藏西南降水偏少（多）[图3(a)]。从逐月海温相关场(图2)中可以看出, 前期冬、 春季海温对西南夏季降水异常的影响是同向的, 这与单独利用前期冬、 春季海温与西南夏季降水做统计相关分析的结果一致(图略)。
图2 1981 -2017年西南夏季降水第二模态PC系数与前一年9月至同年8月SST的相关场分布实线表示正相关, 虚线表示负相关, 加粗实线为0线, 阴影区域表示相关系数通过90%的显著性检验 Fig.2 The correlation coefficient fields between the second principle component (PC) of summer precipitation in the Southwest China and SST from pre-September to August during the period from 1981 to 2017.The solid and dotted line is for positive and negative correlation, respectively.The thick solid line is for zero and the shaded area is for correlation coefficient passing the 90% significant test |
为进一步验证上述结果中ENSO事件演变与西南夏季降水的变化关系, 根据国家气候中心（NCC）发布的ENSO事件统计表(http: //cmdp.ncc-cma.net/download/Monitoring/Sea/ENSO_Characteristic_Table.pdf), 结合美国气候预测中心（CPC）的El Niño/La Niño历史事件表, 挑选出峰值在冬季的El Niño衰减相似年和La Niño 衰减相似年, 进行西南夏季降水的差值合成分析。20世纪70年代末, 海气出现重大调整, 因此挑选的相似年为1979年之后的年份, 其中El Niño衰减年为1980, 1983, 1988, 1992, 1995, 1998, 2003, 2005, 2007, 2010和2016年, La Niño衰减年为1984, 1985, 1989, 1996, 2001, 2006, 2008, 2009, 2011, 2012和2017年。分析结果表明, 当处于El Niño衰减年时, 西南降水总体呈“北多南少”分布形式, 降水偏多区主要集中川渝大部、 贵州西、 北部和西藏大部, 而西藏南部边缘和云贵大部降水偏少。除西藏西南部之外, 这与西南夏季降水第二模态的分布较为一致[图4(a)]。而当处于La Niño衰减年时, 西南降水以偏少为主, 西藏中西部, 四川盆地西南部、 川西高原局部, 云南西部降水偏多[图4(b)], 这种分布形式虽然体现了第二模态在La Niño衰减年时, 西南北部降水偏少, 西藏西部降水偏多的特征, 但未体现西南南部降水偏多的分布特征。根据两者的差值T检验结果[图4(c)]可以发现, 通过显著性检验的区域主要分布在川渝大部, 而其他显著区域则零散的分布在贵州南部、 云南西部和西藏南部边缘、 东部和北部部分地区。
图4 El Niño衰减年(a)和La Niño衰减年(b)的西南夏季降水距平百分率合成值, 以及它们的差值T检验结果(c, 灰色区域为通过80%显著性检验)Fig.4 The summer precipitation anomaly of the Southwest China in the El Niño decay year (a), La Niño decay year (b) and their difference values with T test results (c, gray area represents passing 90% significance test) |
由此可见, 赤道中东太平洋海温的变化, ENSO事件的衰减, 虽然对西南降水分布有影响, 但El Niño衰减事件和La Niño衰减事件对西南大部, 尤其是云贵地区的降水的影响并不是完全反向的。对整个西南地区而言, ENSO衰减事件影响比较显著的区域主要集中在川渝大部地区。
然而, 由于每一个ENSO事件的变化特征并不完全一致, 为了深入探究ENSO衰减年对西南夏季降水的影响, 本文将El Niño/La Niño衰减年进一步细分为冬季结束、 春季结束、 夏季结束三种类型(表1)。
表1 El Niño/La Niño衰减年在不同季节结束的年份统计Table 1 Statistical of El Niño/La Niño decay years with different end time |
| 冬季结束 | 春季结束 | 夏季结束 | |
|---|---|---|---|
| El Niño衰减次年 | 1980, 1988, 2003, 2005, 2007 | 1992, 1995, 1998, 2010, 2016 | 1983 |
| La Niño衰减次年 | 1984, 2001, 2017 | 1996, 2006, 2008, 2009, 2011, 2012 | 1985, 1989 |
从图5中可以看出, 当El Niño事件在前期冬季达到峰值后很快结束, 西南的降水大致分布满足“北多南少”的分布型, 四川大部、 重庆、 西藏大部、 云贵局部降水偏多, 云贵大部和四川攀西、 西藏西部和南部边缘降水偏少。当La Niño事件在前期冬季达到峰值后很快结束, 四川盆地东部、 川西高原、 攀西地区, 西藏东部偏少, 其余地区降水偏多。两者通过差值显著检验的区域主要分布在四川攀西地区、 盆地大部和川西高原局部, 云南中西部, 西藏西部。其中西南地区北部的显著区域中仅四川盆地西北部为负值, 说明在ENSO事件在冬季结束时, 四川盆地夏季降水呈东西反向分布特征, El Niño衰减时西旱东涝, La Niño衰减年时西涝东旱。当前期El Niño事件在前冬达到峰值后, 逐步衰减, 春季结束时, 西南地区的降水呈典型的“北多南少”分布, 其中降水偏多的区域位于四川大部、 重庆、 贵州大部、 云南西北部和西藏南部、 东部。当La Niño事件在前期冬季达到峰值, 春季结束时, 西南降水整体偏少, 偏多区仅位于西藏西北部和川西高原局部。与冬季结束的ENSO事件相比, 春季结束时, 西南降水差值显著区域在川、 藏、 渝、 黔地区明显扩大, 其中除西藏西北部外, 其余显著区均为正值。而云南地区的显著区域明显缩小, 仅其西北、 东北两个地区通过90%的T检验。当El Niño在次年夏季结束时, 西南降水偏多区主要位于四川盆地大部、 川西高原北部、 贵州大部和云南中部、 西部边缘, 而西藏大部和云南大部地区降少。当La Niño次年夏季结束时, 西南大部降水偏少, 其中四川盆地西南部、 南部, 川西高原西北部, 西藏东部、 北部, 重庆北部、 云南西北部降水偏多。与春季结束相比, 夏季结束的ENSO事件通过90% T检验的区域进一步扩大, 分布于川、 渝、 黔大部和西藏中西部、 云南局部。但降水分布则不满足“北多南少”型。可见, 不同ENSO事件演变背景下, 西南夏季降水异常趋势分布十分复杂。图3中的EOF第二模态也主要展现的了冬、 春季结束的El Niño事件对西南夏季降水的影响。另外, 随着季节推进, 显著区域的逐步扩大, 说明赤道中东太平洋海温对西南夏季降水的影响不仅仅停留在发展鼎盛的冬季, 海温的持续异常深刻影响着降水的异常。需要注意的是, 由于1979年后, 夏季结束的El Niño和La Niño事件均较少。因此尽管严格进行差值T检验, 但全区大部通过显著性检验可能与样本量较少有关系。然而夏季结束的ENSO事件较少是客观事实, 因此这个结果也具有一定的参考价值。
图5 峰值在前冬的El Niño和La Niño衰减年的西南夏季降水距平百分率合成值及其差值T检验(ENSO事件在冬季, 春季和夏季结束）图g, h, i中的蓝（橘）色阴影区为差值通过90%显著性检验的正（负）值区域, 黑色实线为正值, 虚线为负值, 红色实线为零线 Fig.5 The summer precipitation anomaly percentage of the Southwest China in El Niño, La Niño decay year and their difference values with T test results (ENSO peaks in winter and ends in winter, spring, summer）.The blue (orange) shaded area in Fig g, h, i represents the positive (negative) difference value passing 90% significance test, the black solid (dotted) line is fore positive (negative) value and the red line is for zero |
4 ENSO事件演变对西南夏季降水的影响机制
为进一步分析ENSO事件演变对西南夏季降水的影响机制, 对冬、 春、 夏季结束的El Niño衰减年和La Niño衰减年环流背景, 包括500 hPa高度场、 水汽通量场、 OLR场进行分析。
从图6中可以看出, 当处于El Niño事件衰减年时, 中低纬西太平洋地区高度场均为正异常, 西太副高偏强、 偏大、 偏西、 偏南。但在不同的结束时间, 其他区域的异常高度场有所不同。当在冬季结束时, 欧亚中高纬地区乌阻偏弱, 贝加尔湖地区高度正异常, 鄂阻偏强, 我国西北地区受高度负异常控制, 中低纬印度半岛西侧为负异常高度场控制。在春季结束时, 欧亚高纬地区呈北极涛动正位相分布, 中高纬地区整体为正高度异常, 异常中心分别位于里海和鄂海附近, 乌阻和鄂阻均偏强, 贝加尔湖低压偏弱。与此同时, 中低纬皆受正高度异常场控制。在夏季结束时, 欧亚中高纬乌阻位置偏东、 强度略偏强, 贝湖低压偏强, 鄂阻偏弱, 我国北方大部受负高度异常场控制, 中低纬地区皆受正异常高度控制。而当处于La Niño年时, 中低纬地区高度场则以异常偏低为主, 西太平洋副热带高压偏弱偏小。其余地区的环流场则与事件结束季节有关。当在冬季结束时, 欧亚中高纬自西向东呈“-+-”分布, 乌阻和鄂阻减弱, 贝加尔湖区为正异常场, 东亚沿岸呈EPA（东亚-太平洋）遥相关型反位相分布, 西太平洋副热带高压偏弱偏小, 位置略偏西北。在春季结束时, 欧亚中高纬地区整体呈“+-+”分布, 乌阻和鄂阻偏强, 贝湖低压略偏强, 中低纬西太副高偏小、 偏弱, 位置略偏东、 偏北, 赤道区域除140°E -160°E为正异常为其余地区均负异常。在夏季结束时, 欧亚中高纬呈“-+-”环流分布型, 鄂阻、 乌阻偏强, 贝加尔湖低压加强, 而中低纬大范围地区均为负异常分布, 西太副高偏小、 偏弱、 偏东、 偏北。随着El Niño结束时间的推进, 西太副高朝着越强、 越大, 位置越偏西和南的方向发展。而随着La Niño结束时间的推进, 西太平洋副热带高压则总体朝着偏弱、 偏小、 偏东、 偏北的方向发展。
图6 峰值在前冬的El Niño衰减年和La Niño衰减年分别在冬、 春和夏季结束的夏季500 hPa气候平均和副高5880 gpm等值线的合成图(a~f)中阴影为负值, 红线和蓝线分别为常年和挑选年的5880 gpm等值线 Fig.6 Summer geopotential height anomaly field over 500 hPa and the 5880 gpm line for WPSH in El Niño and La Niño decay year, ends in winter, spring, summer.The shaded area is for negative value, red and blue line are 5880 gpm lines in perennial and selected years, respectively |
结合水汽和OLR的异常分布场可以发现, 当El Niño在冬季结束时, 副热带西太平洋地区的水汽呈反气旋异常, 异常增强西南风沿着副高外侧将南海的水汽向西南地区的北部输送, 同时与来自西藏北侧冷空气相遇, 使该地水汽辐合增强, 对流活动发展旺盛, 降水偏多。而西南南部的大部分受偏西副高的控制, 孟湾处于高度正异常区, 为偏东气流控制, 水汽未向西南地区输送, 使西南南部地区处于水汽辐散区, 对流活动减弱, 降水偏少[图7(a), 8(a)]。当春季结束时, 西太平洋反气旋环流控制范围进一步扩大西伸, 处于其西北侧的川渝地区, 受增强的西南气流影响, 水汽辐合增强。而西南南部大范围地区受孟加拉湾北部气旋性环流北侧的偏西气流和西太平洋反气旋南侧东风异常气流综合控制, 处于水汽辐散加强区, 对流活动减弱, 降水减少[图7(b), 8(b)]。当夏季结束时, 西太平洋的反气旋环流呈自东向西带状的分布, 范围较春季结束时进一步加大, 位置偏西, 川渝地区水汽输送增强, 水汽辐合增强, 对流活动加强, 降水偏多。而西南南部受副热带高压阻隔, 水汽输送受到抑制, 水汽辐散加强, 对流减弱, 降水偏少[图7(c), 8(c)]。
图7 峰值在前冬的El Niño衰减年和La Niño衰减年（次年）分别在冬、 春和夏季结束的夏季整层水汽通量(矢量, 单位: g·m-1·s-1)和水汽通量散度(阴影, 单位: g·s-1)距平合成Fig.7 Summer anomaly field of the whole layer water vapor flux(arrow, unit: g·m-1·s-1) and its divergence (the shade, unit: g·s-1) in El Niño and La Niño decay year, which peaks in winter and ends in winter, spring, summer |
当La Niño在冬季结束时, 副热带西太平洋为气旋环流, 环流中心位于我国南海地区。西南的南部地区则受该系统北侧的偏东气流影响, 获得来自西太平洋的水汽, 同时孟加拉湾高度场偏低, 为气旋环流控制, 其东侧的偏南风将孟湾水汽向西南南部输送, 使该地对流活动加强, 降水偏多。但由于环流系统总体偏南, 上述两股水汽无法输送至西南的北部地区, 该区域受偏北气流控制, 水汽辐散, 对流活动减弱, 降水偏少[图7(d), 8(d)]; 当在春季结束时, 中低纬我国南方大部地区为气旋式环流分布, 孟加拉湾受反气旋环流控制, 虽有印度半岛西侧的部分水汽沿孟湾北侧的西风气流影响西南南部地区, 但西南大部处于偏北气流控制, 对流减弱, 降水减少[图7(e), 8(e)]。当在夏季结束时, 副热带西太平洋为气旋式环流, 其中心东退至130°E以东。西南大部地区处于该系统西北侧, 受偏北气流影响, 水汽辐散, 对流受到抑制, 降水偏少[图7(f), 8(f)]。
总体来看, 当处于El Niño衰减次年, 副高系统发展强盛, 随着其结束时间的延迟, 偏强的副高范围不断西伸南压, 不仅直接调控西太平洋和南海水汽的输送, 同时也影响着孟加拉湾水汽向北输送, 从而影响西南夏季降水的异常分布格局。而处于La Niño衰减次年时, 副高系统偏弱偏小, 随着其结束时间的延迟, 副高偏弱的程度加深, 西太平洋水汽的输送无法输送至更北的地区, 孟湾水汽受西太副高影响较小, 可输送至西南南部地区。
5 ENSO事件演变对西南夏季降水关键环流系统的可能影响
由上可知, ENSO事件演变对西南夏季降水的影响主要是通过环流系统来实现, 其中西太副高的作用最为关键。为了研究ENSO事件演变, 尤其是春、 夏持续事件对西太副高的影响, 本文对春、 夏结束的El Niño/La Niño年的西太副高指数以及菲律宾附近的对流活动区进行合成。
由图10(a)可以看出, 当El Niño衰减时, 菲律宾附近的对流活动从10月起至次年夏季受到持续的抑制, 这种抑制作用在2 -3月时最强, 滞后于ENSO事件峰值2个月左右（图9）, 从4月开始对流抑制作用逐渐开始减弱, 到6月对流抑制作用主要发生在10°N -20°N。在这种持续的对流抑制作用下, 西太副高持续偏强偏大, 峰值出现在3月份; 脊线位置以偏南为主, 部分月份接近常年, 2月、 5 -7月异常偏南, 8月突变为正常略偏北; 西伸脊点则没有持续性的特征, 前期秋季振荡, 冬春季偏东, 5月开始复而偏西（图11）。而当La Niño衰减时, 菲律宾附近的对流活动自9月起至次年5月持续偏强, 峰值期出现在2月, 在季风爆发后的5月, 赤道附近的对流活动开始受到抑制[图10(b)]。在对流活动持续强盛的情况下, 西太副高在11月由强转弱, 并持续偏弱偏小至次年8月, 偏弱程度在3月达到峰值; 脊线位置以偏北为主, 其中前期秋季南北振荡, 冬季偏北, 4月略偏南, 5 -8月偏北, 5月偏北程度最大; 西伸脊点主要以偏东为主, 其中12、 1、 3、 4月偏西（图11）。由上述分析可以看出, 赤道中东太平洋海温异常特征的维持, 会对菲律宾对流活动产生持续的影响, 通过对菲律宾对流活动的调制, 进而影响副高变化, 其中对副高的强度和面积的影响最为明显。菲律宾海对流活动先于西太副高响应海温的变化, 其变化滞后海温2个月左右, 而西太副高为3个月左右。另外, 与La Niño次年相比, El Niño次年海温对副热带高压的影响更强, 这可能是所选的特征年中El Niño峰值海温偏高2个标准差, 而在La Niño年峰值海温仅偏低1~1.5个标准差（图9）。
图10 峰值在前冬在春季和夏季结束的El Niño衰减年和La Niño衰减年的前一年9月到当年8月的500 hPa ω距平在110°E -130°E经向剖面合成Fig.10 Anomaly fields of ω over 500 hPa in the region 110°E -130°E from pre-September to August in the El Niño and La Niño decay year, which peaks in winter and ends in spring and summer |
图8 峰值在前冬的El Niño衰减年和La Niño衰减年（次年）分别在冬、 春和夏季结束的OLR距平合成Fig.8 Summer anomaly field of outgoing long-wave radiation in El Niño and La Niño decay year, which peaks in winter and ends in winter, spring, summer |
图9 峰值在前冬在春季和夏季结束的El Niño衰减年和La Niño衰减年的前一年9月到当年8月的Niño3.4指数合成图Fig.9 Anomaly of Niño 3.4 from pre-September to August in El Niño and La Niño decay year, which peaks in winter and ends in spring and summer |
从表2可以看出, 自前一年9月到同年5月, 各月Niño3.4区海温对夏季副高的位置影响不明显, 与西伸脊点的相关系数均未通过显著性检验, 与脊线的相关系数也仅在3 -4月份通过90%的显著性检验。而逐月的Niño3.4指数则对夏季副热带高压面积和强度有显著影响, 它们的相关系数均通过99%的显著性检验。其中相关系数最高为11月, 10月和12月次高, 春季4 -5月份相对较低, 但从上面的分析可以看出, 副高变化滞后海温变化3个月左右, 各月的海温对副高均有影响。相较于冬季赤道中东太平洋海温变化的规律性, 春、 夏海温状态不确定性较大。因此, 依据表2判断夏季副高的强弱, 进而判断西南夏季降水的变化特征则具有很大的不确定性。
表2 自前年9月Niño3.4逐月值与夏季副热带高压指数的相关系数Table 2 Correlation coefficient between monthly Niño3.4 index and summer Western Pacific Subtropical High indices from pre-September to August |
| 指数 | 9月 | 10月 | 11月 | 12月 | 1月 | 2月 | 3月 | 4月 | 5月 | 6月 | 7月 | 8月 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 面积 | 0.68*** | 0.72*** | 0.76*** | 0.73*** | 0.70*** | 0.69*** | 0.70*** | 0.63*** | 0.43*** | 0.20 | -0.04 | -0.17 |
| 强度 | 0.62*** | 0.66*** | 0.70*** | 0.68*** | 0.64*** | 0.63*** | 0.65*** | 0.58*** | 0.38** | 0.16 | -0.06 | -0.19 |
| 脊线 | -0.21 | -0.21 | -0.22 | -0.23 | -0.23 | -0.23 | -0.28* | -0.31* | -0.26 | -0.13 | -0.01 | 0.11 |
| 西伸脊点 | -0.09 | -0.07 | -0.10 | -0.14 | -0.14 | -0.16 | -0.11 | -0.05 | 0.07 | 0.19 | 0.21 | 0.21 |
***、 **和*分别表示通过99%, 95%和90%的显著性T检验 |
关于ENSO事件循环演变, 目前国际上有两大经典理论, 一个是延迟振子理论（Suarez et al, 1988; Battisti et al, 1989）, 一个是充电震荡理论（Jin, 1996, 1997）, 两个理论都凸显出ENSO事件演变过程中能量的累积和释放对海气变化的调制。那么假设ENSO事件从秋季开始发展, 能量累积至冬季达到鼎盛, 次年春季开始释放, 至夏季会对西太副高会有什么样的影响, 能否更好的指示夏季副高的变化？为此, 本文将能表征ENSO事件的Niño3.4区海温从前一年9月进行逐月累加, 与夏季副高各项特征指数进行统计相关分析。分析结果表明（表3）, 从秋季到次年夏季各月的逐月累加海温对夏季副高面积和强度均有很强的影响, 相关系数均通过99%的显著性检验。与脊线和西伸脊点位置的相关关系则未通过90%显著性检验。对于副高面积和强度, 相关指数自9月开始逐渐增大, 最高值出现在12月, 而后的5个月相关系数相等, 略低于12月, 进入夏季后, 相关系数逐渐减小。这种相关系数的变化趋势与赤道中东太平洋发展趋势更为一致, 峰值出现在11月至次年1月之间。这说明, 赤道中东太平洋海温在演变过程中, 能量的累积对西太副高的强度和面积有很大的影响, 这种高影响可以一直持续到夏季。而利用累积海温来预测夏季副高的强度和面积, 进而判断西南夏季降水的异常分布, 则可以有效避免海温在演变过程中的正负振荡和各月相左特征的影响。在1981 -2017年的37年中, 3 -4月累积海温与夏季副高面积和强度指数的同号率分别为81%和73%, 5月则分别为78%和70%, 当3 -5月累积海温的平均值超过±0.5时, 同号率则皆为100%。这也进一步证明了, 赤道中东太平洋海温持续性演变对副高进而对西南夏季降水异常的影响, 以及利用能量累积对副高强度和大小研判的有效性。在未来对西南降水分布, 尤其是川渝地区降水多寡的预测中, 可利用春季各月累积海温进行研判。
表3 自前年9月起Niño3.4逐月累加值与夏季副热带高压指数的相关系数Table 3 Correlation coefficient between monthly accumulated Niño3.4 index and summer Western Pacific Subtropical High indices from pre-September to August |
| 指数 | 9月 | 10月 | 11月 | 12月 | 1月 | 2月 | 3月 | 4月 | 5月 | 6月 | 7月 | 8月 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 面积 | 0.68*** | 0.71*** | 0.73*** | 0.74*** | 0.73*** | 0.73*** | 0.73*** | 0.73*** | 0.73*** | 0.73*** | 0.71*** | 0.68*** |
| 强度 | 0.62*** | 0.64*** | 0.67*** | 0.68*** | 0.67*** | 0.67*** | 0.67*** | 0.67*** | 0.67*** | 0.66*** | 0.65*** | 0.62*** |
| 脊线 | -0.21 | -0.21 | -0.21 | -0.22 | -0.22 | -0.23 | -0.23 | -0.24 | -0.25 | -0.25 | -0.25 | -0.23 |
| 西伸脊点 | -0.09 | -0.08 | -0.09 | -0.10 | -0.11 | -0.12 | -0.12 | -0.11 | -0.10 | -0.09 | -0.07 | -0.04 |
***、 **和*分别表示通过99%, 95%和90%的显著性T检验 |
6 结论与讨论
西南地区夏季降水区域差异较大, 影响系统众多, 异常变化复杂, 对区域经济、 生命财产安全有着重大的影响, 其分析和预测一直是气象研究的重点和难点问题。ENSO事件是热带太平洋地区海气系统年际气候变率的最强信号, 对区域气候及全球气候异常有超强影响, 具有很强的季节演变特征。为此, 本文重点研究和分析了ENSO事件的季节演变对西南夏季降水异常的影响及其机制。得到以下主要结论:
（1） 在El Niño衰减年, 西南夏季降水呈“北多南少”分布, 在La Niño衰减年, 西南大部降水偏少。ENSO衰减影响的显著区域主要分布在川渝大部、 贵州南部、 云南西部和西藏部分地区。然而, ENSO事件结束季节不同, 西南夏季降水异常分布不同。当El Niño在冬季结束时, 西南的降水大致分布满足“北多南少”的分布型, 四川大部、 重庆、 西藏大部、 云贵局部降水偏多, 云贵大部和四川攀西、 西藏西部和南部边缘降水偏少; 春季结束时, 西南地区的降水呈典型的“北多南少”分布, 降水偏多的区域位于四川大部、 重庆、 贵州大部、 云南西北部和西藏南部、 东部; 在夏季结束时, 西南降水偏多区主要位于四川盆地大部、 川西高原北部、 贵州大部和云南中部、 西部边缘, 而西藏大部和云南大部地区降少。当La Niño在冬季结束时, 四川盆地东部、 川西高原、 攀西地区, 西藏东部偏少, 其余地区降水偏多; 春季结束时, 西南降水整体偏少, 偏多区仅位于西藏西北部和川西高原局部; 夏季结束时, 西南大部降水偏少, 其中四川盆地西南部、 南部, 川西高原西北部, 西藏东部、 北部, 重庆北部、 云南西北部降水偏多。随着季节结束的推迟, ENSO事件对西南夏季降水的显著影响区域扩大。
（2） 夏季西太副高是ENSO事件季节演变对西南降水影响的重要环流系统。当处于El Niño衰减次年, 副高系统发展强盛。随着结束季节的推迟, 偏强的副热带高压范围不断西伸、 南压, 使西太平洋水汽不断加强输送到西南北部地区, 水汽辐合加强, 降水偏多。同时副热带高压不断西伸, 抑制了孟加拉湾水汽向北输送, 使西南南部降水偏少的可能性增大。当处于La Niño衰减次年时, 副热带高压系统偏弱偏小, 随着其结束时间的延迟, 副高偏弱的程度加深, 位置东移北抬, 西太平洋水汽的输送无法输送至更北的地区, 使该地降水偏多的可能性减小。
（3） 在ENSO演变的过程中, 赤道中东太平洋海温的异常变化, 会对菲律宾对流活动产生持续影响, 进而影响副高变化。当El Niño衰减时, 菲律宾附近的对流活动从10月起至次年夏季受到持续的抑制, 在这种持续的对流抑制作用下, 西太副高持续偏强偏大。而当La Niño衰减时, 菲律宾附近的对流活动自9月起至次年5月持续偏强, 在对流活动持续强盛的情况下, 西太副高在11月由强转弱, 并持续偏弱偏小至次年8月。无论是菲律宾海对流活动还是副高的变化相对海温变化均有滞后特征, 滞后时间分别为2个月和3个月左右。
（4） ENSO事件演变体现了能量的累积和释放效应对海气变化的调制。与逐月海温相比, 从前一年9月开始的逐月累积海温与副高有显著高相关特征, 相关系数均在0.7左右, 且相关系数的变化趋势与赤道中东太平洋发展趋势更为一致。春季3 -5月的累积海温与夏季副高面积和强度的符号一致率分别在80%和70%左右, 当它们的平均值超过 ±0.5时, 符号一致率则为100%。因此, 可利用春季各月赤道中东太平洋累积海温对夏季西太副高强度和面积进行判断, 进而预测西南夏季降水的异常分布。
此外, 由于西南地区同时还受到孟加拉湾水汽多寡的影响, ENSO事件衰减时, 副热带区域的持续扩大可能也来自于印度洋的影响, 因此未来结合ENSO时间的演变特征和印度洋的持续影响对西南夏季降水异常进行分析。