梁涵洲 吴其冈 任雪娟 姚永红 刘师佐

1 南京大学大气科学学院，南京 210023

2 复旦大学大气与海洋科学系，上海 200438

3 珠海复旦创新研究院海气系统监测与预测创新中心，珠海 518057

1 引言

南亚季风区包括印度、孟加拉国、巴基斯坦、斯里兰卡、尼泊尔、不丹等南亚次大陆大部，受到季风的影响，这里有全年降水集中在夏季（6～9月）的特点，同时夏季平均气温也相对较高。青藏高原（简称高原）及其周边区域被誉为“亚洲水塔”，是亚洲12条重要河流的发源地，为包括南亚和中国超过20亿人口提供了必需的水资源（Immerzeel et al.,2010）。高原和周边喜马拉雅山地区的降水量夏季降水占年度总数的60%～90%（Turner and Annamalai,2012;Maussion et al.,2014），其变化很大可能会对气候和社会经济产生重大影响。尤其高原西部和西南部及其喜马拉雅山南麓属于半干旱地区，生态系统脆弱，过去几十年冰川退化和冻土消融（Yao et al.,2012）。由于高海拔地形动力作用，该地区降水过程可以激发下游天气系统发展（Tao and Ding,1981;Wu and Zhang,1998;Maussion et al.,2014），发生的对流不稳定发展和东传以后可以引起东亚极端降水和洪涝发生（Sugimoto and Ueno,2010;Chen B et al.,2012）。

ENSO（El Niño/Southern Oscillation，厄尔尼诺—南方涛动）是热带海气耦合年际变率最主要的模态，对东亚和南亚夏季风的变率有显著影响（Shukla and Mooley,1987;Palmer et al.,1992;Zhang et al.,1996; Soman and Slingo,1997;Wang et al.,2000）。El Niño（厄尔尼诺）影响东亚气候的重要纽带之一是西北太平洋异常反气旋（Northwest Pacific Anomalous Anticyclone，NWPAC）（Zhang et al.,1996;Wang et al.,2000,2003;Yang et al.,2007;Xie et al.,2009;Chen W et al.,2012;Hu et al.,2014,李慧敏等,2017）。该异常环流从El Niño年秋季开始发展，可以由多种机制维持到次年夏季，造成夏季长江中下游流域的降水增多（见Xie et al.,2016; 张人禾等,2017;Li et al.,2017;Wang B et al.,2017等 回 顾）。在El Niño衰 退 年 夏 季，NWPAC北侧伴随着一对异常气旋和反气旋环流，并与NWPAC 构成东亚—太平洋(East–Pacific,EAP)或者太平洋—日本（Pacific–Japan,PJ）型遥相关（Nitta,1987;Huang and Sun,1992;Huang et al,2004;Xie et al.,2016）波列，可由热带印度洋（黄刚和胡开明,2008;Xie et al.,2009;Wu et al.,2009,2010;Huang et al., 2010）暖海温异常激发出东传的赤道Kelvin波，及赤道中东太平洋冷海温异常（Chen et al.,2016;Liet al.,2017）通过抑制对流活动激发下传Rossby波等机制产生。

El Niño主要通过影响Walker环流，Hadley环流和NWPAC等，进而导致南亚夏季降水异常。在El Niño发展年夏季，赤道中东太平洋海温增暖引起Walker环流的向东移动，使得先前位于印度洋西岸的下沉支东移，东移的Walker环流可能增强了位于南亚季风区的经向Hadley环流下沉支，共同抑制了南亚对流活动，导致当地的降水偏少与气温偏高（Shukla and Wallace,1993; Krishna Kumar et al.,1995;Soman and Slingo,1997;Goswami,1998;Lau and Wu,2001; Kothawale et al.,2010;Gill et al.,2015）。在El Niño事件衰减期夏季，赤道中东太平洋海温暖海温消亡引起前期偏东的Walker环流重新向西移动，但NWPAC西伸控制孟加拉湾与南亚季风区（Chowdary et al.,2013），导致南亚季风区上升运动接近常年或有所偏强（Chowdary et al.,2016），有利于南亚季风区降水则总体接近常年或略偏多（Zheng et al.,2011;Chowdary et al.,2012），北部降水可能偏少（Chowdary et al.,2016）。

不同El Niño事件衰减速度有明显差异。Bejarano and Jin（2008）根据时间频谱，将事件分为衰减较快的准两年周期型与衰减较慢的低频型，并指出这两类事件分别由海洋纬向平流异常的反馈机制和热带太平洋热含量缓变的充放电振子机制起占主导作用。Yun et al.（2015）发现北太平洋高压在ENSO时间演变里起到重要作用，北太平洋高压偏强导致准两年周期型El Niño事件在春夏季快速衰减。另外，Lengaigne and Vecchi（2010）根据IPCC-AR4模拟结果发现，El Niño衰减期时间演变与事件强度有一定联系，极强El Niño事件的衰减较慢,而中等强度事件衰减较快。Xie et al.（2018）进一步发现，在次年2～4月，极强El Niño事件在赤道东太平洋地区存在深对流活动与降水增加，导致信风减弱并抑制上升流，因而衰减较慢；而中等强度El Niño事件则无明显对流活动，主要由风—蒸发—海温反馈机制，增强赤道东太平洋及以南洋区的东南风与上升流，因而快速衰减。过去研究显示El Niño衰减阶段夏季NWPAC具有明显的季节内变化（唐颢苏等,2019），和中国夏季降水季节内变化显著关联（黄平和黄荣辉,2010），并且El Niño衰减早晚对印度和中国东部夏季降水影响明显不同（Chowdary et al.,2016;Zhou et al.,2019;Jiang et al.,2019）。

目前我国大量的研究集中在El Niño对东亚大气环流和东部夏季降水的滞后影响（见Xie et al.,2016;张人禾等,2017回顾性论文）,很少检查其对青藏高原（尤其是对高原西部和西南部地区）夏季降水的影响。早期研究显示ENSO对雅鲁藏布江中西段在内的西藏高原中西部地区6～8月夏季降水有一定影响（周顺武等,2001;普布卓玛等,2002）。在高原北部，仅西南和西部区域8月份降水和ENSO指数呈现显著相关（Cuo et al.,2013）。近期研究表明ENSO通过影响孟加拉湾水域海温和印度季风强度影响了海洋水汽向青藏高原的传输以及降水过程，可以影响高原西北部降水（Yang et al.,2018）。

青藏高原东部观测站点较多，其降水变率研究较多（周天军等,2019），高原东部水汽输送和降水主要受南亚季风和北大西洋涛动等的大气环流（Feng and Zhou,2012;Wang et al.,2013;Wang Z et al.,2017），以及赤道印度洋东南部海温异常等显著影响（Jiang and Ting,2017）。相对的，高原西部站点观测资料较少，其降水变率过去较少受到关注。近期研究表明夏季印度中东部发展起来的深对流系统可以通过“抬升—翻越”机制，在对流层中层西南风的引导下越过喜马拉雅山，增加高原西南部水汽输送和降水，因而印度次大陆中东部和青藏高原西南部的降水变化高度相关（Dong et al.,2016,2018）。南亚夏季降水和青藏高原夏季降水的相关性要明显大于和中国东部夏季降水的相关（高东和牛海山,2018）。

本文从三方面检查El Niño事件次年衰减期对南亚和青藏高原夏季降水与气温的影响。首先，研究旨在揭示El Niño事件对次年青藏高原西南部降水的显著影响。其次，我们从El Niño这一影响亚洲气候最主要的年际变率强迫因子出发，揭示夏季印度和青藏高原西南部夏季降水显著正相关的可能成因。最后，我们进一步对比不同时间演变速率的El Niño事件类型对南亚季风区和青藏高原夏季月平均降水气温的不同影响，有助理解上述区域降水气温季节内差异成因机制。

2 资料和方法

2.1 资料

本研究采用了1950～2018年间以下资料：（1）美国全球降水气候中心（GPCC）的陆地降水资料（Schneider et al., 2018），空间分辨率为1.0°×1.0°；（2）英国气候研究小组（CRU）的最新版高分辨率地表气温资料（Harris et al.,2014），空间分辨率为0.5°×0.5°；（3）美国NCEP/NCAR再分析资料（Kalnay et al., 1996）中月平均大气环流物理量场,包括多层面矢量风场、水汽湿度、500 hPa垂直速度等，空间分辨率为2.5°×2.5°；（4）美国ERSSTv5重建月平均海表温度资料（Huang et al.,2017），空间分辨率2°×2°；（5）1974～2019年NOAA的月平均向外长波辐射通量（Outgoing Long-wave Radiation,OLR）资料（Liebmann and Smith,1996），空间分辨率2.5°～2.5°。研究区域集中在南亚季风区和青藏高原地区，夏季定义为每年6～9月（June–September,JJAS），期间降水占以上区域全年总降水量的60%～90%。我们也采用了1951～2007年日本APHRODITE（Asian Precipitation-Highly-Resolved Observational Data Integration Towards Evaluation of Water Resources）（Yatagai et al.,2012）高分辨率的亚洲陆地降水数据集，降水合成结果和GPCC很接近,说明这里的主要结论不受使用资料的影响。

2.2 研究方法与El Niño事件分类

本研究所主要采用合成分析，假定所合成的年份与气候态两类样本有相同的标准差σ，采取t检验标准进行双样本双侧显著性检验。依据ERSSTv5海表温度资料所计算的海洋性El Niño指数（Oceanic Niño Index, ONI）时间演变，将1950～2018年的El Niño事件进行定义与具体分类。本研究沿用了美国气候预测中心（Climate Prediction Center,CPC）对El Niño事件的定义，即将季节滑动平均的ONI指数[即Niño3.4区（5°S～5°N，120°～170°W）的季节平均SSTA]连续5个月超过+0.5°C的情形定义为一次El Niño事件。在此基础上，当处在一次El Niño事件次年[季节后标记为（1）]衰减期阶段时，若3～5月[MAM（1）]平均ONI指数与随后三个月的指数持续低于+0.5°C，则判定为处在衰减早型El Niño事件夏季，共13年；反之为衰减晚型El Niño事件夏季，共8年。如果当年春季到秋季不处在ENSO事件状态，则规定为气候态年份，共17年。表1列出具体的分类年份。图1画出衰减期两种El Niño事件类型的ONI指数时间演变，可以看出El Niño衰减早年事件冬季[DJF(1)]平均强度小于衰减晚年事件（Lengaigne and Vecchi,2010;Xie et al.,2018）。平均衰减早型El Niño事件在次年北半球春季[MAM(1)]之前已结束，在夏季[JJA(1)]赤道中东太平洋海温已转为偏冷状态；对于衰减晚型，赤道El Niño事件在北半球春季之后结束，夏季赤道中东太平洋仍偏暖，表明先前El Niño事件海温信号在夏季未完全衰减。

图1 两类衰减型El Niño事件的海洋性El Niño指数（ONI）的时间演变合成结果。蓝（红）色粗线代表衰减早（晚）型平均演变。相应颜色的虚线为对应分类的样本年份。黑色横线为厄尔尼诺事件阈值（+0.5°C）。El Niño发展当年季节标记为（0），发展次年季节标记为（1）。详细分类见表1Fig.1 Composite of time-series evolution of Oceanic Niño Index(ONI)events with different El Niño decay types.The blue(red) thick line represents the mean ONIof the early(late)decay type,and the dashed lines with corresponding colors indicate individual years.The black horizontal line isthe threshold of El Niño events(+0.5°C).The El Niño developing years are marked by (0),while the following yearsaremarked by (1).Detailed classificationsare shown in Table1.

表1 1950～2018年夏季El Niño事件衰减期分类Table 1 Classification of the decay phases of El Niño events during boreal summers from 1950 to 2018

Chowdary et al.（2016）研究1901～2012年期间El Niño衰减期夏季对印度夏季降水影响时，根据Niño3.4区SSTA衰减至0°C或更低的时间，分为早衰减型（在3～5月衰减至0°C）、中期衰减型（在6～9月衰减至0°C或以下）与无衰减型（9月前SSTA均维持正值）。和以上分类相比，本文更严格按照+0.5°C阈值这一国际公认标准来区别El Niño事件的衰减结束时间，同时考虑到青藏高原地区资料的相对可靠性，时间段选为1950～2018年。考虑到样本因素，本文只区分El Niño衰减早晚两类。和Chowdary et al.（2016）只研究印度夏季降水比较，我们的研究包括整个南亚季风区的降水和温度响应。最后，需要指出的是，当时间段取为1979～2018年，所有合成分析结果和1950～2018年的很类似，说明主要结论不受研究时段选取的影响。

另外，Jiang et al.（2019）根据1960～2010年El Niño事 件 次 年JJA(1) Niño4区（5°S～5°N，160°E～150°W）SSTA是否为小于或大于0°C，分别归类为快衰减型和慢衰减型，从而比较这两类衰减事件中NWPAC的异同及其可能机制。虽然所用资料时间长度以及分类标准不同，本文表1中El Niño衰减早晚型分类事件和Jiang et al.（2019）的表1中El Niño衰减快慢型分类年份有许多重叠。

3 南亚季风区和青藏高原夏季平均降水与气温响应及其成因

图2给出El Niño衰减期，两类时间演变型事件的南亚季风区和青藏高原季节平均降水与气温合成结果。衰减早型（图2a）巴基斯坦、印度大部分地区、孟加拉国北部和不丹、喜马拉雅山南麓与青藏高原西南部降水显著增加，而和孟加拉国接壤的印度本土东北部地区降水明显减少。在气温响应方面，衰减早型（图2b）南亚季风区和青藏高原均没有明显异常，总体接近气候平均。而在衰减晚型（图2c），各区域降水明显少于衰减早型，其中南亚降水呈现印度南部地区相对偏多，而巴基斯坦、印度北部和孟加拉国相对偏少的南北向偶极型异常，青藏高原80°E以西降水有显著增加。在大约28°N以南印度和孟加拉国地区气增温显著，而青藏高原西部则有明显偏冷。基本上，图2中南亚季风区季节平均降水及温度响应特征分别似于La Niña和El Niño事 件 影 响（Shukla and Wallace,1993;Soman and Slingo,1997;Lau and Wu,2001;Gill et al.,2015）。我们的结果则表明，两类El Niño衰减事件南亚北部和青藏高原西南部降水与温度异常有一致变化特征，El Niño衰减速度对南亚和青藏高原西南部减少影响对比明显。另外，图2显示El Niño衰减期高原东部及北部季节平均降水和温度响应比较弱，均不显著，表明El Niño衰减期的显著影响主要集中在高原南部和西部。

为进一步分析图2中南亚季风区和青藏高原夏季平均降水与气温异常成因，图3给出了相关的季节平均海温与700 hPa风场异常的合成分析，同时标出了EAP遥相关波列中心、阿拉伯海、中亚和西亚等地区的异常气旋或者反气旋环流响应活动中心。图3a表明，衰减早型在赤道中东太平洋（热带西北太平洋和海洋性大陆）呈现显著的冷却（增暖），表明夏季热带太平洋已转变为类La Niña型海温模态，La Niña 事件正在发展中，这和Jiang et al.（2019）衰减快型事件中的次年夏季海温异常类似。而春季印度洋东北部没有显著海温异常（图略），夏季热带印度洋北部开始增暖，同时赤道西印度洋出现显著冷海温异，700 hPa风场显示赤道太平洋到孟加拉湾东风异常显著。图3a中NWPAC和位于东亚北部的异常反气旋比较明显，但位于东海和日本列岛的气旋性环流较弱，而北部异常反气旋主要位于东北亚内陆，其西南侧覆盖青藏高原东北地区。尽管由于分类标准和季节定义不同，图3a和Jiang et al.（2019）快衰减型El Niño中JJA (1)异常NWPAC相似，其西侧的西南风到达35°N以北地区。过去研究表明，热带中东太平洋的冷海温异常和东北印度洋暖海温异常，及西北太平洋及其海洋性大陆地区海温异常对NWPAC和EAP遥相关响应可能均有贡献（Xie et al.,2009;Wu et al.,2009,2010;Chen et al.,2016;Li et al.,2017;Tao et al.,2017;唐颢苏等,2019;Jiang et al.,2019）。图3b中菲律宾以东负OLR异常及其北部海域正OLR异常均偏小，说明以上两个海域夏季季节平均对流异常幅度均不大，只有赤道太平洋对流异常显著减弱和热带印度洋对流异常显著增强（图3b），表明以上区域对NWPAC异常可能作用较大。

图2 南亚季风区与青藏高原夏季季节平均（a）衰减早型、（c）衰减晚型El Niño事件的降水距平（填色，单位：mm month−1）与（b）衰减早型、（d）衰减晚型厄尔尼诺事件的地表气温距平（填色，单位：K）的合成分析。打点区域为通过90%显著性检验，绿色实线为3000 m海拔等高线Fig.2 Composite of summer mean precipitation anomalies(shaded,units:mm month−1)in El Niño events with(a)early decay and(c)late decay.Bottom panels show the mean surface air temperature anomalies(shaded,units:K)for(b)early-decay and(d)late-decay types over the South Asian Monsoon (SAM)and Tibetan Plateau (TP)regions.Thedotsindicateareasthat passa test of statistical significance at 90%confidence level.Thegreen solid line isthe 3000-m elevation contour

图3 印度洋—太平洋区域夏季（a，d）季节平均海表温度距平（填色，单位：K）与700 hPa风场（矢量，单位：m s−1，标出风速超过0.2 m s−1区域），（b，e）OLR距平（单位：W m−2），（c，f）500 hPa垂直速度（填色，单位：10−2 Pa s−1）、200 hPa速度势（等值线，单位：m2 s−1，间隔：5×105 m2 s−1）与辐散风（矢量，单位：m s−1）在（a–c）衰减早型与（d-f）衰减晚型合成分析。图（a，d）、（b，e）与（c，f）打点区域分别为海表温度距平、OLR与500 hPa垂直速度通过90%显著性水平检验区域，图（a,d）,加粗箭头表明矢量风场至少一个分量通过90%显著性检验，C与AC分别代表异常气旋与反气旋Fig.3(a,d)Composites of summer mean SSTAs(shaded,units:K)and 700-hPa windsfield (vector,units:m s−1,magnitude exceeding 0.2 m s−1 are displayed),(b,e)OLR (units:W m−2),(c,f)500-hPa vertical velocity (shaded,units:10−2 Pa s−1)and 200-hPa velocity potential (contour,units:m2 s−1,interval=5×105 m2 s−1)during(a–c)early-decay and(d–f)late-decay El Niño events in the Indo-Pacific Ocean.The dots in(a,d),(b,e)and(c,f)indicate areas in which the SSTA,OLR,and 500-hPa vertical velocity pass a test of statistical significance at 90%confidence level, respectively.Bold arrows in(a,d)indicate that at least one component of the vector wind passes a test of significance at 90%confidence level,and the anomalous cyclonesand anticyclonesarelabeled Cand AC,respectively

一般La Niña海温异常年，热带东西太平洋呈现出较强的海温梯度异常，热带印度洋对流强盛（Boschat et al., 2012）。季节平均200 hPa速度势和500 hPa垂直速度异常合成分析显示出，衰减早型（图3c）在赤道中东太平洋出现了显著的异常下沉运动，而热带印度洋整个海盆到南亚季风区以及青藏高原西南部一带对应出现了显著异常上升运动，表明在热带东太平洋类冷海温异常与热带西太平洋及印度洋暖海温驱动下，Walker环流增强，上升支西移到印度洋，其上升支异常对应对流层高层在60°E～80°E 的辐散中心，整体有利于南亚季风区和青藏高原西南部上升运动增强。热带西北印度洋和印度西北地区高层辐散，低层辐合，上升运动较强，有利于在以上地区对流层中低层（500～700 hPa）出现中心位于阿拉伯海的异常气旋性环流（以下简称阿拉伯海异常气旋）响应（图3a，4a，b）（Gill,1980），该气旋性环流与NWPAC共同作用，增加印度地区低层水汽辐合，同时在印度北部和青藏高原西南部对流层中低层出现显著异常南风分量，增强印度洋向以上地区的水汽输送（图3a，4a，b）。同时，印度洋的暖异常有利于水汽平流的增强（Park et al.,2010）。这些作用使得南亚季风区与青藏高原南部夏季总体降水偏多夏，气温相应接近常年。另外，在对流层400～700 hPa，在西亚地区有一中心位于伊朗高原的异常反气旋环流（以下简称伊朗高原异常反气旋）响应（图3a，4a–c），这可能主要和印度夏季降水增加（图2a）产生的非绝热加热强迫有关。Ding and Wang（2005）中的图15a指出，La Niña事件发展年夏季印度降水增加在中西亚地区西北侧对流层中高层造成异常反气旋环流，然后通过Rossby频散沿着夏季急流激发环球遥相关（Circumglobal Teleconnection，CGT)，影响东亚和北半球中纬度气候。Wen et al.（2019）进一步指出夏季La Niña事件发展年影响东亚的一条途径是通过调制Walker环流，抑制印度降水和减少南亚夏季非绝热加热，从而在伊朗高原至中亚上空和中国东北分布激发异常反气旋和气旋环流。

而在衰减晚型夏季（图3d），尽管明显减弱，但仍呈现出赤道中东太平洋的海温正距平和中太平洋海温负距平，表明热带太平洋El Niño海温型仍在维持，这也和Jiang et al.（2019）衰减慢型中的次年夏季海温异常一致。El Niño强迫引起的热带印度洋海温增暖从冬季持续到夏季[JJA(1)]（Du et al.,2009），热带印度洋地区呈现远大于衰减早型的暖海温异常，因而具有更明显的印度洋电热器效应（Xie et al.,2009,2016）。由于热带东西太平洋海温梯度异常较小，热带印度洋对流不如衰减早型强盛。以上热带太平洋和印度洋海温驱动的Walker环流下沉支位于热带中西太平洋，而异常上升运动中心只局限于热带印度洋东部，南中国海和印度尼西亚上空，对应对流层高层在90°E～110°E的辐散中心，南亚季风区和青藏高原高层辐散较小，对流层低层上升运动偏弱，不利于降水增加，对应印度中南部地区夏季平均气温偏高（图2d）。

一般El Niño衰减年热带印度洋增暖激发出东传Kelvin 波在西北太平洋对流层低层引起Ekman辐散减弱对流活动，激发夏季NWPAC和EAP/PJ遥相关，从而显著影响南亚和东亚气候（Yang et al.,2007;Xieet al.,2009,2016;Wu et al.,2009,2010;Li et al.,2017;Jiang et al.,2019），其中北印度洋较大增暖（图3d）起重要作用（黄刚和胡开明,2008），而NWPAC异常西伸控制孟东北印度洋，其南侧东风异常（图3a，b）通过减弱蒸发，有利于热带北印度洋和南中国海海温进一步增暖，以上热带印度洋暖海温—NWPAC耦合模是产生印度洋电热器效应的重要机制（Kosaka and Nakamura,2010;Xie et al.,2016,Xie and Zhou,2017）。我们这里讨论的El Niño衰减晚年热带印度洋暖海温异常，及其印度洋暖海温—NWPAC耦合机制较一般衰减年更为显著，更有利于在热带西北太平洋对流层产生强盛的异常反气旋环流（图3d,4d–f）和对流活动显著减弱（图3e）（Chen W et al.,2012），NWPAC北侧的异常气旋较强，NWPAC西侧的西南风主要在30°N以南，EAP/PJ波列较衰减早年（图3a）明显，以上EAP/PJ 特征和Jiang et al.（2019）中慢衰减型El Niño分类结果相似。另外，在阿拉伯海西部和阿拉伯半岛东北地区对流层中层有显著的下沉气流（图3d），也有利于该地区对流层产生反气旋环流响应（图3c，4d–f）。综合以上两个机制，衰减晚年在阿拉伯半岛—阿拉伯海—印度西北部地区，700 hPa出现中心位于阿拉伯海的异常反气旋环流（以下简称为阿拉伯海异常反气旋）（图3c）,而在400～600 hPa阿拉伯海异常反气旋中心偏向阿拉伯半岛（图4d–f）。这和衰减早年夏季的阿拉伯海异常气旋响应（图3a,4a–c）形成鲜明对比。另外，在中亚和西亚地区对流层有一以里海为中心的气旋性异常（以下简称里海异常气旋），很可能是衰减年持续的El Niño海温异常强迫导致的热带西太平洋和西北太平洋夏季降水减少（对应图3e中OLR 显著增加）激发的西太平洋—北美（western Pacific–North America，WPNA）遥相关[Ding et al.（2011）中的图2b]的一部分，或者丝绸之路（the Silk Road pattern）型遥相关[Xie et al.（2016）中的图13b] 的一部分。另外，在青藏高原北部、巴尔喀什湖、蒙古和贝加尔湖地区有一以蒙古为中心的异常反气旋环流（图3c,4d–f，以下简称蒙古异常反气旋），该反气旋可能也是西太平洋–北美遥相关的一部分（Ding et al.,2011），或是丝绸之路型遥相关（Xie et al.,2016）的一个活动中心，同时该反气旋位于EAP遥相关中异常气旋活动中心的西侧。图3，图4显示衰减晚型的EAP遥相关中NWPAC和北部气旋性环流，以及相应的菲律宾以东对流减弱幅度及其日本东南部海域对流增强幅度，均明显强于衰减早型，NWPAC西伸直接控制的印度东北部与孟加拉湾北部沿岸，阿拉伯海反气旋异常控制印度西北部，造成这些区域降水显著偏少和气温显著偏高。而西伸的NWPAC和阿拉伯海反气旋在印度中部地区交汇，产生辐合，增加印度中南部降水（图2c）。同时受到NWPAC北侧的异常偏西风，阿拉伯海异常反气旋北侧的偏西风，以及中西亚地区里海异常气旋性环流南侧西风气流的共同影响，青藏高原南部地区西风分量加强，热带印度洋水汽输送相对较少（图4d–f），不利于青藏高原西南部和南部降水增加。因而降水响应呈现南亚中北部与青藏高原西南部降水一致偏少。

图4 南亚季风区与青藏高原（a–c）衰减早型与（d–f）衰减晚型El Niño事件的（a，d）600 hPa、（b，e）500 hPa与（c、f）400 hPa夏季季节平均比湿距平（填色，单位：10−2 g kg−1）与矢量风距平（矢量，单位：m s−1，标出风速超过0.2 m s−1区域）合成。图中打点区域为比湿通过90%显著性检验，加粗箭头表示矢量风场至少一个分量通过90%显著性检验。红色实线为3000 m海拔等高线Fig.4 Summer seasonal mean compositesof (a,d)500-hPa,(b,e)400-hPa, and (c,f)300-hPa specific humidity anomalies(shaded,units:10−2 g kg−1)and vector wind anomalies(vector, units: m s−1, magnitudeexceeding 0.2 m s−1 are displayed)in (a–c)early-decay and (d–f)late-development El Niño events over the SAM region and TP.The dots indicate areas in which the specific humidity passes a test of significance at 90%confidence level,and bold arrowsindicatethat at least onecomponent of vector wind passes thetest of significanceat 90% confidencelevel.Thered solid line is the 3000-m elevation contour

同时，图3d中EAP遥相关位于东海和日本列岛的气旋性环流明显覆盖中国东北、华北和长江中下游和东海及日本海，东伸至阿留申群岛南部海域。该气旋性环流西侧为蒙古异常反气旋性环流（图3d，4d–f），共同造成青藏高原东北部没有降水增加。而青藏高原西部处于中心位于伊朗高原的气旋以及蒙古异常反气旋交汇区，有利于降水发生和气温降低。

4 南亚季风区和青藏高原夏季降水与气温逐月响应

本节进一步讨论衰减期两类事件对南亚季风区和青藏高原地区逐月降水与气温响应，及对应的海温和环流异常。

4.1 衰减早型

图5和图6分别给出了两类事件的南亚和青藏高原夏季逐月降水及温度响应的合成结果。衰减早型6月的降水响应（图5a）呈现出南亚季风区中北部偏少，以及西南部偏多的偶极子状态，这与Gill et al.（2015）在El Niño年6月的结论类似；而在7～9月（图5b–d），南亚季风区大部转为降水偏多，这与衰减早型季节平均响应类似，且逐月降水随着时间推移，有持续增强的趋势。对应的南亚季风区气温表现为随时间推移的下降趋势（图6a–d），其中6月大部分地区气温偏高但不显著，在7～8月大部转为接近常年，而在9月有所下降，印度南部地区气温转为偏低。图5a–d中南亚季风区印度月平均降水特征类似于Chowdary et al.（2016）研究中1901～2012年期间早衰减型El Niño对印度夏季降水影响结果。

青藏高原地区南部的降水和气温月平均响应差异更为明显，并且空间差异较大。6月份整个青藏高原降水和温度都没有显著响应（图5a，6a），7月份在青藏高原西南部和喜马拉雅山接壤处呈现显著的降水增加，和印度降水变化一致，同时气温在青藏高原西端，巴基斯坦和印度西北部一致偏低（图5b，6b）。8～9月南亚季风强盛时期，高原大部分地区降水增加明显和气温偏高，尤其是西南部8～9月降水增加，及8月高原东北部和9月份整个高原中部（大约80°～95°E）增温显著（图5c，d和6c，d）。

图5 南亚季风区与青藏高原（a–d）衰减早型与（e–h）衰减晚型El Niño事件的6～9月逐月降水距平（填色，单位：mm month−1）合成。打点区域为通过90%显著性检验Fig.5 Monthly composites of summer precipitation anomalies(shaded,units:mm month−1)from June to September in(a–d)early-decay and(e–h)late-decay El Niño eventsover the SAM region and TP.The dotsindicateareas that pass a test of significance at the90%confidence level

图6 同图5 ，但为地表气温距平（填色，单位：K）合成Fig.6 Sameas Fig.5,except for thecompositeof surfaceair temperature anomalies(shaded,units:K)

类似于对季节平均响应的分析，图7～9分别给出了不同时间演变型的逐月海温与700 hPa风场、OLR，200 hPa速度势与500 hPa垂直速度，同时图10给出相应的500 hPa比湿与风场异常合成。图7a显示，6月阿拉伯海海表温度正异常比5月份（图略）进一步减弱，赤道西印度洋出现冷海温异常，南中国海和热带西印度洋及南半球热带西南太平洋开始出现正海温异常，赤道东太平洋和北太平洋负海温异常进一步加强，赤道太平洋和热带西印度洋出现东风异常，热带西太平洋至热带西印度洋东风异常尤为显著。7～8月，阿拉伯海正海温异常持续减弱，直至9月转变为弱的负海温异常，同时赤道西印度洋冷海温异常持续（图7b–d）。7～8月份热带东北印度洋和西太平洋正海温异常持续增强，但在9月有所减弱。而7～9月中东太平洋负海温异常则持续增强。逐月演变（图7a–d）显示出热带太平洋类La Niña型海温异常在夏季持续发展，赤道太平洋的东风异常也在进一步增强。同时，图7a–c显示6～8月EAP遥相关响应比图3a中的季节平均信号更为明显，并逐渐向北推进，NWPAC于8月份北抬至中心位于中国东海。在El Niño衰减年，EAP/PJ遥相关与西北太平洋、热带太平洋和印度洋对流异常有很好的对应关系（Huang and Sun,1992;Xie et al.,2016; Jiang et al.,2019）。在6月，南海至菲律宾以东海域以及热带太平洋对流异常显著减弱，其东海至日本南部海域对流异常显著增强（图8a），异常EAP/PJ遥相关相应较强；在7月，对流异常区域北移但有所缩小，对应EAP/PJ遥相关响应北移，对流显著减弱（增强）主要在南海和菲律宾海北部海域（日本以东海域），OLR呈现西北太平洋—日本偶极子型（图8b）。在8月，对流显著减弱集中在菲律宾以东海域和热带太平洋，日本以东和以南海域对流增强区消散（图8c），相应的EAP/PJ遥相关响应中NWPAC和北部异常气旋环流均比6～7月份偏弱（图7a–c）。

图7 印度洋—太平洋区域（a–d）衰减早型与（e–h）衰减晚型依次的6～9月海表温度距平（填色，单位：K）与700 hPa矢量风距平（矢量，单位：m s−1，标出风速超过0.2 m s−1区域）合成分析。图中打点区域为海表温度距平通过90%显著性检验，加粗箭头表明矢量风场至少一个分量通过90%显著性检验。异常气旋与反气旋分别用C与AC标记Fig.7 Monthly composite of SSTA(shaded,units:K)and 700-hPa vector wind anomalies(vector,units: m s−1,magnitude exceeding 0.2 m s−1 are displayed)from June to September in(a–d)early-decay and(e–h)late-decay El Niño events in the Indo-Pacific Ocean.The dots indicate areas of SSTA that pass a test of significance at the 90%confidence level,and bold arrows indicate that at least one component of vector wind passes a test of significance at the90% confidencelevel.Anomalouscyclonesand anticyclonesarelabeled Cand AC,respectively

上述结果表明衰减早型，夏季6～8月份西北太平洋及其北部海域对流异常，NWPAC与EAP遥相关响应，表现出较强的季节内演变特征，这和过去研究结果（黄平和黄荣辉,2010;Xie et al.,2016;唐颢苏等,2019）一致，只是过去这些研究没有区分衰减早型和晚型。6～8月NWPAC和相应EAP遥相关由热带中东太平洋冷海温（Chen et al.,2016;Li et al.,2017），和热带东北印度洋，海洋性大陆到南中国海暖海温（Xie et al.,2009;2016;Wu et al.,2009,2010;唐颢苏等,2019;Jiang et al.,2019）共同作用（图7a–c），并且NWPAC很可能与热带东北印度洋暖海温存在相互作用（Xie et al.,2016）。9月份，热带西北太平洋海域对流异常显著增强，东海和日本南部及其附近海域对流异常显著减弱（图8d），NWPAC从副热带西太平洋北扩至日本南部以东海域（图7d），季节平均上抵消6～8月份的NWPAC北侧的异常气旋性环流，所以季节平均EAP/PJ遥相关相对偏弱（图3a）。而北移的反气旋不利于热带东北印度洋暖海温维持，因而9月份热带东北印度洋和南中国海暖海温较6～8月减弱。

对应以上的类La Niña型海温的持续发展，6～8月热带太平洋东西海温梯度增加，赤道东风异常增加，200 hPa速度势与500 hPa垂直速度合成（图9a–c）显示，Walker环流异常下沉支扩展到整个热带太平洋，下沉中心由6月份位于西太平洋东扩到8月份的东太平洋，整个热带太平洋对流活动显著减弱（图8a–c），相应的印度洋上空异常Walker环流上升支及其异常对流增强有北移和东移趋势，上升中心由6月份位于赤道南印度洋逐渐北移到8月份的赤道北印度洋。500 hPa上升运动区域从6月的印度北部北扩到8月的巴尔喀什湖，高层辐散北部边缘从6月的副热带西亚地区北扩到后期的中纬度中亚地区，对应7～9月南亚季风区和青藏高原西南部对流和上升运动增强及降水增加。以上Walker环流和印度洋及南亚季风区上升运动结果也大致和Chowdary et al.（2016）一致。

由热带东北印度洋与南亚季风区异常上升支激发的对流层中低层阿拉伯海异常气旋性以及由印度降水激发的伊朗高原异常反气旋环流响应也均呈现显著的季节内变化（图7a–d，10a–d）。6月700 hPa阿拉伯海异常气旋和伊朗高原异常反气旋均相对较弱，500 hPa阿拉伯海上空为异常东风，但有完整的伊朗高原异常反气旋环流出现（图7a，10a）。在7～8月700 hPa和500 hPa阿拉伯海异常气旋及伊朗高原异常反气旋明显（图7b，c和10b，c）。9月份阿拉伯海异常气旋东伸至印度中北部,同时伊朗高原异常反气旋较弱（图7d，10d）。以上阿拉伯海异常气旋变化主要与上面讨论的异常Walker环流上升支移动，印度洋—南亚季风区上升运动的季节内变化有关（图9a–d），而伊朗高原异常反气旋和印度降水（图5a–d）季节内变化有关。因此，6月份印度主要受NWPAC影响，南部从印度洋带来的水汽增加，造成降水偏多，但青藏高原受NWPAC及伊朗高原异常反气旋影响，青藏高原地区西风加强（图10a），水汽输送减少，不利于降水发生。进入7～8月，南亚季风区受NWPAC和阿拉伯海异常气旋影响，风场和水汽有明显辐合，增加降水（图7b，c）。同时在伊朗高原异常反气旋，阿拉伯海异常气旋与NWPAC共同作用，在印度北部和青藏高原西南部对流层中层出现较强异常南风分量，增加印度洋水汽向南亚季风区北部与青藏高原西南部的输送（图10b，c），有利于青藏高原降水持续增多，相应气温距平也有下降趋势。而NWPAC在7～8月控制印度东北部和孟加拉国西北，使得这些区域降水出现负距平，但随着印度洋海温暖异常与NWPAC强度的减弱，这一异常逐渐减弱。9月北太平洋上NWPAC北抬到副热带西北太平洋（图7d），对南亚和青藏高原西部影响变小。而9月份低层阿拉伯海异常气旋移到印度中北部，增加阿拉伯海水汽输送至印度，和孟加拉湾水汽至青藏高原西南部，有利于以上区域降水增加，但高原南部为显著东风分量异常，南风分量较弱（图10d），所以9月份高原降水不如8月增加明显。而青藏高原东北部6～8月主要受EAP波列北部的反气旋控制，9月同样受蒙古和中国西北地区的异常反气旋环流，东风或者东北风分量加强，有利于高温出现，但不利于降水发生。

图9 同图7 ，但为衰减早型逐月500 hPa垂直速度（填色，单位：10−2 Pa s−1）、200 hPa速度势（等值线，单位：m2 s−1，间隔：5×105 m2 s−1）与辐散风（矢量，单位：m s−1）距平合成分析。打点区域为500 hPa垂直速度通过90%显著性检验Fig.9 Sameas Fig.7,except for monthly compositesof 500-hPa vertical velocity (shaded, units:10−2 Pa s−1)and 200-hPa velocity potential (contour,units: m2 s−1,interval=5×105 m2 s−1)and divergent wind(vector,units:m s−1).The dots indicate areas of 500-hPa vertical velocity that pass a test of statistical significance at the0.10 level.

图10 南亚季风区与青藏高原（a–d）衰减早型与（e–h）衰减晚型6～9月逐月的500 hPa比湿距平（填色，单位：10−2 g kg−1）与矢量风距平（矢量，单位：m s−1,标出风速超过0.2 m s−1区域）合成。打点区域为500 hPa比湿通过90%显著性检验,加粗箭头表明矢量风至少一个分量通过90%显著性检验。异常气旋与反气旋分别用C与AC标记Fig.10 Monthly composites of 500-hPa specific humidity anomalies(shaded,units:10−2 g kg−1)and vector wind anomalies(vector,unit:m s−1,magnitude exceeding 0.2 m s−1 are displayed)from June to September in(a–d)early-decay and(e–h)late-development El Niño events over the SAM region and the TP.The dots indicate areas in which the 500-hPa specific humidity passes a test of statistical significance at the 0.10 level,and bold arrows indicate that at least one component of vector wind passes a test of significance at the 90%level. Anomalous cyclones and anticyclones are labeled C and AC,respectively

4.2 衰减晚型

衰减晚型逐月降水同样存在显著季节内演变和季节平均差异较明显。6月降水响应（图5e）空间型类似衰减早型同期，且印度北部与青藏高原西南部降水一致显著偏少，同时青藏高原降水整体偏少，青海地区降水显著减少；进入7月（图5f），整个南亚和青藏高原区域降水有所增加，但显著降水响应主要出现在印度西北地区，印度北部降水从西到东呈现负—正—负降水异常，不丹和孟加拉国降水偏少。在8～9月（图5g–h），南亚季风区大部降水转为偏多，8月青藏高原南部降水增加但不显著，9月份高原西部和印度西北部呈现一致降水增加响应。这表明衰减晚型夏季逐月降水也有持续增多的演变，但较衰减早型同期降水偏少。图5e，f中南亚季风区印度月平均降水特征类似于Chowdary et al.（2016）研究中1901～2012年期间中期衰减型El Niño（在6～9月衰减至0°C或以下）对印度夏季降水影响结果。

而地表气温响应合成上，6月包括印度中南部，孟加拉国和不丹等南亚季风区大部出现显著气温显著偏高（图6e），尤其印度更为强烈，但青藏高原西南部和巴基斯坦东北地区显著偏低，这与衰减晚型季节平均响应（图2d）接近，但更为显著。以上异常高温在7月（图6f）印度中南部稍有减弱，青藏高原西部冷异常不再显著。在8月显著异常高温在印度中西部地区，孟加拉国东部出现异常负异常（图6g）。这表明衰减晚型夏季，季节平均气温响应所呈现的“南高北低”模态（图2d）在夏季逐渐减弱和消失。

上述衰减晚年南亚季风区和青藏高原夏季降水与气温显著季节内响应也是主要与6～9月El Niño型海温的逐渐衰减，及其强迫的Walker环流，西北太平洋—日本南部海域及其热带太平洋和印度洋对流异常，NWPAC及EAP/PJ遥相关，阿拉伯海异常反气旋和里海异常气旋等响应的季节内发展有关。图7e–h显示，赤道中东太平洋类El Niño型的海温在6月仍较显著，但在7月显著减弱并在8～9月消失；而热带印度洋和南中国海在6～8月都维持着海温显著偏暖状态（Du et al.,2009;Chowdary et al.,2016），呈现出较衰减早型更强的热带印度洋海温—NWPAC耦合模，表现为更强的热带印度洋海温暖异常与NWPAC，更为显著的中国南海—菲律宾以东海域异常对流减弱（图7e–g和图8e–g），EAP遥相关更为明显（Chen et al.,2012），阿拉伯海为异常反气旋性环流响应（图7e–g，10e–g），这显然与印度洋电热器效应有关（Xie et al.,2009,2016）。受异常NWPAC，阿拉伯海反气旋，里海气旋影响，6～8月中西亚和青藏高原中西部对流层中层为气旋性环流异常，高原南部西风分量加强（图10e–g）。9月暖海温异常主要集中在孟加拉湾、中国南海和海洋大陆海域，印度洋电热器效应消失有关，中国南海—菲律宾以东海域异常对流减弱消失，同时热带中东太平洋还没有出现明显的负海温异常，只在中国东部和沿海海域的气旋性环流和高纬度的反气旋异常，阿拉伯海没有明显反气旋异常（图10h）。

在200 hPa速度势与500 hPa垂直速度响应合成方面，由于6月热带太平洋仍维持El Niño型海温异常，Walker环流异常下沉支中心位于热带中西太平洋（图9e），上升支异常中心位于热带印度洋中东部，和气候平均Hadley环流上升支重合，因而显著增强Hadley环流，同时导致南亚季风区北部（Hadley环流下沉支）出现异常下沉气流，对流减弱，造成印度北部和孟加拉国干旱，气温偏高，这和过去研究强调的Hadley调制机制（Goswami, 1998; Lau and Wu, 2001; Gill et al., 2015）一致。青藏高原西南部受里海异常气旋性环流影响（图10e），西风分量加强，水汽输送减少，西部降温明显。同时，偏强的NWPAC控制南亚季风区北部，青藏高原南部被偏强的西风控制，这不利于南亚季风区北部与青藏高原南部的水汽输送（图10e）。这些条件导致当地南亚季风区北部与青藏高原南部降水显著的一致偏少。

进入7月（图9f），Walker异常上升支中心位于热带东南印度洋，印度半岛南部处于下沉气流区，但强度远小于6月印度北部的下沉速度，同时阿拉伯海有显著异常上升运动，阿拉伯海异常反气旋较6月弱，加上北移和东退的NWPAC只东伸至孟加拉湾（图7f，10f），只显著影响孟加拉国和印度东北部，因而7月南亚北部降水减少不如6月份显著。在8月（图9g），异常Walker上升支位于整个热带东印度洋，对应南亚季风区和青藏高原上升运动及对流明显增强，同时NWPAC异常增加从印度洋输送至南亚季风区与翻越喜马拉雅山的偏南风的水汽通量，以上环流响应均有利于南亚季风区大部与青藏高原南部的降水增多。9月份暖海温异常较弱，Walker环流上升支位于热带东印度洋、南中国海和菲律宾海。热带东印度洋的上升在西北侧的印度半岛激发气旋性环流（图9h，10h）（Gill, 1980），显著增加印度半岛降水。而从6月到9月，高原东北部受蒙古异常反气旋性环流（图10e–h）影响，降水没有明显增加。9月里海异常气旋性环流和蒙古异常反气旋性环流在青藏高原西部交汇，产生明显辐合（图10h），增加高原西部降水（图5h）。

5 结论

“亚洲水塔”正在经历着加速的水循环过程，研究其变化机理的关键环节是降水变率和相应的水汽输送（Yao et al.,2012;周天军等,2019）。本文利用1950～2018年GPCC降水格点资料、CRU地表气温格点资料及NCEP再分析大气环流场资料，根据El Niño事件衰减期的时间演变速度，揭示了衰减早型和晚型两类El Niño事件，造成的南亚季风区与青藏高原西南部夏季降水、气温的季节平均响应与季节内演变显著差异，及其可能成因。主要结论有四点：

（1）衰减早型和晚型两类El Niño事件对南亚季风区与青藏高原西南部夏季降水与气温影响有显著差异。衰减早型夏季La Niña海温已经异常明显，在赤道中东太平洋呈现较强的冷海温异常，热带印度洋北部暖海温偏弱。而衰减晚型热带太平洋El Niño海温型仍在维持，热带印度洋暖海温异常偏强。以上两类事件对南亚夏季风分别产生类似于La Niña和El Niño事件影响，这和过去许多研究一致（Shukla and Wallace,1993;Krishna Kumar et al.,1995;Soman and Slingo,1997;Goswami,1998;Lau and Wu,2001;Gill et al.,2015;Jiang et al.,2019），表现为衰减早型年份，Walker环流上升支显著西移，印度洋和南亚季风区对流和上升运动加强，阿拉伯海和西亚分别为异常气旋和反气旋环流响应，NWPAC相对偏东，印度和青藏高原西南部对流层南风气流偏强，在增加印度降水的同时，也有利于印度洋水汽输送到青藏高原内侧，增加高原西南部降水。而衰减晚型年份，Walker环流上升支偏于东印度洋，南亚季风区对流和上升运动较弱，阿拉伯海和中西亚分别为异常反气旋和气旋环流响应，NWPAC 西伸明显，南亚季风区水汽辐散增加，青藏高原西风加强和水汽输送减少，南亚北部和高原降水一致偏少。

（2）El Niño事件衰减早晚对南亚和青藏高原降水及气温影响有显著的季节内差异。在衰减早（晚）型次年夏季La Niña（El Niño）海温型逐渐发展（消亡），对Walker环流，热带太平洋和印度洋及西北太平洋至日本区域对流活动，NWPAC及其EAP/PJ遥相关,阿拉伯海异常气旋（反气旋），西亚（中西亚）异常反气旋（气旋）环流的影响均有明显的季节内影响差异。因而导致衰减早型南亚和青藏高原西南部降水增加主要发生在7～9月；衰减晚型南亚和青藏高原西南部降水减少主要发生在6月，而8～9月则降水比6～7月明显增加。相比较过去研究显示El Niño事件衰减年NWPAC（黄平和黄荣辉,2010;唐颢苏等,2019）

响应有明显的季节内变化特征，我们的研究则进一步揭示衰减早晚年NWPAC的季节内变化不同响应特征。

（3）衰减型两类El Niño事件，热带太平洋与印度洋海温异常均通影响Walker环流和对流及上升运动，NWPAC、阿拉伯海、中亚和西亚上空对流层环流，导致南亚和青藏高原南部和西部的降水的一致变化。这一定程度上是青藏高原西南部降水或者高原平均降水和南亚季风区降水呈现正相关的重要原因（Dong et al.,2016;高东和牛海山,2018）。

（4）El Niño事件主要有三条途径显著影响青藏高原夏季降水和温度。第一途径直接通过改变Walker 环流、Hadley环流、热带印度洋大气环流和NWPAC异常响应，增强或者减弱高原南部上伸运动, 增加或者减少热带印度洋向高原的水汽输送；第二条途径直接通过激发EAP波列，使得青藏高原东北部夏季受EAP北部反气旋影响，不利于降水发生；第三条途径在La Niña发展年有利夏季印度降水和增加南亚夏季非绝热加热，然后通过Rossby频散沿着夏季急流激发环球遥相关（Ding and Wang,2005;Ding et al., 2011;Wen et al.,2019），在中西亚和蒙古地区激发异常反气旋，进而影响整个高原降水与温度。而在El Niño衰减晚年通过西北太平洋对流活动异常和Rossby频散沿着夏季急流激发西太平洋—北美遥相关（Ding et al.,,2011），在中西亚激发异常反气旋。