前冬印度洋海盆一致模對ENSO 衰減期華南春季降水的影響

殷 鑫 , 吳小飛

（成都信息工程大學大氣科學學院/高原大氣與環境四川省重點實驗室, 成都 610225）

引言

我國地處東亞季風區，夏季風的爆發和季節推進對我國夏季雨帶的建立和北移密切相關[1]。由于海洋等因素影響，夏季風的活動使中國東部夏季降水具有很強的年際和年代際變化特征，因此東亞夏季風及我國夏季降水異常的機理研究一直廣受關注。但除了夏季降水以外，中國南方春季降水量可達當地全年降水總量的35% 以上，且同樣具有很強的年際變率[2]，如圖1 所示。此外，華南地區人口稠密、經濟發達，頻繁的旱澇災害給當地居民造成的經濟損失和生命財產威脅極大，如2016年春季華南前汛期暴雨災害頻發，造成了重大經濟損失。所以，深入研究華南春季降水（SCSR）的年際變率，從而提高春季降水的短期氣候預報技巧，對防災減災具有重要意義。

厄爾尼諾-南方濤動（ENSO）作為全球最強的海氣耦合信號，與我國降水的年際變化具有非常密切的關系，很早就被用作我國降水預測的重要參考指標[3-5]。通常，El Ni?o 自北半球夏季開始發展，在冬季達到峰值，然后次年春季開始衰減。赤道中東太平洋海溫異常（Sea-Surface Temperature Anomaly，SSTA）的強迫作用和西北太平洋局地的海氣相互作用，使得西北太平洋反氣旋（Western North Pacific Anticyclone，WNPAC）可以從前秋持續至夏季[6]。在El Ni?o 衰減期的春季，WNPAC 導致我國華南及長江中下游降水偏多，華北地區則降水偏少[7]。但是，華南春季降水（SCSR）與ENSO的關系并不是一直穩定存在的[4]。其中，年代際變率的調控作用是SCSR-ENSO 關系不穩定的重要原因之一。太平洋年代際振蕩（Pacific Decadal Oscillation，PDO）是太平洋最重要的年代際振蕩信號。研究表明，發生于PDO 正（負）相位期間的El Ni?o（La Ni?a）通常導致SCSR 偏多（偏少），而當PDO 與ENSO 處于反相位時，SCSR 異常卻不明顯，這是由于當PDO 與ENSO 處于同相位時，ENSO 相關的SSTA 通過同相位疊加得到加強，而反相位則會導致SSTA 強度減弱，進而激發出不同的環流異常并導致不同的SCSR 降水異常[8-9]。此外，自20 世紀70年代以來，El Ni?o Modoki 的發生頻率 明 顯 增 加[10]。傳 統 型El Ni?o 與El Ni?o Modoki 對中國東部春季降水的影響幾乎完全相反，前者通常導致SCSR 偏多，而后者則導致SCSR 偏少[11]。但是，近期研究[12]進一步指出：El Ni?o Modoki 與SCSR 的關系 同 樣 不 穩 定，El Ni?o Modoki 同 季 節 的 正SSTA 大值中心所處的經度位置對SCSR 異常具有決定作用；SSTA 大 值 中 心 偏 東 的El Ni?o Modoki個 例 會 導致SCSR 正異常，而偏西靠近日界線的個例則導致SCSR負異常；這是由于偏東型El Ni?o Modoki 仍可以激發出WNPAC，從而為華南地區提供充足的水汽來源；而偏西型El Ni?o Modoki 卻在西北太平洋激發出了異常氣旋性環流，導致華南降水減少?？梢?，春季El Ni?o Modoki 的SSTA 大值中心所處的經度位置，與同季節的SCSR 關系密切。但是春季同時期的SSTA 異常很難用于SCSR 的短期氣候預測，氣候預測通常需要尋找前期的氣候影響因子。

除了太平洋外，北半球冬季印度洋SSTA 同樣對東亞大氣環流和降水具有重要影響。印度洋SSTA存在兩個典型模態，即熱帶印度洋海盆一致變化模態（Indian Ocean Basin，IOB）[13]和南印度洋偶極子模態（Indian Ocean Dipole，IOD）[14]。IOB 與長江中下游以北至華北地區的春季降水呈顯著正相關關系：當印度洋冬季海溫呈現海盆一致偏暖時，東亞副熱帶急流減弱，東亞大槽偏東偏弱，有助于低層偏南氣流帶來的水汽在長江中下游以北至華北地區形成水汽輻合，導致該地區春季降水偏多[15]。但IOB 對中國春季降水存在季節差異。3月IOB可通過加強WNPAC 導致SCSR正異常。而隨著季節推進，4～5月WNPAC 位置逐漸北移，進而導致長江及以北地區降水偏多[16]。此外，南印度洋偶極子對中國降水年際變化也具有顯著影響[17]。實際上，ENSO 除了通過太平洋SSTA 直接影響東亞環流異常，還可以在冬季通過大氣橋影響印度洋SSTA，然后通過“充放電效應”，將印度洋SSTA維持至春、夏季，進而激發異常大氣環流[18]。因此，鑒于印度洋SSTA 對中國華南春季降水的顯著影響，ENSO 衰減期印度洋也可能存在SSTA 對大氣環流和中國華南春季降水具有重要影響，值得深入探討。

綜上所述，太平洋和印度洋SSTA 均對我國華南春季降水具有重要影響，而且二者具有緊密聯系。對于ENSO 衰減年的春季，印度洋與太平洋的SSTA 可能同時存在，也可能僅存其一。因此，本文擬通過分析ENSO 衰減期印度洋和太平洋的不同SSTA 配置，闡明各類配置對大氣環流和我國華南春季降水的影響，揭示春季印度洋和太平洋SSTA 通過海氣相互作用影響大氣環流的物理過程，進而為SCSR 短期氣候預測提供更為可靠的理論根據。

1 數據和方法

1.1 數據

本文采用的觀測和再分析資料包括：（1）中國氣象局846 站的降水觀測資料；英國哈德萊中心的全球逐月海表面溫度資料（HadISST1.1）[19]，水平分辨率為1°×1°；歐洲中心第五代大氣再分析資料（ERA5）[20]，包括逐月氣壓層位勢高度場、風場和比濕等變量，水平分辨率為1°×1°，垂直共有19 層。觀測和再分析數據時間范圍為1951年1月～2019年12月。

1.2 方 法

參考Wu and Mao[8]定義，本文SCSR 的研究區域為110°～122°E、22°～30°N，該范圍內的春季降水氣候態和年際標準差均為中國東部最大值（圖1），同時將該區域內的平均降水定義為SCSR 指數。ENSO 事件基于前冬（12月～次年2月）季節平均Ni?o3.4 指數進行選取，將冬季平均Ni?o3.4 指數＞0.5℃的年份定義為El Ni?o年，而＜-0.5℃的年份則為La Ni?a年。參考Zheng 等[21]的研究工作，并結合SCSR 與印度洋SSTA 的相關關系空間分布（圖2），本文將IOB 指數定義為熱帶印度洋（30°S～30°N，40°～100°E）內SSTA的區域平均值，將冬季IOB 指數大于一個正標準差的年份選取為IOB 暖異常年，而小于一個負標準差的年份定義為IOB 冷異常年，其余則為無異常的中性年。根據以上ENSO 和IOB 的定義，可將1951～2019年共69 a 劃分為9 類，如表1 所示。所有暖IOB年份中，除1959年為ENSO 中性年外，其它均為El Ni?o年份；所有冷IOB年份中，除1994年和1997年為ENSO 中性年外，其它均為La Ni?a年份。從統計結果看出，冬季IOB 確實是受ENSO 強迫所致[18]。鑒于個例數量和研究需求，本文僅對以下4 類情況進行討論：（1）El Ni?o 與IOB 暖位相共存年（El_wIOB）；（2）La Ni?a 與IOB 冷位相共存年（La_cIOB）；（3）單 獨El Ni?o年（El_nIOB）；（4）單獨La Ni?a年（La_nIOB）。為了說明不同IOB 與ENSO 配置對SCSR 的影響，本文對以上這4 類情況進行了合成分析，采用Student’s t 方法檢驗了合成場的顯著性。本文中所有變量均通過最小二乘法去除線性趨勢。若無特別說明，本文中ENSO年春季均指ENSO 衰減年的春季。

表1 1951～2019年冬季ENSO 與IOB 冷暖事件分類表

圖1 1951～2019年中國東部春季（3～5月）降水氣候態（a）和標準差（b）空間分布（單位：mm/d，紅色方框（110°～122°E，22°～30°N）代表華南地區）

圖2 1951～2019年華南春季降水與前冬（上）和春季（下）印度洋及太平洋海表溫度異常的相關系數分布（加點區域表示相關系數通過95%水平的顯著性檢驗）

本文中大氣整層垂直積分的水汽通量（Q）及其散度（D）計算公式如下[22]：

式中：ps為海平面氣壓（取1000 hPa）；pt為頂層氣壓，考慮到高層水汽較少，本文取為100 hPa；q為 大氣的比濕（單位：kg·kg-1）；u和v分別為緯向（λ）和經向（?）風速（單位：m·s-1）。水汽通量散度的單位為kg·m-2·s-1。

根據Krishnamurti[23]的研究結論，將水平風分為兩個部分：非輻散風（旋轉風）和輻散風，則有：

式中：ψ為流函數， χ為速度勢。在笛卡兒坐標系中，則有：

式中：uψ和vψ代表水平風的旋轉分量，uχ和vχ代表水平風的輻散分量。則水平散度D的計算公式如下：

將公式（7）帶入（8）中得到：

2 不同ENSO 和IOB 配置類型與SCSR異常的關系

如圖2a 所示，SCSR 與前冬赤道中東太平洋、熱帶印度洋、南海及中國東部近海海域的SSTA 呈顯著的正相關關系，而與菲律賓以東西北太平洋的SSTA為負相關關系。實際上，在El Ni?o年期間，赤道中東太平洋正SSTA 可通過激發西傳的大氣Rossby 波，在西北太平洋形成WNPAC 異常環流，并在局地海氣相互作用下在中國東部近海海域形成正SSTA、菲律賓以東西北太平洋形成負SSTA[6]?？梢姛釒窖蟮南嚓P系數分布主要來自于ENSO 的影響。此外，相關系數在熱帶印度呈現海盆一致性的正相關，因此SCSR 可能同時受印度洋IOB 的影響。值得注意的是，SCSR 與ENSO 和IOB 相關海域SSTA 的強相關關系可以從前冬一直持續ENSO 衰減年的春季（圖2b），可見采用前冬的IOB 和ENSO 指數作為SCSR 的影響因子，研究二者不同配置對SCSR 的影響是合理的，而且對于春季短期氣候預測具有參考價值。

因此，為了進一步討論不同熱帶印度洋、太平洋SSTA 配置與SCSR 異常的關系，本文基于表1 對不同ENSO 和IOB 配置下中國東部春季降水異常進行了合成分析。結果表明：在El_wIOB 發生期間，中國東部春季降水顯著增多，其中SCSR 異常增加幅度最大（圖3a）；在La_cIOB 發生期間，SCSR 出現大幅度負異常（圖3b）；二者的SCSR 異常幅度均超過1 mm/d，且均通過95% 水平的顯著性檢驗，但El_wIOB年的正異常降水中心比La_cIOB年的負異常降水中心相對偏北。不同于ENSO 與IOB 同時發生的年份，當熱帶印度洋SSTA 不顯著時，El_nIOB 或者La_nIOB年的SCSR 均不顯著（圖3c 和 圖3d）。此時，在El_nIOB期間，中國西南邊界地區春季降水出現一定程度負異常，而在La_nIOB 期間長江以北出現弱降水負異常。由此可見，當前冬熱帶印度洋SSTA 不強時，單純的El Ni?o 或La Ni?a 事件對SCSR 影響不明顯，而當前冬印度洋海盆出現顯著暖（冷）異常時，El Ni?o（La Ni?a）會導致SCSR 顯著增多（減少）。

圖3 1951～2019年4 類不同IOB-ENSO 配置下中國東部春季降水異常合成（a. El_wIOB，b. La_cIOB，c. El_nIOB，d. La_nIOB，單位：mm/d，加點區域表示降水異常通過95%水平的顯著性檢驗）

3 印度洋SSTA 影響春季ENSO 環流和SCSR 異常的物理機制

3.1 冬春季SSTA 時空演變特征

為了分析不同ENSO 和IOB 配置下印度洋和太平洋SSTA 的空間分布差異，圖4 給出了從前冬ENSO 成熟期到春季衰減期SSTA 的時空演變特征。在El_wIOB 事件發生年份，前冬熱帶中東太平洋為異常偏強的正SSTA，而熱帶西太平洋和北太平洋則則為較弱的負異常，呈現出典型的El Ni?o 分布特征；同時，印度洋海盆全區域呈現一致性的正SSTA，且該正異常一直延伸至南印度洋和中國南海（圖4a）。該海溫模態可以一直維持至春季，雖然到春季時熱帶太平洋SSTA 強度已經發生明顯衰減，但印度洋海盆SSTA強度幾乎無變化（圖4e）。類似地，在La_cIOB 事件發生年份，前冬和春季呈現出與El_wIOB 相反的SSTA分布，印度洋的負SSTA 同樣可一直持續至春季，且強度基本不變（圖4b 和圖4f）。而在El_nIOB 事件的冬季，熱帶太平洋SSTA 空間分布特征與El_wIOB 期間的空間分布和強度均較為類似，雖然赤道中東太平正SSTA 強度稍弱，但二者在印度洋差異很大，El_nIOB事件期間冬季印度洋SSTA 強度很弱且幾乎不能通過統計檢驗（圖4c），且El_nIOB 事件熱帶中東太平洋SSTA 衰減速度明顯快于El_wIOB 事件，至春季時熱帶中東太平洋SSTA 強度大幅減弱（圖4g），暖SSTA主要位于熱帶中太平洋。而La_nIOB 事件發生期間，熱帶太平洋和印度洋海盆的SSTA 空間分布與El_nIOB相似，但SSTA 強度略強（圖4d 和圖4h）。

需要說明的是，雖然El_nIOB年份春季熱帶太平洋SSTA 空間分布與El Ni?o Modoki 類似，但并非所有El_nIOB 事件均為El Ni?o Modoki。經 與El Ni?o Modoki 發生年份相對比[24]，15個El_nIOB個例中有4個El Ni?o Modoki 事件，且8個El_wIOB 事件中同樣有2個El Ni?o Modoki 事件，均約占各自總數的25%?？梢?，本文基于IOB 和Ni?o3.4 的分類方法是獨立于El Ni?o Modoki 分類方法的。前文指出，El Ni?o Modoki 對SCSR 的影響與春季同期SSTA 所處的經度位置密切相關[12]，因此，將同期El Ni?o Modoki 作為SCSR 的預測因子具有一定困難。而對比ENSO 衰減年自前冬到春季的SSTA 演變特征（圖4）可知，受ENSO衰減影響，雖然春季赤道中東太平洋SSTA 明顯減弱，但印度洋SSTA 強度基本保持不變?？梢娛苡《妊蟆半娙萜餍钡挠绊慬18]，ENSO 衰減年印度洋SSTA 持續性更好。因此，利用前冬表征印度洋海溫異常SSTA 的IOB 指數與ENSO 指數來研究SCSR 異常是合理的，而且從統計結果看對短期氣候預測具有實用價值。

3.2 印度洋SSTA 對ENSO 環流的影響

不同空間分布型的SSTA 均可通過激發大氣環流異常，進而導致不同的降水異常分布?？紤]到無論是降水異常還是SSTA 演變特征，El_wIOB 和La_cIOB均有較好的對稱關系，且El_nIOB 和La_nIOB 也同樣如此。因此，為了分析更為簡單明了，接下來將通過對比El_wIOB 和El_nIOB 兩類事件（圖5～6），重點分析印度洋SSTA 影響ENSO 衰減期大氣環流與SCSR 降水異常的物理過程。

在El_wIOB 期間，SSTA 在熱帶印度洋、西太平洋和中東太平洋呈現為"正-負-正"的緯向三極型分布（圖4e）。首先，熱帶中東太平洋的強正SSTA 通過激發西傳的大氣Rossby 波，并在西北太平洋下沉，在對流層中低層形成強大的異常高壓（圖5a）和WNPAC（圖5c）。同時，雖然印度洋SSTA 為一致性暖異常，但暖中心主要位于赤道以南，而赤道以北相對較弱（圖4a 和圖4e），這種SSTA 的赤道非對稱性是典型的IOB 春季SSTA 分布[21]。在El_wIOB 的春季，該非對稱SSTA 在熱帶印度洋激發出赤道南北反對稱異常環流，主要表現為赤道以北為東風異常，赤道以南為西風異常（圖5c）。Du 等[25]研究指出，這種“C”型異常環流主要是由位于副熱帶南印度洋的SSTA 強迫局地對流，引發副熱帶北印度洋向南的越赤道氣流，越赤道氣流在科氏力作用下，形成副熱帶北印度洋為東風異常、南印度洋為西風異常的“C”型赤道反對稱異常環流。數值試驗結果同樣證明，IOB 型海溫敏感性試驗的確可以通過Matsuno-Gill 響應激發出此類異常環流形勢，且赤道以北的海洋性大陸和印度洋上空的東風異常，有利于西北太平洋反氣旋進一步增強并向西延伸[26]。同時，赤道以南的印度洋西風異常與赤道西太平洋東風異常在海洋性大陸偏南區域相遇輻合（圖5c），導致水汽抬升并釋放凝結潛熱。該上升氣流在西北太平洋下沉，該異常垂直經向環流有利于西北太平洋異常反氣旋進一步增強并西伸（圖5c）。西北太平洋異常反氣旋的加強和西伸，導致我國華南地區受異常西南風控制，造成西南水汽通量異常，為華南地區提供了充足的水汽（圖7a）。而在El_nIOB 期間，西北太平洋同樣存在異常高壓和WNPAC（圖5b 和圖5d），但其強度明顯弱于El_wIOB 期間。除了赤道中東太平洋SSTA 強度偏弱外，印度洋SSTA 偏弱同樣是一個重要原因。印度洋SSTA 強度偏弱，導致了赤道以北印度洋及海洋性大陸東風異常偏弱，不利于WNPAC西伸增強。

圖4 1951～2019年4 類IOB-ENSO 配置下的前冬（左）和春季（右）SSTA 合成（a、e. El_wIOB，b、f. La_cIOB，c、g. El_nIOB，d、h.La_nIOB，單位：℃，加點區域表示SSTA 通過95%水平的顯著性檢驗）

圖5 1951～2019年El_wIOB（左）和El_nIOB（右）事件春季850 hPa 位勢高度（a、b，單位：m2 ·s-2）和水平風場（c、d，單位：m·s-1）異常合成（a、b 中加點區域表示位勢高度異常通過95%水平的顯著性檢驗，c、d 中紅色箭頭表示風矢量中至少有一個分量通過95%水平的顯著性檢驗）

對流層高層的環流也受到印度洋SSTA 的影響。在El_wIOB 期間，熱帶印度洋和太平洋強正SSTA 在熱帶對流層高層激發出強大的位勢高度正異常，與中高緯的負異常形成顯著的經向梯度（圖6a），增強了青藏高原南側的高空副熱帶西風急流（圖6c），進而在華南上空形成異常輻散環流，導致該區域水汽輻合凝結抬升（圖7a），有利于降水發生（圖3a）。而在El_nIOB期間，由于春季其印度洋海盆和熱帶中東太平洋SSTA較弱，因此其高空位勢高度正異常范圍強度較弱（圖6b）。而因熱帶印度洋SSTA 強度不夠顯著，導致熱帶印度洋上空對流層高層位勢高度異常偏弱，位勢高度南北梯度不明顯，因此東亞副熱帶急流并無明顯異常，導致華南上空并無明顯環流異常（圖6d），水汽散度異常不顯著（圖7b），不利于降水異常發生（圖3c）。

圖6 同圖5，但為200 hPa 位勢高度和水平風場異常合成

為從大氣環流垂直結構的角度進一步分析印度洋SSTA 對 WNPAC 加強和位置的貢獻，圖8 給出了對流層高、低層的散度風和500 hPa 垂直速度分布。前文分析指出，在El_wIOB 春季，由印度洋SSTA 導致的印度洋赤道南側西風異常與ENSO 相關的赤道西太平洋東風異常在熱帶東印度洋相遇輻合（圖5c），水汽輻合形成上升運動（圖7a）。從500 hPa 垂直速度（圖8e）可見，赤道以南的東印度洋和海洋性大陸具有明顯的垂直上升運動，與水汽輻合區一致。水汽抬升過程中釋放凝結潛熱，加熱高層大氣，在赤道東印度洋對流層高層形成速度勢負異常區（圖8a）。與速度勢負異常對應的異常輻散風向西北太平洋的速度勢正異常區輻合（圖8a），并形成強烈的下沉運動（圖8e），有利于WNPAC 強度的維持和增強。同時，西北太平洋對流層低層為速度勢負異常，低層輻散風向赤道以南東印度洋和中國華南地區輻散（圖8c）。而在El_nIOB 期間，高低空輻散風異常呈現出經向Walker 型環流，異常環流在西北太平洋下沉，在赤道中太平洋上升（圖8b 和圖8d）。而此時由于印度洋SSTA異常較弱，春季印度洋高低空環流異常均不顯著，僅赤道中太平洋存在范圍較小的弱垂直上升運動（圖8f），不存在顯著的經向或緯向垂直環流結構，因而WNPAC 較弱且無法長時間維持?？梢?，由印度洋SSTA導致的赤道東印度洋輻合上升氣流，并在西北太平洋下沉，對春季WNPAC 的維持具有重要貢獻。

圖7 1951～2019年El_wIOB（a）和El_nIOB（b）事件春季對流層整層積分的水汽通量（矢量，單位：kg ·m-1·s-1）和水汽通量散度（填色，單位：10-5 kg·m-2·s-1）異常合成（加點區域表示水汽通量散度異常通過95%水平的顯著性檢驗，紅色箭頭表示水汽通量中至少有一個分量通過95%水平的顯著性檢驗）

為了進一步解釋印度洋SSTA 通過垂直環流影響WNPAC 和SCSR 異常的過程，圖9 給出了沿100°～130°E 的經向環流垂直剖面。在El_wIOB 期間（圖8a），由印度洋暖SSTA 導致的印度洋西風異常與ENSO 相關的赤道西太平洋東風異常在熱帶南側的東印度洋輻合，造成上升運動，該上升氣流在西北太平洋下沉，有利于WNPAC 的強度維持。同時受青藏高原南側高空副熱帶西風急流加強的影響（圖6c），華南地區高空輻散加強（圖8a），促進了華南地區上升運動（圖8e），從而在東印度洋赤道南部-西北太平洋-中國華南形成“上升-下沉-上升”的異常經圈環流（圖9a）。該經圈環流的形成，有利于印度洋赤道南部的上升氣流在西北太平洋下沉，加強和維持WNPAC，同時WNPAC西側的低層南風異常將水汽持續輸送至華南，并在高層輻散的抽吸下發生上升運動，導致華南降水偏多。而在El_nIOB 期間，由于印度洋SSTA 的強度較弱，赤道東印度洋南部的上升運動不顯著，西北太平洋的下沉運動較El_wIOB 明顯偏弱（圖9b），不存在明顯的經向環流結構，華南地區上升運動異常不明顯，上升運動僅位于赤道中太平洋（圖8f）。

圖8 1951～2019年El_wIOB（左）和El_nIOB（右）事件春季（a、b）200 hPa、（c、d）850 hPa 速度勢（填色，單位：106 m2·s-1）和輻散風（矢量，單位：m·s-1）以及（e、f）500 hPa 垂直速度（填色，單位：10-2 Pa·s-1）異常合成（加點區域表示速度勢和垂直速度異常通過95%水平的顯著性檢驗）

圖9 1951～2019年El_wIOB（a）和El_nIOB（b）事件春季沿100°～130°E 的經向環流異常垂直剖面（填色表示垂直速度，單位：10-2 Pa·s-1；箭頭表示環流，經向分量單位：m·s-1，垂直分量單位：10-2 Pa·s-1；加點區域表示垂直速度異常通過95%水平的顯著性檢驗，箭頭表示經向速度或垂直速度異常中至少有一個通過95%水平的顯著性檢驗）

由此可見，印度洋SSTA 可以通過影響El Ni?o 的異常環流，進而影響SCSR。在對流層低層，印度洋SSTA 在熱帶印度洋激發出赤道南北反對稱異常環流。赤道以北的印度洋及海洋性大陸為東風異常有利于WNPAC 西伸加強。同時，赤道以南的西風異常在海洋性大陸以南的東印度洋區域發生輻合上升，并在西北太平洋下沉，形成垂直經向環流。二者均有利于西北太平洋異常反氣旋在春季的維持和西伸，進而給華南地區地區提供充足的水汽。而在對流層高層，印度洋海溫暖導致熱帶印度洋對流層高層出現位勢高度正異常，增加了位勢高度南北梯度，導致東亞副熱帶高空急流增強，華南上空輻散加強，同樣有利于華南降水發生正異常。

4 結論與討論

本文基于1951～2019年氣象觀測站降水數據、哈德萊中心的海表溫度數據集HadISST1.1 和歐洲中心ERA5 大氣再分析資料，對IOB 通過影響ENSO 相關的環流異常并進一步調制ENSO-SCSR 關系的物理機制進行了診斷分析，得到如下主要結論：

（1）IOB 對ENSO 與SCSR 之間的正相關關系具有重要影響。當El Ni?o（La Ni?a）與IOB 暖（冷）相位同時發生時，SCSR 為顯著正（負）異常。而當El Ni?o或La Ni?a 單獨發生而印度洋SSTA 不顯著時，SCSR同樣異常不顯著?？梢?，對于ENSO 與IOB 同時且同相位發生的年份，SCSR 與ENSO 的關系更穩定。

（2）與IOB 同時發生的ENSO 事件SSTA 相對較強且衰減相對較慢。在冬季ENSO 成熟期，El_wIOB事件的正SSTA 不僅在熱帶印度洋明顯強于El_nIOB事件，同時在赤道中東太平洋的正SSTA 的異常幅度同樣更大。而在春季ENSO 衰減期，二者在赤道中東太平洋的正SSTA 均明顯減弱，但El_nIOB 的SSTA衰減更快，強度更弱。而且El_wIOB 在印度洋的正SSTA 強度幾乎維持不變，而El_nIOB 異常卻不顯著。La_cIOB 和La_nIOB 的負SSTA 具有類似的空間分布和衰減特征。

（3）在對流層低層，相較于El_nIOB 事件，El_wIOB在赤道中東太平洋SSTA 更強，能夠在西北太平洋激發出更強的異常反氣旋。同時，熱帶印度洋的正SSTA激發出赤道南北反對稱環流，在赤道以北的印度洋及其東部地區形成東風異常環流，而在赤道以南的印度洋上空形成異常西風環流。西風異常環流在海洋性以南的東印度洋區域發生輻合上升，并在西北太平洋下沉，進而形成經向垂直環流異常。由印度洋正SSTA激發的赤道以北的東風異常和赤道以南的西風異常相關的垂直經圈環流，均有利于西北太平洋異常反氣旋的維持和西伸，進而為華南地區提供充足的水汽。

（4）在對流層高層，El_wIOB 期間印度洋的正SSTA在熱帶印度洋上空的對流層高層激發出正位勢高度異常，進而增大了亞洲地區熱帶與副熱帶之間的位勢高度經向梯度，導致東亞副熱帶高空急流增強，進而在華南地區形成高空輻散，有利于水汽凝結抬升形成降水。而El_nIOB 期間熱帶印度洋SSTA 不顯著，東亞副熱帶高空急流強度和位置變化不大，華南上空輻散條件不顯著，不利于降水異常的產生。

由此可見，雖然與ENSO 相關的赤道中東太平洋SSTA 是春季西北太平洋異常反氣旋形成的主要原因，但印度洋SSTA 在對異常反氣旋的強度維持和西伸以及高空輻散條件的形成上具有顯著作用，進而持續為SCSR 提供水汽輸送和動力抬升條件?？紤]到印度洋海溫異常的電容器效應[18]，在ENSO 衰減期，將印度洋SSTA 和ENSO 結合起來預測SCSR，結果可能更具參考性。

本文基于IOB，研究了印度洋SSTA對ENSO與SCSR關系穩定性的影響。事實上，IOB 本身就是受ENSO影響而形成的[18]。因此，本文所討論的印度洋SSTA對ENSO 環流的影響，實際可以看作是有IOB 型ENSO 和無IOB 型ENSO 的環流差異。通過表1 同樣可以看出，僅有極少的IOB個例是獨立于ENSO 發生的。因此，幾乎不可能基于觀測資料單獨討論熱帶印度洋SSTA 對東亞環流的影響。不過，近年來，越來越多的研究工作基于海氣耦合模式設計區域海洋起搏器（Pacemaker）試驗，在考慮全球海氣反饋過程的前提下研究區域海溫異常對周邊大氣環流的影響[27-28]。而且當前氣候模式已經能夠較好地模擬印度洋的模態和變率[29]，為此，后續將進一步結合數值試驗研究印度洋SSTA 對ENSO 及周邊大氣環流的影響。