西太平洋暖池6月对流增强的成因及其预测意义

薛峰 董啸 范方兴

中国科学院大气物理研究所国际气候与环境科学中心，北京 100029

1 引言

在北半球夏季期间，西太平洋暖池对流活动对东亚夏季风异常变化有重要影响。Nitta（1987）发现当热带西太平洋海温偏高时，局地对流活动增强，并激发Rossby波列向高纬度传播，从而影响东亚地区气候异常。此后，黄荣辉和孙凤英（1994）发现夏季暖池对流活动对西太平洋副热带高压（副高）两次北跳有重要影响，当暖池对流活动偏强时，副高北跳明显，长江流域降水偏少，反之北跳则不明显，长江流域降水偏多。Lu（2001a）还发现对流强弱能影响到副高的东西进退，当对流偏强时，其北部出现气旋异常，副高加速东退，反之亦然。

已有研究还表明，暖池对流的年际变化受到ENSO循环的影响。Nitta（1987）的研究是针对西太平洋暖池海温偏高的情况，这种情况多出现在La Niña 年和 El Niño 发展年，但二者的季节内变化有所不同，前者最大异常出现在7月，而后者则在 8月（Xue and Zhao,2017; 薛峰等,2018）。与此不同的是，在El Niño衰减年夏季，印度洋海温偏高，对流增强，激发出斜压Kelvin波并传播到西太平洋，导致暖池对流偏弱，西太平洋为反气旋异常，副高加强西伸（Xie et al.,2009; Xue et al.,2018）。因此，在ENSO循环过程中，暖池对流增强和减弱的机理存在明显差异，其异常强度也存在显著的不对称，其中El Niño衰减年对流减弱的强度要远大于其他年份对流增强的强度。有鉴于此，在分析暖池对流强弱变化时，有必要将对流的增强和减弱分别处理和研究。

另一方面，暖池对流还存在显著的季节内变化。在气候平均状态下，南海夏季风在5月下旬开始爆发，6月暖池对流开始逐渐发展并影响到其后对流的变化。Xue and Fan（2019）的研究表明，当春季暖池偏暖时，6月对流偏强，局地海温降低，7月对流随之减弱，局地海温升高，8月对流再度增强，造成暖池对流显著的季节内振荡。在此过程中，局地海气相互作用起到主导作用，形成6月和8月对流的显著正相关。因此，6月对流异常对其后月份对流的变化以及夏季平均异常有重要的预报意义。另一方面，如果对比每个La Niña年对流变化，可以发现并非所有La Niña年6月对流均明显增强，这说明6月对流与夏季平均的异常机理并不完全相同。除La Niña影响之外，还有其他因子能影响到初夏对流的发展。为此，我们首先根据合成结果分析了6月对流增强的影响因子，并选择两个典型年份做进一步对比分析，希望为暖池对流异常变化和东亚夏季风预测提供观测和理论基础。

2 资料和方法

文中根据NOAA提供的卫星观测向外长波辐射（Outgoing long-wave radiation,OLR）来表示暖池对流的强弱变化（Liebmann and Smith,1996），分辨率为2.5°（纬度）×2.5°（经度），月平均海表温度来源同上，分辨率为2°（纬度）×2°（经度）（Huang et al.,2017），大气环流再分析资料来源于美国国家环境预测中心和能源部，分辨率为2.5°（纬度）×2.5°（经 度）（Kanamitsu et al.,2002）。此外，还使用常用的Niño3.4指数来鉴别La Niña 事件及其强度，该指数定义为（5°S～5°N,170°W～120°W）区域平均的海表温度异常，当该指数低于−0.5°C并持续6个月以上时，就认为发生了一次 La Niña 事件（Trenberth,1997）。上述资料时间统一取为1979～2018年，共40年。

根据Lu（2001b）的研究结果，暖池对流定义为（10°N～20°N,110°E～150°E）区域平均的 OLR异常值，OLR负异常表示对流增强，正异常表示对流减弱。此外，考虑到在很多年份OLR异常在150°E以东与其西部有较大差异，这里定义的暖池范围较Lu（2001b）中的略小。

3 合成分析

图1为标准化的6～8月以及夏季平均暖池OLR时间序列，逐月平均和夏季对流异常均呈现出显著的年际变化。此外，尽管6月与7月之间的相关不显著（图1a），但6月和8月之间的相关系数则达到0.53（图1b），远超99%置信水平，同时6月和夏季平均的相关高达0.85（图1c），因此6月对流异常对8月和夏季对流有重要的预测意义。根据 Xue and Fan（2019）的研究结果，这种显著相关主要是由于6月对流异常增强造成的，以下我们选取6月对流增强年份来合成分析其增强原因。

图1 1979～2018年（a）6月和7月、（b）6月和8月、（c）6月和夏季平均标准化暖池地区向外长波辐射异常（6月为实线，其余为虚线，数字为相关系数）Fig.1 Normalized outgoing long-wave radiation (OLR) anomaly over the warm pool during 1979–2018: (a) Jun and Jul; (b) Jun and Aug; (c) Jun and summer mean.The anomaly in Jun is indicated by the solid line,and the others are indicated by the dashed line.The number is the correlation coefficient

根据图1的结果，定义暖池6月对流异常增强年份为OLR异常值低于−0.5个标准差（约−5 W/m2）。在1979～2018年期间，共有12年达到该标准，即1981年、1984～1986年、1990年、1999年、2001年、2004年、2011～2013年和2018年，其中低于−2.0标准差的年份有3年，即1984～1985年和2004年，而2011年仅为−0.5。此外，1984～1986年和2011～2013年连续3年6月对流异常增强，说明这种现象具有延续多年的特征。

图2为上述12年合成的6～8月OLR异常分布，6月OLR显著负异常位于南海到140°E，中心低于−15 W/m2，以北为较弱的正异常。7月的分布与6月有很大差异，OLR负异常东移至150°E以东，日本附近为正异常，但异常范围较小，暖池地区OLR异常很弱（图2b），8月的分布与6月类似，暖池地区为显著的OLR负异常，因而形成6月和8月对流的显著相关，这与图1中的相关结果是一致的，也表明这种相关主要与6月对流异常增强有关。

在上述12年中，1990年为平常年，1986年、2004年和2018年为El Niño发展年，但冬春季仍维持明显的 La Niña 状态，其余8年为La Niña年，表明La Niña是6月暖池对流增强的主要背景。图3为12年合成的Niño3.4指数演变情况，Niño3.4指

图2 合成的向外长波辐射异常分布（单位：W/m2）：（a）6月；（b）7月；（c）8月。阴影区为超过95%置信水平的区域Fig.2 Composite OLR anomaly (W/m2): (a) Jun; (b) Jul; (c) Aug.Regions above 95% confidence level are shaded

图3 合成的月平均 Niño3.4 指数Fig.3 Composite monthly mean Niño3.4 index

数从冬季到夏季La Niña信号明显衰减，但全年Niño3.4指数均为负值，1月达到最小值（约−0.7°C），春季绝对值已经小于 0.5°C，说明 La Niña信号不是很强。图4进一步给出12年合成的春夏季海温异常分布，春季仍为明显的La Niña型异常分布，日界线以东为显著的海温负异常，最强负异常低于−0.4°C，菲律宾以东为较弱的正异常（约 0.2°C），但并不显著，说明该海域海温并不完全受La Niña信号影响。夏季太平洋负异常很弱，显著负异常转移到热带印度洋和南海附近海域（图4b）。春季暖池海温偏高为6月对流发展提供了必要的热力基础，但夏季对流的发展促使局地海温降低（图2），从而造成暖池地区春季和夏季海温异常相反。由于南海地区对流发展最早，这种现象在南海最为显著。

除春季暖池海温偏高之外，6月对流发展还与低层大气环流的动力扰动有关。图5为合成的6月850 hPa风场异常，可见源自南半球的索马里急流明显偏强，从阿拉伯海到南海一带的热带西风随之加强，触发了6月暖池对流发展。苏同华和薛峰（2010）发现当西风增强东进到暖池地区时，与暖池东部的东风交汇，产生东西风切变，低层大气强烈辐合，最终导致暖池对流增强，这与图5的结果是一致的。此外，由于6月暖池对流发展，菲律宾以北为明显的气旋异常，日本附近为反气旋异常，这也与以前的研究结果类似（Nitta,1987; Lu,2001a）。

4 1984年和1989年的对比分析

上一节的合成分析结果表明6月暖池对流发展与La Niña造成的暖池海温偏高有关，但并非所有La Niña年6月对流明显偏强。这里我们选择1984年和1989年做对比分析，以进一步分析6月暖池对流增强的原因。

如图6所示，1984年为较弱的La Niña年，从冬到夏多数月份Niño3.4指数维持在−0.5°C左右，而 1989年则为强 La Niña年，1月 Niño3.4 指数达到−1.9°C，春季仍维持在−1.0°C左右，超过 1984年约0.5°C。图7为这两年春季海温异常分布，受La Niña的强迫影响，南海中部到 150°E 海温偏高，1984年海温异常约0.2°C，并向东北方向延伸，其分布与合成结果类似（图4a），1989年异常较弱，但总体上两年暖池海温异常并无明显差异，同时热带印度洋也偏冷。另一方面，两年6月对流异常却有明显差异，1984年6月OLR标准差为−2.0，而1989年则为0.3（图1a），夏季平均异常也有很大差异，分别为−1.5和−0.3（图1c）。虽然1984年春季暖池较1989年略偏暖，但并非造成6月暖池对流显著差异的主要原因，因此我们选择这两年来进行对比分析。

图4 合成的海表温度异常（°C）：（a）春季；（b）夏季。阴影区为超过95%置信水平的区域Fig.4 Composite sea surface temperature (SST) anomaly (°C): (a) Spring; (b) summer.Regions above 95% confidence level are shaded

图5 合成的850 hPa风场异常（阴影区为超过95%置信水平的区域）Fig.5 Composite 850-hPa wind anomaly (regions above 95% confidence level are shaded)

图8为 1984年 6月 850 hPa风场异常和 OLR异常分布。类似于合成结果（图5），索马里越赤道气流偏强，从阿拉伯海到南海的热带西风明显偏强，异常超过5 m/s（图8a）。在偏强西风气流的强迫下，暖池对流显著增强，南海到150°E一带OLR 异常达到－20 W/m2，局部低于－40 W/m2，江南到日本南部为较弱的OLR正异常（图8b）。由于暖池对流增强的影响，南海北部激发出气旋异常，东北亚到日本东部沿海为反气旋异常，这种异常环流型与Nitta（1987）发现的太平洋—日本型遥相关是一致的（图8a）。另外，从澳大利亚到孟加拉湾的越赤道气流也偏强，导致该地区对流增强，但由于春季海温偏低，OLR异常较弱，说明对流增强同时受到海温和大气扰动的共同影响。

图6 1984年和 1989年月平均 Niño3.4 指数Fig.6 Monthly mean Niño3.4 index in 1984 and 1989

为进一步说明热带西风扰动对暖池对流的影响，图9 给出 6月（10°N～20°N）纬度平均的 80°E（印度附近）西风和120°E（菲律宾附近）的OLR逐日变化。在6月初，对流尚未充分发展，OLR约为240 W/m2，自6月10日之后，西风开始急速增强，15～19日期间达到13～16 m/s（图9中实线）。随着西风的不断增强，对流开始明显发展，20～25日期间 OLR 下降到 110 ～150 W/m2（图9中虚线）。同时，西风极值和OLR极值也有很好的对应关系，西风在7日达到极小值（约2 m/s），OLR 极大值在 12日（约 220 W/m2），滞后约5 d，西风极大值出现在16日（约16 m/s），对应的 OLR极小值在23日（约110 W/m2），滞后约7 d。因此，上游西风增强促进了下游暖池对流的发展，二者之间存在明确的超前和滞后关系。

图10为西风最强期间（34候，6月15～19日）西风异常和后1候（35候，6月20～24日）OLR异常分布，第34候风场异常与月平均异常类似（图8a），越赤道气流偏强，从阿拉伯海到南海的西风也明显偏强。由于西风增强的影响，第35候暖池对流明显增强，OLR最小异常值低于−80 W/m2（图8b），这与图9中OLR逐日变化是一致的。此外，第34候东亚沿海地区北风异常也明显偏强，对暖池对流增强也起到一定作用，但由于北风异常持续时间较短，在6月平均风场异常中不够明显（图8a）。

图11为 1989年 6月 850 hPa风场和 OLR异常分布，虽然阿拉伯海西风偏强，但异常较弱且仅限于局地，未能像1984年6月那样进一步东伸至南海地区（图8a），因此难以触发暖池对流发展，OLR异常较弱，这与图1的结果是一致的。此外，由于1989年春季南海北部海温偏低，南海北部到华南出现一个范围较小的OLR正异常，对应于一个较弱的反气旋异常，因此南海的偏北风异常是局地现象，这与图10a中来自高纬度的北风扰动不同。因此，尽管1989年是一个强La Niña年，由于缺乏大气扰动的动力强迫，加之该年春季暖池海温较1984年略微偏低（图7b），6月暖池对流未能发展。

图7 （a）1984年和（b）1989年春季海表温度异常（°C）Fig.7 SST anomalies (°C) in spring in (a) 1984 and (b) 1989

图8 1984年 6月（a）850 hPa 风场异常和（b）向外长波辐射异常（单位：W/m2）Fig.8 (a) 850-hPa wind anomaly (m/s) and (b) OLR anomaly (W/m2) in Jun 1984

图9 1984年 6月逐日 10°N～20°N 纬度平均的 850 hPa 80°E 纬向风（实线）和120°E向外长波辐射（虚线）Fig.9 Daily 850-hPa zonal wind at 80°E (solid line) and OLR (dashed line) at 120°E averaged over 10°N−20°N latitudes in Jun 1984

值得重视的是，6月暖池对流异常能影响到其后7～8月的对流异常。图12为1984年和1989年沿15°N候平均OLR异常经度—时间剖面，由于1984年6月对流偏强，引起局地海温降低，7月对流偏弱，局地海温升高，8月对流再次增强，局地海气相互作用导致暖池对流呈现显著的季节内振荡（Xue and Fan,2019）。与此不同的是，1989年 6月对流偏弱，暖池对流直到7月中旬之后才明显增强，OLR最小值出现在7月底到8月初，季节内振荡不明显。这与2016年的情况有些类似，6月对流偏弱导致局地海温升高，为后期对流发展提供了热力基础（薛峰等,2020）。因此，虽然这两年暖池对流总体上偏强，但季节内变化差异很大，导致夏季平均异常也有很大差异，两年OLR标准差分别为−1.5和−0.3（图1c）。另外，暖池对流的季节内振荡以局地变化为主，并无明显的传播，这与经典的Madden-Julian振荡向东传播不同（Madden and Julian,1972）。

图10 1984年（a）34 候 850 hPa 风场异常和（b）35 候向外长波辐射异常（单位：W/m2）Fig.10 (a) 850-hPa wind anomaly at pentad 34 and (b) OLR anomaly at pentad 35 (W/m2) in 1984

5 小结和讨论

本文使用观测OLR资料和其他多种再分析资料，研究了西太平洋暖池6月对流增强的原因。合成分析表明，春季暖池地区海温偏高为6月对流发展提供了热力基础，同时大气内部扰动特别是与越赤道气流相关的热带西风增强也是触发暖池对流发展的必要条件。当6月对流偏强时，由于局地海气相互作用的影响，7月对流偏弱，但8月对流再度增强，导致暖池对流形成显著的季节内振荡，因此6月对流增强对其后月份对流异常变化有重要的预测价值。1984年和1989年的对比分析也进一步说明了大气扰动对暖池对流增强有重要的强迫作用，当大气扰动偏弱时，即使暖池海温偏高，6月对流也难以发展。综合来看，海温偏高的热力影响是第一位的，而大气的动力强迫是第二位的。

在所选的12个6月对流偏强年份中，除1990年外，其余年份春季均为明显的La Niña型海温分布，说明暖池海温偏高主要与La Niña强迫影响有关。另一方面，1984年为较弱的 La Niña年，1989年则为强La Niña年，但1984年春季暖池海温较1989年偏高，这说明暖池海温异常还存在明显的局地变化特征。在预测6月对流异常变化时，除La Niña信号外，还需要考虑暖池局地海温异常变化。此外，由于La Niña信号可以持续多年，6月对流增强的现象也可以连续多年出现，如1984～1986年和2011～2013年均连续3年出现6月对流增强，这对暖池对流的长期预测有一定的参考意义。

如上所述，6月暖池对流增强与La Niña型海温异常特别是暖池地区海温偏高有关。如果6月对流增强，通过局地海气相互作用还能持续影响到7～8月的对流变化。但我们同时注意到，即使在强El Niño衰减年如2016年，局地海气相互作用对暖池对流季节内变化仍有重要影响。由于El Niño的强迫影响，2016年春季热带印度洋偏暖，6～7月对流偏强，抑制了同期暖池对流的发展，但对流偏弱又造成太阳辐射增强，局地海温升高，当8月印度洋对流减弱之后，暖池对流开始强烈发展（薛峰等,2020; 段欣妤等,2020）。因此，局地海气相互作用的影响并不依赖于ENSO位相，虽然局地海气相互作用受La Niña信号影响，但实际上二者是两种不同性质的信号，前者主要调制夏季暖池对流的季节内变化，表现为对流与海温的负反馈关系，时间尺度约为1个月，而La Niña的时间尺度很长，并通过影响暖池海温来影响夏季对流的异常变化。

图11 同图8，但为 1989年 6月Fig.11 Same as Fig.8,but for Jun 1989

需要强调指出的是，暖池对流增强与减弱并不是一种简单的反对称现象。例如，在El Niño衰减年，由于热带印度洋偏暖，夏季对流偏强，激发Kelvin波并东传至热带西太平洋，从而抑制了暖池对流发展（Xie et al.,2009; Xue et al.,2018）。虽然暖池局地海温偏低也能在一定程度上造成6月对流偏弱，但起主导作用的则是印度洋对流增强的强迫影响（薛峰等,2020）。另外，由于 El Niño 衰减年暖池对流减弱的异常强度要远大于其他年份的对流增强，如果在整个时间序列中不把对流的增强和减弱分开处理，所得结果主要反映了对流减弱的信号，掩盖了对流增强的信号，从而不能真实反映出暖池对流与海温的相互关系，造成海温偏高对应于对流偏弱的假象（Wang et al.,2005），这是本文仅选择对流增强年份进行合成分析的主要原因。实际上，来自热带印度洋和北大西洋的强迫抑制了暖池地区对流发展，从而造成局地海温升高（段欣妤等,2020），海温偏高和对流偏弱均是其他大洋的强迫结果。与El Niño衰减年类似，本文合成结果中暖池对流偏强与夏季海温偏低（即图4b暖池海温负异常）的关系应理解为对流偏强导致海温降低，并不是海温偏低导致对流增强，二者均是La Niña的影响结果。因此，无论是El Niño衰减年还是La Niña年，暖池地区夏季平均海温异常均是被动的角色。此外，暖池地区海气相互作用的时间尺度约为1个月，将夏季平均的对流异常与同期海温异常比较来分析海气相互作用在时间尺度上是不合适的。例如，Hu and Wu（2016）比较了热带西太平洋和印度洋地区季度异常和月平均异常，发现前者主要受ENSO强迫影响，而后者主要与局地海气相互作用有关，这与我们的研究结果是一致的（薛峰等,2020）。

图12 （a）1984年和（b）1989年沿15°N候平均向外长波辐射异常的经度－时间剖面（单位：W/m2）Fig.12 Longitude−time cross sections of pentad-mean OLR anomalies along 15°N (units: W/m2) in (a) 1984 and (b) 1989

另一方面，我们的研究结果表明前期海温偏高引起后期对流偏强，前者超前后者约1个月，二者关系并非早期研究中的同时关系（Xue and Fan,2019），如果将二者异常变化同时比较会得到不合理的结论。因此，使用“两步法”（即海洋强迫大气模式）预测暖池对流和夏季降水异常仍具有合理性，特别是在La Niña年，春季暖池海温偏高有利于6月和夏季对流发展，这也是季度预测在La Niña年率先取得成功的重要原因（曾庆存等,1990）。但在 El Niño 衰减年，由于暖池对流偏弱主要是热带印度洋和北大西洋强迫所致，使用“一步法”（即海气耦合模式）预测则更为合理。

目前，大量研究主要关注于前期热带海温异常特别是ENSO信号对东亚夏季风异常包括暖池对流的影响和季度预测，但由于大气扰动的随机性及其对暖池对流和东亚夏季风的影响，东亚地区夏季气候异常的季度预测准确性仍受到很大限制。虽然来自南半球环流变化包括热带西风异常超前于6月暖池对流的变化，但由于超前时间仅为5～10 d，这种信号难以用于季度预测。因此，在已有季度预测的基础上，必须加强季节内变化包括月平均尺度的预测，从而进一步提高预测水平（薛峰和苏同华,2018）。迄今为止，很少研究涉及到6月初始异常对后续月份的影响，从本文的研究结果看，6月暖池对流显著增强是预测7～8月对流变化的一个重要信号。由于暖池对流异常还能进一步影响到东亚夏季风的异常，这个结果对提高东亚夏季风的季节内变化也有重要意义，值得进一步研究。