非典型大西洋尼诺对中国东部前、后汛期降水的影响

杨萌洲 袁潮霞

摘要 采用1979—2020年共42 a的降水观测和再分析资料，使用多变量EOF、傅立叶滤波、线性回归、T-N波通量等方法，研究了非典型大西洋尼诺（Non-Canonical Atlantic Nio，NCA）对中国东部夏季前、后汛期降水的影响及物理机制。结果显示，NCA在前汛期引起中国南方降水增加，但在后汛期导致华南沿海地区降水减少而北方降水增加。这是由于在前汛期，NCA的暖海温异常位于热带北大西洋，可通过“风-蒸发-海表温度”正反馈引起拉尼娜，进而激发西北太平洋异常反气旋，其西北侧的异常西南气流有助于将暖湿水汽输送至我国南方，导致前汛期南方降水增加。在后汛期，NCA的暖海温异常南移至赤道大西洋，通过调节沃克环流增强拉尼娜，使得西北太平洋异常反气旋进一步增强并覆盖华南地区，导致华南降水减少而北方降水增加。此外，与NCA相关的东传罗斯贝波列在前／后汛期位于副热带／中高纬地区，其在我国东部引起的环流异常也有助于NCA在前／后汛期影响我国南／北方降水。

关键词非典型大西洋尼诺（NCA）;中国东部;前、后汛期;降水

中国东部地区在气候研究领域通常指105°E以东的区域，是中国主要的政治、经济、人口和文化中心，其气候异常可严重影响该地区的经济社会发展（黄荣辉等，1998;Jiang et al.，2008;万仕全，2010;Li et al.，2022;Tang et al.，2021）。中国东部地区的夏季旱涝在年际尺度上与东亚夏季风强度、西北太平洋副热带高压的强度、位置及与之相联系的水汽输送密切相关。东亚大尺度的季风环流系统可以将丰沛的水汽从热带海洋输送至中国东部，这使得中国东部夏季的气候及降水异常往往呈东-西或东南-西北向的带状分布（Zhang，2001），当东亚夏季风向北推进时，季风雨带也会随之北移（Chen et al.，2001）。具体而言，南海季风在5月爆发，标志着东亚夏季风开始影响我国东部地区（Lau and Yang，1997;Wang and Wu，1997;Wang et al.，2004;Zhu et al.，2005;Li and Zhang，2009;Tian and Wang，2010）。5—6月为华南前汛期，此时北方冷空气和南部季风系统在华南地区形成准静止锋，降水主要发生在静止锋附近或静止锋以南的200～300 km处（黄土松，1986）。当季风系统偏强时，更强的西南气流携带更多水汽汇集在华南地区，往往导致该地发生洪涝灾害。季风系统和雨带在7—8月继续北移（Ding and Chan，2005;Wang，2006;Huang et al.，2012），经过长江流域，进入华北和东北，此时华南地区的降水受南海和西北太平洋的热带天气系统影响，包括热低压，热带气旋和北半球夏季季节内震荡等（Ren et al.，2002;Hsu et al.，2016;Ren et al.，2018）。由于影响中国东部夏季降水的天气尺度和大尺度环流系统在前、后汛期存在显著差异，已有工作在讨论影响中国南方降水异常和季风降水的热带海温因子时往往针对前、后汛期分别进行讨论（Wang，2006;Yuan and Chen，2013;Yuan et al.，2019;Yang et al.，2023a）。

在年际尺度上，影响中国东部夏季降水的海温强迫因子已经得到了广泛讨论。厄尔尼诺／南方涛动（ENSO）是热带太平洋年际变化的主导模态，对东亚夏季风和东亚夏季降水具有显著影响。在厄尔尼诺衰退年的夏季（6—8月），西北太平洋副热带高压增强并西伸至我国华南地区，抑制了华南的对流并导致长江流域降水增多;而在拉尼娜年情况相反（Yang and Sun，2005;常越等，2006;鲍名，2007;余锦华等，2018），这主要是通过西北太平洋局地海气相互作用和印-太电容器效应实现（Wang et al.，2000;Xie et al.，2009，2016;Wang et al.，2013;Wu et al.，2017a，b）。自20世纪90年代以来，热带大西洋海温对全球气候尤其是东亚夏季降水的影响被广泛关注（杨修群等，1992;徐海明，1996;殷永红等，2001;陈文等，2006;Chen et al.，2015;李忠贤等，2019;Yuan and Yang，2020;杨萌洲和袁潮霞，2022）。杨修群等（1992）基于一个大气模式讨论了中纬度大西洋海温和赤道大西洋海温对东亚大尺度环流的影响，结果显示，中纬和赤道大西洋暖海温均能在北半球激发欧亚型波列，使得东亚地区低层季风低压和高层反气旋增强。徐海明（1996）基于OSU三层气候模式讨论了1991年夏季大西洋东部海温异常对江淮洪涝的影响，结果显示，夏季大西洋海温异常是影响我国江淮地区降水的重要因素之一。陈文等（2006）在对我国夏季降水进行EOF分解时发现，夏季降水的主模态为长江流域降水（增多）和华南降水（减少）的偶极型降水格局，而该降水异常与热带大西洋的暖海温存在显著的统计学联系，即当夏季热带大西洋海温异常偏暖时，同期我国长江中下游地区降水异常偏多，反之依然。尽管热带大西洋与东亚降水之间的统计联系早已成为共识，但对其物理机制的认识严重滞后于海盆间相互作用理论的不断完善。Yuan and Yang（2020）在讨论我国西南地区夏季降水水汽输送特征和海温强迫因子时发现，热带大西洋海温是影响西南地区夏季降水的主要强迫源。热带大西洋异常暖海温可以增强赤道大西洋对流并诱导热带大西洋低层辐合和异常上升，通过沃克环流引起赤道太平洋的异常下沉和Matsuno-Gill响应（Matsuno，1966;Gill，1980），进而在西北太平洋激发异常反气旋。热带太平洋的Bjerknes反馈（Bjerknes，1969）在该过程中也起到了重要作用（Jin and Huo，2018;Lu et al.，2023;Yang et al.，2023b）。

大西洋尼诺又称大西洋纬向模（Atlantic Zonal Mode；Murtugudde et al.，2001）、大西洋赤道模（Atlantic Equatorial Mode；Servain et al.，2000;Losada et al.，2010）和大西洋海盆一致模等，其形态与厄尔尼诺类似，是年际尺度上赤道中、东部大西洋及非洲沿岸地区的海温异常现象（Luübbecke et al.，2018）。大西洋尼诺通常在北半球春季开始发展，并在随后的同年初夏（6月）达到峰值，是北半球初夏最活跃的热带海气耦合模态之一（Luübbecke et al.，2018）。由于大西洋尼诺的季节锁相在初夏，其对包括降水在内的气候要素的直接影响在夏季也最为显著。近年来，越来越多的工作开始关注大西洋尼诺所表现出的多样性及与之相联系的气候影响的差异（Vallès-Casanova.，2020;Zhang et al.，2023;Chen et al.，2024）。Zhang et al.（2023）在讨论大西洋尼诺与ENSO关系时发现，根据大西洋尼诺发生时暖海温中心的经向差异，可以将大西洋尼诺分为东部型和中部型两类，其与ENSO的关系在21世纪前、后存在显著差异。此外，由于与这两类大西洋尼诺相联系的对流中心存在差异，其对欧洲降水的影响也明显不同（Chen et al.，2024）。也有学者根据大西洋尼诺的时空演变特征对其进行分类。Vallès-Casanova（2020）利用旋转EOF方法，将大西洋尼诺分为：提前终止型、持续型、早发型和晚发型4类，并揭示了这4类大西洋尼诺对非洲西部和南美洲地区降水的不同影响。根据赤道大西洋暖海温发生发展的物理机制，Richter et al.（2013）将大西洋尼诺分成由Bjerknes反馈引起的典型大西洋尼诺事件和与温跃层经向平流相联系的非典型大西洋尼诺事件（NCA）。NCA通常在春季开始发展，并且一直持续到随后的冬季（Richter et al.，2013）。在春季，NCA表现为热带北大西洋的异常暖海温并伴随赤道的异常东风，这种赤道以北的反气旋性涡度异常导致了向下的埃克曼泵（downward Ekman pumping）和热带北大西洋的次表层增暖。在随后的夏季，次表层的异常暖海温通过向赤道的平均经向平流进入赤道，并通过上升流和垂直混合使赤道大西洋增暖。赤道大西洋暖的SST异常通过Bjerknes反馈放大（Bjerknes，1969），可以在随后的秋季和冬季继续维持（Richter et al.，2013）。前人在讨论大西洋尼诺对东亚气候的影响时，往往缺乏针对不同类型大西洋尼诺的关注。此外，我们的工作发现，NCA对中国东部降水的影响在前、后汛期存在显著差异。大西洋尼诺作为前期冬季ENSO之外的东亚夏季降水季节预报的可预报性来源（Lu et al.，2023;Yang et al.，2023b），认识其与东亚降水之间的统计联系及机制有助于提高我们对东亚降水变率的认识，进而提高防灾减灾能力。

1 资料和方法

本文讨论了年际尺度上NCA对中国东部前、后汛期降水的影响及物理机制，研究时段为1979—2020年，共计42 a。降水资料采用了中国气象局提供的格点化的日降水观测资料（CN05.1；吴佳和高学杰，2013），空间分辨率为0.25°×0.25°，同时用到了全球月平均降水数据（Global Precipitation Climatology Project，GPCP，v2.3），分辨率为2.5°×2.5°（Adler et al.，2018）。海温资料则采用美国国家海洋和大气管理局物理实验室（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）提供的分辨率为2°×2°的第5版全球月平均海温数据（Extended Reconstructed Sea Surface Temperature V5；Huang et al.，2017）。环流资料采用了欧洲中期天气预报中心提供的第五代大气再分析数据集（ERA5；Hersbach et al.，2023），空间分辨率为0.25°×0.25°。所有数据在分析前首先利用最小二乘法剔除了线性趋势，并利用傅立叶高通滤波器将周期大于9 a的低频信号剔除，仅保留了周期为9 a以下的年际变动。

采用的研究方法包括多变量EOF、线性回归、合成分析和T-N波通量（Takaya and Nakamura，2001）等。夏季前、后汛期的定义分别为每年5—6月和7—8月的2 mon平均（Yuan et al.，2019;Yang et al.，2023a）。为了便于使用线性回归方法讨论NCA与中国东部夏季降水的线性联系，首先需要基于多变量EOF方法定义NCA指数。暖位相的NCA事件在春季表现为赤道大西洋海表异常东风并伴随热带北大西洋的异常暖海温，在夏季表现为赤道大西洋异常暖海温（图1），冷位相事件在风场和海温的表现均与暖位相事件相反。Richter et al.（2013）在首次定义此类事件时根据前期春季赤道中大西洋（40°～10°W，2°S～2°N）平均的海表纬向风指数和随后夏季平均的大西洋冷舌区（15°～5°W，3°S～3°N）海表温度指数分别小于-0.5倍标准差和大于0.5倍标准差进行定义。根据NCA演变的基本特征，本文利用多变量EOF方法计算NCA指数，具体方法如下：将热带大西洋（60°W～20°E，10°S～10°N）春季（3—5月）平均1 000 hPa的异常纬向风和夏季（6—8月）平均异常海表温度插值到同一水平分辨率（1°×1°），对异常纬向风和异常海表温度进行多变量EOF分析。第一模态为典型大西洋尼诺，方差解释率为43％，表现为当赤道大西洋中、西部在春季出现异常西风后，随后的夏季赤道大西洋中东部异常增暖（图略）。多变量EOF的第二模态为NCA，可以解释20％的方差。NCA在春季表现为热带北大西洋模态，即异常东风和热带北大西洋的异常暖海温，而与热带北大西洋模态逐渐减弱不同的是，NCA在随后的夏季的赤道大西洋中东部出现异常增暖并持续到随后的秋、冬季节（图1）。为了分析与NCA相联系的罗斯贝波列的传播路径，本文计算了T-N波活动通量W（Takaya and Nakamura，2001），其水平方向分量的计算公式如下：

其中：上划线-表示气候平均态，上标′表示扰动项，即各变量去除多年气候态及9 a高通滤波后的年际变动部分。下标x、y分别表示对x和y求偏导，u、v分别表示纬项风和经向风；ψ表示流函数；U表示风矢量。

2 NCA的时空演变特征及与中国东部降水的统计联系

利用NCA指数回归逐月的异常海温、异常降水和异常风场可以很好地反映NCA的空间演变特征（图1）。在NCA发生的北半球春季，赤道大西洋表现出异常东风（图1a—c，图2），同时热带北大西洋表现为显著的异常暖海温和反气旋性环流。赤道大西洋的异常东风有利于暖海温在热带大西洋西边堆积，同时反气旋西北侧的西南风异常减弱了北半球气候态东北风，进而通过减少海表蒸发引起热带北大西洋的增暖（图1a—c）。热带北大西洋的暖海温信号在随后的夏季逐渐减弱，而赤道大西洋暖海温在大西洋冷舌区逐渐凸显（图1d—f，图2），异常暖海温在8月达到峰值并一直持续到随后的冬季（图2）。

由于热带北大西洋和赤道大西洋的海温演变过程接力式从春季一直持续到冬季（图1、2），NCA的生命周期较典型大西洋尼诺或通常意义上的大西洋尼诺更长，与之相联系的是，赤道大西洋以北地区几乎在全年持续存在正降水异常（图1），这种持续的对流特征预示着与典型大西洋尼诺不同的气候影响。我们注意到，在中国东部夏季降水的前汛期，热带北大西洋异常暖海温主导了NCA模态，而在后汛期，大西洋冷舌区的异常暖海温较热带北大西洋更强（图1、2）。考虑到热带北大西洋海温与赤道大西洋海温对全球气候的影响机制存在差异，NCA在前、后汛期与中国东部降水的联系可能也会不同。

图3显示了NCA与中国东部前、后汛期降水的统计关系。使用线性回归方法（图3a、b）和合成分析方法（图3c、d）得到的结果在空间分布上较为一致，显示了NCA与东亚前、后汛期降水关系的鲁棒性。比较NCA发生时中国东部前、后汛期异常降水的空间分布发现：NCA与前、后汛期降水均存在显著的统计联系，且前、后汛期异常降水的空间分布存在显著差异。在前汛期，中国南方大部分地区尤其长江以南地区降水显著增多（图3a、c）;在后汛期，华南沿海地区降水减少但中国东部北方地区大范围降水增加（图3b、d）。以上结果表明，NCA可能是我国东部地区夏季前、后汛期降水变率的一个重要影响因子。明确NCA对我国东部降水变率的影响及物理机制将有助于提高我们对该地区降水变率的认识和预报预警水平。

3 NCA对中国东部夏季前、后汛期降水影响的物理机制

我国东部夏季前、后汛期异常降水的空间分布往往与东亚地区异常大尺度环流息息相关。本研究发现与NCA相联系的高、低层的异常大尺度环流共同导致了东部地区异常降水的空间格局（图4）。在前汛期，西北太平洋在对流层低层为异常反气旋（图4g），而长江流域及以北地区为正压的气旋性异常环流（图4a、g），这种高、低层的异常环流结构有助于将来自低纬地区的暖湿水汽在我国南方地区辐合（图4e），并最终导致整个南方地区尤其是华南和长江流域降水增加（图3a、c）。在后汛期，西北太平洋的异常反气旋进一步增强并向北延伸至华南东部（图4h），反气旋覆盖的区域对应下沉气流（图4d）和大气稳定性的增加，因而不利于降水的发生。此外，反气旋边缘处的西南气流有利于低纬地区的暖湿水汽向北方输送（图4f），在北方地区对流层高层异常反气旋配合下（图4b）引起辐合上升（图4d）并导致降水增加（图3b、d）。

进一步研究发现，两个关键物理过程导致了NCA对我国东部降水的影响在前、后汛期存在显著差异。其一是西北太平洋异常反气旋在后汛期增强并覆盖华南地区东部（图4g、h），导致NCA发生时中国东部后汛期降水呈南少北多的空间格局（图3b、d）。另一个是与NCA相联系的中纬度波列在后汛期更靠北（图4a、b），对流层高层的环流形势影响了水汽辐合的位置（图4e、f），这也解释了为什么NCA在前汛期主要影响南方而在后汛期导致北方降水增加（图3）。综上所述，NCA对中国东部降水影响的季节性差异凸显了大尺度环流对NCA响应的复杂性。为了深入理解NCA对中国东部降水影响的关键物理过程，需要进一步探究NCA导致低层反气旋在后汛期增强的物理机制，以及与NCA相联系的中高纬度波列在前、后汛期存在经向差异的原因。

NCA在前汛期主要通过“风-蒸发-海表温度”正反馈影响ENSO及西北太平洋异常反气旋。如前所述，NCA在前汛期表现为热带北大西洋的异常暖海温（图1c—d;图2;图5e），该异常暖海温通过非绝热加热在热带北大西洋地区引起对流和上升运动（图5a）。NCA在热带北大西洋所引起的对流通过Matsuno-Gill响应（Matsuno，1966;Gill，1980）在副热带东北太平洋地区形成了气旋性的罗斯贝波（图5c）。罗斯贝波西北侧的异常东北风通过增强气候态信风增强了副热带东北太平洋的海表蒸发，进而导致副热带东北太平洋海表冷却（图5c、e）。冷却的海温可以通过进一步增强局地东北风导致海温持续降低即形成了“风-蒸发-海表温度”正反馈，通过该过程，副热带东北太平洋的冷海温异常将逐步传播至中太平洋，最终形成了中太平洋型拉尼娜（图5e）。副热带东北太平洋异常环流引起ENSO的过程也被称为“季节足迹机制”（Xie and Philander，1994;Alexander et al.，2010），该过程在前汛期不仅导致了中太平洋型拉尼娜，而且引起了西北太平洋异常反气旋（Wang et al.，2000）。这主要由于随着拉尼娜的增强，赤道中太平洋北部的对流被抑制（图5a），非绝热冷却通过激发Matsuno-Gill响应在南、北半球激发了一对异常反气旋（图5c）。

热带北大西洋的异常暖海温中心在后汛期发展到了赤道大西洋地区（图5e、f），这与之前的分析一致（图1e、f;图2）。由于赤道大西洋相较于热带北大西洋更接近热带大西洋的气候态暖池，NCA在热带大西洋引起了更强的非绝热加热和对流（图1c—f;图5a、b），因此在前汛期NCA通过Matsuno-Gill响应和“风-蒸发-海表温度”正反馈引起西北太平洋异常反气旋的过程进一步增强（图5）。观测中热带东北太平洋更强的气旋（图5c、d）、热带中太平洋北部更冷的海表温度（图5e、f）以及更少的降水（图5a、b）均与这一过程相对应。此外，同时注意到，NCA对热带气候的影响也可以通过异常垂直-纬向环流剖面反映（图6）。在后汛期，NCA在热带大西洋地区引起了更强的非绝热加热（图5a、b）和异常上升运动，同时热带太平洋沃克环流的异常下沉在后汛期建立（图6）。异常下沉气流抑制了赤道中太平洋对流（图5a、b），进而通过Matsuno-Gill响应增强了赤道西太平洋的异常东风和西北太平洋异常反气旋（图4g、h;图5c、d）。

当考虑到对流层高层波列的纬向位置在前、后汛期所表现出的差异时（图4a、b），我们首先注意到了北大西洋异常海温的强度在前、后汛期不同（图5e、f）。已有研究表明，热带北大西洋海温异常可以通过大西洋海气相互作用激发北大西洋三级子和北大西洋涛动（Zuo et al.，2013;Li et al.，2018）。尽管热带北大西洋海温异常在后汛期减弱（图5e、f），但北大西洋依旧可以通过局地自身的海气耦合增强北大西洋三级子（Deser et al.，2010;Nie et al.，2019）。这解释了大西洋中高纬地区异常海温和对流层低层850 hPa异常大尺度环流在后汛期的显著增强（图5c—f）。在前汛期，对流层高层200 hPa的波列由低纬地区的热带北大西洋激发（图7a），通过非洲北部、伊朗高原沿青藏高原传播至中国长江流域，导致局地气旋性环流异常，有助于降水在长江以南发生。而在后汛期，波源北移到了60°N附近（图7b），同时波列的传播路径相应北移，经东欧平原、西伯利亚平原和贝加尔湖向东南方向到达我国北方地区，导致局地的反气旋异常，有助于降水北移至我国北方地区。波源的北移与北大西洋异常暖海温的增强相联系，这表明在后汛期，北移的中高纬波列主要由北大西洋暖海温所激发。

4 结论与讨论

采用1979—2020年共42 a的观测和再分析资料，使用多变量EOF、傅立叶滤波、线性回归、合成分析、T-N波通量等方法，研究了NCA对中国东部夏季前、后汛期降水的影响及物理机制。NCA与东亚前、后汛期降水均存在显著的统计联系，且降水异常的空间分布在NCA发生时表现出显著的季节性差异。在前汛期，我国南方尤其长江流域和华南降水显著增多;而在后汛期，华南沿海地区降水减少，北方地区降水增加。这种异常降水的空间分布与对流层高、低层环流配置联系密切。在前汛期，对流层低层的西北太平洋异常反气旋和对流层高层的长江流域的气旋性异常环流共同促进了来自热带地区的暖湿气流在我国南方地区辐合上升，并导致南方降水增加。而在后汛期，西北太平洋的异常反气旋增强并向华南地区东部延伸，异常反气旋内部的下沉气流和大气稳定性的增加不利于降水的发生。同时，反气旋边缘的西南气流将暖湿水汽向北输送，并与我国北方对流层高层异常反气旋配合，最终导致辐合上升及降水增加。

NCA对中国东部前、后汛期降水影响的季节性差异主要与两个过程有关。一是NCA在前汛期表现为热带北大西洋异常暖海温，而在后汛期，异常暖海温中心向南移到了更靠近热带大西洋暖池区的赤道大西洋地区;二是与NCA相联系的东传罗斯贝波列在前、后汛期存在差异。在前汛期，热带北大西洋异常暖海温主要通过Matsuno-Gill响应和“风-蒸发-海表温度”正反馈影响ENSO及西北太平洋异常反气旋。在后汛期，随着异常暖海温中心向南发展并更加接近热带大西洋暖池，在大西洋暖池区引起了更强的对流。更强的热带大西洋对流不仅通过增强“风-蒸发-海表温度”正反馈过程导致了更强的西北太平洋异常反气旋，而且通过沃克环流在赤道中太平洋引起下沉和降水减少，通过Matsuno-Gill响应进一步增强了西北太平洋异常反气旋。对于影响中国东部降水的中高纬波列而言，在前汛期，波列主要由热带北大西洋的异常暖海温所激发，通过非洲北部-伊朗高原沿青藏高原传播至长江流域。在后汛期，随着北大西洋三级子和北大西洋涛动的海气耦合进一步发展，波列改为由北大西洋异常暖海温激发，波列的传播路径也相应北移，最终影响到我国北方地区降水。以上工作主要揭示了NCA对中国东部降水影响的季节性差异及机制，表明东亚大尺度环流对NCA响应的复杂性，并为提高该地区前、后汛期降水的预报预警水平提供了重要的科学依据。

本文仅在观测中分析了NCA对中国东部降水的影响，数值模式能在多大程度上模拟NCA及其遥相关值得进一步探究。基于CMIP6的初步分析显示，由于NCA模态的复杂性，大部分模式无法成功再现NCA及其遥相关。因此，在未来工作中，将深入分析数值模式无法模拟NCA的原因，这不仅有助于改善当前模式对热带大西洋海-气相互作用的模拟能力，而且将有助于改善东亚汛期降水的预报水平。

致谢：感谢林必诚前期工作对本论文的启发。感谢陆心宇、Ingo Richter、Takeshi Doi和伍继业参与讨论并完善本工作。感谢叶宇辰协助整理数据并提供技术支持。感谢国家留学基金委（CXXM2101180001）对杨萌洲的资助。感谢南京信息工程大学超算中心提供的计算资源和技术支持。NOAA提供了ERSSTv5（https：／／psl.noaa.gov／data／gridded／data.noaa.ersst.v5.html）、GPCP（https：／／psl.noaa.gov／data／gridded／data.gpcp.html）资料的在线下载服务;ECMWF提供了ERA5（https：／／cds.climate.copernicus.eu／cdsapp＃！／home）资料的在线下载服务。

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