2019, Vol. 77
中国气象学会主办。
文章信息
- 钱代丽, 管兆勇. 2019.
- QIAN Daili, GUAN Zhaoyong. 2019.
- 滤除ENSO信号前后夏季热带印度洋海盆尺度海温距平对西太平洋副热带高压的不同影响
- Impacts of tropical Indian Ocean sea surface temperature anomalies on the variation of western Pacific subtropical high in the summer: Dependent and independent of ENSO
- 气象学报, 77(3): 442-455.
- Acta Meteorologica Sinica, 77(3): 442-455.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2019.030
文章历史
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2018-04-24 收稿
2018-11-03改回
西太平洋副热带高压(WPSH，简称“西太副高”)是东亚季风环流系统的重要成员，其异常活动将严重影响中国东部的旱涝和气温变化(陶诗言等，1962；吴国雄等，2002；黄荣辉等，2003)。更好地认识和把握西太副高变化规律，找到影响其异常变动的重要因子并揭示其物理机制将有利于中国降水预测和防灾、减灾决策服务。
西太副高活动受到众多因子影响(刘屹岷等，2000)，其中海温距平(SSTA)尤为重要，热带海洋海温距平与西太副高存在显著联系(He, et al, 2015; Li, et al, 2017；Tan, et al, 2017)。
在太平洋一侧，西太副高除了受本地海温异常的影响外(Chung, et al, 2011；卢楚翰等，2014)，西太平洋暖池可通过遥相关导致西太副高的异常(黄荣辉等，1988)。而赤道东太平洋异常变暖则是通过次年在西太平洋低层生成异常反气旋增强西太副高(Zhang, et al, 1996; Wang et al, 2000, 2013)。此外，海洋性大陆(MC)地区海温变化对西太副高的影响亦有初步研究。海洋性大陆偏暖会加剧对流，从而有利于其北部反气旋性切变的增强，西太副高因此得到发展(Chung, et al, 2011；Wang, et al, 2017)。Xu等(2017)以及Chen等(2017)的研究也揭示出海洋性大陆对西太平洋反气旋存在影响。
在印度洋一侧，Behera等(1999)曾提出印度洋海盆尺度模(Indian Ocean basin mode，IOBM)为印度洋第一重要因子。它反映了印度洋对厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)信号的滞后响应(Alexander, et al, 2002; Ashok, et al, 2003)。前冬ENSO信号被印度洋“记忆”后，印度洋海表温度于次年春季出现升高并可维持至夏季。印度洋海温正距平可激发出东传的暖开尔文波，并通过埃克曼抽吸在西北太平洋地区的对流层中低层建立异常反气旋，增强同期西太副高(Terao, et al, 2005；Xie, et al, 2009；Tao, et al, 2015)。而当印度洋高海温偏北时，可通过两级热力适应机制加强西太副高(Wu, et al，1992；吴国雄等，2000)。
可见，印度洋异常海温经常表现为对前期热带东太平洋海温信号的滞后响应，并能通过海-气相互作用维持至夏季(Klein, et al，1999)，以往在探讨印度洋海温距平对夏季西太副高的影响时，所揭示的往往为ENSO背景下印度洋海温距平的强迫作用(Qian, et al, 2018)。然而，印度洋海温距平中存在独立于ENSO的部分。关于印度洋海温距平中独立于ENSO部分的作用，以及ENSO背景下印度洋海温距平影响的差异的研究仍有不足。当印度洋的这部分独立于ENSO的海温距平较强或前期热带东太平洋海温距平信号较弱时，印度洋海温则会表现出与该前期信号不一致的异常变化，此时印度洋海温异常对于夏季西太副高的影响作用则不是十分清楚。因此，深入研究独立于ENSO的热带印度洋海温距平对西太副高变化的影响及ENSO背景下印度洋海温距平对西太副高的不同强迫作用十分必要。为此，本文将研究这一问题，其结果将有益于深刻认识西太副高异常的成因并为预报其变化提供线索。
2 资料和方法使用(1)哈得来中心的月平均海温资料(Rayner, et al, 2003)，分辨率为1°×1°。(2)NCEP/NCAR再分析资料(Kalnay, et al, 1996)，包括各等压面上的位势高度场、风场、温度场等，其水平分辨率为2.5°×2.5°，垂直方向上为17层。资料选取时段为1980年9月—2016年10月。(3)美国气候预测中心(CPC)融合降水分析资料(Xie, et al, 1997)。(4)中国国家气候中心提供的西太副高强度、脊线、西脊点指数①。
① http://cmdp.ncc-cma.net/extreme/floods.php?product=floods_diag
研究西太副高活动规律时，根据其活动范围(图 1)，使用西北太平洋上空500 hPa上588 dagpm等高线所围的区域作为西太副高的实体活动范围。当其范围内的位势高度增高时，对应西太副高增强，外围588 dagpm线扩张，据此计算了夏季西太副高强度指数。记西太副高的主要活动区[10°—35°N，110°—180°E]为BOX-W，西太副高强度指数IWH被定义为BOX-W内500 hPa月平均图上(2.5°×2.5°的网格)的位势高度的格点平均值。
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| 图 1 1981—2016年夏季西太副高的500 hPa位势高度588 dagpm特征线分布 (粗线为1981—2016年的平均，灰色等值线表示不同年份，点线框为文中所取的西太副高活动范围) Fig. 1 Distribution of summertime mean 588 dagpm isoline at 500 hPa over the WPSH during 1981-2016 (Grey isolines are for different summers during 1981-2016 and the thick black line indicates the multi-year climatological average. The rectangular area enclosed by the dotted line indicates the area of WPSH) |
由此，西太副高强度指数的扰动值I′WH被定义为与其气候平均值IWH之差
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(1) |
这里计算的西太副高强度指数与中国气象业务中使用的中国国家气候中心公布的西太副高强度、脊线、西脊点指数的相关系数分别为0.92、-0.47、-0.88，均通过了99%置信水平t检验，表明I′WH不仅可以很好地表征气象业务上所用的西太副高强度变化，同时也可较好地反映其位置特征。
下文分析中，前期秋冬指9—12月，春季为3—5月，夏季指6—8月。
3 独立于ENSO的热带印度洋海盆尺度异常信号对西太副高的影响 3.1 独立于ENSO的印度洋海盆尺度模异常信号西太副高强度与热带印度洋-太平洋海温距平存在显著的相关关系(图 2a)。对于热带太平洋而言，主要表现为其中东部地区的海温距平从上一年夏季至当年春季与夏季I′WH存在显著正相关，最大相关系数发生在上一年秋冬NINO3区附近，超过0.7。另一个显著相关区位于热带印度洋，从上一年秋末至当年夏季均表现出与西太副高强度的显著正相关，且相关系数比太平洋上的更大，最高在0.8以上，出现在当年春末夏初的热带中印度洋。此时，中东太平洋的正相关系数已经减小。
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| 图 2 夏季I′WH与近赤道[10°S—10°N]海温距平的超前、滞后相关系数的经度-时间变化(a)及I′IOBM与I′NINO3的超前、滞后相关(b) (阴影区为通过99%置信水平t检验) Fig. 2 Longitude-time cross section of changes in the lead-lag correlation between I′WH in the summer and SSTA over [10°S-10°N] from January of the preceding year to December of the current year (a), and the lead-lag correlation coefficient of I′IOBM with I′NINO3 (b) (shaded areas are for values that exceed the 99% confidence level) |
事实上，厄尔尼诺进入衰减期时，热带印度洋会受到ENSO信号的强迫影响而变暖。将热带印度洋区域[10°S—10°N，50°—100°E]上的海温距平做区域平均可得到印度洋海盆尺度模的海温距平指数(I′IOBM)，并记NINO3区[5°S—5°N，160°—140°W]平均的海温距平为I′NINO3，则I′IOBM与I′NINO3存在显著(超过99%置信水平t检验)的滞后相关(图 2b)，特别是春季I′IOBM与前期I′NINO3的相关最强。上年秋冬9—12月平均的I′NINO3与当年春季I′IOBM相关系数达0.82，这说明印度洋海盆尺度模变化中大部分可能归因于对前期中东太平洋海温距平的响应(Ashok，et al，2003)。
为分析独立于ENSO的纯印度洋海盆尺度模(pure Indian Ocean basin mode，IOBM_P)信号对西太副高变化的影响，考虑滤除ENSO对印度洋海盆尺度模信号的干扰。由于文中主要讨论ENSO衰减年(简称为当年，或year(0))夏季的西太副高异常活动，此时的太平洋信号已经很弱甚至转为弱拉尼娜，滤除同期夏季ENSO信号后重新取得的印度洋海盆尺度模指数，与滤除前的指数的周期特征变化较小，且与前期秋冬的ENSO指数(I′NINO3)还存在相关系数0.6以上的高相关，可见前期的太平洋信号部分并未被很好地滤除，这样不利于分析印度洋海盆尺度模信号的独立作用。因此，文中将上年(下文简称为year(-1))厄尔尼诺成熟期(9—12月)平均的NINO3区海温距平作为前期ENSO信号，对I′IOBM进行ENSO信号扣除，则有
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(2) |
式中，I′IOBM_R为在I′IOBM中扣除I′NINO3信号后的剩余部分，即纯印度洋海盆尺度模信号，其线性独立于I′NINO3(I′IOBM_R与I′NINO3的相关系数为-5.34×10-8)，α为I′IOBM向I′NINO3的回归系数。分别在当年的春和夏季平均的I′IOBM中滤除ENSO信号，即得到剩余部分I′IOBM_R，计算其占原方差的比例后发现，春季的印度洋海盆(Indian Ocean Basin，IOB)海温距平反映的大部分为ENSO信号，纯印度洋海盆尺度模信号仅占总方差的32.6%；而夏季的印度洋海盆海温距平年际振荡中较多的为独立于ENSO的部分，I′IOBM_R方差贡献率为61.6%。
为表述方便，将厄尔尼诺成熟期(上年秋冬9—12月)平均的I′NINO3记为I′NINO3(-1)，而将ENSO衰减年(当年)夏季I′IOBM记为I′IOBM(0)，独立于I′NINO3(-1)的纯印度洋海盆尺度模信号异常指数记为I′IOBM_R(0)。则对于当年夏季I′WH有
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(3) |
式中，β为I′WH(0)向I′NINO3(-1)的回归系数。上述各指数中均已滤除线性趋势。有了这些指数，可研究夏季纯印度洋海盆海温距平与同期西太副高的联系。
指数I′WH(0)、I′WH_R(0)、I′IOBM(0)和I′IOBM_R(0)的小波功率谱(图 3)显示，滤除前期ENSO信号后，西太副高功率谱变化较大。原来的20世纪80年代中期至90年代后期3—5 a的短周期振荡已不再明显(图 3a、b)，且印度洋海盆尺度模在这一时间段的能量亦显著减弱(图 3c、d)，这些再次说明西太副高活动受到厄尔尼诺的显著影响，且上一年秋冬厄尔尼诺可通过改变印度洋海盆海温距平来影响西太副高的强度变化。此外，在较长周期上，I′IOBM_R(0)(图 3d)与I′WH_R(0)(图 3b)表现出约8年周期的变化特征，印证了热带印度洋对西太副高的较长周期的变化存在影响(Zhou，et al，2009)。
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| 图 3 1981—2016年I′WH(0)(a)、I′WH_R(0)(b)、I′IOBM(0)(c)以及I′IOBM_R(0)(d)的Morlet小波功率谱分布 (阴影区表示通过了95%的置信水平t检验，点状区表示小波分析时边界作用明显的锥形区域) Fig. 3 The Morlet wavelet power spectra of I′WH(0)(a), I′WH_R(0)(b), I′IOBM(0)(c) and I′IOBM_R(0)(d) (Shaded areas are for values exceeding the 95% confidence level. Dotted areas represent the cone of influence where edge effects become important) |
分析热带中东太平洋与印度洋海温距平对西太副高异常影响的相对贡献(表 1)可知，I′IOBM(0)对夏季西太副高强度变化的贡献最大(58.0%)，其次为I′NINO3(-1)(57.7%)。但是在剔除ENSO影响后的I′IOBM_R(0)对I′WH的贡献降为10.2%。然而，I′IOBM(0)与I′WH_R(0)具有显著正相关，相关系数达0.50，反映出印度洋海盆区域的独立于上年NINO3的海温距平对独立于I′NINO3(-1)的西太副高强度变化方差仍有25.4%的贡献。
| I′NINO3(-1) | I′IOBM(0) | I′IOBM_R(0) | I′WH_R(0) | |
| I′WH(0) | 0.76*(57.7%) | 0.76*(58.0%) | 0.32*(10.2%) | 0.65*(42.3%) |
| I′WH_R(0) | 0.00(0.0%) | 0.36*(12.9%) | 0.50*(25.4%) | 1*(100.0%) |
| 注：表中各指数均已滤除线性趋势，*表示通过99%置信水平t检验。 | ||||
为进一步揭示两个时间序列的内在联系，可在频率域上计算不同周期上的小波功率谱序列间的相关系数。考虑小波分析谱密度时间序列的有效长度后，可得不同周期上I′WH(0)和I′WH_R(0)小波功率谱密度时间序列分别与I′NINO3(-1)、I′IOBM(0)和I′IOBM_R(0)谱密度时间序列间的相关系数(表 2)。由表 2可知，前期秋冬赤道中东太平洋海温距平在3、5和7年周期的能量变化与当年夏季I′WH的较为一致；印度洋海盆尺度模与西太副高在3和5年周期上的谱密度间的相关系数由滤除ENSO前的显著正值变为滤除后的负值，而7年周期的相关系数在滤除ENSO后虽然有所减小，但仍通过99%置信水平的显著正相关t检验。此外，无论是否考虑ENSO影响，印度洋海盆尺度模与西太副高在2和8年周期的能量变化均保持相关系数0.8以上的显著正相关。这表明西太副高在3、5和7年周期的年际异常主要受到来自热带中东太平洋信号滞后影响，而与赤道中东太平洋的变化相比，印度洋海盆自身的海温距平不仅在7年周期影响西太副高，同时在2和8年周期与夏季西太副高年际变化关系更为密切。
| 相关 | 2 a | 3 a | 4 a | 5 a | 6 a | 7 a | 8 a |
| I′WH(0) & I′NINO3(-1) | 0.18 | 0.85* | 0.12 | 0.56* | -0.64 | 0.96* | -0.41 |
| I′WH(0) & I′IOBM(O) | 0.86* | 0.81* | 0.09 | 0.49 | -0.48 | 0.80* | 0.97* |
| I′WH_R(0) & I′IOBM_R(0) | 0.83* | -0.19 | -0.45 | -0.67 | -0.12 | 0.58* | 0.98* |
| 注：*表示正相关通过99%置信水平t检验。 | |||||||
由此看出，夏季印度洋海温对西太副高的影响主要通过印度洋海盆尺度区海温距平对NINO3区海温距平的滞后响应，并最终与印度洋地区局地变化特别是2和8年周期变化一起，对西太副高活动产生重要作用。
4 可能的机制 4.1 印度洋海盆尺度模海温距平对低层环流的影响按照“时滞振子”(Delayed Oscillator)理论(Suarez, et al，1988)，厄尔尼诺发展期，热带中东太平洋持续海温正距平，西太平洋与海洋性大陆[10°S—20°N，90°—150°E]区域异常偏冷，并于冬季达到鼎盛。之后，厄尔尼诺进入衰减期，中东太平洋海温正距平逐渐减弱，印度洋对ENSO信号出现滞后响应(Ashok, et al，2003；周天军等，2004)而显著变暖，并持续至夏季，厄尔尼诺逐步消亡。
从夏季I′IOBM(0)与印度洋—西太平洋地区海温距平相关系数(图 4a)分布可见，印度洋海盆的变暖有利于南海至黑潮地区海温出现正距平，海洋性大陆地区除赤道外也有弱的海温正距平。而在西太平洋上有形似“C”的海温负距平区，明显的负值中心分布在赤道两侧。在滤除上述区域海温距平中的前期ENSO信号后，I′IOBM_R(0)与海温距平的相关系数(图 4b)在印度洋与西太平洋间表现出更加明显地两极型分布，其中负相关中心位于海洋性大陆—西太平洋。表明印度洋海盆海温异常升高伴随的是西太平洋上的海温异常下降，从而使得印度洋与西太平洋区域维持西高东低的海温距平梯度。同时，大气对赤道上异常加热强迫的响应导致开尔文波的产生，进而在海洋性大陆和西太平洋赤道地区形成异常东风(Gill，1980)。这种东风异常一方面在科里奥利力的作用下将引起冷海水涌升，导致海温负距平的产生和维持，另一方面，也为孟加拉湾—中国南海地区带来异常东风并形成反气旋式切变，从而有利于异常反气旋的维持，导致西太副高向西南发展、加强(Terao, et al, 2005; Ohba, et al, 2006; Wu, et al, 2014)。
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| 图 4 夏季海温距平分别与I′IOBM(0)(a)、I′IOBM_R(0)(b)的相关系数 (海温距平已滤除长期趋势，且b中海温距平已滤除前期ENSO信号。描点区相关系数不低于95%置信水平t检验，绿色方框表示印度洋海盆所取的范围) Fig. 4 Correlation coefficients (shaded) of summer SSTA with I′IOBM(0) (a) and with I′IOBM_R(0) (b) (long term linear trends have been removed from the time series of physical variables, and the preceding ENSO signals are filtered out in b. The green box represents the domain of IOB, and stippled areas are for correlation coefficients at/above the 95% confidence level) |
受到下垫面热力异常影响，整个亚洲—印度洋—太平洋热带地区的辐合辐散分布将出现明显变化。厄尔尼诺发展期，海洋性大陆由于局地海温偏低而抑制了上升运动的发展，形成异常的辐散中心，并在其西侧出现沿赤道对称的Gill型反气旋环流异常(Gill，1980；Sardeshmukh, et al，1988)。其中，位于赤道以北的异常反气旋对于次年夏季西太副高的异常增强具有重要作用(Zhang, et al, 1996; Wang, et al, 2000；Chen, et al, 2007)。厄尔尼诺衰减期，海洋性大陆附近偏冷的热力强迫中心(海温负距平)随着海洋中开尔文波缓慢东传而东移，与热力异常相联系的异常辐散中心也表现出向东偏移的特征，进而由此异常辐散风强迫出的位于强迫源西北侧的异常反气旋环流也随之东移(Wang et al，2002, Wu, et al, 2017)，并于夏季影响西北太平洋(图 5a)，促使西太副高的发展(钱代丽等，2018)。
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| 图 5 夏季850 hPa异常环流(a、b)和涡度距平(c、d)分别与I′IOBM(0)(a、c)、I′IOBM_R(0)(b、d)的相关系数 (a、b图色阶为与势函数的相关系数，描点区表示该相关系数通过90%置信水平t检验；流线为与旋转风的相关系数，且通过90%置信水平t检验；c、d图中描点区表示与涡度的相关系数通过95%置信水平t检验的区域；图中物理量均已滤除长期趋势，且b、d中已滤除前期ENSO信号) Fig. 5 Correlation coefficients of circulation anomalies (a, b) and anomalous vorticity (c, d) at 850 hPa in summer with I′IOBM(0) (a, c) and I′IOBM_R(0) (b, d), respectively (long term linear trends have been removed from the time series of physical variables, and the preceding ENSO signals are filtered out in b and d. In a and b, the streamlines are for correlations of I′IOBM(0) and I′IOBM_R(0) with the rotational components of winds at/above the 90% confidence level; shaded areas are for correlations with the velocity potential, where the stippled areas are for correlations at/above the 90% confidence level. Stippled areas in c and d indicate values at/above the 95% confidence level) |
分析滤除ENSO信号后的印度洋海盆海温距平与低层环流异常的相关系数分布(图 5b)可以看到，此时的异常辐散中心相比厄尔尼诺影响下的更偏西且更接近赤道，由此强迫出的异常环流显示出关于赤道对称的反气旋对。其中，赤道以北位于孟加拉湾至中国南海区域的反气旋有利于西太副高向西、向南发展。另外在海洋性大陆的东北侧还有一个异常的反气旋环流中心，这与西北太平洋上海温负距平(图 5b)所激发的反气旋式罗斯贝波形有关(Wang et al, 2000, 2002；Wu, et al, 2010)。
类似地分析低层(850 hPa)的涡度场(图 5c、d)表明，无论是否滤除ENSO信号，夏季印度洋海盆海表温度升高均有利于在西太副高活动区出现明显负涡度异常(500 hPa涡度场分析可得到类似结果)，只是西太副高主体的反气旋性涡度异常在ENSO背景下的更强。
4.2 西太副高活动区内异常产生的原因Su等(2001)、Chiang等(2002)指出，厄尔尼诺发生时，热带中东太平洋因前期局地变暖而加强了深对流，释放更多的凝结潜热，造成对流层升温，并通过赤道波动的传播迅速影响到整个热带对流层的温度。
然而，厄尔尼诺衰减期夏季，中东太平洋海温正距平减弱至消失，但热带印度洋—西太平洋地区的对流层升温依旧维持，最大中心位于赤道地区，且由西印度洋伸至海洋性大陆西部，类似开尔文波的楔形(以下简称开尔文波形)(图 6a)，这与厄尔尼诺衰退时印度洋海盆出现滞后性变暖所激发出东传的开尔文波有关(Xie, et al, 2009)。滤除前期ENSO信号的影响后(图 6b)，热带印度洋—西太平洋地区上空的对流层温度依然表现出对印度洋海盆海温距平的正相关，证实了单纯的印度洋海盆暖海温对对流层升温确实存在重要影响。同时，海洋性大陆以西的最大相关系数仍位于印度洋赤道附近，且同样呈现出类似开尔文波形，但其数值相比滤除ENSO信号前的相关系数偏小。开尔文波楔形伸向海洋性大陆地区的位置有所西退(图 6b)。而对于海洋性大陆以东地区，正相关最大值则是位于赤道两侧。由此可见，热带印度洋自身变暖激发出东传的开尔文波，而海洋性大陆附近海表温度偏低则会减弱来自热带印度洋的开尔文波。若前期秋冬发生厄尔尼诺事件，则海洋性大陆上弱海温正距平将有利于开尔文波传播到更偏东的位置。
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| 图 6 夏季异常的对流层温度(850—200 hPa)(a、b)、海平面气压(c、d)及地面纬向风(e、f)分别与I′IOBM(0)(a、c、e)、I′IOBM_R(0)(b、d、f)的相关系数 (图中描点区相关系数通过95%置信水平t检验。物理量已滤除长期趋势，且b、d、f中已滤除前期ENSO信号) Fig. 6 Correlations (shaded) of anomalous temperature (a, b) derived from thickness between 200 hPa and 850 hPa, sea level pressure (c, d), and surface zonal winds (e, f) in summer with I′IOBM(0) (a, c, e) and I′IOBM_R(0) (b, d, f), respectively (long term linear trends have been removed from the time series of physical variables, and the preceding ENSO signals are filtered out in b, d and f. The stippled areas are for the correlations values at/above the 95% confidence level) |
上述现象由印度洋海盆尺度模与海平面气压的相关系数(图 6c、d)也可以得到印证。在ENSO背景下，印度洋海盆海温异常升高促进了印度洋地区异常上升运动的发展，在通过异常潜热释放导致对流层升温(图 6a)的同时也存在对低层的异常减压作用(图 6c)。另外，印度洋变暖与大气耦合激发出的开尔文波可造成赤道及以北地区地表的异常东风(图 6e)，从而进一步加大中国南海—西北太平洋上的异常反气旋性切变，使得海表气压增高并生成异常反气旋(图 6c)。这一反气旋可通过埃克曼抽吸造成对流层中低层的异常下沉(Xie, et al, 2009)，并在使得西太副高增强的同时导致异常的绝热升温(图 6a)。
滤除ENSO信号后，与图 6a相比，图 6b中数值为0.6的楔形等值线显示开尔文波的显著影响范围有所缩小，由此造成的异常东风也较弱(图 6f)，西北太平洋上的异常纬向风切变弱，于是在近海面造成的气压升高位置偏西且不如ENSO影响下的显著(图 6d)。然而，此时海洋性大陆地区海温负距平的存在所导致的辐散运动仍有利于其西北侧中国南海地区异常反气旋式环流的激发和维持(图 5b)，另外，(27.5°N，155°E)处的异常反气旋环流则可能受到低纬度热力强迫(图 7b中150°E以东降水正异常)导致的异常局地经圈环流和来自高纬度罗斯贝波能量传播的影响。上述两个异常反气旋使得西太副高增强。
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| 图 7 夏季降水异常(a、b)和中低层(500—850 hPa)大气垂直加热率(∂Q1/∂z)(c、d)分别与I′IOBM(0)(a、c)、I′IOBM_R(0)(b、d)的相关系数 (描点区表示相关系数不低于95%置信水平t检验。图中物理量已滤除长期线性趋势，且b、d中已滤除前期ENSO信号) Fig. 7 Correlations (shaded) of anomalous precipitation (a, b) and vertical heating rate in the middle and low levels (500-850 hPa) (∂Q1/∂z) (c, d) in summer with I′IOBM(0) (a, c) and I′IOBM_R(0) (b, d), respectively (long term linear trends have been removed from the time series of physical variables, and the preceding ENSO signals are filtered out in b and d. The stippled areas are for correlations at/above the 95% confidence level) |
为进一步说明上述机制，图 7a、b显示了滤除ENSO前后印度洋海盆尺度模指数与降水异常的相关系数分布。可见不论是否扣除ENSO的影响，在西太副高活动区域内的大部分地区，降水均显著减少。这是因为(1)开尔文波激发出的异常东风会因为摩擦作用而在赤道以北地区转为东北风(Xie, et al, 2009)；(2)在热带洋面上，假设无基本气流、扰动定常、线性，考虑瑞利摩擦，则根据涡度方程
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(4) |
式中，μ为摩擦系数，其他符号同常用。
已知在北半球的大气边界层中，负涡度区的摩擦作用将导致辐散运动，其可部分地平衡式(4)所示的涡度制造项。而在洋面上空若存在异常东北风(v′ < 0)时，β项的作用亦可部分地平衡涡度制造项。而涡度的制造又与非绝热加热异常有关。在西太副高活动区，根据涡度收支方程和热流量方程
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(5) |
对于季节平均环流异常而言，∂ζ′/∂t≈0。当对流层中低层异常非绝热加热
注意到，降水减少所带来的异常非绝热冷却强迫∂
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| 图 8 用I′IOBM(0)(虚线)与I′IOBM_R(0)(点线)回归的夏季西太副高在500 hPa 588 dagpm位势高度特征线 (位势高度线为当I′IOBM(0)=1或I′IOBM_R(0)=1时的值，粗实线为气候平均值，灰色点线框表示西太副高活动区域) Fig. 8 588 dagpm isolines of the WPSH in summer obtained by regressing the geopotential height anomalies at 500 hPa upon I′IOBM(0) (dashed line) and I′IOBM_R(0) (dotted line), and the 588 dagpm isoline of climatological mean over the WPSH (thick line) (the isolines are obtained as I′IOBM(0)=1 or I′IOBM_R(0)=1. The rectangular box shown by the dashed line indicates the active area of WPSH) |
通过对比印度洋海温在ENSO背景下的变暖与独立于ENSO的暖海温分别与印度洋至西太平洋的中低层环流、海平面气压及降水等关系的差异(表 3)，探讨了滤除ENSO信号前后，印度洋海盆海温距平对西太副高的不同影响，并对其中的物理过程进行分析，结果表明：
| 项目 | 独立于ENSO的印度洋海盆暖异常信号 | ENSO背景下的印度洋海盆暖异常信号 |
| 海温距平 | 有利于印度洋与海洋性大陆—西太平洋间呈现出两极型分布，维持西高东低的海温距平梯度。 | 有利于中国南海至黑潮地区海温出现正距平，海洋性大陆地区除赤道外也有弱的海温正距平。而在西太平洋上有形似“C”的海温负距平区，明显的负距平中心分布在赤道两侧。 |
| 低层环流场 | 异常辐散中心位于海洋性大陆地区，由此强迫出的反气旋对表现出沿赤道对称的典型Gill型响应特征，赤道以北的异常反气旋影响孟加拉湾至中国南海。另外，在海洋性大陆的东北侧还有一个异常的反气旋环流中心。 | 辐散中心位于赤道以北日期变更线以西，西太副高活动区上为一显著的异常反气旋控制。 |
| T850-200 | 热带印度洋—西太平洋上空的对流层温度与印度洋海盆海温距平成正相关，海洋性大陆以西的最大正相关系数位于赤道印度洋附近，但相关系数值比滤除ENSO信号前的偏小；日期变更线附近，正相关最大值位于赤道两侧。 | 热带印度洋—西太平洋地区对流层升温明显，最大中心位于赤道地区，且由西印度洋伸至海洋性大陆中西部，类似开尔文波的楔形。 |
| 海平面气压 | 对西北太平洋海平面气压异常影响不明显。 | 有利于西北太平洋洋面上出现显著的异常高压。 |
| 地表纬向风 | 西北太平洋上异常东风较弱，且位置略偏南。 | 有利于赤道西太平洋以北出现明显的异常东风和向极的梯度。 |
| 降水 | 中南半岛南部、中国南海至热带西北太平洋地区的降水异常减少，西太副高活动区北部降水偏多。 | 中南半岛南部、中国南海至热带西北太平洋地区的降水明显偏少，西太副高活动区北部降水偏多。 |
西太副高在3、5和7年周期的年际异常主要受到来自热带中东太平洋信号的滞后影响，印度洋海盆自身的海温距平在2和8年的周期上与夏季西太副高年际变化关系更为密切。夏季印度洋海温对西太副高的影响主要通过印度洋海盆区海温距平对NINO3区海温距平的滞后响应，并最终与印度洋地区局地变化特别是2和8年周期变化一起，对西太副高活动产生重要作用。
在前期厄尔尼诺的影响下，次年夏季印度洋为海温正距平，海洋性大陆大部分地区海温有弱的正距平，激发出的开尔文波偏强、偏东，造成显著的东风异常。异常东风向极的梯度可进一步加大中国南海上的异常反气旋切变，并通过埃克曼抽吸，造成对流层中低层的异常下沉。此外，上述异常东风因摩擦作用在赤道以北转为东北风，抑制对流上升运动，不利于中国南海至热带西北太平洋地区的夏季风降水，从而导致大气潜热加热减弱，有利于扰动负涡度的维持。因此，赤道中太平洋地区的辐散运动、源于印度洋海温距平所激发的开尔文波的动力强迫以及西太平洋地区潜热释放异常减少所致的热力强迫负异常这3个因素共同使得西太副高明显偏南、偏西、偏强。
在滤除前期ENSO信号后，印度洋与海洋性大陆—西太平洋间仍为西高东低的海温梯度。西北太平洋上海温偏低可在其西北侧激发出反气旋式罗斯贝波。海洋性大陆地区海温偏低可减弱从印度洋东传而来的暖开尔文波，使其影响偏西。尽管开尔文波东传较弱，但仍能在印度洋—西太平洋赤道附近导致东风异常，影响到西太副高的面积和强度。同时，海洋性大陆地区冷却导致的辐散运动利于西太副高向中国南海地区发展，而西太平洋地区潜热释放减少则有利于局地负涡度的增强和维持。这些作用共同使得西太副高向西南发展。
此外，文中主要利用观测资料统计和动力学诊断方法进行了上述研究，未来仍需利用数值模式进行模拟验证。
致谢: 文中所用资料取自NCEP/NCAR、哈得来中心和中国国家气候中心网站，文中诸图均使用Grads软件绘制。
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