IOD Modoki事件對華南后汛期降水異常的影響及可能機理

陳業雁 金大超 史瀛龍 張茜 柳春

摘要 利用1979—2019年CN05.1中國區域高分辨率降水格點數據、英國Hadley中心觀測海溫數據、ERA5逐月大氣再分析資料及大氣環流模式，研究了華南后汛期期間（7—9月）IOD Modoki事件與華南后汛期降水異常的關系及可能機理。觀測資料結果表明，華南后汛期降水異常與熱帶印度洋中部（東和西部）海溫異常呈顯著正（負）相關關系，表現為印度洋IOD Modoki或印度洋三極子事件的空間分布型。濾除ENSO信號影響后，華南后汛期降水異常仍和IOD Modoki存在較為密切的聯系。IOD Modoki正異常對華南后汛期降水異常的影響有以下途徑，一方面，異常水汽從熱帶印度洋東部向西輸送至熱帶中印度洋后，在北半球受科氏力作用向東輸送至華南地區，為華南地區提供了充足的水汽條件，并且對華南地區降水正異常的主要水汽輻合貢獻為平均水汽的水平擾動散度項和擾動引起的平均水汽垂直平流項。另一方面，熱帶東南印度洋海溫負異常，通過Mastuno-Gill響應引起對流層低層自熱帶東南印度洋至熱帶中印度洋有東南風異常，增強了70°E附近的越赤道氣流，在北半球向東輸送至西北太平洋，這引起了華南地區對流層低層氣旋式環流異常。另外，熱帶東印度洋對流層低（高）層異常輻散（輻合），華南地區低（高）層異常輻合（輻散）增強了東亞地區的局地Hadley環流，有利于華南地區降水的產生。再者，IOD Modoki引起南亞季風區受異常下沉運動控制，并通過季風-荒漠機制引起副熱帶北大西洋東部、北非荒漠區及地中海西部周圍正渦度異常，激發了沿急流向下游傳播的準靜止Rossby波，增強了日本海高壓異常和華南及鄰近地區對流層低層氣旋式環流異常。上述原因均有利于華南地區降水的產生，反之亦然。上述結果在數值模式中亦得到了驗證。

關鍵詞IOD Modoki;華南后汛期;降水異常;環流異常

華南地區人口密集、經濟發達，位于東亞季風區的南部，因其緊鄰南海以及西北太平洋，是中國雨量最充沛的地區（陳君芝等，2019;王國棟等，2019）。華南降水異常不僅受東亞夏季風的影響（Gu et al.，2018），還與南亞夏季風異常存在密切關聯（Kripalani and Kulkarni，2001）。印度洋作為中國西南季風的上游區，對中國南部降水有非常重要的作用（張艦齊等，2019），亦是中國夏季降水的主要水汽源地之一（Ninomiya and Kobayashi，1999）。因此，印度洋海溫和西南季風異常對華南地區天氣和氣候有著不可忽視的影響（Yan et al.，2001;Jin et al.，2017;Zhang et al.，2019;張玲等，2021）。

華南地區年降水量峰值出現在4—6月的前汛期和7—9月的后汛期（梁建茵和吳尚森，2001）。汛期華南旱澇異常事件頻發，給當地人民的生活、農作物的生長、社會經濟的發展及交通運輸業等造成巨大的影響。因此，華南汛期降水異常現象及其成因已成為當今社會關注的熱點問題之一，由于影響降水異常的環境因素復雜，探究華南后汛期降水異常機理對完善華南地區降水異常理論體系，為深刻理解華南地區旱澇異常及防災減災工作提供了科學依據和線索。

華南汛期降水異常成因復雜，影響因子眾多，如：東亞夏季風系統（施能等，1996）、西南季風系統（謝炯光等，2008）、華南地區臨近海域海溫異常（任雪娟和錢永甫，2000;林愛蘭等，2010）及熱帶太平洋和印度洋海溫異常（Nitta，1987;Wu et al.，2010;Chen et al.，2014;Huo and Jin，2016;Gu et al.，2018;李麗平等，2018）等。東亞夏季風與中國夏季降水的關系具有明顯的區域特征，強夏季風時，雨帶偏北，弱夏季風時，雨帶偏南（施能等，1996）。此外，西南季風爆發偏早時，西南季風強度偏強，華南地區前汛期降水量以正常偏少為主，后汛期以正常偏多為主，反之亦然（謝炯光等，2008）。華南地區鄰近海域對華南地區降水也有著重要的作用，南海地區大氣活動以及附近海域登陸的熱帶氣旋都會影響華南后汛期降水（何有海等，1998）。

關于熱帶太平洋和印度洋海溫異常方面，近年來受到了越來越多的關注（Larkin and Harrison，2005;Ashok et al.，2007;Kao and Yu，2009;Kug et al.，2009）。El Nio-Southern Oscillation（ENSO）是熱帶太平洋重要的海氣耦合現象，可根據其SSTA大值區分布位置大致分為東部型、中部型和混合型（Larkin and Harrison，2005;Ashok et al.，2007;Kao and Yu，2009;Kug et al.，2009）。有研究表明，印度洋偶極子（Indian Ocean Dipole，IOD;Saji et al.，1999）可根據其發生時間、生命史及空間分布型等特征定義為不同的類型（Rao and Yamagata，2004;Rao et al.，2009;Du et al.，2013;Weller et al.，2014;Endo and Tozuka，2016;Tozuka et al.，2016;Zhang et al.，2020）。IOD正位相事件為熱帶西印度洋海溫異常偏暖、熱帶東南印度洋海溫異常偏冷（Saji et al.，1999）。研究發現一些IOD異常年SSTA正異常位于熱帶中印度洋，熱帶東南和西印度洋為海溫負異常，并將該現象定義為IOD Modoki（Endo and Tozuka，2016）或印度洋三極子（Zhang et al.，2020）。

IOD事件和中國氣候異常存在顯著的聯系（Guan and Yamagata，2003;Saji and Yamagata，2003;陳君芝等，2019）。IOD可通過季風-荒漠機制（Rodwell and Hoskins，1996）激發絲路型遙相關（Enomoto et al.，2003）和EAP／PJ型遙相關（Huang and Li，1987;Nitta，1987）影響中國東部氣候異常（Guan and Yamagata，2003）。IOD事件還可通過影響越赤道氣流和局地垂直環流影響華南后汛期降水異常（陳君芝等，2019）。然而，IOD Modoki事件是否和華南后汛期降水存在聯系尚不清楚。如果二者存在聯系，聯系的物理機制如何？弄清該問題可為深刻理解華南后汛期降水異常提供科學依據和線索。

1 資料、方法和模式介紹

本文選用：1）1979—2019年英國Hadley氣象中心提供的水平分辨率為1°×1°的月平均海表溫度資料（Rayner et al.，2003）;2）1979—2019年CN05.1中國區域高分辨率降水格點數據（分辨率為0.25°×0.25°）（吳佳和高學杰，2013）;3）1979—2019年第五代ECMWF大氣再分析全球氣候數據（ERA5）水平分辨率1.25°×1.25°的月平均風場、地表氣壓場、比濕及垂直速度（Hersbach et al.，2020）。文中氣候平均為1979—2019年7—9月季節平均的多年平均值。

因為華南后汛期降水異常及印度洋海溫異常均存在顯著的長期線性趨勢及年代際變化（Wu et al.，2010;Chen et al.，2014;Huo and Jin，2016;Jin et al.，2017;Leung et al.，2020），故除圖1a外，對所用資料均提取其年際分量，具體方法為：先扣除變量中的時間最小二乘線性趨勢，對扣除線性趨勢后的變量做9 a滑動平均，再將去趨勢后變量減去滑動平均分量即為年際分量。ENSO對印度洋海溫異常及中國氣候異常存在顯著影響（Xie et al.，2009;Huo and Jin，2016;Jin et al.，2017;王黎娟等，2018），本文擬揭示獨立于ENSO的IOD Modoki事件和華南后汛期降水異常的聯系和機理，因此除圖1、圖2a、圖2b、圖3a及圖3b外，其余圖形均利用線性回歸方法濾掉了同期Nio4指數以扣除ENSO的影響。

參照Endo and Tozuka（2016）年對IOD Modoki事件的定義，將IOD Modoki指數定義為：

IIODM=IC-（IE+IW）／2，

其中：IC、IE和IW分別為熱帶中印度洋（65°～85°E，15°S～0°）、熱帶東印度洋（90°～110°E，10°S～0°）和熱帶西印度洋（40°～55°E，10°S～15°N）區域平均海溫距平。

還利用了大氣環流模式CAM（Community Atmosphere Model）5.3驗證了基于觀測資料得出的結果。水平分辨率為1.9°×2.5°，垂直方向為混合坐標，有30個垂直高度層，時間步長為30 min，具體的試驗設計方案將在下文數值試驗結果對應章節中介紹。

2 華南后汛期降水異常時空變化規律

1979—2019年華南后汛期期間氣候平均降水（圖1a）顯示，降水大值區主要出現在云南南部、海南島、廣東省及廣西壯族自治區（下文簡稱兩廣地區）沿海地區，極大值位于兩廣地區，可以達到1 000 mm以上。降水標準差呈南多北少分布形態，極大值亦位于兩廣地區，超過240 mm，故本文所指華南地區為兩廣地區。標準化后的華南區域平均降水異常時間序列（圖1b）顯示，華南后汛期降水異常存在顯著的年際變化。降水正異常極大值年份為1994年，降水負異常極小值年為1998年。

3 華南后汛期降水異常和印度洋海溫異常的關系

圖2a為后汛期期間華南降水異常和印度洋-太平洋海溫異常的相關系數空間分布，華南后汛期降水異常與赤道印度洋中部（東部和西部）呈顯著正（負）相關，相關系數在印度洋的空間分布表現為IOD Modoki或印度洋三極子事件的空間分布（Endo and Tozuka，2016;Zhang et al.，2020）;PSC（precipitation anomalies in the South China，華南后汛期期間華南降水異常）和IOD Modoki指數的相關系數為0.35，且IOD Modoki和PSC時間序列具有較為一致的變化規律（圖1b）。還注意到，華南后汛期降水異常還和同期的熱帶中（西）太平洋海溫異常呈顯著的正（負）相關關系，這表明華南后汛期降水異常和中部型ENSO事件存在聯系。計算得出PSC和Nio4（160°～210°E，5°S～5°N）指數的相關系數為0.50，ENSO和印度洋海溫異常之間亦存在密切聯系（Schott et al.，2009;Xie et al.，2009），計算得到Nio4指數和IOD Modoki指數相關系數為0.20。盡管Nio4指數和IOD Modoki指數的相關系數并不顯著，為了研究印度洋海溫異常對華南后汛期降水異常的獨立影響，還繪制了華南后汛期降水異常和熱帶印度洋海溫異常扣除ENSO信號后的偏相關系數空間分布（圖3b），可以發現在熱帶中印度洋仍有顯著的正相關，熱帶西印度洋和熱帶東南印度洋亦存在負相關，PSC和IIODM均濾除Nio4指數后的相關系數為0.47，進一步說明濾除ENSO信號后，華南后汛期降水異常仍和IOD Modoki事件存在很好的正相關關系。

中國降水具有較強的局地性（Jin et al.，2015），PSC和后汛期期間中國南方降水異常相關系數的空間分布（圖3a）顯示，相關大值區位于兩廣及鄰近地區，說明兩廣后汛期降水具有較為一致的變化，也表明本文選取兩廣地區作為研究區域是合理的。前文結果顯示，華南后汛期降水異常和IOD Modoki事件存在顯著的正相關關系，由后汛期期間IOD Modoki指數和中國南方降水相關系數（圖3b）空間分布可以看出，IOD Modoki事件和華南降水確實存在較好的正相關關系，正相關系數顯著區域位于兩廣大部分地區及湖南省南部，相關系數大值區位于廣西西南部及廣東西部地區，相關系數極大值超過0.6。濾除ENSO信號后相關系數空間分布（圖3c）仍存在相似的空間分布結構。注意到，IOD Modoki指數還和長江中下游地區存在顯著的負相關關系，濾除ENSO信號后該負相關關系仍然存在。

4 環流異常

4.1 水汽異常輸送

為了了解印度洋海溫異常對華南后汛期降水異常的影響，揭示導致降水異常的具體物理過程，檢驗了垂直積分水汽收支方程每一項對降水異常的貢獻，方程如下：

其中：右邊第二項為水汽平流項；右邊第三項為風場散度項；右邊第四項為水汽垂直輸送項；方程（2）進一步將各變量分解為平均分量（-）和異常分量（′），得：

華南后汛期期間和IOD Modoki事件相聯系的水汽異常輸送（圖4a）顯示，水汽由IOD的東極子向西輸送至熱帶中印度洋，這是由于東風異常不能像傳統的IOD正位相年一樣延伸至熱帶西印度洋（圖4a和圖6a，Endo and Tozuka，2016）。水汽輸送至熱帶中印度洋后，一支向IOD Modoki的中間極子區域輸送；一支向北半球輸送，在科氏力的作用下轉向東輸送，增強了70°E附近的越赤道氣流水汽異常輸送。該支異常水汽沿阿拉伯海、印度次大陸、孟加拉灣和中南半島輸送至中國南海地區。南海至華南地區存在水汽通量的氣旋式異常輸送，華南大部分地區為水汽的輻合區域，有利于華南地區降水的產生。再進一步分析了和IOD Modoki事件相聯系的水汽平流項（圖4b）發現，熱帶東印度洋是濕平流區域，華南地區的平流貢獻不顯著，和IOD Modoki事件相聯系的風場散度項（圖4c）顯示，熱帶東印度洋為輻散區域，對水汽輻合有負貢獻，華南地區為輻

4.2 大氣環流場異常

IOD Modoki指數回歸的流函數和旋轉風場（圖6）顯示，對流層低層熱帶東印度洋沿赤道存在一對對稱的反氣旋環流異常（圖6a），這是大氣對熱帶東南印度洋冷海溫異常的Rossby波響應（Mastuno，1966;Gill，1980），IOD Modoki正位相時，熱帶印度洋中部暖海溫異常，不利于東風異常運動至熱帶西印度洋（圖6a;Endo and Tozuka，2016）。低層（850 hPa）的旋轉風場（圖6a）自熱帶東南印度洋至熱帶中印度洋有東南風異常，在阿拉伯海的東部轉為西風異常，經印度半島、孟加拉灣、中南半島至南海，配合圖4a的水汽異常輸送路徑，增強了輸送至華南地區的水汽和低層氣旋式環流異常，這都有利于華南降水的產生。注意到，對流層低層（圖6a）、中層（圖6b）和高層（圖6c）日本海地區均存在流函數正異常及反氣旋環流異常，說明IOD Modoki和日本海高壓異常可能存在正相關關系。同時，對流層高層北非荒漠區、中亞荒漠區亦可觀測到顯著的反氣旋環流異常及流函數正異常（圖6c）。

IOD Modoki會引起孟加拉灣鄰近地區對流層低層異常輻散（圖7a）、高層異常輻合（圖7b）以及異常下沉運動（圖8）。亞洲季風區的異常下沉運動通過季風-荒漠機制（Rodwell and Hoskins，1996）激發了沿著急流向下游傳播的Rossby波列（Guan and Yamagata，2003）。高、低IOD Modoki指數年250 hPa的波作用通量（Takaya and Nakamura，2001）及渦度異常合成場（圖9）顯示，副熱帶北大西洋東部、北非荒漠區及地中海西部周圍正渦度異常，激發了沿急流向下游傳播的準靜止Rossby波，在里海至中亞荒漠區和日本海地區均有能量的堆積，增強了上述兩個地區的高壓異常（圖6c）。而日本海地區的高壓異常表現為相當正壓結構（圖6），對流層中下層日本海高壓的增強使其南側的東風異常增強，并引起華南至西北太平洋地區氣旋環流異常（圖6a、b），從而有利于華南地區降水的產生。

研究還發現，IOD Modoki事件正位相時，即熱帶印度洋中部海溫正異常，熱帶東印度洋對流層低層異常輻散，華南地區和熱帶西印度洋異常輻合（圖7a）;熱帶東印度洋對流層高層異常輻合，西北太平洋至華南地區和熱帶西印度洋為異常輻散（圖7b）。和IOD Modoki事件相聯系的高低層異常輻合輻散配置有利于熱帶東印度洋受異常下沉氣流控制、華南地區受異常上升運動控制（圖7），從而增強了東亞地區的Hadley環流（秦育婧和王盤興，2015），Hadley環流正異常導致華南降水增加，亦有利于華南地區降水的產生。

5 數值試驗結果

為了驗證IOD Modoki事件對華南后汛期降水異常的影響機理，設計了兩組試驗，一組利用氣候態的SST和海冰資料，驅動模式積分16 a，取第2至第16年結果作為控制試驗（CTL）的結果;另一組試驗將JAS期間IOD Modoki指數回歸的熱帶印度洋區域（40°～110°E，20°S～10°N）海溫異常疊加在7月、8月和9月的模式自帶的氣候平均SST場上，驅動模式積分16 a，將這組試驗的第2至第16年結果作為IOD Modoki正海溫異常敏感性試驗（POS）結果。下文用POS和CTL試驗的差值來驗證觀測資料中IOD Modoki正位相事件引起華南后汛期降水異常的物理機制。

POS和CTL試驗降水差值合成場（圖10）顯示，熱帶中印度洋降水正異常、熱帶東南印度洋和西印度洋降水負異常。對流層低層，熱帶東印度洋至熱帶中印度洋亦存在東風異常，赤道南北印度洋有一對異常反氣旋環流，盡管南半球的反氣旋環流并不顯著（圖11a），這和觀測結果（圖6a）較為一致，說明模式可以較好地模擬出大氣對IOD Modoki事件的響應。

POS和CTL試驗降水差值合成場（圖10）亦可以模擬出當IOD Modoki正位相時，后汛期期間華南降水異常偏多的現象。進一步分析模式的大氣環流異常差值合成場發現，對流層高層北非、地中海及大西洋交界處、烏拉爾山及日本海區域存在反氣旋環流異常（圖11b），和觀測的對流層高層里海至中亞荒漠區的反氣旋環流異常相比（圖6c），模式模擬的反氣旋環流異常位于烏拉爾山附近、較觀測偏北約10～20個緯度，模擬的日本海高壓異常的范圍亦略偏東北，但仍可以在對流層低層（圖11a）模擬出日本海高壓異常，其南側氣旋式環流異常，華南地區處于該氣旋式環流異常的控制范圍內，有利于降水的產生。

模式模擬的對流層低層熱帶北印度洋反氣旋環流異常（圖11a）亦有利于將印度洋暖濕氣流輸送至華南地區，從而有利于華南降水的產生。還可以發現，熱帶東印度洋低層輻散異常（圖11c）、高層輻合異常（圖11d），盡管模式模擬的部分輻合輻散異常區域并不顯著且和觀測的輻合輻散異常強度及位置存在一些差異，但是模式仍可以模擬出華南地區低層輻合（圖11c）、高層輻散（圖11d）這樣的配置，使得華南地區受異常上升運動控制，從而有利于華南地區降水的產生。

上述分析表明，數值模式可以較好地模擬出熱帶印度洋和華南地區大氣環流及降水異常對IOD Modoki事件的響應，驗證了基于觀測資料分析得出的結果。

6 結論與討論

本文利用1979—2019年CN05.1中國區域高分辨率降水格點數據、英國Hadley中心觀測海溫數據、ERA5大氣再分析資料及大氣環流模式CAM5.3，研究了IOD Modoki事件與中國華南后汛期降水異常的關系及聯系的可能物理機制，得出以下結論：

1）華南后汛期降水異常與熱帶印度洋中部（東、西部）海溫異常呈顯著正（負）相關關系，即華南后汛期降水異常和IOD Modoki事件存在正相關關系，這種關系是獨立于ENSO事件的。

2）后汛期期間，水汽異常從熱帶印度洋東部向西輸送至熱帶印度洋中部后，一部分向IOD Modoki的中極子區域輸送，另有一部分水汽異常輸送的路徑為在70°E附近越過赤道轉向東輸送，沿阿拉伯海、印度次大陸、孟加拉灣和中南半島輸送至南海，華南地區為水汽輻合區，有利于華南地區降水的產生。熱帶印度洋東部地區為濕平流和風場輻散區域，華南地區為干平流和風場輻合區域，華南地區降水正異常的水汽輻合主要貢獻項為平均水汽的水平擾動散度項和擾動引起的平均水汽垂直平流項。

3）IOD Modoki正位相時，熱帶東南印度洋海溫負異常通過Mastuno-Gill響應引起對流層低層沿赤道存在一對反氣旋環流異常。850 hPa自熱帶東南印度洋至熱帶中印度洋有東南風異常，在阿拉伯海的東部轉為西風異常，華南地區氣旋式環流異常;另一方面，熱帶東印度洋對流層低（高）層異常輻散（輻合），華南地區和熱帶西印度洋低（高）層異常輻合（輻散），形成的高低層配置增強了東亞地區的局地Hadley環流，有利于華南地區降水的產生。

4）IOD Modoki事件使得亞洲季風區受異常下沉運動控制，并通過季風-荒漠機制引起副熱帶北大西洋東部、北非荒漠區及地中海西部周圍正渦度異常，激發了沿急流向下游傳播的準靜止Rossby波，在里海至中亞荒漠區和日本海地區均有能量的堆積，增強了上述兩個地區的高壓異常;而日本海高壓正異常表現為相當正壓結構，增強了其南側的氣旋式環流異常，亦有利于華南地區降水的產生。

以往的研究多認為華南前汛期降水異常和華南鄰近區域海溫異常及類ENSO現象存在聯系（Huang and Li，1987;Nitta，1987;鄧立平和王謙謙，2002;陳銳丹等，2012;Gu et al.，2018），華南后汛期降水異常和臺風活動有關（何有海等，1998;孫婧超等，2019）。本文研究結果顯示，華南后汛期降水不僅和印度洋海溫異常存在聯系，還和中部型ENSO事件存在顯著的正相關關系。已有的研究工作，針對中部型ENSO事件和華南后汛期降水異常的關系及機理的較少，而本文因關注的重點是IOD Modoki事件對華南后汛期降水異常的獨立聯系，故未討論CP型ENSO事件對華南后汛期降水異常的影響機理。發展期和衰減期CP型ENSO事件對華南后汛期降水異常的影響是否不同？其對華南后汛期降水異常的影響機理如何，都有待于未來進行深入研究。有意思的是，濾除ENSO信號后，IOD Modoki指數和華南區域平均降水相關系數有所提高，說明ENSO可能在IOD Modoki和華南降水聯系中起到了負貢獻的作用。上述假設未來尚需通過數值試驗手段進一步驗證。

需要說明的是，本文僅討論了IOD Modoki對華南后汛期降水異常的影響機理，而IOD Modoki事件和長江中下游降水亦存在較為密切的負相關關系。后汛期期間，IOD Modoki事件通過何種途徑影響長江中下游地區降水異常？另外，許多研究表明，華南和長江流域夏季降水在年際或年代際時間尺度存在反位相聯系（Hsu and Lin，2007;Huang et al.，2012），而后汛期期間，華南和長江中下游降水是否仍存在反相關系？二者聯系的物理機制如何？上述問題均需未來進一步研究。

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