典型拉尼娜事件與1988—1989年拉尼娜事件生命史演變差異性成因分析

陳明誠 黃玉蓉

摘要 利用海洋混合層海溫熱量收支診斷方法和兩套海洋同化再分析資料，對比分析典型拉尼娜事件和1988—1989年特殊拉尼娜事件生命史演變成因。研究結(jié)果表明，典型拉尼娜事件在發(fā)展年冬季到達最強值后通常緩慢衰減，在次年秋季時再次增強形成第二次拉尼娜事件。而1988—1989年拉尼娜事件在發(fā)展年底時到達最強值后迅速衰減，并在次年秋季時依然維持衰減過程，最終回到氣候平均態(tài)。診斷分析結(jié)果表明，風場強迫作用引起的緯向異常平流項變化是導致衰減年中兩種類型拉尼娜事件海溫變化傾向差異的主要原因。在典型拉尼娜事件衰減時期，西北太平洋上空以異常反氣旋性環(huán)流為主，反氣旋性環(huán)流南側(cè)東風距平會激發(fā)海洋上翻Kelvin波向東傳播，阻礙拉尼娜事件的衰減。而在1988—1989年特殊拉尼娜事件中，西北太平洋上空以異常氣旋性環(huán)流為主。異常氣旋性環(huán)流南側(cè)西風距平將激發(fā)海洋下沉Kelvin波向東傳播，引發(fā)海洋中自西向東的緯向異常暖平流幫助拉尼娜事件迅速衰減，最終回復到氣候平均態(tài)。

關(guān)鍵詞ENSO動力學;生命史不對稱性;西北太平洋大氣環(huán)流;年際間變率;熱量收支診斷分析

厄爾尼諾-南方濤動（ENSO）事件作為熱帶地區(qū)最主要的年際變化模態(tài)，對全球氣候變化（Philander，1990;Trenberth et al.，1998;Wallace et al.，1998;Latif et al.，1998;Alexander et al.，2002;Jin et al.，2016）及中國環(huán)流和降水變率（郭品文和郎麗玲，2017;范伶俐等，2018;張文君等，2018;李麗平等，2019;王黎娟等，2020）都有重要的影響作用。相關(guān)研究工作表明，ENSO事件振幅強度變化取決于不穩(wěn)定的大氣-海洋間相互作用過程（Bjerknes，1969;Philander et al.，1984;Cane and Zebiak，1985;Hirst，1986，1988），而經(jīng)典的延遲振子理論（Suarez and Schopf，1988;Battisti and Hirst，1989）或緯向平均溫躍層深度變化起主要作用的充電-放電理論（Jin，1997;Li，1997）可以解釋ENSO事件振蕩特征。

針對厄爾尼諾與拉尼娜事件生命史不對稱性這一科學問題，目前已經(jīng)開展相關(guān)研究工作（Kang and Kug，2002;Kessler，2002;Larkin and Harrison，2002;McPhaden and Zhang，2009;Okumura and Deser，2010;Dommenget et al.，2013;黃玉蓉等，2017;姜有山等，2018）。典型厄爾尼諾事件通常在發(fā)展年的12月達到最強，之后迅速地衰減，次年底時轉(zhuǎn)變成為拉尼娜事件。而拉尼娜事件在達到最強值之后往往緩慢的衰減，次年底時又再次增強形成第二次拉尼娜事件。Chen et al.（2016）通過海洋混合層海溫熱量收支診斷方程分析后發(fā)現(xiàn)，動力過程（風場不對稱性強迫作用）和熱力作用（海表面短波輻射和潛熱釋放不對稱性作用）都對厄爾尼諾與拉尼娜事件生命史不對稱性具有重要作用。

前人的研究工作往往更關(guān)注于厄爾尼諾事件的強度以及生命史的不對稱性，而作為厄爾尼諾事件的負位相性事件，對于拉尼娜事件生命史演變過程的研究工作相對較少。觀測事實表明，在拉尼娜事件內(nèi)部生命史演變特征同樣存在差異性。相較于典型拉尼娜事件而言，1988/1989年拉尼娜事件在發(fā)展至成熟期之后迅速衰減，次年底時并沒有像典型拉尼娜事件那樣再次增長成為第二次拉尼娜事件，而是持續(xù)衰減最后回復到氣候平均態(tài)。在本文研究工作中，通過海洋混合層海溫熱量收支診斷分析方法定量分析1988/1989年拉尼娜事件特殊生命史發(fā)展過程的形成原因。提出如下幾個科學問題：為什么1988/1989年拉尼娜事件在發(fā)展年冬季時振幅大于典型拉尼娜事件？在發(fā)展年次年衰減階段中，導致1988/1989年拉尼娜事件迅速衰減的主要動力與熱力因子有哪些？為什么在發(fā)展年次年秋季時，1988/1989年拉尼娜事件沒有再次增強，而是持續(xù)衰減過程并最終回復至氣候平均態(tài)？

根據(jù)上述提出的科學問題，簡要介紹文章中使用的大氣和海洋數(shù)據(jù)集以及海洋混合層海溫熱量收支診斷方法，然后分析了1988/1989年拉尼娜事件特殊生命史過程形成原因并得出結(jié)論。

1 資料與方法

文中使用的海洋再分析資料集包括美國馬里蘭大學提供的簡單海洋同化資料（Simple Ocean Data Assimilation version 2.1.6，簡稱SODAv2.1.6;Carton and Giese，2008），以及歐洲中期天氣預報中心提供的海洋再分析資料系統(tǒng)（Ocean Reanalysis System 4，簡稱ORAS4;Balmaseda et al.，2013）。在SODAv2.1.6資料集中水平分辨率為0.4°×0.25°，垂直方向分為40層。而在ORAS4資料集中水平分辨率為1°×1°，垂直方向上分為42層。研究中所使用的海表面熱通量資料包括美國伍茲霍爾海洋學研究所提供的客觀分析大氣-海洋通量數(shù)據(jù)集（Objectively Analyzed air-sea Fluxes，簡稱OAFlux;Yu et al.，2008），以及美國國家環(huán)境預報中心再分析資料（National Centers for Environmental Prediction reanalysis version 2，簡稱NCEPv2;Kanamitsu et al.，2002）。大氣低層風場數(shù)據(jù)同樣來自NCEP再分析資料。海表面溫度資料來自美國國家海洋和大氣局提供的延伸重建海表面溫度資料（Extended Reconstructed Sea Surface Temperature version 3b，簡稱ERSSTv3b;Smith et al.，2008）。

為了深入理解導致1988/1989年拉尼娜事件特殊生命史過程形成的動力和熱力學機制，利用上述海洋再分析資料集進行海洋混合層海溫熱量收支診斷分析。海溫變化傾向診斷方程可表示為：

T′t=-u′x+uT′x+u′T′x-v′y+T′y+v′T′y-（w′z+T′z+w′T′z）+（sw′+lw′+sh′+lh′）ρcpH+R。

其中：T和（u，v，w）分別代表海洋混合層海水溫度和三維洋流速度;ρ和cp代表海水密度和比熱;H為海洋混合層深度（由ORAS4再分析資料計算得到）;而R表示方程余項（Li et al.，2002;Hong et al.，2008，2010;Su et al.，2010，2014;Chen and Li，2018）。

診斷方程中海洋混合層海溫傾向項和三維動力平流項結(jié)果由SODAv2.1.6和ORAS4資料集計算得到，海表面熱力通量項由OAFlux和NCEPv2資料集計算得出。選取的診斷區(qū)域為赤道東太平洋地區(qū)（180°～80°W，5°S～5°N），并挑選了1980—2016年所有的拉尼娜事件個例進行合成分析。在這一時間段內(nèi)共有6次拉尼娜事件（1983/1984年，1988/1989年，1995/1996年，1998/1999年，2007/2008年和2010/2011年）。由于1988/1989年拉尼娜事件擁有獨特的生命史發(fā)展過程，因此將其余5次拉尼娜事件的合成結(jié)果歸類為“典型”的拉尼娜事件，而將1988/1989年拉尼娜事件歸類為“特殊”的拉尼娜事件。

2 1988/1989年拉尼娜事件特殊生命史過程形成機制

2.1 典型拉尼娜事件和1988/1989年拉尼娜事件發(fā)展階段

在拉尼娜事件發(fā)展年時期，赤道中東太平洋地區(qū)海表面溫度以負距平為主。一個有趣的現(xiàn)象是，幾乎所有的拉尼娜事件都是由厄爾尼諾事件轉(zhuǎn)變而來。從圖1可以看到，在發(fā)展年1月時典型拉尼娜事件與1988/1989年拉尼娜事件都為正海表溫度距平，表明兩者同處于厄爾尼諾事件的衰減時期。值得注意的是，1988/1989年拉尼娜事件中正海溫距平遠小于典型拉尼娜事件，一個可能的形成原因是1988/1989年拉尼娜事件是由1986/1987年厄爾尼諾事件轉(zhuǎn)變而來。不同于其余的厄爾尼諾事件，1986/1987年厄爾尼諾事件持續(xù)了超過兩年以上的時間。在1986年到達第一次成熟期之后，1986/1987年厄爾尼諾事件在次年又再次增長，在1987年8月時又達到第二次成熟期，之后開始迅速衰減。而在典型的厄爾尼諾事件中成熟期通常出現(xiàn)在發(fā)展年12月左右，次年1月才開始進入衰減階段。起始衰減時刻的不同最終導致了在1月時，典型拉尼娜事件中正海溫距平強度較大，剛剛開始進入衰減過程，而1988/1989年拉尼娜事件中正海溫距平已經(jīng)經(jīng)過了4個月的衰減，此時正海溫距平強度較弱。

由于初始時刻典型拉尼娜事件與1988/1989年拉尼娜事件正海溫距平強度具有差異性，因此在發(fā)展年時期兩類拉尼娜事件的生命史發(fā)展過程和振幅強度明顯不同。在典型拉尼娜事件中，發(fā)展年6月時海溫回復到氣候平均態(tài)，7月時負海溫距平開始增長，12月時達到最強，最大強度振幅為-1.2 ℃。而在1988/1989年拉尼娜事件中，發(fā)展年3月時海溫回復到氣候平均態(tài)，相比典型拉尼娜事件早了一個季度。4月起負海溫距平開始增長，同樣在發(fā)展年底時達到最強，最大振幅強度為-2 ℃，接近典型拉尼娜事件中負海溫距平峰值兩倍（圖1）。

2.2 典型拉尼娜事件和1988/1989年拉尼娜事件衰減階段

在發(fā)展年次年1—5月期間，典型拉尼娜事件和1988/1989年拉尼娜事件同時進入衰減時期。從圖1中可以明顯看到，1988/1989年拉尼娜事件衰減速度更快，而典型拉尼娜事件衰減緩慢。為了理解兩類拉尼娜事件衰減速率不對稱的形成原因，對赤道東太平洋地區(qū)混合層海溫進行熱量收支診斷分析。診斷分析結(jié)果同樣表明，在衰減階段中，典型拉尼娜事件衰減速率為0.13 ℃/mon，衰減過程相對緩慢（圖2a）。而1988/1989年拉尼娜事件衰減速率為0.26 ℃/mon，是典型拉尼娜事件的兩倍，衰減過程明顯更快（圖2b）。將診斷方程中三維洋流動力項和海表面熱通量項進行拆分后發(fā)現(xiàn)，1988/1989年拉尼娜事件中熱力項（0.16 ℃/mon）大于典型拉尼娜事件（0.1 ℃/mon）。這主要是由于在拉尼娜事件成熟時期，1988/1989年拉尼娜事件負海溫距平遠大于典型拉尼娜事件，因此在赤道東太平洋地區(qū)云-輻射-海溫負反饋過程和風-蒸發(fā)-海溫負反饋過程更強，有助于拉尼娜事件衰減（Li，1997;Chen and Li，2018）。值得注意的是在衰減階段，1988/1989年拉尼娜事件中海洋動力項（0.1 ℃/mon）同樣遠大于典型拉尼娜事件（0.04 ℃/mon）。進一步對三維洋流動力項進行拆分后發(fā)現(xiàn)，起最主要貢獻作用的緯向異常平流項-u′x，在1988/1989年拉尼娜事件中緯向異常平流項達到0.15 ℃/mon，同樣為典型拉尼娜事件中的兩倍。

為了解釋三維洋流動力項中緯向異常平流項是如何影響兩類拉尼娜事件衰減速率的，給出了衰減時期西北太平洋上空大氣低層風場的空間分布情況（圖3）。在拉尼娜發(fā)展年冬季成熟時期，典型拉尼娜事件中異常氣旋性環(huán)流位于菲律賓島以西中國南海上空，在西北太平洋地區(qū)以異常反氣旋性環(huán)流為主（圖3a）。反氣旋性環(huán)流南側(cè)赤道西太平洋上東風距平將會激發(fā)出海洋中上翻Kelvin波向東傳播，抬升赤道東太平洋地區(qū)溫躍層，阻礙拉尼娜事件衰減（Wang et al.，1999，2000，2003;Wu et al.，2009，2010a，2010b）。與此不同的是，1988/1989年拉尼娜事件中異常氣旋性環(huán)流向東移動至菲律賓島以東的西北太平洋上空（圖3b）。此時氣旋性環(huán)流南側(cè)赤道西太平洋上的西風距平將會激發(fā)出海洋中的下沉Kelvin波向東傳播，加深赤道東太平洋地區(qū)溫躍層，因此有利于拉尼娜事件的衰減。在后續(xù)的春季衰減過程中，兩類拉尼娜事件風場的不對稱性特征依然得以維持。在典型拉尼娜事件中，異常氣旋性環(huán)流位于菲律賓島以西洋面，赤道西太平洋地區(qū)以東風距平為主（圖3c）。而在1988/1989年拉尼娜事件中，異常氣旋性環(huán)流相較冬季繼續(xù)向西遷移，赤道西太平洋上空以西風距平為主（圖3d）。

風場空間分布的不對稱性直接導致了兩類拉尼娜事件在衰減階段中次表層信號傳播存在差異性。在典型拉尼娜事件中，初始時刻西北太平洋地區(qū)正溫躍層距平強度較弱（圖4a），因此赤道上正溫躍層厚度距平始終停留在西太平洋地區(qū)，并不能向東傳播，赤道東太平洋地區(qū)以負溫躍層厚度距平為主（圖4c、e）。相反的，在1988/1989年拉尼娜事件中，初始時刻西北太平洋地區(qū)正溫躍層距平強度更強（圖4b），赤道上正溫躍層厚度距平可以迅速地沿赤道向東傳播至東太平洋地區(qū)，從而使赤道東太平洋地區(qū)溫躍層距平符號發(fā)生改變（圖4d、f）。

溫躍層距平緯向傳播的不對稱性意味著兩類拉尼娜事件中次表層海溫信號的傳播特征也有所不同。在典型拉尼娜事件中，初始時刻海洋上層以自東向西的冷平流為主（圖5a）。隨著時間的推移，海洋上層逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)樽晕飨驏|的暖平流，但是強度較弱，因此次表層暖海溫始終被鎖定于赤道西太平洋地區(qū)，赤道東太平洋地區(qū)一直維持著冷海溫，拉尼娜事件衰減緩慢（圖5c、e）。與此不同的是，在1988/1989年拉尼娜事件中，初始時刻海洋上層自西向東的暖平流已然形成（圖5b）。隨著暖平流的逐漸增強，赤道西太平洋地區(qū)次表層暖海溫開始向東傳播至東太平洋地區(qū)（圖5d）。因此到了晚春時期，雖然赤道東太平洋地區(qū)上層依然有負海溫距平存在，但是次表層已經(jīng)轉(zhuǎn)變?yōu)檎鼐嗥?，拉尼娜事件衰減迅速（圖5f）。

綜上所述，由于兩類拉尼娜事件衰減時期西北太平洋上大氣低層風場結(jié)構(gòu)具有不對稱性特征，因此在典型拉尼娜事件中，正溫躍層距平位于換日線（180°）以西，東太平洋地區(qū)以負溫躍層距平為主（圖6a）。海洋上層自西向東的暖平流強度較弱，因此赤道西太平洋地區(qū)次表層暖海溫并不能向東傳播至東太平洋地區(qū)，東太平洋地區(qū)以負海溫距平為主（圖6c）。在氣候平均態(tài)STC環(huán)流圈（Subtropical Cell;McCreary and Lu，1994）作用之下，次表層更冷的海水被垂直輸送至表層，并平流至赤道外地區(qū)，造成典型拉尼娜事件緩慢的衰減過程（圖6c）。相反的，在1988/1989年拉尼娜事件中，正溫躍層距平沿赤道向東穿越換日線到達赤道中太平洋地區(qū)（圖6b），而這將激發(fā)出海洋中自西向東的地轉(zhuǎn)流。因此在衰減階段中，海洋上層的暖平流強度更強，次表層暖海溫也可以向東傳播至赤道中太平洋地區(qū)（圖6d）。赤道太平洋地區(qū)的平均上翻運動會將稍暖的次表層海水輸送至表層，幫助1988/1989年拉尼娜事件迅速地衰減（圖6f）。

2.3 典型拉尼娜事件再次增長階段和1988/1989年拉尼娜事件持續(xù)衰減階段

由于在衰減時期中1988/1989年拉尼娜事件衰減速度更快，而典型拉尼娜事件衰減緩慢，因此在發(fā)展年次年夏季時，典型拉尼娜事件與1988/1989年拉尼娜事件中負海溫距平振幅強度相當（圖1）。北半球秋季是大氣-海洋相互作用最劇烈的季節(jié)，因為在這一時期赤道東太平洋冷舌區(qū)強度和海洋平均上翻流速度同時達到最強，與其相關(guān)的緯向平流反饋作用和溫躍層反饋作用達到最強（Li and Philandr，1996）。因此對于典型拉尼娜事件而言，夏季時較小的冷海溫距平也可以通過海氣相互作用被不斷放大，最終形成第二次拉尼娜事件（Chen et al.，2016）。但是1988/1989年拉尼娜事件卻呈現(xiàn)出完全相反的生命史發(fā)展過程，在發(fā)展年次年秋季時期負海溫距平持續(xù)衰減過程，在次年底時回到了氣候平均態(tài)。

為了定量的分析兩類拉尼娜事件生命史發(fā)展不對稱性的形成原因，同樣地對赤道東太平洋地區(qū)混合層海溫進行熱量收支診斷分析。診斷分析結(jié)果表明，在典型拉尼娜事件再次增長階段中海溫增長速率為-0.15 ℃/mon，拉尼娜事件再次得到發(fā)展（圖7a）。而在1988/1989年拉尼娜事件持續(xù)衰減階段中海溫衰減速率為0.1 ℃/mon，預示著負海溫距平繼續(xù)衰減，最終回到氣候平均態(tài)（圖7b）。進一步將診斷方程中三維洋流動力項和海表面熱通量項進行拆分后發(fā)現(xiàn)，在典型拉尼娜事件中，其主要貢獻作用的是海洋動力項，而此時熱力項是阻礙拉尼娜事件再次增長的。而對于1988/1989年拉尼娜事件而言，由于此時海溫距平依然為負值，因此動力過程與熱力過程都對拉尼娜事件的持續(xù)衰減過程起正貢獻作用。相對而言，動力過程的作用更為重要。進一步對三維洋流動力項進行拆分后發(fā)現(xiàn)，在動力過程中起最主要貢獻作用的依然是緯向異常平流項-u′x。在典型拉尼娜事件中可以達到-0.14 ℃/mon，而在1988/1989年拉尼娜事件中緯向異常平流項同樣可以達到0.08 ℃/mon。

從同期西北太平洋上空大氣低層風場的空間分布情況（圖8）中可以看出，在典型拉尼娜事件再次增長階段中，異常氣旋性環(huán)流依然位于菲律賓島以西中國南海上空，因此在西北太平洋地區(qū)以異常反氣旋性環(huán)流為主（圖8a）。反氣旋性環(huán)流南側(cè)的東風距平將會激發(fā)出海洋中上翻Kelvin波向東傳播，幫助典型拉尼娜事件再次增長。與此不同的是在1988/1989年拉尼娜事件持續(xù)衰減階段中，異常氣旋性環(huán)流進一步向東移動至西北太平洋上空（圖8b）。氣旋性環(huán)流南側(cè)較強的西風距平將會激發(fā)出海洋中的下沉Kelvin波向東傳播，進一步幫助1988/1989年拉尼娜事件衰減。

風場空間分布的反對稱性使得兩類拉尼娜事件中溫躍層距平演變特征完全相反。在典型拉尼娜事件中，赤道東太平洋地區(qū)負溫躍層距平再次增強（圖9a、c），在發(fā)展年次年底時形成第二次拉尼娜事件（圖9e）。相反的，在1988/1989年拉尼娜事件持續(xù)衰減階段中，赤道東太平洋地區(qū)正溫躍層厚度距平持續(xù)增強（圖9b、d）。雖然在赤道太平洋東岸地區(qū)依然有負溫躍層距平存在，但是綜合赤道中東太平洋海盆區(qū)的情況來看，1988/1989年拉尼娜事件最終回復到了氣候平均態(tài)（圖9f）。

在這一時期，兩類拉尼娜事件中海洋表層洋流和次表層海溫信號的傳播特征也有所不同。在典型拉尼娜事件再次增長過程中，海洋上層自東向西的冷平流逐漸增強（圖10a、c、e）。在冷平流的作用下，次表層冷海溫也不斷增強，最終形成第二次拉尼娜事件（圖10e）。與此相反的，在1988/1989年拉尼娜事件持續(xù)衰減過程中，初始時刻海洋上層以自東向西的冷平流為主（圖10b）。到了秋季時，在異常氣旋性環(huán)流的作用下，海洋上層逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)樽晕飨驏|的暖平流（圖10d）。隨著暖平流的不斷增強，次表層暖水持續(xù)東傳，在發(fā)展年次年底時赤道中東太平洋地區(qū)海表面溫度恢復至氣候平均態(tài)（圖10f）。

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Causes of the distinctive evolution patterns between the typical and the 1988 to 1989 La Nia events

CHEN Mingcheng，HUANG Yurong

Key Laboratory of Meteorological Disaster，Ministry of Education（KLME）/Joint International Research Laboratory of Climate and Environment Change（ILCEC）/Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disaster（CIC-FEMD）/School of Atmospheric Sciences，Nanjing University of Information Science & Technology，Nanjing 210044，China

The physical mechanisms which caused the distinctive evolution features of the 1988 to 1989 La Nia Event were investigated suing an oceanic mixed-layer heat budget analysis method which incorporated two sets of ocean reanalysis data.The results showed that in a typical La Nia event，after the peak has been reached，slow decay will occur during the first half of year+1.Then，the La Nia will re-develop into another La Nia during the following winter.In contrast，the special 1988 to 1989 La Nia event was observed to undergo a fast decay after its peak，and it then recovered to a climatological mean state by the end of the second year.The heat budget analysis results indicated that an anomalous zonal advection term related to wind force had contributed to the distinctive differences in the decaying rates between the typical and special 1988 to 1989 La Nia.During the decaying period，there was an anomalous anticyclone over the western North Pacific Ocean in the typical La Nia.In contrast，an anomalous cyclone event had occurred during the special 1988 to 1989 La Nia.The anomalous easterly winds south of an anticyclone can trigger upwelling Kelvin waves which propagate eastward，which maintain the cold SSTA in the equatorial eastern Pacific Ocean during a typical La Nia event.However，the anomalous westerly winds south of a cyclone can induce downwelling Kelvin waves propagating eastward，which caused the special 1988 to 1989 La Nia event to decay faster and then recover to a mean state by the end of the following year.

ENSO dynamics;evolution asymmetry;Western-North Pacific circulation;interannual variability;heat budget analysis

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20190228010

（責任編輯：劉菲）