熱帶海面溫度對亞馬遜旱季降水年際變率的影響及機制

劉映雪 胡開明 3, 黃剛 3

1 中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京 100029 2 中國科學院大學，北京 100049 3 全球變化研究協(xié)同創(chuàng)新中心，北京 100875 4 中國科學院大氣物理研究所季風系統(tǒng)研究中心，北京 100190

1 引言

亞馬遜熱帶雨林是世界最大的熱帶雨林，蘊藏著豐富的動植物資源和水資源，有巨大的研究價值和經(jīng)濟價值。同時它還是氣候系統(tǒng)的一個重要組成部分，森林中儲存的碳高達1000億噸（Malhi et al., 2006），其釋放后能加速全球變暖（Cox et al.,2000; Betts et al., 2004; Salazar et al., 2007）；亞馬遜森林還能吸收大量CO2并釋放氧氣，有“地球之肺”之稱，因此它對全球碳循環(huán)以及全球氣候都有著重要影響（Davidson et al., 2012）。除了影響全球氣候，亞馬遜熱帶雨林對當?shù)貐^(qū)域氣候的影響更為直接，當?shù)厮恋谋３帧⒆匀粸暮Φ姆烙约皻夂虻恼{(diào)節(jié)都與其密切相關。亞馬遜地區(qū)分為明顯的旱季和雨季，旱季時生態(tài)系統(tǒng)較脆弱，受降水影響更為明顯，此時若降水減少，則非常容易發(fā)生旱災，例如2005年（Hopkin, 2005; Zeng et al., 2008;Marengo et al., 2008）和2010年（Lewis et al.,2011; Maeda et al., 2015）亞馬遜就遭遇了兩次嚴重的旱災，對環(huán)境以及人類的生活造成了不可估量的損失（Zou et al., 2016），因此對亞馬遜旱季降水進行研究顯得尤為重要。

前人研究表明，亞馬遜降水變率與熱帶海面溫度密切相關，太平洋和大西洋對其影響尤為顯著 （Fu et al., 2001; Ronchail et al., 2002; Yoon and Zeng, 2010; Jiménez-Mu?oz et al., 2016; Erfanian et al., 2017; Moura et al., 2019）。Fu et al.（2001）研究發(fā)現(xiàn)太平洋海面溫度的季節(jié)循環(huán)對春秋季節(jié)亞馬遜 東 部 的 降 水 影 響 較 大；Boers et al.（2015）、Moura et al.（2019）發(fā)現(xiàn)El Ni?o會導致亞馬遜地區(qū)氣溫升高，蒸發(fā)增加，水汽輻散增加，降水減少。Sena et al.（2018）發(fā)現(xiàn)El Ni?o可以影響亞馬遜流域云量的年際變化，進而導致雨季的推遲和早退。此外，Jiménez-Mu?oz et al.（2016）、Andrade et al. （2016）和Tollefson（2016）也都得出了相似的結(jié) 論。Fu et al.（2001）、Andreoli et al.（2017a,2017b）還對熱帶太平洋海面溫度影響亞馬遜降水的機制進行了研究，發(fā)現(xiàn)El Ni?o期間亞馬遜降水減少主要是由異常的沃克環(huán)流引起；El Ni?o在北半球冬季最強，因此熱帶太平洋對亞馬遜的影響多集中在雨季（12月至次年2月）。

與熱帶太平洋相似，大西洋海面溫度也對亞馬遜東部降水影響較為明顯（Fu et al., 2001），而亞馬遜西部降水主要受陸地溫度、熱帶外擾動以及水汽的平流作用（Ronchail et al., 2002）。其中北大西洋海面溫度對亞馬遜降水影響顯著，與ENSO的影響程度相當，當北大西洋海面溫度偏高時，產(chǎn)生異常的南北經(jīng)向環(huán)流，導致亞馬遜東部有下沉運動，降 水 減 少（Fu et al., 2001; Yoon and Zeng,2010），亞馬遜2005年和2010年遭遇的兩次嚴重旱災主要與大西洋海面溫度增暖有關（Marengo et al., 2008, 2011）。Erfanian et al.（2017）也指出北大西洋偏暖、南大西洋偏冷時，有利于形成南北正的溫度梯度，使熱帶輻合帶（InterTropical Convergence Zone, ITCZ）北移，進而使得亞馬遜降 水 減 少，Ronchail et al.（2002）、 Good et al. （2008）也得出了相似的結(jié)論。由此可以看出，大西洋海面溫度的南北梯度產(chǎn)生的異常經(jīng)向環(huán)流是其影響亞馬遜降水的主要途徑。Yoon and Zeng（2010）還發(fā)現(xiàn)太平洋和大西洋除了單獨影響亞馬遜降水，還可以協(xié)同作用，例如ENSO會同時作用于亞馬遜降水和北大西洋海面溫度，因此大西洋與亞馬遜降水的關系較為復雜。

前人對海面溫度影響亞馬遜降水的研究主要集中在亞馬遜雨季或者雨旱季過渡期，而針對亞馬遜旱季降水的研究相對較少。亞馬遜旱季是最易發(fā)生自然災害的季節(jié)，尤其現(xiàn)在森林大量減少，抵御自然災害的能力大大下降的情況下，對降水的變化更為敏感。因此，本文主要研究影響亞馬遜旱季降水年際變率的主導熱帶海面溫度模態(tài)及其影響過程。為了更客觀地分離海面溫度模態(tài)，我們使用了偏最小二乘（Partial Least Square, PLS）回歸法。該方法最早由Wold（1966）提出，主要適用于經(jīng)濟學，隨后逐漸發(fā)展用于化學（Wold et al., 2001）、計算生 物 學（Tan et al., 2004）以 及 神 經(jīng) 影 像 學 （McIntosh and Lobaugh, 2004）等領域。近年來，該方法開始應用于古氣候的重建（Kalela-Brundin,1999）、氣 候 統(tǒng) 計 預 測（McIntosh et al., 2005）、東亞夏季風的預測（Wu and Yu, 2016）以及積雪和颶風的歸因分析（Smoliak et al., 2010）等。在此基礎上，我們通過診斷海面溫度模態(tài)導致的異常環(huán)流、水汽輸送以及對流層穩(wěn)定度來分析海面溫度模態(tài)對亞馬遜旱季降水的可能影響過程。

2 數(shù)據(jù)和方法

海面溫度數(shù)據(jù)采用Hadley中心的月平均海表溫度數(shù)據(jù)（Rayner et al., 2003），分辨率為1°（緯度）×1°（經(jīng)度）。水平風場、氣溫、比濕數(shù)據(jù)采用月平均的NCEP/NCAR再分析資料（Kalnay et al., 1996）；降水場采用GPCP的月平均數(shù)據(jù)（Adler et al., 2003）；水汽輸送通量采用ERA-INTERIM的月平均數(shù)據(jù)（Dee et al., 2011），以上數(shù)據(jù)的分辨率均為2.5°（緯度）×2.5°（經(jīng)度），分析時段均為1979～2018年。文中用到的AMIP6模式數(shù)據(jù) （Eyring et al., 2016）包括降水、氣溫、水平風場、比濕，水平分辨率為2.5°（緯度）×2.5°（經(jīng)度），分析時段為1979～2013年，來自以下7個模式： BCCCSM2-MR、CESM2、CNRM-CM6-1、CanESM5、GFDL-CM4、IPSL-CM6A-LR、MRI-ESM2-0。

文中熱帶海面溫度范圍選定為30°S～30°N，亞馬遜地區(qū)選定為（15°S～5°N，75°W～35°W），亞馬遜旱季降水指數(shù)P定義為1979～2018年亞馬遜6～8月區(qū)域平均降水量。文中用到了線性相關、線性回歸、偏最小二乘（Partial Least-Square, PLS）回歸以及濕靜能收支分析方法，用到的檢驗方法為雙尾t檢驗（Student’st-test）。其中，PLS回歸方法的具體步驟如下：

首先，將熱帶海面溫度X（i,j,k）回歸到亞馬遜旱季降水指數(shù)P（i）上，i為年份，j代表冬、春、夏、秋四個季節(jié)，k指30°S～30°N之間海表溫度（Sea Surface Temperature, SST）的格點，由此得到Y(jié)（j,k）即為影響亞馬遜降水的第一海面溫度模態(tài)。然后，將熱帶海面溫度X（i,j,k）回歸到Y(jié)（j,k）上，得到時間序列PLS_SST（i），即第一海面溫度模態(tài)的時間序列。最后，從原本的熱帶海面溫度和降水指數(shù)P中減去與第一海面溫度模態(tài)相關的部分海面溫度和其導致的降水異常，得到熱帶海面溫度的殘差Xr（i,j,k）和降水的殘差Pr（i）。用Xr和Pr重復以上步驟，直到得到的海面溫度模態(tài)所解釋的方差小到可以忽略為止 （Abdi, 2010; Wallace et al., 2012; Hu et al., 2020）。

3 影響旱季降水年際變率的主導海面溫度模態(tài)及其機制

3.1 影響旱季降水年際變率的主導海面溫度模態(tài)

圖1a、1b分別代表第一、二海面溫度模態(tài)的分布，這兩個海面溫度模態(tài)共解釋了總方差的83%，而剩余的海面溫度模態(tài)解釋的方差較小，暫時忽略。第一海面溫度模態(tài)解釋了總方差的64%，主要表現(xiàn)為前期亞馬遜雨季（12月至次年2月）至旱季（6～8月）熱帶東太平洋La Ni?a型海面溫度異常演變（圖1a）。12月至次年2月熱帶東太平洋出現(xiàn)La Ni?a型海面溫度冷異常；3～5月熱帶東太平洋冷異常增強，與此同時，熱帶印度洋出現(xiàn)冷異常，熱帶大西洋也出現(xiàn)海面溫度異常，呈北冷南暖的分布；6～8月熱帶東太平洋海面溫度冷異常開始向東收縮；9～11月所有熱帶海面溫度異常快速衰退。即亞馬遜旱季降水年際變率和熱帶海面溫度的演變有關，當前期12月至次年2月出現(xiàn)La Ni?a事件時，3～8月印度洋、北大西洋有冷異常，南大西洋有暖異常，這可能會導致亞馬遜旱季降水偏多。和典型的ENSO海面溫度模態(tài)相比，第一模態(tài)海面溫度季節(jié)演變的最大值不在北半球冬季 （DJF），而在春季（MAM）、夏季（JJA）更為明顯。亞馬遜區(qū)域旱季降水指數(shù)與冬季Ni?o3相關達-0.49，與春、夏季Ni?o3相關達-0.69、-0.59，因此亞馬遜旱季降水受前期（MAM）、同期（JJA）的海面溫度異常影響更大。

第二海面溫度模態(tài)解釋了總方差的19%，主要表現(xiàn)為前期亞馬遜雨季（12月至次年2月）到亞馬遜旱季（6～8月）中太平洋Modoki El Ni?o型增暖（如圖1b）。12月至次年2月熱帶中太平洋出現(xiàn)暖異常，熱帶印度洋和熱帶南大西洋海面溫度也異常偏暖，熱帶北大西洋海面溫度偏冷，熱帶中太平洋和熱帶南大西洋的異常海面溫度一直持續(xù)到9～11月，而印度洋異常海面溫度則只持續(xù)到6～8月。即亞馬遜旱季降水年際變率受熱帶海面溫度的演變影響，當前期12月至次年2月出現(xiàn)中太平洋Modoki El Ni?o事件時，3～8月印度洋、南大西洋有暖異常，北大西洋有冷異常時，亞馬遜旱季降水偏多。

圖1 基于偏最小二乘（Partial Least-Square, PLS）回歸方法所得的從前期冬季（DJF）（0）到秋季（SON）（a1-a4）第一海溫模態(tài)和 （b1-b4）第二海溫模態(tài)的演變。陰影部分代表其通過90%信度檢驗，紅色方框指所研究的亞馬遜地區(qū)范圍，MAM為春季，JJA為夏季Fig. 1 (a1-a4) First and (b1-b4) second leading Sea Surface Temperature (SST) modes from winter (DJF)(0) to the following autumn (SON)computed using the Partial Least-Square (PLS) regression method. Shaded areas denote passing the 90% confidence level and the rectangular area denotes the Amazon area; MAM dcnote spring and JJA denote summer

根據(jù)上面得到的兩個主導海面溫度模態(tài)，計算了1979～2018年其對亞馬遜旱季降水貢獻的變化。圖2a、2b分別為第一、二海面溫度模態(tài)對降水貢獻的年際變化，圖2c為兩個模態(tài)的貢獻之和與降水指數(shù)的相關，其中黑色實線為海面溫度對降水的貢獻，紅色虛線為降水指數(shù)。第一、二海面溫度模態(tài)產(chǎn)生的亞馬遜異常降水量分別用0.8PLS_SST1、0.44PLS_SST2表示，其中PLS_SST1、PLS_SST2分別指第一、二海面溫度模態(tài)的時間序列，0.8、0.44分別指PLS_SST1、PLS_SST2與亞馬遜降水指數(shù)P的回歸系數(shù)?？煽闯觯?000年以前，第一海面溫度模態(tài)對降水的貢獻（圖2a）明顯大于第二海面溫度模態(tài)（圖2b），且降水異常在La Ni?a年或El Ni?o年尤為顯著；2000年以后，兩個模態(tài)貢獻相當，這可能與2000年后Modoki El Ni?o發(fā)生頻率增加、熱帶印度洋海面溫度變暖有關。兩個海面溫度模態(tài)對降水的貢獻之和與降水指數(shù)相關高達0.92（圖2c），說明亞馬遜旱季降水與熱帶海面溫度的關系非常密切。基于第一海面溫度模態(tài)，將6～8月赤道東太平洋海面溫度（5°S～5°N，150°W～90°W）與熱帶南（5°S～15°N，40°W～20°W）、北（15°N～20°N，70°W～50°W）大西洋海面溫度之差合成一個海面溫度指數(shù)，分析其與亞馬遜旱季降水P指數(shù)的線性相關（圖2d），發(fā)現(xiàn)二者相關達0.77，這也驗證了熱帶海面溫度與亞馬遜旱季降水之間存在緊密聯(lián)系。

這兩個海面溫度模態(tài)對亞馬遜旱季降水的貢獻與降水指數(shù)P的相關關系還有明顯的年代際變化，圖2e為第一（黑線）、第二（紅線）海面溫度模態(tài)的貢獻以及二者之和（藍線）與降水指數(shù)P的21年滑動相關，可以看出，1990年以前第一海面溫度模態(tài)的貢獻與P的滑動相關關系達0.9，隨后呈逐年下降趨勢，到2008年相關關系達0.5，均通過了99%的信度檢驗；第二海面溫度模態(tài)的貢獻與P的相關關系在1990～2002年以前比較平穩(wěn)，在0.45～0.55之間，2002～2004年上升至0.6，隨后開始快速下降，到2008年達到0.15，2005年以后均不能通過95%信度檢驗。兩個海面溫度模態(tài)的總貢獻與P的在1990年以前非常密切，達0.95以上，隨后逐年下降，到2008年其相關達0.8左右，雖然海面溫度對亞馬遜旱季降水的貢獻是下降的，但二者聯(lián)系仍然十分密切。

圖2 AMIP6模式數(shù)據(jù)的集合平均中1979～2018年（a）第一（0.8PLS_SST1）、（b）第二（0.44PLS_SST2）PLS海溫模態(tài)線性回歸的亞馬遜旱季降水年際變化，（c）P指數(shù)與0.8PLS_SST1+0.44PLS_SST2的線性相關，（d）6～8月赤道東太平洋與熱帶南北大西洋海溫之差所合成的海溫指數(shù)與P指數(shù)的線性相關，（e）亞馬遜旱季降水P與0.8PLS_SST1、0.44PLS_SST2、0.8PLS_SST1+0.44PLS_SST2的21年滑動相關（兩條虛線分別代表95%和99%置信水平）。其中PLS_SST1和PLS_SST2為海溫第一及第二PLS模態(tài)對應的時間序列Fig. 2 Component of precipitation linearly related to (a) the first (0.8PLS_SST1) and (b) second (0.44PLS_SST2) leading SST mode during 1979-2018, (c) linear correlation of the P index and 0.8PLS_SST1+0.44PLS_SST2, (d) linear correlation of a composite SST index (equatorial eastern Pacific SST and difference between the tropical north and south Atlantic in Jun-Aug (JJA) and the P index, and (e) 21-year sliding correlation of the P index and 0.8PLS_SST1, 0.44PLS_SST2, and 0.8PLS_SST1+0.44PLS_SST2 (the two dashed lines denote the 95% and 99% confidence levels) from the ensemble averaged data of AMIP6 seven models

3.2 熱帶海面溫度影響旱季降水年際變率的機制

為了分析兩個海面溫度模態(tài)影響亞馬遜旱季降水年際變率的過程，我們將對流層低層（925 hPa）、高層（200 hPa）的水平風場以及對應的輻散場回歸到第一、第二海面溫度模態(tài)的時間序列上，得到兩個海面溫度模態(tài)引起的環(huán)流場異常（如圖3所示），其中矢量箭頭代表異常風場，填色代表異常輻散。圖3a、3c代表第一海面溫度模態(tài)引起的環(huán)流場異常，可以看出，對流層低層（圖3c）亞馬遜地區(qū)被來自大西洋的異常東南風控制，西北部有來自太平洋的異常西風，二者交匯使亞馬遜西南部以及北部出現(xiàn)氣流輻合；而在對流層高層 （圖3a），亞馬遜受異常反氣旋控制，導致亞馬遜北部氣流輻散，易于形成上升運動，造成亞馬遜旱季降水偏多。

圖3b、3d代表第二海面溫度模態(tài)引起的環(huán)流場異常，在對流層低層（圖3d）亞馬遜東北部有來自熱帶北大西洋的異常東北風，亞馬遜東南部氣流輻合；在對流層高層（圖3b）亞馬遜西部有異常西南風，被氣旋控制，氣流輻合，而亞馬遜東南部被異常反氣旋控制，氣流輻散，因此第二海面溫度模態(tài)可能引起亞馬遜旱季東南部降水偏多、西部降水偏少。

圖3 1979～2018年回歸到第一（左列）、第二（右列）海溫模態(tài)時間序列上的旱季（a、b）200 hPa、（c、d）925 hPa的水平風場異常（矢量箭頭）及其散度異常（填色，輻散為正值）。紅色方框表示本文所研究的亞馬遜地區(qū)，顯示在圖中的結(jié)果均已通過90%的信度檢驗Fig. 3 (a, b) 200-hPa and (c, d) 925-hPa winds (vectors) and divergence in the dry season (shadings, the positive value represents divergence)regressed on the time series of the first and second leading SST mode during 1979-2018. Only the anomalies that pass the 90% confidence level are shown and the rectangular area denotes the Amazon area

兩個海面溫度模態(tài)相聯(lián)系的環(huán)流異常還能對水汽輸送產(chǎn)生影響。將對流層整層水汽通量以及水汽通量散度回歸到第一、第二海面溫度模態(tài)的時間序列上，即得到由這兩個海面溫度模態(tài)造成的水汽通量及水汽通量散度異常。如圖4所示，矢量箭頭代表水汽通量異常，填色代表水汽通量散度異常。圖4a表示第一海面溫度模態(tài)引起的水汽異常，熱帶北大西洋有異常水汽向亞馬遜北部輸送，熱帶南大西洋的水汽向西進入亞馬遜中南部，這使亞馬遜北部有異常水汽輻合，有利于形成降水。而第二海面溫度模態(tài)對亞馬遜地區(qū)水汽的影響較弱（圖4b），只在亞馬遜東部有零星的水汽輻散，西部有水汽輻合。

圖4 1979～2018年回歸到（a）第一、（b）第二海面溫度模態(tài)時間序列的對流層整層（1000～200 hPa）水汽通量異常（箭頭）及水汽通量散度異常（填色）。紅色方框表示本文所研究的亞馬遜地區(qū)Fig. 4 Vertically integrated (from 1000 to 200 hPa) moisture flux (vectors) and its divergence (shadings) regressed on the time series of (a) the first and (b) the second leading SST mode during 1979-2018. The rectangular area denotes the Amazon area

為了進一步研究海面溫度影響亞馬遜降水的可能過程，還分析了海面溫度對亞馬遜地區(qū)對流層穩(wěn)定性的影響。Neelin and Held（1987）、Neelin and Su（2005）在研究熱帶南美洲和大西洋水汽遙相關機制時用濕靜能的收支來分析對流層穩(wěn)定性，我們參照這個方法，計算出海面溫度模態(tài)引起的對流層高低層異常濕靜能之差，以此來表示對流層穩(wěn)定性的變化。濕靜能（Moist Static Energy, MSE）是內(nèi)能、勢能、潛熱能之和，計算公式為

其中，cpT是單位質(zhì)量濕空氣的內(nèi)能，cp是水汽比定壓熱容，取常數(shù)1850 J kg-1K-1；T是溫度 （單位：K）；g z是單位質(zhì)量濕空氣的重力位勢，g是重力加速度（單位：m/s2），z是位勢高度；Lq是單位質(zhì)量濕空氣的潛熱能，q是比濕（單位：kg/kg），L是水的汽化潛熱（單位：J/kg），計算公式為

其中t是攝氏溫度。

由于本文計算的是海面溫度模態(tài)引起的亞馬遜地區(qū)對流層高、低層異常濕靜能的差值，而考慮到海面溫度對勢能項影響較小，可以忽略不計，因此公式（1）可寫作

即計算時只考慮內(nèi)能項和潛熱能項即可。

首先利用公式（3）計算出亞馬遜對流層低層 （1000～700 hPa）、高層（400～300 hPa）的濕靜能，然后將其回歸到第一、第二海面溫度模態(tài)上，得到由海面溫度引起的濕靜能異常，最后用低層的異常濕靜能減去高層的，得到的二者之差計為濕靜能穩(wěn)定度。濕靜能穩(wěn)定度體現(xiàn)了對流層大氣的穩(wěn)定程度，如果濕靜能穩(wěn)定度為正，則海面溫度引起的亞馬遜對流層低層濕靜能異常大于高層，對流層不穩(wěn)定，上升運動加強，降水增加；反之，對流層更加穩(wěn)定，降水減少。

用上述方法得到的結(jié)果如圖5所示，第一海面溫度模態(tài)導致亞馬遜地區(qū)異常濕靜能穩(wěn)定度大于零 （圖5a），即對流層低層異常濕靜能大于高層，增加了對流層的不穩(wěn)定性，使降水增加。第二海面溫度模態(tài)使亞馬遜東南部異常的濕靜能穩(wěn)定度大于零，對流層不穩(wěn)定，利于形成降水；而中部尤其是亞馬遜河沿岸穩(wěn)定度小于零（圖5b），對流層更加穩(wěn)定，降水減少。

圖5 同圖4，但為對流層高低層異常的濕靜能之差Fig. 5 Same as Fig. 4, but for the difference of anomalous moist static energy between the lower and upper troposphere

4 AMIP6數(shù)值模擬對影響旱季降水年際變率的熱帶海海面溫度模態(tài)及機制的檢驗

用AMIP6模式集合平均數(shù)據(jù)模擬的亞馬遜旱季降水年際變化與GPCP降水數(shù)據(jù)的結(jié)果進行對比，結(jié)果如圖6所示，紅色虛線代表AMIP模擬的降水年際變化，黑色實線代表GPCP降水數(shù)據(jù)的年際變化。可以看出，由AMIP6和GPCP降水數(shù)據(jù)所得到的的亞馬遜旱季降水指數(shù)線性相關關系高達0.84，這說明AMIP6這7個模式的數(shù)據(jù)能較準確地模擬出亞馬遜旱季降水的特征及變化，因此可以用AMIP6的數(shù)據(jù)對前面再分析資料得到的結(jié)果進行檢驗。同時這個結(jié)果也證明亞馬遜旱季降水的年際變率是受海面溫度控制。

圖6 GPCP數(shù)據(jù)（黑實線）和AMIP6模式集合平均數(shù)據(jù)（紅虛線）所得1979～2018年亞馬遜旱季（6～8月）降水指數(shù)的相關分析Fig. 6 Correlation of the precipitation index from GPCP data (black solid line) and AMIP6 model (red dash line) from 1979 to 2018

圖7是利用AMIP6中7個模式的集合平均數(shù)據(jù)進行分析得到的影響亞馬遜旱季降水年際變率的前兩個主導熱帶海面溫度模態(tài)，分別解釋了總方差的81%、11.6%，與再分析數(shù)據(jù)的結(jié)果差別不大。與圖1a相比，第一海面溫度模態(tài)都表現(xiàn)為La Ni?a型東太平洋海面溫度的異常演變，熱帶東太平洋海面溫度冷異常都是在12月至次年2月出現(xiàn)，3～5月增強，6～8月向東收縮；另外，熱帶南大西洋海面溫度暖異常和熱帶印度洋海面溫度冷異常的演變也與圖1a一致。與圖1b相比，第二海面溫度模態(tài)均表現(xiàn)為中太平洋Modoki El Ni?o型增暖，熱帶中太平洋和熱帶南大西洋海面溫度暖異常都從12月至次年2月持續(xù)到9～11月，并逐漸增強；與圖1b不同的是，AMIP6模擬的熱帶印度洋海面溫度沒有明顯異常。

圖7 同圖1，但為AMIP6模式數(shù)據(jù)的集合平均Fig. 7 Same as in Fig. 1, but for ensemble averaged data of seven models from AMIP6 model

圖8為AMIP6模式的集合平均數(shù)據(jù)模擬的主導海面溫度模態(tài)對亞馬遜旱季降水貢獻的變化。由圖8a、8b可以看出，AMIP6模式的結(jié)果與再分析數(shù)據(jù)的結(jié)果很相似（圖2a、2b），第一海面溫度模態(tài)對亞馬遜旱季降水的貢獻均明顯大于第二海面溫度模態(tài)。兩個海面溫度模態(tài)的貢獻之和與亞馬遜旱季降水指數(shù)的相關達0.96（圖8c），與圖2c中的結(jié)果較為接近，說明亞馬遜旱季降水受熱帶海面溫度影響較大。

同樣，兩個海面溫度模態(tài)對亞馬遜旱季降水的貢獻也有年代際變化（圖8d）。第一海面溫度模態(tài)的貢獻（黑線）與P的滑動相關通過了99%的信度檢驗，1994年以前其相關關系在0.95以上，往后開始下降，直到2003年達到0.85左右，變化趨勢與再分析資料所得結(jié)果較為一致（圖2d）；第二海面溫度模態(tài)（紅線）的貢獻與P的滑動相關沒有通過95%的顯著性檢驗，相關關系從1989年的0.35下降到1994年的0.05，然后緩慢上升至2003年的0.25，與再分析資料的結(jié)果（圖2d）相比，二者的波動特點以及變化趨勢較為一致，只是在數(shù)值上有所差異。二者貢獻之和與P的滑動相關 （藍線）有很微弱的下降，但一直維持在0.95以上，這說明熱帶海面溫度與亞馬遜旱季降水之間存在著緊密聯(lián)系，這與再分析資料的結(jié)果一致。

圖8 AMIP6模式數(shù)據(jù)的集合平均中1979～2018年（a）第一（0.9PLS_SST1）、（b）第二海溫模態(tài)線性相關的亞馬遜降水（0.34PLS_SST2）、 （c）P指數(shù)與0.9PLS_SST1+0.34PLS_SST2的時間序列、（d）AMIP6模式數(shù)據(jù)的集合平均中亞馬遜旱季降水P與0.9PLS_SST1、0.34PLS_SST2、0.9PLS_SST1+0.34PLS_SST2的21年滑動相關（兩條虛線分別代表95%和99%置信水平）Fig. 8 Component of simulated precipitation linearly related to (a) the first (0.9PLS_SST1) and (b) second (0.34PLS_SST2) leading SST mode during 1979-2018, (c) linear correlation of the P index and 0.9PLS_SST1+0.34PLS_SST2, and (d) 21-year sliding correlation of the P index and 0.9PLS_SST1, 0.34PLS_SST2, 0.9PLS_SST1+0.34PLS_SST2 (the two dash lines denote the 95% and 99% confidence levels) from the ensemble averaged data of AMIP6 seven models

為了檢驗海面溫度影響亞馬遜旱季降水年際變率的過程，同樣選用前面提到的7個模式的集合平均數(shù)據(jù)對海面溫度模態(tài)引起的異常環(huán)流場、異常水汽輸送及對流層穩(wěn)定性變化進行了分析。由圖9a、9c可以看出，第一海面溫度模態(tài)導致亞馬遜北部對流層高層輻散，有利于形成降水，這與圖3的結(jié)果是一致的；而第二海面溫度模態(tài)（圖9b、9d）使亞馬遜河流域低層北部有弱輻合氣流，而高層南部有弱輻散氣流，這種情況下雖然也能引起異常的上升運動，但在強度上小于再分析資料的結(jié)果。

圖9 同圖3，但為AMIP6模式數(shù)據(jù)的集合平均Fig. 9 Same as in Fig. 3, but for ensemble averaged data of seven models from AMIP6 model

用AMIP6模式的集合平均數(shù)據(jù)對兩個海面溫度模態(tài)引起的異常水汽輸送進行分析，結(jié)果如圖10。第一海面溫度模態(tài)（圖10a）導致亞馬遜對流層南部有異常水汽輻合，而北部水汽輻散；第二海面溫度模態(tài)（圖10b）同樣使亞馬遜南部受來自大西洋水汽的影響，出現(xiàn)輻合，而北部出現(xiàn)異常的水汽輻散。圖10中兩個海面溫度模態(tài)導致的亞馬遜對流層異常水汽通量散度分布特征與4有所不同，但就區(qū)域平均來說，水汽是輻合的，因此會使區(qū)域平均的降水增加。

圖10 同圖4，但為AMIP6模式數(shù)據(jù)的集合平均Fig. 10 Same as in Fig. 4, but for ensemble averaged data of seven models from AMIP6 model

最后還分析了由AMIP6模式數(shù)據(jù)計算得到的兩個海面溫度模態(tài)對亞馬遜對流層穩(wěn)定性的影響，結(jié)果如圖11所示。兩個海面溫度模態(tài)都使亞馬遜地區(qū)的濕靜能穩(wěn)定度大于0，即使對流層不穩(wěn)定性增加，上升運動增強，導致降水增加，這與再分析資料的結(jié)果（圖5）基本一致，只有亞馬遜河沿岸的對流層穩(wěn)定性與圖5b的結(jié)果有些不同。

圖11 同圖5，但為AMIP6模式數(shù)據(jù)的集合平均Fig. 11 Same as in Fig. 5, but for ensemble averaged data of seven models from AMIP6 model

5 總結(jié)

本文對影響亞馬遜旱季降水年際變率的主導熱帶海面溫度模態(tài)進行了分析，發(fā)現(xiàn)熱帶海面溫度與亞馬遜旱季降水之間的關系十分密切，第一、第二海面溫度模態(tài)解釋了絕大部分的方差（83%），且其貢獻之和與亞馬遜旱季降水的相關高達0.92。第一海面溫度模態(tài)表明，當前期有熱帶東太平洋La Ni?a型海面溫度異常演變、熱帶南北大西洋異常海面溫度梯度為負并且熱帶印度洋海面溫度有暖異常時，亞馬遜旱季降水增加。 Boers et al.（2015）、Moura et al.（2019）在關于El Ni?o影響亞馬遜降水的研究中發(fā)現(xiàn)，El Ni?o使亞馬遜降水減少，本文結(jié)論與其一致；Ronchail et al.（2002）、Good et al.（2008）、Erfanian et al.（2017）發(fā)現(xiàn)南北大西洋正溫度梯度會導致亞馬遜降水減少，本文結(jié)果也與其一致。第二海面溫度模態(tài)表明，當前期出現(xiàn)中太平洋Modoki El Ni?o型增暖、熱帶南北大西洋有負異常海面溫度梯度、熱帶印度洋海面溫度偏冷時，亞馬遜旱季降水有正異常。

Fu et al.（2001）、Yoon and Zeng（2010）發(fā)現(xiàn)太平洋、大西洋的異常海面溫度分別通過影響緯向環(huán)流、經(jīng)向環(huán)流的方式作用于亞馬遜雨季降水，本文通過分析海面溫度模態(tài)對亞馬遜地區(qū)的風場、水汽場以及對流層能量的作用，也發(fā)現(xiàn)熱帶海面溫度對亞馬遜地區(qū)的環(huán)流、水汽通量有所影響，進而引起亞馬遜旱季降水異常。第一海面溫度模態(tài)使亞馬遜北部產(chǎn)生異常的輻合上升氣流，同時來自大西洋的水汽向西輸送，使亞馬遜北部出現(xiàn)水汽輻合，造成亞馬遜北部降水增加；從濕靜能收支的角度可知，第一海面溫度模態(tài)使得亞馬遜低層異常濕靜能大于高層，致使對流層不穩(wěn)定，也有利于降水增加。第二海面溫度模態(tài)使亞馬遜東南部氣流輻合上升、西部氣流下沉；從能量角度分析，第二海面溫度模態(tài)使亞馬遜東南部低層異常濕靜能大于高層，氣層不穩(wěn)定，易產(chǎn)生上升運動，而中西部則相反，氣層穩(wěn)定，這使得亞馬遜東南部降水增加、西部降水減少。因此，無論從環(huán)流、水汽還是能量角度來看，熱帶海面溫度都能對亞馬遜降水產(chǎn)生影響。最后用AMIP6模式數(shù)據(jù)的結(jié)果證實了上述結(jié)果可信。

亞馬遜降水對當?shù)氐臍夂颦h(huán)境以及全球氣候都有著重要意義。亞馬遜旱季降水較少，是旱災的高發(fā)時期，而旱災又會引起一系列的生態(tài)問題，例如影響熱帶雨林的正常生長、破壞各類動物的生存環(huán)境、影響人類的生產(chǎn)生活；而且亞馬遜熱帶雨林是全球氣候系統(tǒng)的重要組成部分，儲存著高達一千億噸的碳（Malhi et al., 2006），對碳循環(huán)、全球變暖速度、極地冰蓋的融化有重要作用（Cox et al.,2000; Betts et al., 2004; Salazar et al., 2007）。再者，干旱時期更易發(fā)生森林火災，對旱季脆弱的生態(tài)環(huán)境產(chǎn)生毀滅性打擊（Zeng et al., 2008），尤其是在熱帶雨林減少、恢復力降低的情況下，災害造成的損失強度更大、持續(xù)時間更長，由此造成氣候變暖加速等一系列問題，對全球氣候產(chǎn)生較為長期的影響。

由上所述，亞馬遜旱季降水的作用不可忽視。本文結(jié)果顯示熱帶海面溫度與亞馬遜旱季降水之間的關系十分密切，因此在亞馬遜降水的預測中，應該綜合考慮各大洋熱帶海面溫度的影響以提高預測結(jié)果準確度；其次，受熱帶海面溫度影響，El Ni?o/La Ni?a年亞馬遜旱季降水變化較大，易發(fā)生旱澇災害，這提示我們可以根據(jù)海面溫度的變化及時做好自然災害的防范，減少損失。