2015/2016年超强El Niño在成熟/衰减阶段对澳洲夏季风环流与降水异常的影响
2017-01-06陈蔚管兆勇
陈蔚,管兆勇
南京信息工程大学 气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心,江苏 南京 210044
2015/2016年超强El Niño在成熟/衰减阶段对澳洲夏季风环流与降水异常的影响
陈蔚,管兆勇*
南京信息工程大学 气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心,江苏 南京 210044
2016-09-08收稿，2016-10-11接受
国家自然科学基金重点资助项目(41330425);公益性行业(气象)科研专项(GYHY201406024);江苏省高校优势学科建设工程资助项目(PAPD)
2015/2016年发生了超强El Niño事件,Niño3区海温异常在2015/2016年冬季超过了2.5 ℃,其对全球气候异常的产生具有重大影响。此次El Niño事件可归类为东部型。本文利用NCEP/NCAR再分析资料、Hadley中心海温资料及CMAP降水资料等,通过诊断分析,揭示了2015/2016年强El Niño事件盛期和衰减期海温异常对澳洲夏季风环流异常和降水变化的影响及其途径。澳洲地区受此次El Niño事件影响,大部分地区降水显著减少,某些地区降水减少达60%～80%。影响途径主要有:1)海温异常通过Gill型响应造成水平环流异常并进而影响澳洲夏季风减弱。2015/2016年ENSO事件成熟期及衰减期,在西太平洋赤道地区出现海温负异常,导致此处热带地区产生了负异常的热源分布,并由此激发产生了位于赤道北侧和南侧的异常反气旋式环流。位于海洋性大陆南侧的异常反气旋性环流引起澳洲夏季风减弱,从而利于抑制上升运动,造成了澳大利亚降水量显著减少;2)通过赤道中东太平洋地区上升和澳洲地区下沉的垂直环流异常导致澳洲降水显著减少。在El Niño事件盛期,因海温异常偏暖导致赤道中东太平洋地区产生显著的异常上升运动,其补偿性的下沉运动因Walker环流而出现在海洋性大陆地区,以及因澳洲大陆夏季风减弱而出现在澳大利亚中东部地区,由此构成了中东太平洋—澳洲副热带的垂直环流圈,此东北—西南向的垂直环流圈对澳洲降水减少的维持起到了重要作用。另外,中国南方的上升运动与海洋性大陆及澳洲地区的下沉运动之间通过局地经圈环流产生了联系,表明东亚冬季风异常减弱对澳洲夏季风减弱可能存在间接影响。这些结果对深刻认识超强ENSO事件对亚澳季风的影响机理以及寻找澳洲降水预测线索具有重要意义。
东部型ENSO事件
澳洲夏季风环流
降水异常
海洋性大陆
2015/2016年
众所周知,El Niño是太平洋东部和中部的热带海洋海水温度异常持续变暖的现象,其可通过海洋和大气的相互作用与能量交换(Bjerknes,1969)对全球不同地区的天气和气候产生重要影响。观测研究表明,每次ENSO事件对气候的影响不尽相同,造成这一现象的原因与El Niño事件强弱、类型、发生和持续的时间以及大气和海洋环流背景密切相关。就El Niño事件的强弱而言,20世纪的1982/1983年和1997/1998年发生了两次强ENSO事件,受到了大气和海洋学界的广泛关注(Wright et al.,1988;Wang,1992;;Chou et al.,2004)。
自1997/1998年极强ENSO事件后,于2015/2016年又发生了更强的ENSO事件。事实上,2014年秋季(9月),赤道中东太平洋海温即呈明显正异常,之后在2014年末达到峰值,但在2015年初海表温度又恢复了正常。然而,自2015年春季起,受赤道太平洋显著的西风风应力异常和温跃层上暖性开尔文波的影响,迅速产生了明显的强El Niño事件,至2015年8月,Niño3.4区海温距平超过了2.0 ℃。这是21世纪以来首次达到这一程度,2015年11月,这一区域海温距平达到了2.5 ℃以上,超过了1997/1998年超强El Niño事件的海温异常记录。此后,在整个北半球冬季(2015年12月至2016年2月),El Niño事件都维持在鼎盛状态,直到2016年3月之后,温跃层上的异常冷水开始在南美沿岸向海面涌升,赤道中东太平洋地区海温开始急剧下降,并最终在5月底回到了中性状态,El Niño事件也由此结束。这一打破纪录的El Niño事件对全球同期气候产生了重大影响(Zhai et al.,2016)。澳大利亚就是受到ENSO严重影响的地区之一。
图1 澳洲地区南半球夏季(12月—次年2月)降水异常 a.1979—2015年37 a平均的夏季季节平均降水(阴影,单位:mm/d)以及地表风场(流线);b.1982/1983年夏季降水距平百分比(%);c.1997/1998年澳洲夏季降水距平百分比(%)Fig.1 Distribution of precipitation anomalies in Australia during Southern Hemisphere summer (December—February):(a) summer average precipitation during 1979—2015 (shaded;units:mm·d-1) and the surface wind field (streamline);(b,c) anomaly percentage (%) for (b) 1982/83 and (c) 1997/98
众所周知,澳大利亚处于海洋性大陆(Maritime Continent,以下简称MC)南侧,受亚澳季风影响。在南半球冬季,澳大利亚高压(澳高)和马斯克林高压(马高)是南半球副热带主要环流系统(管兆勇和林春育,1989;金大超等,2010),其强度变化可直接影响北部的越赤道气流(施能和朱乾根,1995;丛菁等,2007),并进而影响亚洲夏季风。在南半球夏季(图1a),澳洲上空存在一个明显的气旋性环流系统,中心分别位于澳洲西部与东部沿海地区。降水相对集中于气旋中心附近。当然,澳洲的降水低值区域分布与地形有关,也与其内陆存在大范围沙漠有关。目前有些有关澳洲夏季风的研究(Joseph et al.,1991)。Mcrobie et al.(2015)研究认为澳洲西北部的夏季风是季风系统的重要组成部分。Wu(2016)认为1900—2010年间印度夏季风降水与澳洲夏季风降水年际变化之间关系存在着年代际改变。尽管存在较大的不确定性,但针对气候暖化对澳洲季风降水的影响进行的情景预测发现,未来气候变暖对澳洲季风降水并无显著影响。注意到,有研究表明,澳洲夏季风爆发与ENSO和南极环状模的关系仍没有非常明确。这些都说明澳洲季风活动及降水变化越来越受到关注。
澳大利亚受到季风影响,同时还受到ENSO的影响。分析表明,澳洲东部降水受到ENSO影响明显(Nicolls et al.,1996;Kane,1997),且不同的ENSO事件对澳洲降水影响存在显著不同。例如,1982/1983年ENSO事件对澳洲降水影响巨大(图1b),澳洲大部分地区降水比同期显著减少,两个低值中心分别位于澳洲中东部与西部。但在1997/1998事件中,澳洲只有西部地区的降水受到了显著影响(图1c),并且澳洲东部降水出现正异常现象。毫无疑问,ENSO 影响澳洲夏季降水是通过影响夏季风环流实现的。季风活动及其降水的开始及强度与6月的ENSO信号有关(Evans et al.,2012,2014)。Choi et al.(2016)的研究表明,澳洲夏季风在1998年之后得到加强,造成的季风降水相应增多,这与ENSO和太平洋年际振荡相关。澳洲受到ENSO显著影响途径主要有:当ENSO事件发生时,赤道东太平洋海温异常升高,对流层大气通过Gill型响应(Gill,1980),在赤道两侧激发出Rossby波型,形成了气旋性环流异常。与此同时,菲律宾及其东侧上空出现异常的反气旋环流(Wang et al.,2000)。这种反气旋环流异常将影响亚澳季风,从而影响澳洲气候异常(Xue et al.,2004;Godfrey et al.,2013;Zhai et al.,2016)。另外,ENSO的发生可以加强赤道西风,造成南太平洋赤道辐合带(SPCZ)异常并进而对澳洲气候异常产生影响(张蓬勃等,2010a,2010b)。
综上,季节平均的澳洲季风受到ENSO的显著影响,但不同的ENSO事件对澳洲夏季风影响存在较大差异。那么,在2015/2016年的超强ENSO事件中,澳洲夏季风将如何变化?澳洲降水会受到怎样的影响呢?为回答这些问题,本文将利用再分析资料通过诊断分析对这些问题进行探讨。
1 资料与方法
采用1979年1月—2016年6月的资料,包括:1)Hadley中心的空间水平分辨率为1°×1°的全球海温逐月格点资料逐月海表温度资料(Rayner et al.,2003);2)美国国家海洋局(NOAA)研究中心提供的CPC Merged Analysis of Precipitation (CMAP)全球月平均降水资料,其分辨率为2.5°×2.5°(Schneider and Becker,2011);3)NCEP/NCAR再分析资料,其变量包括:月平均的17层风场、17层等压面上气温、12层等压面上的垂直速度,湿度场以及地面气压等。资料的水平分辨率为 2.5°×2.5°(Kalnay et al.,1996)。
变量的秋冬季平均值被定义成变量在10月至次年2月的平均值,春季平均值为次年4月至次年6月平均值。下文中所述物理量的距平均为某一年秋冬季或春季平均值与37 a秋冬季或春季平均值的差值。
海洋性大陆(Ramage,1968)核心区域(Key Maritime Continent Region,以下简称KMC)取为区域[10°S～10°N,95～145°E];南太平洋辐合带(Southern Pacific Convergence Zone,以下简称SPCZ)区域粗略地取为[30°S～0°,155°E～115°W](吴增茂等,1993)。
印度洋海盆模指数(Indian Ocean Basin Mode Index,以下简称IOBMI)定义为热带印度洋区域[30°S～30°N,40～110°E]范围内月平均SST的全海盆区域平均值,印度洋偶极子指数(Dipole Mode Index,以下简称DMI)定义为印度洋西部[50～70°E,10°S～10°N]和东部(90～110°E,10°S～0°)区域平均的海表温度距平之差(Saji et al.,1999)。
文中还计算了大气视热源
(1)
(2)
在Q1,Q2的计算公式中包括了局地变化项,水平平流项和垂直输送项3项。对(1),(2)进行垂直积分得:
(3)
(4)
ΔQ=
(5)
其中:L为凝结潜热;Pr为降水量;QS为地面感热输送;E为气柱中云滴的蒸发量;C为气柱中扣除已形成降水的水汽凝结所致的液态水生成量;QR为地面潜热输送;
需要说明,ΔQ=
2 2015/2016年超强El Nio事件类型及分析时段确定
近年来的研究表明,热带太平洋上存在两种不同类型且相互独立的海温变化模态(Larkin and Harrison,2005;Ashok et al.,2007;Kao and Yu,2009;Kug et al.,2009;Yeh et al.,2009;Ren and Jin,2011;李建平等,2011;王美等,2015),一种是传统型的ENSO事件,即EP型ENSO,表现为热带太平洋上纬向“偶极型”海温分布,即热带中、东太平洋海表面出现大范围持续异常变暖(变冷),而热带西太平洋却出现相反的海温变化(Rasmusson and Carpenter,1982;Harrison,1984;Harrison and Larkin,1996,1998)。另一种是以赤道中太平洋海表温度出现大范围异常增暖(变冷),异常暖(冷)中心可西伸至Nio4区[160°E～150°W,5°S～5°N]的左边缘带,可被认为是一种新型ENSO现象,即CP型ENSO。20世纪90年代以来,这种新型ENSO现象频繁发生,对全球气候异常造成了不同的影响(Yeh et al.,2009,2014)。伴随着海表温度异常中心位置和物理演变机制的差异,两类ENSO引起的环流异常及其气候效应表现出不同的空间分布特征。
图2 1979—2015年37 a各季节平均的标准化CPI和EPI指数时间序列(其中CPI为折线图,EPI为柱状图)a.秋季;b.冬季;c.春季Fig.2 Normalized time series of CPI (black line) and EPI (bars) in (a)autumn,(b)winter and (c)spring 1979—2015
为正确认识和监测两类ENSO事件,判定ENSO类型,学者们在研究过程中从多角度考虑设计了一些表征和区分CP和EP型ENSO的指数。这里采用Kao and Yu(2009)提出的联合回归-EOF方法,计算得到CP型与EP型ENSO指数。首先计算赤道太平洋海温异常与Nio1+2(Nio4)指数的回归值,然后将原始海温异常场减去回归值得到残差海温场,最后对SSTA残差场进行EOF分解得到第一模态的标准化的时间序列PC1,作为表征中部型(东部型)ENSO事件的指数。将El Nio过程分为3个时间段,即2015年9—11月(秋季)、2015年12月—2016年2月(冬季)以及2016年3—6月(春季),分别计算各季节CP型ENSO指数(CPI)和EP型ENSO指数(EPI),得到图2。
2015/2016年ENSO事件具有明显的东部型特征。由图2可知,前两个时间段,标准化后的EPI都大于1倍标准差,而CPI却为负值,表明EP型ENSO处于较为成熟的时期。而在第三个时间段(图2c),EPI已减小至0值附近,意味着El Nio过程结束。由此推断此次El Nio事件为东部型El Nio事件。
为了更好地描述2015/2016年ENSO事件的过程及其影响,计算了Nio3、Nio3.4和Nio4指数,KMC及SPCZ区域平均海温距平和DMI、IOBMI(图3)。从图3a可见,2015年10月—2016年2月,Nio3、Nio3.4、Nio4指数均较大,而2016年4—6月,3个指数均较小。若将三个指数进行标准化处理,可得到2015年10月—2016年2月间3个指数均超过1倍标准差,而2016年4—6月间这3个指数均处于0到负1倍标准差之间。据此可知,El Nio过程成熟期在2015年10月至2016年2月,记为P1阶段,而El Nio过程衰减至消失期则在2016年4—6月,记为P2阶段。以下的分析将分别针对P1和P2这两个时间段进行。
在不同时段,海温异常分布呈现出极为不同的特点。在P1时段,海温距平呈显著的东部异常型分布(图3b),日期变更线以东海温正异常达到2.5 ℃以上,而西太平洋地区则为较弱的海温负异常。而P2时段,赤道上海温异常显著减弱乃至为负值,与冷性Kelvin波东传的结果一致。此时,在南太平洋上的海温自澳洲东侧至赤道中太平洋呈现正—负—正—负的结构,这将使得环流响应变的较为复杂。
图3 2015年1月—2016年6月各Nio指数(Nio3、Nio4、Nio3.4)、KMC与SPCZ区域内SSTA平均时间序列、IOBMI及DMI时间序列(a),2015年10月—2016年2月(b)与2016年4—6月(c)的海温距平分布(单位:℃)Fig.3 (a)Time series of Nio indices (Nio3,Nio4,Nio3.4),the SSTA in the KMC and SPCZ regions,the IOBM,and the DMI,in each month from January 2015 to June 2016,and the distribution of the sea surface anomaly (b)from October 2015 to February 2016 and (c)from April 2016 to June 2016 (units:℃)
3 2015/2016年El Nio事件对澳洲地区降水异常的同期影响
根据上述确定的时间段P1和P2,可分析2015/2016年El Nio事件对澳洲降水的影响及机制。图4给出了澳洲夏季降水、水汽输送通量在P1和P2时段的不同分布。
图4 P1(a)和P2(c)时段的异常降水和异常水汽通量(阴影为降水异常,单位:mm/d;流线为水汽异常涡旋分量;箭矢为水汽异常辐散分量,单位:m/s),P1(b)和P2(d)时段澳洲地区降水距平百分比(单位:%)Fig.4 Precipitation anomaly and water vapor flux anomaly during the (a)P1 and (c)P2 periods (shading for precipitation anomaly;units:mm·d-1;streamline for water vapor anomalous vortex component;arrows for water vapor anomalous divergence component;units:m·s-1),and the distribution of the precipitation anomaly percentage (%) in Australia during (b)P1 and (d)P2
澳洲大部分地区降水减小幅度非常明显,某些地区同期减少可达60%。由图4a可见,在赤道东太平洋地区,水汽显著辐合,而在MC及澳洲地区,水汽显著辐散。与之对应,澳洲上空存在明显的反气旋式水汽输送环流。受到异常水汽输送的影响,在P1时段,中东太平洋降水显著偏多,大值中心位于170°W处的赤道中太平洋地区,降水比同期偏多程度可达到12 mm/d,同时,在海洋性大陆地区以及澳洲区域,则均处于干旱状况,而大巽他(Greater Sunda) 岛以东、澳洲以北的西太平洋地区降水显著偏少,位于菲律宾群岛的南部海域出现负极值中心,降水比同期减小程度达到6 mm/d以上。与MC区域降水偏少相一致,澳洲大部分地区降水明显减少(图4b)。
与P1时段相比,P2时段的位于赤道上的水汽异常辐散中心显著东移至日期变更线附近,但澳洲东部仍处于辐散条件控制之下(图4C)。因此,位于赤道中东太平洋上空的降水增多带发生分裂,主降水异常带向东南方向偏移,异常程度减小,最大值仅约为6 mm/d,并且赤道东太平洋区域出现降水微弱偏少。而此前位于海洋性大陆以及澳洲的干旱区位置也向东南发生了偏移,强度发生减弱。总体来讲,澳洲东部降水比同期偏少。注意到,由于澳洲地区在P2时间段为秋季,降水相对较少,较P2时段降水减少的量与正常相比达到80%,比P1时段的干旱状况有所加重(图4d)。另外与P1时段相比,苏门答腊(Sumatra)岛以西的北印度洋、Greater Sunda岛附近海域以及澳洲南海岸,降水发生一定程度增多。
4 2015/2016年El Nio事件对澳洲地区降水异常的影响途径
为揭示2015/2016年ENSO事件对降水异常影响的物理成因,需分析热力强迫及环流异常。
4.1 热源异常
与海温异常及降水异常相联系,非绝热加热呈现出非常有特点的分布。在P1时段,视热源(图5a)与视水汽汇(图略)在赤道中东太平洋都存在显著正值区。这一正的异常热源的形成与海温异常有关,也与降水异常导致的潜热释放有关,还与气柱中所获得的净辐射加热(图5b)有关。而在海洋性大陆与澳洲地区
图5 P1(a,b)与P2(c,d)时段的异常视热源
对于P2时段,太平洋海域的
图6 P1(a,b)与P2(c,d)时段850 hPa(a,c)和200 hPa(b,d)的环流异常及海温异常分布(其中阴影为海温距平,单位:℃;箭头表示异常辐散风分量;流线表示异常无辐散风分量,单位:m/s)Fig.6 Distribution of circulation anomalies at (a,c)850 hPa and (b,d)200 hPa,and the SST anomaly during (c)P1 and (d) P2(shading for SST anomaly;units:℃;arrows for the divergence wind component anomaly and streamline for the non-divergence wind component anomaly;units:m·s-1)
4.2 水平环流异常
海温异常可对大气产生异常热力强迫并通过Gill响应机制,在热带形成斜压系统,导致明显的异常环流。在P1时段(图6a),东太平洋赤道区域海温上升,产生热力强迫,通过Gill响应,在中太平洋赤道两侧激发出气旋式环流。而在西太平洋赤道区域海温偏冷,导致澳洲地区及海洋性大陆北部区域上空出现反气旋环流异常。澳洲上空的异常反气旋环流使澳洲夏季低压减弱,导致降水减少。而在对流层上层的200 hPa上,总体而言,异常环流方向与850 hPa上的相反,使整个对流层中异常环流呈现出明显的斜压特征。澳洲上空由于低层辐散,对流层上层出现补偿性的辐合,出现气旋式环流异常,不利于降水增加。
图7 P1(a,b,c)与P2(d,e,f)时段不同剖面上的垂直环流(阴影为异常垂直速度;单位:10-2hPa/s) a,d.[5°S～5°N]上平均的异常纬向环流;b,e.沿经过(110°E,27°S)到(0°～160°W)两点连线的垂直剖面上的环流异常;c,f.[140～160°E]上平均的经圈环流异常Fig.7 Distribution of different profiles of vertical circulations during (a—c) P1 and (d—f) P2 (shading for vertical velocity anomaly;units:10-2 hPa·s-1):(a,d) zonal circulation anomalies averaged over 5°S—5°N;(b,e) vertical section of circulation anomalies along the line from (27°S,110°E) to (0°—160°W);(c,f) meridional circulation anomalies averaged over 140°—160°E
P2时段(图6b),在850 hPa上,赤道东太平洋受异常东风影响,海温偏高区域向西移动,暖海温区出现在日期变更线附近的赤道海域以及南太平洋的热带地区,受冷性Kelvin波东传影响,在赤道东太平洋上出现负的海温异常。受此影响,在P2阶段,位于中太平洋赤道南侧和北侧的气旋性环流减弱。在西太平洋,控制中国南海海域以及澳洲的异常反气旋环流仍然维持,但位置向东有所移动(图6c)。这种分布不利于澳洲降水的发生。同样地,在P2时段,200 hPa上异常环流的分布与850 hPa上的对应,总体表现出斜压的垂直结构。
4.3 垂直环流异常
异常垂直环流可揭示降水异常的形成以及不同环流系统之间的某些联系。这里给出了P1和P2时段不同剖面上的垂直环流异常(图7)。
在P1时段,赤道上空存在显著的异常环流圈,赤道中东太平洋区域可见强烈的上升气流(图7a),而此异常纬圈环流的显著下沉支位于120°E及140°E处的海洋性大陆区域,导致海洋性大陆的赤道地区降水显著减少。通过齿轮式耦合(吴国雄和孟文,2000),产生了另一个异常环流圈,其上升支位于80～90°E处,因而此地区降水有一定程度的增多。相比之下,在P2时段,异常纬圈环流已变得不如P1时段那么完整(图7d)。位于赤道中东太平洋上空的显著异常上升气流减弱明显,在海洋性大陆赤道区域的西部亦出现了上升气流,东部为下沉气流。由此,海洋性大陆地区降水偏少仍然得以维持。
有趣的是,由从澳洲西南部至赤道中太平洋的斜向垂直环流可以看出澳洲地区受到了SSTA的显著影响。在P1时段(图7b),存在两个清晰完整的环流圈,在赤道中东太平洋海域,有强烈的异常上升气流。此环流的显著下沉支位于澳洲中东部,但在澳洲的西南侧及附近海洋上则为上升区。这种分布造成了澳洲中东部地区降水明显减少(图4b)。这种斜向方向上的异常环流揭示出了2015/2016年超强El Nio事件对澳洲的直接影响。在P2时段,这种环流圈仍然存在,只是没有P1时段那么完整(图7e)。
在[140～160°E]上平均的异常经向垂直环流显示,在P1时段,从澳洲北部至海洋性大陆大部分区域,存在异常下沉支,而在海洋性大陆以北的我国江南区域存在上升支。这体现出中国长江流域降水的异常增多与海洋性大陆地区下沉运动有关(图7c)。澳洲热带存在显著下沉气流,与MC区域下沉运动有关,不利于澳洲降水生成。在P2时段,澳洲低纬地区仍然维持下沉运动,强度有所减弱,导致降水偏少的异常状况得以继续。而MC区域北部下沉气流区扩大,与位于中国江南地区上升气流构成完整环流圈,影响降水异常的分布。
5 讨论与总结
通过上述分析,得到如下结论:
2015/2016年海温异常导致了热带地区产生了异常的热源分布并由此激发产生水平环流异常,从而影响到澳大利亚降水。P1时段,在赤道中东太平洋地区,存在着显著的视热源正异常和潜热释放之外的大气非绝热加热率正异常。这种强迫驱动了大气环流变化,产生了异常的上升至运动。同时,通过Gill型响应,引起了850 hPa上赤道的南北两侧热带地区产生了异常的气旋性环流。与此加热正异常形成对比,在西太平洋赤道地区及海洋性大陆,存在相对较弱的非绝热加热负异常,由此分别激发出反气旋性异常环流,其一位于南海及其附近地区上空,造成海洋性大陆和南海及华南地区降水减少,另一异常反气旋环流位于澳大利亚及其附近上空,引起夏季风减弱,从而利于抑制上升运动,造成澳大利亚降水量显著减少。到P2时段,尽管赤道中东太平洋上空的显著加热有了显著减弱甚至出现符号反转,但在西太平洋和海洋性大陆地区,较弱的非绝热冷却仍然维持。这种维持可能与海洋中冷性的Rossby波缓慢西传有关。
注意到,上述对2015/2016超强ENSO事件对澳洲夏季风降水影响的分析只是相对于平均状况而言的,其与一般性的东部型ENSO的比较,以及与其它如1982/1983年与1997/1998年ENSO事件的比较体现出哪些不同,以及这些不同的成因和影响澳洲降水的不同机理如何,仍然需要未来进一步研究。
致谢:南京信息工程大学地球科学部南京大气资料服务中心提供了资料服务;NCEP/NCAR再分析资料取自NOAA(http://www.esrl.noaa.gov);NOAA气候预测中心提供CMAP降水资料(http://www.cpc.ncep.noaa.gov);Hadley中心提供全球海温及海冰资料(http://www.metoffice.gov.uk/hadobs/index.html)。文中绘图使用了GrADS软件。
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CHEN Wei,GUAN Zhaoyong
KeyLaboratoryofMeteorologicalDisaster,MinistryofEducation(KLME)/JointInternationalResearchLaboratoryofClimateandEnvironmentChange(ILCEC)/CollaborativeInnovationCenteronForecastandEvaluationofMeteorologicalDisaster(CIC-FEMD),NanjingUniversityofInformationScience&Technology,Nanjing210044,China
Eastern Pacific-type ENSO;Australian summer monsoon circulation;precipitation anomaly;Maritime Continent;super El Nio 2015/2016
(责任编辑：刘菲)
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10.13878/j.cnki.dqkxxb.20160908001.(in Chinese).
10.13878/j.cnki.dqkxxb.20160908001
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