典型拉尼娜事件与1988—1989年拉尼娜事件生命史演变差异性成因分析

陈明诚 黄玉蓉

摘要 利用海洋混合层海温热量收支诊断方法和两套海洋同化再分析资料，对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变成因。研究结果表明，典型拉尼娜事件在发展年冬季到达最强值后通常缓慢衰减，在次年秋季时再次增强形成第二次拉尼娜事件。而1988—1989年拉尼娜事件在发展年底时到达最强值后迅速衰减，并在次年秋季时依然维持衰减过程，最终回到气候平均态。诊断分析结果表明，风场强迫作用引起的纬向异常平流项变化是导致衰减年中两种类型拉尼娜事件海温变化倾向差异的主要原因。在典型拉尼娜事件衰减时期，西北太平洋上空以异常反气旋性环流为主，反气旋性环流南侧东风距平会激发海洋上翻Kelvin波向东传播，阻碍拉尼娜事件的衰减。而在1988—1989年特殊拉尼娜事件中，西北太平洋上空以异常气旋性环流为主。异常气旋性环流南侧西风距平将激发海洋下沉Kelvin波向东传播，引发海洋中自西向东的纬向异常暖平流帮助拉尼娜事件迅速衰减，最终回复到气候平均态。

关键词ENSO动力学;生命史不对称性;西北太平洋大气环流;年际间变率;热量收支诊断分析

厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）事件作为热带地区最主要的年际变化模态，对全球气候变化（Philander，1990;Trenberth et al.，1998;Wallace et al.，1998;Latif et al.，1998;Alexander et al.，2002;Jin et al.，2016）及中国环流和降水变率（郭品文和郎丽玲，2017;范伶俐等，2018;张文君等，2018;李丽平等，2019;王黎娟等，2020）都有重要的影响作用。相关研究工作表明，ENSO事件振幅强度变化取决于不稳定的大气-海洋间相互作用过程（Bjerknes，1969;Philander et al.，1984;Cane and Zebiak，1985;Hirst，1986，1988），而经典的延迟振子理论（Suarez and Schopf，1988;Battisti and Hirst，1989）或纬向平均温跃层深度变化起主要作用的充电-放电理论（Jin，1997;Li，1997）可以解释ENSO事件振荡特征。

针对厄尔尼诺与拉尼娜事件生命史不对称性这一科学问题，目前已经开展相关研究工作（Kang and Kug，2002;Kessler，2002;Larkin and Harrison，2002;McPhaden and Zhang，2009;Okumura and Deser，2010;Dommenget et al.，2013;黄玉蓉等，2017;姜有山等，2018）。典型厄尔尼诺事件通常在发展年的12月达到最強，之后迅速地衰减，次年底时转变成为拉尼娜事件。而拉尼娜事件在达到最强值之后往往缓慢的衰减，次年底时又再次增强形成第二次拉尼娜事件。Chen et al.（2016）通过海洋混合层海温热量收支诊断方程分析后发现，动力过程（风场不对称性强迫作用）和热力作用（海表面短波辐射和潜热释放不对称性作用）都对厄尔尼诺与拉尼娜事件生命史不对称性具有重要作用。

前人的研究工作往往更关注于厄尔尼诺事件的强度以及生命史的不对称性，而作为厄尔尼诺事件的负位相性事件，对于拉尼娜事件生命史演变过程的研究工作相对较少。观测事实表明，在拉尼娜事件内部生命史演变特征同样存在差异性。相较于典型拉尼娜事件而言，1988/1989年拉尼娜事件在发展至成熟期之后迅速衰减，次年底时并没有像典型拉尼娜事件那样再次增长成为第二次拉尼娜事件，而是持续衰减最后回复到气候平均态。在本文研究工作中，通过海洋混合层海温热量收支诊断分析方法定量分析1988/1989年拉尼娜事件特殊生命史发展过程的形成原因。提出如下几个科学问题：为什么1988/1989年拉尼娜事件在发展年冬季时振幅大于典型拉尼娜事件？在发展年次年衰减阶段中，导致1988/1989年拉尼娜事件迅速衰减的主要动力与热力因子有哪些？为什么在发展年次年秋季时，1988/1989年拉尼娜事件没有再次增强，而是持续衰减过程并最终回复至气候平均态？

根据上述提出的科学问题，简要介绍文章中使用的大气和海洋数据集以及海洋混合层海温热量收支诊断方法，然后分析了1988/1989年拉尼娜事件特殊生命史过程形成原因并得出结论。

1 资料与方法

文中使用的海洋再分析资料集包括美国马里兰大学提供的简单海洋同化资料（Simple Ocean Data Assimilation version 2.1.6，简称SODAv2.1.6;Carton and Giese，2008），以及欧洲中期天气预报中心提供的海洋再分析资料系统（Ocean Reanalysis System 4，简称ORAS4;Balmaseda et al.，2013）。在SODAv2.1.6资料集中水平分辨率为0.4°×0.25°，垂直方向分为40层。而在ORAS4资料集中水平分辨率为1°×1°，垂直方向上分为42层。研究中所使用的海表面热通量资料包括美国伍兹霍尔海洋学研究所提供的客观分析大气-海洋通量数据集（Objectively Analyzed air-sea Fluxes，简称OAFlux;Yu et al.，2008），以及美国国家环境预报中心再分析资料（National Centers for Environmental Prediction reanalysis version 2，简称NCEPv2;Kanamitsu et al.，2002）。大气低层风场数据同样来自NCEP再分析资料。海表面温度资料来自美国国家海洋和大气局提供的延伸重建海表面温度资料（Extended Reconstructed Sea Surface Temperature version 3b，简称ERSSTv3b;Smith et al.，2008）。

为了深入理解导致1988/1989年拉尼娜事件特殊生命史过程形成的动力和热力学机制，利用上述海洋再分析资料集进行海洋混合层海温热量收支诊断分析。海温变化倾向诊断方程可表示为：

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）分别代表海洋混合层海水温度和三维洋流速度;ρ和cp代表海水密度和比热;H为海洋混合层深度（由ORAS4再分析资料计算得到）;而R表示方程余项（Li et al.，2002;Hong et al.，2008，2010;Su et al.，2010，2014;Chen and Li，2018）。

诊断方程中海洋混合层海温倾向项和三维动力平流项结果由SODAv2.1.6和ORAS4资料集计算得到，海表面热力通量项由OAFlux和NCEPv2资料集计算得出。选取的诊断区域为赤道东太平洋地区（180°～80°W，5°S～5°N），并挑选了1980—2016年所有的拉尼娜事件个例进行合成分析。在这一时间段内共有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年拉尼娜事件拥有独特的生命史发展过程，因此将其余5次拉尼娜事件的合成结果归类为“典型”的拉尼娜事件，而将1988/1989年拉尼娜事件归类为“特殊”的拉尼娜事件。

2 1988/1989年拉尼娜事件特殊生命史过程形成机制

2.1 典型拉尼娜事件和1988/1989年拉尼娜事件发展阶段

在拉尼娜事件发展年时期，赤道中东太平洋地区海表面温度以负距平为主。一个有趣的现象是，几乎所有的拉尼娜事件都是由厄尔尼诺事件转变而来。从图1可以看到，在发展年1月时典型拉尼娜事件与1988/1989年拉尼娜事件都为正海表温度距平，表明两者同处于厄尔尼诺事件的衰减时期。值得注意的是，1988/1989年拉尼娜事件中正海温距平远小于典型拉尼娜事件，一个可能的形成原因是1988/1989年拉尼娜事件是由1986/1987年厄尔尼诺事件转变而来。不同于其余的厄尔尼诺事件，1986/1987年厄尔尼诺事件持续了超过两年以上的时间。在1986年到达第一次成熟期之后，1986/1987年厄尔尼诺事件在次年又再次增长，在1987年8月时又达到第二次成熟期，之后开始迅速衰减。而在典型的厄尔尼诺事件中成熟期通常出现在发展年12月左右，次年1月才开始进入衰减阶段。起始衰减时刻的不同最终导致了在1月时，典型拉尼娜事件中正海温距平强度较大，刚刚开始进入衰减过程，而1988/1989年拉尼娜事件中正海温距平已经经过了4个月的衰减，此时正海温距平强度较弱。

由于初始时刻典型拉尼娜事件与1988/1989年拉尼娜事件正海温距平强度具有差异性，因此在发展年时期两类拉尼娜事件的生命史发展过程和振幅强度明显不同。在典型拉尼娜事件中，发展年6月时海温回复到气候平均态，7月时负海温距平开始增长，12月时达到最强，最大强度振幅为-1.2 ℃。而在1988/1989年拉尼娜事件中，发展年3月时海温回复到气候平均态，相比典型拉尼娜事件早了一个季度。4月起负海温距平开始增长，同样在发展年底时达到最强，最大振幅强度为-2 ℃，接近典型拉尼娜事件中负海温距平峰值两倍（图1）。

2.2 典型拉尼娜事件和1988/1989年拉尼娜事件衰减阶段

在发展年次年1—5月期间，典型拉尼娜事件和1988/1989年拉尼娜事件同时进入衰减时期。从图1中可以明显看到，1988/1989年拉尼娜事件衰减速度更快，而典型拉尼娜事件衰减缓慢。为了理解两类拉尼娜事件衰减速率不对称的形成原因，对赤道东太平洋地区混合层海温进行热量收支诊断分析。诊断分析结果同样表明，在衰減阶段中，典型拉尼娜事件衰减速率为0.13 ℃/mon，衰减过程相对缓慢（图2a）。而1988/1989年拉尼娜事件衰减速率为0.26 ℃/mon，是典型拉尼娜事件的两倍，衰减过程明显更快（图2b）。将诊断方程中三维洋流动力项和海表面热通量项进行拆分后发现，1988/1989年拉尼娜事件中热力项（0.16 ℃/mon）大于典型拉尼娜事件（0.1 ℃/mon）。这主要是由于在拉尼娜事件成熟时期，1988/1989年拉尼娜事件负海温距平远大于典型拉尼娜事件，因此在赤道东太平洋地区云-辐射-海温负反馈过程和风-蒸发-海温负反馈过程更强，有助于拉尼娜事件衰减（Li，1997;Chen and Li，2018）。值得注意的是在衰减阶段，1988/1989年拉尼娜事件中海洋动力项（0.1 ℃/mon）同样远大于典型拉尼娜事件（0.04 ℃/mon）。进一步对三维洋流动力项进行拆分后发现，起最主要贡献作用的纬向异常平流项-u′x，在1988/1989年拉尼娜事件中纬向异常平流项达到0.15 ℃/mon，同样为典型拉尼娜事件中的两倍。

为了解释三维洋流动力项中纬向异常平流项是如何影响两类拉尼娜事件衰减速率的，给出了衰减时期西北太平洋上空大气低层风场的空间分布情况（图3）。在拉尼娜发展年冬季成熟时期，典型拉尼娜事件中异常气旋性环流位于菲律宾岛以西中国南海上空，在西北太平洋地区以异常反气旋性环流为主（图3a）。反气旋性环流南侧赤道西太平洋上东风距平将会激发出海洋中上翻Kelvin波向东传播，抬升赤道东太平洋地区温跃层，阻碍拉尼娜事件衰减（Wang et al.，1999，2000，2003;Wu et al.，2009，2010a，2010b）。与此不同的是，1988/1989年拉尼娜事件中异常气旋性环流向东移动至菲律宾岛以东的西北太平洋上空（图3b）。此时气旋性环流南侧赤道西太平洋上的西风距平将会激发出海洋中的下沉Kelvin波向东传播，加深赤道东太平洋地区温跃层，因此有利于拉尼娜事件的衰减。在后续的春季衰减过程中，两类拉尼娜事件风场的不对称性特征依然得以维持。在典型拉尼娜事件中，异常气旋性环流位于菲律宾岛以西洋面，赤道西太平洋地区以东风距平为主（图3c）。而在1988/1989年拉尼娜事件中，异常气旋性环流相较冬季继续向西迁移，赤道西太平洋上空以西风距平为主（图3d）。

风场空间分布的不对称性直接导致了两类拉尼娜事件在衰减阶段中次表层信号传播存在差异性。在典型拉尼娜事件中，初始时刻西北太平洋地区正温跃层距平强度较弱（图4a），因此赤道上正温跃层厚度距平始终停留在西太平洋地区，并不能向东传播，赤道东太平洋地区以负温跃层厚度距平为主（图4c、e）。相反的，在1988/1989年拉尼娜事件中，初始时刻西北太平洋地区正温跃层距平强度更强（图4b），赤道上正温跃层厚度距平可以迅速地沿赤道向东传播至东太平洋地区，从而使赤道东太平洋地区温跃层距平符号发生改变（图4d、f）。

温跃层距平纬向传播的不对称性意味着两类拉尼娜事件中次表层海温信号的传播特征也有所不同。在典型拉尼娜事件中，初始时刻海洋上层以自东向西的冷平流为主（图5a）。随着时间的推移，海洋上层逐渐转变为自西向东的暖平流，但是强度较弱，因此次表层暖海温始终被锁定于赤道西太平洋地区，赤道东太平洋地区一直维持着冷海温，拉尼娜事件衰减缓慢（图5c、e）。与此不同的是，在1988/1989年拉尼娜事件中，初始时刻海洋上层自西向东的暖平流已然形成（图5b）。随着暖平流的逐渐增强，赤道西太平洋地区次表层暖海温开始向东传播至东太平洋地区（图5d）。因此到了晚春时期，虽然赤道东太平洋地区上层依然有负海温距平存在，但是次表层已经转变为正海温距平，拉尼娜事件衰减迅速（图5f）。

综上所述，由于两类拉尼娜事件衰减时期西北太平洋上大气低层风场结构具有不对称性特征，因此在典型拉尼娜事件中，正温跃层距平位于换日线（180°）以西，东太平洋地区以负温跃层距平为主（图6a）。海洋上层自西向东的暖平流强度较弱，因此赤道西太平洋地区次表层暖海温并不能向東传播至东太平洋地区，东太平洋地区以负海温距平为主（图6c）。在气候平均态STC环流圈（Subtropical Cell;McCreary and Lu，1994）作用之下，次表层更冷的海水被垂直输送至表层，并平流至赤道外地区，造成典型拉尼娜事件缓慢的衰减过程（图6c）。相反的，在1988/1989年拉尼娜事件中，正温跃层距平沿赤道向东穿越换日线到达赤道中太平洋地区（图6b），而这将激发出海洋中自西向东的地转流。因此在衰减阶段中，海洋上层的暖平流强度更强，次表层暖海温也可以向东传播至赤道中太平洋地区（图6d）。赤道太平洋地区的平均上翻运动会将稍暖的次表层海水输送至表层，帮助1988/1989年拉尼娜事件迅速地衰减（图6f）。

2.3 典型拉尼娜事件再次增长阶段和1988/1989年拉尼娜事件持续衰减阶段

由于在衰减时期中1988/1989年拉尼娜事件衰减速度更快，而典型拉尼娜事件衰减缓慢，因此在发展年次年夏季时，典型拉尼娜事件与1988/1989年拉尼娜事件中负海温距平振幅强度相当（图1）。北半球秋季是大气-海洋相互作用最剧烈的季节，因为在这一时期赤道东太平洋冷舌区强度和海洋平均上翻流速度同时达到最强，与其相关的纬向平流反馈作用和温跃层反馈作用达到最强（Li and Philandr，1996）。因此对于典型拉尼娜事件而言，夏季时较小的冷海温距平也可以通过海气相互作用被不断放大，最终形成第二次拉尼娜事件（Chen et al.，2016）。但是1988/1989年拉尼娜事件却呈现出完全相反的生命史发展过程，在发展年次年秋季时期负海温距平持续衰减过程，在次年底时回到了气候平均态。

为了定量的分析两类拉尼娜事件生命史发展不对称性的形成原因，同样地对赤道东太平洋地区混合层海温进行热量收支诊断分析。诊断分析结果表明，在典型拉尼娜事件再次增长阶段中海温增长速率为-0.15 ℃/mon，拉尼娜事件再次得到发展（图7a）。而在1988/1989年拉尼娜事件持续衰减阶段中海温衰减速率为0.1 ℃/mon，预示着负海温距平继续衰减，最终回到气候平均态（图7b）。进一步将诊断方程中三维洋流动力项和海表面热通量项进行拆分后发现，在典型拉尼娜事件中，其主要贡献作用的是海洋动力项，而此时热力项是阻碍拉尼娜事件再次增长的。而对于1988/1989年拉尼娜事件而言，由于此时海温距平依然为负值，因此动力过程与热力过程都对拉尼娜事件的持续衰减过程起正贡献作用。相对而言，动力过程的作用更为重要。进一步对三维洋流动力项进行拆分后发现，在动力过程中起最主要贡献作用的依然是纬向异常平流项-u′x。在典型拉尼娜事件中可以达到-0.14 ℃/mon，而在1988/1989年拉尼娜事件中纬向异常平流项同样可以达到0.08 ℃/mon。

从同期西北太平洋上空大气低层风场的空间分布情况（图8）中可以看出，在典型拉尼娜事件再次增长阶段中，异常气旋性环流依然位于菲律宾岛以西中国南海上空，因此在西北太平洋地区以异常反气旋性环流为主（图8a）。反气旋性环流南侧的东风距平将会激发出海洋中上翻Kelvin波向东传播，帮助典型拉尼娜事件再次增长。与此不同的是在1988/1989年拉尼娜事件持续衰减阶段中，异常气旋性环流进一步向东移动至西北太平洋上空（图8b）。气旋性环流南侧较强的西风距平将会激发出海洋中的下沉Kelvin波向东传播，进一步帮助1988/1989年拉尼娜事件衰减。

风场空间分布的反对称性使得两类拉尼娜事件中温跃层距平演变特征完全相反。在典型拉尼娜事件中，赤道东太平洋地区负温跃层距平再次增强（图9a、c），在发展年次年底时形成第二次拉尼娜事件（图9e）。相反的，在1988/1989年拉尼娜事件持续衰减阶段中，赤道东太平洋地区正温跃层厚度距平持续增强（图9b、d）。虽然在赤道太平洋东岸地区依然有负温跃层距平存在，但是综合赤道中东太平洋海盆区的情况来看，1988/1989年拉尼娜事件最终回复到了气候平均态（图9f）。

在这一时期，两类拉尼娜事件中海洋表层洋流和次表层海温信号的传播特征也有所不同。在典型拉尼娜事件再次增长过程中，海洋上层自东向西的冷平流逐渐增强（图10a、c、e）。在冷平流的作用下，次表层冷海温也不断增强，最终形成第二次拉尼娜事件（图10e）。与此相反的，在1988/1989年拉尼娜事件持续衰减过程中，初始时刻海洋上层以自东向西的冷平流为主（图10b）。到了秋季时，在异常气旋性环流的作用下，海洋上层逐渐转变为自西向东的暖平流（图10d）。随着暖平流的不断增强，次表层暖水持续东传，在发展年次年底时赤道中东太平洋地区海表面温度恢复至气候平均态（图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

（責任编辑：刘菲）