IOD Modoki事件对华南后汛期降水异常的影响及可能机理

陈业雁 金大超 史瀛龙 张茜 柳春

摘要 利用1979—2019年CN05.1中国区域高分辨率降水格点数据、英国Hadley中心观测海温数据、ERA5逐月大气再分析资料及大气环流模式，研究了华南后汛期期间（7—9月）IOD Modoki事件与华南后汛期降水异常的关系及可能机理。观测资料结果表明，华南后汛期降水异常与热带印度洋中部（东和西部）海温异常呈显著正（负）相关关系，表现为印度洋IOD Modoki或印度洋三极子事件的空间分布型。滤除ENSO信号影响后，华南后汛期降水异常仍和IOD Modoki存在较为密切的联系。IOD Modoki正异常对华南后汛期降水异常的影响有以下途径，一方面，异常水汽从热带印度洋东部向西输送至热带中印度洋后，在北半球受科氏力作用向东输送至华南地区，为华南地区提供了充足的水汽条件，并且对华南地区降水正异常的主要水汽辐合贡献为平均水汽的水平扰动散度项和扰动引起的平均水汽垂直平流项。另一方面，热带东南印度洋海温负异常，通过Mastuno-Gill响应引起对流层低层自热带东南印度洋至热带中印度洋有东南风异常，增强了70°E附近的越赤道气流，在北半球向东输送至西北太平洋，这引起了华南地区对流层低层气旋式环流异常。另外，热带东印度洋对流层低（高）层异常辐散（辐合），华南地区低（高）层异常辐合（辐散）增强了东亚地区的局地Hadley环流，有利于华南地区降水的产生。再者，IOD Modoki引起南亚季风区受异常下沉运动控制，并通过季风-荒漠机制引起副热带北大西洋东部、北非荒漠区及地中海西部周围正涡度异常，激发了沿急流向下游传播的准静止Rossby波，增强了日本海高压异常和华南及邻近地区对流层低层气旋式环流异常。上述原因均有利于华南地区降水的产生，反之亦然。上述结果在数值模式中亦得到了验证。

关键词IOD Modoki;华南后汛期;降水异常;环流异常

华南地区人口密集、经济发达，位于东亚季风区的南部，因其紧邻南海以及西北太平洋，是中国雨量最充沛的地区（陈君芝等，2019;王国栋等，2019）。华南降水异常不仅受东亚夏季风的影响（Gu et al.，2018），还与南亚夏季风异常存在密切关联（Kripalani and Kulkarni，2001）。印度洋作为中国西南季风的上游区，对中国南部降水有非常重要的作用（张舰齐等，2019），亦是中国夏季降水的主要水汽源地之一（Ninomiya and Kobayashi，1999）。因此，印度洋海温和西南季风异常对华南地区天气和气候有着不可忽视的影响（Yan et al.，2001;Jin et al.，2017;Zhang et al.，2019;张玲等，2021）。

华南地区年降水量峰值出现在4—6月的前汛期和7—9月的后汛期（梁建茵和吴尚森，2001）。汛期华南旱涝异常事件频发，给当地人民的生活、农作物的生长、社会经济的发展及交通运输业等造成巨大的影响。因此，华南汛期降水异常现象及其成因已成为当今社会关注的热点问题之一，由于影响降水异常的环境因素复杂，探究华南后汛期降水异常机理对完善华南地区降水异常理论体系，为深刻理解华南地区旱涝异常及防灾减灾工作提供了科学依据和线索。

华南汛期降水异常成因复杂，影响因子众多，如：东亚夏季风系统（施能等，1996）、西南季风系统（谢炯光等，2008）、华南地区临近海域海温异常（任雪娟和钱永甫，2000;林爱兰等，2010）及热带太平洋和印度洋海温异常（Nitta，1987;Wu et al.，2010;Chen et al.，2014;Huo and Jin，2016;Gu et al.，2018;李丽平等，2018）等。东亚夏季风与中国夏季降水的关系具有明显的区域特征，强夏季风时，雨带偏北，弱夏季风时，雨带偏南（施能等，1996）。此外，西南季风爆发偏早时，西南季风强度偏强，华南地区前汛期降水量以正常偏少为主，后汛期以正常偏多为主，反之亦然（谢炯光等，2008）。华南地区邻近海域对华南地区降水也有着重要的作用，南海地区大气活动以及附近海域登陆的热带气旋都会影响华南后汛期降水（何有海等，1998）。

关于热带太平洋和印度洋海温异常方面，近年来受到了越来越多的关注（Larkin and Harrison，2005;Ashok et al.，2007;Kao and Yu，2009;Kug et al.，2009）。El Nio-Southern Oscillation（ENSO）是热带太平洋重要的海气耦合现象，可根据其SSTA大值区分布位置大致分为东部型、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，印度洋偶极子（Indian Ocean Dipole，IOD;Saji et al.，1999）可根据其发生时间、生命史及空间分布型等特征定义为不同的类型（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正位相事件为热带西印度洋海温异常偏暖、热带东南印度洋海温异常偏冷（Saji et al.，1999）。研究发现一些IOD异常年SSTA正异常位于热带中印度洋，热带东南和西印度洋为海温负异常，并将该现象定义为IOD Modoki（Endo and Tozuka，2016）或印度洋三极子（Zhang et al.，2020）。

IOD事件和中国气候异常存在显著的联系（Guan and Yamagata，2003;Saji and Yamagata，2003;陈君芝等，2019）。IOD可通过季风-荒漠机制（Rodwell and Hoskins，1996）激发丝路型遥相关（Enomoto et al.，2003）和EAP／PJ型遥相关（Huang and Li，1987;Nitta，1987）影响中国东部气候异常（Guan and Yamagata，2003）。IOD事件还可通过影响越赤道气流和局地垂直环流影响华南后汛期降水异常（陈君芝等，2019）。然而，IOD Modoki事件是否和华南后汛期降水存在联系尚不清楚。如果二者存在联系，联系的物理机制如何？弄清该问题可为深刻理解华南后汛期降水异常提供科学依据和线索。

1 资料、方法和模式介绍

本文选用：1）1979—2019年英国Hadley气象中心提供的水平分辨率为1°×1°的月平均海表温度资料（Rayner et al.，2003）;2）1979—2019年CN05.1中国区域高分辨率降水格点数据（分辨率为0.25°×0.25°）（吴佳和高学杰，2013）;3）1979—2019年第五代ECMWF大气再分析全球气候数据（ERA5）水平分辨率1.25°×1.25°的月平均风场、地表气压场、比湿及垂直速度（Hersbach et al.，2020）。文中气候平均为1979—2019年7—9月季节平均的多年平均值。

因为华南后汛期降水异常及印度洋海温异常均存在显著的长期线性趋势及年代际变化（Wu et al.，2010;Chen et al.，2014;Huo and Jin，2016;Jin et al.，2017;Leung et al.，2020），故除图1a外，对所用资料均提取其年际分量，具体方法为：先扣除变量中的时间最小二乘线性趋势，对扣除线性趋势后的变量做9 a滑动平均，再将去趋势后变量减去滑动平均分量即为年际分量。ENSO对印度洋海温异常及中国气候异常存在显著影响（Xie et al.，2009;Huo and Jin，2016;Jin et al.，2017;王黎娟等，2018），本文拟揭示独立于ENSO的IOD Modoki事件和华南后汛期降水异常的联系和机理，因此除图1、图2a、图2b、图3a及图3b外，其余图形均利用线性回归方法滤掉了同期Nio4指数以扣除ENSO的影响。

参照Endo and Tozuka（2016）年对IOD Modoki事件的定义，将IOD Modoki指数定义为：

IIODM=IC-（IE+IW）／2，

其中：IC、IE和IW分别为热带中印度洋（65°～85°E，15°S～0°）、热带东印度洋（90°～110°E，10°S～0°）和热带西印度洋（40°～55°E，10°S～15°N）区域平均海温距平。

还利用了大气环流模式CAM（Community Atmosphere Model）5.3验证了基于观测资料得出的结果。水平分辨率为1.9°×2.5°，垂直方向为混合坐标，有30个垂直高度层，时间步长为30 min，具体的试验设计方案将在下文数值试验结果对应章节中介绍。

2 华南后汛期降水异常时空变化规律

1979—2019年华南后汛期期间气候平均降水（图1a）显示，降水大值区主要出现在云南南部、海南岛、广东省及广西壮族自治区（下文简称两广地区）沿海地区，极大值位于两广地区，可以达到1 000 mm以上。降水标准差呈南多北少分布形态，极大值亦位于两广地区，超过240 mm，故本文所指华南地区为两广地区。标准化后的华南区域平均降水异常时间序列（图1b）显示，华南后汛期降水异常存在显著的年际变化。降水正异常极大值年份为1994年，降水负异常极小值年为1998年。

3 华南后汛期降水异常和印度洋海温异常的关系

图2a为后汛期期间华南降水异常和印度洋-太平洋海温异常的相关系数空间分布，华南后汛期降水异常与赤道印度洋中部（东部和西部）呈显著正（负）相关，相关系数在印度洋的空间分布表现为IOD Modoki或印度洋三极子事件的空间分布（Endo and Tozuka，2016;Zhang et al.，2020）;PSC（precipitation anomalies in the South China，华南后汛期期间华南降水异常）和IOD Modoki指数的相关系数为0.35，且IOD Modoki和PSC时间序列具有较为一致的变化规律（图1b）。还注意到，华南后汛期降水异常还和同期的热带中（西）太平洋海温异常呈显著的正（负）相关关系，这表明华南后汛期降水异常和中部型ENSO事件存在联系。计算得出PSC和Nio4（160°～210°E，5°S～5°N）指数的相关系数为0.50，ENSO和印度洋海温异常之间亦存在密切联系（Schott et al.，2009;Xie et al.，2009），计算得到Nio4指数和IOD Modoki指数相关系数为0.20。尽管Nio4指数和IOD Modoki指数的相关系数并不显著，为了研究印度洋海温异常对华南后汛期降水异常的独立影响，还绘制了华南后汛期降水异常和热带印度洋海温异常扣除ENSO信号后的偏相关系数空间分布（图3b），可以发现在热带中印度洋仍有显著的正相关，热带西印度洋和热带东南印度洋亦存在负相关，PSC和IIODM均滤除Nio4指数后的相关系数为0.47，进一步说明滤除ENSO信号后，华南后汛期降水异常仍和IOD Modoki事件存在很好的正相关关系。

中国降水具有较强的局地性（Jin et al.，2015），PSC和后汛期期间中国南方降水异常相关系数的空间分布（图3a）显示，相关大值区位于两广及邻近地区，说明两广后汛期降水具有较为一致的变化，也表明本文选取两广地区作为研究区域是合理的。前文结果显示，华南后汛期降水异常和IOD Modoki事件存在显著的正相关关系，由后汛期期间IOD Modoki指数和中国南方降水相关系数（图3b）空间分布可以看出，IOD Modoki事件和华南降水确实存在较好的正相关关系，正相关系数显著区域位于两广大部分地区及湖南省南部，相关系数大值区位于广西西南部及广东西部地区，相关系数极大值超过0.6。滤除ENSO信号后相关系数空间分布（图3c）仍存在相似的空间分布结构。注意到，IOD Modoki指数还和长江中下游地区存在显著的负相关关系，滤除ENSO信号后该负相关关系仍然存在。

4 环流异常

4.1 水汽异常输送

为了了解印度洋海温异常对华南后汛期降水异常的影响，揭示导致降水异常的具体物理过程，检验了垂直积分水汽收支方程每一项对降水异常的贡献，方程如下：

其中：右边第二项为水汽平流项；右边第三项为风场散度项；右边第四项为水汽垂直输送项；方程（2）进一步将各变量分解为平均分量（-）和异常分量（′），得：

华南后汛期期间和IOD Modoki事件相联系的水汽异常输送（图4a）显示，水汽由IOD的东极子向西输送至热带中印度洋，这是由于东风异常不能像传统的IOD正位相年一样延伸至热带西印度洋（图4a和图6a，Endo and Tozuka，2016）。水汽输送至热带中印度洋后，一支向IOD Modoki的中间极子区域输送；一支向北半球输送，在科氏力的作用下转向东输送，增强了70°E附近的越赤道气流水汽异常输送。该支异常水汽沿阿拉伯海、印度次大陆、孟加拉湾和中南半岛输送至中国南海地区。南海至华南地区存在水汽通量的气旋式异常输送，华南大部分地区为水汽的辐合区域，有利于华南地区降水的产生。再进一步分析了和IOD Modoki事件相联系的水汽平流项（图4b）发现，热带东印度洋是湿平流区域，华南地区的平流贡献不显著，和IOD Modoki事件相联系的风场散度项（图4c）显示，热带东印度洋为辐散区域，对水汽辐合有负贡献，华南地区为辐

4.2 大气环流场异常

IOD Modoki指数回归的流函数和旋转风场（图6）显示，对流层低层热带东印度洋沿赤道存在一对对称的反气旋环流异常（图6a），这是大气对热带东南印度洋冷海温异常的Rossby波响应（Mastuno，1966;Gill，1980），IOD Modoki正位相时，热带印度洋中部暖海温异常，不利于东风异常运动至热带西印度洋（图6a;Endo and Tozuka，2016）。低层（850 hPa）的旋转风场（图6a）自热带东南印度洋至热带中印度洋有东南风异常，在阿拉伯海的东部转为西风异常，经印度半岛、孟加拉湾、中南半岛至南海，配合图4a的水汽异常输送路径，增强了输送至华南地区的水汽和低层气旋式环流异常，这都有利于华南降水的产生。注意到，对流层低层（图6a）、中层（图6b）和高层（图6c）日本海地区均存在流函数正异常及反气旋环流异常，说明IOD Modoki和日本海高压异常可能存在正相关关系。同时，对流层高层北非荒漠区、中亚荒漠区亦可观测到显著的反气旋环流异常及流函数正异常（图6c）。

IOD Modoki会引起孟加拉湾邻近地区对流层低层异常辐散（图7a）、高层异常辐合（图7b）以及异常下沉运动（图8）。亚洲季风区的异常下沉运动通过季风-荒漠机制（Rodwell and Hoskins，1996）激发了沿着急流向下游传播的Rossby波列（Guan and Yamagata，2003）。高、低IOD Modoki指数年250 hPa的波作用通量（Takaya and Nakamura，2001）及涡度异常合成场（图9）显示，副热带北大西洋东部、北非荒漠区及地中海西部周围正涡度异常，激发了沿急流向下游传播的准静止Rossby波，在里海至中亚荒漠区和日本海地区均有能量的堆积，增强了上述两个地区的高压异常（图6c）。而日本海地区的高压异常表现为相当正压结构（图6），对流层中下层日本海高压的增强使其南侧的东风异常增强，并引起华南至西北太平洋地区气旋环流异常（图6a、b），从而有利于华南地区降水的产生。

研究还发现，IOD Modoki事件正位相时，即热带印度洋中部海温正异常，热带东印度洋对流层低层异常辐散，华南地区和热带西印度洋异常辐合（图7a）;热带东印度洋对流层高层异常辐合，西北太平洋至华南地区和热带西印度洋为异常辐散（图7b）。和IOD Modoki事件相联系的高低层异常辐合辐散配置有利于热带东印度洋受异常下沉气流控制、华南地区受异常上升运动控制（图7），从而增强了东亚地区的Hadley环流（秦育婧和王盘兴，2015），Hadley环流正异常导致华南降水增加，亦有利于华南地区降水的产生。

5 数值试验结果

为了验证IOD Modoki事件对华南后汛期降水异常的影响机理，设计了两组试验，一组利用气候态的SST和海冰资料，驱动模式积分16 a，取第2至第16年结果作为控制试验（CTL）的结果;另一组试验将JAS期间IOD Modoki指数回归的热带印度洋区域（40°～110°E，20°S～10°N）海温异常叠加在7月、8月和9月的模式自带的气候平均SST场上，驱动模式积分16 a，将这组试验的第2至第16年结果作为IOD Modoki正海温异常敏感性试验（POS）结果。下文用POS和CTL试验的差值来验证观测资料中IOD Modoki正位相事件引起华南后汛期降水异常的物理机制。

POS和CTL试验降水差值合成场（图10）显示，热带中印度洋降水正异常、热带东南印度洋和西印度洋降水负异常。对流层低层，热带东印度洋至热带中印度洋亦存在东风异常，赤道南北印度洋有一对异常反气旋环流，尽管南半球的反气旋环流并不显著（图11a），这和观测结果（图6a）较为一致，说明模式可以较好地模拟出大气对IOD Modoki事件的响应。

POS和CTL试验降水差值合成场（图10）亦可以模拟出当IOD Modoki正位相时，后汛期期间华南降水异常偏多的现象。进一步分析模式的大气环流异常差值合成场发现，对流层高层北非、地中海及大西洋交界处、乌拉尔山及日本海区域存在反气旋环流异常（图11b），和观测的对流层高层里海至中亚荒漠区的反气旋环流异常相比（图6c），模式模拟的反气旋环流异常位于乌拉尔山附近、较观测偏北约10～20个纬度，模拟的日本海高压异常的范围亦略偏东北，但仍可以在对流层低层（图11a）模拟出日本海高压异常，其南侧气旋式环流异常，华南地区处于该气旋式环流异常的控制范围内，有利于降水的产生。

模式模拟的对流层低层热带北印度洋反气旋环流异常（图11a）亦有利于将印度洋暖湿气流输送至华南地区，从而有利于华南降水的产生。还可以发现，热带东印度洋低层辐散异常（图11c）、高层辐合异常（图11d），尽管模式模拟的部分辐合辐散异常区域并不显著且和观测的辐合辐散异常强度及位置存在一些差异，但是模式仍可以模拟出华南地区低层辐合（图11c）、高层辐散（图11d）这样的配置，使得华南地区受异常上升运动控制，从而有利于华南地区降水的产生。

上述分析表明，数值模式可以较好地模拟出热带印度洋和华南地区大气环流及降水异常对IOD Modoki事件的响应，验证了基于观测资料分析得出的结果。

6 结论与讨论

本文利用1979—2019年CN05.1中国区域高分辨率降水格点数据、英国Hadley中心观测海温数据、ERA5大气再分析资料及大气环流模式CAM5.3，研究了IOD Modoki事件与中国华南后汛期降水异常的关系及联系的可能物理机制，得出以下结论：

1）华南后汛期降水异常与热带印度洋中部（东、西部）海温异常呈显著正（负）相关关系，即华南后汛期降水异常和IOD Modoki事件存在正相关关系，这种关系是独立于ENSO事件的。

2）后汛期期间，水汽异常从热带印度洋东部向西输送至热带印度洋中部后，一部分向IOD Modoki的中极子区域输送，另有一部分水汽异常输送的路径为在70°E附近越过赤道转向东输送，沿阿拉伯海、印度次大陆、孟加拉湾和中南半岛输送至南海，华南地区为水汽辐合区，有利于华南地区降水的产生。热带印度洋东部地区为湿平流和风场辐散区域，华南地区为干平流和风场辐合区域，华南地区降水正异常的水汽辐合主要贡献项为平均水汽的水平扰动散度项和扰动引起的平均水汽垂直平流项。

3）IOD Modoki正位相时，热带东南印度洋海温负异常通过Mastuno-Gill响应引起对流层低层沿赤道存在一对反气旋环流异常。850 hPa自热带东南印度洋至热带中印度洋有东南风异常，在阿拉伯海的东部转为西风异常，华南地区气旋式环流异常;另一方面，热带东印度洋对流层低（高）层异常辐散（辐合），华南地区和热带西印度洋低（高）层异常辐合（辐散），形成的高低层配置增强了东亚地区的局地Hadley环流，有利于华南地区降水的产生。

4）IOD Modoki事件使得亚洲季风区受异常下沉运动控制，并通过季风-荒漠机制引起副热带北大西洋东部、北非荒漠区及地中海西部周围正涡度异常，激发了沿急流向下游传播的准静止Rossby波，在里海至中亚荒漠区和日本海地区均有能量的堆积，增强了上述两个地区的高压异常;而日本海高压正异常表现为相当正压结构，增强了其南侧的气旋式环流异常，亦有利于华南地区降水的产生。

以往的研究多认为华南前汛期降水异常和华南邻近区域海温异常及类ENSO现象存在联系（Huang and Li，1987;Nitta，1987;邓立平和王谦谦，2002;陈锐丹等，2012;Gu et al.，2018），华南后汛期降水异常和台风活动有关（何有海等，1998;孙婧超等，2019）。本文研究结果显示，华南后汛期降水不仅和印度洋海温异常存在联系，还和中部型ENSO事件存在显著的正相关关系。已有的研究工作，针对中部型ENSO事件和华南后汛期降水异常的关系及机理的较少，而本文因关注的重点是IOD Modoki事件对华南后汛期降水异常的独立联系，故未讨论CP型ENSO事件对华南后汛期降水异常的影响机理。发展期和衰减期CP型ENSO事件对华南后汛期降水异常的影响是否不同？其对华南后汛期降水异常的影响机理如何，都有待于未来进行深入研究。有意思的是，滤除ENSO信号后，IOD Modoki指数和华南区域平均降水相关系数有所提高，说明ENSO可能在IOD Modoki和华南降水联系中起到了负贡献的作用。上述假设未来尚需通过数值试验手段进一步验证。

需要说明的是，本文仅讨论了IOD Modoki对华南后汛期降水异常的影响机理，而IOD Modoki事件和长江中下游降水亦存在较为密切的负相关关系。后汛期期间，IOD Modoki事件通过何种途径影响长江中下游地区降水异常？另外，许多研究表明，华南和长江流域夏季降水在年际或年代际时间尺度存在反位相联系（Hsu and Lin，2007;Huang et al.，2012），而后汛期期间，华南和长江中下游降水是否仍存在反相关系？二者联系的物理机制如何？上述问题均需未来进一步研究。

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