2010, Vol. 53
2. 国家气候中心, 北京 100081
2. National Climate Center, Beijing 100081, China
ENSO（El Niño-Southern Oscillation）指每3~7年发生在赤道中东太平洋的大规模表层海水温度异常以及相应的热带大气环流异常现象，它是海气耦合系统最强的年际变化信号，能够影响全球范围的气候系统异常[1, 2].例如，ENSO能影响到东亚季风和我国的气候异常，在El Niño成熟期，东亚冬季风一般偏弱，我国南部降水偏多，而在其衰减期，长江流域降水偏多，常常产生严重的洪涝灾害[3~5].
对ENSO的理解、模拟和预测是海洋学家与气候学家的一个重要研究内容.对ENSO的本质理解，有两种不同的传统观点，即ENSO是循环性或偶发性的[6].从第一种观点来说，ENSO是一种自维持的持续性海气耦合振荡模态，El Niño事件衰减进入La Niña状态.现有的各种动力模型，如延迟振子、充放电振子、西太平洋振子和平流-反射振子，分别给出了不同的负反馈机制来解释ENSO的衰亡和位相转变，都属于这一类.而另一种观点认为，ENSO是热带海气耦合系统对外在扰动响应的异常状态，因此，气候系统在El Niño衰减后恢复平常态.信风崩溃[7]和1~2周的赤道西风爆发[8]都是这样的外在扰动.在实际观测中，部分El Niño事件衰减进入La Niña，而另一部分El Niño事件则衰减进入平常态.因此，这两种观点都能够得到验证，但又不能解释所有的现象.Philander和Fedorov[6]回顾了这方面的研究进展，认为稳定性分析、能量研究和数值模拟都表明，ENSO是一个由随机扰动激发的弱衰减性振子模态，即真实的ENSO是以上两种观点的折衷.这样引出如下问题：El Niño的衰减性/振荡性表现与其自身强度是否有关？换言之，El Niño的衰减结果与其强度是否存在某种关系？如果关系存在，是什么原因？
以上问题的核心在于El Niño的具体衰减过程.对ENSO衰减过程的阐释是现有ENSO理论之间的本质区别.延迟振子[9]是目前影响最大的ENSO动力模型，它认为风应力激发的Rossby波西传至太平洋西边界，反射成为冷性Kelvin波东传，从而降低赤道中东太平洋的海温并实现ENSO的位相反转.Jin[10, 11]提出了充放电振子理论，认为赤道中东太平洋西风异常引发Sverdrup传输的辐散引起赤道热容量的减少，从而海表温度（SST）正异常转变为负异常.在1年以上时间尺度，充放电振子和延迟振子理论二者本质是一致的[12].与延迟振子理论强调赤道东太平洋相比，Weisberg和Wang[13]强调西太平洋的重要性并提出了西太平洋振子模型，认为东太平洋海水增暖激发的中太平洋气旋对通过Ekman抽吸抬升西太平洋的温跃层，造成那里赤道外区域的海表温度降低和海平面气压升高，并因此产生赤道东风异常，后者激发冷性信号东传并降低赤道东太平洋的海温.Picaut等[14]提出了平流-反射振子模型，认为海洋波动在赤道太平洋东西边界的共同反射和平流作用提供了ENSO的负反馈机制.
在动力模型分析之外，关于El Niño的衰减，也有一些数值模拟和诊断分析方面的研究结果.一系列资料分析和数值模拟工作表明[15~19]，上层海水温度、热容量、海面高度等异常信号分别在赤道以及赤道北侧构成一个循环回路是ENSO循环的重要特征.Guilyardi和Delecluse[20]将ECHAM4/OPA海气耦合模式模拟和1997~1998年观测结果对比研究了El Niño的位相转变.他们的研究结果确认了西太平洋的热容量异常是ENSO位相转换的预兆信号，尤其在热带西北太平洋地区（westernNorth Pacific，简称WNP，5°N~15°N，120°E~170°E）.此外，他们提出了WNP热容量异常通过西太平洋近海岸洋流进入赤道这一信号传输过程.他们给出了El Niño衰减的框架结构：东太平洋海水偏暖通过Gill型大气响应在WNP产生气旋性环流，产生的海水上翻持续约6个月并减小WNP的热容量，热容量负异常信号沿着当地洋流传到赤道（约2个月），负异常信号通过冷性Kelvin波东传，导致东太平洋海水变冷，引发El Niño衰亡.Chan和Xu[21]采用分组合成分析的方法，研究了1950~1997年期间El Niño分别在春季、夏季衰减进入La Niña和平常态的区别，认为ENSO的位相转换是南北半球副热带高压异常导致的中东太平洋信风增强并激发海洋Rossby波向西传，并在西太平洋边界反射来实现的.Zhang和McPhaden[22]通过模式模拟发现北太平洋的经向风冷却在强El Niño衰减过程中有重要作用，薛峰和何卷雄[23]在分析El Niño演变过程时也注意到了外热带经向风的重要作用.
综上所述，我们重点研究El Niño衰减结果与自身强度的关系.我们关注以下具体问题：（1）二者之间是否存在某种关系；如果存在，（2）什么原因导致了这种关系的存在；（3）不同强度和不同衰减结果El Niño过程中的具体衰减机制和已有的理论之间有何区别.本项研究分为两大部分，本文为第一部分，我们从统计分析上探讨El Niño衰减结果与自身强度的关系，并对强El Niño的衰减过程进行分析.第2节介绍所使用的数据和分析方法，第3节阐述El Niño衰减结果和自身强度的关系，第4节探讨海洋环流变量在强El Niño衰减过程的表现，第5节介绍大气环流变量在强El Niño衰减过程中的表现，第6节讨论强El Niño衰减过程中海气耦合的表现和作用，以阐述决定强El Niño衰减结果的物理机制，最后一节是结论.
2 数据和方法本文研究主要采用了El Niño指数序列和大气、海洋环流方面的数据.我们用Niño3.4区（5°S~5°N，120°W~170°W）月平均海表温度异常指数序列表征El Niño的强度，时间跨度为1950~2006年，由美国国家气候中心提供.大气环流资料包括海平面气压场（SLP）和850 hPa风场，来自于NCEP-NCAR月平均再分析资料集[24]，分辨率为2.5°×2.5°，时间跨度为1948~2006年.海洋资料有两个来源，月平均海表温度（SST）资料为美国国家海洋大气局（NOAA）发展的ERSST第二个版本[25]，分辨率为2°×2°，资料长度为1854~2006年.此外，上层海洋温度（垂直方向分层为0，20，40，60，80，120，160，200，240，300，400 m共11层）和0~400 m热容量数据来自于Scripps Institution of Oceanography，即JEDAC资料（http://jedac.ucsd.edu/），时间长度为1955~2003年，水平分辨率为5°×2°.
我们的研究对象为1951~2004年期间的El Niño事件.环流异常是基于1971~2000年气候平均值计算的.此外，为了滤除高频信号，我们对各项数据进行了3个月平滑处理.El Niño事件的强度定义为该事件3月平滑后Niño3.4指数的峰值.主要的研究方法是合成分析，并通过个例检查来检验合成结果.在正文和附图中，赤道太平洋指太平洋沿赤道5°S~5°N的部分.此外，我们把El Niño的发生年、衰减年和衰减第二年分别标记为0年、+1年、+2年.
3 El Niño衰减结果与自身强度的关系我们借鉴了美国气候预测中心的方法定义El Niño事件.具体而言，对Niño 3.4指数作3月滑动平均，当持续5月以上超过0.5℃，就称为一次El Niño.由于环流异常特征在弱的El Niño事件中很不显著，我们排除了峰值小于0.7℃的事件，只保留具有一定强度的暖事件.此外，1986~1988年暖事件持续了2年，并且位相不锁定，其峰值出现在夏季，为避免干扰合成结果，因此把该事件也排除在外.这样，我们得到12个El Niño事件，分别为1951~1952，1957~1958，1963~1964，1965~1966，1969~1970，1972~1973，1977~1978，1982~1983，1991~1992，1994~1995，1997~1998和2002~2003事件.
对这12个事件按照强度进行排列，我们发现相似强度的El Niño具有相似的衰减结果.具体而言，根据强度相近并且衰减结果相同的原则对这12个事件分组，则El Niño从弱到强，衰减为平常态（1951~1952，1977~1978），衰减为La Niña（1963~1964，1969~1970，1994~1995），衰减为平常态（1957~1958，1965~1966，1991~1992，2002~2003），衰减为La Niña（1972~1973，1982~1983，1997~1998）.因此，我们把这12个El Niño事件分为强、中等、较弱和弱4组（图 1）.从峰值强度上看，2℃以上和1~1.3℃之间的事件都衰减为La Niña，而1.6~1.9℃和0.9℃以下的事件都衰减进入平常态.这样，El Niño的衰减结果与自身强度之间存在显著的非线性特征.
|
图 1 强（a）、中等（b）、较弱（c）和弱（d）El Niño的演变过程（单位：℃，不同线型表示不同的El Niño事件） （unit：℃，Different-style lines mean different El Niño events） Fig. 1 The evolution of the strong (a), moderate (b), relatively weak (c) and weak (d) El Niño |
从图 1可以看出，我们选取的这12个El Niño事件都具有位相锁定的特征，即事件在当年年底至次年年初强度最大，并在次年春、夏季衰亡.基于这种位相锁定特征，我们能够对它们作合成分析，考察海洋和大气变量在强、中等和较弱3组El Niño事件演变特征的异同.由于弱El Niño如1951~1952和1977~1978事件强度过小，环流异常噪音相对很大，而且研究所用数据时间跨度有限，我们不分析该组ENSO事件.
4 赤道温跃层温度、海表温度和上层海洋热容量分析ENSO是典型的热带海气耦合现象.在热带，大气变化为快过程，而海洋的调整时间要长得多，这种海洋对大气变化的记忆性和延迟反应是ENSO现象的核心所在[26].此外，关于ENSO有一个主流观点：ENSO是热带太平洋质量和热量的再分布.基于这种特征，我们首先分析强El Niño过程中的海洋变化特征.
4.1 赤道温跃层温度图 2给出了强El Niño演变过程中次表层的异常变化，它表明，暖事件和随之而来的冷事件都是次表层海温正异常自西太平洋向中东太平洋传播导致的.显著的海温异常在0年1月位于西太平洋温跃层附近，之后快速东移，在5月到达中太平洋，此后原地发展，在7月之后缓慢衰减，并于次年3月基本消失.随后的La Niña以相似的方式出现，次表层海温负异常开始出现于0年9月份，并在El Niño盛期显著增强，控制了赤道西太平洋.该负异常自出现后就开始缓慢东移至+1年年底，并最终控制中东太平洋，从而导致冷事件的发生.比较可知，负异常信号相对正异常信号偏强，传播持续时间也偏长.此外，需要注意的是，暖事件盛期伴随着西太平洋次表层负异常的出现，而在其后La Niña事件盛期并没有出现西太平洋的次表层正异常，这与La Niña事件往往持续好几年的情形相一致（图 1）.
|
图 2 强El Niño中赤道太平洋上层海水温度异常随时间的变化 垂直坐标为海水深度，单位为m，等值线间隔0.5℃，强度大于1.0℃和2.0℃的区域分别用浅灰、深灰色标记. Fig. 2 The evolution of sea-water temperature anomalies along the equatorial Pacific for the strong El Niño The y-axis means the depth (unit:m) of sea-water, the contour interval:0.5℃, areas with intensity more than 1.0 and 2.0℃ are shaded with light and heavy grey, respectively. |
但从海表温度来看（图略），强El Niño过程中正负异常自西太平洋东移的现象并不显著，其主要特征为SST负异常在中太平洋原地发展.这是因为，赤道西太平洋为暖水区，海表温度常年大于31℃，温跃层深厚，东太平洋海表偏冷，温跃层很浅，这种分布使得异常信号沿着温跃层以Kelvin波的形式东传时逐渐上移，并在中太平洋达到海面.在El Niño衰减的+1年，中太平洋SST异常急剧减弱，正异常在3月已不明显，而负异常则在5月出现，并持续发展至年底，标志着La Niña的发生. Li[27]注意到了这种SST异常原地发展的情况，据此提出了准静止SST模态的概念，认为ENSO循环是这种模态在Walker环流和Hadley环流作用下的振荡过程.
4.2 上层海洋热容量变化ENSO以上层海洋和大气质量和热量在整个热带太平洋再分配为主要特征，上层海洋热容量变化是ENSO现象的本质体现.Jin[10, 11]的充放电振子模型，就是把ENSO描述为热带太平洋热容量的充放电式的变化.现有的理论一般认为西太平洋的热容量变化是ENSO位相转换的先兆，如Wyrtki[7]的诊断研究，以及延迟振子、充放电振子和西太平洋振子模型.而且，人们越来越注意到WNP热容量信号对ENSO位相变化的指示作用[18, 28].
在强El Niño中，热容量负异常有三个明显的阶段性特征（图 3）：第一阶段为0年5~9月，负异常首先在WNP出现并持续增强和向赤道扩展；第二阶段为0年11月至+1年1月，即El Niño盛期，负异常沿南赤道辐合带向赤道以南扩展，东边界达到日界线以东；在第三阶段，即+1年3~11月，随着El Niño盛期的结束，负异常在WNP区域迅速衰弱并消失，其主体沿赤道偏南缓慢东移，至年底到达中东太平洋.这种负异常信号的传播特征与Guilyardi和Delecluse[20]的研究结果基本吻合.出于简化和与前文保持一致，这种复杂的西太平洋负异常信号传播，我们依旧称之为信号东传.
|
图 3 强El Niño中热带太平洋上层海水热容量异常的演变过程 单位：109W·m-2，异常强度大于1.0×109W·m-2的正值区、负值区分别用浅灰和深灰色标记. Fig. 3 The evolution of upper-ocean heat storage over the tropical Pacific for the strong El Niño Unit:109W·m-2, regions above 1.0×109W·m-2 and below -1.0×109W·m-2 are shaded by light and heavy grey, respectively |
Guilyardi和Delecluse[20]认为WNP的热容量负信号通过西太平洋边界洋流作用向赤道传播.但是，图 3表明，WNP热容量负信号向赤道的传播，在WNP中间区域最显著，而不是在西太平洋西边界附近.因此，热容量信号从WNP向赤道传播应当是通过其他途径实现的，我们将在第6节作进一步讨论.
5 850hPa风场和海平面气压场分析ENSO是热带海气相互作用的结果，大气通过风应力影响海洋，而海洋通过SST变化以感热形式反过来影响大气[8].在这一节里，我们分析强El Niño过程中对流层低层风场（850hPa）和海平面气压场的变化.
5.1 850 hPa风场对流层低层的风场变化是热带海气相互作用的核心要素之一.信风变化是El Niño发生发展的主要条件和表现之一[7].从赤道太平洋850hPa的纬向风异常来看，强大的赤道西风异常自西太平洋向中东太平洋的移动和扩展贯穿了强El Niño从发生至盛期整个过程；赤道东风异常在0年10月，即El Niño接近成熟期，开始出现在海洋大陆和远西太平洋，此后以与前期西风异常类似的方式一边增强，一边东传，在+1年年底控制赤道太平洋的绝大部分地区（图 4）.从风场的水平分布来看（图略），该异常环流是位于南海-菲律宾海附近异常反气旋（由于该反气旋控制了WNP大部分区域，尤其是其中西部，以下称之为WNP反气旋）的一部分.
|
图 4 强El Niño中850 hPa赤道太平洋 纬向风异常的经度-时间剖面（单位：m·s-1） Fig. 4 The longitude-time cross-section of 850 hPa meridional wind anomalies along the equatorial Pacific for the strong El Niño (unit:m·s-1) |
南方涛动，即东南太平洋与澳大利亚-印度洋之间的SLP跷跷板变化，是ENSO事件中的大气核心特征.南方涛动在强El Niño中表现出了明显的负位相特征，即东南太平洋低压异常与澳大利亚高压异常共同存在.此外，在强El Niño事件中（图 5），这种异常分布具有明显的东移特征.高压异常在0年5月，位于澳大利亚附近，此后持续东移，东移跨越暖位相发展和衰亡阶段，甚至包括之后La Niña的发生和发展过程.由于南方涛动是准定常的，这种热带太平洋SLP模态不是纯粹的南方涛动，其实质是南方涛动与White和Cayan[29]定义的全球ENSO波（global ENSO wave）的混合.
|
图 5 强El Niño中海平面气压异常随时间的变化 等值线间隔0.5 hPa，强度大于1.0 hPa的正负异常区域分别用浅灰、深灰色标记. Fig. 5 The evolution of sea level pressure anomalies for the strong El Niño The contour interval: 0.5 hPa, areas with intensity more than 1.0 hPa are shaded with light and heavy grey, respectively. |
南北两个半球的副热带信号与南方涛动/全球ENSO波信号有着密切但又不同的关系.虽然南北半球副热带信号都是南方涛动信号的一部分，但南方涛动的正、负异常主体部分偏向于南半球.南半球副高正异常信号在+1年3月前后经历一次跳跃式发展，从日界线以西传播至东南太平洋.北半球的高压异常中心，只是在0年9月，即接近暖位相的盛期，才出现在WNP，这使得南方涛动的正位相显示出基本沿赤道对称的马蹄形特征，这与下垫面的SST异常分布一致（图略）.WNP高压异常中心，与流场的WNP反气旋对应，在强El Niño盛期显著增强，此后强度明显减弱，但仍长时间维持，至El Niño次年7月后才缓慢消失.与南半球高压异常相比，WNP表现出了缓慢而有限的东移，其活动范围局限在中西太平洋.
6 讨论我们在4~5节分析了强El Niño发展和衰减过程中相关海洋和大气变量的环流变化，本节在此基础上探讨控制强El Niño衰减的物理动力机制，以及动力机制对ENSO强度的选择性.
6.1 负信号东传对强El Niño衰减的作用综合4~5节的分析，从海洋变量来看，负异常信号东传决定了强El Niño向La Niña转变的海洋物理过程，其主体特征是热容量异常信号从WNP向赤道扩展并东传，它在温跃层最明显，主导了强El Niño向La Niña的转换.从大气变量来看，SLP异常和850 hPa风场异常是一致的.在强El Niño盛期以及衰减阶段，WNP高压异常对应当地的反气旋性气流异常，赤道西太平洋东风异常为其中一部分，赤道东风异常向中东太平洋的扩展与WNP高压异常的缓慢东移同步，成为强El Niño向La Niña转变的主要大气变化现象.以上说明，上层海洋热容量和温度以及大气低层纬向风变量的负信号沿赤道东传是决定强El Niño衰减结果的主导物理过程.
6.2 热带西北太平洋热容量以及气压、风场异常现有的动力理论认为西太平洋的热容量变化在ENSO位相转变中起先兆作用，观测和模拟结果强调其WNP部分的信号[20, 28].关于该地区热容量变化的物理机制有两种：自由Rossby波效应[27, 30]和强迫Rossby波效应[9, 13, 28].前者认为东太平洋海水增暖激发Gill型大气响应，大气响应进一步激发西传的海洋Rossby波，其积累效应导致冷水在太平洋西边界大量积聚，从而WNP温跃层变浅；后者认为WNP对东太平洋海水增暖响应，其局地气旋性风场引起Ekman抽吸，使得当地温跃层变浅. Guilyardi和Delecluse[20]认为，对1997~1998事件的衰减而言，强迫Rossby波起决定性的作用；而对不同ENSO事件，强迫和自由Rossby波的相对重要性可能是不同的.我们在第4节给出了强El Niño中热容量的变化，这支持了强迫Rossby波的观点.
从环流配置来看，WNP区域在强El Niño的盛期表现了清晰的海气耦合结构，当地热容量减少表明温跃层变浅，海温偏低，WNP东部为气旋性结构下的向赤道流；西部为反气旋结构，东风异常分布在南侧赤道区域，西侧为偏南风.Wallace等[1]文中的图 8描述了冷舌指数回归的SLP异常场，其北半球部分也与这种分布一致.
|
图 6 强El Niño的衰减过程示意图 内部长虚线框为热带西北太平洋海气作用，外部短虚线框内为El Niño向La Niña转换的物理框架. Fig. 6 Schematic diagram showing the decay progress of the strong El Niño The inner dotted frame denotes the air-sea interaction over the western North Pacific.The outer dotted frame shows the whole physical progress for the transformation of El Niño to La Niña. |
东部气旋和西部反气旋异常的产生原因是显著不同的.WNP东部的气旋性结构是大气对赤道中东太平洋海水增暖的Gill型大气响应，这种环流结构加强了局地的信风强度和蒸发，并同时通过Ekman抽吸抬升WNP的温跃层，这样，当地SST降低，对流受抑制，进而激发Gill型大气响应产生了WNP西部的反气旋[13, 31].刘琳和于卫东[32]对次表层海温和大气旋度的分析也支持了这一点.Wang等[31]把西部反气旋异常命名为菲律宾海反气旋，并给出了该高压异常的产生机理（其文中图16）.
6.3 强El Niño衰减的物理过程在以上分析基础上，我们可以认为，强El Niño衰减的主要过程如下（图 6）：赤道中东太平洋海水增暖通过Gill型响应激发中太平洋异常气旋对；后者通过Ekman效应减小WNP的热容量，抬升温跃层，还可以通过增强赤道外信风增强局地的蒸发，从而使得当地海表温度降低，对流受抑制，进而通过Gill响应引起WNP异常反气旋，后者通过局地海气相互作用长时间维持和缓慢东移，造成其南侧赤道东风异常缓慢东扩，赤道东风异常的维持和东扩持续激发Kelvin波，携带自WNP传入赤道的热容量负异常东传，最终导致赤道中太平洋出现La Niña.
上述过程基本与Weisberg和Wang[13]的西太平洋振子理论和Guilyardi和Delecluse[20]的动力框架相似，都强调西太平洋，尤其WNP在ENSO位相转变的作用.但是，它们之间也有显著不同.Guilyardi和Delecluse[20]认为西太平洋边界流对热容量的向赤道输送非常重要，但图 3显示负热容量信号自WNP向赤道的传输不是发生在海洋大陆边缘，其强度最大值出现在西太平洋中部，这是强迫Rossby波效应/Ekman效应在负热容量信号向赤道传输中的具体表现.此外，对西太平洋振子理论来说，它没有关注WNP反气旋及其南侧东风异常沿赤道东移的现象.对1997~1998事件的观测分析表明，在决定El Niño衰减的冷性Kelvin波东传中，东风异常的作用比西太平洋边界反射更显著[33]，我们给出的强El Niño衰减框架也支持了这一结论.
值得注意的是，温跃层反馈机制主导的延迟振子模[6]不是这种异常信号东传的主导原因.这是因为，这种模态描述的是海表温度异常的持续东移，如我们研究所示，在观测中，次表层海温异常东传是强El Niño海洋信号的主体，同期海温信号则表现为中太平洋异常的增强和扩展，而纬向移动特征则不明显.因此，虽然WNP反气旋主导的赤道东风异常能够为其提供深厚的纬向风背景，但该东传模态对强El Niño的衰减作用并不明显.
6.4 负异常信号东传对强El Niño的依赖性赤道东风异常自西太平洋向中太平洋的持续性扩展是强El Niño衰减进入La Niña的关键因素，它意味着Walker环流的增强，并能够持续激发海洋Kelvin波东传，进而导致中东太平洋海温降低. Wang等[31]认为WNP反气旋受其东侧冷性气旋风异常控制，并在正反馈作用下缓慢东移，这样能够引导其南侧的赤道东风异常向东扩展.WNP反气旋是赤道中东太平洋海水增暖间接激发的大气响应，因此，它虽然由局地正反馈机制维持，其存在和东移对强度很大的El Niño却有很强的依赖性（Wang等[31]），这能够解释为何它在强El Niño中表现明显，而在强度偏弱的暖事件中则不够明显.因此，WNP反气旋对强El Niño的依赖性是异常信号东移对ENSO强度具有选择性的根源.
7 结论本文通过对El Niño强度和衰减结果的分析，揭示了El Niño衰减结果与自身强度存在密切的非线性关系.根据强度相似和衰减结果相同的原则，我们把1951~2004年期间的12次El Niño事件分为强、中等、较弱和弱4类.我们发现，强和较弱El Niño衰减进入La Niña，但是中等和弱El Niño衰减进入平常态.这暗示不止存在一种物理机制主导ENSO由暖事件向冷事件转变.
强El Niño的衰减过程表明，负异常信号自西太平洋向中东太平洋的东传主导了强El Niño事件向La Niña的转变.在强El Niño盛期，中东太平洋海温异常激发中太平洋大气Gill型响应，出现气旋性异常环流，后者通过Ekman效应以及当地信风和蒸发的增强，减少了WNP的热容量，降低当地SST，并激发WNP西部出现反气旋异常，该反气旋异常通过局地海气相互作用维持和缓慢东移，使得其南侧赤道东风异常持续存在并且东扩，WNP热容量负异常通过强迫Rossby效应/Ekman效应进入赤道，赤道东风异常持续激发冷性Kelvin波携带热容量负信号东传并降低赤道中东太平洋的海温，导致La Niña的出现.这种动力框架类似于Weisberg和Wang[13]的西太平洋振子，支持了WNP热容量在ENSO位相转变中起先兆作用的观点.但是，它强调了WNP大气异常反气旋在强El Niño位相转变中的核心作用.WNP反气旋的维持和缓慢东移是赤道东风异常维持和发展的原因，而后者通过激发Kelvin波导致了ENSO从El Niño向La Niña的转变.相比之下，海洋波动在西太平洋边界的反射作用在强El Niño过程中并不显著，即使存在，也处于次要地位.由于WNP异常反气旋是El Niño间接产生的，于是负信号东传仅在El Niño达到很大强度的情况下才出现.这样，上述机制对El Niño的强度具有选择性.
需要指出的是，由于现有数据的限制，本文的研究分析只是基于12个El Niño样本，从而统计显著性是有限的，研究结果需要以后发生的El Niño进行验证.此外，我们推测，ENSO现象的气候背景存在年代际以及更长时间尺度的变化，这导致El Niño衰减进入平常态或La Niña的阈值可能并非稳定的常数.
| [1] | Wallace J M, Rasmusson E M, Mitchell T P, et al. On the structure and evolution of ENSO-related climate variability in the tropical Pacific:lessons from TOGA. J.Geophys.Res. , 1998, 103: 14241-14259. DOI:10.1029/97JC02905 |
| [2] | Ropelewski C F, Halpert M S. Global and regional scale precipitation patterns associated with the El Niño/Southern Oscillation. Mon.Weather Rev. , 1987, 115: 1606-1626. DOI:10.1175/1520-0493(1987)115<1606:GARSPP>2.0.CO;2 |
| [3] | 龚道溢, 王绍武. 近百年ENSO对全球陆地及中国降水的影响. 科学通报 , 1999, 44(9): 852–856. Gong D Y, Wang S W. Impacts of ENSO on rainfall of global land and China. Chinese Science Bulletin (in Chinese) , 1999, 44(9): 852-856. DOI:10.1007/BF02885036 |
| [4] | 孙旭光, 杨修群. El Niño演变不同阶段东亚大气环流年际异常型的数值模拟. 地球物理学报 , 2005, 45(3): 501–510. Sun X G, Yang X Q. Numerical modeling on interannual anomalous atmospheric circulation patterns over East Asia during different stages of an El Niño event. Chinese J.Geophys. (in Chinese) , 2005, 45(3): 501-510. |
| [5] | 薛峰, 刘长征. 中等强度ENSO对中国东部夏季降水的影响及其与强ENSO的对比分析. 科学通报 , 2008, 53(5): 791–800. Xue F, Liu C Z. The influence of moderate ENSO on summer rainfall in eastern China and its comparison with strong ENSO. Chinese Science Bulletin (in Chinese) , 2008, 53(5): 791-800. DOI:10.1007/s11434-008-0002-5 |
| [6] | Philander S G, Fedorov A. Is El Niño sporadic or cyclic. Annu.Rev.Earth Planet.Sci. , 2003, 31: 579-594. DOI:10.1146/annurev.earth.31.100901.141255 |
| [7] | Wyrtki K. El Niño-the dynamic response of the equatorial Pacific Ocean to atmospheric forcing. J.Phys. Oceanogr. , 1975, 5: 572-584. DOI:10.1175/1520-0485(1975)005<0572:ENTDRO>2.0.CO;2 |
| [8] | Philander S G. El Niño Southern Oscillation phenomena. Nature , 1983, 302: 295-301. DOI:10.1038/302295a0 |
| [9] | Suarez M J, Schopf P S. A delayed action oscillator for ENSO. J. Atmoa. Sci. , 1988, 45: 3283-3287. |
| [10] | Jin F F. An equatorial recharge paradigm for ENSO, Ⅰ, Conceptual model. J. Atmos. Sci. , 1997, 54: 811-829. DOI:10.1175/1520-0469(1997)054<0811:AEORPF>2.0.CO;2 |
| [11] | Jin F F. An equatorial recharge paradigm for ENSO, Ⅱ, A stripped-down coupled model. J. Atmos. Sci. , 1997, 54: 830-847. DOI:10.1175/1520-0469(1997)054<0830:AEORPF>2.0.CO;2 |
| [12] | Chang P, Yamagata T, Schopf P, et al. Climate fluctuations of tropical coupled systems-the role of ocean dynamics. J. Climate , 2006, 19: 5122-5174. DOI:10.1175/JCLI3903.1 |
| [13] | Weisberg R H, Wang C. A western Pacific oscillator paradigm for the El Niño-southern Oscillation. Geophys. Res. Lett , 1997, 24: 779-782. DOI:10.1029/97GL00689 |
| [14] | Picaut J, Masia F, Penhoat Y. An advective-reflective conceptual model for the oscillatory nature of the ENSO. Science , 1997, 277: 663-666. DOI:10.1126/science.277.5326.663 |
| [15] | 李崇银, 穆明权. 厄尔尼诺的发生与赤道西太平洋暖池次表层海温异常. 大气科学 , 1999, 23(5): 513–521. Li C Y, Mu M Q. ENSO occurrence and subsurface ocean temperature anomalies in the equatorial warm pool. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese) , 1999, 23(5): 513-521. |
| [16] | 巢清尘, 巢纪平. 热带西太平洋和东印度洋对El Niño发展的影响. 自然科学进展 , 2001, 11(12): 1293–1300. Chao Q C, Chao J P. The influences of tropical western Pacific and eastern Indian Ocean on the advance of El Niño. Progress in Natural Sciences (in Chinese) , 2001, 11(12): 1293-1300. |
| [17] | 周广庆, 李崇银. 西太平洋暖池次表层海温异常与El Niño关系的CGCM模拟结果. 气候与环境研究 , 1999, 4(4): 346–352. Zhou G Q, Li C Y. Simulation on the relation between the subsurface temperature anomaly in western Pacific and ENSO by using CGCM. Climatic and Environmental Research (in Chinese) , 1999, 4(4): 346-352. |
| [18] | 于卫东, 乔方利. ENSO事件中热带太平洋上层海洋热含量变化分析. 海洋科学进展 , 2003, 21(4): 446–453. Yu W D, Qiao F L. Analysis of the heat content variability of the tropical Pacific upper ocean during ENSO events. Advances in Marine Science (in Chinese) , 2003, 21(4): 446-453. |
| [19] | 乔方利, 于卫东, 袁业立. 厄尔尼诺/拉尼娜信号循环回路及其传播特性研究. 海洋学报 , 2004, 26(4): 1–8. Qiao F L, Yu W D, Yuan Y L. On the circuit and propagation of El Niño/La Niña signals. Acta Oceanologica Sinica (in Chinese) , 2004, 26(4): 1-8. |
| [20] | Guilyardi E, Delecluse P. Mechanisms for ENSO phase change in a coupled GCM. J. ClimaLc , 2003, 16: 1141-1158. DOI:10.1175/1520-0442(2003)16<1141:MFEPCI>2.0.CO;2 |
| [21] | Chan C L, Xu J. Physical mechanisms responsible for the transition from a warm to a cold state of the El Niño-Southern Oscillation. J. Climate , 2000, 13: 2056-2071. DOI:10.1175/1520-0442(2000)013<2056:PMRFTT>2.0.CO;2 |
| [22] | Zhang X, McPhaden M J. Wind stress variations and interannual sea surface temperature anomalies in the eastern equatorial Pacific. J. Climate , 2006, 19: 226-241. DOI:10.1175/JCLI3618.1 |
| [23] | 薛峰, 何卷雄. 外热带大气扰动对ENSO的影响. 地球物理学报 , 2007, 50(5): 1311–1318. Xue F, He J X. The influence of the extratropical atmospheric disturbances on ENSO. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese) , 2007, 50(5): 1311-1318. |
| [24] | Kalnay E, Kanamitsu M, Kistler R, et al. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. Bull. Amer. Meieorol.Soc. , 1996, 77: 437-471. DOI:10.1175/1520-0477(1996)077<0437:TNYRP>2.0.CO;2 |
| [25] | Smith T M, Reynolds R W. Improved extended reconstruction of SST (1854-1997). J. Climate , 2004, 17: 2466-2477. DOI:10.1175/1520-0442(2004)017<2466:IEROS>2.0.CO;2 |
| [26] | Philander S G. A review of tropical ocean-atmosphere interactions. Tellus , 1999, 51(A-B): 71-90. |
| [27] | Li T. Phase transition of the El Niño-Southern Oscillation: a stationary SST mode. J. Atmos. Sci. , 1997, 54: 2872-2887. DOI:10.1175/1520-0469(1997)054<2872:PTOTEN>2.0.CO;2 |
| [28] | Wang B, Wu R, Lucas R. Roles of the western Pacific wind variation in thermocline adjustment and ENSO phase transition. J. Meteorol. Soc. Japan , 1999, 77: 1-16. |
| [29] | White W B, Cayan D R. A global ENSO wave in surface temperature and pressure and its interdecadal modulation from 1900 to 1997. J. Geophys. Res. , 2000, 105: 11223-11242. DOI:10.1029/1999JC900246 |
| [30] | Perigaud C, Melin F, Cassou C. ENSO simulated by intermediate coupled models and evaluated with observations over 1970-98.Part Ⅰ: role of the off-equatorial variability. J. Climate , 2000, 13: 1605-1634. DOI:10.1175/1520-0442(2000)013<1605:ESBICM>2.0.CO;2 |
| [31] | Wang B, Wu R, Fu X. Pacific-East Asian teleconnection: How does ENSO affect East Asian climate?. J.ClimaLc , 2000, 13: 1517-1535. DOI:10.1175/1520-0442(2000)013<1517:PEATHD>2.0.CO;2 |
| [32] | 刘琳, 于卫东. ENSO循环之中的海气相互响应一一对次表层海温和大气旋度的资料分析. 地球物理学报 , 2006, 49(1): 45–51. Liu L, Yu W D. Analysis of the characteristic time scale during ENSO. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese) , 2006, 49(1): 45-51. |
| [33] | McPhaden M J. Genesis and evolution of the 1997-98 El Niño. Science , 1999, 283: 950-954. DOI:10.1126/science.283.5404.950 |