12 海洋学报 39 卷 [1 2] 象自身的多样性和复杂性, 其发生发展演变过程很难预测, 对 ElNi o 现象进行预测具有很强的不确定性, 进而大大增加了 ElNi o 气候效应的预测难度 关于 ElNi o 对我国夏季降水影响的研究已有很多 在不同研究中, 由于事件个例选择的差异, 其 [3

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1 第 39 卷第 1 期海洋学报 Vol.39,No 年 1 月 HaiyangXuebao January2017 陈圣稢, 何金海. 两类 ElNi o 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 [J]. 海洋学报,2017,39(1):11-27,doi: /j.issn ChenShengjie,HeJinhai.DiferentdecayingcharacteristicsfortwotypesofElNi oandtheirrelationshipswiththesummerrainfalin China[J].HaiyangXuebao,2017,39(1):11-27,doi: /j.issn 两类犈犾犖犻 狅不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 陈圣稢 1, 何金海 2 (1. 江苏省气象台, 江苏南京 ;2. 南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室, 江苏南京 ) 摘要 : 利用中国气象局 743 站日降水 NCEP /NCAR 大气环流 英国气象局 Hadley 中心全球月平均海表温度 (SST) 等资料, 探讨了两类 ElNi o 不同衰减型的演变特征及其对衰减阶段夏季 (6-8 月 ) 我国降水异常分布的可能影响 根据海表温度异常 (SSTA) 沿赤道 (5 S~5 N) 的演变特征,EP ElNi o 存在两种衰减型 : 自东向西 (E-W) 衰减 ( 大于 0.5 的海温正距平首先在南美沿岸消失, 并向西扩展 ) 和自西向东 (W E) 衰减 ( 大于 0.5 的海温正距平首先在赤道中太平洋消失, 并向东扩展 );CP El Ni o 存在 3 种衰减方式 : 对称 (S) 衰减 ( 赤道中太平洋暖海温的发展和衰减关于某一峰值对称 ) 延迟 (P) 衰减 ( 衰减阶段紧接着呈现 EP ElNi o 分布 ) 突然 (A) 衰减 ( 衰减阶段紧接着发生 EP LaNi a 事件 ) 对于 EP ElNi o, 在华北 华南 长江和黄河 ( 简称两河 ) 之间及两河的上游地区,E-W 与 W-E 衰减阶段夏季降水呈现完全相反的异常分布特征 E-W 衰减阶段夏季两河之间及上游地区偏旱的可能性显著增大, 华北地区降水异常偏多, 长江以南略偏多 ; 而 W-E 衰减阶段夏季, 两河之间及上游地区降水偏多, 降水异常大值中心主要位于沿江地区, 华南大部和华北地区降水明显偏少 对于 CP ElNi o 的 3 种衰减方式 : 夏季降水异常大值带在 S 衰减方式下主要位于黄河和淮河之间 ; 在 P 方式衰减时, 出现在长江流域 ; 而在 A 型衰减时, 主要位于黄河下游地区 S 和 A 衰减方式下, 东北大部尤其东北北部降水偏少, 而处于 P 衰减时, 东北大部降水明显偏多 ; 在西南地区,S 衰减时夏季降水总体偏多,A 衰减时情况相反 ; 在西北北部地区,A 衰减时偏旱, 而 S 和 P 衰减时降水总体偏多 不同的衰减方式均对应不同的降水异常空间分布, 区分衰减型使得两类 ElNi o 次年我国夏季降水异常显著区的分布范围和信号强度均较未区分衰减型时有较好的改善, 为我国汛期降水短期气候预测工作提供了重要依据 关键词 : 两类 ElNi o; 不同衰减型 ; 演变特征 ; 夏季降水中图分类号 :P732.6 文献标志码 :A 文章编号 : (2017) 引言 ElNi o 现象是热带海洋大尺度海气相互作用的 主要模态, 通过各种 遥相关 型影响着大气环流, 是引起年际尺度气候异常的最强信号, 也是我国短期气候预测重点考虑的外强迫因子之一 由于 ElNi o 现 收稿日期 : ; 修订日期 : 基金项目 : 国家重点基础研究发展计划 (973 计划 ) 子课题 热带太平洋海洋环流与暖池的结构特征 变异机理和气候效应 (2012CB417403) 作者简介 : 陈圣稢 (1987 ), 女, 江苏省如东县人, 工程师, 从事海气相互作用研究 E mail:chenshengjieshiz@163.com 通信作者 : 何金海 (1941 ), 男, 江苏省镇江市人, 教授, 主要研究东亚季风变化规律 大气低频振荡和旱涝机理 E mail:hejhnew@nuist.edu.cn

2 12 海洋学报 39 卷 [1 2] 象自身的多样性和复杂性, 其发生发展演变过程很难预测, 对 ElNi o 现象进行预测具有很强的不确定性, 进而大大增加了 ElNi o 气候效应的预测难度 关于 ElNi o 对我国夏季降水影响的研究已有很多 在不同研究中, 由于事件个例选择的差异, 其 [3] 结果也存在一定差异, 有的甚至相互矛盾 史久恩 [4] 等研究指出 ElNi o 当年, 长江流域汛期降水偏多, 南北方降水偏少 ;ElNi o 次年, 长江流域汛期降 [5] 水偏少, 南北方偏多 黄荣辉等认为发展阶段, 夏季降水江淮流域偏多, 而黄河流域和华北偏少 ;El Ni o 衰减阶段, 降水形势与之相反, 江淮流域偏少, 而长江流域 江南地区偏多 也就是说,ElNi o 对我国汛期降水的影响依赖于其位相 然而, 仅考虑 El Ni o 的位相还不能对 ElNi o 如何影响我国夏季降水作出定论 有学者进一步结合 ElNi o 不同的结束 [6] [1] 时间 起始增温位置来探讨 ElNi o 对次年夏季 [6] 降水的影响 邹力和倪允琪指出 ElNi o 事件结束偏晚时, 次年夏季不仅长江中下游降水偏多, 且华北 [3] 地区易出现干旱 林学椿和于淑秋提出, 暖中心首先在太平洋东部出现的 ElNi o 事件峰期过后, 我国汛期长江流域降水偏少, 江南和华北地区降水偏多, 而暖中心首先在中太平洋出现的 ElNi o 峰期过后则相反, 长江流域降水偏多, 江南和华北降水偏少 可见 ElNi o 与次年我国夏季降水的联系十分复杂, 将 ElNi o 作为汛期降水预测信号分析时, 还需结合其演变特征加以深入研究 近 20 年来, 对 ElNi o 现象的传统认识发生了根本性转变 一种持续增暖中心位于赤道中太平洋的 [7] ElNi o 事件发生频率显著增加, 其海温异常暖中心较传统 ElNi o 明显西移, 位于日界线附近, 这直接导致西风和降水异常中心向西移到西太平洋地区 目前, 一般称传统 ElNi o 为东太平洋型 (EasternPa cific, 简称 EP) [8] [9] 或冷舌型, 而愈发活跃的非典型 El Ni o 称为 ElNi omodoki [10-11] 中太平洋型 (Central Pacific, 简称 CP) [8] [9] 或暖池型 两类 ElNi o 的提出无疑给 ENSO 和全球气候 [8-14] 研究领域带来新的挑战 不少研究相继强调, 需依据海洋热力异常的空间分布形态区分不同类型 El Ni o 来研究其形成机理和气候影响, 因此也很有必要对两类事件与次年我国汛期降水的关系作出区分 [15] 讨论 早在 20 世纪 90 年代初, 魏凤英和张先恭已强调东部型 ElNi o 次年雨带在黄河流域及其以北和华南, 中部型次年雨带在长江流域及其以南 近年 [16] 来,Feng 等指出,EP ElNi o 衰减期, 江南降水偏多 江淮偏少, 而在 CP ElNi o 次年, 降水偏多的区 [17] 域则位于黄淮流域, 江南降水显著偏少 袁媛等 认为根据盛期海温距平分布应分为 3 种类型 : 东部 中部和混合型,3 种类型次年夏季, 中国雨带分别呈现南方 中间和北方型 在 ElNi o 与气候异常关系这一重要问题的研究中, 不仅需要区分赤道增暖类 [18] 型, 还需注意其演变特征的差异 赵永平等曾剖析了两类 ENSO 的海温异常演变特征, 但他的分析基于的是所有东部型 ( 中部型 ) 事件的合成, 并未注意到两类 ENSO 各自的衰减也存在着多样性 在探讨前冬两类事件影响次年气候异常问题时, 仍需结合 El Ni o 事件的衰减方式加以分析 Yu 和 Kim [19] 已研究指出 CP ElNi o 的衰减存在 3 种可能方式即对称 (S) 衰减 延迟 (P) 衰减和突然 (A) 衰减型 但 EP El Ni o 的衰减型迄今并未被系统地讨论 不同衰减方式下,EP ElNi o(cp ElNi o) 事件次年夏季均对应着不同的环流异常 由此可见, 在不同衰减方式下, 两类 ElNi o 衰减阶段有可能对应不 [16] 同的降水分布型 事实上,Feng 等在选取 CP El Ni o 个例事件进行研究时, 已经加以考虑了其演变过程, 所选的 CP ElNi o 事件次年夏季大都紧跟着出现了冷事件 Yuan 和 Yang [20] 曾着眼于 ENSO 循环来探讨不同分布型 ElNi o 对东亚气候的影响, 利用前冬 Ni o3 和 EMI 指数回归同期和后期的降水和环流场, 但未曾区分 ElNi o 的实际衰减方式 Wang 和 Wang [21] 根据 CP ElNi o 对华南秋季降水和西北太平洋台风路径异常的影响, 将 CP ElNi o 事件分为增暖起始于赤道中太平洋和增暖起始于副热带东北太平洋两类, 表明在这样两种不同的发生方式下, CP ElNi o 事件与我国秋季气候异常的关系存在显著差异 对于 ElNi o 与次年夏季降水的关系, 我们更关心的是 ElNi o 的不同衰减阶段对我国气候影响的差异, 为此本文进一步结合两类事件的不同衰减方式探讨其与次年我国夏季降水异常的关系, 以期更客观 更全面地给出与两类 ElNi o 相联系的次年夏季降水分布型, 为我国汛期降水的短期气候预测提供帮助 2 资料和方法 所使用的主要数据集包括 (1)NCEP/NCAR(Na tionalcenterfor Environmental Prediction/National CenterforAtmosphericResearch) 大气环流再分析资

3 1 期陈圣稢等 : 两类 ElNi o 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 13 料 [22], 水平分辨率为 ;(2) 英国气象局 [23] Hadley 中心全球月平均海表温度 (SST) 资料, 空间分辨率为 1 1 ;(3) 日本气象厅 JMA 海洋各层温度资料 (htp:// cean/histocn_new.html), 水平分辨率为 1 1, 海温垂向共分 24 层 ;(4) 中国气象局 743 站日降水资料 分析时段均为 1960 年 1 月至 2015 年 12 月 夏季降水是指 月 3 个月降水累积 关于两类 ElNi o 事件的划分当前仍有不少争议, 不同指数识别出的两类事件年份存在差异 为减小研究结果的争议性, 本文综合考虑 3 组 ElNi o 指 [10] 数 :Ni o3 和 Ashok 等定义的 EMI 指数 Ren 和 Jin [24] [25] 提出的犖犆犜和犖犠犘指数及陈圣稢等从海气耦合角度区分两类 ElNi o 而提出的 HCEI 和 HCE MI 指数 每一组第 1(2) 个指数表征 EP (CP )El Ni o 由于本文所分析的夏季是处于 ElNi o 事件衰减阶段的情形, 为此挑选在前一年秋季或当年冬季 ( 前一年 10 月到次年 1 月 ) 已发展成熟的 ElNi o 个例进行分析 : 当标准化的秋冬季 EP (CP )ElNi o 指数达到阈值 1(0.6) 时, 即入选 EP (CP )ElNi o 个例 选取 3 组指数共同表征的 EP (CP )ElNi o 年进行探讨, 最终确立的 EP ElNi o 年有 5 年 :1965/ / / / /1998, CP ElNi o 年有 9 年 :1963/ / / / / / / / /2010 根据各 EP (CP )ElNi o 个例沿赤道 (5 S~5 N) 海表温度异常 (SSTA) 随时间的演变区分了不同衰减型, 利用合成分析及其显著性检验 ( 样本相对于均值差异检验 ) 探讨了两类 ElNi o 不同衰减型的演变过程及其对应的我国夏季降水异常特征 3 两类 ElNi o 不同衰减型的演变过程分析 3.1 犈犘 犈犾犖犻 狅的两种衰减型 ElNi o 现象的发展伴随着明显的海表温度异常 (SSTA) 演变过程, 从 5 次 EP ElNi o 事件合成的逐月演变看 ( 图 1),EP ElNi o 多发生在当年春季, 大于 0.5 的海温正距平首先出现在赤道东太平洋南美沿岸, 并不断向西扩展至中太平洋, 西太平洋暖池处于异常偏冷状态 发展过程中, 异常暖中心维持在赤道东太平洋 Ni o3 和 Ni o1+2 区, 秋冬季达到最大 值 西太平洋为明显负距平, 赤道太平洋纬向上呈现东西偶极型分布 次年春季,ElNi o 事件在东太平洋开始衰减 然而在衰减阶段, 暖异常向东撤退的特点未能通过显著性检验,EP ElNi o 可能存在不同的衰减方式 分别分析这 5 次 EP ElNi o 事件中沿赤道 (5 S ~5 N) 海表温度异常 (SSTA) 随时间的演变, 发现 EP ElNi o 的衰减可能存在两种方式 ( 图 2), 一种是大于 0.5 的海温正距平首先在南美沿岸消失, 冷异常首先在南美沿岸出现并逐步向西扩展, 称之为自东向西衰减型 (Decayingfromeasttowest, 简写成 E- W), 如 1965/ / /1977, 这 3 次事件均发生于当年春季, 结束于次年春季, 随着东部冷异常的向扩展, 中太平洋暖异常范围逐步减小并消失,3 次事件大于 0.5 的暖异常平均于次年 1 月开始衰减, 次年 4 月消失, 衰减持续约 4 个月 ( 图 2b) 另一种大于 0.5 的海温正距平首先在赤道中太平洋衰减, 冷异常首先在中太平洋出现并向东伸展, 称之为自西向东衰减型 (Decayingfrom westtoeast, 简写成 W-E), 如 1982/ /1998 这两次事件中太平洋暖异常的衰减均开始于次年 5 月, 分别于次年 11 月 9 月结束, 衰减持续 5~7 月, 较长于 E-W 衰减型 虽然第二类事件仅有两例, 但这两次事件是近 60 年里强度最强的两次 ElNi o 事件, 暖异常中心可高达 3.5, 持续时间较长 这两次事件均发生在 20 世纪 80 年代以后, 对全球气候异常造成了显著影响, 对其研究具有重要的科学和社会意义 两种衰减方式下的 EP ElNi o 的次表层海温演变同样存在明显的差异 EP ElNi o 事件以 E-W 方式衰减时 ( 图 3a) 发展前期 1 月整个赤道太平洋次表层海温异常呈现西正东负偶极型分布, 东太平洋冷异常最深可达 200m, 西太平洋次表层表现为深厚暖水堆积, 暖异常最深可达 400 m, 其中心位于 100~ 200m 深度 从春到夏, 西太平洋暖异常逐渐向东传播并向海表扩展, 秋冬季呈现东正西负的偶极型分布, 达到盛期 值得注意的是, 在其发展过程中, 与西太平洋次表层暖异常东传的同时, 东太平洋次表层有一个暖异常中心向西扩展, 并在春季 5 月与自西向东传的暖异常合并, 使得整个赤道中东太平洋表层和次表层均有显著增温, 秋冬季达到盛期 E-W 型 EP ElNi o 衰减与发展有一定对称性 次年春季 3 月, 首先在赤道东太平洋表层和次表层出现较弱的冷异常, 局地增强西扩, 造成 EP ElNi o 事件由东向西衰

4 海洋学报 ３９ 卷 １４ 减 同样地 在西太平洋暖池次表层的冷水沿着温跃 迅速沿温跃层向东向海表传播 秋冬季达到盛期 这 层向东传播 并与东太平洋冷异常合并 使得 Ｅ Ｎ 类事件的演变过程中 东太平洋暖异常的向西扩展不 消亡 Ｗ Ｅ 型 Ｎ 图 ３ｂ 前期冬季表 现为 明显 秋冬季东太平洋次表层暖异常达 到峰 值的 同 非典型 ＬＮ 位相 赤道中东太平洋表层和次表层 时 西太平洋冷异常也呈现出明 显的 峰值 表现 为典 海温表现为弱的负距平 赤道中西太平洋次表层异常 型的 Ｎ 分 布 在 衰 减 阶 段 西 太 平 洋 次 表 偏暖 暖异常中心位于 １５０ Ｅ 附近 １００ ２００ｍ 深度 层冷异常迅速东传 首先在中太 平洋海 表露 头 大洋 较 Ｅ Ｗ 型偏东 随后 中西太平洋次表层的暖异常 东边界表层和次表层依然维持较强的正距平 图 １ ５ 次 Ｎ 事件合成的 ＳＳＴＡ 随时间的演变 Ｆ １ Ｅ ｆ ｍ ＳＳＴＡ ｆｆ Ｎ ｇ 等值线间隔 ０ ５ 横坐标数字 ０ 表示当年 １ 表示次年 深 浅 色阴影表示正 负 异常通过信度 ０ １０ 的显著性检验 Ｔ ｆ ０ ５ ｍｂ ０ １ ｇ ｗ ｍ ｇ ０ １０ ｆ ｇ ｇ 由此可见 Ｎ 事件的两种衰减方式对应 着不同的演 变特 征 １ Ｅ Ｗ 型衰 减时 暖异 常 的 发 造成 ２ Ｅ Ｗ 型发展前期为典型 ＬＮ 位相 西 东 太平洋有显著正 负 异常 Ｗ Ｅ 型发展前期为 展 衰减 受到东 西太平洋次表层两个暖 冷 异常的 非典型 ＬＮ 位 相 东 太 平 洋 冷 异 常 较 弱 次 表 层 共同作用 而 Ｗ Ｅ 型的发展 衰减 主要是由于前期 中西太平洋次表层暖 冷 异常的向东向海表传播 所 暖异常位置较 Ｅ Ｗ 型明显偏东 由于 Ｅ Ｗ 型 和 Ｗ Ｅ 型 分 别 发 生 在 ２０ 世 纪

5 １期 陈圣稢等 两类 Ｅ Ｎ 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 １５ 图 ２ 各 Ｎ 事件 Ｅ Ｗ 衰减型 ｂ 和 Ｗ Ｅ 衰减型 Ｎ 事件沿赤道 ５ Ｓ ５ Ｎ ＳＳＴＡ 随时间的演变 Ｆ ２ Ｅ ｆ ５ Ｓ ５ Ｎ ＳＳＴＡ ｆ Ｎ Ｎ ｇ ｇ ｑ Ｅ Ｗ ｂ Ｗ Ｅ 等值线间隔 ０ ５ 纵坐标数字 ０ 表示当年 １ 表示次年 深 浅 色阴影区表示海温距平超过 低于 ０ ５ ０ ５ 箭头表示暖异常 衰减的传播方向 Ｔ ｆ ０ ５ ｍｂ ０ １ ｇ ｗ ＳＳＴＡ ｇ ｂ ｗ０ ５ ０ ５ ｆ ｇ ｆｗ ｍ ｍ ｇ ８０ 年代前后 可能对 应 ＥＮＳＯ 循 环 演 变 结 构 的 年 代 际变化 由于个例有限 这两种衰减方式的普适性还 需进一步验证 ５ 月赤 道 东 太 平 洋 有 小 范 围 弱 的 冷 海 温 维 持 与 Ｎ 图 １ 相区别 此 时西 南太 平洋 维持 弱的 ＳＳＴ 正距平 ５ 月 在 北 半 球 副 热 带 太 平 洋 也 出 现 显 著增温 后 向 赤 道 发 展 增 强 ７ 月 北 半 球 副 热 带 太 ３ ２ 犆犘 犈 犾犖 犻 狅的 ３ 种衰减型 关于 ＣＰ Ｎ 的 演 变 过 程 大 多 研 究 指 出 这 平洋暖异常南压与西南太平洋弱的暖异常结 合并 东 类事件的 ＳＳＴＡ 沿赤道传播的特征不明显 而主要在 传在赤道中 太 平 洋 形 成 大 于 ０ ５ 的 显 著 正 距 平 中 局地发展消亡 从这 ９ 次 ＣＰ Ｎ 事件热带太平 心 纬向呈现 三极 型分 布 随后 赤道 中太 洋 ＳＳＴＡ 的发展演变来看 图 ４ 发展 前期冬 春季 １ 平洋海温异常中心加强维持 秋冬 季达到峰 值 并向

6 海洋学报 ３９ 卷 １６ 图 ３ Ｅ Ｗ 衰减型 Ｗ Ｅ 型 ｂ Ｎ 事件沿赤道 ５ Ｓ ５ Ｎ 次表层海温异常垂向分布随时间的演变 Ｆ ３ Ｅ ｆ ｍ ｇ ｆｓｓｔａ ｆ Ｎ ｇ ｇ ｑ Ｅ Ｗ Ｗ Ｅ ｂ ０ 表示当年 １ 表示次年 等值线间隔为 ０ ３ 和 ０ ５ ｂ 深 浅 色阴影区表示海温距平超过 低于 ０ ５ ０ ５ Ｔ ｍｂ ０ １ ｆ ０ ３ ０ ５ ｂ ｗ ＳＳＴＡ ｇ ｂ ｗ０ ５ ０ ５

7 １期 陈圣稢等 两类 Ｅ Ｎ 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 １７ 东扩展 赤道东太平洋出现弱的正距 平 此 时西 太平 三极型分布 衰减阶段 暖 异常 西退到 西太 平洋 上 洋的 ＳＳＴＡ 负异常较前期也有所加强 次年 １ 月 东 ＣＰ Ｎ 事件与 Ｎ 的 ＳＳＴＡ 演变特征 图 １ 存在着显著差异 南太平洋出现小范围的显著 冷异常 并在春 季 发展 中太平洋 ＳＳＴＡ 正距平减弱 再次出现 纬向 图 ４ ９ 次 ＣＰ Ｎ 事件合成的 ＳＳＴＡ 随时间的演变 Ｆ ４ Ｅ ｆ ｍ ＳＳＴＡ ｆ ＣＰ Ｎ ｇ 等值线间隔 ０ ２ 横坐标数字 ０ 表示当年 １ 表示次年 深 浅 色阴影表示正 负 异常通过信度 ０ １０ 的显著性检验 Ｔ ｆ ０ ２ ｍｂ ０ １ ｇ ｗ ｍ ｇ ０ １０ ｆ ｇ ｇ 进一步分析９ 次 ＣＰ Ｎ 个例 也可发现个例 之间 发 展 和 衰 减 的 方 式 也 存 在 显 著 差 异 尤 其 在 ｇ ｇ 简称 Ｐ 型 １９６８ １９６９ １９９０ １９９１ １９９１ １９９２ 突然衰减型 ｂ ｇ ＣＰ Ｎ 事件衰减阶段 赤道东太平洋常紧接着出 简称 Ａ 型 １９６３ １９６４ ２００６ ２００７ ２００９ ２０１０ １９ 现不同的热力异 常分布 这与 Ｙ 和 Ｋ ｍ 的观点 Ｓ 型 ＣＰ Ｎ 衰减阶段的主要特点是一 般于 一致 为此本文直接引用了 Ｙ 和 Ｋ ｍ 对 ＣＰ Ｎ 当年夏季 在 赤 道 中 太 平 洋 出 现 大 于 ０ ５ 的 暖 ＳＳ 衰减方式的分类 将这 ９ 次 ＣＰ Ｎ 事件分为对 ＴＡ 次年春季结 束 其 ＳＳＴＡ 暖 异常 的 发 展 和 衰 减 称衰 减 型 ｇ 简 称 Ｓ 型 ｍｍ 关于盛期峰值对称 该峰值发生 在秋末 冬初 并 向东 １９９４ １９９５ ２００２ ２００３ ２００４ ２００５ 延迟衰减型 太平洋伸展 峰值前后赤道太平洋呈现 纬

8 18 海洋学报 39 卷 向三极型分布 ( 图 5a) 这类事件的发展前期冬春季日界线附近表层和次表层已有暖异常信号存在 ( 图 6a), 深度较浅, 其东西两侧异常偏冷, 纬向呈现 -+ - 三极型分布 随后, 次表层深度的冷暖异常均沿温跃层东传, 向上扩展 值得注意的是, 发展到盛期过程中, 日界线附近表层始终维持较强的暖异常, 与次表层暖异常大值区相连 次表层海温在秋季达到盛期, 并传播到东太平洋使得东太平洋出现大于 0.5 的 SSTA 正距平 此时, 海温场表现为暖中心位于中太平洋, 但东太平洋也出现明显增温的 El Ni o 分布型 衰减阶段, 在赤道东太平洋出现一个异常冷中心, 表层和次表层海温再次呈现纬向三极型分布 后期西太平洋冷异常沿温跃层向东向上传播, 并与东太平洋冷异常结合使得中太平洋暖异常西退至中西太平洋 这类 CP ElNi o 的衰减伴随着东太平洋出现明显的冷异常中心, 以及西太平洋次表层冷异常的东传, 在东传过程中强度减弱 P 型 CP El Ni o 衰减阶段, 大于 0.5 的 SSTA 稳定出现于当年秋季, 持续时间较短, 次年春季中太平洋暖异常中心减弱并向东伸展, 东太平洋出现另一个暖异常中心, [1] 紧接着呈现 EP ElNi o 分布 ( 图 5b) 这类事件发展前期中太平洋表层和次表层有明显暖异常大值带 维持 ( 图 6b), 暖异常中心位于次表层 100~200m 深度, 表层暖异常较弱 在垂向剖面上, 暖异常呈现西深东浅特征 随后, 中太平洋表层和次表层暖异常均明显增强, 在冬季 1 月达到盛期 衰减阶段, 中太平洋次表层暖异常中心沿温跃层向东向海表传播, 次年春季在东太平洋露头, 发展成 EP ElNi o 而 A 型 CP ElNi o 衰减阶段, 大于 0.5 的 SSTA 发生于当年夏季, 衰减阶段夏季迅速发生 EP 型 LaNi a 事件 ( 图 5c) 发展前期冬季 1-3 月次表层海温呈现西正东负偶极分布, 春季 5 月西太平洋次表层暖水迅速向东向上扩展 秋冬季, 整个赤道中东太平洋表层和次表层均呈现明显暖异常, 达到 CP ElNi o 的盛期, 暖异常大值带的深度较浅 与此同时, 西太平洋次表层的冷异常带在暖异常下面的次表层向东传播 次年 1 月, 赤道中东太平洋次表层暖水分离出中 东两个中心 次年春季 3 月, 在东太平洋出现一个冷异常, 随后与次表层中东传的冷异常结合, 使得东太平洋的暖中心迅速衰减, 中太平洋的暖中心减弱西退至赤道中西太平洋, 并进一步于次年秋冬季发展为 LaNi a 位相, 呈现出准两年的周期振荡特征 A 型事件的发生 ( 衰减 ) 伴随着西太平洋次表层暖 ( 冷 ) 异常的迅速东传 ( 图 6c) 图 5 CP ElNi o 事件的 3 种衰减型沿赤道 (5 S~5 N)SSTA 随时间的演变,S 型衰减 (a) P 型 (b) A 型衰减 (c) Fig.5 Evolutionofcompositeequatorial(5 S 5 N)SSTA ofthreetypesofcp ElNi oevents,decayinginstype(a), decayinginppatern(b),decayinginapatern(c) 纵坐标数字 0 表示当年,1 表示次年, 等值线间隔 0.5, 深 ( 浅 ) 色阴影区表示海温距平超过 ( 低于 )0.5 (-0.5 ) Thenumber0(1)inthelongitudinalcoordinateindicatesthecurent(next)year,theintervalofcontouris0.5,deep/shadowshaded denotessta valuesexceeding/below0.5/-0.5

9 １期 陈圣稢等 两类 Ｅ Ｎ 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 图６ １９

10 海洋学报 ３９ 卷 ２０ 图 ６ Ｓ 型 Ｐ 型 ｂ Ａ 型 ＣＰ Ｎ 事件沿赤道 ５ Ｓ ５ Ｎ 次表层海温异常随时间的演变 Ｆ ６ Ｅ ｆ ｍ ｇ ｆｓｓｔａ ｆｃｐ Ｎ ｇ ｇ ｑ Ｐ ｂ Ａ Ｓ ０ 表示当年 １ 表示次年 等值线间隔 ０ ３ 深 浅 色阴影区表示海温距平超过 低于 ０ ３ ０ ３ Ｔ ｍｂ ０ １ ｆ ０ ３ ｗ ＳＳＴＡ ｇ ｂ ｗ０ ３ ０ ３ ４ 两类 Ｅ Ｎ 的不同衰减型与我国 夏季降水分布的联系 ４ １ 两类 犈 犾犖 犻 狅对其衰减阶段我国夏季降水的不 同影响 与已有 的研 究成果 流异常分布 表现为较明显的东亚 太平洋 ＥＡＰ 遥 相关负位相分布 其中西北太平洋反气旋 ＷＮＰＡＣ 异常中 心 约 位 于 １８ Ｎ １３５ Ｅ 附 近 ＷＮＰＡＣ 西 北 侧的西南风距平与偏北风距平的汇合区位于 江南 地 区 西南 风 距 平 给 江 南 地 区 带 来 丰 富 的 水 汽 ＷＮ １６ １７ 相一致 Ｎ 和 ＰＡＣ 的 存 在 同 时 使 得 西 太 平 洋 副 热 带 高 压 ＣＰ Ｎ 事件在其衰减阶段对我国夏季 ６ ８ 月 降水存在不同的影响 Ｎ 次 年 我 国长 江以 ＷＮＰＳＨ 较常年偏强偏西 另外 东北地区受 一气 南 黄河以北降水总体可能偏多 两 河之 间及西 北地 克海的潮湿气流输送到我国东北地区 东北降水有区 区降水可能偏少 而 ＣＰ Ｎ 次年 淮河流域 西 域性增加的可能 与 Ｎ 不同 在 ＣＰ Ｎ 北大部降水异常与 Ｎ 事件相反 总体偏涝 次年 ＥＡＰ 型遥相关不明显 ＷＮＰＡＣ 异常强大 中心 偏少的区域主要位于长江以南 西南四川盆地及东北 位置也较 Ｎ 偏北 位于 ２５ Ｎ １３５ Ｅ 此时 西北部等地 图７ 与降水异常相对应 两类 Ｅ Ｎ ＷＮＰＳＨ 异常偏强 偏西 这个 异 常 反 气 旋 的 西 南 风 次年环流场也呈 现不同的 异常 特 征 图 略 在 距平有利于水汽的进一步向北输送 使得多雨区位于 Ｅ Ｎ 次年 低 层 ８５０Ｐ 自 西 北 太 平 洋 沿 东 亚 沿 长江以北 而长江以南受反气旋控制 降水偏少 岸至鄂霍次克海附近 呈现反气旋 气旋 反气旋环 旋性环流异常控制 其北部偏东气流有利于将鄂霍次 两类 Ｅ Ｎ 次 年 对 应 着 我 国 夏 季 不 同 的 降 水

11 1 期陈圣稢等 : 两类 ElNi o 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 21 分布型, 但通过显著性检验的区域范围 ( 除 EP El Ni o 次年东北地区 ) 较小, 通过显著性检验的信度也不高, 可见两类 ElNi o 次年夏季我国降水异常分布仍存在很大的不确定性 在利用前期 ElNi o 信号进行夏季降水预测时, 可能仅区分赤道增暖的类型还远 远不够,ENSO 循环中各阶段各类型演变过程都可能给东亚气候造成不同甚至存在相反的影响 为此, 将结合衰减阶段时不同的衰减型对两类 ElNi o 与次年夏季降水的关联进行讨论 图 7 EP ElNi o 事件 (a) CP ElNi o(b) 衰减阶段我国夏季降水距平百分率合成 Fig.7 CompositesummerpercentageofprecipitationanomaliesduringthedecayingphaseofEP ElNi oevents (a)andcp ElNi oevents(b) 等值线间隔 :10%, 深 ( 浅 ) 色阴影区表示正 ( 负 ) 异常分别通过信度 的显著性检验 Theintervalofcontouris10%,deep/shadowshadeddenotepositive/negativeanomaliesexceedingthe0.20and0.10significance level,respectively 4.2 犈犘 犈犾犖犻 狅不同衰减型与我国夏季降水的联系 EP ElNi o 两种不同衰减方式下, 暖异常的传播方向截然相反, 所对应的次年夏季气候异常和环流响应也存在着显著不同, 甚至呈现出完全相反的空间分布 图 8a b 给出的是 EP ElNi o 的两种衰减型所对应的次年我国夏季降水异常空间分布 图中通过信度 0.10 显著性检验的区域范围较未区分衰减方式的 EP ElNi o 次年夏季降水分布 ( 图 7a) 明显增大 两种衰减方式下, 在江南地区, 降水均异常偏多, 然而在长江和黄河 ( 简称两河 ) 之间及两河上游地区四川北部 - 青海 - 甘肃南部一带, 两种衰减型的影响完全相反 E-W 型 EP ElNi o 事件 ( 图 8a) 次年夏季两河之间及上游地区偏旱的可能性显著增大, 而华北地区降水异常明显偏多, 华南和东北大部降水略偏多, 总体呈现 Ⅰ 类雨型 ( 北方型 ) 分布 此外, 西北地区降水明显偏少 与降水异常相对应, 此时 850hPa 异常环流场上 ( 图 8c),EAP 负位相环流型明显减弱,WN PAC 较弱, 范围较小 ; 其北侧气旋性环流异常中心南移, 中心偏向 30 N 以南, 使得中层 WNPSH 强度明显减弱, 位置较常年偏东 ( 图 9); 鄂霍次克海附近反气旋 异常减弱西移, 中心移至我国河套内蒙古中部 我国南方表现为较明显的东北风距平控制, 东亚夏季风明显偏弱, 不利于南方水汽的向北输送, 淮河流域降水偏少 而 W-E 型 EP ElNi o 次年, 与 E-W 型相反, 两河之间及上游地区降水偏多, 降水异常大值中心主要位于沿江地区, 华南大部和华北地区降水偏少 此时, 低层 EAP 负位相环流型明显增强 ( 图 8d), 其中 WNPAC 可西伸至我国西南上空, 使得我国南方西南风显著增强, 并与淮河以北的西北风距平在两河之间汇合, 江淮流域大范围降水偏多 与此同时, WNPSH 明显偏西偏强 ( 图 9), 我国南方受副热带高压的控制, 降水显著减少 此外, 不同衰减型下, 东北 - 华北地区上空 850hPa 风场异常旋转方向完全相反 ( 图 8c d), 导致 E-W(W-E) 型衰减时东北冷涡异常偏弱 ( 强 ), 华北地区降水异常完全相反 E-W 型和 W-E 型 EP ElNi o 衰减阶段夏季, 与我国降水异常分布有直接联系的 EAP 遥相关型也存在着显著差异 E-W(W-E) 型冷异常首先出现在东 ( 中 ) 太平洋, 而菲律宾附近 SST 均为冷异常, 根 [26] 据 Gil 大气响应模型,W-E 型中太平洋冷异常与

12 海洋学报 ３９ 卷 ２２ 菲律宾附近 ＳＳＴ 冷异常共同作用可能使得 ＳＳＴ 冷异 常西北侧产生显著的 ＷＮＰＡＣ 异常 而 Ｅ Ｗ 型中太 平洋暖异常衰减滞后 在一定程度上抑制了 ＷＮＰＡＣ 异常 这一论断还需结合模式模拟加以论证 图 ８ Ｅ Ｗ 型 Ｗ Ｅ 型 ｂ Ｎ 次年夏季我国降水距平百分率合成和 Ｅ Ｗ 型 Ｗ Ｅ 型 Ｎ 衰减阶段夏季合成的 ８５０Ｐ风场距平合成 Ｆ ８ Ｃｍ ｍｍ ｆ ｍ ｇ ｇ ｆ Ｎ ｇ ｇ ｇ Ｅ Ｗ Ｗ Ｅ ｂ ｍ ｆ ｍｍ ８５０Ｐｗ ｍ ｇ ｇ ｆ Ｎ ｇ Ｅ Ｗ Ｗ Ｅ 等值线间隔 ２０ 深 浅 色阴影区表示正 负 异常分别通过信度 ０ ２０ ０ １０ 的显著性检验 加粗箭头表示通过信度 ０ １０ 的显著性 检验 Ａ 表示反气旋性异常 Ｃ 表示气旋性异常 Ｔ ｆ ２０ ｗ ｍ ｇ ０ ２０ ０ １０ ｆ ｇ ｇ ｗ ｇ ０ １０ ｆ Ａ ｍ Ｃ ｍ Ｂ ｇ ４ ３ 犆犘 犈 犾犖 犻 狅不同衰减型与我国夏季降水分布的 联系 同样地 对比分析 ＣＰ Ｎ ３ 种衰减型次年我 东北北部降水显著偏 少 另 外 西 南大部 西北 北部 降水偏 多 在 华 南 南 部 沿 海 出 现 小 范 围 湿 润 区 此 国夏季降水异常空间分布 图 １０ ｂ 发现 ３ 种衰减 时 ＷＮＰＳＨ 较 常 年 明 显 偏 强 偏 西 图 １１ 低 层 ８５０ ＰＷＮＰＡＣ 的位 置 范 围 较 大 强 度 较 强 中 心 位 于 型次年我国南方受偏西 ＷＮＰＳＨ 控制 图 １１ 总体偏 旱 然而在我 国 其 他 区 域 ３种衰减型均呈现出各自 ２３ Ｎ １４０ Ｅ 附近 其西侧的西南风距平控制我国整 个东南部 西南水汽输送可以达 到较北 的位 置 有利 的新特点 于主雨带在黄河和淮河之间形成 东 北北 部为 一高 对于 ＣＰ Ｎ Ｓ 型衰减 夏季我国降水异常偏 多区域位于黄河和淮河之间 大值区 位于淮 河流 域 压脊控制 降水偏少 图 １０ 在 ＣＰ Ｎ 事件 Ｐ 型衰减阶段 夏季 我国 东部 自 南向 北呈 现

13 1 期陈圣稢等 : 两类 ElNi o 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 23 图 9 E-W 型 ( 长虚线 ) W-E 型 EP ElNi o( 实线 ) 衰减阶段夏季合成的 500hPa588 位势什米等值线 ( 短虚线为 年的气候均值 ) Fig.9 Compositeofsummer5880gpmat500hPaheightduringthedecayingphaseofEP ElNi o eventsdecayingine-wpatern(longdashedline)andw-epatern(solidline)(shortdashedline denotestheclimaticsummer5880gpmheightaveragedfrom1981to2010) + 异常降水分布型 ( 图 10b) 其中, 与 S 型相反, 东北大部降水明显偏多, 黄河流域下游华北地区降水明显偏少 这类事件次年,WNPSH 同样偏西偏强, 但西伸程度不如 S 型 相应地, 低层 850hPa WNPAC 偏弱, 其西北侧无明显西南风距平, 南北气流的汇合区偏南, 弱的风场辐合区位于长江以南, 但此时 WN PAC 中心位置较 S 型偏西, 使得华南上空反气旋性涡度增强, 降水偏少 在 WNPAC 北侧出现一强大的气旋性异常环流, 中心位于北太平洋上, 该环流西侧的异常北风距平覆盖我国北方东部地区 东北地区受该异常气旋性环流控制, 其北侧有显著东风异常, 可将鄂霍次克海的潮湿气流输送到我国东北地区, 使得东北降水显著增多 而华北地区处于该异常气旋性环流北风距平的控制下, 降水明显偏少 P 型影响次年夏季我国的降水分布型的系统除 WNPAC, 更重要的是受到其北侧北太平洋异常气旋性环流的控制 ( 图 10e) 此外, 在 P 型衰减方式时, 西北北部降水总体偏多 当 CP ElNi o 事件呈现 A 型衰减方式时, 其次年夏季我国两河之间及长江以南大部 东北大部及西南 西北大部降水明显偏少, 而黄河流域降水异常偏多, 显著大值中心位于山东半岛和河套西部地区 ( 图 10c) 在这类衰减型次年,WNPSH 强度和西伸脊点与常年接近, 但其脊线位置明显偏北, 尤其是其北界 ( 图 11) 低层 WNPAC 较 S 型主体更偏北, 我国西南部依然有显著西南风距平, 可将水汽进一步向北输送 同时,WNPAC 北部主体南侧的偏东气流将黄海上空的潮湿气流输送到黄河流域, 黄河下游降水偏多 东北北部为反气旋外围高压脊控制, 降水偏 少 另外, 在菲律宾群岛上空出现一弱的低压倒槽, 槽前东北风异常使得东南沿海出现小范围湿润区 ( 图 10f) 5 结论与讨论 根据两类 ElNi o 衰减阶段 SSTA 沿赤道 (5 S~ 5 N) 的演变特征, 对两类 ElNi o 的衰减进行分类, 并进一步聚集两类 ElNi o 期间垂向海洋温度异常空间分布, 发现各种衰减型中海洋温度空间演变呈现各自的新特点 EP ElNi o 事件可以分为两种衰减型 : 自东向西 (E-W) 衰减型, 其特征是大于 0.5 的海温正距平首先在南美沿岸消失, 并向西扩展 ; 自西向东 (W-E) 衰减型, 其特征是大于 0.5 的海温正距平首先在赤道中太平洋消失, 并向东扩展 E- W 型 EP ElNi o 暖异常的发展 ( 衰减 ) 受到东 西太平洋次表层两个暖 ( 冷 ) 异常的共同作用, 而 W-E 型 EP El Ni o 的发展 ( 衰减 ) 主要是由于前期中西太平洋次表层暖 ( 冷 ) 异常的向东向海表传播所造成 参考 Yu 和 Kim [19] 的分类 CP ElNi o 的衰减可分成 3 种类型 : 对称 (S) 衰减型 ( 赤道中太平洋暖海温的发展和衰减关于某一峰值对称 ) 延迟 (P) 衰减型 ( 衰减阶段紧接着呈现 EP ElNi o 分布 ) 突然 (A) 衰减型 ( 衰减阶段紧接着发生 LaNi a 事件 ) CP ElNi o 发展和消亡过程中次表层冷暖海温异常也起着重要作用 S 和 A 型 CP ElNi o 事件的衰减均存在赤道东太平洋冷异常与源自西太平洋次表层东传的冷异常相结合的过程 但后者源自西太平洋次表层东传的冷异常更明显, 从而使得 A 型 CP ElNi o 的衰减较为迅速 而 P 型 CP El

14 海洋学报 ３９ 卷 ２４ 图 １０ Ｓ 型 Ｐ 型 ｂ Ａ 型 ＣＰ Ｎ 衰减阶段夏季中国降水距平百分率合成和 Ｓ 型 Ｐ 型 Ａ 型 ｆ ＣＰ Ｎ 衰减阶段夏季合成的 ８５０Ｐ风场距平 Ｆ １０ Ｃｍ ｍｍ ｆ ｍ ｇ ｇ ｆｃｐ Ｎ ｇ ｇ ｇ Ｓ Ｐ ｂ Ａ ｍ ｆ ｍｍ ８５０Ｐｗ ｍ Ｐ Ａ ｆ ｇ ｇ ｆｃｐ Ｎ ｇ Ｓ ｂ中等值线间隔 ２０ 中等值线间隔 １０ 深 浅 色阴影区表示正 负 异常分别通过信度 ０ ２０ ０ １０ 的显著性检验 加粗箭头表示通过信度 ０ １０ 的显著性检验 Ａ 反气旋性异常 Ｔ ｆ ｂ ２０ Ｔ ｆ １０ Ｄ ｗ ｇ ｍ ｇ ０ ２０ ０ １０ ｆ ｗ ｇ ０ １０ ｆ ｇ Ｂ ｇ Ａ ｍ Ｎ 的衰减主要是源自西太平洋次表层的冷异常向东 传播导致中东太平洋暖异常减弱 使得次年暖中心出 现在赤道东太平洋 两类 Ｅ Ｎ 在 其 衰 减 阶 段 对 我 国 夏 季 降 水 存

15 1 期陈圣稢等 : 两类 ElNi o 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 25 性显著增大, 华北降水异常偏多, 长江以南华南略偏多 W-E 型 EP ElNi o 次年, 两河之间及上游地区降水偏多, 降水异常大值中心主要位于沿江地区, 我国华南大部和华北地区降水明显偏少 对于 CP El Ni o 的 3 种衰减方式, 次年夏季我国降水的异常分布型也呈现明显差异 : 降水异常大值带在 S 型衰减时主要位于黄河和淮河之间, 在 P 型衰减阶段可能出现在长江流域, 而在 A 型次年主要位于黄河下游地区 ; 图 11 S 型 ( 长虚线 ) P 型 ( 实线 ) A 型 ( 点划线 )CP ElNi o 衰减阶段夏季合成的 500hPa 副热带高压 588 位势什米等值线 ( 短虚线为 年的气候均值 ) Fig.11 Compositeofsummer5880gpmat500hPaheight duringthedecayingphaseofcp ElNi oeventsdecayingins patern(longdashedline),ppatern(longdashedline)anda patern(dashdotline)(shortdashedlinedenotestheclimatic summer5880gpmheightaveragedfrom1981to2010) 在明显不同的影响,CP ElNi o 次年夏季多雨区较 EP ElNi o 偏北, 位于淮河流域 但此时两类 El Ni o 次年夏季降水异常空间特征的可信度较弱 进一步区分讨论两类 ElNi o 事件的不同衰减型与其衰减阶段夏季我国降水异常的关系, 发现两类 ElNi o 的影响信号明显增强 对于 EP ElNi o, 在华北 华南 长江和黄河 ( 简称两河 ) 之间及两河的上游地区,E -W 与 W-E 型呈现完全相反的异常分布特征 E -W 型衰减时夏季两河之间及上游地区偏旱的可能 S 和 A 型次年东北大部尤其东北北部降水偏少, 而 P 型次年东北大部降水明显偏多 ; 在西南地区,S 型次年降水总体偏多, 而 A 型次年该地区易于偏旱 ; 西北北部地区,A 型次年降水异常偏少, 而 S 型和 P 型次年总体异常偏多 不同的衰减方式对应了衰减阶段夏季不同的降水异常空间分布 本文区分了两类 ElNi o 的不同衰减方式, 分析了不同衰减情形下 EP ElNi o 和 CP ElNi o 的演变特征, 并在此基础上探讨了两类 ElNi o 不同衰减型与我国夏季降水异常的联系, 更全面地得到了与两类 ElNi o 相联系的次年夏季降水异常分布型, 为我国汛期降水预测提炼出更显著的 ElNi o 影响信号 然而, 在识别两类 ElNi o 的基础上再区分不同的衰减方式, 这种细化分型会直接导致各类型的个例数较少, 因此其普适性还需进一步验证 不同 ElNi o 衰减类型所对应的 SST 异常分布通过怎样的动力机制联系来影响东亚大气环流异常场也是今后研究的重点 参考文献 : [1] Trenberth KE,StepaniakDP.IndicesofElNi oevolution[j].journalofclimate,2001,14: [2] JinFF,KugJS,AnSI,etal.Anear annualcoupledocean atmospheremodeintheequatorialpacificocean[j].geophysicalresearchleters, 2003,30(2):1080. [3] 林学椿, 于淑秋. 厄尔尼诺与我国汛期降水 [J]. 气象学报,1993,51(4): LinXuechun,YuShuqiu.ElNi oandrainfalduringthefloodseason(june-august)inchina[j].actameteorologicasinica,1993,51(4): [4] 史久恩, 林学椿, 周琴芳. 厄尔尼诺现象和我国夏季 (6-8 月 ) 降水 气温的关系 [J]. 气象,1983(4):2-5. ShiJiuen,LinXuechun,ZhouQinfang.ElNi oandrainfalandtemperatureduringthefloodseason(june-august)inchina[j].meteorology, 1983(4):2-5. [5] 黄荣辉, 陈际龙, 周连通, 等. 关于中国重大气候灾害与东亚气候系统之间关系的研究 [J]. 大气科学,2003,27(4): HuangRonghui,ChenJilong,ZhouLiantong,etal.StudiesontherelationshipbetweenthesevereclimaticdisastersinChinaandtheEastAsiacli matesystem[j].chinesejournalofatmosphericsciences,2003,27(4): [6] 邹力, 倪允琪.ENSO 对亚洲夏季风异常和我国夏季降水的影响 [J]. 热带气象学报,1997,13(4): ZouLi,NiYunqi.ImpactofENSOonthevariabilityofthesummermonsoonoverAsiaandthesummerrainfalinChina[J].JournalofTropical Meteorology,1997,13(4): [7] YehSW,KugJS,DewiteB,etal.ElNi oinachangingclimate[j].nature,2009,461(7263): [8] YuJY,Kim T.Threeevolutionpaternsofcentral PacificElNi o[j].geophysicalresearchleters,2010,37:l08706.

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17 1 期陈圣稢等 : 两类 ElNi o 不同衰减型的演变特征及其与我国夏季降水的联系 27 west(e-w).thepositivesstalargerthan0.5 firstdisappearinofshoreofsouthamericaandthedisap pearanceextendstothewest.(2)anevolutionpaternthatsstadecayingfromwesttoeast(w-e).theposi tivesstalargerthan0.5 firstdisappearinthecentralpacificandthedisappearanceextendstotheeast.the decayingevolutionofcp ElNi oisclassifiedintothreepaterns:(1)asymmetric(s) decayingpaternwhose SSTA growsanddecayssymmetricalywithrespecttoapeakphase,(2)aprolonged(p)-decayingpaternthatis folowedbyaep ElNi otype,(3)anabrupt(a) decayingpaternthatisfolowedbyaep LaNi atype.in thefolowingsummerofep ElNi ointwodiferentdecayingpaterns,therearealmostcompletelyoppositerain falanomaliesinnorthchina,southchina,theregionbetweenandtheupstreamareaoftheyangtzeriverandthe YelowRiverValey(theyarecaledtheTwoRiverforshort).InthefolowingsummerforE-Wpatern,sup pressedrainfalappearsintheregionbetweenandtheupstreamareaofthetworiver,whiletherainfalinnorth ChinaisabundantandrainfaloftheareatothesouthoftheYangtzeRiverisslightlymore.However,thereare significantlypositiveanomaliesintheregionbetweenandtheupstreamareaofthetwo Riverwiththecenterof positiveanomalieslocatedalongtheyangtzeriver,butthenegativerainfalanomaliesinmostregionofsouthchi naandnorthchinaforw-epatern.asforthreedecayingpaternsofcp ElNi o,thepositiveanomaliesare presentintheregionbetweenthehuaiheriverandtheyelow RiverValeyforSpatern,intheYangtzeRiver ValeyforPpatern,whileinthelowerreachesoftheYelowRiverforApatern.RainfalintheNortheastChi na,especialyinthenorthernofnortheastchina,isbelownormalforsandapatern,whileabovenormalforp patern.inthesouthwestchina,wet(dry)signalappearsfors(a)patern.andinthenorthernofnorthwest China,thereisless(more)precipitationforApatern(SandPpatern).Diferentdistributionofsummerrainfal anomaliesinthedecayingphaseofelni oiscloselyassociatedwiththeirdiferentdecayingpaterns.whenin spectingtheimpactsofthetwotypesofelni oonthefolowingsummerrainfal,itwouldbebetertoconsider theirdiferentdecayingpaternsinviewofthelargersignificantareaandt inspectionvalueofrainfalanomalies. Althesewilprovideimportantreferencefortheshort termclimatepredictionofsummerrainfal. 犓犲狔狑狅狉犱狊 :two flavors ofelni o;diferentdecayingpaterns;evolutioncharacteristics;summerrainfal