ENSO作为热带太平洋海气系统年际变率的最强信号（Trenberth et al.，1998; 陈卫和陆日宇，2016; 贺圣平等，2016; 王黎娟等，2018; Jiang et al.，2019; Lu et al.，2019; 郑依玲等，2019; Song et al.，2021）与东亚夏季风的关系十分密切（Annamalai et al.，2005; Yang et al.，2007; 薛峰等，2018; 段欣妤等，2020），被认为是决定东亚夏季气候年际变化的主要影响因子（Chou et al.，2009; Feng et al.，2014; Zhang et al.，2016），也是导致我国旱涝灾害发生的重要因素（宗海锋等，2010）。El Niño作为ENSO的正位相，通常在冬季发展至峰值，次年春夏季逐渐衰减。相较El Niño发展年，El Niño衰减年的西北太平洋夏季风异常更为明显（Xie and Zhou，2017; Jiang et al.，2019）。ENSO事件的强度、衰减速度等细节也都会对东亚夏季风产生影响（赵树云等，2017; Chen et al.，2019），进而影响中国东部各主雨带的降水。

近年来关于ENSO影响中国降水的研究重点主要在于El Niño事件对梅雨的影响（马音等，2012; Hu et al.，2017; Zheng and Wang，2021; Chu et al.，2022）。目前通常认为El Niño事件的次年夏季常表现出长江流域偏涝的特征（黄平和黄荣辉，2010; 罗婷等，2019），西北太平洋异常反气旋的发展和维持导致的西太平洋副热带高压（后文简称西太副高）和水汽输送偏强可能在其中起到了重要作用（陈艳丽等，2016; Chen et al.，2016; Li et al.，2017; 赵俊虎等，2018; Xie and Wang，2020; Pan et al.，2021）。关于ENSO与华北夏季降水关系的研究相比长江流域少，Jiang et al.（2019）的工作在一定程度上解释了其原因:将El Niño次年划分为快速衰减年和缓慢衰减年后，发现缓慢衰减年只在长江流域出现夏季降水正异常，而快速衰减年夏季降水正异常同时出现在中国北方和长江流域。换言之，El Niño次年华北夏季降水异常经常被梅雨的异常所掩盖。例如，2020年的华北雨季降水量较常年同期偏多80%，其中8月降水量为1961年以来最多，但针对中国2020年降水的研究主要集中在6—7月的极端梅雨事件（超级暴力梅; Liu et al.，2020; 刘芸芸和丁一汇，2020; Takaya et al.，2020; Pan et al.，2021; 赵俊虎等，2021），很少有研究单独分析同样显著偏多的华北雨季降水。华北雨季是中国东部季风雨带的重要组成部分，通常始于7月中下旬，止于8月中上旬，这期间的华北降水量平均占到夏季总降水量的50%（赵树云等，2017; 于晓澄等，2019）。华北地处半湿润到半干旱气候区（丁一汇等，2013），对雨季降水异常相对敏感。因此，分析华北雨季降水异常的原因，对于气候预测、防灾减灾等具有重要的指导价值。

华北地区的降水异常同样与热带中、东太平洋的海温变化显著相关（于晓澄等，2019）。多数研究认为华北夏季降水在El Niño发展年偏少，而在El Niño衰减年偏多（Chou et al.，2009; Feng et al.，2014; 李丽平等，2015; 林大伟等，2016; 赵树云等，2017）。陈文等（2018）研究表明当热带中、东太平洋偏暖时（ENSO正位相）华北易发生干旱，而当该海区偏冷时（ENSO负位相）华北易发生洪涝。林大伟等（2016）从海温外强迫因子的角度分析发现，若印度夏季降水偏强，且同期赤道中东太平洋处于La Niña位相时，有利于西太副高偏西偏北，导致华北夏季降水偏多。赵树云等（2017）通过分析发现1961—2014年华北雨季降水最多的5 a中，有4 a都处于El Niño结束并转为La Niña的年份。

前人关于ENSO影响华北夏季降水的研究，更多关注ENSO所处位相或者位相的转换方向（黄平和黄荣辉，2010; 林大伟等，2016），或仅针对若干华北极端降水年份进行分析（赵树云等，2017），较少关注到El Niño或La Niña事件的变化节奏等因素。林大伟等（2016）建议进行华北夏季降水预测时，需要关注ENSO的具体演变特征。赵树云等（2017）提出了ENSO位相转换速度的重要性。不过，这些研究并没有对ENSO在春季的演化速度以及对应的华北夏季降水异常做直接和系统的对比分析，而且也没有进一步探讨为什么ENSO会在春季快速衰减。强El Niño事件常伴随着多次热带大气季节内振荡（Madden-Julian Oscillation，MJO）事件（Marshall et al.，2009）。Xie et al.（2009）研究认为印度洋偏暖状态下，其上空偏强的对流活动可以通过激发开尔文波，将异常信号东传至太平洋。因此，ENSO事件快速衰减的过程中是否存在MJO和开尔文波活动异常同样值得探讨。

基于上述梳理，本文试图探讨以下问题:1）El Niño春季快速衰减年的华北夏季降水有何异常?2）怎样的异常环流特征引发了华北夏季的异常降水?3）El Niño在春季快速衰减可能的诱因?对以上问题的思考和回答，有助于进一步了解华北夏季降水与El Niño衰减的关系及背后的机理，为华北夏季降水预测提供参考。

1 资料和方法

1.1 资料简介

本文主要采用的数据资料有:美国国家海洋和大气管理局（NOAA）的月平均陆地降水重建资料PREC/L（Chen et al.，2002），空间分辨率为0.5°×0.5°; 欧洲中期天气预报中心（ERA5）的向外长波辐射（OLR），空间分辨率为0.25°×0.25°; 美国气候预测中心（CPC）的逐月Niño3.4指数及其三个月滑动平均值（ONI）; 源于NOAA的全球月平均海表温度重建资料ERSST.V5（Huang et al.，2017）; 美国国家环境预报中心和美国国家大气研究中心（NCEP/NCAR）发布的月平均位势高度场、水平风场（U、V分量）、垂直速度场（Kalnay et al.，1996），逐日OLR，水平空间分辨率为2.5°×2.5°; 澳大利亚气象局（BOM）的逐日MJO经验正交分解的第一、二模态的时间系数（RMM1和RMM2）资料（Wheeler and Hendon，2004）。由于资料的时间范围限制，MJO模态时间系数和逐日OLR的时间范围为1979—2020年，其余数据均取1951—2020年作为时间范围（与Niño3.4指数的时间范围一致）。本文主要采用了合成分析的统计诊断方法，以除El Niño衰减年以外的年份（后文称“其他年份”）作为气候态参照。

1.2 华北地区选取范围

根据中国气象局预报与网络司2014年发布的《华北雨季监测业务规定》（气预函（2014）117号），目前气象业务中使用的华北地区范围覆盖了北京、天津、河北（京津冀）、山西及内蒙古的部分地区，共包含236个代表站（图1）。该规定所划定的华北范围相比国家“九五”科技重点攻关项目“我国短期气候预测系统的研究”中规定的华北范围偏北一些，后者包含了河南北部和山东省。由于本文所用资料均为格点数据，为了方便计算，选取图1中的矩形区域作为华北地区范围，即以山西省的西端和南端作为华北的西端和南端，以河北省的东端和北端作为华北的东端和北端（110.24°~119.85°E，34.80°~42.68°N）。这个范围综合了华北雨季新的业务检测范围和“九五”科技重点公关项目所划定的华北范围。

1.3 MJO强度计算方法

为了讨论El Niño在春季快速衰减的原因，分析了MJO的活动强度。根据李汀等（2012）的计算方法，MJO的逐日强度（RMM指数）可以由RMM1和RMM2计算得到:

$\mathrm{R}\mathrm{M}\mathrm{M}=\sqrt{{\mathrm{R}\mathrm{M}\mathrm{M}}^2+{\mathrm{R}\mathrm{M}\mathrm{M}}^2}$

一般认为该值超过0.9或1.0为一次强MJO事件。

1.4 开尔文波提取方法

关于开尔文波的提取，首先通过波数和频域滤波研究OLR的赤道波分布特征，然后再将开尔文波单独提取出来，详细信息见Wheeler and Kiladis（1999），这里仅对主要步骤做简要介绍。

先将多年OLR数据分割成以96 d为窗口的时间段，并移除每个时间窗口内季节周期的前三个谐波信号以及均值和线性趋势。接着，对以上处理的各时段数据在经度和时间上进行快速傅立叶变换，获得每个纬度的原始波数频谱，并在15°S~15°N之间求和以及将所有时段求平均，再除以其红色噪声背景估计值，获得最终的波数频谱。最后，根据浅水方程找到开尔文波的波频区域，从而获得提取开尔文波的具体参数，即纬向行星波数为1~10，周期为3~15 d，等效深度为12~90 m，与Wheeler and Kiladis（1999）基本一致。确定好开尔文波的滤波参数后，对全时次的OLR数据进行重新处理以提取开尔文波，将OLR数据处理成关于赤道对称，最后利用提取得到的开尔文波参数在特定区域内进行快速傅里叶变换，从而获得逐日的开尔文波信号。

2 华北夏季降水与春季El Niño快速衰减的关系

赵树云等（2017）发现在1961—2015年中，所有El Niño衰减后当年转为La Niña的年份的1—8月Niño3.4平均下降速度为0.3℃。本文更关注春季El Niño单月的快速衰减，因此将Niño3.4单月下降速度的标准设为平均下降速度的两倍。根据CPC的Niño3.4指数资料，从1951—2020年中挑选出春季出现过单月衰减超过0.6℃的年份（共9 a，以下简称快速衰减年），分别为1954、1964、1966、1973、1988、1998、2010、2016和2020年。根据国家气候中心的划分标准，以上9 a的前一个冬季均发生过El Niño事件。其他15个El Niño事件的次年（以下简称缓慢衰减年）分别为1952、1958、1959、1969、1970、1977、1978、1980、1983、1992、1995、2003、2005、2007和2019年。将研究时段内的其余46个非El Niño衰减年简称为其他年份。图2给出了快速衰减年和缓慢衰减年的Niño3.4指数逐月变化情况，可以发现以下特征:1）快速衰减年Niño3.4指数在春季存在明显的快速衰减过程，而缓慢衰减年的Niño3.4指数则表现为平缓下降的特征; 2）快速衰减年Niño3.4指数正位相结束较早，最早3月结束，最晚6月结束; 而缓慢衰减年Niño3.4指数正位相结束较晚，最早在4—5月，部分年份直到该年12月依然维持着ENSO正位相; 3）大多数快速衰减年在夏季转为La Niña状态; 而缓慢衰减年转入La Niña状态的时间较晚，且多半年份自始至终没有转为La Niña状态; 4）快速衰减年的年初El Niño事件强度整体偏强一些，说明强El Niño事件春季发生快速衰减的可能性更大。不过也有例外，如1983年前冬发生过超强El Niño事件，然而当年Niño3.4指数下降仍然很慢。

利用NOAA的月平均陆地降水重建资料（PREC/L），对快速衰减年、缓慢衰减年和其他年份的华北夏季降水分别进行统计分析。从快速衰减年和缓慢衰减年夏季降水量异常的空间分布（图3）中可以发现，快速衰减年7、8月华北地区降水量显著偏多; 而缓慢衰减年华北夏季降水异常值非常小，且大多区域没有通过显著性检验。快速衰减年6月，降水正异常中心位于长江以南; 7月除了华北地区降水显著正异常之外，更为明显的是长江流域的降水偏多; 8月华北降水偏多最为显著，而长江中下游、淮河以及江南北部降水显著偏少。降水正异常中心似乎也在随着季风向北推进，这个结果与Jiang et al.（2019）的发现是一致的。从 3类年份华北地区夏季降水量琴状图（图4）也可以看出，快速衰减年和缓慢衰减年6月的华北降水量均与其他年份差别不大。但是，快速衰减年7月和8月的华北降水明显多于其他年份，其降水量中值偏多超过30 mm，25%分位点明显高于其他年份的中值; 尤其是8月，快速衰减年的最小值甚至高于其他年份的中值。这说明快速衰减年7月和8月华北降水偏多是显著的。琴状图还可以反映降水的概率密度分布曲线，可以看出，快速衰减年7、8月华北降水的概率密度曲线相比其他年份明显向大值偏移。相比之下，缓慢衰减年华北地区7、8月的降水量异常并不明显，其8月的降水中值仅高于其他年份10 mm左右。

3 华北降水异常对应的环流特征

为了探讨El Niño春季快速衰减年华北盛夏降水显著偏多的原因和机理，从对流层低层（850 hPa）风场、中层（500 hPa）位势高度和高层（200 hPa）急流进行环流异常分析，并与缓慢衰减年进行对比。

图5给出了500 hPa位势高度场异常和850 hPa风场异常，可以看出快速衰减年的异常环流特征相较缓慢衰减年更为明显。快速衰减年6—8月菲律宾到南海850 hPa上有一个异常反气旋维持，这与Jiang et al.（2019）中El Niño衰减年夏季西北太平洋出现异常反气旋的结论一致，同时该异常反气旋也是整个夏季西太副高偏西、赤道太平洋沃克环流偏强的表现。6月，异常反气旋西北侧的西南暖湿气流影响范围比较小，仅覆盖到我国华南地区（图5a）; 7月，500 hPa位势高度在150°E东侧中纬度出现正异常，表明150°E以东的副高部分开始偏北，西北太平洋异常反气旋有所北移，反气旋西北侧的西南气流影响范围随之北扩，已经越过了长江（图5b）。赤道西太平洋低层东风异常也较6月更强，对应沃克环流的增强（图7b）; 8月，日本以东500 hPa位势高度出现显著正异常，表明西太副高显著偏北，华北地区南部850 hPa出现明显的西南风异常（图5c）。从西太副高脊线的平均位置上看，快速衰减年较其他年份8月偏北4°以上（图略）。缓慢衰减年夏季西北太平洋反气旋正异常偏弱，西太副高的位置也比快速衰减年偏南，西南暖湿气流的影响范围小而且强度远小于快速衰减年（图5d—f）。

从中纬度200 hPa西风急流的异常上看，快速衰减年6月华北地区上空出现东风异常，7月转为西风异常，但二者均未通过显著性检验（图6a和6b）。8月，华北地区东部20 m·s^-1等风速线偏北，且45°N以北为显著的西风异常，45°N以南为显著的东风异常（图6c）。这意味着快速衰减年8月高空西风急流的位置偏北，而且华北位于异常西风急流的右后侧。根据急流附近的次级环流分布特征，高空急流入口区的右侧是辐散区。因此，快速衰减年8月200 hPa偏北的西风急流可以为华北地区提供很好的高空辐散条件，有利于对流的发生。与快速衰减年不同，缓慢衰减年8月华北上空200 hPa西风急流偏南（图6f）。

从赤道太平洋沃克环流异常来看，快速衰减年6—8月沃克环流偏强，60°~150°E上升运动增强，150°~120°W下沉运动增强（图7a—c）。缓慢衰减年也表现为沃克环流增强，但是异常上升和下沉运动的影响范围相比快速衰减年偏小，强度也偏弱（图7d—f）。在太平洋暖池地区，沃克环流增强对应着低层异常东风（图5）和高层的异常西风（图6），低纬度高低空风场的异常可能通过经向波列影响中纬度系统的南北位置。黄荣辉等（2005）发现西太平洋暖池附近对流偏强有利于西太副高北跳偏早和东亚夏季风偏强。赵树云等（2017）认为在El Niño快速衰减年沃克环流的增强导致西太平洋对流增强，然后通过经向上的Hadley环流引起东亚中纬度系统向北偏移，如西太副高和高空急流。不过，以上解释都是基于对过去资料的统计分析，尚未得到数值模式的验证。除了低纬度地区海温、对流和风场异常的影响外，中纬度地区的海温条件对西太副高和高空急流的南北位置是否也存在一定的影响，还需要未来进一步研究。

4 El Niño春季快速衰减的影响因子

分别在快速衰减年和缓慢衰减年中选取Niño3.4指数下降幅度最大的月，下降前定义为第0月，下降后为第1月，然后向前向后各取两个月，分别记为第-2到第3月。然后，对各月10 m纬向风、OLR、和MJO强度异常等进行合成分析。

图8给出了第-2到第3月低纬地区10 m纬向风异常的空间分布，从中可以看出，在快速衰减年第-2月时，赤道太平洋表现为显著的西风异常，东印度洋至菲律宾则开始出现明显的异常东风（图8a）。到了El Niño快速衰减的第1月，东风异常的大值区已经东移至加里曼丹岛以东，与此同时赤道太平洋上的异常西风几乎消失（图8d）。El Niño快速衰减后的第2至第3月，虽然异常东风的中心仅东移至菲律宾以东，但是其范围却扩展到了赤道中东太平洋（图8e—f）。由此可见，El Niño春季的快速衰减发生在异常东风爆发并东传的过程中。相比之下，缓慢衰减年第-2至第3月也表现出赤道太平洋异常西风减弱和异常东风东传，但是异常东风的强度要弱很多（图8g—l），而且在第2和第3月，Niño3.4区几乎没有通过显著性检验的格点（图8k、l）。这也解释了为什么大部分快速衰减年夏季赤道中东太平洋转入了La Niña状态，而大部分缓慢衰减年则维持在中性状态（图2）。

什么原因引起了快速衰减年东印度洋至西太平洋的东风爆发及东传?有研究指出，对流活动可以激发MJO和开尔文波沿着赤道附近向东传播（McPhaden and Yu，1999; Zhang and Gottschalck，2002; Seo and Xue，2005; Qu and Huang，2012; Lybarger and Stan，2019; 郝立生等，2020），而这些季节内震荡表现在风场上正是东西风异常的交替。因此，我们给出了春季Niño3.4指数快速衰减前后OLR、MJO强度和赤道印度洋地区开尔文波异常情况（图9—10）。

从图9a可以看出，在第-2月，赤道印度洋和太平洋对流偏强，海洋性大陆对流偏弱。随着时间推移，赤道印度洋上对流始终偏强，但是海洋性大陆的对流抑制逐渐减弱，同时赤道太平洋上的对流也逐渐减弱。到了Niño3.4指数快速衰减后的第1月，加里曼丹岛以西已经成为对流活跃区，而Niño3.4区原来活跃的对流已经完全消失（图9d）。缓慢衰减年也表现为海洋性大陆对流抑制逐渐消失，而赤道太平洋对流逐渐减弱的特征，但是和快速衰减年相比，印度洋并没有表现出对流显著持续偏强的特征（图9g—l）。通过对海表温度和印度洋全区一致模指数的合成分析也发现，快速衰减年春季，印度洋海表显著偏暖; 而缓慢衰减年，印度洋春季偏暖并不显著（图略）。温暖的洋面更容易激发出活跃的对流，使得快速衰减年在印度洋上空表现为对流活动持续偏强（图9），并向海洋性大陆东传。这种对流很可能通过不断激发大气波动，进而在其东侧引发显著的东风爆发现象，而赤道东风的爆发最终引起了El Niño春季的快速衰减。快速衰减年印度洋海表偏暖且对流偏活跃的异常信号可以维持到7—8月（图略），这种强迫的存在可以不断激发热带大气季节内震荡并东传，导致热带异常东风和沃克环流强于缓慢衰减年，进而通过影响副高和高空急流的位置造成华北雨季降水明显偏多。

通常认为MJO年际异常可以影响ENSO（李崇银等，2013; Xie et al.，2016）。将代表MJO强度的RMM逐日资料处理为月数据后，得到快速衰减年和缓慢衰减年MJO强度逐月的异常特征（图10a、b）。可以看到，快速衰减年第0月之前MJO强度偏强，而在El Niño快速衰减之后MJO强度出现大幅下降，转为明显的负异常，但第1月后又逐渐增强; 而缓慢衰减年的MJO强度在Niño3.4指数衰减前后一直保持负异常状态，在第1月之后强度有所增强。

大气开尔文波对印度洋异常信号的东传同样发挥着重要作用，偏暖的印度洋海表会激发斜压开尔文波并东传至太平洋，在赤道西太平洋附近形成异常偏东风（Xie et al.，2009）。将从低纬地区OLR中提取的开尔文波（1.4节）逐日资料以20 d为窗口求方差来代表开尔文波强度，选取赤道印度洋地区（45°~110°E，5°S~5°N）求平均。和MJO强度一样将开尔文波强度日数据处理为月平均数据，对比异常衰减年和缓慢衰减年第-2至第3月的逐月异常特征（图10c、d）。可以看到快速衰减年的第0月之前，开尔文波同样表现为偏强的状态，El Niño快速衰减之后，开尔文波的强度有所减弱; 而缓慢衰减年的第-2月，开尔文波处在偏弱状态，第0至第1月出现偏强特征，之后又转为了偏弱状态。

综上所述，快速衰减年印度洋上空对流持续偏强，Niño3.4指数快速衰减前，MJO和开尔文波都表现为偏强的特征，这有利于印度洋异常信号的东传，异常东风爆发现象也在同一时间出现并在之后快速发展; 而缓慢衰减年印度洋上对流没有显著的偏强特征，MJO强度反而偏弱，开尔文波强度虽达到过偏强状态但不及快速衰减年明显，相对而言两者不利于信号东传，赤道太平洋也就没有出现显著的东风爆发现象。需要指出的是，MJO和开尔文波的周期通常仅为十几天，所以对两者的研究一般以日为单位。这里为了与Nino3.4指数资料统一时间分辨率，以月为单位分析二者的强度的异常。这样的处理方法虽然存在局限性，但是基本能够定性反映赤道大气波动的活跃程度。

5 结论和讨论

本文将1951—2020年划分为El Niño春季快速衰减年、缓慢衰减年和其他年份三组。通过合成分析发现，相较缓慢衰减年和其他年份，快速衰减年华北雨季降水量显著偏多，尤其在8月。通过诊断分析发现，快速衰减年夏季850 hPa菲律宾到南海的异常反气旋和7—8月西太副高偏西偏北有利于来自热带的暖湿空气输送至华北，为华北地区提供良好的水汽条件，赤道太平洋偏强的沃克环流推动西风急流轴偏北，使得处于异常急流轴西南侧的华北地区高空辐散条件更好，出现更活跃的对流活动; 缓慢衰减年在一些方面存在类似的特征但并不显著，不足以对华北雨季降水构成显著影响。

从印度洋异常对流活动和大气波动信号东传角度讨论El Niño快速衰减的影响因子，发现在Niño3.4指数快速衰减前后，西太平洋出现了异常的东风爆发现象，而缓慢衰减年东风爆发的现象并不明显。进一步分析发现，快速衰减年印度洋上空对流持续偏强并有向海洋性大陆东传的趋势，且Niño3.4指数快速衰减前MJO和开尔文波均表现为偏强特征，有利于印度洋异常对流引发的大气波动东传至太平洋，并通过异常东风的爆发引起El Niño快速衰减。这表明El Niño春季快速衰减的气候影响并非是由赤道太平洋单独完成的，印度洋海温异常在其中扮演了重要角色。印度洋与中东太平洋海温有协同变化的现象，快速衰减年印度洋上空持续偏强的对流可能与这些年份前冬El Niño整体偏强有关（图2），即赤道印度洋的“电容器效应”（Xie et al.，2009）。但是，2020/2021年冬季发生了一次弱的El Niño事件，2021年春夏季印度洋却异常偏暖，这体现了印度洋海温变化也具有一定的独立性，而这部分变化的影响因素值得进一步探讨。

尝试用一些CMIP6海-气耦合模式结果验证El Niño春季快速衰减对我国夏季降水的影响，发现与观测结论并不完全一致，主要是对副高位置的模拟不是很准确，副高偏西的特征基本能够模拟出来，但是8月副高偏北的特征模拟效果不好。这意味着El Niño春季快速衰减影响华北雨季降水的具体机制更为复杂，可能涉及中纬度海-气相互作用对El Niño快速衰减的响应，而气候模式对这些过程的模拟还存在不足。未来我们还需要进一步细化气候系统中与ENSO循环相关的信号，例如太平洋和大西洋的海—气相互作用。如果在未来的研究中明确以上细节，并在数值模式中得以验证，对El Niño次年华北地区雨季降水的预测可能会取得更好的效果。

参考文献