厄尔尼诺事件是发生在热带太平洋的最显著的年际变化信号，起源于大尺度海气相互作用。厄尔尼诺事件，尤其是超强厄尔尼诺事件，对我国主汛期降水异常的年际变化具有重要影响。在 1997 年冬季发生超强厄尔尼诺事件之后，我国大部分地区都遭受了史无前例的洪涝灾害。根据最新的观测结果，2015 年秋冬季发生了 21 世纪以来最强的厄尔尼诺事件，其强度与 1997/98 年相当，而按照国内外各科研机构的预测结果，这次超强厄尔尼诺事件还将持续到 2016 年春季前后，并将对 2016 年我国主汛期的防洪减灾工作提出新的挑战。 本文在全面分析厄尔尼诺特别是超强厄尔尼诺事件的特征、成因及其影响的物理过程的基础上，揭示其对印度洋海温变化的激发作用，阐述历史上我国主要汛期即华南春雨和夏季主汛期受到厄尔尼诺事件的调制。最后结合当前观测、 年代际海温变化信号和对 2016 年太平洋地区海表温度的预测，分析了 2015 年 12 月我国东部大范围环境污染与厄尔尼诺事件的关联，提出了 2016 年春、夏季我国主汛期降水格局的可能分布。希望对部署 2016 年防洪抢险的救灾工作及减少国家财产损失和人员伤亡提供参考。

厄尔尼诺事件指北半球冬季赤道中东太平洋秘鲁沿岸海洋表层水温持续异常上升的现象，与之相反的是拉尼娜现象，即赤道中东太平洋表层水温持续异常下降现象。由于厄尔尼诺事件与南半球热带西太平洋和东太平洋地区海平面气压的纬向振荡（即“南方涛动”现象，South Oscillation,SO）联系紧密^{[1, 2]}，因此人们也常用 ENSO 事件来描述厄尔尼诺和拉尼娜事件造成的海洋-大气反馈过程。当厄尔尼诺（拉尼娜）发生时，南方涛动出现负位相（正位相），即东太平洋气压下降（上升）、西太平洋气压上升（下降），相应地 ENSO 事件进入暖位相（冷位相）。

厄尔尼诺事件的出现与赤道太平洋的气候平均态密切相关（图 1a）。就气候平均而言，热带太平洋存在偏东信风，盛行东风令赤道太平洋产生向西流动的表层洋流，使得赤道东太平洋海温偏低，同时也使暖海水在赤道太平洋的西边界堆积并向南北两侧输送，造成赤道西太平洋的海温偏高。就赤道太平洋海温的垂直结构而言，由于赤道表层海水受大气影响较大，垂直混合较均匀、海表温度（SST）偏高，暖 SST 与次表层较冷海温之间形成了温度急剧变化的层面，即温跃层。在温跃层附近，海水温度的垂直梯度出现极值。正是由于气候平均的东风盛行，令赤道太平洋的温跃层形成了“西深东浅”的倾斜结构。与此同时，赤道太平洋“西暖东冷” 的 SST 分布，使其上空空气在赤道西太平洋上升、在赤道东太平洋下沉，形成了 Walker 环流，相应地大气质量重新分布，导致了热带太平洋西东两侧分别形成了海平面低压和高压系统。当厄尔尼诺事件发生时（图 1b），赤道中-东太平洋出现海表温度暖异常，伴随着海表面西风异常出现在赤道中-西太平洋地区，东太平洋大气呈现异常上升运动、而西太平洋呈现下沉运动，气候上的 Walker 环流和偏东信风被削弱，令海平面气压在热带太平洋区域东西部之间出现“跷跷板”式的振荡变化，即 “南方涛动”。

图 1 气候态（a）和厄尔尼诺事件发生时（b）赤道太平洋的海气状 态示意图（http://www.pmel.noaa.gov/tao/proj_over/diagrams/）

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就一般的厄尔尼诺事件而言，赤道太平洋气候平均态的不稳定性是其形成发展的根本原因。从 20 世纪 80 年代至今，很多学者对 ENSO 事件的形成及发展机制进行了研究，并认为“皮叶克尼斯反馈”^[2]和“海气耦合不稳定”^[3] 是形成 ENSO 事件形成发展的正反馈机制。具体而言，当赤道太平洋的局部海表温度出现异常小扰动时，海洋和大气系统之间的正反馈机制会使其不断放大，最终形成整个海盆尺度的海气耦合现象，并导致大范围的海温异常。与此同时，学者们为了解释 ENSO 事件的减弱消亡及其不同位相间的转换过程，相继提出了一系列负反馈机制，包括“延迟振子”理论^[4]、“充电振子”理论^[5]、“西太平洋振子”理论^[6] 和“平流反射振子”理论^[7]，也有学者将这四种理论结合起来提出了有关 ENSO 循环的“统一振子”理论^[8]。

在上述反馈过程的基础上，超强厄尔尼诺事件的发生还需要适宜的气候背景以及海洋和大气条件。数值试验结果表明，当前温室气体排放导致的全球变暖背景会显著增加超强厄尔尼诺事件的发生频率^[9]。而观测分析则指出，在赤道太平洋内，西太平洋暖池区（5°S—5°N,120°E— 160°E）前期的 SST 越高，那么随后的厄尔尼诺事件也越强，这种对应关系可以用“动力恒温机制”^[10]和 ENSO 循环的“热泵假说”^[11] 来解释。此外，在超强厄尔尼诺出现之前，赤道地区来自西太平洋的淡水和来自中太平洋的盐水在换日线附近交汇，形成了显著的“盐度锋”，当盐度锋在海表异常西风的作用下向东推进至赤道东太平洋时，会造成高达 1℃的海水增温，进而导致超强厄尔尼诺事件^[12]。 同时，秋季赤道印度洋的正偶极型海温异常（IOD）可以通过改变印尼贯穿流进而导致超强厄尔尼诺事件^[13]。另一方面，超强厄尔尼诺事件的发生离不开春季西太平洋暖池区频发的“西风事件”（即海面西风异常）^[3]，这种“西风事件”往往和季节内低频振荡（MJO）信号紧密联系^[14]。

厄尔尼诺事件发生时会在西太平洋引起降水减少、 而在中东太平洋会引发大范围的降水异常增多，其对应的深对流异常变化会通过加热中上层大气，而引发环太平洋甚至全球气候异常变化。这种影响的途径正是通过低纬度热源加热激发所谓的大气遥相关机制来实现的。这一机制在气候动力学上通常被称为“大圆理论 （General circle theory）”。当与厄尔尼诺事件相伴随的大气热源位于中东太平洋地区上空，其会在低纬度赤道以北激发出一个高压、北太平洋中纬度激发出一个低压、在北美洲东北部为高压、美国东南部为低压。这样的遥相关波列被称为太平洋-北美型（PNA 型），它对北美气候影响巨大，并且在南半球还有一个类似但弱一些的遥相关型。厄尔尼诺事件对东亚气候的影响也是通过大气遥相关型来实现的，最为著名的一个遥相关系统就是菲律宾反气旋（图 2a）。冬季厄尔尼诺事件的异常暖海温信号会通过赤道以北副热带中西太平洋的海气相互作用向西传播并在春夏季引发西北太平洋冷海温异常，激发出一个局地异常反气旋环流，从而跨季节影响到东亚春、夏季气候的异常变化（图 2b 和 2c ）。近些年来人们也发现，厄尔尼诺事件在冬季达到峰值后，通过瓦克环流异常变化会在热带印度洋激发出一个海盆一致模，具有很好的持续性，并通过赤道印度洋开尔文波东传，可在夏季激发出菲律宾反气旋，这被称为印度洋的电容器机制（图 2c）。总体来看，厄尔尼诺事件对东亚气候的影响很可能是这两种机制共同作用的结果^[15]。

图 2 厄尔尼诺事件影响我国春、夏季风环流的物理过程示意图。（a）冬季厄尔尼诺通过向西 Rossby 波影响南印度洋；（b）Rossby 波引发 西南印度洋增暖，导致春季热带印度洋出现非对称风场分布；（c）第二次印度洋增暖激发对流层Kelvin 波传播至西太平洋，在随后的夏季 强迫出异常的反气旋式环流和太平洋 PJ 波列影响东亚地区[15]

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已有的研究指出，ENSO 能够通过激发“大气桥” 过程而引起印度洋 SST 变化。印度洋海温在厄尔尼诺年冬季会出现海盆（IOB）尺度的一致增暖，并在厄尔尼诺成熟位相后的次年春季达到极值，月平均的 IOB 海温与 ENSO 的最大相关出现在 ENSO 超前 IOB 海温 4—5个月时。印度洋作为季风环流系统的交汇地，是 ENSO影响亚洲季风的一个重要纽带，其海温异常对亚洲季风系统及气候的影响会比 ENSO 信号本身更加直接。因此，认识 ENSO 与印度洋海温异常之间在各时间尺度上的联系，有助于揭示 ENSO 对季风及气候异常的影响过程。

最新的研究^[16] 表明，不同的 ENSO 事件，其衰减的快慢有很大差异。衰减快的 ENSO 事件通常在 4 月份即走向反号，而衰减慢的 ENSO 事件可持续到秋季月份 （图 3a 和 3b）。由 Niño 3 指数自相关廓线的季节演变，也清楚可见快慢衰减的 ENSO 事件的鲜明对比（图 3c）。值得注意的是，ENSO 衰减的快慢，对应印度洋特别是夏季印度洋海温的显著不同，衰减慢（快）的 ENSO 事件之后，夏季印度洋相应性质的海温异常显著更强（弱）（图 3d 和 3e）。 Niño 3 与 IOB 海温的滞后相关更清楚地表明，当 ENSO 衰减快时，5 月份及以后的 IOB 海温与 ENSO 之间的关系即变得不显著，而当 ENSO 衰减慢时，ENSO 与 IOB 海温的显著相关关系可持续到夏季（图 3f）。

图 3 ENSO 衰减快（蓝色）慢（红色）年东太平洋Niño 3 海温指数（左）和 印度洋海温海温指数（右）的季节演变及其合成演变（图 a—b,d—e 中粗实线）； 和冬季Niño 3 滞后自相关（c）及冬季 Niño 3 与 各月印度洋海温指数之间的 滞后交叉相关（f）。黑色实线为所有冷暖 ENSO 事件 Niño 3 指数的平均演变[16]

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有证据表明，印度洋海盆海温除了长期增暖趋势外，在 20 世纪 70 年代前后还呈现有显著的年代际增暖特征，且最强的增暖出现在夏季月份，而非 ENSO 滞后效应所在的春季。这说明仅从 ENSO 的强度变化，并不能很好地解释这种出现在夏季的最强增暖。近期的研究^[17] 指出，IOB 的这种年代际显著增暖，与 ENSO 事件衰减快慢的年代际变化密切相关。具体地，在20 世纪 70 年代前后，ENSO 事件存在显著的年代际衰减延迟 （图 4a 和 4b)，导致其在印度洋的最强效应从春季延迟到了夏季（图 4e 和 4f）。进一步发现，ENSO 事件的这种衰减延迟，仅仅限于暖 ENSO 即厄尔尼诺事件（图 4c），而冷 ENSO 事件并未呈现年代际衰减延迟（图 4d）；这就导致厄尔尼诺在印度洋的最强增暖效应自20 世纪 70 年代以来从春季沿续到了夏季（图 4g），而冷ENSO 所导致的冷却效应未发生年代际延迟。从而可以解释发生在印度洋海盆的年代际显著增暖。统计表明，就年平均而言，ENSO 事件对此年代际增暖的贡献幅度可达实际增暖强度的约 1/4。

图 4 冬季（NDJ）Niño 3 指数与随后逐月（a）Niño 3 指数和（e）IOB 海 温指数的 21 年滑动相关，以及ENSO 所有事件（b、f）,暖事件（c、g）和 冷事件（d、h）的 Niño 3 指数滞后自相关（b—d）和 Niño 3 指数与 IOB 指 数的交叉滞后相关（f—h）。图（a）和（e）中竖线标出了年代际转折的 年份，图（b—d）和（f—h）中的星线/ 点线代表 1970s 前/ 后的滞后相关 分布，细/ 粗虚线标出了1970s 前/ 后的 95% 信度水平[17]

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中国东部位于东亚副热带季风区,夏季风爆发前主要雨带位于江南地区，被称为江南春雨。南海季风爆发后雨带北移，在夏季中心则位于江淮流域。

江南春雨是指我国南方（长江中下游以南地区）春季发生的一种连续阴雨天气,是中国乃至东亚地区最早出现的雨季。在 110°E 以东、30°N 以南地区春雨雨量在 300 mm 以上，占年总雨量的 2—3 成左右。其年际变率大，致使旱涝灾害频繁，影响春播；并且江南地处南海副热带高压西北侧和青藏高原东南侧，春雨的变化还涉及独特的海-陆-气相互作用。

厄尔尼诺年随后的春季，中国大范围降水异常主要出现在中国东部江南地区（图 5a），江南春雨总量与表征厄尔尼诺事件的 Niño 3 指数的相关高达 0.69。其原理是厄尔尼诺年的冬季东太平洋海温偏暖，该异常可以延续到春季，一方面通过 Walker 环流在赤道 120°E 附近区域激发出异常下沉运动以及低层异常反气旋，增强了南海区域低层西南气流，有利于将南海区域的水汽输送到江南地区（图 5c），另一方面与东太平洋海温变化相联系的印度洋增暖在赤道印度洋形成东风Kelvin 波，引发低层东风和孟加拉湾北部反气旋环流异常，进一步增强了江南地区的西南气流；江南地区高层则存在西风异常 （图 5b），对应辐散和抽吸作用加强，导致上升运动进一步增强，使得江南春雨总量增加。此外 ENSO 事件的演变对春雨也有影响，从冬到春，厄尔尼诺衰减慢的年份，江南春雨总量通常偏多，厄尔尼诺衰减快的年份，江南春雨总量变化偏少或者趋于正常。

图 5 冬季 Niño 3.4 异常时的次年异常的春雨期降水（a）， 200 hPa 纬向风（b）和 850 hPa 风场。单位：a 是mm,b 和 c 是 m/s。 打点和红色箭头分别标出了 95% 信度水平

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如图 2 所示，印度洋上海温异常导致印度洋-东亚环流异常，对我国气候有直接影响。为全面考察影响江南春雨的外部强迫，我们还计算了除厄尔尼诺外研究年际变化时常用到的 7 种前期信号与江南春雨总量的超前相关，包括 PNA（太平洋-北美震荡指数），NAO（大西洋震荡指数），AAO（南极震荡指数），AO（北极震荡指数），EMI（厄尔尼诺Modoki指数），DMI （印度洋偶极子），IOB（印度洋海盆一致模）。这里的 DMI 和 IOB 反映了印度洋热力异常。图 6 给出了这些指数从前一年 3 月份到当年 5 月份与江南春雨总量的相关，可以发现，厄尔尼诺和印度洋与江南春雨的相关是显著和持续的，同时江南春雨总量与前一年 11 月—当年 2 月AAO 有较显著的负相关^[18]。基于这3个指数，建立了江南春雨总量的多元线性回归方程

图 6 江南春雨总量与前一年 3 月—当年 5 月各指数逐月相关系数变化

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该回归的降水场与观测的降水相关为 0.76，比单用 Niño 3.4 指数的相关性（0.69）更高，就是说基于多因子的季节预测更为准确。

已有研究表明，厄尔尼诺对东亚夏季气候的影响与其位相有关，在厄尔尼诺发展年夏季，西太平洋副热带高压（副高）强度偏弱并偏东，我国东部地区以降水偏少为主，江淮地区和东南沿海多雨；而在厄尔尼诺的衰减年，东亚夏季风一般偏弱，副高偏强、偏南、偏西，长江流域及其以南地区，日本南部及附近海域的雨量偏多，南北两边偏少。拉尼娜的影响与厄尔尼诺大致相反。但与热带夏季风如印度夏季风有所不同的是，ENSO 对东亚夏季风的影响在厄尔尼诺衰减年更为显著，且具有明显的季节内变化特征，从 6 月到 8 月逐渐增强，8 月异常最为明显。

最新研究表明，厄尔尼诺对东亚夏季风的影响与季风的季节进程有关。厄尔尼诺衰减年夏季，受暖池对流异常变化的影响，副高第二次北跳和东退明显偏晚，从而延迟了东亚夏季风的季节进程。同时，东亚地区出现显著的异常环流型，即东亚-太平洋遥相关型。此种环流型变化对东亚夏季风雨带的季节内变化产生显著影响，随着副高向北推进，夏季雨带亦随之北移，呈现停滞和北跳交替变化的特征，并且与区域有关，主要表现为主汛期（华南前汛期、江淮梅雨期、华北东北雨期和华南后汛期）降水增加，其他时期偏少（图 7）。在华南前汛期，副高主体及其以南地区为明显的反气旋环流异常（图 8a），副高北部则为明显的气旋环流异常，从印度到日界线对流偏弱，对应于反气旋环流异常，其以北地区为气旋环流异常，造成副高偏向西南（图 7a），同时，副高南部偏东风异常加强了水汽向华南地区的输送，而副高北部的偏北风异常则增强了来自高纬度地区的冷空气入侵，结果造成了华南地区辐合和对流增强，降水增多。此时，从印度到菲律宾以东及华北一带的降水偏少（图 7a）。进入梅雨期之后，上述异常环流型整体北进，副高仍维持偏向西南的形态（图 7b 和图 8b），降水异常中心也一致向北移动，华南到菲律宾以东在副高控制之下，对流减弱，降水减少，而长江流域到日本降水增多，同时华北降水负异常开始减弱。7 月下旬梅雨结束之后，东亚地区环流形势发生了较大变化，除上述环流异常型整体北进之外，异常反气旋范围明显扩大，从华南沿西南东北走向延伸到北美西海岸，东亚夏季风推进到最北位置，副高与气候平均差异进一步增大，华北和东北到日本北部降水增多，而长江以南降水减少 （图 7c 和图 8c）。8 月中旬之后，夏季风开始明显衰退，之前的带状异常环流转变为范围较小的异常环流，除黄河下游维持范围较小的降水正异常之外，中国东部降水异常不明显（图 7d 和图 8d）。因此，厄尔尼诺对东亚夏季降水的影响与东亚夏季风的进程有关，表现为主汛期降水增多，非主汛期降水减少，降水分布更为集中，从而增加了主汛期极端降水的发生概率。

图 7 厄尔尼诺衰减年夏季不同阶段降水异常（单位：mm/d） 和 500 hPa 西太平洋副高（单位：gpm），其中填色区域超过 90% 显 著性检验，蓝色和红色等值线分别为气候平均和厄尔尼诺衰减年副 高。（a） 华南前汛期，（b）江淮梅雨期，（c）华北和东北雨期， （d）华南后汛期

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图 8 厄尔尼诺衰减年夏季不同阶段 850 hPa 风场异常（矢量，m/s） 和向外长波辐射异常（填色，W/m2），其中红色矢量和填色区域代 表超过 90% 显著性检验，（a）华南前汛期，（b）江淮梅雨期，（c） 华北和东北雨期，（d）华南后汛期

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2015 年秋东太平洋开始显著偏暖，冬季达到 2 ℃— 3 ℃，发展成为仅次于 1997/1998 的 21 世纪最强的一次厄尔尼诺事件；同时印度洋上海温全面偏暖，局地异常达到 1 ℃。据中科院大气物理所预测，本次强厄尔尼诺事件的东太平洋的海温异常将持续到 2016 年春季。

环保部 2016 年 1 月发布数据显示，2015 年 12 月，全国 74 个城市环境空气质量总体状况同比、环比均转差，其中，北京空气质量超标天数超过六成。2015 年 12 月我国东部的严重污染，与本次重大厄尔尼诺是否有关？2016 年我国春夏主雨带将有怎样异常？本节将讨论这些问题。

中国东部是典型的季风区，冬季盛行东北季风。 来自北方的风对于华北的环境质量至关重要。图 9 给出2015 年 12 月地面空气温度和大气低层风场异常。可见 12 月欧亚大陆的大部分地区尤其是中高纬的地区气温偏暖，导致海洋与陆地之间热力对比减弱、中国东部地区出现南风异常，即冬季风偏弱。在中国南方该南风异常的另一个原因是与厄尔尼诺相关的西太平洋反气旋环流的西南气流，从印度洋—南海西太平洋输送异常多的水汽到达中国东部。弱的冬季风、稳定的大气层结及偏多的暖湿空气使得 2015 年 12 月我国中东部地区的雾霾比往年同期严重。

图 9 2015 年 12 月异常表面温度（℃）（a）和850 hPa 风场（m/s）（b）

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重大厄尔尼诺事件对我国气候有显著影响，也受到更长时间尺度太平洋海温变化太平洋 10 年间涛动 （PDO）的调控。PDO 是一种以 10 年周期尺度变化的太平洋气候变化现象^[19]，变换周期通常为 20—30 年。 PDO 的特征为太平洋 20oN 以北区域表层海水温度异常偏暖或偏冷。在 PDO“暖相位”（或“正相位”）期间西太平洋偏冷而东太平洋偏暖，在“冷相位”（或“负相位”）期间西太平洋偏暖而东太平洋偏冷。

在厄尔尼诺次年春季，PDO 正位相的海表温度年代际背景和厄尔尼诺的海温异常分布基本一致，PDO 正相位对应的赤道中东太平洋 SST 正异常会加强西北太平洋反气旋，同时北太平洋中纬度地区的 SST 负异常通过加强阿留申低压，促使西北太平洋反气旋向南收缩，导致西南气流在华南地区辐合，中国南方地区春季降水出现正异常（图 10b），而北方地区春季降水异常不明显。相反地，PDO 负相位期间的赤道中东太平洋 SST 冷异常会减弱西北太平洋反气旋，但是其北太平洋中纬度地区的 SST 正异常会减弱阿留申低压，促使西北太平洋反气旋向北扩张，导致西南气流深入到长江流域及华北地区，并产生降水正异常^[20]。

图 10 (a) 逐月的PDO 指数时间序列[22],以及PDO 正位相下厄尔尼 诺次年中国东部降水降水异常（mm/month）:（b）春季，（c） 夏季

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而对于厄尔尼诺次年夏季，当 PDO 处于正位相时，西北太平洋副热带高压在 6 月有一次微弱的北跳，从菲律宾海北跳进入华南上空，7 月和 8 月均无明显北跳。因此华南夏季为明显的降水负异常，而长江流域为正异常 （图 10c）。当 PDO 和厄尔尼诺位相相反时，夏季中国东部地区降水异常不明显^[21]。

2015—2016 年这次重大厄尔尼诺事件发生在 PDO 的正位相期间（图 10a），基于实时观测资料和上述统计分析可以预测，2016 年春季中国南方地区降水较常年同期偏多、北方接近常年同期平均值；在夏季，华南地区降水较常年显著偏少、长江流域降水正常到略偏多。