Madden-Julian Oscillation（MJO）是热带地区季节内变率的主要模态，自Madden and Julian（1971）从热带风场发现以来已被广泛研究。在北半球冬季，MJO主要在印度洋发生，并以波数1—4沿赤道向东传播，周期约为20~80 d，功率谱峰值约为45 d。MJO在印度洋和西太平洋的平均相速度为5 m/s。当MJO穿过日界线时，相关的对流往往会减弱。然后，MJO以高频开尔文波的形式向东传播，相速度约为15 m/s，最终返回印度洋（Zhang，2005）。已有的研究表明，在热带印度洋和西热带太平洋，水汽通量和行星边界层（planetary boundary layer，PBL）摩擦对激发和增强MJO对流起着重要作用。Wang（1988）、Wang and Rui（1990）指出，MJO的移动与PBL相关的不稳定上升运动和对流层内水汽辐合的强迫作用，以及通过摩擦对流加热导致的湿开尔文波与罗斯贝波的耦合影响相关。Maloney and Hartmann（1998）通过分析与MJO周期相联系的水汽垂直积分发现，在印度洋和西太平洋地区，从地面到300 hPa的水汽垂直积分异常和地表辐合具有显著的相关关系。摩擦产生的水汽辐合使对流东部出现水汽正异常，并缓慢加湿大气，有利于对流的发展。充放电理论则认为MJO强对流是通过低层湿静力能（moist static energy，MSE）的聚集和释放建立起来的，其中低层水汽的增加导致了低层MSE的聚集（Kemball-Cook and Weare，2001）。MJO湿模型理论认为，水汽异常的增长对于印度洋和西太平洋上的MJO对流的东移和发展至关重要。水汽的垂直结构分布决定MJO的移动和发展。Hus and Li（2012）通过对物理量场的诊断指出，和MJO相联系的水汽异常在垂直方向上具有向后倾斜的结构，正是由于这种后倾结构导致水汽异常在边界层中存在东西方向上的不对称分布，对流东侧PBL水汽正异常有利大气稳定度下降，进而引起MJO的向东传播。Feng et al.（2015）通过对比东传和不传播的MJO事件发现，位于MJO对流东侧的正水汽异常决定了MJO通过海洋性大陆继续东传。Jiang et al.（2015）通过对24个模式的分析也表明，模式是否能够对水汽结构进行正确的模拟，是模式较好模拟MJO的关键。因此，观测和模拟结果都表明，水汽变化是影响MJO活动的最重要因素之一。

热带海洋是水汽的最重要来源，海表温度（sea surface temperature，SST）的正异常会增加热带海洋对大气的加热以及输送水汽，通过改变自由大气的MSE和PLB的水汽辐合，影响开尔文和罗斯贝波的耦合，造成MJO的强度和传播发生改变。Caballero and Huber（2010）发现，当SST升高时，MJO会加强，因为水汽异常与加热存在1/4的位相差。太平洋中部赤道地区的SST增暖（冷却）导致东传MJO的强度增强（减弱）（Hendon et al.，1999; Kessler，2001）。Arnold et al.（2013）证实，在固定的水汽垂直分布条件下，增暖的SST将维持湿绝热加热引起MSE的变化。模式模拟研究表明，赤道地区的SST增暖和不同范围SST的变化导致低层水汽的变化，将分别有利于开尔文波和罗斯贝波的传播，进而影响MJO移动速度的变异（Kang et al.，2013; Maloney and Xie，2013）。Liu et al.（2015）通过模式模拟研究表明，赤道地区的SST增暖可以通过PBL的埃克曼抽吸作用，有利于开尔文波快速向东传播，造成MJO显著东移。而范围广的SST增暖则有利于罗斯贝波发展，减缓了MJO的东传。在东西方向上的SST增暖，其南北范围较窄，有利于快速移动的热带开尔文波，而南北范围宽广的SST增暖造成赤道外地区水汽增强利于罗斯波发展，开尔文波和罗斯贝波的耦合将减缓MJO的东传（Kang et al.，2013）。Chang et al.（2015）比较了工业革命以前和未来CO₂浓度增加情景下（RCP8.5）MJO的活动特征，指出在RCP8.5情景下，MJO的振幅更大，东传速度更强，出现的频数更高，以及更广阔的经向延伸，但其纬向活动受到限制。自1979年以来，观测到的海表温度在热带印度洋和西太平洋地区呈显著升温趋势（Sabeerali et al.，2014; Chan and Wu，2015; 图1）。本文主要是检验上述印度洋和西太平洋热带地区的升温趋势对观测中MJO的影响。因为目前只有少数模型在模拟MJO变异性方面具有较高的技能，这表明模拟MJO及其对天气和气候的影响仍然是当前气候模型中的一大挑战（Jiang et al.，2015），所以本文使用各种观测数据集比较了1979—1988年和2001—2010年印度-太平洋盆地的MJO活动。

许多研究揭示了MJO对中国气候的影响（张芳华等，2019; 覃卫坚等，2023; 马潇祎等，2024）。Liu and Yang（2010）发现，对应MJO这8个位相的传播，冬季中国东部的降水增加区域从长江流域向南方移动。这些变化与赤道罗斯贝波对东传MJO对流加热的响应有关。He et al.（2011）指出，MJO对中国冬季地表气温和降水的影响主要与MJO加热引发的局地哈德莱环流和赤道罗斯贝波在北半球的分支有关。Yao et al.（2015）指出MJO对中国南方冬季降水异常的贡献约为10%。在2009年11月，中国东部发生的严重冰雪天气事件中，强MJO事件是其中最重要的影响因素之一（Jia et al.，2011）。从1979年以来中国南方地区的冬季降水出现显著增加趋势（Zhai et al.，2005; Wu et al.，2018）。本文还研究了自1979年以来MJO变化对中国南方冬季降水增加的贡献。

1 数据和方法

本研究使用的数据包括:1）NCEP/NCAR逐日再分析数据（Kalnay et al.，1996）的风速、比湿、温度和海平面气压（sea level pressure，SLP），水平分辨率为2.5°×2.5°; NOAA重建SST V3b（Smith et al.，2008），水平分辨率约为2.0°×2.0°。2）MJO指数数据。3）中国气象局气候数据中心提供的约544个气象站的日降水和地面气温的质量控制数据集（任芝花等，2012）。数据范围为1979—2012年，北半球冬季定义为12月—次年2月。

图1显示1979—2010年印度洋-太平洋海洋盆地北半球冬季SST增暖趋势显著。这个结果与Chan and Wu（2015）的研究结果类似；该研究结果指出，人为温室气体浓度增加是导致热带印度洋和西太平洋SST变暖趋势的原因。研究印度洋-太平洋海洋盆增暖对MJO的可能影响，将有助于理解未来全球增暖的影响。我们将研究时段分为1979—1988年和2001—2010年共两个10 a。

为了分离季节内变化信号，本研究使用20~100 d带通Lanczos滤波器。显热源（Q₁）和显湿源（Q₂）的分布是用于检验加热和湿度影响的基本变量（Yanai et al.，1973），Q₁和Q₂的定义与Zhou and Chan（2005）相同:

其中:θ表示位温; T表示气温; R和c_p分别表示干空气的气体常数和比定压热容; P、P₀、L和V分别表示气压、地表气压、凝结潜热和风速矢量; ω和q分别表示垂直p坐标中的垂直速度和比湿。

湿静力能（MSE）收支方程用于对MSE收支进行诊断。根据能量平衡原理，垂直积分的MSE收支方程可以写成:

其中:m表示c_pT+Lq+gZ；c_p表示干空气比定压热容; L是凝结潜热; g是重力加速度; T是气温，单位是K; q是比湿，单位是kg/kg; Z是位势高度，单位是gpm。MSE收支方程中尖括号表示1 000~100 hPa的垂直积分; t是时间; V表示水平风速矢量; $\nabla$为水平梯度算子; ω是p坐标下的垂直速度，负值代表上升运动，正值代表下沉运动; F_LH是潜热通量; F_SH是感热通量；〈W_L〉和〈W_S〉是大气层顶与地表辐射通量的差值，〈W_L〉代表长波辐射，〈W_S〉代表短波辐射。

所用MJO指数（RMM1和RMM2）采用Wheeler and Hendon（2004）的定义。RMM1和RMM2来自澳大利亚气象局网站（http ://www .bom .gov .au/climate/mjo/）。MJO振幅定义为$\sqrt{I_{\mathrm{R}\mathrm{M}\mathrm{M}1}+I_{\mathrm{R}\mathrm{M}\mathrm{M}2}}$（Wheeler and Hendon，2004）。在分析中选取振幅大于1的MJO事件进行位相频数和振幅的合成。冬季为从12月—次年2月的时间段。

2 印太海盆变暖背景下MJO的变化

MJO的频数和振幅在1979—1988年和2001—2010年的8个位相的变化如表1、2所示。与1979—1988年相比，2000—2010年期间第5位相的频数显著增加，第3位相和第4位相的频数也有所增加，但没有通过显著性检验。与此同时，2001—2010年MJO每个位相的振幅普遍呈现正增长，但只有第6位相增强超过90%置信度的显著性检验。因此，热带印度洋和西太平洋的温暖SST对MJO的影响主要表现为第5位相的频数增加和第6位相的振幅加强，在2000—2010年阶段MJO的对流中心更多出现在海洋大陆地区。

注：1）表示超过90%置信度的显著性检验.

注：1）表示超过90%置信度的显著性检验.

图2显示了10°S~10°N区域平均的季节内降水与印度洋区域平均降水时间序列的超前滞后回归。从图2中可以看出，全球变暖前后10 a，MJO的传播速度具有相似的特征，从印度洋缓慢传播到日界线，速度大约为5 m/s，这与引言中提到的诸多研究结果相似，表明虽然全球变暖对于MJO的强度以及位相频数造成了显著的差异，但是未造成MJO传播速度的明显改变。

除了直接观测到的风场、温度和湿度场外，Q₁和Q₂的变化可以捕捉季节内时间尺度上的对流活动（Zhou and Chan，2005），并反映MJO对流的演变（Johnson et al.，2015），对MJO振幅有重要影响。Q₁和Q₂可以从温度和湿度倾向方程中由直接观测的气象要素场得到（Yanai et al.，1973）。Chang et al.（2015）发现，在热带地区Q₁的最大值在500 hPa处，Q₂的最大值在400 hPa处。根据上述研究，我们分析了对应MJO第6相时，1 000~100 hPa和1 000~300 hPa的Q₁和Q₂的垂直积分，用于检测加热和湿度对MJO强度的影响。图3、4分别显示了与第6相相对应的加热和湿度的时间演变。阴影区域表示通过90%置信度的显著性检验。当Q₁超前于MJO第6相15 d时，海洋性大陆和西太平洋地区的正加热异常增强，此处为MJO第6位相对流中心所在地（图中绿色方框）。当Q₁领先于第6位相5 d（“滞后=-5 d”）时正加热异常达到最大值。滞后为0 d时，对流中心位于增强的加热大值区，然后随着MJO的移动向东传播。Q₂的演变与Q₁类似，在“滞后=-10 d”时，西太平洋出现正的水汽异常，在“滞后=-5 d”时增强，然后向东传播。上述结果表明，在第6位相出现之前的10 d内，西太平洋地区的加热和水汽异常显著增强。由于印度洋-太平洋海洋盆地的变暖，异常的加热和水汽增强有利于MJO获得更多能量来维持其发展和增强。

分析MSE收支有助于进一步理解MJO和其他热带扰动变化的形成机理（Peters and Bretherton，2006; Maloney，2009; Frierson et al.，2011）。MSE收支平衡方程中不同项如水平和垂直平流、地表通量和辐射加热在MSE收支中的作用可以揭示各种过程对大气不稳定性和MJO传播的影响。前人的研究结果表明，MJO的降水事件发生前，水汽和MSE异常增加，而在MJO的降水事件发生后减弱（Kemball-Cook and Weare，2001; Kiladis et al.，2005; Maloney，2009）。根据Kiladis et al.（2005），计算了1 000~100 hPa整层积分的MSE收支，对应MJO第6位相的强度增强，对比分析了1979—1988和2001—2010年两个时间段内西太平洋地区MSE异常与MJO对流的关系（图5）。从图中可见，在前后两个时间段内，正MSE异常均对应MJO的对流中心，并且最大的MSE正异常出现在MJO强对流异常的2 d前，有利于MJO在东传到海洋性大陆和西北太平洋地区的过程中不断有新的对流生成并维持。对比两个阶段MSE的异常值可以看出，在2001—2010年，对应MJO的第6位相前期2 d，MSE的异常值偏大，与第6位相对流异常偏强一致。

为了了解不同时期对应MJO第6相MSE收支异常以及各变量场对MSE收支平衡的作用，图6显示了垂直积分的MSE收支平衡方程的诊断结果。从图中可以看出，水平平流项在两个时期中对MSE的增加有正贡献，但在2001—2010年期间贡献相对较小。导致2001—2010年MSE增长较1979—1988年更强的因素是MSE垂直平流项的负贡献减弱。垂直平流项在两个时期中都对MSE起负贡献的作用，但在2001—2010年期间，垂直平流项对MSE减小的负贡献要弱得多，因此造成第6相对应的MSE的增加在2001—2010年期间更显著。

研究表明，MJO传播与MJO对流中心的垂直向西倾斜结构以及边界层结构之间存在密切关系，水汽异常的向西倾斜结构有利于MJO向东传播（Hsu and Li，2012; Feng et al.，2015）。MJO“湿模型”理论表明，在PBL中，位于MJO对流中心东侧的负水汽异常可能触发MJO，并使MJO得以发展并进一步向东移动。图7、8分别显示了1979—1988年和2001—2010年MJO第4、5位相的水汽异常垂直剖面和OLR异常的10°S~10°N区域平均值。在图7中，对应MJO第4位相，水汽的正异常中心与OLR异常的小值相匹配。与1979—1988年相比，2001—2010年的对流中心的水汽异常值没有显著差异，并且最大的正异常都位于对流层中层。但在2000—2010年，水汽异常垂直变化呈现出明显的向西倾斜结构，在对流中心东侧具有更强的负水汽异常值和不稳定的层结，有利于浅对流的发展和MJO从第4位相向第5位相的东移。这解释了为什么在2001—2010年期间检测到MJO第5位相频数的显著增加（表1）。由图8可知，尽管在2001—2010年期间，水汽异常中心的值大于1979—1988年MJO第5位相的值，但在2001—2010期间其向西倾斜结构不明显。这种结构不利于MJO的向东传播，造成MJO对流在第5位相中滞留，这也解释了在2001—2010年MJO第5位相频数增加的原因。

3 MJO变化对中国冬季季节内降水的影响

自1979年以来，中国南方冬季降水呈增加趋势（Wu et al.，2018）。Liu and Hsu（2019）的研究表明，华南和长江持续性强降水变化趋势可能受到MJO活动的年代际变化影响，在近十几年，西太平洋地区MJO对流活跃，印度洋MJO对流活动减弱，为华南持续性强降水发生提供了不利条件，但有利长江流域持续性强降水的发生。图9显示了1979—1988年和2001—2010年前后两个10 a间冬季与MJO第5、6位相频数和强度相联系的次季节降水的变化。在2001—2010年期间，长江以北沿海地区的次季节冬季降水显著增加。就MJO第5位相而言，在2001—2010年长江以北及其中上游地区降水异常增加，而在中国华南地区异常减少。在MJO第6位相中，降水在长江下游地区增加，在中国南部减少。因此，自1979年以来MJO强度和相频数的变化可能导致中国南部降水异常减少。Yao et al.（2015）指出，MJO对中国南方降水变化贡献约为10%，进一步说明MJO的变化虽然对1979年以来南方地区降水有负贡献，但不足以影响其年代际增强的趋势。

有模式模拟结果表明，MJO对流加热通过强迫局地哈德莱环流的变化引起中国冬季降水的异常（He et al.，2011）。图10 显示了对应1979—1988和2001—2010两个阶段，MJO第5位相和第6位相沿110°~120°E区域平均的垂直环流。图中可见，与1979—1988年相比，2001—2010年间对流层低层20°N以北的地区存在显著的下沉运动，与He et al.（2011）的模拟结果一致，这说明局地哈德莱环流的下沉支是导致冬季中国南方地区次季节降水异常减少的原因。

4 结论与讨论

本文研究了1979—1988年和2001—2010年两个10 a间MJO的变化，并探讨了造成MJO变化的可能机制及其对中国冬季降水异常的影响。主要研究结果如下:

1）源自印度洋的MJO在2001—2010年，虽移动速度没有显著改变，但其强度和频数发生了显著变化。MJO第6位相振幅显著增强，第5位相频数显著增多，出现在海洋大陆附近MJO的频数更高。

2）印度洋-太平洋洋盆的变暖导致了西太平洋MJO对流的加强。在全球变暖SST背景下，异常的加热和水汽增加对MJO第6位相振幅增强起了重要作用。

3）出现在海洋性大陆附近的MJO频数增大，其变化归因于在全球变暖SST背景下，水汽异常在第4位相向西倾斜的结构增强，而在第5位相则趋于垂直分布，这有利于MJO的由第4位相向东传播到第5位相和在第5位相滞留不动，从而导致2001—2010年MJO第5位相频数的增加。

4）在2001—2010年，与MJO第5、6位相相关的次季节降水异常对中国南方冬季降水异常有负贡献，但其异常贡献不超过10%，因此对1979年以来中国南方冬季降水增加趋势没有产生显著影响。

观测结果表明，SST变暖对MJO活动产生了显著影响，造成某些地区MJO对流更活跃。未来利用先进的全球气候模型（GCMs）进行研究，可能会进一步加深SST变暖对MJO的影响的理解。此外，考虑到MJO指数是通过EOF分析得到的，因此并不能完全反映MJO事件的特征。鉴于MJO事件的多样性及其对天气系统的影响，未来的研究可以将MJO个例之间的差异性诊断分析纳入研究范围。

参考文献