ENSO对MJO传播特征演变的影响

龙雨青，张雪莹，麦博儒

(1.中国气象局广州热带海洋气象研究所，广东 广州510641；
2.空军航空大学，吉林 长春132000)

大气季节内振荡(Intraseasonal Oscillation，ISO)直接同延伸期天气变化和短期气候异常相联系，是延伸期预报可预报性的主要来源。在北半球冬季，热带地区最显著的季节内尺度信号是Madden-Julian Oscillation(MJO)。MJO是赤道大气季节内变化的主要模态，最早是在1970年代初，Madden和Julian分析南太平洋坎顿岛观测资料时发现的40天左右的准周期振荡[1-2]。它在热带地区表现出大尺度的对流层上下呈反相的“斜压”结构，以垂直热力环流形式沿赤道东传。

一般认为MJO对流和环流耦合的结构是在印度洋地区发展起来并沿赤道向东传播，在到达海洋性大陆地区时强度会减弱，进入西太平洋地区再次增强，至中东太平洋附近彻底消亡[3]。通常来说，MJO对流以大约5 m/s的速度缓慢东传[4]，但是在不同MJO事件或者同一事件的不同阶段传播速度可能存在差异[5]。当MJO传播到日界线附近时，MJO的对流信号虽然消失，但是风场和地表气压异常会以更快的速度继续东传[6]，MJO环绕赤道东传的特征主要出现在对流层高层[7]。许多研究都尝试对MJO发展和传播机制进行解释，这些理论大致上可以分为两类：动力学和热力学理论。动力学理论通常认为MJO活动与对流异常强迫的Rossby波、Kelvin波等活动有关，热力学理论则更多强调诸如水汽加湿大气、地表通量交换等物理过程。

MJO作为全球最强的季节内振荡信号，它的活动与许多天气气候异常有密切的联系。厄尔尼诺-南方涛动(ElNiño-South Oscruation,ENSO)是一种热带海气耦合年际信号，不同位相对热带气旋、华南盛夏降水等有显著影响[8-9]。MJO具有30～90天的季节内时间尺度，ENSO有2～7年的年际变化时间尺度，虽然它们是两个不同时空尺度的海气相互作用系统，但同时也有着密切的联系[10]。通常情况下，ENSO对季节平均的水汽有直接的调制作用，并且ENSO对MJO活动有明显影响：李崇银等[11-12]通过分析观测资料和数值试验，发现El Niño事件不仅可以调节MJO的强度，还可以影响它的垂直结构，使垂直结构更加趋于“正压型”。Pohl等[13]的研究发现MJO的传播速度与ENSO也有一定关联。Klein等[14]研究发现ENSO期间印太暖池上空异常的Walker环流通过影响蒸发影响MJO生成和传播。但也有一些学者发现ENSO活动期间MJO的活动特征变化并不明显[15-16]。同时，一些El Niño事件的发生也与MJO有关，中东太平洋海温增暖之前6～12个月西太平洋地区MJO活动会加强，因此北半球春季的MJO活动对ENSO暖事件的预报也有一定意义[10]。

以上这些研究结果主要是针对MJO传播到某一地区时展开的，对于ENSO不同位相年MJO位于不同区域时其活动强度、结构特征等差异对比的研究相对较少[17-18]，同时以往的研究多选用回归合成分析，比如Chen等[19]对ENSO发展期间MJO的纬向传播特征进行了研究，发现El Niño发展期有更强的MJO从印度洋地区向东传播，而在La Niña发展期印度洋和太平洋地区MJO活动明显偏弱，同时这种MJO活动特征的不同与水汽输送过程之间有无直接联系等问题也值得进一步探讨。近几年，许多学者通过对水汽和湿静力能的诊断分析(Moist Static Energy，MSE)指出MJO的传播与大气中水汽、环流、太阳辐射和地表通量等物理量密切相关[17,20-22]。最近几年Tseng等[22]通过分析DYNAMO/CINDY外场试验观测到的两个MJO事件的活动特征，发现在整个生命周期中，对流发展的水汽主要来自于季节内尺度风场对低频背景场水汽的平流作用，在MJO发展阶段对流前方总是存在边界层水汽的辐合，在消亡阶段天气尺度非线性平流项是最主要的水汽耗散项。Hung等[16]对MJO从印度洋传递至海洋性大陆整个阶段的水汽变化也进行了研究，他们总结在印度洋主要是波动导致的边界层辐合和东风异常的作用促进MJO发展和传播，而在海洋性大陆地区季节内尺度东风异常受地形影响产生的水汽平流的纬向不对称是造成对流中心出现南北分支的重要原因。

本文主要通过挑选不同ENSO位相下MJO事件分别进行合成分析，研究MJO从印度洋东传至太平洋地区时MJO对流和环流的结构特征差异，来探究中东太平洋不同海温异常在MJO演变过程中的影响。

2.1 数 据

本文使用的降水资料是TRMM(Tropical Rainfall Measure Mission)第7版(3B42v7)多卫星分析的逐日数据[23]，水平分辨率为0.25°×0.25°。温度、比湿、环流场等大气资料来自欧洲数值预报中心(ECMWF)的ERA-Interim 6小时再分析资料[24]，每天4个时次平均得到逐日数据，其中水平分辨率为1.5°×1.5°，垂分辨率在1 000～750 hPa之间是25 hPa，在750～250 hPa之间是50 hPa，在250～100 hPa之间是25 hPa，主要变量包括经向风场、纬向风场、垂直风场、比湿、温度、非绝热加热等。海温资料是来自英国国家气象局Hadley中心提供的HadISST逐月海温数据[25]，水平分辨率为1°×1°。

以上所有数据都选取1998—2018年范围，气候态平均也是用这21年的数据进行计算。

2.2 研究方法

之前大多数研究对比不同地区MJO结构的差异都使用了回归或者使用RMM位相合成的方法。由于RMM指数主要受到大尺度风场的影响，它其实并不能准确地反映MJO对流的位置，所以在本文中我们使用追踪MJO方法[26-27]获得MJO传播速度、MJO生成和结束的时间和位置来确定MJO对流传播到不同经度的时间从而进行后续的研究。该方法通过识别赤道附近东传的降水异常来对MJO个例识别，它可给出MJO事件的传播特征，例如：起止日期、经度范围和传播速度等。具体的步骤如下。

(1)数据处理：计算MJO尺度的降水异常在15°S～15°N的平均值。

(2)异常降水东传事件的识别：按照一定标准[25]挑选热带地区东传强度最强的降水传播轨迹作为一次异常降水事件，同时得到该事件的起止经度、平均传播速度等信息。

(3)MJO事件的识别：使用统计的MJO传播特征设定相应标准从异常降水事件中挑选出MJO事件，识别标准主要包括至少50个经度的传播距离、传播速度在3～7 m/s之间和传播的持续时间超过20天。

基于该方法采用1998—2018年冬半年(10月—次年3月)TRMM降水数据，共挑选出62个MJO事件，其中生成在印度洋地区或者传播通过印度洋地区的有50个(生成经度在90°E以西并且结束经度在90°E以东)。MJO活动具有季节内尺度的时间特征、行星尺度和向东传播的空间特征，所以本文中MJO的信号是通过对降水、风速、水汽等变量计算二维傅里叶变换进行时间和空间滤波(20～100天，纬向0～10波)获得。

本文引入水汽诊断的方法进行研究。水汽趋势项是由水汽的水平输送、垂直输送和凝结加热项决定的[28]，即：

这里q表示比湿，u和v分别为纬向和经向风速度，ω是垂直速度，L表示凝结释放潜热，Q2是大气可视水汽汇[29]。

由于MJO对流具有多尺度特征，为了揭示尺度间相互作用对MJO的影响，本文还采用尺度分解的诊断方法，对于任意变量x在时空尺度上可分解成以下三个部分：100天以上的低频背景场部分、20～100天且空间0～10波的MJO尺度以及20天以下的高频天气尺度部分，即：

除此之外，本文还通过一种水汽通量和热通量的诊断方法来定义对流中心强度。以往研究中诊断某一区域边界的通量都是在确定经纬度范围的矩形区域内展开的，但是有的时候研究区域是不规则形状，无法直接计算东西南北四个边界的通量。针对不规则形状，本文主要通过计算它在东西南北四个边界上的投影来计算该区域的边界通量。

(1)首先确定该研究区域的经度和纬度的范围。

(2)确定东西边界位置。对于在研究区域内的任意纬度上，找到经度Xi，如果Xi位于研究区域内，并且X i-1位于研究区域外，那么经度Xi表示该研究区域的西边界。同样可找到经度Xj，如果Xj位于研究区域内，并且Xj+1位于研究区域外，那么经度Xj表示该研究区域的东边界(图1)。

(3)确定南北边界位置。对于在研究区域内的任意经度上，找到纬度Yi，如果Yi位于研究区域内，并且Yi-1位于研究区域外，那么纬度Yi表示该研究区域的南边界。同样可找到纬度Yj，如果Yj位于研究区域内，并且Yj+1位于研究区域外，那么纬度Yj表示该研究区域的北边界(图1)。

(4)计算通量。以水汽通量的计算为例，由于对流中心区域东西边界的法向量与经向水汽通量垂直，所以通过东西边界输入或输出的经向通量为0，即经向通量在东西边界的投影为0。同理通过南北边界输入或输出的纬向水汽通量也为0。因此所有西边界(东边界/南边界/北边界)格点纬向水汽通量的平均即表示整个区域通过西边界(东边界/南边界/北边界)输入或输出的平均水汽通量。类似的方法可计算不规则区域边界的其他通量。

图1不规则区域的边界通量计算方法示意图 橙色和绿色十字圆分别表示研究区域内某一纬度的西边界和东边界的格点，红色和蓝色十字圆分别表示研究区域内某一经度的南边界和北边界的格点。

我们首先使用CPC提供的ONI指数挑选ENSO事件，如果3个月平滑的ONI指数连续5个月大于0.5℃，则认为是El Niño事件，如果3个月平滑的ONI指数连续5个月小于-0.5℃，则认为是La Niña事件，其他的则认为是ENSO正常位相年。通过这一方法，1998—2018年共挑选出7个El Niño事件和7个La Niña事件，El Niño事件出现的时间依次为1997—1998年、2002—2003年、2004—2005年、2006—2007年、2009—2010年、2014—2016年和2018—2019年；
La Niña事件发生在1998—2001年、2005—2006年、2007—2008年、2010—2011年、2011—2012年、2016年和2017—2019年。

我们根据MJO事件对应的ENSO位相对50个MJO事件进行了分类，其中有14个MJO事件发生在El Niño期间，25个发生在La Niña期间，11个发生在ENSO正常年，可见La Niña期间MJO活动更频繁。图2分别给出了El Niño和La Niña期间合成的MJO对应的海温异常分布。El Niño期间(图2a)，赤道中东太平洋以及印度洋均表现为海温暖异常，而在海洋性大陆东侧为冷海温异常。La Niña期间(图2b)，MJO所处的海温背景场在赤道中东太平洋以及印度洋均表现为冷异常，而在海洋性大陆东侧为暖海温异常。印度洋和中东太平洋地区的海温异常有同步变化的趋势，海洋性大陆和西太平洋地区海温异常则与它们相反，整个印度洋-太平洋地区海温异常呈“三极型”的分布结构。

图2 El Niño(a)和La Niña(b)期间MJO事件合成的异常海温的水平分布 打点区域表示通过了0.05的显著性检验。

图3给出了不同ENSO位相下的MJO降水异常随对流中心东传的纬向分布特征。El Niño年冬季MJO活动的经向范围较大，其对流在60°E以西地区生成，对流可一直传播到180°以东的区域。在La Niña年冬季，MJO传播范围明显变小，降水在150°E附近基本消失。由于MJO对流东侧边界层的水汽对对流发展的影响至关重要，接下来我们将重点分析对流层低层水汽的变化。

图3 El Niño(a)和La Niña(b)期间10°S～10°N平均的边界层水汽倾向(填色，单位：10-7 kg/(m2·s))和MJO降水异常(等值线，间隔为1 mm/d)随着MJO对流中心(y轴)改变的纬向分布(x轴) 蓝色实线表征MJO对流中心的传播，打点区域表示通过0.05的显著性检验。

同时也可看到两类MJO事件合成的对流层低层水汽变化(∂q/∂t)随MJO对流中心演变的纬向分布特征(图4)。La Niña年MJO对流中心东侧对流层低层水汽累积在MJO传播到120°E附近时基本消失；
El Niño年MJO对流中心东侧对流层低层水汽累积则一直维持到太平洋，使得MJO在太平洋地区继续向东传播。两类事件MJO对流中心东侧对流层低层水汽累积的最大差异出现在150°E附近，El Niño期间MJO对流东侧水汽累积更强，向赤道两侧和对流以东广阔的区域延伸。

MJO在传播到150°E附近时的水汽诊断结果表明ENSO对MJO对流东侧低层水汽输送过程存在显著影响(图4a)。在La Niña年，对流东侧低层水汽累积主要来自水汽的垂直输送和纬向平流作用，经向风异常则会使得对流东侧的水汽耗散，不利于浅对流生成。El Niño期间，东侧水汽积累的最大的水汽贡献项来自于水汽汇(-Q2/L)，此时水汽的垂直输送会使对流东侧的水汽显著减少；
这里水汽的经向平流对低层大气的加湿作用也很重要。该结果可能与El Niño年MJO对流东侧更强的下沉气流和低层偏强的纬向东风异常有关，蒸发的水汽成为边界层降水的重要水汽来源。

由于水汽垂直输送和水汽凝结的抵消作用，这里将它们共同视为垂直方向上的水汽变化项。图4b给出了两类MJO传播到150°E时，水汽的纬向平流、经向平流和垂直变化项目对水汽积累的相对贡献。El Niño冬季，在太平洋MJO最重要的水汽增加过程与水汽经向平流有关，而La Niña显著偏少的经向水汽输送可能是导致这里MJO传播特征不显著的原因。

图4 El Niño和La Niña期间当MJO对流中心位于150°E时东侧正水汽倾向中心区域平均的水汽诊断方程各项大小(a，单位：10-7 kg/(m2·s))及其与水汽倾向的比值(b)

上一节的分析结果表明ENSO不同位相下MJO的传播距离存在明显差异，这一小节我们进一步比较ENSO不同位相下MJO的结构和强度特征。图5给出了El Niño和La Niña期间MJO对流位于印度洋、海洋性大陆和西太平洋时MJO的850 hPa风场和降水结构。El Niño年冬季，MJO降水异常较强，同时对流中心的经向范围较小，异常强降水基本集中在10°S～10°N的地区(图6a～6c)，对流中心Rossby波的特征不明显。La Niña年MJO活动有所减弱(图5d～5e)，但是对流中心经向范围更大，并且Rossby波结构特征较明显，在海洋性大陆地区Kelvin-Rossby波的耦合结构非常显著，在印度洋和海洋性大陆对流中心的水平结构与所有MJO事件合成的结果类似(图略)；
西太平洋地区降水异常的南半球分支则更加靠近南太平洋辐合带。

图5 El Niño(a～c)和La Niña(d～f)期间MJO对流中心位于80°E(a，d)、120°E(b，e)和160°E(c，f)时850 hPa风场(箭头，单位：m/s)和降水异常(填色，单位：mm/d)的水平分布蓝色实线围成的区域表征对流中心的范围，黑色箭头和填色的降水表示通过了0.05的显著性检验。

El Niño年冬季，MJO对流中心附近的850 hPa纬向风最强，赤道附近MJO纬向风的经向范围整体偏小，主要集中在15°S～15°N的区域。La Niña年MJO对流中心附近纬向风的经向范围则明显更大，对流西侧赤道两侧的气旋式环流结构也更显著。

图6给出了El Niño期间和La Niña期间MJO在印度洋、海洋性大陆和西太平洋水汽场和环流场的垂直结构。El Niño年MJO对流中心附近水汽含量更多、上升运动也更强，对流中心两侧有明显的下沉运动，尤其是对流东侧的类Walker环流结构[30]的经度范围更大。MJO对流中心位于海洋性大陆地区时对流中心平均水汽含量减少，但是赤道附近异常降水的纬向范围更大(图6b)，环流场和水汽场的“西倾”特征也最明显；
MJO对流中心位于西太平洋时对流东侧存在微弱的下沉气流，低层水汽正异常中心有向东延伸的趋势。在La Niña年，MJO对流位于印度洋地区时其降水小于El Niño年的MJO降水，MJO对流中心位于海洋性大陆时MJO降水略大于El Niño年的MJO降水，而MJO对流中心位于西太平洋时对流中心水汽含量明显减少，中低层水汽不再向东延伸(图6f)；
两类MJO的降水强度变化整体与50个MJO事件合成的演变过程一致(图略)，在印度洋地区El Niño年的MJO降水略强，MJO传到海洋性大陆地区时La Niña年降水则略微偏强，由于La Niña年的MJO基本在150°E附近消亡，所以此时太平洋地区对流降水非常微弱。

图6 El Niño(a～c)和La Niña(d～f)期间MJO对流中心位于80°E(a，d)、120°E(b，e)和160°E(c，f)时10°S～10°N平均的MJO纬向-垂直风场(箭头)和比湿(填色，单位：kg/kg)的垂直-纬向分布图曲线表示10°S～10°N平均的降水异常的纬向分布(单位：mm/d)。填色和黑色箭头表示通过0.05的显著性检验。

我们用对流中心区域平均的降水异常表征MJO的活动强度。图7给出了ENSO不同位相下MJO强度随着对流东传的变化特征。由于对流中心降水、水汽含量和垂直速度表征的MJO强度的演变特征相似，我们只选择了对流中心平均的降水异常来表征MJO强度。类似所有MJO事件合成的强度演变(图略)，随着对流中心的东传两类MJO都有逐渐增强然后减弱的变化趋势。在海洋性大陆两类MJO的强度差异不大，La Niña年MJO降水略强于El Niño年MJO降水。两类MJO的强度差异主要出现在印度洋和中东太平洋地区：El Niño期间的MJO活动比La Niña年冬季的MJO明显偏强，与降水和水汽的水平和垂直分布特征也基本一致。

图7 El Niño和La Niña期间MJO东传过程中其对流中心区域平均的降水异常(单位：mm/d)

通过对比MJO对流中心东西边界向内输送水汽的多少可很好解释不同ENSO位相下MJO降水强度差异，接下来我们将通过水汽通量诊断解释MJO活动强度变化。图8a～8b给出了两类MJO东传过程中通过东边界和西边界进入对流中心的水汽通量的演变。在印度洋地区，MJO对流中心东边界输入的水汽都是首先连续增加，在60°E附近之后开始减少；
通过西边界的水汽输入则是由负变正迅速增加。在这里两类事件水汽通量的差别主要在于通过各边界输入水汽质量的相对大小：在印度洋地区，El Niño年MJO对流中心东边界输入的水汽明显偏多，水汽通量最多可达到10 kg/(m·s)，最少也大于7 kg/(m·s)；
La Niña年对流中心东边界水汽通量略小，大致在6～9 kg/(m·s)之间变化，因此MJO活动较弱。当MJO传播到太平洋时，维持MJO对流的水汽主要来自对流中心以西地区，此时不断有水汽通过对流中心的东边界向外输出。El Niño期间，东边界输出的水汽较少，向外的水汽通量维持在1 kg/(m·s)以内，而La Niña年通过东边界向外输出的水汽通量可达到3 kg/(m·s)以上，说明在太平洋地区，El Niño年MJO活动更强可能与通过东边界流出水汽较少有关。在MJO传播到120°E之前，两类MJO事件在对流中心西边界的水汽通量都有连续增加；
而在160°E以东，La Niña期间MJO对流中心西边界的水汽甚至多于El Niño年，但是这里的对流降水仍然比El Niño年弱，但总的来说La Niña期间输送进入MJO对流中心的水汽更少。由于水汽输送强度的不同，El Niño期间的MJO在印度洋和中东太平洋的强度都比La Niña年MJO强，这与对流中心东西边界的水汽通量，尤其是通过对流东边界输入的水汽通量密切相关。

图8 El Niño和La Niña期间MJO东传过程中其对流中心西边界(a)和东边界(b)整层平均的向内输入的水汽通量 c～f分别表示60°E和160°E低层(1 000～700 hPa)通过西边界和东边界向内水汽通量尺度分解后各项的大小(单位：kg/(m·s))。

由于两类MJO在印度洋和太平洋中部地区的差异最明显，我们接下来重点分析MJO对流传播到60°E和160°E时通过西边界和东边界的水汽通量。图8c～8f是MJO对流中心传播到60°E和160°E时两类MJO事件合成的1 000～700 hPa平均的西边界和东边界尺度分解的水汽通量大小。我们把风速和水汽分别分解成低频背景场尺度、MJO尺度和高频尺度三部分，进而可把纬向水汽通量分解成9个部分。诊断结果表明，两类事件中MJO尺度纬向风对背景水汽的输送始终主导水汽通量的变化。在60°E，MJO对流发展所需要的水汽主要通过东边界输入到对流中心，西边界的水汽输送贡献较小。由于El Niño冬季MJO对流东侧的季节内尺度东风把更多水汽输送到对流中心，所以60°E附近El Niño期间的降水比La Niña年强。MJO传播到160°E附近时，虽然通过西边界MJO尺度纬向风对背景水汽的输送在La Niña年更多，但是由于La Niña年对流东侧有水汽大量流出，而El Niño年对流东侧仍然有MJO纬向气流输送的水汽加湿对流中心，所以在160°E附近El Niño年MJO强度仍然比La Niña年强。

图9给出了El Niño和La Niña冬季MJO传播到60°E和160°E时MJO风场和大尺度背景水汽的分布。两类MJO传播到60°E附近时，MJO对应的背景水汽大值中心都位于西太平洋地区，异常东风将大值中心的水汽向西边印度洋和海洋性大陆输送，使对流中心东边界的水汽通量增加。此时对流中心东侧紧邻区域的水汽含量和季节内尺度异常东风的风速都是El Niño年更强。随着MJO不断向东传播，水汽向海洋性大陆地区集中，不断加强的MJO西风异常也可通过水汽平流作用加湿对流中心的空气。在160°E附近，两类MJO事件对流中心附近的风场和水汽场最显著的差异仍然出现在对流东侧，更强的MJO低层东风异常和背景水汽使El Niño期间的MJO在这里活动更强。

图9 El Niño(a～b)和La Niña(c～d)年MJO对流中心位于60°E(左)和160°E(右)时MJO尺度风场(箭头，单位：m/s)和背景尺度水汽(填色，单位：kg/kg)的水平分布及El Niño和La Niña年(e～f)的差异绿色实线围成的区域表征对流中心的范围，黑色箭头和填色的水汽表示通过了0.05的显著性检验。

通常来说，MJO的活动强度与海温背景有关，海表温度偏暖更有利于MJO对流的生成和发展。El Niño期间，中东太平洋存在暖海温异常，La Niña期间则为冷海温异常，不利于对流发展。所以在MJO传播到180°时不同海温使MJO活动强度不同。印度洋地区的海温与中东太平洋海温变化趋势一致(图2)，El Niño年印度洋海温也有显著的暖异常，与此时的MJO活动更强有关。在海洋性大陆附近，La Niña年海表温度更高，MJO活动也更强。这些现象都说明，背景海温对MJO活动强弱有很大影响。

本文采用追踪MJO的方法挑选了1998—2018年20个冬季的MJO个例进行合成分析，主要研究了ENSO不同位相下MJO的强度、传播特征以及MJO对流场和环流场结构的异同。

(1)ENSO显著影响MJO的强度、结构、以及传播特征。El Niño年MJO的结束经度普遍偏东，La Niña年大多MJO事件都在西太平洋地区消亡。印度洋和太平洋MJO活动在El Niño年更强，海洋性大陆附近则是在La Niña年更强一些。

(2)El Niño期间印度洋地区的MJO更强与对流中心东侧MJO尺度纬向气流对背景水汽的输送有关；
太平洋地区通过对流中心西边界的水汽虽然是对流发展主要的水汽来源，但是在这里MJO更强的原因主要与对流东边界的水汽通量有关；
El Niño年太平洋MJO对流东侧仍然有MJO尺度水平气流将水汽集中到对流中心附近，但是La Niña年对流中心的水汽通过东边界向外输送，使得对流显著减弱。

(3)对流东侧边界层水汽变化可改变浅对流生成的条件，进而影响MJO东传。El Niño年MJO可传播更远主要是由于东太平洋地区有持续的季节内尺度的经向水汽输送有关。El Niño年MJO在太平洋持续传播最重要的过程是水汽经向平流，在La Niña年这种经向水汽输送显著偏少，可能是造成MJO不能继续东传的重要因素。

ENSO主要通过大范围的环流调整影响MJO活动，过去的研究多从ENSO循环引起海温异常进而通过海气相互作用影响热带大尺度环流。还有一些研究从赤道地区大气等压面厚度引起Kelvin波异常来解释MJO活动的减弱[17]。本文引用的个例合成分析主要通过水汽层面诊断每一个事件的水汽来源，更能直观准确地分析每一个MJO事件的发生发展的水汽条件和输送方式，补充了海温年际尺度变化对大尺度水汽场和各个尺度环流场的配置以及MJO的结构和传播特征，进而解释不同海温背景条件下的MJO强度变化和传播异同产生的原因。

赤道太平洋海温增暖中心位于大洋中部和东部的El Niño事件分别被称作中部型和东部型El Niño事件。近年来，一些科学家对两类事件对MJO的影响分别进行了一系列的研究及对比[31-32]，指出在东部型El Niño年冬季MJO在印度洋至西太平洋地区的活动强度会减弱，而在中部型El Niño年则有所加强。Feng等[31]通过研究MJO不同位相在两类El Niño的活动特征发现在东部型El Niño期间MJO 4～6位相的活动减弱，而在中部型事件中这种变化不再显著。Pang等[32]也指出在东部型El Niño年冬季MJO在印度洋至西太平洋地区的活动强度会减弱，而在中部型El Niño年则有所加强。此外，通过引入数值模式也能更深入探究海气耦合对ENSO对MJO活动的影响[9,33-34]。后续研究可进一步探讨不同模态的海温、与其他年际活动对MJO的强度、结构特征及传播特征等的影响。

致 谢：感谢中国科学院大气物理研究所李崇银院士和凌健研究员对论文的指导，感谢中国科学院大气物理研究所陈桂万博士对本文研究技术上的帮助，感谢中国气象局广州热带海洋气象研究所林爱兰研究员对本文的写作指导。

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