ENSO振幅不对称与赤道太平洋大气对流–海温非线性敏感性的关系研究

Investigation of the Relationship between ENSO Amplitude Asymmetry and the Nonlinear Sensitivity of Atmospheric Convection to Sea Surface Temperature in the Equatorial Pacific

摘要: ENSO (El Niño-Southern Oscillation)冷暖位相的强度存在着明显的非对称性，即El Niño强于La Niña，前人的研究将其归因于海洋非线性动力加热。本文利用再分析资料比较了ENSO发展期线性动力加热的贡献，发现El Niño发展期内赤道中东太平洋混合层海流及温跃层深度对海面异常风应力的响应要强于La Niña发展期的响应强度，这导致纬向平流反馈以及温跃层反馈均对El Niño的发展产生更大的贡献。这种海洋动力响应的不对称源自于El Niño期间热带中太平洋的异常西风响应强于La Niña时期间的异常东风响应。研究还发现热带太平洋大气对流–海温的非线性敏感性是风场对ENSO冷暖位相海温产生非对称响应的诱因，即在赤道中东太平洋25.5℃~29℃的背景海温区间，海温升高导致的大气对流加强的幅度要强于等量的海温降低引发的对流减弱的幅度，因此El Niño能激发更强的异常西风。由此，本文揭示了海气耦合的不对称性在“海温→大气对流→海面风应力→海流、温跃层→海温”这一动力链条中的传递过程，为解释ENSO振幅不对称提供了动力逻辑上的依据。

Abstract: El Niño-Southern Oscillation (ENSO) exhibits clear amplitude asymmetry, with El Niño being stronger than La Niña. Previous studies have attributed this to nonlinear oceanic dynamic heating. Using reanalysis data, this study compares the contributions of linear dynamic heating during the developing stages of El Niño. It is found that the responses of mixed layer currents and thermocline depth in the equatorial central-to-eastern Pacific to anomalous westerlies during El Niño is stronger than those to anomalous easterlies during La Niña, resulting in greater growth of El Niño contributed by zonal advection feedback and thermocline feedback. The asymmetric response of ocean dynamics arises from the stronger response of anomalous westerly to El Niño than the response of anomalous easterly to La Niña, which is originated from the nonlinear sensitivity of atmospheric convection to sea surface temperature (SST) in the tropical Pacific. Within the SST range of 25.5˚C~ 29˚C, the enhancement of atmospheric convection triggered by SST warming is larger than the suppression of convection generated by SST cooling of equal magnitude. El Niño can therefore drive stronger anomalous westerly winds and oceanic dynamic heating. In summary, this study reveals the transmission of the asymmetry in the air-sea coupled dynamical chain, thereby providing an interpretation on ENSO amplitude asymmetry.

1. 引言

ENSO (El Niño-Southern Oscillation)是热带太平洋海表面温度异常升高或降低的现象[1]，但是ENSO强度存在明显的非对称性[2]，即El Niño强于La Niña。Bjerknes提出海表面风场、海洋温跃层与海表面温度之间的正反馈是ENSO海温发展的驱动力[3]。前人指出海洋混合层和次表层内海洋非线性动力平流项的加热效果能增强(抑制) El Niño (La Niña)期间的Bjerknes正反馈，致使ENSO最终振幅出现非对称[4]-[10]。同时，研究发现大气的高频扰动也会导致ENSO振幅出现不对称，例如发生天气尺度的西风爆发[11]-[15]和台风[16] [17]能增强El Niño，而La Niña期间更活跃的热带不稳定波又会抑制La Niña [18]。

同时，研究也指出纬向平流反馈、温跃层反馈和Ekman反馈等线性动力加热在El Niño期间强于La Niña期间，也能导致ENSO振幅的非对称[19]。不少研究还发现El Niño发展期海流、温跃层深度和上升流的变化大于La Niña期间[20] [21] [22]，因而使El Niño发展期的线性动力加热效果强于La Niña发展期。然而，这些海洋要素为何在El Niño与La Niña期间出现非对称的变化是尚未完全解释的问题。

热带太平洋上空的信风(东风)驱动表层海水向流动，受太阳辐射加热后聚集于热带西太平洋，形成暖池且温跃层较深，而热带东太平洋由于表层海水质量的损失而存在补偿性的上升流，局地温跃层较浅。ENSO引发异常海面风，导致海面东风的变化，海流与温跃层深度等海洋要素相应地发生改变。因此，学者指出El Niño与La Niña期间海洋要素的非对称变化是El Niño引发的异常西风与La Niña引发的异常东风的强度非对称导致的[22] [23] [24]。在经典的Gill模型视角下，ENSO引起的海面风场的变化是由大气对流增强或减弱而引发的异常海面气压梯度力驱动的[25]。然而，大气对流对海温变化的响应是非线性的[26]，即在赤道中东太平洋25.5℃~29℃的背景海温下，海温升高激发的对流加强幅度要强于等量的海温降低引发的对流减弱幅度。因此，我们猜测El Niño能比同等强度的La Niña激发更强的海面异常风场这一观测事实源自于大气对流–海温的非线性敏感性。

诚然，前人对ENSO振幅不对称已有不少研究，但本文从大气对流对海温的非线性敏感性入手，追踪响应较快的大气对流和异常风场的不对称性在海流和温跃层深度变化等慢变过程中的传递，以求解释ENSO振幅不对称性的形成机制，为ENSO事件的动力诊断、预报和模式模拟评估提供参考依据。

2. 数据与方法

2.1. 数据

本文的研究时段为1980年至2022年，所使用的海表温度、对外长波辐射(Outgoing Longwave Radiation，简称OLR)和1000~850 hPa垂向平均的低层风的月平均数据来自欧洲中期天气预报中心(European Center for Medium-range Weather Forecasts, ECMWF)提供的第五版本再分析资料(ERA5) [27]，其空间分辨率为0.5˚ × 0.5˚ (经度 × 纬度)。OLR用来表征大气对流，其数值越小表示大气对流越强。在建立大气对流–海温敏感性时，对数据采取了去趋势和3个月滑动平均处理，并将数据插值为5˚ × 2.5˚ (经度 × 纬度)以去除小尺度大气对流。垂向的海温和洋流的数据来自于来自ECMWF提供的第五代海洋再分析(ORAS5)数据[28]，空间分辨率为0.25˚ × 0.25˚ (经度 × 纬度)。同时，还使用了美国马里兰大学提供的1979~2020年空间分辨率为0.5˚ × 0.5˚ (经度 × 纬度)的Simple Ocean Data Assimilation (SODA) 3.15.2版本的海洋温度和三维海流数据[29]。本文使用20℃海温所处的深度(D20)作为温跃层的深度。

2.2. 方法

2.2.1. 海洋混合层热含量收支分析

为了分析海流和温跃层深度变化等海洋动力过程对ENSO发展的贡献，本文选用混合层热量收支方程进行诊断，诊断方程如下[4] [6]：

$\frac{\partial T^{\prime }}{\partial t}=-u^{\prime }\frac{\partial \overline{T}}{\partial x}-v^{\prime }\frac{\partial \overline{T}}{\partial y}-w^{\prime }\frac{\partial \overline{T}}{\partial z}-\overline{u}\frac{\partial T^{\prime }}{\partial x}-\overline{v}\frac{\partial T^{\prime }}{\partial y}-\overline{w}\frac{\partial T^{\prime }}{\partial z}-u^{\prime }\frac{\partial T^{\prime }}{\partial x}-v^{\prime }\frac{\partial T^{\prime }}{\partial y}-w^{\prime }\frac{\partial T^{\prime }}{\partial z}+R$ (1)

上式中T，u，v，w分别代表混合层(0~50米)垂向平均的海温和纬向、经向、垂向海流速度，上标(¯)和(′)分别代表该变量的当月气候平均和异常。方程左侧项为混合层海温异常的倾向，方程右侧1至6项为海洋线性动力加热项，7至9项为非线性动力加热项，R为残余项，包括海气界面热通量、次网格过程及耗

散作用等。在海洋线性动力加热项中，$-u^{\prime }\frac{\partial \overline{T}}{\partial x}$ 为纬向平流反馈，代表异常纬向海流对平均海温的水平输送；$-w^{\prime }\frac{\partial \overline{T}}{\partial z}$ 为Ekman反馈，表征异常垂向海流对平均海温的垂向输送；$-\overline{w}\frac{\partial T^{\prime }}{\partial z}$ 为温跃层反馈，一般将其简化为$-\overline{w}\frac{T^{\prime }-{T^{\prime }}_{sub}}{H}$ (下标sub代表50~100米的海洋次表层，H为混合层深度)，本研究仅关注$\overline{w}\frac{{T^{\prime }}_{sub}}{H}$ 部

分，表征温跃层深度变化引发的次表层海温变化在气候平均上升流的输运下对混合层温度的改变效果。这三项是Bjerknes正反馈的主要贡献项，其中，温跃层反馈贡献最大，纬向平流反馈此致，Ekman反馈最弱且仅作用于靠近南美西岸的狭窄海区[19] [30] [31]。

2.2.2. ENSO事件的判定

本文采取的ENSO事件判定方法来自于美国海洋和大气管理局气候预测中心对ENSO的定义，即3个月滑动平均的Niño3.4指数(170˚W~120˚W，5˚S~5˚N海区内平均的海面温度异常)连续五个月大于0.5℃则判定为El Niño事件，小于−0.5℃则判定为La Niña事件。ENSO为跨年事件，通常与春末夏初开始发展且在冬季(当年12月~次年2月)达到盛期，本研究所选取的ENSO事件如表1所示。

Table 1. El Niño and La Niña events used in this study during 1980~2022

表1. 本研究所选取的1980~2022年的El Niño和La Niña事件

El Niño事件(12次)	La Niña事件(13次)
1982/83, 1986/87, 1987/88，1991/92, 1994/95, 1997/98, 2002/03, 2004/05, 2006/07, 2009/10, 2015/16, 2018/19	1984/85, 1988/89, 1995/96, 1998/99, 1999/2000, 2000/01, 2007/08, 2008/09, 2010/11, 2011/12, 2017/18, 2020/2021, 2021/2022

3. ENSO振幅及线性动力加热的非对称空间分布

如图1所示，ENSO事件成熟时，其海温异常呈现纬向偶极子型的分布，极大值位于热带中东太平洋的近赤道地区，且向赤道外逐渐减弱(图1(a)，图1(b))。但El Niño和La Niña存在诸多不同之处，如热带中东太平洋El Niño的正海温异常强于La Niña的负海温异常，且其极值中心更偏东；但赤道西太平洋La Niña的正海温异常强于El Niño的负海温异常。这导致二者的差异表现为日界线以东(西)为正(负)海温偏差，且正海温偏差在120^˚W以东最强(图1(c))。

Figure 1. Horizontal distributions of sea surface temperature anomalies in the mature phase of (a) El Niño and (b) La Niña during 1980~2022, and (c) their differences (unit: ˚C). The green box denotes Niño3 region (150˚W~90˚W, 5˚S~5˚N)

图1. 1980年~2022年(a) El Niño和(b) La Niña盛期的海温异常及其(c) 差值的空间分布(单位：℃)，图中绿色方框为Niño3区(150˚W~90˚W, 5˚S~5˚N)

ENSO之所以在赤道东太平洋出现强度不对称，源自于El Niño异常海温在夏季至冬季的增长速率

($\frac{\partial T^{\prime }}{\partial t}$ )更快(图2(a))。如前文所述，这种增长速率的不同是由多种因素导致的，本文将聚焦于纬向平流反

馈和温跃层反馈在El Niño与La Niña发展期中的不对称性。如图2(b)和图2(c)所示，El Niño与La Niña发展期这两种反馈的差值在赤道中东太平洋均正值，意味着它们共同加快El Niño的发展。因而，在相同的发

展时间内El Niño在冬季的振幅会强于La Niña。从式1可知，纬向平流反馈($-u^{\prime }\frac{\partial \overline{T}}{\partial x}$ )和温跃层反馈($\overline{w}\frac{{T^{\prime }}_{sub}}{H}$ )

出现不对称的原因是El Niño发展期混合层内异常海流强度($u^{\prime }$ )和次表层异常海温强度(${T^{\prime }}_{sub}$ )均大于La Niña发展期[20] [21]。因而下文将以此为切入点，探究海洋动力过程在ENSO发展期的非对称性及其来源。

Figure 2. The differences of (a) SST anomaly tendency, (b) zonal advection feedback, and (c) thermocline feedback between El Niño and La Niña events averaged between April and December in their developing year (unit: ˚C/month). The green box denotes Niño3 region (150˚W~90˚W, 5˚S~5˚N)

图2. El Niño年和La Niña发展年4~12月平均的(a) 海温异常倾向，(b) 纬向平流反馈，和(c) 温跃层反馈项的差值(单位：℃/月)。图中绿色方框为Niño3区(150˚W~90˚W, 5˚S~5˚N)

4. ENSO期间海气耦合强度的非对称

4.1. 海流和温跃层深度对海面风应力的不对称响应

ENSO的发生时，赤道中西太平洋产生异常海面风应力，进而通过赤道Kelvin波和赤道外Rossby波改变温跃层深度和混合层内的海流。El Niño发展期(4~10月) Niño4区出现异常西风(图3(a))，在下游激发下沉性海洋Kelvin波沿赤道向东传播，导致Niño3区温跃层加深(图3(c))，海洋次表层海温随之升高(${T^{\prime }}_{sub}$ > 0)，并通过气候平均的上升流($\overline{w}$ > 0)输运至混合层，因而温跃层反馈对El Niño的发展起正贡献。同时，Niño4区异常西风使赤道海洋混合层内出现异常向东的海流($u^{\prime }$ > 0，图3(b))，将暖池区的混合层暖水向东输运并加热冷舌区，因而纬向平流反馈也促进El Niño的发展。La Niña发展期Niño4区出现异常东风(图3(d))，其激发的海洋波动的动力效果相反：Niño3区温跃层变浅(图3(f))，次表层海温随之降低，赤道海区表层出现异常向西的海流(图3(e))，因而温跃层反馈和纬向平流反馈均对La Niña的发展起促进作用。

Figure 3. (a) The anomalous wind stress (unit: N/m²), (b) Surface zonal currents (unit: m/s), and (c) Thermocline depth (m) averaged during April and December in the developing year of El Niño. (d)~(f) Similar as (a)~(c), but for those in the developing year of La Niña. (g)~(i) The differences of corresponding variables between El Niño and La Niña. The solid and dashed green boxes denote Niño3 and Niño4 (160˚E~150˚W, 5˚S~5˚N) regions

图3. El Niño发展年4~12月平均的(a) 海面风应力异常(单位：牛/平方米)，(b) 表层纬向海流异常(单位：米/秒)和(c)温跃层深度异常(单位：米)。(d)~(f)与(a)~(c)相似，但为La Niña发展年。(g)~(i)为各变量在El Niño和La Niña发展年的差值。图中绿色实线和虚线方框分别代表Niño3和Niño4 (160˚E~150˚W, 5˚S~5˚N)区

然而，在Niño4区域El Niño发展期的异常西风强于La Niña发展期的异常东风(图3(c))，海洋波动的动力效果更强，下游Niño3区的温跃层深度在El Niño发展期的加深程度比La Niña发展期的变浅程度更大(图3(f))，且赤道海洋混合层内异常向东的海流更强(图3(i))。但是，这些变量的不对称性实际上既是ENSO振幅不对称的原因，又是其结果。为了探讨ENSO期间海洋动力过程对非对称的海面风应力的

响应强度的非对称性，我们使用$\beta =\frac{S_P-S_N}{S_{P+S_N}}$ 加以刻画[22]，式中$S_P$ 和$S_N$ 分别表示ENSO正位相和负位相

期间两变量间的回归系数，该表达式分母衡量ENSO正负位相期间两变量之间的联系的共通性，分子则凸显了ENSO正负位相期间两变量之间的联系的差异性。如图4所示，El Niño发展期Niño3区温跃层深度对Niño4区风应力的响应与La Niña发展期内的响应之间的不对称性(β)为0.3 (图4(b))，且其引起的局地海温变化也更强(β = 0.36，图4(d))。相似地，Niño3区的混合层海流对Niño4区风应力的响应强度在El Niño发展期内更强(β = 0.6；图4(f))，通过平流引起的Niño3区海温的变化也更强(β = 0.5；图4(h))。因此，即使在同等强度的Niño4区风应力驱动下，温跃层反馈和纬向平流反馈对El Niño的促进作用也强于其对La Niña的促进作用(如图2(b)和图2(c))。那么，El Niño发展期赤道中西太平洋海面异常西风为何会强于La Niña发展期的异常东风呢？

Figure 4. (a) The lead-lag relationship and (b) asymmetric responses between thermocline depth in the Niño3 region ($\text{Z}2{0^{\prime }}^E$ , unit: m) and wind stress over the Niño4 region (${{\tau }^{\prime }}_x^C$ , unit: N/m²) in the developing year of ENSO. (c) (d) Similar as (a) (b), except for those between SST ($SS{T^{\prime }}^E$ , unit: ˚C) and thermocline depth in the Niño3 region. (e)~(h) Similar as (a)~(d), but for relationships of wind stress over the Niño4 region, zonal sea current (${u^{\prime }}_o^E$ , unit: m/s) and SST in the Niño3 region. The purple dots indicate values with total SST exceeding 27˚C

图4. ENSO发展年4~12月平均Niño3区温跃层深度异常($\text{Z}2{0^{\prime }}^E$ ，单位：米)对Niño4区风应力异常(${{\tau }^{\prime }}_x^C$ ，单位：牛/米²)的时滞关系(a)及非对称响应强度(b)。(c) (d)与(a) (b)相似，但为Niño3区温跃层深度异常和海温异常($SS{T^{\prime }}^E$ ，单位：℃)的关系。(e)~(h)与(a)~(d)相似，但为Niño3区混合层纬向海流异常(${u^{\prime }}_o^E$ ，单位：米/秒)，海温异常与Niño4区风应力异常之间的关系。图中紫色点代表该月Niño3区实际海温达到27℃

4.2. 海面风场对异常海温的非对称响应

根据热带大气运动方程(式2~4，见文献[32])，热带太平洋大气运动受气压梯度力与科氏力控制(式2和式3)，而气压的变化取决于大气柱受到异常加热或冷却后引发的空气辐合或辐散导致的空气质量堆积或损失(式3)。

$\epsilon u-fv=-\frac{1}{\rho }\frac{\partial p}{\partial x}$ , (2)

$\epsilon v+fu=-\frac{1}{\rho }\frac{\partial p}{\partial y}$ , (3)

$\epsilon \frac{p}{\rho }+c_a^2\cdot \left(\frac{\partial u}{\partial x}+\frac{\partial v}{\partial y}\right)=-Q$ 。 (4)

式中u，v，p分别为纬向风、经向风和气压，$f$ 为科氏参数($f=2\Omega \sin \phi ，\Omega$ 为地球自转角速度，$\phi$ 为纬度)，$\epsilon$ 为大气动力耗散，$\rho$ 为大气密度，$c_a$ 为大气Kelvin波速，$Q$ 为大气柱所受热量。从式2~4可以合理地推断出El Niño和La Niña发展期异常海面风强度的不对称取决于大气对流变化的不对称。

如图5所示，El Niño发展期海温升高(图5(a))，热带中太平洋大气对流增强(图5(b))，但在La Niña发展期海温降低(图5(b))，引起大气对流减弱(图5(d))。然而，El Niño发展期Niño4区大气对流增强的幅度更大(图5(f))，大气对流响应的不对称性(β)为0.11 (图6(b))。但需要指出的是，Niño4区风应力对局地大气对流的响应几乎不存在非对称性(β = 0.02，图6(d))，因此El Niño发展期Niño4区更强的异常西风响应(如图3(g))是通过更强的大气对流响应来实现的。虽然ENSO发展期海面风应力对海温的响应强度的非对称性较小(β = 0.08)，但该非对称性可传递至混合层海流以及温跃层深度对海面风应力的响应强度中，进而通过纬向平流反馈和温跃层反馈传递至混合层海温内，最终体现为ENSO强度的非对称性。

Figure 5. (a) Anomalous SST (unit: ˚C) and (b) OLR (unit: W/m²) averaged during April and December in the developing year of El Niño. (c) and (d) are for the developing year of La Niña, (e) and (f) are for the differences between El Niño and La Niña in their developing years

图5. El Niño发展年4~12月平均的(a) 海温异常($\text{SS<msup> T <mo>′</mo> </msup>}$ ，单位：℃)和(b) 对外长波辐射($\text{OL<msup> R <mo>′</mo> </msup>}$ ，单位：瓦/平方米)异常，(c)和(d)为La Niña发展年，(e)和(f)为El Niño发展年与La Niña发展年的差值

Figure 6. (a) The lead-lag relationship and (b) asymmetric responses between the anomalous OLR over the Niño4 region (OLR′^C, unit: W/m²) and SST in the Niño3 region (SST′^E, unit: ˚C) during April and December of ENSO developing year. (c) (d) Similar as (a) (b), except for those between anomalous zonal wind stress (${{\tau }^{\prime }}_x^C$ , unit: N/m²) and SST in the Niño4 region. (e) (f) For the relationships of anomalous zonal wind stress over the Niño4 region and SST in the Niño3 region. The purple dots indicate values with total SST exceeding 27˚C

图6. ENSO发展年4~12月的Niño4区对外长波辐射(OLR′^C，单位：瓦/平方米)与Niño3区海温异常(SST′^E，单位：℃)的时滞关系(a)及其响应的非对称性(b)。(c)和(d)为Niño4区异常风应力(${{\tau }^{\prime }}_x^C$ , 单位：牛/平方米)与同区域对外长波辐射的关系，(e)和(f)为Niño4区异常风应力与Niño3区海温异常的关系。图中紫色点代表该月Niño3区实际海温达到27℃

4.3. 赤道太平洋大气对流–海温非线性敏感性

El Niño能使大气对流产生更强的变化其实是热带太平洋海气耦合的固有属性，即大气对流对海温的敏感性是非线性的[26] [33] [34]。Xie等人(2020)指出，在25.25~30.25℃的高影响海温区间内，海温的上升将增大海气界面温差，蒸发随之加强并增加大气边界层内的水汽含量，同时海温上升也引起边界层大气辐合和自由大气上升运动的增强，进而导致大气对流增强；相应地，海温下降将导致大气对流减弱。如图7所示，当赤道太平洋(5˚S~5˚N)海温高于大约25.5℃时，大气对流开始单调增强，至29.5℃后单调减弱(图7(a))。但不同海温下定量的海温变化引起的大气对流变化是不均等的。为方便讨论特定海温条件下对流变化的强度，我们定义了大气对流–海温的敏感性(式5)：

$\frac{\partial OLR}{\partial T}=\frac{OLR\left(T+\Delta T\right)-OLR\left(T-\Delta T\right)}{2\Delta T}$ , (5)

式中$\Delta T$ 为0.25℃，$OLR\left(T+\Delta T\right)$ 代表海温上升0.25℃后的平均OLR。

Figure 7. (a) The relationship between atmosphere convection (indicated by OLR) and SST, and (b) the sensitivity of convection to SST in the equatorial Pacific (5˚S~5˚N, 120˚E~80˚W) during 1980 to 2022. The solid red line and light red shading represent the mean OLR and its standard deviation in each SST range of 0.25˚C

图7. 1980~2022年赤道太平洋(5˚S~5˚N, 120˚E~80˚W)的表征大气对流强度的对外长波辐射(OLR)与海表面温度(SST)之间的关系 (a)及其敏感性 (b)。红色粗实线为每0.25℃海温区间内的平均OLR，浅红色阴影代表OLR的一倍标准差

如图7(b)所示，大气对流–海温的敏感性在25.5℃~28.5℃的海温区间内随海温的升高而增强，但在28.5~29.5℃区间内随海温的升高而减弱。由于大气对流–海温的非均一、非线性敏感性，ENSO的海温异常引发的大气对流变化可近似表达如下：

$OL{R^{\prime }}^T={\displaystyle {\int }_T^{T\pm \Delta T}\frac{\partial OLR}{\partial T}dT}$ , (6)

由于赤道中东太平洋背景海温低于28.5℃，这意味着在一定的背景海温下海温升高(即El Niño)导致的大气对流增强效果强于等量的海温降低(即La Niña)导致的大气对流减弱效果，即：

${\displaystyle {\int }_T^{T\pm \Delta T}\frac{\partial OLR}{\partial T}dT}>{\displaystyle {\int }_T^{T-\Delta T}\frac{\partial OLR}{\partial T}dT}$ ，当25.5℃ ≤ T ≤ 28.5℃。 (7)

因而，El Niño发展期赤道东太平洋海温的升高能激发更强的赤道中太平洋大气对流和西风异常，进

而导致更强的温跃层深度和海流异常，这导致更快的发展速率($\frac{\partial T^{\prime }}{\partial t}$ )和更强的最终振幅。

5. 总结与讨论

本研究基于海洋与大气的再分析资料，解释了ENSO冷暖位相振幅不对称与其发展期赤道中东太平洋线性动力加热的因果关系，考察了导致线性动力加热的混合层纬向海流和温跃层深度对ENSO发展期海面风应力响应强度的非对称性，并提出海洋动力响应的非对称性源自于其对风应力强迫的非对称响应，进而将ENSO冷暖位相期间异常风应力的非对称性归因于大气对流对海温的非线性敏感性，厘清了“海温→大气对流→海面风应力→海流 + 温跃层深度→海温”这一ENSO发展期海气耦合链条中非对称性的传递路径。通过研究得到了以下结论：

(1) 由于赤道太平洋大气对流对海温的敏感性是非均一、非线性的，25.5℃~28.5℃的背景海温区间内El Niño引发的大气对流的增强效果强于La Niña引发的大气对流的减弱效果，因而El Niño能激发更强的赤道中太平洋异常西风，由此产生海气耦合的初始非对称性。

(2) El Niño引发的异常西风风应力能激发更强的下沉性海洋Kelvin波沿赤道向东传播，从而导致更强的混合层纬向海流和温跃层深度变化，由此完成了风应力中的初始非对称性在海洋动力响应中的传递。

(3) 海洋动力响应的非对称性通过纬向平流反馈和温跃层反馈导致El Niño具有更快的发展速度，进而导致更强的阶段性振幅，并通过大气对流对海温的非线性敏感性激发更强的异常西风和海洋动力响应。由此，海气耦合中非对称性周而复始地自我放大，使El Niño出现更强的冬季峰值强度。

与前人通过海洋混合层热收支诊断方法不同的是，本研究遵循ENSO发展期海气耦合的动力和时间逻辑，关注快速响应的大气对流和海面风异常对海洋的强迫，并从海洋的慢速动力响应中寻找响应强度的不对称性，从而将ENSO振幅的不对称成因追溯至大气对流–海温的非线性敏感性。因此，该敏感性还可以作为评估复杂气候模式中海气耦合强度及ENSO振幅不对称的依据。

基金项目

本研究得到了国家自然科学基金面上项目(41976015)及中国海洋大学“青年英才”工程启动基金的支持。

NOTES

^*第一作者。

^#通讯作者。