1994年东亚夏季异常: IOD 遥相关外文翻译资料

 2022-12-04 12:27:47

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1994年东亚夏季异常: IOD 遥相关

Zhaoyong Guan1 and Toshio Yamagata2

[1] 东亚国家报告了1994年极端干热的夏季。利用观测数据, 我们已经证明印度洋偶极子 (IOD) 至少是东亚夏季气候异常的一个可能原因。在西太平洋和中国南部上空，一个反常的气旋式环流削弱了对流层下部向北流动的季风。日本、韩国和中国东北部等地正向结构的异常气旋环流造成了1994年炎热干燥的夏季。远东潜在低涡度的积累与地中海/撒哈拉地区的波动活动有关。季风-沙漠机制连接一个罗斯贝波波源与诱发IOD的孟加拉湾周围的非绝热加热。另一种罗斯贝波波列模式在对流层上部产生, 并从华南向东北传播。两种罗斯贝波模式都会影响东亚地区的环流变化。

1. 引言

[2] 东亚夏季风对东亚国家有着深刻的经济和社会影响。异常的夏季风环流变化可能导致该地区夏季异常炎热(和干燥)或寒冷(和潮湿)。1994年,东亚国家经历了一次史无前例的夏季干热气候。Park and Schubert [1997]使用1985-1994年的同化数据分析了此次事件的本质。他们的结论是 '反常环流主要是与西藏纬向风变化相联系的地形强迫的结果'。在这里, 我们发现1994东亚夏季异常事件也与现在被称为印度洋偶极子(IOD)的热带印度洋的海气耦合信号相关,。

[3] Saji et al [1999]引入IOD这个名词作为一定流域内的海气耦合模式。正 IOD 事件的特点是在热带西印度洋 (50°E-70°E, 10°S-10°N, 表示为区域 A) 显著的正海温异常和在印度洋东南部(90°E-110°E, 10°S-赤道，表示为区域B)的负海温异常。印度洋偶极子模式指数(IODMI)被定义为区域A与B海温异常的纬向差异。IOD 是季节性的,始于4月左右，在10月达到顶峰。利用观测数据、海洋环流模型(OGCMs)和海气耦合环流模型(CGCMs)对偶极现象进行研究，结果表明,IOD是一种海气耦合现象。[Vinayachandran et al., 1999; Behera et al., 1999; Webster et al., 1999; Iizuka et al., 2000; Feng et al., 2001; Rao et al., 2002; Yamagata et al., 2002; Gualdi et al., 2002]。

[4] 利用1979-1999年的海温数据(GISST2.3b) [Parker et al., 1995], 我们计算了三个不同热带区域6-8月的海温异常及它的标准偏差和 IODMI (表1)。1994年IODMI的方差达到约2.6, 这表明1994年夏季出现了一场显著的正IOD事件。我们还注意到, 1994年夏季NINO3区域(5°S–5°N, 150°W-90°W)呈现出微弱的海温负异常。

[5] 1994年IOD事件从3月左右开始到10月结束，持续了超过8个月(图略)。IOD对印度夏季风影响显著。这并不排除印度夏季风在发展过程中影响IOD的可能性。我们的AGCM研究表明, IOD海温异常可以诱发印度过剩的夏季风降水[Ashok et al., 2001]。利用从印度本地观测得到的'印度可降水量'[Parthasarathy et al., 1995],我们发现印度在 1994年6-8月的季风降水量巨大;它每月的降水量达到了265毫米，超过了气候平均值的19。

[6] 印度的夏季风系统与热带印度洋相互作用。东亚夏季风通过对流层急流, 西藏的高原作用及在对流层上层大约40°N的西风急流与印度夏季风相互作用 [例如, Lau and Li,1984; Liang and Wang, 1998; Webster et al., 1998; Wang and Fan, 1999; Wang et al., 2001; Lu et al., 2002; Enomoto et al., 2003].当南亚环流变化异常时, 就有理由推测东亚夏季风环流也会相应改变。我们在这里讨论使用再分析数据的方式和研究1994年夏季IOD影响大气环流是一样的。

表1 1994年6-8月的平均海温异常和1979-1999年热带不同地区的标准差

区域

IODMI

区域A

区域B

NINO3

海温异常(SSTA)

0.90

0.24

-0.65

-0.21

标准差

0.35

0.32

0.31

0.85

2. 环流异常特征

[7] 使用1979-2001年NCEP/NCAR 再分析数据 [Kalnay et al., 1996]和CMAP1979-1999年的降水数据[Xie and Arkin, 1996],我们绘制了1994年夏季月平均(6-8月)的环流异常(图1和2)。1994年夏季, 在中国东北部及东部、韩国和日本都发现了显著的气温正异常 (图1a)。在西北太平洋黑潮延伸区的上方也发现了气温正异常。200 hpa 和850 hpa等压面的厚度也是正异常(图略), 这表明空气柱的温度异常偏高。1994年夏季, 东亚地区观测到显著的降水负异常(图1b)。水汽在这个区域异常辐散, 这会导致严重的干旱状况。这与Park and Schubert [1997]的研究结果一致。据了解, 1994年夏季亚洲东北部地区被对流层低层异常的气旋式环流所覆盖。这一异常环流在此地区的流层上部也存在(图2a), 表现出同等的正压结构。另一方面, 我们发现一个异常的气旋式环流从热带西太平洋向西一直延伸至中国南部(图1a)。这一环流促进了该地区过剩的降水(图1b),但它也减弱了从孟加拉湾和中国南海向北吹向中国东部、韩国和日本的湿润的南风季风。

[8] 上述异常的气旋式环流伴随着增强的印度季风似乎与热带IOD事件有直接的联系。如图1b所示, 热带印度洋上独特的IOD结构在降水异常场(图1b)同时也在速度势场(图2b)中表现出来。水汽汇聚到西印度洋(图1b),而在印度洋东南部辐散。正如Ashok et al. [2001]模拟的那样，一个与IOD相联系的异常经向环流连接印度洋东南部的正常支和20°N附近异常的上升支。更确切地说, 来自IOD东极点的异常低空西北风到达印度半岛, 然后向东转向(图1a)。正如我们看到的，对流层上部风向相反(图2a,2b),这说明风场在热带地区呈斜压结构。这些结论与从数据分析和AGCM的研究[Behera et al., 1999;Ashok et al., 2001]获得的其他结论一致。

3. 遥相关机制

[9] 印度和中国南部的降水在正IOD期间是增多的(图1b)。Ashok et al. [2001]说明了这种降水和IOD现象之间的联系。正IOD现象的东极激发的经向环流的向北分支导致青藏高原地区对流层上层异常的上升气流和相关的辐散气流(图2)。这种来自印度、孟加拉湾和中国南部的辐散气流是对流层上层异常涡度的来源(图2b)。在150hPa涡度源区的西北部, 我们观察到一个气旋式环流(图2a), 它产生的原因是大气对异常涡度源的反应，这是Sardeshmukh and Hoskins [1988]使用一个简单模型来讨论的结果。

[10] 在涡度源区东部还发现了一个异常的气旋式环流(图2a)。涡度源(辐散流)激发了罗斯贝波波列,并且从中国南部向东北传播。这种模式让人联想到Nitta [1987]提出的太平洋-日本(PJ)遥相关模式,但在目前的情况下,位置略微转向西边。

[11] 印度附近对流层上层诱发IOD的辐散气流也向西传播并且在地中海/撒哈拉沙漠地区汇集(图2b)。在25°N-35°N之间的平均纬向剖面图上发现了垂直环流(图2c);印度地区的异常对流是由IOD海温异常引起的, 正如Rodwell and Hoskins [1996]在某种不同的背景下所期望的那样，它与地中海/撒哈拉沙漠地区的异常下沉相联系。

[12] 为了更加详细地探寻环流变化背后的机制, 我们在图3利用热力学公式展示了1994年夏季热量预算的异常现象。在中国的北部和东部地区, 异常的非绝热加热导致了异常炎热的夏天(图3c)。然而, 在日本和韩国, 异常的下沉气流是导致绝热加热的主要原因, 这也抵消了负异常的温度平流。在鄂霍次克海附近, 正异常的温度平流与绝热冷却相平衡(图3b)。在日本和鄂霍次克海附近观察到的非绝热冷却表明, 1994年日本附近显著的海温正异常(图略)不是夏季炎热的主要原因。虽然它可能会对这些地区的环流变化产生反馈作用，但相反, 它是夏季干热的条件所造成的结果,。我们注意到, 目前的结果与Park and Schubert [1997]的研究一致。

图1 (a) 1994年6-8月平均地面2米之上的气温(等值线间隔: 0.5℃)和850 hPa的风(m*s-1) (b) 降水距平(等值线间隔: 1 mm*d-1)和从地面至300hPa整层垂直方向上(以向量显示)的水汽通量距平(Kg* m-1*s-1)

图2 (a) 1994年6-8月平均异常涡度(1*10-6 s-1)和150 hPa的旋转风(m*s-1) (b) 1994年6-8月平均速度势和150 hPa的辐散风(m*s-1)。等值线间隔为 4*10-5 m2*s-1。(c) 6-8月25°N – 35°N平均纬向环流剖面图。等值线表示辐散风的纬向分量, 间隔为0.2 m*s-1。

[13] 在印度和孟加拉湾一带,发现了净的异常非绝热加热(图3c),这平衡了由于异常的上升运动导致的负异常的绝热冷却(图 3b)。另一方面, 在地中海/撒哈拉地区发现了净的非绝热冷却(图3c)。在该地区也发现了负异常的水平温度平流(图3a)。下沉气流导致的异常绝热加热同时补偿了非绝热和绝热冷却。基于这一热量预算诊断以及图2c所示的垂直环流, 可以建立IOD/季风与地中海/撒哈拉沙漠地区异常环流变化之间的联系。目前的观点证实了Rodwell and Hoskins [1996]提出的季风-沙漠机制;他们表明,印度地区的对流活动所导致的非绝热加热可能会诱发一种覆盖西亚和非洲北部的反气旋罗斯贝波模式。亚洲夏季风的远距离热力强迫作用引起的绝热下沉加剧了地中海/撒哈拉地区因为辐射冷却所引起的下沉运动。

图3 1994年6-8月平均垂直积分量。(a) 水平温度平流距平，(b) 垂直方向位温平流距平以及 (c) 非绝热加热的升温速率距平。所有这些量是地面到100 hPa等压面垂直方向上的平均量。单位为℃*d-1。

[14] 在地中海/撒哈拉及其附近地区的下沉运动所导致的诱发IOD的绝热加热必须稳定地造成中纬度的西风扰动。由Maestro 和Etesian所证实的横向绝热冷却也可能产生干扰。因为中纬度西风扮演着罗斯贝波波导的角色[Hoskins and Ambrizzi, 1993]，波动能量沿西风向东传播到东亚, 周期性地加强东亚和西太平洋周围上述的异常反气旋和气旋式环流(图2a)。通过考察由Plumb [1986]引入的波动活动通量(WAF), 可以正确地证实这种情况。图4a实际上展示了沿着亚洲西风急流, 200 hPa 的波动活动通量比其他地区的要大得多。WAF聚集在日本海周围, 表明该地区波动能量的积聚。经度-高度剖面图(图4b)表明, 在地中海、里海和东亚(大约120°E)地区异常波动能量沿着西风急流向上传播到对流层上层。在亚洲急流的北侧, 我们观察到非常微弱的罗斯贝波的传播;这表明1994东亚夏季气候与高纬度地区的变化没有直接联系。正如Park and Schubert [1997]的研究结果，青藏高原东侧(大约120°E)向上传播的波动能量表明, 在1994年地形强迫也起着重要作用。

图4 (a) 波动活动通量(m2*s-2)和200 hPa的3维散度(1.0*10-6m*s-2)。(b) 35°N–45°N上平均波动活动通量和在纬向垂直剖面上的3维散度。在绘制前, 任意放大波动活动通量的垂直分量。时间序列中的高频部分已用5天的滑动平均移除。红色表示正值, 而蓝色表示负值。

4. 总结

[15] 我们使用NCEP/NCAR再分析数据研究了1994年东亚夏季的气候状况。主要结果可归纳如下。

[16] 1994年异常干热的夏季与日本, 韩国, 中国的东部和东北部异常的反气旋环流相关。中国南部和西太平洋异常的气旋式环流削弱了孟加拉湾、中

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