1994年东亚地区不平常的夏天：IOD遥相关外文翻译资料

 2022-12-04 15:07:28

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1994年东亚地区不平常的夏天：IOD遥相关

管兆勇，Toshio Yamagata

据报道，东亚国家在1994年有一个极其炎热和干燥的夏季。 运用观测的数据，我们可以论证，印度洋偶极子（IOD）至少是东亚夏季气候反常的一个可能原因。西太平洋和中国南方上空的一个异常气旋环流削弱了对流层低层季风向北的风速。一个在日本、韩国、中国东北部周边的有着相同正压结构的异常反气旋造成了1994年炎热干燥的夏季。远东地区较低涡度的积累与地中海、撒哈拉地区的波状活动有关。季风-沙漠机制把Rossby波源与IOD诱发的孟加拉湾周围的非绝热加热联系起来。另一种Rossby波的模式产生于对流层上层，从华南向东北传播。这两种Rossby模型都对东亚环流的变化有影响。 索引项：3339气象学和大气动力学:海洋/大气相互作用( 0312，4504)；

  1. 介绍

东亚夏季季风对东亚国家的经济和社会都有深远的影响。夏季季风环流的异常变化可能会造成该地区夏季异常的炎热（和干燥）或者寒冷（和湿润）。在1994年，东亚国家遭受了破纪录的炎热和干燥的夏季气候。Park和Schubert（1997）运用1985年到1994年的同化数据调查了这个情况的实质。他们的结论是“异常环流主要是与西藏上空纬向风变化有关的地形强迫的结果”。在这里我们证明1994年东亚夏季异常也与热带印度洋的海洋-大气耦合信号有关，这种信号现在称为印度洋偶极子(IOD)。

Saji（1999）提出了IOD是作为一种全流域的海洋-大气耦合模式，IOD正事件的特征是热带西印度洋(50°E-70°E,10°S-10°N表示为A区)和东南印度洋(90°E-110°E,10°S-赤道,表示为B区)海表温度（SSTA)异常增强。印度洋偶极子模式指数(IODMI)的定义为A区海温异常与B区海温异常的纬向差异。IOD是季节性相位锁定的?它开始于4月份，在10月份达到峰值。利用观测资料、海洋环流模式( OGCMs )和海洋大气耦合环流模式( CGCMs )对偶极子现象的研究表明，IOD是一种海洋大气耦合现象。（Vinayachandran等，1999年；Behera等，1999年；Webster等，1999年；Iizuka等，2000年；Feng等，2001年；Rao等，2002年；Yamagata等，2002年；Gualdi等，2002年。）

运用从1979年到1999年的海表温度数据（Parker等，1995），我们计算了三个不同热带区域和IODMI的6 - 7 - 8月SSTA ( JJA )及其标准偏差（）(表一，底行）。1994年IODMI的方差达到2.6左右，表明1994年夏季发生了一次很强的IOD正事件。我们还注意到，Nino 3区( 5°S–5°N，150 °w–90°W )在1994年夏季出现了弱的SST负异常。

1994年的IOD事件从3月到8月大概持续超过了8个月（未显示）。IOD显著影响了印度的夏季季风。这并不排除印度夏季风在演化过程中也可能会影响IOD。我们的AGCM研究表明，IOD SSTA可导致印度夏季季风降水过剩。（Ashok等，2001）。运用从现场观测中得到的“全印度降雨量”，（Parthasarathy等，1995）发现印度1994年6～7～8月有较好的季风降水；它相当于每月降水265毫米，比气候平均值高出19 %。

印度夏季风系统与热带印度洋相互作用。东亚夏季风与印度夏季风通过对流层急流、南亚高压和对流层上层40°N左右的西风急流相互作用（例如Lau和 Li,1984; Liang和Wang, 1998; Webster等, 1998; Wang和Fan, 1999; Wang等, 2001; Lu等, 2002; Enomoto等, 2003）。当南亚环流的变化发生异常时，可以合理地推测东亚夏季风环流也会随之变化。我们在这利用再分析资料讨论了1994年夏季IOD对大气环流的影响。

表一.1994年JJA海温平均值和1979～1999年不同热带地区的标准偏差

IODMI

A区

B区

NINO3

SSTA

0.90

0.24

-0.65

-0.21

0.35

0.32

0.31

0.85
  1. 环流异常的特征

利用NCEP/NCAR的从1979年到2001年的再分析资料（Kalnay等，1996）和CMAP的1979年到1999年降水资料( xie和Arkin，1996 )，绘制了1994年夏季( JJA )的异常环流图(图1和图2 )。1994年夏季，在中国东北部和东部、韩国和日本发现了正的较大气温异常(图1a )。在西北太平洋黑潮延伸区的上空也发现了一些正异常。200 hPa和850 hPa等压面之间的厚度异常也出现了正的异常(未示出)，表明空气柱的温度有异常的高。1994年夏季在东亚观察到了强烈的负降水异常(图1b)。反常的水汽从这个地区扩散，导致了严重的干旱状况。这与Park和Schubert（1997）的观点是一致的。众所周知，1994年夏季，亚洲东北部被对流层低层的异常反气旋环流所覆盖。在对流层上层也可以发现这种具有等效正压结构的异常环流(图2a )。另一方面，我们发现有一个异常气旋环流

图一.（a)1994年JJA平均地表以上2m处的异常气温(等高线间隔: 0.5C )，以及850 hPa 的风( m/s )。(b)异常降水(等高线间隔: 1 mm /d)和异常水汽通量(单位: Kg/m/s)，从地表垂直积分到300 hPa (用矢量表示).

图二.(a)1994年JJA平均异常涡度(乘以1times; )和150 hPa的旋转风( m/s)。(b)1994年150 hPa的JJA平均速度势和发散风( m/s ),等高线间隔为4.(c)JJA平均纬向-垂向环流平均值为( 25N - 35N )。等高线表示发散风的纬向分量，等高线间隔为0.2m/s.

从热带西太平洋向西延伸到中国南部(图1a )。这种环流促进了该区域的过多降水(图1b )，但减弱了从孟加拉湾和南海向北吹向中国东部、朝鲜和日本的湿润南风季风。

上述异常气旋环流和印度季风槽的加强好像与热带IOD事件直接相关。如图1b所示，热带印度洋上独特的IOD结构表现为异常的降水(图1b )和异常的速度势场(图2b）。水汽在印度洋西部汇聚(图1b )，在印度洋东南部发散。与IOD相关的异常经向环流将印度洋东南部的？分支和20°N左右的异常上升支连接起来，如Ashok等人（2001）所模拟的那样。更准确地说，来自IOD东部地区的低层异常西北风到达印度半岛，然后在东部改变方向(图1a )。由于对流层上层只有相反的风(图2a、2b )，所以热带的风场具有斜压结构。这些结果与从数据分析和AGCM研究中获得的其他结果相一致（Behera等, 1999; Ashok等, 2001）。

  1. 遥相关机制

印度和中国南部的降水在IOD正事件期间增强(图1b )。Ashok等人也报道了这种降雨与IOD的联系（2001）。IOD正事件东部激发的经向环流的北上升支导致青藏高原对流层上部的异常上升气流和相应的发散气流(图2)。这种来自印度、孟加拉湾和中国南部的发散气流在对流层上层起着异常涡源的作用(图2b )。在这个150 hPa涡旋源地的西北面，我们观察到一个反气旋环流(图2a )，它是由Sardeshmukh和Hoskins(1988)讨论的异常涡度源大气反应产生的。

在涡旋源地以东还发现了一个异常气旋环流(图2a )。Rossby波列由涡源(发散流)激发，从华南向东北传播。这种模式使人想起Nitta提出的太平洋-日本( PJ )遥相关模式（1987），但在现在的例子中，位置稍微向西移动。

IOD引起的印度附近对流层上层的发散流也向西移动，并汇聚在地中海/撒哈拉地区(图2b )。在25°N和35°N之间平均的纬向剖面捕获垂直环流(图2c )；由IOD的海温异常（SSTA）引起的印度上空的异常对流与地中海/撒哈拉地区的异常对称有关，正如 Rodwell 和 Hoskins（1996）所预期的那样。

为了更详细地研究上述环流变化背后的机制，我们在图3中根据热力学方程示出了1994年在中国的北部和东部的夏季的热收支异常，异常的非绝热加热是造成夏季异常炎热的原因(图3c )。然而，在日本和韩国，由于空气异常下降引起的动态加热占主导地位，这抵消了温度的异常负水平平流。鄂霍次克海周围，异常的正水平平流温度平衡了动力冷却(图3b )。观测到的日本和鄂霍次克海周围的非绝热冷却表明，1994年日本周围的强的海温异常(未示出)不是夏季炎热的主要原因。相反，它是夏季炎热和干燥的原因，尽管它可能对这些地区的环流变化有影响。我们注意到，目前的结果与 Park 和 Schubert（1997）的结果一致。

在印度和孟加拉湾，发现异常的净非绝热加热(图3c )，它平衡了由于异常向上运动引起的动态冷却的负异常(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 )。在该区域还发现了温度水平平流的负异常(图3a)。非绝热冷却和动态冷却均由由于空气进入而引起的异常动态加热来补偿。根据这种热收支诊断以及图2c所示的垂直环流，可以确定IOD /季风与地中海/撒哈拉地区异常环流变化之间的关系。这一观点确认了Rodwell和Hoskins（1996）提出的季风沙漠机制；他们认为，印度地区对流活动引起的非绝热加热可能引起一种覆盖亚洲西部和非洲北部的反气旋Rossby波型。亚洲夏季风远距离热力强迫所引起的绝热体加强了地中海/撒哈拉地区辐射冷却所引起的对称。

IOD引起的地中海/撒哈拉地区及其附近地区的大气变暖必须稳定地扰动中纬度西风。Maestro 和Etesian提出的横向绝热冷却也可能产生扰动。加强上述东亚和西太平洋周围的异常反气旋和气旋环流(图2a )。通过检查Plumb（1986）引入的波活度通量（WAF），可以适当地检验这种情况。图4a实际上表明，200 hPa的波活动通量沿亚洲西风急流比其他地区大得多。WAF会聚在日本海周围，表明该区域波浪能的积累。经度-高度剖面图(图4b )显示，异常波能沿着西风急流向上传播到地中海、里海和东亚区域周围的对流层上部(约120°e )。在亚洲急流的北面，我们观察到非常微弱的Rossby波传播；这表明1994年东亚夏季气候与高纬度地区的变化没有直接关系。青藏高原东部( 120°左右)向上传播的波浪能表明，1994年地形强迫也发挥了重要作用，Park 和 Schubert （1997）提出了这一观点。

图三：JJA表示1994年垂直积分量。( a )温度水平平流异常；( b )位温垂直平流异常；( c )非绝热加热速率异常。所有这些量在从表面到100 hPa的压力上垂直平均。单位是°C/d.

  1. 摘要

利用NCEP / NCAR再分析资料对1994年东亚夏季气候条件进行了检验。主要结果可归纳如下。

1994年日本、韩国、中国东部和东北部异常反气旋环流与异常炎热干燥的夏季有关。中国南部和西太平洋的异常气旋环流减弱了孟加拉湾、南海和热带西太平洋的季风北风，使东亚副热带地区无法接收热带地区的正常水汽。东亚异常炎热的夏季气候是日本周边异常的动力加热和中国东北东部的非绝热加热共同作用的结果。

1994年夏季，IOD至少以两种方式引起东亚环流的变化。一种是IOD引起的印度、孟加拉湾和中国南方的涡度源(辐散流)在对流层上层激发了罗斯比波列。波列从中国南方向东北传播。这种模式看起来类似于Nitta（1987）描述的PJ遥相关模式。另一个原因是IOD引起的印度和孟加拉湾周围的非绝热加热激发了加热西面的Rossby波模式。通过罗德威尔和霍斯金（1996）提出的季风-沙漠机制，地中海/撒哈拉地区的环流变化与IOD /季风变化有关。西风急流起着波导的作用，将地中海周围的环流变化与东亚的异常环流变化联系起来。如Enomoto等人所讨论的，这种连接可以称为“丝绸之路过程”（2003）用于解释等效正压“博宁高压”的形成。

我们还注意到，东亚夏季气候在1961年等其他典型的IOD年中也以类似的方式受到IOD的影响。除IOD外，1994年东亚夏季气候条件还可能受到其他一些因素的影响。park和Schubert（1997）指出东亚异常环流主要是与西藏上空纬向风变化有关的地形强迫的结果。它们还表明，1994年夏季日本海温偏高可能对环流变化有反馈作用。此外，赤道中太平洋海温还可能通过大气环流变化影响东亚夏季气候。所有这些可能性都值得进一步调查。

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