一个适合表征季节和年际东亚季风变率的季风指数外文翻译资料

 2022-11-15 16:42:00

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一个适合表征季节和年际东亚季风变率的季风指数

Congwen Zhu

亚太经合组织气候网络秘书处，首尔，韩国

中国气象科学研究院，北京，中国

Woo-Sung Lee

亚太经合组织气候网络秘书处，首尔，韩国

Hongwen Kang

亚太经合组织气候网络秘书处，首尔，韩国

中国气象科学研究院，北京，中国

Chung-Kyu Park

韩国气象局，首尔，韩国

2004年8月19日收到；2004年11月19日校正；2004年12月27日接受; 2005年1月29日出版。

本次研究估计了基于亚太地区经纬向海陆热力差异而发展的东亚季风指数能如何良好地代表东亚冬夏季风地季节和年际变率。通常认为东亚季风指数能用于估计东亚夏季风的爆发时间和相对的强度，通过亚太地区盛行经向环流和降水模式来表征；同时也能表征受由西伯利亚高压和阿留申低压构成的、在中高纬度盛行的纬向偶极结构支配的东亚冬季风。东亚季风指数因此有利于理解东亚季风环流的季节演变以及夏季风和冬季风各自的年际变率。引用： Zhu, C., W.-S. Lee, H. Kang, and C.-K. Park(2005), 一个适合表征季节和年际东亚季风变率的季风指数, Geophys. Res. Lett., 32, L02811, doi:10.1029/2004GL021295.

  1. 引文

东亚季风是一个影响全球气候的复杂系统，它的特征不仅包括独特的季节变化，还包括东亚冬夏季风显著的年际变率[Tao and Chen, 1987]。海陆热力差异被认为是一个驱动季风环流的基本机制[Webster, 1987; Li and Yanai, 1996; Wu and Wang, 2001]。

在过去的这个年代期间，东亚季风指数的选择曾经被广泛讨论[Webster and Yang, 1992; Wang and Fan, 1999; Li and Mu, 2000; Wang et al., 2001; Li and Zeng, 2002; Jhun and Lee, 2004; Huang, 2004]。但是为了将东亚季风指数综合纳入包含季节变化和年际变率的框架而做的工作较少，这些工作对于研究东亚季风是有利的。

Zhu et al. [2000]开发了一个基于亚太地区经纬向海陆热力差异的东亚季风指数，并且说明了东亚夏季风和厄尔尼诺-南方涛动的关系，尽管东亚季风指数的效率没有进行讨论。在本次研究中我们评估东亚季风指数用于代表东亚冬夏季风季节和年际变率的能力，并且说明现有季风指数的局限性。

  1. 资料

降水气候态基于1979-2003年的降水气候合成分析数据[Xie and Arkin, 1997]。候平均向外长波辐射数据取自美国国家海洋和大气局卫星观测，用来代表1979-2000年的南海对流状况。月、日平均海平面气压、风矢量和位势高度基于美国国家环境预报中心实验设计的大气环流模式比较计划第二代再分析资料1979-2003年的数据[Kanamitsu et al., 2002]。所有研究用的资料场是2.5°*2.5°网格分辨率的。

  1. 东亚季风指数和季节循环

图1展示了海平面气压、850百帕风场和气候合成分析降水量在北半球冬季和夏季各自的分配。在冬季期间，东亚冬季风被中高纬度欧亚大陆的西伯利亚高压和北太平洋的阿留申低压控制，西风从大陆携带干冷空气经过东亚季风区，而东北风在南海南部盛行。然而，在夏季，暖低压和西北太平洋副热带高压开始支配东亚地区。和这些变化相关，东亚夏季风雨带开始盛行低空西南风，而另一个雨带支配南海和菲律宾海以东。因此，亚太地区季节性的海陆热力差异和海平面气压模式、低空风向和相关雨带的变化相关联。

图1 夏季（a）和冬季（b）的气候平均海平面气压（单位：帕），850百帕风场（单位：米/秒）和气候合成分析降水量（单位：毫米/天）。“H”和“L”分别指示高压和低压中心。虚线方框表示东亚季风区（东经100-180度，0-北纬50度）

基于亚太季风地区海平面气压的季节纬向反转模式，Guo [1983]定义了一个东亚夏季风指数（以下简称GI），只要东经160度和东经100度之间的海平面气压差小于-5百帕，在北纬10度和北纬50度之间平均。Huang [2004]定义了东亚-太平洋遥相关指数并分析了GI，发现GI和东亚夏季风降水相关性差。并且，GI指示的东亚夏季风爆发，也就是南海夏季风爆发，早在4月就开始了，和正常相比早了1个月 [Qian and Lee, 2000; Wu and Wang, 2001]。

季风被低层斜压模式支配，可以用以850百帕和200百帕纬向风差定义的垂直风切变来表征[Wang and Fan, 1999]。除了纬向海陆分布，东亚-太平洋地区还有南北温度差异，可以由850百帕和200百帕之间的纬向风垂直切变来指示，在东经100-130度、0-北纬10度之间求平均，在这里垂直切变的变化可以由850-200百帕垂直平均经向温度梯度的季节变化来解释[Zhu et al., 2000; Wu and Wang, 2001]。基于这种情况，Zhu et al. [2000]引入了一个新的东亚季风指数来表征东亚和太平洋地区的大尺度经向和纬向海陆热力差异，定义为

东亚季风指数=（850百帕纬向风-200百帕纬向风）*（东经100-130度，北纬0-10度） （东经160度海平面气压-东经110度海平面气压）*（北纬10-50度） （1）

在这里，星号表示标准偏差，正负东亚季风指数分别指示东亚夏季风和东亚冬季风相位。

在这个研究中，我们选择了西北太平洋夏季风指数来比较东亚季风指数描述东亚季风的能力。西北太平洋夏季风指数被定义为850百帕纬向风（北纬5-15度，东经100-130度区域平均）减去850百帕纬向风（北纬20-30度，东经110-140度区域平均）[Wang et al., 2001]。

图2展示了南海地区（东经110-120度、北纬0-20度）日平均对外长波辐射、850百帕纬向风指数的季节循环以及东亚季风指数、西北太平洋夏季风指数。东亚季风指数指示的南海夏季风爆发出现在5月中旬，当东亚季风指数从负位相转变为正位相的时候。爆发时期和观察的南海夏季风时期大致吻合，此时对外长波辐射降至230瓦/平方米并且南海850百帕纬向风从东风转变为西风。东亚季风在6月下旬出现一个高峰期，经过7月的持续高值，在8月上旬达到最高。这种变化和西北太平洋副热带高压的季节演变以及东亚-太平洋地区的东亚夏季风降水是一致的[Qian and Lee, 2000; Wu and Wang, 2001]。东亚夏季风在10月下旬结束，此时东亚季风指数从正位相向负位相转变且向外长波辐射指数增大到230瓦/平方米。与此相反，西北太平洋夏季风指数指示的东亚夏季风从6月中旬开始出现（正位相），东亚冬季风从11月中旬开始出现（负位相），比观察晚1个月这样。

图2 每日东亚季风指数气候平均（EAMI，单位：*2.5），西北太平洋夏季风指数（WNPSMI，单位：米/秒），850百帕纬向风（SCS-U）和南海区域（东经110-120度、北纬0-20度）平均对外长波辐射

  1. 年际变率

我们定义6-8月平均东亚季风指数为东亚夏季风指数、上一年12月-2月平均东亚季风指数的相反数为东亚冬季风指数。图3展示了东亚冬季风指数、东亚夏季风指数和西北太平洋夏季风指数的年际变率。由于东亚季风指数在夏季和冬季的数值不同，我们定义了6个强东亚冬季风年（1983、1991、1992、1995、1996和2003年）以及5个弱东亚冬季风年（1979、1985、1989、1999和2001）分别基于plusmn;0.5的东亚冬季风指数临界值。类似地，我们选择了4个强东亚夏季风年（1981、1985、1990和1999）以及5个弱东亚夏季风年（1980、1983、1991、1995和1996）分别基于plusmn;1.0的东亚夏季风指数临界值。

图3 1979-2003年东亚夏季风指数、东亚冬季风指数（左侧坐标轴）和西北太平洋夏季风指数（右侧坐标轴）的年际变率。东亚冬季风指数与东亚夏季风指数、东亚冬季风指数与西北太平洋夏季风指数以及东亚夏季风指数与西北太平洋夏季风指数的相关系数分别为-0.32、-0.47和-0.50。

在强东亚冬季风指数年，亚太地区被几乎纬向的偶极子支配，显示为加强的西伯利亚高压和阿留申低压，中心分别位于贝加尔湖和东北太平洋中高纬度地区（图4a）。符合菲律宾海以东增大的海平面气压、东亚北部增强的北风，以及观察到的赤道西太平洋地区西风异常和南海到孟加拉湾的东风异常（图4b和4c）。弱东亚冬季风指数年份的环流和强东亚冬季风指数年份恰好相反。这种强/弱东亚冬季风环流模式和此前的研究一致[Li and Mu, 2000; Jhun and Lee, 2004]。然而，在强东亚夏季风指数年份，亚太地区环流异常被南海到菲律宾海以东的季风低压、从长江到日本群岛南部的偏强的副热带高压、从鄂霍次克海到北太平洋的偏强的高纬度低压槽所控制，对应南海增强的降水和长江到日本群岛南部受到抑制的降水（图4d-4f）。这种强/弱环流和降水异常形势展现了典型的偏强/偏弱东亚夏季风，被称为太平洋-日本（P-J）模式[e.g., Nitta, 1987; Nitta and Hu, 1996; Wang et al., 2001]。

图4 （a-c）500百帕位势高度、850百帕风和海平面气压在强弱冬季风年份关于东亚冬季风指数、以及（d-f）500百帕位势高度、850百帕风和降水（等值线间隔为1mm/天）在强弱夏季风年份关于东亚夏季风指数的综合差异。阴影部分表示差异经过95%t检验置信水平。

图5展示了夏季季风指数与500百帕位势高度以及气候合成分析的降水量之间的关系。在亚太地区，西北太平洋夏季风指数和500百帕位势高度展现了一个显著的太平洋-日本模式，- -中心分别位于中南半岛到菲律宾海以东、日本群岛中部和鄂霍次克海西北部区域（图5a）。一个西北太平洋夏季风指数和气候合成分析降水量之间的三极子相关模式在这个区域也被发现了。在正西北太平洋夏季风指数的时候，南面的南海和菲律宾海东部以及北面的鄂霍次克海降水增强，同时长江中下游和日本群岛南部的梅雨降水受到抑制。类似的相关模式也在东亚夏季风指数中发现了，除了热带印度洋到西太平洋位势高度的负相关区域更宽广。

图5 1979-2003年夏季（a）500百帕位势高度和西北太平洋夏季风指数、（b）气候合成分析降水量和西北太平洋夏季风指数、（c）500百帕位势高度和东亚夏季风指数和（d）气候合成分析降水量和东亚夏季风指数之间的相关系数

严格来说，西北太平洋夏季风指数是为了西北太平洋夏季风而设计的，但是为了展示这种季风指数的能力，我们用和东亚冬季风指数相似的模式将其延伸到冬季，并定义冬季风指数（西北太平洋冬季风指数）。我们选择850百帕风场而不是降水作为指示东亚冬季风的近地面变量，并且计算了季风指数、500百帕位势高度和850百帕风场的相关系数，来检验冬季西北太平洋冬季风指数和东亚冬季风指数的有效性（图6）。

图6 1979-2003年冬季（a）500百帕位势高度场和西北太平洋冬季风指数、（b）850百帕风场和西北太平洋冬季风指数、（c）500百帕位势高度场和东亚冬季风指数和（d）850百帕风场和东亚冬季风指数之间的相关系数。“H”和“L”分别指示反气旋和气旋式相关风场的中心。纬向和经向风相关系数超过95%置信水平的区域分别用黄色和绿色阴影表示。

500百帕冬季风最主要的模态在东亚冬季风指数和500百帕位势高度之间的相关模式中被清晰地观测到。在西北太平洋冬季风指数和东亚冬季风指数与850百帕风场的相关模态中，反气旋式相关风场均在菲律宾海上空被观察到。相比于西北太平洋冬季风指数相关模态，西伯利亚高压和阿留申低压环流异常在东亚冬季风指数相关模态中得以清晰地看到。此外，东亚冬季风指数显现出和西太平洋赤道西风的显著正相关，和Li and Mu [2000]一致。

东亚季风指数具备表征季节和年际东亚季风变率的能力。但是，它的最大（或最小）值不总是和极端气候事件相一致（图3）。例如说，1998年夏季，从长江到日本群岛南部出现严重洪涝，但相比于西北太平洋夏季风指数，东亚夏季风指数只显示出较小的振幅，因为30-60天季节内振荡异常的影响[Zhu et al., 2003]。东亚夏季风指数和西北太平洋夏季风指数的相关系数为0.50并且超过了0.01置信水平的显著性检验。非常有意思的是，相比于和东亚夏季风指数的-0.32，东亚冬季风指数和接下来的西北太平洋夏季风指数的滞后相关系数达到了-0.47，意味着一个强（弱）东亚冬季风年通常跟着一个弱（强）的东亚夏季风年。这样的关系暗示着提前一季度预测东亚夏季风的可能性。

  1. 总结

在综合表征南海夏季风爆发、东亚夏季风和东亚冬季风上，东亚季风指数相比已有的其他表征东亚季风的指数拥有优势。因此，通过使用一个单一的指数，它有利于衡量东亚季风环流的季节演变和冬夏季风的年际变率。

西北太平洋夏季风指数和东亚太平洋指数有一定局限性，它们不能准确再现东亚冬季风的季节循环和年际变率。这两个指数基于热带西太平洋地区热力条件和对流活动而定义的，在这里热量被认为是东亚夏季风期间太平洋-日本模态产生

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