北赤道印度洋对流和印度夏季季风气候变化:2013年和2014年的案例研究外文翻译资料

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北赤道印度洋对流和印度夏季季风气候变化:2013年和2014年的案例研究

RAMESH KUMAR YADAV 和 BHUPENDRA BAHADUR SINGH

摘要：在印度大陆上，2013和2014持续的夏季风经历了非常独特的开端与发展。其中，2013年的季风准时爆发，并且是近即时年来爆发最迅速的一次，而2014年的季风爆发的晚，发展也相对缓慢。2013年6月月降水量占长期平均全年降水量的百分之三十四，而2014年占百分之四十三。季风的发展与爆发主要受到大尺度环流与局地的反馈过程有关。但是，2013年的准时爆发与快速发展（2014的延期爆发，缓慢发展）的主要原因是5月份赤道印度洋北部持续强（弱）对流。这分别导致了伴随着赤道北部印度洋和南印度洋强（弱）的上升与下沉运动的强（弱）的哈得莱环流。这种南印度洋上空强（弱）的下沉运动加强（减弱）了马斯克林高压，而马斯克林高压又反过来加强（减弱）了越赤道气流，也因此影响了季风环流。

关键词：ISM；马斯克林高压；哈得莱环流；OLR；越赤道气流； Enso。

1.介绍

印度次大陆的降水具有独特性的年际循环，其中年降水量的百分之八十发生在6月初到9月底短短四个月的时间，这种特殊的降水被叫做印度夏季风降水（ISM）。作为亚洲季风系统的一部分，ISM具有独特的时间空间特征。ISM通常发生在6月1日西南海岸（标准偏差为8天），并且在7月15前向北发展，直到覆盖整个国家（选自Pai和Rajeevan，2009年）。ISM的爆发时印度次大陆人们最为期待的天气，因为它标志着雨季的开始和炎热夏季的结束。ISM的开始与发展以从干燥到潮湿的突然转化为标志，这种转化开始于印度大陆西南，之后才会覆盖全国(选自Lau and Yang 1996;Wu and Wang 2001)。ISM的开始与发展都具有显著的年际变化特征(Joseph et al. 1994; Wang and LinHo 2002; Gadgil 2003; Li and Zhang 2009)。这种特征某种程度上来源于大尺度运动的热力动力学特征。研究者们已经提出了许多理论来解释ISM的开始和发展，例如海陆热量交换，由于太阳辐射变化导致的热带辐合带的移动和喷射流理论等。除去这些因素外，还有一些遥相关因素（如厄尔尼诺，拉尼娜等）都对ISM有深刻影响。（(Sikka1980;Angell 1981; Ropelewski and Halpert 1987, 1989;Rasmusson and Carpenter 1983; Shukla 1987; Yadav 2009a, b).）

2013年和2014年的ISM显着不同，特别是6月上旬的开始阶段和爆发阶段。2013年的季风是70年来发展最快的一年(IMD 2013)。自6月1日印度西南岸开始，它仅用16年就影响到全国范围，这几乎比它的气侯日期提前了一个月。2013年6月的ISM由于其爆发早，发展迅速，势力强大而显得特殊。2013年6月全国降水量达到长期平均的百分之134(IMD 2013)。相对的，2014年ISM在6月6日爆发，属于晚发，并且在7月17日之前缓慢的北上最终覆盖全国。在2014年6月的大部分时间里，印度中部几乎没有降雨。 2014年6月全国降雨量仅为56.5％。(来源:http://www.imdpune.gov.in/mons_monitor/mm_index.html)

在研究过程中，我们特别关注于2013年和2014，因为这两年并没有发生强厄尔尼诺或拉尼娜的条件。虽然2014年夏初有厄尔尼诺爆发的征兆，但在接下来的发展过程中减弱了。2014年8月前的累计降水量低于平均值。尽管在8月末与九月，尽管ISM重新增强，但由于开始阶段降水缺乏，导致最终季节降水量低于平均值。因此，季风分析集中在爆发的早期。为了保证结果的稳定，在去除强厄尔尼诺年和拉尼娜年后，我们也对其他年份进行了分析。当然，在印度次大陆及其周围建立的条件与季节性（6月至9月）降水有确定的关系，但强的越赤道气流持续地受到南印度洋中纬地区的高压影响。我们认为6月前持续的高压导致了ISM提前的开始，并且为其快速发展提供了动力。

2.数据与方法

本研究使用的是从1979年至今的全球范围的欧洲天气预报中心再分析资料。ERA-Interi一开始是作为取代ERA-40的下一代扩展的“临时”再分析。它建立在2006年12月版的ECMWF综合预报模型的基础上（IFS Cy31r2）。它的资料一开始从1989年1月开始，在接下的10年的改进后，它从1979年1月开始了。ERA-Interim随着真实时间进行。它的光谱分辨率为T255（约80公里），有60个垂直等级，模型最高为0.1 hPa（约64公里）。它的资料同化建立在12小时四维变分ERA-Interim使用为ERA-40准备的投入观测直到2002年，以及此后ECMWF运行档案的数据（Dee et al。2011）。分析的基础上(4D-Var)，并且它能自行估计卫星辐射率的偏差（VarBC）。除了一些例外，ERA-Interim使用ERA-40数据直到2002年，此后使用ECMWF运行档案的数据（Dee et al。2011）。每天和每月的长波辐射资料（NOAA/OAR/ESRL PSD提供的采用2.5°times;2.5°的资料来自website http://www.esrl.noaa.gov/psd/ have been）投入使用 。(来自Liebmann and Smith 1996)。通过分析5月与6月不同大气场的日平均与月平均资料，我们研究了2013年和2014年连续两年的ISM发生和爆发的潜在机制。

3.研究分析

2013与2014年是连续两年在6月ISM发生和爆发的年份。再2013年，ISM的开始早（6月1号），爆发迅速；2014年的ISM开始晚（6月6号），爆发缓慢。从长期平均来看，2013年6月累计降水量为百分之三十四；2014年累计降水量为负的百分之四十三。因此，2013年5月和2014年5月份的月度平均空间分布图以及它们在大气参数方面的差异将会为我们提供更深层的对6月不同观

测结果的认识。图一用灰色阴影表向外长波辐射(记作OLR)，等高线表示平均海表温度（记作MSLP），黑色箭头表示850hPa的风场。用图1a表示2013年，用图1b表示2014年，用图1c表示2013年与2014年的不同。2013年马斯克林高压的平均海平面气压比2014年更激烈(Fig. 1a, b)。这也导致了南北方向气压梯度增大，最终导致了2013年越赤道气流远强于2014年。因为OLR是深层对流的指标，所以在 Fig. 1a, b,低于 220 W/m 2 的低OLR，表明了热带与亚热带地区深层对流的发生和热度辐合(Liebmann and Smith 1996)。相比于2013年广泛分布在赤道北部印度洋地区的深层对流，2014年深层对流强度减弱，并且向东发展。Fig. 1c中2013与2014OLR与850hpa风场的不同，表面了2013年的阿拉伯海的深层对流和越赤道气流比2014强。

同样的，图2显示了5月份的SST(颜色阴影)和200hPa速度势(等值线)。在这两年中，在热带印度地区和西太平洋地区，SST的温度高于28℃。速度势显示了热带印度洋-太平洋上的三极型结构，在印度尼西亚和西太平洋的暖池区域上有散度高值区(速度势最小)，并且在西印度洋和东太平洋有辐合区(速度潜力最大)。这表明沃克环流伴随着暖池区域上的散度高值区和东太平洋上的辐合区。2013年的沃克环流强于2014年。2013年和2014年5月之间的差异显示，除了暖池区域以外，赤道印度洋-太平洋地区的SST异常温度较低。这种差异模式类似于拉尼娜现象的初始阶段，因为2014年的厄尔尼诺现象在随后的一个月中减弱了。而在热带印度洋上的海温差别非常小。这表明，热带印度洋SST在调节观察到的深部对流过程中并没有很大的影响。除了西印度洋和东太平洋以外，热带印度洋-太平洋地区的速度势非常异常。为了研究2013年和2014年5月的较高的水平温度梯度、亚热带西风急流和热带东风急流，图3绘制了200-hPa水平

温度(颜色阴影)和纬向风(等高线)。印度北部与赤道印度洋之间的水平温度梯度在2013年比2014年更大。2013年，印度北部的亚热带西风急流和赤道印度洋上的热带东风急流比2014年更加剧烈(图3c)。这表明2013年5月对北印度洋的深对流加剧了与反气旋环流直接相关的上层辐散。反气旋环流加强了向印度北部运动的亚热带西风急流和赤道印度洋的热带东风急流。强烈的亚热带西风急流将温度输送到印度北部(图3a)。图4显示了经度60°E和90°E之间的哈得莱环流平均强度在2013年5月(上图),2014(中图)，2013年和2014年之间的区别(下图)。2013年哈得莱环流比2014年强(图 4a, b)。对比图(图4c)表明，2013年哈德利环流的上升运动和下沉运动与2014年相比略有下降。2013年,上升运动和下降运动都分布在10°N和20°S附近，而在2014年，上升运动和下沉运动都局限于赤道和25°S附件。2013年对南印度洋的强烈下沉运动是导致马斯克林高压增强的主要原因之一。2013年，较强的较强的马斯克林高压强化了越赤道季风气流，2014年则相反。(Krishnamurti and Bhalme 1976) 。风速在850 hPa(图1)之间的差异也表示了同样的结果。众所周知，ISM的发生和发展也受到了向北传播的内部要素（记作ISVs）的影响，即从热带印度洋向印度次大陆输送水分和动力。(Zhou and Murtugudde 2014)。所以为了研究向北传播的ISVs，我们画出了2013（图5a）与2014年（图5b）从5月1日到6月15日的东经60°到东经90°横截面上的OLR图。可以看到5月中旬和5月最后一周的持续的深层对流在赤道以北是停滞的，在2013年没有向北传播。在2013年五月第三周，赤道地区没有深层对流，而在2014年向北传播的深层对流在五月消失了。同样的，为了研究向东传播的ISVs，我们画出了2013（图5a）与2014年（图5b）从5月1日到6月15日的北纬10°到南纬10°横截面上的OLR图。持续的深层对流在2013年上半年一直存在，但2013年其他时候和整个2014年都看不到深层对流。所以，2013年ISM的很早的开始与迅速爆发和向北传播的ISVs并没有什么关系。

从前面的结果可以看出，很明显，北赤道印度洋的持续深层对流是导致强马斯克林高压和ISM循环的主要原因之一。基于图1中观测到的特征，我们提取了60°E–9°E 和2.5°S–7.5°N地区2013年和2014年的OLR日指数和60°E–9°E 和20°S–30°S地区2013年和2014年的OLR日指数(并且特别标注了低于220 Wm -2的OLR区，和超过1019 hPa的MSLP)，后来分别被记作OLRIO和MH。在图6a中，显示了五月每日的OLRIO 和MH。在2013年，组织良好的深层对流在2013年五月上半月还可以观测到，但到2014年就无法被观测到了。同样的，在2013年五月7日到24日间，马斯克林高压强度一直较强，而在2014年间马斯克林高压较弱。2013年与2014年的OLRIO 和MH的区别是导致连续两年的ISM的开始与爆发不同的重要原因。

为了研究OLRIO 和MH之间的关系与稳定性，根据图7我们计算了从2013年5月1日至6月15日的MH与OLRIO之间的滞后相关性。在2013年，MH与OLRIO之间显著的表现为6-8天的滞后相关性，这结果达到99.9%的置信水平，这表明通过Had

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