夏威夷大学海洋与地球科学与技术学院 气象学系与国际太平洋研究中心外文翻译资料

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太平洋—东亚遥相关：ENSO如何影响东亚气候？

Bin Wang, Renguang Wu, and Xiouhua Fu

夏威夷大学海洋与地球科学与技术学院 气象学系与国际太平洋研究中心

摘要

观测证据表明，在ENSO循环的极端阶段，中太平洋和东亚之间存在遥相关。这一太平洋—东亚遥相关只限于对流层低层。链接东太平洋暖（冷）事件和弱（强）东亚冬季风的主要系统是一个位于西北太平洋异常的对流层低层反气旋（气旋）。在这一年的晚秋当强烈的增暖或变冷事件成熟时, 西北太平洋风的异常迅速发展。异常持续到次年春天或初夏，造成沿东亚极锋从我国华南向东北方向延伸至日本东部的异常湿（干）情况（黑潮延伸）。

利用大气环流模式和中间模式，作者表明，菲律宾海异常反气旋是由一个罗斯贝波响应抑制对流加热引起的，这种对流加热抑制是由当地海温冷却以及中太平洋变暖引起下沉诱发的。反气旋的发展几乎是同步于当地的海表面冷却的增强。反气旋和冷却区都是缓慢向东传播的。这一遥相关的发展与维持主要归因于在平均东北信风中反气旋和海表冷却之间积极的热力学反馈作用。菲律宾海的风和海表温度异常的快速建立意味着热带—温带相互作用的发生是通过表面浮力通量的交换诱发的冷潮而实现的。中太平洋变暖在西太平洋冷却和风异常的发展中起着至关重要的作用，这是通过在西北太平洋建立一个有利于反气旋–海表温度相互作用和中纬度–热带相互作用的良好的环境风场实现的。

1 引言

东亚季风系统是全球气候系统中最活跃的组成部分之一.。东亚气候变化对相邻地区和遥远的地区都有很大的影响（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Lau and Li 1984; <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Yasunari 1991; <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Lau 1992）。厄尔尼诺南方涛动（ENSO）表现出对全球气候年际变化的影响最大（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Webster et al. 1998）。ENSO成熟期，常发生在冬季，通常伴随着一个与正常相比较弱的沿东亚海岸的冬季风（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Zhang et al. 1996; <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Tomita and Yasunari 1996; <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Ji et al. 1997）。因此，在ENSO发生年北半球冬季和来年春季，中国东南部和韩国的气候比正常的更加温暖和潮湿（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Tao and Zhang 1998; <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Kang and Jeong 1996）。

图1显示参考了在Nintilde;O-3.4区(5°S–5°N, 120°–170°W)的海温异常的气候预测中心（CPC）月降水合成分析（CMAP）的相关图。CMAP的数据来自不同的卫星观测站的雨量数据源（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Xie and Arkin 1997）。为了减少降水非均匀季节分布对相关分析的影响，我们采用标准化月降水异常（每月异常降水除以相应的每月标准偏差）。正相关，意味着当Nintilde;O-3.4区SST高于正常时降水增加。在Nintilde;O-3.4区暖（冷）峰值往往发生在日历年年底（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Rasmusson and Carpenter 1982;图3）。因此，无滞后相关性代表在北半球冬季的降水异常，而滞后3个月和6个月的相关图分别反映在ENSO峰值后的三月和六月的降水异常。

在ENSO成熟阶段，与全球海温异常相关的降水异常表现出为明显的偶极子，即位于海洋大陆的干极和位于赤道中东太平洋的湿极（图1）。从这些极性中心，异常的干、湿波向极地和向东部的中高纬地区传播。在西太平洋地区呈现马蹄型异常干燥区。注意到：赤道降水异常为两波型的纬向结构。在三个滞后相关图上，次级干（湿）偶极子模式是明显在印度尼西亚-太平洋地区以外的。热带和亚热带的降水异常的大尺度特征（图1）是与<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Ropelewski and Halpert (1987, <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">1989)结果一致的。差异主要存在于中高纬度和区域尺度上，可能是由于不同的数据记录长度的以及对下边界强迫的区域性的大气响应。

明显的降水异常发生在从华南经东海至黑潮延伸区的东亚极锋上的冬季和次年春季/初夏（图.1 a,b,c）。这同意并深化了ENSO对华南地区气候影响的研究结果（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Tao and Zhang 1998），台湾（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Wang and Hwu 1994），和韩国（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Kang and Jeong 1996）。值得注意的是，三月到六月的增加的降雨量与当地的雨季相吻合。从图2可以看出，四月和五月在东亚极锋上有一个突出的雨带。这条雨带在三月到五月几乎是准静止的，然后突然北跳，成为六月中旬的梅雨（Baiu）。因此，在这个季节发生的异常降水与一个正常雨季的特点完全不同。因此，ENSO对东亚春季极锋的年降水量有显著的影响，可能也会影响之后的梅雨锋（例如， <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Fu and Teng 1988）。

Bjerknes的开创性工作（1966，1969）显示赤道中太平洋变暖和北太平洋中高纬环流异常之间存在遥相关。他从Hadly环流产生的变化和相关的能量和动量传递中解释这个遥相关。ENSO对北美气候的下游效应被称为太平洋–北美型（PNA）遥相关（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Wallace and Gutzler 1981; <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Horel and Wallace 1981），并用迫使罗斯贝波列移动（<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Hoskins and Karoly 1981）和中纬度西风带正压不稳定（例如，<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Simmons et al. 1983）来解释。波列和不稳定被与赤道中部太平洋增强对流相关的对流层上部辐散触发。大量研究PNA遥相关的原因和可预测性的论文已发表。

中东太平洋变暖是如何影响影响作为“上游”（相对于中纬度西风带方向）的东亚气候呢？这还没有得到很好的理解。基于1986 / 87和1991 / 92事件的诊断分析<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Zhang et el. (1996)， 推测厄尔尼诺事件对东亚夏季风的影响是通过赤道西太平洋对流活动的变化感知的。东太平洋的变暖抑制了赤道西太平洋的对流。接着，后者影响热带西太平洋和东亚的季风环流。然而，注意到，1986 / 87和1991 / 92事件的成熟阶段，分别发生在北半球的夏季和冬季。气候平均状态在西太平洋地区呈现出夏季和冬季之间的鲜明对比。目前还不清楚东亚异常如何可以产生显著的不同的平均状态。海温异常与东亚夏季降水的关系是一个非常有争议的问题.。该区域海温异常已被确定为对东亚夏季风，包括黑潮洋流，西太平洋暖池，赤道东太平洋、南海和印度洋的影响（例如，<a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Huang and Lu 1989; <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Shen and Lau 1995; <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Nitta and Hu 1996）。这些异常，在一定程度上，都与ENSO有关。然而，东太平洋海温异常和东亚夏季风之间未能发现显着的相关性（例如， <a href="http://journals.ametsoc.org/doi/full/10.1175/1520-0442(2000)0132.0.CO;2">Chen et al. 1992）。这些结果的差异表明，东亚夏季风的年际变化可能是由非常复杂的大气–海洋–陆地相互作用和热带–非热带的相互作用的影响。ENSO是其他如西藏高原加热，欧亚积雪，和极地冰盖中的一大因素。

目前，本研究的目的是解决ENSO异常是如何影响盛期过后从北半球冬季到次年初夏的东亚季风。重点放在理解在中东太平洋和东亚之间遥相关建立的物理过程。为此，我们首先记录所观察到的在主要的太平洋暖、冷事件期间太平洋–东亚遥相关的结构（第3节）和演变（第4节）。其次是通过数值实验，调查热带太平洋海温异常在产生大气异常中的作用（第5节）。第6节讨论了在西北太平洋快速建立并且具有显著持续性的风和海温异常的原因。最后一节总结了我们的研究结果，并且讨论了一些需要今后的调查研究的关键问题。<!--

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