印度夏季季风降水变化的前兆外文翻译资料

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印度夏季季风降水变化的前兆

1印度斋浦尔气象部门气象中心，2印度浦那气候变化研究中心,印度热带气象研究所 ,3印度浦那气象部门

摘要

印度夏季风降水(ISMR)的年际变化与厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)紧密相连。然而,在许多的厄尔尼诺年份中ISMR不足。研究结果显示在热带印度洋(IO)上海气相互耦合对修正ENSO-ISMR的关系有着重要的作用。在赤道地区的IO温水卷(WWV)对ISMR有很强的影响。在北半球春季末（4月-5月），位于赤道印度洋以东（EELO）的温跃层通过上空对流的加强（抑制）使其加深(变浅)，同时WWV对ISMR的异常减弱(增强)会加重（减轻），这就使得ISMR低于（高于）正常水平。因此,在北半球春季EEIO地区，WWV异常与ENSO的变化能够成为之后的ISMR出现的前兆。

1.介绍

每年印度夏季风降水(ISMR)的变化对印度的农业和经济有很大的影响。降雨在北半球夏季季风季节(6月-9月)占印度大部分地区降雨量的75%以上(Parthasarathy et al .,1994)。降水巨大的变化对有着三分之二的耕地缺乏灌溉和完全依赖季风降雨的印度农业来说很不利[Gadgil and Gadgil,2006]。因此,ISMR的年际变化的预测对政策制定者和农民来说是十分有用的。引起ISMR变化的主要的现象是厄尔尼诺/南方涛动(ENSO)的大范围强迫[Sikka,1980;Pant Parthasarathy,1981;Rasmusson和Carpenter,1983;Webster和Yang,,1992;Webster et al .,1998;Rajeevan and pai,2007]。然而,研究表明,厄尔尼诺与印度季风的关系在最近几十年已经有所削弱(Krishna Kumar et al .,1999)。从中可以看出自1950年以来，在15个缺乏季风的年份中,8个伴随着厄尔尼诺现象,但并不是所有的厄尔尼诺年导致降雨减少(表1)。1997年的厄尔尼诺现象被认为是本世纪最强的厄尔尼诺现象;不过,ISMR基本正常(Slingo and Annamalai,2000)。同样,在1994年,另一个厄尔尼诺年,ISMR则异常增多。这引发了一个重要的问题——什么因素减缓了ENSO-ISMR的关系?

考虑到社会和经济需求,准确的ISMR季节性预测是非常重要的。为了实现这一目标,正确理解不同的外部强迫是如何调节ISMR是至关重要的。除了ENSO,来自于外强迫的主要贡献还有温暖的海洋上当地的海气相互作用(Wang et al .,2005)。Slingo and Annamalai[2000]仔细研究了1997年的情况,他们发现,在1997年强的厄尔尼诺中,在印度洋和海洋大陆上的哈德来环流在沃克环流的变化中被减缓。因此,热带辐合区移动到亚洲夏季季风的北域同时也导致降水量高于平均水平。这也表明,印度洋海气界面反馈了ISMR的变化。研究表明,在最近的几十年里，耦合的海气相互作用由强的阳性印度洋偶极子控制(IOD)[Saji et al .,1999;Webster et al .,1999)这也影响了ISMR的可变性(Ashok et al .,2001;Ashok Saji,2007]。说到这儿,Ashok和Saji[2007]发现ENSO具有一个更大的影响，他们认为阳性的IOD的强度对减少连续出现的的厄尔尼诺现象的影响起着关键作用。在阳性的IOD(PIOD)年，ENSO引发的异常下沉受IOD诱发的收敛影响而降低从而补偿ENSO对季风影响的不足。这也可以从表1中看出,在15缺乏季风的案例中，有4个事件是当 PIOD和厄尔尼诺现象同时出现时,ISMR并不匮乏的,其中包括在1997年发生的最强的厄尔尼诺事件。然而,在北方夏季季风季节IOD获得发展并且和降水联系在一起，因此季风季节来之前没有什么预报价值。另外注意的一点是PIOD和降雨量偏高之间的联系并不是在所有的PIOD年都能观测到(Ashok et al .,2001)。这表明来自ENSO的大范围强迫作用和在热带印度洋上的海气相互作用(IO)对ISMR的变化同等重要。因此,在夏季季风季节来临前，所需识别的参数需考虑热带IO上的海气相互作用和来自太平洋的外部强迫,,这可作为预测ISMR的前兆。从这些来考虑,研究试图寻找一个能将太平洋和印度洋的外强迫的影响结合起来的海洋参数去预测ISMR，。下一节描述了用于研究和方法论的数据集。第三节描述了结果;在第四节讨论了研究的结论和影响。

2. 数据和方法论

所使用的数据集包括延长重建海洋表面温度版本3(史密斯et al .,2008),来自国家环境预报中心的表面风[Kalnay et al .,1996)和全球海洋数据同化(GODAS)[Behringer and Xue,2004]。此外,来自热带海洋大气的暖水总量的停滞和基于气候预测系统的4月份的初始条件的耦合模型预测也被用于这项研究。上述来自1980 - 2014年期间的所有数据集都被用于这项研究。根据一般惯例,我们将20°C等温线的水深作为温跃层深度。从GODAS计算出来的印度洋的暖量经过纬向同化后的温度高于温跃层，经过同化温度计算出的热容量也高于温跃层。能反应分离比例的ISMR数据从

http://www.imdpune.gov.in/research/ncc/longrange/longrange_index.html

获得。这项研究使用了1980-2014年期间的印度夏季降水数据。如果在雨季中的分离比例低于（高于）10％，则可认为ISMR不足（过量）。迈耶斯的准则被用来识别IOD和ENSO年。

3.结果

3.1. 太平洋指标和ISMR

过去的许多研究都试图描绘在热带地区在ISMR的变化上起主导模式的ENSO,(Walker and Bliss,1932; Sikka,1932; Rasmusson and Carpenter,1983; Shukla Paolino,1983;Shaukla,1987; Webster and Yang,1992;Saith and Slingo,2006;Rajeeva and Pai,2007]。Rajeevan and McPhaden[2004]显示在北方夏季季风季节在Nino3和ISMR之间明显的反相关。虽然许多的厄尔尼诺年伴随着较低的ISMR指数发生(表1),但是Nino3指数和ISMR之间的关系的预报价值是有限的，因为在梅雨季之前Nino3指数和ISMR的相关性是不显著的，而相关性最大的时候是发生在夏季梅雨期。考虑这一点,Rajeevan和McPhaden[2004]认为在热带太平洋北半球春季(2 月- 3月)的热量的变化或其等效体积的温水卷(WWV)对于ISMR预测来说是一个更好的ENSO-关系预报器。他们还显示相关系数 在2月和3月的WWV和ISMR之间的相关系数 为- 0.36，在95%的显著水平。然而,发生在1997年和1994年被PIOD主导印度洋变化中，

太平洋指数(Nino3和WWV)之间的变化未能显示ISMR异常的正确迹象。

3.2. Monsoon-Ocean Coupled Feedbacks Over Tropical IO

在 IOD事件中，在IO地区的海气耦合的相互作用过程在最近几十年已经获得相当大的关注，许多研究[Behera et al .,1999;Ashok et al .,2001年,2004;Ashok Saji,2007]都认为IDO影响着ISMR的变化。在赤道东IO(EEIO)的IOD下降异常的东南风增强了EEIO的上涌，在IOD事件中在赤道印度洋东南部异常的水分运输提高了孟加拉湾和印度河-恒河平原的季风降水(Behera et al .,1999)。在PIOD事件中增强的季风环流也可以反过来增强IOD(Krishnan and Swapna,2009)。从表1可以看出,PIOD对ISMR 有正面的影响尤其是对1997年和1994年的厄尔尼诺事件所伴随的ISMR正常/高于正常。然而,并不是所有PIOD事件都能够克服厄尔尼诺现象对ISMR强烈的的负面影响。例如,尽管PIOD事件在1972年和1982年的厄尔尼诺年有出现,但ISMR仍旧不足(表1)。

为了了解IO和季风之间的反馈作用,我们已经分析了在北半球夏季季风季节热带IO地区异常的海表面风(向量)和异常的热容量(HC,阴影)(通过对温跃层以上的温度积分来计算)得出不足的年份(1982、1986、1987、1982、1986、2009和2014年)和过量的年份(1983、1988和1983)如图S1中所显示的信息一样。基于学生的测试，对合成的HC异常的估计有10%的统计显著性水平，就像表一中所描绘的等势线一样。从表格中可以看出，弱的季风年常伴随着减弱的越赤道气流和赤道IO地区的异常西风还伴随着EEIO的温跃层的加深，就像HC正异常显示的那样(图 S1b)。在赤道南部的异常气旋环流可能通过厄尔尼诺诱发型的收敛而减弱，就如Ashok et al[2004]所讨论的那样。不足和过度年的差异是明显的，从在EEIO地区的HC异常包括负(正)异常可以看出。而这个异常是发生在伴随着增强（减弱）的赤道IO地区的东南风和越赤道气流的强盛（匮乏）的季风年间（表格 S1a）。这表明在强盛和匮乏的季风年间IO的形势是明显不同的。

HC异常的季节性演变高于温跃层(阴影)和海表面风(向量)异常，如图1所示。基于学生的测试，对合成的HC异常的估计有10%的统计显著性水平，就像表一中所描绘的等势线一样。从图可以看出, 在强盛或是匮乏的季风年一月到四月期间，都盛行着从西部到赤道东部IO地区的异常西风和赤道东部IO地区的东风。同时在此期间，在EEIO所观测到的HC得负异常与在EEIO的异常东风相一致 。然而,在弱的季风年，北方春季5月后,在EEIO的异常东风被异常西风所取代,并且到了夏季季风季节（七月-八月）他们向西扩展到赤道IO地区。东风的异常有利于EEIO地区温跃层的持续变浅直到强盛年份的北方春季后 然后在夏季季风季节开始强化并向西伸展到赤道IO地区。与海表面风强迫相一致,在弱的（强的）季风年间，在EEIO地区正(负)的HC异常在北方春季后开始发展并且能持续到季风季节。缺陷(过剩)季风期间EEIO年在北方春季末开始进化,持续在季风季节。因此,在北方春季末EEIO上的异常风是温跃层持续的前提。

先前的研究也指出,在弱的季风季节赤道IO上西风异常也变弱[RameshKumaretal,2009]。SaithandSlingo[2006]的研究表明，在2002年沿着赤道爆发强劲的西风是在ISMR不足的时候。Krishnan et al .(2006)的研究也指出在2002年期间在赤道IO上的西风,他们都强调西风带在海洋大气之间相互作用的耦合的触发作用削弱了季风环流的耦合 。Rodwell[1997]表明,在弱季风阶段，越赤道气流获得向南的曲率而不会吹到南亚次大陆,因此,西风带在赤道地区盛行。这些西风加深EEIO的温跃层导致在海洋上层获得更多的热量，导致该地区在弱的季风年夏季期间正的HC异常盛行,反之亦然(图1)。这些正的(负)HC异常可以通过增强（抑制）EEIO上的对流来降低(增加)ISMR。 这也是被Annamalai[2010]的研究所支持,他发现IOD关系到冷海表面温度(SST)。

在EEIO地区的异常现象能增强季风槽在赤道波动和多雨的物理现象之间深入互动，从而保持和放大在EEIO上的干（湿）对流活动异常（沿季风槽）。

在IO上的风是独特的，由于随季节转变的季风的存在并且在季风变换季节（四月–五月和十月到十一月） 在赤道IO上有半年一次的西风带[schott and mccreary 2001 ]。这些西风抑制了在赤道IO东面的海表面气流，就是著名的wyrtki jets[ wyrtki 1973 ]，Wyrtki jets将暖水输送到东部并加深EEIO的温跃层。从表1b中可以看出，在弱的季风年，在北部春季的西风带十分异常而且在整个季风季节一直盛行 。因此，在北半球春季温跃层的异常加深会事先进行调整并且在夏季期间由海洋和季风的相互反馈使得温跃层的加深增强。在弱的季风年正的HC异常下温跃层的加深是明显的，反之则不明显（图s1）。

图s2显示的是在不同季风年份夏季赤道IO地区的温跃层随气候的变化。需要注意的是，在强的季风年（蓝色），EEIO地区的温跃层异常变浅，而在弱的季风年（红色），它比常年略深（黑色）。然而，在弱的季风年，西赤道IO温跃层异常变浅，从而在赤道IO产生了东西向的强的温跃层的倾斜。另一方面，在强的季风年，由于东部的异常变浅，强大的东西向的倾斜也会在在赤道IO产生。因此，相比于气候学在赤道IO地区温跃层的变化在不同的季风年是有区别的。

图2b显示的是EEIO地区（75°E-105°E，10°S-5°N）WWV异常（通过对高于温跃层的温度进行纬向积分得到）和ISMR之间的相互关系。选取的范围是根据在不同的季风年HC异常的空间模式来的，就像图s1显示的那样。图表中显示的相关系数的符号是相反的。说明在夏季季风季节ISMR和WWV之间存在显著的负相关。

3.2.1在IOD年赤道印度洋的先决条件

我们已经看到在EE

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