1994年东亚夏季异常与印度洋偶极子（IOD）的关系外文翻译资料

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1994年东亚夏季异常与印度洋偶极子（IOD）的关系

管兆勇 Toshio Yamagata

全球变化研究所，FRSGC，横滨市，神奈川，日本

2002年12月23日收到; 修订至2003年2月4日; 2003年4月14日接受; 2003年5月31日发表

调查表明，东亚国家1994年的夏季非常炎热干燥。我们使用观测数据已经证明，印度洋偶极子（IOD）至少是东亚夏季气候异常的一种可能的原因。西太平洋和中国南部的异常气旋性环流减弱了对流层低层的季风北移。在日本，韩国和中国东北部具有等效正压结构的异常反气旋环流导致了1994年炎热干燥的夏季。在远东地区的较低位涡的积累与地中海/撒哈拉地区的波动有关。这种季风—沙漠机制将Rossby波波源与孟加拉湾周围IOD诱发的非绝热加热联系起来。另一个Rossby波列模式在对流层上部产生，并从中国南方向东北传播。 这两种Rossby波的模式都对东亚的环流变化产生了影响。气候和大气动力学：海洋/大气相互作用（0312,4504）; 9340与地理相关的信息地区：印度洋; 9320与地理区域相关的信息：亚洲; 3309气象与大气动力学：气候学（1620）; 1620全球变化：气候动力（3309）; 0312大气成分和结构：空气/海洋成分通量（3339,4504）。引用：Guan，Z.，and T. Yamagata，1994年东亚夏季异常与印度洋偶极子（IOD）的关系，地球物理。Res. Lett., 30(10), 1544,doi:10.1029/ 2002GL016831, 2003.

1、引言

东亚夏季风对东亚国家有着深远的经济和社会影响。 夏季季风环流的异常变化可能导致该地区夏季异常炎热（和干燥）或寒冷（和潮湿）。 1994年，东亚国家遭受了创纪录的干热夏季气候。 Park和Schubert [1997]利用1985 - 1994年的一些同化数据检验了这种状况的性质。他们的结论是“异常环流主要是与西藏地区地形强迫相关的风变化的结果”。 本文我们的研究显示1994东亚异常的夏季状况也与热带印度洋的海洋大气耦合信号相关，现在称为印度洋偶极子（IOD）。

术语IOD是作为一个盆地范围的海洋大气耦合模式由Saji等人在1999年引入的。正IOD事件表现为热带西印度洋（50°E-70°E，10°S-10°N，表示为区域A）的强正海洋表面温度异常（SSTA） 和在东南印度洋（90°E-110°E，10°S-赤道，表示为区域B）的负SSTA。 印度洋偶极模式指数（IODMI）定义为区域A的SSTA与区域B的区域差异.IOD是季节性相关的，它在4月左右开始，在10月达到峰值。使用观测数据，海洋整体循环模型（OGCM）和海气耦合通用循环模型（CGCM）对偶极现象的研究表明，IOD是一种海洋-大气的耦合现象。[Vinayachandran 等人, 1999; Behera 等人, 1999; Webster等人, 1999; Iizuka等人., 2000; Feng等人, 2001; Rao等人,2002; Yamagata等人,2002; Gualdi等人, 2002]

使用1979 - 1999年的SST数据（GISST2.3b）[Parker 等人，1995]，我们计算了三个不同热带地区6、7、8月（JJA）的SSTA及其标准偏差和 IODMI（表1，下行）。在1994年IODMI的方差达到约2.6sigma;，这表明1994年夏季发生了非常强的阳性IOD事件。我们还注意到NINO3区域（5°S-5°N，150°W-90°W ）在1994年夏季显示弱的SST异常。

IOD事件在1994年从3月到10月持续了8个多月（未示出）。印度夏季风受到IOD的显着影响， 这并不排除印度夏季风在发展过程中影响IOD的可能性。 我们的AGCM研究表明印度过剩的夏季风降水可由IOD SSTA诱导产生[Ashok 等人，2001]。使用原位观测派生的“印度整体降雨量”[Parthasarathy等人，1995]，发现印度在1994年6、7、8月期间存在良好的季风降水;。它每月的平均值为265毫米，比气候平均值高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气流，青藏高原高层和对流层上层约40°N的西风气流相互作用[例如，Lau 和 Li,1984; Liang 和 Wang, 1998; Webster 等人, 1998; Wang 和 Fan, 1999; Wang 等人, 2001; Lu 等人., 2002;Enomoto 等人, 2003]。当南亚的环流异常变化时，可以合理地预测东亚夏季风的环流也会相应地发生变化。接下来我们讨论研究在1994年夏季大气环流受IOD影响的再分析数据。

表1、

1994年平均JJA SSTA和1979年到1999年不同热带地区的标准偏差

2、环流异常特征

使用1979 - 2001年NCEP / NCAR再分析资料[Kalnay等人，1996]和1979 - 1999年的CMAP降水资料[Xie和Arkin，1996]，我们绘制了1994年夏季各月（JJA）的环流异常（图1和图2）。在1994年夏季，中国东北和东部，韩国和日本存在大的正气温异常（图1a）。在西北太平洋的黑潮续流上方也发现了一些正位相的异常。 200 hPa和850 hPa等压面之间的厚度异常也是正位相的（未示出），表明空气柱的温度异常高。东亚地区1994年夏季可以观察到强降水异常（图1b）。水汽从该区域异常偏离，导致严重的干旱条件。这与Park和Schubert [1997]研究中的相同。 已知在1994年夏季，亚洲的东北部分被对流层低层的反气旋性环流覆盖。异常环流也可以在这个区域上的对流层上部显示其等效正压结构（图2a）。另一方面，我们发现异常气旋性环流从热带西太平洋向西延伸到中国南部（图1a）。 这种循环促进了该区域多降水（图1b），但它削弱了从孟加拉湾和中国南海地区吹向中国东部、韩国和日本的潮湿偏南季风。

上述异常气旋性环流以及印度强季风槽似乎与热带IOD事件直接相关。如图1b所示，热带印度洋的独特IOD结构体现在降水异常（图1b）和速度势场变化（图2b）。 水汽在西印度洋汇聚（图1b），而在东南印度洋发散。 与IOD相关的异常径向环流将东南印度洋的反常分支和大约20°N区域的异常上升分支连接起来，与Ashok 等人 的研究一致[2001]。 更确切地说，来自IOD东极的异常西北低层气流到达印度半岛，然后向东转（图1a）。由于在对流层上层只有相反的风（图2a，2b），热带地区的风场具有斜压结构。 这些结果与从数据分析和AGCM研究获得的其他结果一致。[Behera 等人, 1999; Ashok 等人, 2001]

3、遥相关机制

在正位相IOD事件期间，印度和中国南部的降水量增加（图1b）。这种降水与IOD的关系在Ashok等人 [2001] 的研究中有提到。 由正位相IOD的东极激发的径向环流的北向分支引发了在青藏高原上层对流层上部的异常上升气流和相关的发散气流（图2）。从印度、孟加拉湾和中国南部起源的这种发散气流在对流层上层作为异常涡度源（图2b）。 在150 hPa的这个涡度源区域的西北部，我们观察到一个反气旋环流（图2a），它由大气对异常涡度源的响应而产生，与Sardeshmukh和Hoskins [1988] 使用一个简单模型的研究一致。

研究中还发现涡度源区域东部的异常气旋环流（图2a）。Rossby波列由涡度源（发散气流）激发，从中国南部向东北方传播。 这种模式让人想起了Nitta [1987]提出的太平洋-日本（PJ）的遥相关模式，但在这种情况下，位置有点向西移动。

在印度附近对流层上部的IOD引起的发散气流也向西前进，并在地中海/撒哈拉地区收敛（图2b）。 在25°N和35°N之间平均区域截面发现垂直循环（图2c）; 正如Rodwell和Hoskins [1996]在一个稍微不同的研究中所预测的那样，由IOD SSTA引起的印度异常对流与地中海/撒哈拉地区的异常相关。

为了更详细地研究上述环流变化背后的机制，我们在图3中显示了1994年夏季热力学方程的热预算异常。在中国北部和东部，异常绝热加热是夏季异常炎热的原因（图3c）。然而，在日本和韩国，由于空气的异常下降引起的动态加热是主要的，这消除了温度的负异常水平平流。在鄂霍次克海周围，温度的正异常水平平流动态冷却平衡（图3b）。在日本和鄂霍次克海周围观测到的绝热冷却表明，1994年日本周围强大的SSTA（未示出）不是炎热夏季的主要原因。相反，它是炎热和干燥的夏季条件的结果，虽然它可能有反馈这些地区的气象要素流通交换。我们注意到，目前的结果与Park和Schubert [1997]的研究一致。

图一：

（a）1994年期间地表以上2m处的JJA平均异常空气温度（等高线间隔：0.5℃）以及850 hPa（m*）的风;（b）异常降水（轮廓间隔：1 mm*）和从地表垂直积分到300 hPa（用矢量显示）的异常水汽通量（单位为Kg**）。

图二：

（a）JJA平均异常涡度（乘以1*）与1994年的150 hPa的旋转风（m*）；（b）1994年150 hPa上 JJA平均速度势与发散气流（m*）。轮廓间隔是4*； （c）在（25°N-35°N）平均的纬向垂直环流平均值。轮廓线表示轮廓间隔为0.2 m*的发散气流的纬向分量。

在印度和孟加拉湾存在净异常非绝热加热（图3c），平衡了由于异常上升运动（图3b）动态冷却产生的负异常。另一方面，在地中海/撒哈拉地区存在非绝热冷却（图3c）。在该区域也发现了负的异常温度水平平流（图3a）。非绝热和动态冷却均由于空气体积的异常动态加热而得到补偿。基于这种热预测的诊断以及图2c所示的垂直环流，可以建立地中海/撒哈拉地区的IOD /季风和异常环流变化之间的关系。现在的观点证实了Rodwell和Hoskins [1996]提出的Monsoon -desert机制。他们认为，由于印度地区的对流活动导致的非绝热加热可能引起包括西亚和非洲北部的反气旋性Rossby波模式。由亚洲夏季风热力引发的绝热加热加强了地中海/撒哈拉地区动态冷却所产生的影响。

由于地中海/撒哈拉地区及其附近地区的空气状况，IOD引起的动态变暖必须稳定地扰乱中纬度西风。由Maestro和Etesian产生的侧向绝热冷却也可能产生干扰。由于中纬度西风起到罗斯贝波导的作用[Hoskins和Ambrizzi，1993]，波动能量沿西风向东传播到东亚，周期性地加强了东亚和西太平洋周围的上述异常反气旋和气旋环流（图2a ）。这种情况可以通过研究由Plumb [1986]引入的波活动通量（WAF）来适当地检查。图4a实际上表明，沿亚洲西风气流的200 hPa的波活动通量比其他区域大得多。 WAF收敛在日本海附近，表明波能量在这一地区积累。经度-高度横截面（图4b）表明，异常波能量沿西风气流向上传播到地中海、里海和东亚地区（约120°E）周围的对流层高层。在亚洲射流的北部，我们观察到非常弱的Rossby波传播;这表明1994年东亚夏季气候与高纬度地区的变化不直接相关。根据Park和Schubert [1997]的研究，在青藏高原东部侧翼（约120°E）的向上传播波能量表明，地形强迫对1994年东亚夏季气候变化也起着重要作用。

图三：

JJA表示垂直积分量（1994）。（a）温度异常水平平流，（b）潜在温度的异常垂直平流，（c）异常绝热加热速率。 所有这些量是从地表面到100hPa的压力的垂直平均值。 单位是。

图四：

（a）波活动通量（）以及在200 hPa的3维散度（乘以）； （b）波活动通量和区域垂直剖面中的三维散度，已在（35N-45N）取平均。 波活动通量的垂直分量在绘图前任意放大。 通过使用5天活动平均值来删除时间序列中的高频分量。 红色表示正值，蓝色表示负值。

四、总结

我们使用NCEP / NCAR再分析数据研究了1994年各条件下的东亚夏季气候条件，主要结果总结如下。

日本、韩国和中国东部以及东北部的异常反气旋环流与1994年异常炎热和干燥的夏季有关。中国南部和西太平洋的异常气旋性环流使得孟加拉湾、南海和热带西太平洋季风北风减弱，阻碍热带地区的水汽向亚热带东亚地区的正常输送。 东亚异常炎热的夏季气候是日本周围的异常动态加热，以及中国东北部、东部的异常绝热加热的结果。

1994年夏季，IOD至少在两个方面影响了东亚的环流变化。一个是，Rossby波在上层对流层中由IOD诱发的涡度源（发散气流）在印度、孟加拉湾和华南地区激发。这种波动从中国南部向东北方向传播。这种模式看起来类似于Nitta [1987]研究描述的PJ遥相关模式。另一个是在印度和孟加拉湾周围的IOD诱发的绝热加热在加热区域的西部激发了一个Rossby波型。通过参考Rodwell和Hoskins [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。西风气流充当波导，将地中海周围的这种环流变化与东亚的异常环流变化联系起来。这种连接可以被称为“丝绸之路过程”，如Enomoto等人[2003]所讨论的，用于解释等效正压Bonin High的形成。

我们还注意到，东亚夏季气候在其他典型的IOD年（如1961年）以类似的方式受到IOD的影响。 除了IOD，1994年东亚夏季气候条件可能受到一些其他因素的影响。Park和Schubert [1997]的研究认为，东亚的异常环流主要是与西藏地区风变化相关的地形强迫的结果。 他们还建议，日本周边地

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