印度洋偶极子在东亚季风极端事件中的可能作用外文翻译资料

 2022-12-02 07:12

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印度洋偶极子在东亚季风极端事件中的可能作用

R.H. Kripalani, J.-H. Oh, J.-H. Kang, S. S. Sabade, and A. Kulkarni

摘要

利用简单的相关统计技术和综合分析方法，研究了印度洋偶极子对东亚地区(中国、韩国、日本)夏季季风降水的影响。我们以观测到的降雨数据作为降雨活动的量度，以NCEP-NCAR再分析数据用于研究与季风极端事件相关联的环流特征以及偶极子-季风变化的关系的动力学过程。所使用的数据至2000年期间。

赤道印度洋被吹向印度尼西亚的西风所控制。然而，在偶极子的正相位期间，一种异常的、加剧的偏东海流占优势，与西(东南)赤道印度洋的正(负)海面温度异常一致。这种偶极子的正相位增强了中国夏季的季风活动，但在3到4个季节之后，抑制了日本-韩国地区的季风活动。与中国相比，偶极子与韩国-日本区域的关系更稳定、更强。

印度洋通过影响北半球中纬度或东印度洋和西太平洋一线来影响东亚季风变化。由于印度洋区域的异常对流与偶极子的正相位有关，季风性沙漠机制使印度西北部出现了强烈的沉降。这就导致了亚洲中纬度地区的纬向波模式，使北太平洋副热带地区气压高过东亚。东印度洋和西太平洋的变暖抑制了北太平洋副热带高压的向西延伸。这一高压的位置和形状在东亚季风变化中起着主导作用。对延迟效应的记忆会在三到四个季节后通过欧亚冰雪覆盖的表面边界条件体现出来，而这一表面边界条件是通过北通道或经南通道由靠近印尼贯穿流的赤道海温被影响的。

1.介绍

在过去三十年里，印度洋的气候条件与印度(Saha，1970；Wu和Hastenrath，1986),斯里兰卡(Suppiah，1988)，东非(Flohn，1987；Hastenrath等人，1993)，印度尼西亚(Flohn，1986；Wu和Hastenrath，1986)以及东亚长江中下游地区(Chen，1991)上空的环流，降雨有关。

最近随着印度洋偶极子（Saji等人，1999）或纬向模式（Clark等人，2003）的识别，学界已经产生了相当大的兴趣来研究这两种模态对全球气候的影响。虽然纬向海温梯度和西风已有很好的记录(例如Hastenrath等人，1993)，但这种偶极子的存在仍然存在辩论(Allan等人，2001；Hastenrath，2002；Yamagata等人，2002，2003)，因此在本研究中这个实体被确定为印度洋偶极子(印度洋ZM)。

该模态西端和东端的海温异常与印度(Ashok等人，2004；Kripalani和Kumar，2004)，斯里兰卡(Zubair等人，2003)，东非(Clark等人，2003；Black等人，2003)，澳大利亚(Ashok等人，2003)、东亚(Guan and Yamagata, 2003) 和全球其他地区(Saji和Yamagata，2003a)的气候和季风变率有关。

上面提到的大多数研究都集中在印度洋和印度洋周边国家的季风异常之间的关系上。相比之下，在遥远的东亚地区印度洋在影响季风异常方面的作用几乎没有得到注意。因此，本研究旨在评估印度洋偶极子对东亚夏季风变率的较强的控制。我们寻求下列问题的答案：

(i)东亚夏季风变率是否受此偶极子的影响？

(Ii)若然，哪些物理过程可能会解释这些遥远的联系？

2.气候背景

本节简要介绍了与本研究相关的印度洋和东亚地区的季节气候条件。

2.1印度洋部分

热带印度洋的海温东部(29C)比西部(27C)高。这个海温梯度与西风吹向印尼有关。印度洋偶极子的特征是苏门答腊岛附近赤道东南海域的海温异常变冷，以及赤道西部印度洋的异常变暖。作为对这些海温变化的响应，海表风场经历一定的变化，尤其是纬向部分。东印度洋较冷的水域会引起赤道带的异常东风流。由于海温和相关的风的变化，大气对流在东部(西部)热带印度洋被压制(增强)。这种印度洋状态被认为是一个正印度洋偶极子事件，夏季在印度洋的北部迅速发展，秋季达到高峰。相反情况即东南（西）赤道印度洋的正（负）SST异常和相关的强化西风流被称为负印度洋偶极子。

这些气候特征已在几篇论文中加以描述和说明(例如，Hastenrath等人，1993；Saji等人，1999；Webster等人，1999；Black等人，2003；Hastenrath和Polzin，2003年，2004；Saji和Yamagata，2003年；Kripalani和Kumar，2004；Ashok等人，2004)。因此，在随后的分析中，该模式的正相位被东风异常所识别，负位相由赤道印度洋上空西风异常所识别。Saji等人(1999)提出了一种量化这种模态的指标。就是热带西部印度洋(50-70 E，10 S-10 N)和热带东南印度洋(90-110 E，10 S-赤道)之间海温异常的差异，这里表示为偶极子指数(ZMI)。这两个区域的位置如图1（图略）所示。

2.2东亚夏季风环流

东亚夏季风是亚热带季风，主要包括中国、韩国和日本(北纬20-45度，东经100-140度)。其最重要的天气标志是从中国南方到日本南部的准静止锋。这条线在中国被称为梅雨，在韩国被称为昌马，在日本被称为白牛。锋线位于北太平洋副热带高压的北部和西北部。北太平洋副热带高压(NPSH)的位置和形态对东亚气候影响很大。北太平洋副热带高压的西(东)延增强(抑制)东亚季风活动。这个反气旋西北边缘的低空急流携带大量的水汽进入东亚。在这个高压的南端是西太平洋暖池。暖池上空的异常加热影响东亚的大气环流和降水。此地区大约年降雨的50%到60%是于夏季发生在高压的北部。这些特性也在几篇论文中进行了描述和说明，例如（Nitta，1987；Lu，2001；Kim等人，2002；Kripalani等人，2002及其中的参考文献)。

3.数据和方法

(i)1960至1999年间ZMI的标准化每月时间序列是根据GISST每月数据得出的(Rayner等人，1996)。冬季的(去年十二月-一月至二月)、春季(三月至四月至五月)、夏季(六月至七月至八月）及秋季(九月至十月至十一月)由三个月的平均值来计算得到。根据夏秋值，在1961、1972、1982、1994和1997年间发生了5次极端正事件，而5次极端负事件发生在1960, 1964, 1992, 1996 和1998。

(ii)下列地区的季节性夏季风雨量：1960至1998年间华北地区13个监测站(北纬36-41度，东经109-124东经)的平均雨量为中国季风雨量。1961-2000年间，韩国12个台站(北纬34-38度，东经126-130度)的平均降雨量被指定为韩国季风降水(KMR)。1960至1999年间日本南部16个台站的平均雨量(北纬31-36度，东经130-141度)被指定为日本季风降水(JMR)。用于计算CMR、JMR和KMR的台站降水资料来源被确定为平均区域的理由在克里帕拉尼和库尔卡尼(2001)。中国、韩国和日本的季节性降水对东亚季风的强度也有贡献。

(iii)NCEP-NCAR再分析数据集(Kalnay等人，1996)被用作1958至2000年间850 hPa矢量风和500 hPa位势高度。这组数据能很好地描述印度太平洋地区上空大规模环流和季风的关系(例如，kim等人，2002年a，b；kripalani等人，2002)。我们主要关注850 hPa风，因为与上层环流相比，这个高度上风的变化反映了相应的对流加热的变化。在对流层中部(500 HPa)的高度被用来检验北半球中纬度地区的特点。

没有应用时间滤波器于上述数据集以消除任何周期性变化，也不应用任何技术消除其他现象(如厄尔尼诺南方涛动)的影响)，因为在真实的大气中，IOZM，ENSO和季风都是一个大的相互联系的过程的一部分，而不是相互孤立的。采用相关分析和综合分析相结合的方法。

4.ZMI与季风降水的关系

研究通常涉及到对时间序列样本互相关函数的计算。时间序列中存在的自相关关系可能导致明显的领先或滞后关系，而实际上可能没有。这里使用的所有季节序列都没有马尔可夫式的持久性。因为lag-1自相关不明显。我计算了1961-1990年的相关系数。20世纪90年代的数据被保留以作为独立验证。在30份样本中，在5(1)%的显着性水平下，意义CC为0.35(0.45)。-1，0，1的后缀分别表示前面的、当前的和跟随的季风年的季节。JJA0左边（右）的季节表明ZMI主导（滞后）季风降雨（图2）。这一分析最显著的特点是：

(i)中国、韩国和日本夏季降水(JJA 0)与ZMI的同一时刻的相关系数接近于零，这意味着不存在同时存在的关系。

(ii)夏季(JJA-1)和秋季（SON-1）前一年的指数分别与韩国和日本的降雨量呈显著的负相关关系，这意味着偶极子对季风变率的影响是在四个季节过后。这是本研究最重要的结果。Yamagata等人(2002)注意到由于对流层中下降气流的增强（减弱），正相位(负相位)事件会导致夏季温暖和干燥(寒冷和潮湿)。虽然这种关系的负向信号与他们的猜想一致，但偶极子对东亚季风变率的延迟影响到四个季节后还没有迹象。

(iii)前一年秋季的指数(SON-1)与中国夏季风降水之间存在不显著正相关关系。因此，正的偶极子将会在三到四个季节后加强(抑制)中国(韩国-日本)的季风活动。这些结果与中国和韩国的季节性降雨变化相一致(Kripalani and Kulkarni, 2001)。在下一节中，我们确定了与极端季风相关联的环流特征，并与第2节中描述的环流特征进行了比较。

5.环流：季风极端异常事件下的东亚

每一个地区都有五种极端的强大季风(被称为洪水)和5个极度弱小的季风(被指定为干旱)。在前一个夏季(JJA-1)和秋季(SON-1)和同时夏季(JJA0)的计算中，这两组极端季风(洪水减去干旱)的组合差值为8hpa矢量风(JJA-1)和秋季(SON-1)。前几季节的特征描述集中在印度洋部分，与偶极子有关，而同期的描述集中在太平洋板块，与东亚季风环流有关。

5.1北部中国

平均CMR为456毫米，标准差为104毫米。在1961年(542毫米)、1964(644)、1967(545)、1978(524)和1996(559)和1968(300)、1980(311)、1986(316)、1989(304)和1997年(277)期间发生了特大洪水。在前一个秋季(图3 -1)中，风异常从苏门答腊海岸(10 S -赤道，50-100 E)兴起(图3 -1面板)，显示出正的偶极子，与图2中所示的正关系(CC 0.2)一致。在夏季(图3JJA-0)中，一种增强的亚热带反气旋清晰可见，其中心约为45 N175 W。这个反气旋的西侧延伸到中国北部大约35N，120 E。一个细长的东西向脊，由35N 120 E上升到50 N 160 W。这条脊的东面穿过华北。亚热带高压向西延伸增加了北部的降雨量(Chang et al.2000a)，而强烈的南风则起源于中国北部地区(25 - 50N, 100-120 E)。大部分的风似乎是发源于苏门答腊岛的西海岸,经由孟加拉湾和印度支那半岛向北中国输送大量的水分。Wang et al.(2001)曾指出，从苏门答腊岛西部到东亚的这类交叉气流已经被发现。

梅雨降水量主要来自于中纬度斜压系统进入中国后形成的锋。反常的反气旋的直接作用是阻止锋进入南方地区。这增加了梅雨锋在北部地区的持续时间。此外，加强后的副热带高压脊会导致向西北方向的压力梯度上升，从而形成更强的梅雨锋。这些条件有利于雨季(Chang et al.,2000a)。这个梅雨锋面出现在80 - 140 E之间，大约50 N (Fig. 3 JJA0panel)。

两者之间的差异通过双尾学生氏t检验来检验。阴影区域表示有意义的区域。虽然NPSH的变化是显著的(JJA0面板)，但是在赤道印度洋上的变化不那么显著(SON-1面板)。这些方法之间的差异在统计上是无关紧要的。以上结果表明了印度洋偶极子对CMR的微弱正向影响。

5.2南韩

平均KMR为648毫米，标准偏差为167毫米。在1963年(932)、1987(955)、1991(864)、1993(888)和1998(967)期间发生了特大洪水，而1964年(452)、1967年(423)、1973(303)、1977(355)和1994(335)发生了旱灾。KMR与之前的夏季纬向指数负相关关系最强(CC 0.6，在99%置信水平上显著)，这很好地反映在西风异常上，位于赤道以南(图4 JJA-1面板)，描述了偶极子的负相。脊从20N110 E到30 N160 E(图4 JJA-0面板)。脊以南的东南方，西偏北，约110 E为低空气流。这种低空气流可以将大量的暖湿空气从太平洋输送到韩国和日本南部。在1994年这些地区的严重干旱期间，副热带高压脊位于比平均值更北的位置(Guan and Yamagata，2003)。昌马的锋线以北的朝鲜的异常气旋环流以约40北130为中心。东亚、韩国、朝鲜半岛(JJA-0)均有显著差异。在极端的正位相事件之后的数年中，KMR的平均值是593毫米，而在极端的负位相事件之后，则是753毫米。这些意味着在90%置信水平(tfrac14;1.4)重大的差别在90%置信水平(tfrac14;1.4)。因此，纬向模式的负位相阶段有利于后续的南朝鲜季风活动，如850 hPa矢量风流模式、相关分析和极端印度洋偶极子事件后的平均KMR。

3.日本南部<!--

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