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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

Department of Meteorology and International Pacific Research Center, School of Ocean and Earth Science and Technology,University of Hawaii at Manoa, Honolulu, Hawaii

(Manuscript received 27 April 1999, in final form 22 June 1999)

*School of Ocean and Earth Science and Technology Publication Number 5010 and IPRC Publication Number 16.

The International Pacific Research Center is partly sponsored by the Frontier Research System for Global Change

摘要

观测证据表明在ENSO周期的极端阶段，中太平洋和东亚之间存在遥相关性。这种太平洋-东亚遥相关性局限于对流层低层。连接东太平洋暖（冷）事件和弱（强）东亚冬季风的关键系统是位于北太平洋西部对流层低层的异常反气旋（气旋）。当一个强烈的暖或冷事件成熟时，西北太平洋风的异常将在这一年秋末迅速发展。异常持续到下一个春季或初夏，导致沿着从中国南方向东北方向延伸到日本东部（黑潮延伸）的东亚极地前线地区出现异常潮湿（干燥）的条件(Kuroshio extension)。

通过使用大气环流和中间模式，作者发现菲律宾海反气旋的异常是Rossby波应对抑制对流加热的结果，这种反应是由原地洋面冷却和中央太平洋变暖所迫使的沉降引起的。反气旋的发展与当地海面冷却的增强几乎同时发生。反气旋和冷却区域都向东传播。遥相关的发展和持续主要归因于在平均东北信风存在的情况下，反气旋与海面冷却之间积极的热力学反馈作用。菲律宾海风和海表面温度异常的快速建立意味着，在冷潮中发生了温带-热带的相互作用，这引起了表面浮力通量的交换。中太平洋变暖为北太平洋西部的反气旋-海温相互作用和中纬度-热带相互作用建立有利环境，对西太平洋降温和风场异常的发展起着至关重要的作用。

1 引言

东亚季风系统是全球气候系统最活跃的组成部分之一。东亚的气候变化对邻近地区和遥远地区都有着显著影响 (Lau and Li 1984；Yasunari 1991；Lau 1992)。厄尔尼诺-南半球海平面上升（ENSO）对全球气候的年际变率影响最大 (Webster et al. 1998)。ENSO的成熟阶段通常发生在北半球冬季l，并且通常伴随着较弱的东亚沿海地区冬季风(Zhang et al. 1996；Tomita and Yasunari 1996；Ji et al. 1997)。因此，在ENSO发生的冬季和随后的春季，中国东南部和韩国的气候比正常年份要更加温暖和潮湿(Tao and Zhang 1998；Kang and Jeong 1996)。

图1显示了月平均气候预测中心（CPC）的相关图，结合降水分析（CMAP）和在厄尔尼诺地区（南纬5度-北纬5度，西经120度-170度）海温异常的情况。 CMAP数据来源于各种卫星观测资料和台站雨量计数据。为了降低降水的不均匀性海水分布对相关分析的影响，我们使用了归一化的月降水异常（异常月降水量除以相应的月标准偏差）。正相关意味着当厄尔尼诺地区海温高于正常温度时降水量增加。厄尔尼诺地区的暖（冷）高峰常倾向于在公历年结束时发生（图3）。因此，滞后为0时的相关图代表北半球冬季的降水异常，而滞后3个月和滞后6个月的相关图分别反映ENSO高峰后3月和6月的降水异常。

在ENSO成熟阶段，与全球海表温度异常有关的降水异常表现为一个显著的偶极子，其干极性位于海洋大陆，湿极性位于赤道中东太平洋（图1）。异常的干燥和潮湿带从这些极性中心向极地方向和向东方发射。西太平洋的异常干燥区呈马蹄形。注意到赤道降水异常具有纬向波数2结构。在三个滞后相关图中，印度尼西亚-太平洋地区之外的第二个干（湿）偶极子模式是可辨别的。热带和亚热带降水异常的大尺度特征（图1）与Ropelewski和Halpert提出的结果相一致。可能由于数据库的记录长度不同，以及大气对下边界强迫的响应的非稳定性和区域性，在温带和区域尺度上发现存在一些差异。

在冬季以及春季/初夏（图1a，b，c），从中国南部经过东海到黑潮延伸区的东亚极地前沿地带出现明显的正降水异常。这与以前对“ENSO对中国南方区域气候，台湾和韩国的影响研究”的结果是一致的，并且得到了扩展。值得注意的是，3月至6月的降雨量增加与这些地区的雨季相吻合，这可以从图2中看出。图2显示了4月和5月东亚极地前沿地区的一个突出雨带。从3月到5月，这个雨带几乎是准静止的，然后迅速北跳，在6月中旬成为梅雨。因此，这个季节发生的异常降雨大大改变了正常雨季的特征。因此，ENSO会对东亚春季极地锋和后来可能出现的梅雨锋的年降水量产生重大影响。

Bjerknes的开创性工作揭示了赤道中太平洋变暖与北太平洋温带环流异常之间的遥相关，他将遥相关解释为是由Hadley环流的变化以及相关能量和动量的传输引起的。ENSO对北美气候的下行效应被称为太平洋-北美（PNA）远程连接，并被Rossby波列和中纬度西风带的正压不稳定性解释，波列和不稳定性被与赤道中太平洋对流加强相关的对流层高层辐散激活。已经有大量探讨PNA遥相关的原因和可预测性论文发表。

图1 在CMAP降水参考下厄尔尼诺地区 SST（南纬5度- 南纬5度，1208-1708W）的异常（SSTAs） （a）滞后5 0（同时），（b）滞后5 13（降水异常滞后厄尔尼诺SSTA 3个月），（c）滞后5 16（降水异常滞后厄尔尼诺SSTA 6个月）。 所用数据是1979 - 1996年间3个月的平均异常情况。阴影区域表示相关系数在95％置信水平下的显著情况。

图2 4月1日至5月31日的气候平均降水量，数据来自CMAP，阴影部分为降水率大于6毫米/每天的地区。

太平洋东部和中部变暖如何影响东亚气候的“上游”（关于中纬度西风的方向）气候？这并没有得到很好的解释。根据对1986/87和1991/92事件的诊断分析，推测厄尔尼诺事件对东亚夏季风的影响可以通过赤道西太平洋对流活动的变化来感受到。东太平洋地区的升温 会推动赤道西太平洋对流。后者会影响到西太平洋热带和东亚地区的季风环流。但是请注意，1986/87和1991/92事件的成熟阶段分别发生在夏季和冬季。西太平洋气候的平均状态与夏季和冬季形成鲜明对比。目前尚不清楚如何在显著不同的平均状态下产生东亚异常。东亚海温异常与夏季降雨的关系是一个非常有争议的问题。已将SST异常地区定义为对东亚夏季风有潜在影响的地区，包括黑潮海流、西太平洋暖池、赤道太平洋东部、南中国海和印度洋。这些异常在一定程度上都与ENSO有关。然而，东太平洋海温异常与东亚夏季风之间不存在显著的相关关系。这些有分歧的结果表明，东亚夏季风的逐年变化可能受到非常复杂的海陆空相互作用和热带-温带相互作用的影响，ENSO只是其中一个主要因素，其他因素如青藏高原加热、欧亚积雪和极地冰盖等。

本研究的目的是解决ENSO异常在冬季到次年初夏，成熟期和成熟期后如何影响东亚季风的问题。重点放在理解建立东中太平洋和东亚之间远程连接基础的物理过程上。为此，我们首先记录太平洋-东亚遥相关的观测结构（第3部分）和演化（第4部分），这些主要是特定的暖冷期。随后，通过数值实验研究热带太平洋海温异常在大气异常中的作用（第5部分）。讨论西北太平洋风速和海表温度异常迅速建立和显着持续的原因（第6部分）。最后一部分总结我们的发现，并讨论一些未来需要进行调查的关键问题。

2 数据和分析步骤

图3 从ENSO发展年份的1月到次年11月的月平均 SST异常（8C）的演变（a）1950 - 1998年期间六个最热阶段和（b）五个最冷的阶段。

使用的主要数据集是美国国家环境预测中心-国家大气研究中心（NCEP-NCAR）的全球大气再分析数据集，涵盖了从1958年1月到1998年12月41年间的数据，详细描述了数据同化系统的产生。这个数据集由Kalnay等人给出。数据同化系统基于NCEP在1995年1月实施的全球预报模式。观测数据库包含大量无法实时获得的数据，一个光谱统计解释方法和一个三维变分析方法适用于数据同化。我们将标准压力面上的月平均数据用于2.58纬度-经度的网格。此外，我们综合使用来自海洋-大气数据集的月平均海表温度、海平面气压和地表风数据，作为检查再分析结果的补充数据，并提供1958年1月之前需要的数据。

我们主要关注热带太平洋地区最显著的盆地范围内的冷热事件。这些主要的厄尔尼诺和拉尼娜事件通过3个月平均海温异常和以下两个标准进行定义——（a）最大（最小）SST异常超过一个标准偏差（约1.08C）；（b）超过0.58C的SST异常持续至少8个月。根据这些标准，六个主要的厄尔尼诺事件（1957/58,1965,1972,1982/83,1991/92,1997/98）和五个主要的拉尼娜事件（1970/71,1973/74,1975/76,1984/85和1988/89）确定了1950年至1998年期间的情况。1986/87年的暖期符合上述标准，但在综合研究中，我们必须排除它，将在最后一部分讨论这种特殊情况。

图3显示了主要厄尔尼诺（拉尼娜）事件暖（冷）峰附近SST异常的时间序列。跨越23个月的时间窗口集中在温暖（寒冷）事件成熟的年份的12月。请注意，每个暖（冷）事件发生的最大（最小）SST异常发生在11月至1月的公历月中。这表明，虽然ENSO周期发生阶段的特征在70年代后期经历了剧烈的变化，但是发生在热季和冷季的成熟阶段很有可能发生在公历年的末尾。

由于每年都有这种严格的阶段循环，因此进行综合分析是有意义的。可以根据海温异常的演变来制作复合材料。为了简单起见，所选择的六个主要暖事件和六个主要冷事件的复合材料将分别被称为复合暖事件和冷事件。我们只会强调通过了95％置信水平的t检验后证明了统计显著性的复合性冷热事件之间的对比特征。

3 太平洋 - 东亚遥相关的结构

a.低对流层异常

为了说明ENSO循环的暖（冷）成熟阶段对流层低层异常的共同特征，图4a和4b分别是厄尔尼诺和拉尼娜发生峰值附近的海平面气压和地表风场异常的综合地图。由于冷和热复合材料在很大程度上相互镜像，我们将集中描述和讨论热复合材料（图4a）。由于流域内变暖，西部地区形成了一对异常表面反气旋，在方位上有一定程度的对称性。庞大的西北太平洋反气旋包含两个独立的中心。一个位于菲律宾海的上方，位于热带地区；另一个异常反气旋中心（北纬40度 东经170度）在黑潮延伸的中纬度地区。菲律宾海反气旋西北部存在异常的西南风，表明东亚沿海冬季季风偏东或东北偏东或该地区冬季偏暖。中纬度异常反气旋的下游是一个以北纬45度和西经140度为中心的异常低值，相关的异常南风会向北美西海岸输送温暖和潮湿的空气。在加利福尼亚沿海地区，这种向北的传输以及气旋前的上升运动导致了比正常气候更加潮湿的状态，异常南风也会通过抑制加利福尼亚州的上升而导致沿海海洋变暖。西太平洋西部（WNP）反气旋是连接中东太平洋变暖和东亚冬季风的关键系统。赤道中太平洋气候变暖引起附近的西北（西南）气候变暖，这表现在与日界线附近的赤道西风异常有关的赤道气流，并表现出强烈的气旋性涡旋（图4a）。就流函数而言，其具有与涡旋相反的标志，负（正）赤道异常中心位于赤道北（南）（图5a）。这种非对称的异常流型模式表明位于赤道两侧的涡旋对和与ENSO变暖有关的异常赤道中太平洋的Rossby波响应。中太平洋变暖引起的东北方向异常位于菲律宾海反气旋的前部（东部）。另一方面，弱的东亚冬季风表现为沿东亚大陆边缘的异常。这些西南风异常位于菲律宾海反气旋的后部（西部）。从这个意义上说，菲律宾海反气旋为赤道中太平洋的变暖和东亚冬季季风的减弱提供了桥梁。中太平洋气旋性涡旋、西北太平洋副热带气旋和东北亚气旋性涡旋是一个从中太平洋开始向西延伸到东亚的地面涡旋波形。这种涡旋波型可以从图5a所示的地表异常流场中更好地识别。我们将这种模式称为太平洋-东亚遥相关。

涡旋辐射伴随着夹层SST异常（中太平洋增暖、西太平洋降温和东亚边缘海域变暖）（图6a）。气旋-反气旋-气旋涡度模式和暖-冷-暖模式的改变是西太平洋海气相互作用的一个指示和可能的结果。正如接下来的两部分将要讨论的，赤道中太平洋变暖导致海表温度异常和风涡度模式，中太平洋是这种遥相关型的一个源区。

图4 在（a）六个最暖区和（b）五个最冷区（图3所示）的高峰周围复合3个月的平均地面风和海平面气压异常。阴影区表明地区之间的地面风通过t检验，热和冷复合物在99％置信水平下具有统计学显着性。海平面气压异常的等值线间隔为0.5 hPa。 矢量表明风异常的规模。

b.垂直结构

太平洋-东亚遥相关主要局限于对流层低层，通过图5可以明显看出。图5显示了不同垂直水平的复合暖事件的异常流函数。赤道中东太平洋变暖与东亚季风连接的西北太平洋反气旋在地表最强，向上衰减。在中纬层，WNP反气旋仍然很明显，但在300hPa的水平上几乎消失。请注意，巨大的地面反气旋显示有两个中心，菲律宾海域为主要中心。菲律宾海反气旋主要是斜压的，而反气旋的中纬度部分则包含相当大的正压分量。这表明菲律宾海反气旋可能受对流层中层最大异常的对流潜热激发（

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