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印度洋和局地海温异常对厄尔尼诺衰减年夏季西北太平洋异常反气旋维持的相对贡献

BO WU

LASG, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, and Graduate University of Chinese

Academy of Sciences, Beijing, China

TIM LI

IPRC, and Department of Meteorology, University of Hawaii at Manoa, Honolulu, Hawaii

TIANJUN ZHOU

LASG, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing, China

(Manuscript received 19 June 2009, in final form 15 January 2010)

摘 要

为了研究西北太平洋的海温冷异常与印度洋海盆一致模（IOBM）在厄尔尼诺衰减年夏季对于维持西北太平洋异常反气旋（WNPAC）的相对作用，使用大气环流模式ECHAM4进行了一组数值实验。在敏感性试验中，把厄尔尼诺年合成的海温距平设置在西北太平洋和热带印度洋，而其他所以地方的海温设定为气候平均态的海温。结果表明，西北太平洋异常反气旋是由WNP海温冷异常的局地强迫和来自IOBM的远程强迫的共同作用来维持的，从6月至8月，前者的贡献逐渐减弱而后者的贡献逐渐增强。WNP的海温冷异常对于初夏WNPAC的维持至关重要。然而，由于大气—海洋的负反馈作用，海温冷异常逐渐减弱，其局地强迫作用也是如此。与IOBM相关的局地对流的增强在热带西太平洋激发出大气的开尔文波，开尔文波对WNP环流的影响依赖于气候态的WNP季风槽的形成，其直到夏末才完全建立。因此，IOBM通过开尔文波引发反气旋式切变和边界层辐散来起到至关重要的作用。

1.引言

在厄尔尼诺衰减年的夏季，热带太平洋上最明显的低层环流异常是一个西北太平洋上的异常反气旋（WNPAC;参见Li和Wang 2005的综述文章; Lau和Wang 2006）。WNPAC从厄尔尼诺发展到最强的冬季持续到次年夏季，在厄尔尼诺—东亚夏季风遥相关中起到关键作用。（Zhang等1996; Wang等2000; Chang等2000a,b; Lau和Nath 2000; Wang和Zhang 2002; Wu 等2003; Li等2007; Zhou等2009a）。在厄尔尼诺达到最大的冬季和次年的春季，WNPAC将通过异常的水汽输送使中国东南部的降水增加（Zhang和Sumi 2002）。在厄尔尼诺衰减年的夏季，WNPAC将通过改变西太平洋副热带高压来增强梅雨降水（Chang 等2000a）。此外，由菲律宾海上的负降水异常强迫产生的WNPAC是从菲律宾海向北传播的经向波列的一部分，类似于太平洋 - 日本型遥相关（PJ）（Nitta 1987;Huang和Sun 1992; Kosaka和Nakamura 2006; Wu 等2009b）。

WNPAC从发展年的冬季到次年春季的维持被归因于大气—海洋的热力学正反馈（Wang等2003）。西北太平洋（WNP）的海温冷异常抑制了局地对流（Su等,2000），从而在其西部激发出低层大气的反气旋异常。WNPAC东侧的东北风异常增强了平均信风，从而通过增加海表向上的潜热通量来使该处的SST降低（Wang等2000）。

随着WNP夏季风的建立，平均西南季风环流取代了东北信风，结果是该区域出现蒸发—风—海温负反馈。在厄尔尼诺衰减年夏季，海—气负反馈削弱了WNP的海温负异常（Chou等2009）。与局地的海温距平减弱相反，WNPAC从之前的春季到夏季是加强的(Wu等2009b)。

在厄尔尼诺衰减年的夏季，WNPAC增强的一个可能原因是热带印度洋SSTA的远距离强迫（TIO;参见Yang等2007; Li等2008; Wu等2009b; Xie等2009）。印度洋海盆一致增暖在厄尔尼诺发展成熟的冬季之后建立。热带印度洋的海盆一致增暖可能是由与异常的沃克环流下沉支相关的海表热通量异常（Klein等1999; Venzke等2000; Lau和Nath 2003），或热带对流层温度的变化引起的 （Chiang和Sobel 2002）。此外，海洋中的动力学过程也起到了一定的作用（Li 等2002，2003）。IOBM可以通过以下两个过程加强北半球夏季的WNPAC：一，通过增强热带印度洋上的对流活动，IOBM可以在西太平洋激发出的开尔文波型东风响应。与东风异常相关的反气旋式切变涡度可通过Ekman抽吸造成的辐散削弱WNP夏季风（Wu等,2009b; Xie 等,2009）。第二，IOBM可以增加表层的水汽，从而增强海洋性大陆的低层水汽输送和对流，后者可通过异常的哈德莱环流进一步引发西北太平洋上的下沉运动。（Chang和Li 2000; Li et 2001; Sui等2007; Wu and Zhou 2008; Wu等2009b）。

WNP海温冷异常的局地强迫和来自热带印度洋的远程SSTA强迫都可在厄尔尼诺衰减年的夏季影响WNPAC，但是，它们的相对贡献仍然不清楚。研究清楚这个问题将有助于我们确定更好的用于气候预测的预测因子。通过观察分析，很难确定本地和远程强迫的相对贡献。在本研究中，我们的方法是考查大气环流模式（AGCM）对特定区域SSTA强迫的响应。

下面，本文将按照如下顺序展开。第二节为模式和数据的综述；第三节通过对观测资料的诊断揭示了厄尔尼诺衰减年夏季大气环流，降水和地表通量异常的基本特征；数值试验的结果在第四节中分析，在试验中我们重点关注热带印度洋和西北太平洋在维持WNPAC中的相对贡献；第五节总结了我们的研究结果。

2.模式和资料综述

在研究中使用的大气环流模式是由马克斯普朗克气象研究所（MPI; Roeckner等1996）开发的ECHAM版本4.6（以下称为ECHAM4）。该模式以三角形频谱42波（T42）的水平分辨率运行，大致相当于2.8纬度*2.8经度，垂直坐标使用混合sigma;压力坐标系，在从地表延伸到10hPa，共有19层。Tiedtke（1989）的质量通量方案用于表示深对流，浅对流和中等程度的对流。原有的水汽辐合闭合关系用基于对流有效位能（CAPE）的闭合方案代替（Nordeng 1994）。以前的评估表明，ECHAM4是亚洲—澳大利亚季风模拟中最好的大气环流模式之一（Zhou等2009a），因此已被用于许多季风变化的模式研究中（Fu等2008; Li等2008; Zhou等2009b）。

为大气模式比较项目第二阶段（AMIP II）构建的海温数据被用作模型下边界条件和观测诊断（Hurrell等人，2008年）。该数据集是基于哈德莱中心海冰和海温数据集第一版（Rayner等2003）和美国国家海洋和大气管理局（NOAA）海温最佳插值分析第二版的合并所得的产品（Reynolds和Smith 1994）。

研究中使用的其他观测数据集包括：1）从气候预测中心（CPC）的降水综合分析（CMAP）中得出的1979 - 2007年间的观测降水场（Xie和Arkin 1997）；2）1979 - 2007年期间美国国家环境预测中心（NCEP）和美国能源部（DOE）的AMIP II再分析资料（Kanamitsu等2002年）；3）客观分析的全球海洋的海—气界面通量（Yu等2008），其潜热通量从1982年到2004年，短波辐射通量从1984年到2004年。为了重点关注年际时间尺度，用Lanczos滤波器滤除了原始数据集中8年以上的波动（Duchon 1979）。

在本文中，所有的观测分析和数值试验都是基于从1979 - 2008年期间选出的五个强厄尔尼诺事件（即1982年，1991年，1994年，1997年和2004年的厄尔尼诺事件）。在此时间段里，由于以下原因，排除了其余的两个强厄尔尼诺事件，即1986年和2002年的。1986年的事件持续了2年，这比常规的厄尔尼诺事件的生命周期长得多，在其衰减年的夏季，是海温冷异常覆盖了热带印度洋的大部分区域，而不是暖异常，从而抑制了该处的降水，而不是像常规厄尔尼诺事件那样增强（图未给出）。对于2002年的事件，在其衰减年的夏天，热带印度洋区域表现出明显的印度洋偶极子形势，而不是IOBM（图未给出）。为了增强热带印度洋和局地SSTA强迫信号，我们排除了这两个“非常规”的厄尔尼诺事件。

图1，观测月平均SST异常（8C）从6月至8月的厄尔尼诺合成。 实线代表5％的显着水平。

3.观测分析

厄尔尼诺衰减年夏季合成的SSTA变化形势如图1所示。整个夏季热带印度洋都被IOBM控制，最大的暖SSTA出现在东南印度洋和热带西印度洋。从6月至8月，热带印度洋的暖SSTA略有减弱。在西北太平洋上，一个显著的冷SSTA出现在6月，它从西向东逐渐衰退，并且随时间减弱（图1）。

与厄尔尼诺衰减年夏季的IOBM相对应，热带印度洋上的对流增强（图2a-c），最大降水异常位于印度洋北部和东南部。相反，整个夏季西北太平洋都被持续的负降水异常控制，从6月到7月负降水中心缓慢向东移动。作为负加热负异常的Rossby波响应，整个夏季西北太平洋上维持着从110°延伸到170°E的大尺度异常反气旋（WNPAC）（图2d-f）。虽然WNPAC在整个夏季都存在，但其对东亚夏季风的影响在6月最为显著，一个正异常雨带从华中延伸到日本南部（图2a），表明梅雨雨带明显增强。WNPAC影响的时间依赖性与东亚气候平均雨带的北向运动有关（Tao和Chen 1987）。

WNPAC和与其相关的负降水异常对下方的SST有很强的反馈作用（Chou等2009; Wu等2009a）。图3显示了厄尔尼诺年合成的6 - 8月平均向下短波辐射和向下潜热通量异常，它们表明西北太平洋负SSTA的衰减是由向下短波辐射增加和向下潜热通量异常的综合影响引起的。整个夏季，增加的短波辐射都与该处的负降水异常有密切的关系，因为它们有相似的空间分布型（图3a，b）。向下潜热通量的增加是由WNPAC南侧的东风异常引起的，这降低了西北太平洋季风的西南风风速。由于西南季风气流是自西向东建立的，菲律宾海的正向下潜热通量异常逐渐加强并向东扩展（图3d-f）。值得注意的是，即使在存在海—气热力学负反馈的情况下，西北太平洋负SSTA的振幅在初夏仍然相当大。预计这种强大的SSTA可能对该地的环流产生显著影响。

图2，观测到的厄尔尼诺衰减年夏季合成（左）月平均降水异常（mm/day）和（右）850 hPa风异常（m/s）。 等值线表示的降水异常值为61,62.5和64。阴影表示（左）降水和（右）纬向风的5％显着性水平。

4.数值试验

a.实验设计

为了揭示热带印度洋和西北太平洋 SSTA强迫的相对贡献，我们设计理想化的数值实验，将热带印度洋和西北太平洋的异常SST强迫分离。图4标示出了模式中热带印度洋（TIO）和WNP区域的地理位置。表1列出了四组数值实验设置。第一个是控制实验，其中ECAHM4运行20年，由每月气候态SST强迫，气候态SST是基于1979-2004年这段时间的，这个实验称作CTRL实验。为了研究厄尔尼诺衰减年夏季TIO远程强迫和WNP本地强迫对WNPAC的相对贡献，设计了三组敏感性实验，其中如图1所示的合成SSTA被加入到全球海洋的气候态SST中（下文称为GB实验）、仅加入到热带印度洋（下文称为TIO实验）或仅加入到西北太平洋（下文称为WNP实验）。注意，在TIO（WNP）实验中，TIO（WNP）以外的区域的SST设定为气候态SST。每个实验从4月运行到8月，有20个成员，分析了6月至8月的总体平均结果。

GB和CTRL实验之间的差异可用于评估模式再现WNPAC的能力。TIO和CTRL实验之间的差异用于考察单独的IOBM远程强迫对WNPAC贡献，WNP和CTRL实验之间的差异用于考察单独的WNP负 SSTA强迫的贡献。Student t检验被用于检验模式响应的统计显著性。

图3，观测到的厄尔尼诺衰减年夏季合成（左）月平均向下短波辐射通量异常（）和（右）向下潜热通量异常（）。 由于数据长度的限制，仅使用（左）1991年，1994年和1997年事件和（右）1982年，1991年，1994年和1997年事件。

b.模式气候

由于WNP环流异常与气候态环流有密切的关系（Chou等2009; Wu等2009b），有必要在气候模拟中评估模型的性能。来自控制实验的6 - 8月降水和850 hPa风场的模拟结果，以及对应的观测结果如图5所示。在北半球夏季，平均降水中心分别位于印度洋东南部，阿拉伯海，孟加拉湾，南海和西北太平洋。相应地，强烈的低层风从南半球吹向北半球，从阿拉伯海吹向菲律宾海。6月，西风局限于南海西部，随着夏季的到来，西风逐渐向东延伸，夏季西风的快速向东扩张伴随着与WNP季风的建立相关的增强的对流。在东亚，最显着的特点是6月从华中延伸到日本南部的梅雨雨带。

我们计算了20°S —40°N，40°—180°E区域内模

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