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ENSO和PDO在东亚冬季风及紧接着的夏季风与环流关系中的作用

WEN CHEN和JUAN FENG

中国科学院大气物理研究所季风系统研究中心，中国北京

RENGUANG WU

香港中文大学空间与地球信息科学研究所，香港沙田

（手稿于2012年1月3日收到，最终形式为2012年7月13日）

摘要

本研究调查了厄尔尼诺-南方涛动（ENSO）和太平洋年代际振荡（PDO）在东亚冬季季风（EAWM）和接下来的东亚夏季季风（EASM）之间的关系。 EAWM的可变性分为与ENSO有关的部分EAWM EN和与ENSO无关的部分EAWM res。与弱EAWM EN相对应，在西北太平洋（WNP）形成一个异常低空反气旋，从冬季持续到接下来的夏季。这种反气旋在夏季增强了东亚海岸的南风。因此，弱EAWM EN趋向于紧接着是强EASM，反之亦然。因此，EAWM EN和EASM之间建立了一个联系。这个WNP反气旋的持续时间可能主要归因于热带印度洋和温带北太平洋与ENSO相关的EAWM部分相关的海表温度异常。相反，对应于弱EAWM res，异常WNP反气旋仅在冬季出现，EAWM res与紧随着的EASM之间没有明显关系。因此，观测到的EAWM-EASM关系主要受到与ENSO相关的冬季季风变率的影响。发现EAWM EN -EASM关系由PDO调制。在正PDO阶段期间，在紧随着的弱EAWM EN后的EASM往往比负PDO阶段更强。

1.引言

位于季风区的东亚地区不仅经历了夏季和冬季之间主导风的季节性逆转，而且在夏季和冬季之间的季节降雨量也有很大差异（如Huang等。2003）。东亚季风夏季南风强劲，降水充沛；冬季北风强劲，降雨少。夏季强烈的南风气流将热带西太平洋和印度洋的大量水汽带到中国东部，日本和朝鲜半岛，造成这些地区连续和大量降雨（Tao and Chen 1987; Ding 1994; Chang等.2000a; Chen 等.2009）相反，在冬季，寒潮沿着东亚海岸向南移动到南中国海和印度支那半岛，在东亚引发严重的寒潮/暴风雪（例如Lau和Li 1984; Ding 1994; Chen等。 2000,2005; Chang等，2006）。因此，东亚气候以东亚夏季和冬季季风为主。

由于东亚夏季风异常（EASM）引起的洪涝和干旱是最具破坏性的自然灾害之一，因此有许多工作需要了解EASM的变率和预测夏季季风环流的变化（Lau et al。1988; Ding 1992 ; Trenberth等人2006; Zhou等人2005; Huang等人2007）。 夏季降水的逐年变化受许多因素影响，如海表温度（SST），积雪和土壤湿度（如Charney和Shukla 1981; Lau 1992; Huang等。2003）。在这些因素中，厄尔尼诺南方涛动（ENSO）被认为是最重要的（Chen等.1992; Shen and Lau 1995; Zhang等人1999; Chang等人2000A; Wang等人2000; Lau和Weng 2001; Huang等人2004; Yim等人2006; Zhou和Chan 2007;feng等人。2011; ENSO对EASM的影响是复杂的，可能取决于ENSO的相位。正如黄和吴（1989）所证明的，中国的夏季降水异常在ENSO的发展和衰减阶段是不同的。在厄尔尼诺发展阶段，华南和华北地区都处于干燥状态，而中国中部地区则处于潮湿状态。在El Nino高峰之后的夏天，观察到大致相反的降水异常。Lau和Weng（2001）指出，中国北方和长江地区耦合的中国降水 - 全球SST模式解释的变率百分比在1997年和1998年的夏季差别很大，这与发展中和衰减阶段El Nino相对应。ENSO的不同影响与ENSO发展阶段和衰减阶段SST异常的大气响应不同有关（Wang等。2000; Wu等。2003）

虽然有很多关于EASM的综合文献，但是东亚冬季风（EAWM）变率还没有得到很好的研究。也许冬季季风对粮食生产并不那么重要。然而，EAWM是气候系统的一个重要组成部分，可能会对许多东亚国家（例如Ding，1994; Wang and Chen 2010; Wei等。2011）产生巨大的社会和经济影响。此外，EAWM可以通过侵入热带地区的寒潮激发对海洋大陆进行深度勘探，这是热带大气环流的主要热源（Chang等.2006; Wang等。2012）。这种热源赋予了强中纬度热带交互作用，并影响了中纬度东亚喷射（Lau和Chang，1987），而这又可能影响北美等偏远地区的气候（Yang等。2002）。

到目前为止，大部分以前关于季风的研究都集中在EASM或EAWM变异性上。 然而，一些研究发现，EASM与EAWM在年际时间尺度上存在联系。 Sun和Sun（1994）认为，江淮流域夏季干旱/洪涝与东亚冬季大气环流异常有关。chen等人。 （2000）研究了EAWM对随后的EASM的可能影响。他们的研究结果表明，在西太平洋副热带高压偏弱（强）EAWM后，夏季西太平洋副热带高压倾向于向北（向南）移动，这有利于长江流域的洪水（干旱）和中国北方的干旱（洪水）。此外，一些先前的研究记录了EAWM和ENSO之间的交互作用。一方面，强EAWM被认为是发生ENSO事件的一个必要条件（Li 1989; Chen and Wu 2000; Xu and Chan 2001）。另一方面，ENSO事件通过远程联系和远程响应可能会减弱（增强） EAWM（Chen等.2000; Wang等.2000）。Chen（2002）比较了ENSO和非ENSO年的EAWM和EASM之间的联系，发现EAWM和EASM仅在ENSO年密切相关。但是，这一环节背后的物理机制尚不明确。

另一方面，EAWM与EASM关系的行为类似于同相对流层两年振荡（TBO）过程（Ropelewski等1992; Meehl 1997; Meehl和Arblaster 2002）。同期的TBO显示，强烈的印度夏季季风常会伴随着强烈的澳大利亚夏季风，反之，在季风较弱的年度周期中也一样（Meehl和Arblaster 2002）。此外，TBO通常也包含大多数ENSO年，并且具有双年周期趋势。因此，TBO是整个太平洋海洋区域海气耦合模式的基本特征（Loschniggetal.2003）。ENSO事件在这一过程中起着重要作用，并且是导致同相TBO通过大规模的东西向环流穿越赤道印度洋太平洋的转变的主要因素（Yu等。2003; Li等。2006）。关于ENSO在EAWM-EASM环节中的作用是否与TBO现象的作用相似，以及EAWM-EASM持续性如何适应亚洲季风区广泛的类似TBO的行为，这是一个有趣的问题。

近几十年来，越来越多的证据表明东亚季风具有年代际变化特征，大多数研究将年代际变化归因于海温异常（Chang等.2000a，b; Wu and Wang 2002; Zhou等。2006）。特别是，ENSO与EAWM和EASM的关系表现为受太平洋台风振荡的影响（PDO; Chan and Zhou 2005; Wang等.2008）.EAWM和EASM之间的联系是否受到PDO影响尚未研究。此外，EAWM在ENSO事件发展中的主动作用是否可以扩展到EASM-ENSO关系尚不清楚。鉴于东亚季风的重要性，因此有必要研究ENSO和PDO在EAWM与EASM及相关的大气过程之间的联系。

本文的组织结构如下：本研究中使用的数据集和分析方法在第2节中描述。在第3节中，我们调查EAWM与紧随着的EASM之间的一般关系以及ENSO的作用，将EAWM指数 纳入ENSO相关部分和ENSO无关部分。第4部分介绍了EAWM与紧随着的EASM之间关系的PDO调制。 最后，结论和讨论在第5节中给出。

2.资料和方法

本研究中使用的月平均大气数据来源于40年的欧洲中期天气预报中心（ECMWF）再分析资料（ERA40）（Uppala等，2005），该中心的跨度从1957年9月至2002年8月。该数据集的水平分辨率为2.5°*2.5°，从1000到1 hPa，有17个垂直气压层。本研究中使用的SST是月平均Hadley中心海冰和海表温度数据集（HadISST）。它是SST和海冰浓度月平均场的独特组合，从1870年到现在（Rayner等。2003），全球覆盖1°经纬度分辨率网格。此外，我们还利用从中国气象数据中心获得的中国160个台站的累计月降水量数据。台站降雨数据从1951年1月开始提供。为避免全球变暖可能带来的影响，所有数据在分析前都采用线性回归方法进行趋势分析。

EAWM的强度用EAWM指数（EAWMI）估算，该指数由20°-40°N，100°-140°E（Yang等。2002）的平均850 hPa风场定义。图1a描述了EAWM的12 - 2月平均值（DJF）的标准化EAWMI时间序列。在这里，1957年的冬天是指北半球1957/58年的冬季。正指数表示弱EAWM事件，反之亦然。ENSO事件由归一化的Nino-3指数来确定，该指数由该地区平均的海温异常（5°S-5°N，150°-90°W）确定。我们将EAWMI分为两部分：ENSO相关和ENSO无关，分别如图1b，c所示。ENSO相关部分通过EAWMI相对于冬季Nino-3指数的线性回归来计算，该指数称为EAWMI EN。然后，将ENSO无关部分计算为总指数和ENSO相关部分之间的差异，称为EAWMI res

EAWMI EN和EAWMI分别占总EAWMI方差的35％和65％。请注意，ENSO解释的EAWM方差由于PDO对ENSO和EAWM之间关系的调制而发生年代际变化。图2显示了EAWMI和Nino-3指数之间11年的窗口的运行相关性。1962-78年期间观测到很强的正相关系数，这与负PDO阶段相对应。然而，这些正相关在1979 - 93年间变得微弱而微不足道，当时PDO大致处于正向阶段。这个结果与Wang等人一致（2008）。实际上，EAWMI EN在负PDO阶段占总体EAWMI方差达到48％，而在PDO正阶段达到27％。此外，还计算了EAWMI res与Nino-3指数之间的运行关系。这些相关性的年代际变化与EAWMI和Nino-3指数的年代际变化具有同相关系。这种相似性表明，PDO也可以调节EAWMI res的时间行为。换句话说，EAWMI的剩余部分主要与北太平洋SST变率有关，这将在下一节进一步讨论。

图 1（a）从1957/58到2001/02的DJF的归一化EAWMI平均时间序列。（b）与ENSO有关的部分和（c）与EAWMI无关的ENSO部分。

图 2.冬季平均（DJF）PDO指数（实线）的时间序列11年的窗口和冬季平均Nino -3指数与EAWMI（红色虚线）和EAWMI res（紫色虚线）之间的运行相关系数。 系数0.6或-0.6表示95％的置信水平。 在这里，1957年代表1957/58年的冬天。

本文采用线性回归方法。值得注意的是，Davis（1976）在考察线性回归的统计显著性时考虑了自由度的有效数量。

3. EAWM与接下来EASM的联系

a. EAWM和EASM之间的一般关系

为了阐明EAWM与紧随着的EASM的一般关系，图3展示了从同时冬季到接下来的夏季，通过EAWMI回归获得的850 hPa风场异常的演变。从气候的角度看，冬季东亚地区的低空风在西伯利亚高压的东侧有强西北风。这些风在日本南部分成两个分支，一个分支向东向亚热带西部和中部太平洋转移，另一个分支沿着东亚沿海向南流入南中国海（参见Chen等。2000的图1）。如图3a所示，在EAWM较弱的情况下，这两个风向分支往往会减少。这导致西北太平洋（WNP）反气旋异常在热带地区和北太平洋上阿留申低压弱。一个有趣的特征是这种异常的WNP反气旋在夏季持续到下一个春季（图3b，c）。此外，北太平洋的反气旋似乎随着季节的推进向南转移。因此，建立了EAWM和以下EASM之间的联系。一般来说，在弱EAWM后，夏季亚热带东亚地区出现异常强烈的西南风，这与强EASM相对应。这个环节的关键系统是异常的WNP反气旋。另外，中国北方有一个异常的气旋。这些反气旋和气旋异常（Huang等。2003，及其参考文献）在东亚夏季的一个明显的遥相关模式有许多相应的研究。

图 3.（a）DJF，（b） MAM和（c） JJA相对于EAWMI的季节平均850 hPa风的回归模式。 代表冬季之后的季节。阴影表示根据双尾Stu-t检验的90％置信水平。

图 4。 如图3所示，但对应夏季降水异常。等值线间隔为5毫米/月。根据双尾学生t检验，明暗阴影分别表示90％和95％的置信水平。

EAWM与随后的EASM之间的关系不仅体现在异常的大气环流中，也体现在降水异常中。 图4显示了通过对EAWMI进行回归得到的中国夏季降水异常值模式。 降水异常在中国东部显示出替代正相关和负相关的分布。经过弱EAWM后，长江中游（约30°N）和中国北方地区出现了显著的正降水异常，这与图3c所示的异常大气环流一致。在西南侧异常西太平洋副热带气旋中，西南太平洋带来更多来自南海的水汽，并且在中国中部30°N附近存在汇合。异常的气旋位于华北和东北地区。那里的多于正常的降雨量对应于南风。

b. ENSO在EAWM和紧随着的EASM之间的关系中的作用

为了说明EAWMI的两个分解部分对随后的EASM的各自影响，图5显示了季节平均850 hPa风对EAWMI EN和EAWMI res的回归模式。很显然，从冬季到下一个夏季，与EAWMI EN相关的异常WNP反克隆依然存在。这种反气旋的强度比图3强，特别是在接下来的春季和夏季。相反，与EAWMI res有关的异常WNP反气旋仅在冬季出现并消失在接下来的季节。这个结果意味着ENSO或其他因素可能会迫使冬季西太平洋副热带高压的异常反气旋。如果发生ENSO事件，那么在下一个夏季，WN

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