东亚冬季风的年际变率及其与夏季风的关系外文翻译资料

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东亚冬季风的年际变率及其与夏季风的关系

Chen Wen（陈 文）,

中国科学院大气物理研究所，中国科学院，科学院，100080

汉斯-F。 格拉夫

Max-Planck-Institute of Meteorology，德国汉堡

Huang Ronghui（黄荣辉）

中国科学院大气物理研究所，100080

（1998年12月17日收稿，1999年6月28日修订）

摘要

基于NCEP / NCAR再分析资料，我们用新定义的EAWM强度指数研究了东亚冬季风（EAWM）的年际变率。 强（弱）冬季风的显著特征包括东亚沿海强（弱）偏北风，东亚冷（暖）东亚大陆和周围海水以及从亚热带中太平洋到热带西太平洋的暖（冷）海，东亚大陆的高（低）压和邻近海洋的低（高）压以及500hPa的深（弱）东亚槽。 这些年际变化显示与西太平洋和东太平洋热带太平洋海温异常密切相关。 研究结果表明，东西气流的强度主要受热带太平洋海温异常过程的影响。 当热带东太平洋（El Nino）存在正海温异常时，EAWM一般变弱，而当SST异常为负时（La Nina），EAWM变强。 此外，南海的海温异常与EAWM密切相关，可能会持续到下一个夏季。 850hPa的环流和中国的降水都证实了EAWM与接下来的东亚夏季风之间的联系。 1998年夏季最近一次洪水的可能原因也会在文中简要的讨论到。

关键词：东亚冬季风，年际变率，海温，夏季风

介绍

在东亚地区，冬季季风最突出的地表特征是沿西伯利亚高地东侧和东亚海岸的强烈东北风。 在500 hPa，日本的经度有一个宽阔的波谷。200 hPa的主要特点是东亚急流，其最大位置位于日本东南部。 这个急流伴随着强烈的斜压性，大的垂直风切变和强冷空气平流（中央研究院工作人员，1957年; Lau和Chang，1987年; Boyle和Chen，1987; Chen等1991; Ding，1994）。 在热带地区，婆罗洲和印度尼西亚的海洋大陆在冬季存在主要对流（Ramage，1975）。 广泛的积云对流为大气提供大量的潜热。 它被认为是大气中最有活力的热源之一，在北方冬季的大气环流中起着重要作用。 从观察Chang等人。 （1979）和Lau和Chang（1987）的研究发现，海洋大陆上的热带对流由于强冷空气而加剧，这种强冷空气的特征是强烈的东北风侵入赤道纬度。 寒潮被认为是中纬度热带相互作用的重要环节。 通过中纬度热带相互作用，冬季季风将其影响扩展到行星和全球尺度。 一般来说，东亚冬季风（EAWM）是与全球尺度环流有关的现象。

近几十年来，夏季风研究取得了实质性进展。 例如，Yasunari和Seki（1992）表明，印度夏季风在全球气候系统年际变率中起着重要作用，尤其与厄尔尼诺 - 南方涛动（ENSO）时间尺度有关。 Huang和Wu（1987）也论述了东亚夏季风与ENSO的关系。 然而，冬季季风的年际变化并未引起足够的重视。 事实上，Li（1988）发现，在厄尔尼诺发生之前，东亚地区有强烈而频繁的寒潮活动。 Tomita和Yasunari（1996）也提出，东北季风季风可能在ENSO /季风系统每两年的振荡中起关键作用。 Ji等人最近的工作（1997）提出了亚洲冬季风年际变率的模式研究。 孙和孙（1994）分析了长江流域和淮河流域夏季干旱和洪涝的前期冬季大气环流特征，并发现了明显的差异。 因此，基于观测资料研究东亚冬季风的年际变率（EAWM）是合理的，并且进一步说明EAWM对夏季风的可能反应。

1. 数据

NCEP / NCAR再分析月平均地面和高度场数据用于研究期间1968-1997年。 这些数据由NOAA气候诊断中心提供。地表的数量包括风速（10米），气温（2米）和海平面气压（SLP）。 高度场数据有风速和位势高度。海面温度（SST）数据是通过NCAR的数据支持部门获得的。 从1981年11月到1997年5月，数据为雷诺SST。从1967年6月到1981年10月，数据为重建的雷诺SST。所使用的数据还包括1951-1990年中国每月160个陆地站报告的降水量。

1. 东亚冬季风的年际变率

在许多情况下，冬季温度被用来描述EAWM的强度（例如Chen等，1991）。 然而，近百年来对东亚气候变化的调查（王和叶，1993）显示，华北地区气候变暖趋势明显，中国中部地区呈现降温趋势。 利用1951 - 1989年中国160个台站月平均气温资料，Chen等（1991）也指出，在冬季，中国大陆地区在35°N以南和20世纪80年代东经102°E以东存在负距平，而在中国大陆上述地区之外则出现了升温。

实际上，通过分析东亚冬季气温的年际变化，我们发现由于这些长期趋势，不同地区的温度变化存在显著差异。 此外，造成季风现象的主要因素一般被认为是大陆与海洋之间的热量对比。 代表季风强度的任何指标都应该具有很好的反映这一特征的能力。 因此，在可用于表示EAWM活动的参数中，我们认为大陆和海洋之间的压力差、温差和东亚沿海的风力可能更适合于确定其年际变化的强度。 对于地面气温和气压，我们发现，如上所述，东亚不同地区有不同的趋势。 这使得定义描述EAWM强度变得很复杂。虽然用东亚沿海地区的风来描述很简单，但由于风速的年际变化在不同地区基本一致。 事实上，在选择东海（25-40°N，120-140°E），南中国海（10-25°N，110-130°E），东海至南中国海和地区（10-30°N，升15-130°E）ji等人。 （1997年第1季度）我们得到了北风强度年际变化的非常相似的结果。 因此，在本文中，我们只选择风来定义EAWM强度指数，这是从东海到南海（SCS）的平均r分量，如图1所示。我们选择这个区域是我们可以得到与东亚500 hPa位势高度的最高相关性。 图1还显示了1968/1969 - 1996/1997年11月至3月平均值（NDJFM）的东亚地区平均地表风。 东亚沿海地区出现强烈的东北风。 东北风在日本南部分裂成两个分支, 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海岸线流向南中国海。 这个冬季季风环流已经被许多作者记录（Krishnamurti等，1973; Lau和Chang，1987; Chen等，1991; Ji等，1997）。

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图1 11月至3月平均东亚地面风速（10 m）I 968·l 969 - I 996·I 997单位：m / s。 用虚线包围的区域表示EAWM强度的位置。

E

E

年

图2.EEM WM强度mdex的归一化年平均NDJFM从1968年1月1969 - 1996年·1997年E表示厄尔尼诺年。

图2显示了1968 / 1969-1996 / 1997年NDJFM的EAWM强度指数的归一化年际变化。显然，冬季风具有明显的年际变化。 在20世纪80年代末期，似乎年际变化幅度变小，冬季季风变弱。 为了便于进一步研究，弱和强EAWM的判定标准是该指数超过平均值的plusmn;0.5标准偏差。 值得注意的是，北方地区为负值，即强EAWM表现为图2中强负异常。因此，选定的强EAWM个例分别为1971年，1972年，1974年，1976年，1977年，1982年，1984年，1986年，1989年，1996年; 而弱案则是1969年，1973年，1979年，1983年，1987年，1992年。在这里，1969年指1968/1969年的冬季等。通过制作这两组的复合材料，我们得到了由强减弱情况下的平均差分地表风场，如图3所示。显然，在强EAWM期间，东北太平洋沿东亚海岸延伸并延伸至赤道纬度。

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图3强，弱季风雨（NDJFM）表面（10 m）风的综合差异。 单位：米/秒。 重阴影区表示差异显著高于99％的水平，而浅阴影区表

图4.除了表面（2m）空气温度外，与图3相同。 单位：0C.

强EAWM期间异常旋风出现在菲律宾周围。明显的差异还表明了在海洋大陆上存在更强的合流，强东西太平洋上的偏差稍强于弱海域。 还计算了EAWM强度指数与全球表面v分量之间的相关系数29年。 最小相关系数为0.37，在alpha;=0.05时显著，在alpha;=0.01时为0.47。 图3中的阴影区域表示至少在alpha;IX = 0.05水平时有显著的相关性。 我们上面提到的主要差异都超过了95％的统计水平。

为了比较表面环流的变化与其他可能用来表示EAWM活动的参数。 图4，图5a,5b给出了强，弱EAWM情况下500 hPa 高度场中SLP和位势高度分别的变化。 还给出了EAWM强度指数与这些参数之间的相关系数。 图4和图5中的阴影区域再次表示相关性在95％的水平上具有统计显著性。 从图4可以看出，在东亚大陆沿岸和从东海到南海的海洋周围，地表气温较低。 这可能是由于冬季季风强烈偏北。 另一个显著的差异出现在赤道带上，特别是在热带东太平洋地区。 结果表明，如果将强冬季风与冬季季风较弱的情况进行比较，则热带中东太平洋地区的表面气温要低得多。 在强的EAWM例子中，印度洋的温度也降低了，除了从亚热带中部地区到热带西太平洋有一个温暖的地区。 这也超过了95％的信度检验。 而SLP的复合差异（图5a）显示了东亚大陆和邻近海洋之间的明显对比。 在东亚大陆，两个关键地区是西伯利亚和中国北方，EAWM强烈的情况下气压比EAWM弱的情况下更高。 热带太平洋上出现最显著的差异，西太平洋为负值异常，东太平洋为正异常。 这些与海洋大陆强烈汇合和东太平洋弱分歧的地面环流差异相当吻合。 在图5b中，可以看出，在强EAWM情况下，500 hPa东亚的高度场要更低。

图5除了（a）海平面气压（Uni：hPa）和（b）500 hPa位势高度（单位：m）外，与图3相同。

最显著的特征是整个热带地区的位势高度出现负值异常。 这些数值表明，中东太平洋有明显的差异。 在PNA模式的负相位中也有显著的遥相关（在热带东太平洋和北美有负高度异常，北太平洋为正异常）。因此，我们定义的EAWM强度指数表明，强EAWM与亚热带中太平洋和热带西太平洋沿岸东亚，东亚冷大陆和周围海洋以及暖洋的强北风相对应。 强EAWM的特征包括东亚大陆的高压，邻近海域的低压和东亚深槽。 而弱EAWM对应于相反的情况。 结果还表明，全球尺度上存在显著差异，这与EAWM的年际变率密切相关，但不一定都是由于这种变化。

EAWM和SST之间的关系

如图6所示，强季风和弱季风冬季（DJF）的海表温度复合变化差异较大。在热带太平洋，它与拉尼娜阶段的海温异常模式非常相似。 从中央到东太平洋，出现了最大超过-2.5°C的大的负海温异常区。 从菲律宾附近的热带到亚热带太平洋，西太平洋出现正海温距平异常。另外还发现，亚洲大陆东海岸的负海温异常延伸到澳大利亚北部，这些异常可能是由于高纬度东北部地区的爆发。 在印度洋，发现更弱的负海温异常。 所有这些主要差异都在95％以上的显著水平。 事实上，热带中东太平洋海温异常的显著特征开始出现在冬季季节前的夏季，并可能持续到次年春季（图中未显示）。 为了清楚地看到这一特征，图7给出了EAWM强度指数与热带东部和西太平洋SST异常之间的滞后相关性。通过三个月的运行方式对SST异常进行平滑，以便推断季节性的关系。 东部海温的SST异常与EAWM强度指数在95％以上的显著水平显著正相关，出现在前一个夏季，并逐渐增加到冬季达到最大值。 这种显著的相关性持续到下一个春天。 热带西太平洋SST异常与EAWM强度指数之间的相关性与热带东太平洋呈负相关。 由于SST异常是众所周知的，表现出季节到季节的高度依赖性，因此需要仔细检查EAWM强度指数与SST异常之间这些相关性的重要性。 正如Davis（1976）和Chen（1982）所指出的那样，自由度的有效数量（EDOF）可能与进入计算图7结果的数据的数量不同。 Davis（1976）详细讨论了自回归性质和EDOF。 应用戴维斯的方法，评估不同季节的EDOFs，结果表明，一般EDOF在冬季比其他季节小。 因此，我们选择冬季作为关键性的例子。 对于热带东太平洋SST异常（DJF）和EAWM强度指数，EDOF为22，交叉相关值为0.40，显著水平为95％，显著性水平为99％时为0.52。 对于热带西太平洋SST异常（DJF）和EAWM强度指数，EDOF为21.互相关值在95％显著水平为0.41，在显著性水平为99％时为0.53。 将这些值作为重要的新标准，从图7我们仍然可以得出与上面相同的结论。 所以EAWM主要受热带太平洋SST异常的影响。 EAWM和厄尔尼诺之间的关系表明，当热带东太平洋（厄尔尼诺）出现正海温异常时，EAWM一般变弱，而当海温异常负值（拉尼娜）时，EA WM变强。 实际上，除了1978/1979年冬季以外，所有其他弱的EAWM年份都与厄尔尼诺年相对应（见图2）。

图6.除冬季高峰期的海温（DJF）外，与图4相同。 单位：0C.

图7 EA东西强度指数与东部（5°S-5°N，170-150°W）和西部（5-10°N）海温距平异常之间的Lag关系。 130-150°E）太平洋。 参考季风显示浓厚的黑色条。

图8.与图7相同，但SCS异常（0-20°N，110-120°）除外。

然而，EAWM并不完全被动的受热带太平洋SST影响。 东亚东海岸至北澳大利亚地区，特别是南海地区，前一季的海温异常并未出现。该地区的海温异常可能主要受EAWM影响。 图8显示了EAWM强度指数与南海SST异常之间的滞后相关性。 如上所述，通过三个月平滑海温异常，以推断季节性方法的关系。 显然，在冬季突然出现显著的正相关系数，并持续到下一个夏季，高于95％的显著水平。

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