北大西洋涛动对东亚夏季风与ENSO关系增强的可能影响外文翻译资料

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北大西洋涛动对东亚夏季风与ENSO关系增强的可能影响

吴志伟^a,b，李建平^a，江志红^c，何金海^c，朱小颖^d

^a大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室

中国科学院大气物理研究所北京，100029

^b加拿大环境气象研究部，加拿大魁北克多瓦尔

^c大气科学系，南京信息工程大学，江苏南京210044

^d江苏镇江市气象局，212003

摘要：与印度夏季风和厄尔尼诺-南方涛动（El Nintilde;ominus;Southern Oscillation，ENSO）自20世纪70年代以来减弱的关系相比，东亚夏季风（East Asian summer monsoon，EASM）与ENSO的关系却有所增强。通过观测资料和数值资料，本研究表明，春季北大西洋涛动（North Atlantic Oscillation，NAO）可能对EASM-ENSO关系的增强产生显著影响。北大西洋春季NAO异常诱发了一个三极型海表温度异常（sea surface temperature anomaly，SSTA）模式，这个模态持续到次年夏季。这种三极SSTA激发了欧亚大陆北部的罗斯贝波遥相关，以及西太平洋上的简单Gill-Matsuno四极型响应。前者调节乌拉尔山和鄂霍次克海上的阻塞高压，后者加强了西太平洋副热带高压与ENSO的联系。两种遥相关型的协同作用有助于加强（或削弱）东亚副热带高压主雨带梅雨锋。因此，春季NAO与ENSO和EASM之间联系的加强有关。

关键词：北大西洋涛动；东亚夏季风；厄尔尼诺-南方涛动

1. 引言

大量的研究已经注意到，印度夏季风（Indian summer monsoon，ISM）和厄尔尼诺-南方涛动（El Nintilde;ominus;Southern Oscillation，ENSO）之间的反相关关系自20世纪70年代后期以来迅速减弱（如Webster和Palmer，1997；Kumar等，1999；Chang等，2001）。对这种现象的解释可以分为三类:Webster和Palmer（1997）将其归因于ISM的混沌性质；Kumar等（1999）认为与ENSO事件有关的Walker环流异常东南偏移可能导致印度地区的下沉减弱，从而有利于正常的季风条件。除此之外，他们还认为冬季欧亚大陆地表温度上升，可能在春季有利于陆地与海洋之间温度梯度的增强，有利于季风增强。Chang等（2001）认为ISM与ENSO之间的关系减弱很可能是由于北大西洋上空的急流加强并且向极地移动的结果，这导致了最近冬季西欧地面气温与随后的ISM降水之间关系的显著加强。这个西欧冬季信号在欧亚大陆北部大部分地区向东扩展，增强了经向温度对比，扰乱了ENSO对ISM的影响。其他研究进一步证实了这一点（Yang等，2004；Goswami等，2006）。

作为亚洲季风系统的另一个主要组成部分，由于独特的地形强迫，东亚夏季风（East Asian summer monsoon，EASM）具有许多独特的特征：世界最大的大陆-欧亚大陆和最大的海洋盆地-太平洋之间巨大的热力差异，并且受到世界上最高的陆地特征-青藏高原的强烈影响（Ding，1992；Lau 和Yang，1997；Wang等，2008；Wu等，2009）。与ISM-ENSO关系的减弱形成对比的是，EASM与ENSO之间的关系增强（Wang等，2009；Li等，2010；Ding等，2010）。Wang等（2008b）将EASM-ENSO关系的这种年代际变化归因于ENSO的振幅和循环的增加以及低纬度局地季风-海洋相互作用的加强。由于EASM有同时包含热带、亚热带和中纬度的复杂空间和时间结构，其变率不仅受热带系统的影响（Wu等，2006；Li等，2010），而且受到中高纬度地区北大西洋涛动(North Atlantic Oscillation，NAO）影响（如Ding和Wang，2007；Wu等，2009，2010）。

长期以来，NAO一直被认为是影响北美东部至欧洲的天气和气候的北半球中高纬度的主要环流模态（Hurrell，1995）。最近，NAO也被发现能够通过改变北大西洋的低层强迫和相关的副极地遥相关来影响EASM的年际变化（Wu等，2009）。尽管如此，NAO-EASM关系在过去几十年中是否发生了年代际变化尚不清楚。如果发生了这种年代际变化，它是如何变化的，它在多大程度上促进了EASM和ENSO之间的关系？在本文中，我们试图回答这些问题。本研究中主要使用的数据包括：（1）欧洲中ERA-40(Uppala等，2005）和ERA-interim再分析资料；（2）由ERSSTV2计算得出的Nintilde;o3海表温度指数（Smith和Reynolds，2004）；（3）EASM指数（EASMI）由5°N-15°N，90°E-130°E区域的U850平均值减去22.5°N-32.5°N，110°E-140°E区域的U850平均值，其中U850代表850 hPa的纬向风（Wang等，2008a）；（4）本研究所使用的NAO指数（以下简称NAOI）定义为35°N-65°N之间北大西洋（80°W-30°E）纬向平均的月海平面气压（Li和Wang，2003）。

1. 结果

EASMI与上一年冬季（12月-2月，DJF）的Nintilde;o3 SST指数之间的21年滑动平均相关性自20世纪70年代以来变得显著，超过了95％的置信水平（图1）。这表明EASM和ENSO之间的关系明显加强。值得注意的是，EASM也与之前春季（3月 -5月，MAM）的NAO呈现增强的相关性，其相关系数自1985年以来已超过95％置信水平。如果将NAO信号从Nintilde;o3海温异常（SSTA）中移除，ENSO-EASM关系将会被减弱，相关系数变得不显著（图1）。这种减弱意味着春季NAO可能会影响EASM和ENSO之间的联系。

图1 EASM指数（EASMI）与前期冬季（12月-2月，DJF）Nintilde;o3海表温度的21年滑动相关（红色曲线），与春季（3月-5月，MAM）NAO指数（NAOI）的21年滑动相关（蓝色曲线），与去除NAO信号的Nintilde;o3海表温度的21年滑动相关（绿色曲线）。水平虚线表示t检验的95％置信水平。用线性回归从ENSO信号中移除NAO信号。该图可以在 wileyonlinelibrary.com/journal/joc 上在线获取。

1985-2008年EASMI与500 hPa流函数之间的相关性（图2）也显示了北大西洋上明显的偶极模式，体现了与NAO的显著联系。1958-1984年间，这种NAO模态还不清楚。在图2（b）中，另一个显著的特点是大西洋-欧亚波列控制着从北大西洋延伸到鄂霍次克海的40°N以北的中高纬度地区。伴随着这种波列模式分布，在北大西洋、乌拉尔山脉和鄂霍次克海有三个正的位势高度异常中心。这种高纬度的遥相关模式在1958-1984年并不明显（图2（a））。欧亚大陆北部环流的年代际变化表明NAO具有更强的下游影响。另外，西太平洋地区有大面积的正相关分布，并在1985-2008年期间延伸到华南、印支半岛和孟加拉湾（图2（b）），而在1958-1984年期间，西太平洋的正相关相对较小且较弱（图2（a））。 1958-2008年西太平洋正相关区域的扩大表明，西太平洋副热带高压（subtropical high over West Pacific，WPSH）正在加强，且其与类NAO环流异常的联系也在加强。

Wang等（2000，2008a）将这种WPSH变化归因于ENSO的“持续”影响或EASM对ENSO的“延迟”反应。他们指出了西太平洋暖池地区赤道外Rossby波与SSTA相互影响的关键作用。Rossby波与SST相互作用可以维持厄尔尼诺衰减期间位于西太平洋的菲律宾海反气旋（WPSH）异常和类偶极型SSTA。因此，即使厄尔尼诺强盛期之后的夏季SSTA消失，EASM仍然受到WPSH异常的显著影响。鉴于1958-2008年类NAO环流异常与WPSH的联系加强（图2（a）和（b）），有理由推测春季NAO也可能通过改变WPSH来影响EASM。

由于缺乏持续性，NAO只能通过涉及到SST等低边界强迫的耦合机制来延长其影响（Charney和Shukla，1981；Shukla，1998）。图2（c）和（d）分别显示了1958-1984和1985-2008年EASMI与SST的相关分布。在1985-2008年期间，一个明显的特征是EASM与北大西洋的三极SSTA模态相联系。先前的研究证明，三极SSTA与大气的类NAO异常耦合（如Wu等，2009）。为了定量描述在北半球夏季的三极模态，定义一个简单的三极SST指数（TSSTI）为两个正相关区域的平均SST之和与负相关区域的平均SST之间的差异（正相关区域减去负相关区域）。 TSSTI在1985-2008年间显示出与EASMI几乎一致的变异性（未显示），其相关系数达到-0.64（95％置信水平以上）。在1958-1984年期间，三极SSTA是不明显的（图2（c）），1958-1984年间TSSTI和EASMI之间的相关系数仅为-0.2。

图2 EASMI与夏季（6-8月，JJA）500hPa的流函数之间的相关系数，（a）1958-1984、（b）1985-2008；EASMI与夏季SST的相关系数（c）1958-1984、（d）1985-2008。 等高线间隔为0.1，阴影部分为显著相关（95％可信度）（正相关：深色；负相关：浅色）。 夏季三极SST指数（TSSTI）定义为正相关框和负相关框中平均SST之和的差值（正区域减负区域）。

图3验证了北大西洋上这种三极SSTA模态的增强可能是春季NAO年代际变化的结果。图3以夏季TSSTI为例，计算了1958-1984年和1985-2008年500 hPa流函数的超前相关性，。在前一个阶段（图3（a）和（c）），类NAO环流异常是不明显的。在后一个阶段（图3（b）和（d）），北大西洋上超前2个月到1个月出现了明显的类NAO环流异常，即经向偶极子模式。这表明在接下来的夏季三极SSTA是由于春季NAO环流异常引起的。

图3 500 hPa流函数与图2中定义的夏季TSSTI之间的超前相关系数。TSSTI在（a）1958-1984和（b）1985-2008中是-2月；在（c）1958-1984和（d）1985-2008中是-1月。 深色（浅色）阴影区域表示超过95％置信水平的显著正（负）相关性。注意，-2月对应于4-6月（AMJ），-1月对应于5-7月（MJJ）。

针对北大西洋夏季这种三极SSTA强迫，大气是如何响应的？图4显示了1958-1984年和1985-2008年夏季TSSTI-回归的500 hPa纬向风和流函数异常。在前一个阶段（图4（a）），中纬度急流较强且窄，而在后一个阶段（图4（b）），中纬度急流则较弱而宽，尤其是在欧亚大陆中部。伴随着这种急流的年代际变化，在后一个阶段，响应于欧亚大陆北部三极SSTA的强迫，北大西洋上激发了一个明显的Rossby波列。北部的波列沿副极地传播，伴随着两个异常高值中心位于乌拉尔山和鄂霍次克海。其空间格局类似于东大西洋-西俄罗斯（EAWR）模态（Barnston和Livezey，1987），加强了（或减弱）这两个对EASM的热带外分量有重要影响的地区的气压（如Ding和Sikka，2006；Wu等，2009）。

另一个值得注意的与三极SSTA相关的环流异常是西北太平洋的异常WPSH（图4（b））。这意味着北大西洋的三极SSTA也可能导致WPSH异常。那么，什么样的物理机制可能将三极SSTA和WPSH异常联系在一起？ Kucharski（2009）发现热带大西洋上的SSTA可以影响非洲和印度的季风降水，并提出Gill-Matsuno型四极响应（Matsuno，1966；Gill，1980）来解释热带大西洋和印度盆地之间的遥相关。这个物理过程是否也适用于三极SSTA和WPSH的耦合在很大程度上取决于三极SSTA的热带分量是否可以将其影响进一步延伸到东亚。为了回答这个问题，我们用一个简化的大气环流模型进行了一个理想的数值试验（Hoskins和Simmons，1975；Lin和Derome，1996）。在参照试验中，SGCM由气候态SST强迫。在敏感性试验中，我们在热带大西洋上叠加热（冷）源（其位置在图4（d）底部框中的位置），以模拟在高（低）TSSTI夏季中热带大西洋暖（冷）SSTA；每个源在经度和纬度上都有一个椭圆平方余弦分布，垂直综合加热率为1 K /天。为了使数值结果更加可靠，参照试验被积分了12年，利用最后10年作为参照。两个敏感性试验每个都被积分了10年。这10年积分被用来构建10个成员的集合（算术）平均，以减少不同的初始条件产生的不确定性。

图4 500 hPa纬向风（填色图单位为m / s）、流函数异常（等值线单位为 / s）回归到夏季TSSTI，（a）1958-1984，（b）1985-2008。 西风气流是通过气候学上的JJA西风加上西风异常回归到TSSTI获得的。该图可以在wileyonlinelibrary.com/journal/joc上在线获取。

图5显示了SGCM对上述热带大西洋强迫的反应。数值试验的结果与Kucharski等人（2009年）发现的结果基本相似。大气产生了Gill-Matsuno式的模式的响应。在高（低）TSSTI夏季期间，热带大西洋上空的变暖（冷却）引起了从非洲东北部向西南部延伸的表面气压（SP）梯度（图5（a））。在西太平洋，正（负）SP和低层

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