20世纪70年代后期热带印度洋对南亚高压的增强作用外文翻译资料

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20世纪70年代后期热带印度洋对南亚高压的增强作用

曲夏

北京市中国科学院大气物理研究所季风系统研究中心，中国厦门国家海洋局第三海洋研究所，国家海洋局海洋-大气化学与全球变化重点实验室

黄刚

北京市中国科学院东亚区域气候-环境重点实验室，中国科学院大气物理研究所

（2011年11月29日收到手稿，2012年4月9日定稿）

摘要

热带印度洋(TIO)对南亚高压(SAH)强度的影响在二十世纪七十年代末经历了年代际的变化；后（前）的年代际变化的影响是显著的(不显著的)。近期本研究调查了对流层与海表面温度的相互作用下，在热带印度洋的影响下海表温度对南亚高压以其变化的影响。 在这两个时期，当地对流层温度对热带印度洋变暖的响应不同，特别是在第二个时期更为显著。 据推测，这种变化可能是热带印度洋对南亚高压影响作用加强的原因。 令人鼓舞的是，集合模拟精确地捕捉了年代际变化的时间，表明增强的影响归因于海表温度的强迫作用。

引起热带印度洋与南亚高压之间关系变化的原因有以下两点。 第一是热带印度洋中海温异常的位置变化。 在第二个时期，印度洋暖池中出现海温的正异常。 通过剧烈的对流和潮度的调整背景下，海温异常影响到对流层温度从而影响南亚高压。 第二是平均海温和海温变率的年代际变化。 近几十年来，包括海温和热带印度洋海温变率都呈上升趋势，这增强了海温异常对大气的影响。 除此还讨论了远距离的海洋强迫对加强热带印度洋和南亚高压关系的影响及其与热带印度洋海温贡献的比较。

1.前言

在夏季的北方，存在一个位于青藏高原及周边地区的对流层上层和平流层下层（UTLS）的高压系统（图1）。 这种高压系统称为南亚高压（SAH）或南亚反气旋，是由于青藏高原加热抬升和南亚季风潜热加热形成的（Flohn 1960; Hoskins and Rodwell 1995; Duan and Wu 2005; Boos和Kuang 2010）。南亚高压是对流层高层最强、最稳定的系统（Mason and Anderson 1963; Li et al. 2005)。在UTLS中南亚高压影响几种微量成分和污染物的分布。 位于南亚高压南部和北部的热带和亚热带喷气机为水汽和臭氧等某些成分的经向运输构成障碍（Dethof等，1999; Randel和Park 2006）。 因此，从对流层低层向UTLS区输送的一氧化碳（CO）被困在南亚高压的中心，导致中心CO浓度最大（Park et al.2004; Li et al.2005）。

东亚是人口最稠密的地区之一。 由东亚夏季风强烈的年际变化引起的严重洪涝和干旱（Huang et al。1999），产生了巨大的社会和经济影响。研究表明，东亚夏季风降水与西太平洋副热带高压密切相关（西太平洋副热带高压; Tao and Chen 1987; Huang和Wu 1989; 黄和孙1992; Wu和Chen，1998），而西太平洋副热带高压的变化则与南亚高压相似（Tao and Zhu 1964; Jiang et al。2011）。 在逐年变化中，加强的南亚高压通过向下游发出异常波能，导致了西太平洋副热带高压的加强（Zhao et al。2009）。

图 1. 6 - 8月是1964 - 95年100 hPa位势高度; 轮廓间隔为40米。 地形.3000米有阴影

反过来，这导致了西北太平洋（WNP）的降雨量减少和东亚地区降雨量的增加（Zhang et al.2005; Zhao et al.2007）。 另外，研究表明南亚高压的年际变化与南亚季风、中太平洋洋中槽和墨西哥高压有关（Zhang et al.2005; Zhao et al.2007）。

以前的研究发现，南亚高压的年际变化与热带印度洋（TIO）海表温度紧密相关（SST; Zhang等2000; Yang等2007; Yang and Liu 2008; Huang等2011）。由于热带印度洋海温的年际变化相对较小，因此热带印度洋海温的影响在早些年已被忽略。最近的研究表明，当其他海洋的海温异常相对较小时，热带印度洋海温会对气候造成影响。在北方夏季，印度洋东部或中部大部分地区的气温大于28摄氏度。由于Clausius-Clapeyron方程的非线性，印度洋海温的一个小变化可能对水分的可利用性以及热带对流产生很大的影响（Zhang 1993）。在年际时间尺度上，热带太平洋在通过“大气桥”和海洋动力学（Elin et al。1999; Xie et al.2002）达到厄尔尼诺的高峰之后开始升温。这种变暖持续到夏季，当厄尔尼诺消散时，并对夏季气候造成影响（Annamalai等，2005; Yang等，2007; Xie等，2009）。这个过程就像充电和放电一样，被称为“电容效应”。夏季持续升温，通过对流和湿调整加热整个对流层柱，迫使开尔文波向东并影响西北太平洋气候（Xie et al。2009）和东亚气候（Hu et al。2011a，b）。 热带印度洋上方的对流层暖空气柱对应于对流层高层位势高度的上升并导致南亚高压异常（Huang et al。2011）。

此外，最近的研究发现，由于温跃层变浅和ENSO变化加强，70年代后期热带印度洋对西北太平洋气候的影响作用加强（Huang et al。2010; Xie et al。2010）。 但是，热带印度洋对南亚高压的影响是否存在类似的年代际变化尚不清楚。 本研究的目的是调查热带印度洋对南亚高压影响的年代际变化及其可能原因。

文章结构如下：第2节是数据和方法的介绍; 第3节介绍观察结果; 第4节显示了大气环流模式 [ECHAM5和社区大气模型，版本3（CAM3）]的结果; 第5节给出导致年代变化的两个可能的原因; 第6节讨论远洋海洋强迫的影响和年代际变化的时间; 第7节总结发现。

2.资料和方法

a.观察资料

本研究中使用的数据集包括1）美国海洋大气局中心海冰和海表面温度（HadISST）数据集（Rayner等，2006）和2）美国国家环境预测中心 - 美国国家大气研究中心 NCEP-NCAR）大气再分析资料集（Kalnay et al。1996）。 这些数据集的水平分辨率分别为1°times;1°和2.5°times;2.5°。 本文的分析和讨论集中在1959-2000年期间。

本研究关注的是年际变化及其年代际变化。 由于热带印度洋海温和南亚高压都发现具有显著的趋势（Zhang et al。2000; Du and Xie 2008），所以消除数据较长时间尺度变化对统计结果的贡献。 对每个时期的数据进行去趋势化。 例如，如果分析的目标时间段是从1964年到1979年，那么在分析之前，1964-79年的趋势将被消除。 在这项研究中，夏季指的是6月至8月的时间段。

在这项研究中，热带印度洋海温指数的定义是使用纬度权重的区域（20°S-20°N，40°-100°E）中海温面积的平均值，继Xie 等人（2009）和Huang等人（2010年）。 南亚高压强度指数与Zhang等人的相同。 （2000）和Zhou等人 （2006）定义为区域（10°S-50°N，30°W-180°E）中位势高度不小于16 600 m的每个点处的参考高度（16 600 m）与位势高度之差的总和。

b.大气模拟

为了解由于海温变化，热带印度洋对南亚高压影响的年代际变化的贡献，采用了两种大气环流模式（AGCM）：欧洲中期天气预报中心模型汉堡版第5版（ECHAM5 ; Roeckner等人，2003）和CAM3（Collins等人2004）。 两个大气环流模式的决议分别为T63L19和T42L26。 大气环流模式受全球历史海温和海冰的驱动。 一个17成员的集成模拟是在1950 - 2007年用ECHAM5进行的，而一个21人的集成模拟是用1950到99年用CAM3进行的。 分析中使用集合方法（除非声明）排除大气环流模式的内部可变性和初始条件造成的误差

为了比较印度洋北部海温和印度洋南部海温的相对影响，我们对ECHAM5进行了三次实验。 在控制（CTL）实验（40个样本）中，大气环流模式由气候学海温驱动。 在北印度洋实验（20个积分）中，在该域（0°-20°N，40°-100°E）中对气候学海温施加了1°C的海温异常（SSTA）。 南印度洋实验与北印度洋实验相同，只是海温异常的域为20°S-0°,40°-100°E。 北印度洋实验和控制实验之间的差异被认为是对印度洋北部变暖的响应。 印度洋南部变暖的反应表现为南印度洋实验和控制实验之间的差异。

此外，还设计了两个大气环流模式实验：1）印度洋气候学海温实验（IOC）和2）印度洋实际海温实验（IOR）。 印度洋气候学海温实验用于测试远程海洋强迫的影响。 在这个实验中，印度洋使用了气候学海温。 在其他海洋中，采用了历史性的海温。 规定的SST用于驱动ECHAM5。 由于耗时的整体实验，本实验只进行一次运行。 印度洋实际海温实验用于测试印度洋的影响。 它与印度洋气候海温实验相同，但是是针对于印度洋的历史性海温和其他海洋的气候性的海温。

图 2.（a）归一化的TIO SST和（b）归一化的SAH强度的小波谱。 点代表显着水平达到95％的区域。 结果从原始数据中获得，没有消除趋势。

3. 热带印度洋-南亚高压关系的年代际改变

热带印度洋海温和南亚高压都在20世纪70年代后期经历了变化。 图2显示了归一化夏季热带印度洋海温和南亚高压强度的小波谱。 热带印度洋海温具有从20世纪60年代中期到70年代后期的准两年变化以及70年代后期的4年变化。

南亚高压指数显示了20世纪70年代后期出现4年周期变化的趋势，这与热带印度洋海温类似。 与热带印度洋不同的是，20世纪70年代末之前，南亚高压的准两年年变化并不明显。此外，SAH强度具有明显的10年周期变化，这在热带印度洋海温中是看不到的。

图3. TIO SST和SAH强度之间的15年滑动相关性。 虚线和虚线分别代表95％和99％的显著性水平。 这两个指数都是不明朗的。

上述频谱一致性的变化表明热带印度洋海温和南亚高压变率之间的关联可能在20世纪70年代后期出现加强。这可以通过图3中的15年滑动相关性来证实。热带印度洋海温和南亚高压之间的相关性在1979年左右发生了转变：在1979年之前，相关性很弱; 1979年之后，相关性变得显著，相关系数（CC）达到了95％的置信水平。

以前的研究表明，潮气调节引起的对流层温度变化在热带印度洋对南亚高压的影响中起着重要作用（Huang et al。2011）。为了理解热带印度洋海温和南亚高压之间关系的变化，我们对比了20世纪70年代末之前和之后对流层温度对热带印度洋的响应。在下面的分析中，我们选择1964-79年为变革前的时期，1980-95年为变革后的时期。为了方便，这两个时代被称为PRE（前期）和POST（后期）。

图4. TIO SST与SST（阴影）和对流层温度（等值线）的相关性，显示了（a）1964-79和（b）1980-95的结果。 只显示0.5,0.6,0.7,0.8和0.9的阴影以及60.5,60.6,60.7,60.8和60.9的轮廓。 对结果进行九点空间平滑。

图4显示了两个时期对流层温度与热带印度洋海温的相关性。例如黄先生等人（2011年），对流层温度是850至100 hPa温度的平均值。在前期期间，在中部印度洋和马达加斯加北部观测到对流层温度反应较弱。南美副热带和南大西洋地区也出现了显著的反应。在后期期间，随着热带印度洋的加热，对流层变暖明显分布在全球热带地区。在赤道印度洋东部，暖异常显示开尔文波浪响应，这可能通过边界对流和对流 - 散度反馈进一步影响西北太平洋气候（Xie et al。2009）。在印度洋西部，对流层温度显示Rossby波浪形，其赤道附近有两个最大值。开尔文和罗斯贝波浪形模式显示松野吉尔（松野1966;吉尔1980）模式，表明他们是对印度洋加热的回应。 相关系数对热带印度洋最为重要（CC。0.8）。这意味着通过潮湿调整，热带印度洋海温能够显著影响对流层的温度，导致100 hPa位势高度的异常并导致南亚高压的变化。因此，在后期热带印度洋海温和南亚高压之间的关系比在前期间更接近。

为了验证加强热带印度洋-南亚高压关系的假设归因于海温强迫，我们进一步分析了大气环流模拟的结果。

4. 大气环流模式的转变

检查海温的变化是否有助于热带印度洋对南亚高压影响的强化，我们分析了大气环流模拟的结果。 鉴于ECHAM5与NCEP-NCAR再分析资料的平均100 hPa位势高度的系统性差异，在定义ECHAM5的南亚高压强度时使用了一个稍微不同的参考高度（16 860 m），黄先生等人（2011年）。对于CAM3，与再分析的平均差异非常小，因此南亚高压强度的定义与zhang等人的定义相同（2000）和Zhou等人（2006年）。

ECHAM5和CAM3模拟都很好地再现了20世纪70年代后期热带印度洋海温和南亚高压关系的强化。图5显示了根据集合平均计算的热带印度洋海温和南亚高压强度之间的15年滑动相关关系。在前期，模型模拟表现出较弱的热带印度洋海温和南亚高压的相关性（CCslt;0.5）。大约在1979年，相关性明显增加（CCgt;0.6）。在前期和后期之间，热带印度洋海温和南亚高压强度之间的集合

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