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与对流层准两年振荡有关的季风中心近期的变化

王雷

广东省沿海海洋变化与灾害预测重点实验室，海洋与气象学院

广东海洋大学，湛江，中国气象局，地球系统科学系，

加利福尼亚大学加州尔湾欧文分校

Jin-Yi Yu

加利福尼亚大学加州尔湾欧文分校地球系统科学系

（手稿2017年5月24日收到，2017年10月2日最终版）

摘要

传统上认为对流层准两年振荡（TBO）涉及印度和澳大利亚夏季风之间的转换以及这两个季风和印度洋-太平洋底部之间的相互作用。这里表明，自20世纪90年代初以来，TBO已经演变为主要涉及西北太平洋（WNP）和澳大利亚季风之间的转换。在这个框架内，西北太平洋季风替代了近几十年来印度季风活跃的北半球TBO季风中心。发现这种变化是由于太平洋 - 大西洋耦合强烈以及热带大西洋对印度和西北太平洋季风的影响增加所致。大西洋海洋的增加抑制了太平洋对印度夏季风的影响（导致其可变性减小），但放大了太平洋对西北太平洋夏季风的影响（导致其可变性增加）。这些结果表明，近几十年来，太平洋 - 大西洋的相互作用对TBO的动态变得更加重要。

关键词：季风; 海气相互作用; 气候变化; 准两年振荡; 年代际变化; 热带可变性

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通讯作者：王雷，leiwangocean@yahoo.com

1. 引言

热带印度洋 - 太平洋板块包括我们气候系统中最活跃的两个季风：位于该地区北部的印度季风和南部的澳大利亚季风。对流层准两年振荡（TBO）是印澳季风系统的一个主要变化，多年强夏季降雨可能会伴随多年的弱降雨，反之亦然（Meehl 1987,1994,1997; Meehl 和Arblaster 2002a ）。先前的研究已经揭示出印度夏季风和澳大利亚夏季风准两年变化倾向于彼此相关（如Matsumoto 1992; Yu 等人 2003; Hung 等人 2004）。这种关系表现为从印度夏季风到澳大利亚夏季风的同相转变（例如，北方夏季强烈的印度季风之后是强烈的澳大利亚夏季季风，随后是南半球夏季，反之亦然）从澳大利亚夏季风到明年印度夏季风的阶段转变（即澳大利亚强夏季风后期印度夏季风偏弱，反之亦然）。印度和澳大利亚季风之间的这些同相和异相转换是TBO的两个关键特征（Yu 等人2003），在本研究中被称为准两年季风转换。

试图了解TBO动力学和相关的季风转变已经花费了很多努力，导致我们对这种重要气候现象的理解有了重大进展。普遍认为，季风与热带印度洋和太平洋之间的相互作用在TBO动力学中起着核心作用（例如，Nicholls 1978,1979,1984; Meehl 1987,1993; Clarke等1998; Chang和Li 2000 ; Meehl等人2003; Li等人2006; Zheng等人2008）。这是基于观测结果发现，季风降水的两年变化与热带印度洋和太平洋海洋表面温度（SST）类似时间尺度上的显著变化有关（Rasmusson and Carpenter 1983; Meehl 1987; Kiladis and van Loon 1988; Ropelewski等1992; Lau和Yang 1996; Meehl和Arblaster 2002b; Yu等2003）。相关的SST异常以太平洋的厄尔尼诺 - 南方涛动（ENSO）型模式和印度洋的流域尺度升温或降温为特征，或沿着赤道印度洋的东西向偶极发生如印度洋偶极子（IOD）或印度洋纬向模式（Webster等人，1999; Saji等人，1999）。

Meehl（1993）提出，同期季风转换是由印度洋和西太平洋海洋的局地季风 - 海洋相互作用产生的，与年度周期内对流的东南向迁移有关。印度夏季季风强迫澳大利亚周围的海温异常（通过海洋上涌/下降和混合），这种异常持续到下一个寒冬，并影响澳大利亚夏季风的强度。对于异相季风转换，澳大利亚夏季风导致西太平洋海洋波浪传播到东太平洋，影响到那里的海温异常。这些海温异常后来通过大范围的东西大气环流影响印度夏季风的强度。在这个理论中，季风与东太平洋之间的相互作用为TBO提供了相位反转机制。 Chang和Li（2000）也将TBO的季风 - 海洋相互作用联系起来，但没有强调澳大利亚季风与东太平洋之间的相互作用。相反，他们认为强烈的澳大利亚夏季风增强了印度洋上的沃克环流，并在印度洋中部产生了强烈的西风异常。这些风异常有助于通过风，潜热和显热通量等过程来冷却印度洋SST。寒冷的SST异常持续到接下来的夏季，通过减少可利用的水分来产生较弱的印度夏季风。无论差异如何，这些理论都强调印澳夏季风和印度-太平洋之间的相互作用，以解释TBO和季风转变如何产生。

然而，除印度季风外，亚洲季风系统还有包括东亚季风和西北太平洋（WNP）季风（如Wang et al.2001）的其他亚组成部分，。 Lee等人（2014）研究了全球季风变化的年代际变化，并注意到WNP季风的年际变化增加并在1993年以后成为亚洲夏季风变化的主要组成部分。他们发现1993年以后WNP夏季风变率趋于与中太平洋（CP）型ENSO事件（Yu and Kao 2007; Kao and Yu 2009）相关，并且自20世纪90年代初以来出现频率更高（Yu et al。2012,2015）。 ENSO和季风最近的这些变化可能会改变近几十年来TBO的特征，特别是相关的两年季风转变。此外，最近关于1990年代早期变化的ENSO类型的研究表明，这种变化可能与大西洋对太平洋气候的影响增加有关（Yu et al。2015; Lyu et al。2017; Wang et al。 2017），这与那段时间内大西洋多年代振荡（AMO; Schlesinger和Ramankutty，1994; Kerr，2000）在从负值到正值的变化相关。越来越多的证据支持热带大西洋海温对印度夏季风变化和太平洋气候变率的显着影响（Kucharski等，2007; 2008; Cash等，2013）（Rodriacute;guez-Fonseca et al。2009 ; Keenlyside等2013; Hong等2014; Yu等2015; Li等2016）。因此，大西洋可能对TBO的动态变得重要起来。有必要了解在近几十年来这些大西洋的影响可能如何改变TBO的两年一次的季风转变。

在这项研究中，我们使用观测和再分析产品进行统计分析，以检查自1948年以来TBO及其两年一度季风转换的年代际变化。本文的主要内容如下。所用的数据资料和分析程序会在第2节中进行描述。20世纪90年代初以来TBO两年一次季风转换的变化见第3节。第4节说明热带大西洋海温异常在季风转换中对两年期近期变化的影响。 结论和讨论在最后一节中给出（第5节）。

1. 资料和方法

这里使用的SST数据是每月扩展的重建SST（ERSST）分析（Smith et al.2008）。 大气场来自于1948年开始的美国国家环境预报中心（NCEP）- 国家大气研究中心（NCAR）的每月再分析（Kalnay等，1996）。所使用的每月降雨数据是NOAA的降水重建（PREC）（ Chen等人，2002），其也开始于1948年，并从http://www.esrl.noaa.gov/psd/获得。

分析中使用以下动态季风指数。 1）根据Wang和Fan（1999）的观测，WNP季风指数定义为南部地区（5°-15°N，100°-130°E）和北部地区之间的850-hPa纬向风的差异 （20°-30°N，110°-140°E）。 2）印度夏季风指数定义为南部地区（5°-15°N，40°-80°E）和北部地区（20°-30°N）之间的850 hPa纬向风的差异，(20°–30°N, 70°-90°E）（Wang等，2001）。 3）澳大利亚季风指数定义为如Kajikawa等人（2010年）所述地区（5°-15°S，110°-130°E）平均850 hPa纬向风。这些基于850 hPa风的动力季风指数已被证明与季风降水变率一致（Wang et al.2001; Kajikawa et al。2010）。 Kwon等人之后（2005年），东亚（EA）夏季降水指数定义为6月至8月在30°-50°N，115°-150°E范围内降水异常的平均值。

Nintilde;o-3.4指数用于表示ENSO强度，定义为在（5°S-5°N，170°-120°W）平均的SST异常。 印度洋偶极模式指数（DMI）定义为赤道印度洋西部（10°S-10°N，50°-70°E）和东部（10°S-0°，90°-110°°E）海温异常 （Saji et al。1999）。 继Kucharski等人（2008），热带南大西洋海温SST指数被定义为在20°S-0°，30°W-10°E的平均SST异常。 继Hong等人（2014年），热带北大西洋海温SST指数被定义为在0°-20°N，80°W-25°E平均的SST异常。

通过先消除长期趋势，然后再消除1971-2000年的平均季节周期来计算异常。 年际变化是通过对异常采用7年高通滤波器获得的。 一段时期内年际变率的强度通过该时段内年际时间序列的标准差来衡量。

根据夏季季风指数在当年的异常分别高于，低于或接近阈值，我们将分析期间的每年分为强，弱或正常季风年。继Wu和Kirtman（2004）之后，将0.43标准差作为阈值，以确保三个类别（即强，弱和正常季风年）具有几乎相同的年数。我们还使用三个其他阈值（即0.40,0.45和0.50标准偏差）重复了分类并发现了类似的结果。因此，本研究报告的结果对分类中使用的阈值并不特别敏感。考虑到两年一次的季风转换包括季风之间的同相和异相转换，我们选择了复合分析的同期和异相季风转换年。如果一个半球的强（弱）夏季风（如北半球的印度和西北太平洋季风或南半球的澳大利亚季风）之后有强（弱）的夏季风，则会发现一个“同相”另一半球的夏季季风。同样，如果一个半球的强（弱）夏季风伴随另一个半球的弱（强）夏季风，就会发现一个“异相”过渡的情况。为了比较复合分析的结果，如果一次转换涉及强烈的澳大利亚夏季风，我们称之为“正相位”或“正相位异常”转换。如果过渡期涉及澳大利亚夏季风的弱季风，则该过渡情况被称为“负相位”或“负相位异常”过渡情况。然后将同相跃迁的复合物构建为正相同相跃迁情况的手段，减去负同相跃迁情况的手段。类似地，用于异相转变的组合物被构建为正相反相转变情况的手段，而不是负相反相转移情况的手段。这些复合材料旨在揭示从强或弱的印度/西北太平洋夏季风到强澳大利亚夏季风，或强澳大利亚夏季风返回到强或弱印度/西北太平洋夏季风季风所涉及的大气和海洋条件。

本研究中使用的分析方法包括相关和综合分析。我们使用学生t检验来确定基于双尾P值的统计显著性水平。

1. TBO两年一次季风转变的年代际变化

为了阐明两年一次季风过渡可能发生的年代际变化，我们首先对1948-2016期间北半球夏季[6 - 8月（JJA）]期间的印度季风指数与南澳夏季后期的澳大利亚季风指数进行了21年的滑动相关分析[12-2月（DJF）]（图1a）。正如预期的那样，整个分析期间的相关系数都是正值，这表明从强（弱）印度夏季风到强（弱）澳大利亚夏季风的同相变化主导了时间序列。然而，这些同相变化在20世纪60年代初至80年代早期的95％置信水平上具有统计显著性，随后显著减弱。 DJF澳大利亚季风指数和随后的JJA印度季风指数之间的相似滑动分析显示，在整个分析期间，负相关系数（图1a）表明从澳大利亚夏季风到印度夏季风的预期异相变化。在20世纪60年代初期到90年代初期，90％或95％的置信水平的负相关性在统计上显著，在20世纪90年代初以后变得微不足道。这一分析表明，印度和澳大利亚季风之间的两年一次季风转换在20世纪60年代到80年代期间很强，但近20年来有所减弱。

图1（a）JJA印度季风指数与1948-2016年期间DJF澳大利亚季风指数之间的21年滑动相关系数（例如2000年的相关系数代表1990 - 2010年期间）。 （b）与（a）相同，但是JJA WNP季风指数和DJF澳大利亚季风指数。 （a）和（b）中的红色（黄色）点表示在95％（90％）置信水平下显着的相关性。 （c）JJA印度/ WNP季风和DJF澳大利亚季风之间的BTI。

然后，我们对南半球夏季西北太平洋季风和澳大利亚南部夏季风季风之间进行了相同的21年滑动相关分析，以检验它们之间关系的年代际变化。分析结果（图1b）显示了印度和澳大利亚夏季风之间的关系的两个主要差异。首先，从西北太平洋夏季风到澳大利亚夏季风的转变是不同步的（即它们的相关系数为负值），而从澳大利亚夏季风到随后的西北太平洋夏季风的转变是同相的（即正相关系数）。这些季风转换与印度和澳大利亚夏季风之间的转换正好相反。这与WNP夏季风的年际变化趋势与印度夏季风变化不同步的事实有关，这一点已经被Gu等人记载（2010年）。他们将这一现象归因于这两个季风和厄尔尼诺之间的不同关系。在发展中的厄尔尼诺的夏季，异常暖和的东太平洋倾向于引起气旋风切变超过WNP，这加强了WNP季风，但抑制了印度季风区的对流。在接下来的夏季，随着厄尔尼诺衰变，由于持续存在一个局地反常反气旋，倾向于发生一个微弱的西北太平洋季风，而由于ENSO引发的全流域印度洋变暖，往往会出现强烈的印度季风。图1b中另一个主要特征是，在印度和澳大利亚夏季风相关性减弱的90年代初期，WNP和澳大利亚夏季风之间的相关性变强（见图1a）。这些

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