大气科学  2019, Vol. 43 Issue (1): 49-63   PDF    
印度洋偶极子对中国南海夏季西南季风水汽输送的影响
张舰齐1,3, 叶成志2, 陈静静2, 沈维军3     
1 国防科学技术大学气象海洋学院, 长沙 410000
2 湖南省气象台, 长沙 410000
3 中国人民解放军95871部队, 湖南衡阳 421000
摘要: 利用NCEP/NCAR再分析资料和中科院大气物理研究所PIAP3大气环流模式,分析了印度洋偶极子对夏季中国南海西南季风水汽输送的影响。结果表明,印度洋偶极子正位相期间夏季中国南海西南水汽输送较强,负位相期间则较弱。原因可归结为以下:正位相期间,MJO(Madden-Julian Oscillation)多活动于热带西印度洋,其向东传播受到阻碍,但经向传播明显,通常可传播至孟加拉湾地区,同时PIAP3显示印度洋季风槽位置偏北,且印尼以西过赤道气流较强,从而使得这一地区气旋性环流得到建立与加强。孟加拉湾地区对应着较强的对流活动以及深厚积云对流加热,从而通过对流加热的二级热力响应使西太平洋副热带高压位置向北推进,进而使得南海地区西南季风水汽输送得到建立与加强。在此期间孟加拉湾、中南半岛至南海地区对流活动较强,而苏门答腊沿岸对流活动受到抑制,由此增强了Reverse-Hadley环流,使低层经向风较强,进而增强了南海西南季风的水汽输送,PIAP3大气环流模式证实了Reverse-Hadley环流的增强。负位相期间,MJO多活动于热带东印度洋,在东传过程中受到Walker环流配置影响,在140°E赤道附近形成东西向非对称积云对流加热热源,其东侧Kelvin波响应加强了东风异常并配合副热带高压南缘东风压制了中国南海的西南季风水汽输送。在此期间,MJO在南海地区的经向传播较强,但经向传播常止步于南海地区15°N附近,虽携带大量水汽,但深厚积云对流强烈地消耗水汽使大气中水汽含量降低,PIAP3大气环流模式证实负位相期间深厚积云对流对水汽消耗加大,从而使得负位相期间南海地区水汽含量与正位相期间大体相近,但由于经向风不足使水汽向北输送较弱。
关键词: 印度洋偶极子    深厚积云对流    Reverse-Hadley环流    PIAP3模式    
Influence of the Indian Ocean Dipole on Water Vapor Transport from Southwesterly Monsoon over the South China Sea in the Summer
ZHANG Jianqi1,3, YE Chengzhi2, CHEN Jingjing2, SHEN Weijun3     
1 National University of Defense and Technology, Changsha 410000
2 Hunan Meteorological Observatory, Changsha 410000
3 No. 95871 Unit of PLA, Hengyang, Hunan 421000
Abstract: Based on the NCEP/NCAR reanalysis and the Atmospheric Circulation Model (ACM) PIAP3 model developed at the Institute of Atmospheric Physics (IAP), the influence of the Indian Ocean Diploe (IOD) on southwesterly monsoon moisture transport over the South China Sea in the summer is analyzed. The results show that in the positive phase of IOD, the Indian monsoon can pass through the Indochina Peninsula and enter the South China Sea, strengthening the southwesterly moisture transport in the summer. In the negative phase of IOD, the opposite is true. During the positive phase of IOD, the Madden-Julian Oscillation (MJO) activity is concentrated in the tropical western Indian Ocean, and its eastward propagation is blocked while its meridional propagation to the north is significant. It can propagate to the Bay of Bengal, leading to the establishment and strengthening of cyclonic circulation there. Meanwhile, the PIAP3 simulation shows that the monsoon trough in the Indian Ocean is located much more northward and the cross-equatorial flow to the west of Indonesia is stronger than normal, which correspond to active convection and strong heating in deep cumulus convection. The subtropical high shifts northward due to the secondary thermal response of deep cumulus convection, which is favorable for the strengthening of southwesterly water vapor transport over the South China Sea. Meanwhile, convective activities intensify in the Bay of Bengal, the Indochina Peninsula and the South China Sea but weaken in the coastal regiothajb, jqwwjqwwwlw n of Sumatra, which strengthens the Reverse-Hadley circulation and low-level meridional wind. As a result, the southwesterly water vapor transport over the South China Sea increases. During the negative phase of IOD, the MJO activity is found in the tropical eastern Indian Ocean, and its eastward propagation is significantly affected by the Walker circulation. The heat sources are unsymmetrical in the east-west direction about 140oE. The Kelvin wave response in the east strengthens the easterly wind anomaly, which combines with easterly wind in the southern flank of the subtropical high to strongly suppress the Indian monsoon water vapor transport over the Indochina Peninsula and the South China Sea. Although the meridional propagation of MJO over the South China Sea is robust, it is blocked at around 15oN in the South China Sea, and large amounts of water vapor are consumed by deep cumulus convection.
Keywords: Indian ocean dipole    Deep cumulus convection    Reverse-Hadley circulation    PIAP3 model    
1 引言

亚洲季风可分为东亚季风和南亚季风,许多学者都证实东亚季风与南亚季风有着紧密的联系,而这一联系往往体现在季风的水汽输送上(Zhang, 2001)。中国南海地区夏季风是南亚夏季风对东亚夏季风影响的纽带,这一地区西南季风水汽输送的强度以及南北进退均会对中国东部降雨量大小和雨带发展与移动有重要影响;而西南季风水汽输送的上游地区印度洋,其作用是不容忽视的。一般来说,印度洋海表温度异常可作用于西南季风进而对中国夏季气候产生影响(肖子牛和晏红明,2001),由印度洋进入中国南海地区的西南季风能够促使中国南海夏季风爆发和加强。研究印度洋地区海表温度SST(Sea Surface Temperature)变化与季风环流的变化对中国南海地区水汽输送的影响规律具有重要意义,此外随21世纪海上丝绸之路的开发,印度洋地区是重要战略要地(郑崇伟等,2017),进一步了解印度洋地区季风变化特点及水汽输送特征对南海岛礁建设和拓展国家利益也是具有重要意义的。

印度洋偶极子(Indian Ocean Dipole,简称IOD)是发生在赤道印度洋中的一种海温异常模态(Saji et al., 1999Li and Mu, 2001Li et al., 2002)。关于IOD对中国南海西南季风的影响已经有过一些研究。IOD正(负)位相年南海西南季风爆发偏晚(早),强度增强(减弱),对中国华南、云南、青海等地夏季降水有显著影响(李崇银和穆明权,2001Li et al, 2001)。正IOD事件可显著削弱印度洋夏季风环流,季风气流的减弱以及热带印度洋异常反气旋的发展阻碍了印度洋西南季风向南海推进,从而使得南海夏季风爆发偏晚(袁媛和李崇银,2009)。IOD正位相期间,南海西南季风爆发偏晚,强度增强,中国大陆降水增多;而IOD负位相期间,南海西南地区季风爆发偏早,强度减弱,中国东南部地区有大量降水(闫晓勇和张铭,2004)。这些研究证实,IOD确实对南海西南季风有着显著的影响,并且规律显然。然而,IOD是通过何种机理影响中国南海西南季风水汽的输送却少有明确的答案。此外,Li(2001)研究指出IOD不仅可以影响对流层低层流场,还可以通过对流层上层青藏高原反气旋以及西太平洋副热带高压影响亚洲夏季风,对应IOD的正(负)位相,青藏高原反气旋将偏弱(强),而西太平洋副热带高压也将偏弱(强)。Guan and Yamagata(2003)认为1994年发生的IOD事件,可以激发孟加拉湾对流层上层的涡源,从而激发Rossby波列,从华南向东北方向传播从而影响中国天气和降水。这些研究也证明,IOD可对南亚和东亚地区大气环流场产生一些影响,如西太平洋副热带高压和孟加拉湾涡源,而这些均可对中国南海西南季风水汽输送有着诸多联系。南海夏季风水汽输送还与MJO(Madden- Julian Oscillation)不同位相的活动有着紧密的联系(林爱兰等,2016)。

IOD是怎样通过影响东亚地区大气环流场和MJO活动进而影响南海夏季风水汽输送呢,本文借助于PIAP3大气环流模式的敏感性试验从物理过程的调整倾向深入分析IOD与索马里急流、孟加拉湾气旋性环流、西太平洋副热带高压和MJO活动的相互影响,以此理清IOD对中国南海的西南季风水汽输送影响机制。此外,IOD与ENSO事件尽管存在一些相关关系, 但不少学者仍然认为IOD与ENSO事件仍然是相互独立的过程(Saji et al., 1999; Webster et al.1999; Ashok et al., 2003),本文为更加清晰地研究IOD事件对中国南海西南水汽输送的影响,在数值模拟敏感性试验过程中将ENSO事件处理为多年海温月平均值。

2 方法和资料 2.1 资料

资料使用了1958~2000的43年NCEP/NCAR再分析资料资料日平均资料和月平均资料,包括纬向风场、经向风场、比湿场、降水场,月平均资料分辨率为2.5°×2.5°,日平均资料分辨率1°×1°。月平均的射出长波辐射资料OLR(Outgoing Long wave Radiation)资料由美国国家大气海洋管理局提供,分辨率为2.5°×2.5°。MJO相关数据由澳大利亚气象局提供的描述MJO观测事实的逐日独立指数RMM(Real-time Multivariate MJO index),包括RMM1(RMM指数序列1)、RMM2(RMM指数序列2)、MJO振幅和位相等。

2.2 方法

使用合成分析、回归分析和Butterworth滤波等统计方法对再分析资料进行分析,同时使用PIAP3大气环流模式(Parallel IAP3.0)模拟分析印度洋偶极子正负位相年,亚洲季风水汽输送情况。数值试验中所取的异常海温区域是Saji et al.(1999)所定义的区域[热带西印度洋(10°S~10°N,50°E~70°E)和热带东印度洋(10°S~0°,90°~110°E)]。第一个试验是引入印度洋偶极子正位相SST为外源强迫,提取模拟的正位向年Saji所定义区域的海温异常,其他地区海温取多年海温的季节平均,模拟时间分别为1987年、1991年、1994年和1997年,模式积分2年后从每一年的年初开始,模拟后取4年平均;第二个试验为引入印度洋偶极子负位相SST为外源强迫,提取模拟的负位向年海温是Saji et al.(1999)所定义区域,其他地区海温取为多年海温的季节平均,时间为1981年、1985年、1989年和1992年,模式积分2年后从每一年的年初开始,模拟后取4年平均。

3 印度洋偶极子期间西南季风水汽输送和MJO活动特征分析 3.1 印度洋偶极子期间南海地区水汽输送与海温相关关系

中国南海地区水汽输送能够直接造成中国华南地区大量降水,甚至引发灾害性天气。大气中水汽输送通常可用IVT(vertically integrated moisture flux)计算值表示,IVT为水汽通量垂直方向积分,计算公式为

$ {\rm{IVT}} = \int\limits_{{p_0}}^{{p_n}} {q{\bf{v}}{\rm{d}}p}, $ (1)

其中,q为大气中比湿,v为大气矢量风场,p0pn分别为等压面的大气低层和高层气压值。图 1a是南海区域(0°~20°N,105°~120°E)43年平均IVT强度(|IVT|)与同期海温进行回归,发现IVT强度与赤道东西印度洋海温有较高的相关性,其中苏门答腊沿岸海表温度与IVT强度具有较高的负相关。相关分析显示,偶极子型海温异常可能会对IVT强度有一定的影响。图 1bc统计了IOD期间IVT强度和IOD指数计算值,经计算二者之间相关系数达到了0.40,通过了95%置信水平检验。这说明偶极子正位相期间能够加强南海地区IVT强度较强,而负位相期间则减弱。

图 1 1958~2000年43年的(a)南海地区夏季平均IVT(vertically integrated moisture flux)强度与海表温度场的相关系数(只有相关性通过95%置信水平检验的区域在图中显示)、(b)IVT强度和(c)印度洋偶极子(IOD)指数 Figure 1 (a) The correlation between SST and the IVT (vertically integrated moisture flux) intensity over the South China Sea during 1958–2000. Only correlations at/above the 95% confidence level are shown; (b) IVT intensity; (c) IOD (Indian Ocean Dipole) intensity during 1958–2000. Shaded areas indicate significance at the 95% confidence level

IVT强度与大气中水汽含量,矢量风场强度密不可分,并且与上游南亚季风和东亚季风水汽输送有直接联系。统计1958~2000年期间IOD正位相和负位相季风水汽输送的整层水汽通量积分如图 2所示,正位相期间穿越中南半岛的西南季风水汽输送显著加强,而负位相期间进入南海的西南季风的水汽输送则显著减弱。同时,对比还发现IOD正位相期间阿拉伯海和孟加拉湾地区IVT明显强于IOD负位相期间。IOD负位相期间西太平洋副热带高压位置相比于IOD正位相期间偏南,强度较强。看似是IOD负位相期间西太平洋副热带高压位置偏南以及其南缘的强东风压制了南海西南季风水汽输送,而引起IOD正位相西南水汽输送加强而负位相减弱的深层次原因到底是什么呢?本文将继续深入探讨。

图 2 NCEP再分析资料43年(1958~2000年)夏季印度洋偶极子IOD(a)负位相和(b)正位相期间平均IVT计算值(填色,单位:kg m-1 s-1)与IVT矢量(箭头,单位:kg m-1 s-1 Figure 2 Mean summer IVT (shadings, units: kg m-1 s-1) and IVT vector (arrows, units: kg m-1 s-1) using NCEP reanalysis data in (a) negative phase and (b) positive phase of IOD (Indian Ocean Dipole) based on NCEP reanalysis data during 1958–2000
3.2 印度洋偶极子期间MJO活动对南海夏季风活动影响

MJO是亚洲夏季风最重要的特征之一,亚洲季风的活跃、推进与中断都MJO具有密切关系,夏季北半球MJO不同位相及传播对季风有重要影响。Li et al.(2001)的研究表明,强南海夏季风往往在南海以及西太平洋地区存在着强的MJO流场,而弱南海夏季风时,MJO也较弱。IOD型海温也必然会对MJO产生影响,进而对南海夏季风施加一定影响。图 3统计了IOD正位相以及负位相期间夏季MJO湿位相活动情况, 很显然,IOD正位相期间,MJO湿位相主要活动于热带西印度洋,并且强度较强,而负位相期间MJO湿位相则主要活动于东印度洋和印度尼西亚群岛一带。可见,不同IOD位相期间MJO活动很可能对中国南海夏季风爆发存在影响,正位相期间,MJO的东传以及北传很可能影响中国南海地区MJO活动。图 4分析了IOD负位相和正位相期间MJO传播情况:如图 4a,负位相夏季热带MJO爆发的位置偏东,在向东传播的过程中于6月份和7月份之间得到一次加强,8月份之后逐渐减弱,并且向东最远达日界线以西某一经度而停止继续传播,这也决定了在日界线以西对流活动较旺盛,而日界线以东则较弱,对流活动强弱也决定了大气流场的配置;正位相期间,如图 4c,MJO在东印度洋和西印度洋均有爆发,并且在向东传播过程中逐渐减弱,但可向东传播至较远距离。MJO沿赤道向东传播情况多与Walker环流有密切关系,如图 6所示,负位相期间日界线以东垂直上升气流较弱,特别是进入8月份则完全转变为下沉气流,强烈的下沉气流抑制了MJO的继续向东传播。除此之外,在赤道印度洋地区低层大气场主要盛行西风气流,这与IOD负位相发展期印度洋上空低层大气场主要盛行西风气流,而赤道太平洋地区为东风,二者交汇地区有强烈的上升气流,在140°E地区对流活动最为旺盛,如图 6abc所示,在140°E附近始终有较为强烈的上升气流,且强度强于东西两侧。IOD正位相期间如图 6def所示,日界线以东具有强弱不同的上升气流,有着不同强度的对流云活动。在140°E附近除7月份有一定上升气流外,6月份和8月份均对应有下沉气流。同时赤道附近的低层大气流场均为偏东风,赤道印度洋地区的偏东风对应着正IOD事件的发展,同时也阻碍了MJO向东传播。IOD正负位相期间热带MJO东传的不同特征决定了大气流场的不同,图 5分析了IOD正负位相期间OLR情况,OLR代表了对流云活动情况,负位相期间对流在160°E以东明显削弱,由此产生了东西非对称热源,根据Gill(1980)理论模型,当赤道存在热源(冷源)西北侧和西南侧,由于Rossby波响应出现一对气旋性(反气旋性)环流异常,而在热源(冷源)东侧附近由于Kelvin波响应则产生东风(西风)异常。负位相期间,160°E以西赤道以北东风加强,并且在东北侧增强了反气旋性环流。负位相的东风加强进一步削弱了中国南海西南风强度,使得印度季风进入南海的西南季风西退减弱。已有的一些研究表明(李汀和琚建华,2013),亚洲夏季风首先在孟加拉湾爆发,随后向东推进南海夏季风才爆发。南海夏季风强弱通常对应着较弱的MJO在南海通道(110°E~120°E)的经向传播和孟加拉湾通道(10°N~20°N)的纬向传播(李汀等,2013),图 4bd分别给出了IOD负位相和正位相期间MJO沿孟加拉湾通道传播情况,负位相期间夏季,MJO主体沿孟加拉湾通道纬向传播并不明显,并且主要在80°E以西趋于减弱,并未到达南海地区(110°E开始)而消失。正位相期间,沿孟加拉湾通道,夏季MJO纬向传播明显,特别是7月份,可传播至南海地区。可见,MJO在负位相期间较弱的纬向传播和MJO在正位相期间相对较强的纬向传播分别对应的较弱的南海夏季风和较强的南海夏季风。

图 3 印度洋偶极子(a)正位相期间和(b)负位相期间夏季MJO位相分布夏季。逐日独立指数RMM(Real-time Multivariate MJO index),包括RMM1(RMM指数序列1)、RMM2(RMM指数序列2) Figure 3 Distributions of summer MJO (Madden-Julian Oscillation) during the (a) positive and (b) negative phase of IOD. RMM: Real-time Multivariate MJO index; RMM1: RMM sequence 1; RMM2: RMM sequence 2

图 4 印度洋偶极子(a、b)负位相和(c、d)正位相期间夏季热带MJO向东传播情况(左列)和10°N~20°N平均MJO向西传播情况(右列), (填色为向外长波辐射,单位:W m-2 Figure 4 Eastward propagation of summer MJO averaged over (a) the equatorial areas and (b) 10°N–20°N during the negative phase of IOD. (c, d) The same as (a, b), but for the positive phase of IOD. (shadings, units: W m-2)

图 5 印度洋偶极子负位相(左列)和正位相(右列)期间夏季射出长波辐射(OLR,阴影)的分布:(a、d)6月;(b、e)7月;(c、f)8月, 矢量箭头为850 hPa风场(单位:m s-1 Figure 5 Distributions of summer OLR (Outgoing Long wave Radiation, shadings) averaged in (a) June, (b) July, and (c) August during the negative phase of IOD. (d–f) The same as (a–c) but for the positive phase of IOD, arrows represent 850 hPa wind (arrows, units: m s-1)

图 6 印度洋偶极子负位相(左列)和正位相(右列)期间夏季赤道地区(5°S~5°N)平均垂直速度(填色)与纬向风合成场(矢量箭头):(a、d)6月;(b、e)7月;(c、f)8月 Figure 6 Composite vertical velocity (shadings) and zonal wind (arrows) averaged over 5°S–5°N in (a) June, (b) July, and (c) August during the negative phase of IOD. (d–f) The same as (a–c) but for the positive phase of IOD

MJO沿着孟加拉湾通道和南海通道的经向传播直接对中国南海夏季风强弱产生影响,一些研究表明,在热带印度洋上产生的夏季MJO可向孟加拉湾北传,而后沿着(10°N~20°N)的孟加拉湾通道传播至南海。同时,孟加拉湾地区本身的气旋性环流建立与深厚积云对流的潜热释放对西太平洋副热带高压位置以及强度产生影响,西太平洋副热带高压位置偏北偏东有利于南海夏季风建立与加强。MJO沿(80°E~100°E)经向传播在负位相期间弱于正位相期间(图略),并且负位相期间的向北经向传播并不明显且有很强的减弱趋势。正位相期间夏季MJO北传至孟加拉湾地区强度稍有减弱,但相比于IOD负位相期间有所增强,更容易使得孟加拉湾地区气旋性环流形成。事实上,已经有研究表明MJO与孟加拉湾低涡存在一定的联系(林爱兰等, 2016),孟加拉湾气旋性环流经常受到热带印度洋北传的MJO激发而形成。这支MJO源自于赤道西印度洋向东传播过程中转向北至孟加拉湾,而根据IOD正负位相期间的MJO位相情况,正IOD位相期间MJO湿位相主要存在于热带西印度洋地区,这也就证明,IOD正位相期间在孟加拉湾地区更容易形成孟加拉湾气旋性环流。然而,孟加拉湾气旋性环流的建立以及该地区深厚积云对流潜热加热影响着中国南海夏季风的建立以及强度。相关研究证实,孟加拉湾地区深厚积云对流加热可通过两级热力适应的第二级潜热适应影响西太平洋副热带高压,使西太平洋副热带高压向北推进(吴国雄等,2000)。同时,孟加拉湾深厚对流潜热的释放所激发的Rossby波在中高纬度地区具有相当的正压结构,潜热释放的加强可使得副热带高压位置偏北(周兵等,2006)。

MJO在南海通道上的经向传播更能直接说明南海夏季风的加强,MJO在(101°E~120°E)平均MJO经向传播中强度强于正位相期间MJO传播强度(图略),但传播止步于15°N,并且在这一地区形成了较为强烈的降水,如图 7所示,负位相期间在南海15°N附近地区有较强的日平均降水,而正位相期间则较弱。这进而说明,负位相期间大气中水汽含量在南海地区有着强烈的消耗,使得南海地区季风水汽输送得以迅速减弱。图 8分析了IOD负位相与正位相期间经向速度场与垂直速度合成场以及垂直比湿场的差值,可以看出正位相期间低层经向风强度强于负位相期间,并且在南纬20°附近有较强的水汽补充,可见正位相期间南海地区水汽主要来自于东南印度洋的水汽经向输送。虽然在负位相期间,MJO经向传播较为明显,但是大量的降水消耗使得大气中水汽含量与正位相相差无几。然而,从图中却能进一步得到,正位相期间低层经向风水汽输送强于负位相期间。这说明,正位相期间中国南海地区水汽输送强于负位相。

图 7 印度洋偶极子(a)负位相和(b)正位相期间夏季南海地区平均降水量,单位:mm d-1 Figure 7 Averaged summer precipitation (units: mm d-1) over the South China Sea during the (a) negative phase and (b) positive phase of IOD

图 8 印度洋偶极子负位相与正位相期间夏季(101°E~120°E)平均垂直速度与经向风合成场(矢量箭头)和比湿场的差值(填色,单位:g g-1):(a)6月;(b)7月;(c)8月 Figure 8 Difference in composite fields of vertical velocity and meridional wind (vectors), specific humidity (shaded, units: g g-1) averaged over 101°–120°E between the negative phase and positive phase of IOD in (a) June, (b), July, and (c) August
4 数值模式模拟结果分析

PIAP3大气环流模式对印度洋偶极子对南海西南季风水汽输送模拟情况依赖于模式对大气环流模拟的性能。对PIAP3大气环流模式模拟性能的评估已有大量工作(王丽琼,2013),通过模式对大气质量场、温度场和降水场有关物理量的模拟可知模式对气候物理量场的平均态有较强的模拟能力,可准确的模拟出大气的热力、动力基本气候态及季节变化,尤其是能够模拟出大气特征的一些复杂,细微的物理结构。特别是模式对东亚季风的模拟,可以较好地模拟东亚夏季风主要特征的时间和空间季节变化及分布,具有一定的季风模拟能力,特别是能够准确模拟东亚地区夏季季风气流对水汽的输送。前两节分析表明,IOD正位相期间印度洋MJO沿纬向传播受到阻碍,而经向传播较为明显,主要在孟加拉湾通道上的传播明显,使得正位相期间孟加拉湾地区气旋性环流较容易生成,而南海通道的经向MJO传播并不明显,但经向风输送较强。IOD负位相期间,MJO沿纬向传播可传播至150°E,而后受到Walker环流下沉支影响,使得对流活动强烈受到抑制,沿赤道非对称的对流加热使得东风强烈,从而抑制了通向中国南海西南风的强度。数值模式敏感性试验更能够清晰的阐明上述关系,利用IOD正位相与负位相年夏季期间海温场强迫大气环流模式PIAP3,模拟IOD正负位相年夏季IVT计算场及流场情况如图 9所示,对比再分资料发现,模式模拟的南亚季风明显偏南,然而这也是当前全球模式都面临的困难,即季风模拟偏弱偏南,这个问题解决尚需时间,然而这并不影响我们分析影响中国南海夏季水汽输送强弱的因素,数值模式的模拟更能凸显影响南海夏季水汽输送强度IVT的因素。很容易看出,IOD负位相期间夏季,西太平洋副热带高压明显偏强偏南,并且南缘强烈的东风异常压制了南海西南季风的水汽输送,而正位相期间西太平洋副热带高压位置偏北,更容易促使南海地区西南季风的水汽输送得到建立与加强。

图 9 PIAP3大气环流模式模拟的夏季IOD(a)负位相和(b)正位相期间IVT强度及水平风场 Figure 9 Summer IVT intensity and flow fields simulated with the PIAP3 atmospheric general circulation model during (a) the negative phase and (b) the positive phase of IOD

第二节中使用再分析资料分析了IOD正负位相期间OLR情况,结果显示负位相期间在西印度洋地区至140°E间有较强的对流活动,而150°E以东地区对流活动减弱,从而决定了在赤道地区有强烈的非对称加热,进而加强了热源东北侧偏东风。PIAP3大气环流模式的敏感性试验更加说明了这点,如图 10所示,模式模拟的正位相期间,对流云在孟加拉湾活动较负位相期间明显加强,并且对流云活动可一直延伸到日界线附近而逐渐减弱。负位相期间,在印度洋上的对流云活动明显减弱,孟加拉湾地区对流云活动明显被削弱,较强的对流云多活动于赤道120°E附近,而赤道140°E附近地区对流云活动强烈受到抑制,由此可形成了赤道东西向非对称加热,而根据Gill(1980)模型理论,热源东侧的偏东风必然加强。其次,模式模拟的对流云活动情况还可进一步发现,在IOD正位相期间,苏门达蜡岛附近的对流云活动强烈受到抑制,而北端对流云活动较为旺盛,这可能会加强了Reverse- Hadley环流强度,从而使得到达中国南海地区的经向风场强度加强。负位相期间,这种南北对流云活动差异并不明显,因此Reverse-Hadley环流并不显著。图 11显示了PIAP3大气环流模式模拟的(100°E~120°E平均)Reverse-Hadley环流,发现正位相期间Reverse-Hadley环流明显加强,通过正位相与负位相差值可发现如图 11c所示,在低层通向中国南海地区的经向风明显加强。

图 10 PIAP3大气环流模式模拟的夏季IOD正位相(左列)和负位相(右列)期间月平均整层大气对流云活动情况(填色表示云量):(a、b)6月;(c、d)7月;(e、f)8月 Figure 10 Averaged monthly convective cloud activities (shadings show the cloud cover) in whole layer of atmosphere from the PIAP3 atmospheric general circulation model in (a, b) June, (c, d) July, and (e, f) August during the positive phase (left column) and the negative phase (right column) of IOD

图 11 PIAP3大气环流模式模拟的印度洋偶极子(a)正位相和(b)负位相期间(100°E~120°E)平均夏季经向速度与垂直速度合成以及(c)正位相与负位相之间的差值 Figure 11 Synthesis of meridional and vertical velocities in the summer from the PIAP3 atmospheric general circulation model simulation during (a) the positive phase and (b) the negative phase (averaged over 100°E–120°E) of IOD, and (c) the differences between the positive and negative phases

在2.2节中在正位相期间孟加拉湾地区有着气旋性环流的建立和相应较强的对流活动。PIAP3大气环流模式的模拟证实了这一点。模式对孟加拉湾地区对流云活动产生的降水模拟情况如图 12ab所示,正位相期间由于对流活动造成的孟加拉湾地区降水明显强于负位相期间,而计算的对流降水加热率如图 12cd所示,进一步说明正位相期间孟加拉湾地区对流加热率强于负位相期间,强烈的对流降水加热率可通过两级热力适应的第二级潜热适应影响500 hPa副热带高压,使副热带高压向北推进(吴国雄等,2000)。西太平洋副热带高压的北推有利于中国南海西南季风建立和加强,从而使得这一地区的水汽输送得到加强。

图 12 PIAP3大气环流模式模拟的偶极子正位相(左列)和负位相(右列)期间(a、b)夏季平均对流降水量(单位:mm d-1)、(c、d)孟加拉湾深厚积云对流加热率(单位:K s-1 Figure 12 (a, b) Averaged convective precipitation (units: mm d-1) and (c, d) convective heating rate (units: K s-1) of deep cumulus cloud in the Bay of Bengal in the summer from the PIAP3 atmospheric general circulation model simulation during the positive phase (left column) and the negative phase (right column) of IOD

孟加拉湾地区较强烈的对流活动还对应着印度洋季风槽的北移,PIAP3大气环流模式模拟的季风槽位置如图 13所示,正位相期间,季风槽的位置始终偏北,并且印尼以西过赤道气流也较强,可能进一步向北推进季风槽的位置,从而使得孟加拉湾地区对应着较为强烈的对流活动。PIAP3大气环流模式给出的深厚积云对流对风场的调整如图 14所示,正位相期间在赤道印度洋地区,东风调整较为明显,而负位相期间赤道印度洋地区北风调整十分显著,这进一步压制了印度洋地区季风槽的位置。深厚积云对流对风场的调整与积云对流活动是相匹配的,也对应着正位相期间孟加拉湾地区对流增强,印尼以西对流减弱,负位相则相反。

图 13 PIAP3模拟的偶极子正位相(左列)和负位相(右列)期间印度洋季风槽位置,矢量箭头为850 hPa水平风场(单位:m s-1):(a、b)6月;(c、d)7月;(e、f)8月份 Figure 13 The Indian Ocean monsoon trough locations in (a, b) June, (c, d) July, and (e, d) August from the PIAP3 model simulation during the positive phase (left column) and the negative phase (right column) of IOD, arrows represent 850hPa wind (arrows, units: m s-1)

图 14 PIAP3模拟的印度洋偶极子(a)正位相和(b)负位相期间夏季深厚积云对流对850 hPa风场调整 Figure 14 Deep cumulus convection adjustment to 850hPa wind field from the PIAP3 model simulation during (a) the positive phase and (b) the negative phase of IOD

在2.2节中MJO传播过程中分析发现了负位相期间在中国南海地区有较强的MJO经向传播,从而使得这一地区对流活动较为旺盛,同时可带来大量水汽。然而通过降水的实际再分析资料显示,负位相期间中国南海地区平均日降水量明显大于正位相期间,降水的作用使得大气中水汽强烈受到消耗,从而使得正负位相期间南海地区大气中水汽含量相差无几。PIAP3模式计算了IOD负位相和正位相期间夏季深厚积云对流对水汽的消耗情况,如图 15所示,在负位相期间,深厚积云对流在南海地区对水汽有强烈的消耗,这使得大气中水汽含量受到削弱。正位相期间深厚积云对流使水汽的消耗相对较小。深厚积云对流的水汽调整作用使得IOD负位相期间即便有较强的MJO经向传播携带的大量水汽也与IOD正位相期间大气中水汽含量大体相近。

图 15 PIAP3模拟夏季期间IOD(a)负位相和(b)正位相期间深厚积云对流对整层水汽调整(单位:g g-1 s-1 Figure 15 Deep cumulus convection adjustment to whole layer water vapor (units: g g-1 s-1) from the PIAP3 model simulation during (a) the negative phase and (b) the positive phase of IOD
5 结论与讨论

利用再分析资料和PIAP3大气环流模式,研究了印度洋偶极子期间影响中国南海地区西南季风水汽输送的强弱因素。主要有以下结论:

(1)印度洋偶极子正位相期间,中国南海西南季风的水汽输送明显加强,负位相期间则较弱。

(2)计算表征中国南海地区水汽输送强弱指标IVT与同期海温场有较好的相关关系,南海地区平均IVT强度变化与印度洋偶极子型海温变化有关较高的相关性。

(3)负位相期间,赤道西太平洋北侧异常东风较强,从而压制了中国南海西南季风水汽输送。赤道地区对流活动强弱有关键作用,负位相期间容易在140°E附近形成赤道地区东西向非对称热源,从而使得热源东北侧东风异常强烈。这种非对称的热源形成与Walker环流的配置有直接关系。

(4)孟加拉湾地区加热强度直接影响西太平洋副热带高压位置,其南北位置决定了中国南海西南季风水汽输送强弱,而MJO活动有着关键作用。正位相期间MJO多活动于赤道西印度洋,MJO纬向传播受到阻碍,东传特征并不明显。PIAP3大气环流模式显示正位相期间,印度洋季风槽位置明显偏北,印尼以西过赤道气流加强,对应着孟加拉湾地区对流活动较旺盛。正位相期间孟加拉湾地区对流活动较为旺盛,且深厚积云对流加热强度较强,可通过热力第二级响应使得西太平洋副热带高压向北推进。负位相期间,MJO多活动于赤道东印度洋,孟加拉湾地区对流活动相对较弱,其深厚对流加热强度也不及正位相期间。

(5)负位相期间南海通道的MJO经向传播较为明显,且强度较强,通常会携带大量的水汽,然而强烈的对流降水消耗使得负位相期间中国南海地区大气中水汽含量与正位相期间相差无几。PIAP3大气环流模式的模拟显示负位相期间南海地区深厚积云对流对水汽的消耗较强,而正位相期间相对较弱,从而决定了IOD正负位相期间南海大气中水汽含量大体相近。

(6)正位相期间,西太平洋副热带高压北推,使得南海地区西南季风容易建立与加强。同时,Reverse-Hadley环流的增强使得南海地区低层经向风强烈,从而加大了南海地区西南季风水汽输送。负位相期间,西太平洋副热带高压偏南,不利于南海地区西南季风的建立,同时Reverse-Hadley环流较弱,不利于南海西南季风的水汽输送。

(7)PIAP3大气环流模式模拟仍然存在南亚季风模拟偏弱偏南问题,目前仍无确定性结论,这可能与模式分辨率或对流参数化方案有关。但针对印度洋偶极子期间,模式仍能够模拟出影响南海西南季风水汽输送的关键因素。异常的海温强迫场所产生模式物理过程调整结果与实际观测结果较为一致,如浅积云对流扩散和深厚积云对流对风场调整等。

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