《大气科学》：MJO研究新进展（中国科学院大气物理研究所）

第37卷第2期 大气科学 Vol. 37. No. 2 013年3月 Chinese Journal of Atmospheric Sciences 李祟银,潘静,宋洁.2013.MO研究新进展卩大气科学,37(2)229-252,doi:10.3878/iss.1006-98952012.12318. Li Chongyin, Pan Jing, Song jie 013. Progress on the MJO research in recent years J). Chinese Journal of Atmospheric Sciences(in Chinese ) 37(2): 229-252. MJO研究新进展 李崇银·2潘静1宋洁 1中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学国家重点实验室,北京100029 2解放军理工大学气象海洋学院,南京211101 摘要MO与ENSO的关系、MJO的数值模拟(预报)以及MJO对天气气候的影响是近些年来国内外大气科 学研究的重要前沿问题。本文将综合介绍国内有关MJO对天气气候的影响以及MJO的数值模拟(预报)方面的 期研究进展,因为过去已介绍过MJO与ENSO相互作用的研究结果。利用澳大利亚气象局的 RMM-MJO指数 研究MO与西北太平洋台风活动的关系,结果表明大气MJO对西北太平洋台风的生成有比较明显的调制作用 在MO的活跃期与非活跃期西北太平洋生成台风数的比例为2:1:而在MO活跃期,对流中心位于赤道东印度 洋(即MO第2、3位相)与对流中心在西太平洋地区(即MO第5、6位相)时的比例也为2:1。对大气环流 的合成分析显示,在MO的不同位相西太平洋地区的动力因子和热源分布形势有极其明显不同。在第2、3位相, 各种因子均呈现出抑制西太平洋地区对流及台风发展的态势:而在第5、6位相则明显有促进对流发生发展,并为 台风生成和发展创造了有利的大尺度环流动力场。对多台风年与少台风年850hPa的30~60d低频动能距平的合 分析表明,在多台风年最显著的是低频动能正异常位于菲律宾以东15°N以南的西北太平洋地区,表明那里有 强MJO的活动:而少台风年的情况与多台风年相反,菲律宾以东的西北太平洋上与季风槽位置对应区域是低频动 能的负距平区,那里MJO偏弱。即赤道西北太平洋上MJO活动的强(弱)年对应西北太平洋的台风偏多(偏少)。 对应MJO的不同活动位相,无论冬季、春季或夏季,中国东部的降水都将出现特殊的异常形势。在春季,MJO 的第2、3位相有利我国东部长江中下游地区多雨、华南地区少雨:MO的第4、5位相有利我国华南地区多雨而 长江中下游地区少雨:在MJO的其它位相,我国东部地区都为降水负异常。在冬季,对应MJO的第1~3位相(特 别是第2、3位相)中国华南降水偏多;而对应MO的第6~8位相(特别是第6、7位相)中国华南降水偏少 夏季,MJO位于印度洋时,MJO可以通过低层西风急流的波导效应影响到中国东南部地区,造成该地区降水偏 多;当MJO位于西太平洋地区时,可以造成经向环流的上升支向北偏移,导致西北太平洋副高的东撤、以及中国 东南部地区水汽输送减弱,降水减少。资料分析还表明,在年际变化尺度上,热带中、东印度洋MO指数的持续 异常对云南夏季降水有明显的影响。大气环流和数值模拟都表明,MO活动不同位相的强对流会在东亚/北太 平洋地区激发产生不同形势的遥响应( Rossby波列),导致在中国不同地区出现有利(或不利)降水的环流形势 和条件,是MJO活动影响中国降水的主要机制。用数值模式对MJO进行数值模拟(预报)是尚未很好解决的困 难问题,原因也没有完全搞清楚。我们的一系列数值模拟清楚表明,MO的模拟(预报)效果对模式所用对流参 数化方案有很强的依赖关系:模式能否很好描写(再现)热带大气非绝热加热廓线,是极其关键的问题,只有当 加热廓线在对流层中低层有最大加热时,模式才能得到同实际观测大体一致的MO及其活动特征。这些数值模拟 结果与我们过去从理论研究得到的结论相吻合,彼此得到应证 关键词MJo( Madden- Julian Oscillation)西北太平洋台风活动中国东部降水异常MO的数值模拟对流 文章编号1006-9895(2013)02-0229-24 中图分类号P433 文献标识码A doi:10.3878/sn.1006-9895.2012.12318 收稿日期2012-10-31,2012-11-13收修定稿 资助项目国家重点基础研究发展计划(973计划)2010CB950401,国家自然科学基金资助项目U0833602 作者简介李崇银,男,1940年出生,研究员、教授,主要从事天气气候变化及其动力学研究。E-mail: Icy a lasg iap.accn 通讯作者潘静,E-mal.pan@lasgiap.ac.cn

第 37 卷第 2 期 2013 年 3 月 大 气 科 学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol. 37, No. 2 Mar. 2013 李崇银，潘静，宋洁. 2013. MJO 研究新进展 [J]. 大气科学, 37 (2): 229–252, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2012.12318. Li Chongyin, Pan Jing, Song Jie. 2013. Progress on the MJO research in recent years [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37 (2): 229–252. MJO 研究新进展 李崇银 1, 2 潘静 1 宋洁 1 1 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学国家重点实验室，北京 100029 2 解放军理工大学气象海洋学院，南京 211101 摘 要 MJO 与 ENSO 的关系、MJO 的数值模拟（预报）以及 MJO 对天气气候的影响是近些年来国内外大气科 学研究的重要前沿问题。本文将综合介绍国内有关 MJO 对天气气候的影响以及 MJO 的数值模拟（预报）方面的 近期研究进展，因为过去已介绍过 MJO 与 ENSO 相互作用的研究结果。利用澳大利亚气象局的 RMM-MJO 指数 研究 MJO 与西北太平洋台风活动的关系，结果表明大气 MJO 对西北太平洋台风的生成有比较明显的调制作用， 在 MJO 的活跃期与非活跃期西北太平洋生成台风数的比例为 2:1；而在 MJO 活跃期，对流中心位于赤道东印度 洋（即 MJO 第 2、3 位相）与对流中心在西太平洋地区（即 MJO 第 5、6 位相）时的比例也为 2:1。对大气环流 的合成分析显示，在 MJO 的不同位相西太平洋地区的动力因子和热源分布形势有极其明显不同。在第 2、3 位相， 各种因子均呈现出抑制西太平洋地区对流及台风发展的态势；而在第 5、6 位相则明显有促进对流发生发展，并为 台风生成和发展创造了有利的大尺度环流动力场。对多台风年与少台风年 850 hPa 的 30～60 d 低频动能距平的合 成分析表明，在多台风年最显著的是低频动能正异常位于菲律宾以东 15°N 以南的西北太平洋地区，表明那里有 强 MJO 的活动；而少台风年的情况与多台风年相反，菲律宾以东的西北太平洋上与季风槽位置对应区域是低频动 能的负距平区，那里 MJO 偏弱。即赤道西北太平洋上 MJO 活动的强（弱）年对应西北太平洋的台风偏多（偏少）。 对应 MJO 的不同活动位相，无论冬季、春季或夏季，中国东部的降水都将出现特殊的异常形势。在春季，MJO 的第 2、3 位相有利我国东部长江中下游地区多雨、华南地区少雨；MJO 的第 4、5 位相有利我国华南地区多雨而 长江中下游地区少雨；在 MJO 的其它位相，我国东部地区都为降水负异常。在冬季，对应 MJO 的第 1～3 位相（特 别是第 2、3 位相）中国华南降水偏多；而对应 MJO 的第 6～8 位相（特别是第 6、7 位相）中国华南降水偏少。 在夏季，MJO 位于印度洋时，MJO 可以通过低层西风急流的波导效应影响到中国东南部地区，造成该地区降水偏 多；当 MJO 位于西太平洋地区时，可以造成经向环流的上升支向北偏移，导致西北太平洋副高的东撤、以及中国 东南部地区水汽输送减弱，降水减少。资料分析还表明，在年际变化尺度上，热带中、东印度洋 MJO 指数的持续 异常对云南夏季降水有明显的影响。大气环流和数值模拟都表明，MJO 活动不同位相的强对流会在东亚/西北太 平洋地区激发产生不同形势的遥响应（Rossby 波列），导致在中国不同地区出现有利（或不利）降水的环流形势 和条件，是 MJO 活动影响中国降水的主要机制。用数值模式对 MJO 进行数值模拟（预报）是尚未很好解决的困 难问题，原因也没有完全搞清楚。我们的一系列数值模拟清楚表明，MJO 的模拟（预报）效果对模式所用对流参 数化方案有很强的依赖关系；模式能否很好描写（再现）热带大气非绝热加热廓线，是极其关键的问题，只有当 加热廓线在对流层中低层有最大加热时，模式才能得到同实际观测大体一致的 MJO 及其活动特征。这些数值模拟 结果与我们过去从理论研究得到的结论相吻合，彼此得到应证。 关键词 MJO（Madden-Julian Oscillation） 西北太平洋台风活动 中国东部降水异常 MJO 的数值模拟 对流 加热廓线 文章编号 1006–9895(2013)02–0229–24 中图分类号 P433 文献标识码 A doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2012.12318                                                              收稿日期 2012–10–31，2012–11–13 收修定稿 资助项目 国家重点基础研究发展计划（973 计划）2010CB950401，国家自然科学基金资助项目 U0833602 作者简介 李崇银，男，1940 年出生，研究员、教授，主要从事天气气候变化及其动力学研究。E-mail: lcy@lasg.iap.ac.cn 通讯作者 潘静，E-mail: pan@ lasg.iap.ac.cn

大气科学 37卷 230 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol. 37 Progress on the mjo research in recent Years LI Chongyin", PAN Jing, and soNg Jie I State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmaspheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029 2 Meteorological and Oceanography College, PLA University of Science and Technology, Nanying 211101 bstract Recently, the relationship between the Madden-Julian Oscillation (MJO)and the El Nino-Southern Oscillation(ENSO), the numerical simulation (forecasting) of the Mjo, and the influences of the mo on weather and climate have become some of the major issues at the forefront of atmospheric science. Studies of the interaction between the MJO and ENSO and their results has been reviewed in previous papers; therefore, in this paper we present a comprehensive overview of recent research advances by Chinese scientists on the Mos influence on weather and climate, as well as numerical simulation(forecasting)of the MJO. The studies used the australian bureau of Meteorology Real-time Multivariate(RMM) MJO index to investigate the relationship between MJO and typhoon activity over the northwest Pacific. The results show that the Mo plays a significant role in modulating the genesis of the typhoon over the northwest Pacific. For the typhoon genesis number over the northwest Pacific, the ratio between the active and inactive periods of the MO is 2: 1. During the MJO active period, the ratio of the northwest Pacific typhoon genesis number between phases 2-3 of the MJO in which the convection center of the MJO is located in the tropical eastern Indian Ocean and MJo phases 5-6 where the convection center of the MJO is located in the western Pacific is also 2: 1 Composite atmospheric circulations show that the distribution of the dynamic typhoon- influencing factors and heating sources of the western Pacific in the different MJo phases are very different. In phases 2-3 of the MJO, all the factors tend to suppress the development of convection and typhoons in the western Pacific In MJO phases 5-6, however, these factors promote convection development and create a favorable large-scale background circulation for the generation and development of typhoons. The composites of at the 850 hPa level for the typhoon-rich years show positive low-frequency kinetic energy anomalies over the northwestern Pacific east of the Philippines and south of 15N, indicating that the MJO activity is strong in that region. In contrast, on typhoon-poor years, negative low-frequency kinetic energy anomalies are found over the monsoon trough regions of the northwestern Pacific east of the Philippines suggesting that the Mjo activity is weaker over that region. Generally speaking, there are more (less)typhoons over the northwestem Pacific in the years when the mjo activity over the northwestern tropical Pacific is strong(weak) Corresponding to the different MJO phases, the precipitation over eastern China is anomalous whether in winter or spring. In spring, during MJO phases 2-3, the middle and lower reaches of the Yangtze River are wetter, while South China is drier During MJO phases 4-5, South China is wetter while the middle and lower reaches of the Yangtze River are drier. During the other phases of the mjo, the anomalous precipitation of eastem China is negative. In winter, during phases 1-3(especially phases 2-3), South China is wetter; during phases 6-8(especially phases 6-7) South China is drier. In summer, the Mo over the Indian Ocean( the western Pacific) can influence southeastern China through the wave-train effect of the westerly jet in the lower troposphere(the meridional circulation and subtropical high over the western Pacific)which results in a wetter(drier) season in southeastern China. Moreover, the continual anomaly of the MJO over the tropical middle-east Indian Ocean has a clear impact on summer rainfall in Yunnan on an interannual time-scale. The atmospheric circulation analysis and numerical simulations all show that strong convection for the different phases of the MJo will generate different teleconnection patterns(Rossby wave train). These will result in favorable (or unfavorable) circulation and conditions for rainfall in different regions of China, which is the primary mechanism responsible for the precipitation anomalies associated with the mjo. The simulation(prediction) of the mo in the numerical model is far from success and still an open question. Our series of numerical simulations clearly indicates that the simulation of the Mo strongly depends on a convective parameterized scheme in the model; whether the model can reproduce a realistic diabatic heating profile of the tropical atmosphere is the key to a successful simulation of the MJo. The MO activities in the model match those of the observations to a certain degree only when the maximum of the heating profile is located in the middle and lower troposphere. The results of these simulations are consistent with our previous theoretical studie

大    气    科    学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences 37 卷 230 Vol. 37 Progress on the MJO Research in Recent Years LI Chongyin1, 2, PAN Jing1 ，and SONG Jie1 1 State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029 2 Meteorological and Oceanography College, PLA University of Science and Technology, Nanjing 211101 Abstract Recently, the relationship between the Madden-Julian Oscillation (MJO) and the El Niño–Southern Oscillation (ENSO), the numerical simulation (forecasting) of the MJO, and the influences of the MJO on weather and climate have become some of the major issues at the forefront of atmospheric science. Studies of the interaction between the MJO and ENSO and their results has been reviewed in previous papers; therefore, in this paper we present a comprehensive overview of recent research advances by Chinese scientists on the MJO’s influence on weather and climate, as well as numerical simulation (forecasting) of the MJO. The studies used the Australian Bureau of Meteorology Real-time Multivariate (RMM) MJO index to investigate the relationship between MJO and typhoon activity over the northwest Pacific. The results show that the MJO plays a significant role in modulating the genesis of the typhoon over the northwest Pacific. For the typhoon genesis number over the northwest Pacific, the ratio between the active and inactive periods of the MJO is 2:1. During the MJO active period, the ratio of the northwest Pacific typhoon genesis number between phases 2–3 of the MJO in which the convection center of the MJO is located in the tropical eastern Indian Ocean and MJO phases 5–6 where the convection center of the MJO is located in the western Pacific is also 2:1. Composite atmospheric circulations show that the distribution of the dynamic typhoon-influencing factors and heating sources of the western Pacific in the different MJO phases are very different. In phases 2–3 of the MJO, all the factors tend to suppress the development of convection and typhoons in the western Pacific. In MJO phases 5–6, however, these factors promote convection development and create a favorable large-scale background circulation for the generation and development of typhoons. The composites of the 30–60 day low-frequency kinetic energy at the 850 hPa level for the typhoon-rich years show positive low-frequency kinetic energy anomalies over the northwestern Pacific east of the Philippines and south of 15°N, indicating that the MJO activity is strong in that region. In contrast, on typhoon-poor years, negative low-frequency kinetic energy anomalies are found over the monsoon trough regions of the northwestern Pacific east of the Philippines suggesting that the MJO activity is weaker over that region. Generally speaking, there are more (less) typhoons over the northwestern Pacific in the years when the MJO activity over the northwestern tropical Pacific is strong (weak). Corresponding to the different MJO phases, the precipitation over eastern China is anomalous whether in winter or spring. In spring, during MJO phases 2–3, the middle and lower reaches of the Yangtze River are wetter, while South China is drier. During MJO phases 4–5, South China is wetter while the middle and lower reaches of the Yangtze River are drier. During the other phases of the MJO, the anomalous precipitation of eastern China is negative. In winter, during phases 1–3 (especially phases 2–3), South China is wetter; during phases 6–8 (especially phases 6–7) South China is drier. In summer, the MJO over the Indian Ocean (the western Pacific) can influence southeastern China through the wave-train effect of the westerly jet in the lower troposphere (the meridional circulation and subtropical high over the western Pacific) which results in a wetter (drier) season in southeastern China. Moreover, the continual anomaly of the MJO over the tropical middle-east Indian Ocean has a clear impact on summer rainfall in Yunnan on an interannual time-scale. The atmospheric circulation analysis and numerical simulations all show that strong convection for the different phases of the MJO will generate different teleconnection patterns (Rossby wave train). These will result in favorable (or unfavorable) circulation and conditions for rainfall in different regions of China, which is the primary mechanism responsible for the precipitation anomalies associated with the MJO. The simulation (prediction) of the MJO in the numerical model is far from success and still an open question. Our series of numerical simulations clearly indicates that the simulation of the MJO strongly depends on a convective parameterized scheme in the model; whether the model can reproduce a realistic diabatic heating profile of the tropical atmosphere is the key to a successful simulation of the MJO. The MJO activities in the model match those of the observations to a certain degree only when the maximum of the heating profile is located in the middle and lower troposphere. The results of these simulations are consistent with our previous theoretical studies

2期 李崇银等:MJO研究新进展 LI Chongyin et al. Progress on the MJO Research in Recent Years eywords n-Julian Oscillation (MJO), Typhoon generation over the no stern Pacific, Precipitation ies in eastern China, Numerical simulation of the Mjo, Convective heating profile 引言 发作用(Li,1990; Li and zhou,1994,李崇银和廖 清海,1998; Li and long,200l; Long and li,2002 在20世纪70年代初, Madden and julian(1971; Zhang and Gottschalk,2002)。 1972)发现赤道附近的大气中存在着一种40天左右 有关大气MJO对热带气旋(TC)生成的调节 时间尺度的准周期振荡现象。其后的研究表明,整作用,针对不同地区的TC都有一些研究,所得到 个热带大气乃至全球大气都存在着30~60天的准的结论较为一致,都认为TC易于生成在MJO的湿 周期振荡,并被视为重要的大气环流系统之一,将(活跃)位相中,比如在西北太平洋,印度洋和澳 其称之为季节内振荡( Intraseasonal Oscillation,大利亚附近等地区( Sobel et al,2000 Liebmann et SO),后来也有人将赤道附近的大气季节内振荡称al,1994, Hall et al,2001);有研究认为当MO处 之为MJO( Madden- Julian Oscillation)。国内外从上于活跃状态时,台风出现频率增加( Maloney and 个世纪80年代开始对大气季节内振荡特别是热带大 Hartmann,20002000):也有人指出MJO对热带 气季节内振荡的研究得到蓬勃开展,有关热带大气气旋的生成具有一定的影响作用,却不是关键因子 季节内振荡尤其是MJO的结构特征和基本活动规律( Liebmann,1994)。但是,具体到MJO如何调制 研究较多,它们也被揭露得较为清楚( Krishnamurti西北太平洋的台风发生,目前还不是很清楚。而我 and Subrahmann,1982; Murakami,etal,1984,Lau国又是受西北太平洋台风经过和登陆影响最严重 and Chan,1985; Knuston and weickmann,1987;,Li的国家,探讨大气MJO对西北太平洋台风的调制 and Wu,1990,李崇银,1991; Madden and Julian,问题,对认识影响我国台风的发生发展乃至进行季 1994)。目前有关MJO的研究主要集中在它的活动节内尺度预报很有意义和价值。 及其异常对热带及全球气候系统的重要影响,它与 大气季节内振荡(ISO)及MJO的数值模拟研 ENSO事件的相互关系,以及它的数值模拟(预报)究近些年更是引起国际上的广泛重视,因为一些数 问题三个方面 值天气预报结果清楚地表明,模式对大气ISO的描 有关大气ISO活动(其实也包括MO的活动)写(预报)如何,对预报效果有十分重要的影响。 影响亚洲季风的爆发及异常的研究已有一些(穆明对5个动力延伸预报的分析表明,无论对3天还是 权和李崇银,2000; Li et al,2001;林爱兰等,2005);:十几天的预报,大气MO的预报误差对整个预报 也曾有研究指出夏季江淮流域的旱涝与热带大气起着重要作用( Hendon et al,200NCEP的分析 季节内振荡的活动异常有关( Yang and Li,2003;贺和预报也表明,动力延伸预报的主要误差来自模式 懿华等,2006)。国外也有研究表明,MJO的活动得到的热带大气MJO比较弱,而且东传过快( Jones, 通过对流异常的强迫和遥相关,在其不同的传播位etal.,2000)。在大气ISO的气候模拟中,大气环 相可以对很多地区不同季节的降水产生影响,例如流模式比较计划(AMIP)用各国15个GCM就大 MO可以对东亚( Jeong et al,2008),西南亚气ISO的模拟进行了比较( Slingo et a,1996),其 ( Barlow et al,2005),北美洲( Jones,2000:Bond结果表明,虽然大多数模式能够反映大气季节内 and Vecchi,2003)和澳洲( Wheeler et al,2008)等间尺度的振荡信号,再现对流层上层速度势异常的 地区的降水产生影响 向东传播;但严格来说,没有一个模式能够抓住观 关于MJO的异常对ENSO循环所起的重要作测到的MJO的主要特征。目前,大多数大气模式 用也已有一些研究。我们早就指出东亚冬季风活动都低估了MJO的强度,未能再现MJO的季节性倾 的异常,通过引起赤道西太平洋地区MJO的强异向,模拟倾向于较短的季节内振荡周期,30天以内 常会对ENio事件的激发产生有重要影响(Li,的高频信号比观测有更强的功率谱。针对不同模 1989)。其后的一系列研究不仅表明赤道西太平洋式,国内外研究者已进行了一些数值模拟研究,对 大气季节内振荡(MO)与ENSO有相互作用,而模式所模拟的大气ISO及MJO的特征进行了不同 且指出MJO影响ENSO主要是MJO年际异常的激的分析( Park et al,l990; Slingo and madden,1991

2 期 No. 2 李崇银等：MJO 研究新进展 LI Chongyin et al. Progress on the MJO Research in Recent Years 231 Keywords Madden-Julian Oscillation (MJO), Typhoon generation over the northwestern Pacific, Precipitation anomalies in eastern China, Numerical simulation of the MJO, Convective heating profile 1 引言 在 20 世纪 70 年代初，Madden and Julian（1971； 1972）发现赤道附近的大气中存在着一种 40 天左右 时间尺度的准周期振荡现象。其后的研究表明，整 个热带大气乃至全球大气都存在着 30～60 天的准 周期振荡，并被视为重要的大气环流系统之一，将 其称之为季节内振荡（Intraseasonal Oscillation， ISO），后来也有人将赤道附近的大气季节内振荡称 之为 MJO（Madden-Julian Oscillation）。国内外从上 个世纪80 年代开始对大气季节内振荡特别是热带大 气季节内振荡的研究得到蓬勃开展，有关热带大气 季节内振荡尤其是MJO的结构特征和基本活动规律 研究较多，它们也被揭露得较为清楚（Krishinamurti and Subrahmann, 1982; Murakami, et al., 1984; Lau and Chan, 1985; Knuston and Weickmann, 1987; Li and Wu, 1990; 李崇银, 1991；Madden and Julian, 1994）。目前有关 MJO 的研究主要集中在它的活动 及其异常对热带及全球气候系统的重要影响，它与 ENSO 事件的相互关系，以及它的数值模拟（预报） 问题三个方面。 有关大气 ISO 活动（其实也包括 MJO 的活动） 影响亚洲季风的爆发及异常的研究已有一些（穆明 权和李崇银，2000；Li et al., 2001；林爱兰等，2005）； 也曾有研究指出夏季江淮流域的旱涝与热带大气 季节内振荡的活动异常有关（Yang and Li, 2003；贺 懿华等，2006）。国外也有研究表明，MJO 的活动 通过对流异常的强迫和遥相关，在其不同的传播位 相可以对很多地区不同季节的降水产生影响，例如 MJO 可以对东亚（Jeong et al., 2008）, 西南亚 （Barlow et al., 2005）, 北美洲（Jones，2000；Bond and Vecchi, 2003）和澳洲（Wheeler et al., 2008）等 地区的降水产生影响。 关于 MJO 的异常对 ENSO 循环所起的重要作 用也已有一些研究。我们早就指出东亚冬季风活动 的异常，通过引起赤道西太平洋地区 MJO 的强异 常会对 El Niño 事件的激发产生有重要影响（Li， 1989）。其后的一系列研究不仅表明赤道西太平洋 大气季节内振荡（MJO）与 ENSO 有相互作用，而 且指出 MJO 影响 ENSO 主要是 MJO 年际异常的激 发作用（Li, 1990；Li and Zhou, 1994; 李崇银和廖 清海，1998；Li and Long, 2001；Long and Li, 2002； Zhang and Gottschalck, 2002）。 有关大气 MJO 对热带气旋（TC）生成的调节 作用，针对不同地区的 TC 都有一些研究，所得到 的结论较为一致，都认为 TC 易于生成在 MJO 的湿 （活跃）位相中，比如在西北太平洋, 印度洋和澳 大利亚附近等地区（Sobel et al., 2000; Liebmann et al., 1994; Hall et al., 2001）；有研究认为当 MJO 处 于活跃状态时，台风出现频率增加（Maloney and Hartmann, 2000a, 2000b）；也有人指出 MJO 对热带 气旋的生成具有一定的影响作用，却不是关键因子 （Liebmann，1994）。但是，具体到 MJO 如何调制 西北太平洋的台风发生，目前还不是很清楚。而我 国又是受西北太平洋台风经过和登陆影响最严重 的国家，探讨大气 MJO 对西北太平洋台风的调制 问题，对认识影响我国台风的发生发展乃至进行季 节内尺度预报很有意义和价值。 大气季节内振荡（ISO）及 MJO 的数值模拟研 究近些年更是引起国际上的广泛重视，因为一些数 值天气预报结果清楚地表明，模式对大气 ISO 的描 写（预报）如何，对预报效果有十分重要的影响。 对 5 个动力延伸预报的分析表明，无论对 3 天还是 十几天的预报，大气 MJO 的预报误差对整个预报 起着重要作用（Hendon et al., 2000）。NCEP 的分析 和预报也表明，动力延伸预报的主要误差来自模式 得到的热带大气 MJO 比较弱，而且东传过快（Jones, et al.，2000）。在大气 ISO 的气候模拟中，大气环 流模式比较计划（AMIP）用各国 15 个 GCM 就大 气 ISO 的模拟进行了比较（Slingo et al., 1996），其 结果表明，虽然大多数模式能够反映大气季节内时 间尺度的振荡信号，再现对流层上层速度势异常的 向东传播；但严格来说，没有一个模式能够抓住观 测到的 MJO 的主要特征。目前，大多数大气模式 都低估了 MJO 的强度，未能再现 MJO 的季节性倾 向，模拟倾向于较短的季节内振荡周期，30 天以内 的高频信号比观测有更强的功率谱。针对不同模 式，国内外研究者已进行了一些数值模拟研究，对 模式所模拟的大气 ISO 及 MJO 的特征进行了不同 的分析（Park et al., 1990; Slingo and Madden, 1991;

大气科学 37卷 232 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol. 37 Li and smith,1995; Gualdi et al,1997;陈兴跃等,明显增多的趋势( Wu et al,2006; Ouchi et al 2000;李薇和俞永强,2001; Maloney and Hartmann,2006:黄勇等,2008);海温变化对西北太平洋台 2001; Sperber,2004)。然而,上述大部分研究多为风生成的影响与大气动力学条件相比并非主要因 短时间数值积分结果的分析,还没有找出模式模拟素,而年代际变化是西太平洋台风活动的主要特 不好MJO(或ISO)的重要原因。 征。(ray(1979)的研究早就指出,热带气旋的生 近10年特别是近5年来,中国学者对MJO又成具有一定周期的频发性,活跃期一般为1~2周, 作了一系列的研究工作,取得十分有意义的成果。而两段活跃期之间大约为2~3周的非活跃期。因 在MJO对中国天气气候的影响方面,不仅研究了此在影响台风生成的诸多因素中研究准周期振荡 MJO的活动对中国不同季节和不同地区降水的明的MJO活动对台风的作用,也是十分有意义的。 显影响及其机理( Zhang et al,2008;贾小龙等,2.1MJo不同位相时西北太平洋台风的生成频数 2009:朱红蕊等,2010:白旭旭等,2011:;吕俊梅 分析 等,2012);还研究了大气季节内振荡或MJO活动 用澳大利亚气象局 Wheeler and Hendon(2004) 对西北太平洋热带气旋和台风活动的影响及重要的MJO指数来描述MJO的变化特征,并用三个台 调制作用(祝从文等,204;陈光华和黄荣辉,2009;风资料序列(中国气象局上海台风所的台风资料, 孙长等,2009:潘静等,2010;田华等,2010)。美国JTWC的台风资料,以及日本气象厅JMA的 在MJO的数值模拟方面的一系列研究,不仅指出台风资料)分析西北太平洋台风活动。考虑统一性, MJO的模拟(预报)好坏对整个大气环流和气候的台风资料的时间长度均选取1979~2004年(JMA 模拟预报有重要影响,而且对模式所用对流参数化前期无资料);将第一次最大风速达到台风级别(中 方案有极强依赖性;还特别揭示出热带大气非绝热心持续风力达到35ms)的时刻和位置定义为台 加热廓线在MJO的模拟中起着极为重要的作用,风生成的时间和位置。 只有当模式很好再现了在对流层中低层有最大加 根据RMM指数所描写的MO活动的8个不 热的情况下,模式才能够模拟出与观测相一致的同位相,表1给出的是依据三种台风资料统计得到 MO(贾小龙,2006; Li et al,2007;董敏和李崇银,的在台风季(6~10月)对应MJO不同位相时所生 2007;贾小龙和李崇银,2007a,2007b; Li et al,成的西太平洋台风数。 2008: Jia et al,2008;贾小龙等,2009;凌健,2009:表1各种台风资料的统计结果(潘静等,2010) Ling et al, 2009; Jia et al, 2010: Yang et al., 2012)a Table 1 Typhoon numbers in different phases of the MJO 下面我们将就MO活动对西北太平洋台风生 or different typhoon data set(Pan et al,2010) 成的调制影响,MJO活动对中国不同季节降水的影 MO活跃位相 较强MO 响,MJO的数值模拟以及对流加热廓线对MJO的重 1第?第3第4第5第6第7第8对比较弱 要性等方面的研究新进展和新成果作一个概括的台风资料位相位相位相位相位相位相位相位相MO 归纳介绍。因写稿的时间关系,难免有遗漏和不妥 上海台风所2820132431442426209:85 之处,欢迎批评指正 日本气象厅2520132530422424202:86 2MJo与西北太平洋台风 对比三种台风资料的统计结果可以发现,就台 在2005年美国受到大西洋强飓风的严重影响风季的台风生成总数而言三种资料的统计结果比 之后,美国科学家 Emanue(2005)和 Webster et al.较一致,均揭示了发生在较强MJO位相中的台风 (2005)的工作在国际上推进了对热带风暴和台风数和发生在较弱/非MJO位相的台风数的比例约为 研究的新高潮。他们用近30年资料的研究所得到21。这说明台风多发生在较强MO活动过程中。 的“随着海表温度的增加,伴随着总气旋数目和发而在MJO的活跃期第2、3位相(MO对流中心在 展期的减少,达到4~5级强度的强台风不管是在赤道东印度)生成的台风数偏少,在第5、6位相 数量还是比例上都大大增加”的结论并未被完全(MJO对流中心在赤道西太平洋)生成的台风数偏 认同,因为更长时间资料的分析表明,特别在西北多。显然,MJO对西太平洋达到台风级别的热带气 太平洋,台风数和强台风数都没有随全球增暖而有旋有重要的调制作用,西太平洋台风的出现频数随

大    气    科    学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences 37 卷 232 Vol. 37 Li and Smith, 1995; Gualdi et al, 1997; 陈兴跃等， 2000；李薇和俞永强，2001；Maloney and Hartmann, 2001; Sperber, 2004）。然而，上述大部分研究多为 短时间数值积分结果的分析，还没有找出模式模拟 不好 MJO（或 ISO）的重要原因。 近 10 年特别是近 5 年来，中国学者对 MJO 又 作了一系列的研究工作，取得十分有意义的成果。 在 MJO 对中国天气气候的影响方面，不仅研究了 MJO 的活动对中国不同季节和不同地区降水的明 显影响及其机理（Zhang et al., 2008；贾小龙等, 2009；朱红蕊等，2010；白旭旭等，2011；吕俊梅 等，2012）；还研究了大气季节内振荡或 MJO 活动 对西北太平洋热带气旋和台风活动的影响及重要 调制作用（祝从文等，2004；陈光华和黄荣辉，2009； 孙长等，2009；潘静等，2010；田华等，2010）。 在 MJO 的数值模拟方面的一系列研究，不仅指出 MJO 的模拟（预报）好坏对整个大气环流和气候的 模拟预报有重要影响, 而且对模式所用对流参数化 方案有极强依赖性；还特别揭示出热带大气非绝热 加热廓线在 MJO 的模拟中起着极为重要的作用， 只有当模式很好再现了在对流层中低层有最大加 热的情况下，模式才能够模拟出与观测相一致的 MJO（贾小龙，2006；Li et al., 2007; 董敏和李崇银， 2007；贾小龙和李崇银，2007a，2007b；Li et al., 2008；Jia et al., 2008；贾小龙等，2009；凌健，2009； Ling et al., 2009；Jia et al., 2010；Yang et al., 2012）。 下面我们将就 MJO 活动对西北太平洋台风生 成的调制影响, MJO 活动对中国不同季节降水的影 响, MJO的数值模拟以及对流加热廓线对MJO的重 要性等方面的研究新进展和新成果作一个概括的 归纳介绍。因写稿的时间关系，难免有遗漏和不妥 之处，欢迎批评指正。 2 MJO 与西北太平洋台风 在 2005 年美国受到大西洋强飓风的严重影响 之后，美国科学家 Emanuel（2005）和 Webster et al. （2005）的工作在国际上推进了对热带风暴和台风 研究的新高潮。他们用近 30 年资料的研究所得到 的“随着海表温度的增加，伴随着总气旋数目和发 展期的减少，达到 4～5 级强度的强台风不管是在 数量还是比例上都大大增加”的结论并未被完全 认同，因为更长时间资料的分析表明，特别在西北 太平洋，台风数和强台风数都没有随全球增暖而有 明显增多的趋势（Wu et al., 2006；Oouchi et al., 2006；黄勇等，2008）；海温变化对西北太平洋台 风生成的影响与大气动力学条件相比并非主要因 素，而年代际变化是西太平洋台风活动的主要特 征。Gray（1979）的研究早就指出，热带气旋的生 成具有一定周期的频发性，活跃期一般为 1～2 周， 而两段活跃期之间大约为 2～3 周的非活跃期。因 此在影响台风生成的诸多因素中研究准周期振荡 的 MJO 活动对台风的作用，也是十分有意义的。 2.1 MJO 不同位相时西北太平洋台风的生成频数 分析 用澳大利亚气象局 Wheeler and Hendon（2004） 的 MJO 指数来描述 MJO 的变化特征，并用三个台 风资料序列（中国气象局上海台风所的台风资料， 美国 JTWC 的台风资料，以及日本气象厅 JMA 的 台风资料）分析西北太平洋台风活动。考虑统一性， 台风资料的时间长度均选取 1979～2004 年（JMA 前期无资料）；将第一次最大风速达到台风级别（中 心持续风力达到 35 m s−1 ）的时刻和位置定义为台 风生成的时间和位置。 根据 RMM 指数所描写的 MJO 活动的 8 个不 同位相，表 1 给出的是依据三种台风资料统计得到 的在台风季（6～10 月）对应 MJO 不同位相时所生 成的西太平洋台风数。 表 1 各种台风资料的统计结果（潘静等，2010） Table 1 Typhoon numbers in different phases of the MJO for different typhoon data set (Pan et al., 2010) MJO 活跃位相 台风资料 第 1 位相 第 2 位相 第 3 位相 第 4 位相 第 5 位相 第 6 位相 第 7 位相 第 8 位相 较强 MJO 对比较弱 MJO JTWC 26 21 13 22 31 41 27 22 202：107 上海台风所 28 20 13 24 31 44 24 26 209：85 日本气象厅 25 20 13 25 30 42 24 24 202：86 对比三种台风资料的统计结果可以发现，就台 风季的台风生成总数而言三种资料的统计结果比 较一致，均揭示了发生在较强 MJO 位相中的台风 数和发生在较弱/非 MJO 位相的台风数的比例约为 2:1。这说明台风多发生在较强 MJO 活动过程中。 而在 MJO 的活跃期第 2、3 位相（MJO 对流中心在 赤道东印度）生成的台风数偏少，在第 5、6 位相 （MJO 对流中心在赤道西太平洋）生成的台风数偏 多。显然，MJO 对西太平洋达到台风级别的热带气 旋有重要的调制作用，西太平洋台风的出现频数随

2期 李崇银等:MJO研究新进展 LI Chongyin et al. Progress on the MJO Research in Recent Years 233 着MO强对流中心的移动而变。 利于热带扰动的加强及台风生成 分别对第2、3和第5、6位相的大气环流要素 图3是热源与垂直环流的配置的合成分析结 进行合成分析,其结果清楚表明,西太平洋季风槽果。在MJO的第2、3位相,异常正热源中心位于 (ITCZ)的变化对台风生成有很大的影响,而对应75°E附近,负中心位于西太平洋地区;与之对应在 MO第2、3位相和第5、6位相时的海平面气压距赤道东印度洋有上升,在暖池以东有下沉的垂直环 平合成以及台风生成地点分布(图1)表明,西北流相配合。上述这种分布形势,不利于西太平洋地 太平洋地区的海平面气压异常分别为偏高和偏低,区气旋的发生和加强发展。而在第5、6位相,西 季风槽偏弱(偏强),不利于(有利于)西北太平太平洋赤道以北地区,也就是台风的易发区,有强 洋台风的生成和发展。风场和相对涡度异常场的合烈的上升运动,与之配合在中层有强烈的加热,表 成也清楚表明(图略),当MJO处于第2、3位相征潜热释放强劲,为台风的发生和加强提供了良好 时,850hPa的反气旋环流占据了西太平洋的主要的环境条件。从纬向平均的垂直速度和加热分布 区域,那里辐合减弱,辐散增强,在相对涡度场上看,MO的第2、3位相对应加强的 Hadley环流, 表现为负的相对涡度异常:在200hPa高空,主要而第5、6则呈反 Hadley环流的形势,这同样说明 以异常西风为主,呈气旋型辐合环流形势;但在两种情况对台风发生发展的影响大不相同。 MO的第5、6位相时,850hPa在西北太平洋均呈2.2西太平洋MJO强度对台风生成影响的进 现为气旋性环流异常流场,从低层到中层都有很强 分析 的辐合区;在200hPa高空西太平洋以偏东风和辐 为进一步分析MJO对台风生成的影响,我们 散环流为主。很显然,在MJO处于第2、3位相时,对多台风年和少台风年850hPa的30~60天低频 所对应的低层辐散,高层辐合的异常形势不利于台动能距平进行合成分析,在赤道西太平洋地区其数 风的发生发展;而在MO处于第5、6位相时,对值可反映那里MJO的强度。其结果表明,在多台 应着的低层气旋型环流异常和较强辐合,高层为辐风年存在两个低频动能的大值区(图略),最显著 散的反气旋型环流异常很有利于对流的发生发展的是低频动能正异常位于菲律宾以东15°N以南的 和维持 西北太平洋地区,此区域正好为热带辐合带(ITCZ) 对流层垂直风切变的大小,决定热带扰动系统所在的位置,说明在多台风年里该区域的强MO 中所释放的凝结潜热能否集中加热气柱,形成暖心活动使得ICZ加强,从而有利于台风的生成。而 结构,从而是台风形成的重要因子。对应MJO的在少台风年的情况与多台风年相反(图略),最大 第2、3(5、6)位相,在台风经常生成的西太平洋的低频动能中心位于印度半岛和我南海南部,表明 区域所作合成分析结果表明(图略),分别在对流那里MJO异常活跃,而菲律宾以东的西北太平洋 层存在较大(小)数值的垂直风切变,因此在MJO上与ITCZ所在位置对应的区域为低频动能的负距 的第2、3(5、6)位相也就不利于(利于)台风的平区,MJO偏弱。在多台风年与少台风年低频动能 生成和发展。 的差值图上(图略),低频动能分布的差异被进一 进一步从对流及能量角度来对比研究不同位步突出出来,位于西北太平洋130°E~170°E的正 相时的不同分布情况。图2是整层热源Ω1异常的差值中心非常显著,表明那里MJO差异最大。可 1000~200hPa垂直积分在MJO不同位相时的分以认为,MJO的强度对西北太平洋台风生成区的 布。很显然,在第2、3位相时异常热源主要位于ITCZ有重要作用,进而对台凤生成数有明显影响 印度半岛南部,以及海洋性大陆一带,西太平洋地 对多台风年与少台风年6~10月平均的850hPa 区整层大气凝结潜热释放较少。而在第5、6位相低频流场分别进行合成分析也表明,在多台风年热 时大气加热中心东传北跳至西太平洋地区,西太平带西太度洋有一个较强的低频气旋性环流一直延 洋大部分地区为潜热大值区位,两个大值中心分别伸到160°E附近,刚好与多台风年里ITCZ的范围 位于南海及菲律宾以东地区。也就是说在MO东相一致,因此在多台风年菲律宾以东西北太平洋上 传的两个时期,热力状况变化剧烈;当MO东传较强MJO活动加强了该地区对流层低层的气旋性 至西太平洋地区时(第5、6位相),整层大气的凝涡度,使ITCZ加强并向东延伸,从而有利于台风 结潜热释放相当强劲,能够释放出大量的能量,有的生成。但在少台风年那里MJO活动较弱,ITCZ

2 期 No. 2 李崇银等：MJO 研究新进展 LI Chongyin et al. Progress on the MJO Research in Recent Years 233 着 MJO 强对流中心的移动而变。 分别对第 2、3 和第 5、6 位相的大气环流要素 进行合成分析，其结果清楚表明，西太平洋季风槽 （ITCZ）的变化对台风生成有很大的影响，而对应 MJO 第 2、3 位相和第 5、6 位相时的海平面气压距 平合成以及台风生成地点分布（图 1）表明，西北 太平洋地区的海平面气压异常分别为偏高和偏低， 季风槽偏弱（偏强），不利于（有利于）西北太平 洋台风的生成和发展。风场和相对涡度异常场的合 成也清楚表明（图略），当 MJO 处于第 2、3 位相 时，850 hPa 的反气旋环流占据了西太平洋的主要 区域，那里辐合减弱, 辐散增强，在相对涡度场上 表现为负的相对涡度异常；在 200 hPa 高空，主要 以异常西风为主，呈气旋型辐合环流形势；但在 MJO 的第 5、6 位相时，850 hPa 在西北太平洋均呈 现为气旋性环流异常流场，从低层到中层都有很强 的辐合区；在 200 hPa 高空西太平洋以偏东风和辐 散环流为主。很显然，在 MJO 处于第 2、3 位相时， 所对应的低层辐散, 高层辐合的异常形势不利于台 风的发生发展；而在 MJO 处于第 5、6 位相时，对 应着的低层气旋型环流异常和较强辐合, 高层为辐 散的反气旋型环流异常很有利于对流的发生发展 和维持。 对流层垂直风切变的大小，决定热带扰动系统 中所释放的凝结潜热能否集中加热气柱，形成暖心 结构，从而是台风形成的重要因子。对应 MJO 的 第 2、3（5、6）位相，在台风经常生成的西太平洋 区域所作合成分析结果表明（图略），分别在对流 层存在较大（小）数值的垂直风切变，因此在 MJO 的第 2、3（5、6）位相也就不利于（利于）台风的 生成和发展。 进一步从对流及能量角度来对比研究不同位 相时的不同分布情况。图 2 是整层热源 Q1 异常的 1000～200 hPa 垂直积分在 MJO 不同位相时的分 布。很显然，在第 2、3 位相时异常热源主要位于 印度半岛南部，以及海洋性大陆一带，西太平洋地 区整层大气凝结潜热释放较少。而在第 5、6 位相 时大气加热中心东传北跳至西太平洋地区，西太平 洋大部分地区为潜热大值区位，两个大值中心分别 位于南海及菲律宾以东地区。也就是说在 MJO 东 传的两个时期，热力状况变化剧烈；当 MJO 东传 至西太平洋地区时（第 5、6 位相），整层大气的凝 结潜热释放相当强劲，能够释放出大量的能量，有 利于热带扰动的加强及台风生成。 图 3 是热源与垂直环流的配置的合成分析结 果。在 MJO 的第 2、3 位相，异常正热源中心位于 75°E 附近，负中心位于西太平洋地区；与之对应在 赤道东印度洋有上升, 在暖池以东有下沉的垂直环 流相配合。上述这种分布形势，不利于西太平洋地 区气旋的发生和加强发展。而在第 5、6 位相，西 太平洋赤道以北地区，也就是台风的易发区，有强 烈的上升运动，与之配合在中层有强烈的加热，表 征潜热释放强劲，为台风的发生和加强提供了良好 的环境条件。从纬向平均的垂直速度和加热分布 看，MJO 的第 2、3 位相对应加强的 Hadley 环流， 而第 5、6 则呈反 Hadley 环流的形势，这同样说明 两种情况对台风发生发展的影响大不相同。 2.2 西太平洋 MJO 强度对台风生成影响的进一步 分析 为进一步分析 MJO 对台风生成的影响，我们 对多台风年和少台风年 850 hPa 的 30～60 天低频 动能距平进行合成分析，在赤道西太平洋地区其数 值可反映那里 MJO 的强度。其结果表明，在多台 风年存在两个低频动能的大值区（图略），最显著 的是低频动能正异常位于菲律宾以东 15°N 以南的 西北太平洋地区，此区域正好为热带辐合带（ITCZ） 所在的位置，说明在多台风年里该区域的强 MJO 活动使得 ITCZ 加强，从而有利于台风的生成。而 在少台风年的情况与多台风年相反（图略），最大 的低频动能中心位于印度半岛和我南海南部，表明 那里 MJO 异常活跃，而菲律宾以东的西北太平洋 上与 ITCZ 所在位置对应的区域为低频动能的负距 平区，MJO 偏弱。在多台风年与少台风年低频动能 的差值图上（图略），低频动能分布的差异被进一 步突出出来，位于西北太平洋 130°E～170°E 的正 差值中心非常显著，表明那里 MJO 差异最大。可 以认为，MJO 的强度对西北太平洋台风生成区的 ITCZ 有重要作用，进而对台风生成数有明显影响。 对多台风年与少台风年 6～10 月平均的 850 hPa 低频流场分别进行合成分析也表明，在多台风年热 带西太度洋有一个较强的低频气旋性环流一直延 伸到 160°E 附近，刚好与多台风年里 ITCZ 的范围 相一致，因此在多台风年菲律宾以东西北太平洋上 较强 MJO 活动加强了该地区对流层低层的气旋性 涡度，使 ITCZ 加强并向东延伸，从而有利于台风 的生成。但在少台风年那里 MJO 活动较弱，ITCZ

大气科学 37卷 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol. 37 相对较弱且偏西,不利于台风在120E~145°E区环流仍然存在,中心位置略向东,海洋上的反气旋 域的生成发展 性环流中心也向东移动;对应MJO第3位相,大 为了进一步证实多台风年和少台风年MO强陆上的气旋性环流中心已向东移动到大陆沿岸,海 度分布的差异,分别用多台风和少台风年6~10月洋上的反气旋环流整体上也向东移动;对应MJO 低频纬向风的方差贡献距平分布图来比较可以发第4位相,大陆上的气旋性环流已经向东传播到海 现(图略),在多台风年,菲律宾以东的西北太平上,反气旋环流主体也向东收缩,对应MO第5 洋地区为低频风场方差贡献的正异常区,最大正异8位相,两者继续向东传播,并逐渐减弱 常中心位于10N附近120°E~140°E之间,表明在 伴随上述气旋和反气旋环流的向东传播,造成 西北太平洋上风场的低频分量的强度相对于一般了对应MJO第1~3位相我国大陆东部为异常的偏 年份要强;而在少台风年,120°E以东的西北太平南风,表明冬季风较弱,而此时西太暖池的对流也 洋上基本为低频风场方差贡献的负异常区,其中最受到抑制,弱的冬季风利于我国东部地区降水偏 显著的区域为135°E~160°E的近赤道地区。OLR多;而随着气旋环流向东传播进入海上,东亚大陆 的方差贡献距平的分布情况与低频风场的方差贡东部位于异常环流后部,受异常的北风气流控制, 献以及低频动能的分布相近(图略)。因此,从低冬季风较强,此时西太暖池的对流活动也较强,强 频动能,纬向风场以及OLR方差贡献的距平都可的冬季风不利于水汽从海洋向大陆的输送,也就不 以看出,多台风年和少台风年的MJO活动具有不利于我国东部地区冬季降水偏多(图5a)。从上面 同的形势。西北太平洋区域MJO的强度对台风的的分析可以看出,热带MJO的活动可以在中纬度 生成有重要的影响。 地区强迫出异常的波列,随着MJO的向东传播, 3MJO活动对中国东部降水的影响中纬度波列也表现出向东的传播,并由此对东亚冬 季风产生影响,进而影响我国冬季的气候异常 已有研究表明,MJO可以影响亚洲夏季风的爆 另外,从低纬度地区来看,孟加拉湾南支槽也 发和中断(穆明权和李崇银,2000:林爱兰等,2005:是影响冬季南海一孟加拉湾水汽向我国大陆地区 贾小龙和梁云,2011),还可以影响到澳大利亚和输送的重要系统,而对应MO的不同位相,孟加 北美的夏季风( Hendon and liebmann1990, Higgins拉湾南支槽有何异常情况呢?为此进一步分析了 and shi,2001)。那么热带大气MJO的活动,必然孟加拉湾南支槽强度的变化情况,图5b是对应MJO 通过对流异常的强迫和遥相关,在不同的传播位相活动8个位相的500hPa孟加拉湾南支槽强度的变 对很多地区的不同季节降水产生影响。赤道大气季化,可以看出当MO向东传播时,孟加拉湾南支 节内振荡(MJO)对天气气候的影响是近来国外研槽也存在一个明显的连续变化特征。对应MJO第 究重点之一,国内也有一些有关MJO对中国降水1~3位相,孟加拉湾南支槽以偏强为主要特征,尤 影响的研究,作为例子下面将从几个方面进行介其是对应第2位相;而对应MO第5~8位相,孟 绍 加拉湾南支槽则偏弱。也即是说当MO强对流位 31MJO活动对中国冬季降水的影响 于印度洋时,孟加拉湾南支槽易于偏强,由印度洋 由于中国冬季降水主要在华南地区,因此重点向我国大陆的水汽输送也较强,而这时由于中纬度 研究冬季华南降水与MJO活动的关系。图4是中 Rossby波的传播,东亚冬季风却较弱,泠空气势力 国华南冬季降水与MJO位相变化的关系,很显然不是太强,以至于低纬度暖湿气流易于北上,冷暖 在MO的第2、3位相华南降水多,而在第6、7气流容易在我国大陆上形成交汇,进而容易导致中 位相降水少,这在一定程度上表明可以用MJO的国东部冬季的降水偏多 活动作为一种工具来预报未来华南冬季降水 32MJO活动对中国春季降水的影响 进一步分析表明,当MJO在热带地区向东传 MJO对我国春季降水有没有影响以及如何影 播的过程中,中高纬度的大气环流也表现出一定的响的呢?也是很值得研究的问题。因此,我们用澳 异常(图略)。对应MJO第1位相,在我国大陆上大利亚气象局的MJO指数( Wheeler and Hendon, 有一气旋性环流,东面的海洋上则是一个反气旋性2004)从MO传播过程对春季(3~5月我国东部 环流;对应MJO第2位相,我国大陆上的气旋性地区降水的影响进行了研究,其结果清楚表明MJO

大    气    科    学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences 37 卷 234 Vol. 37 相对较弱且偏西，不利于台风在 120°E～145°E 区 域的生成发展。 为了进一步证实多台风年和少台风年 MJO 强 度分布的差异，分别用多台风和少台风年 6～10 月 低频纬向风的方差贡献距平分布图来比较可以发 现（图略），在多台风年，菲律宾以东的西北太平 洋地区为低频风场方差贡献的正异常区，最大正异 常中心位于 10°N 附近 120°E～140°E 之间，表明在 西北太平洋上风场的低频分量的强度相对于一般 年份要强；而在少台风年，120°E 以东的西北太平 洋上基本为低频风场方差贡献的负异常区，其中最 显著的区域为 135°E～160°E 的近赤道地区。OLR 的方差贡献距平的分布情况与低频风场的方差贡 献以及低频动能的分布相近（图略）。因此，从低 频动能, 纬向风场以及 OLR 方差贡献的距平都可 以看出，多台风年和少台风年的 MJO 活动具有不 同的形势。西北太平洋区域 MJO 的强度对台风的 生成有重要的影响。 3 MJO 活动对中国东部降水的影响 已有研究表明，MJO 可以影响亚洲夏季风的爆 发和中断（穆明权和李崇银，2000；林爱兰等，2005； 贾小龙和梁云，2011），还可以影响到澳大利亚和 北美的夏季风（Hendon and Liebmann, 1990; Higgins and Shi, 2001）。那么热带大气 MJO 的活动，必然 通过对流异常的强迫和遥相关，在不同的传播位相 对很多地区的不同季节降水产生影响。赤道大气季 节内振荡（MJO）对天气气候的影响是近来国外研 究重点之一，国内也有一些有关 MJO 对中国降水 影响的研究，作为例子下面将从几个方面进行介 绍。 3.1 MJO 活动对中国冬季降水的影响 由于中国冬季降水主要在华南地区，因此重点 研究冬季华南降水与 MJO 活动的关系。图 4 是中 国华南冬季降水与 MJO 位相变化的关系，很显然 在 MJO 的第 2、3 位相华南降水多，而在第 6、7 位相降水少，这在一定程度上表明可以用 MJO 的 活动作为一种工具来预报未来华南冬季降水。 进一步分析表明，当 MJO 在热带地区向东传 播的过程中，中高纬度的大气环流也表现出一定的 异常（图略）。对应 MJO 第 1 位相，在我国大陆上 有一气旋性环流，东面的海洋上则是一个反气旋性 环流；对应 MJO 第 2 位相，我国大陆上的气旋性 环流仍然存在，中心位置略向东，海洋上的反气旋 性环流中心也向东移动；对应 MJO 第 3 位相，大 陆上的气旋性环流中心已向东移动到大陆沿岸，海 洋上的反气旋环流整体上也向东移动；对应 MJO 第 4 位相，大陆上的气旋性环流已经向东传播到海 上，反气旋环流主体也向东收缩，对应 MJO 第 5～ 8 位相，两者继续向东传播，并逐渐减弱。 伴随上述气旋和反气旋环流的向东传播，造成 了对应 MJO 第 1～3 位相我国大陆东部为异常的偏 南风，表明冬季风较弱，而此时西太暖池的对流也 受到抑制，弱的冬季风利于我国东部地区降水偏 多；而随着气旋环流向东传播进入海上，东亚大陆 东部位于异常环流后部，受异常的北风气流控制， 冬季风较强，此时西太暖池的对流活动也较强，强 的冬季风不利于水汽从海洋向大陆的输送，也就不 利于我国东部地区冬季降水偏多（图 5a）。从上面 的分析可以看出，热带 MJO 的活动可以在中纬度 地区强迫出异常的波列，随着 MJO 的向东传播， 中纬度波列也表现出向东的传播，并由此对东亚冬 季风产生影响，进而影响我国冬季的气候异常。 另外，从低纬度地区来看，孟加拉湾南支槽也 是影响冬季南海—孟加拉湾水汽向我国大陆地区 输送的重要系统，而对应 MJO 的不同位相，孟加 拉湾南支槽有何异常情况呢？为此进一步分析了 孟加拉湾南支槽强度的变化情况，图 5b 是对应 MJO 活动 8 个位相的 500 hPa 孟加拉湾南支槽强度的变 化，可以看出当 MJO 向东传播时，孟加拉湾南支 槽也存在一个明显的连续变化特征。对应 MJO 第 1～3 位相，孟加拉湾南支槽以偏强为主要特征，尤 其是对应第 2 位相；而对应 MJO 第 5～8 位相，孟 加拉湾南支槽则偏弱。也即是说当 MJO 强对流位 于印度洋时，孟加拉湾南支槽易于偏强，由印度洋 向我国大陆的水汽输送也较强，而这时由于中纬度 Rossby 波的传播，东亚冬季风却较弱，冷空气势力 不是太强，以至于低纬度暖湿气流易于北上，冷暖 气流容易在我国大陆上形成交汇，进而容易导致中 国东部冬季的降水偏多。 3.2 MJO 活动对中国春季降水的影响 MJO 对我国春季降水有没有影响以及如何影 响的呢？也是很值得研究的问题。因此，我们用澳 大利亚气象局的 MJO 指数（Wheeler and Hendon, 2004）从 MJO 传播过程对春季（3～5 月)我国东部 地区降水的影响进行了研究，其结果清楚表明 MJO

2期 李崇银等:MJO研究新进展 LI Chongyin et al. Progress on the MJO Research in Recent Years Phases+6 50N 20°N 10N 60°E100°E140°E 180° 140°W 60°E 100°E 140°W 图1海平面气压距平场(单位:hPa)合成图和台风生成地点分布图:(a)第2、3位相:(b)第5、6位相。(潘静等,2010) Fig. 1 The composite of sea-level pressure anomaly(hPa)and the typhoon genesis locations: (a) Phases 2 and 3; (b) phases 5 and 6.(Pan et al., 2010) Phase 2+3 Q1 1000-200 hPa 40°N Phase 5+6 Q1 1000-200 hPa 30°N 20叫N 20叫N E 20s) 20°S 60°E80°E100°E120°E140°E160°E180°160°W 60°E80°E100°E120°E140°E160°E180°160W 图2热源Q1异常值在1000~200hPa的垂直积分合成图(Kd):(a)第2、3位相:(b)第5、6位相。(潘静等,2010) Fig. 2 The composite of the vertical integral of @1 anomaly during 1000-200 hPa: (a) Phases 2 and 3; (b) phases 5 and 6.( Pan et al., 2010 Phase5+6U wQ 200 29.3 0.9 0.3 60°E90°E120E150°E180° 60°E90°E120°E150°E180° 图3西太平洋地区沿纬圈(5卟N~15°N)平均的异常加热场(Q,阴影)和垂直环流场合成图:(a)第2、3位相;(b)第5、6位相。(潘静等,2010) Fig. 3 The composite cross sections of Q anomalies(shaded)and vertical circulation anomalies averaged over 5N-15N: (a) Phases 2 and 3; (b) phases 5 nd 6. (Pan et al., 2010) 0.8 C Daily rainfall anomalies 150 MJO phase 0.6 图4中国华南冬季降水与MO位相变化的关系。( Jia et al,201) Fig. 4 Relationship between winter precipitation in South China and MO phase (Jia et al., 2011)

2 期 No. 2 李崇银等：MJO 研究新进展 LI Chongyin et al. Progress on the MJO Research in Recent Years 235 图 1 海平面气压距平场（单位：hPa）合成图和台风生成地点分布图：（a）第 2、3 位相；（b）第 5、6 位相。（潘静等，2010） Fig. 1 The composite of sea-level pressure anomaly (hPa) and the typhoon genesis locations: (a) Phases 2 and 3; (b) phases 5 and 6. (Pan et al., 2010) 图 2 热源 Q1 异常值在 1000～200 hPa 的垂直积分合成图（K d−1 ）：（a）第 2、3 位相；（b）第 5、6 位相。（潘静等，2010） Fig. 2 The composite of the vertical integral of Q1 anomaly during 1000–200 hPa: (a) Phases 2 and 3; (b) phases 5 and 6. (Pan et al., 2010) 图 3 西太平洋地区沿纬圈（5°N～15°N）平均的异常加热场（Q1，阴影）和垂直环流场合成图：（a）第 2、3 位相；（b）第 5、6 位相。(潘静等，2010) Fig. 3 The composite cross sections of Q1 anomalies (shaded) and vertical circulation anomalies averaged over 5 oN–15o N: (a) Phases 2 and 3; (b) phases 5 and 6. (Pan et al., 2010) 图 4 中国华南冬季降水与 MJO 位相变化的关系。(Jia et al., 2011) Fig. 4 Relationship between winter precipitation in South China and MJO phase. (Jia et al., 2011)

大气科学 37卷 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol. 37 活动对我国东部地区的春季降水影响十分明显,不清楚MJO对中国春季降水的影响,及其机制。分 同MJO位相所对应的我国东部地区春季降水的分别在(1063°s~1063°N,74.53°E~9563°E)和 布有极其显著的差异;同时,从大气环流和水汽输(1063°~1063N,160.32°E~180°E)的两个方 送角度对其影响途径所进行的分析,以及数值模拟形区域内增加非绝热加热,以表示在那里有异常强 试验结果都更进一步揭示了影响的途径(白旭旭的对流强迫,看它们将会产生什么样的不同影响和 等,2011)。 过程。多初值的集合数值模拟试验表明,当在赤道 图6给出了对应MJO传播的4个阶段我国的东印度洋及赤道西太平洋低层大气中引进异常非 降水异常形势。可以看到,当MJO处于第1、4阶绝热加热(强MJO活动)的强迫时,模式很好地 段时(即第8~1位相,第6~7位相),我国东部地模拟出了我国东部地区春季降水的异常形势,即在 区都为降水负异常;在MJO第2阶段(第2、3位MO的第2、3位相我国长江中下游地区多雨;而 相),我国东部地区降水正异常中心位于长江中下在MJO的第6、7位相我国东部大部分地区降水偏 游地区,华南地区为弱的降水负异常;当MJO处少(图略)。中国东部春季降水的模拟试验结果和 于第3阶段(第4、5位相),我国降水正异常中心诊断分析结果有很好的一致性,它们都是在中国长 位于华南地区,长江中下游地区主要为弱的负异江中下游地区出现了明显的降水正距平,充分显示 常。也就是说,当MJO传播至中、东印度洋时对我了MJO活动处于第2、3位相时对中国春季降水的 国长江中下游地区的降水有正贡献,当MJO传播影响 至中南半岛附近时,对我国华南地区的降水具有正 对模拟得到的大气环流响应场所进行的分析 贡献,而在其他阶段时则不利于我国东部的降水。发现,无论是500hPa高度响应场,还是850hPa 对MJO各阶段850hPa涡度异常分布(图略)涡度和散度响应场,以及水汽通量及其散度场,都 和850hPa水汽通量散度分布合成图(图略)的分极为清楚地表明,当异常非绝热加热强迫在赤道东 析,可以清楚看到,第1阶段和第4阶段,与中低印度洋时(即对应MO的第2、3位相),东亚大 空的正高度异常相对应,我国东部地区受到负涡度气环流的响应与异常非绝热加热位于赤道西太平 异常:第2阶段,长江中下游地区受正涡度异常控洋时(即对应MO的第6、7位相)非常不一样, 制,华南地区受负涡度控制。因此在第1、4阶段当异常非绝热加热强迫在赤道东印度洋时,在长江 我国东部降水偏少,第2阶段我国长江中下游多雨,中下游中低空的涡度为正异常,散度为负异常,是 华南少雨,第3阶段和第2阶段形势基本相反,故水汽通量的辐合区,有利降水;而当异常非绝热加 长江中下游少雨,华南多雨。关于水汽通量的计算热强迫在赤道西太平洋时,中国东部大部分地区中 分析也表明,在第1、4阶段我国东部为水汽辐散,低空为负涡度异常和正散度异常,出现由北向南的 不利于成云致雨;第2阶段长江中下游有明显水汽水汽通量辐散,不利于我国东部地区春季降水。 辐合,利于降水,而华南水汽辐散,不利降水;第 模拟得到的850hPa水汽通量散度响应场,可 3阶段与第2阶段的形势基本相反,华南降水多。近似代表中低层水汽的辐合辐散状况。对于异常试 显然,通过以上关于850hPa涡度异常和水汽通量验一,模拟得到的整层水汽通量散度的负值区主要 异常的分析可很好解释不同MJO的活动位相为何位于我国长江中下游地区,而在我国华南地区则为 能造成春季中国东部不同地区的降水形势。 水汽通量散度正异常区(图略);这样的结果正好 上面的分析研究清楚表明,当MO传播至东对应我国长江中下游多雨,华南少雨的情况。对于 印度洋和中南半岛附近时(第2、3位相),对应春异常试验二,模拟得到的结果是我国东部地区明显 季在我国长江中下游降水偏多,华南降水偏少;而表现为较强的水汽通量散度正异常,正好对应春季 对应MO的第6、7位相(在赤道西太平洋有强对在MO的第6、7位相我国东部地区降水偏少。上 流),我国东部春季的降水却异常偏少。虽然大气述关于大气环流和水汽通量散度的模拟结果都同 环流形势的分析可以对这些结果给出一定的物理资料诊断分析的结果相当一致,既证明资料分析和 解释,但相应的数值模拟也是十分必要的。针对在数值模拟结果是比较可靠的,也较好说明了MJO 上述两个区域存在强对流异常的情况分别进行数活动对我国春季降水确实存在明显的影响。 值模拟试验,模式结果的分析比较硏究将可以搞 通过对逐日模拟响应场的分析,还对MJO活

大    气    科    学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences 37 卷 236 Vol. 37 活动对我国东部地区的春季降水影响十分明显，不 同 MJO 位相所对应的我国东部地区春季降水的分 布有极其显著的差异；同时，从大气环流和水汽输 送角度对其影响途径所进行的分析，以及数值模拟 试验结果都更进一步揭示了影响的途径（白旭旭 等，2011）。 图 6 给出了对应 MJO 传播的 4 个阶段我国的 降水异常形势。可以看到，当 MJO 处于第 1、4 阶 段时（即第 8～1 位相, 第 6～7 位相），我国东部地 区都为降水负异常；在 MJO 第 2 阶段（第 2、3 位 相），我国东部地区降水正异常中心位于长江中下 游地区，华南地区为弱的降水负异常；当 MJO 处 于第 3 阶段（第 4、5 位相），我国降水正异常中心 位于华南地区，长江中下游地区主要为弱的负异 常。也就是说，当 MJO 传播至中、东印度洋时对我 国长江中下游地区的降水有正贡献，当 MJO 传播 至中南半岛附近时，对我国华南地区的降水具有正 贡献，而在其他阶段时则不利于我国东部的降水。 对 MJO 各阶段 850 hPa 涡度异常分布（图略） 和 850 hPa 水汽通量散度分布合成图（图略）的分 析，可以清楚看到，第 1 阶段和第 4 阶段，与中低 空的正高度异常相对应，我国东部地区受到负涡度 异常；第 2 阶段，长江中下游地区受正涡度异常控 制，华南地区受负涡度控制。因此在第 1、4 阶段 我国东部降水偏少，第 2 阶段我国长江中下游多雨， 华南少雨，第 3 阶段和第 2 阶段形势基本相反，故 长江中下游少雨，华南多雨。关于水汽通量的计算 分析也表明，在第 1、4 阶段我国东部为水汽辐散， 不利于成云致雨；第 2 阶段长江中下游有明显水汽 辐合，利于降水，而华南水汽辐散，不利降水；第 3 阶段与第 2 阶段的形势基本相反，华南降水多。 显然，通过以上关于 850 hPa 涡度异常和水汽通量 异常的分析可很好解释不同 MJO 的活动位相为何 能造成春季中国东部不同地区的降水形势。 上面的分析研究清楚表明，当 MJO 传播至东 印度洋和中南半岛附近时（第 2、3 位相），对应春 季在我国长江中下游降水偏多, 华南降水偏少；而 对应 MJO 的第 6、7 位相（在赤道西太平洋有强对 流），我国东部春季的降水却异常偏少。虽然大气 环流形势的分析可以对这些结果给出一定的物理 解释，但相应的数值模拟也是十分必要的。针对在 上述两个区域存在强对流异常的情况分别进行数 值模拟试验，模式结果的分析比较研究将可以搞 清楚 MJO 对中国春季降水的影响，及其机制。分 别在（10.63°S～10.63°N，74.53°E～95.63°E）和 （10.63°S～10.63°N，160.32°E～180°E）的两个方 形区域内增加非绝热加热，以表示在那里有异常强 的对流强迫，看它们将会产生什么样的不同影响和 过程。多初值的集合数值模拟试验表明，当在赤道 东印度洋及赤道西太平洋低层大气中引进异常非 绝热加热（强 MJO 活动）的强迫时，模式很好地 模拟出了我国东部地区春季降水的异常形势，即在 MJO 的第 2、3 位相我国长江中下游地区多雨；而 在 MJO 的第 6、7 位相我国东部大部分地区降水偏 少（图略）。中国东部春季降水的模拟试验结果和 诊断分析结果有很好的一致性，它们都是在中国长 江中下游地区出现了明显的降水正距平，充分显示 了 MJO 活动处于第 2、3 位相时对中国春季降水的 影响。 对模拟得到的大气环流响应场所进行的分析 发现，无论是 500 hPa 高度响应场，还是 850 hPa 涡度和散度响应场，以及水汽通量及其散度场，都 极为清楚地表明，当异常非绝热加热强迫在赤道东 印度洋时（即对应 MJO 的第 2、3 位相），东亚大 气环流的响应与异常非绝热加热位于赤道西太平 洋时（即对应 MJO 的第 6、7 位相）非常不一样。 当异常非绝热加热强迫在赤道东印度洋时，在长江 中下游中低空的涡度为正异常, 散度为负异常，是 水汽通量的辐合区，有利降水；而当异常非绝热加 热强迫在赤道西太平洋时，中国东部大部分地区中 低空为负涡度异常和正散度异常，出现由北向南的 水汽通量辐散，不利于我国东部地区春季降水。 模拟得到的 850 hPa 水汽通量散度响应场，可 近似代表中低层水汽的辐合辐散状况。对于异常试 验一，模拟得到的整层水汽通量散度的负值区主要 位于我国长江中下游地区，而在我国华南地区则为 水汽通量散度正异常区（图略）；这样的结果正好 对应我国长江中下游多雨, 华南少雨的情况。对于 异常试验二，模拟得到的结果是我国东部地区明显 表现为较强的水汽通量散度正异常，正好对应春季 在 MJO 的第 6、7 位相我国东部地区降水偏少。上 述关于大气环流和水汽通量散度的模拟结果都同 资料诊断分析的结果相当一致，既证明资料分析和 数值模拟结果是比较可靠的，也较好说明了 MJO 活动对我国春季降水确实存在明显的影响。 通过对逐日模拟响应场的分析，还对 MJO 活

2期 李崇银等:MJO研究新进展 LI Chongyin et al. Progress on the MJO Research in Recent Years 动影响我国春季降水的可能物理过程及机制进行产生从热带到中高纬度的 Rossby波列遥响应。但 了讨论。逐日响应场的演变表明,赤道附近的异常是,由于异常对流加热所发生的地区不同,大气遥 对流加热不仅可以在赤道附近激发产生大气的响应场的形势也会十分不一样, Rossby遥响应波列 Rossby和 Kelvin波型响应,而且还会在大气中激发也就有差异,从而导致在东亚地区有不一样的影 响。这里的模拟研究结果与已有的关于热带外大气 目 环流异常是对热带对流异常强迫的响应机制相- Ex( Blade and Hartmann, 1995: Jin and Hoskins 1995),而大气响应不仅仅依赖于大气的基本态,还 依赖于对流强迫的强度、位置及其时间演变。 33MJO活动对中国东南部夏季降水的影响 夏季是中国的主要雨季,影响因子十分复杂,西 1JO phase outhern trough of the bay of Bengal 太平洋副高、夏季风、台风以及西风带高空槽等的 5814 活动都是大家注意并研究过的影响因素。近年来中 国科学家也开始研究MJO活动对中国夏季降水的 影响,这里我们简要介绍 Zhang et al.(2008)研究 MJO活动对中国东南部夏季降水影响的工作,他们 5794 利用 RMM-MJO指数( Wheeler and hendon,2004) M.JO phase 678研究了在MJO不同位相时中国东南部地区的夏 图5(a)对应8个MO位相的东亚冬季风指数距平(mk),正值代表季降水异常。利用合成分析,他们的研究结果表明, 南风异常(弱冬季风),负值代表北风异常(强冬季风)(b)对应8个随着MJO从第一位相演变为第八位相,中国东南 MO位相的500Pa孟加拉湾南支槽区(20N~25N80E~100)部降水将从异常偏多转变为异常偏少(图7)。总 平均的高度场 Fig 5 (a) The MO phases and East-Asian winter monsoon index anomaly 体归纳起来可以认为,在MJO活动的前四个位相 tive/negative values are southerly/northerly anomalies;(b) the MJO对应着中国东南部夏季降水偏多,而在MO活动 hases and 500-hPa height over the Bay of Bengal 的后四个位相,中国东南部夏季降水则偏少,其中 mm d PHASE 8 20N N7DE BDE SDE 100E 11E 120E 130E 140E 80E90E100E110E120E130E140E 3,3 图6MJO4个阶段所对应的我国3~5月降水异常分布。(白旭旭等,2011) Fig. 6 Composite spring(MAM) precipitation anomalies corresponding to the four stages of MJO(shaded areas indicate anomalies that are statistically significant at the 90% level based on average I-test, unit: mm /). (Bai et al., 2011)

2 期 No. 2 李崇银等：MJO 研究新进展 LI Chongyin et al. Progress on the MJO Research in Recent Years 237 动影响我国春季降水的可能物理过程及机制进行 了讨论。逐日响应场的演变表明，赤道附近的异常 对流加热不仅可以在赤道附近激发产生大气的 Rossby 和 Kelvin 波型响应，而且还会在大气中激发 产生从热带到中高纬度的 Rossby 波列遥响应。但 是，由于异常对流加热所发生的地区不同，大气遥 响应场的形势也会十分不一样，Rossby 遥响应波列 也就有差异，从而导致在东亚地区有不一样的影 响。这里的模拟研究结果与已有的关于热带外大气 环流异常是对热带对流异常强迫的响应机制相一 致（Bladé and Hartmann, 1995; Jin and Hoskins, 1995），而大气响应不仅仅依赖于大气的基本态，还 依赖于对流强迫的强度、位置及其时间演变。 3.3 MJO 活动对中国东南部夏季降水的影响 夏季是中国的主要雨季，影响因子十分复杂，西 太平洋副高、夏季风、台风以及西风带高空槽等的 活动都是大家注意并研究过的影响因素。近年来中 国科学家也开始研究 MJO 活动对中国夏季降水的 影响，这里我们简要介绍 Zhang et al.（2008）研究 MJO 活动对中国东南部夏季降水影响的工作，他们 利用 RMM-MJO 指数（Wheeler and Hendon, 2004） 研究了在 MJO 不同位相时中国东南部地区的夏 季降水异常。利用合成分析，他们的研究结果表明， 随着 MJO 从第一位相演变为第八位相，中国东南 部降水将从异常偏多转变为异常偏少（图 7）。总 体归纳起来可以认为，在 MJO 活动的前四个位相， 对应着中国东南部夏季降水偏多，而在 MJO 活动 的后四个位相，中国东南部夏季降水则偏少，其中 图 5 (a) 对应 8 个 MJO 位相的东亚冬季风指数距平（m/s），正值代表 南风异常（弱冬季风），负值代表北风异常（强冬季风）；(b) 对应 8 个 MJO 位相的 500 hPa 孟加拉湾南支槽区（20°N～25°N, 80°E～100°E） 平均的高度场 Fig. 5 (a) The MJO phases and East-Asian winter monsoon index anomaly, positive/negative values are southerly/northerly anomalies; (b) the MJO phases and 500-hPa height over the Bay of Bengal 图 6 MJO 4 个阶段所对应的我国 3～5 月降水异常分布。（白旭旭等，2011） Fig. 6 Composite spring (MAM) precipitation anomalies corresponding to the four stages of MJO (shaded areas indicate anomalies that are statistically significant at the 90% level based on average t-test, unit: mm / d). (Bai et al., 2011)

大气科学 37卷 Chinese Journal of Atmospheric Sciences Vol. 37 尤其在MJO活动的第4和第7位相,降水的异常指数与云南大部分地区的降水有显著的负相关关 偏多和偏少表现得最为明显。区域平均降水量的最系(图略)。因此,在季节内尺度上,2009年夏季 大正负异常可以超过区域降水气候平均值的10%。至秋季热带中、东印度洋MJO指数的持续正异常 这表明在夏季,MJO对中国东南地区的降水异常的使得孟加拉湾地区对流受到抑制,并成为夏季到秋 影响不容忽视。 季云南大部分地区降水明显偏少的重要原因之一。 同时,他们的研究结果还表明在MO不同位 进一步的分析表明,MJO主要通过以下的物理 相时的降水异常和同期相伴随的环流形势,例如西过程影响夏季和秋季云南的降水,即中东印度洋 北太平洋副高、水汽输送、垂直运动等大尺度环流MJo指数的持续正异常使得孟加拉湾地区的对流 的异常密不可分。当MJO的主要对流活动中心位活动受抑制,并且在70°E~110°E的热带印度洋地 于赤道印度洋时,西北太平洋副高位置偏西,同区激发出异常的下沉气流,使得南亚地区的季风垂 时中国东南部地区的水汽输送和垂直上升运动增直环流异常减弱。2009年6~10月在热带东印度 强,有利降水偏多。而当MJoO的主要对流活动中洋,海洋性大陆至南海的大片地区为异常下沉气流 心进入西太平洋地区时西北太平洋副高位置偏东,中控制(图9),这种环流异常形势使得2009年夏季 国东南部地区的水汽输送和垂直上升运动同时减至秋季热带印度洋向云南地区的水汽输送减弱,最 弱,不利于降水的发生。因此可认为,MJO主体位终导致云南的降水持续偏少而形成干早 于印度洋地区时,MJO影响可以通过低层西风急流 因此,可以认为2009年6~10月热带中东印 的波导效应一路向下游影响到中国东南部地区,造度洋MJO指数持续维持正值使得孟加拉湾地区对 成该地区夏季降水偏多;当MJO主体位于西太平流活动减弱,亚洲季风环流圈也异常减弱,从而由 洋地区时,可以造成经向环流的上升支向北偏移,印度洋向云南的水汽输送异常减少,是最终导致夏 将导致西北太平洋副高的东撤以及中国东南部地季至秋季云南降水持续偏少和干旱的重要原因。这 区水汽输送减弱,夏季降水减少 个结果也将为云南地区夏季和秋季降水预测提供 34MJO活动对中国云南降水的影响 定的科学依据。 分析1978~2009年夏季中,东印度洋大气MJO 指数的逐候演变曲线发现,在整个夏季主要维持正 关于MJO的数值模拟 值的年份孟加拉湾附近的对流活动较弱;相反,在 近些年来,热带大气季节内振荡的数值模式研 MJO指数持续负值的年份孟加拉湾附近的对流活究更引起国际上的广泛重视,因为一些数值天气预 动偏强。为了获得中、东印度洋MO指数持续异报结果清楚地表明,模式描写(预报)大气季节内 常对云南夏季降水的影响作用,我们分别根据该指(30~60天)振荡的情况如何,对预报效果有十分 数持续正和持续负的年份对云南夏季降水距平百重要的影响。对5个动力延伸预报的分析表明,无 分率做合成分析,其结果表明:当MJO指数持续论对3天还是十几天的预报,大气ISO的预报误差 正时,孟加拉湾对流受抑制,云南夏季容易出现全对整个预报起着重要作用( Hendon et al.,2000 省性干旱;相反,当MJO指数持续负时,孟加拉NCEP的分析和预报也表明( Jones et al,2000,动 湾对流活动强,除了滇中以东和滇西北的部分地力延伸预报的主要误差来自模式所得到的热带大 区,云南夏季大部分地区降水偏多(图8)。可见在气ISO比较弱,而且东传过快。在大气环流模式比 年际变化尺度上,热带中、东印度洋MJO指数的较计划(AMP)中,用各国15个GCM就大气ISO 持续异常对云南夏季降水有明显的影响。 的模拟进行了比较( Slingo et al,1996),其结果表 2009年6~10月热带中、东印度洋MJO指数明,虽然大多数模式能够反映大气季节内时间尺度 持续处于正值(图略),考虑到MJO的这种变化特的振荡信号,再现对流层上层速度势异常的向东传 征以及降水的季节变化,分别计算了2009年6~8播。但严格来说,没有一个模式能够再现观测到的 月以及9~10月热带中、东印度洋MJO指数与云热带ISO的主要特征。目前大多数大气模式都低估 南同期降水的相关,其结果是2009夏季MJO指数了ISO的强度;不能再现ISO的季节性倾向,模拟 与云南大部分地区降水存在显著的负相关关系;秋倾向于较短的季节内振荡周期,30天以内的高频信 季,除了滇中以东以及滇东北的部分地区外,MO号比观测有更强的功率谱;不能模拟出连续的东传

大    气    科    学 Chinese Journal of Atmospheric Sciences 37 卷 238 Vol. 37 尤其在 MJO 活动的第 4 和第 7 位相，降水的异常 偏多和偏少表现得最为明显。区域平均降水量的最 大正负异常可以超过区域降水气候平均值的 10%。 这表明在夏季，MJO 对中国东南地区的降水异常的 影响不容忽视。 同时，他们的研究结果还表明在 MJO 不同位 相时的降水异常和同期相伴随的环流形势，例如西 北太平洋副高、水汽输送、垂直运动等大尺度环流 的异常密不可分。当 MJO 的主要对流活动中心位 于赤道印度洋时，西北太平洋副高位置偏西，同 时中国东南部地区的水汽输送和垂直上升运动增 强，有利降水偏多。而当 MJO 的主要对流活动中 心进入西太平洋地区时西北太平洋副高位置偏东，中 国东南部地区的水汽输送和垂直上升运动同时减 弱，不利于降水的发生。因此可认为，MJO 主体位 于印度洋地区时，MJO 影响可以通过低层西风急流 的波导效应一路向下游影响到中国东南部地区，造 成该地区夏季降水偏多；当 MJO 主体位于西太平 洋地区时，可以造成经向环流的上升支向北偏移， 将导致西北太平洋副高的东撤以及中国东南部地 区水汽输送减弱，夏季降水减少。 3.4 MJO 活动对中国云南降水的影响 分析 1978～2009 年夏季中，东印度洋大气 MJO 指数的逐候演变曲线发现，在整个夏季主要维持正 值的年份孟加拉湾附近的对流活动较弱；相反，在 MJO 指数持续负值的年份孟加拉湾附近的对流活 动偏强。为了获得中、东印度洋 MJO 指数持续异 常对云南夏季降水的影响作用，我们分别根据该指 数持续正和持续负的年份对云南夏季降水距平百 分率做合成分析，其结果表明：当 MJO 指数持续 正时，孟加拉湾对流受抑制，云南夏季容易出现全 省性干旱；相反，当 MJO 指数持续负时，孟加拉 湾对流活动强，除了滇中以东和滇西北的部分地 区，云南夏季大部分地区降水偏多（图 8）。可见在 年际变化尺度上，热带中、东印度洋 MJO 指数的 持续异常对云南夏季降水有明显的影响。 2009 年 6～10 月热带中、东印度洋 MJO 指数 持续处于正值（图略），考虑到 MJO 的这种变化特 征以及降水的季节变化，分别计算了 2009 年 6～8 月以及 9～10 月热带中、东印度洋 MJO 指数与云 南同期降水的相关，其结果是 2009 夏季 MJO 指数 与云南大部分地区降水存在显著的负相关关系；秋 季，除了滇中以东以及滇东北的部分地区外，MJO 指数与云南大部分地区的降水有显著的负相关关 系（图略）。因此，在季节内尺度上，2009 年夏季 至秋季热带中、东印度洋 MJO 指数的持续正异常 使得孟加拉湾地区对流受到抑制，并成为夏季到秋 季云南大部分地区降水明显偏少的重要原因之一。 进一步的分析表明，MJO 主要通过以下的物理 过程影响夏季和秋季云南的降水，即中东印度洋 MJO 指数的持续正异常使得孟加拉湾地区的对流 活动受抑制，并且在 70°E～110°E 的热带印度洋地 区激发出异常的下沉气流，使得南亚地区的季风垂 直环流异常减弱。2009 年 6～10 月在热带东印度 洋，海洋性大陆至南海的大片地区为异常下沉气流 控制（图 9），这种环流异常形势使得 2009 年夏季 至秋季热带印度洋向云南地区的水汽输送减弱，最 终导致云南的降水持续偏少而形成干旱。 因此，可以认为 2009 年 6～10 月热带中东印 度洋 MJO 指数持续维持正值使得孟加拉湾地区对 流活动减弱，亚洲季风环流圈也异常减弱，从而由 印度洋向云南的水汽输送异常减少，是最终导致夏 季至秋季云南降水持续偏少和干旱的重要原因。这 个结果也将为云南地区夏季和秋季降水预测提供 一定的科学依据。 4 关于 MJO 的数值模拟 近些年来，热带大气季节内振荡的数值模式研 究更引起国际上的广泛重视，因为一些数值天气预 报结果清楚地表明，模式描写（预报）大气季节内 （30～60 天）振荡的情况如何，对预报效果有十分 重要的影响。对 5 个动力延伸预报的分析表明，无 论对 3 天还是十几天的预报，大气 ISO 的预报误差 对整个预报起着重要作用（Hendon et al., 2000）。 NCEP 的分析和预报也表明（Jones et al., 2000），动 力延伸预报的主要误差来自模式所得到的热带大 气 ISO 比较弱，而且东传过快。在大气环流模式比 较计划（AMIP）中，用各国 15 个 GCM 就大气 ISO 的模拟进行了比较（Slingo et al.，1996），其结果表 明，虽然大多数模式能够反映大气季节内时间尺度 的振荡信号，再现对流层上层速度势异常的向东传 播。但严格来说，没有一个模式能够再现观测到的 热带 ISO 的主要特征。目前大多数大气模式都低估 了 ISO 的强度；不能再现 ISO 的季节性倾向，模拟 倾向于较短的季节内振荡周期，30 天以内的高频信 号比观测有更强的功率谱；不能模拟出连续的东传