MJO研究新進(jìn)展

李崇銀 潘靜 宋潔

1中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100029

2解放軍理工大學(xué)氣象海洋學(xué)院，南京211101

1 引言

在20世紀(jì)70年代初，Madden and Julian（1971；1972）發(fā)現(xiàn)赤道附近的大氣中存在著一種40天左右時(shí)間尺度的準(zhǔn)周期振蕩現(xiàn)象。其后的研究表明，整個(gè)熱帶大氣乃至全球大氣都存在著 30～60天的準(zhǔn)周期振蕩，并被視為重要的大氣環(huán)流系統(tǒng)之一，將其稱之為季節(jié)內(nèi)振蕩（Intraseasonal Oscillation，ISO），后來也有人將赤道附近的大氣季節(jié)內(nèi)振蕩稱之為MJO（Madden-Julian Oscillation）。國內(nèi)外從上個(gè)世紀(jì)80年代開始對大氣季節(jié)內(nèi)振蕩特別是熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的研究得到蓬勃開展，有關(guān)熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩尤其是MJO的結(jié)構(gòu)特征和基本活動(dòng)規(guī)律研究較多，它們也被揭露得較為清楚（Krishinamurti and Subrahmann, 1982; Murakami, et al., 1984; Lau and Chan, 1985; Knuston and Weickmann, 1987; Li and Wu, 1990; 李崇銀, 1991；Madden and Julian,1994）。目前有關(guān)MJO的研究主要集中在它的活動(dòng)及其異常對熱帶及全球氣候系統(tǒng)的重要影響，它與ENSO事件的相互關(guān)系，以及它的數(shù)值模擬（預(yù)報(bào)）問題三個(gè)方面。

有關(guān)大氣ISO活動(dòng)（其實(shí)也包括MJO的活動(dòng)）影響亞洲季風(fēng)的爆發(fā)及異常的研究已有一些（穆明權(quán)和李崇銀，2000；Li et al., 2001；林愛蘭等，2005）；也曾有研究指出夏季江淮流域的旱澇與熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的活動(dòng)異常有關(guān)（Yang and Li, 2003；賀懿華等，2006）。國外也有研究表明，MJO的活動(dòng)通過對流異常的強(qiáng)迫和遙相關(guān)，在其不同的傳播位相可以對很多地區(qū)不同季節(jié)的降水產(chǎn)生影響，例如MJO 可以對東亞（Jeong et al., 2008）, 西南亞（Barlow et al., 2005）, 北美洲 （Jones，2000；Bond and Vecchi, 2003）和澳洲（Wheeler et al., 2008）等地區(qū)的降水產(chǎn)生影響。

關(guān)于MJO的異常對ENSO循環(huán)所起的重要作用也已有一些研究。我們早就指出東亞冬季風(fēng)活動(dòng)的異常，通過引起赤道西太平洋地區(qū) MJO的強(qiáng)異常會(huì)對El Ni?o事件的激發(fā)產(chǎn)生有重要影響（Li，1989）。其后的一系列研究不僅表明赤道西太平洋大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（MJO）與ENSO有相互作用，而且指出MJO影響ENSO主要是MJO年際異常的激發(fā)作用（Li, 1990；Li and Zhou, 1994; 李崇銀和廖清海，1998；Li and Long, 2001；Long and Li, 2002；Zhang and Gottschalck, 2002）。

有關(guān)大氣MJO對熱帶氣旋（TC）生成的調(diào)節(jié)作用，針對不同地區(qū)的TC都有一些研究，所得到的結(jié)論較為一致，都認(rèn)為TC易于生成在MJO的濕（活躍）位相中，比如在西北太平洋, 印度洋和澳大利亞附近等地區(qū)（Sobel et al., 2000; Liebmann et al., 1994; Hall et al., 2001）；有研究認(rèn)為當(dāng)MJO處于活躍狀態(tài)時(shí)，臺風(fēng)出現(xiàn)頻率增加（Maloney and Hartmann, 2000a, 2000b）；也有人指出MJO對熱帶氣旋的生成具有一定的影響作用，卻不是關(guān)鍵因子（Liebmann，1994）。但是，具體到MJO如何調(diào)制西北太平洋的臺風(fēng)發(fā)生，目前還不是很清楚。而我國又是受西北太平洋臺風(fēng)經(jīng)過和登陸影響最嚴(yán)重的國家，探討大氣 MJO對西北太平洋臺風(fēng)的調(diào)制問題，對認(rèn)識影響我國臺風(fēng)的發(fā)生發(fā)展乃至進(jìn)行季節(jié)內(nèi)尺度預(yù)報(bào)很有意義和價(jià)值。

大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（ISO）及MJO的數(shù)值模擬研究近些年更是引起國際上的廣泛重視，因?yàn)橐恍?shù)值天氣預(yù)報(bào)結(jié)果清楚地表明，模式對大氣ISO的描寫（預(yù)報(bào)）如何，對預(yù)報(bào)效果有十分重要的影響。對5個(gè)動(dòng)力延伸預(yù)報(bào)的分析表明，無論對3天還是十幾天的預(yù)報(bào)，大氣 MJO的預(yù)報(bào)誤差對整個(gè)預(yù)報(bào)起著重要作用（Hendon et al., 2000）。NCEP的分析和預(yù)報(bào)也表明，動(dòng)力延伸預(yù)報(bào)的主要誤差來自模式得到的熱帶大氣MJO比較弱，而且東傳過快（Jones,et al.，2000）。在大氣ISO的氣候模擬中，大氣環(huán)流模式比較計(jì)劃（AMIP）用各國15個(gè)GCM就大氣ISO的模擬進(jìn)行了比較（Slingo et al., 1996），其結(jié)果表明，雖然大多數(shù)模式能夠反映大氣季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的振蕩信號，再現(xiàn)對流層上層速度勢異常的向東傳播；但嚴(yán)格來說，沒有一個(gè)模式能夠抓住觀測到的 MJO的主要特征。目前，大多數(shù)大氣模式都低估了MJO的強(qiáng)度，未能再現(xiàn)MJO的季節(jié)性傾向，模擬傾向于較短的季節(jié)內(nèi)振蕩周期，30天以內(nèi)的高頻信號比觀測有更強(qiáng)的功率譜。針對不同模式，國內(nèi)外研究者已進(jìn)行了一些數(shù)值模擬研究，對模式所模擬的大氣ISO及MJO的特征進(jìn)行了不同的分析（Park et al., 1990; Slingo and Madden, 1991;Li and Smith, 1995; Gualdi et al, 1997; 陳興躍等，2000；李薇和俞永強(qiáng)，2001；Maloney and Hartmann,2001; Sperber, 2004）。然而，上述大部分研究多為短時(shí)間數(shù)值積分結(jié)果的分析，還沒有找出模式模擬不好MJO（或ISO）的重要原因。

近10年特別是近5年來，中國學(xué)者對MJO又作了一系列的研究工作，取得十分有意義的成果。在 MJO對中國天氣氣候的影響方面，不僅研究了MJO的活動(dòng)對中國不同季節(jié)和不同地區(qū)降水的明顯影響及其機(jī)理（Zhang et al., 2008；賈小龍等,2009；朱紅蕊等，2010；白旭旭等，2011；呂俊梅等，2012）；還研究了大氣季節(jié)內(nèi)振蕩或MJO活動(dòng)對西北太平洋熱帶氣旋和臺風(fēng)活動(dòng)的影響及重要調(diào)制作用（祝從文等，2004；陳光華和黃榮輝，2009；孫長等，2009；潘靜等，2010；田華等，2010）。在 MJO的數(shù)值模擬方面的一系列研究，不僅指出MJO的模擬（預(yù)報(bào)）好壞對整個(gè)大氣環(huán)流和氣候的模擬預(yù)報(bào)有重要影響, 而且對模式所用對流參數(shù)化方案有極強(qiáng)依賴性；還特別揭示出熱帶大氣非絕熱加熱廓線在 MJO的模擬中起著極為重要的作用，只有當(dāng)模式很好再現(xiàn)了在對流層中低層有最大加熱的情況下，模式才能夠模擬出與觀測相一致的MJO（賈小龍，2006；Li et al., 2007; 董敏和李崇銀，2007；賈小龍和李崇銀，2007a，2007b；Li et al.,2008；Jia et al., 2008；賈小龍等，2009；凌健，2009；Ling et al., 2009；Jia et al., 2010；Yang et al., 2012）。

下面我們將就 MJO活動(dòng)對西北太平洋臺風(fēng)生成的調(diào)制影響, MJO活動(dòng)對中國不同季節(jié)降水的影響, MJO的數(shù)值模擬以及對流加熱廓線對MJO的重要性等方面的研究新進(jìn)展和新成果作一個(gè)概括的歸納介紹。因?qū)懜宓臅r(shí)間關(guān)系，難免有遺漏和不妥之處，歡迎批評指正。

2 MJO與西北太平洋臺風(fēng)

在 2005年美國受到大西洋強(qiáng)颶風(fēng)的嚴(yán)重影響之后，美國科學(xué)家Emanuel（2005）和Webster et al.（2005）的工作在國際上推進(jìn)了對熱帶風(fēng)暴和臺風(fēng)研究的新高潮。他們用近 30年資料的研究所得到的“隨著海表溫度的增加，伴隨著總氣旋數(shù)目和發(fā)展期的減少，達(dá)到 4～5級強(qiáng)度的強(qiáng)臺風(fēng)不管是在數(shù)量還是比例上都大大增加”的結(jié)論并未被完全認(rèn)同，因?yàn)楦L時(shí)間資料的分析表明，特別在西北太平洋，臺風(fēng)數(shù)和強(qiáng)臺風(fēng)數(shù)都沒有隨全球增暖而有明顯增多的趨勢（Wu et al., 2006；Oouchi et al.,2006；黃勇等，2008）；海溫變化對西北太平洋臺風(fēng)生成的影響與大氣動(dòng)力學(xué)條件相比并非主要因素，而年代際變化是西太平洋臺風(fēng)活動(dòng)的主要特征。Gray（1979）的研究早就指出，熱帶氣旋的生成具有一定周期的頻發(fā)性，活躍期一般為1～2周，而兩段活躍期之間大約為 2～3周的非活躍期。因此在影響臺風(fēng)生成的諸多因素中研究準(zhǔn)周期振蕩的MJO活動(dòng)對臺風(fēng)的作用，也是十分有意義的。

2.1 MJO不同位相時(shí)西北太平洋臺風(fēng)的生成頻數(shù)分析

用澳大利亞氣象局Wheeler and Hendon（2004）的MJO指數(shù)來描述MJO的變化特征，并用三個(gè)臺風(fēng)資料序列（中國氣象局上海臺風(fēng)所的臺風(fēng)資料，美國JTWC的臺風(fēng)資料，以及日本氣象廳JMA的臺風(fēng)資料）分析西北太平洋臺風(fēng)活動(dòng)?？紤]統(tǒng)一性，臺風(fēng)資料的時(shí)間長度均選取 1979～2004年（JMA前期無資料）；將第一次最大風(fēng)速達(dá)到臺風(fēng)級別（中心持續(xù)風(fēng)力達(dá)到35 m s?1）的時(shí)刻和位置定義為臺風(fēng)生成的時(shí)間和位置。

根據(jù)RMM指數(shù)所描寫的MJO活動(dòng)的8個(gè)不同位相，表1給出的是依據(jù)三種臺風(fēng)資料統(tǒng)計(jì)得到的在臺風(fēng)季（6～10月）對應(yīng)MJO不同位相時(shí)所生成的西太平洋臺風(fēng)數(shù)。

表1 各種臺風(fēng)資料的統(tǒng)計(jì)結(jié)果（潘靜等，2010）Table 1 Typhoon numbers in different phases of the MJO for different typhoon data set (Pan et al., 2010)

對比三種臺風(fēng)資料的統(tǒng)計(jì)結(jié)果可以發(fā)現(xiàn)，就臺風(fēng)季的臺風(fēng)生成總數(shù)而言三種資料的統(tǒng)計(jì)結(jié)果比較一致，均揭示了發(fā)生在較強(qiáng) MJO位相中的臺風(fēng)數(shù)和發(fā)生在較弱/非MJO位相的臺風(fēng)數(shù)的比例約為2:1。這說明臺風(fēng)多發(fā)生在較強(qiáng)MJO活動(dòng)過程中。而在MJO的活躍期第2、3位相（MJO對流中心在赤道東印度）生成的臺風(fēng)數(shù)偏少，在第 5、6位相（MJO對流中心在赤道西太平洋）生成的臺風(fēng)數(shù)偏多。顯然，MJO對西太平洋達(dá)到臺風(fēng)級別的熱帶氣旋有重要的調(diào)制作用，西太平洋臺風(fēng)的出現(xiàn)頻數(shù)隨著MJO強(qiáng)對流中心的移動(dòng)而變。

分別對第2、3和第5、6位相的大氣環(huán)流要素進(jìn)行合成分析，其結(jié)果清楚表明，西太平洋季風(fēng)槽（ITCZ）的變化對臺風(fēng)生成有很大的影響，而對應(yīng)MJO第2、3位相和第5、6位相時(shí)的海平面氣壓距平合成以及臺風(fēng)生成地點(diǎn)分布（圖 1）表明，西北太平洋地區(qū)的海平面氣壓異常分別為偏高和偏低，季風(fēng)槽偏弱（偏強(qiáng)），不利于（有利于）西北太平洋臺風(fēng)的生成和發(fā)展。風(fēng)場和相對渦度異常場的合成也清楚表明（圖略），當(dāng)MJO處于第2、3位相時(shí)，850 hPa的反氣旋環(huán)流占據(jù)了西太平洋的主要區(qū)域，那里輻合減弱, 輻散增強(qiáng)，在相對渦度場上表現(xiàn)為負(fù)的相對渦度異常；在200 hPa高空，主要以異常西風(fēng)為主，呈氣旋型輻合環(huán)流形勢；但在MJO的第5、6位相時(shí)，850 hPa在西北太平洋均呈現(xiàn)為氣旋性環(huán)流異常流場，從低層到中層都有很強(qiáng)的輻合區(qū)；在200 hPa高空西太平洋以偏東風(fēng)和輻散環(huán)流為主。很顯然，在MJO處于第2、3位相時(shí)，所對應(yīng)的低層輻散, 高層輻合的異常形勢不利于臺風(fēng)的發(fā)生發(fā)展；而在MJO處于第5、6位相時(shí)，對應(yīng)著的低層氣旋型環(huán)流異常和較強(qiáng)輻合, 高層為輻散的反氣旋型環(huán)流異常很有利于對流的發(fā)生發(fā)展和維持。

對流層垂直風(fēng)切變的大小，決定熱帶擾動(dòng)系統(tǒng)中所釋放的凝結(jié)潛熱能否集中加熱氣柱，形成暖心結(jié)構(gòu)，從而是臺風(fēng)形成的重要因子。對應(yīng) MJO的第2、3（5、6）位相，在臺風(fēng)經(jīng)常生成的西太平洋區(qū)域所作合成分析結(jié)果表明（圖略），分別在對流層存在較大（?。?shù)值的垂直風(fēng)切變，因此在MJO的第2、3（5、6）位相也就不利于（利于）臺風(fēng)的生成和發(fā)展。

進(jìn)一步從對流及能量角度來對比研究不同位相時(shí)的不同分布情況。圖 2是整層熱源 Q1異常的1000～200 hPa垂直積分在 MJO不同位相時(shí)的分布。很顯然，在第 2、3位相時(shí)異常熱源主要位于印度半島南部，以及海洋性大陸一帶，西太平洋地區(qū)整層大氣凝結(jié)潛熱釋放較少。而在第 5、6位相時(shí)大氣加熱中心東傳北跳至西太平洋地區(qū)，西太平洋大部分地區(qū)為潛熱大值區(qū)位，兩個(gè)大值中心分別位于南海及菲律賓以東地區(qū)。也就是說在 MJO東傳的兩個(gè)時(shí)期，熱力狀況變化劇烈；當(dāng) MJO東傳至西太平洋地區(qū)時(shí)（第5、6位相），整層大氣的凝結(jié)潛熱釋放相當(dāng)強(qiáng)勁，能夠釋放出大量的能量，有利于熱帶擾動(dòng)的加強(qiáng)及臺風(fēng)生成。

圖3是熱源與垂直環(huán)流的配置的合成分析結(jié)果。在MJO的第2、3位相，異常正熱源中心位于75°E附近，負(fù)中心位于西太平洋地區(qū)；與之對應(yīng)在赤道東印度洋有上升, 在暖池以東有下沉的垂直環(huán)流相配合。上述這種分布形勢，不利于西太平洋地區(qū)氣旋的發(fā)生和加強(qiáng)發(fā)展。而在第 5、6位相，西太平洋赤道以北地區(qū)，也就是臺風(fēng)的易發(fā)區(qū)，有強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)，與之配合在中層有強(qiáng)烈的加熱，表征潛熱釋放強(qiáng)勁，為臺風(fēng)的發(fā)生和加強(qiáng)提供了良好的環(huán)境條件。從緯向平均的垂直速度和加熱分布看，MJO的第2、3位相對應(yīng)加強(qiáng)的Hadley環(huán)流，而第5、6則呈反Hadley環(huán)流的形勢，這同樣說明兩種情況對臺風(fēng)發(fā)生發(fā)展的影響大不相同。

2.2 西太平洋MJO強(qiáng)度對臺風(fēng)生成影響的進(jìn)一步分析

為進(jìn)一步分析 MJO對臺風(fēng)生成的影響，我們對多臺風(fēng)年和少臺風(fēng)年850 hPa的30～60 天低頻動(dòng)能距平進(jìn)行合成分析，在赤道西太平洋地區(qū)其數(shù)值可反映那里 MJO的強(qiáng)度。其結(jié)果表明，在多臺風(fēng)年存在兩個(gè)低頻動(dòng)能的大值區(qū)（圖略），最顯著的是低頻動(dòng)能正異常位于菲律賓以東 15°N以南的西北太平洋地區(qū)，此區(qū)域正好為熱帶輻合帶（ITCZ）所在的位置，說明在多臺風(fēng)年里該區(qū)域的強(qiáng) MJO活動(dòng)使得ITCZ加強(qiáng)，從而有利于臺風(fēng)的生成。而在少臺風(fēng)年的情況與多臺風(fēng)年相反（圖略），最大的低頻動(dòng)能中心位于印度半島和我南海南部，表明那里 MJO異?；钴S，而菲律賓以東的西北太平洋上與ITCZ所在位置對應(yīng)的區(qū)域?yàn)榈皖l動(dòng)能的負(fù)距平區(qū)，MJO偏弱。在多臺風(fēng)年與少臺風(fēng)年低頻動(dòng)能的差值圖上（圖略），低頻動(dòng)能分布的差異被進(jìn)一步突出出來，位于西北太平洋 130°E～170°E的正差值中心非常顯著，表明那里 MJO差異最大?？梢哉J(rèn)為，MJO的強(qiáng)度對西北太平洋臺風(fēng)生成區(qū)的ITCZ有重要作用，進(jìn)而對臺風(fēng)生成數(shù)有明顯影響。

對多臺風(fēng)年與少臺風(fēng)年6～10月平均的850 hPa低頻流場分別進(jìn)行合成分析也表明，在多臺風(fēng)年熱帶西太度洋有一個(gè)較強(qiáng)的低頻氣旋性環(huán)流一直延伸到160°E附近，剛好與多臺風(fēng)年里ITCZ的范圍相一致，因此在多臺風(fēng)年菲律賓以東西北太平洋上較強(qiáng) MJO活動(dòng)加強(qiáng)了該地區(qū)對流層低層的氣旋性渦度，使ITCZ加強(qiáng)并向東延伸，從而有利于臺風(fēng)的生成。但在少臺風(fēng)年那里MJO活動(dòng)較弱，ITCZ相對較弱且偏西，不利于臺風(fēng)在 120°E～145°E區(qū)域的生成發(fā)展。

為了進(jìn)一步證實(shí)多臺風(fēng)年和少臺風(fēng)年 MJO強(qiáng)度分布的差異，分別用多臺風(fēng)和少臺風(fēng)年6～10月低頻緯向風(fēng)的方差貢獻(xiàn)距平分布圖來比較可以發(fā)現(xiàn)（圖略），在多臺風(fēng)年，菲律賓以東的西北太平洋地區(qū)為低頻風(fēng)場方差貢獻(xiàn)的正異常區(qū)，最大正異常中心位于10°N附近120°E～140°E之間，表明在西北太平洋上風(fēng)場的低頻分量的強(qiáng)度相對于一般年份要強(qiáng)；而在少臺風(fēng)年，120°E以東的西北太平洋上基本為低頻風(fēng)場方差貢獻(xiàn)的負(fù)異常區(qū)，其中最顯著的區(qū)域?yàn)?135°E～160°E的近赤道地區(qū)。OLR的方差貢獻(xiàn)距平的分布情況與低頻風(fēng)場的方差貢獻(xiàn)以及低頻動(dòng)能的分布相近（圖略）。因此，從低頻動(dòng)能, 緯向風(fēng)場以及 OLR方差貢獻(xiàn)的距平都可以看出，多臺風(fēng)年和少臺風(fēng)年的 MJO活動(dòng)具有不同的形勢。西北太平洋區(qū)域 MJO的強(qiáng)度對臺風(fēng)的生成有重要的影響。

3 MJO活動(dòng)對中國東部降水的影響

已有研究表明，MJO可以影響亞洲夏季風(fēng)的爆發(fā)和中斷（穆明權(quán)和李崇銀，2000；林愛蘭等，2005；賈小龍和梁云，2011），還可以影響到澳大利亞和北美的夏季風(fēng)（Hendon and Liebmann, 1990; Higgins and Shi, 2001）。那么熱帶大氣MJO的活動(dòng)，必然通過對流異常的強(qiáng)迫和遙相關(guān)，在不同的傳播位相對很多地區(qū)的不同季節(jié)降水產(chǎn)生影響。赤道大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（MJO）對天氣氣候的影響是近來國外研究重點(diǎn)之一，國內(nèi)也有一些有關(guān) MJO對中國降水影響的研究，作為例子下面將從幾個(gè)方面進(jìn)行介紹。

3.1 MJO活動(dòng)對中國冬季降水的影響

由于中國冬季降水主要在華南地區(qū)，因此重點(diǎn)研究冬季華南降水與MJO活動(dòng)的關(guān)系。圖4是中國華南冬季降水與 MJO位相變化的關(guān)系，很顯然在 MJO的第 2、3位相華南降水多，而在第 6、7位相降水少，這在一定程度上表明可以用 MJO的活動(dòng)作為一種工具來預(yù)報(bào)未來華南冬季降水。

進(jìn)一步分析表明，當(dāng) MJO在熱帶地區(qū)向東傳播的過程中，中高緯度的大氣環(huán)流也表現(xiàn)出一定的異常（圖略）。對應(yīng)MJO第1位相，在我國大陸上有一氣旋性環(huán)流，東面的海洋上則是一個(gè)反氣旋性環(huán)流；對應(yīng)MJO第2位相，我國大陸上的氣旋性環(huán)流仍然存在，中心位置略向東，海洋上的反氣旋性環(huán)流中心也向東移動(dòng)；對應(yīng)MJO第3位相，大陸上的氣旋性環(huán)流中心已向東移動(dòng)到大陸沿岸，海洋上的反氣旋環(huán)流整體上也向東移動(dòng)；對應(yīng) MJO第4位相，大陸上的氣旋性環(huán)流已經(jīng)向東傳播到海上，反氣旋環(huán)流主體也向東收縮，對應(yīng)MJO第5～8位相，兩者繼續(xù)向東傳播，并逐漸減弱。

伴隨上述氣旋和反氣旋環(huán)流的向東傳播，造成了對應(yīng)MJO第1～3位相我國大陸東部為異常的偏南風(fēng)，表明冬季風(fēng)較弱，而此時(shí)西太暖池的對流也受到抑制，弱的冬季風(fēng)利于我國東部地區(qū)降水偏多；而隨著氣旋環(huán)流向東傳播進(jìn)入海上，東亞大陸東部位于異常環(huán)流后部，受異常的北風(fēng)氣流控制，冬季風(fēng)較強(qiáng)，此時(shí)西太暖池的對流活動(dòng)也較強(qiáng)，強(qiáng)的冬季風(fēng)不利于水汽從海洋向大陸的輸送，也就不利于我國東部地區(qū)冬季降水偏多（圖 5a）。從上面的分析可以看出，熱帶 MJO的活動(dòng)可以在中緯度地區(qū)強(qiáng)迫出異常的波列，隨著 MJO的向東傳播，中緯度波列也表現(xiàn)出向東的傳播，并由此對東亞冬季風(fēng)產(chǎn)生影響，進(jìn)而影響我國冬季的氣候異常。

另外，從低緯度地區(qū)來看，孟加拉灣南支槽也是影響冬季南?！霞永瓰乘蛭覈箨懙貐^(qū)輸送的重要系統(tǒng)，而對應(yīng) MJO的不同位相，孟加拉灣南支槽有何異常情況呢？為此進(jìn)一步分析了孟加拉灣南支槽強(qiáng)度的變化情況，圖5b是對應(yīng)MJO活動(dòng)8個(gè)位相的500 hPa孟加拉灣南支槽強(qiáng)度的變化，可以看出當(dāng) MJO向東傳播時(shí)，孟加拉灣南支槽也存在一個(gè)明顯的連續(xù)變化特征。對應(yīng) MJO第1～3位相，孟加拉灣南支槽以偏強(qiáng)為主要特征，尤其是對應(yīng)第2位相；而對應(yīng)MJO第5～8位相，孟加拉灣南支槽則偏弱。也即是說當(dāng) MJO強(qiáng)對流位于印度洋時(shí)，孟加拉灣南支槽易于偏強(qiáng)，由印度洋向我國大陸的水汽輸送也較強(qiáng)，而這時(shí)由于中緯度Rossby波的傳播，東亞冬季風(fēng)卻較弱，冷空氣勢力不是太強(qiáng)，以至于低緯度暖濕氣流易于北上，冷暖氣流容易在我國大陸上形成交匯，進(jìn)而容易導(dǎo)致中國東部冬季的降水偏多。

3.2 MJO活動(dòng)對中國春季降水的影響

MJO對我國春季降水有沒有影響以及如何影響的呢？也是很值得研究的問題。因此，我們用澳大利亞氣象局的MJO指數(shù)（Wheeler and Hendon,2004）從MJO傳播過程對春季（3～5月)我國東部地區(qū)降水的影響進(jìn)行了研究，其結(jié)果清楚表明MJO活動(dòng)對我國東部地區(qū)的春季降水影響十分明顯，不同 MJO位相所對應(yīng)的我國東部地區(qū)春季降水的分布有極其顯著的差異；同時(shí)，從大氣環(huán)流和水汽輸送角度對其影響途徑所進(jìn)行的分析，以及數(shù)值模擬試驗(yàn)結(jié)果都更進(jìn)一步揭示了影響的途徑（白旭旭等，2011）。

圖1 海平面氣壓距平場（單位：hPa）合成圖和臺風(fēng)生成地點(diǎn)分布圖：（a）第2、3位相；（b）第5、6位相。（潘靜等，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)

圖2 熱源Q1異常值在1000～200 hPa的垂直積分合成圖（K d?1）：（a）第 2、3位相；（b）第5、6位相。（潘靜等，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)

圖3 西太平洋地區(qū)沿緯圈（5°N～15°N）平均的異常加熱場（Q1，陰影）和垂直環(huán)流場合成圖：（a）第2、3位相；（b）第5、6位相。(潘靜等，2010)Fig.3 The composite cross sections of Q1 anomalies (shaded) and vertical circulation anomalies averaged over 5oN–15oN: (a) Phases 2 and 3; (b) phases 5 and 6.(Pan et al., 2010)

圖4 中國華南冬季降水與MJO位相變化的關(guān)系。(Jia et al., 2011)Fig.4 Relationship between winter precipitation in South China and MJO phase.(Jia et al., 2011)

圖6給出了對應(yīng)MJO傳播的4個(gè)階段我國的降水異常形勢?？梢钥吹剑?dāng)MJO處于第1、4階段時(shí)（即第8～1位相, 第6～7位相），我國東部地區(qū)都為降水負(fù)異常；在MJO第2階段（第2、3位相），我國東部地區(qū)降水正異常中心位于長江中下游地區(qū)，華南地區(qū)為弱的降水負(fù)異常；當(dāng) MJO處于第3階段（第4、5位相），我國降水正異常中心位于華南地區(qū)，長江中下游地區(qū)主要為弱的負(fù)異常。也就是說，當(dāng)MJO傳播至中、東印度洋時(shí)對我國長江中下游地區(qū)的降水有正貢獻(xiàn)，當(dāng) MJO傳播至中南半島附近時(shí)，對我國華南地區(qū)的降水具有正貢獻(xiàn)，而在其他階段時(shí)則不利于我國東部的降水。

對MJO各階段850 hPa渦度異常分布（圖略）和850 hPa水汽通量散度分布合成圖（圖略）的分析，可以清楚看到，第1階段和第4階段，與中低空的正高度異常相對應(yīng)，我國東部地區(qū)受到負(fù)渦度異常；第2階段，長江中下游地區(qū)受正渦度異?？刂?，華南地區(qū)受負(fù)渦度控制。因此在第 1、4階段我國東部降水偏少，第2階段我國長江中下游多雨，華南少雨，第3階段和第2階段形勢基本相反，故長江中下游少雨，華南多雨。關(guān)于水汽通量的計(jì)算分析也表明，在第1、4階段我國東部為水汽輻散，不利于成云致雨；第2階段長江中下游有明顯水汽輻合，利于降水，而華南水汽輻散，不利降水；第3階段與第2階段的形勢基本相反，華南降水多。顯然，通過以上關(guān)于850 hPa渦度異常和水汽通量異常的分析可很好解釋不同 MJO的活動(dòng)位相為何能造成春季中國東部不同地區(qū)的降水形勢。

上面的分析研究清楚表明，當(dāng) MJO傳播至東印度洋和中南半島附近時(shí)（第2、3位相），對應(yīng)春季在我國長江中下游降水偏多, 華南降水偏少；而對應(yīng)MJO的第6、7位相（在赤道西太平洋有強(qiáng)對流），我國東部春季的降水卻異常偏少。雖然大氣環(huán)流形勢的分析可以對這些結(jié)果給出一定的物理解釋，但相應(yīng)的數(shù)值模擬也是十分必要的。針對在上述兩個(gè)區(qū)域存在強(qiáng)對流異常的情況分別進(jìn)行數(shù)值模擬試驗(yàn)，模式結(jié)果的分析比較研究將可以搞清楚 MJO對中國春季降水的影響，及其機(jī)制。分別在（10.63°S～10.63°N，74.53°E～95.63°E）和（10.63°S～10.63°N，160.32°E～180°E）的兩個(gè)方形區(qū)域內(nèi)增加非絕熱加熱，以表示在那里有異常強(qiáng)的對流強(qiáng)迫，看它們將會(huì)產(chǎn)生什么樣的不同影響和過程。多初值的集合數(shù)值模擬試驗(yàn)表明，當(dāng)在赤道東印度洋及赤道西太平洋低層大氣中引進(jìn)異常非絕熱加熱（強(qiáng) MJO活動(dòng)）的強(qiáng)迫時(shí)，模式很好地模擬出了我國東部地區(qū)春季降水的異常形勢，即在MJO的第2、3位相我國長江中下游地區(qū)多雨；而在MJO的第6、7位相我國東部大部分地區(qū)降水偏少（圖略）。中國東部春季降水的模擬試驗(yàn)結(jié)果和診斷分析結(jié)果有很好的一致性，它們都是在中國長江中下游地區(qū)出現(xiàn)了明顯的降水正距平，充分顯示了MJO活動(dòng)處于第2、3位相時(shí)對中國春季降水的影響。

對模擬得到的大氣環(huán)流響應(yīng)場所進(jìn)行的分析發(fā)現(xiàn)，無論是500 hPa高度響應(yīng)場，還是850 hPa渦度和散度響應(yīng)場，以及水汽通量及其散度場，都極為清楚地表明，當(dāng)異常非絕熱加熱強(qiáng)迫在赤道東印度洋時(shí)（即對應(yīng)MJO的第2、3位相），東亞大氣環(huán)流的響應(yīng)與異常非絕熱加熱位于赤道西太平洋時(shí)（即對應(yīng)MJO的第6、7位相）非常不一樣。當(dāng)異常非絕熱加熱強(qiáng)迫在赤道東印度洋時(shí)，在長江中下游中低空的渦度為正異常, 散度為負(fù)異常，是水汽通量的輻合區(qū)，有利降水；而當(dāng)異常非絕熱加熱強(qiáng)迫在赤道西太平洋時(shí)，中國東部大部分地區(qū)中低空為負(fù)渦度異常和正散度異常，出現(xiàn)由北向南的水汽通量輻散，不利于我國東部地區(qū)春季降水。

模擬得到的850 hPa水汽通量散度響應(yīng)場，可近似代表中低層水汽的輻合輻散狀況。對于異常試驗(yàn)一，模擬得到的整層水汽通量散度的負(fù)值區(qū)主要位于我國長江中下游地區(qū)，而在我國華南地區(qū)則為水汽通量散度正異常區(qū)（圖略）；這樣的結(jié)果正好對應(yīng)我國長江中下游多雨, 華南少雨的情況。對于異常試驗(yàn)二，模擬得到的結(jié)果是我國東部地區(qū)明顯表現(xiàn)為較強(qiáng)的水汽通量散度正異常，正好對應(yīng)春季在MJO的第6、7位相我國東部地區(qū)降水偏少。上述關(guān)于大氣環(huán)流和水汽通量散度的模擬結(jié)果都同資料診斷分析的結(jié)果相當(dāng)一致，既證明資料分析和數(shù)值模擬結(jié)果是比較可靠的，也較好說明了 MJO活動(dòng)對我國春季降水確實(shí)存在明顯的影響。

通過對逐日模擬響應(yīng)場的分析，還對 MJO活動(dòng)影響我國春季降水的可能物理過程及機(jī)制進(jìn)行了討論。逐日響應(yīng)場的演變表明，赤道附近的異常對流加熱不僅可以在赤道附近激發(fā)產(chǎn)生大氣的Rossby和Kelvin波型響應(yīng)，而且還會(huì)在大氣中激發(fā)產(chǎn)生從熱帶到中高緯度的 Rossby波列遙響應(yīng)。但是，由于異常對流加熱所發(fā)生的地區(qū)不同，大氣遙響應(yīng)場的形勢也會(huì)十分不一樣，Rossby遙響應(yīng)波列也就有差異，從而導(dǎo)致在東亞地區(qū)有不一樣的影響。這里的模擬研究結(jié)果與已有的關(guān)于熱帶外大氣環(huán)流異常是對熱帶對流異常強(qiáng)迫的響應(yīng)機(jī)制相一致（Bladé and Hartmann, 1995; Jin and Hoskins,1995），而大氣響應(yīng)不僅僅依賴于大氣的基本態(tài)，還依賴于對流強(qiáng)迫的強(qiáng)度、位置及其時(shí)間演變。

3.3 MJO活動(dòng)對中國東南部夏季降水的影響

圖5 (a) 對應(yīng)8個(gè)MJO位相的東亞冬季風(fēng)指數(shù)距平（m/s），正值代表南風(fēng)異常（弱冬季風(fēng)），負(fù)值代表北風(fēng)異常（強(qiáng)冬季風(fēng)）；(b) 對應(yīng)8個(gè)MJO 位相的 500 hPa 孟加拉灣南支槽區(qū)（20°N～25°N, 80°E～100°E）平均的高度場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

夏季是中國的主要雨季，影響因子十分復(fù)雜，西太平洋副高、夏季風(fēng)、臺風(fēng)以及西風(fēng)帶高空槽等的活動(dòng)都是大家注意并研究過的影響因素。近年來中國科學(xué)家也開始研究 MJO活動(dòng)對中國夏季降水的影響，這里我們簡要介紹Zhang et al.（2008）研究MJO活動(dòng)對中國東南部夏季降水影響的工作，他們利用RMM-MJO指數(shù)（Wheeler and Hendon, 2004）研究了在 MJO不同位相時(shí)中國東南部地區(qū)的夏季降水異常。利用合成分析，他們的研究結(jié)果表明，隨著 MJO從第一位相演變?yōu)榈诎宋幌啵袊鴸|南部降水將從異常偏多轉(zhuǎn)變?yōu)楫惓Ｆ伲▓D 7）?？傮w歸納起來可以認(rèn)為，在MJO活動(dòng)的前四個(gè)位相，對應(yīng)著中國東南部夏季降水偏多，而在 MJO活動(dòng)的后四個(gè)位相，中國東南部夏季降水則偏少，其中尤其在MJO活動(dòng)的第4和第7位相，降水的異常偏多和偏少表現(xiàn)得最為明顯。區(qū)域平均降水量的最大正負(fù)異常可以超過區(qū)域降水氣候平均值的10%。這表明在夏季，MJO對中國東南地區(qū)的降水異常的影響不容忽視。

圖6 MJO 4個(gè)階段所對應(yīng)的我國3～5月降水異常分布。（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)

同時(shí)，他們的研究結(jié)果還表明在 MJO不同位相時(shí)的降水異常和同期相伴隨的環(huán)流形勢，例如西北太平洋副高、水汽輸送、垂直運(yùn)動(dòng)等大尺度環(huán)流的異常密不可分。當(dāng) MJO的主要對流活動(dòng)中心位于赤道印度洋時(shí)，西北太平洋副高位置偏西，同時(shí)中國東南部地區(qū)的水汽輸送和垂直上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)，有利降水偏多。而當(dāng) MJO的主要對流活動(dòng)中心進(jìn)入西太平洋地區(qū)時(shí)西北太平洋副高位置偏東，中國東南部地區(qū)的水汽輸送和垂直上升運(yùn)動(dòng)同時(shí)減弱，不利于降水的發(fā)生。因此可認(rèn)為，MJO主體位于印度洋地區(qū)時(shí)，MJO影響可以通過低層西風(fēng)急流的波導(dǎo)效應(yīng)一路向下游影響到中國東南部地區(qū)，造成該地區(qū)夏季降水偏多；當(dāng) MJO主體位于西太平洋地區(qū)時(shí)，可以造成經(jīng)向環(huán)流的上升支向北偏移，將導(dǎo)致西北太平洋副高的東撤以及中國東南部地區(qū)水汽輸送減弱，夏季降水減少。

3.4 MJO活動(dòng)對中國云南降水的影響

分析1978～2009年夏季中，東印度洋大氣MJO指數(shù)的逐候演變曲線發(fā)現(xiàn)，在整個(gè)夏季主要維持正值的年份孟加拉灣附近的對流活動(dòng)較弱；相反，在MJO指數(shù)持續(xù)負(fù)值的年份孟加拉灣附近的對流活動(dòng)偏強(qiáng)。為了獲得中、東印度洋 MJO指數(shù)持續(xù)異常對云南夏季降水的影響作用，我們分別根據(jù)該指數(shù)持續(xù)正和持續(xù)負(fù)的年份對云南夏季降水距平百分率做合成分析，其結(jié)果表明：當(dāng) MJO指數(shù)持續(xù)正時(shí)，孟加拉灣對流受抑制，云南夏季容易出現(xiàn)全省性干旱；相反，當(dāng) MJO指數(shù)持續(xù)負(fù)時(shí)，孟加拉灣對流活動(dòng)強(qiáng)，除了滇中以東和滇西北的部分地區(qū)，云南夏季大部分地區(qū)降水偏多（圖8）。可見在年際變化尺度上，熱帶中、東印度洋 MJO指數(shù)的持續(xù)異常對云南夏季降水有明顯的影響。

2009年6～10 月熱帶中、東印度洋MJO指數(shù)持續(xù)處于正值（圖略），考慮到MJO的這種變化特征以及降水的季節(jié)變化，分別計(jì)算了2009年6～8月以及9～10月熱帶中、東印度洋MJO指數(shù)與云南同期降水的相關(guān)，其結(jié)果是2009夏季MJO指數(shù)與云南大部分地區(qū)降水存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系；秋季，除了滇中以東以及滇東北的部分地區(qū)外，MJO指數(shù)與云南大部分地區(qū)的降水有顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系（圖略）。因此，在季節(jié)內(nèi)尺度上，2009年夏季至秋季熱帶中、東印度洋 MJO指數(shù)的持續(xù)正異常使得孟加拉灣地區(qū)對流受到抑制，并成為夏季到秋季云南大部分地區(qū)降水明顯偏少的重要原因之一。

進(jìn)一步的分析表明，MJO主要通過以下的物理過程影響夏季和秋季云南的降水，即中東印度洋MJO指數(shù)的持續(xù)正異常使得孟加拉灣地區(qū)的對流活動(dòng)受抑制，并且在70°E～110°E的熱帶印度洋地區(qū)激發(fā)出異常的下沉氣流，使得南亞地區(qū)的季風(fēng)垂直環(huán)流異常減弱。2009年 6～10月在熱帶東印度洋，海洋性大陸至南海的大片地區(qū)為異常下沉氣流控制（圖9），這種環(huán)流異常形勢使得2009年夏季至秋季熱帶印度洋向云南地區(qū)的水汽輸送減弱，最終導(dǎo)致云南的降水持續(xù)偏少而形成干旱。

因此，可以認(rèn)為2009年6～10月熱帶中東印度洋 MJO指數(shù)持續(xù)維持正值使得孟加拉灣地區(qū)對流活動(dòng)減弱，亞洲季風(fēng)環(huán)流圈也異常減弱，從而由印度洋向云南的水汽輸送異常減少，是最終導(dǎo)致夏季至秋季云南降水持續(xù)偏少和干旱的重要原因。這個(gè)結(jié)果也將為云南地區(qū)夏季和秋季降水預(yù)測提供一定的科學(xué)依據(jù)。

4 關(guān)于MJO的數(shù)值模擬

近些年來，熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的數(shù)值模式研究更引起國際上的廣泛重視，因?yàn)橐恍?shù)值天氣預(yù)報(bào)結(jié)果清楚地表明，模式描寫（預(yù)報(bào)）大氣季節(jié)內(nèi)（30～60天）振蕩的情況如何，對預(yù)報(bào)效果有十分重要的影響。對5個(gè)動(dòng)力延伸預(yù)報(bào)的分析表明，無論對3天還是十幾天的預(yù)報(bào)，大氣ISO的預(yù)報(bào)誤差對整個(gè)預(yù)報(bào)起著重要作用（Hendon et al., 2000）。NCEP的分析和預(yù)報(bào)也表明（Jones et al., 2000），動(dòng)力延伸預(yù)報(bào)的主要誤差來自模式所得到的熱帶大氣ISO比較弱，而且東傳過快。在大氣環(huán)流模式比較計(jì)劃（AMIP）中，用各國15個(gè)GCM就大氣ISO的模擬進(jìn)行了比較（Slingo et al.，1996），其結(jié)果表明，雖然大多數(shù)模式能夠反映大氣季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度的振蕩信號，再現(xiàn)對流層上層速度勢異常的向東傳播。但嚴(yán)格來說，沒有一個(gè)模式能夠再現(xiàn)觀測到的熱帶ISO的主要特征。目前大多數(shù)大氣模式都低估了ISO的強(qiáng)度；不能再現(xiàn)ISO的季節(jié)性傾向，模擬傾向于較短的季節(jié)內(nèi)振蕩周期，30天以內(nèi)的高頻信號比觀測有更強(qiáng)的功率譜；不能模擬出連續(xù)的東傳特征。為何現(xiàn)有模式都不能很好模擬出熱帶大氣ISO，大家從不同方面進(jìn)行了一些研究，包括模式分辨率的影響, 模式對流參數(shù)化方案的影響, 云輻射方案的影響, 海氣交換的影響等。因此，熱帶大氣ISO（特別是MJO）的數(shù)值模擬也就成為目前大氣科學(xué)研究的國際前沿課題之一，對它的研究和成果不僅在揭示其特征和規(guī)律，認(rèn)識氣候系統(tǒng)及其變化方面有重要作用，也對改進(jìn)和提高數(shù)值模式的氣候預(yù)測能力有重要意義。

圖7 MJO的1～8位相分別合成的夏季中國東南部地區(qū)降水異常（單位：mm d?1），黑色空心（實(shí)心）圓圈代表降水異常通過90%（95%）信度檢驗(yàn)的臺站。（Zhang et al., 2009）Fig.7 Composites of rainfall anomalies (mm d?1) in each of the MJO phases in summer.Black open and closed circles denote the stations that pass 90% and 95% significant tests.(Zhang et al., 2009)

圖8 熱帶中東印度洋MJO指數(shù)持續(xù)性異常年份云南夏季降水距平百分率合成圖：(a) MJO持續(xù)正年份；(b) MJO持續(xù)負(fù)年份。（呂俊梅等，2012）Fig.8 Composites of summer rainfall anomalies corresponding to (a) positive and (b) negative values of the MJO index over the mid-eastern Indian Ocean.(Lü et al., 2012)

圖9 2009年MJO指數(shù)對0°～20°N緯向平均垂直環(huán)流的回歸：(a) 6～8月；(b) 9～10月。陰影表示通過90%和95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。(呂俊梅等，2012)Fig.9 The correlation between the MJO index over the mid-eastern Indian Ocean and zonal mean vertical circulation along 0°–20°N during Jun–Aug (a) and Sep–Oct (b).The shaded areas indicate significant at the 90% and 95% level.(Lü et al., 2012)

4.1 大氣MJO在數(shù)值模擬中的重要性

為了更好地說明問題，Li et al.（2007）分別用兩個(gè)AGCM（SAMIL-R42L9和CAM2）進(jìn)行了數(shù)值模擬試驗(yàn)。一個(gè)模式是 SAMIL-R42L9，它是由中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室（LASG）發(fā)展的一個(gè)菱形截?cái)嗟?42波, 9層全球大氣環(huán)流譜模式（Wang et al., 2004）。另一個(gè)模式為美國NCAR通用大氣模式CAM2版本，它是NCAR的第5代大氣環(huán)流模式（Collins et al., 2003），模式的水平分辨率為 T42（即三角形截?cái)啵?2個(gè)波），垂直方向采用的是混合坐標(biāo)，有 26層。所做模擬試驗(yàn)的積分時(shí)間都為1978年1月1日～1989年12月31日，海溫作為邊界條件，使用該時(shí)段的觀測海溫。用模式輸出的逐日結(jié)果和相對應(yīng)的逐日NCEP再分析資料進(jìn)行誤差分析，研究氣候模擬的好壞及其原因。在數(shù)值模擬研究中，一般都用模式模擬值與觀測值的均方根誤差來表示模擬的好壞程度，這里將計(jì)算和分析研究模式模擬的要素場與 NCEP再分析資料的均方根誤差分布，從而確定模式模擬的效果和問題。

從SAMIL-R42L9模式模擬的500 hPa位勢高度與NCEP再分析的500 hPa位勢高度間的均方根誤差分布，以及模擬和NCEP資料經(jīng)30～60天帶通濾波后的均方根誤差分布（表示對大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬誤差）的比較可以看到：兩者有非常好的一致性，不僅偏差極大值帶相當(dāng)一致，而且極大值中心位置也十分相近（圖略）。對于500 hPa高度來講，大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬誤差達(dá)到整個(gè)模擬誤差的三分之一以上，而且誤差分布形勢基本一致。因此一定程度上可以認(rèn)為，大氣季節(jié)內(nèi)振蕩模擬的不準(zhǔn)確是造成500 hPa高度模擬不準(zhǔn)確的重要原因。分析850 hPa的風(fēng)場，也有同500 hPa高度場相一致的結(jié)果（圖略）。就全球分布看，對于850 hPa緯向風(fēng)來講，季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬誤差也占整個(gè)緯向風(fēng)模擬誤差的三分之一以上。因此，大氣季節(jié)內(nèi)振蕩模擬的不準(zhǔn)確也可認(rèn)為是造成850 hPa緯向風(fēng)模擬不準(zhǔn)確的極為重要的原因。

與分析 SAMIL-R42L9的結(jié)果相類似，對CAM2的12年模擬結(jié)果與NCEP再分析資料也進(jìn)行了誤差分析。無論是對500 hPa高度場的均方根誤差還是 850 hPa緯向風(fēng)的均方根誤差，都與SAMIL-R42L9有相似的結(jié)果。對500 hPa高度來講，大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬誤差達(dá)到整個(gè)模擬偏差的三分之一以上，與SAMIL-R42L9的結(jié)果十分相近。但 CAM2對 500 hPa高度的模擬偏差要略為大于SAMIL-R42L9的模擬誤差，但對500 hPa高度的季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬來講，兩個(gè)模式有近乎相同的模擬誤差；同樣，對于850 hPa緯向風(fēng)來講，季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬誤差也占整個(gè)緯向風(fēng)模擬誤差的三分之一以上。

前面的比較分析表明，大氣季節(jié)內(nèi)振蕩的模擬好壞對整個(gè)大氣環(huán)流的模擬有十分重要的作用，但還未能很好揭示出熱帶地區(qū)大氣ISO，特別是MJO模擬的差異。分析大氣季節(jié)內(nèi)振蕩動(dòng)能的模擬可以討論對熱帶地區(qū)大氣MJO的模擬情況。從SAMILR42L9的模擬試驗(yàn)中任意選取3年（1987～1989）的結(jié)果來進(jìn)行對比分析發(fā)現(xiàn)，熱帶大氣 MJO動(dòng)能的差值甚至超過了本身的數(shù)值，表明模式對熱帶大氣ISO及MJO的模擬還存在相當(dāng)大的誤差；而且，差值場有明顯的年變化和年際變化，也表明模式對熱帶MJO的模擬還存在相當(dāng)?shù)膯栴}。

4.2 模式中對流參數(shù)化方案的重要影響

為了揭示模式對流參數(shù)化方案對模擬 MJO的影響，將ZM（Zhang and McFarlane，1995）對流參數(shù)化方案移植到SAMIL-R42L9中，與對流調(diào)整方案（MCA）一起進(jìn)行數(shù)值模擬，通過結(jié)果的對比分析，研究積云參數(shù)化方案的改變對 MJO模擬的影響。MCA方案假定不穩(wěn)定層結(jié)產(chǎn)生的對流又使得層結(jié)變?yōu)橹行裕瑢α鳟a(chǎn)生的凝結(jié)潛熱和感熱的垂直輸送在對流調(diào)整后的最終狀態(tài)中總計(jì)給出。ZM方案為積云譜型質(zhì)量通量方案，采用積云譜模型描述積云群對大尺度場的作用。由于該方案只描述云頂高度在對流層中層最小飽和濕靜力能所在層之上的積云，所以該方案主要描述深對流。

將上述兩種對流參數(shù)化方案分別引入 SAMILR42L9模式，模擬試驗(yàn)中都以觀測海溫為邊界強(qiáng)迫，從1978年1月1日開始積分到1989年12月31日，共12年，取后11年的結(jié)果作為分析數(shù)據(jù)和比較分析研究。從風(fēng)場和速度勢場的時(shí)間—經(jīng)度剖面看,ZM方案所產(chǎn)生的MJO的振幅很弱（圖略）。使用時(shí)空譜對各物理量的譜特征進(jìn)行分析，其在10°S～10°N平均的850 hPa緯向風(fēng)和降水的時(shí)空譜可以看到（圖10），ZM方案所模擬的850 hPa緯向風(fēng)與NCEP資料和MCA方案的結(jié)果相比較，在季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度上基本沒有模擬出明顯的譜能量，表明所模擬的大氣 MJO強(qiáng)度很弱；而且東傳和西傳譜能量的量值相當(dāng)，因而未能表現(xiàn)出大氣 MJO的主要特征；而降水場的東傳波動(dòng)和西傳波動(dòng)的譜能量也基本相當(dāng)，并且西傳分量是在空間緯向4波上有最大的譜值，與NCEP資料和MCA方案的模擬結(jié)果相比較也有較大差距。

為得到一個(gè)整體上的傳播圖像，以150°E為參考點(diǎn)，用30～60天濾波的熱帶地區(qū)（10°S～10°N）平均的200 hPa和850 hPa緯向風(fēng)以及200 hPa速度勢的時(shí)間序列同各自空間場作超前滯后回歸分析，其結(jié)果可以很好表現(xiàn)MJO的傳播特征。圖11是所得到的從超前30天到滯后30天的回歸結(jié)果（850 hPa緯向風(fēng)），NCEP資料和MCA方案模擬的結(jié)果較好表現(xiàn)了MJO沿赤道的東傳特征，盡管MCA方案模擬的結(jié)果還沒有再現(xiàn) MJO東傳在日界線附近的加速現(xiàn)象。然而ZM方案的模擬結(jié)果卻基本沒有表現(xiàn)出連續(xù)東傳播的圖像（170°E以東還是向西傳的），而且振幅非常弱。

上述分析比較，以及用其他的物理量的比較分析結(jié)果都清楚表明，在用同樣模式（例如 SAMILR42L9）的情況下，ZM 參數(shù)化方案所模擬的大氣MJO，無論在其強(qiáng)度, 還是結(jié)構(gòu)和傳播方面都與NCEP資料以及用MCA方案所得到的模擬結(jié)果相比有較大差異。因此，數(shù)值模擬試驗(yàn)清楚地表明，模式的對流參數(shù)化方案對模擬大氣 MJO 有重要的影響，必須在模式中采用較好的參數(shù)化方案，才能較好模擬出與觀測基本一致的MJO。

4.3 模式分辨率對熱帶大氣ISO模擬的影響

Slingo et al.（1996）對15個(gè)GCM模擬結(jié)果的比較認(rèn)為，高分辨率的GCM對熱帶大氣ISO的模擬不一定就比低分辯的要好，因?yàn)镃NRM（The Centre National de Recherches Météorologiques）的三個(gè)分辨率的 GCM（T21，T42，T79）模擬的熱帶 ISO的強(qiáng)度隨著分辯率的提高反而減弱。Gualdi et al.(1997) 分析了三種水平分辨率的大氣模式ECHAM3(T21，T42，T106) 的模擬結(jié)果，同樣顯示提高水平分辨率實(shí)際上降低了對熱帶大氣 ISO的模擬能力。Inness et al.（2001）分析了兩種垂直分辨率的Hadley中心的大氣環(huán)流模式（HadAM3）對熱帶大氣ISO 的模擬，表明垂直分辨率的提高有利于改善熱帶大氣ISO的模擬。而對CCM3 結(jié)果的分析也表明模式模擬的熱帶大氣ISO對水平分辨率的變化（T42，T170，T239）并不十分敏感。這些不同的模式模擬結(jié)果表明，模式分辨率對熱帶大氣ISO模擬的影響還存在一些不確定性，需要進(jìn)一步深入研究。

圖10 模擬的850 hPa緯向風(fēng)（左）和降水（右）的平均時(shí)空譜與觀測的比較。（a, b）是NCEP的結(jié)果；(c, d) 和 (e, f) 是分別用MCA和ZM方案在SAMIL-R42L9模式中的結(jié)果（賈小龍, 2006）Fig.10 Comparison of time-space spectra of the simulated and observed 850-hPa zonal wind (left) and precipitation (right).(a), (b) are the NCEP results; (c,d) and (e, f) are the results from SAMIL- R42L9 with the MCA and the ZM schemes, respectively (Jia, 2006)

用中國科學(xué)院大氣物理研究所SAMIL模式的不同分辨率版本，即低分辨率的R15L9，高水平分辨率的R42L9和高分辨率的R42L26，對MJO的模擬結(jié)果進(jìn)行了比較研究，模式都是以MCA方案為對流參數(shù)化方案。模擬結(jié)果清楚地表明不同分辨率的模式對 MJO的模擬能力并沒有因分辨率的變化而發(fā)生本質(zhì)的改變，與R42L9相比，低水平分辨率的 R15L9 和提高垂直分辨率的 R42L26 都模擬出了較為合理的 MJO的主要特征，雖然模式分辨率的變化對模擬的 MJO的某些特征起到了一定的調(diào)制作用。比如，由于大氣 MJO的行星尺度特征，水平分辨率的降低（R51L9）并沒有降低對MJO主要特征的模擬能力，反而使得高頻擾動(dòng)信號有所減弱，譜特征與觀測結(jié)果更為接近。傳播過程中的風(fēng)、濕和散度等的結(jié)構(gòu)也更為清晰。但垂直分辨率的提高（R42L26）會(huì)使得降水場的譜值分布相對較低分辨率模式（R15L9和R42L9）而言更加集中在季節(jié)內(nèi)尺度上，使降水的空間分布更接近觀測結(jié)果，因而季節(jié)內(nèi)降水的空間分布也更為真實(shí)。

從 SAMIL-R15L9、SAMIL-R42L9和 SAMILR42L26所分別模擬的30～60天帶通濾波的10°S～10°N平均的850 hPa緯向風(fēng)和降水的時(shí)間—經(jīng)度剖面（圖12）的比較可以看到，與NCEP資料的分析結(jié)果相比較，三種分辨率的模式都能基本上模擬出熱帶大氣低頻振蕩 MJO東傳的特征；譜特征都能在季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度有最強(qiáng)的東傳功率譜值，相對而言西傳分量的譜值非常弱。降水量的時(shí)空譜也大體相似，但高分辨率模式對季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度降水特征的模擬有較為明顯的改進(jìn)。仔細(xì)對比分析可以發(fā)現(xiàn)，三種模式模擬的結(jié)果與NCEP資料相比在波數(shù)域上相對較為分散，其西傳分量的譜值還略為偏強(qiáng)；R42L9模式的模擬其模擬效果并不及R15L9模式，不僅譜峰較為分散，西傳分量也較強(qiáng)。R42L26模式所模擬的結(jié)果與 R42L9模擬的結(jié)果相比較可以發(fā)現(xiàn)，模式垂直分辨率的提高對風(fēng)場的模擬改進(jìn)并不明顯；但是對季節(jié)內(nèi)降水有好的改進(jìn)，主要譜帶比較接近實(shí)際觀測結(jié)果。

圖11 MCA (b) 和ZM (c) 方案結(jié)果以150°E為參考點(diǎn)回歸的10°S～10°N平均的850 hPa緯向風(fēng)（m s?1）與觀測資料（a）的比較。（引自賈小龍和李崇銀, 2007）Fig.11 Lag regression plot of 850-hPa zonal wind (m s?1) averaged between 10°S～10°N as a function of longitude from the NCEP data (a) and CAM2 with MCA (b) / ZM (c) schemes, respectively.The reference time series is at 150°E, positive values are shaded.(Jia and Li, 2007)

三個(gè)不同分辨率模式模擬結(jié)果在東傳特征上的表現(xiàn)可以看到，數(shù)值模擬的緯向風(fēng)都表現(xiàn)出了連續(xù)的向東傳播的特征，周期大概為 40天左右（圖略）。相對目前很多模式不能再現(xiàn)MJO在東西半球傳播速度的差異而言，SAMIL模擬的MJO傳播特征更為真實(shí)一些。而R15L9模式模擬的MJO的傳播特征并沒有因?yàn)榉直媛实钠投l(fā)生明顯的變化，模擬結(jié)果比R42L9的結(jié)果還好，與觀測更為接近。大家知道，MJO的垂直結(jié)構(gòu)主要表現(xiàn)為上下反向的特征，也可以說類似1波的形勢。模式的垂直分辨率只要能描寫這種上下反向的結(jié)構(gòu)特征，即使分辨率低一些也不會(huì)有太大的影響，這就是為何有了一定垂直分辨率后，提高模式垂直分辨率并未明顯提高模擬大氣MJO能力的原因。

很顯然，上述模擬結(jié)果的分析表明，模式水平分辨率的改變對大氣 MJO的模擬并沒有十分明顯的影響，尤其是對風(fēng)場的影響不大。這可能是因?yàn)镸JO在空間上屬于行星尺度系統(tǒng)，只要有足夠的模式分辨率即可較好描寫它；但是降水系統(tǒng)相對要小，所以模式水平分辨率, 尤其是模式垂直分辨率的改變對降水場還有一些影響；模式分辨率的提高也未能起到改進(jìn)模擬MJO傳播特征的作用。

4.4 積云動(dòng)量垂直輸送的影響

圖12 R15L9（上），R42L9（中）和R42L26（下）所模擬的10°S～10°N平均的850 hPa緯向風(fēng)（左）和降水（右）的平均時(shí)空譜。（引自賈小龍，2006；Jia et al., 2008）Fig.12 Time-space spectra of the simulated 850-hPa zonal wind (left) / precipitation (right) averaged during 10°S–10°N with models R15L9 (top), R42L9(middle), and R42L26 (bottom), respectively (Jia, 2006; Jia et al., 2008)

積云對流是熱帶大氣中最為重要的物理過程，而積云對流的活動(dòng)除了能釋放凝結(jié)潛熱影響大氣環(huán)流系統(tǒng)之外，它所引起的動(dòng)量交換對大氣環(huán)流系統(tǒng)也有重要影響。早在 1973年，Houze (1973)等就用觀測資料分析研究了積云對流引起的動(dòng)量輸送對大氣角動(dòng)量收支的貢獻(xiàn)，發(fā)現(xiàn)其貢獻(xiàn)在量級上同大尺度動(dòng)量輸送相當(dāng)。在熱帶東風(fēng)波的研究中，Stevens et al.（1977）也發(fā)現(xiàn)要得到真實(shí)的熱帶東風(fēng)波的模擬，引入較大的積云摩擦是需要的。Helfand（1979）在對 Hadley環(huán)流進(jìn)行數(shù)值模擬研究時(shí)發(fā)現(xiàn)，利用 Schneider and Lindzen（1976）的包含有積云摩擦的參數(shù)化方案后，冬季的 Hadley環(huán)流明顯增強(qiáng)，而且平均的經(jīng)向風(fēng)也更接近實(shí)際觀測。李崇銀（1984）的模擬研究表明，積云的垂直動(dòng)量輸送作用在臺風(fēng)的形成和維持過程中可以起到類似Ekman 抽吸的作用；并且積云對動(dòng)量的垂直輸送在熱帶輻合帶的形成中也有重要作用（李崇銀，1984）。另一方面，Tiedtke（1989）利用 ECWMF的業(yè)務(wù)預(yù)報(bào)模式結(jié)果，分析發(fā)現(xiàn)積云動(dòng)量輸送雖對輻散氣流的影響很小，但提高了 200 hPa旋轉(zhuǎn)氣流的模擬效果。還有一些數(shù)值模擬研究也表明，在 GCM 中引入積云動(dòng)量輸送參數(shù)化可以提高平均環(huán)流的模擬效果（Zhang and McFarlane，1995； Gregory et al.，1997；Inness and Gregory，1997）。但關(guān)于在 GCM 中引入積云動(dòng)量垂直輸送對模擬MJO的影響如何，研究還相當(dāng)少。因此，我們需要搞清楚在模式參數(shù)化中積云動(dòng)量輸送作用對MJO的數(shù)值模擬有什么樣的影響。

在模擬試驗(yàn)中將模式積云對流參數(shù)化所用的Tiedtke方案中就有、無積云動(dòng)量輸送分別進(jìn)行了長時(shí)間積分，積分過程中使用觀測的 SST，積分從1978年1月1日開始到1989年12月31日。取后11年的結(jié)果作為模式資料來進(jìn)行分析，對比有、無積云動(dòng)量輸送的試驗(yàn)結(jié)果，可以揭示積云動(dòng)量輸送在模式模擬大氣ISO中的實(shí)際作用。

圖13分別是CAM2模式在有、無動(dòng)量輸送時(shí)模擬試驗(yàn)中所得到的850 hPa緯向風(fēng)以及降水的平均時(shí)空譜。可以看到，與有動(dòng)量輸送的結(jié)果（圖e,f）相比，無動(dòng)量輸送試驗(yàn)所得的譜特征有明顯的提高（圖b, c），在有動(dòng)量輸送的試驗(yàn)中緯向風(fēng)最強(qiáng)的譜峰都位于東傳的73天周期上，并在30天以內(nèi)也有較強(qiáng)的譜峰存在；同時(shí)相對而言，西傳的季節(jié)內(nèi)振蕩的譜值也較強(qiáng)。而無動(dòng)量輸送試驗(yàn)中最強(qiáng)的譜峰在東傳的 52天周期，與觀測結(jié)果更為接近。另外，有動(dòng)量輸送試驗(yàn)中存在的周期小于 30天的幾個(gè)譜峰在無動(dòng)量輸送試驗(yàn)中也消失了。因此，用CAM2的模擬試驗(yàn)表明無動(dòng)量輸送參數(shù)化格式所模擬的MJO特征更為明顯。

為了更好得到其整體的傳播圖像這里使用了線性回歸的方法取西太平洋150oE為參考點(diǎn)，分別將帶通濾波的200 hPa和850 hPa緯向風(fēng)以及200 hPa速度勢在10oS～10oN之間平均，得到三個(gè)時(shí)間序列；然后用三個(gè)時(shí)間序列分別作超前—滯后回歸，其結(jié)果可顯示緯向轉(zhuǎn)播特征。圖14是850 hPa的情況，與有動(dòng)量輸送試驗(yàn)相比，無動(dòng)量輸送試驗(yàn)最明顯的一個(gè)提高就是模擬的緯向風(fēng)都顯示了連續(xù)的東傳；并且，MJO在西半球比東半球傳播速度更快的特征也模擬出來了。

總之，通過數(shù)值模擬比較試驗(yàn)和分析可以看到，在CAM2用Tiedtke積云對流參數(shù)化方案時(shí)，大氣 MJO的模擬對于有、無積云動(dòng)量輸送有相當(dāng)?shù)拿舾行?。在引入了積云動(dòng)量的垂直輸送后，實(shí)際上降低了模式對 MJO的模擬能力。而在無積云動(dòng)量輸送時(shí)卻模擬出了與觀測更為接近的 MJO的頻譜特征和連續(xù)的東傳特征，明顯提高了對大氣MJO的模擬能力。

大家知道 MJO的重要結(jié)構(gòu)特征是對流層上下反向明顯，而積云動(dòng)量垂直輸送的重要?jiǎng)恿ψ饔檬鞘箶_動(dòng)（系統(tǒng)）在垂直方向均勻化。也就是說，積云動(dòng)量垂直輸送的作用并不有利于激發(fā)產(chǎn)生像MJO那樣的系統(tǒng)。這也許就是在CAM2的參數(shù)化方案中存在積云動(dòng)量垂直輸送后反而模擬不好MJO的原因。但是，積云動(dòng)量垂直輸送是大氣中實(shí)際存在的一種物理過程，模式中應(yīng)該有描寫這種過程的方案。因此，如何在GCM中既包含有積云動(dòng)量垂直輸送的作用，又能保證對MJO的很好模擬，還是一個(gè)需要深入研究的問題。

5 加熱廓線對MJO的重要性

早在 1983李崇銀（1983）通過理論研究就指出，對流凝結(jié)加熱垂直廓線對所激發(fā)的大氣擾動(dòng)的結(jié)構(gòu)和性質(zhì)都有重要影響；當(dāng)對流層中低層有最大加熱時(shí)激發(fā)出的不穩(wěn)定模比較接近觀測的熱帶大氣30～60天振蕩。因此，加熱廓線與大氣MJO的關(guān)系成為重要的研究課題，而數(shù)值模擬試驗(yàn)是研究這一問題的有效途徑。

為了搞清垂直加熱廓線對 MJO的重要性，首先要知道與 MJO相伴的熱帶大氣加熱場的情況。通過分析計(jì)算發(fā)現(xiàn)（Ling and Zhang, 2011），MJO產(chǎn)生時(shí)，熱帶大氣非絕熱加熱基本上處于中低層；當(dāng) MJO發(fā)展起來并且開始向東傳播的時(shí)候，大氣非絕熱加熱的最大加熱高度大約處于 400 hPa；當(dāng)MJO近于消亡的時(shí)候，大氣非絕熱加熱廓線的最大加熱高度位于 300 hPa，并且在低層沒有加熱（圖略）。通過分析MJO傳播過程中對流層低層的水汽輻合和大氣非絕熱加熱廓線之間的關(guān)系表明，當(dāng)大氣非絕熱加熱位于對流層低層有利于在低層產(chǎn)生強(qiáng)的水汽輻合。而當(dāng)大氣非絕熱加熱位于對流層高層時(shí)候，對流層低層的水汽輻合基本上被限制在850 hPa以下地區(qū)，從而不利于該地區(qū)深對流層的發(fā)生和發(fā)展，最終導(dǎo)致了在 MJO活動(dòng)位相的東部不能產(chǎn)生新的深對流，從而不利于 MJO活動(dòng)位相的東傳。

數(shù)值模擬試驗(yàn)清楚表明（Li et al., 2008），SAMIL模式能夠較好模擬得到MJO的基本特征，而CAM2模式的模擬卻得不到MJO的時(shí)空譜和傳播等基本特征。分析模式計(jì)算得到的熱帶大氣非絕熱加熱的垂直分布又清楚表明，SAMIL模式模擬的大氣非絕熱加熱垂直廓線的最大加熱位于對流層中下層，而CAM2模式模擬的大氣非絕熱加熱垂直廓線的最大加熱位于對流層上層（圖略）?？梢姡髿夥墙^熱加熱垂直廓線的分布特征，對模式模擬MJO的能力有極其重要影響。

SAMIL模式能夠比較好地模擬出MJO的基本特征，其重要原因是該模式所給出的熱帶地區(qū)非絕熱加熱的垂直廓線表現(xiàn)為在對流層中下層有最大的加熱。那么通過改變模式的加熱垂直廓線（乘上一定的系數(shù)），通過敏感性數(shù)值模擬試驗(yàn)是否能進(jìn)一步證實(shí)已有結(jié)論呢？對此，用 SAMIL模式進(jìn)行了三個(gè)敏感性試驗(yàn)，使熱帶地區(qū)最大的非絕熱加熱分別位于對流層高層、中層和低層（圖 15），并分別記為HH試驗(yàn)、MH試驗(yàn)和LH試驗(yàn)。三個(gè)試驗(yàn)的積分過程都采用氣候平均的SST，先進(jìn)行一年的控制積分，然后改變 20°S～20°N 非絕熱加熱的垂直分布，再進(jìn)行3年試驗(yàn)積分。

圖13 在CAM2模式中有、無動(dòng)量輸送試驗(yàn)得到的850 hPa緯向風(fēng)（左）和降水（右）的平均時(shí)空譜。其中（a），（b）表示有動(dòng)量輸送情況;（c），（d）表示無動(dòng)量輸送情況。（引自Ling et al., 2009）Fig.13 Space-time spectra of the simulated U850 (left) and precipitation (right) averaged during 10°S–10°N in the CAM2 with (a, b) and without (c, d)momentum transport respectively.(Ling et al., 2009)

圖14 有（a）和無（b）動(dòng)量輸送模擬試驗(yàn)結(jié)果以150°E為參考點(diǎn)回歸的10°S～10°N平均850 hPa緯向風(fēng)（m s?1）的時(shí)間—經(jīng)度剖面。陰影區(qū)表示其值大于零；縱坐標(biāo)表示滯后時(shí)間。（引自Ling et al., 2009）Fig.14 Lag regression plot of 850-hPa zonal wind (m s?1) averaged between 10°S–10°N as a function of longitude from the CAM2 with (a) and without (b) momentum transport.The reference time series is at 150°E;positive values are shaded; y-axis shows lag time (d).(Ling et al., 2009)

圖16是三個(gè)敏感性試驗(yàn)分別模擬的熱帶850 hPa緯向風(fēng)的時(shí)空譜。對比三個(gè)試驗(yàn)的結(jié)果可以看出，HH試驗(yàn)在季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度上西傳的譜能量明顯強(qiáng)于東傳的能量，說明當(dāng)最大加熱高度位于對流層高層模式難以產(chǎn)生東傳的信號，而易于激發(fā)出明顯的向西傳播的擾動(dòng)。對應(yīng)MH試驗(yàn)，850 hPa緯向風(fēng)在季節(jié)內(nèi)尺度上都有明顯的譜值，而且東傳譜值明顯強(qiáng)于西傳的譜值；LH試驗(yàn)在季節(jié)內(nèi)時(shí)間尺度上也有很強(qiáng)的向東傳播的譜值特征，但是在小于 30天的周期上也有相對較強(qiáng)的譜值。以上的結(jié)果表明當(dāng)熱帶大氣最大的加熱層位于中低層，尤其是位于大氣中層時(shí)，容易激發(fā)出與實(shí)際較為接近的MJO。

有不同加熱廓線的三個(gè)模擬試驗(yàn)所得到的熱帶大氣季節(jié)內(nèi)擾動(dòng)的傳播特征表明（圖略），HH試驗(yàn)得到的擾動(dòng)呈明顯西傳特征，根本不是 MJO的傳播特征；MH試驗(yàn)得到的擾動(dòng)整個(gè)呈現(xiàn)東傳的特征，并有45天左右的周期；LH試驗(yàn)的結(jié)果也主要表現(xiàn)為擾動(dòng)?xùn)|傳的特征?？梢姀膫鞑ソ嵌纫脖砻?，熱帶大氣中最大的非絕熱加熱層位于中低層才有利于激發(fā)產(chǎn)生MJO，模式只有能夠很好描寫出這種特征也才能模擬出實(shí)際的MJO。

圖15 HH試驗(yàn)（左）、MH試驗(yàn)（中）和 LH試驗(yàn)（右）所對應(yīng)的赤道西太平洋的大氣加熱（K d?1）垂直廓線（賈小龍，2006）Fig.15 The distributions of vertical heating profile corresponding to the HH (left), MH (middle), and LH (right) experiments.(Jia, 2006)

圖16 三個(gè)試驗(yàn)對應(yīng)的10°S～10°N平均的850 hPa緯向風(fēng)的時(shí)空譜，（a）為HH試驗(yàn)；（b）為MH試驗(yàn)；（c）為LH 試驗(yàn)。(引自Li et al., 2008)Fig.16 Time-space spectra of the simulated U850 averaged between 10°S–10°N in the HH (a), MH (b), and LH (c) experiments respectively.(Li et al., 2008)

為進(jìn)一步說明熱帶大氣非絕熱加熱廓線對模式模擬 MJO的重要作用，凌建等（2009）進(jìn)一步做了數(shù)值模擬試驗(yàn)，仍然采用對 MJO有較好模擬能力的SAMIL-R42L26模式來進(jìn)行。三個(gè)模擬試驗(yàn)分別為CT試驗(yàn)、TH試驗(yàn)和BH試驗(yàn)，試驗(yàn)中，大氣非絕熱加熱的極大值中心位于 150°E～180°地區(qū)；在 CT（控制）試驗(yàn)中，大氣非絕熱加熱廓線的最大加熱高度在500～400 hPa；在BH試驗(yàn)中，大氣非絕熱加熱廓線的最大加熱高度基本上都固定在600 hPa的高度；而在TH試驗(yàn)中，大氣非絕熱加熱的最大加熱高度都固定在300 hPa的高度。對模式模擬結(jié)果的時(shí)空譜（圖略）的分析表明，在TH試驗(yàn)中基本上也得不到明顯的東傳信號；在CT試驗(yàn)和BH試驗(yàn)中，模擬得到的緯向風(fēng)都有明顯的東傳信號，周期也基本在 20～70天范圍。也就是說，大氣非絕熱加熱的最大加熱高度在對流層上層，將難于在模式中得到MJO的信號。

圖17是模式模擬得到的MJO傳播情況，通過比較不難發(fā)現(xiàn)，BH試驗(yàn)和CT試驗(yàn)?zāi)M的低層緯向風(fēng)的傳播特征基本一致；但是對于高層緯向風(fēng)的傳播，BH試驗(yàn)?zāi)M的結(jié)果明顯比CT試驗(yàn)的結(jié)果顯得更為連續(xù)。BH試驗(yàn)和 CT試驗(yàn)結(jié)果的另外一個(gè)顯著差別是BH試驗(yàn)?zāi)M得到的MJO的傳播的速度更加接近于實(shí)際大氣（NCEP資料）情況，而且在BH試驗(yàn)中 MJO的傳播速度在日界線附近的轉(zhuǎn)折特征也能很好地被模擬出來了。TH試驗(yàn)的結(jié)果無論與CT試驗(yàn)或與BH試驗(yàn)的結(jié)果相比較都顯得很差，特別是 200 hPa緯向風(fēng)根本看不到一點(diǎn)東傳的特征。所以，數(shù)值模擬試驗(yàn)再次清楚表明，只有當(dāng)模式中大氣非絕熱加熱廓線的最大加熱位于對流層中低層的時(shí)候，才有利于模式模擬出類似于真實(shí)大氣中的 MJO信號；而當(dāng)非絕熱加熱廓線的最大加熱位于對流層上層的時(shí)候，模式將難于模擬出真實(shí)的MJO信號。這里的數(shù)值模擬結(jié)果再次證實(shí)了1983年李崇銀的理論結(jié)果（李崇銀，1983）。

圖17 以150°E為參考點(diǎn)回歸的熱帶 (10°S～10°N) 平均850 hPa和200 hPa的緯向風(fēng) (m/s)。黑實(shí)線表示實(shí)際大氣中MJO的平均傳播情況。陰影表示通過 90%信度檢驗(yàn)，（a）NCEP U850；（b）NCEP U200；（c）CT U850；（d）CT U200；（e）TH U850；（f）TH U200；（g）BH U850；（h）BH U200。（引自凌健, 2009）Fig.17 Lag regression plot of zonal wind (m/s) averaged between 10°S–10°N at 850 hPa (left) and 200 hPa (right) as a function of longitude from the NCEP data (a, b) and SAMIL simulation with the CT (c, d), TH (e, f), and BH (g, h) heating profiles respectively.The reference time series is at 150°E, black wide lines show mean propagating speed of the MJO and shaded areas indicate significant at the 90% level.(Ling, 2009)

6 結(jié)語

作為熱帶大氣重要系統(tǒng)的 MJO，近些年來越來越引起各國學(xué)者的重視，不僅因?yàn)镸JO與ENSO有明顯關(guān)系，以及 MJO的數(shù)值模擬（預(yù)報(bào)）還是一個(gè)亟待解決的問題，MJO對天氣氣候的影響更是近年來國內(nèi)外研究的大氣科學(xué)前沿問題。本文綜合介紹了國內(nèi)有關(guān)MJO對天氣氣候的影響以及MJO的數(shù)值模擬（預(yù)報(bào)）方面的近期研究進(jìn)展，歸納起來可以表述為如下主要進(jìn)展和結(jié)果：

利用澳大利亞氣象局的 RMM-MJO指數(shù)研究MJO與西北太平洋臺風(fēng)活動(dòng)的關(guān)系，結(jié)果表明大氣MJO對西北太平洋臺風(fēng)的生成有比較明顯調(diào)制作用，在 MJO的活躍期與非活躍期西北太平洋生成臺風(fēng)數(shù)的比例為2:1；而在MJO活躍期，對流中心位于赤道東印度洋（即MJO第2、3位相）與對流中心在西太平洋地區(qū)（即MJO第5、6位相）時(shí)的比例也為 2:1。對大氣環(huán)流的合成分析顯示，在MJO的不同位相西太平洋地區(qū)的動(dòng)力因子和熱源分布形勢有極其明顯不同。在第 2、3位相，各種因子均呈現(xiàn)出抑制西太平洋地區(qū)對流及臺風(fēng)發(fā)展的態(tài)勢；而在第 5、6位相則明顯有促進(jìn)對流發(fā)生發(fā)展，并為臺風(fēng)生成和發(fā)展創(chuàng)造了有利的大尺度環(huán)流動(dòng)力場。對多臺風(fēng)年與少臺風(fēng)年850 hPa的30～60 天低頻動(dòng)能距平的合成分析表明，在多臺風(fēng)年最顯著的是低頻動(dòng)能正異常位于菲律賓以東15°N以南的西北太平洋地區(qū)，表明那里有強(qiáng) MJO的活動(dòng)；而少臺風(fēng)年的情況與多臺風(fēng)年相反，菲律賓以東的西北太平洋上與季風(fēng)槽位置對應(yīng)區(qū)域是低頻動(dòng)能的負(fù)距平區(qū)，那里 MJO偏弱。即赤道西北太平洋上大氣 MJO活動(dòng)的強(qiáng)（弱）年對應(yīng)著西北太平洋的臺風(fēng)偏多（偏少）。

對應(yīng) MJO的不同活動(dòng)位相，無論冬季、春季或夏季，中國東部的降水都將出現(xiàn)特殊的異常形勢。在春季，MJO的第2、3位相有利我國東部長江中下游地區(qū)多雨, 華南地區(qū)少雨；MJO的第4、5位相有利于我國華南地區(qū)多雨而長江中下游地區(qū)少雨；在 MJO的其他位相，我國東部地區(qū)都為降水的負(fù)異常。在冬季，對應(yīng) MJO的第 1～3位相（特別是第 2、3位相）中國華南降水偏多；而對應(yīng)MJO的第6～8位相（特別是第6、7位相）中國華南降水偏少。在夏季，MJO中心位于印度洋時(shí)，MJO可以通過低層西風(fēng)急流的波導(dǎo)效應(yīng)影響到中國東南部地區(qū)，造成該地區(qū)降水偏多；當(dāng)MJO中心位于西太平洋地區(qū)時(shí)，可以造成經(jīng)向環(huán)流的上升支向北偏移，導(dǎo)致西北太平洋副高的東撤, 以及中國東南部地區(qū)水汽輸送減弱，降水減少。資料的分析研究還表明，在年際變化尺度上，熱帶中、東印度洋 MJO指數(shù)的持續(xù)異常對云南夏季降水有明顯的影響。大氣環(huán)流分析和數(shù)值模擬結(jié)果都表明，不同MJO活動(dòng)位相的強(qiáng)對流會(huì)在東亞/西北太平洋地區(qū)激發(fā)產(chǎn)生不同形勢的遙響應(yīng)（Rossby波列），導(dǎo)致在中國不同地區(qū)出現(xiàn)有利或不利降水的大氣環(huán)流形勢和條件，是 MJO活動(dòng)影響中國降水的主要機(jī)制。

用數(shù)值模式對 MJO進(jìn)行數(shù)值模擬（預(yù)報(bào)）是尚未很好解決的困難問題，是什么原因也沒有完全搞清楚。我們的一系列數(shù)值模擬清楚表明，MJO的數(shù)值模擬（預(yù)報(bào)）效果極大地依賴于模式所用的對流參數(shù)化方案；而且模式能否很好描寫（再現(xiàn)）熱帶大氣非絕熱加熱廓線，是極其關(guān)鍵的問題，只有當(dāng)加熱廓線在對流層中低層有最大加熱時(shí)，模式才能得到同實(shí)際觀測大體一致的MJO及其活動(dòng)特征。這些模擬結(jié)果與我們過去從理論研究得到的結(jié)論相吻合，彼此得到印證。對于積云對流發(fā)生發(fā)展中的另一重要物理過程——?jiǎng)恿看怪陛斔停瑪?shù)值試驗(yàn)也清楚表明它對 MJO的模擬有相當(dāng)?shù)挠绊?，需要在?shù)值模式中恰當(dāng)?shù)亟o以處理和描寫。

MJO是熱帶大氣的重要系統(tǒng)，它的活動(dòng)及異常對天氣氣候都有顯著的影響，已成為大家關(guān)注的重要課題。關(guān)于 MJO活動(dòng)的進(jìn)一步研究，一是應(yīng)該深入研究它活動(dòng)的影響及其機(jī)理，并將結(jié)果應(yīng)用于實(shí)際預(yù)測預(yù)報(bào)業(yè)務(wù)，在提高延伸期天氣預(yù)報(bào)和短期氣候預(yù)測能力上發(fā)揮作用；二是研究解決 MJO難以準(zhǔn)確預(yù)報(bào)的問題，主要應(yīng)在模式參數(shù)化上下功夫，研究出能夠很好預(yù)報(bào)大氣MJO及整個(gè)ISO的參數(shù)化方案，提高模式對MJO及ISO的模擬預(yù)報(bào)能力。為了加深我們對MJO初始過程的認(rèn)識, 有效改進(jìn)對MJO的模擬和預(yù)報(bào)，2011年冬季到2012年春季在赤道印度洋上進(jìn)行了國際 DYNAMO（Dynamics of the MJO）觀測試驗(yàn)?？梢灶A(yù)期，MJO活動(dòng)和影響必將會(huì)被很好揭示，MJO的模擬預(yù)報(bào)也將會(huì)取得滿意的結(jié)果。

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