高分辨率再分析资料分析36年东亚地面气旋生成气候态外文翻译资料

 2022-11-16 15:16:33

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高分辨率再分析资料分析36年东亚地面气旋生成气候态

足立幸穂1 不二木村2

1生命环境科学研究生学院,筑波大学,筑波,日本

2全球变化前沿研究中心,JANSTEC,横滨,日本

摘要:在此次研究中,使用简化的高斯网格系统下的ERA40数据高分辨率和长期再分析资料研究东亚地面气旋生成频率以及气旋路径。在赛瑞其(1995)之后,地面气压异常的地区气旋中心使用修正模式确定。在各季节中地面气旋常出现在一些特定的地区。这些地面气旋频繁出现的地区的扩大程度大部分小于之前研究表明的结果。气旋高频出现的地区分布在山脉背风坡,盆地,日本东部临近的太平洋地区,日本海,日本南部临近的黑潮流域地区以及中国东海地区。特别地,此次研究最新的一些发现是:夏季大兴安岭背风坡有不活跃气旋生成发展;除了夏季,河北平原有频繁的气旋生成发展;并且在长江河口附近以及台湾东北部的中国东海上,气旋生成的极大值出现在冬季。

引言

新气旋形成的模式准确度常常决定了数值预报的可靠性,尤其是在背风坡区域生成的气旋。气旋生成的预报技巧主要决定于水平分辨率以及积云对流参数化模式(郭以及内姆 1990)。先前的研究已经表明因为受到山脉和海表面温度梯度的影响,气旋生成发展的地区分布在东亚的一些地方(例如,陈等,1991,之后简称为陈91)。这样的气旋生成的定位对于决定包括嵌套区域范围,水平分辨率,参数化等的预报模式的设计有重要意义。

钟等(1976)(之后简称为钟76)通过1958与1959之间的地面天气图分析亚洲东北地区气旋生成的频率。他们指出气旋生成的高频地区分布在主要山脉的背风坡,而最活跃的地区在蒙古高原(图1a)。陈91研究1958年至1987年亚洲东北部以及周围海域气旋生成的季节变化以及气旋观察路径(补充1)。他们报告称背风坡气旋在春季和秋季活跃,而海洋气旋的最大活跃度出现在冬季。

陈91中显示的气旋生成所分布地区与钟76获取的资料基本一致,但范围更为宽广。尽管这种差异的原因还不清楚,但可以推测这与钟76与陈91之间不同分析时期尺度不同或者与地面气旋定义不同有关。在陈91的气旋分析中包括了比钟76中更大的气旋。

近些年来,许多研究已经通过使用客观分析资料的自动分析方法表明气旋活动(例如,上野 1991;辛克莱 1997;古雷等 2001)。然而,他们大多数仅仅表明了气旋生成的主要的两个极大值区域。一个在蒙古高原上,另一个在日本东部。这些结论没有解释任何与钟76中显示的小尺度山脉相关的高频地区。这个差异的主要因素可以归因于气旋检测方法的不充分。

在过去的研究中,对于检测地面气旋的绝大多数方法依赖于对海平面气压(SLP)的客观分析资料,然而,海平面气压可能包含由海平面气压外推法导致的相当大的偏差,尤其是在山脉地区。上野(1991b)也指出这个偏差引起了使用格点资料客观分析的气旋与使用天气图主观分析的气旋的差异。

因为高原和山脉在东亚地区广阔分布,地面气旋应当以一种不会被海拔高度强烈影响的方法进行分析。此次研究的目的就是通过使用高分辨率和长期再分析资料以一种最优的新方式揭示东亚气旋生成发展过程。

图1 东亚地形分布(a)以及1996-2002年气旋生成频率(b)

(a)中用点线围成的矩形为黑潮地区并且用于图4;(b)中等值线标识每30天每个网格点频率

数据及资料

此次研究通过ECMWF40年再分析资料(ERA40)在简化的高斯网格系统中使用约125千米高分辨率分析地面气旋。正如上文提到的,使用海平面气压的简单分析不能充分用于检测东亚地面气旋。在此次研究中,使用1966年10月到2002年8月的简化高斯网格下每6小时地面气压对地面气旋进行标识。

为了去除由水面标高引起的气压差异的影响,气压异常通过减去地面气压每6小时气候值来估计,该气候值是对36年的原始逐6小时数据进行31天滑动平均后获得的。

模式格点上的异常数据在假设极地立体投影法近似条件下,通过使用线性插值转化成125千米的统一时间间隔的笛卡尔格点系统。异常数据下气旋中心定义为局地极小值,且分析期间气旋之后的路径通过最近相邻法估计。该检测方法由赛瑞其(1995)发明的算法修改得出。该方法将在附录中详细描述(补充2)。

生命史短于24小时的气旋不做深入研究。台风以及已经从热带气旋转变成为温带气旋的气旋也通过参考区域专业气象中心(RSMC)最佳轨迹数据消除。

结果

3.1 气旋生成的分布

为了验证这种检测方法,将气旋生成的频率与钟76和陈91中给出的气旋生成频率比较。图表1b表明在整个36年时期中平均气旋生成。在整个时期期间,气旋生成频率由格点上气旋生成数量估计。该等值线表明每30天每个格点气旋生成频率。

在近期研究中,气旋生成分布往往集中在一些特定的地区。这些地区比先前研究的范围更小。气旋生成的高频地区分布在大兴安岭以及阿尔泰-杭爱-萨彦岭山脉背风坡,并且分布在河西走廊,河北平原,长江河口(MYR)以及日本海。这些特征与先前研究中显示的分布特征相同,尽管最新的分析指出气旋生成多个极值与一些阿尔泰-杭爱-萨彦岭中小尺度山脉有关,而不是钟76及陈91中显示的单个大极值。除此之外,准噶尔盆地以及日本东部的太平洋地区气旋生成极大值仅在最近的研究中被标识出来。在钟76中显示的武夷山脉背风坡气旋以及在九州以西和四国以南沿岸气旋在最新的分析中并没有被检测到。因为气旋生成分布除了一些极大值外几乎与先前研究一致,所以最新检测方法似乎成功标识出大多数在地面天气图中表现出来的气旋。气旋生成频率的季节性变化表现在图2。全年中,大多数气旋生成在特定地区,而在每个极大值地区气旋生成频率清晰地展示出季节性变化。冬季,在杭爱山脉背风坡的蒙古高原以及河西走廊的气旋是不活跃的。在全年中,长江河口附近常常被检测出有气旋生成,而频率最高的是在春季。气旋生成频率极大值中心常常分布在长江,尽管在夏天中心有近3度的北偏。除了长江河口附近的极大值分布情况以外,这些特征大致与陈91中表现的相似。另一方面,夏季在大兴安岭背风坡气旋形成相对不频繁,而陈91中显示在这些区域中气旋生成在夏季最活跃。此外,应当指出,除了夏季,河北平原是气旋生成的活跃地区。气旋生成的极大值全年固定在该平原。准噶尔盆地以及四川盆地上地面气旋在各季节都经常生成。这些特征与陈91中提到的不同。

全年气旋生成的高频地区分布在日本海和日本以东的太平洋海面上,而在冬季表现显著。在冬季和春季,在中国东部沿海和在日本南部的黑潮地区气旋生成频率也是很高的。在此次研究中,夏季和秋季沿海气旋生成分布有与陈91中相似的特征,而在冬季极大值分布大体上有差异。

最近的分析表明一些中国东海附近冬季气旋生成的显著活跃地区,也就是台湾东北部和长江河口附近海域。从另一方面,陈91表明此活跃地区分布在九州以西和日本南部黑潮地区。这些气旋起源于中国东海,众所周知其会经过日本南部沿海。气旋经常在沿海地区引起暴雪和导致一些社会灾害。因此下个模块研究经过日本南部沿海的气旋源地。

3.2冬季经过日本南部沿海气旋

冬季气旋路径的密度如图3。该密度为冬季时期网格点上地面气旋中心连线的数值,由最近相邻法得出。因此,这些连线对一个气旋来说只计算一次格点上的值。这些等值线表明每隔30天每个格点的密度。日本附近气旋路径可归纳为三种主要的路线,即为图3中细箭头线所表示路线:(1)产生在台湾东北部的中国东海或长江河口并且东移至日本南部沿海地区的气旋;(2)产生在长江河口附近或者河北平原并且东移至日本北部的气旋(3)以及产生在蒙古高原并且东移或者位于日本海的气旋。应当指出的是主要路线(1)存在两种气旋路径:一种源地位于长江河口附近,另一种源地位于台湾东北部的中国东海上。这两种气旋路径在九州南部汇合并且继续东移至日本南部沿海地区。这个事实在陈91中并没有被提出。这两种源地不同的气旋对冬季经过日本南部沿海地区的气旋的频率有影响。

图4表示的是气旋路径和所分析时期冬季所有经过黑潮地区(蓝色矩形区域)的气旋的生成地点。红点大小表明每个格点上气旋的气旋生成数量。这些气旋的源地主要分布在三个地区:四国南部的黑潮地区,长江河口附近地区,以及台湾东北部的中国东海地区。后两个地区已经在上文作为主要路线(1)的源地提及。几乎一半的气旋源自于台湾东北部的中国东海或者长江河口附近地区,而另外一半源自于黑潮地区。也就是说,一半的气旋经过黑潮地区并继续在下风向地区形成。

图2 1966-2002年DJF(a)MAM(b)JJA(c)SON(d)的气旋生成频率分布

等值线标识每30天每个网格点的频率;地形用阴影表示

图3 1966-2002年DJF气旋路径密度分布

等值线表示每30天每个格点的气旋路径频率;平均路径由细箭头线表示;地形用阴影表示

图4 1966-2002年冬季所有经黑潮地区气旋(DJF)生成点(红点)分布及气旋路径(实线)

黑潮地区用蓝色矩形表示;红点大小取决于每个网格点气旋生成(CG)的数量

讨论

此次研究中的气旋检测方法似乎在检测准噶尔盆地和四川盆地的气旋频率时有稍比其他地区更为高频的偏差。当天气槽接近盆地时,尽管地面衰减过程与周围地区相似,但盆地中的地面气压常常比周围山地减少的更多。因为天气槽通常为斜压结构,气压变化取决于海拔高度并且盆地底部和周围山脉之间有差异。另一方面,该检测方法通过气压降低与周围地区相比异常的方式标识地面气旋。结果就是,当天气槽经过时,盆地底部的地面衰减可能因为地形加强。这个偏差对分析气旋路径的影响是很小的,因为在计算一个气旋的气旋路径时一个网格点只计算一次。

就像上面模块所提到的,此次研究所获得的气旋生成分布情况表现出与陈91中不同的一些特征,如下:(1)夏季大兴安岭背风坡的气旋生成不活跃;(2)除了夏季,气旋生成在河北平原更为频繁;并且(3)冬季,两个气旋生成的极大值出现在长江河口附近和台湾东北部的中国东海地区。很难证明这些差异的产生原因,因为在此次研究中有一些与陈91的不同,例如数据,方法以及时期。然而,(2)的原因可以推测与数据源的水平分辨率相关,而(3)的原因可能受到水平分辨率和检测方法的双重影响。

我们利用基于相同检测方法的国家环境预测中心(NCEP)/DOE AMIP-II的再分析资料(R-2)对地面气旋进行分析。R-2资料的水平分辨率为2.5*2.5度,近似与陈91中相似。R-2资料的结果表明在河北平原的气旋生成分布于陈91(R-2)中表现的广泛分布相似。这表明此次研究与陈91的差异是由水平分辨率引起的。从另一方面,R-2的分析表明在中国东部的沿海地区有相似的极大值存在。因此该差异能部分地归因于方法之间的差异。因为R-2的气旋生成分布比此次研究的扩大范围更为宽广,所以水平分辨率也对此差异有影响。

高野(2002)对在中国东海生成并快速东移,在黑潮地区附近发展的气旋进行了一次个例研究。该方法应用陈91中在地面天气图上间隔5毫巴的闭合等值线定义气旋的方法。因此,在陈91的研究中的气旋生成情况可能包含了在长江河口和台湾东北部的中国东海地区生成的中-alpha;尺度气旋并随后继续发展的气旋。另一方面,本次分析使用约125千米间隔的高分辨率数据检测中-alpha;尺度气旋。

5.结论

此次研究成功检测东亚气旋生成详细分布。新的检测方法分析得到的气旋生成的分布特征与先前研究的情况较为符合。而气旋生成往往在一些特定的区域出现频繁,这些高频地区的扩大程度绝大多数小于先前研究表明的结果。

气旋生成的高频地区分布在山脉背风坡,盆地,长江河口,日本东部的太平洋,日本海以及中国东海。特别地,此次研究表明夏季大兴安岭背风坡以及河北平原有不活跃气旋生成;我们也发现冬季气旋生成的极大值区域分布在长江河口和台湾东北部的中国东海地区。这些地区是经过日本南部的气旋的部分原地,而这些比之前研究所估计的位于更为下风向的地区。

本研究使用高分辨率数据以及一种新的检测方法详细分析地面气旋生成过程。由此次研究所得出的认识有望提高气旋预报并且有助于对周围天气现象的理解。

致谢

作者感谢M.Hara提供ERA40数据支持,感谢K.Ueno和T.sato提供建设性意见。此研究由针对科学研究的财政补贴(种类B,17310003)的MEXT支持。

评价和补充

由陈等(1991)研究的气旋生成频率的季节变化在补充1中说明。“地面气旋的检测方法描述”见补充2阐述内容。

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