在不同纬度带大气角动量40天和50天的振荡外文翻译资料

 2022-12-03 14:35:03

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在不同纬度带大气角动量40天和50天的振荡

从1979年到1989年，在不同纬度带上大气角动量的季节内振荡就和与马登-朱利安振荡有关的热带对流活动的波动一起分析和比较。据观察，周期约为40天和50天的振荡存在于全球整体角动量M和热带对流活动。M是对流活动在西部/中部太平洋增加和在印度洋减弱的最大值。交叉普分析显示，M和LOD（length-of-day）的40和50天振荡的主要贡献来自于有同样周期性存在的热带区域性大气角动量的扰动。通常，振荡信号从热带传播到副热带。但是在北半球中纬度，一个大气角动量的40天小振幅振荡的存在通常与同周期的热带扰动存在与否无关。在南半球，一个主要的50天振荡独立存在于那些热带扰动。但是，在北半球和南半球的40和50天的振荡似乎并不驱动LOD和M的同周期地振荡。

  1. 介绍

不同变量和纬度的季节内（30~60天）振荡已经被许多作者发表。在这些振荡中，关于大气角动量（AAM）的振荡成为多数研究的项目。全球范围的大气角动量的扰动和LOD一些十分之一毫秒的变化有关，表明了动量在地面和大气之间的交换。Rosen和Salstein[1983]已经表明大气角动量的季节内振荡包括40到50天的周期性，而且可能与马登和朱利安[1971,1972]发现的纬向风的热带低频振荡有关。

马登[1987]发现地球大气角动量40到50天的扰动能由热带太平洋上的摩擦力矩产生。他提供的一些证据表明西太平洋上对流东部东风带的加强会增强风力和摩擦力矩，并且会作为一个地面与大气动量交换的重要机制。结果，在国际日期变更线附近，当对流活动开始减弱时，地球大气角动量的最大值就会出现。他表示在马登-朱利安振荡的几个阶段内，这个动量在地面和大气的之间的传递能够产生地球大气角动量和LOD扰动的正确数量级。

Lau[1989]等人已经研究在季节内时间尺度大气角动量在200毫巴和850毫巴的振荡。他们发现风压力异常，就像马登所描述的，会导致海水在热带太平洋的西边界沿线积累，造成大陆扭矩对地面和大气动量的交换。然而，Gutzler和Ponte[1990]已经发现季节内海平面波动与LOD的变化没有一致性。他们认为海洋的正压波可能构成将动量从太平洋中央运输到大陆边的机制。Kang和Lau[1991]也分析了大气角动量的扰动并且构造一个图片，和马登[1987]提出图片的类似，这个图片中显示摩擦扭矩使大气角动量低频率地变化着。

Rosen和Salstein在大气角动量区域变化的研究显示，对地球大气角动量40到50天振荡的最大贡献来自南纬10°到25°和北纬20°到35°。Anderson和Rosen[1983]观察了在热带和北半球中纬度的大气角动量的季节内振荡，这两者似乎有一致的相关性。Risbey和Stone[1988]发现北半球和南半球大气角动量振荡的成分似乎是赤道压迫的直接响应，在两个半球大气角动量异常大的扰动之前伴随着异常强烈的热带对流。据Lau等人的研究，从热带到副热带角动量的径向运输通过急流变化发生，这个急流变化相联系的地区大气与中太平洋具有遥相关。Magana和Yanai[1991]分析了1979年整个夏季200毫巴的纬向风的扰动，发现一致的30天到60天振荡发生于热带并且传播到北半球副热带和部分中纬度地区。他们表示，在这个时间尺度的动量传输和副热带循环的变化相关，特别地与中太平洋槽的深度有关。

这些研究表示，大气角动量低频率的扰动，包括它中纬度的成分，初始是来自于热带。另一方面，Ghil和同事[Dickey等人，1991]指出，在40到50天的周期里，大气角动量和LOD中存在两个有区别的变化的模式。他们也提出大气角动量的低频振荡在热带和热带外区域是相互独立的。在他们的理论中，热带50天的振荡和马登-朱利安振荡的对流性驱动有关联，并且将40天北半球中纬度扰动的存在归咎于急流和山脉的相互作用[Jin和Ghil，1990]。运用等效正压模型的数值实验显示通过地形效应热带外区域能够产生大气角动量40天振荡[GhilandChildress，1987]。

Dickey等人[1991]已经分析了十年大气角动量的数据并且总结出40天振荡是不存在热带的，尽管这存在北半球的热带外区域。另一方面，大气角动量的50天振荡在热带是主要的，但是这又不存在北半球热带外区域。他们的假设被数值实验在加利福尼亚大学的洛杉矶分校进一步测试，马登朱利安振荡的大气环流模式是不存在的。他们的结果显示，在没有这种频率范围的热带强迫下，一个在北半球大气角动量四十天的振荡是可以发生的。

最近，Krishnamurti等人分析了1979年期间全球AAM和LOD的低频振荡与亚洲季风活动和非活动周期的关系。他们认为全球AAM和LOD从最大值到最小值的过渡不仅是由于热带地区的摩擦力矩，也是由于山地转矩的影响。他们还建议，1979年夏季，北半球中纬度地区AAM的低频变率部分受到来自热带的经向波能量通量的影响。Weickmann等人已经表明在冬季，AAM的部分低频变率可能是由于中纬度地区的压力转矩造成的。在夏季，摩擦力矩解释了大气与固体地球之间的动量交换。

AAM和LOD与40和50天周期的波动是源于热带还是北半球温带外区，以及它们是独立的还是相关的，已经成为最近引起争议的主题。在本研究中，对AAM季内波动与Madden-Julian振荡相关的热带对流活动的关系进行了重新检验。此外，分析了NH中纬度地区AAM中独立振荡的可能存在及其对全球AAM和LOD波动的潜在贡献

  1. 数据

本研究中使用的数据是欧洲中期天气预报中心（ECMWF）每日分区的纬向风和经向风。这些分析包括在确定AAM的1000,850,700,500,300,200和100毫巴处的数据。所涵盖的时期为1979年1月1日至1989年12月31日。同期的长波辐射数据用作衡量热带地区对流活动的指标。另外，LOD数据被用作独立的全球大气角动量变化信息来源。

全球一体化的大气角动量通过

其中a是地球的平均半径；g，重力加速度；phi;，纬度；p，压力;和[u]，区域平均纬向速度。各种带状带的大气角动量mb也由带b的南部和北部边界之间的距离phi;来计算。正如Rosen和Salstein[1983]所做的那样，46个面积相等的纬向带，如赤道和2.5°N之间的纬向带，被定义为大气角动量的区域分析。

1979年12月的ECMWF数据存在差距。这一时期mb数据的差距在每个纬向带有白噪声，在气候学冬季与mb有相同的方差。

使用Otnes和Enochson[1978]提出的高通滤波器，通过消除周期大于180天的波动来计算mb，LOD和OLR中的异常。以这种方式去除年度周期和时间序列的年际变率。M和Mb的时间异常分别表示为M和Mb。

在本研究中，广泛使用光谱分析来确定AAM，LOD和热带对流活动的振荡周期。快速傅里叶变换技术用于确定功率谱。首先，计算整个时间序列的原始频谱。然后通过使用汉宁窗对功率谱进行平滑，以获得对功率谱密度函数的可靠估计。这个窗口的使用稍微增加了自由度的数量。通过平均频率l从单个采样记录得出的相邻频谱分量，功率谱进一步平滑以减少频谱估计的随机误差。以这种方式，自由度（d.f.）的数量增加并且近似为

Be是频率平均值的带宽，T是总记录长度[Bendat和Piersol，1971]。在这个表达式中，两个d.f.与每个谐波相关联。然而，由于数据的相关性（或发红），这可能是高估[Blackman和Tukey，1958]。本研究中自由度的数量被确定为获得具有统计置信度的40天和50天振荡的独立频谱估计。

光谱峰的统计显着性是根据Gilman等[1963]，他们考虑到气象时间序列的功率谱特征的“发红”。

为了确定热带对流活动主要变异模式的结构，OLR中的标准经验正交函数（EOF）分析与Magana和Yanai[1991]的工作一样。

  1. M的40天和50天波动和热带对流活动

Madden[1987]，Lau等人[1989]和其他人已经提出，热带对流变化与M或LOD异常在时间尺度上存在密切关系。印度洋和西部/中部太平洋的水平偶极子模式表征了热带对流活动的季节内振荡特征[Lau和Chan，1985]。当对OLR执行EOF分析时，可以获得与Madden-Julian振荡有关的偶极子模式的结构和演变。由于最大对流活动中心的地理位置随季节变化而变化，所以EOF分别确定两个时期：4月-9月和10月-3月。为简洁起见，这些时段将分别称为“夏季”和“冬季”。图1a对应于夏季OLR的第一个EOF，图1b显示了冬季的第一个EOF。在本文的其余部分中，冬季和夏季OLR的第一个EOF将被表示为EOFI（OLR）。在每种情况下，EOFI（OLR）解释总量的约4％。解释的方差很小，因为在分析中使用了OLR的日常异常。使用带通滤波（30-60天）的OLR异常将冬季和夏季的第一个EOF解释的方差增加到大约15-20％，而不改变对应于该EOF的偶极方向图的空间结构。为了与大气角动量中的未过滤的异常值进行一致的比较，使用未过滤的OLR异常值。

通过比较M，全球大气角动量异常的时间序列和EOFI的特征系数（OLR），观察与Madden-Julian振荡相关的EOFI（OLR）模式的低频波动与AAM的变化之间的关系）（图2）。在图2中，EOF1（OLR）夏季和冬季的特征系数时间序列作为单个时间序列连接起来。这个时间序列被称为PCl（OLR），它将在整个研究中用作热带对流活动中Madden-Julian振荡的时间演变和强度参考指标。图2表明PCI（OLR）和M之间存在同相关系。这两个时间序列之间的滞后互相关在滞后-1天时最大（0.3），表明PCI（OLR）略微领先于M。这种关系意味着，当OLR的负（正）异常在西太平洋中部（印度洋）最大时，M达到最大值，这与Weickmann等人提出的图像一致。[1992年]。对流活动在印度洋上升时出现最小值，在西太平洋和中太平洋上出现异常弱的时候。

通过使用交叉频谱分析获得M的振荡与热带对流活动（例如，热带地区的偶极子模式）之间关系的更精确的确定。尽管M的功率谱图（图3a）表明，低频变化存在统计上显着的波动（在95％的水平），但这一波段中最突出的两个峰值对应于周期约为50和38天振荡。功率谱的统计显着性用20d.f.的时间序列进行评估。这些振荡基本上对应于Dickey等报道的50天和40天振荡。[1991]。PCI（OLR）的功率谱也表现出统计学显着的波动，周期约为50和37天（图3b），对应于热带对流中的Madden-Julian振荡。在本文的其余部分，这些波动被称为M和OLR中的40天和50天振荡。

  1. 在各种纬度下mb的低频振荡

M和PCI（OLR）之间的一致性平方在50天期间（-0.64）的振荡在95％的水平上是最大和统计显着的。在冬季约40天（-0.39）s-1和夏季约0.77x1025kgm2s-1时，相干性的平方也很显著。这些值与Anderson和Rosen[1983]报道的M带通滤波异常值接近。图4显示了与冬季和夏季最大值M相关的mb异常的相应纬度剖面。从这里可以看出，M波动的主要贡献来自热带地区和亚热带（20°S-35°N）。在西太平洋对流活动最强的时期，来自温带地区的次要贡献也与冬季半球急流增强有关[Magana和Yanai，1991]。

为了区分不同纬度对AAM波动的贡献（40天和50天），进行了互谱分析。图5a显示了M和mb变化与40天和50天周期之间的相干性平方。在两个周期中，热带地区（20°-20°N）的mb波动与M中的波动明显一致。亚热带和温带地区的相干性值迅速下降。在每种情况下，相干波动在赤道附近同相，但当它们离开赤道时，相位变为负值，表明振荡向极地纬度（-30N）的极性传播（图5b）和50天的波动。

例如，在1979年夏季，mb振荡的极性传播很明显。图6显示了NH热带和中纬度地区mb的未经过滤和带通滤波的异常。从6月到8月，热带地区出现了近45天的低频振荡，并向亚热带传播到35°N。Krishnamurti等人[1992]指出，在此期间，NH中纬度地区mb的低频变率的一部分被迫从热带地区

NH亚热带和中纬度地区的mb变化是由角动量通量的经向收敛以及摩擦和山地转矩产生的。可以编写沿纬度phi;的绝对角动量的垂直整合净经线通量

其中Omega;是地球旋转的角速度。地球角动量垂直积分通量的贡献是可忽略的。

30°N-40°N带内的动力学经向运移的收敛（图7）表现出低频波动叠加在季节周期上。这表明，在此期间，NH副热带和部分中纬度地区（35°N）的部分变化被迫通过热带地区的角动量的经圈通量。角动量的经向运动在200毫巴附近的射流水平处最大。这里的动量主要由倾斜的槽和脊从热带转移到中纬度地区。Magaffa和Yanai[1991]表明，1979年夏季，副热带对流层高层环流，尤其是中太平洋海槽，经历了由热带对流活动30-60天波动驱动的强化和衰减周期。看来，这些与对流层高层副热带系统有关的准静止涡旋的经向运动动量反映了这些波动。

这种波动。还可以通过

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