南亚高压的年际变率与印度和东亚夏季风降水的联系外文翻译资料

 2022-11-11 14:10:30

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南亚高压的年际变率与印度和东亚夏季风降水的联系

WEI WEI

State Key Laboratory of Severe Weather, Chinese Academy of Meteorological Sciences,and University of Chinese Academy of Sciences, Beijing, China

RENHE ZHANG

State Key Laboratory of Severe Weather, Chinese Academy of Meteorological Sciences, Beijing, China, and NationalInstitute of Meteorological Research, Korean Meteorological Administration, Jeju-do, South Korea

MIN WEN

State Key Laboratory of Severe Weather, Chinese Academy of Meteorological Sciences, Beijing, and Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing, China

BAEK-JO KIM AND JAE-CHEOL NAM

National Institute of Meteorological Research, Korean Meteorological Administration, Jeju-do, South Korea

摘要

诊断分析表明，在年际尺度上，东南-西北向的移动是南亚高压的主要特征，并与印度和东亚夏季风降水密切相关。南亚高压的东南(西北) 向变动与印度夏季风降水偏少（偏多）以及长江流域东亚夏季风降水偏多（偏少）密切相关。用异常AGCM来研究与东亚夏季风降水有关的潜热异常对南亚高压的影响，与弱的印度夏季风相联系的印度次大陆北部的负潜热异常促使对流层上层青藏高原东部异常气旋向西北方向移动，中国东部反气旋向东北方向移动，同时导致了SAH东-西向移动以及长江流域降水增加；长江流域降雨异常引起的正潜热释放使得中国东部上空反气旋南移，并对SAH产生反馈作用，导致SAH向东南-西北移动。

引言

南亚高压(SAH)是亚洲夏季风系统的重要高层成员。上世纪50年代初，在北半球夏季发现了这个最强烈、持续时间最长的反气旋，并揭示了它的东西振荡(Mason and Anderson 1963; Tao and Zhu 1964;Krishnamurti et al. 1973)。南亚高压的纬向变化既表现为气候学上的东西向移动，又表现为双峰性(西藏模态和伊朗模态)，两者都与印度夏季风(ISM) (Raman and Rao 1981; Krishnamurti et al. 1989; Bansod et al. 2003; Ashfaq et al. 2009) 以及中国夏季降水(Luo et al. 1982; Zhang and Wu 2001; Zhang et al. 2002; Zhou et al. 2006; Wei et al. 2014)的变化密切相关。在年际时间尺度上，除了印度夏季风通过影响低层水汽输送进而影响中国夏季降水以外，印度夏季风变率也改变了印度夏季风地区的潜热释放，这导致了南亚高压的纬向转变，进而影响东亚夏季风降水(Wei et al. 2014)。

除了纬向转变之外，南压高压也存在经向的径向变化。南压高压的季节性北移与中国雨带的北移相吻合（He et al.2006）。在年际时间尺度上，南亚高压位置偏南有利于维持长江流域的雨带，而位置偏北有利于中国北方的降雨量增加（Huang and Qian 2004）。Wei et al. (2012) 揭示了南亚高压的经向转变与中国夏季降水异常的三极子模态在年际时间尺度上的密切关系。受印度洋海温持续升高的影响，南亚高压呈现出明显的长期向南移动趋势，该趋势与长江流域降雨增加趋势和中国北方降水趋势一致(Yoo et al. 2006; Yang et al. 2007; Zhou et al. 2009; Huang et al. 2011; Wei et al. 2012)。

在上述研究中，南亚高压的纬向和经向变化总是被分开讨论。纬（经）向变化伴随的经（纬）向变化却很少被提及。实际上在年际时间尺度上，纬向和经向变化都与中国降水异常的三极子模态有关（Wei et al.2012,2014）。 然而，我们仍然不知道南亚高压的纬向和经向变化在年际时间尺度之间的关系，以及纬向和经向变化对东亚夏季季风降雨是否具有综合影响。

与季风降雨有关的凝结加热在副热带反气旋的形成和变化中起着重要作用(Rodwell and Hoskins 1996; Liu et al. 2001, 2004; Wu and Liu 2003). Wei等人（2014）指出强印度洋夏季风带来更多的潜热释放导致了南亚高压的西移和长江流域降雨的减少，而弱印度洋夏季风时潜热释放减少导致了南亚高压的南移和长江流域降雨量增加。那么，长江流域的潜热释放是否也会影响南亚高压？在这项研究中，我们将探讨南亚高压的纬向和经向变化，以及南亚高压与长江流域夏季降雨之间的双向相互作用。

在第二部分我们对本研究用到的数据和方法做一个简单的描述，第三部分讨论南压高压年际时间尺度变率的主要特征。第四部分探究了南亚高压和亚洲夏季风降水之间的关系。第五部分运用一个大气环流异常模式讨论了中国夏季降水对南亚高压的反馈作用。最后，第六部分给出总结和讨论。

数据和方法

本研究所用到的数据包括欧洲中期预报中心1958-2002年40年再分析数据集(ERA-40; Uppala et al. 2005)中月的再分析数据；月降水数据集来自全球降水气候中心的再分析数据集6.0版本(GPCC v6)，水平精度为 (Schneider et al. 2011)；1958-2002年全印度降水数据来自于印度热带气候研究院的“印度地区最长器测降水序列” (Sontakke et al. 1993)；以及中国气象局编制的1958-2002年中国160站降水观测资料。夏季平均是基于月资料的6月到8月平均(JJA)。全印度降水指数用于衡量印度夏季风的强度(Parthasarathy et al. 1992; Zhang et al. 1999; Wang and Fan 1999)。在之前的研究中，100°E通常被视为东亚季风区的边界(Tao and Chen 1987; Zhang et al. 1996; Wang et al. 2004)。因此，仅将中国100°E以东地区的夏季降水视为东亚夏季风降水。

运用了一个异常大气环流模式来调查上层环流对异常热源的响应。异常大气环流模式是一个水平精度为T42的谱模式，使用作为垂直坐标，从上()至下()以间隔分为五层。在的层次动量方程中的瑞利摩擦采用阻尼率为1/天，在的层次中采用0.1/天的线性衰减。各模式层温度方程均采用牛顿冷却法，其e折叠时间尺度为10天(Jiang and Li 2005)。在原始的异常大气环流模式中，对40°N和40°S以外区域的动量和温度方程中施加1/天的强动力和热力阻尼，以减弱来自高纬度地区的影响(Jiang and Li 2005)，而研究热带大气响应。因为我们的研究着眼于中纬度，我们将强的动力、热力阻尼扩展至50°N和50°S以外。事实上，异常大气环流模式已被用于检验中纬度大气对黑潮(Wang et al. 2012)和印度次大陆北部加热的响应(Wei et al. 2014)。

南亚高压变率和南亚高压指数的定义

在北半球夏季，椭圆形的南亚高压位于南亚副热带大陆上空(图1)，它年代际时间尺度上的东-西向转变可用指数IEW [Z200(22.5°–32.5°N,85°–105°E) -Z200(22.5°–32.5°N,55°–75°E)]很好的刻画(Wei et al. 2014)，而南-北向转变可用指数INS [Z200(22.5°–32.5°N,50°–100°E) -Z200(22.5°–27.5°N,50°–100°E)]刻画(Wei et al. 2012)，其中Z200为200-hPa位势高度，下标面积给出了Z200取平均值的区域。这两个指数都展示出了年代际变率和长期趋势(Wei et al. 2012, 2014)。为了关注南压高压的年代际变率，我们消除IEW和INS的线性趋势(IEW-detrend和INS-detrend)。IEW-detrend和INS-detrend的时间序列显示出显著的负相关关系(图2)。IEW-detrend和INS-detrend的相关系数为20.44，超过0.01的显著性水平，说明在年际时间尺度上，南亚高压的纬向和经向变化具有良好的相关性。南亚高压的位置偏东(西)通常伴随着南移(北)，这意味着南亚高压在年际尺度上的东南-西北向运动。此外，纬向和经向移动与中国东部的三级子降水模态密切相关。图3显示了中国东部降水异常与IEW-detrend和INS-detrend的回归关系。南亚高压位置的偏东和偏南均与长江流域降水偏多以及中国南部和北部降水偏少相联系，然而南亚高压的向西向北运动则与反的三级子模态相关。因此，南亚高压的纬向和经向变化可能对中国的降雨产生协同影响。

图1 1958-2002年45年Z200夏季(JJA)气候态(gpm)。红色虚线表示南压高压的脊线，该处纬向风为0.南压高压的四个部分用虚线方框表示，分别为：NW (27.5°–35°N, 50°–80°E), NE (27.5°–35°N, 85°–115°E), SW (20°–27.5°N, 50°–80°E), SE(20°–27.5°N, 85°–115°E)

表一 南亚高压四个区域活动之间的篇相关系数

*表示相关系数超过0.01显著性水平

**表示相关系数超过0.05显著性水平

为了进一步证明南亚高压东南-西北向变化的存在，基于夏季Z200气候态，我们通过南亚高压的脊线(大约在27.5°N)穿过中心(82.5°E)的经向线将它的主体部分(大于气候态12500gpm)分为四个区域，脊线处纬向风速为0，如图1所示。然后分别计算这四个区域平均Z200的标准化时间序列，运用偏相关分析(Panofsky and Brier 1968)计算每个区域四个时间序列之间的偏相关系数。在偏相关分析中，我们通过消除由12500gpm的特征线所包围的网格数所定义的南亚高压面积变化的影响，消除了四个区域高度的同步变化。由表1可知，最显著的相关关系是东南地区和西北地区的南亚高压变化，相关系数为-0.41，超过0.01的显著性水平。除去东南和东北区域之间的相关系数超过0.05的显著性水平外，其余区域之间的相关系数则不统计显著。因此，东南-西北向变化是南亚高压年际变化中最显著的特征。

图2 IEW-detrend(实线)和INS-detrend(虚线)的时间序列

将经验正交函数(EOF)分析应用到Z200上，也可以证明南亚高压的东南-西北向变化是其主导特征。为了关注年际变化，EOF分析前采用了两种预处理方法。首先，去掉Z200的线性趋势。其次，南亚高压强度的线性影响通过减去15°-40°N，25°-130°E内的平均Z200线性回归。因为ERA-40数据可能低估了南亚高压强度的年代际变率(Xue et al.2015)，第二部减少此类低估的影响。如图4所示，Z200的第一EOF空间模态解释了34.5%的方差贡献率，展现了西南-东北向的0值线，穿过南亚高压的主体并将其分为东南部分和西北部分。南亚高压的EOF1模态表明，南亚高压的东南部和西北部有着相反的变化，说明南亚高压的东南-西北向变化是其年际时间尺度的主导特征

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