1951-2010年北太平洋深冬风暴轴的年代际变化外文翻译资料

 2022-12-06 15:40:40

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1951-2010年北太平洋深冬风暴轴的年代际变化

杨冬霞

Nansen-Zhu国际研究中心，中国科学院大气物理研究所，北京，中国

摘要：基于国家海洋和大气管理局60年（1951-2010年）再分析数据和扩展的重建海面温度，进行了详细的调查，以探索北太平洋深冬风暴轴的变化。计算300hPa位势高度场的天气尺度（2.5-6天）瞬变扰动的均方根（rms），以表示风暴轴。根据Mann-Kendall试验结果，在1982/1983年发生了年代际突变。在P1（1955-1982）和P2（1983-2010）期间北太平洋风暴轴的前两个经验正交函数（EOF）空间模式显示相反的结果：P1期间的EOF1和P2期间的EOF2显示北太平洋深冬风暴轴的强度变化，而在P1期间的EOF2和在P2期间的EOF1表现出其中心轴的向南/向北移动。此外，在P1和P2期间，海洋在风暴轴上的热影响存在明显的差异。1955年到1982年间，强烈和持续的ENSO信号通过西风急流影响风暴轴变化，观测发现，在厄尔尼诺事件期间风暴轴强度增强并向赤道方向移动。从1983年到2010年，在大约40°N出现明显的海洋温度锋区，相关的近地表斜压性导致在中纬度对流层深处风暴轴明显加强。

关键词：风暴轴; 深冬; EOF; ENSO;海洋锋区; 斜压增长率

1．介绍

中高纬度大气环流的主要特征之一是瞬变扰动性。在20世纪70年代，Blackmon（1976）首先定义了一个时间尺度为2.5-6天，海洋上的瞬时扰动区域作为风暴轴。从那时起，观测和理论研究都揭示了风暴轴在预报中纬度寒冷空气爆发，对时间平流的反馈，以及热带与高纬度大气之间的动量传递的重要性(Christoph,Ulbrich, and Speth 1997; Chang, Lee, and Swanson 2002; Chen et al. 2013; Zhu, Yuan, and Chen 2013;Gu et al. 2013)。

Chang和Guo（2007）利用一个固定波模型和一个理想化的全球环流模型进行了实验，以确定增强热带加热，强迫了一个更强和更窄的太平洋急流​​和风暴轴。Orlanski（2005）使用具有明显对流的高分辨率非流体静力学模型模拟太平洋风暴轴（PST）及其对热带海表温度（SST）和自然变率的敏感性。它揭示了风暴轴的变化及其对准静态循环的反馈取决于中太平洋斜压性，其受热带SST和上游的强度控制。Chang，Lee和Swanson（2002）总结了ENSO周期与风暴轴结构大变化之间的关系。在年际时间尺度上，PST在厄尔尼诺年期间向赤道和下游移动，显然是响应于东太平洋的哈德利环流的局部增强（Bjerknes 1966;Zhou和Wang 2008），而拉尼娜年相反。在十年时间尺度上，Chang和Fu（2002）也观察到，即使去除ENSO样本年代际变率，余下的风暴轴数据仍然表现出显著的年代际变率，这表明所有这些风暴轴结构变化归因于直接热带强迫是不适当的。

Gan和Wu（2013）发现，前期秋季的中纬度暖（冷）海表温度异常可以通过对流层斜压性变化，显著减少（增强）冬初的风暴轴活动。He，Deng和Zhu（2009）确定，鄂霍茨克西南海的异常海冰区域，以及相关的北太平洋海表温度异常（SSTA），可以对北太平洋风暴轴的强度变化和延伸（收缩）有明显影响。然而，在鄂霍次克海东北部海域和相关的北太平洋海温异常的海冰面积异常主要影响风暴轴的强度和南北移动。

1992年，Nakamura发现了深冬抑制现象，其中1月深冬太平洋风暴轴的强度弱于秋季或早春。这种抑制现象的发生，尽管实际情况为低空的斜压性和急流的强度在深冬最强。他还指出，太平洋上的压力波活动与风速高达45米/秒的高层对流层急流的强度呈正相关（Nakamura 1992）。Nakamura和Sampe（2002）进一步解释了西风急流对风暴轴深冬抑制的可能影响。随着东亚冬季风增强，通过中纬度对流层进入风暴轴的天气尺度的涡旋倾向于被固定在距地表斜压带1000公里的急流轴中。捕获削弱了上层涡旋和斜压带之间的相互作用，从而有助于涡旋活动深冬最小值。能量分析（Chen，Zhu，and Yuan 2013）显示在深冬，斜压能量转化和正压能量转化的大幅度下降，涡旋动能的显着减少可能直接导致北太平洋风暴轴的深冬抑制。

到目前为止，许多研究揭示了冬季（11月 - 12月 - 1月）和深冬（1月）太平洋风暴轴的年代际变化。Chang和Fu（2002,2003）研究了1949 - 1999年的年代际变化，发现在20世纪70年代早期，从1972/73年之前的弱到强的转变显着。Lee等人（2012）得出了一个一致的结论，并指出，深冬太平洋风暴轴经历了从1980年代初的弱到20世纪80年代末的强的年代际变化。但是，在每个阶段的高峰和低谷的主要原因还没有被讨论。因此，在我们的研究中，使用经验正交函数（EOF）方法探讨了北太平洋深冬风暴轴的时间和空间变化。在大约1982/1983年观察到了显着的年代际突变，并讨论了海洋和相关大气环流的热影响的变化。本文有一定的创新，为进一步研究深冬风暴轴特征提供了基础参考。

2．数据和方法

2．1．数据

从NOAA以2.5°times;2.5°的水平分辨率获得了60年（1951-2010年）的大气变量，包括纬向风速度，位势高度和空气温度（Kalnay et al. 1996）。海表温度数据从气象局哈德来中心海冰和海表温度版本1（HadISST1），数据集以1°空间分辨率（Rayner et al. 2003）提取。

2．2．风暴轴的定义

风暴轴被定义为海洋上天气尺度瞬变扰动最密集的区域。在欧拉方法中，Blackmon（1976）表明，北半球（NH）的位势高度的带通滤波（2.5-6天）均方根（rms）与最大天气尺度涡旋运动的位置相对应。

因此，在本研究中，我们将风暴轴定义为300 hPa位势高度的天气尺度瞬态的均方根。基于Butterworth带通滤波器，从每日300hPa位势高度推导出天气尺度（2.5-6天）的瞬时波动。然后我们逐月计算标准偏差来表示风暴轴。

2．3. 涡旋增长速率（baroclinicity）

由于天气尺度扰动与中纬度大气斜压性密切相关，我们使用涡旋增长速率指数（sigma;）（Lindzen和Farrell 1980）给出：

其中BI表示斜压不稳定性，f是科里奥利参数，V是水平风速，z是垂直深度，N表示静态稳定性。

图1.（a）1951-2010年北太平洋风暴轴的气候分布（300 hPa位势高度场天气尺度瞬变扰动的均方根）。（b）风暴轴指数（STI）的非参数Mann-Kendall测试。

Omega;是地球的自转角速度，Phi;是纬度，g是重力参数，theta;表示位温。

3．结论

3．1.气候分布和Mann–Kendall试验

图1（a）显示了1951年至2010年北太平洋1月风暴轴（300 hPa位势高度场天气尺度瞬变扰动的均方根）的60年气候。风暴轴在中纬度分布区域，中心轴位于40-45°N，160°E-160°W。 在中心区域的最大强度超过60gpm。为了分析风暴轴的强度变化，定义在34-48°N，150°E-150°W风暴轴值的区域平均值为新的风暴轴指数（STI）。

应用非参数Mann-Kendall测试方法分析60年内STI的趋势和突变。如图1（b）所示，1980年以来风暴轴强度呈上升趋势，因为UF从今年起大于0，在2007年达到1.98。UF和UB的交点说明，在1982/1983年发生了年代际突变（在显着性水平 0.05）。为了进一步探索其变化机制，根据突变，我们将研究范围分为两个时期：P1（1955-1982）和P2（1983-2010）。

3．2.EOF结论

EOF方法用于分析两个时期北太平洋风暴轴模式。在P1期间，前两个EOF（EOF1和EOF2）特征向量的解释方差分别为18％和17％。类似地，P2中的方差占17％和15％。这个结果表明，由于风暴轴的瞬态特性，1月份的风暴轴变化存在多种模式。更具体地，EOF导致两个时期显示出显着差异。P1期间的第一空间模式（图2（a））在中心区域呈现峰值，表明中心轴上的风暴轴强度总体增加。在P1期间的EOF2（图2（b））展示了分布在风暴轨道轴两侧的西北（-）东南（ ）偶极模式，反映了中心最大值区域的东南/西北移动。然而，在P2期间，观察到相反的结果：EOF1显示最大区域的向南/向北移动（图2（c）），EOF2反映围绕中心轴的强化的风暴轴强度（图2（d））。

一般来说，由于瞬态活动的高度非线性和随机过程，天气尺度风暴轴的空间模式与大尺度环流场的EOF结果相比不太明显和稳定。然而，前两个空间分布，揭示了风暴轴最大区域的强度变化和南/北移动，这是证明风暴轴变化的两个主要特征。因此，我们在下面的分析中主要讨论了这两个特征及其机制。

图2.（a）EOF1和（b）EOF2 1955至1982年北太平洋风暴轴。（c）EOF1和（d）EOF2 1983 - 2010年风暴轴。

4．风暴轴与太平洋海温的相关性

如3.1节所述，根据Mann-Kendall试验结果，我们将STI分成2个阶段： P1（1955-1982）和P2（1983-2010）。为了探讨1月的风暴轴强度与太平洋海温之间的潜在联系，在P1和P2中分别计算先前和同时太平洋海温与风暴轴强度的相关性。

图3（a）显示，赤道中部和东太平洋上的STI和同期SST之间的相关性超过0.5，这表明强烈的厄尔尼诺事件。同样，还计算了STI与导致暴风轴一至六个月的太平洋SST异常之间的相关性。结果在附录中的图A1中提供。这一结果表明，在厄尔尼诺强烈的持续（至少7个月）信号之后，中心风暴轴强度得到增强。此外，鄂霍次克海和西部白令海存在显着的负相关系数（CC）（图3（a）），这表明更冷的鄂霍次克和西部白令 SST也可能有助于1月风暴轴的增强。

图3. （a）1955年至1982年1月风暴轴与北太平洋同期SST的相关性。阴影区域显示90％的显着性水平。（b）与（a）相同，但是1983-2010年。

在P2期间，在图3（b）中呈现清晰的偶极形式。STI和太平洋SST之间的显着负CC主要分布在鄂霍次克海和白令海地区，在中心区域达到-0.5。在南侧，中太平洋发生了较小的显着正CC。这个结果可能表明随着鄂霍茨克和白令海海温的降低和中太平洋SST的增加，它们之间的经向SST梯度增强，在大约40°N形成紧密的海洋锋区（Sampe等人，2010）。 基于观察，进一步的解释将在下一部分给出。

虽然，在两个时期期间在鄂霍次克和白令海上发现了类似的显着负相关，但是存在海洋对中纬度风暴轴的热影响的显着差异。在1955 - 1982年期间，强烈的和持续的ENSO信号在风暴轴变化中起主导作用，而P2中的SST锋区可能导致风暴轴的形成和维持。

5. 大气环流与风暴轴变化有关

问题的出现在于，P1和P2中不同的SST区域对风暴轴强度有不同的影响。为了回答这个问题，对北太平洋的大气环流进行了调查。

由于在1954 - 1981年期间，ENSO循环对风暴轴的巨大影响，分别选择了强厄尔尼诺年和拉尼娜年份。基于NOAA的海洋尼诺指数（ONI）数据，ONI值大于0.5并持续至少五个月的年数被认为是厄尔尼诺年; ONI值小于-0.5并持续至少5个月的那些年份被认为是拉尼娜年。因此，我们选择了九个强的厄尔尼诺年和八个拉尼娜年。

在厄尔尼诺年和拉尼娜年，将300 hPa位势高度场天气尺度瞬时扰动的均方根进行平均。此外，还确定了合成差异场。在厄尔尼诺事件中，风暴轴向赤道移动，中心强度超过65gpm（图4（a））。在拉尼娜年份，中心区域的强度为55gpm，中心轴向相反方向的移动（图4（b））。差异场（图4（c））显示了相同的结果：风暴轴在厄尔尼诺年期间显着增强，并向赤道移动。同时，图4（d）所示的200hPa西风急流的合成差异场示出了与风暴轴变化相对应的协调变化。西风急流在对流层高层在20-40°N显着加强，在厄尔尼诺年份向赤道移动。通过西风急流，强烈和持续的ENSO信号促成了1955 - 1982年期间风暴轴的变化。

根据Chang，Lee和Swanson（2002），西南急流在厄尔尼诺年代加强，主要是由于东太平洋的哈德莱环流的局部增强。此外，西风急流和风暴轴之间的协调活动已经通过几项研究证明（Nakamura 1992; Zhu和Sun 2000a; Harnik和Chang 2004; Han，Ren和Yang 2007; Ren，Yang和Chu 2010; Huang 和Liu 2011）。一般来说，风暴轴随西风急流的增强的而增强，并且通常位于急流轴的下游和赤道侧。

更具体地，Nakamura和Sampe（2002）提出，亚热带急流和极地急流在风暴轴变化中起到不同的作用。随着副热带急流在一些冬季发展，天气尺度涡旋倾向于在急流中心出现，以此抵抗涡流扩散。然而，Sampe et al.（2010）也证明极地急流的形成和维持，这与来自涡旋的海表温度锋区和经向动量（E-P通量）的传递一致。需要另外详细机制来解释未来ENSO循环期间西风急流和风暴轴的一致变化。

基于第4节的相关结果，在1983 - 2010年期间，大约在40°N形成一个明显的海温锋区。在P2中，对150°E和150°W之间平均的经向SST梯度每年进行计算。根据36〜44°N的平均经向SST梯度，分别选择了强与弱的海洋锋区。因此，我们得到了8个强海洋锋区年和6

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