夏季亚洲副热带西风急流年际变化与环流、海温异常的关系外文翻译资料

 2022-12-07 16:23:04

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夏季亚洲副热带西风急流年际变化与环流、海温异常的关系

杜银1,2 ·李天明1,2 ·谢志清3 ·朱志伟1,2

1，2 南京信息工程大学大气科学系，南京 210044

3 江苏省气象科学研究所，南京 210008

摘要：通过诊断54年（1960—2013）的NCEP/NCAR再分析数据，夏季亚洲亚热带西风急流的年代际变化（ASWJ)正在被研究。200hPa纬向风异常的经验正交函数模式的两大主要特性分别是ASWJ的经向位移和ASWJ的东北-西南走向的倾斜。第一模态具有4.9年的显著周期，然而第二模态却分别具有3.6年和7.7年的显著周期。两个模式展现了一个等价的正压结构，他们分别和中国特殊的南北向和东西向的偶极子降水模式相联系。当出现厄尔尼诺发展相位时第一模态的正相位出现，然而当出现拉尼娜衰减相位第二模态的正相位出现。一种基于观测分析和AGCM敏感性实验的机制被提出。第一模态的正相位主要受中纬度北太平洋冷性平均海平面温度异常（SSTA)和热带印度洋及太平洋的暖性SSTA联合影响的驱动。为了应对SSTA强迫，纬向的南北对流层温度偶极子被诱导。然而热带地区对流层变暖由厄尔尼诺的加热引起，而中纬度地区对流层变冷可能来自当地的SSTA强迫。对于第二模态的正相位，东极对流层中上层反气旋涡度异常来自北太平洋当地的SSTA强迫，然而西极气旋异常由从北大西洋至东亚朝东南向的罗斯贝波能量释放造成。

关键词：亚洲亚热带西风急流；经向温度梯度；海平面温度异常；AGCM实验

1 引言

亚洲亚热带西风急流是东亚影响天气和气候的重要循环系统之一。它的夏季北跳和冬季南撤的季节性迁移，是该地区对流层上层环流季节性转变最明显的特征（Yeet al.1958)。从气候角度来看，ASWJ的经向运动与亚洲夏季季风的开始和撤退有关，它是东亚主要雨季开始和结束的标志(Li and Wang 2005; Zhang et al. 2006; Reinhard et al.2009)。

海陆热力差异和季风加热在ASWJ的形成中起重要的作用(Krishnamurti 1979; Zhang 1980; Wu et al. 2008).Dong et al.(1999)指出ASWJ中心的季节性变化和热带季风加热季节性变化紧密相关。一个半球的对流活动可能影响另一个半球的副热带西风急流的位置和强度(Krishnamurti 1979; Zhang 1980; Wu et al. 2008).青藏高原大地形的热力强迫（TP)也起重要作用(Wu et al. 2009a, b, 2010; Duan and Wu 2009)全球模型模拟结果表明TP热源影响副热带西风急流的强度。初夏TP的地形热效应使ASWJ的北跳加快。ASWJ的北向转移和亚洲大陆对流层中上层的温度梯度逆转是一致的。(Li et al. 2004).

除了显著的年周期，ASWJ也经历了显著的年代际变化。ASWJ的位置和强度的变化往往和长江中下游（MLYR)降水的年度变化有关。ASWJ纬度位置的转变可能影响东亚夏季风的开始和中国暴雨产生的地区(Zhou et al. 2003).通常，在梅雨期间当急流转向南（北）时，更多（少）的降水出现在长江一带(Dong et al. 1987).

东亚夏季降水的年代际变化也和ASWJ的经向转变有关(Liaoet al. 2004; Kuang and Zhang 2006; Lin and Lu 2005).Lu et al. (2011)表明从1990年代中期以来，东北亚和亚热带西部夏季对流层上层的纬向风的强度已经明显削弱.Zhu et al.(2010)也揭示了1990年代末ASWJ的减弱和中国东部降水模式的相关变化。当位于西太平洋的对流层上层的西风急流核伴随着底层850hPa的西南急流耦合，会有暴雨在长江下游产生。强低压辐合和水汽供应与暴雨相联系(Du et al.2009).

Wang et al.(2008)认为TP上的暖温度趋势将有利于东亚季风的加强和ASWJ向北转移。Sampe and Xie (2010)表明在雨季当西风急流随高度向极倾斜时，东亚季风地区北向的水汽输送被加强。热带太平洋海面温度（SST)改变也许也影响ASWJ的年代际变化(Liao et al. 2006;Xuan et al. 2011)例如，Xuan et al. (2011)发现在1980年以前，东亚西风急流主要受北太平洋SST影响，然而1980年之后它主要受热带西太平洋SST的影响。

本研究的目的分为两个层面。首先，我们旨在揭示夏季年代际时间尺度ASWJ的主导模式和与之相联系的环流和SST模式。其次，我们试图理解ASWJ年代际变化的原因。此外，我们将揭示ASWJ模式和中国降水异常间的联系。论文的剩余部分是如下布局：在第二部分，我们介绍数据、分析方法和数值模型实验。在第三部分，通过使用经验正交函数（EOF)揭示了ASWJ的主导模式。在第四部分，我们讨论ASWJ模式和大气环流异常、SST和降水模式的联系。在第五部分，我们讨论通过SST异常影响主流ASWJ模式的可能的机制。在最后一部分给出结论和讨论。

2 数据、方法和数值模型实验

用于观察分析的主要数据是（1）多级（从1000hPa到100hPa）水平风速成分、垂直速度(omega;,P坐标系中）、位势高度和温度场、降水、对1960-2013年期间来自国家环境预报中心和国家大气研究中心（NCEP/NCAR)地表向上的长波辐射通量的再分析，其中包括水平分辨率为2.5°的卫星观测和实地数据(Kalnay et al. 1996)，（2）由中国国家气候中心提供的740个测站的月降水数据，（3）来自美国国家海洋大气管理局延长重建的规格是2°times;2°的全球网格SST数据集（ERSST)的全球网格的观测SST数据集(Smith and Reynolds 2004)，（4）从NOAA获得的Nino3指数http://www.esrl.noaa.gov/psd/gcos_wgsp/Timeseries/Nino3/.

我们的分析将集中在1960-2013年这一时期。分析方法包括经验正交函数（EOF)分析，功率谱分析（PSA)和奇异值分解（SVD)分析(Van Storch and Zwiers 1999).EOF被应用于识别ASWJ年代际变化的主导模式。PSA用来确定主导周期性的EOF的主要成分，SVD被用于确认由揭示上层对流层风和SST的协方差耦合模式EOF分析结果。上面的分析中，数据标准化之前，删除一个线性趋势。合成分析和线性回归方法相互验证，记录对流层上层纬向风异常和其他大气和海洋的变量包括垂直集成温度、涡度、位势、底层气流、降水和SST。当地的t测试被应用于检查复合的统计学意义，它的公式是：

m1和m2分别是积极和消极情况下的样本数。和分别是积极和消极情况下的平均值。

大气环流模式（AGCM)工作用以检查异常SST模式如何影响ASWJ的年代际变化。AGCM在研究中被使用是ECHAM4.6在马克思普朗克气象研究所（MPI)发展所得。AGCM的水平分辨率是2.8°times;2.8°（T42)和自地表到10hPa的19个垂直层。AGCM可以更好地模拟亚洲夏季季(Cherchi and Navarra 2003;Fu et al. 2002; Jiang et al. 2005).为了研究夏季SST异常影响ASWJ的年代际变化物理过程，我们在表1中设计了控制和敏感实验。在控制实验（CTRL)中,模型和指定的气候月平均SST场集成了15年。与CTRL平行，在第一组敏感性实验中，我们指定了一个SST气候性月平均SST场总和的SST模式和一个退化的SSTA模式对抗第一个ASWJ的主导模式。在第二个敏感性实验中，SSTA模式来源于第二主导ASWJ的模式的退化领域。在这两组敏感性实验中，各种基于上述退化领域的区域SSTA模式被指定为为了理解形成主导ASWJ模式的区域SSTA强迫的影响。

图1.气候学（阴影、Uge;25m sminus;1）和标准差（轮廓，单位：m sminus;1，区间：0.4）1960-2013年夏季200hPa的纬向风。厚黑线西风急流轴。

3 ASWJ的年代际变化

图一显示了六七八月（JJA)200hPa纬向平均风场的气候标准偏差。气候气流轴大约沿着40°N纬线。从西向东沿着40°纬线大约有3个核心，分别位于里海、青藏高原北部和西北太平洋。三个核心中，最强的出现在TP北部（80°E到100°E）。标准区域表明在该地区存在四个活动中心，其中两个位于急流轴北边而另两个位于急流轴南边。沿着纬向方向，活动中心可以分为东亚部分和西亚部分。

为了揭示夏季ASWJ的年代际变化的主导模式，我们执行EOF分析54年（1960-2013）的200hPa的JJA纬向风场。图二显示了前两个关于200hPa纬向风异常和对应主要成分（PCs)。第一个主要EOF模式（以下M1）占总方差的24%，是由经向偶极结构主导的伴随着积极（消极）纬向风异常的南（北）急流轴（40°N）。因此，M1和平均ASWJ的经向位移密切相关。第二个主要EOF模式（以下M2)解释了总方差的14.9%，特点是四分之一极结构，伴随着出现在伊朗高原和蒙古高原的积极异常和出现在东欧和华东的消极异常。因此，M2反映了ASWJ的东北向倾斜。根据North等人的规则，第一模式在统计学上和特征向量的其余部分分开。第二模式没有从更高的模式中完全分离，它依然是总方差中很大的一部分。

两大主要EOF模式的时间序列的功率谱分析表明它们存在独特的波峰(Fig. 2c, f).第一主要成分（PC1)在4.9年周期中有显著峰值。移除线性趋势之后，第二主成分（PC2)显示两个重要时期分别为3.6年和7.7年。PC1和PC2峰值超过95%置信水平。这个结果意味着对流层中上层纬向风表现出显著的年代际变化。此外，M2也显示显著的年代际变化。

图2 主导的EOF模式（a,d)和相应的从1960年到2013年的200hPa的纬向风环流(m sminus;1)相应模式的主成分（b,e)。底部c、f显示了功率谱的两个主要组成部分。b.e中0.9的虚线代表标准差。在c、f中红色（蓝色）虚线代表一个90%（95%）的置信水平。

4 大气和海洋异常与ASWJ模式的联系

接下来，我们使用两种回归和综合分析方法研究与两大ASWJ模式相关的大气环流和SST场。回归分析中，所有场对PC1和PC2时间序列均退化。综合分析，我们基于以下标准选择情况：标准化PC1/PC2时间序列大于0.9或者小于-0.9。表2列出了供综合分析的所有可以被选择的情况。

为M1选择的19年，其中包括1965,1974,1982,1987,1991,1993,1998,2002和2009这9个正年；1961,1971,1973,1975,1978,1984,1990,1994,2006和2013这十个负年。为M2选择的18年，其中包括1963,1972,1981,1988,1999,2000,2004,2010和2012年这9个正年；1973, 1976, 1980, 1983,1984,1986,1990,1993和2003这九个负年。我们的计算表明回归的结果和复合分析方法非常相似。

图3a中,e显示200hPa复合纬向风场的水平分布和两大模式相联系。正如所料，对流层上层风异常的主要特征和图2中显示的EOF模式是一致的。M1中的两个正中心位于急流轴的南边，一个位于伊朗高原而另一个从中国中部一直延伸到日本南部。而两个负中心位于急流轴的北边，一个位于巴尔喀什湖，另一个位于贝加尔湖东南部。M2中，四分之一极模式的出现，伴随着分别位于里海北部、咸海南部、中国东北地区北部的活动中心。

M1和M2之间的独特的纬向风模式激励我们进一步检验纬向风、位势高度和温度场的垂直结构。低层的纬向风异常（500hPa和850hPa)表现出一个类似的降低振幅的模式。这表明垂直切变模式和对流层上层纬向风异常模式一样。根据热成风的关系，纬向风的垂直切变由平均层的经向温度梯度平衡。

此处，P0=500hPa,P1=200hPa,ug(p0)和ug(p1)是地转风。T是p0和p1间的平均温度。f是科里奥利参数。方程（2）表明纬向风的变化和两气压层间的经向温度平均梯度成正比。换句话说，200hPa西风加强对应于平均层经向温度梯度加强。

位势高度异常分布可能推断出纬向风异常的等正压垂直结构。200和500hPaJJA复合环流位势高度场和M1和M2的平均层温度异常在图三中低板块被描述。注意高度场展现正压垂直结构。例如，沿着200和500hPa的急流轴两个重要负高度中心出现（图三.3b.c)。气旋性气流和两个低压中心相联系500hPa高度异常的空间分布类似于200 hPa，振幅在500hPa变得更弱。图3的中层板块200hPa位势高度场的高（低）异常与负（正）涡度场相对应。

500-200hPa平均层温度场显示沿着40°N有两个重要的负异常中心（图3.3d)。一个中心位于伊朗高原北部，另一个位于渤海湾。基于流体静力学的关系，冷温度异常和随着纬度增加的负高度异常的振幅增加是一致的。与此同时，这个温度模式符合热成风的关系，沿40°N冷却造成南（北）

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