夏季亚洲副热带西风急流的年际变化特征 及与大气环流和海表面温度异常的关系外文翻译资料

 2022-11-16 15:18:32

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夏季亚洲副热带西风急流的年际变化特征

及与大气环流和海表面温度异常的关系

杜银 李天明 谢志清· 朱志伟

通过对54年（1960–2013）NCEP/NCAR再分析资料的诊断，研究东亚副热带西风急流（ASWJ）在北半球夏季的年际变化。200 hPa纬向风异常的两种主要经验正交函数部分的特征是经向位移和东亚副热带西风急流（ASWJ）西南–东北倾斜。第一种主要的模式有4.9年的显著周期，而第二模式分别地有3.6年和7.7年的显著周期。这两种模式表现为相当正压结构，并分别与中国的北–南和东–西偶极雨型相关。第一主导模式的正相位出现在厄尔尼诺发展阶段，而二次模式的正相位发生在拉妮娜衰减阶段。这种机制是基于观测分析和AGCM敏感性试验。主要是通过用中纬度北太平洋冷海温异常（SSTA）和一种温暖的热带印度洋太平洋SST，这二者的共同作用来驱动第一种模式的正相位变化。在对海温异常（SSTA）强迫响应中，一种南北纬向型的对流层温度偶极被诱导了。而在热带地区出现的对流层变暖来自厄尔尼诺如同加热，在中纬度地区出现的对流层冷却可能来自海温异常（SSTA）强迫。对于第二模式正位相，在东极的对流层上层反气旋涡度异常来自北太平洋当地的海温异常（SSTA）强迫，而在西极气旋异常是因为从北大西洋到东亚发射的往东南的罗斯贝波能量。

关键词：亚洲副热带西风急流，经向温度梯度，海表温度异常，AGCM试验

  1. 引言

东亚副热带西风急流（ASWJ）是影响东亚天气和气候的重要环流系统之一。它的季节性迁移，伴随着在北半球夏季向北跳跃和在北半球冬季的向南撤退，是该地区的对流层上层环流的季节性转变最明显的信号（叶笃正等。1958）。从气候的角度来看，东亚副热带西风急流（ASWJ）经向运动与亚洲夏季风的爆发撤退有关，也与标志着东亚主要雨季的开始结束有关（李和王斌2005；张等。2006；莱因等2009）。海陆热力对比和季风加热在东亚副热带西风急流（ASWJ）的形成中起重要作用(Krishnamurti 1979; 张耀存1980; 吴国雄等人。 2008).董敏等人（1999）指出东亚副热带西风急流（ASWJ）中心的季节变化是与热带季风加热的季节变化密切相关的。一个半球的对流活动可能会影响到另一个半球的副热带西风急流的位置和强度 (Yang and Webster 1990).青藏高原大地形的热力强迫作用也发挥着重要作用(吴等. 2009a, b, 2010; Duan and 吴国雄2009).全球模式模拟结果表明，青藏高原的热源影响着副热带西风急流的强度。在初夏，青藏高原地形的热效应加速了东亚副热带西风急流（ASWJ）北跳。东亚副热带西风急流（ASWJ）北移，对应着亚洲大陆对流层中上层温度梯度逆转（LI CY等人。2004）。

除了一个明显的年周期，东亚副热带西风急流（ASWJ）也经历了一个显著的年际变化。东亚副热带西风急流（ASWJ）的位置和强度的变化往往与长江中下游的年雨量变化相关（mlyr）。东亚副热带西风急流（ASWJ）纬度位置的变化可能影响东亚夏季季风与我国暴雨区（周斌等人。2003）。

通常在梅雨期间，急流转变位置偏南（北），长江地区出现较多（少）降水（董敏等人。1987）。

东亚夏季降水的年代际变化也与东亚副热带西风急流（ASWJ）的经向变化相关(廖清海等人 2004; 况雪源和张耀存2006;林中达和陆日宇2005)陆日宇等人（2011）表明，自90年代中期以来，在北半球夏季，亚洲东北部和西太平洋副热带对流层上层的纬向风强度有明显的减弱。朱等人（2010）还揭示了在上世纪90年代末东亚副热带西风急流（ASWJ）弱化和中国东部雨型相关的变化。当西风急流核在西太平洋对流层上层，并且伴有850hPa低空西南急流，强降水出现在长江下游地区。低层较强的辐合和水汽输送，这些与强降水相联系 (杜银等人. 2009)。王斌等人（2008）提出，青藏高原上温度变暖的趋势将有利于加强东亚季风，从而使东亚副热带西风急流（ASWJ）北移。Sampe and Xie (2010)表明，在雨季时，西风急流在高度上向极倾斜，在东亚季风区中向北方的水汽输送加强。海表面温度（SST）在热带太平洋的变化也可能影响东亚副热带西风急流（ASWJ）的年代际变化 (廖清海等人.2006;Xuan et al. 2011)例如， Xuan等人（2011）发现，在1980之前，东亚西风急流主要受北太平洋海温的影响，而1980后主要受热带西太平洋海温的影响。这项研究有两个目标。首先，我们的目标是揭示北半球夏季东亚副热带西风急流（ASWJ）的主导模式年际时间尺度，及其相关的环流和海温模式。其次，我们试图去理解东亚副热带西风急流（ASWJ）年际变化的原因。此外，我们将揭示的东亚副热带西风急流（ASWJ）模式与中国降水异常之间的联系。本文的其余部分组织如下。在第二部分，介绍了数据、分析方法和数值模型试验。在第三部分中，通过使用EOF分析揭示主导东亚副热带西风急流（ASWJ）模式。在第四部分，我们讨论ASWJ模式和大气环流异常的关系，温度和降水模式。在第五部分，我们通过它的海温异常影响主导东亚副热带西风急流（ASWJ）模式讨论的可能机制。最后部分给出结论和讨论。

  1. 数据，方法和数值模型实验

用于观测分析的主要数据是（1）多层次（从1000到100 hPa）水平风分量，垂直速度（omega;，压力坐标），位势高度场、温度场、降水、地表长波辐射通量从美国国家环境预报中心和国家大气研究中心（NCEP/NCAR再分析资料）时期为1960 -2013，其中包括卫星观测和连续观测资料，水平分辨率2.5°（kalnay等人。1996），（2）中国国家气候中心提供的中国740个站的月降水资料，（3）全球网格观测SST数据来自美国国家海洋和大气管理局延长重构SST数据集（ERSST）在2°times;2°全球网格(Smith and Reynolds 2004)，和（4）Nino3指数从NOAA网站获得http://www.esrl.noaa.gov/psd/gcos_wgsp/Timeseries/Nino3/.

我们的分析将集中在1960-2013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是用于识别东亚副热带西风急流（ASWJ）年际变化的主导模式。PSA是用来识别的EOF主成分的主导周期。

我们的分析将集中在1960-2013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是用于识别A东亚副热带西风急流（ASWJ）年际变化的主导模式。PSA是用来识别的EOF主成分的主导周期。SVD通过揭示对流层上部风的协方差耦合模式和SST，来确认EOF分析结果。在上述分析之前，数据都是标准化的，去除了线性趋势。组合分析和线性回归的方法进行验证与对方，记录上对流层纬向风异常和其他大气和海洋变量包括纵向一体化温度、涡度、位势高度、低流量之间的统计关系，降水和海表温度（SST）。应用局部检验法检验了混合差别的统计意义，其公式是

M1和M2分别为正相和反相例子的样本数，并且和分别表示正相和反相例子。我们利用大气环流模式，去研究海温异常模式如何影响东亚副热带西风急流（ASWJ）的年际变化。研究中使用的AGCM是马克斯普朗克气象研究所开发的echam4.6（MPI；reockner等人1996）。AGCM有水平分辨率2.8°times;2.8°（T42）和19个垂直的水平延伸从地面到10 hPa。该模式能够较好地模拟东亚夏季风(Cherchi and Navarra 2003;Fu et al. 2002;江等人. 2005).为了研究海温异常影响北半球夏季东亚副热带西风急流（ASWJ）年际变化的物理过程，我们设计了实验控制和灵敏度，在表1中已列出。

在控制实验（CTRL）中，该模型集成了15年规定的气候月平均海温场。相比控制实验（CTRL），在第一组敏感性试验我们指定一个SST模式，该模式是以气候月平均海温场和海温异常模式的总和对第一主导东亚副热带西风急流（ASWJ）模式做分析。在敏感性实验二组，海温距平模式是来自第二主导东亚副热带西风急流（ASWJ）模式的回归领域。在这

两组敏感性试验中，基于上述回归领域不同区域海温异常模式，是为了解区域海温异常（SSTA）对主导东亚副热带西风急流（ASWJ）模式形成的影响。

  1. 东亚副热带西风急流（ASWJ）的年际变化特征

图1显示了六月-七月-八月（JJA）这时期中，气候学和200 hPa风场的平均标准偏差。气候学上的急流轴是沿纬向型分布在约40°N。沿着40°N有三个急流核，从西到东分别位于里海、青藏高原北部和西北太平洋。在三个急流核中，最强的一个出现在青藏高原的北部

图1.为从1960年到2013年夏季（6-8月）

200hpa上风场气候态（阴影部分为U≧25米

每秒的状态）和标准偏差（等值线的单位为：

米每秒，间隔为0.4）。粗的黑线表示西风急

流的中心轴线。

（80°E和100°E之间）。标准偏差场显示在该区域四个活动中心，其中在北部有两个，另外两个在气候急流轴线上。沿纬向方向，活动中心可分为东亚区和西亚区。

揭示在北半球夏季东亚副热带西风急流（ASWJ）的年际变化的主导模式，我们利用为期54年（1960–2013）6-8月200 hPa风场进行了EOF分析。图2给出的是前两种200 hPa纬向风异常EOF模式和相应的主要组成（PCS）。第一个主导的EOF模式（以下简称M1），占总方差的24%，是以经向偶极子结构为主，正（负）纬向风异常和南（北）的气候急流轴线（40°N）。因此，M1是与纬向平均东亚副热带西风急流（ASWJ）的南北经向位移密切相关。第二主导的EOF模式（以下简称M2），表示了总方差的14.9%，是由四分结构，正异常出现在伊朗高原和蒙古高原，负异常出现在东欧和中国。

图2.从1960年到2013年夏季（6-8月）200hpa上rsquo;纬向rsquo;风场的两个主要的EOF模型（a，d）和最主要的两个相关部分（b，e）。下面的两个部分（c，f）显示了两个相关部分的权重。在b，e中的点划线代表了0.9的标准偏差。C，f中标注的红色（蓝色）的点划线则代表了90%（95%）的置信水平。

因此，M2反映了向东亚副热带西风急流（ASWJ）东北向倾斜。据North et al. (1982)的理论，第一种模式是在统计意义上地从其他特征向量分离出来。第二模式，虽然没有完全脱离更高的模式，仍然在总方差中占的很大一部分。对两个主要的EOF模态的时间序列的功率谱分析表明，他们有不同的峰值（图2C，F）。第一主成分（PC1）在4.9年期间有一个显著的峰值。第二主成分在被删除线性趋势后，第二主成分（PC2）在3.6和7.7年分别显示有两个显著周期。PC1和PC2的峰值超过95%的置信水平。结果表明，对流层上层纬向风具有明显的年际变化。此外，M2也表现出明显的年代际变化特征。

4.与东亚副热带西风急流（ASWJ）模式相关大气、海洋的异常

接下来我们研究与两种主要东亚副热带西风急流（ASWJ）模式相关的大气环流和海温场，方法采用回归分析和合成分析。在回归分析中，各个领域对PC1和PC2的时间序列进行回归分析。对于合成分析，我们选择的例子基于以下标准：标准化PC1 / PC2的时间序列是大于0.9或小于-0.9。表2列出了选定合成分析的所有例子。有十九个年份被选为M1，包括正相位九个年份：1965，1974，1982，1987，1991，1993，1998，2002，2009，和十个负相位年份：1961年，1971，1973，19751978，1984，1990，1994，2006和2013。有十八个年份被选为 M2，包括正相位的年份：1963，1972，19811988，1999，2000，2004，2010，2012，1976，1973和负相位年份：1980，1983，19841986，1990，1993和2003。我们的计算表明从回归方法得出的结果和合成分析方法得出的结果很相似。

图3a, e 显示与两种模式相关的200 hPa复合纬向风场的水平分布。正如预期的那样，对流层上层风异常的主要特征与图2所示的EOF模式相一致。那就是，M1的两个正值中心位于气候急流轴的南部，一个在伊朗高原上，另一个由中国中部延伸到日本南部，而两负值中心位于气候急流轴的北部，一个在巴尔喀什湖，另外一个在贝加尔湖东南侧；M2，出现四极型，活动中心分别位于里海的北部，咸海的南部，中国东北北部和中部。

图3.分别表示M1和M

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