太阳活动周期对ENSO影响东亚冬季气候的调制外文翻译资料

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太阳活动周期对ENSO影响东亚冬季气候的调制

周群^[1] 陈文 周文2

Received 1 November 2012; revised 22 March 2013; accepted 25 April 2013; published 3 June 2013.

[1] 本研究探讨东亚冬季气候对厄尔尼诺-南方涛动 (ENSO) 的响应随11年太阳活动周期变化而变化的情况。结果表明，冬季弱太阳活动(LS)期间ENSO与东亚气候关系显著，并且东亚对流层下部明显变暖，这与寒冷的欧亚大陆和暖太平洋之间气压梯度减小有密切关系。此外，在LS年和厄尔尼诺冬季，东南亚地区有典型的降雨响应，华南地区降水偏多，菲律宾、婆罗洲、西里伯斯和苏拉威西地区降水偏少，这可以用西北太平洋反气旋来解释。然而，在强太阳活动的冬季，地表温度和降水异常与ENSO的联系要小得多。这种太阳活动调节与ENSO相关的东亚气候异常的物理机制可能是热带和温带地区伴随ENSO的对流层环流的变化。特别是在LS的情况下，由于ENSO海温异常引起的大尺度沃克环流的位置和强度的变化，使得西北太平洋异常反气旋加强，东北亚北部出现明显的气旋环流。针对长期历史资料的进一步研究表明，ENSO与东亚冬季气候异常的关系依赖于11年太阳活动周期的不同阶段，在LS年冬季东亚气候异常对ENSO的响应更强。

Citation: Zhou, Q., W. Chen, and W. Zhou (2013), Solar cycle modulation of the ENSO impact on the winter climate of East Asia, J. Geophys. Res. Atmos., 118, 5111–5119, doi:10.1002/jgrd.50453.

引言

[2]东亚位于一个强季风区，具有明显的周期性和大幅度的气候变化[Huang et al., 2003]。冬季东亚气候以东亚冬季风为主。东亚冬季风是全球气候系统的重要组成部分，在冬季对许多东亚国家产生巨大的社会和经济影响。强烈的东亚冬季风会给中国、日本和韩国带来频繁和严重的寒潮和/或暴风雪 [e.g., Ding, 1994; Chang et al., 2006]。东亚冬季风最显著的地表特征是沿西伯利亚高压东侧的强西北风。在500hPa，沿日本经度有一条宽而深的东亚海槽。以前的研究表明，当最早抵达时间加深时，东亚冬季风变得异常强烈。[Qiu and Wang, 1984; Wang et al., 2009]。 对于许多东南亚地区来说，冬季是一个潮湿的季风季节，但在印度支那和菲律宾却是干燥的[Cheang, 1987; Chang et al., 2005]。除了局部影响外，由于对流活动和非绝热冷却，东南亚降雨的影响也可以扩展到偏远地区[Neale and Slingo, 2003]。因此，了解东亚冬季气候变化的机制具有重要意义。

[3] 许多先前的研究已经研究了冬季气候波动，并试图预测东亚冬季环流的变化 [e.g., Chang and Lau, 1982; Zhang et al., 1997; Chan and Li, 2004; Huang et al., 2004; Kang et al., 2006; Chen and Li, 2007; Wang and Chen, 2010]。 在影响东亚冬季风和东南亚降雨的因素中，厄尔尼诺-南方涛动起着重要作用。 作为热带太平洋的海-气耦合现象，ENSO对年际全球气候变化具有重要影响。正如先前的研究表明，厄尔尼诺事件期间东亚冬季风较弱，气候比正常情况更温暖和潮湿 [e.g., Chen et al., 2000; Wang et al., 2000; Chen, 2002; Zhou et al., 2007b]，而东南亚的降雨量往往更少 [McBride et al., 2003; Zhou et al., 2009]。相比之下，在拉尼娜冬季，上述情况通常会逆转。这种差异可以被视为由亚马逊西北太平洋上的沃克环流异常和相关的异常反气旋引导，这是一个将ENSO影响到东亚的关键系统[Zhang et al., 1996; Wang et al., 2000; Wu et al., 2003; Chang et al., 2004; Feng et al., 2010]。然而，ENSO与东亚冬季气候变化之间的关系并不是一成不变的，可能会受到其他因素的影响[Zhou et al., 2007a; Wang et al., 2008; Wei et al., 2011; Chen et al., 2013]。

图1. 1899年至2011年11月至3月（NDJFM）平均太阳黑子数的标准化时间序列

[4] 另一方面，许多研究已经记录了太阳周期对全球气候变化的作用[e.g., Rind, 2002; Kuroda, 2007; Rind et al., 2008; Chen and Zhou, 2012]，并且Meehl等人首次证明了对太阳强迫耦合的海-气动力响应的可能机制[2003]。随后，许多其他经验和模型研究也表明气候系统对太阳年峰值的响应类似于拉尼娜事件[e.g., van Loon et al., 2004, 2007; Meehl et al., 2008, 2009]。最近的工作表明，ENSO对全球气候的影响可以通过太阳周期来调节。 例如，在强太阳活动（HS）阶段，极地平流层的ENSO信号是微不足道的，而在弱太阳活动（LS）阶段，ENSO在低极地平流层中的影响很强[Kryjov and Park, 2007; Calvo and Marsh, 2011]。 在较低的水平，印度洋在ENSO发展年份出现高海表温度（SST）异常，仅在LS发生时[Kodera，2005]，随后由于沃克环流异常的变化，西北太平洋中出现了更强的异常反气旋。 因此，在ENSO发展的秋季，中国南部的降雨异常增强 [Zhou and Chen, 2012]。然而，目前尚不清楚ENSO-东亚冬季风关系是否也随着11年的太阳活动周期而变化。 因此，本研究的目的是研究太阳活动在确定东亚气候特征中的作用，该气候特征与北方冬季的ENSO有关。

[5] 本研究中使用的数据集和方法在第2节中描述。寒冬期间ENSO-东亚冬季气候的总体关系见第3节。在第4节中，11年太阳周期的关系调整是 检查，负责这种调制的可能机制将在第5节中讨论。最后，结果摘要见第6节。

资料和方法

[6] 1952年至2011年期间的大气研究（NCEP / NCAR）再分析[Kalnay et al., 1996]。我们还使用了160个中国陆地站的月度温度和降雨量数据（来自中国气象局）。 此外，本研究中使用的降雨数据包括每月全球陆地降水数据集称为陆地降水重建（PREC-L），由国家海洋和大气管理局（NOAA）的气候预测中心制作并构建在在 1°times;1°网格上。 此处采用的SST数据来自英国哈德莱中心编制的HadISST数据集。 这是从1870年到现在的1°经度 - 纬度网格中每月全球完整的SST和海冰浓度的独特组合[Rayner et al., 2003]。 气候研究单位陆地空气温度数据集第3版（CRUTEM3）和卡普兰海平面气压（SLP）数据可在NOAA地球系统研究实验室提供的网站上获得，两者均处于5°times;5单位网格上，用于本研究的扩展分析 [Kaplan et al., 2000; Brohan et al., 2006]。

图2.（a）850 hPa气温，（b）海平面气压（SLP），（c）基于陆地降水重建（PRE-L）数据集的降雨量的回归模式，以及（d）850 hPa风（单位：m / s）相对于1952年至2011年的冬季平均值（DJF）Nintilde;o 3 指数。图2a中的轮廓间隔为0.3℃，图2b中为0.5 hPa，图2c中为0.3 mm / day。 省略零轮廓线，虚线表示负值。图2a，2b和2d中的重和浅阴影分别表示99％和95％置信水平的区域。 在图2c中，重和浅阴影分别表示在95％置信水平下具有正值和负值的区域。

图3.（a）HS和（b）LS阶段的冬季平均值（DJF）Nintilde;o3指数与850 hPa空气温度之间的相关性。 轮廓间隔为0.3，省略零轮廓线。 虚线表示负值。 重和浅阴影分别表示99％和95％置信水平的区域。

[7] 冬季均值是通过12月，1月和2月（DJF）的月平均值计算得出的。 因为北方冬季通常是ENSO的成熟期[Rasmusson and Carpenter, 1982]，所以以Nintilde;o3区域(5°N-5°S, 150°W-90°W)的冬季平均SST异常作为指标。目前，如Gray等人所述，测量太阳变化有不同的选择[2010]。在这里，我们使用1899 - 2011年期间的月度太阳黑子数（从国家地球物理数据中心获得，NOAA）来表示11年的太阳活动周期。如图1所示，11月至3月的标准化时间序列（NDJFM）意味着太阳黑子数量。实际上，如Krivova等人所述[2007]，我们还将该系列与基于太阳磁场变化重建的太阳总辐照度进行了比较。它们相关性很好，本研究得到的结果几乎与这两个时间序列中的任何一个相同。每个太阳周期中最高（最低）4年被归类为HS（LS）阶段，如陈和李[2007]。此外，在二十世纪下半叶，观测到的厄尔尼诺事件与三个显着影响波导的垂直传播行星波的重要火山活动相吻合[Graf et al.，2007]; 因此，每个火山爆发年后的2年都被排除在外。根据这一标准，选择39（19）个冬季作为从1900年至2005年（1952-2011）的较长（较短）时期的HS阶段，以及作为LS阶段的38（22）个冬季。我们首先通过计算850 hPa与HS减去LS冬季的气温差异来检查太阳活动对东亚冬季风的直接影响。结果显示东亚地区的信号非常微弱且无法显示（图中未显示）。SLP领域也是如此。因此，我们将关注通过ENSO对太阳能施加的间接影响。 在本文中，对每种太阳能类别都进行了相关和回归分析。学者的双侧t检验用于检查统计学意义。

图4.如图3所示，但显示了中国160个站点观测到的地面气温。 轮廓间隔为0.2。

图5.如图3所示，但显示图5a和5b中的SLP，以及图5c和5d中的500hPa位势高度。 轮廓间隔为0.4。

ENSO与东亚冬季气候的关系

[8] 与厄尔尼诺相关的850 hPa空气温度异常最突出的特征是整个东亚50°N以南的明显变暖，蒙古最高gt; 0.6℃（图2a）。与厄尔尼诺相关的850 hPa空气温度异常最突出的特征是整个东亚50°N以南的明显变暖，蒙古最高gt; 0.6℃（图2a）。 图中还注意到东北亚北部地区的降温，其中阴影超过了95％和99％的置信水平。 这种冷却与加深的阿留申低压密切相关，如图2b所示。 图2b进一步展示了弱化的西伯利亚高压和增强的西北太平洋反气旋。因此，在热带东太平洋的温暖阶段，冷欧亚大陆和暖海洋之间的压力梯度显着下降。众所周知，从气候学的角度来看，东亚冬季的低层风沿着西伯利亚高压的东侧具有强烈的西北风。因此，较弱的气压梯度有利于沿欧亚大陆东海岸的南风异常，如图2d所示，这被认为是导致对流层下部变暖的原因。图2c显示了基于PREC-L数据集的Nintilde;o3指数与北方冬季土地降水之间的关系。菲律宾，婆罗洲，西里伯斯和苏拉威西岛都有负值区，华南地区有一个活跃的中心，这与之前的结果一致[Zhang et al., 1996; Feng et al., 2010]。 东南亚降雨对厄尔尼诺现象的反应通常与异常的西北太平洋反气旋有关 [Wang et al., 2000; Chang et al., 2004; Feng et al., 2010]。因此，图2d显示了在Nintilde;o3指数上850 hPa风场的回归的空间分布。西北太平洋反气旋位于菲律宾南部附近，由于其域内的下降运动导致低于正常的降雨异常（图2d）。 然而，沿西北方向的这种反气旋是西南风，它可以为从中国南部延伸到日本南部的地区带来大量的水汽，导致华南地区产生更多的降水。同样值得注意的是，强烈的阿留申低压位于北太平洋高纬度地区，其西北部的异常偏北风可导致东北亚北部对流层低层明显降温（图2a）。

图6.与图3相同，但显示了基于陆地降水重建（PRE-L）数据集的降雨量。 浅色和深色阴影分别表示在95％置信水平下具有负值和正值的区域。

图7.如图6所示，但显示了160个中国站的降雨量。

通过11年太阳活动周期调节ENSO-EAWM关系

[9] 图3显示了两种太阳活动条件下冬季平均值（DJF）850 hPa空气温度和Nintilde;o3指数的相关模式。东亚地区与厄尔尼诺有关的变暖在HS阶段变弱（图3a），而在LS年期间，低空气温异常很大且明显（图3b）。在LS阶段的暖ENSO事件期间，一个大的正值区域从印度洋延伸到印度支那东北部到中纬度和低纬度地区的日本南部，西部到达接近40°N和60°E。此外，负相关区域覆盖了高纬度地区的东北亚北部地区（图3b）。这些低层对流层温度异常在再分析数据中得到了160个中国台站表面温度的计算结果的支持。 除了HS年间长江中上游地区外，与ENSO相关的地表温度异常信号几乎不存在（图4a）。相比之下，如图4b中的阴影所示，在LS年中，地表温度变暖更加强烈且对中国有更加显著的影响。 因此，ENSO-EAWM关系似乎随太阳周期而变化。

[10] 图5进一步研究了太阳活动对ENSO，SLP和EAT之间关系的影响。结果表明，ENSO对LS类别中的SLP具有可区分的影响，整个热带和亚热带地区为正，但堪察加地区为负（图5b）。然而，在HS类别中，由ENSO诱导的明显SLP信号显着减少，正相

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