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英文论文翻译

题 目 如何计算东亚夏季风强度

如何计算东亚夏季风强度

沈默骄

英文原文：

Bin Wang,and Zhiwei Wu,2008:How to Measure the Strength of the East Asian Summer Monsoon.Journal of Climate.Vol 21,4449-4463.

[1] 定义东亚夏季风强度（东亚夏季风）一直是极具争议。本文从两个主要观测模式方面，详细阐述了25个现有东亚夏季风指数的含义，及其降水和环流异常在1979-2006期间的年际变化。现有的指数可分为五大类：东西向热力差异，南北热力差异，纬向风，西南季风和中国南海季风切变涡度。最后四种类型指数反映了与厄尔尼诺的衰退相关的东亚夏季风降水和环流的年际变化的主要模式的各个方面，而第一类反映了对应于发展厄尔尼诺第二种模式。

[2] 作者建议，该EASM强度可通过引导年际变化的原始组成模式来表现，它为主要的现有指数提供了一个统一的指数。这个新的指数是非常坚固，包含了三维循环的总方差的很大一部分（50％），并具有超过所有现有指数的独特优势。作者还推荐了一个简单的指数，反向王范指数，这是和东亚夏季风的主导成分几乎相同的，大大方便了实时监控。

[3] 所提出的指数突出了mei-yu/ baiu/changma雨量衡量东亚夏季风强度的意义。梅雨，这是产生于东亚（EA）亚热带前的初级系统，更好地代表了东亚夏季风环流系统的变化。这种新的指数与传统的中国强夏季风相反，其与南风的异常向北延伸到中国北方的不充足的的梅雨有关。新的定义与世界上其他季风区所使用的含义是一致的，那里的主要雨带的季风系统内雨量充沛，被认为是一个强烈季风。

1. 引言

[4] 东亚夏季风（EASM）是亚洲气候系统的一个独特的组成部分。（Chen and Chang 1980; Tao and Chen 1987; Lau et al. 1988;Ding 1992; Wang and Li 2004）由于独特的地形迫使，世界最大的州，欧亚大陆，和最大的洋盆，太平洋形成巨大的热力差异并且被世界最高的高原，青藏高原所强烈的影响。东亚夏季风野有复杂的空间和实践结构，包括热带副热带和中纬度。

[5] 基于这种复杂性，很难用合适而简单的指数来量化EASM变率。对于印度季风指数（ISM），全印度降水指数（AIRI）已被普遍接受为其中的一项标准（e.g.Mooley and Parthasarathy1984; Parthasarathy et al ，1992），部分原因是由于降雨分布相对均匀性。然而，用区域平均降雨量化东亚夏季风变化要困难得多，因为季平均降水异常往往表现出大的经向变化。

[6] 对那些不熟悉东亚夏季风降水结构和环流系统的读者，我们在本段提供一些背景信息。其中的东亚夏季风的突出特点是在近东西细长雨带的集中降水。这个亚热带雨带六月和七月绵延数千公里，影响中国，日本，韩国和周边海域。在此期间的强降雨在中国称为meiyu，在日本称为baiu，在韩国称为changma。该雨带与东亚夏季风中的初级降水生成系统，准静止亚热带锋面那有关。东亚（EA）亚热带前成立时，东亚极锋多次将向南进入亚热带，在那里他们进行改变，使得它们的斜压显著减弱，大部分降雨是由深积云对流引起的（Chen and Chang1980;Ding2004;ninomiya2004）。对流性降水的一个显著特征是它产生于沿着狭窄的锋区有组织的中尺度涡旋（e.g.Chang et al 1998;Ding2004）。Mei-yu/baiu/changma雨带一直交替被称为EA季风槽，因为它是东亚产生大部分季风降雨的主要低层槽（Chen and Chang 1980年）。在季风年洪水和干旱对人类生活和经济的影响是巨大的，因为更细小的季节内时空结构，再加上主要是平行于雨带的河流的方向，使水旱灾害特别敏感的发生降水量的年际变化（CHANG 2004）。

[7] 在相关的研究，东亚夏季风的变化主要是由季节性降雨来定义，复杂的降雨结构鼓励一些作者使用主成分的方法(e.g., Tian and Yasunari 1992; Nitta and Hu 1996; Lee et al. 2005)。由于实际的降雨量和变化相差很大,因为地形影响观测站，往往是几站的变化可支配总的可变性，但其意义可能在EOF分析被低估。一些作者致力于台站雨量平均超过由气候活动区决定的一个或多个区域的研究。这些研究大多认为meiyu/ baiu/changma降雨量为东亚夏季风的代表特征(e.g., Tanaka 1997; Chang et al. 2000a,b; Huang 2004)。然而，在大多数这些研究中，简单EASM指数的概念未明确声明。

[8] 大多数研究员由于复杂的降水结构和对用大尺度风场定义大规模季风的偏爱，在研究简单东亚夏季风强度指数的时候选择用环流参数而不是降水。不幸的是，东亚夏季风环流强度代表仍然有高度的不确定性。据我们所知，至少有25个环流指数已经被提出来衡量东亚夏季风强度。这就产生了很多问题：为什么会提出这么大数量的指数？有又没可能构建一个适当的指数能更广泛的适用？这样一个指数的物理基础是什么？我们应该如何衡量东亚夏季风指数的强弱？为了解决这些问题，首先阐述这些现有指数的气候含义并检查其与EASM（见第2节）相关联的大规模降水和环流异常的关系。在这方面，客观和有效的方法可能是尝试建立东亚夏季风年际变化的主要模式的基本特性（见第3节）。并且这些主要模式可以用来衡量东亚夏季风指数的表现，并帮助显示各指数的意义（见第3节）。基于这些分析，推荐统一一个简单的东亚夏季风指数（见第四节）。统一东亚夏季风指数的困难，优点和重要性同样见第四节。最后一节讨论了新的指数的复杂性，强中国夏季风的定义和潜在的局限性。

2. 已有指数的分析

[9] 现有25环流指数可被分为五类。第一类可以被贴上“东 - 西热力差异”标签，它是东亚陆地经度和海洋经度在西北太平洋（WNP）之间的海平面气压（SLP）差构成。最初的想法是郭提出的（1983），她的指数随后被修改(e.g., Shi and Zhu 1996; Peng et al. 2000; Zhao and Zhou 2005).这背后的早期定义的概念是，在东亚东西向海陆热力差异可以决定偏南季风强度。

[10]第二类通过纬向风的垂直切变体现了“南北热力差异”，例如韦伯斯特和杨（1992）的研究。大多数这一类的指数代表了由东亚大陆和中国南海的南北热力差异导致的850和200百帕之间的纬向热风(SCS; e.g., Wang et al. 1998; Zhu et al. 2000; He et al.2001). 这些指数背后的理念强调了南北海陆热力差异的重要性。

[11]表1.25，EASM环流指数的说明：在这里，u-径向风，v-纬向风，phi;-位势高度，D-散度，PV-位势涡度。给出东亚夏季风的MV-EOF最开始的两个PCs的关联系数。合并的方法在文中给出。斜相关系数在学生的测试中的置信检验超过99%。

[12]第三类，切变涡度（通常由纬向风的南北梯度来表示）。王和范（1999）首次提出这样的切变涡度指数来量化WNP夏季风的变化。该指数是由U850（5°-15°N，90°-130°E）减去U850（22.5°-32.5°N，110°-140°E）定义的，其中，U850表示纬向风850百帕。张等人（2003）采用了类似的涡度指数，但在定义它时做了略微修改，那就是U850（10°-20°N，100°-150°E）减去U850（25°-35°N，100° - 150°E）。刘和杨（2000）应用了200百帕纬向风切变涡度指数来计算影响东亚夏季风的对流层西风急流的变化，。Huang 和Yan（1999）提出的大气遥相关指数，它反映的是在EA-WNP区域的三个网格的500百帕涡度。

[13]在第四类可称为“西南季风”指数，使用850百帕西南风直接计算低层次东亚季风的强度。那个区域风主要是平均分布在不同纬度的亚热带东亚季风区(Li and Zeng 2002; Wang 2002; Qiao et al. 2002; Ju et al. 2005).一些指标用于偏南风成分（Wu and nie 1997）或偏南分量的经向变化（YF Wang et al，2001）。

[14]第五类可以被归类为“中国南海季风”指数，因为这一类，南海季风被认为是东亚季风在热带地区的关键部分，它的变化往往指示EASM的变化。张和陈（1995年）是低级别的西南风指数的早期使用者，但他们用它只是为了表明季风爆发，而不是季风的强度，因为他们定义的东亚夏季风主要是用于前期梅雨和梅雨降雨系统。南海季风指数已经可以表示几个变量，如垂直差异的分布（Li and Zhang 1999），850百帕西南风和传出的长波辐射的组成（OLR; Liang et al. 1999; Wu and Liang 2001; Zhang et al.2002）只有850和1000百帕西南风(Dai et al. 2000; Lu and Chan 1999), 和湿位涡 (Yao and Qian 2001).

3. 如何更好地运用环流指数代表变化的主要模式？

图1a，由前四个MV-EOF模式和采样误差相关联的

标准差解释分式方差（%），b第一和第二MV-EOF的PC

A. 东亚夏季风变化的主要模式

[15]评估许多环流指数的适合的一种方式是，看看他们每个人的反映EASM变异性的主导模式。第一步是确定EASM变异性的主导模式。为了得到Tao和Chen（1987）讨论的东亚夏季风循环系统，我们选择分析域（0° - 50°N，100°-140°E），其包括热带西北太平洋和亚热带东亚大陆，因为它们是紧密耦合。此外，由于东亚夏季风在这两个雨量分布和相关的大尺度环流系统的独特之处，我们决定从6月至8月（JJA）在一组六个气象领域，包括降水， 5大气环流场（纬向和经向风在850和200百帕，和SLP）上采用多元EOF分析（MV-EOF）。MV-EOF分析法在wang（1992）的文章里有详细描述;它具有捕获的各种流场和降水场之间的空间相位关系的优点。在本文中，面积加权相关系数矩阵构造了的六个气象领域组合开展了MV-EOF。这样，本征向量（空间图案）是无量纲的。

[16]使用的数据包括：1）从全球降水气候项目（GPCP）在1979-2006期间的月降水数据，（Adler et al，2003）。2）风和SLP数据，分辨率为2.5°times;2.5°，从能源再分析环境预测部国家采取中心（NCEP-2; Kanamitsu et al.2002人）;和3）厄尔尼诺-3.4（5°N-5°，170°-120°W）由提高延伸重建的海平面温度计算SST，第2版（ERSST V2; Smith and Reynolds 2004）。在这项研究中，夏季（JJA）平均值的异常是由长期（1979-2006）JJA的气候偏差定义的。因此，该异常同时包含年际和年代际变化。

[17]主导模式占总共6个领域变异的21.1％（图1a）。前四个MV-EOF特征向量和采样误差的相关联的单元的标准偏差的分数（百分比）方差示于图1A。据North等人（1982）制定的规则，主导模式是从特征向量的其余部分在采样误差方面从统计学上分辨。第二模式中，占所述总方差的11.1％，是不会从较高的模式分离。然而，前两种模式的气象

图二.东亚夏季降水的MV-EOF，a，1和，b，2（上图阴影颜色区），850hpa风场（上图向量），海平面气压场（下图阴影颜色区），200hpa风场（下图向量）。反气旋和气旋分别用”A”和”C”表示，所有数据都是没有维度的，因为他们都是从相关系数矩阵导出的。

含义在这里检查。时间序列的主成分的第一和第二模式的（PCs）表现出相当大的年际变化（图1b）。

[18]首个MV-EOF模式（图2a）的空间格局展现了南北偶极模式在被SCS和菲律宾海（PS）的干燥异常，并且增加了长江流域到日本南部的降水，包括当时的mei-yu/baiu/changma锋区。在850hpa上，一个显著的特点是盛行西南风在中国南部的西北翼到长江中下游的增强引起副高异常增强，并且加强5°N和20°N之间的东风距平（图2a，上图）。图2a，下部图显示，从东菲律宾海到中国南海的北部，这是与一个大型的850hpa反气旋异常和抑制降水异常相关的SLP上升延长。在200hpa上，菲律宾上空气旋异常，中国南方上空有一个大尺度反气旋异常，并且向东扩展（图2a，下图）。

第一个MV-EOF模式的空间格局（图2a）显示出与干距平南海北部和菲律宾海（PS）南北偶极模式，长江流域至日本南部，它涵盖

[19] 了当时的梅宇/ baiu/昌马锋面降水增加。在850百帕，一个突出的特点是异常副热带高压增强的西南风盛行来自中国南方的西北翼

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