北太平洋和北大西洋上的表面通量变化外文翻译资料

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北太平洋和北大西洋上的表面通量变化

摘要

从17年的大气GCM模拟得到每日场用于研究表面感热和潜热通量变化及其与海平面气压（SLP）场的关系。通量分析在北太平洋和大西洋冬季。年际SLP变化的主要模式包括：与太平洋上的阿留申低压相关联的单个中心，和与大西洋上冰岛低压和亚速尔高压相关联的一个偶极子模式。这些模式得出的表面通量异常是由低层大气环流引起的与以前的观测研究结果一致。

所有时间尺度的表面通量变化，包括季节内，年际，3-10天，10-30日，最大变化沿着两大洋的北部和西部边缘以及日本和太平洋35°N附近的日期线。季节内变化大约比年际变化大3——5倍，所有表面通量变化中一半以上的变化发生的时间尺度少于1个月。在3——10天内的表面通量变化显然与中纬度地区天气风暴有关。复合材料表明向上（向下）的异常流量超过|30W/m²|发生风暴在西（东），其中向东漂洋过海移动在10°——15°每天。海平面气压和表面通量异常也强，在10-30天的波段一致，但位于更远的北方，在更大的规模和尺度;大约3-4倍慢于天气扰动东移。

在显热和潜热通量成正比的风速乘以海气温和湿度的分别的差异。这种异常的风速对地表通量异常的影响在亚热带和西太平洋，而空气温度和湿度异常对东北太平洋和40°N北部大西洋表面通量有很大的影响。风速与空气温度或湿度异常的协方差，一般而言较小，但是在天气时间尺度上是不可忽略的。

引言

水——汽界面上的能量通量，动量通量，水汽通量在全球气候中扮演着一个很重要的角色。比如说，海洋上的平均环流主要是由风驱动的，来自海洋表面的蒸发以及由此产生的潜热通量的释放，驱动了大部分大气环流。在中纬度，在海气界面上的最大能量交换发生在冬季，通过感热通量和潜热通量。这些通量取决于近表面风速，温度，湿度场，都与大气环流，和海表面温度（海温）密切相关。大多数研究表明，大气控制着subdecadal时间尺度上的表面通量的变化。在这项研究中，我们将探讨在冬季北半球海洋上，感热通量和潜热通量与大气环流之间的关系。

中纬度海气相互作用的许多研究(e.g.,Kraus and Morrison 1966; Elsberry and Camp 1978;Gulev 1997)利用分布在北大西洋和北太平洋上海洋气象站收集的数据（海洋气象船只服务中心），其中一些数据来源于海洋上的长期观测。Zhao和McBean(1986)与Cayan(1992)是最早研究海洋上的表面通量异常和过程的人之一。他们用月平均的数据来研究通量的空间变异性，以及它们与大气环流和海表温度异常的关系。他们用月平均的数据来研究通量的空间变异性，以及它们与大气环流和海表温度异常的关系。采用主成分分析和典型相关分析，Cayan（1992）发现在表面通量的年际变化与的北大西洋和北太平洋上的大气环流的主导模式关系密切。这些热通量异常迫使海温异常形成，从而导致在海温异常场的趋势密切配合的热通量异常模式。cayan的结果由iwasaka和wallace（1995）证实，他们应用奇异值分解（SVD）去分析500 hpa高度场，表面通量，和海温趋势。

在对比研究论文中的流域尺度，低频，表面通量的变化，出现了中纬度气旋和海洋表面通量之间的关系研究。Petterssen等人（1962）人工复合材料中纬度气旋在不同发展阶段的北大西洋上发现大的向上的热通量在风暴西冷区中心。最近的研究表明，在强风暴中心的感热和潜热通量可以超过2000 W/m²（Neiman和Shapiro1993）。Sanders和Gyakum（1980）、Sanders（1986）、monobianco（1989），加上多有研究的bombs”——海洋上迅速发展的中纬度气旋。这些风暴优先发展在SST梯度大的区域，如一个湾流相关，其中地表通量破坏气氛和增加低级别的斜压性。在模型中爆发模拟的进行没有地表通量，有些已经表明，通量对风暴发展的影响不大(Chang et al. 1989; Kuo and Low-Nam 1990).。其他研究发现的热通量在风暴的冷部位降低了低层次的斜压，降低风暴的强度(Nuss and Anthes 1987;Reed and Simmons 1991)。然而，它指出表面通量在大气产生快速气旋的预处理中发挥重要作用。通过Uccellini等（1987），努斯（1989），和Kuo等（1991）的模拟研究指出，表面通量加强了在气旋前阶段快速发展的风暴的潜能通过增加可用的水分，提高低频斜压性与海岸锋的联系，降低静态稳定性。

在天气时间尺度，表面通量不仅供应为气旋的发展的能量，而且还可以强制海表温度迅速改变。使用从OWSs得到的数据和一维混合层模型模拟Camp和 Elsberry (1978), Davis 等人(1981)，并且Large等人（1994）表明，风暴经过时将海表温度几天之内冷却超过18°C是通过增加表面热通量和海洋内湍流混合。后者增强了更深的冷海水流到表层水。Frankignoul和Hasselmann (1977), Frankignoul 和 Reynolds(1983), Alexander 和 Penland (1996), Hall and Manabe (1996), 以及 Halliwell 和Mayer (1996)已经展示出区域外围和强气流，大量的海温变异可以被解释通过大气海洋的负反馈使风暴减弱导致的表面的强迫整合效应。这种天气事件之间的快速反相关导致近统一或白的表面上强迫谱期间在该海温距平发展。热减弱发生正如异常温暖（冷）水失去更多（少）热量到大气中，这会导致SST异常衰变在一个反复的时间约3-6个月。这个中纬度海气相互作用的框架可以用来解释为什么主要的大规模SST异常的模式与相关区域每月内的大气的变化。(Zorita et al. 1992; Gulev 1997)以及为什么海温距平到达高峰过后2-3周大气强迫才发生(Deser and Timlin1997).。

大气变异性的结构取决于时间刻度，甚至在不到1个月的时期。天气变化与中纬度风暴的联系发生在约2-10天的时间尺度(Blackmon etal. 1977; Wallace et al. 1988)。 Rossby波，缓慢移动截止低点和半固定模式(Blackmon et al. 1984; Kushnir and Wallace1989; Dole and Black 1990; Lanzante 1990)都对低频率下的大气变化有所贡献，尤其是在10-30天的时间尺度上。它是这样自然揭示表面通量是如何产生在这两个不同的时间尺度里。

感（潜）热通量的异常取决于平均海气温度（湿度）的产生，不同时间风速异常，反之亦然。因此，气候平均状态，可以强烈地影响表面通量异常。一些研究已经发现海表温度异常是由空气中的温度和湿度的波动驱动的，而不是风速(Luksch and von Storch 1992; Battisti et al. 1995; Lauand Nath 1996), 而另一些人指出，海表温度异常是与风速波动紧密相关。(Orsquo;Brien and Chassignet 1995; Halliwell and Mayer1996; Halliwell 1997)。Cayan (1992) 发现感热通量主要是由空气温度异常来控制而潜热通量受风和湿度异常影响。尽管这些变量通量异常的变化的相对贡献在北太平洋和大西洋上。此外，Halliwell (1997)指出在海洋上的风速和空气温度异常的相对影响的时间尺度可能取决于从空气温度达到热平衡和下层海表温度超过更长的时间。

大气环流模式和海洋环流模式，这两个系统耦合在一起已被用于研究大气压对海温异常的响应，它的发展关于海温异常对大气强迫的响应，以及这两个系统异常协同进化。然而，表面通量的详细分析在GCMs里还没有被执行。GCMs的好处是变量可以在在很短的时间尺度上整个区域上的每个格点上被观测，并且模拟区域在动力和热力上平衡。该模型的保真度可以通过比较观测到的表面通量变化和低层大气环流的代表性来检测。

这里我们研究了一个用地球物理流体动力学实验室（GFDL）GCM计算的17年的模型，在第二章描述的，去研究表面通量时间和空间的变化在北太平洋和大西洋上以达到连接先前年际变化的研究与关注通量与风暴的关系的目的。海表温度和海冰的边界条件在模型模拟中重复相同的每年季节周期。因此，我们可以分理出独立于海洋波动之外的表面通量变化。在第三章，我们研究近地表大气循环和和表面同量的关系，时间尺度依赖于表面通量，并且与风速、气温、湿度对表面通量的变化的贡献相联系。结果，包括在大西洋和太平洋上表面通量特征的差异，在第四章中讨论和总结。

2. GFDL GCM和模型区域的处理

这项研究使用的大气GCM模式是一个全球谱模式在波数30使用菱形截断，对应的水平分辨率大约是纬向2.258 °X 经向3 3.758 °该模型包括平滑的地形，重力波阻，和预报云。层云形式和降水当相对湿度超过100％开始， 而次网格尺度降水是由湿参数对流调整。土壤水分预测利用铲斗方法，其中，地面可吸收最多1.5米降水在径流开始之前。许多模拟的模式气候的特征被提出出版和在互联网上(Alexander and Scott 1995,1996a),一个早期较为完整的说明关于GCM由Gordon and Stern(1982) 和 Manabe 以及Hahn (1981)提出。

模型表面的感热的和潜热通量使用标准体积的空气动力学公式计算:

cp和r是空气的比热和密度;L是汽化潜热,cH和ce是热量和水汽通量系数,这都是分配一个常数的值1 3 1023;;U是风速度;Tair和qair空气温度和具体湿度在模式最低层;qsat是饱和湿度,这仅是一个关于海表温度的函数。平均的和感热的和潜热通量(Qsh Qlh) 在GFDL和 GCM里是从国家环境中心（NCEP）获得的再分析资料热通量上升超过300 w/m2仅在冬季亚洲东部(Alexander and Scott 1996b)。Qsh和 Qlh异常之间的关系以及风速、空气温度和湿度异常之间的关系在3 c节,所以重要的是要注意Qsh和Qlh的值直接从模式中存储与这些模型计算的值使用存储的U、Tair和 qair在(1)和(2)中不精确匹配,。这种差异似乎出现有两个原因。首先,流程改变大气变量,比如辐射和对流,在子程序中执行之前通量已经调用序列被计算。第二,尽管表面通量和大气变量被存储每24 h,Qsh和Qlh被存储为每日平均,而U,Tair,qair被存储为瞬时值从一个模型时间步长中。我们推断过程如对流,混合热量向上和动量向下在冬天的表层,减少Tair qair和增强U,从而增加主要向上的热流在离线计算,而时间平均抑制存储通量的方差值。结果是,Qsh和Qlh离线计算,使用的主要变量偏差(标准差)大约20%(30% - -50%)大于在冬季存储的通量值,虽然变化的模式是相似的。

我们用表面感热和显热和低层大气在12月，1月和2月的每日值进行分析。从每日值减去月平均计算得到的每日差异在3a（3b和3c）章节中。在一些研究中每日的异常是通过使用Lanczos法分解主要的(3–10-day)低频变化(10–30-day). 过滤的进行使用121重量,需要60天的数据，另一边的时间点过滤的值在12月前,2月后值。我们也检查年际(winter-to-winter)变化，长期的DJF平均中特定DJF季节平均值的偏离,和动力学(在冬天)变化,在一个季节里每日值的偏离。动力学和年际方差的总和等于每日异常的总方差在16个DJF时期。模型的感热和潜热通量以及它们和低频大气的关系被验证通过经验正交函数（EOF）、标准偏差,leadlag相关性、合成分析和回归分析。

3.结果

a. 年际和动力学变化

图.1 EOF 1 年际（a）的SLP异常和（b）Qlh Qsh

在北太平洋，基于偏离 DJF的16年DJF均值，和（c）相关性PC 1

和SLP， EOF 1说明哪些58 %（43%）关于 SLP（Qlh Qsh）的变化。轮廓间隔是0.02 in（a）和（b）和（c）0.2。负轮廓是虚线。

图.2 EOF 1（SLP年际（a）异常和（b）Qlh Qsh在北大西洋,（c）PC1和SLP之间的关联.

第一步,我们检查海平面气压 (SLP) 和年际时间尺度表面通量的变化之间的关系在GFDL 和GCM中;结果将与以前的观测数据相比。海平面气压的EOF第一特征向量在北太平洋上（图1），超过了58%

冬天的方差有一个主要中心扩展整个流域在45° n。这种模式是相关联的与阿留申低压的强度和位置的变化。当气压比正常低（EOF第一特征向量高),相关的气旋环流(假设近地转流)导致更强的风在西太平洋和寒冷的空气流出,当温暖潮湿的空气在东北区域向北流出。这种循环模式建议增强从海洋向大气中的热损失在中部和西部太平洋, 当海洋热损失在北美海岸和阿拉斯加湾。感热加潜热的EOF第一特征向量 (图1 b)解释了方差的43%,此模式异常的一个迹象是从30°年到45°N之间从日本到140°w,异常的迹象在北部和东部。SLP和潜热加显热之间的关系的EOF特征严格通过计算之间的相关性得到SLP的第一主成分(PC 1),时间序列对应于EOF 1,用感热家显热的异常在每个模型网格点在北太平洋(图1 c)。感热加显热的EOF第一特征值 (图1 b)与相关性的大小超过0.6在太平洋中部和东部的大部分地区。SLP和潜热加显热的和的EOF第一特征向量，SLP和感热加潜热和的异常的相关性在北大西洋图2所示。与太平洋相反,SLP异常模式是一个偶极子。一个中心在冰岛和第二个中心在北中部大西洋。隐含的纬向环流与偶

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