东亚夏季季风气候季节内振荡的耦合模式外文翻译资料

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东亚夏季季风气候季节内振荡的耦合模式

ZEHAO SONG, CONGWEN ZHU, JINGZHI SU, AND BOQI LIU

State Key Laboratory of Severe Weather, and Institute of Climate System, Chinese Academy of Meteorological

Sciences, Beijing, China

(稿件于2015年11月7日收到，最终形式为2016年6月1日)

摘要：本研究采用调和多元经验正交函数(MV-EOF)分析确定东亚夏季风(EASM)绝热加热、降水和环流过程中存在气候季节内振荡(CISO)。在北太平洋西部的北部发现了最强的CISO信号，这可能是由于季节性海陆热对比引起的非绝热加热的水平梯度所致。此外，各绝热加热元件之间的相关系保持了东亚夏季风季节内振荡。前两个耦合模式东亚夏季风气候季节内振荡在5月至8月这40-80天内这段时间的环流是强大的,并且显示逐步锁定建立EASM的阶段,这揭示了在贝加尔湖850hPa的蒙古气旋(MC),500hPa西北太平洋副热带高压(WNPSH)和在青藏高原(TP)200hPa南亚高压SAH)的相互作用。第一种模式表明，联合增强型MC、WNPSH、SAH对应东亚强梅雨、梅雨锋的三极降水异常。而第二种模式则显示了MC和WNPSH的东西向传播，SAH受到抑制，东亚上空存在偶极降雨异常。观测和数值模拟均验证了日绝热加热和海温对维持WNP上CISO模式的重要性，其中与大气强迫有关的冷凝加热决定了局部季节内海气相互作用。

1 介绍

东亚夏季风(EASM)包括热带南海(SCS)和西北太平洋(WNP)，以及东太平洋地区208N以北的亚热带夏季风。(Lau and Li 1984; Zhu et al. 1986; Tao and Chen 1987; Wang and LinHo 2002; He et al. 2007; Zhu et al. 2011; Wang et al. 2012; Chi et al. 2015)。EASM的雨带具有较强的低层西南风，从西北太平洋副热带高压跨越到俄罗斯东部高纬度地区，成为全球季风系统最北部的组成部分(Wang et al. 2012)。多项研究表明，对流层中低层的西北太平洋副热带高压(WNPSH)(图1a,b)和南亚高层高压(SAH)、青藏高原南部上空(图1c)是EASM调节降水的主要环流。在北方夏季，增强的西太平洋暖池带通过加强西南风输送更多的暖水，从而导致中国长江中下游夏季降水偏多(并与增强的南亚高压所引致的较强上升作用(Tao and Zhu 1964;Ren et al. 2007;Lu et al. 2014)。由于热带与中高纬度之间冷暖气团的相互作用，较强的梅雨锋亦与暴雨频率及强度增强密切相关(Tao 1980; Lau and Li 1984; Chen et al. 2001; Zhu et al. 2003; Lu et al. 2014)，与中国北方的蒙古气旋(MC)和冷涡有关(Li and Wang 2003; Miao et al. 2006a,b; He et al. 2007)。

在气候学方面，EASM环流和降水在4月初开始，8月达到高峰，并在东亚-亚太地区盛行，直到10月才最终消亡(Zhu et al. 2005; Zhao et al. 2007; He et al. 2007;Zhu et al. 2011;Chi et al. 2015)。EASM雨带随着EASM的季节性迁移呈阶梯式向北跳跃(图1d)，分别在4月初、6月中旬和7月末华南、长江和华北出现暴雨高峰(He et al. 2008);1998年;Zhu et al. 2011)。各增强型降雨波动的时间分别表明亚热带EASM、SCS和热带西太平洋季风的发生，以及标志着华南梅雨锋和华北夏季雨季开始的雨带快速北移(e.g，Lau et al. 1988;Zhu et al. 2011)。

EASM相对于其年周期的季节性进程表现为次季节变化，表现为5 - 8月期间EASM雨带的季节性波动(图1d)。EASM的这种次季节变化强烈地调节了夏季季风降雨的增减(e.g., Lau and Li 1984; Chen and Jin 1984; Lau et al. 1988; Wang and Rui 1990; Wang and Xu 1997; He et al. 2015; Chi et al. 2015)。Wang和Xu(1997)利用气候学射出长波辐射(OLR)和ECMWF风揭示了次季节性亚洲夏季风的变化与气候季节内振荡(CISO)的活动直接相关。他们重点研究了158N、1408E下的OLR时间序列，证实了WNP域中CISO信号相对于年周期的统计意义。结果表明，夏季季风CISO是由瞬变ISO与年环流之间的作用形成的，在增强对流与低层辐合(高层辐散)气旋(反气旋)环流之间呈现出一种动态相关结构。CISO的极端阶段表现了季风奇异的特征。(Wang and Xu 1997)，从而暗示了CISO预测EASM次季节变化的潜在能力。

虽然从上世纪90年代以来就观察到了EASM的CISO，但它的存在和详细结构仍不确定。因为一般的环流，特别是在热带地区，是由大气的绝热加热所驱动的(Yanai et al. 1976;(htel and Baader 1978)，它通过大气不稳定性从环流接收反馈(Lau and Peng 1987; Emanuelet al .1994;Liu et al. 2004;(Hazra and Krishnamurthy, 2015)，在短波辐射加热和长波辐射冷却作用下，辐射强迫的年变化和日变化是大气环流在同一尺度下最重要的气候学模式。然而，短波辐射加热和长波冷却在本质上是否具有固有分量尚不清楚。如果是，CISO是否可以作为大气对辐射加热和冷却的季节内变化的响应?此外,由于与东亚夏季风相联系的循环展示的内部垂直和南部耦合,近年有明显季节性热对比EASM,有趣的是进一步从当地季节内海气相互作用和其可能的影响研究耦合模式东亚夏季风季节内振荡和他们影响次季节性夏季降水变化。

本研究将首先通过研究东亚-太平洋地区大气非绝热加热、降水和大尺度季风环流之间的关系，探讨在东亚-太平洋地区大气非绝热加热的存在。随后，将会进一步描述EASM CISO的耦合模式及其对亚季降雨活动的影响。此外，我们还将探讨可能的调节海气相互作用的EASM CISO。论文组织如下，使用的数据和方法在第2节中进行了描述。第3节给出了CISOEASM模式的存在性。第4节通过多元经验正交函数(MV-EOF)分析，论证了环流中的EASMCISO耦合模式及其对次季节降雨活动的影响。第5节探讨了副季节海气相互作用在WNP上空维持EASM CISO中的作用。最后，第6节给出了总结和讨论。

2数据和方法

本研究使用的数据包括1981年至2010年美国国家环境预测中心的大气成分。能源部(NCEP-DOE) AMIP-II再分析(R-2,Kanamitsu et al.2002)与气候预测中心(CPC)降水综合分析(CMAP) (Xieand Arkin, 1997)的五次平均降水，水平分辨率为 * 。NOAA高分辨率海表数据(Reynolds et al. 2007)由NOAA/OAR/ESRL物理科学部(PSD)提供，网址为http://www.esrl.noaa.gov / psd/)。

利用垂直一体化大气热源Q1 (Hantel and Baader 1978;Yanai et al，1992;Yanai and Tomita 1998;Liu et al. 2004)利用ther2数据计算得到:

Q1=SH CO RC (1)

其中SH、CO、RC分别为空气柱的表面感温加热、对流释放冷凝加热和净辐射加热。本文从NCEP-DOE再分析中提取SH，并用计算公式计算CO和RC

CO=Pr*Lw*rho; 和 （2）

RC=-R0=(-)-(-)-(-)- (3)

式(2)中Pr、Lw =2.5*J/Kg和rho;=1.0*分别为降水量、凝结热系数、水密度。式(3)中，和R0分别为大气顶部(TOA)和地表净辐射值。S和F分别表示短波(SW)和长波(LW)辐射通量，和0分别表示TOA和地表，和分别表示上下输运。

气候学定义为1981 - 2010年30年的算术平均值，CISO定义为相对于年周期的20 - 90天调和分量。后续研究(Wang and Xu 1997;(Wheeler and Hendon 2004)，我们利用谐波分析提取每个网格的CISO分量如下:

A(t)= SVC(t) ISVC(t) R(t) (4)

SVC(t)= (5)

ISVC(t)= (6)

其中A(t)和分别表示每种元素的气候日平均值和年平均值。季节变化分量SVC(t)定义为前三个谐波之和(m=1，hellip;，3)，对应于年分量和半年分量。ISVC(t)表示4到18次谐波之和，周期为20-90天。谐波分析R(t)残差为周期小于20天的瞬时分量。

在这里，我们重点研究了北纬0 - 60度，东经60 - 160度的亚太地区CISO(4 - 10月)的在EASM中的主要模式，我们使用了MV-EOF分析(Wang 1992;Wang et al. 2008;He et al. 2015)研究了不同水平(即 850,500和200hPa)。利用非特征向量对组合气象场进行标准化。

图2 (a)以相(矢量)和振幅(阴影;)表示的气候年循环绝热加热模式的第一次谐波指示分布;(b) 5 - 8月平均Q1的分布(等高线;)和标准差(阴影;CISO );(c) (阴影)和(等高线)之间Q1 AC的季节变化;(d) 和E之间AC(阴影)和CISO(轮廓)在Q1上的差值.(a)循环的阶段显示为一个12个月的记录，一个向北的箭头指示7月份的最高温度。箭头按顺时针方向旋转，箭头分别表示10月、1月和4月，箭头长度定义了周期的振幅。Q1 AC的轮廓间距为50， (d)中CISO区间的正(实)、负(虚线)绿线为，省略30以下的幅值

3 EASM中CISO的存在

a.绝热加热过程中CISO的存在

第一谐波分量表示的Q1的年度模式可以认为是大气对太阳辐射年强迫的响应。然而，年循环(AC) Q1的相峰在不同区域之间是不同的，即使在相同的纬度上也是不同的，陆地和海洋由于热容的不同而有很大的区别(图2a)。例如，东亚太地区东E的Q1AC在4月和5月达到高峰，在中国南部和北部分别为和N左右。亚洲N以南的Q1 AC峰值一般出现在7月之前，而印度洋和太平洋上空的Q1 AC峰值出现在8月之后，滞后1 - 2个月。Q1 AC的正振幅集中在N以南，在印度次大陆有三个分支，与海洋区域、印度支那和菲律宾东海相邻(图2a)。5 - 8月气候Q1的空间格局与Q1 AC相似(图2a、b)。在E以西，位于热带印度洋上空的CISO的最大标准差(STD)伴随着气候Q1中心，而在西太平洋，CISO的标准偏差以SCS和WNP区域为中心，没有气候Q1的最大值。

图3 (a)AC和 (b) Ac 去除残差的季节变化[CISO总和和在式(3)中的剩余]Q1 ()平均分布于WNP区域(-N, -E)，将SW和LW辐射乘以(a)和(b)中5的系数。（c）没有从5月到10月的年度循环下Q1与其分量之间超前滞后相关系数。(d)与(c)相似，但服从CISO结果

此外，在EASM的季节匹配过程中，CISO的振幅依赖水平Q1梯度。由图2c可以看出， ~ E之间的Q1 AC的季节演化是不对称的。E处Q1 AC的最大值在3 - 8月位于N以北，5 - 12月出现在N以南E处的热带海洋上空(图2c)。因此，5 - 8月东亚及其以东海域Q1AC(lt; 0)的负经向梯度明显。同时，Q1 AC的负纬向梯度(gt;0) 3 - 8月在208N以北的东亚地区上空存在，而热带西太平洋纬向各季节均出现负对应物(图2d)。因此，在5 - 8月，Q1 AC极大值以北和以东形成负涡度源，N以北东亚上空的空气柱和周围海洋形成反气旋涡度(Liu et al. 2001)。随后，根据地转关系和大气连续方程的要求，气柱收缩以增强局部上升和Q1 AC。图3c、d也表明，5 - 8月东亚上空第一季度的CISO活跃，上升增强，Q1 AC为CISO STD中心(图2b)。这一结果表明，CISO季节性演化的存在一定程度上取决于之间Q1 AC与东亚及其周边海域由于陆海热对比而与东亚垂直运动密切相关。

除了海陆热对比外，EASM Q1中的CISO由Q1各分量之间的相位关系维持。我们采用一种直接的方法分别估计每个分量(Newell et al. 1969, 1975)。我们的结果表明，Q1的次季节变化主要来源于5 - 10月份CO加热的AC去除残差。5 - 8月间Q1和CO的大的STD在WNP (-N, -E)上是相等的(图未显示)，但是SH、SW和LW的贡献小于总贡献的10%。同样的，我们将Q1的每个分量分解为AC、CISO和残差项(4)- (6)。如图3a所示，SW加热和LW冷却的AC明显，其峰值分别出现在6月中旬和8月初。SH的最大值出现在北方冬季，CO的加热在8月份达到最大值。在Q1分量的AC中存在超前滞后关系。CO的AC残差变化比SW和LW的波动更大，特别是在5 - 10月份(图3b)。SW和L

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