北大西洋降水的模式间变化：海面温度效应外文翻译资料

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北大西洋降水的模式间变化：海面温度效应

Long, Shang-Min， Xie, Shang-Ping

摘要：23个国家在项目第5阶段提出了最先进的模式，本文利用耦合模式相互比较了该模式，进一步研究了北大西洋未来降水预测的模式间变化，模拟了年平均降雨量变化的不确定性，该不确定性沿墨西哥湾流局部增强。水分收支分析表明，降雨变化的不确定性很大程度上可以归结为地表蒸发变化和瞬态涡动效应的差异。奇异值分解(SVD)分析结果表明，局地海温(SST)模式的变化通过调节蒸发变化对降水投影的传播具有很强的控制作用。前三种SVD模式解释了60%以上的降水模式差异，并分别表现出不同的海温：模式水诱导带状结构、海洋动力冷却降低亚极变暖和墨西哥湾流转移。

1导言

全球变暖引起的降水变化对社会具有重要意义。由于降水变化的特征和幅度在空间上存在差异[Ma and Xie, 2013]，实现区域降水变化的可靠预测仍然是气候科学面临的一大挑战。未来降雨预测的不确定性主要来自三个方面:辐射强迫、模型不确定性和内部变异性。在这三个来源中，模型不确定性对于长期预测具有显著优势[Hawkins and Sutton，2011]。耦合模型互比较项目(CMIP5) [Taylor et al.， 2012]第5阶段降水预测模型不确定性较大，类似于CMIP3 [Knutti and Sedlacek, 2013]。因此，有必要了解模型不确定性的物理机制。

在热带地区，降水变化主要遵循海表温度（SST）变暖模式[Xie et al。，2010]，这是由于湿变湿模式与热带环流减速之间的抵消作用[Seager等，2010; Chadwick等，2013]。在热带和温带地区厄尔尼诺诱导的大气异常中，海温变暖模式效应明显[Zhou et al。，2014]。此外，海温增温模式的模式间扩散对热带降水变化和环流变化的模式间辐散都具有重要意义[Ma and Xie, 2013]。

与平均环流辐合占降水分布大部分的热带海洋不同，中纬度的降水更为复杂，涉及到天气现象、海温锋的强烈影响和大尺度的水汽平流。瞬态漩涡对于降水非常重要，特别是在北方冬季的风暴路径[Hoskins和Valdes，1990]。经向翻转环流的减少与北大西洋海温的显著降温有关[Rahmstorf et al.， 2015]。这种海温模式增加了经向海温梯度和斜压不稳定性，从而加强了局部风暴路径[Woollings et al.， 2012]。墨西哥湾流将大量热量输送到中纬度地区，形成狭长的海温锋，形成一个强降水和强蒸发带[Yu, 2007]。海温锋对北大西洋的天气涡旋也有明显的影响[Kwon and Joyce, 2013]。热带暖流输送的暖水通过蒸发为降水提供了大量的水汽，从而形成了降水与空间蒸发的密切关系。大尺度水汽平流在冬季达到高峰，使副热带北大西洋变干，并通过水平湿度梯度增湿中纬度地区[Seager et al.， 2010]。此外，与模式水动力学相关的海洋热传输[Xie et al.， 2010, 2011;Xu等，2012]对北太平洋中纬度海温变暖模式的形成具有重要意义，在亚热带地区形成带状结构[Xie et al。，2010; Long et al。，2014]。大气环流模式模拟在空间上均匀的海温变暖和模式海温变暖之间的异常降水变化非常相似[He et al.， 2014]。他们使用的多模式集合平均海温变暖模式低估了空间变化，特别是在温带北大西洋，那里海温气候学和变暖模式的模型差异很大(图1c)。结果表明，海温模式的模式间扩展解释了降水变化的模式间变化。

图 1

模型间标准偏差（a）降水变化（Delta;P，mm /月），（b）内部变率贡献，（c）SST变化（Delta;SST，°C），（d）蒸发变化（Delta;E），（e）动力学 由于湿度平流引起的贡献（平均循环变化），（f）由于湿度平流引起的热力学贡献（特定湿度变化），（g）由于风收敛引起的动态贡献，（h）由于风收敛引起的热力学贡献， （i）残余。 黑色轮廓表示图1a中每月4毫米的值。 所有结果通过域平均值（80°W-0°，20°N-60°N）SST升温归一化。 请注意，Delta;SST乘以系数15进行显示。

本研究以23个CMIP 5模式预测为基础，探讨北大西洋降水预测中模式间传播的来源和机制(支持信息表S1)。结果表明，沿墨西哥湾流，年平均降雨量变化的模型不确定性局部增强。水分收支分析表明，这种不确定性主要来源于蒸发变化和瞬态涡效应的模型间差异。这与热带海洋的情况不同，在热带海洋中，平均辐合的变化控制着降雨变化在模型之间的传播。通过模型间奇异值分解(SVD)分析，研究了局部海温模式对降水预测模型不确定性的影响。

本文的其余部分组织如下。第2节描述了数据和方法。第三节讨论了年平均降水预测模型不确定性的来源。第四部分研究了局部海温变化对各模型年平均降雨量变化差异的影响，并将分析扩展到北方冬季和北方夏季。第5节是总结。

2数据和方法

分析了23个CMIP5模型中的工业前控制（piControl）运行，历史模拟（1850-2005）和代表性浓度路径4.5（RCP4.5,2006-2100）运行的月产量。未来气候变化（表示为delta;/Delta;）通过从RCP4.5运行中的2050-2099平均值（RCP4.5气候学）中减去历史模拟中1950 -1999年（当前气候学）的50年平均值来计算，然后在每个模式中用区域平均(80°W-0°，20°N-60°N)的海温变暖进行归一化，以突出空间格局的不确定性。内部变化导致中纬度区域气候预测的不确定性[Deser et al。，2012]，并导致模式的总体不确定性。为了评估内部变率的贡献，我们首先根据每个模型中运行的50年运行的piControl平均时间序列计算每50年100年的降雨趋势。然后，每个模型随机选择一个趋势，并用于计算每个网格点处的模型间标准偏差。为了获得可靠的结果，我们重复随机选择和标准偏差计算100次，并将所有得到的模型间标准差平均作为由内部变化引起的模型不确定性。所有模型输出都插入到2.5°纬度times;2.5°经度的公共网格上。仅分析每个模型的一个成员运行（r1i1p1）以确保每个模型具有相同的权重。请注意，两种型号的近地表比湿度和四种型号的风速都不可用（见表S1）。

由月平均水汽守恒方程导出的水汽收支为[Trenberth和Guillemot，1995年；Seager等人，2010年]：

⑴

P是降水,E是蒸发,rho;w是水的密度,q是比湿,u是水平矢量风,P是压力,下标s表示表面值。右边的第一项是月平均循环的水汽平流，第二项是风的辐合项，剩余项主要是由于瞬态涡流效应。

对于气候变化，我们忽略了小的非线性项。 等式（1）可以近似为 ⑵

涉及delta;q的术语被称为动力学贡献，以及涉及delta;u作为动力贡献的术语[Seager等，2010]。 因此，由于水汽平流和风的辐合作用，热力学分量和动力学分量各自具有两个子分量。水汽平衡分析是诊断降水变化原因的有效方法，并将应用于本研究中模型间变化的分析。

蒸发量的变化涉及海气湿度梯度的变化（表示为dq），或风速，或两者的变化[Yu，2007]。 海气湿度梯度定义为海面温度（qs）和近地表（模型中2米高）的饱和比湿度与大气比湿度（qa）之间的差值：dq = qs -qa。

3降水变化模型不确定性的三种来源

图1显示了模型的不确定性，估计为北大西洋降水变化的模型间标准差、内部变化的贡献、海温变化以及方程2中降水变化的六个分量。热带地区也包括在内以作比较。降雨预测有两个不同的区域具有最大的不确定性:从亚热带延伸到高纬度的温带带和热带大西洋(图1a)。模型的不确定性一般大于总体均值变化，特别是在模型间降雨变化符号一致性较低的区域(图S1)。实际上，年平均降雨量变化的信噪比的区域平均值(80°W-0°，20°N-60°N，仅海洋)，定义为集合平均值除以模式间标准偏差的绝对值 ，年平均降雨量变化仅为0.63。这里，Delta;表示气候变化，即与集合均值变化的主要偏差，sigma;表示标准差。对于RCP4.5运行中100年来预测降雨量变化的模型不确定性，内部变率的贡献很小（图1b）。

在温带北大西洋，与SST变暖的大型模型间差异相关的模型之间蒸发变化的差异很重要（图1c和1d）。海温增温模式可以有效地影响海气湿度梯度和风速变化，特别是在蒸发较大的墨西哥湾流沿岸[Yu, 2007]。不确定性的第二个主要来源是瞬态涡动效应中的模型间扩散(图1i)，这对中纬度降水很重要，且与海温梯度有关[Woollings et al.，2012]。等式2中热力学和动力学贡献的模型间变化相对较小，主要源于模拟大水平湿度梯度和湾流引起的风辐合的差异（图1e-1h）。相比之下，在热带大西洋，降雨预测的模型不确定性主要由风辐合的动力贡献所决定(图1g)。因此，热带和温带北大西洋降水预测模型间扩散的机制完全不同。这里我们将重点讨论温带北大西洋，并将讨论其他热带地区的模型不确定性。

4局地海温效应对降水变化的影响

我们通过SVD方法研究了模型间协变的主导模式。 图2显示了Delta;P和Delta;SST之间的前三个模型间SVD模式以及Delta;E的回归，海气湿度梯度变化和标量表面风速变化到Delta;SST的主成分（PC）。

图 2

(a - c)前三个intermodel模式之间的圣言Delta;P′(颜色阴影)和Delta;SST′(轮廓,CI = 0.05°C) RCP4.5运行。的解释方差Delta;P′(绿色字母)和Delta;SST′(红色)在每个面板的右下角。(d-f)相应的回归Delta;E′(颜色阴影),海上列车空气湿度梯度变化(Delta;(dq)′,黑色的轮廓,CI = 0.03g/kg)和表面风速变化(Delta;speed′,白色的轮廓,CI = 0.02 m / s)。为清晰起见省略了零轮廓线。质数表示偏离总体均值的变化。

Delta;P的第一个SVD模式（SVD1）显示带状在东北 - 西南方向倾斜，与带状海温模式相关，类似于由于水模式变化导致的海温变暖模式[Xie et al。，2010]。 对于SVD1，Delta;P和Delta;SST模式之间的空间相关性为0.79，表明协方差的物理意义。 实际上，回归蒸发模式与Delta;P模式非常相似，空间相关性为0.89，暗示了海温引起的蒸发变化与降雨预测之间存在着较强的相关性。

为了验证模式水在SVD1模式下形成带状海温模式的作用，我们选择了一个特定的模型（ACCESS1-0），其中Delta;P，Delta;SST和Delta;E的带状结构是显着的（图3）。 Delta;P与Delta;SST和Delta;E的空间相关性在该模型（图3a和3b）中分别为0.63和0.74。 海气湿度梯度和地面风速的变化显示出与蒸发变化相似的模式，证实了它们对蒸发的影响。 此外，上层洋流显示带状结构，从较低（较高）纬度的暖（冷）平流导致海温升高（降低）（图3a）。

图 3

（a）Delta;P（颜色阴影，mm/月），Delta;SST（等高线，°C）和50米以上海流变化（矢量，cm / s）；（b）Delta;E（颜色阴影，mm/月），海气湿度梯度变化（黑色轮廓，CI = 0.2g/kg）和表面风速变化（白色轮廓，CI = 0.1m/s）。为清楚起见，省略了小于1.5cm / s的矢量。 沿着现在的42°W（黑色轮廓）和未来（白色轮廓）气候的垂直横断面和未来存在的差异（颜色阴影）:( c）海水温度（°C）和（d）纬向速度（cm / s）。 CI = 2°C表示温度，2 cm / s表示纬向速度。

这个上层洋流变化与模式水变化紧密相关[Xie et al。，2011; Xu et al。，2012]。模式水是一层厚厚的水，具有垂直均匀的特性，其变化影响上层海洋密度和循环[Kobashi和Kubokawa，2012]。在北大西洋，亚热带模式水主要形成于墨西哥湾流南部的深冬混合层[McCartney和Talley，1982; Hanawa和Talley，2001]。图3c和3d为海水温度和纬向流沿42°W垂直剖面图。在当前气候学中，垂直均匀温度的模式水出现在25°-40°N，深度为200-400m（图3c，黑色轮廓）。它迫使上部温跃层（例如，20°C等温线）通过热成风关系在北侧(南侧)产生东(西)纬向流带(图3d)。注意，40°N - 45°N的强纬向速度是大型环流的一部分，与模式水无关。在RCP4.5气候学（图3c，白色轮廓）中，模式水向北移动，如18℃等温线的凸起所示。模式水向北移动导致上部温跃层向南（北）加深（变浅）。这导致35°N附近的上层海洋冷却，这在热力变暖的背景下是很不寻常的。该次表层造成向南(北)的异常东(西)流(图3a和3d)。请注意，在600米以下的纬向速度变化可以忽略不计，这表明大规模环流循环的变化是次要的。

SVD2模式显示负降雨变化，对应于极地区域的SST变暖显着减少以及45°N以南的短带状结构（图2b）。这种负的亚极地海温表明了与深水地层相关的海洋动力冷却效应的重要性[Manabe et al.，1990；Long et al。，2014]。SVD 3模式代表了海温模式间变化中的一个湾流转换模式(图2c)，这是由两个相邻的拉长带由西向东延伸而来，以相反的符号表示。

Delta;Plsquo;型与Delta;SSTrsquo;型及回归Delta;Elsquo;型的空间相关性在前三种SVD模式中均显著(见表S2)。这是因为对蒸发很重要的变量，如海气湿度差[Cayan，1992；Zhang和McPhaden，1995；Yu，2007]和地面风速[Chelton和Xie，2010]，都受到海温的影响。海温模式对北大西洋海气湿度梯度和海面风速变化的影响是明显的(图2d-2f)，与海温模式正相关。海温与地面风速模式之间的正相关表明海洋变暖驱动了风的响应[Chelton和Xie，2010]。此外，海气湿度梯度和地面风速的影响相互促进蒸发。因此，海温变暖模式的模式间变化对温带北大西洋降水变化的模式间差异有很强的控制作用。

前三种模式分别占Delta;P和Delta;SST的模型间方差的61％和71％。 我们还研究了

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