热带海表温度和夏季西北太平洋 副热带高压之间的年际关系外文翻译资料

 2022-11-19 02:11

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热带海表温度和夏季西北太平洋

副热带高压之间的年际关系

Pei‐Hsuan Chung1 ,Chung‐Hsiung Sui2 ,and Tim Li3

Received 27 December 2010; revised 8 March 2011; accepted 6 April 2011; published 13 July 2011

摘要：本文利用NCEP / NCAR再分析资料研究了北半球夏季西北太平洋副热带高压(WNPSH)的年际变率。500 hPa位势高度场的最显著变化出现在西北太平洋副高的西边界，具有2-3年和3-5年的功率谱峰值。WNPSH的2-3年振荡及相关环流和海表温度模式具有一致的东传播特征，在有强大WNPSH的同期夏季，存在前秋从热带印度洋向海洋大陆传播的暖海温异常和异常的上升运动。西太平洋反气旋环流异常和最大沉降表征着强大的WNPSH。异常WNPSH环流具有相同的正压垂直结构，并且位于当地Hadley环流的下沉分支，其是由海洋大陆对流增强引发。热预算分析显示WNPSH由辐射冷却维持。WNPSH的3 - 5年振荡表现出准静止特征，伴随着赤道中东太平洋和印度洋暖海温异常（异常上升运动）和西太平洋冷海温异常（异常下降运动）。异常模式从前冬持续到存在强大WNPSH的同期夏季。最大下降位于异常反气旋中心的东南部，并且在那里一定存在斜压垂直结构。纬向相位差和斜压垂直结构表明，这个时间尺度上的反常反气旋是Rossby波对于持续性局地冷海温异常相关的负潜热的响应。ECHAM4模型实验进一步证实，2 - 3年模式是由海温异常作用于海上大陆所引起的，而3 - 5年模式由WNP中的本地海温异常所引起的。

  1. 介绍

北太平洋副热带高压是大气环流的一个显著组成部分，它有着明显的季节周期，在夏季最强且达到最北。夏季西太平洋副热带高压（以下简称WNPSH）的演变与亚洲夏季风的出现和进退有关。WNPSH西边界的纬向位移控制了东亚大范围锋区的位置[Tao and Chen，1987]。WNPSH向西南延伸会导致更多的水汽辐合和长江流域的降雨增多[Chang et al。，2000a，2000b; zhou and yu，2005]。日本和韩国的降水也受到WNPSH通过改变水汽向Baiu或Changma锋区输送的影响[例如Tomita等，2004; Lee等人，2005]。传统上，副热带高压被认为是由辐射冷却的Hadley环流的下沉分支造成的。然而，这种理想化的区域对称的Hadley环流模式将导致夏（冬）半球副热带高压偏弱（偏强），这与观测结果相反[Hoskins，1996]。此外，观测到的夏季副热带高压是高压气囊的形式，而不是高压带。Ting [1994]发现夏季亚热带固定波模式由全球非绝热加热维持，并提出与行星波相联系有助于更好地理解夏季副热带高压的动力学特征。Hoskins [1996]、Rodwell和Hoskins [2001]应用Rodwell和Hoskins [1996]提出的季风 - 沙漠机制来论证北美季风区的非绝热加热可能导致引起向西的Rossby波， 并促进北太平洋对流层低层副热带反气旋。Rodwell和Hoskins [2001]进一步研究了全球非线性模式中夏季副热带高压的动力学，并得出结论，认为地形和季风加热的综合影响对于地面副热带高压的产生和东太平洋上空的下沉运动是最重要的。与上述不同的是chen等人的发现，他们认为夏季副热带高压可以通过稳定Rossby波的下游能量传播来保持，该稳定Rossby波是在线性准地转模式中受亚洲季风区对流加热的强迫而产生的。然而，他们的实验不能解释所观测到的夏季行星波的垂直结构所具有的明显的经向依赖性，这可能是由于缺乏其他热源（如大陆西部的显热加热和大陆西海岸的辐射冷却）所造成的。Liu等人[2004] 进行了大气GCM实验，以显示全球表面感热和长波辐射冷却对亚热带反气旋形成的重要性。 Miyasaka和Nakamura [2005]的研究表明，夏季副热带高压可以通过较冷的海洋和东部较热的陆地之间的近地表热对比而准确再现。 Seager等人[2003]用数值方法研究了局地海气相互作用在产生亚气压密度旋流器中的作用。 上述所有研究都表明了海洋 - 大气反馈在维持亚热带高压中具有重要作用。除了年周期之外，北半球夏季的副热带高压也表现出显着的年际变化。根据Nitta [1987]的资料显示，夏季热带西太平洋对流活动可能会影响北半球的环流，而西太平洋暖池上空的对流活动则是影响北半球夏季副热带高压的重要因素。也就是说，热带热源异常产生的Rossby波可以传播到更高的纬度。这就导致副热带地区和中东纬度东亚之间的南北偶极子，称为太平洋 - 日本（PJ）型。 Lu [2001]发现，暖池强烈对流与亚热带高压向东和向北移动有关。 Lu和 Dong [2001]进行了数值模式实验，结果表明，暖池中冷海温异常引起的对流抑制所引起的副热带西北太平洋（WNP）对流层低层的反气旋反气旋环流，为副热带高压的西伸提供了有利条件。除了暖池加热外，ENSO也可能通过调节WNP的低空风来影响东亚气候[如Wang et al。，2000; Chang等，2000a，2000b; Lau和Nath，2000; Kawamura等，2001; Lau和Wu，2001; Chou，2004]。在厄尔尼诺成熟阶段，异常低空反气旋控制着西北太平洋的WNP，而在拉尼娜成熟的冬季则发生异常气旋。异常反气旋持续到下个春季和夏季，使ENSO减弱、夏季的WNP季风减弱[如Wang et al，2000,2003; Chou et al，2003]。 夏初的反气旋有利于梅雨锋的北移，从而使得东亚夏季风降水增强（减弱）[Chang et al。，2000a，2000b]。西太平洋冬季异常低空反气旋可能被认为是西太平洋对流受抑制的Rossby波响应，这可能是由东太平洋暖海温异常[Wang et al。，2000; Chou，2004; Chen et al，2007]和当地冷海温异常引起的 [Lau和Nath，2000; Wang et al，2000]。WNP反气旋从El Nino冬季成熟到初夏减弱是由依赖于季节变化的热力学海-气反馈引起的[Wang et al。，2000,2003; Kawamura等人，2001; Chou，2004; Li 和 Wang，2005]。在厄尔尼诺减弱的夏季，东太平洋海温异常程度减弱，但西太平洋上空仍然存在低层反气旋。 在春末或夏初，WNP中的冷海温异常和夏季IO盆地范围内的变暖有可能使WNPSH在夏季维持。亚洲夏季风具有明显的准两年变化[如Shen和Lau，1995;Barnett，1991; Chang和Li，2000; Li等人，2001; Li和Zhang，2002]，这在亚澳季风区[Meehl，1994,1997]被称为对流层两年振荡（TBO）。与亚洲夏季风有关的热带太平洋和东南部IO（SEIO）海温异常也表现出两年的特征[Chang et al。，2000a; Wang et al，2001]。耦合的GCM模拟表明，即使没有ENSO，TBO也可能存在[Li et al。，2006]。另一方面，ENSO可能通过以下三个遥相关分支与季风TBO联系在一起：（1）WNP季风 - SEIO 海温异常遥相关或菲律宾 - 苏门答腊模式[Li et al。，2002; Li et al，2006; Wu et al，2009b]; （2）IO对流 - 中东太平洋（CEP）SSTA遥相关[Meehl，1987; Chang和Li，2000; Yu et al，2002; Watanabe和Jin，2002; Li et al，2003]; 和（3）太平洋 - 东亚遥相关[Wang et al。，2000,2003]。

由于WNPSH被认为是亚洲夏季风系统的重要组成部分之一，本研究的目的是对WNPSH的年际变化进行分析，并探讨与这种变化相关的可能机制。 本文的其余部分安排如下。 第2节描述本研究中使用的数据。在第3节中，定义了WNPSH指数，并确定了准两年（2-3年）和低频（3-5年）时期的两个不同频谱峰值。随后进行回归分析，得到与两个振荡周期相关的大尺度环流，海表温度，对外长波辐射，以及热量和湿度预算。通过综合其所有特征，得到引起WNPSH的两种振荡的可能机制。ECHAM4 AGCM的理想化实验也在第4节中进行了讨论。第5节讨论了与WNPSH的2-3年和3-5年振荡有关的海温异常减弱和环流场的季节性滞后模式。 第6部分包括总结和讨论。

  1. 数据和模式说明

2.1 再分析数据

本研究中使用的主要数据集是美国国家环境预测中心 - 美国国家大气研究中心（NCEP / NCAR）再分析数据[Kalnay等，1996]，其中包括风，位势高度，流函数，垂直速度，海平面气压，速度势能和对外长波辐射通量（2.5times;2.5网格，时间长度为48年：1958-2005）。这是目前可用的最长时间的再分析数据。 本研究中使用的另一组数据是NOAA延伸重建的海表温度第二版本（ERSST v2）（2°times;2°网格，时间长度为48年：1958-2005）。 历史海表温度重建中用到了1854年到现在经过改进的统计方法。 Smith和Reynolds [2004]的研究中提供了对ERSST v2的完整描述。

此外，本研究使用了欧洲中期天气预报中心（ECMWF）再分析资料（ERA），其中包含了1957年至2002年相同分辨率的上述变量。Gibson et al [1996，1997]的研究中有关于ERA的完整描述。 本研究对NCEP / NCAR数据的分析结果与ERA的数据进行了比较，发现主要特征基本相同。 除了以下内容，本研究中讨论的大多数结果都基于NCEP / NCAR再分析数据。

为了讨论本研究中气候振荡的动态特征，使用ERA计算了热量和湿度含量，即所谓的表观热源（Q1）和表观湿度汇（Q2）[如Yanai et al。，1973]。这是由于ERA季风区非绝热加热场（湿度同理）的整体模拟与实际情况非常接近[Annamalai et al，1999]。此外，还进行了基于ERA，NCEP / NCAR R-1再分析数据和NCEP / DOE AMIP-II（R-2）再分析数据[Kanamitsu et al，2002]的热量和湿度含量的比较。结果表明，基于ERA和R-2再分析资料计算的结果与观测到的热带和东亚季风区降水变率非常相似。然而，R-2再分析资料仅涵盖1979年至今的卫星资料。因此，Q1、Q2的结果是使用1958年至2001年的6小时ERA数据、在每个垂直层面（间隔23hPa）上计算的。

根据Yanai等 [1973]的研究，他们分别定义了大规模的热量和湿度含量残差Q1和Q2，并由和计算得到。其中theta;是位温，q是水汽混合比，v 是水平速度，w是垂直速度， L为汽化潜热，k = R / cp，R为气体常数，Cp为干空气定压比热容，p0 = 1000 hPa。

在方程式（1）和（2）中，v、theta;和q定义为雷诺平均数量的大尺度场（通常有上划线，这里省略），并且假设可以通过再分析数据求得。 因此，Q1和Q2可由ERA再分析数据的每个网格点的6小时数据计算得到。 Q1和Q2的每小时6次平均为月平均值，并乘上Cp-1，其结果表示等效升温/降温率（K / day）。

Q1和Q2可以理解为：

和，其中QR是辐射加热率，c和e分别是单位质量空气的冷凝和蒸发，s是干静力能，素数表示偏离雷诺平均值。

以上变量表示次网格规模的波动，并且假定它与大尺度变量能够很好地分离。 方程（3）表示辐射加热，净凝结L（c - e）释放的潜热以及由积云对流和湍流等次网格尺度涡旋引起的感热通量的水平和垂直辐合的总效应。 另一方面，方程（4）表示由次网格尺度涡旋引起的湿度通量和散度的总效应。 等式（3）中的涡旋水平运输项r·sv和方程（4）中的r·qv的贡献较小，与量级较大的水平运输相比可以忽略不计[Yanai和Johnson，1993]。

2.2 大气环流模式

本研究中使用的大气环流模式（AGCM）是由Max Planck气象研究所开发的ECHAM 4.6版（以下简称ECHAM4）[Roeckner等，1996]。 该模式在光谱三角形42（T42）的水平分辨率下运行，在sigma压力坐标系中网格距为2.8°，垂直向分为19层。 利用大气模式比较项目（AMIP II）第二阶段构建的气候月海平面温度作为模式下边界强迫。 ECHAM4模式是模拟亚澳季风年际变率的三大AMIP II模式之一[Zhou et al。，2009a]。 它在模拟与厄尔尼诺有关的气温异常现象方面比较准确[Zhou and Zhang，2011]。 因此，该模式被用于研究西北太平洋夏季环流的年际变化。

3.与副热带高压异常有关的特征

3.1 WNPSH指数

本研究利用500 hPa位势高度场来表征西北太平洋副热带高压的年际变化。 虽然夏季太平洋副热带高压可能出现在低层，但WNPSH在中层最明显。 对流层低层副热带高压的中心位于东太平洋，而对流层中层副热带高压的中心位于北太平洋西部[Liu et al，2001; Liu和Wu，2004]。因此，继许多以前的研究之后，本研究中WNPSH的变化也通过500hPa位势高度场变化来表征的[如Tao和Chen，1987; Chou和Li，2002]。 图1显示了1958

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