东亚西风急流的强度对长江流域夏季降水及其机制的影响外文翻译资料

 2022-12-02 19:17:34

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东亚西风急流的强度对长江流域夏季降水及其机制的影响

摘要：许多研究表明，北（南）的东亚西风急流移动减弱（增加）将导致长江流域夏季降水增加。然而东亚西风急流对夏季降水年际变化的影响还没有得到系统的研究。本文探讨东亚西风急流强度的年际变化对长江流域降水的影响。初夏，东亚西风急流有两个中心，一个位于东亚大陆北部，一个从中国东部延伸到太平洋北部，在黄海前者并入后者。强有力的东部分支将导致长江流域的降水增加，而西部的分支对长江流域的降水不会产生明显影响。更快的东部分支将直接加强中国地区对流层的暖平流。风场的变化和温度梯度变化意义不大，暖平流会加速上升运动。绝热和非绝热的对流主要发生在盛夏，增加长江流域的降水。东亚西风急流没有位于亚洲中纬度地区的分支。根据太平洋——日本模式，东亚西风急流的加强将导致夏季长江流域降水减少。当东亚西风急流加强，太平洋——日本模式转入盛期，这一结果使得对流层中层西风风速减少，并且经向温度对比度降低，这会削弱对流层的暖平流。根据对初夏的过程的分析，发现弱的暖平流将导致长江流域降水减少。

  1. 引言

中国东部尤其在长江流域（本文中北纬27度到33度，东经110度到120度）是中国人口最稠密最发达的地区之一。该地区的年降水量特别是夏季降水量与该地区的经济发展密切相关，频繁的水灾和旱灾常常给该地区造成了巨大的损失。例如，2013夏季的洪灾和1998的持续大暴雨都造成了严重的破坏，这些灾害常常是由东亚西风急流造成的。因此，东亚夏季风对中国东部降水尤其是对长江流域的降水有很大的影响。已经引起了多年的关注，并且有大量相关的报道（e.g., Neyama1963;Zhao and Zhang 1996;Wang et al.2013;Huang et al.2013）

异常的东亚西风急流是东亚夏季风的一个组成部分，对长江流域夏季降水有很大的影响，并且对急流的位置也有很大的影响。当东亚夏季风南移时，长江流域降水南移（e.g.,Fang et al.2009;Dong et al.2011;Liang and Wang 1998）长江流域降水增加（e.g.,Kuang and Zhang 2006;Xuan et al.2011）.Lu（2004）发现东亚西风急流沿着东亚东部增强移动，将可能导致长江流域降水。急流中心的纬向位置也沿着亚洲东部增强移动。现研究表明，东亚西风急流西移早于北跳，长江流域雨带北移过程和其他年份相比有着明显的区别（Dong.et.al 2011）。最近，在长江流域，东亚西风急流的强度和降水之间的关系引起了许多研究者的关注，Zhang和Li在2014年发现，在日常情况下，极地和亚热带急流的变化会影响长流域从六月下旬到七月中旬的雨带的位置和强度。Lu（2004）研究发现，七月东亚西风急流的强度沿着东亚雨带增强，而在八月份情况相反。另外，急流和长江流域内其他气候变量和降雨量有联系。当北极涛动具有正极性，东亚西风急流北进，这会导致中国夏季干燥，反之亦然（Gong and Ho 2003）在夏季西风急流的位置发生转变的期间，冬季和春季的厄尔尼诺影响中国东部降水（Liang and Wang 1998）。

尽管关注东亚西风急流的异常对长江流域降水的影响，但目前大多数的研究主要关注西风急流的位置，系统分析东亚西风急流强度的年际变化对长江流域降水的影响仍然是需要的。该分析在这项工作中进行，重点是对流层中层的急流，选择研究对流层中层的急流是基于以下的考虑。在对流层顶，大多数的研究关注东亚西风急流，这个范围中的风场被中国东部地区降水所产生的热量影响（Tao and Chen 1987;Zhang et al.2006）。很难区别急流强度和长江流域降水之间的关系。Sampe 和Xie（2007）注意到对流层中层的热量对500hPa风场产生的影响较小，并且在这个水平循环产生的大尺度流场中，中国东部雨带被非绝热加热。因此，对流层中层对东亚西风急流强度的影响更容易辨别和理解大尺度流场和气候变异对长江流域降水的影响[e.g., sea surface temperture (SST)]

我们也分析了东亚西风急流强度对于长江流域降水的动态影响，东亚西风急流发生在六月中旬到七月上旬500hPa的平流层中。在中国，对流层中层产生了暖平流中心，产生了上升运动，长江流域雨带发生移动（Sampe and Xie 2010）Kosaka et al.(2011)研究发展了这一个过程，并且指出了这一过程中对流层中层暖平流中心的强度和位置以及初夏到盛夏（从七月中到八月）雨带的位置，本研究探讨对流层中层暖平流中心和长江流域降水强度之间的联系。

本文其它的部分组成如下，第二节描述了研究中所使用的数据和方法，第三节分析了东亚西风急流强度的年际变化异常在初夏盛夏对长江流域降水的影响，第四节介绍了东亚西风急流强度和长江流域降水的动态联系，随后在第五节中进行简短的讨论。

2.数据和方法

从再分析资料中获得六小时的水平风场，垂直速度以及空气温度数据（Dee et al.2011）,在现在的研究中所使用的是来自地球系统实验室的飞机日常插值长波幅散（OLR）数据，其水平分辨率是2.5，日常数据为每六小时临时变量的平均数据，由中国气候数据服务系统提供的从1951年到2009年之间的756站的降水信息。

在气候态中，雨带的突然减弱以及在七月中旬北移到中国长江流域以北（Ding and Chan 2005;Huang et al.2008）,这种东亚西风急流的突变可能会导致长江流域降水的不同。因此我们分析初夏和盛夏雨带北跳的原因，并且分析这两个时期之间的差别。现在的研究表明，许多气候变量以及它们之间的关系在1979年发生了很大的转变（e.g.,Gong and Ho 2002;Wu et al.2003;Wang and He 2012）The ERA-Interim再分析数据库涵盖了1979年以来所有的数据。因此，这项研究聚集在1979-2009年之间长江流域的日降水量的计算，其所用的方法水平精度为1*1，计算从初夏到盛夏30天急流累积出现的频率，使得东亚地区被系统的分析。若一个特定的点满足以下的条件：该点的位置确定为（1）急流轴线的纬向风速大于6m/s（2）该点的纬向风速大于其相邻两点之间的经向风速，西风速度（6m/s）用于识别急流轴的存在，会得到这样一个事实，夏季西风沿着急流减弱，东亚地区沿着经度方向最大纬向风速不超过6m/s,统计急流轴线出现的频率，求平均，急流发生在一个特定的区域中。

3.东亚西风急流的强度对长江流域降水的影响

a.东亚西风急流的气候态

本节表述东亚西风急流的气候态以确定急流气候平均态的位置和结构。初夏，东亚西风急流由两支组成。一支，以下简称为西支位于青藏高原和黄土高原的北侧，这支急流的中心位于北纬42.5度。另一支，以下简称为东支，在北太平洋副高的北部边缘，起源于北纬30度，东经100度，最大的纬向风速大于15m/s，出现在日本东部。西支在黄海并入东至。在盛夏，东亚西风急流没有分支，它从东亚延伸到北太平洋，其中心在北纬45度附近，图1也显示了500hPa急流轴出现的频率。

图1，阴影是急流轴出现在500hpa的频率，

浓密的黑色曲线为初夏时的喷射轴

初夏，东亚存在2个急流轴出现频率较高的地区，这些地区对西支和东支的位置有很好的反映。盛夏，只有一个地区出现急流轴的频率较高，存在于东亚，很好的对应了东亚西风急流。图2显示了急流的垂直结构，其结构与Samp和Xie在2010年的研究相似，其中指出，从初夏到盛夏，急流从对流层低层向对流层中高层延伸。

图2，（a）和（c）是初夏200hpa和500hpa的纬向风场，(b)和（d）是盛夏是的纬向风风场

b.东亚西风急流的强度对长江流域降水的影响

图3 表示500hPa风场和长江流域降水的联系，表明了东亚西风急流的强度对长江流域降水的影响。

图3，初夏和盛夏500hpa纬向风速度回归系数。

单位分别是在初夏和盛夏为标准差的元素，

阴影部分表示为95%的置信水平上有意义

图3观测到东支有南北两个气候态，一个正中心，一个负中心。两中心形成一个异常的三维的纬向风中心围绕着东支。因此，之前的研究表明，东支的南移和长江流域的降水增加密切相关（e.g.,Kuang and Zhang 2006;Xuan et al.2011）。对比图3和图1，发现正的纬向风异常发生在东支气候态的平均轴上，他们在0.95的置信水平上是由意义的。而且，纬向风异常的偶极子是不对称的。负中心远离东支急流轴，比正中心更弱。这些发现表明东支的强度和长江流域降水强度有关。对于西支，纬向风速的异常对西支急流中心气候态没有太大的影响。这意味着西支的强度对长江流域降水没有太大的意义。盛夏，长江流域降水异常增加和负纬向风速异常有关（在0.95的置信水平上显著），观察到曾在东亚大陆北部的气候平均急流轴线所处的位置。值得注意的是，负异常中心位于急流轴线的正北方。这些观察表明，盛夏中国降水量的增加和急流南移以及减弱有关。

基于明显的纬向风异常或者急流中心的位置，确定急流轴线发生的频率和纬向风速，在北纬30度到37.5度，东经65度到120度之间，北纬37.5度到47.5，东经65度到120度之间的两个地方是区分东支和西支的关键。500hPa平均纬向风速定义了东亚西风急流东支和西支两个量。盛夏。一个关键位置（北纬40度到50度，东经90度到150度）是确定的，将500hPa平均纬向风速的区域定义为急流强度指数。

通过相关分析也可以得到回归分析所揭示的现象。初夏，在0.95的置信水平上，相关分析东亚急流东支和纬向风之间的系数是0.43。东支和纬向风速的系数增加到0.46。而在置信水平为0.99的情况下，相关系数减少0.15，二者之间的联系不显著。盛夏，在0.99的置信水平下，纬向风和东支之间的系数为-0.65。

图4，.在初夏的标准化（a）东亚西风急流东支和（b）东亚西风急流西支降雨的回归系数。（a）中的东支和（b）中的西支的每个标准偏差的单位是mm。 该区域在0.95（0.9）的置信水平是黑暗（轻微）阴影。 （c）是初夏的平均降雨量（毫米）。 轮廓间隔为30毫米，实线（虚线）表示正（负）值。 零轮廓被省略。

图5，（a）如图4a所示，是对于盛夏标准化的急流。（b）如图4c所示，但在盛夏

图4和图5分别显示了中国东部初夏和盛夏急流强度和降水异常之间的关系。这些图表明，长江流域的降水强度确实受到了急流强度的影响。初夏，正相关的降水异常集中在沿着纬向延伸的气候带，显示出东支的加强会增加长江流域的降水。然而，观察到异常的气候带对东支降水影响很小，表明东亚西风急流东支对长江流域降水影响不大。盛夏，负相关的降水异常带沿着急流轴，位于气候带南侧。这表明，东亚西风急流的减弱推动雨带南移，增加了雨带的强度，从而增加了长江流域夏季降水。这一分析证明了急流的强度对长江流域夏季降水的影响。

总的来说，这些结果表明，东亚西风急流东支强度和初夏长江流域夏季降水异常存在显著的正相关关系。然而东风急流西支和初夏长江流域降水没有太大的关系。但是，在盛夏，

急流的强度和长江流域降水呈现负相关。

4.急流强度对长江流域降水的动态影响

a.初夏

图6，初夏夏季，（a）为500 hPa水平温度平流，（b）垂直速度与标准东亚西风急流的回归系数。 深色（浅色）阴影表示基于相关检验为95％（90％）置信水平的显着性。

本段研究展示了西风急流的强度对长江流域夏季降水的动态影响过程。图6a和图6b分别显示了500hPa和东支相联系的水平温度平流和垂直风场。初夏，温度平流计算的日常数据可以计算超过30天的平均,在0.95的置信水平上，中国观测到一个异常强大的东亚西风急流的东支。我们还可以看到，长江流域有异常上升运动和异常暖平流。为了验证异常暖平流，异常上升运动和两个变量之间的关系，在同一点对两个变量的相关性进行分析，显著的负相关关系表明，强的暖平流加快了上升运动。

上述结果表明，急流强度和对流层温度平流的异常以及垂直速度的异常有着密切的联系。有两个问题还不清楚：急流强度如何影响对流层的温度平流，以及对流层温度平流的变化如何影响中国长江流域降水的垂直速度，我们的目标是在第四节解决部分问题。

水平温度平流计算的公式:ADV=- v) 其中T是空气的温度，u是经向风速，V是纬向风速。温度梯度的变化明显控制纬向风的温度梯度和经向风的温度梯度。

图7（a）500 hPa纬向风速，（b）经向风速，（c）纬向温度梯度，（d）子午温度梯度，（e）纬向温度平流和（f）子午温度的回归系数 对初夏的标准化东亚西风急流的对流。 （a）和（b）中每单位标准偏差的单位为m ，（c）和（d）中每单位标准偏差为，以及(e)和（f）单位标准偏差为1。 特定点处的纬向（经向）温度梯度是相邻网格点与特定点（东）（北）之间的气温差，以及西（南）点之间的空气温度除以它们之间的距离所得到的差值。 黑暗（浅色）阴影表示基于95％（90％）置信水平的检验。

在气候态中，长江流域对流层中层以上盛行西南风，并且在东北空气温度低，在西南空气温度（图中未显示出来）。这种空气温度和风场的水平配置产生纬向和经向暖平流。因此，初夏，长江流域对流层中层为

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