北半球盛夏在副热带急流中出现的准静止波的演变过程外文翻译资料

 2022-12-02 19:18:29

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北半球盛夏在副热带急流中出现的准静止波的演变过程

NAOKI SATO

Institute of Observational Research for Global Change, Japan Agency for Marine-Earth Science and Technology, Kanagawa, Japan

MASAAKI TAKAHASHI

Center for Climate System Research, University of Tokyo, Tokyo, and Frontier Research Center for Global Change,

Kanagawa, Japan

(Manuscript received 22 February 2005, in final form 8 August 2005)

ABSTRACT：本文利用客观分析数据和卫星资料，对夏季中期北半球副热带急流的准静止行星波的统计特征进行了研究。结果，确定了与日本夏季中期气候高度相关的准静止波列。也证实了波的明确相位依赖性。根据波随时间的演化和波的活动通量的分析表明，波包的东传从中东开始，经过东亚，到达北美。在中东急流入口区，异常波的模态可以通过动能转换得到增强。异常模态与基本场之间的相互作用有助于出现异常波状模式。虽然波列与北太平洋西部和印度洋的对流活动异常相关，但这表明内部动力学对于确定副热带急流中异常准静止波出现的统计特征很重要。

1.引言

先前的研究表明，北太平洋上的固定罗斯贝波波列与菲律宾附近的对流活动有关，并影响日本的夏季气候（Nitta 1987; Kurihara and Tsuyuki 1987）。 Nitta（1987）将此遥相关模式命名为太平洋-日本（PJ）模式。 Kurihara和Tsuyuki（1987）利用八月的纬向风廓线模拟了北太平洋上的波列。然而，为了解释观测到的北太平洋异常振幅，他们的模型在菲律宾附近有一个不切实际的大气旋涡度强迫。Tsuyuki和Kurihara（1989）揭示，北太平洋上的波列可能被解释为正压模式中的不稳定模式，这里考虑了不同的成因。在8月份非粘性基本场中，持续时间为11天，在北太平洋存在一个不稳定模式下的波列，而六月份却没有发现这种不稳定的模式。这个结果与观测结果一致，即在八月份的阵列中经常检测到与PJ模式相关的波列。他们推测这种不稳定的模式与北太平洋的波动形态有关，这似乎也与菲律宾附近的对流活动有关。

在全球波谱模型中，Nikaidou（1989）模拟了夏季北太平洋上的PJ模式和相关的波动模式。该异常模式是与西北太平洋海面温度（SST）异常有关的变化，与观测结果一致。 固定的波列不仅在北太平洋上空获得，而且在欧亚大陆上获得。 然而，Nikaidou（1989）没有把重点放在欧亚大陆上的波列中。即使在夏季，在青藏高原上也观测到较强的西风急流。存在一种可能性即北太平洋的波状气流与从西部通过亚洲传播的固定罗斯贝波有关。近年来，一些研究人员指出，与印度季风有关的亚洲能量引起的罗斯贝波发展，导致日本周围的气压异常（日本初夏雨季，例如Krishnan和Sugi，2001年）。 Krishnan和Sugi（2001）通过分析二十世纪的观测数据证明了印度季风降水与baiu降水之间的相关性。他们提到了印度季风活动可能通过在亚洲气流上传播固定Rossby波来影响baiu降水可能性。但是，他们没有提及它与日本东部北太平洋的波列的关系。此外，他们的分析不是针对中旬，而是仅针对初夏（6月和7月）。

相反，Enomoto 等（2003年）讨论了夏季（8月）气候学领域波列形式的形成机制，作为Rodwell和Hos-kins（1996）进行的一项研究的延伸。罗德威尔和霍斯金斯（Rodwell和Hoskins，1996）揭示，与印度季风相关的非绝热加热导致欧亚大陆和地中海非绝热低压下的向下运动。 Enomoto 等（2003）然后进行了一些数值实验，揭示了印度季风的升温和非洲大陆上相关的非绝热强迫引起了亚洲上空气流的准静止扰动，使与Bonin有关的正压结构升高。他们的研究基本上是关于气候平均场的形成机制，尽管他们选择了一些典型的异常情况，但他们并没有充分地处理年际或季节内变率。考虑到上面提到的研究，可以提出在亚太急流上增强的Rossby波在北太平洋上向东传播的可能性。然而，亚洲上空气流引起的波列传播与北太平洋波浪传播之间的关系尚未完全分析。因此，有必要研究整个北半球副热带急流中波列的特征以及控制它们的动力学机制。本研究统计检验了夏季后期NH副热带急流上Rossby波列的特性。首先，确定了罗斯贝波波列，并证实了它与日本中旬地区气候的关系。然后检验波列的时间演变和涡量变化。阐明波列的形成机理，同时在低纬度地区研究该机理与对流活动的关系。此外，估计基本场和波列之间的相互作用。

2.研究资料

在本文的研究中，分析了8月份的数据，该时间段副热带急流最弱同时偏北。该季节经常在北太平洋上观察到波列。 本文使用分析周期为1979年至2004年NCEP–NCAR（NCEP-NCAR; Kalnay等，1996）的再分析资料被用作动力场数据，水平分辨率为2.5°times;2.5°。再分析资料由美国国家海洋和大气管理局-环境科学研究合作研究组（NOAA-CIRES）气候诊断中心提供。每日数据集的位势高度以及纬向风和经向风在这项研究中被用于分析流出的长波辐射（OLR）数据以估计对流活动。OLR数据的水平分辨率也是2.5°times;2.5°。 OLR数据也由NOAA-CIRES气候诊断中心提供。此外，本文使用日本气象厅（JMA）的表面日常产品（SDP）来估算日本的地表温度异常。SDP则来自日本地表观测站点的观测数据集。

  1. 基本场

在对异常场进行分析之前，我们研究了1979年至2004年平均气候基本场的动力学特征。本文研究了气候场200 hPa位势高度，绝对涡度和平稳Rossby波Ks的总波数。波数Ks使用以下公式估算：

U是纬向风，Uyy是U的二阶导数，beta;是科里奥利参数的经向梯度。根据Hoskins and Ambrizzi (1993)，Ks中的局部最大值为固定Rossby波提供了波导。这些分析揭示了副热带急流中存在强大的西风急流和相应的强波导。在夏季，预计形成一个固定Rossby波的波导对应对流层顶附近西风急流的核心。

图1. 1979 - 2004年8月气候区。（上）200 hPa水平上的固定Rossby波Ks的纬向风，（中）绝对涡度和（下）总波数。等高距是（上） 4 m和（中）。（底部）等高线在0,4,6,8,10和15以及25-30处画出，加粗的线条表示Ks的异常值。

首先，图1显示了1979年8月-2004年8月200 hPa的气候纬向风（上图），绝对涡度（中图）以及固定Rossby波Ks（底图）的总波数。 可以确定的是，西风急流在上层的45°N附近最强。此外，纬向风速高度依赖于经度。欧亚大陆的风速特别高，而北太平洋和北大西洋的风速相对较低。对比这种风场，绝对涡度的经向梯度在欧洲亚洲大陆上尤其大。从下图可以看出，在欧亚大陆中部地区形成了一个清晰的波导，对应于中间图所示的大的经向涡度梯度。

图2.通过EOF分析获得的80°E-160°W的200 hPa位势高度回归。等高距为10米。 超过0.5的正相关被阴影化，小于-0.5的负相关被虚线化。

  1. 亚洲东部的波列
  2. 月分析数据

首先对波状图进行统计识别，对于每31天的平均200 hPa经向风场异常进行了经验正交函数（EOF）分析。继Lu等人（2002），这里使用经向风资料来明确识别沿海传播的波状图。事实上，当我们使用位势高度资料代替经向风资料时，无法获得一个沿着横向传播的波状图样作为主导图样;它显示为第二种模式。对于北纬45°的经向风，西风急流轴位于该纬度附近。当我们在30°-60°N的纬度范围内进行EOF分析时，以下结果不会发生大的变化，而只是在45°N的范围内。首先分析在80°E-160°W纵向范围内的经向风资料，以确定代表东亚波动异常的主要成分（PC）。 PC获得后，计算它们的位势高度的回归。图2说明了在80°E-160°W的经度范围内45°N的月平均经向风资料获得的200 hPa位势高度与PC 1的回归。副热带气流确定了清晰的波列图样。 EOF也呈现波状图样，如从图2推断的（未示出）。在图2中，大于0.5的正相关被阴影化，小于-0.5的负相关被虚线化。同时大于0.387的相关性在本分析中具有显着性，显着水平为95％。PC 1的占比为47%，PC 2的占比为23%。注意，PC1与任何高级PC都有明显的分离。此外，我们找不到一个类似的波状模式即在回归到任何更高的pc时，相位都有一个四分之一波长的变化。因此，在亚热带气流上所出现的波列中，有一个明显的相依性。我们研究了下一小节中波状模式的时间演化，在第5节中研究了所出现的相位依赖关系。

另外，从SDP和PC1得到的日本月平均地表温度异常之间的相关性经过估计，确认了日本波列传播与夏季后期气候发展的关系。通过对选定地点的观测值进行平均，在日本北部，东部和西部计算结果发现表面温度异常。按照Nishimori（1999）的定义，选取下列地点：日本北部的Nem uro（47420）和Ishinomaki（47592），日本东部的伏木（47606）和滨松（47654），以及日本西部的Sakai（47742）和 宫崎（47830）。选择这些站点是为了消除城市化的影响。 图中显示了这些站点的位置。图4显示了8月份PC东1（上图）和日本东部（下图）的地表温度异常。PC 1与日本东部的地表温度异常密切相关（相关系数为0.507）。PC 1与日本北部地区的温度异常也得到了0.481的显着相关性。尽管PC 1与日本西部地区的气温之间的相关性没有统计学意义（相关系数为0.330），PC 1和六个地点的平均温度显着相互关联（相关系数为0.430）。 波列图样被证实与日本夏季气候有关。

图3.选择用于计算日本平均温度异常的代表性地点的站点

b、近11天的平均数据

图4.（上）PC 1和（下）日本东部的温度异常

随即对同一时期的每日经向风资料进行另一项EOF分析。这里的重点是波包的时间演变。分析前需将每天的气候平均值除去。这里使用11天的平均值来消除诸如斜压活动之类的短程变化。纬度和经度范围与先前的EOF分析相同，图5显示了经历11天平均经向风场的200hPa位势高度对PC1的回归。同时回归描述在中间的小图中。为了揭示波包的时间演变，每天的200hPa位势高度的滞后回归在顶部小图中显示，并且在第5天在底部小图中显示。中间层中所示的回归模式与图2中的回归场非常相似。他们的模式相关性计算的是20°N是0.924。在顶部和底部层中，相位与中间层中的相位几乎相同。 然而，在欧亚大陆上空观察到的上层异常具有显着的振幅，而在北太平洋上没有检测到明显的波列图样。反过来，在底层中，仅在东亚的东部确定了显着的异常。 从西向东的准稳定波的传播被表示为图4、5中45°N处回归的200 hPa位势高度。在该图中，在计算回归之前，去除等于或小于2的纬向波数的分量，以清楚地估计东向传播。波包快速地从中东向北美转移(~20m )。即使所有组分都用于回归分析，也可以获得类似的模式。接下来，详细研究波包的动态特性。 对涡量预算进行分析以确认线性平流与有效期之间的平衡。 在Sardeshmukh和Hoskins（1988）之后，无摩擦线性化摄动问题的涡量预算可写成如下：

其中是基本逻辑场中的绝对涡度，并且是异常场中的绝对涡度。 这里，和 分别是基本场和异常场中水平速度的旋转分量。右边的第一项和第二项表示线性平流和有效项。罗斯贝波源S *给出如下：

是水平向量的发散分量。波包的200hPa涡度预算见图7.上图显示了线性平流，中图显示了有效性和期限，底图显示了beta;源项。线性平流被有效期限大致取消。即使在波列开始或结束的地区，源项的贡献也小得多。为了定量估计固定Rossby波的传播，然后计算由Takaya和Nakamura（2001）制定的波动活动通量，以计算异常模式。

图5.利用11天平均经向风资料，通过EOF分析获得80°E-160°W的200 hPa位势高度与PC 1的滞后回归。在第5天（上图）-5，（ 中间）0和（下） 5。 等高距为10米。超过0.5的正相关被阴影化，小于0.5的负相关被虚线化。

通过使用局部笛卡尔坐标，波动活度通量W的水平分量可写为：

其中（，）是基本气候场中的风速， 是异常场中的流函数。在本分析中，为了准确估计准静止Rossby波的通量，从中去除等于或小于2的带状波数的分量。 图8描绘了在-5，0和5上每日的波列估计的波浪交通流量，显示了波列的东向传播。此外，它清楚地表明，波列传播开始于里海附近。

图6.与图5相同，但仅适用于45°N的滞后经度剖面。纬向波数等于或小于2的部分被消除。

为了研究低纬度地区对流活动带来的波动模式外部强迫与外部强迫的关系，估算了PC1的衰减OLR。 在图6中显示了11天运行平均场获得的OLR对PC 1的回归。由于在第5天左右开始检测到位势高度场的显着波动异常模式（图5），因此回归 在图5中示出了第5天。 OLR用于确定这里低纬度海域对流活动的异常。 基本上，在回归的OLR中没有发现显着的异常。 然后估计基本（气候）场和异常（回归）场的波成分之间的正压动能转换（Simmons等，1983）。 通过使用局部笛卡尔坐标，正压动能转换可以写成如下形式：

其中（，）是气候领域的风速，（，）是回归场中的风速。在分析之前，右边的u（u，v

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