副热带西风急流对西风扰动和青藏高原涡的影响[1]外文翻译资料

 2022-12-20 21:14:10

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副热带西风急流对西风扰动和青藏高原涡的影响[1]

K.M.R. Hunt1 ,J. Curio1,2 ,A.G. Turner1,2,and R. Schiemann1,2

1Department of Meteorology, University of Reading, Reading,UK,

2Nationa Centre for Atmospheric Science, University of Reading, Reading,UK

摘要：西风扰动(WD)是对流层中层到上层的中尺度涡旋，在北半球的冬天沿热带西风急流传播，为巴基斯坦和北印度带来强降水。在动力学上与青藏高原涡(TPV)相似。TPV从青藏高原发出，影响着中国西南春夏两季。我们认为两者之间的相似性代表着在对流层上层存在着一个更加常见的涡旋群。与喜马拉雅-青藏高原地区的地形相互作用。利用ERA-interim数据进行分析。发现在发生频率和季节循环、急流所在纬度方面，两涡旋都有很强的相关性。研究结果表明WD和TPV所造成的灾害发生率跟高空斜压性与年际时间尺度有关。这些位于印度北部和中国南部，西藏的季节性中尺度气旋，分别是西风扰动和青藏高原涡。这些系统会导致相关地区的强降水或是灾害性降水。所以加强预测风险相关性很重要。这篇文章研究了：1.从前的文献提到的两种涡旋具有相似结构的系统；2两涡旋的年际平均强度受副热带西风急流的影响；3.各个涡旋在年际尺度上存在着相关性；4.两涡旋的关系可以考虑通过急流的强度和位置来解释。得到结论:西风扰动和青藏高原涡是天气尺度涡旋的特殊情况。

  1. 引言

巴基斯坦，北印度和包括青藏高原的中国西南部的气候受到位于对流层中层的中尺度涡旋的影响。在巴基斯坦和印度北部，这些中尺度涡旋与兴都库什山脉和喀喇山脉相互作用。被称为西风扰动。(WDs; Pisharoty amp;Desai, 1956)。在中国西南中尺度涡旋与青藏高原相互作用，被称为青藏高原涡(TPVs; Tao amp;Ding, 1981)。其定义为：在温暖的季节出现在青藏高原近地面(500hPa)的中尺度气旋性涡旋(Feng et al., 2014)，起源于地中海黑海和里海，发生在中纬度西风带并向东运动经过北印度。(http://imd.gov.in/section/nhac/wxfaq.pdf)

存在着另一种气旋会为这个地区带来降水，即西南气旋(SWV)。它通常会移动到青藏高原的东部(Li et al., 2017)。在物理机制上，SWV与TPV和WD有所不同。TPV和WD的最强出现在350(Hunt，2017)和450hPa(Feng, 2017; Zheng, 2013)，而SWV出现在750hPa(Feng, 2016)。他们的垂直范围也不一样。例如，WD是一个出现在在600和200hPa的正涡旋，而SWV则在地表到500hPa。但是，它们都可以与TPVs发生相互作用产生暴雨(Chen, 1996; Li, 2017)。一般认为它们在结构上不相关(Feng, 2014; 2016)。

图 1. 在选定的月份中，200hPa的风速等值线平均为：冬季(2月，绿色25.0m/s),季风前(5月，蓝色，24.5m/s)，季风(7月,黄色,22.9m/s),季风后(9月，红色24.6m/s)。虚线表示当月的急流轴平均。图中给出了地形。

WDs和TPVs因为可以通过辐合和地形抬升在季节降水量不是很多的地区造成暴雨和大风，所以很重要(Hunt，2018；Li，2017)。如何这两类系统之间存在关系，将对了解地区极端天气危害产生重要影响。

这两个案例研究(Dimri, 2004; Ramanathan amp;Sahar, 1972)和综合研究(Hunt, 2017)都详细地描述了WDs的结构。而关于TPV的研究较少，根据(DellOsso amp;Chen, 1986；Wang, 1987)以及一项综合研究(Feng, 2017)表明，尽管TPVs和WDs之间存在着很大的差异，例如：在影响局部地区湿度和涡度方面，前者在高原和印度地区有不同，后者则受到高原感热的影响。但他们之间仍是有很强的相似性。例如：上暖下冷的热力学结构，由斜压性引起的对流层涡旋。除此之外，两者的年际频率类似，以相差不多的速度东移(Feng, 2014; Hunt, 2017)。这些涡旋通常位于西风带中，这进一步强调了急流的重要性。

值得注意的是，WDs和TPVs的发生机制不同，WDs被认为是起源于温带气旋或是受到下流正压或斜压不稳定加强的急流扰动(Hunt, 2012; Mull amp; Desai, 1947)。相反，TPVs被认为是由于青藏高原的非绝热加热(Li, Zhangamp;Wen, 2014; Li, Zhang, 2014)和动量(Zheng, 2013)所引起的，有时候也可能是由于急流以某种方式与地表面加热耦合造成(Kuangamp;Zhang, 2005)

图1显示了1979-2017 ERA-interim资料的选定月份的急流气候态。对于每个月实线显示了200hPa纬向风等值线的位置，通常为25m/s。对于风速较大的地区，用虚线表示急流轴。在北半球的冬天用绿色表示，最强的急流轴位于印度北部。随着夏季印度季风开始发展(5月; 蓝色)，青藏高原开始变暖形成南北的温度梯度。副热带东风急流开始在青藏高原的东边生成，但是并不明显。在印度上空，副热带西风急流北抬并减弱，这种情况在7月(黄色)达到最强，此时急流不再存在于印度上空。在季风开始撤回时，逐渐转为冬季模式(红色)。

很明显急流的强度和所在纬度与季节存在着很强的相关。关于WDs和TPVs对急流位置的相关，做出以下假设：1.认为它们的季节平均发生周期存在关系；2.它们的出现存在着一定的年际相关性，尤其是在急流纬度变化较大的月份(Schiemann, 2009)。这两个涡旋都很重要，尽管存在一些关于TPVs和WDs的动力学方面的研究(Li, 2002; Liamp;Liu, 2006; Raju, 2011)，但却没有试图去探讨它们之间的关系。

  1. 数据和方法
    1. 跟踪数据库
      1. 西风扰动

使用(Hunt，2017)制作的WD方法。数据库使用通过T5-T63光谱带的对流层中层(450-300hPa)的相对涡度来识别1979年至2016年ERA-interim中的3090个WD 轨迹。其中包含域滤波约束，涡旋必须通过一个由20°N–36.5°N和 60°E–80°E限制的地区。在这里，通过要求这些涡旋生成在25°N以北可以来进一步细分，过滤掉这些对流层中层气旋的残余。这些气旋残余通过70°E以东(青藏高原的西边缘)，也不与急流发生相互作用。这些条件删除了三分之一的WD轨迹，提高了与TPV数据库的一致性。

      1. 青藏高原涡

使用(Curio, 2018)创建TPV的方法，使用目标特征跟踪算法TRACK(Hodges, 1994; 1995; 1999)来计算。在1979-2015的500hPa相对涡度中，核查并追踪通过T40-T100的TPVs的极大值。发源于青藏高原地区内的涡旋被保留。在本研究中，我们只选择32°N–36°N和 80°E–87°E区域中的TPVs，该区域覆盖了气象密度最高的地区。尽管两个过滤器都使用不同波段的光谱来接获相同的波长。但是WD和TPV这两个方法都能为各自的目标生成准确的数据。

    1. 与急流有关的量级的定义

为了评估急流位置和强度或急流的大尺度控制，定义了以下数量级。这些数据均使用6小时的 ERA-Interim瞬时再分析数据计算 (Dee et al., 2011)，从每月的统计中可以得出以下结论：

为了评估急流的平均位置和存在概率，参照Schiemann(2009)，定义一个，

= (1)

      1. 斜压性

这里使用的斜压性度量是局部密度和等压面之间的角度，涉及的小水平梯度的角度场近似于垂直方向上的斜压项：

= k‖times;‖ (2)

是表面之间的局部角度，k是一个常数。

      1. 正压性

沿用Kuo(1949)的结论,使用正压性的指标：

= (3)

u是风的纬向速度，y是与赤道的经线距离，beta;是经向科里奥利参数的梯度。

  1. 结果

图2. 月平均TPVs (黄色) 和WDs(红色)的每月平均频率及两者年际相关(蓝色)。相关系数在10％显著水平下不显著时，背景颜色为灰色。通过对相邻两个月取平均，对月频率进行平滑。WD=西风扰动；TPV=青藏高原涡

图2显示了TPV(黄色)和WD(红色)的每月平均频率，与它们各自的plusmn;1误差。年平均周期是反相关(系数- 0.83)，年度周期产生峰值/槽的时间与急流的纬度极端的时间重合。TPV发生高峰在5月/6月，气旋的北部通过青藏高原。而WD最常发生在1月，位于兴都库什-喜马拉雅地区。在WD和TPV之间的年际时间尺度上的变化显著，(图2中的蓝色曲线)相关系数从9月-0.30至2月-0.57。在印度夏季季风爆发期间，WDs的频率几乎可以忽略不计，两者相关并不明显。因此，我们可以用季节变化的反相关关系来表示急流纬度的影响。一般情况下，年际频率中的正相关关系表明急流速度或是其他因素的影响。

为了进一步研究，将年际频率与选定月份的急流属性联系其来。在图3中，急流的位置是用表示(方程(1))。月平均与三个变量相关：TPVs和WDs的和(彩色等高线, 其中5%的重要度), TPV(只计算在5%的重要级别上具有重要意义的。符号与以前的回归匹配)以及WD(仅计数格点与以前相同的标准的值)。图3-c的构造有所不同，这是由于9月的TPVs和WDs之间反相关，总计数是两者之差而不是和。

图 3. 副热带西风急流月平均位置(200 hPa)与天气事件月平均频率的空间相关系数。定义为WD和TPV的和。(a) 2月，(b) 5月和(c) 9月，其总量定义为TPV减WD。只有在相关系数在5％显著性水平之下且不等于0时，才显示轮廓。3500 m的地形等值线用灰色表示。WD =西风扰动;TPV =青藏高原涡。

在 2月(图 3a)如果急流偏南南或位于青藏高原北部太远，会导致涡旋减少。这是由于急流在在兴都库什-喜马拉雅地区发生的失败，导致WDs数量的减少。在5月(图 3b)急流南北季节变化对于亚洲季风发展很重要, 出现偶极子结构，更有利于急流南部对齐青藏高原的边缘对齐，方便影响TPVs和WDs。这表明，急流在年际变化北移推迟将产生更多数量的WDs和TPVs。在 9月(图 3c)，急流南移较晚，与TPVs和WDs数量的减少有关系。这里对涡旋产生的影响不是直接的，而是间接的。通过地表的加热(Kuang amp; Zhang, 2005)或通过加强在高层急流的南边的辐散 (Li, Zhang, Wenamp;Liu, 2014)都能产生不同程度的影响。分析了TPVs和WDs与急流位置的年际变化关系之后，我们现在探讨它们是如何与急流的速度变化相联系的。图4是WDs与TPVs与200hPa的相关性(见方程 (2))，显著性如图3所示。在2月(图 4a)，阿拉伯海和印度半岛上空的较强的斜压性不利于涡旋产生，从而影响TPVs和WDs的数量相对比发现在30°N存在一个广阔的区域对于涡旋总数以及个体都是是高度正相关的。图3a却中没有此信号来证明，急流内部的可变性比急流纬度更容易影响北方冬季的涡旋产生。5月(图4b)，信号在很大程度上消失，是因为气候急流的位置已经移动到之前纬度的北部(25°N)。到每年这个时候尽管规模有所缩小，但对强烈的斜压作用很重要的地区仍然存在。在9月(图4c)、更高的TPV产生数量和较少的WD 产量都与高原西南部的斜压性的减小有关。后者的关系更简单，上游较少的斜压涡度倾向意味着减少在急流的不稳定的溢出。而前者却不那么直接，可能会有一个更稳定的急流产生。由于下游的大规模云量较少(Riehl, 1948)，容易产生更强的高原加热，TPV 的发生频率可能会增加。进一步的研究一些预测因素：分区风速u和斜压性，(参见方程 (3))。重复早期的回归分析, 但没有显示在此区域相关性与u之间的关系类似于与的。但它们的变化更平滑,一般覆盖更大的重

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