云辐射加热对东亚夏季风环流的影响（2015）外文翻译资料

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云辐射加热对东亚夏季风环流的影响（2015）

郭准，周天军，汪名怀，钱云

1. LASG，大气物理研究所，中国科学院，北京，中国
2. 气候变化研究中心，中国科学院，北京，中国
3. 大气科学学院气候与全球变化研究所，南京大学，南京，210093，中国
4. 气候变化协同创新中心，江苏省，中国
5. 西北太平洋国家实验室，华盛顿州，美国

关键词：东亚夏季风，云辐射加热，数值试验

摘要：本文通过使用CAM5（Community Atmospheric Model version5）研究云辐射加热对中国东南部东亚夏季风（EASM）的影响（105° - 125°E，20° -35°N）。敏感性实验表明，云辐射加热会对中国东南部的局部EASM环流产生积极影响。如果没有云的辐射加热，EASM的循环和降水将比正常条件下的要弱得多。云的长波加热主导了EASM循环的变化。云对EASM环流的正面影响可以通过热力学能量方程来解释，即云底和云顶之间的不同加热速率增强了中国东南部的对流不稳定性，从而增强了上升气流。强上升气流将通过Sverdrup涡度平衡进一步影响上升气流中心上方的向南经向风。

1.引言

东亚夏季风（EASM）对东亚当地气候有显著的影响（Wang and Li, 2004）。在每个北半球夏季，西太平洋副热带高压南侧的西南风携带来自太平洋的暖湿水汽和中国东南部的大陆冷空气相遇混合。因此，东亚亚热带锋面建立，这显著削弱了斜压性影响并且增加了深对流发生的频率（Ding and Chan, 2005; Wang et al., 2008）。沿着锋面区域，由于深对流的发生频率很高，因此对流降水的一个重要部分从长江流域向东延伸至日本（Ding and Chan, 2005）。相应地，在中国东南部，冬季盛行的低云被夏季高云所取代，包括深层积云和卷云（例如，Yu et al., 2001; Luo et al., 2009）。

传统上认为云是大气环流变化及与之相关的EASM系统变化的结果。正如我们熟知的，冷却凝结所释放的潜热会对EASM的发展产生积极影响。然而，云的辐射效应有些被高估了。云通常被认为通过它们的温室效应来增温底层大气，并通过反射和吸收短波辐射冷却云底大气和加热云顶。云底和云顶之间的加热速率垂直差异导致云砧中的对流不稳定性（Ackerman et al., 1988; Mather et al., 2007）。因此，我们假设通过云底空气和云顶之间不同的辐射加热效应，云可以给EASM循环提供反馈。通过使用CAM5进行数值试验来检验该假设。研究结果表明，若不考虑云辐射加热，EASM环流和季风降水将显著变弱。

表1.敏感性实验的详细信息

2.数据、模型和方法

本研究中所使用的数据集包括以下季节平均场：

（1）用于描述气候大气环流的美国国家环境预报中心大气能源模型相互比较再分析资料II（NCEP2；1979-2011）（Kanamitsu et al., 2002）。

（2）1979年至2011年的CPC合并降水分析（CMAP）数据：用于描述气候季风雨带（Xie and Arkin, 1996）。

（3）2006年到2011年CloudSat和CALIPSO（云-气溶胶雷达和红外卫星观测）数据：用于描绘云的垂直结构（Stephens et al., 2002年）。CloudSat，它带有最小可探测30dBZ信号的云剖面雷达，可提供反射率（来自2级云卫星几何产品）和加热率（来自2级云卫星通道和加热率产品）用于此项研究中。

数值实验通过运行CAM5来执行(Neale et al., 2011)。CAM5中的层状云和积云分别用不同的云参数化来处理。浅积云方案和深积云分别按Park和Bretherton（2009）和Zhang和McFarlane 方案（Zhang and McFarlane, 1995; Neale et al., 2008）处理。层状云的宏观物理过程由Park等（2014）和Gettelman等（2010）提供的方案来表征。该模型将快速辐射传输模型应用于一般循环模型（RRTMG）来处理辐射传输(Mlawer et al., 1997; Iacono et al., 2000)。

为了研究云辐射加热如何影响中国东南部的EASM，我们执行三个敏感试验(表1)，其中全天空辐射通量(范围105°-125°E,20°-35°N,见图1(a))分别设置等于在短波(NS)，长波(NL)，净辐射（NR）下的晴空天数。

另外，执行没有这些改变的控制运行（CNTL）。然后将来自三个敏感实验的结果与对照运行进行比较。所有实验均以垂直方向30层和2°的水平分辨率运行，并控制其具有相同的气候海洋表面温度（SSTs）。所有实验均运行6年；过去5年的结果用于分析（见表1）。为了更好地与卫星观测比较，云反馈模式比较计划观测仿真包（COSP）（Kay et al., 2012）也被用于这项研究中。

3.结果

夏季的平均降水场和风场（图1（a））显示在中国东南部盛行西南风，在850百帕上，风从中国南海到中国东南部携带了丰富的水汽（图1（a））。雨带与风区保持一致，雨带沿着梅雨锋前区域（~ 30°N）从长江流域延伸到日本南部。

与EASM水平分量一致，垂直EASM分量取代了Hadley环流在中国东南部的的主要支（Ye and Yang, 1979; Zhou and Li, 2002）。东亚夏季风循环在垂直方向上的一个突出特点是在中国东南部盛行一支强大的上升气流，此上升气流向南并在其上部伴随着流出气流（图2（a））。相对应地，季节性平均雨带很好地与上升气流同步，雨带北边界超出20°N（图2（a））。

由于EASM循环垂直方向上的上升气流，夏季，高云在中国东南部（105°-125°E，20°- 35°N）占主导地位。出自CloudSat / CALIPSO的中国东南部的雷达反射率的波状频率雷达高度图（CFAD）在图3（a）中呈现。由于云雷达最小可检测信号是30dBZ，所以仅显示雷达反射率大于30 dBZ的结果。一个强而窄的雷达反射率范围延伸到海拔（12km）。这表明云砧的盛行主要是由小冰晶构成。强大而不间断的云带范围从1公里到14公里，代表了对流云的存在（Luo et al., 2009）。由于大冰相云粒的存在，雷达反射率的高频带在凝固层上（4km）。而5dBZ和10 dBZ之间的频率带通常在4km以下可能是由于雨滴和液相云滴造成。

图1. 1979 - 2011 年6、7、8月降水量（阴影，单位：mm/天）和850 hPa风（矢量，单位：m/s）的水平分布。（a）观测值（NCEP2和CMAP），（b）CNTL运行结果，（c）NL和CNTL运行结果之间的差值，（d）和（e）与（c）一致，是NS和NR分别运行与CNTL之间差值。虚线部分表示的降水异常达到10%的显著性水平。黑色区域意味着地形高于1.5公里。红色框是中国东南部（105°-125°E，20°- 35°N）。

CAM5通常再现EASM循环和云系统的3D结构（图2（b））。值得注意的是，西太平洋副热带高压的模拟位置相对于观测值偏北（图1（b））。此外，模拟的EASM的垂直环流比观测值更高更宽，并且雨带位于中国华北平原（〜 40°N）而不是长江流域（〜 30°N）（图2（b））。因此，雷达模拟的频率带在垂直方向渗透到更高的高度，并覆盖一个更宽的范围（图3（b）），这意味着CAM5会产生更多的云（包括液滴和冰晶）和更高的云顶。

图2.每张图的顶部：6、7、8月的高度 - 纬度横截面平均温度（阴影，单位：K）和风（矢量，单位：m/s）已经过平均（105° - 125°E）。在每张图底部：纬度基于相同区域的降雨（单位：mm/天）。（a）观测值，（b）CNTL运行值，（c）NL和CNTL运行之间的差值，（d）和（e）与（c）相同，但是NS和NR分别运行结果。虚线部分表示温度异常达到10%的显著性水平。

图1 - 4 显示，云通过改变辐射垂直通量而起到影响EASM结构和强度的显著作用，包括环流和降水。当云的长波辐射效应被忽略（NL运行）时，弱温室效应导致在该中层水平的0.8 K的负温度异常，这进一步增强了稳定性并引发了中国东南部的异常下沉气流（图2（C））。强烈的异常下沉气流也因此导致EASM的局部循环和降水等多种反应。首先，异常因子将减少冷凝上升和云出现的频率，如云雷达反射率呈现负异常表示积云和砧的减少（图 3（c））。其次，异常的下沉气流还导致位于西北太平洋中国东南部的异常反气旋和气旋出现，它们的东北风分量在中国东南部占主导，这减少了850百帕中国南海的水汽输送，正如图1（c）所呈现。也导致中国东南部降水负异常和热带海洋的降水正异常（图1（c））。

中国东南地区环流和降水对短波云加热的响应比向长波云加热弱（图1（d））。忽略短波云加热导致低层和中层变暖，这使得局部不稳定性增强，但是，这种温度的变化是微弱的（图2（d））。因此，长波云辐射加热是EASM环流中的云辐射的主要影响因素（图1（e））。

图3. 6、7、8月的CFAD表明雷达反射率的平均值（105° - 125°E，20° - 35°N），水平坐标是雷达反射率（dBZ）和垂直坐标是高度。单位坐标在水平方向上为5 dBZ，在垂直方向上为0.5 km。（a）观测值（CloudSat / CALIPSO），（b）CNTL运行值，（c）NL和CNTL运行之间的差值，（d）和（e）与（c）相同，但是NS和NR分别运行结果。

为什么局部云辐射加热会对中国东南部的EASM环流产生如此巨大的影响？我们使用热力学能量方程式和Sverdrup涡度平衡解释了一般循环对没有辐射加热的响应。

忽略水平平流，所述热能量方程可以简化为（Ackerman et al., 1988; Mather et al., 2007）：

其中Q表示加热速率，w表示垂直速度，H表示高度。 被定义为Brunt-Vaisala 频率，theta;表示潜热。等式（1）表明辐射加热通过与上升气流相关的绝热冷却来平衡。换句话说，没有云辐射加热往往会产生异常下沉气流。

中国东南部，云辐射热通常由CAM5模拟刻画（图4（a）和（b））。但是，CAM5在6~12 km所显示的由云引起的平均净辐射的加热速率大约是0.55 K/天，大于观测值0.47ķ/天（图4（a）和（b））。此外，最大辐射加热的模拟位置与观测值相比也更高，这和云和EASM循环的垂直部分保持一致（图2和3）。当云辐射效应被忽略即（NR运行）时，那里会产生一个与原来相比的辐射冷却异常约0.5 K/天，且这种异常现象大部分来自长波云辐射（图略），这也和我们之前在图1-2所发现的一样。基于等式（1），这样的辐射不足产生的异常下沉气流的速率约为8天/百帕且其峰值出现在6〜8公里，其中生最大辐射冷却如图4（c）呈现。这大大有助于EASM循环，因为CAM5中EASM循环在中国东南部的上升速率约为20百帕/天。

图4.纬度—高度横截面：6、7、8月云辐射加热率（阴影，单位K/天）（a）CloudSat观测值 （b）CNTL运行值; （c）NR和CNTL运行之间的差值。（c）中矢量（单位：m/s）表示用等式（1）和（2）计算的云辐射加热风。

EASM向南的流出的异常可以由

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