近年来西太平洋副热带高压与东亚夏季风的联系外文翻译资料

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近年来西太平洋副热带高压与东亚夏季风的联系

摘要

在过去三十年中，夏季西太平洋副热带高压（WPSH）活动增强。然而，西太平洋副热带高压发生变化的原因尚未被人完全解释。这里显示在仲夏活动的作为东亚夏季风一部分的梅雨雨带在最近WPSH（沿梅雨雨带的部分）的增强起着重要的作用。与WPSH相比，位于梅雨雨带北部的夏季鄂霍茨克高压在过去三十年中已经减弱。两个高压之间的南北对比变化响应了梅雨向北移动和增强的现象，增强了对流层上部脊，导致WPSH的斜压强化。区域气候模式实验也支持此观测分析。因此，盛夏的梅雨对流活动可以作为WPSH强化的主要驱动力。这里的结果表明，夏季太平洋副热带高压增强的机制在西太平洋和东太平洋之间存在明显不同

1.介绍：

在最近的夏天，东亚频繁出现巨大的热浪。在夏季期间，东亚处于西太平洋副热带高压的影响下，特别是在这异常热的夏季中WPSH起着重要的作用。事实上，WPSH的西脊已被前人观察到明显向西延伸（Lu and Dong 2001; Suiet al。2007; Zhou et al。2009）。除了个别异常的夏季，WPSH强烈影响热带气旋的轨迹（Stowasser et al。2007; Du et al。2011）。然而，我们很难预测WPSH的发展（Kosaka et al。2012）可能驱动其年际变率的许多因素，例如太平洋日本（PJ）模式（Nitta 1987），SilkRoad模式（Enomoto等人2003），印度洋电容效应（Xie等人2009）和当地海面水温在东亚夏季的变化（6月和7月），东亚的特征是准稳定的梅雨雨带，它是东亚夏季风的一部分，向西太平洋的东北方向延伸（图1a）。梅雨降雨来自于沿对流层西南部WPSH的西部地区运输的水分提供（例如，秋山1973）。同时，低层对流层循环也受到梅雨雨带内的密集加热的影响（Lu and Lin2009; Sampe and Xie 2010）。这两个过程都将低层对流层循环与上层对称。梅雨季节的结束的特点是上层对流层喷气流的突然向北迁移和季节性WPSH的向北移动出现（例如，Ninomiya和Muraki 1986）。 因此，WPSH与梅雨雨带的出现有着密切的关系。然而，负责WPSH强度变化的机制仍有待阐明，因为前人的研究集中在梅雨雨带上WPSH的影响，很少有研究讨论了WPSH对 梅雨对流的影响。 在本研究中，基于数据分析和模型实验，我们试图了解梅雨雨带活动在最近在WPSH的强化中起到的作用。本文的主要结构如下：第2节描述资料和模型实验。 第3节表示观测和分析，第4节使用区域气候模型检查大气对梅雨加热的反应。 第5节是一个总结和讨论的影响。

（图1，a：海平面气压变化趋势的空间分布（10^-1），图b：850hpa位势高度，图c：300hPa位势高度（位于1980-2012年夏季（JJA）），白色部分表示统计检验中置信水平超过95%的部分，黑色部分表示夏季平均降水量（毫米/天）（图a），表示850hPa平均位势高度（图b），表示300hPa平均位势高度（图c）时间1980-2012年）

2.资料和模式

a.资料：

我们主要使用来自中期欧洲中期天气预报再分析中心（ERA-Interim; Dee等人2011）的数据，但我们也使用了全球降水气候学项目（Huffmanet al。1997）和国际卫星气象学项目（ISCCP; Rossow和Schiffer 1991）。观测站的水平压力数据来自日本气象厅。 分析侧重于过去几十年（1980-2012年）的长期变化。 在对流靠近之后，我们基于线性趋势分析数据，并且显着性是基于t检验

（图2：日本Chichi–Jima（27.8N，142.8E）标准化海平面气压和最靠近西太副高的观测站日本Nemuro（43.8N，145.8E）。时间1969至2013年。彩色线条表示线性趋势）

b.模式:

本研究使用的模型是天气研究和预测模型（WRF），版本3.2.1，与高级研究WRF动力核心（Skamarocket al。2008）。我们的模型实验按照Sato和Sugimoto（2013）的方法在相同的模型设置下。例如，云计划使用积云参数化（Grell和Devenyi 2002）和云微物理计划（Hong等人2004）六类水分子，允许代表混合流程以及冰相过程。模型域聚焦在西北太平洋（见图7），水平分辨率为25公里（170 3150个网格点）和40个垂直层。我们使用ERA-Interim的6小时数据作为大气侧边界条件。在0.258grid上的日平均插值SST（OISST; Reynoldset al。2007）被用作海洋表面边界条件，因为它与大气模型具有类似的水平分辨率。模型整合在1982年至2012年5月20日至8月31日期间进行（CTRL运行），因为1982年以后有日平均OISST可用。为了阐明大气对梅雨对流的反应，我们在整个模型内关闭了云微物理化学的潜热域。该灵敏度实验使用与CTRL运行（NOMP运行）相同的模型配置进行。因此，与CTRLrun相比，NOMPrun可以抑制梅雨对流的反应。实际上，在1982 - 2012年期间，CTRL和NOMP的温差平均值显示在对流层上部（未示出）中的最大值，仅反映对冷凝加热的效应。因此，CTRL2NOMP差异可以表示源自于梅雨对流的大气反应。

（图3，在图1中对于950hPa中7月（a）特定湿度（G/kg）和风矢量（m/s）。（b）深对流发生率（%）时间1983-2009。（c）500hpa非绝热加热（K/天）。（d）散度（10^-6/s）和非地转风（m/s）。黑色线条在c中表示平均非绝热加热（K/天）时间1980-2012。正值由实线表示，负值用虚线表示）

3.观察分析

我们将首先考虑过去三十年北太平洋热带高度的变化。 图1显示了夏季SLP以及1980 - 2012年850和300 hPa位势高度线性趋势的空间模式。 夏季平均降水显示了西北太平洋上的东亚分布和西北分布的对比（图1a），形成了东亚亚太季风的一部分。 在东部地区，SLP和850和300 hPa位势高度增加超过北部地区副热带高的作用中心。 这种东亚副热带高压（EPSH）的强化可以解释为地面和海洋之间的热对比增加（例如，Miyasaka和Nakamura 2005），可能是由于最近的拉尼娜效应影响。另一方面，在西太平洋上，SLP和850hPa位势高度在北太平洋副高的西脊上增加并沿东北方向位势高度逐渐增大， （图1a中的黑色轮廓）。在堪察加半岛上，300hPa高度的增加趋势和方差是明显的。 比较图2中的两个高点。 1，EPSH在其整个对流层中的作用中心，反映了几乎相同的气压变化，而WPSH中的增强呈现出其高度向西北倾斜。 这表明北太平洋亚热带高度的敏感机制在西部和东部不同。强烈的EPSH在观测和模拟变暖的气候中都有发现（Li等人，2012），但是在早期的研究中，梅雨雨带的WPSH的强化还没有被确认。相反，鄂霍次克，位于梅雨雨带的北部，形成了对比横跨40.8纬度的南北变化。这意味着在过去三十年中，，尽管上对流层势位高度具有增加的趋势（图1c），准静止表面鄂霍茨克高（OH）（例如，Tachibana等人2004）已经减弱。为了检验WPSH的强度，我们将焦点集中在7月，因为北太平洋西部的梅雨雨带活动最活跃的时间在仲夏。在西太平洋上，低对流层西南风和特定湿度显著增加了梅雨雨带的面积（图3a），这表明梅雨活动的增强。事实上，1983 - 2009年（当ISCCP卫星云估计面积可用时）的深对流（即积云对流）的发生率沿特定湿度增加的区域向东北方增加（图3b）。相比之下，增强的梅雨雨带的低层特征湿度减小，东北暖空气增加，形成强化的反气旋循环。我们还显示了绝热加热的相应变化，以阐明梅雨对流加热的影响。图3c显示500 hPa时非绝热加热的趋势基于诊断热预算分析（例如，Matsumuraand Yamazaki 2012）。更强的非绝热加热发生在日本东北部并沿着平均非绝热加热峰的北侧，这似乎与强化的低层气旋循环到梅雨雨带北部（图3a）相对应。另外，非绝热冷却的趋势对于增强的绝热加热的影响，对应于特定湿度的降低来说非常重要。这些结果表明，在过去的三十年中，梅雨对流活动已经逐渐向北移动并且增强。在亚热带太平洋上，绝热加热和积云对流也出现了显著的趋势（图3b，c），表明亚热带对流增强（Ueda et al。1995）。图3d显示了在950 hPa处的分歧和老化趋势的趋势。更强的汇聚发生在梅雨雨带和亚热带对流，而30.8-38.5N强烈的发散是由于增强的绝热冷却的结果。增强的绝热冷却通过引发较低层次的发散，有助于在较低层次的亚热带汇聚，可能在暖海上形成加强的亚热带对流。这些结果表明WPSH的增强有助于增强亚热带对流。我们现在分析增强和向北移动的梅雨对流如何导致WPSH的强化。图4示出了在140.8-170.8E增强的梅雨雨带上的7月平均的线性趋势的截面。低层特定湿度增加超过40.8-45.8N（图4a），表明低层西南太平洋提供了梅雨雨带上的水分（图3a），其中出现更强的上升与较低水平的收敛和上层对流层发散（图4b）。因此，与向上运动相关的较低水平的汇聚也将大部分水分提供给上层对流层。在增强的梅雨雨带南部，较低水平的特定湿度随着向下运动的增强而减小。由于梅雨雨带更强的非绝热加热发生，特别是在对流层中部，这增加了低层西南部向梅雨雨带提供的水分（Sampe和Xie，2010）。此外，非绝热冷却趋势和增强的亚热带对流也分别在低层和中间大气层起着明显的作用。在200hPa的另一个区域的绝热冷却延伸到绝热加热的峰值，这表明对流层顶高度的增加是由于对流活动增强的结果。北移和增强的冷凝加热说明了梅雨雨带上的中层和上层对流层温度变化趋势（图4c），而低层对流层变暖可以通过西风带诱导的暖平流（未示出）来解释。由于梅雨对流加热，上层对流层在梅雨雨带上增强，下层位势高度减小的渤海湾（图4d），在鄂霍次克海（图1a），在下热带地区没有明显影响。因此，在梅雨对流加热的南部，与向下运动相关的增强的绝热冷却说明了下层的加强。对于WPSH 的上表面30.8-35.8N（图1a），在WPSH中的增强显示其具有高度的向北倾斜的趋势。在北纬60.8-65.8N，与向下运动相关的绝热加热有助于对流层逐渐变暖（图4c），使得上层出现强对流层（图1c和4d）。大气压反应7月份梅雨对流活动最活跃，8月梅雨主雨带消失时，压力梯度减弱，大气环流变化仍然明显。图5显示8月的线性趋势与7月趋势相对应。虽然梅雨变化减弱，在40.8-45.8N上增强的绝热加热有助于加强对流层顶高度，导致WPSH的压力临界增强，类似于7月大气环流变化。上部对流层层顶在8月份变得比7月份弱，而在下层对流层层顶更强，这表明压力梯度转变几乎无明显变化。另一方面，在60.8-65.8N的北纬，增强的绝热加热有助于上层对流层出现变暖趋势，可能是由于东西伯利亚的陆地变暖所致（Matsumuraand Yamazaki，2012）。由于北太平洋西部的梅雨雨带活动在仲夏节最活跃，7月的趋势很好地反应了夏季（6月 - 8月（JJA）]西北太平洋气候变化（图6），即使6月的趋势不稳定。因此，仲夏的梅雨对流活动可以作为WPSH变化的主要驱动力。第5节将讨论一个可能的变化机制。

（图4:7月线性趋势（10^-1）的径向截面：（a）平均比湿超过140.8-170.8E（间隔0.1g/kg），（b）非绝热加热（间隔0.1K/kg）和径向循环（m/s），（c）温度（间隔0.2K），（d）位势高度（2m），阴影部分表示置信区间大于95%的部分，位于零的线条被省略，正值用红线表示，负值用蓝线表示）

（图5：和图4中相同，时间为8月。（间隔0.5g/kg（a）和间隔0.1K（c）））

（图6：与图4相同（JJA），（间隔0.5g/kg（a）和间隔0.1K（c）））

4.模式检验

如前面所提到的，由于WPSH通过对流层低层变化与梅雨雨带活动相互关联，因此仅根据观测分析可能难以清楚地得出原因和结果。为了进一步验证WPSH和长期的梅雨对流之间的因果关系的变化，我们使用区域气候模式进行长期数值实验，与全球气候模式相比，这可以更好地模拟梅雨对流和雨带之间的变化（Ninomiya 2011）。 为了关注大气对仅有梅雨对流的影响，我们的模型排除了亚热带对流强迫（例如图3c和4b）。图7a显示了1982 - 2012年期间CTRL运行的夏季SLP趋势。 CTRL运行良好地复制了ERA-Interim趋势（图1a），即使我们使用与CTRL运行相同的周期来分析它，其显示在OH和WPSH之间的南北对比变化。虽然表面WPSH的增强相对较弱， OH减弱变化的移动略微向东（图7b），但CTRL 2NOMP差异也显示了南北对比的SLP变化。图7c，d显示了7月云水混合-tio，它是在CTRL运行和CTRL 2 NOMP差异中的云水，雨水，冰，雪和霰的总和。 CTRL运行和CTRL 2 NOMP差异在7月比西部北部地区更好地再现了北移动和增强的梅雨，表明梅雨加热增加了的梅雨云。低层西南部也反应了北太平洋西部CTRL运行和CTRL 2NOMP差异的增加。此外，7月的对流层下部流量变化显示出JJA SLP的变化（图7a，b），对应于ERA中期趋势。然而，在CTRL 2NOMP差异中，增加的梅雨也在气候梅雨雨带上到达北纬40.8，因为我们需要抑制在整个模型域内的梅雨加热的影响。结果，40.8N以南的云量增加可能被高估，而降低的云量被低估。图8显示了155.8-170.8E期间增强的梅雨雨带上的线性趋势的截面的平均值。在CTRL运行中（图8a），低云显着地增加超过40.8-45.8N，较低水平云团的汇聚促进向上运动，增强了梅雨对流。由于北太平洋西部SST方案40.8-45.8N具有强烈的北降梯度，低层南部地区抑制地表蒸发，造成低云或海雾（Tokinagaet al。2009）。事实上，在我们的实验中

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