亚洲中高海拔地区冬季高空风场的变化模式外文翻译资料

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亚洲中高海拔地区冬季高空风场的变化模式

作者：ZHANG Yao-Cun and XIAO Chu-Liang

摘要：在这项研究中，用美国大NCEP/NCAR再分析数据集合资料来分析亚洲中高海拔地区冬季高空风场的变化模式。如结果所示，主要影响亚洲中高海拔地区冬季高空风场的变化模式分别有：副热带高压的反相位、东亚上空的温带急流和经向移动的副热带西风急流轴在年际和多年尺度的变化。最能影响模式变化的因素可以作为代表亚洲中纬度地区大气环流完整变化的好的度量。综合分析表明，最能影响冬季高空风的模式变化因素与大气环流和北半球中纬度地区温度异常密切相关。

关键字：东亚副热带西风急流，温带，变异模式

1. 介绍：大气环流的突出特点之一是在两个半球的中高纬度存在的宽的西风带。西风带的强度是大气环流状态的代表，这与不同纬度的质量、热量和动量的交换有关，也和两半球及全球尺度的天气、气候异常有关。为了测量西风的强度并描述其变化性，Rossby (1939) 提出了一个简单的指数，称为区域指数，定义为 35°N 到 55°N.之间的区域平均海平面压力差。Rossby 区域指数广泛用于研究大气环流的变化(Namias, 1950; Wallace and Hsu, 1985; Kidson, 1985; Kass and Branstator, 1993; Gong and Wang, 1999). 然而，仅使用中纬度西风带的单一带来计算纬向指数;如果存在两个西风带，则该指数不适用。在现实中，这是非常常见的，在北半球中纬度地区，特别是东亚地区，同时出现两个强大的西风分支(Lee and Kim, 2003; Zhang et al., 2008; Ren et al., 2010,2011). 早先的研究表明，基于波动相互作用的观点，更强的亚热带急流折射更多的波，并导致更强的波通量会聚和在较高纬度的较弱的西风急流，反之亦然。(Hu and Tung, 2002;Karpetchko and Nikulin , 2004)。然而，到目前为止，还没有指数被证明能反映亚洲中高纬度地区上层风和西风急流的变化模式。因此，有必要开发另一种方法来表示亚洲中纬度地区西风和大气环流的变化。因此，本文旨在确定亚洲中高纬度地区冬季上层风场的变化模式，并尝试检查其与北半球区域指数和相关大气环流异常的关系。在本研究中使用1979 - 2010年国家环境预测中心/国家大气研究中心（NCEP / NCAR）再分析数据。数据的水平分辨率为2.5纬度times;2.5经度，在垂直方向上有17个水平。
2. 亚洲 - 高纬度地区300 hPa的风场气候学

强对流层风在对流层上层和平流层下层。我们分析了在300hPa的纬向和经向风。图1显示了冬季（12月，1月和2月）300 hPa的纬向风，强风带（大于30 m/s）在110°E以西较窄， 110°E以东。最强的风位于日本东南部的海洋上，东亚亚热带西风中心位于日本东南部。另一个区域具有接近45-60N的近峰，但没有形成风中心，其对应于温带急流（或极前急流）的位置。然而，在季节性平均风场中难以将温带急流与副热带急流分离。为了分析上层温带急流的水平结构，计算了冬季300hPa急流的发生数。本研究中使用的方法与Ren等人使用的方法相同。进行统计计算以识别在10-70°N，60-180°E的区域具有最大风速的中心。如果满足以下条件，则认为中心被称为急流中心：（1）中心风速大于30ms-1，（2）中心点周围的八个网格点处的风速小于中心点。该计算是用冬季的每日风数据进行的。在300hPa下的急流的出现数如图1所示。从图中可以看出，在冬季，存在两个在东亚发生数大的区域，一个从青藏高原的南侧延伸到日本周围的海洋，对应于亚热带西风急流的气候平均位置，另一个位于50-60N，60-110°E的区域，对应于温带急流的气候平均位置。此外，亚热带西风急流比温带急流更频繁地出现。青藏高原北侧是急流最少的;因此，该区域用作温带急流和副热带急流之间的分隔区。

图1在300 hPa冬季，纬向风（轮廓）的气候学和急流（阴影）的数值。 粗实线对应于青藏高原主体的3000 m的地形等值线

图2 冬季区域风的EOF模式平均值从60°E到160°E。 垂直实线是子午方向上的西风轴。 在300 hPa交叉的两个圆圈分别代表副热带和温带急流中心。 实线表示垂直方向的亚热带西风急流轴。 区域平均形状是黑色阴影。

3. 亚洲中高纬度地区冬季上层风场的变化模式

从上述分析可以清楚地看出，在东亚存在两个分支的急流，其可以从每日再分析数据中识别。 北半球中高纬度地区大气环流的变化由两个急流的变异性反映出来。 在本节中，我们尝试解释亚洲中高纬度地区冬季上层风场的变化模式。 我们进行质量加权EOF分析（Thompson和Wallace，2000）冬季平均从60°到160°的纬向风场。 第一和第二主导模式的空间模式示于图1中。 第一模式的特征是两个主要异常中心，具有相反的符号，分别位于副热带急流和温带急流，表明一个急流的强度的变化与另一个的相反。显然，第一主成分（PC1）显示年际变异性。 第二模式的特征在于在副热带急流轴线的北和南侧的风场中的相反变化，其代表副热带急流轴线的子午位移。 这种模式表现出多年变化。 此外，各变异模式呈现出热带结构，风场的异常中心位于400〜300 hPa的位势高度，表明风场的变化模式存在于对流层和低层平流层。 因此，东亚亚热带和温带急流强度的正、负异常变化以及副热带急流轴的移动是亚洲中高纬度地区冬季上层风场的主要变异模式 。

图3 冬季ZI_HGT500，ZI_SLP和PC1的主成分的区域指数的年际变化

4.与北半球大气环流的联系

为了比较亚洲冬季上层风场和北半球冬季风场的变化模式，计算区域指数（ZI），以表示北半球中纬度地区大气环流的变化。 区域指数500 hPa位势高度（HGT500）（Gong and Wang，2002）和纬向平均海平面压力（SLP）（Li和Wang，2003）使用以下公式计算：

图3显示了ZI_HGT500，ZI_SLP和PC1的年际变化。 由500 hPa位势高度和海平面压力定义的指数之间的相关系数显著高（值为0.93），表明类似的能力代表中纬度东亚地区大气环流的变化。然而，纬向指数和上层风场的第一EOF模式的主分量之间的相关系数较小（分别为0.66和0.50）。 如上所述，纬向指数仅代表单个西风带的变化，而风场EOF模式可用作表示中纬度东亚地区大气环流的变化的良好量度。为了检验冬季上层风场变化模式与北半球大气环流之间的联系，对500 hPa（850 hPa）下的位势高度（温度）差异和风差进行综合分析，基于PC1。当PC1大于（小于）1.0（-1.0）时，定义第一EOF模式的正（负）相。所选择的强阳性（nagative）相年分别为1971,1978,1988,1989,1991,1992和2006（1976,1980,1983,1984,1985和2000）。复合图如图4a所示。对于正位相，东亚大槽和东亚大陆和北太平洋上的西风减弱，高纬度和极地地区的位势高度减小。这种差异模式在某种程度上类似于Wallace和Gutzler（1981）记载的欧亚远程连接模式（EU）。复合温差分布，如图2所示。 4b，表明东亚大陆和沿海地区存在强正温度异常，为正相第一EOF模式，而对于其负相位，温度异常模式是相反的。因此，表明冬季上层风场的变化模式与北半球中纬度地区的大气环流和温度异常密切相关。为了揭示主导上层风的变化模式与一些众所周知的循环遥相关指数的关系，我们计算了PC1和北极振荡（AO），欧盟，北大西洋振荡（NAO），太平洋北美 远程连接模式（PNA）和东亚冬季风指数（EAWMI由Jhun和Lee定义，2004）。 相关系数见表1.发现上层风的主导变异模式与AO，EU，PNA和EAWMI显着相关，但与NAO的相关性较小。 上层风的主要变化模式可以表示一些环流遥相关的变化模式，特别是东亚冬季风。

图4 （a）基于PC1，在正负相年之间500 hPa的复合位势高度差和风差。
500 hPa的气候位势高度用等高线表示，500 hPa的合成位势高度差用阴影表示。
向量表示合成的风差。 （b）与（a）相同，但对于850 hPa的温差和风差

5.结论

在这项研究中，我们检查了亚洲中高纬度地区冬季上层风场的异常模式，以及其与北半球区域指数和大气环流异常的关系。结果表明，亚洲中高纬度地区的冬季上层风场的特点是东亚亚热带和温带急流强度的异相变化和副热带急流轴的移动， - 年尺度。由于纬向指数仅代表西风带单一带的变化，主要主导异常模式可用作表示中纬度东亚地区大气环流的积分变化的一个很好的量度。复合分析表明，冬季上层风场的第一主导变异模式与北半球中纬度地区的大气环流和温度异常密切相关。看来有必要研究领先的变率模式对东亚的天气和气候异常的影响，以及其应用于预测气候的可能性。

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