冬季的北极涛动，西伯利亚高压和东亚冬季风外文翻译资料

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冬季的北极涛动，西伯利亚高压和东亚冬季风

摘要 在本文中，我们研究了冬季的北极涛动（AO）和西伯利亚高压（SH）对东亚冬季风（EAWM）的影响。发现冬季AO和SH在影响EAWM方面是相对独立的。冬季的AO可以直接影响东亚35°N以北地区和500hPa的地面气温（SAT），以及海平面气压（SLP）和东亚海槽，而并不是通过其对SH的影响来影响EAWM。与冬季AO的影响相比，SH对EAWM，尤其是东亚海岸SLP和北风的影响更为直接和显着。由于AO抑制了SH在亚洲大陆高纬度地区和一些亚北极地区的影响，因此SH对SAT的影响主要在东亚，西北太平洋和南中国海50°N以南等地区。

目录条款：1704地球物理学史：大气科学;全球变化：大气（0315，0325）; 1620全球变化：气候动态（3309）。

引文：Wu, B., and J. Wang, Winter Arctic Oscillation, Siberian High and East Asian Winter Monsoon, Geophys. Res. Lett., 29(19), 1897, doi:10.1029/2002GL015373, 2002.

1. 引言

北极涛动是（AO）代表了冬季海平面气压（SLP）场的主要经验正交函数，它类似于北大西洋的振荡，但是具有更多的区域对称结构[Thompson和Wallace，1998; Wallace，2000]。 之前的研究表明冬季AO与北极和欧亚大陆的地表气温（SAT）密切相关[Thompson和Wallace，1998; Thompson and Wallace，2000年;Wang and Ikeda，2000]。

东亚冬季季风（EAWM）系统是全球气候系统中最活跃的组成部分之一。东亚的气候变化对邻近地区和遥远地区都有显着的影响[Lau和Li，1984; Zhang等人，1997；Ji等人，1997；Wang等，2000]。在冬季，很强的西伯利亚高压（SH）出现在亚洲大陆，它的东部有较强的阿留申低压（AL）。EAWM最突出的地表特征是沿着SH和东亚海岸东侧的强西北风，除了沿东北太平洋盛行南中国海外的南风[Chen et al.，2000]。Gong et al. [2001]首先研究了AO与EAWM之间的联系，并指出AO可以通过对冬季SH的影响影响EAWM。虽然冬季AO可能影响SH，但AO仅占SH的差异的13.0％。而作为北半球冬季的两个独立行动中心，AO和SH将在影响东亚气候变率方面发挥相对独立的作用。本研究的目的是探讨冬季AO和SH在影响EAWM中的不同作用。

1. 数据

此处使用的数据集来自美国国家环境预测中心/国家大气研究中心（NCEP / NCAR）的再分析数据，包括从1958 - 2000年的每月平均SLP，SAT（2-m），以及500hPa位势高度场[Kalnay et al.，1996]。并且David Thompson博士为本研究提供了AO指数。所有数据均为三个冬季月份（十二月，一月和二月）的平均值。

1. 结果

如介绍中所述，冬季在东亚海岸盛行较强烈的西北风，而在夏季则转为西南风。因此，东亚冬季或夏季风的强度与经向风密切相关，并且与气温和降水的关系非常密切。在本文中，根据Shi等人的文献[1996]中，EAWM的强度指数（以下简称EAWM指数）大致代表东亚海岸的经向风强度，定义为在（110°E〜160°E，20°N〜70°N）内的区域SLP差值，经度和纬度2.5°*2.5°。与它们的定义相比，其中定义的面积限制在20-50°N，本研究的面积向北延伸到70°N。由于东北向延伸的东北部（图1）在东亚的高纬度地区实际上占主导地位。我们计算了区域平均SLP（40 - 60°N，80 - 120°E）作为SH的强度指数（图1，以下称SH指数）。这个定义也显示了Gong等人的一些不同[2001]。其中他们的定义区域是40-60°N，70-120°E，经度和纬度间隔为5°*5°。计算表明，本研究的强度指数比描述SH对EAWM影响的先前定义更加适用。图2显示了SH，AO和EAWM指数的年际变化。SH指数和EAWM指数的相关系数（以下称为CC）为0.8。这种高度相关意味着SH指数可以表示EAWM的强度。然而，SH指数和AO指数的CC为0.36，远低于EAWM。这意味着两个时间序列之间的关系并不像我们所期望的那么接近。虽然Gong et al[2001]提出冬季SH变化与AO密切相关（r = 0.48），有时两个时间序列反相变化，特别是在1972-1977年和1987-1995年的冬季（见图4）。这种现象表明，冬季SH与AO之间的关系比较复杂，并且与选定的地区密切相关，用于计算SH的强度指数。随着定义区域向西延伸，关系趋于更接近。然而，SH对EAWM的影响变得更弱。为了揭示冬季SH和AO对EAWM的不同影响，我们进行了综合分析。这些案例选择了冬季SH和AO，列于表1。

1958年至1999年冬季（12月-2月）的平均海平面气压。阴影区域的SLP网格值被平均定义为冬季西伯利亚高度的强度指数。

表1：综合分析中选择的数据列表

在海平面气压场，差异类似于NAO模式，具有正相位（图3a）。而在东亚地区，鄂霍次克海南部和日本东部出现显著变化，这意味着AO会直接影响该地区的海平面气压变化。图3b显示，正SLP异常几乎覆盖整个北极，欧亚大陆和东亚，南部到贝加尔湖则出现最大的异常区域。同时，北太平洋呈现出负SLP异常，表明AL加深。因此，较强的SH与加深的AL之间的沿着东亚海岸加强。相应于冬季AO和SH的极端情况，SLP变化显示出明显的差异，尤其是它们对东亚的影响。这些表明，冬季AO和SH在影响EAWM方面相对独立。当然，冬季AO可能会影响SH，如图3a所示。而亚洲大陆高纬度的负SLP异常将有利于冬季SH的减弱。图3b还显示，冬季SH对整个北极和北大西洋部分的SLP变化没有显着影响。我们也注意到，冬季AO的一个正（负）指数阶段导致500hPa（未显示）的东亚低谷减弱（加强），这有利于产生较弱（更强）的EAWM。

图2.归一化冬季AO（实线），SH指数（虚线）和EAWM强度指数（细实线）的年际变化。 年指冬季（12月 - 2月），即下一年的1月和2月。

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图3.冬季平均SLP差值在（a）冬季正负AO位相之间；（b）冬季SH（正数减去负数）。灰暗区域表示SLP的差异分别超过95％和99％的置信水平。

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图4 冬季SH指数与（a）原始SLP；（b）与AO相关SLP变化后的差值SLP通过线性回归的相关性。灰色和黑色区域表示相关性分别超过95％和99％的置信水平。

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图5 表面气温与（a）冬季AO和（b）SH指数的相关性。阴影的含义与图4中的相同。

图6 与图5b相同，除去冬季AO可能影响后的剩余表面空气温度。

为了消除冬季AO可能产生的线性影响，我们使用AO时间序列对SLP变化进行了线性回归分析，然后计算冬季SH指数和原始SLP（图4a）的CC和剩余的SLP（图4b）。与图4a相比，图4b显示来自SH的影响在东亚变得更加清晰明显。 这意味着AO会抑制SH对东亚的影响，尤其是40°N以南。

我们还分别计算了SAT与冬季AO（图5a）以及SH指数（图5b）之间的CC。最显着的相关性出现在东经35°N的北侧（图5a）。如图5b所示，东亚50°N南侧，包括中国中部和东部，韩国半岛，日本大部分地区和部分西北太平洋的相关性显着。很明显，冬季SH在影响东亚地区气温方面发挥更重要的作用。从冬季AO的可能影响中移除，图6表明冬季SH在包括亚洲大陆中低纬度地区和日本南部地区对SAT的影响仍然较大。与图5b相比，我们也注意到，AO在亚洲大陆高纬度地区，喀拉海，巴伦支和拉普捷夫海域的部分地区相关性显着。这一现象清楚地表明，由于冬季AO的存在，冬季SH对SAT的影响在上述地区明显受到抑制。因此，SAT的变化可能是由于冬季AO和SH在亚洲大陆高纬度地区和一些亚北极海域的综合作用。

1. 结论和讨论

这篇文章表明，冬季AO和SH是冬季AO有时可能影响SH的耦合系统的一部分，而在其他时间，这两个事件是彼此相对独立。冬季北极涛动直接影响东亚35°N以北以及500 hPa的SAT，SLP和东亚大槽，而并不是通过影响冬季SH来影响。冬季SH显示出比冬季AO更直接和显着的影响EAWM，尤其是在东亚海岸沿岸的SLP和北方地区。由于AO抑制了SH在亚洲大陆高纬度地区的影响，SH对SAT的影响是主要发生在东亚，西北太平洋和南中国海50°N以南。 因此，冬季AO与SH在影响EAWM方面是相对独立。

如图2所示，SH可以决定EAWM的强度，而EAWM会直接影响东亚的气候变化。关于AO对EAWM的影响，AO一方面可以通过影响SH来间接影响EAWM（有时）;另一方面，AO可以直接影响EAWM。在AO高指数状态下，欧亚大陆北部西风会强于常态，进而导致500 hPa东亚季风减弱。而在这种环流条件下，东亚地区对流层低层的经向风会趋于弱化，这是由于高层的强分区转向流变化。因此，东亚地区的气温会偏高，而EAWM会较弱。反向条件则适用于低索引状态。如图2所示，AO与EAWM之间的CC为0.28，对于42个样本而言略微显着。应该指出的是，与AO相关的温度平流对于东亚地区的温度变化的影响并不明显。

致谢。我们要感谢David W. J. Thompson博士提供了AO指数。还要感谢两位匿名审稿人和编辑提供了他们有意义的意见和建议。我们感谢国家重点发展计划（G1998040900），和日本全球变化前沿研究体系和国家自然基金会资助（批准号：49905003）。

参考文献

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Gong, D. Y., S. W. Wang, and J. H. Zhu, East Asian winter monsoon and Arctic Oscillation, Geophy. Res. Lett., 28(10), 2073 – 2076, 2001.

Ji, L., S. Sun, and K. Arpe, Model study on the interannual variability of Asian winter monsoon and its influence, Adv. Atmos. Sci., 14, 1 – 22, 1997. Kalnay, E., et al., The NCEP/NCAR 40-year Reanalysis Project, Bull. Am.Meteorol. Soc., 77, 437 – 471, 1996.

Lau, K.-M., and M. Li, Monsoon of East Asia and its global associations: a survey, Bull. Amer.Meteor. Soc., 65, 114 – 125, 1984.

Shi, N., J. Lu, and Q. Zhu, East Asian winter/summer monsoon intensity indices with their climatic change in 1873 – 1989, J. Nanjing Institute of Meteor., 19(2), 168 – 176 (in Chinese) 1996.

Thompson, D. W. J., and J. M. Wallace, The Arctic Oscillation signature in the wintertime geopotential height and temperature fields, Geophy. Res. Lett., 25, 1297 – 1300, 1998.

Thompson, D. W. J., and J. M. Wallace, Annular modes in the extratropical circulation, Part I: month-to-month variability, J. Climate, 13(5), 1000 – 1016, 2000.

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Wang, J., and M. Ikeda, Arctic Oscillation and Arctic sea ice oscillation,Geophys. Res. Lett., 27(9), 1287 – 1290, 2000.

Zhang, Y., K. R. Sperber, and J. S. B

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