利用高分辨率的再分析资料研究的36年东亚地面气旋生成的气候学特征外文翻译资料

英语原文共 4 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

利用高分辨率的再分析资料研究的36年东亚地面气旋生成的气候学特征

摘要

在本次研究中，东亚地面气旋生成的频率和气旋路径是通过高分辨率的长期的再分析资料来研究的，这些资料是在一个简化的高斯网格系统中的ERA40数据。在1995年Serreze之后人们利用一种改进的方法来诊断气旋中心气压的异常。地面气旋常年生成在几个特定的地区，这些区域的拓展比以往的研究表明的要小得多。气旋生成的高频率地区分布在山脉的背风坡、盆地、太平洋-日本东部、日本海、黑潮暖流区-日本南部，以及中国东海。特别地，本次研究有以下几个新的发现：在大兴安岭背风坡夏季的气旋生成不活跃；在河北平原除了夏季之外会有频繁的气旋生成；在长江口和中国东海-台湾东北部冬季出现气旋生成的极大值。

1、介绍

模式分析新气旋形成的精度往往取决于数值预报的可靠度，特别是在背风地区的气旋生成中。气旋生成的预报技术非常依赖于模式的水平分辨率和积云参数化（Kuo和Low-Nam 1990）。以前的研究表明气旋生成受到山脉和海表温度梯度的影响，会局部地分布在东亚的一些区域（比如1991年Chen等，以下简称Chen91）。气旋生成的这样一种局部性对于预报模式的设计是很重要的，这种模式包括嵌入区域的地区、水平分辨率和参数化等等。

1976年Chung等（以下简称Chung76）利用1958年和1959年地面天气图分析了亚洲东北部气旋生成的频率。他们表示出现气旋生成高频的地区分布在主山脉的背风坡，而最活跃的地区坐落于蒙古高原。Chen91观测了1958年至1987年亚洲东北部以及附件的海洋情况，研究了气旋生成和气旋路径的季节性变化。他们指出背风处的气旋生成在春秋两季活跃，但海上气旋则在冬季达到了活跃度的最大值。

Chen91展示的陆面上的气旋生成分布粗略地与Chung76相似，但伸展得更广阔。虽然对于两者之间出现差异的原因还不明确，但是推测这种差异与分析时段长度的不同或者Chung76和Chen91之间对地面气旋定义的不同有关。

近年，许多研究利用客观分析资料通过自动分析方法对气旋活跃度进行了研究（比如1991年Ueno、1997年Sinclair、2001年Gulev等）。然而，大部分研究只展示了两个气旋生成的主要最大值。其中一个坐落于蒙古高原，另一个在日本东部。这些结论没有证明任何高频率地区与Chung76所展示小规模山脉相符合。这些区别的主要因素可能归于气旋探测方法的不成熟。

大多数探测地面气旋的方法都是基于过去研究的客观分析资料的海平面气压。然而，海平面气压很有可能因为气压外推的原因而存在相当大的偏差，特别是在山地地区。1991年Ueno同样指出这种偏差是在利用格点资料和通过天气图进行气旋客观分析之间产生的。

因为高原和山脉广泛地分布在东亚，地面气旋应该使用一种对高度不敏感的方法分析。本次研究的目的是为了通过一种全新的、理想的分析方法，利用高分辨率和长期的再分析资料去展现东亚的气旋生成。

2、资料和方法

本次研究在一个拥有大约125KM的高空间分辨率的简化高斯格点系统里，利用ECMWF40年再分析资料（以下称为ERA40）对地面气旋进行分析。正如上文所说，采用海平面气压的这种简单分析方法对东亚地面气旋的探测是不够的。在本次研究中，地面气旋是通过利用地面6小时气压资料来进行辨认的，可以用到的资料时间从1966年10月至2002年8月。

为了移除因为地面海拔引起的气压误差，气压异常通常是利用减去了每6小时的气候学地面气压来估算的，这些地面气压是在原有6小时资料采取了31天的滑动平均后得到的，一共36年。

在模式格点上的异常资料被投影到笛卡尔格点系统，利用线性插值假设极地立体投影方法的近似数，具有125KM的相同间隔。气旋中心被定义为异常资料的局部极小值，气旋轨迹则是对分析时期利用一种最近-邻居法来进行估计。探测方法是经过1995年Serreze发展出的算法的优化。该方法的细节将在附录里面进行描述（附录2）。

生命期短于24小时的气旋不会再进行进一步的分析。台风和温带气旋等从热带气旋转型的也不需要，参考RSMC的最佳轨迹资料。

3、结论

3.1 气旋生成的分布

为了测试探测方法，（使用该方法得出的）气旋生成的频率与Chung76和Chen91给出的相比较。图片1b展示的是在整个36年期间的平均气旋生成频率。气旋生成的频率是通过整个时期格点上气旋生成的数量来估算的。等值线指的是每格点每30天的气旋生成频率。

在过去的研究中获得的气旋生成分布趋向集中在几个特定的地区。这些区域比之前研究得到的范围要窄。气旋生成高频区位于大兴安岭背风坡和阿尔泰-抗爱-萨彦岭山脉，除此之外还有河西走廊、河北平原、长江口，以及日本海。这些特点和之前的研究展示的分布是共通的，即使现在的分析表明气旋生成多层极大值与阿尔泰-抗爱-萨彦岭山脉的小规模山脉相联系，而不是Chung76和Chen91里面的单个极大值。另一方面，四川盆地的极大值只在本次研究和Chung76出现，但不在Chen91中出现。进一步说，准噶尔盆地和太平洋-日本东部的气旋生成极大值只在本次研究中出现。Chung76描述的武夷山背风气旋以及九州西部和四国南部的滨海气旋生成在以往的分析中都没有探测到。既然气旋生成的分布除了几个极大值外基本与过去研究相吻合，现代的探测方法看起来更能成功地识别到地面天气图中展现的大多数气旋。

气旋生成频率的季节性变化在图2中有阐述。大多数气旋全年产生在几个特定的区域，与此同时在每个极大值区域气旋生成的频率清楚地展现出季节性的变化。气旋的生成在蒙古平原附近、抗爱山脉背风坡和河西走廊等地冬季是不活跃的。长江口全年可以检测到气旋生成，在春季频率会更高。气旋生成频率极大值的中心通常位于长江流域，尽管中心在夏季向北移动了大概3个纬度。这些特征与Chen91展示的大致相同，除了长江口附近的极大值。另一方面，气旋的形成在夏季大兴安岭相对来说不那么活跃，而Chen91表示在那个地方夏季气旋生成最活跃。另外值得注意的是，河北平原除了夏季外是个气旋生成的活跃区域。气旋生成的极大值在平原全年是不定的。在准噶尔盆地和四川盆地，地面气旋在所有季节都会生成。这些特征都与Chen91的不同。

其中一个气旋生成的高频地区坐落在全年的日本海和太平洋-日本东部地区，在冬季更为显著。气旋生成频率在冬季和春季的沿海-中国东部也是非常高，以及春季的黑潮暖流区-日本南部。本次研究海上的气旋生成的分布与Chen91里面夏秋季节的有着相同的特征，而极大值地区位置大体上有区别，尤其在冬季。

目前的分析表明一些中国东海附近的冬季气旋生成显著活跃的地区，即海上到台湾东北部和长江口附近。另一方面，Chen91认为活跃地带位于九州南部和黑潮暖流区-日本南部。这些源自中国东海附近的气旋因为沿着日本南部海岸传播而广为人知。气旋经常会给沿海地区带来大雪并造成社会损失。因此下一个调查研究的地区就是沿日本南部海岸传播的气旋的起源地。

3.2冬季传播通过日本南部海岸的气旋

图3是冬季气旋轨迹的密度图。密度定义为通过最近-邻居法获得的冬季格点上地面气旋中心连接的个数。因此，每个气旋每格点上的连接只计算一次。等值线表示每格点每30天的密度。

日本附近的气旋轨迹分为三种主要的路径，如图3厚箭头所示：（1）在中国东海-台湾东北部或者长江口附近生成，沿着日本南部海岸向东移动；（2）在长江口附近或者河北平原生成，向东移动穿过日本北部；（3）在蒙古平原生成，向东移动或者进入日本海。值得注意的是，主要的路径（1）包含两个气旋路径：一个在长江口附近产生，另一个在中国东海-台湾东北部。这两个在九州南部合并，并沿着日本南部海岸向东移动更远。这个事实在Chen91中并没有阐述。这两个不同源地的气旋是影响冬季沿着日本南部海岸传播的气旋频率的主要原因。

图4展示的是气旋轨迹和所有气旋的起源点，这些气旋是在分析期间的冬季通过黑潮暖流区（蓝色的矩形）的。红色圆圈的大小表示每个格点气旋生成的数量。这些气旋的源地主要分布在三个地区：黑潮区-四国南部，长江口附近，中国东海-台湾东北部。后两个曾作为主要的路径在前面提到过（1）大约一半的气旋起源于中国东海-台湾东北部或者长江口附近，而另一半起源于黑潮区域。亦即，有一半通过黑潮区域的气旋会在上风区形成。

4、讨论

本次研究里的气旋探测方法在探测气旋时看起来存在偏差，在准噶尔盆地和四川盆地会比其他地方更为频繁。当天气槽接近盆地，盆地地面气压通常比在附近的山脉降低得更多，尽管地面降压的演变与在附近地区是相近的。因为天气槽通常拥有一个斜压结构，气压演变取决于高度，而且在盆地顶部和附近山脉是不同的。另一方面，探测方法通过与附近区域相关的气压负异常来辨别地面气旋。作为结果，地面降压可能是当天气槽经过时盆地底部地形动力强迫的提升。这个偏差对地面气旋路径分析的影响很小，因为对每格点每个气旋而言，气旋路径仅仅只计算一遍。

正如之前部分提到，通过本次研究得到的气旋生成分布于Chen91的有以下不同的特点：（1）气旋生成在夏季的大兴安岭背风坡不活跃；（2）除了夏季之外，气旋生成在河北平原变得更频繁；（3）两个气旋生成极大值出现在冬季的长江口附近和中国东海-台湾东北部。很难去证明这些不同的原因，因为本次研究和Chen91的有很多不同，比如资料方式和时期。然而，（2）的原因可以推断与源资料的水平分辨率有关，而（3）可能受到水平分辨率和探测方法的两个因素影响。

我们利用基于相同探测方法的NCEP/DOE AMIP-II再分析资料（R-2）分析地面气旋。R-2的水平分辨率为2.5*2.5度，与Chen91的接近相等。R-2的结论表明河北平原气旋生成的分布于Chen91展示的广泛分布的结论相似。这表明本次研究和Chen91的不同是因为水平分辨率造成的。另一方面，R-2的分析显示出海岸地区-中国东部地区相似的极大值。因为R-2气旋生成的分布伸展比本次研究的更为广阔，所以水平分辨率会影响这个差异。

2002年Takano报道了一个研究的例子，生成在中国东海的气旋快速东移，在黑潮区域发展。Chen91里面应用的方法通过一个地面天气天很近（大概5hPa为间隔）的等值线来定义气旋。因此，Chen91对气旋生成的报道可能包含在长江口附近或者中国东海-台湾东北部的中alpha;尺度的气旋产生之后，已经发展成熟的。另一方面，当前的分析可以通过利用高分辨率资料（大概125KM间隔）探测中alpha;尺度的气旋。

5、结论

本次研究在探测东亚气旋生成分布的细节方面是成功的。通过新的探测方法分析得到的气旋生成的特点，与以前的研究吻合度很好。当气旋生成趋向在某些特定地区发生更频繁，这些频繁发生的地区的扩展大部分狭窄于之前研究表明的。

气旋生成的高频率地区分布在山脉的背风坡、盆地、长江口、太平洋到日本东部、日本海，以及中国东海。特别地，本次研究发现气旋生成在大兴安岭背风坡和夏季的河北平原是不活跃的。我们同样发现气旋生成的极大值出现在长江口附近和冬季的中国东海-台湾东北部。这些地区是通过日本南部海岸的气旋起源的部分区域，而这些上风区比以往的研究更为厉害。

当前的研究通过利用高分辨率资料和新的探测方法的分析，展示了地面气旋生成的细节。本次研究获得的知识有望改进气旋的预测以及帮助更好的理解周围环境出现的现象。

致谢

作者表达对M.Hara对他准备ERA40资料的帮助，以及K.Ueno和T.sato提供的建设性建议。本次研究获得了日本文部科学省的补助金帮助。

注释和补充

1991年Chen等对气旋生成频率的季节性变化的报道在附录1。“对地面气旋探测方法描述”在附录2。

图1

东亚地理分布（a）

1966到2002年气旋分布的频率（b）

图2

1996年到2002年DJF的气旋生成频率分布（a）

1996年到2002年MAM的气旋生成频率分布（b）

1996年到2002年JJA的气旋生成频率分布（c）

1996年到2002年SON的气旋生成频率分布（d）

图3 1966年到2002年DJF的气旋路径密度分布

图4 生成格点的分布（红圈）和1966年到2002年冬季通过黑潮区域所有气旋路径（实线）

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[30278]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word