南美洲寒潮爆发的诊断研究外文翻译资料

英语原文共 22 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

南美洲寒潮爆发的诊断研究

卡罗来纳·维拉等

部门联邦大气保护总署科学，布宜诺斯艾利斯/国家科学，阿根廷布宜诺斯艾利斯大学

手稿于1998年9月11日收到，定于1998年12月31日

中纬度干扰如强烈的冷空气和切断低压是南美洲南部地区，特别是在南半球冬季严重气候事件的一个非常重要的原因。在冷锋之后，来自较高纬度的冷空气被迫向赤道朝安第斯山脉东部流动。偶尔在巴西南部，东南部和中部的冰点（在葡萄牙称为GEADAS）之上的热带地区可能会产生寒潮。

本文中记录了与南美洲寒潮相关的冬季天气尺度波的结构和动力过程。结果表明，旋转的经验正交函数技术能够从850 hPa经向风扰动场中提取明确的区域模式。在南美洲，对流层的低层和中层波的行为非常不同：当高层波穿过安第斯山脉时向东北方传播，以与罗斯贝波分散的概念一致的方式演化，在较低层波往往符合山脉的形状，与地形罗斯贝波理论一致。然而，发现寒潮似乎不是由对流波的产生引起的。

在热带南美洲的寒潮相关联的天气尺度模式(NO GEADA composites) 和在热带地区产生极低温度的主要冷空气爆发相关的天气尺度模式(GEADA composites) 之间有显著差异。而两个冷空气的特点是南美洲的气旋扰动和南太平洋后面的反气旋扰动组成的长波模式，在GEADA composites 的早期阶段，确定了两个特征：亚寒带和亚热带短波模式。上层亚热带气旋扰动的存在与北部的亚热带气流位置相关，这将有利于前面系统的赤道传播。此外，这种气旋性扰动增强了亚热带和热带纬度的上升运动，这与明确的次级循环相关，而其下降分支在阿根廷中部。结果表明，这种配置有利于亚极地短波波谷向赤道快速传播，巴西南部的气温降低，以及阿根廷中部的反气旋强化。因此，亚热带上层特征的存在对南美洲热带地区的寒潮发生起到关键作用。

1. 介绍

在南美洲南部的夏季，天气尺度的变化特征为强冷锋和切断低压，这可能是恶劣天气条件的原因。在冷锋过后，反气旋中心从太平洋移动到南美洲的南端，在阿根廷加强（Lichtenstein 1989）。因此，来自较高纬度的冷空气被迫在赤道上流向安第斯山脉的东部，并可能与阿根廷中部的寒潮事件有关（Rusticucci and Vargas 1995 ）。冷锋通常快速移动到处于寒冷季节特征的热带地区，其具有低比湿含量和通过辐射的高热损失。它们不产生强对流活动，但有时它们可能在南部，东南部和巴西中部产生寒潮，到达冰点（在葡萄牙称为GEADAS）。由于这一特定区域是南美洲最重要的作物生长区之一，寒潮的发生可能对小麦，咖啡，大豆和橙子的收获造成不可逆的损害，并带来重要的经济损失(Marengo et al. 1997) 。

Marengo et al.（1997年）研究了1994年6月发生的强寒潮事件，他们在事件的开始阶段观察了在安第斯山脉东部中及高纬度地区出现的中对流层波谷。他们表明，这个槽造成了沿安第斯山脉东部边缘的冷平流。Fortune和Kousky（1983）分析了巴西两个强寒潮事件的天气演变，他们发现位于南安第斯山脉附近的长雨带和位于南大西洋下游的长波谷在巴西的经度。这种构造起到将全球陆地赤道以下的赤道空气引到亚热带纬度。他们的结论是，当大西洋接近峰值发展的长波波谷时，短波波谷的适当叠加可能是将异常冷空气引入亚热带的一个重要因素。类似的前导因素也被发现在其他山脉的强寒潮事件中[Colle and Mass（1995）and Schultz et al。（1997）在洛基山的背风坡，吴和陈（1997）对青藏高原东侧的寒潮等] Schultz et al。（1998）表明，中美洲的寒潮上层在1天前经过在北美太平洋海岸的一个强脊和一个加深的低纬度谷，在赤道附近产生一个强于正常的西风口，与美国东海岸的脊线相关，在墨西哥的西南部流出，同时观察到在墨西哥湾形成一个强的，低纬度，亚热带冷空气进入地区。他们发现，在低纬度地区入口区域的极侧的沉降保持反气旋，低层偏北保持反气旋的赤道运动。东亚地区也已经讨论了寒潮和急流之间的类似相互作用（例如Chang和Lau 1980; Chu和Park1984）。

关于南美洲寒潮的文献主要涉及个别事件，并且缺乏其统计特征。此外，负责将冷空气输入南美洲热带纬度的机制尚未得到充分了解。因此，本文目的是研究基于6年的气候学研究与南美洲寒潮相关的冬季天气尺度波的结构和演变，解决涉及的动力学机制。

本文组织结构如下：第2节描述数据集和分析过程；第3节探讨可能在南美产生寒潮的冬季天气尺度波的空间特征和时间演化；第4节描述了与热带纬度的寒潮情况不相关的南美洲南部演化的天气尺度波相关的结构和动力过程。第5节介绍了与巴西南部和东南部的寒潮事件相关的天气尺度波的特征。最后的结论和讨论在第6节中表示。

1. 诊断程序
2. 数据和方法

数据集包括欧洲中期天气预报中心（ECMWF）在2.5°times;2.5°长网格上的每日1200 UTC分析的6年（1983-88）.Ternberth（1992）讨论了该数据集在同化系统的质量和变化。变量分别包括纬向和经向风u和y，压力速度v，温度T，位势高度z。

使用旋转扩展经验正交函数（REEOF）分析（Weare和Nasstrom 1982）来描述冬季天气尺度扰动的空间和时间演化（在本文中，冬季是指南半球的冬季，定义为时期为6月1日至8月31日）。扩展的经验正交函数技术被设计为包括基本观察向量中的时间结构。连续的空间模式可以描述主导模式的空间和时间演化。Lau和Lau（1990）成功地使用这种方法来识别热带夏季天气尺度扰动。为了最大化域内的局部方差，使用Varimax方法旋转EEOF模式。要旋转的固有模的数量的选择遵循对若干旋转和不同截止点的旋转模式集进行灵敏度测试的OLenic和Livezey（1988）。

为了检验冬季期间南美洲寒潮的结构和时间演化，对四个滞后1天单位进行REEOF分析。 我们研究的区域是从130°W到20°W和从80°S到10°S。将REEOF分析应用于未筛选的标准化850 hPa子午风扰动系列。扰动被定义为在给定时间的总场和每个季节的时间平均值之间的差，从而消除该系列的任何年际变化。不进行系列的进一步筛选，是因为有证据表明子午风变化集中在较高频率（例如，2-8天），在南半球更是如此（Trenberth 1981; Hoskins等人 1983; Chang 1993）。

一般来说，最重要的模式显示了斜压波的典型水平结构，它们是成对出现，具有正交相移，表示相同局部波的传播（Lau和Lau 1990）。前四个REEOF分别解释总方差的5％，4％，3％和2.5％（数字未显示）。根据Lau和Chan（1985），使用四个滞后进行的EEOF分析计算的数据方差大约是从常规EOF分析获得的数据方差的五分之一。第一对REEOF与沿着极地地区快速向东传播波相关联，而第二对模式与沿着副热带纬度（图中未示出）穿过安第斯的较慢波相关联。

对REEOF 4时间系数序列的分析表明，正值与反气旋性扰动在热带南美洲的经过相关。例如将在后面所示，这种模式对应于大陆上的冷空气爆发。 在这个意义上，为REEOF 4提供了复合图。复合指的是当REEOF时间系数的值大于系列标准差的0.8倍时，随时间的平均值。对于REEOF 4构造u，y，v，T，z的扰动的复合量，使用5％显著性水平的t检验（未示出）检查所有复合异常场的统计显著性。

Algarbe和Cavalcanti（1988）分析了巴西南部几个站的极端最低温度数据系列，并确定了1980-1989年10个冬季该区域最强的降温事件。其中9例发生在此期间（1983 - 88年），发现这些事件发生在REEOF 4的下一天。因此，构建了另外两套复合场：一种是对在巴西南部产生寒潮事件的情况进行平均（以下称为GEADA composites），另一种是对与REEOF 4相关的其他重大情况进行平均，但没有导致冷空气爆发到亚热带和热带纬度（NO GEADA composites）。

b.扰动-涡度方程

有趣的是使用扰动涡度（zeta;）方程（Lau和Lau 1992）来检查波动的演变和传播动力学，其中f是科里奥利参数，k是垂直单位向量。这里(￣) 表示时间平均和( )rsquo;的扰动。VT项表示扰动涡度变化的时间速率。VAm项表示了通过单位时间的扰动涡度平流。VAe项表示由瞬时波动引起的平均绝对涡度平流.VAt项表示由瞬时波动引起的扰动涡度的非线性平流。VDe项表示了通过平均绝对涡度的拉伸效应和扰动量的偏差。VDm项表示由扰动涡度和平流的发散引起的拉伸效应，而VDt项表示由扰动涡度和扰动发散引起的拉伸效应。这里VC项描述与倾斜效应相关的净涡度倾向。最后一项VR包括在（1）中未明确写入的所有过程的贡献（例如，边界摩擦，积云对流和其他亚网格尺度的运动）。

在4b和4d部分中，描述了（1）的右侧项的复合项，以获得与南美洲冷空气爆发相关的天气尺度波的演变。在安第斯山脉南部附近应注意VDe项的结果。结果表明，从ECMWF分析计算的发散场的产品在该区域非常差，并且由于VDe项主要取决于-f▽·vrsquo;，所以在中高压时不准确度变得更加显著。

c.扰动热力学方程

计算扰动热力学能量方程的条件以评估在寒潮演变期间的局部温度变化。根据Lau和Lau（1992），可以写出这个方程，其中公式最后第二三复合项左侧项分别是平均和扰动静态的稳定性，Qrsquo;是与瞬时波相关的绝热热源。TAm项描述了温度扰动与平均时间的水平平流。虽然TAe项表示由扰动平流引起的平均温度的水平平流，TAt项表示由瞬时波动引起的温度扰动的水平平流。接下来的三项与绝热加热相关，并且发现仅取决于平均静态稳定性和扰动垂直风的ATe项是显著的。对于所有分析的GEADA composites，ATm和ATt都是可忽略的。DT项表示非绝热加热，但在余下的文章中将被忽略。

1. 冬季寒潮在亚热带南美洲

图1显示了与REEOF 4相关的300和850 hPa子午风扰动的复合场的时间演化。在300 hPa（左图）图中，三波长纵向延伸的局部波包是明显的。太平洋上波长约5700公里，在安第斯山脉和大陆降至约5200公里，并在大西洋再次增加。相速度为约7m/s2，传播时间为约9天，与Berbery和Vera（1996）一致。从第-2天到第0天（图1a-c），扰动在中亚太平洋沿亚热带纬度传播。随着波接近安第斯山脉，它们沿经线加长，并且方向变为了西北-东南。在第0天（图1c），子午风扰动接近16ms-1。波在安第斯山脉的背风一侧逐渐向东北移动，与Berbery和Vera（1996）一致（图1d）。在一系列GCM实验中，Yu和Hartmann（1995）也发现中频（7-10天）的扰动在大规模山脉附近表现出增强的赤道传播。Hsu（1987）建议，北半球山脉附近的上层扰动以与球面上的罗斯贝波散射概念一致的方式演变。此外，Berbery et al.（1992）已经表明，在SH冬季，这个区域的10天期间，对于波在6和7之间的罗斯贝波子午传播有有利的条件。

模式的时间演化揭示了上游中心随着新的下游增长而衰减，因此在整个序列期间保持波包的总体范围恒定（Berbery和Vera 1996）。

图1左侧和右侧的比较显示了典型的天气尺度波的结构，其中子午风扰动在上层最大，与西南向倾斜的高度[与北半球Chang（1993）一致]。1e-h显示了850mPa的子午风扰动，其数量级为8ms-1，并且观察到比在高处的波包更短的波包。一旦有扰动穿过脊，它们会马上移到赤道。从第-1天到第11天，根据Gan和Rao（1994）的结果（图1f-h），在达到亚热带纬度的安第斯山的背风侧观察到强烈的赤道气流。低层循环可以利用Rossby波来解释。这是由于在可变地形上潜在涡度流入的结果（Hsu 1987）。Yu和Hartmann（1995）获得了类似的高频变率（期间7天）的活动，他们归因于大规模山体对瞬态活动的直接影响。

1. NO GEADA composites
2. 结构体

图2a-d显示了NO GEADA composites的850 hPa位势高度和温度扰动的复合场的时间演变。第0天表示REEOF 4最大时的时间。

在第-3天（图2a），反气旋性扰动位于东南太平洋上，而另一个反气旋中心位于南大西洋上方。此外，在安第斯山脉的背风侧观察到弱的气旋性扰动，向东北方向传播，在第-2天到达乌拉圭和阿根廷东部（图2b）。这时候，温度扰动场显示在气旋扰动之前的暖中心和以及西南的冷中心。在第-1天（图2c），气旋扰动随着它向东南移动而加强。反气旋扰动在东南太平洋上达到最大，环绕安第斯山脉并增加其反气旋曲率（Lichtenstein 1989）。结果在第-1天和第0天之间（图2c，d），安第斯山背风侧的冷空气被推向北方。在第0天，在阿根廷北部和中部的温度扰动最小约为-3℃，而南大西洋的气旋中心最大。反气旋的扰动中心仍然在太平洋上方，略微减弱，在安第斯山的背风侧继续增长。到第 1天（图中未示出），反气旋和气旋扰动随着它们向东南方向传播而开始减弱。图2e-h显示了300-hPa位势高度和涡度扰动的复合场的时间演化，其特征是沿着30°S-40°S的明确定义的波。在第-3天安第斯山脉的上层气旋扰动（图2e）向东移动，并在第-1天（图2g）大约60°W，40°S处到达下层扰动的西部（图2c）达到最大值。在该系统之后，上层反气旋扰动沿太平洋传播（图2e-g），在第0天在南美洲西海岸达到最大值（图2h）。较低水平（图2a-d）和较高水平（图2e-h）之间的比较表明，在安第斯山脉西部反气旋性扰动基本没有随高度倾斜，而是沿着安第斯山脉斜坡其垂直结构变得更倾斜[Colle和Mass（1995）和Hsu（1987）等人指出]。在65°-60°W区域上平均的子午风和温度扰动的纬度-高度图（图3a，第22天）显示35°S以南的冷中心，最大值在700和500

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[27852]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word