对东亚夏季风强度的度量外文翻译资料

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对东亚夏季风强度的度量

摘要：对东亚夏季风(东亚夏季风)的强度指数的定义已经有许多争议。本文根据1979年-2006年之间两个观测到的降水和环流异常主要模式的年际变化，详细阐述了现有的25个东亚夏季风指数。现有指数可分为五类：东西热对比，南北热对比，纬向风切变涡度，西南季风和南海季风。后四种类型的指数反映了东亚夏季风降雨和环流的年际变化的主要模式的各个方面，这对应厄尔尼诺现象的衰减，而第一类指数反映了与厄尔尼诺现象的发展相对应的第二种模式。

笔者建议东亚夏季风的强度可以用年际变率的主导模式的主要成分来表示，他为大多数现有的指数提供了统一的指标。这个新指数十分稳健，可以解释降水与与三维环流总方差中和很大一部分（50%），并且相对于其他现存的指数存在优势，笔者还提出了一个简单的指数，即反向的WF指数它与主要指标几乎相同，并在实时监控方面有着极大的改进。

所建议的指数强调了梅雨/baiu/changma 降水对评价东亚夏季风强度重要性。在主要的降水系统梅雨这主要的降水系统中，东亚（东亚）亚热带前沿产生的梅雨更好地体现了东亚夏季风环流系统的多样性。这个新的指数颠覆了中国传统意义上的强东亚季风，传统的强东亚季风是与在中国北方南部的异常北伸相联系的梅雨。这个新的定义与世界范围内其他地区的使用意义相一致，在其他大部分地区，大量由当地主要由含雨季风系统带来的雨水也被判定为强季风。

1.引言

东亚夏季风（东亚夏季风）是亚洲气候系统的一个特有组成部分，这是因为独特的地形作用：世界上最大的大陆——亚欧大陆与最大的海洋——太平洋之间存在的强烈热力对比，以及受到世界上海拔最高的大地形高原——青藏高原的强烈影响。东亚夏季风还拥有复杂的横跨热带、亚热带和中纬度地区的空间和时间结构。

由于这种复杂性，很难用恰当而简单的指数来衡量东亚夏季风变化的多样性。全印度降雨指数（AIRI）已经被广泛接受为衡量印度夏季风（ISM）的一种方式，其中一部分的原因是印度风夏季风降雨分布具有相对均匀性。但量化东亚夏季风的多样性与域上的平均降雨量要困难得多，因为东亚夏季风季节性平均降水异常通常表现出大的经向变化。对于那些不太熟悉东亚夏季风降雨结构和循环系统的读者，我们在本段提供了一些背景资料。东亚夏季风的一个突出特点是其降水几乎集中在一个近乎东西向拉长的雨带中。这条亚热带雨带在6月和7月最为突出，绵延数千公里，影响中国，日本，韩国及周边海域。这个时期的强降水在中国被称为梅雨，在日本被称为“baiu”，在韩国被称为“changma”。这条雨带与亚热带的准静止锋相关联，而这是东亚夏季风中主要的雨水生成系统。当东亚极锋反复向南移动到亚热带地区时，东亚亚热带锋线就会建立起来，在亚热带，经过调整，斜压性显着减弱，大部分降雨都是由深层积云对流引起的。对流降雨的很大一部分是在狭窄的锋面中的有组织的中尺度涡旋中产生的。梅雨雨带可以有选择性地称为东亚季风槽，因为这是东亚主要的低槽，产生大部分夏季季风降雨。东亚夏季风期间的洪水和干旱对人类生活和经济的影响是巨大的，因为更精细的季节内时空结构，加上其他主要与雨带平行的方向，所以洪水和干旱的发生对降水的年际变化特别敏感。

在东亚夏季风主要由季节性降雨定义的研究中，复杂的降雨结构使得一些作者使用主成分方法。实际上，降雨量和变化在实际观测中差异很大，由于地形效应，通常几个站点的方差就可以很大程度上地影响总体变化，但在EOF分析中它们的重要性可能会被忽略。一些作者关注一个或多个区域平均的站点降雨量，而这些区域是根据气候活动确定的。大多数研究都将梅雨作为东亚夏季风的表示特征。但是，很多这些研究没有明确说明简单东亚夏季风指数的概念。

大多数做东亚夏季风强度简单指数研究夫人贪使用循环参数而不是降低成本来解决复杂的问题，其中部分原因是由于喜欢使用大规模风来定义大尺度季风。不幸的是，对东亚夏季风循环的强度仍然存在很大争议。据我们所知，已提出至少25个循环指数来衡量东亚夏季风强度（表1）。这使得几个问题开始出现：为什么提出如此多的指数？是否有可能构建一个更广泛适用的适当“指数”？这种指数的物理基础是什么？我们应该如何衡量东亚夏季风的强度？

为了解决这些问题，首先要详细阐述这些现有指数的气候意义，并检验它们与东亚夏季风相关的大尺度降水和环流异常的关系（见第2节）。在这方面，客观有效的方法或许有助于尝试建立东亚夏季风主要模态（见第3节）。 然后，可以使用这些主要模态来设置客观指标，以衡量指数在测量东亚夏季风时的表现，并帮助阐明每个指数的含义（参见第3节）。 基于这些分析，建议使用统一的东亚夏季风索引和简单的东亚夏季风索引（参见第4节）。 统一的东亚夏季风指数的稳健性，优势和重要性也在第4节中得到了证明。在上一节中，讨论了复杂性，强烈的季节性季风的定义以及新统一指数的潜在局限性。

Table 1 25个东亚夏季风循环指数的描述

U=纬向风，v=经向风，Phi;=位势高度，D=散度，PV=位势涡度

这个表格显示了25个指数与东亚夏季风的MV-EOF的前两个PC的相关系数。 组合技能的定义在文中给出。 基于t检验的粗体斜体相关系数超过99％置信水平，组合技能栏中的粗体斜体值为表现得好的指数。

2.对现有指数的分析

表1中列出的现有25个指数可分为五类。 第一类可以记为“东西热对比”指数，该指数由东亚上的陆地经度与北太平洋西部（WNP）上的海洋经度之间的海平面压力（SLP）差异构成。 最初的想法是由郭提出的，她的指数随后被修改。 这个早期定义背后的概念是，东西向的海陆热力对比可能决定东亚上的南风季风强度。

第二类通过使用纬向风的垂直切变来反映“南北热对比”。此类别中的大多数指数代表850至200 hPa之间的纬向热成风，这是由于东亚陆地与南海之间的南北热对比造成的。这些指数强调了南北海陆热力对比的重要性。

在第三类指数中，使用切变涡度（通常由波导的南北梯度表示）。Wang和Fan（1999）首先提出了这样的切变涡度指数来量化北太平洋西部夏季风的变化。该指数定义为U850在（5°-15°N，90°-130°E）减去U850（22.5°-32.5°N，110°-140°E），其中U850表示850的纬向风百帕。 张等人（2003）使用类似的涡度指数，但是定义为略微改变的域，即U850（10°-20°N，100°-150°E）减去U850（25°-35°N，100°-150°E）。 Lau和Yang（2000）将切变涡度指数应用于200 hPa纬向风，以衡量对流流层上层西风急流的变化对东亚夏季风的的影响。 Huang和Yan（1999）引入了大气遥相关指数，该指数反映了东亚-北太平洋西部区域三个网格的500 hPa涡度。

第四类可称为“西南季风”指数，它直接使用850 hPa的低层西南风衡量东亚季风的强度。平均风的区域主要涵盖具有不同纬度范围的亚热带东亚夏季风区域。一些指数使用了南风成分或南风成分的变形。

第五类可归类为“南海季风”指数，因为在该类别中，中国南海季风被认为是东亚夏季风的一个关键热带部分，其变化通常表示了东亚夏季风的变化。 Chang和Chen（1995）较早使用低空西南风指数，但是他们仅使用它来表示季风爆发而不是季风强度，他们主要根据前梅雨和梅雨降雨系统定义了东亚夏季风。 中国南海季风指数可由几个差异分歧表示，分别是：850hPa西南风和外向长波辐射的组合，850和1000 hPa西南风，和潮汐涡度。

3.环流指数如何代表主要模态？

a 东亚夏季风异常的主要模态

评估许多环流指数指数适用性的一种方法是看它们如何反映东亚夏季风异常的主要模态。第一步是确定东亚夏季风异常的主要模态。为了找到Tao和Chen（1987）所讨论的东亚夏季风环流系统，我们选择了一个分析域（0° - 50°N，100°-140°E），这个分析区域中与热带天然气和亚热带东亚存在紧密耦合。此外，由于东亚夏季风在降雨分布和相关的大规模环流系统中具有的特征，我们决定在六月至八月的一组六个气象要素场中使用多变量EOF分析（MV-EOF），这六个气象要素场包括降水和五个大气环流场（850和200 hPa的纬向和经向风，以及SLP）。 多变量EOF分析方法在王（1992）中有所描述；它具有可以捕获各种环流和降水场之间的空间相位关系的优点。本文针对六个气象场的组合构建了面积加权相关系数矩阵，从而实现多变量EOF分析。因此，特征向量（空间模式）是无量纲的。

使用的数据包括1）1979 - 2006年期间全球降水气候性工程（GPCP）的月降水量数据; 2）风和SLP数据，网格为2.5°* 2.5°分辨率，来自国家环境预测中心-能源再分析部; 3）由改进的扩展重建得到的Nintilde;o-3.4（5°N-5°S，170°-120°W）海面温度（SST）指数，版本。在这项研究中，夏季（六月至八月）异常是由六月平均值与长期（1979-2006）平均气候学的偏差来定义的。因此，异常包含年际和年代变化。

Figure 1 （a）由前四个MV-EOF模式解释的分数方差（％）以及采样误差的相关单位标准偏差。 （b）第一和第二MV-EOF模式的主成分。

在所有六个领域中的，主模态占总方差的21.1％（图1a）。前四个MV-EOF特征向量的分数（百分比）方差和抽样误差的相关单位标准偏差都显示在图1a中。根据North等人给出的规则，主模态根据抽样误差在统计上与其余的特征向量区分开来。第二种模式占总方差的11.1％，不能与较高模式分开。尽管如此，前两个模态的气象意义已被检验。第一和第二模式的主成分（PC）的时间序列表现出相当大的年际变化（图1b）。

第一个多变量EOF模式的空间模态（图2a）呈现南北偶极模式，在南海和菲律宾海（PS）上有干燥的异常，沿长江流域到日本南部的正的降水异常则代表了梅雨的前沿。在850 hPa，一个突出的特征是异常的副热带高压，在华南西北侧到长江中下游，西南风增强，并在5°和20°N之间增强了东风异常（图2a，上图）。图2a的下图显示了从菲律宾东部海域向南海北部延伸的SLP上升，这与大规模的850hPa反气旋异常和抑制降雨异常相一致。在200 hPa，菲律宾上空出现气旋异常，大规模的反气旋异常覆盖华南并向东扩展（图2a，下图）。

Figure 2（a）东亚夏季降水多变量EOF分解的第一和第二模态（上图中的颜色阴影），850 hPa风（上图中的矢量），海平面气压（颜色阴影）的空间模式 在下图中）和200hPa风（下面板中的矢量）。 反气旋和气旋分别用“A”和“C”表示。 所有数量都是无量纲的，因为它们来自相关系数矩阵

图3 多变量EOF分解的第一、第二主成分PC和从JJA（-1）到JJA（1）的尼诺三四区海表面温度指数之间的相关系数。 两条黑色虚线表示基于学生测试的95％置信水平。 垂直线表示JJA（0），其中显示了第一、第二主成分和诺三四区海表面温度指数之间的同时相关性。

.多变量EOF模式的第二个空间模态（图2b）显示了另一个偶极模式，中国南部降水增强，则有中国北部和东北地区降水减少（大约35°N以北）。 在850 hPa，中国北方出现反气旋异常，中国和韩国出现偏北风异常（图2b，上图），这表明表明季风，特别是在中国北方的季风出现减弱。与此同时，中国中东地区的SLP和相关的大规模气旋异常在200 hPa上升，而负SLP异常区域分别位于菲律宾海和日本之上。

第一个耦合模式是否与ENSO相关？为了回答这个问题，我们计算了两个主成分之间的超前滞后相关系数和从六月到八月（-1）到JJA（ 1）的Nintilde;o-3.4 SST异常（SSTA），结果如图3所示。这两个主成分用作参考（第0年），以表示六月到八月（0）中两种主要东亚夏季风模态的的主导性。第一模式在D（-1）JF（0）中取到了最大正相关系数（0.58）。由于厄尔尼诺现象通常在年末发展到盛期，因此六月到八月（0）中的PC1与前一个冬季D（0）JF（1）中的Nintilde;o-3.4 SSTA之间的显着正相关表明了，多变量EOF分析的第一个模态出现在“后ElNintilde;o”之后的夏季或者ElNintilde;o的衰减期，。注意，EOF1在厄尔尼诺现象发展阶段[JJA（0）]确实显示出与Nintilde;o-3.4 SST的反相关，但相关系数约为0.2（不显著）（图3）。因此，不能认为EOF1是反映厄尔尼诺现象发展阶段的异常现象的模态。

王等人已经详细讨论了ENSO的这种“长期”影响或东亚夏季风对ENSO的“延迟”响应的机制。他们指出了季风和温暖海洋相互作用所具有的关键性作用。这种机制的特点是在当地季风暖池区域内，远离赤道的潮湿大气中的罗斯贝波和海底海温异常之间存在正反馈。大气罗斯贝波与海温之间的正反馈如何维持菲律宾海反气旋（PSAC）异常？在平均东北风贸易的情况下，菲律宾海反气旋以东的海洋由于总风速增加而冷却，导致过度蒸发和夹带，而冷却作用反过来抑制了对流并减少了大气中的潜热，而这激发了西向的传播，下降的罗斯贝波加强了菲律宾海反气旋。潮湿的罗斯贝波海温之间的相互作用可以同时维持菲律宾海反气旋的异常与厄尔尼诺衰退期间的海温异常，即使高峰厄尔尼诺之后在夏季SSTA消失，东亚夏季风仍由WNP亚热带异常的影响显着地，如东亚夏季风的主模态所示。另一方面，观察到的第二模式在JJA（0）中显示出最大相关系数（0.63），表明它与ENSO开发阶段一致。检查图1b中所示的PC时间序列证实了这一断言。从图1b可以看出，PC2对应于发展ElNintilde;o（1982，1986，1987，1991，1997，2002和2004）。此外，第一主成分以年际变化为主，但PC2具有较大的年代际成分，在1990-91期间发生了急剧变化。

25个东亚夏季风指数能在多大程度上解释第一第二主模态？

超过一半的指数与多变量EOF分解的

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