西北太平洋副热带高压对东亚季风降水和北海夏季印度洋降水的影响外文翻译资料

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西北太平洋副热带高压对东亚季风降水和北海夏季印度洋降水的影响

孙子龙,叶荣秀,Kyung-Ja Ha,Jong-Ghap Jhun

1 韩国釜山釜山国立大学地球环境系

2 首尔大学地球与环境科学学院/海洋学研究所，韩国首尔

（手稿于2012年5月15日收到; 2012年7月16日修订; 2012年7月27日接收）

copy;韩国气象学会和Springer 2013

摘要：西北太平洋副热带高压（WNPSH）是一个东亚夏季风（EASM）的重要组成部分系统，并显着影响东亚的降水。在本研究中，研究了WNPSH对EASM和印度洋季风（IOM）的突出作用。基于850 hPa位势高度的北方夏季平均场及其年际变化性，WNPSH指数（WNPSH）由区域划分定义该地区的位势高度[110°-150°E，15°-30°N]。WNPSHI与东亚季风（EAM）地区[105°-150°E，30°-40°N]和IOM地区[70°-105°E，5°-15°N]的降水有显着相关性。这两个地区的降雨量与WNPSH发展和850 hPa的地势高度相关，与EAM降水和IOM有关

冬季夏季降水有明显差异的遥相关模式。这些特征表明EAM和IOM降水具有与不同类型的WNPSH相关联的不同类型的发展过程。关注EAM降水与IOM降水以及和WNPSH变量的关系，我们假设WNPSH和EAM降水通常通过海面温度（SST） - 亚热带季风降雨反馈波动，而IOM降水通过不同的过程而变化。 为了阐明WNPSH，EAM和IOM之间的关系，选择了两种情况，第一个是所有的WNPSH，EAM和IOM处于同相（WE（ ）I（ ）），而第二个是WNPSH和EAM是同相，WNPSH / EAM和IOM异相（WE（ ）I（ - ））。这两种情况与东太平洋和印度洋的SST异常相关的热力相关。这种不同的热力引起了变化流通领域，然后异常循环场影响水分在亚洲季风区域交汇。因此，季风降水可能会根据热带地区的热条件而改变。

关键词：西北太平洋副热带高压，东亚夏季风，印度洋降水，热强迫，异常循环

1 引言

西北太平洋副热带高压（WNPSH），表现出强烈的年际变化性，是东亚夏季风（EASM）系统的重要组成部分，对东亚降水有显着影响（Lu，2001）。Chang等 （2000a，2000b）表明，向西延伸的WNPSH阻挡了梅雨前线向南移动，5月和6月，长江流域降水较多，东南部干旱。此外，有研究显示，WNPSH有季节性到年代际时代的变化。发现WNPSH的季节性来自海面温度（SST）强迫和热带太平洋海气相互作用以及印度洋使用数值模型（Lee et al，2006）。隋等 （2007）发现，冬季夏季WNPSH的年际变异性有明显的2-3年振荡，这归因于海洋对流和SST异常，以及3-5年的振荡，这主要是由于北太平洋西部的当地SST异常造成的。此外，WNPSH作为与海空相互作用相关的亚洲夏季风系统的控制者的作用，热带强迫如厄尔尼诺 - 南方涛动（ENSO），并研究了季风绝热加热。 例如，Yim等人（2008）展示了北太平洋西部对流加热产生了子午线遥相关模式，如以前的研究（即，太平洋日本（PJ）样样式; Nitta 1987）所提出的，这引起了东亚的高度异常。 这样的大气环流异常则影响到东亚的降水异常。另外，Lee等 （2005年，2006年）认为异常WNPSH的强度是其中的关键因素EASM变化。Kim等人 （2009）指出，印度洋的SST异常也可能在改变北太平洋西部的反气旋循环方面发挥作用，它影响了东亚和西北太平洋降水之间的关系。

现在已经研究了许多WNPSH的变化，包括其形成的物理机制和维护。刘和吴（2004）发现西太平洋副热带反气旋的形成是由于亚洲季风相关的对流潜热，但在大陆受地形和表面的影响加热。 另外，Rodwell和Hoskins（2001）认为山脉强迫在形成流通模式中发挥作用。夏季维护WNPSH归因于季风绝热加热。与南亚夏季风降水相关的非绝热加热可能会影响夏季亚太热带循环。热带西太平洋的反气旋受温暖地区的强迫影响（Lu，Dong，2001）。Li et al（2008）指出，印度洋升温在亚太热带西太平洋地区引起异常的反气旋循环，然后导致Gilltype的反应与南亚激烈高涨。都赞成加强东亚夏季风。另外，Zhou等（2009）提到，印度西太平洋的变暖趋势有利于20世纪70年代后期由于中东部和东部热带太平洋的负暖气而向西延伸以及赤道印度洋/海洋大陆的季风冷凝。一般来说，这些结果表明，SST在改变东亚夏季风的气候方面起着重要的作用。这种热带SST强迫，包括ENSO或印度洋SST变暖，也是确定WNPSH和亚洲夏季风降水变率的重要因素。本文的目的是描述WNPSH在关于与EASM和印度洋季风相关的亚洲夏季风降水的角色。我们检查了复杂的联系，包括WNPSH，东亚季风降水和印度洋降水。第2节描述了数据集和WNPSH指数的定义。根据该指标，分析了第3节中复合差异的WNPSH的基本特征。另外简要介绍了WNPSH与亚洲夏季风之间的关系。在第4节中，研究了与亚洲夏季风降水有关的两种类型的WNPSH。此外，还提供了这些案例的时间演变， 摘要和讨论见第5节。

2 资料和WNPSH指数

A 资料

本研究中使用的主要数据是从国家环境预测中心/能源部（NCEP / DOE）全球再分析（R-2）（Kanamitsu等，2002）得出的逐月变量。这些数据包括位势高度，纬向风和子午风。它们是使用水平分辨率为2.5°times;2.5°的网格。此外，使用从NCEP / DOE R-2获得的非绝热加热的月平均场。为了研究年际变化，我们使用逐月资料，另外，使用每月欧洲中程天气预报中心（ECMWF）中期再分析（ERA Interim）的数据与NCEP相同时期的再分析数据，以便比较WNPSH指数（WNPSHI）。此外，我们使用了哈德利中心海冰和海面温度（HadISST）数据集（Rayner et al，2003）空间分辨率为1.0°times;1.0°。气候预测中心（CPC）合并降水分析（CMAP;谢和Arkin，1997），使用2.5°times;2.5°的空间分辨率。涵盖海洋的全球降水数据集基于测量观测和卫星估计。 所有数据均用于1979年至2009年期间。

B WNPSH指数的定义

EASM显示出很大的年际变化性。影响EASM的主要因素之一是北太平洋热带高压（NPSH）。哈和李（2007）分别位于日本南部的博宁高地，从NPSH使用500 hPa的位势高度数据，他们发现Bonin高位是EASM的年际变异性的主要因素，特别是对于长马起飞和撤退。 NPSH在西部延伸中出现了相当大的年际变化（Lu，2001）。NPSH的向西延伸导致了北太平洋西部地区出现异常反气旋，称为WNPSH。这是一个普遍的共识，即WNPSH是EASM变化的直接和关键因素（Chang等，2000；Wang et al，2000； Lee et al，2005）。850 hPa的位势高度广泛用于描绘WNPSH。为了定义异常WNPSH占优势的区域，绘制850 hPa夏季平均位势高度的年均标准偏差（图1），该图与图1一致。Lu和Dong（2001）的一个，1979年至1993年使用了15年的数据， Park等人的1号 （2010），其使用1979年至2007年的29年数据，在北太平洋西部地区观测到位势高度的较大变化。在本研究中，我们将WNPSHI定义为特定面积平均值（110°-150°E，15°-30°N），图中的方框 1夏季850 hPa位势高度异常值来自气候平均值，这是1979 - 2009年期间的标准差标准化已经研究了使用NCEP / NCAR Reanalysis数据集和ECMWF中期数据集的1979年至2009年WNPSHI的年际变化。为了进行复合研究，选择强弱WNPSH两个例子，如果两个数据集的两个指标分别均超过 0.9和-0.9，根据这个标准，1980年，1983年，1987年，1995年，1998年和2003年为六个强指标年份，而六个弱指标年份分别是1981年，1984年，1985年，1986年，2001年和2002年。从这些情况，进行复合分析以研究与WNPSH的变异性相关的大气环流。

图1

1979 - 2009年北方夏季（6月，7月和8月; JJA）850 hPa位势高度（m）的平均（阴影）和年际变化（轮廓）。该框表示计算WNPSH指数的区域。

3 WNPSH对亚洲夏季风的影响

A 复合特性

目前已经研究了与WNPSH的年际变化相关的垂直结构。图2显示了WNPSH在强弱WNPSH年间的夏季垂直结构差异。 垂直经度（纬度）横截面为15°-30°N（110°-150°E）纬度（经度）带，对应于用于定义WNPSHI的区域。在WNPSH区域对流层低层，强弱WNPSH年间的位势高度差异显著。WNPSH差异较大，出现高达200 hPa层，强度较大的轴向高度向西倾斜。从图2c和2e，可以发现在对流层下部的WNPSH区域和对流层上层的气旋循环中存在反气旋循环。这种循环中的垂直结构与位势高度与高度轴的倾斜幅度非常一致，表明低位势高度存在于WNPSH区域以上对流层上层。

图2

（a，d）位势高度，（b，e）纬向风的复合差异的垂直经度（左图）和垂直纬度（右图），（c，f）JJA中的弱风WNPSH年间的子午风，阴影代表在90％置信水平下，使用 t检验的显著值。粗虚线垂直线表示WNPSH指数区域的边界。

图3显示了位势高度在850 hPa的辐合差异，包括850 hPa降水/风，SST，强弱年间总绝热。850 hPa位势高度显著正异常不只发生在WNPSH区域，而且还向西延伸进入孟加拉湾以及向东进入中部热带太平洋。这表明在强的WNPSH年NPSH在西太平洋向西显著扩张。日本中部地区略有负异常（图3a），另外，850 hPa的风异常显示，韩国和日本的WNPSH地区都有强烈的反气旋异常，气旋相对较弱，这对应于850 hPa位势高度异常分布。西南偏东的中国东南部向东亚提供更多的水汽，菲律宾海上的异常运输将更多的水分运送到印度洋地区。Ninomiya和Kobayashi（1999）提出，WNPSH西北边缘的低层将大量的水汽输送到东亚。另外，发现WNPSH的任何变化都会影响到梅雨前线，影响了热带水汽与热带气流的汇合（Zhou，Yu，2005）。这些由异常风引起的水汽输送在东亚季风区和印度洋季风区引起更多的降水（图3b）。当WNPSH在暖池区域发展时，与抑制局部对流相关的降水明显减少。SST差异显示了印度洋和菲律宾海的厄尔尼诺现象模式和正异常现象，而北太平洋东部地区则存在明显的负SST异常。印度洋地区当地暖SST异常引起更多的蒸发，然后导致水分减少。为了研究SST异常对印度洋降水的贡献与菲律宾海异常东风的水分运输相比，我们计算了强弱WNPSH年之间的850 hPa的比湿和2 m高度和风矢量的复合差异（未显示）。当WNPSH强时，印度洋出现了比湿的正异常现象。这意味着暖的印度洋有更多的蒸发，蒸发量可能会增加印度洋的降水。此外，东风还将更多的水分从菲律宾海运到印度洋，然后在印度洋引起强降水。它显示了WNPSH的强度与印度洋的暖SST异常之间的联系以及东风强的水汽输送。然而，与印度洋的异常东风对印度洋降水的水分运输贡献相比，对印度洋局部SST异常的贡献定量估计比较困难。WNPSH和热带SST之间的关在许多研究中是有吸引力主题。例如，Park et al（2010）揭示了两种主要类型的WNPSH，并确定了它们的空间模式和相关的物理过程。每种类型与东亚西北太平洋地区夏季平均降水变化和赤道太平洋SST变率之间的不同相关联系方式有关。此外，吴和王等人 （2000）提到，与赤道中东太平洋的偏远SST异常相比，北太平洋西部地区的局部SST异常重要。Lu（20Lu（2001）研究了亚热带高纬度区域与暖池对流强度之间的关系。暖池对流较强，副热带高压东向延伸和季节性向北迁移较多。最近，谢等人 （2009）提出了一个机制，即在过去的冬天，热带印度洋SST变暖如何能够导致夏季过热的印度西太平洋海洋气候异常。他们认为热带印度洋变暖的作用就像电容器来抵御大气异常，并有助于改变西北太平洋的对流系统。在我们的研究中，由于降水导致日本东部和印度东部地区的对流和正异常（图3b和3d），也有过WNPSH面积显著负总的非绝热加热异常（图3b和3d）。正异常核心的位置如图3d所示，与降水异常情况相吻合核心在图 3b中。本研究综合分析的大部分结果与以前的研究大体一致（例如，Lu，2001; Sui等人，2007; Park等人，2010）。

图3

（a）850 hPa时的位势高度，（b）850 hPa的降水（轮廓）/风（矢量）的复合差异，（c）SST和（d）JJA在强弱WNPSH年之间的绝热加热。阴影表示在90％置信水平下，使用t检验显著的值。该框表示计算WNPSH指数的区域。

B 与亚洲夏季风相关的WNPSH的特征

为了研究WNPSH与亚洲季风之间的关系，基于降水差异选择了两个区域的EAM和IOM（图3b）。计算每个地区的夏季平均降水量，然后研究与这些季风降水有关的循环模式。在本研究中，我们使用特定地区的夏季平均降水平均值

（105°-150°E，30°-40°N）和（70°-105°E，5°-15°N）标准化，分别作为EAM和IOM指数。图4表示WNPSHI，EAM指数的时间序列，1979年至2008年的IOM指数。WNPSHI和EAM指数之间的系数为0.70，WNPSHI和IOM之间的相关系数指数为0.53。这两个相关系数在99％的置信水平是显著的。图5a和5b

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