3. The Global Warming Case[5] For a

3. The Global Warming Case

[5] For a first examination of the regional moist feedbacks in the global warming case, we choose an equilibrium doubled-CO2 run with a mixed layer ocean using the standard “Q-flux” representation of ocean heat transport [Hansen et al., 1988]. This is simpler to analyze than would be a case with the additional complications of ocean dynamical feedbacks and time-dependent warming. Similar experiments in GCMs exhibit strong regional precipitation anomalies [Williams et al., 2001; Yonetani and Gordon, 2001]. Figure 2c shows the QTCM precipitation anomaly from a 40-year average under doubled-CO2 conditions minus the control climatology. Positive anomalies tend to occur in regions of strong deep convection, in a rich-get-richer feedback that is analyzed elsewhere [C. Chou and J. D. Neelin, Mechanisms of global warming impacts on regional tropical precipitation, submitted to J. Clim., 2003]. While the tropical average is positive, there are substantial negative precipitation anomalies that tend to occur along some margins of the convection zones, much as in the ECHAM4 and HadCM3 GCMs of Figure 1, although slightly weaker. These drought regions are all associated with changes in moisture advection v · ∇q, i.e., horizontal wind v acting on gradients of moisture q. Both the SST and tropospheric temperature anomalies are relatively constant in space across the tropics and do not alone yield insight into the mechanisms for the strong spatial structure in the precipitation signal.
4. The Upped-ante Mechanism

[6] Analysis of the model moisture and moist static energy budgets indicates several mechanisms that contribute to precipitation anomalies in the El Niño case [Su and Neelin, 2002; H. Su and J. D. Neelin, in preparation, 2003]. Similar analysis shows that one of these mechanisms applies to essentially all drought regions in the doubled-CO2 case (C. Chou and J. D. Neelin, submitted to J. Clim., 2003). We term this the “upped-ante mechanism” (Figure 3). Tropospheric temperature is warm in the affected region in both cases. In the El Niño case, the warming is teleconnected from the neighboring Pacific [Wallace et al., 1998]. In the global warming case it is induced by increased absorption of infrared radiation [Tett et al., 1996]. Deep convection tends to occur when a parcel of cloud updraft air from the atmospheric boundary layer (ABL) is warmer than the ambient sounding in the free troposphere. When the troposphere is warmed, ABL air must be moister for convection to occur [Chiang and Sobel, 2002]. For time averages, as here, the tropospheric temperature does not provide a precise threshold behavior, but in a poker analogy, one might say it “ups the ante” for the amount of ABL moisture a region must have to continue to compete with neighboring regions for convection. In the middle of a convergence zone, where moisture supply is plentiful, meeting this increased ante is not a barrier and convection continues and even tends to be enhanced by the increased moisture in the air being converged. However, on certain margins of the convection zone where there is a strong low-level flow coming from a climatologically non-precipitating region, the increased ante can be a significant barrier. The balances governing ABL moisture in a non-precipitating region (e.g., divergence versus evaporation) yield smaller increases in moisture than in precipitating regions in the global warming case (and can even have negative moisture anomalies in the El Niño case). This inflow of less moist air into a region that ought to have a higher ABL moisture to convect produces a balance where precipitation is on average reduced. In addition to the direct effect of this drying, moist static energy budget balances (C. Chou and J. D. Neelin, submitted to J. Clim., 2003) imply a reduction in large-scale rising motion in this region. Associated reductions in moisture low-level convergence provide an amplification of the drought.

Results (Vietnamese) 1:

3. trường hợp sự nóng lên toàn cầu[5] trong một cuộc kiểm tra đầu tiên của các khu vực ẩm phản hồi trong trường hợp sự nóng lên toàn cầu, chúng tôi chọn một trạng thái cân bằng đã tăng gấp đôi-CO2 chạy với một đại dương hỗn hợp lớp bằng cách sử dụng các đại diện "Q-thông" tiêu chuẩn của vận tải biển nhiệt [Hansen và ctv., 1988]. Điều này là đơn giản để phân tích hơn sẽ là một trường hợp biến chứng bổ sung Dương động lực phản hồi và phụ thuộc vào thời gian hâm nóng. Các thí nghiệm tương tự như trong GCMs triển lãm mạnh khu vực mưa bất thường [Williams và ctv., 2001; Yonetani và Gordon, 2001]. Hình 2 c cho thấy sự bất thường mưa QTCM từ một trung bình là 40 năm điều kiện CO2 tăng gấp đôi trừ kiểm soát khí hậu học. Tích cực dị thường có xu hướng xảy ra ở các khu vực của sự đối lưu sâu mạnh mẽ, trong một phản hồi phong phú giàu có mà được phân tích ở nơi khác [C. Chou và J. D. Neelin, cơ chế tác động đến sự nóng lên toàn cầu khu vực nhiệt đới mưa, gửi đến J. Clim., 2003]. Trong khi trung bình của vùng nhiệt đới là tích cực, có những bất thường đáng kể tiêu cực mưa có xu hướng xảy ra dọc theo một rìa của vùng đối lưu, nhiều như ở ECHAM4 và HadCM3 GCMs trong hình 1, mặc dù hơi yếu. Các khu vực hạn hán là tất cả liên kết với những thay đổi trong độ ẩm advection v · ∇q, ví dụ, gió ngang v tác động lên dốc ẩm q. SST và tropospheric nhiệt độ bất thường là tương đối không đổi trong không gian trên khắp các vùng nhiệt đới và không làm một mình năng suất cái nhìn sâu sắc vào các cơ chế cho cấu trúc không gian mạnh mẽ trong tín hiệu mưa.4. cơ chế Upped ante[6] phân tích độ ẩm model và ẩm tĩnh lượng ngân sách cho thấy một số cơ chế đóng góp cho mưa bất thường trong El Nino trường hợp [Su và Neelin, 2002; H. Su và J. D. Neelin, để chuẩn bị, 2003]. Tương tự như phân tích cho thấy rằng một trong những cơ chế áp dụng để về cơ bản tất cả khu vực khô hạn trong trường hợp khí CO2 tăng gấp đôi (C. Chou và J. D. Neelin, gửi đến J. Clim., 2003). Chúng tôi hạn này "cơ chế upped ante" (hình 3). Tropospheric nhiệt độ là ấm vùng bị ảnh hưởng trong cả hai trường hợp. Trong trường hợp của El Nino, sự nóng lên là teleconnected từ Thái Bình Dương giáp ranh [Wallace và ctv., 1998]. Trong trường hợp sự nóng lên toàn cầu, nó gây ra bởi tăng sự hấp thụ bức xạ hồng ngoại [Tett và ctv., 1996]. Đối lưu sâu có xu hướng xảy ra khi một bưu kiện của đám mây updraft không khí từ khí quyển boundary layer (ABL) là ấm hơn so với môi trường xung quanh sounding trong tầng đối lưu miễn phí. Khi tầng đối lưu ấm, ABL máy phải moister cho sự đối lưu xảy ra [Chiang và Sobel, 2002]. Đối với thời gian trung bình, như ở đây, nhiệt độ tropospheric không cung cấp một hành vi chính xác ngưỡng, nhưng trong một tương tự poker, một trong những có thể nói nó "up ante" cho số tiền của độ ẩm ABL một vùng phải có để tiếp tục cạnh tranh với nước láng giềng để đối lưu. Ở giữa một vùng hội tụ, nơi cung cấp độ ẩm là phong phú, cuộc họp này ante tăng không phải là một rào cản và sự đối lưu vẫn tiếp tục và thậm chí có xu hướng để được nâng cao bằng cách tăng độ ẩm trong không khí được hội tụ. Tuy nhiên, trên một số lợi nhuận của vùng đối lưu nơi có một dòng chảy thấp mạnh mẽ đến từ một vùng climatologically không-kết tủa, ante tăng có thể là một rào cản đáng kể. Các cân đối quản ABL độ ẩm trong một không kết tủa có tên tương tự ở miền (ví dụ, phân kỳ so với bốc hơi) sản lượng nhỏ hơn tăng độ ẩm hơn trong kết tủa các vùng ở toàn cầu nóng lên trường hợp (và có thể thậm chí có độ ẩm tiêu cực bất thường trong trường hợp của El Nino). Này dòng ít không khí ẩm ướt vào một khu vực nên có một độ ẩm ABL cao để convect tạo ra một sự cân bằng nơi mưa trung bình giảm bớt. Ngoài tác dụng trực tiếp làm khô này, cân đối ngân sách ẩm năng lượng tĩnh (C. Chou và J. D. Neelin, gửi đến J. Clim., 2003) ngụ ý một giảm quy mô lớn tăng chuyển động trong khu vực này. Liên quan đến giảm độ ẩm thấp hội tụ cung cấp một khuếch đại của hạn hán.

Results (Vietnamese) 2:

3. Hâm nóng toàn cầu hợp [5] Đối với một cuộc kiểm tra đầu tiên của phản hồi ẩm khu vực trong trường hợp nóng lên toàn cầu, chúng tôi chọn một trạng thái cân bằng tăng gấp đôi-CO2 chạy bằng một lớp đại dương hỗn hợp bằng cách sử dụng tiêu chuẩn "Q-flux" đại diện của vận tải biển nhiệt [Hansen et al., 1988]. Đây là đơn giản để phân tích hơn sẽ là một trường hợp với các biến chứng khác của phản hồi động lực biển và sự nóng lên phụ thuộc thời gian. Thí nghiệm tương tự trong GCM hiện mưa dị thường trong khu vực mạnh mẽ [Williams et al., 2001; Yonetani và Gordon, 2001]. Hình 2c cho thấy lượng mưa bất thường QTCM từ mức trung bình 40 năm trong điều kiện tăng gấp đôi-CO2 trừ sự kiểm soát khí hậu. Bất thường tích cực có xu hướng xảy ra ở những vùng đối lưu sâu mạnh, trong một-làm giàu phong phú hơn thông tin phản hồi đó được phân tích ở những nơi khác [C. Chou và JD Neelin, cơ chế tác động của sự nóng lên toàn cầu đối với lượng mưa nhiệt đới khu vực, trình J. CLIM., 2003]. Trong khi trung bình nhiệt đới là tích cực, có đáng kể mưa dị thường tiêu cực mà có xu hướng xảy ra dọc theo một số lợi nhuận của các vùng đối lưu, nhiều như trong ECHAM4 và HadCM3 GCM của hình 1, mặc dù hơi yếu. Những khu vực hạn hán đều gắn với thay đổi độ ẩm bình lưu v · ∇q, tức là, gió ngang v diễn xuất trên các gradient của q ẩm. Cả SST và dị thường nhiệt độ tầng đối lưu là tương đối ổn định trong không gian trên khắp các vùng nhiệt đới và không hiểu biết năng suất một mình vào các cơ chế đối với cấu trúc không gian mạnh mẽ trong các tín hiệu kết tủa. 4. Cơ chế tăng mức-ante [6] Phân tích các mô hình ẩm và ngân sách năng lượng tĩnh ẩm chỉ ra một số cơ chế góp phần vào mưa dị thường trong trường hợp El Niño [Su và Neelin, 2002; H. Su và JD Neelin, chuẩn bị, 2003]. Phân tích tương tự cho thấy rằng một trong những cơ chế áp dụng đối với cơ bản tất cả các vùng khô hạn trong trường hợp tăng gấp đôi-CO2 (C. Chou và JD Neelin, trình J. CLIM., 2003). Chúng tôi gọi đây là "cơ chế tăng mức-ante" (hình 3). Nhiệt độ tầng đối lưu là ấm áp trong những khu vực bị ảnh hưởng trong cả hai trường hợp. Trong trường hợp El Niño, sự ấm lên được teleconnected từ Thái Bình Dương nước láng giềng [Wallace et al., 1998]. Trong trường hợp nóng lên toàn cầu nó được gây ra bởi sự gia tăng hấp thụ bức xạ hồng ngoại [Tett et al., 1996]. Sâu đối lưu có xu hướng xảy ra khi một thửa không khí đám mây updraft từ lớp biên khí quyển (ABL) là ấm hơn so với môi trường xung quanh âm thanh trong tầng đối lưu miễn phí. Khi tầng đối lưu được sưởi ấm, ABL không khí phải được giữ ẩm cho đối lưu xảy ra [Chiang và Sobel, 2002]. Đối với thời gian trung bình, như ở đây, nhiệt độ tầng đối lưu không cung cấp một hành vi ngưỡng chính xác, nhưng trong một tương tự poker, người ta có thể nói rằng nó "up ante" cho số tiền của ABL ẩm một khu vực phải có để tiếp tục cạnh tranh với các khu vực lân cận cho đối lưu. Ở giữa một vùng hội tụ, nơi cung cấp độ ẩm dồi dào, đáp ante tăng này không phải là một rào cản đối lưu và tiếp tục và thậm chí có xu hướng được nâng cao bằng độ ẩm tăng lên trong không khí được hội tụ. Tuy nhiên, trên lề nào đó của vùng đối lưu, nơi có một dòng chảy ở mức độ thấp mạnh đến từ một vùng climatologically không kết tủa, ante tăng có thể là một rào cản đáng kể. Các cân chỉnh độ ẩm ABL trong một khu vực phi kết tủa (ví dụ, phân kỳ so với bay hơi) nên sự tăng cường độ ẩm nhỏ hơn trong khu vực kết tủa trong trường hợp nóng lên toàn cầu (và thậm chí có thể có bất thường độ ẩm tiêu cực trong trường hợp El Niño). Dòng này của không khí ít ẩm vào một khu vực mà ta phải có một độ ẩm cao hơn để ABL convect tạo ra một sự cân bằng nơi lượng mưa trung bình giảm. Ngoài tác động trực tiếp của khô này, ẩm tĩnh cân đối ngân sách năng lượng (C. Chou và JD Neelin, trình J. CLIM., 2003) bao hàm sự giảm chuyển động tăng quy mô lớn ở khu vực này. Giảm liên độ ẩm ở mức độ thấp tụ cung cấp một sự khuếch đại của hạn hán.