冬季东亚副热带急流和极锋急流的诊断和比较：大尺度特征和瞬变扰动外文翻译资料

 2022-12-16 11:56:35

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冬季东亚副热带急流和极锋急流的诊断和比较：大尺度特征和瞬变扰动

任雪娟1，杨修群1，周天军2，房佳蓓1

1.南京大学大气科学学院,灾害性天气气候研究所,南京,210093

2.中国科学院大气物理研究所LASG,北京，100029

摘要：利用ERA-40再分析资料对冬季东亚副热带急流和极锋急流进行诊断比较，从大尺度特征和天气尺度瞬变扰动特征两个角度对东亚副热带急流和极锋急流进行讨论。结果表明，使用月资料分析得东亚副热带急流和极锋急流在高层风场上没有明显的地域边界；而利用逐日资料计算可以得到急流的发生数以青藏高原北部所处的纬度作为明显的分界线，而且存在两个急流中心分别对应于东亚副热带急流和极锋急流。通过分析东亚上空天气尺度瞬变扰动可以表明瞬变扰动对于冬季的东亚副热带急流和极锋急流的空间匹配形势：与较强的冬季副热带急流相伴的是较弱的南支瞬变扰动，而较弱的极锋急流对应的北支瞬变扰动却很活跃，显示出极锋急流与瞬变扰动是共存的。进一步分析了冬季极锋急流的两种异常模态：一种是反气旋性/气旋性异常环流型，一种是西风的减弱/加强。与第一种异常相关的是北半球大尺度环流异常几种在欧亚中高纬地区，它的形成受上游地区的大气环流异常所影响。当在极锋急流的局地西风减弱/增强时，副热带急流东段到西太平洋上空的西风急流出现相反的变化，相应的大气环流异常型为大气遥相关的亚欧型。极锋急流的异常也与东亚上空的瞬变扰动的异常相关，其中北支天气尺度瞬变扰动的瞬变异常以波列的形势沿其北支轴线传播到东亚沿海上空，然后向东传播到海洋上空。然而南支的异常只存在与东亚东部及其沿海上空200hPa层上。

关键词：东亚副热带急流，东亚极锋急流，诊断比较，天气尺度瞬变扰动活动

  1. 引言

对流层高层的急流带是中纬度大气环流系统中的重要成员。观测表明，大气中有两种不同的急流：副热带西风急流和极锋急流（也称为副极地急流或涡旋驱动环流 ）。在冬季东亚地区，这两支急流分别位于青藏高原南侧上空和高原北侧约40°-60°N地区上空，分别被称为东亚副热带西风急流和东亚温带急流（盛承禹，1986；邹进上等，1990）。这两支急流在东亚沿海上空交汇并在日本岛东南侧上空达到最大，而后在中东太平洋上空逐渐减弱，西太平洋急流曾表示位于太平洋上空的急流（Cressman,1981）。因为东亚上空的急流主要以纬向西风为主导，所以也有文献把它们直接统称为东亚西风急流（Yang et al，2002；毛睿等，2007）。作为东亚—太平洋上空的重要环流系统和中国东部地区降水异常的强信号之一，西风急流（盛承禹，1986；邹进上等，1990；Zhang et al，2006）季节变化、急流与ENSO（Yang et al，2002）以及与东亚季风（Yang et al，2002；Jhun et al，2004；李崇银等，2004；廖清海等，2004；王小曼等，2002；孙力等，2002；周兵等，2003；况雪源等，2006；毛睿等，2007）受到了研究。它表明，东亚副热带急流在6月中旬从高原南侧跳至高原北侧，极锋急流消失在高原北侧；副热带急流在10月中旬的消失伴随着极锋急流在高原北侧的出现，这些现象反映了东亚大气环流的季节性变化（叶笃正等，1958；盛承禹，1986；邹进上等，1990）。在变化的年际尺度上，东亚冬季的西风急流存在强度的变化和位置的（南北移动）的变化，通过东亚冬季风影响中国温度和降水（毛睿等，2007）。东亚西太平洋西风急流与极锋急流区域的西风有反相的变化，它们两与东亚冬季风关系密切（Jhun，et al，2004；毛睿等，2007）。冬季西太平洋急流强度的异常与整个东亚—太平洋—北美冬季气候异常相关。冬季西太平洋急流强度增强与东亚冬季风加强有关，冷且干燥的空气活动直接导致东亚地表温度降低（Yang et al.2002）。东亚高空的急流还担任大西洋欧洲气候与东亚气候的连接。北大西洋涛动信号可以沿着向东传播的急流以波列形式东传至东亚以及北太平洋地区，因此，导致东亚冬季和春季的气候异常（Watanabe，2004；Yu et al，2004，2007；Li et al，2005；Xin et al，2006）。很多原因都可能导致东亚上空急流异常，例如：Hadley环流异常所导致的中纬度西风异常（Hou，1998）；急流的相互作用，促使急流加速（高守亭等，1989）。此外，欧亚冬季积雪异常（陈海山等，2003a；2003b）在热带地区的对流活动异常（董敏等，1999）也与东亚冬季急流异常关系密切。

东亚西风急流还与天气尺度瞬变扰动活动相关（吴伟杰等，2006；任雪娟等，2007）。冬季强盛的急流带使得全球大气强斜压区坐落于东亚沿海至太平洋中纬度地区，因此，瞬变扰动对于其他纬度带更为活跃。两条瞬变扰动带坐落于亚洲大陆上空（陶祖钰等，1994），它们在东亚沿海至日本岛北部上空汇合后加强并向东延伸到北美西北海岸，大值区位于洋面上空急流带的东北侧（朱伟军等，2000；任雪娟等，2007）。过去10年的观测和理论研究表明，太平洋上空西风急流异常与瞬变扰动异常,可以通过局地动力正反馈过程来表示（Carillo，2000；任雪娟等，2007）。此外，东亚瞬变扰动异常就像“种子”，通过下游发展和斜压发展机制，影响海洋区域的瞬变扰动活动，从而造成洋面上空西风急流异常（Orlanski，2005）。

观测表明，冬季极锋急流要明显小于副热带急流E和西太平洋急流，从月平均风场资料上看，副热带急流与极锋急流之间没有明显地理位置区。因此，副热带急流与极锋急流比较分析的研究不多，极锋急流的异常特征及其关联机制还不明确。此外，由于东亚大陆上空瞬变扰动不如洋面上空活跃，所以，副热带急流、极锋急流与大陆间的关系也缺乏研究。本文通过大尺度环流和天气尺度瞬变扰动活动两个方面对冬季副热带急流与极锋急流进行分析，探讨了两者的异常变化情况，帮助我们发现东亚—太平洋冬季气候异常及其成因。

  1. 资料和方法

本文所用的大气资料取自ECMWF再分析资料ERA 40中各常规气象变量的逐日资料和月平均数据集，空间分辨率为2.5°times;2.5°，时间分辨率为1957年9月至2002年8月，本文中的冬季定义为12月—2月。

为了显示急流与瞬变扰动活动特征，本文使用逐日00和12时资料计算了天气尺度瞬变扰动的动能和急流中心发生数。300hPa上急流中心发生数定义：（1）在东亚—太平洋（20°—70°N，60°E—140°W）范围内风速大值中心风速值ge;30ｍ/ｓ，（2）该中心周围24个格点上的风速值均小于该中心的风速值。若满足定义，则该中心为一个急流中心，记下该中心的经纬度位置。对每年冬季的逐日资料重复进行这一过程。若经判断一个冬季在某经纬格点上有n个急流中心发生，则定义该年冬季该格点的急流中心发生数为n。瞬变扰动的动能定义为ke =frac12;(ulsquo;2 vlsquo;2)。其中u和v分别表示风速的纬向分量和经向分量，横线表示冬季的平均值，该量经过了2.5—8d的带通滤波。研究表明，ke的位置和强度分布也可以代表瞬变扰动活动特征。

本文还用到了EOF、回归和相关等常用的诊断分析方法。

  1. 冬季副热带西风急流,极锋急流,和瞬变扰动的气候分布特征

图１显示了气候平均冬季风速和相对涡度的纬度-高度剖面，经度代表了高原和高原以东的大陆。副热带急流的急流中心在200hPa高度处，其风速都大于40ｍ/ｓ，在急流下方风速值剧减。高原北部极锋急流E风场的垂直结构则与副热带急流截然不同。在整个对流层内极锋急流区域都没有闭合的急流中心出现，只有从高层向低层延伸的大风速带。在700hPa以上，副热带急流区域内的垂直风切变明显比极锋急流区域强，而在700hPa以下情况相反。图中相对涡度大致以30°N 为零线，30°N以南是强的反气旋性环流型，而30°N以北的对流层中高层基本以气旋性环流为主。

由图１还可见，气候平均而言，副热带急流与极锋急流在高层风场上没有清晰的地理分界区。同时，极锋急流在对流层高层没有闭合的急流中心，与南半球的副热带急流和极锋急流形成明显（Teresa et al，2001；Gallego et al，2005）。实际上，在逐日天气图上，沿着弯曲的急流带上有多个风速大值中心。图2显示了300hPa的气候平均冬季急流中心发生数，200hPa的分布型与300hPa的十分相似（图略）。图2显示存在两个急流中心集中区，狭长的南支自高原南侧延生到日界限以东地区，北支在高原北侧40°-65°N 的方形区域，并且自西北延伸到东南在东亚沿海与南支汇合。这两个区域分别对应于副热带急流和极锋急流的区域。很显然，南支急流发生数要多于北支。高原北侧向东延伸的区域上空存在很少急流中心，这一区域就成为了南支和北支急流中心发生数的分界岭，也可以看作是副热带急流和极锋急流的分界线。

图１ 气候平均冬季风速（细等值线和阴影区）和相对涡度（粗等值线）的纬度、高度剖面

（ａ）70°-100°Ｅ平均。（ｂ）沿１１５°Ｅ。

当风速小于等于30ｍ／ｓ时，风速的等值线间隔为3；当风速大于等于30ｍ／ｓ时，间隔为10。

相对涡度的等值线间隔为１times;１０-5／ｓ；

图２ 气候平均冬季300hPa逐日急流发生数分布（单位：个/冬季）

图3显示，存在两个瞬变扰动高值中心，分别对应于南北两支瞬变扰动带。北支比南支强，位于高原以北的区域，在300hPa高度上有闭合中心。南支位于35°N以南的狭长区域内，并在200hPa最强，然而，它的强度只有北支的一半。两支瞬变扰动之间有地形对扰动的抑制。综上所述，强的冬季副热带急流对应的是较弱的南支瞬变扰动，而较弱的极锋急流却与活跃的北支瞬变扰动相对应。

图３ 同图１，但为STEA（ｍ2／ｓ2）

  1. 冬季副热带西风急流和极锋急流异常与大尺度环流和瞬变扰动异常的关系
    1. 冬季副热带急流、极锋急流异常及其与大尺度环流的关系

对（35°-75°N，60°-130°E）内标准化的冬季200hPa纬向风和经向风进行EOF分解。在进行EOF分解之前，去除风场资料中的长期趋势。图4为EOF分解后的前两个模态的空间分布型和对应的时间系数，其中时间系数已经标准化处理，并分别简称为T1和T2。这两个模态对应的方差贡献百分率分别是31.2％和19.4％。由图4可见，冬季极锋急流的异常主要表现为极锋急流区域内异常的反气旋/气旋性环流型（第1模态）和西风减弱/增强（第2模态）。

图４　200hPa冬季风场ＥＯＦ分解的第1和第2模态空间型（ａ，ｂ）及其标准化后的时间系数（ｃ，ｄ）

图ａ、ｂ中等值线是ＥＯＦ分解结果中纬向风场的空间型。图ｃ、ｄ中横坐标的1960指1960年冬季

为了分析冬季极锋急流异常与北半球大尺度环流异常的关系，选取以上第1、2模态时间系数T1、T2中大于（小于）1.0（-1.0）的年份为正（负）异常年。利用这种正负异常年的分法，制作北半球冬季200hPa纬向风和500hPa位势高度场的合成差值场（图5）。结果表明，当北半球大尺度环流异常主要集中在欧亚中高纬地区，此时极锋急流区域出现异常的气旋/反气旋性环流型时（第１模态），具体表现为极锋急流区域500hPa位势高度升高，副热带急流东北侧至55°N范围内东亚西风减弱，而高纬西风增强。此外，东南亚和南亚部分地区也存在异常西风。

图５冬季200hPa纬向风（a、b；单位：m/s）和500hPa位势高度场（c、d；单位：gpm）合成差值场（均为正异常年-负异常年）

（深（浅）色阴影区表示超过＝0.01（0.05）狋差异显著性检验的区域；a、b中的黑点线和加号分别表示气候平均西风急流轴和急流中心的位置；a、c为第1模态，b、d为第2模态）

当极锋急流区域出现西风减弱/增强时（第2 模态），500hPa位势高度场表现为欧洲—西北亚—东亚（东亚沿海）型，这正是Wallace（1981）的欧亚遥相关（EU）型。T2与冬季EU 型指数间的相关系数高达0.86也可以证明这一点。同时，在200hPa纬向风空间型中，极锋急流区域的西风与东亚-西太平洋区域的西风是正相关。

高层纬向风指数经常被用来研究冬季东亚—太平洋西风急流异常特征。例如，杨等人使用（30°-35°N，130°-160°E）范围内冬季200hPa纬向风构成东亚急流强度指数，该指数与极锋急流区域内纬向风强度有显著的反相变化。考虑到这种相关特征，Jhun和lee等（2004）定义了上述两个区域内冬季300hPa纬向风之差的标准化序列构成指数，他们的结果表明，指数能够反映东亚冬季风异常特征。毛睿等（2007）定义了（0°-35°N，127.5°-155°E）内冬季200hPa纬向风序列为冬季东亚西风急流强度指数，而用区域（15°-25°N，100°-115°E）与（30°-40°N，100°-115°E）内冬季200hPa纬向风之差的标准化序列定义为切变指数，用来表示东亚中纬度西风急流带位置的南北移动。计算本文中的T2与东亚急流强度指数、标准化序列构成指数以及与毛等的强度指数间的相关系数，分别为：0.73、0.85和0.75。它们之间的高相关性表明图4中第2模态在反映EAPJ西风异常增强/减弱，此外

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