東亞上空急流位置經(jīng)向變化及其與東亞夏季氣候異常的聯(lián)系

字冉,管兆勇,李明剛

(氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(南京信息工程大學(xué)),江蘇 南京 210044)

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東亞上空急流位置經(jīng)向變化及其與東亞夏季氣候異常的聯(lián)系

字冉,管兆勇,李明剛

(氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(南京信息工程大學(xué)),江蘇 南京 210044)

利用1979—2010年逐月CMAP降水資料和NCEP/NCAR再分析資料集,通過定義夏季東亞急流位置指數(shù),采用統(tǒng)計(jì)和動力診斷方法研究了東亞上空急流位置經(jīng)向變化及其與東亞夏季氣候的聯(lián)系。所定義的東亞急流位置指數(shù)較好地反映了東亞上空急流位置的經(jīng)向移動。結(jié)果表明:東亞上空急流經(jīng)向位置的移動存在顯著的年際變化,其主要周期為2～3 a和8 a。當(dāng)夏季東亞急流位置偏北(南)時,從低緯到高緯,東亞地區(qū)降水異常主要呈現(xiàn)出偏多—偏少—偏多(偏少—偏多—偏少)的經(jīng)向分布;相應(yīng)地,氣溫則在副熱帶西太平洋地區(qū)偏低(高),我國華東、華北及日本地區(qū)氣溫偏高(低),西伯利亞東部較高緯地區(qū)氣溫偏低(高)。東亞上空急流經(jīng)向位置異常年,異常環(huán)流隨高度呈略有西傾的準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu)。東亞上空急流經(jīng)向位置的偏北(南)與由西太平洋—南海熱帶地區(qū)非絕熱加熱相關(guān)的經(jīng)圈環(huán)流異常有關(guān),亦與中緯度波擾能量東傳有關(guān),并由此可部分解釋我國長江中下游至日本地區(qū)的氣溫異常偏高(低)。

亞洲急流;東亞氣候;位置指數(shù);夏季

0 引言

東亞副熱帶西風(fēng)急流是影響中國乃至整個東亞地區(qū)天氣、氣候異常的重要環(huán)流系統(tǒng)。早在20世紀(jì)50年代氣象學(xué)家就注意到了急流及其季節(jié)性變化(Yin,1949)。觀測事實(shí)表明,亞洲上空有兩支急流,一在西藏高原北側(cè),一在南側(cè)。南支急流于10月建立,次年6月初撤退(Yeh,1950)。而位于西藏高原北側(cè)的急流亦存在季節(jié)性移動。

東亞副熱帶西風(fēng)急流由春末至盛夏經(jīng)突變進(jìn)入夏季型。葉篤正等(1958)提出了“季節(jié)突變”的概念,在6月中旬,高空西風(fēng)急流的位置會急速地由30～32°N北跳到35°N以北,北半球大氣環(huán)流就由冬季型轉(zhuǎn)變成夏季型。夏季對流層上層西風(fēng)大值中心西移至青藏高原上空,且急流中心強(qiáng)度的變化超前于急流位置的南北移動(況雪源和張耀存,2006a)。在季節(jié)變化過程中,南北兩支急流的建立與撤退主要與高原動力作用有關(guān)。高原的阻擋作用可能是東亞地區(qū)大氣環(huán)流季節(jié)轉(zhuǎn)換突發(fā)性特點(diǎn)的成因(Yeh,1950),而高原的純動力作用顯著減弱了南支西風(fēng)急流的北跳,甚至使北跳后的急流南退;熱力作用則在初夏明顯加速了南支西風(fēng)急流的北跳(Zheng and Wu,1995)。另外,西風(fēng)急流的季節(jié)性變化還受到波流相互作用和熱帶對流加熱的顯著影響(Charney and Drazin,1961;Edmon et al.,1980)。

副熱帶西風(fēng)急流存在顯著的年際和年代際變化,其對東亞季風(fēng)和中國東部降水異常存在顯著影響。西風(fēng)急流位置和形態(tài)在1975—1980年間出現(xiàn)轉(zhuǎn)折,1980年后西風(fēng)急流中心西移且急流向南偏移(杜銀等,2009)。劉飛等(2006)將夏季200 hPa緯向風(fēng)距平EOF第一模態(tài)標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)定義為東亞夏季高空西風(fēng)急流指數(shù)(SWIJ),研究急流位置的南北移動,結(jié)果表明急流中心位置總體存在向南的變化趨勢,且有3 a和6 a為主的準(zhǔn)周期的年際變化特征。相對于ENSO而言,急流對亞太地區(qū)氣候的影響更為顯著(Yang et al.,2002)。西風(fēng)急流的南北位置移動可以顯著影響雨帶位置(Liang and Wang,1998)。張馳等(2011)用(45～105°E,40～45°N)與(45～105°E,35～40°N)的區(qū)域平均緯向風(fēng)速差的標(biāo)準(zhǔn)化值,分析了47 a夏季(JJA)西風(fēng)急流的南北位置變化及其與中國東部夏季降水的關(guān)系,結(jié)果表明:當(dāng)急流位置偏北時,中國東部整層大氣環(huán)流呈“南北上升中間下沉”的形勢,且易形成“南北多中間少”的雨帶分布;當(dāng)急流位置偏南時,則反之。

熱帶海溫異常、高原地形作用以及瞬變波擾動可造成東亞副熱帶急流的年際異常。菲律賓群島附近的對流加熱與7—8月東亞副熱帶西風(fēng)急流相關(guān)密切(Lu,2004)。而夏季熱帶東太平洋暖的海溫異常可能通過熱帶和中緯度對流層高層激發(fā)出西傳的擾動,在北非—亞洲西風(fēng)急流中產(chǎn)生異常的渦度增加,亞洲西風(fēng)急流偏南(Shaman and Tziperman,2007)。此外,ENSO事件對東亞副熱帶西風(fēng)急流的亦有顯著影響,El Nino(La Nina)年夏季急流增強(qiáng)(減弱),主要在急流區(qū)內(nèi)的偏南部緯向風(fēng)有正(負(fù))距平(黃興春和江靜,2008)。而春季黑潮延伸體北側(cè)海洋鋒區(qū)位置的南北變動與6月東亞高空急流、太平洋區(qū)域風(fēng)暴軸的南北位置具有很好的對應(yīng)關(guān)系。當(dāng)春季黑潮延伸體海洋鋒區(qū)偏北時,6月東亞高空急流、太平洋區(qū)域風(fēng)暴軸偏北,反之亦然(馬靜和徐海明,2012)。況雪源和張耀存(2007)的研究表明,急流位置南北移動的加熱關(guān)鍵區(qū)位于阿拉伯海及印度半島北部,這種加熱表現(xiàn)為感熱的局地性變化,可能與高原大地形分布有關(guān)。而瞬變擾動活動異?？梢酝ㄟ^大氣內(nèi)部動力過程直接強(qiáng)迫出西風(fēng)異常,進(jìn)而可能對西太平洋急流年際異常起維持作用(任雪娟和張耀存,2007)。近年來,利用多模式集合的方法分析全球變暖背景下東亞副熱帶西風(fēng)急流的變化特征表明,夏季從低緯到中高緯度對流層中高層溫度將增加,但低緯增溫強(qiáng)、高緯增溫弱,導(dǎo)致副熱帶地區(qū)溫度梯度增加,且強(qiáng)增溫區(qū)向北移,造成急流軸北側(cè)區(qū)域溫度梯度增大,并通過熱成風(fēng)關(guān)系使得急流區(qū)緯向風(fēng)增強(qiáng)(張耀存和郭蘭麗,2010)。但之后的研究表明,在全球變暖背景下,近30 a來北半球?qū)α鲗哟髿鉁u動減弱。對流層200 hPa以下大氣的增暖,特別是中高緯地區(qū)的顯著增暖,減弱了經(jīng)向溫度梯度,使得副熱帶西風(fēng)急流的強(qiáng)度亦呈減弱趨勢(楊哲等,2012)。這說明在全球變暖背景下,副熱帶西風(fēng)急流的變化特征尚未完全認(rèn)識清楚。

急流的位置、強(qiáng)度、面積等可被用來從不同側(cè)面描寫急流變化。就夏季副熱帶西風(fēng)急流經(jīng)向位置變動而言,可定義三種不同指數(shù)來加以描述。1)將東亞大陸對流層上層不同經(jīng)度上最大西風(fēng)所在位置的平均緯度定義為東亞副熱帶西風(fēng)急流軸線指數(shù)(況雪源和張耀存,2006b);2)利用夏季200 hPa緯向風(fēng)距平場EOF第一模態(tài)標(biāo)準(zhǔn)化時間系數(shù)作為急流位置指數(shù)(劉飛等,2006);3)針對研究區(qū)域,選擇200 hPa緯向風(fēng)急流軸所在的廣大范圍(90～140°E)的南北兩個區(qū)域的平均緯向風(fēng)速差作為急流位置指數(shù)(楊蓮梅和張慶云,2007)。然而,分析表明,夏季副熱帶西風(fēng)急流在100°E以西和100°E以東存在相反變化,即亞洲急流入口和出口之間變化不一致(楊蓮梅和張慶云,2008),因此籠統(tǒng)的在東亞上空廣大范圍內(nèi)定義急流南北位置指數(shù)還存在一定問題。

要特別強(qiáng)調(diào)的是,夏季副熱帶西風(fēng)急流強(qiáng)度的最大值所在位置,往往不在東亞上空,而急流的南北移動在東亞區(qū)域卻是最明顯的(吳偉杰等,2006)。因此,以往對東亞副熱帶西風(fēng)急流位置南北變化的研究中,針對急流位置指數(shù)的定義,雖存在多種不同的考慮,但這些定義均在亞洲區(qū)域上空較廣闊的空間范圍內(nèi)做出的,尚不足以更準(zhǔn)確地描述副熱帶西風(fēng)急流東段經(jīng)向位置的變化。根據(jù)上述分析可知,副熱帶西風(fēng)急流變化對東亞區(qū)域天氣、氣候有重要影響,但由于其東西向尺度大且變化規(guī)律緯向不一致,有必要進(jìn)一步對副熱帶西風(fēng)急流不同部分(東段、西段)的氣候?qū)W特征及其異常進(jìn)行研究。此外,因絕大多數(shù)工作研究急流變動與降水異常的關(guān)系,而對急流與氣溫的關(guān)系研究甚少,因而本文將在前人工作的基礎(chǔ)上,定義能夠更好地描述東亞上空急流位置經(jīng)向變動的指數(shù),以研究東亞上空急流位置經(jīng)向變動的年際變化及其與東亞地區(qū)氣候變動的聯(lián)系和可能機(jī)理,從而為東亞夏季旱澇的預(yù)測提供線索。

1 資料和方法

1.1 資料

本文采用1979—2010年(共32 a)逐月CMAP降水資料和NCEP/NCAR再分析資料(Kalnay et al.,1996)。NCAP/NCAR資料的變量包括:月平均的17層風(fēng)場、位勢高度場、地面以上2 m處氣溫、12層等壓面上的垂直速度以及地面氣壓等。資料的水

平分辨率為2.5°×2.5°,但地面以上2 m處氣溫資料的緯向分辨率為1.875°,經(jīng)向格點(diǎn)為高斯緯度。變量的夏季平均值被定義成其在6—8月的平均值。下文所述物理量的“距平”均為某一年夏季平均值與32 a夏季平均值的差值。

1.2 方法

本文采用相關(guān)分析、合成分析及t檢驗(yàn)方法。利用Takaya and Nakamura(1997,2001)推導(dǎo)出的三維波作用通量(簡稱T-N通量)的水平分量,研究了急流位置的經(jīng)向變化與中緯度Rossby波擾動能量傳播的關(guān)系。該分量能描述準(zhǔn)定常Rossby波的能量頻散特征。該通量在WKB近似下與波動位相無關(guān),且與定常Rossby波列的局地群速度方向一致。波作用通量的水平分量W在對數(shù)氣壓坐標(biāo)中的公式為

(1)

(2)

2 東亞夏季急流位置指數(shù)定義及其年際變化

2.1 東亞夏季急流位置指數(shù)的定義

研究表明,東亞西風(fēng)急流強(qiáng)度的變化及位置移動能夠影響東亞夏季降水變率、東亞夏季雨帶上的對流異常、夏季風(fēng)的爆發(fā)早晚(Liang and Wang,1998;Lau et al.,2000;Lu,2004)和我國梅雨的開始、結(jié)束(董麗娜等,2010),且西風(fēng)急流的位置要比急流強(qiáng)度與夏季降水的關(guān)系更密切(Lu,2004)。

東亞西風(fēng)急流存在兩個中心。1979—2010年夏季平均的200 hPa緯向風(fēng)及風(fēng)矢(圖1a和圖1b)顯示,夏季亞洲上空存在東、西2個西風(fēng)極大值中心(圖1a中兩個綠色方框所示),西部極大值中心位于(80～105°E,37.5～42.5°N),強(qiáng)度達(dá)30 m·s-1;東部極大值中心位于日本中部至日本海(135～155°E,37.5～42.5°N),中心風(fēng)速小于西部,強(qiáng)度為25 m·s-1?？梢?夏季亞洲上空急流中心主要位于40°N,且東段強(qiáng)度弱于西段。

在1979—2010年共32 a中,緯向風(fēng)具有明顯的年際變化(圖1a中陰影所示)。亞洲上空急流均方差大值區(qū)域位于30～55°N,代表了急流的經(jīng)向移動范圍。有趣的是,緯向風(fēng)年際變率的極大值中心并不位于東、西兩個急流中心位置,而是位于緯向風(fēng)極大值區(qū)域的西側(cè)。更有研究表明,急流南北移動在東亞區(qū)域(110～145°E)最明顯(吳偉杰等,2006)。這一現(xiàn)象可能與東亞大槽后部環(huán)流變動有關(guān)。因此,本文主要關(guān)注介于亞洲急流西段出口區(qū)和東段入口區(qū)的東亞地區(qū),從而選取了東亞上空兩個急流年際變率較大的區(qū)域,即區(qū)域A(110.0～127.5°E,45～50°N)記為(Box-A)和區(qū)域B(110.0～127.5°E,30～35°N)記為(Box-B)。將Box-A和Box-B上平均的200 hPa緯向風(fēng)差值(北側(cè)減南側(cè))的標(biāo)準(zhǔn)化值定義為東亞急流的位置指數(shù)(以IEjP記之),即:

IEjP=uBox-A-uBox-B。

(3)

要說明的是,為了在位置指數(shù)定義中盡量減少急流強(qiáng)度變化的影響,定義位置指數(shù)時,所選取的兩個區(qū)域上氣候平均的緯向風(fēng)強(qiáng)度應(yīng)大致相當(dāng)。這樣,當(dāng)指數(shù)為正時,表示急流位置偏北;當(dāng)指數(shù)為負(fù)時,則急流位置偏南。

對1979—2010年夏季亞洲地區(qū)200 hPa緯向風(fēng)距平場進(jìn)行EOF分析,得其第一模態(tài),并用North et al.(1982)方法進(jìn)行檢驗(yàn),表明此EOF能較好地分離。第一模態(tài)方差解釋率達(dá)33.12%,其可基本刻畫西風(fēng)急流在1979—2010年中南北移動的主要特征。在亞洲地區(qū)(60～150°E,15～70°N),以40°N為界存在南北兩個中心。40°N以北是正值中心,而在40°N以南為負(fù)值中心(圖2a)。第一模態(tài)相應(yīng)的時間系數(shù)序列亦表明40°N兩側(cè)的緯向風(fēng)年際變率較大(圖2b),這與上述結(jié)論相一致。這兩個正負(fù)中心區(qū)域恰好與上述選擇的兩個關(guān)鍵區(qū)Box-A和Box-B相近。計(jì)算第一模態(tài)時間系數(shù)序列與(3)式定義的位置指數(shù)序列間的相關(guān)系數(shù),其值達(dá)0.755,說明所定義的位置指數(shù)與第一模態(tài)表征的西風(fēng)急流南北移動主要特征一致。為了進(jìn)一步驗(yàn)證所定義指數(shù)的合理性,還計(jì)算出110.0～127.5°E區(qū)間平均的緯向風(fēng)風(fēng)速極大值所在緯度序列與(3)式定義的位置指數(shù)的相關(guān)系數(shù)達(dá)0.81。上述分析表明,(3)式所定義的位置指數(shù)能夠很好地刻畫東亞東段急流經(jīng)向位置的變化。不僅如此,其計(jì)算簡單,便于監(jiān)測應(yīng)用,同時后文的分析表明,與其他作者定義的指數(shù)不同,其能夠更好地揭示東亞急流變動與東亞地區(qū)氣溫變化間存在的密切聯(lián)系。

2.2 東亞夏季急流經(jīng)向移動的年際變化

東亞地區(qū)急流的經(jīng)向移動存在顯著的年際變化。圖1d給出了夏季東亞急流位置指數(shù)的Morlet小波變換結(jié)果。可見,在過去的32 a中,尤其是20世紀(jì)80、90年代,存在顯著的準(zhǔn)2～3 a周期;80年代中期至1995年間還存在較為顯著的8 a左右的年際變化。

圖1 a.1979—2010年夏季平均200 hPa緯向風(fēng)(等值線;單位:m·s-1)及其均方差(陰影;單位:m·s-1);b.1979—2010年夏季平均200 hPa矢量風(fēng)場(箭矢;單位:m·s-1)及全風(fēng)速值(等值線;單位:m·s-1);c.1979—2010年急流位置指數(shù)逐年變化(柱狀;點(diǎn)劃線表示1倍均方差位置);d.急流位置指數(shù)序列的Morlet小波變換功率譜(陰影表示通過90%置信水平的檢驗(yàn);點(diǎn)陰影為受邊界影響區(qū))

圖2 1979—2010年夏季亞洲(60～160°E,0°～70°N)區(qū)域內(nèi)200 hPa緯向風(fēng)距平的EOF第一特征向量(a)及對應(yīng)的時間系數(shù)(b)

3 IEjP與東亞夏季氣候的聯(lián)系

研究表明,東亞急流強(qiáng)度變化與東亞氣候關(guān)系密切(Liang and Liu,1994;劉飛等,2006;吳偉杰等,2006;楊蓮梅和張慶云,2007,2008;董麗娜等,2009;蘭明才和張耀存,2011;張弛等,2011)。那么東亞急流經(jīng)向位置變化與東亞氣候的關(guān)系如何?

3.1 IEjP與東亞夏季降水和氣溫的聯(lián)系

IEjP與東亞地區(qū)夏季降水存在顯著的相關(guān)關(guān)系。120°E以東的低緯到高緯地區(qū),IEjP與降水距平的相關(guān)呈現(xiàn)出“+-+”的分布(圖3a)。在中國的西北地區(qū)中部以及內(nèi)蒙古中部,IEjP與降水間存在顯著正相關(guān)(圖3a);沿著30°N一線,自青藏高原東側(cè),沿長江流域直至日本及其以東的大部分地區(qū)呈顯著的負(fù)相關(guān),中心絕對值超過0.4,而在我國臺灣、菲律賓及其以東洋面和日本北部到鄂霍次克海,正相關(guān)較高。此相關(guān)分布型表明,當(dāng)夏季東亞急流位置偏北(南)時,中國長江流域、日本島及其以東洋面上,降水偏少(多),而其南北兩側(cè)降水偏多(少),東亞東部基本呈現(xiàn)出“+-+”(“-+-”)的異常降水分布;此外,中國西北地區(qū)中部、內(nèi)蒙古中部降水異常偏多(少)。這些結(jié)果與已得的研究結(jié)果(況雪源和張耀存,2006b;楊蓮梅和張慶云,2007,2008;杜銀等,2009;張弛等,2011)基本一致。

圖3 IEjP與夏季降水(a)和夏季地上2 m處氣溫(b)的相關(guān)分布(陰影表示通過90%置信水平的檢驗(yàn))

降水和氣溫是反映地面氣候狀態(tài)的兩個獨(dú)立的氣象要素。盡管氣溫與降水變化存在聯(lián)系,但兩者間的相關(guān)性在不同的區(qū)域上差異較大。計(jì)算了1979—2010年夏季中國160站氣溫和降水距平間的相關(guān)分布(圖4)?？梢?負(fù)相關(guān)在全中國大陸區(qū)域均存在,但其數(shù)值差異大。在北方和江南較大,為-0.5～-0.6,而在30°N以北的東部地區(qū)非常小,為-0.2左右。因此就無法通過急流位置經(jīng)向變化與降水的關(guān)系來推斷東亞上空急流位置經(jīng)向變化與氣溫的關(guān)系。需要強(qiáng)調(diào)的是,在以往的研究中,大多關(guān)注于冬季急流與中國氣溫異常的聯(lián)系(倪東鴻等,2010a,2010b;姚慧茹和李棟梁,2013),而各急流指數(shù)與中國夏季氣溫的相關(guān)關(guān)系均未得到較好的揭示。

圖4 1979—2010年夏季中國160站降水和氣溫的相關(guān)分布(陰影表示通過0.05信度的顯著性檢驗(yàn))

對IEjP與夏季地面2 m處溫度進(jìn)行相關(guān)分析,發(fā)現(xiàn)IEjP的變化與亞洲夏季氣溫變化間存在很密切的聯(lián)系。在中國西北地區(qū)中部以及長江流域以北到日本為顯著的正相關(guān)區(qū)域(圖3b),正相關(guān)中心出現(xiàn)在朝鮮半島以及日本中南部,相關(guān)系數(shù)達(dá)0.5以上。這表明:當(dāng)急流位置偏北時,上述區(qū)域氣溫普遍偏高,而在其南北兩側(cè)的副熱帶西太平洋及西伯利亞的東部地區(qū),氣溫偏低;當(dāng)急流位置偏南時,則反之。

3.2 IEjP與大氣環(huán)流異常的聯(lián)系

為了進(jìn)一步了解急流位置經(jīng)向移動與大氣環(huán)流異常之間的聯(lián)系,利用合成分析方法對急流典型偏北和偏南年份的環(huán)流特征進(jìn)行了差值合成分析(圖5)?；贗EjP的時間序列(圖1c),選取1981、1984、1994、1997、2006年為急流位置典型偏北年,1980、1982、1986、1993、1998、2001年為急流位置典型偏南年。

急流典型偏北或偏南可能導(dǎo)致大氣環(huán)流的異常并影響東亞夏季降水和氣溫的異常分布(圖3)。當(dāng)急流為典型偏北年,在對流層低層(圖5a),自30～45°N的中國東部到日本南部,受到異常反氣旋性環(huán)流控制,中心位于日本以東洋面;其南北兩側(cè)為異常氣旋性環(huán)流。在對流層高層(圖5c),從低緯到高緯亦為氣旋性—反氣旋性—?dú)庑原h(huán)流異常。從對流層低層到高層流場中心略向西傾斜,呈現(xiàn)出準(zhǔn)正壓的垂直結(jié)構(gòu)。注意到對流層低層的中國江淮以及日本南部地區(qū)存在氣流異常輻散,不利于該區(qū)域產(chǎn)生降水,造成中國江淮地區(qū)、日本南部降水偏少,氣溫偏高。這一區(qū)域的南北兩側(cè)以及中國西北地區(qū)中部存在異常的氣流輻合并伴有顯著的水汽通量輻合(圖5b),有利于降水的發(fā)生,造成這些地區(qū)降水異常偏多,氣溫偏低。當(dāng)急流為典型偏南年時,則反之。

東亞急流經(jīng)向位置的年際變化主要表現(xiàn)為緯向風(fēng)異常在Box-A和Box-B區(qū)域間的相反變化。如圖5d所示,在42.5°N以北為緯向風(fēng)正距平,中國東北以及日本北部出現(xiàn)了較強(qiáng)的西風(fēng)距平,西風(fēng)距平中心位于(110～130°E,45～50°N),導(dǎo)致了急流位置偏北。40°N以南,在中國華北、長江中下游地區(qū)為較強(qiáng)的東風(fēng)距平。由于平均的南亞高壓脊的東段位于30°N以南(圖1a),這一東風(fēng)距平減弱了高層南亞高壓對應(yīng)的反氣旋性環(huán)流,即減弱了高層的輻散,相應(yīng)地有低層氣流輻合減弱與之相對應(yīng)。反之,當(dāng)形成異常氣旋性環(huán)流時,40°N以北的西風(fēng)減弱,以南的西風(fēng)加強(qiáng),有利于急流位置偏南。

急流位置的變化與熱帶地區(qū)和中緯度(55°N)處的輻散輻合運(yùn)動有關(guān)。當(dāng)急流位置典型偏北年時,對流層低層(圖5a)異常風(fēng)場向中南半島、菲律賓及其以東的海域輻合,在其西北側(cè)形成了異常的氣旋性環(huán)流(Ambrizzi and Hoskins,1997)。另一方面,在中國華北地區(qū)存在異常輻散運(yùn)動,這使得35～40°N處出現(xiàn)負(fù)渦度制造,造成異常的反氣旋環(huán)流,加強(qiáng)西太平洋到熱帶的高壓脊。在對流層高層(圖5c),菲律賓及其以東的海域氣流向北輻散,使得中國的江淮到日本南部處于異常風(fēng)場輻合區(qū),大氣質(zhì)量異常堆積(圖略),因而在其北側(cè)產(chǎn)生了覆蓋我國長江流域以北、朝鮮半島以及日本的強(qiáng)大的異常反氣旋性環(huán)流。根據(jù)上述分析可知,該反氣旋性環(huán)流的形成與菲律賓及其以東洋面上異常的上升運(yùn)動有關(guān),從而使得40°N以北西風(fēng)加強(qiáng),40°N以南西風(fēng)減弱,有利于急流位置偏北。

急流位置的經(jīng)向變化還與中緯度Rossby波擾動能量東傳有關(guān)。由圖5e—f可見,當(dāng)急流位置典型偏北年時,在對流層低層和高層,從烏拉爾山至東亞,存在顯著的擾動能量自西向東傳播。同時波作用量通量交替出現(xiàn)輻合和輻散。貝加爾湖地區(qū)為氣旋性環(huán)流異常中心,在其西側(cè)波作用通量輻合,而在其東南側(cè)輻散(圖5e)。而中國東部長江流域上空主要處于能量的輻合區(qū)域(圖5e—f),能量注入中國東部的異常反氣旋環(huán)流后,再無明顯的東傳。波動能量的輻合有利于中國東部上空異常反氣旋性環(huán)流系統(tǒng)的維持。研究表明,副熱帶西風(fēng)急流中出現(xiàn)異常持續(xù)的靜止Rossby波,可導(dǎo)致在東亞上空出現(xiàn)持續(xù)的反氣旋環(huán)流(Park and Schubert,1997)。這種在中緯度地區(qū)出現(xiàn)的較強(qiáng)的波動能量的東傳(圖5f),既可能與急流波導(dǎo)有關(guān),也可能與絲路型(Silkroad Pattern)遙相關(guān)(Enomoto et al.,2003)及W-J遙相關(guān)型(West Asia-Japan Pattern;Wakabayashi and Kawamura,2004)有關(guān)。此外,沿亞洲急流東傳的Rossby擾動能量亦可能影響東亞大槽的強(qiáng)弱變化。沿著中高緯急流平均位置東傳的波擾能量在進(jìn)入東亞沿岸后,轉(zhuǎn)向較高緯度并在堪察加半島附近輻合(圖5f),可能導(dǎo)致東亞大槽強(qiáng)度和位置發(fā)生變化。以往的研究也得到了相類似的結(jié)論(高輝,2007;王萬里等,2012;黃小梅等,2013)。因此,東亞大槽強(qiáng)度和位置的變化可能亦受到此急流位置變動的影響。

綜上所述,東亞上空急流位置的經(jīng)向移動既受到熱帶地區(qū)輻合輻散運(yùn)動的影響,也與中緯度波擾能量東傳有關(guān)。

3.3 IEjP與整層加熱場的聯(lián)系

由于上升運(yùn)動的持續(xù)異常通常伴隨著非絕熱加熱異常(Guan and Yamagata,2003),因而需對急流經(jīng)向位置典型偏北、偏南年時的加熱異常進(jìn)行分析。這里計(jì)算了對流層垂直積分的大氣加熱場(圖6a—c)。針對月平均環(huán)流,局地變化非常小,此表示非絕熱加熱異常需由動力加熱來平衡。

急流位置典型偏北年時,在我國南部沿海地區(qū)、我國臺灣以及菲律賓北部(15～25°N),顯著的非絕熱加熱(圖6c)主要通過洋面加熱產(chǎn)生異常的上升運(yùn)動引起的絕熱降溫(圖6b)得以平衡,并維持了這些地區(qū)較小的溫度負(fù)異常(圖3b)。然而在45°N以北,西風(fēng)帶中冷空氣的活動使得整層水平溫度平流負(fù)異常(圖6a),同時55°N以北及中國東北地區(qū)存在上升運(yùn)動,造成冷卻降溫(圖6b),兩者共同抵消了該區(qū)域可能由于潛熱加熱、太陽輻射吸收等引起的整層的非絕熱加熱(圖6c),維持了這些地區(qū)較小的氣溫負(fù)異常(圖3b)。在35～45°N之間,整層大氣非絕熱冷卻(圖6c),對這些地區(qū)存在的氣溫正異常的維持不利,但是這種異常冷卻部分地由整層的水平溫度平流引起的動力加熱平衡(圖6a),而整層下沉運(yùn)動引起的動力增溫亦補(bǔ)償了非絕熱冷卻引起的降溫。當(dāng)急流位置典型偏南年時,上述加熱場配置則相反。

因此,基于圖6可知,我國南部沿海地區(qū)、我國臺灣以及菲律賓北部的非絕熱加熱導(dǎo)致該區(qū)域垂直運(yùn)動增強(qiáng),對流層低層氣流在此輻合,在其西北側(cè)形成氣旋性環(huán)流異常(圖5a),相應(yīng)地在高層有異常氣流向北輻散(圖5c),構(gòu)成了經(jīng)圈環(huán)流,導(dǎo)致并維持了高層位于中國東部的異常反氣旋性環(huán)流,加強(qiáng)了其北側(cè)的西風(fēng)距平,有利于急流位置偏北。反之,我國南部沿海地區(qū)、我國臺灣以及菲律賓北部的非絕熱冷卻時,有利于急流位置的偏南。這說明低緯度地區(qū)異常的加熱場是導(dǎo)致IEjP變化的可能成因。

圖5 東亞地區(qū)1979—2010年間夏季急流經(jīng)向位置典型偏北、偏南年份環(huán)流距平的合成差值(偏北年減去偏南年)

4 結(jié)論和討論

利用1979—2010年NCAP/NCAR再分析資料,研究了東亞上空急流位置的經(jīng)向變化及其與東亞夏季氣候異常的聯(lián)系,得到如下結(jié)論:

1)1979—2010年夏季,亞洲急流東部經(jīng)向位置的年際變化明顯。在過去的32 a中,尤其是1980年代前期和1990年代中期,東亞上空西風(fēng)急流位置經(jīng)向擺動存在顯著的準(zhǔn)2～3 a周期,且在1980年代中期至1990年代前期還存在較為顯著的8 a左右的年際變化。

2)當(dāng)夏季東亞急流位置偏北(南)時,青藏高原東部、我國長江流域以及日本及其以東洋面上,降水顯著偏少(多),氣溫顯著偏高(低),而在我國內(nèi)蒙古中部、我國臺灣、菲律賓以東洋面以及日本東北部至鄂霍次克海附近降水則偏多(少),氣溫偏低(高)。

3)東亞上空急流經(jīng)向位置異常年,異常環(huán)流隨高度呈略有向西傾的準(zhǔn)正壓結(jié)構(gòu)。急流位置的經(jīng)向擺動既受到熱帶地區(qū)和中緯度地區(qū)輻合輻散運(yùn)動的影響,還與西風(fēng)帶中波擾能量東傳存在密切聯(lián)系。

4)夏季東亞上空急流位置的經(jīng)向變化與大氣加熱場異常有密切聯(lián)系。東亞上空急流經(jīng)向位置偏北(南)與由熱帶非絕熱加熱相關(guān)的經(jīng)圈環(huán)流異常有關(guān),并由此可部分解釋長江中下游至日本地區(qū)氣溫異常偏高(低)。

圖6 1979—2010年間急流位置典型偏北、偏南年份夏季整層水平溫度平流所致動力加熱率(a)、垂直溫度平流所致動力加熱率(b)和非絕熱加熱率(c)的合成差值(偏北年減去偏南年;單位:℃·d-1;所有變量均從地表積分到100 hPa;陰影表示通過90%置信水平的檢驗(yàn))。

需要說明的是,以往的研究著重關(guān)注亞洲上空西風(fēng)急流整體對中國降水的影響,但從本文分析可知,在亞洲上空有兩個急流的強(qiáng)中心,究竟是哪一個強(qiáng)中心對東亞夏季氣候的影響更為重要還鮮有討論。同時,本文所提的相應(yīng)區(qū)域急流位置經(jīng)向變動是否與兩個急流中心均存在顯著相關(guān)還不明確。另外,除了考慮大尺度環(huán)流異常影響東亞上空急流位置變化外,海溫、地形等強(qiáng)迫因子的影響如何,還有待未來研究。

致謝:NCEP/NCAR再分析資料取自NOAA-CIRES Climate Diagnostics Center(http://www.esrl.noaa.gov)。文中圖形的繪制使用了GrADS(Grid Analysis and Display System)軟件。謹(jǐn)致謝忱!

董麗娜,郭品文,張福穎.2009.初夏至盛夏東亞副熱帶西風(fēng)急流突變早晚與東亞環(huán)流異常的關(guān)系[J].大氣科學(xué)學(xué)報,32(4):543-552.

董麗娜,郭品文,張福穎.2010.初夏至盛夏東亞副熱帶西風(fēng)急流變化與江淮出梅的關(guān)系[J].大氣科學(xué)學(xué)報,33(1):74-81.

杜銀,張耀存,謝志清.2009.東亞副熱帶西風(fēng)急流位置變化及其對中國東部夏季降水異常分布的影響[J].大氣科學(xué),33(3):581-592.

高輝.2007.東亞冬季風(fēng)指數(shù)及其對東亞大氣環(huán)流異常的表征[J].氣象學(xué)報,65(2):273-279.

黃小梅,管兆勇,戴竹君,等.2013.冬季東亞大槽強(qiáng)度年際變化及其與中國氣候聯(lián)系的再分析[J].氣象學(xué)報,71(3):416-428.

黃興春,江靜.2008.ENSO事件對東亞副熱帶西風(fēng)急流影響的診斷分析[J].氣象科學(xué),28(1):15-20.

況雪源,張耀存.2006a.東亞副熱帶西風(fēng)急流季節(jié)變化特征及其熱力影響機(jī)制探討[J].氣象學(xué)報,64(5):564-575.

況雪源,張耀存.2006b.東亞副熱帶西風(fēng)急流位置異常對長江中下游夏季降水的影響[J].高原氣象,25(3):382-389.

況雪源,張耀存.2007.東亞副熱帶西風(fēng)急流與地表加熱場的藕合變化特征[J].大氣科學(xué),31(1):77-88.

蘭明才,張耀存.2011.東亞副熱帶急流與東北夏季降水異常的關(guān)系[J].氣象科學(xué),31(3):258-265.

劉飛,何金海,姜愛軍.2006.亞洲夏季西風(fēng)指數(shù)與中國夏季降水的關(guān)系[J].大氣科學(xué)學(xué)報,29(4):518-525.

馬靜,徐海明.2012.春季黑潮延伸體海洋鋒區(qū)經(jīng)向位移與東亞大氣環(huán)流的關(guān)系[J].氣象科學(xué),32(4):375-384.

倪東鴻,孫照渤,李忠賢,等.2010a.冬季中東急流時空變化特征及其與中國氣候的關(guān)系[J].解放軍理工大學(xué)學(xué)報:自然科學(xué)版,11(3):355-359.

倪東鴻,孫照渤,李忠賢,等.2010b.冬季中東急流與中國氣候異常的聯(lián)系[J].氣象科學(xué),30(3):301-307.

任雪娟,張耀存.2007.冬季200 hPa西太平洋急流異常與海表加熱和大氣瞬變擾動的關(guān)系探討[J].氣象學(xué)報,65(4):549-560.

王萬里,王顥樾,謝應(yīng)齊,等.2012.夏季東亞大槽和副熱帶高壓年代際變化的分析[J].地球科學(xué)進(jìn)展,27(3):304-320.

吳偉杰,何金海,Hyo-San,等.2006.夏季東亞高空急流與天氣尺度波動的氣候特征之間的聯(lián)系[J].氣候與環(huán)境研究,11(4):526-534.

楊蓮梅,張慶云.2007.夏季東亞西風(fēng)急流Rossby波擾動異常與中國降水[J].大氣科學(xué),31(4):586-595.

楊蓮梅,張慶云.2008.夏季亞洲副熱帶西風(fēng)急流氣候特征[J].氣候與環(huán)境研究,13(1):11-20.

楊哲,管兆勇,蔡佳熙.2012.近30 a來北半球?qū)α鲗哟髿庠戮h(huán)流的渦動減弱現(xiàn)象[J].大氣科學(xué)學(xué)報,35(6):702-711.

姚慧茹,李棟梁.2013.東亞副熱帶急流的空間結(jié)構(gòu)及其與中國冬季氣溫的關(guān)系[J].大氣科學(xué),37(4):881-890.

葉篤正,陶詩言,李麥村.1958.在六月和十月大氣環(huán)流的突變現(xiàn)象[J].氣象學(xué)報,29(4):250-263.

張馳,范廣洲,周定文,等.2011.東亞副熱帶西風(fēng)急流的時間演變特征及其與中國東部夏季降水的關(guān)系[J].成都信息工程學(xué)院學(xué)報,26(6):591-600.

張耀存,郭蘭麗.2010.東亞副熱帶西風(fēng)急流變化多模式模擬結(jié)果分析[J].氣象科學(xué),30(5):694-700.

Ambrizzi T,Hoskins B J.1997.Stationary Rossby-wave propagation in a baroclinic atmosphere[J].Quart J Roy Meteor Soc,123:919-928.

Charney J G,Drazin P G.1961.Propagation of planetary-scale disturbances from the lower into the upper atmosphere[J].J Geophys Res,66(1):83-109.

Edmon H J,Hoskins B J,Mclntyre M E.1980.Eliassen-Palm cross sections for troposphere[J].J Atmos Sci,37:2600-2616.

Enomoto T,Hoskins B J,Matsuda Y.2003.The formation mechanism of the Bonin high in August[J].J Meteor Soc Japan,129:157-178.

Guan Z,Yamagata T.2003.The unusual summer of 1994 in East Asia:IOD teleconnections[J].Geophys Res Lett,30(10):1544-1547.

Kalnay E,Kanamitsu M,Kistler R,et al.1996.The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project[J].Bull Amer Meteor Soc,77:437-471.

Lau K M,Kim K M,Yang S.2000.Dynamical and boundary forcing characteristics of regional components of the Asian summer monsoon[J].J Climate,13:2461-2482.

Liang P D,Liu A X.1994.Winter Asia jet stream and seasonal precipitation in East China[J].Adv Atmos Sci,11(3):311-318.

Liang X Z,Wang W C.1998.Association between China monsoon rainfall and tropospheric jets[J].Quart J Roy Meteor Soc,124:2597-2623.

Lu R Y.2004.Associations among the components of the East Asian summer monsoon systems in the meridional direction[J].J Meteor Soc Japan,82(1):155-165.

North G R,Bell T L,Cahalan R F,et al.1982.Sampling errors in the estimation of empirical orthogonal functions[J].Mon Wea Rev,110:699-706.

Park C K,Schubert S D.1997.On the nature of the 1994 East Asian summer drought[J].J Climate,10:1056-1070.

Shaman J,Tziperman E.2007.Summertime ENSO-North African-Asian jet teleconnection and implications for the Indian monsoons[J].Geophys Res Lett,34,L11702.doi:10.1029/2006GL029143.

Takaya K,Nakamura H.1997.A formulation of a wave activity flux for stationary Rossby waves on a zonally varying basic flow[J].Geophys Res Lett,24(23):2985-2988.

Takaya K,Nakamura H.2001.A formulation of a phase-independent wave-activity flux for stationary and migratory quasigeostrophic eddies on a zonally varying basic flow[J].J Atmos Sci,58(6):608-627.

Wakabayashi S,Kawamura R.2004.Extraction of major teleconnection patterns possibly associated with anomalous summer climate in Japan[J].J Meteor Soc Japan,82:1577-1588.

Yang S,Lau K M,Kim K M.2002.Variations of the East Asian jet stream and Asian-Pacific-American winter climate anomalies[J].J Climate,15:306-324.

Yeh T C.1950.The circulation of the high troposphere over China in the winter of 1945-46[J].Tellus,2:173-183.

Yin Mangtun.1949.A synoptic-aerological study of the onset of the summer monsoon over India and Burma[J].J Meteor,6:393-400.

Zheng Qinglin,Wu Jun.1995.Numerical study on the dynamic and thermodynamic effects of the Qinghai-Xizang Plateau on the seasonal transition in the early summer in East Asia[J].Acta Meteor Sinica,9(1):35-47.

(責(zé)任編輯：倪東鴻)

Meridional shifting of upper-level East Asian jet stream and its impacts on East Asian climate variations in boreal summer

ZI Ran,GUAN Zhao-yong,LI Ming-gang

(Key Laboratory of Meteorological Disaster(NUIST),Ministry of Education,Nanjing 210044,China)

Based on monthly rainfall data of CMAP and reanalyses of NCEP/NCAR from 1979 to 2010,the meridional shifting of East Asian jet stream(EAJ) in upper troposphere and its regional climate impacts have been investigated.An index is defined to describe the meridional shifts of EAJ.The results have demonstrated that there is notable interannual variability for EAJ,with periodicities of 2—3 a and 8 a.When the EAJ locates at latitudes more northern than normal(more southern than normal),the wave-like anomalous rainfall pattern signed with the positive—negative—positive(negative—positive—negative) signs is observed form lower to higher latitudes in East Asia sector along with negative(positive) anomalies of temperature in subtropical western Pacific,and simultaneously significant positive(negative) anomalies in regions including the eastern and northern parts of China and Japan.In region of the eastern parts of Siberia,negative(positive) anomalies are also found.Although in years when the position of East Asian jet shifts anomalously,circulation anomalies look equivalent barotropic.The meridional shifting of EAJ and the temperature anomalies in the regions from the middle-lower reaches of Yangtze River in China eastward to Japan are found to be related to the anomalous meridional circulation induced possibly by the anomalous diabatic heating in tropic regions including the western Pacific and the South China Sea,and related to the eastward propagation of mid-latitude wave energy.

Asian jet stream;East Asian climate;index of position;boreal summer

2014-01-06;改回日期:2014-06-08

國家自然科學(xué)基金資助項(xiàng)目(41175062;41105056);江蘇省研究生科研創(chuàng)新計(jì)劃項(xiàng)目(CXZZ12_0485);江蘇省青藍(lán)工程創(chuàng)新團(tuán)隊(duì)項(xiàng)目;江蘇高校優(yōu)勢學(xué)科建設(shè)工程資助項(xiàng)目(PAPD)

管兆勇,教授,博士生導(dǎo)師,研究方向?yàn)闅夂騽恿W(xué)、亞洲季風(fēng)和海氣相互作用,guanzy@nuist.edu.cn.

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140106001.

1674-7097(2015)01-0055-11

P434.4

A

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140106001

字冉,管兆勇,李明剛.2015.東亞上空急流位置經(jīng)向變化及其與東亞夏季氣候異常的聯(lián)系[J].大氣科學(xué)學(xué)報,38(1):55-65.

Zi Ran,Guan Zhao-yong,Li Ming-gang.2015.Meridional shifting of upper-level East Asian jet stream and its impacts on East Asian climate variations in boreal summer[J].Trans Atmos Sci,38(1):55-65.(in Chinese)