冬季北極濤動與行星波活動的關系

熊光明, 陳權亮,2, 蔣 王月, 羅 娟

(1.成都信息工程學院大氣科學學院,高原大氣與環境四川省重點實驗室,四川成都610225;2.中科院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室,北京100029)

0 引言

北極濤動(Arctic Oscillation,AO)是北半球冬季熱帶外行星尺度大氣環流的重要模態之一,反映了北半球海平面氣壓場在極地和中高緯度地區之間存在反相的“蹺蹺板”的振蕩空間分布形式,這種振蕩由近地面一直延伸到平流層下層[1]。當AO為正異常時,中緯度地區氣壓偏高,而極地偏低;而在AO為負異常時,極地與中緯度氣壓變化正好相反。近年來,越來越多的研究表明,強的AO異常通常先在平流層發生然后下傳到對流層,從而引起對流層大氣環流的改變并影響對流層氣候的變化,平流層AO異常的信號先于對流層天氣氣候的改變,有助于提高天氣預報的時效[2-4]。

正因為AO氣候效應的重要性,其關注程度也越來越高,國內很多學者從不同角度在AO對中國天氣氣候的變化影響方面做了大量研究。琚建華等[5]、李春等[6]研究發現AO對東亞冬季風的影響越來越顯著,進而影響中國東北地區冬季溫度異常。所玲玲等[7]認為AO指數的正負極端異常年份,對中國冬季最高和最低氣溫的影響十分明顯。龔道溢[8]分析了AO與西伯利亞高壓對中國冬季氣候的影響在年際和年代際尺度上的不同特征,認為在年際尺度上西伯利亞對中國氣溫的影響要超過AO,而AO對中國降水的影響比對西伯利亞的影響更顯著。李崇銀等[9]研究表明,中國的梅雨異常可能受到平流層大氣環流異常的影響,而這種影響通過AO的變化實現。楊輝等[10]系統地分析了AO異常時的環流背景及其對中國降水的影響。陳永仁等[11]、龔道溢等[12]認為AO對東亞夏季年降水異常也有一定的預測意義。

又有研究表明,AO異常與行星波活動有著非常密切的聯系,平流層極區環流異常源于對流層行星波的活動,強的對流層行星波可以導致負的平流層AO異常,而弱的對流層行星波對應于正的平流層AO異常[13]。陳文等[14-15]發現準定常行星波兩支波導的年際振蕩直接影響著AO,行星波指數與AO指數的變化在年際、年代際時間尺度上有很好的一致性。因為AO與行星波活動有密切的聯系,文中著重分析了AO變化與行星波活動之間的關系,對于進一步研究AO的變化有一定指示意義。

1 資料和方法

使用的資料是月平均的NCEP/NCAR全球再分析資料,選取時間從1960～2010年共51年。包括海平面氣壓場 SLP、位勢高度H、溫度 T、緯向風U、經向風 V。數據的空間分辨率為2.5°×2.5°,垂直方向從1000hPa到10hPa共17個氣壓層。

借助滑動平均和小波分析討論了AO指數的年際、年代際變化特征,通過挑選出的AO指數強值年、弱值年,并結合合成差值分析、諧波分析、相關分析等分析方法,對冬季AO指數與行星波活動的關系進行了深入的分析研究。根據Thompson的定義,將北半球熱帶外(20°N～90°N)海平面氣壓場經驗正交函數(EOF)分析的第一時間系數定義為北極濤動(AO)指數[1]。文中的冬季指的是前一年的12月和當年的1月和2月。

2 北極濤動變化特征

北極濤動作為北半球冬季熱帶外行星尺度大氣環流的重要模態之一,對中國的天氣氣候變化有著非常重要的影響。因此,非常有必要先對北極濤動(AO)指數的年際、年代際變化特征進行分析研究。圖1給出了冬季AO指數的時間變化序列及9a滑動平均時間序列,可以清楚地看到,AO指數具有非常明顯的年際和年代際變化特征。20世紀80年代中期之前,AO指數以負值為主,即主要處于負位相階

段,僅在70年代中期到80年代初有個較短時間的正位相,并且正值異常偏小;從80年代中期往后到21世紀初,AO指數主要表現為正位相,90年代前后正位相最為明顯。從總體上看,AO指數在90年代之前主要為上升階段,僅僅在70年代中期到80年代初有個很短時間的下降變化,之后很快又轉變為上升趨勢,而從90年代往后到21世紀主要為下降階段。

分析發現,AO指數的年際、年代際周期變化非常明顯,利用Morlet小波對北半球冬季AO強度指數進行周期分析,如圖2所示。從圖中可以看出,AO指數主要存在準8～9a和準16a的年代際振蕩周期,20世紀70年代到90年代周期信號最強。此外,80年代以前AO指數還存在信號較弱的準3a振蕩周期,90年代初到21世紀初AO指數還存在信號較弱的準3～4a振蕩周期。

圖1 冬季AO指數的時間序列(實線)和9a滑動平均(虛線)

圖2 冬季AO指數的M orlet小波分析

3 AO指數與行星波活動的關系

為了清楚北極濤動正、負異常情況下行星波活動的變化特征,首先挑選AO指數強值年和AO指數弱值年,對應北極濤動的正、負異常發生時間。在挑選AO指數強、弱年時,先利用原始AO指數時間序列減去9a滑動平均時間序列,得到新AO指數時間序列濾除了AO指數的年代際變化,更加突出年際變化特征。將新AO指數序列中IAO＞(IAO+σ)的年份定義為AO指數強值年,把IAO＜(IAO-σ)的年份定義為AO指數弱值年,其中 IAO為新AO指數時間序列的平均值,σ為新AO指數時間序列的標準差。通過計算 IAO=-0.01,σ=0.83,統計得到8個AO指數強值年和8個AO指數弱值年,如表1所示。

表1 冬季AO指數的強值年和弱值年

在平流層,大氣運動主要受緯向平均環流和行星波控制。準定常行星波在對流層生成向上傳播的過程中,一方面受緯向平均流的影響,另一方面通過其輻合和輻散反作用于緯向平均流,北極濤動作為北半球冬季從地面延伸到平流層的一個深厚系統,與緯向平均氣流和行星波活動都有非常密切的聯系,因而對緯向平均流進行分析研究是非常有必要的。

圖3給出了冬季AO指數強值年、弱值年以及強、弱值年差值的緯向平均風場分布。從圖3(a)與圖3(b)可以看出無論AO指數處于強值年還是弱值年,其緯向平均風場在整個北半球都存在兩個最大值中心,一個最大值中心位于中低緯度對流層上層200hPa高度,稱為極鋒急流;另一個最大值中心位于中高緯度平流層中層10hPa高度附近,稱為極夜急流;此外在赤道低緯度平流層還存在一個較弱的東風環流。但從圖3(c)分析可以知道,緯向平均氣流在冬季AO指數強、弱值年有著明顯的差異,中高緯度50°N～90°N從對流層延伸到平流層的大面積區域都變為正的差值分布,并且都遠遠超過了0.01的信度檢驗,而對于中緯度35°N～45°N區域從對流層到平流層低層主要為負的差值分布,大部分區域也都超過了0.01的信度檢驗,緯向風的深厚系統與行星波的向上傳播有著非常密切的聯系。此外,在平流層低層赤道低緯度也存在一個正的差值中心,但很少通過顯著性信度檢驗。總的來說,在AO指數強(弱)值年,從對流層到平流層緯向平均風場在中緯度明顯減小(增大),而在中高緯度顯著性增大(減小)。

圖3 冬季AO指數強值年、弱值年以及強、弱值年差值的緯向平均風場分布(單位:m/s,深、淺陰影分別表示通過0.01和0.05信度區域)

AO指數與行星波活動指數在年際、年代際時間尺度上都有著很好的一致性,北極濤動的變化與準定常行星波的活動情況有著密切聯系。圖4給出冬季AO指數強、弱值年差值的行星波1波和2波振幅分布。從圖4(a)的1波振幅差異可以看到,整個區域存在兩個顯著的正差值中心和一個負差值中心,正差值中心分別位于對流層頂200hPa高度的低緯度20°N～30°N區域范圍和平流層10hPa高度的中緯度30°N～50°N范圍,而負差值中心位于平流層低層30hPa高度的高緯度70°N～90°N范圍。綜合分析可知,在AO指數強(弱)值年,1波振幅在低緯度從對流層中層到對流層頂附近和中緯度的平流層中層明顯增大(減小),在高緯度從對流層頂到平流層明顯減小(增大),最大中心減小(增大)約100m。

從AO指數強、弱值年2波振幅的差值分布圖4(b)可知,顯著的差值中心與1波有很大的差異。存在一個顯著的負差值中心和一個正差值中心,正差值中心大多沒有通過顯著性信度檢驗,負差值區域主要位于中緯度40°N～60°N區域內,并且從地面向上延伸到對流層頂,差值中心在對流層高層300hPa高度附近,正差值位于高緯度60°N～70°N范圍,從對流層的高層延伸到平流層,差值中心位于20hPa高度。也就是說,在AO指數強(弱)值年,2波振幅在中緯度從地面到對流層頂明顯減小(增大),在高緯度從對流層高層到平流層有所增大(減小)。

行星波的垂直傳播主要是沿緯向平均西風急流軸向上傳播,所以緯向平流西風急流軸稱之為行星波向上傳播的波導。通過E-P通量的分布可以看到行星波向上傳播有兩支波導的存在,分別是由中高緯度的對流層下層穿過對流層向低緯的對流層頂附近傳播的低緯度波導和由中高緯度向上傳播折向高緯度上傳到平流層的極地波導。陳文[15]認為準定常行星波向上傳播的兩個波導之間的振蕩與北極濤動密不可分。為了能夠清楚地看到北極濤動正、負異常情況下行星波的兩支波導的變化特征,圖5給出冬季AO指數強、減弱值年差值的行星波1波和2波E-P通量分布。從圖5(a)行星波1波的E-P通量的強、弱年差值看,在對流層從低緯度到中高緯度主要為顯著的向上向低緯度傳播,40°N～70°N區域最為明顯,在平流層高緯度為顯著的向下向低緯度傳播。說明在AO強(弱)值年,行星波1波在中高緯度從地面向上傳播顯著增強(減弱),低緯度波導顯著增強(減弱),極地波導顯著減弱(增強)。此外,還存在一個顯著的向上向低緯度傳播區域分布在中低緯度20°N～40°N的平流層。

圖4 冬季AO指數強、弱值年差值的行星波1波和2波振幅分布(單位:m,深、淺陰影分別表示通過0.01和0.05信度區域)

由圖5(b)可以看到,在中高緯度40°N～70°N在對流層主要表現為顯著的向下向低緯度傳播,但在平流層的向下傳播不明顯,主要表現為向低緯度傳播。從中高緯度對流層向低緯度傳播變化也不明顯。所以,對于2波而言,在AO指數強(弱)值年,行星波在中高緯度從地面向上傳播顯著減弱(增強),與1波變化正好相反。而低緯度波導和極地波導變化不明顯。

圖5 冬季AO指數強、減弱值年差值的行星波1波和2波E-P通量分布(單位:kg/s2,深、淺陰影分別表示通過0.01和0.05信度區域)

分析知道北極濤動的異常變化與行星波的振幅有著非常密切的聯系,為了深入地分析探討兩者之間的關系,結合行星波活動的兩個主要區域,即中低緯度對流層低緯度波導活動范圍和中高緯度平流層極地波導活動范圍。從圖4和圖5都可以清楚地看到,這兩個區域的差異性最為明顯。通過比較發現,對于1波,AO指數與200hPa、30°N的波動振幅及 30hPa、80°N波動振幅有著較好的相關性;而對于2波,AO指數與300hPa、40°N的波動振幅及30hPa、65°N波動振幅同樣有著較好的相關性。圖6與圖7分別給出冬季AO指數與行星波1波波動振幅的時間序列及與行星波2波波動振幅的時間序列。從圖6可以看出,AO指數與行星波1波在200hPa、30°N的波動振幅有著很好的一致性,兩者之間的波峰位置較為吻合,就是說當AO指數較強的時候,200hPa、30°N的1波振幅也比較大;而AO指數與行星波1波在30hPa、80°N波動振幅恰好呈相反的變化趨勢,即當AO指數較強的時候,1波振幅反而相對較小。對于2波而言(圖7),AO指數與在300hPa、40°N的波動振幅呈相反的變化趨勢,而與在30hPa、65°N波動振幅的時間變化趨勢上比較一致。由此可見,北極濤動的變化與行星波的活動有著非常緊密的聯系。

圖6 冬季AO指數與行星波1波波動振幅的時間序列

圖7 冬季AO指數與行星波2波波動振幅的時間序列

通過對AO指數與行星波1波和2波振幅之間的相關關系(表2),結果發現,AO指數與行星波1波在200hPa、30°N的波動振幅的相關性最好,正相關系數達到0.59,而與在30hPa、80°N的波動振幅之間呈負的相關關系,相關系數也達到-0.50,而0.01信度檢驗的臨界相關系數為0.36,兩者之間的相關系數都遠遠超過了α=0.01顯著性水平檢驗;AO指數與2波的兩個位置波動振幅的相關系數均較好,與300hPa、40°N的波動振幅的正相關系數為-0.57,與30hPa、65°N的波動振幅的負相關系數為0.56。均通過了 α=0.01的顯著性信度檢驗。

表2 AO指數與1波、2波波動振幅之間的相關系數

4 結論和討論

利用小波分析、差值合成分析及相關分析等方法討論了AO指數的年際、年代際變化,分析了AO指數與行星波活動之間的關系。得到以下主要結論:

(1)AO指數主要存在準8～9a和準16a的年代際振蕩周期,20

世紀70年代到90年代周期信號最強,80年代中期之前主要以負位相為主,80年代中期之后主要表現為正位相。

(2)在AO指數強(弱)值年,從對流層到平流層緯向平均風場在中緯度明顯減小(增大),在中高緯度明顯增大(減小);行星波1波振幅在低緯度從對流層中層到對流層頂附近和中緯度的平流層中層明顯增大(減小),在高緯度從對流層頂到平流層明顯減小(增大);2波振幅在中緯度從地面到對流層頂明顯減小(增大),在高緯度從對流層高層到平流層有所增大(減小)。

(3)從E-P通量的差異性分布看,在AO強(弱)值年,行星波1波在中高緯度從地面向上傳播顯著增強(減弱),低緯度波導顯著增強(減弱),極地波導顯著減弱(增強);行星波2波在中高緯度從地面向上傳播顯著減弱(增強),低緯度波導和極地波導變化不明顯。

(4)AO指數與200hPa、30°N的1波振幅和30hPa、65°N的2波振幅有著較為一致的正相關關系,與 30hPa、80°N的1波振幅和300hPa、40°N的2波振幅呈負相關關系,并且上述的正、負相關系數都超過了0.01的信度性檢驗。

值得注意的是,北極濤動作為一個永久的深厚系統,其強度和位置的變化對全球的天氣氣候都有著非常重要的影響,初步對北極濤動和行星波之間做了相關的分析研究,深刻的認識北極濤動與行星波之間的關系及相互影響的機理,還需要更加深入全面開展研究及數值模擬工作。

致謝:感謝成都信息工程學院發展基金(CSRF20102)對本文的資助。

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