冬季東亞高空急流季節內協同變化及對我國東部降水的影響

張金柏 ，姚素香，黃乾

(1. 南京信息工程大學/氣象災害省部共建教育部重點實驗室，江蘇 南京 210044； 2. 朝陽市氣象局，遼寧 朝陽 122000）

1 引 言

大氣季節內振蕩(ISO)是指時間尺度在7～10天以上，100 天以內的大氣運動，自其1970 s 被發現[1-2]，國內外學者對ISO特別是熱帶地區大氣季節內振蕩(MJO)進行了廣泛的研究[3-7]。關于MJO 的結構特征和基本活動規律等己經有了較清楚的認識，但是目前熱帶外的中高緯大氣季節內振蕩的研究較少[8]，還有不少問題有待進一步分析。

有觀測表明，冬季北半球中緯度地區上空的急流存在南北兩支，由于其所在地理位置上的差異，南支急流稱為副熱帶急流，北支急流稱為溫帶急流(極鋒急流)。已有研究指出東亞副熱帶急流和溫帶急流在時間和空間上具有協同變化的特征，表現為一支急流的強度和位置變化時，另一支急流也同時或超前、滯后發生變化，其中強度上副熱帶急流強(弱)伴隨著溫帶急流弱(強)，位置上副熱帶急流南(北)移伴隨著溫帶急流北(南)移為急流協同變化的主要模態[9-10]。Liao 等[9]分析指出高原副熱帶急流和溫帶急流的協同變化反映了持續性暴雪期間冷暖空氣的活動情況。葉丹等[10]指出東亞高空急流協同變化影響我國冬季冷空氣強度及其侵入路徑。汪寧等[11]探討東亞高空急流協同變化對冬季歐亞遙相關型氣候效應的影響，認為歐亞遙相關型是通過東亞高空急流協同變化影響我國氣溫和降水的變化。況雪源等[12]研究表明東亞副熱帶急流與冬季風呈正相關，高緯地區緯向風與冬季風呈負相關。

近年來的研究發現高空急流存在明顯的季節內振蕩特征，楊雙艷等[13]分析了冬季歐亞中高緯大氣低頻振蕩的傳播特征，認為冬季歐亞中高緯大氣低頻振蕩主要以10～30天周期為主。聶羽[14]指出在低頻時間尺度以及氣候變化背景下，溫帶急流會發生顯著變化。史玉光等[15]指出30～60天振蕩的顯著區主要分布在副熱帶西風急流出口區南側。目前，有關溫帶急流或副熱帶急流季節內變化特征認識已經取得進展，但有關兩支急流協同變化季節尺度特征尚不完全清楚，已有的研究只針對特定事件中兩支急流季節內協同變化對我國天氣的影響。例如，Liao 等[9]通過分析2008 年初中國南方地區持續性暴雪期間副熱帶急流和溫帶急流的協同變化發現，兩支急流的協同變化存在顯著的低頻變化特征，并與冷暖空氣活動密切相關。李艷等[16]也指出在2008年初中國南方低溫冰凍雨雪災害中，高層環流系統具有明顯的季節內振蕩特征。Kuang 等[17]對中國幾次典型破紀錄低溫過程進行分析，發現不同區域破紀錄低溫過程對應的高空急流對渦動動能及瞬變擾動的輸送差異明顯，說明高空急流在次季節內協同變化與低溫事件密切相關。

我國冬季處于東亞急流影響范圍內，冬季高空急流的異常會造成天氣的異常。冬季高空急流協同變化具有多尺度特征[18]，以往的研究更多是在年際尺度上關注東亞高空急流協同變化特征及其氣候效應，而在季節內尺度上國內學者對東亞急流變化的研究大多對溫帶急流或副熱帶急流進行單一分析，或只集中特定位置及特定天氣中急流季節內變化對天氣、氣候現象影響進行研究，所以從這一角度出發，利用合成分析與統計診斷的方法，分析副熱帶急流與溫帶急流季節內協同變化的氣候態特征及其對我國冬季天氣的影響，對于我國冬季天氣、氣候變化的檢測和預測能力的提高很重要。

2 資料方法

2.1 資 料

本文使用資料包括：歐洲中心(ECMWF)提供的ERA-Interim 逐日再分析資料，時間為1979/1980年—2017/2018年冬季，共3 510天，文中冬季指當年12 月—次年2 月；所選要素包括風場、垂直速度場、降水場和比濕場，資料的水平分辨率為1 °×1 °，格點數為360×181，其中風場、垂直速度場的垂直分辨率為1 000～300 hPa共16層。

2.2 方 法

本文分析時主要使用功率譜分析、Butterworth 帶通濾波、合成分析等方法。為確定東亞高空副熱帶急流和溫帶急流季節內協同變化的關鍵區域，計算了冬季300 hPa 急流發生頻數，在急流發生頻數高的區域確定為急流關鍵區。統計方法與張耀存等[19]類似：在東亞-太平洋(60～160 °E，10～70 °N)范圍內查找風速大值中心，若該中心滿足：(1) 中心風速值≥30 m/s；(2) 該中心周圍8個格點上的風速值均小于該中心的風速值，則定義該中心為一個急流核中心，記下該中心的經緯度位置。對每年的冬季(12 月、1 月和2 月)的逐日資料重復進行這一過程，最后得到39 個冬季每個格點上的急流核發生頻數。

3 冬季副熱帶急流與溫帶急流季節內協同變化特征

3.1 高空急流結構與關鍵區選擇

由于東亞高空急流位于對流層上層，且一般認為，溫帶急流在300 hPa 高度最強，副熱帶急流在300 hPa 與200 hPa 高度上特征較一致，強度略有差異，所以本文選取300 hPa高度進行分析。對冬季東亞地區300 hPa緯向風場分布、緯向風標準差分布以及急流核頻數分布進行統計，結果如圖1所示。從急流核位置分布可清楚看到，副熱帶急流和溫帶急流分別位于青藏高原南北兩側。南側副熱帶急流主要位置在22～35 °N，向太平洋上空延伸。北側溫帶急流主要位置在45～60 °N，向東南方向延伸，與副熱帶急流匯合于西北太平洋上空。由于兩支急流匯合之后難以區分，所以選擇東亞大陸上空為研究區域。分析緯向風標準差發現，貝加爾湖西側標準差達到14 m/s，青藏高原南側緯向風標準差也達到了12 m/s。依據以上分析，選取70～100 °E，22～60 °N 為急流關鍵區。之后分析兩支急流協同變化都選擇該關鍵區為主要研究對象。

圖1 冬季300 hPa緯向風分布(黃色等值線；單位：m/s)與緯向風標準差分布(藍色等值線；單位：m/s)以及急流核分布(填色；單位：個) 紅色實線為青藏高原所在大致區域。

根據選擇的關鍵區，對70～100 °E，20～60 °N 的緯向風場進行EOF 分解，第一模態和第二模態的方差貢獻率分別為24.6%和18.3%，其空間分布如圖2 所示。第一模態中兩個異常值中心位于27.5 °N和50.0 °N，分別對應東亞副熱帶急流和溫帶急流所在區域。該模態表現出東亞副熱帶急流和溫帶急流的強度呈反位相變化，溫帶急流增強(減弱)，副熱帶急流減弱(增強)(圖2a)。第二模態表現出兩支急流的南北位置變化，即副熱帶急流北移時，溫帶急流南移，兩支急流相距較近；反之，兩支急流則相距較遠(圖2b)。從風場的EOF 分析中可得出兩支急流在強度和位置均表現出協同變化，與前人研究結論一致。由于EOF 第一模態方差貢獻率更大，因此之后關注EOF 第一模態表征出的強度特征。

圖2 冬季東亞高空關鍵區緯向風的EOF第一模態(a)與EOF第二模態(b)

3.2 冬季副熱帶急流與溫帶急流季節內振蕩特征

為揭示冬季東亞上空急流的變化周期，使用功率譜分析冬季東亞上空緯向風的周期特征。圖3a 結果表明在季節內尺度(10～90 天)中，10～30天周期占主導作用，并且通過95%的紅噪聲檢驗。通過計算方差，發現10～30 天尺度變量占季節內尺度(10～90 天)變量的方差貢獻率達到近60%。由此可見在季節內尺度(10～90 天)中，東亞陸地上空副熱帶急流主要受到10～30天尺度控制。使用Butterworth帶通濾波器將數據資料進行10～30天時間尺度濾波，突出10～30 天尺度的低頻振蕩特征。對關鍵區低頻緯向風進行EOF 分析，從圖3b、3c 可看出低頻緯向風場EOF 前兩個模態空間分布與原始緯向風的前兩個模態空間分布類似，這也進一步說明冬季300 hPa 逐日緯向風具有典型的10～30天振蕩特征。

圖3 冬季東亞高空關鍵區EOF第一模態時間系數功率譜(a；實線：紅噪聲檢驗；虛線：95%置信水平)與低頻緯向風的EOF第一模態(b)和EOF第二模態(c)

為更好地展現出東亞大陸上空副熱帶急流和溫帶急流強度的10～30天協同變化的具體演變過程，從標準化的第一模態時間序列(PC1)中選取PC1＞1.5(溫帶急流強副熱帶急流弱)、PC1＜-1.5(溫帶急流弱副熱帶急流強)的時間系數為正(負)異常事件。1979—2018 年冬季正異常事件頻次為70次，負異常事件頻次為71次，以下分析以正異常為例。將正異常事件根據波峰時刻作為0時刻，進行超前滯后1～15 天合成，得到圖4a。冬季高空急流季節內協同變化在一個波動范圍內成對稱分布，超前波谷出現在-7 天，滯后波谷結束在+7 天，完整的波動周期為15天。

圖4 東亞冬季關鍵區低頻緯向風的EOF第一模態時間系數的超前滯后合成(a)和冬季300 hPa低頻緯向風場(填色；單位：m/s；打點區域表示通過95%信度檢驗)與原始緯向風場(黑色細實線；單位：m/s)從-6天至6天的演變(b～h，間隔2天)原始緯向風風速等于30 m/s(黑色粗實線)；溫帶急流軸(綠色實線)。

為研究季節內振蕩的具體演變過程，合成冬季300 hPa 低頻緯向風場和原始緯向風場-6 天至6 天演變，得到圖4b～4h。發現在-6 天，溫帶急流受低頻東風影響強度較弱，副熱帶急流受低頻西風影響強度較強，在里海附近與關鍵區北側有新的低頻中心正在形成(圖4b)。在-4 天里海附近低頻中心加強并東移，關鍵區北側低頻中心加強南移，南移的低頻西風與東移的低頻西風匯合，共同影響溫帶急流(圖4c)。至-2 天，溫帶急流受匯合的低頻西風影響加強并出現閉合的30 m/s 風速線，副熱帶急流受到東移的低頻東風影響，原本連續的急流帶發生斷裂，急流強度減弱(圖4d)。到0天，溫帶急流達到最強，中心范圍最大，溫帶急流軸位于45 °N，副熱帶急流強度最弱(圖4e)。之后低頻中心開始減弱東移，影響溫帶急流減弱東移，副熱帶急流增強，急流帶恢復連續，兩支急流開始匯合于西太平洋上空。在+4 天，低頻西風顯著減弱東移，溫帶急流軸向東南方向移動最終移至42 °N 附近，溫帶急流與副熱帶急流在西北太平洋上空匯合(圖4g)。因此可見，急流強度和位置的顯著變化與季節內尺度緯向風的演變密切相關。

為進一步揭示傳播特征，對冬季300 hPa低頻緯向風場的時間-經度剖面圖和緯度-時間剖面圖進行分析，發現副熱帶急流和溫帶急流的低頻振蕩有向東傳播的特征，傳播范圍可達到160 °E 以東(圖5a、5b)。低頻風場在中高緯有明顯的南傳特征，可向南傳播到40 °N，即溫帶急流附近；低頻風場在中低緯并沒有明顯的經向傳播特征(圖5c)。結合圖4可知，高緯低頻緯向風先東傳再向東南傳播，傳播范圍可達到160 °E 以東，40 °N 附近。低緯低頻緯向風向東傳播至160 °E 以東，南北傳播較弱，并且強度較高緯低頻系統也大大減弱。

圖5 冬季300 hPa緯向風場時間-經度剖面圖(a，45～60 °N區域平均；b，22～35 °N區域平均)和緯度-時間剖面圖(c，70～100 °E區域平均)的超前滯后合成 單位：m/s；實線代表正值，虛線代表負值，陰影區域表示通過95%信度檢驗。

4 冬季副熱帶急流與溫帶急流季節內協同變化對降水的影響

4.1 冬季低頻降水隨急流演變特征

為分析冬季副熱帶急流與溫帶急流季節內協同變化對降水影響，對冬季低頻降水-6 天至6 天演變進行合成。從圖6 中發現，在-6 天我國沒有明顯降水，我國低空受到來自高緯的強低頻偏北風影響(圖6a)。之后我國東部出現低頻降水負異常，在-2天低頻降水最少(圖6b、6c)。在0天，低頻降水負異常減弱并向西太平洋移去，低頻風場開始減弱，方向也開始轉變為偏南風(圖6d)。在+2天，我國低頻降水由負異常轉為正異常，而負異常已移至西北太平洋(圖6e)。之后低頻降水受增強的低頻西南風影響逐漸增多，影響范圍增大(圖6f、6g)。降水對高空低頻風場的響應主要發生在我國東部(110～120 °E，25～35 °N)，低頻降水有明顯的向東傳播特征，最終傳播至西北太平洋上。

圖6 冬季低頻降水(填色；單位：mm/d；打點區域表示通過95%信度檢驗)與850 hPa低頻風場(矢量；單位：m/s)從-6天至6天(a～g)的演變

4.2 冬季高空急流季節內協同變化對我國東部降水的影響過程

我們進一步對溫帶急流區域(70～100 °E，45～60 °N)和東亞副熱帶急流區域(70～100 °E，22～35 °N)300 hPa 低頻緯向風和我國東部(110～120 °E，25～35 °N)降水進行合成。從圖7a 可看出，我國東部低頻降水在-2 天達到最小，在+5 天達到最強。之后分別選擇-3天至-1天、+4天至+6天進行低頻降水的合成分析。根據給出低頻緯向風的合成，發現在-3天至-1天，溫帶急流受低頻西風影響，副熱帶急流受低頻東風影響，我國東部出現低頻降水負異常(圖7b)。而在+4 天至+6 天，溫帶急流區為低頻東風控制，溫帶急流偏弱，副熱帶急流區域為低頻西風控制，副熱帶急流偏強，我國東部至西北太平洋的低頻降水達到最強，并且雨帶向日本延伸影響西北太平洋，整個雨帶略呈東北-西南走向(圖7c)。

圖7 我國東部區域平均降水和300 hPa低頻緯向風速的超前滯后合成(a，黑色：降水平均值，單位：mm/d；藍色：溫帶急流區域，紅色：副熱帶急流區域，單位：m/s)與不同時期低頻降水合成(b，-3天至-1天；c，+4天至+6天；單位：mm/d；打點區域表示通過95%信度檢驗)

進一步分析高空低頻緯向風影響我國東部低頻降水的可能過程，從-3天至-1天與+4天至+6天兩個時間段300 hPa 低頻散度場和低頻海平面氣壓(圖8)可看到，在-3 天至-1 天，我國東部上空低頻輻合，地面出現低頻高壓(圖8a)，可能導致我國東部上空出現低頻下沉運動。在+4 天至+6 天，我國東部上層低頻散度大于0，產生輻散，地面受低頻低壓控制(圖8b)，有利于垂直上升運動的產生。對低頻垂直速度(110～120 °E)和低頻緯向風(70～100 °E)隨高度變化特征進行合成(圖9)，發現與前面分析得到的低頻垂直速度變化情況相對應，并且整層低頻風場對急流的季節內協同變化有著明顯的低頻響應。從低頻垂直速度(圖9a，9b)可看到，兩個時間段的低頻垂直速度變化主要發生在20～40 °N，40 °N 以北低頻垂直運動偏弱。在-3天至-1 天，青藏高原北側高層與低層一致低頻西風，南側一致低頻東風(圖9c)，導致我國東部產生整層低頻下沉運動，不利于降水。在+4 天至+6天，低頻風場強度較-3天至-1天時減弱，溫帶急流受到整層一致的低頻東風影響較弱，副熱帶急流受整層一致的低頻西風影響較強(圖9d)。我國東部上空出現低頻上升運動，擾動增強，旺盛的低頻對流運動為低頻降水提供了有利的條件。

圖8 冬季不同時期300 hPa低頻散度(填色；單位：10-6 s-1；打點區域表示通過95%信度檢驗)與低頻海平面氣壓合成(等值線；單位：hPa；紅色實線表示低頻海平面氣壓大于0，藍色虛線表示低頻海平面氣壓小于0) a. -3天至-1天；b. +4天至+6天。

圖9 冬季不同時期110～120 °E低頻垂直速度(a、b；單位：Pa/s；實線表示低頻垂直速度大于等于0，虛線表示低頻垂直速度小于0)和70～100 °E低頻緯向風(c、d；單位：m/s；等值線表示緯向風場大于等于30 m/s；黑色陰影為青藏高原區域)對低頻降水事件高度-經度剖面圖合成(其中a、c為-3天至-1天；b、d為+4天至+6天)

降水的產生不僅需要適當的垂直運動，也需要足夠的水汽。從冬季850 hPa 低頻水汽通量散度與低頻水汽通量合成圖(圖10)可看出，在-3 天至-1 天，溫帶急流較強，副熱帶急流較弱，低緯為東風水汽輸送，影響我國東部低層為偏北風水汽輸送，低層低頻水汽輻散(圖10a)。我國東部上空低頻下沉運動、水汽供應減少，造成我國東部出現低頻降水負異常。在+4 天至+6 天，溫帶急流受低頻東風影響減弱，副熱帶急流受低頻西風影響增強，低緯受低頻西風水汽輸送，使得我國東部水汽輸送轉為西南風水汽輸送，將孟加拉灣與南海的水汽輸送至我國東部，低頻水汽通量散度值為負，水汽輻合(圖10b)。我國東部上空為低頻上升運動，擾動加強，水汽供應增加，為低頻降水提供有利條件，使我國東部出現低頻降水正異常。

圖10 冬季不同時期850 hPa低頻水汽通量(矢量；單位：kg/(m·s·hPa))與低頻水汽通量散度(填色；單位：10-6 kg/(m2·s·hPa))合成 a. -3天至-1天；b. +4天至+6天。

5 結 論

本文通過分析冬季東亞上空副熱帶急流與溫帶急流季節內協同變化特征及其對我國降水影響，得到以下結論。

(1) 功率譜分析表明，在季節內時間尺度(10～90 天)中，東亞地區冬季300 hPa 逐日緯向風主要被準雙周振蕩(10～30 天)控制。對緯向風進行10～30天帶通濾波后，通過EOF分析發現，溫帶急流與副熱帶急流季節內強度上呈反位相變化。而季節內位置變化上，當副熱帶急流北移時，溫帶急流南移，兩支急流相距很近；反之，兩支急流相距較遠。低頻緯向風場EOF前兩個模態空間分布與原始緯向風的兩個模態空間分布類似，這也說明溫帶急流與副熱帶急流具有典型的10～30天協同振蕩特征。

(2) 挑選溫帶急流和副熱帶急流準雙周協同變化的典型事件，合成分析發現，東亞地區冬季300 hPa 低頻緯向風異常表現為整體從里海附近地區向東傳播，溫帶急流附近低頻風場存在向南傳播的特征，副熱帶急流附近低頻風場沒有明顯經向傳播；伴隨低頻緯向西風從里海附近向東移動至西北太平洋上空，溫帶急流向東再向東南移動并且強度先增強再減弱，副熱帶急流位置沒有明顯變化，強度變化則與溫帶急流變化相反。

(3) 降水異常對東亞地區冬季300 hPa風場低頻變化有顯著響應，最主要的響應區域為我國東部地區。低頻降水隨時間向東移動，移至西太平洋附近消失；對流層上層溫帶急流和副熱帶急流的低頻變化在高中低層都表現出一致的特征。溫帶急流與副熱帶急流強度在不同時間段的差異造成我國東部上層低頻散度、整層低頻垂直運動和對流層低層低頻水汽輸送的差異。溫帶急流偏強，副熱帶急流偏弱，青藏高原北側高低層一致低頻西風，南側一致低頻東風，導致我國東部上層出現低頻輻合，地面出現低頻高壓，使得我國東部上空出現較強下沉氣流，在低層有偏北風水汽輸送，水汽發生輻散，致使我國東部出現低頻降水負異常(圖11a)。溫帶急流偏弱，副熱帶急流偏強時，青藏高原北側上下層一致東風異常，南側上下層一致西風異常，導致我國東部上空發生輻散，地面受低頻低壓控制，產生低頻垂直上升運動，低層有西南風水汽輸送，水汽輻合，從而我國東部出現低頻降水正異常(圖11b)。因此，東亞高空溫帶急流和副熱帶急流季節內協同變化對我國東部降水具有一定的調控作用。

圖11 冬季300 hPa高空急流季節內協同變化對我國東部降水影響機理示意圖 a. 溫帶急流強副熱帶急流弱；b. 溫帶急流弱副熱帶急流強。