1980—2019年夏季東亞大槽減弱及其與北極海冰變化的關系?

尹 航，黃 菲，??，陳 崢，2，王 宏

(1.中國海洋大學海洋與大氣學院，山東 青島 266100；2.物理海洋教育部重點實驗室和海洋高等研究院，山東 青島 266100；3.青島海洋科學與技術試點國家實驗室，山東 青島 266237)

東亞大槽是東亞地區對流層中層重要的環流系統，位于亞洲大陸東岸附近，是西風帶內的低壓槽。東亞大槽的強度和位置變化均具有明顯的季節性，冬季東移入海，強度最強；夏季西移至內陸，強度最弱[1]。雖然夏季東亞大槽強度較弱，但是它的變化也會對中國大部分地區的降水造成影響。王萬里等[2]指出，受西太平洋副熱帶高壓影響，夏季東亞大槽西移，有利于中國西北的降水偏多。此外，夏季東亞大槽加深，冷空氣向南輸送，配合其他系統的共同作用，會導致江淮梅雨偏多[3-4]；夏季東亞大槽減弱，南下的冷空氣活動減弱，使得中國東北北部的降水減少[5]。因此，研究夏季東亞大槽的變化具有重要意義。

全球變暖背景下，北極發生了顯著的變化，北極海冰范圍出現加速融化的趨勢[6]，北極增暖速率是全球平均增暖的 2 倍，被稱為“北極放大”效應[7-8]。研究認為，北極放大會對夏季中緯度行星波產生影響，特別是北美和歐洲地區的行星波[9-10]。Francis和Vavrus[11]指出，北極放大使得赤道與極區之間的溫度梯度減小，從而導致緯向風減弱，北美地區行星波振幅顯著增大，北美大槽增強。東亞大槽與北美大槽均屬于北半球中緯度的準定常波，那么北極放大背景下，東亞大槽是如何變化的？Screen和 Simmonds[12]發現，北極放大背景下，北美地區行星波2波的振幅增大，東亞地區行星波2波的振幅減小，但是它們的變化趨勢并不顯著，其原因可能是選擇的衡量行星波振幅的方法不同。并且，以往在研究東亞大槽變化時，更關注1950年以來冬季東亞大槽的長期變化趨勢。學者們常常通過定義不同的東亞大槽指數去表征東亞大槽的強度變化，但指數定義的角度不同，所反映的變化特征也不同。采用固定區域的位勢高度距平值來定義東亞大槽強度指數時，指數在20 世紀 80 年代左右出現顯著性減弱[13-14]；但是利用位勢高度的緯向梯度來表征東亞大槽強度時，其強度存在一定的增強趨勢[15]。因此，在研究東亞大槽的變化時，合理地定義東亞大槽指數是首要解決的問題。本文首先客觀定義了一個東亞大槽強度指數，隨后討論了北極快速變化與夏季東亞大槽的關系，并解釋其中的物理機制。

1 數據和方法

本文使用的大氣數據主要來自美國國家海洋和大氣管理局(NOAA，National Oceanic and Atmospheric Administration)提供的NECP/DOE(NCEP2)逐月和逐日再分析資料，具體選擇 1979—2019年月平均和日平均的位勢高度場、風場以及溫度場資料，水平分辨率為2.5(°)×2.5(°)，垂直方向上有1 000～10 hPa，一共17層。海冰密集度數據來自Hadley中心的HadISST數據集，具體選擇1979—2019年月平均資料，水平分辨率為1(°)×1(°)。

本文主要運用了連續功率譜分析、合成分析、差值t檢驗等方法。差值t檢驗用于檢驗合成分析結果差異的顯著性。

2 東亞大槽強度及其變化特征

2.1 東亞大槽強度指數的定義及其長期變化趨勢

由東亞大槽的基本特點可知，月平均尺度上，東亞大槽槽線為東亞-太平洋區域同一緯度上位勢高度最小值的連線。前人研究指出，東亞大槽大致分布于(35°N—55°N，110°E—160°E)之間[1,4，16]。本文根據各季節東亞大槽的定常波特征(圖略)，采用1979—2019年逐月500 hPa位勢高度資料，記錄100°E—160°E范圍內同一緯度上位勢高度最小值所在的經度，統計各季節每個經緯度格點上最小值出現的頻次，得到每個季節東亞大槽槽線的頻率分布(見圖1)。取30°N—60°N之間，5% 和 95%分位數所包圍的區域為東亞大槽主要的活動區域，即東亞大槽槽區。

由圖1中可發現，東亞大槽存在明顯的季節性變化。夏季(見圖1(b))東亞大槽活動區域范圍最廣，槽線分布比較分散，東亞大槽出現的高頻區偏向于內陸地區，這與前人研究結果一致[1]。夏季東亞大槽北部可以向西移動至貝加爾湖附近，因此，它的槽線走向表現為西北-東南向。其他季節東亞大槽主要為東北-西南走向，槽線分布集中，冬春季東亞大槽基本穩定在日本島上空，秋季相對冬季偏西，位于日本島西側。

根據前面劃分的東亞大槽槽區，利用槽區的平均位勢高度距平值來表征東亞大槽強度。因此，東亞大槽強度指數EAT定義如下：

式中：∑表示對東亞大槽槽區內所有格點500 hPa位勢高度求和并平均；-----表示氣候平均。由于東亞大槽槽區位勢高度距平始終為負異常，為了更加直觀地表現各季節東亞大槽的強弱變化，將EAT取負數，并進行標準化。此時，指數的數值越大，表明東亞大槽強度越強。

圖2為1980—2019年四個季節EAT指數的時間序列、線性傾向曲線和11年滑動平均曲線，可以看到：1980—2019年EAT指數始終存在由強到弱的總體變化趨勢，除春季外，其他三個季節EAT減弱趨勢均通過1%的顯著性水平的檢驗，其中夏季EAT指數下降趨勢最強，線性趨勢系數達-0.408/(10 a)；秋冬次之，線性趨勢系數分別為-0.395/(10 a)和-0.336/(10 a)。結合滑動平均曲線可以發現，各季節東亞大槽強度指數均存在明顯的年代際變化，2000年以后負位相居多，存在年代際減弱的變化特征；2000年以前，除夏季外，其他各季節均表現為先減弱后增強的年代際振蕩。由于夏季EAT指數減弱的特征最為明顯，接下來本文將主要關注夏季東亞大槽的變化。

2.2 夏季東亞大槽強度的準周期振蕩

圖3(a)給出了夏季EAT指數時間序列的功率譜。結果顯示，夏季東亞大槽強度變化存在準2年的準周期振蕩和10年以上的變化周期，即夏季東亞大槽既存在年代際變化，也存在年際變化特征。對夏季EAT指數進行Mann-Kendall趨勢分析和突變檢驗(見圖3(b))，可以看出，夏季東亞大槽的強度在2006年前后發生年代際突變，存在顯著的減弱趨勢。這可能與2006年以后北極海冰大范圍融化有關，我們將在下一章進行分析。

3 夏季東亞大槽減弱與北極海冰變化的關系

3.1 東亞大槽的年代際減弱

前文我們發現，夏季東亞大槽在2006年前后存在顯著的年代際突變，因此，將1980—2019年分成東亞大槽偏強時期(1980—2005年)和偏弱時期(2006—2019年)兩個階段，分別對比這兩個年代段大氣環流和北極海冰的異常變化。圖4給出這兩個時期夏季的500和1 000 hPa位勢高度和海冰密集度的差值場。可以看出，500 hPa上東亞大槽的減弱與全球增暖導致的北半球整體位勢高度升高有關(見圖4(a))，而近地面的1 000 hPa位勢高度差值場(見圖4(b))上除了極區和烏拉爾山地區外均為負異常，表現出對流層中層和近地面在中低緯度地區呈斜壓特征的垂直分布。1 000 hPa位勢高度的水平場上表現出類似于北極濤動(AO，Arctic Oscillation)負位相的水平分布，特別是與北大西洋濤動(NAO,North Atlontic Oscillation)的負位相分布更為一致，即北極地區為異常高壓，北大西洋中緯度地區為異常低壓，太平洋中緯度區域的東亞沿岸和北美西岸也為異常低壓分布。受北極上空特別是格陵蘭島上空異常高壓的影響，海冰向格陵蘭島東側輸送堆積，同時北冰洋多年冰區的外緣區域歐亞大陸沿岸至波弗特海一帶為顯著的海冰減少區(見圖4(c))，海冰的這個空間分布與夏季EAT指數回歸的海冰密集度的空間分布(見圖4(d))極為相似，二者空間相關系數達0.81，表明東亞大槽的減弱與夏季北極海冰快速融化密切相關，且年代際減弱的信號貢獻較大。研究還發現，夏季EAT指數與前一年夏季到同年春季回歸的海冰密集度場都與相應季節海冰密集度的年代際差值場存在較高的相關，二者之間的空間相關系數在前期夏、秋、冬、春季分別為0.86、0.93、0.91、0.86，表明夏季東亞大槽的減弱與北極海冰的變化在年代際尺度上有穩定的相關關系，受季節變化的影響不大。

3.2 年際尺度的東亞大槽減弱

前文中已指出夏季東亞大槽存在顯著的準兩年周期振蕩，那么在年際尺度上，北極海冰變化與夏季東亞大槽強度有何關系？對此，我們將夏季EAT指數去除趨勢，保留夏季東亞大槽指數的年際變化信號。圖5為經過標準化處理后，1980—2019年去趨勢的夏季EAT指數的時間序列，可以看出，EAT指數無顯著的年代際變化周期，其負異常極值明顯大于正異常極值，表明在年際尺度上，東亞大槽減弱的特征更明顯，最顯著的減弱發生在2010年夏季(見圖5)。

為了分析東亞大槽的年際變化與北極海冰變化的關系，我們用夏季EAT指數與不同季節北極海冰密集度進行回歸分析(圖略)，發現夏季東亞大槽的年際振蕩主要與前一年夏秋季節的海冰變化有關。因此我們以0.9倍標準差為標準，對1980—2019年去趨勢的夏季EAT指數強弱年進行劃分，得到6個夏季東亞大槽偏弱年：1980、1988、1989、1998、2008和2010年。將這些年份的不同季節海冰密集度異常進行合成，得到東亞大槽偏弱年的前一年夏季和秋季北極海冰密集度的距平場(見圖6)。結果顯示，夏季東亞大槽偏弱時，前期夏秋季節格陵蘭島東部和加拿大群島高密集度冰區存在海冰密集度的正異常信號，而歐亞-太平洋扇區季節性冰區存在海冰密集度的負異常信號，其中，秋季海冰密集度負異常信號向北擴張，融冰范圍進一步擴大。根據前期夏季(見圖6(a))海冰密集度異常分布，定義可以表征海冰異常分布特征的北極海冰變化指數SICA，計算公式如下：

SICA=∑SIC+-∑SIC-。

式中：SIC+表示海冰密集度正異常區域中通過10%的顯著性水平的檢驗格點上的海冰密集度；SIC_則表示

海冰密集度負異常區域中通過10%的顯著性水平的檢驗格點上的海冰密集度，對選中的格點海冰密集度進行加權平均，并對SICA進行標準化處理，得到與東亞大槽減弱相關的SICA指數年際變化的時間序列SICA(見圖6(c))。當SICA為正值時，反映了夏季格陵蘭島東側以及北極中央區海冰密集度增加，歐亞-太平洋扇區海冰密集度減少這種偶極子型分布特征；當SICA為負值時，反映的海冰異常分布相反。海冰指數SICA與夏季EAT指數之間的相關系數為-0.587，通過1%的顯著性水平的檢驗。這表明，SICA正位相所反映的前期夏季海冰異常偶極子型分布與次年夏季東亞大槽的減弱有關。

4 夏季東亞大槽減弱的機制分析

前面的分析表明，夏季東亞大槽強度的年代際減弱與AO負位相對應的北極偶極型海冰異常分布有關，特別是與季節性冰區的海冰融化有關，且這種關系較為穩定，與季節變化無關。而在年際尺度上，東亞大槽的減弱主要與前一年夏秋季節的海冰偶極型分布有關，這種年際尺度上的海冰異常分布與年代際尺度的海冰異常場具有顯著的空間相關性，夏、秋季節的空間相關系數分別為0.42和0.56，通過了5%的顯著性水平的檢驗，但冬、春季節的空間相關系數則只有0.07和-0.28。這表明，在年代際尺度上，前一年夏秋季節的海冰變化可以通過影響AO，且這種耦合關系可以穩定持續到次年夏季，造成東亞大槽減弱；而在年際尺度上，前一年夏秋季節的海冰變化無法跨季節持續到次年夏季，那么它是通過什么途徑影響到次年東亞大槽的減弱呢？下面本文將著重分析這一問題。

4.1 前期夏秋季節北極海冰變化與AO的貢獻

已有研究指出，北極海冰快速融化與AO減弱有關。根據圖6(c)，以0.9倍標準差為標準，挑選出海冰指數SICA正位相的年份，對1 000和500 hPa位勢高度場進行合成(見圖7)。從圖中可以看出，對流層中低層的1 000 hPa(見圖7(a))和500 hPa(見圖7(b))上表現出高低空較為一致的正壓結構，與年代際尺度上的斜壓結構(見圖4)不同。此時極區位勢高度均為正異常，而中緯度位勢高度則以負異常為主，與AO負位相的空間分布相類似，特別是烏拉爾山附近位勢高度的正異常有利于烏拉爾山阻塞高壓的加強，從而通過長波調整影響下游的東亞大槽加深，與次年夏季東亞大槽減弱構成了EAT的準2年準周期振蕩。另一方面，AO負位相時，北極地區的波弗特高壓異常加強，造成穿極漂流加強，使得從弗拉姆海峽輸出的海冰冰量增加，進而導致海冰異常場出現偶極子型的分布特征，對于多年冰外緣的季節性冰區，在海冰反照率正反饋機制的作用下，秋季海冰進一步融化，使得融冰區范圍擴大(見圖6(b))。

4.2 行星Rossby波的垂直傳播

分析表明，年際尺度上前一年夏秋季節海冰異常及相聯系的AO減弱并不能持續到次年夏季造成東亞大槽減弱，那么前一年夏秋季的海冰異常通過何種途徑跨季節影響次年夏季的東亞大槽強度？已有研究指出，秋冬季節巴倫支-喀拉海海冰的融化會激發行星波1波和2波垂直傳播，引起極渦變化，隨后下傳至對流層，進而影響對流層大氣環流的變化[17]。Xu等[19]指出，在初冬海冰影響2月東亞大槽過程中，對流層-平流層相互作用的貢獻遠大于對流層遙相關波列的貢獻。因此，這里我們考察夏秋季節北極海冰異常引起的極區上空大氣環流異常信號垂直傳播情況，根據SICA正異常年份合成70°N以北區域平均的位勢高度距平場的時間-高度剖面圖(見圖8(a))，可以發現與前一年夏季北極海冰異常分布相關的極區上空位勢高度正異常呈上下一致的正壓結構分布，海冰受異常反氣旋環流的影響，有利于高密集度冰區海冰增加，而邊緣季節性冰區海冰減少。在秋季出現明顯的從對流層向平流層的異常信號上傳，導致平流層極渦減弱。在冬春季，北極上空位勢高度正異常信號從平流層向對流層傳播，并且向南擴張，這一點從東亞中緯度地區(40°N—70°N，90°E—180°E)位勢高度距平場的時間-高度剖面圖(見圖8(b))可以很清楚地看到，這種異常下傳的信號一直持續到夏季，從而導致夏季東亞大槽槽區的位勢高度增加，東亞大槽減弱。

根據Charney和 Drazin[20]的行星波垂直傳播理論，行星波會向上傳播進入平流層需滿足兩個條件：(1)緯向風為西風，(2)緯向風風速小于羅斯貝波上傳臨界風速。圖9給出SICA正位相時，相應區域緯向風的區域平均時間-高度剖面圖。結果顯示，夏季極區近地面為弱東風，這使得羅斯貝波能量難以上傳。8月中旬以后，近地層轉為弱西風且西風增強。從異常場上可以看到，8—10月，正異常最大值中心從對流層低層向平流層移動，即存在動量的上傳。根據羅斯貝波上傳臨界風速的條件[20]，計算行星波1波上傳的臨界風速為10.44 m/s。此時極區對流層緯向風區域平均值最大為8 m/s，均小于行星波1波上傳的臨界風速，這表明在夏末秋初，極區的行星波1波可以從對流層向平流層傳播，使得極渦減弱。前文中提到，春季北極上空平流層存在位勢高度正異常信號的下傳(見圖8(a))，對行星波3波垂直傳播的臨界風速進行計算[20]，得到臨界值為19.92 m/s。實際觀測和理論結果對比可以發現，春季4—5月的確存在顯著的有利于行星波動量下傳的緯向風異常分布(見圖9(a))。同時可以發現，春、夏季節，中緯度東亞地區(見圖9(b))除了4月500～200 hPa的對流層中上層緯向風平均風速大于波動垂直傳播的臨界值，其余大部分時間、高度上，東亞-太平洋地區的平均風速均小于波動垂直傳播的臨界值，表明此時緯向風異常均有利于行星波垂直傳播。從次年春季位勢高度異常信號的垂直傳播特征(見圖8(b))可以發現，此時東亞中緯度地區平流層的位勢高度正異常信號下傳至對流層，進而引起夏季東亞大槽的減弱。

5 總結與討論

本文利用1979—2019年NECP/DOE(NCEP2)的全球逐月再分析資料，分析了東亞大槽強度的變化特征以及影響夏季東亞大槽減弱的機制，得到以下主要結論：

東亞大槽的位置存在季節性變化，夏季東亞大槽向西移至內陸，秋季向東移至日本島西側，冬春基本穩定在日本島上空。1980年以來，各季節東亞大槽強度均存在減弱趨勢，其中夏季減弱趨勢最強，秋冬次之，春季減弱趨勢并不顯著。

夏季東亞大槽強度的年代際減弱可能與全年變暖導致的北極海冰快速融化有關。北極海冰融化容易導致AO出現負位相；同時AO負位相有利于格陵蘭島東側的海冰增加，季節性冰區海冰減少。海冰與AO之間的這種耦合關系可以穩定持續到次年夏季，造成次年夏季東亞大槽減弱。

夏季東亞大槽強度的年際減弱(見圖10)與前一年夏季AO負位相導致的北極偶極型海冰異常分布有關。當前一年夏季AO為負位相時，波弗特高壓加強，穿極漂流加強，使得夏季海冰分布呈現高密集度冰區海冰增加、季節性冰區海冰減少的偶極子分布特征。9月，在海冰反照率正反饋機制的作用下，少冰區的海冰進一步融化，融冰區范圍擴大，此時極區(70°N以北)大氣位勢高度為負異常響應，近地面由東風轉為弱西風，這有利于極區的行星波1波信號上傳至平流層，導致平流層極渦減弱。春季，在有利的行星Rossby波垂直傳播條件下，平流層的位勢高度正異常信號向南擴張，并在東亞一側下傳，這一過程一直持續至夏季，且直接影響到東亞的中緯度地區，東亞大槽槽區的位勢高度增加，東亞大槽減弱。