冬季北极涛动与行星波活动的关系

熊光明, 陈权亮,2, 蒋 王月, 罗 娟

(1.成都信息工程学院大气科学学院,高原大气与环境四川省重点实验室,四川成都610225;2.中科院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室,北京100029)

0 引言

北极涛动(Arctic Oscillation,AO)是北半球冬季热带外行星尺度大气环流的重要模态之一,反映了北半球海平面气压场在极地和中高纬度地区之间存在反相的“跷跷板”的振荡空间分布形式,这种振荡由近地面一直延伸到平流层下层[1]。当AO为正异常时,中纬度地区气压偏高,而极地偏低;而在AO为负异常时,极地与中纬度气压变化正好相反。近年来,越来越多的研究表明,强的AO异常通常先在平流层发生然后下传到对流层,从而引起对流层大气环流的改变并影响对流层气候的变化,平流层AO异常的信号先于对流层天气气候的改变,有助于提高天气预报的时效[2-4]。

正因为AO气候效应的重要性,其关注程度也越来越高,国内很多学者从不同角度在AO对中国天气气候的变化影响方面做了大量研究。琚建华等[5]、李春等[6]研究发现AO对东亚冬季风的影响越来越显著,进而影响中国东北地区冬季温度异常。所玲玲等[7]认为AO指数的正负极端异常年份,对中国冬季最高和最低气温的影响十分明显。龚道溢[8]分析了AO与西伯利亚高压对中国冬季气候的影响在年际和年代际尺度上的不同特征,认为在年际尺度上西伯利亚对中国气温的影响要超过AO,而AO对中国降水的影响比对西伯利亚的影响更显著。李崇银等[9]研究表明,中国的梅雨异常可能受到平流层大气环流异常的影响,而这种影响通过AO的变化实现。杨辉等[10]系统地分析了AO异常时的环流背景及其对中国降水的影响。陈永仁等[11]、龚道溢等[12]认为AO对东亚夏季年降水异常也有一定的预测意义。

又有研究表明,AO异常与行星波活动有着非常密切的联系,平流层极区环流异常源于对流层行星波的活动,强的对流层行星波可以导致负的平流层AO异常,而弱的对流层行星波对应于正的平流层AO异常[13]。陈文等[14-15]发现准定常行星波两支波导的年际振荡直接影响着AO,行星波指数与AO指数的变化在年际、年代际时间尺度上有很好的一致性。因为AO与行星波活动有密切的联系,文中着重分析了AO变化与行星波活动之间的关系,对于进一步研究AO的变化有一定指示意义。

1 资料和方法

使用的资料是月平均的NCEP/NCAR全球再分析资料,选取时间从1960～2010年共51年。包括海平面气压场 SLP、位势高度H、温度 T、纬向风U、经向风 V。数据的空间分辨率为2.5°×2.5°,垂直方向从1000hPa到10hPa共17个气压层。

借助滑动平均和小波分析讨论了AO指数的年际、年代际变化特征,通过挑选出的AO指数强值年、弱值年,并结合合成差值分析、谐波分析、相关分析等分析方法,对冬季AO指数与行星波活动的关系进行了深入的分析研究。根据Thompson的定义,将北半球热带外(20°N～90°N)海平面气压场经验正交函数(EOF)分析的第一时间系数定义为北极涛动(AO)指数[1]。文中的冬季指的是前一年的12月和当年的1月和2月。

2 北极涛动变化特征

北极涛动作为北半球冬季热带外行星尺度大气环流的重要模态之一,对中国的天气气候变化有着非常重要的影响。因此,非常有必要先对北极涛动(AO)指数的年际、年代际变化特征进行分析研究。图1给出了冬季AO指数的时间变化序列及9a滑动平均时间序列,可以清楚地看到,AO指数具有非常明显的年际和年代际变化特征。20世纪80年代中期之前,AO指数以负值为主,即主要处于负位相阶

段,仅在70年代中期到80年代初有个较短时间的正位相,并且正值异常偏小;从80年代中期往后到21世纪初,AO指数主要表现为正位相,90年代前后正位相最为明显。从总体上看,AO指数在90年代之前主要为上升阶段,仅仅在70年代中期到80年代初有个很短时间的下降变化,之后很快又转变为上升趋势,而从90年代往后到21世纪主要为下降阶段。

分析发现,AO指数的年际、年代际周期变化非常明显,利用Morlet小波对北半球冬季AO强度指数进行周期分析,如图2所示。从图中可以看出,AO指数主要存在准8～9a和准16a的年代际振荡周期,20世纪70年代到90年代周期信号最强。此外,80年代以前AO指数还存在信号较弱的准3a振荡周期,90年代初到21世纪初AO指数还存在信号较弱的准3～4a振荡周期。

图1 冬季AO指数的时间序列(实线)和9a滑动平均(虚线)

图2 冬季AO指数的M orlet小波分析

3 AO指数与行星波活动的关系

为了清楚北极涛动正、负异常情况下行星波活动的变化特征,首先挑选AO指数强值年和AO指数弱值年,对应北极涛动的正、负异常发生时间。在挑选AO指数强、弱年时,先利用原始AO指数时间序列减去9a滑动平均时间序列,得到新AO指数时间序列滤除了AO指数的年代际变化,更加突出年际变化特征。将新AO指数序列中IAO＞(IAO+σ)的年份定义为AO指数强值年,把IAO＜(IAO-σ)的年份定义为AO指数弱值年,其中 IAO为新AO指数时间序列的平均值,σ为新AO指数时间序列的标准差。通过计算 IAO=-0.01,σ=0.83,统计得到8个AO指数强值年和8个AO指数弱值年,如表1所示。

表1 冬季AO指数的强值年和弱值年

在平流层,大气运动主要受纬向平均环流和行星波控制。准定常行星波在对流层生成向上传播的过程中,一方面受纬向平均流的影响,另一方面通过其辐合和辐散反作用于纬向平均流,北极涛动作为北半球冬季从地面延伸到平流层的一个深厚系统,与纬向平均气流和行星波活动都有非常密切的联系,因而对纬向平均流进行分析研究是非常有必要的。

图3给出了冬季AO指数强值年、弱值年以及强、弱值年差值的纬向平均风场分布。从图3(a)与图3(b)可以看出无论AO指数处于强值年还是弱值年,其纬向平均风场在整个北半球都存在两个最大值中心,一个最大值中心位于中低纬度对流层上层200hPa高度,称为极锋急流;另一个最大值中心位于中高纬度平流层中层10hPa高度附近,称为极夜急流;此外在赤道低纬度平流层还存在一个较弱的东风环流。但从图3(c)分析可以知道,纬向平均气流在冬季AO指数强、弱值年有着明显的差异,中高纬度50°N～90°N从对流层延伸到平流层的大面积区域都变为正的差值分布,并且都远远超过了0.01的信度检验,而对于中纬度35°N～45°N区域从对流层到平流层低层主要为负的差值分布,大部分区域也都超过了0.01的信度检验,纬向风的深厚系统与行星波的向上传播有着非常密切的联系。此外,在平流层低层赤道低纬度也存在一个正的差值中心,但很少通过显著性信度检验。总的来说,在AO指数强(弱)值年,从对流层到平流层纬向平均风场在中纬度明显减小(增大),而在中高纬度显著性增大(减小)。

图3 冬季AO指数强值年、弱值年以及强、弱值年差值的纬向平均风场分布(单位:m/s,深、浅阴影分别表示通过0.01和0.05信度区域)

AO指数与行星波活动指数在年际、年代际时间尺度上都有着很好的一致性,北极涛动的变化与准定常行星波的活动情况有着密切联系。图4给出冬季AO指数强、弱值年差值的行星波1波和2波振幅分布。从图4(a)的1波振幅差异可以看到,整个区域存在两个显著的正差值中心和一个负差值中心,正差值中心分别位于对流层顶200hPa高度的低纬度20°N～30°N区域范围和平流层10hPa高度的中纬度30°N～50°N范围,而负差值中心位于平流层低层30hPa高度的高纬度70°N～90°N范围。综合分析可知,在AO指数强(弱)值年,1波振幅在低纬度从对流层中层到对流层顶附近和中纬度的平流层中层明显增大(减小),在高纬度从对流层顶到平流层明显减小(增大),最大中心减小(增大)约100m。

从AO指数强、弱值年2波振幅的差值分布图4(b)可知,显著的差值中心与1波有很大的差异。存在一个显著的负差值中心和一个正差值中心,正差值中心大多没有通过显著性信度检验,负差值区域主要位于中纬度40°N～60°N区域内,并且从地面向上延伸到对流层顶,差值中心在对流层高层300hPa高度附近,正差值位于高纬度60°N～70°N范围,从对流层的高层延伸到平流层,差值中心位于20hPa高度。也就是说,在AO指数强(弱)值年,2波振幅在中纬度从地面到对流层顶明显减小(增大),在高纬度从对流层高层到平流层有所增大(减小)。

行星波的垂直传播主要是沿纬向平均西风急流轴向上传播,所以纬向平流西风急流轴称之为行星波向上传播的波导。通过E-P通量的分布可以看到行星波向上传播有两支波导的存在,分别是由中高纬度的对流层下层穿过对流层向低纬的对流层顶附近传播的低纬度波导和由中高纬度向上传播折向高纬度上传到平流层的极地波导。陈文[15]认为准定常行星波向上传播的两个波导之间的振荡与北极涛动密不可分。为了能够清楚地看到北极涛动正、负异常情况下行星波的两支波导的变化特征,图5给出冬季AO指数强、减弱值年差值的行星波1波和2波E-P通量分布。从图5(a)行星波1波的E-P通量的强、弱年差值看,在对流层从低纬度到中高纬度主要为显著的向上向低纬度传播,40°N～70°N区域最为明显,在平流层高纬度为显著的向下向低纬度传播。说明在AO强(弱)值年,行星波1波在中高纬度从地面向上传播显著增强(减弱),低纬度波导显著增强(减弱),极地波导显著减弱(增强)。此外,还存在一个显著的向上向低纬度传播区域分布在中低纬度20°N～40°N的平流层。

图4 冬季AO指数强、弱值年差值的行星波1波和2波振幅分布(单位:m,深、浅阴影分别表示通过0.01和0.05信度区域)

由图5(b)可以看到,在中高纬度40°N～70°N在对流层主要表现为显著的向下向低纬度传播,但在平流层的向下传播不明显,主要表现为向低纬度传播。从中高纬度对流层向低纬度传播变化也不明显。所以,对于2波而言,在AO指数强(弱)值年,行星波在中高纬度从地面向上传播显著减弱(增强),与1波变化正好相反。而低纬度波导和极地波导变化不明显。

图5 冬季AO指数强、减弱值年差值的行星波1波和2波E-P通量分布(单位:kg/s2,深、浅阴影分别表示通过0.01和0.05信度区域)

分析知道北极涛动的异常变化与行星波的振幅有着非常密切的联系,为了深入地分析探讨两者之间的关系,结合行星波活动的两个主要区域,即中低纬度对流层低纬度波导活动范围和中高纬度平流层极地波导活动范围。从图4和图5都可以清楚地看到,这两个区域的差异性最为明显。通过比较发现,对于1波,AO指数与200hPa、30°N的波动振幅及 30hPa、80°N波动振幅有着较好的相关性;而对于2波,AO指数与300hPa、40°N的波动振幅及30hPa、65°N波动振幅同样有着较好的相关性。图6与图7分别给出冬季AO指数与行星波1波波动振幅的时间序列及与行星波2波波动振幅的时间序列。从图6可以看出,AO指数与行星波1波在200hPa、30°N的波动振幅有着很好的一致性,两者之间的波峰位置较为吻合,就是说当AO指数较强的时候,200hPa、30°N的1波振幅也比较大;而AO指数与行星波1波在30hPa、80°N波动振幅恰好呈相反的变化趋势,即当AO指数较强的时候,1波振幅反而相对较小。对于2波而言(图7),AO指数与在300hPa、40°N的波动振幅呈相反的变化趋势,而与在30hPa、65°N波动振幅的时间变化趋势上比较一致。由此可见,北极涛动的变化与行星波的活动有着非常紧密的联系。

图6 冬季AO指数与行星波1波波动振幅的时间序列

图7 冬季AO指数与行星波2波波动振幅的时间序列

通过对AO指数与行星波1波和2波振幅之间的相关关系(表2),结果发现,AO指数与行星波1波在200hPa、30°N的波动振幅的相关性最好,正相关系数达到0.59,而与在30hPa、80°N的波动振幅之间呈负的相关关系,相关系数也达到-0.50,而0.01信度检验的临界相关系数为0.36,两者之间的相关系数都远远超过了α=0.01显著性水平检验;AO指数与2波的两个位置波动振幅的相关系数均较好,与300hPa、40°N的波动振幅的正相关系数为-0.57,与30hPa、65°N的波动振幅的负相关系数为0.56。均通过了 α=0.01的显著性信度检验。

表2 AO指数与1波、2波波动振幅之间的相关系数

4 结论和讨论

利用小波分析、差值合成分析及相关分析等方法讨论了AO指数的年际、年代际变化,分析了AO指数与行星波活动之间的关系。得到以下主要结论:

(1)AO指数主要存在准8～9a和准16a的年代际振荡周期,20

世纪70年代到90年代周期信号最强,80年代中期之前主要以负位相为主,80年代中期之后主要表现为正位相。

(2)在AO指数强(弱)值年,从对流层到平流层纬向平均风场在中纬度明显减小(增大),在中高纬度明显增大(减小);行星波1波振幅在低纬度从对流层中层到对流层顶附近和中纬度的平流层中层明显增大(减小),在高纬度从对流层顶到平流层明显减小(增大);2波振幅在中纬度从地面到对流层顶明显减小(增大),在高纬度从对流层高层到平流层有所增大(减小)。

(3)从E-P通量的差异性分布看,在AO强(弱)值年,行星波1波在中高纬度从地面向上传播显著增强(减弱),低纬度波导显著增强(减弱),极地波导显著减弱(增强);行星波2波在中高纬度从地面向上传播显著减弱(增强),低纬度波导和极地波导变化不明显。

(4)AO指数与200hPa、30°N的1波振幅和30hPa、65°N的2波振幅有着较为一致的正相关关系,与 30hPa、80°N的1波振幅和300hPa、40°N的2波振幅呈负相关关系,并且上述的正、负相关系数都超过了0.01的信度性检验。

值得注意的是,北极涛动作为一个永久的深厚系统,其强度和位置的变化对全球的天气气候都有着非常重要的影响,初步对北极涛动和行星波之间做了相关的分析研究,深刻的认识北极涛动与行星波之间的关系及相互影响的机理,还需要更加深入全面开展研究及数值模拟工作。

致谢:感谢成都信息工程学院发展基金(CSRF20102)对本文的资助。

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