基于中心轴线的北太平洋冬季风暴轴分类及其机理研究

夏淋淋 谭言科 尹锡帆 李崇银, 2



基于中心轴线的北太平洋冬季风暴轴分类及其机理研究

夏淋淋1谭言科1尹锡帆1李崇银1, 2

1解放军理工大学气象海洋学院，南京211101;2中国科学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（LASG），北京100029

利用NCEP/NCAR逐日再分析资料研究了63年（1948～2010年）冬季北太平洋风暴轴的时空演变，提取风暴轴的中心轴线作为研究主体，以风暴轴的经向分布差异为重点，用模糊C均值聚类分析的方法将风暴轴分为平均型、偏北型和偏南型三类，并探讨了各类风暴轴对应的海气异常型及其物理机制。结果表明：（1）三类风暴轴分别显示了风暴轴经向差异的具体物理图像，对应着不同的涡旋移动发展路径，具有明确的天气学意义。通过EOF分解证明本文的分类反映了风暴轴的主要变化特征，物理意义清晰，具有一定的合理性和实用性。（2）三类风暴轴不仅经向差异明显，其北抬南压的纬向位置也存在显著差异，进一步表明该分类方法充分考虑了风暴轴空间分布的经向纬向差异，还揭示了风暴轴多中心的特点。（3）三类风暴轴对应的不同SST异常通过热力过程影响大气的温度场、风场和位势高度场，导致阿留申低压强度位置异常和水平风场异常，进而影响大气斜压性，决定风暴轴的空间分布，是形成不同类型风暴轴的重要原因。

风暴轴 涡旋路径 空间型 SST异常 物理机制

1 引言

20世纪70年代，Blackmon（1976）发现了北半球天气尺度瞬变扰动方差集中在中纬度北太平洋和北大西洋上空两个纬向拉长的区域，与地面气旋活动带相一致，并将其定义为风暴轴。自此以纬向非对称观点研究大气环流异常变化越来越得到人们重视。从天气学意义上来说，风暴轴与气旋、反气旋活动关系密切，而他们的频繁活动会引起相关区域逐日的天气演变，因此它对天气系统的发生发展及异常变化具有重要的指示意义；从气候学意义上讲，风暴轴作为海洋大气间水汽、动能和热能输送的接力棒，在热带和中高纬相互作用间起着重要的纽带作用（Chang et al., 2002），其变化也是气候变率必不可少的要素。

风暴轴自被发现以来就逐渐成为三维瞬变波动力学研究中的一个重要科学问题。多年的研究已逐步揭示了它的很多气候特征。在中纬度北太平洋大气强斜压区，天气尺度涡旋（斜压波包）的传播存在两支波导（Hoskins and Hodges, 2002; Nakamura and Sampe, 2002），这与近年来发现的对流层低层的双风暴轴（傅刚等，2009; Booth et al., 2010）相对应。Cai and Mak（1990）通过数值模拟研究表明天气尺度涡旋与大气低频变化存在共生关系。傅刚等（2009）用Quick-SCAT海平面风场资料和NCEP 10 m高度上风速资料，绘制了北太平洋风暴轴三维结构示意图，指出冬季北太平洋风暴轴强度较强，自日本以东洋面起沿中纬度呈纬向拉伸的带状分布，并揭示了“双风暴轴”现象。邓兴秀和孙照渤（1994）研究表明，北半球风暴轴季节变化明显，通常冬季最强且位置偏南，夏季最弱且位置偏北，春秋则为过渡期，并且这种季节变化与急流强度变化密切相关。Nakamura（1992）在研究冬季北半球风暴轴随时间演变时发现其季节变化存在显著的“冬季抑制”现象，即1月风暴轴较之前年12月和当年2月都弱。Orlanski（2005）还发现东亚上空的扰动异常可通过下游发展机制对北太平洋上的扰动产生影响，并进一步造成急流异常。

在年际时间尺度上，已有研究表明，风暴轴的变化是对ENSO循环的响应。Trenberth and Hurrell（1994）的研究表明，北半球两个大洋上的风暴轴均在El Niño年增强，而La Niña年则减弱，并且在El Niño年，太平洋风暴轴向东移动，认为这是对东太平洋哈得来环流增强的响应，而La Niña年正好相反。Held et al.（1989）指出，实际上中纬度定常波对热带海表温度所引起的加热的直接响应是很弱的，与风暴轴变化相关的涡旋强迫在建立对ENSO循环的热带外响应中起着重要的作用。朱伟军和孙照渤（2000）指出北太平洋冬季风暴轴中心的强度及位置年际差异显著，其中心强度在强、弱年可相差一倍以上，同时还得出，其年际变化主要存在两种空间分布型。而风暴轴年际变化的成因则可能与热带海温异常导致的热带、副热带温度梯度变化所引起的斜压性变异有关。Nakamura et al.（2002）则发现风暴轴的年际变化与冬季风异常和相应的东亚急流强弱及定常/瞬变波的热量输送有关。Chang and Guo（2007）利用定常波模型和理想的GCM模式研究了隆冬风暴轴年际变化的成因，指出不仅要关注局地波流相互作用，还应考虑远距离的涡旋强迫作用。顾沛澍等（2013）从风暴轴的强度出发讨论了冬季北太平洋风暴轴的时空演变特征，并探讨了风暴轴活动强弱与东亚—北太平洋大气环流的关系。

关于风暴轴分类的研究，李莹等（2010）研究发现1970年代中期以后强北太平洋风暴轴中心一般偏东偏北。朱伟军和李莹（2010）的研究还得出北太平洋风暴轴在年代际时间尺度上同样存在两种主模态：第一模态是风暴轴在其气候平均位置增强或减弱的主体一致变化型，其年代际变化受到上游涡旋强迫的影响；第二模态是风暴轴中东部在气候平均位置南北两侧振荡的经向异常型，与太平洋年代际振荡（PDO）循环的暖冷位相相联系。Huang et al.（2002）也注意到了，风暴轴东部的异常不仅具有年际和年代际变化，还可以引起阿留申低压的异常。任雪娟等（2007a, 2007b）研究发现冬季北太平洋主要有两种空间异常型，一种为中东部的北抬南压，另一种为风暴轴整体性的加强（减弱）并偏北（南），并认为这种异常型与海气耦合有重要联系。近年来，朱伟军等（2013）通过分析北太平洋东部风暴轴的时空演变特征，将风暴轴按最大值中心的纬向位置差别分为西部型、中部型和东部型，并指出东部型风暴轴与其他两类风暴轴在形成机理和结构特征上有显著差异。

很显然，北太平洋风暴轴的形态和演变是相当复杂的，虽然已有一些其分类的研究，但尚无一致的结论。而风暴轴空间形态的差异不仅会对天气气候变化有不同影响，还可能对应不同的物理机制和变化特征（朱伟军等，2013），因此，进一步对风暴轴的空间形态和分类进行深入研究很有必要。通过对1948～2010年共63年冬季逐月风暴轴的空间型分析发现，189个月风暴轴的空间分布形态各异，那么如果只考虑风暴轴大值中心的纬向差异进行分类，则不能够完全体现风暴轴多中心的特点，也不易与天气尺度涡旋建立联系。朱伟军和李莹（2010）研究指出风暴轴东部的经向差异对应EOF第二模态的特征，表明风暴轴的经向差异也非常重要。本文通过计算冬季逐月风暴轴的中心轴线，以中心轴线的位置为分类依据，用模糊C均值聚类的方法将冬季500hPa风暴轴的空间形态分为平均型、偏北型和偏南型三类，然后根据分类结果，分析研究其对应的物理机制。

2 资料与方法

本文所用再分析资料主要是NCEP/NCAR（美国气象环境预报中心和美国国家大气研究中心）的逐日和逐月再分析资料（Kalnay et al., 1996），该资料时间长度为1948年1月1日至2011年12月31日，水平分辨率为2.5°×2.5°。本文所用变量包括海平面气压场、温度场、位势高度场以及水平纬向风和经向风场。

本文所用方法主要有：31点对称数字滤波器（韦晋和朱伟军，2006）、EOF（经验正交函数）分解、模糊C均值聚类法（Bezdek, 1981, 1987）、合成分析、合成检验。本文所用诊断分析方法均为常用的统计学方法。

对于各变量，本文用逐日资料减去月均值得到大气瞬变资料，再使用31点滤波器从中滤出2.5～6d的天气尺度瞬变扰动分量，供后续分析研究使用。此外还需说明的是，本文中冬季取为当年12月至次年2月。计算600 hPa和500 hPa之间的大气斜压性指数（Eddy growth rate maximum）（Lindzen and Farrell, 1980）来代表对流层中层的大气斜压性，其公式为

其中，是科氏参数，是水平风速，是Brunt-Vaisala频率，大值区表示有大的平均有效位能向扰动动能转化的可能性。

风暴轴为天气尺度瞬变扰动方差大值区域，为了方便表示，文中用风暴轴中心轴线自西向东的走势来表征风暴轴的空间分布。例如图1为1948～2010年北太平洋冬季平均的500hPa位势高度天气尺度扰动方差的水平分布，图中等值线的极大值区域呈带状分布，而点线对应极大值区域的脊线，可以很好地反映风暴轴的空间分布。由于本文重点关注北太平洋上风暴轴的空间分布，风暴轴强度大于18dagpm2的区域主要集中在130°E～130°W之间，因此文中选取130°E～130°W北太平洋位势高度天气尺度扰动方差场脊线的位置表征风暴轴的空间分布，并称其为风暴轴中心轴线。此外，本文中用850hPa，500hPa，300hPa的位势高度天气尺度扰动方差的水平分布表征不同层次高空的风暴轴，由于各层风暴轴形态特征比较类似，尤其在中高空（图略），因此选取500hPa风暴轴的中心轴线走势作为分类依据来研究高空不同类型风暴轴的空间分布形态。

图2 各类风暴轴对应的平均的500 hPa位势高度天气尺度扰动方差（单位：dagpm2）的水平分布：（a）平均型；（b）偏北型；（c）偏南型

3 北太平洋风暴轴的分类

通过计算1948～2010年冬季189个月500hPa位势高度天气尺度扰动方差在130°E～130°W范围内经向30°N～60°N上最大值所处的纬度，得到每月风暴轴中心轴线的位置。以风暴轴中心轴线的纬度为变量，用模糊C均值聚类法将风暴轴的中心轴线进行分类，通过多组分类试验表明将风暴轴分为三类时各类风暴轴样本数相差不大，空间分布差异显著，因此我们最终将风暴轴分为三类，各类风暴轴中心轴线所在纬度的聚类中心线如图2点线所示。根据三个聚类中心线得到189个月对应该类风暴轴的隶属函数，如果某月某类风暴轴的隶属函数大于0.5，则该月风暴轴隶属于该类别，从而得到189个月对应的风暴轴类别（图3）。

根据各类风暴轴的分类结果，计算各类风暴轴对应的500hPa位势高度天气尺度扰动方差的平均水平分布（图2），从图中可以看出三类风暴轴的中心轴线与500hPa位势高度天气尺度平均扰动方差的大值区相吻合，这表明根据风暴轴中心轴线得到的聚类中心线能表征各类风暴轴的主要特征和空间分布，依据风暴轴中心轴线的聚类结果是有意义的。

图2清楚地表明，三类风暴轴在空间形态上差异明显。I类风暴轴与平均的风暴轴空间形态（图1）相近似，故称其为平均型。I类风暴轴有两个大值中心，由于风暴轴与天气尺度涡旋活动有很好的对应关系，因此两个大值中心分别对应于天气尺度涡旋的两次发展过程，但其中最主要的大值中心位于日界线以西45°N附近。从空间形态上来说I类风暴轴中心轴线在170°W以西维持东西向，170°W以东由西南—东北向转为西北—东南向，转折点在145°W左右，而风暴轴中心轴线的分布对应天气尺度涡旋的移动路径，因此170°W以西天气尺度涡旋自西向东运动，170°W以东则有北（南）折的过程（图略）。和I类风暴轴类似，II类风暴轴也有两个大值中心，但其主要的大值中心位于（55°N,145°W）附近，其中心轴线在150°E以西为东西走向，以东由西南—东北向转为西北—东南向，转折点在170°W左右，对应的天气尺度涡旋在150°E以东有北（南）折过程，强度在东北太平洋达到最强（图略）。由于II类风暴轴比I类风暴轴的平均位置偏北（尤其是主要大值中心偏北），故称为偏北型。而III类风暴轴比I类风暴轴的平均位置偏南，故称为偏南型；III类风暴轴只有一个大值中心，位于（45°N,170°W）附近，其中心轴线在155°W以西为东西向，以东为西南东北向，对应的天气尺度涡旋在日界线以东最强，且北折幅度最小（图略）。

图3给出了1948～2010年冬季189个月500hPa风暴轴分类结果，纵坐标数值表示其归属的类型。三类风暴轴的样本量相差不大，其中I类风暴轴有63个样本，II类54个，III类72个。通过统计发现I类风暴轴在12月、1月和2月出现的频率相近，II类风暴轴在12月出现的频率较大，达到42%，III类风暴轴在2月出现的频率较大，达到40%，这表明后两类风暴轴对应的天气尺度涡旋有明显的月际变化。

为了验证聚类分析结果的可靠性和合理性，对1948～2010年冬季189个月500hPa位势高度扰动方差进行EOF分解。图4为EOF第一模态（EOF1）的空间场和标准化时间系数（PC1），该模态方差贡献达到21.2%，EOF1的空间场表现为风暴轴在其平均位置增强或减弱的主体一致变化型，即EOF1的空间型对应风暴轴强度的一致性变化。此外，PC1具有显著的年际变化，表1给出了PC1绝对值大于1的时间样本在三类风暴轴中的分布，从表中可以看出，PC1大于1或者小于−1的月在三类风暴轴中都有分布，并且没有哪一类存在明显优势，因此EOF1的空间型并不只对应I类风暴轴的强度变化，其他两类风暴轴的强弱变化也与EOF1有关。EOF1结果表明风暴轴最主要的变化是其强度的变化，而这种强度的变化对无论哪一类风暴轴都是重要的。

表1 EOF前两模态标准化时间系数（PC1、PC2）绝对值大于1对应的三类风暴轴的月数

EOF第二模态（EOF2）方差贡献达到16.9%，与第一模态的方差贡献相差不大，因此，EOF2也反映风暴轴的重要变化特征。EOF2的空间分布呈平均位置南北两侧振荡的经向异常型，异常中心呈西南—东北分布，II类风暴轴和III类风暴轴的中心轴线分别经过正异常中心和负异常中心，表明该类空间型对应风暴轴的北抬和南压，这与朱伟军和李莹（2010）的研究结果一致（图略）。和PC1一样，PC2也表现出显著的年际变化特征。表1数据说明PC2＞1的月有22个，而这22个月全部为II类风暴轴，当PC2＜−1时也有22个月，其中18个月为III类风暴轴，4个月为I类风暴轴。当PC2大于1（图5a），对应风暴轴平均位置北侧天气尺度扰动方差正异常，南侧负异常，风暴轴位置偏北，即II类风暴轴，反之则风暴轴位置偏南对应III轴（图5b）。EOF2的结果与II类风暴轴和III类风暴轴有好的对应关系，与I类风暴轴关系不明显，说明EOF2主要反映风暴轴的北抬和南压，即风暴轴南北位置的变化。

通过比较可以发现本文方法有以下优点：（1）风暴轴中心轴线与天气尺度的涡旋移动路径有良好的对应关系，因此该分类方法给出的各类风暴轴的空间分布具有明确的天气学意义。（2）该分类方法主要考虑经向上最大方差值所处的位置，同时也包含风暴轴纬向差异的信息，可以反映风暴轴多中心的特点。（3）该分类方法将风暴轴中东段北抬（南压）的程度具体化，并且其分类结果与EOF分解结果高度一致，反映了风暴轴空间分布的重要特征，具有一定的合理性和实用性。

图6 （a）平均型、（b）偏北型和（c）偏南型风暴轴对应的平均SSTA场（单位：°C）。阴影区表示通过95%信度检验的区域，浅（深）色阴影分别表示负（正）异常

4 各类风暴轴的物理机制分析

考虑到文中研究的风暴轴是天气尺度扰动方差的月积累效应，而海洋热异常作为大气运动的主要驱动力不容忽视。同时风暴轴是天气尺度波动的统计特征，而Held et al.（1989）指出中纬度定常波对热带海表温度所引起的加热的直接响应是很弱的。因此，下面我们既分析热带也分析中纬度海表面温度（SST）异常与各类风暴轴的对应关系，进而揭示各类风暴轴的物理机制。

图6为各类风暴轴所对应的平均海表温度异常（SSTA）场，由于I类风暴轴更接近平均状态，因而其对应的SST异常不太显著，主要为（30°N,160°W）附近的正异常。II类风暴轴对应的SST异常为热带中东太平洋偏冷，中纬度为类似PDO负位相的空间结构，北太平洋中部地区SST正异常，而北美西海岸SST负异常（这里正异常中心的位置比PDO略偏南，由于PDO为年代际变化，SSTA的合成结果显然不是PDO，因而称为类PDO负位相空间分布）。III类风暴轴对应的SST异常表现为热带地区中东太平洋显著偏暖，中纬度太平洋类PDO正位相的空间分布。本文所得到的II类风暴轴和III类风暴轴与类PDO海温异常的关系，基本上与朱伟军和李莹（2010）的研究结果一致。

海温的异常型通过海气表面的热力过程影响大气的温度，但还需要知道各种具体热力过程的作用。通过分析三类风暴轴所对应的感热、潜热和长波辐射通量，我们发现三者对各类风暴轴所对应的高空温度（图略）作用效果一致，这里仅以长波辐射通量（图7）为例进行说明。通过比较发现，在海温偏高（低）地区，通过感热、潜热的影响，其对外长波辐射为负（正）异常。但是，对应不同类型的风暴轴存在不同的海温异常的分布特征，那么也就对应有不同的加热场特征。中纬度北太平洋海温异常主要通过感热影响上空的大气温度，进而为位势高度的变化提供了有利的外部环境。另一方面，不同类型的风暴轴，不仅在北太平洋中纬度地区对应不同的海温异常型，在热带太平洋地区也存在不同类型的海温异常。热带海温异常对大气的影响是比较清楚的，热带中东太平洋的海温异常可以直接导致那里对流活动异常，通过上升运动的异常又会影响垂直经向环流（图8），并激发出高空的（正、负）PNA（Pacific–North American Pattern）波列，进而影响北半球500hPa的位势高度场（图略）。

图7 （a）平均型、（b）偏北型和（c）偏南型风暴轴对应的平均长波辐射通量距平场（单位：W m−2）。阴影区表示通过95%信度检验的区域，浅（深）色阴影分别表示负（正）异常

图8 （a）偏北型和（b）偏南型风暴轴对应的160°E～120°W平均经圈环流异常场。阴影区表示通过95%信度检验的区域，浅（深）色阴影分别表示上升运动正（负）异常

由于各类风暴轴对应有不同的海温异常型，也就必然存在不同的大气温度和位势高度的异常特征（图9、图10）。I类风暴轴海温异常区主要在中纬度太平洋中部，该区域SST正异常，对应上空（中心略偏北）温度偏高，中纬度气温偏高对高压脊的抬升作用导致太平洋东北部上空位势高度偏高。II类风暴轴海温异常区域既有热带的部分也有中纬度的部分，而这两部分海温异常的大气响应是不一样的。热带中东太平洋SST偏冷，对流活动偏弱，与之对应，所激发的500hPa位势高度场上的PNA波列为负位相，导致中纬度太平洋上空位势高度偏高；另一方面，中纬度太平洋类PDO负位相的SSTA分布通过感热使得中纬度太平洋上空温度偏高，为该区域位势高度的增高提供了偏暖的环境。这样，II类风暴轴对应的热带太平洋和中纬度太平洋SSTA的作用效果最终主要通过负PNA型遥相关导致中纬度太平洋上空位势高度偏高。与II类相比，III类风暴轴对应的热带太平洋和中纬度太平洋的SSTA分布特征明显不同，其共同作用主要通过正PNA型遥相关从而导致中纬度太平洋上空位势高度偏低。

图10 （a）平均型、（b）偏北型和（c）偏南型风暴轴对应的500 hPa位势高度距平场（单位：gpm）。阴影区表示通过95%信度检验的区域，浅（深）色阴影分别表示负（正）异常

综合分析发现海温异常的作用使得I类风暴轴对应的500 hPa位势高度距平场的空间分布呈纬向偶极子分布（图10），160°W西侧为弱的负异常区，东侧为显著的正异常区，对应阿留申低压的强度和位置与气候态相比变化不大，但其东侧的脊在140°W附近得到显著加强，这导致该类风暴轴对应的天气尺度涡旋在170°W以东沿着阿留申低压东南侧的气流向东北运动，到最北端之后沿着脊后西北气流折向东南。II类风暴轴对应中纬度北太平洋上空大范围的位势高度正异常，导致阿留申低压位置偏西，面积偏小，强度偏弱，其东南侧的西南气流使得天气尺度涡旋在150°E以东北折。III类风暴轴所对应的位势高度场异常形势与II类相反，阿留申低压位置偏东，面积偏大，强度偏强，其南侧的偏西气流决定了天气尺度涡旋一直东移到155°W才开始北折。除此之外，从各类风暴轴对应的500 hPa平均位势高度场还可以看出风暴轴中心轴线自西向东的走向与等压线的分布匹配较好，北部阿留申低压（东亚大槽）强度和位置对风暴轴的空间分布有重要影响，这主要是由于天气尺度涡旋运动受基本气流的影响导致的。

500 hPa水平风矢量距平场与位势高度距平场有良好的对应关系，从图11中可以看出风暴轴的空间位置偏向纬向风的正异常区一侧。I类风暴轴中心轴线上纬向风异常不显著，但日界线以东存在一个反气旋式环流异常，其经向风异常导致了该类风暴轴在170°W以东的北抬和南压。II类风暴轴中心轴线北侧对应纬向风正异常，南侧纬向风负异常，并且围绕风暴轴中心轴线存在一个大范围的反气旋式环流异常，其经向风异常对该类风暴轴在150°E以东的北抬和南压有重要作用，对应天气尺度涡旋北折偏早，该类风暴轴偏北。III类风暴轴的中心轴线北侧对应纬向风负异常，南侧纬向风正异常，风暴轴偏南，围绕风暴轴中心轴线的气旋式环流异常导致风暴轴在155°W以西（东）被南压（北抬），对应天气尺度涡旋北折偏晚，故该类风暴轴偏南。此外，I类风暴轴对应的300 hPa西风急流基本呈平均态（图略），II类风暴轴对应的300 hPa西风急流偏弱，300 hPa西风急流偏强则对应III类风暴轴。

图11 （a）平均型、（b）偏北型和（c）偏南型风暴轴对应的500 hPa水平风矢量距平场（单位：m s−1）。阴影区表示通过95%信度检验的区域，浅（深）色阴影分别表示负（正）异常

上面的分析表明各类风暴轴所对应的中纬度海温异常通过热力效应影响其上空的温度场和位势高度场，热带海温异常则通过PNA型遥相关影响中纬度太平洋上空的位势高度场。而对于大尺度运动，位势高度场的变化决定水平风场的变化，也就可以认为SSTA通过影响温度场、位势高度场和水平风场进而影响大气斜压性。Hoskins and Valdes（1990）研究指出，从斜压性的分布来看，风暴轴东、西两端存在显著差异，西端为强斜压结构，到东端则逐渐转变为相当正压结构，而天气尺度涡旋的发展主要与大气斜压性有关。综合温度场、位势高度场和风场，也就可以给出各类风暴轴对应的600～500 hPa之间的斜压性指数距平分布（图12）。从图中可以看出I类风暴轴对应的斜压性指数分布基本和平均态一致，没有显著的正负异常区。斜压性指数的平均分布（图略）呈现出大洋西部斜压性指数较大，斜压性较强，到东部斜压性逐渐减弱（的特点），而风暴轴中心轴线自西向东沿着斜压性大值区北侧分布。II类风暴轴对应的斜压性指数距平场呈现“北正南负”的异常型，北侧斜压性显著偏强，而南部斜压性显著偏弱，故而有利于涡旋向北发展，风暴轴偏向斜压性指数正异常区，风暴轴中心轴线偏北。III类风暴轴中心轴线南侧斜压性显著偏强，而北侧斜压性偏弱，因此涡旋向北的移动受到了抑制，风暴轴偏向斜压性偏强的区域，风暴轴中心轴线偏南。

图12 （a）平均型、（b）偏北型和（c）偏南型风暴轴对应的600～500 hPa之间斜压性指数距平场（单位：10−2 d−1）。阴影区表示通过95%信度检验的区域，浅（深）色阴影分别表示负（正）异常

5 结论与讨论

本文用63年较长时间的NCEP/NCAR再分析资料，对北太平洋风暴轴进行了进一步研究，在对其分类研究的基础上讨论了各类风暴轴对应的海气异常型，得到如下结论：

（1）以风暴轴中心轴线代表风暴轴的空间分布，根据风暴轴的空间分布用模糊C均值聚类分析的方法将风暴轴分为三类。与以往分类主要考虑风暴轴的纬向差异相比，本文的分类方法充分考虑了风暴轴与天气尺度涡旋之间的关系，以风暴轴空间分布的经向差异为主要对象，把风暴轴分为平均型（I类）、偏北型（II类）和偏南型（III类），并给出了不同类风暴轴经向差异的具体分布。这样分出的三类风暴轴不仅考虑了风暴轴的经向差异，也包含风暴轴的纬向差异，而且各类风暴轴对应着不同的涡旋发展移动路径，具有明确的物理意义。通过EOF分解证明该分类结果反映了风暴轴的重要变化特征，既有合理性又有实用价值。

（2）I类风暴轴空间结构表现为类似平均态的特征，日界线以西为东西走向，日界线以东存在（先）北抬和（后）南压的过程，对应天气尺度涡旋的东行和北（南）折。该类风暴轴存在两个大值中心，最强大值中心位于日界线以西附近，另一个弱的大值中心位于东北太平洋，风暴轴大值中心的分布对应天气尺度涡旋最强的位置。II类风暴轴也存在两个大值中心，但其最强大值中心位于东北太平洋，对应的天气尺度涡旋在东北太平洋达到最强，风暴轴于日界线以西便开始北抬，风暴轴位置偏北。III类风暴轴只有一个大值中心，位于日界线以西附近，整体位置偏南，对应的天气尺度涡旋在日界线以西最强，风暴轴北抬位置比I类风暴轴偏东，且北抬幅度较小。

（3）三类风暴轴对应的SSTA场差异显著，在一定意义上可以认为SSTA的形态是产生不同类型风暴轴的重要机制。具体过程是热带海温异常通过其热效应影响相应的经向环流、通过PNA型遥相关影响中纬度地区大气位势高度场，进而影响中纬度地区的风场，而中纬度海温异常也能通过感热影响其局地上空的大气温度场和位势高度场。也就是说，异常海温场的不同形态通过对位势高度场、温度场和水平风场的作用影响大气斜压性，进而决定风暴轴的空间分布。I类风暴轴对应中纬度北太平洋东部有较强正SST异常，其他海域SST异常不显著，海温异常的这种分布型通过热力过程使得阿留申低压基本呈现类气候态特征，阿留申低压和其东侧高压脊之间的西南气流作用于天气尺度涡旋，使得涡旋在170°W以东北折，而高压脊东北侧的西北气流又决定了涡旋路径的南折，从而对应于风暴轴的北抬和南压。II类风暴轴对应热带中东太平洋海温偏低而中纬度太平洋为类PDO负位相的空间分布。热带中东太平洋SST异常偏冷，通过感热、潜热等过程使得那里的上升运动减弱，在高空激发负PNA型遥相关，导致中纬度太平洋位势高度偏高；中纬度类PDO负位相的SST异常通过感热影响高空温度场，SST正异常区上空大气温度偏高，为该区域位势高度的增高提供了偏暖的环境。中纬度北太平洋和热带太平洋SSTA共同作用使得阿留申低压强度偏弱，位置偏西，面积偏小，相应水平风场也发生改变，阿留申低压东侧向北的气流偏西，高空西风急流偏弱。这样，大气位势高度场、温度场和水平风场的变化导致大气斜压性发生变化，平均态风暴轴中心轴线北（南）侧斜压性偏强（弱），导致天气尺度涡旋向北发展，风暴轴位置偏北。反之亦然，海温异常场导致的大气位势高度场、温度场和水平风场的变化使得大气斜压性分布发生变化，因此III类风暴轴与II类风暴轴相反，位置偏南。

通过本文的研究分析得到了基于风暴轴中心轴线的分类结果，对风暴轴的空间差异及其原因有了进一步的认识，这些研究结论与任雪娟（2007a, 2007b）和朱伟军（2010, 2013）的研究相互印证，突出了风暴轴在东太平洋上的经向差异。前人讨论了海洋SST异常对应的大气环流异常与风暴轴异常的关系，热带海气作用的理论目前已经比较成熟，但中纬度海温异常对大气环流异常和天气尺度扰动的作用还需要进一步研究。此外，这里的分类强调风暴轴的空间分布，相对弱化了对风暴轴强度差异的考虑，那么，决定各类风暴轴强度的主要要素是什么，各类风暴轴对应的天气尺度涡旋与低频气流的相互作用有什么差异以及与Rossby波包的活动情况有什么关系等一系列问题都需要进一步深入研究，特别是需要通过数值模拟来进一步揭示各类风暴轴物理机制的具体过程。

Bezdek J K. 1981. Pattern Recognition with Fuzzy Objective Function Algorithms [M]. Norwell: Kluwer Academic Publishers, 272pp.

Bezdek J C, Hathaway R J, Sabin M J, et al. 1987. Convergence theory for fuzzy C-means: Counterexamples and repairs [J]. IEEE Transactions on Systems, Man & Cybernetics, 17 (5): 873–877, doi:10.1109/TSMC.1987. 6499296.

Blackmon M L. 1976. A climatological spectral study of the 500 mb geopotential height of the Northern Hemisphere [J]. J. Atoms. Sci., 33 (8): 1607–1623, doi:10.1175/1520-0469(1976)033<1607:ACSSOT>2.0.CO;2.

Booth J F, Thompson L A, Patoux J, et al. 2010. The signature of the midlatitude tropospheric storm tracks in the surface winds [J]. J. Climate, 23 (5): 1160–1174, doi:10.1175/2009JCLI3064.1.

Cai M, Mak M. 1990. Symbiotic relation between planetary and synoptic- scale waves [J]. J. Atmos. Sci., 47 (24): 2953–2968, doi:10.1175/1520- 0469(1990)047<2953:SRBPAS>2.0.CO;2.

Chang E K M, Guo Y J. 2007. Dynamics of the stationary anomalies associated with the interannual variability of the midwinter Pacific storm track—The roles of tropical heating and remote eddy forcing [J]. J. Atmos. Sci., 64(7): 2442–2461, doi:10.1175/JAS3986.1.

Chang E K M, Lee S, Swanson K L. 2002. Storm track dynamics [J]. J. Climate, 15(6): 21163–21183, doi:10.1175/1520-0442(2002)015<02163: STD>2.0.CO;2.

邓兴秀, 孙照渤. 1994. 北半球风暴轴的时间演变特征 [J]. 南京气象学院学报, 17(2): 165–170. Deng Xingxiu, Sun Zhaobo. 1994. Characteristics of temporal evolution of northern storm tracks [J]. J. Nanjing Inst. Meteor. (in Chinese), 17(2): 165–170.

傅刚, 毕玮, 郭敬天. 2009. 北太平洋风暴轴的三维空间结构 [J]. 气象学报, 67(2): 189–200. Fu Gang, Bi Wei, Guo Jingtian. 2009. Three- dimensional structure of storm track over the North Pacific [J]. Acta Meteor. Sinica (in Chinese), 67 (2): 189–200,doi:10.11676/qxxb2009.019.

顾沛澍, 朱伟军, 刘鸣彦, 等. 2013. 冬季北太平洋风暴轴异常及其与东亚大气环流的关系 [J]. 气象科学, 33(6): 610–618. Gu Peishu, Zhu Weijun, Liu Mingyan, et al. 2013. Storm track anomaly over the North Pacific in winter and its relation with atmospheric circulation over East Asia [J]. J. Meteor. Sci. (in Chinese), 33(6): 610–618, doi:10.3969/ 2012jms.0175.

Held I M, Lyons S W, Nigam S. 1989. Transients and the extratropical response to El Niño [J]. J. Atmos. Sci., 46 (1): 163–174, doi:10.1175/ 1520-0469(1989)046<0163:TATERT>2.0.CO;2.

Hoskins B J, Valdes P J. 1990. On the existence of storm-tracks [J]. J. Atmos. Sci., 47(15): 1854–1864, doi:10.1175/1520-0469(1990)047<1854: OTEOST>2.0.CO;2.

Hoskins B J,Hodges K I,2002. New perspectives on the Northern Hemisphere winter storm tracks [J]. J. Atmos. Sci., 59: 1041–1061, http://dx.doi.org/10.1175/1520-0469(2002)059<1041:NPOTNH>2.0.CO;2.

Huang F, Zhou F X, Qian X D. 2002. Interannual and decadal variability of the North Pacific blocking and its relationship to SST, teleconnection and storm tracks [J]. Adv. Atmos. Sci., 19(5): 807–820, doi:10.1007/s00376- 002-0046-4.

Kalnay E, KanamitsuM, Kistler R, et al. 1996. NCEP/NCAR 40-year reanalysis project [J]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 77 (3): 437–471, doi:10.1175/1520-0477(1996)077<0437:TNYRP>2.0.CO;2.

李莹, 朱伟军, 魏建苏. 2010. 冬季北太平洋风暴轴指数的评估及其改进 [J]. 大气科学, 34 (5): 1001–1010. Li Ying, Zhu Weijun, Wei Jiansu. 2010. Reappraisal and improvement of winter storm track indices in the North Pacific [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 34 (5): 1001–1010, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2010.05.14.

Lindzen R S, Farrell B. 1980. A simple approximate results for the maximum growth rate of baroclinic instabilities [J]. J. Atmos. Sci., 37 (7): 1648–1654, doi:10.1175/1520-0469(1980)037<1648:ASARFT>2.0.CO;2.

Nakamura H. 1992. Midwinter suppression of baroclinic wave activity in the Pacific [J]. J. Atmos. Sci., 49 (17): 1629–1642, doi:10.1175/1520- 0469(1992)049<1629:MSOBWA>2.0.CO;2.

Nakamura H, Sampe T. 2002. Trapping of synoptic-scale disturbances into the North-Pacific subtropical jet core in midwinter [J]. Geophys. Res. Lett., 29 (16): 8-1–8-4, doi:10.1029/2002GL015535.

Nakamura H, Izumi T, Sampe T.2002. Interannual and decadal modulations recently observed in the Pacific storm track activity and East Asian winter monsoon [J]. J. Climate, 15(14): 1855–1874, doi:10.1175/1520-0442 (2002)015<1855:IADMRO>2.0.CO;2.

Orlanski I. 2005. A new look at the Pacific storm track variability: Sensitivity to tropical SSTs and to upstream seeding [J]. J. Atmos. Sci., 62 (5): 1367–1390, doi:10.1175/JAS3428.1.

任雪娟, 杨修群, 韩博, 等. 2007a. 北太平洋风暴轴的变异特征及其与中纬度海气耦合关系分析 [J]. 地球物理学报, 50(1): 92–100. Ren X J, Yang X Q, Han B, et al. 2007a. Storm track variations in the North Pacific in winter season and the coupled pattern with the midlatitude atmosphere–ocean system [J]. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 50(1): 92–100,doi:10.3321/j.issn:0001-5733.2007.01.012.

任雪娟, 杨修群, 韩博. 2007b. 北太平洋冬季海—气耦合的主模态及其与瞬变扰动异常的联系 [J]. 气象学报, 65(1): 52–62. Ren X J, Yang X Q, Han B, et al. 2007b. Leading coupled modes between the atmosphere and ocean in the North Pacific in winter and their association with the transient eddy anomalies [J]. Acta Meteor. Sinica (in Chinese), 65(1): 52–62,doi:10.11676/qxxb2007.005.

Trenberth K E, Hurrell J W.1994. Decadal atmosphere–ocean variations in the Pacific [J]. Climate Dyn., 9 (6): 303–319, doi:10.1007/BF00204745.

韦晋, 朱伟军. 2006. 天气尺度瞬变波滤波方案比较分析 [J]. 南京气象学院学报, 29(4): 549–554. Wei Jin, Zhu Weijun. 2006. Comparison of two filtering ways for synoptic scale transient-waves [J]. J. Nanjing Inst. Meteor. (in Chinese), 29(4): 549–554,doi:10.3969/j.issn.1674-7097. 2006.04.017.

朱伟军, 孙照渤. 2000. 冬季北太平洋风暴轴的年际变化及其与500hPa高度以及热带和北太平洋海温的联系 [J]. 气象学报, 58(3): 309–320. Zhu Weijun, Sun Zhaobo. 2000. Interannual variability of northern winter Pacific storm track and its association with 500hPa height and tropical and northern Pacific sea surface temperature [J]. Acta Meteor. Sinica (in Chinese), 58(3): 309–320,doi:10.3321/j.issn:0577-6619.2000.03.006.

朱伟军, 李莹. 2010. 冬季北太平洋风暴轴的年代际变化特征及其可能影响机制 [J]. 气象学报, 68(4): 477–486. Zhu Weijun, Li Ying. 2010. Interdecadal variation characteristics of winter North Pacific storm tracks and its possible influencing mechanism [J]. Acta Meteor. Sinica (in Chinese), 68(4): 477–486, doi:10.11676/qxxb2010.046.

朱伟军, 袁凯, 陈懿妮. 2013. 北太平洋东部风暴轴的时空演变特征 [J]. 大气科学, 37 (1): 65–80. Zhu Weijun, Yuan Kai, Chen Yini. 2013. Spatial and temporal variations in the eastern North Pacific storm track [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 37 (1): 65–80, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.2012.11245.

夏淋淋，谭言科，尹锡帆，等. 2016. 基于中心轴线的北太平洋冬季风暴轴分类及其机理研究[J]. 大气科学, 40 (6): 1284–1296. Xia Linlin, Tan Yanke, Yin Xifan, et al. 2016. Classification, based on the central axis, of storm tracks in the North Pacific in the winter season, and the possible underlying physical mechanism [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (6): 1284–1296, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1511.15115.

Classification, Based on the Central Axis, of Storm Tracks in the North Pacific in the Winter Season, and the Possible Underlying Physical Mechanism

XIA Linlin1, TAN Yanke1, YIN Xifan1, and LI Chongyin1, 2

1,,211101;2,,,100029

The spatiotemporal evolution of storm tracks in the North Pacific in winter is investigated using NCEP/NCAR reanalysis data from December 1948 to February 2010 and the Fuzzy C-Means method. The storm tracks are divided into three patterns: The Common Pattern (TCP), The Northern Pattern (TNP), and The Southern Pattern (TSP). The air–sea interaction and physical characteristics of the three patterns are also investigated. The results are summarized as follows: (1) The physical meanings of the three patterns are clear. They show distinct differences in storm track meridional location, corresponding to different propagating routes of synoptic-scale eddies. (2) The classification of storm tracks not only shows the meridional and zonal differences, but also exposes the characteristics of multiple centers. (3) The three patterns are related to different Sea Surface Temperature Anomalies (SSTAs). The SSTAs affect the strength and location of the Aleutian low in the lower troposphere, and the associated wind anomalies. As a result, the baroclinicity of the atmosphere is changed. The difference in the baroclinicity changes therefore causes different storm track spatial patterns.

Storm track, Eddy route, Spatial pattern, SST anomaly, Physical mechanism

1006-9895(2016)06-1284-14

P731

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1511.15115

2015-01-20；网络预出版日期 2015-11-09

夏淋淋，男，1989年出生，博士研究生，主要从事海气相互作用方向研究。E-mail:qyxialin@163.com

谭言科，E-mail: polaristan@163.com

国家自然科学基金41490642、41475070

National Natural Science Foundation of China (Grants 41490642 and 41475070)