冬季东亚高空急流季节内协同变化及对我国东部降水的影响

张金柏 ，姚素香，黄乾

(1. 南京信息工程大学/气象灾害省部共建教育部重点实验室，江苏 南京 210044； 2. 朝阳市气象局，辽宁 朝阳 122000）

1 引 言

大气季节内振荡(ISO)是指时间尺度在7～10天以上，100 天以内的大气运动，自其1970 s 被发现[1-2]，国内外学者对ISO特别是热带地区大气季节内振荡(MJO)进行了广泛的研究[3-7]。关于MJO 的结构特征和基本活动规律等己经有了较清楚的认识，但是目前热带外的中高纬大气季节内振荡的研究较少[8]，还有不少问题有待进一步分析。

有观测表明，冬季北半球中纬度地区上空的急流存在南北两支，由于其所在地理位置上的差异，南支急流称为副热带急流，北支急流称为温带急流(极锋急流)。已有研究指出东亚副热带急流和温带急流在时间和空间上具有协同变化的特征，表现为一支急流的强度和位置变化时，另一支急流也同时或超前、滞后发生变化，其中强度上副热带急流强(弱)伴随着温带急流弱(强)，位置上副热带急流南(北)移伴随着温带急流北(南)移为急流协同变化的主要模态[9-10]。Liao 等[9]分析指出高原副热带急流和温带急流的协同变化反映了持续性暴雪期间冷暖空气的活动情况。叶丹等[10]指出东亚高空急流协同变化影响我国冬季冷空气强度及其侵入路径。汪宁等[11]探讨东亚高空急流协同变化对冬季欧亚遥相关型气候效应的影响，认为欧亚遥相关型是通过东亚高空急流协同变化影响我国气温和降水的变化。况雪源等[12]研究表明东亚副热带急流与冬季风呈正相关，高纬地区纬向风与冬季风呈负相关。

近年来的研究发现高空急流存在明显的季节内振荡特征，杨双艳等[13]分析了冬季欧亚中高纬大气低频振荡的传播特征，认为冬季欧亚中高纬大气低频振荡主要以10～30天周期为主。聂羽[14]指出在低频时间尺度以及气候变化背景下，温带急流会发生显著变化。史玉光等[15]指出30～60天振荡的显著区主要分布在副热带西风急流出口区南侧。目前，有关温带急流或副热带急流季节内变化特征认识已经取得进展，但有关两支急流协同变化季节尺度特征尚不完全清楚，已有的研究只针对特定事件中两支急流季节内协同变化对我国天气的影响。例如，Liao 等[9]通过分析2008 年初中国南方地区持续性暴雪期间副热带急流和温带急流的协同变化发现，两支急流的协同变化存在显著的低频变化特征，并与冷暖空气活动密切相关。李艳等[16]也指出在2008年初中国南方低温冰冻雨雪灾害中，高层环流系统具有明显的季节内振荡特征。Kuang 等[17]对中国几次典型破纪录低温过程进行分析，发现不同区域破纪录低温过程对应的高空急流对涡动动能及瞬变扰动的输送差异明显，说明高空急流在次季节内协同变化与低温事件密切相关。

我国冬季处于东亚急流影响范围内，冬季高空急流的异常会造成天气的异常。冬季高空急流协同变化具有多尺度特征[18]，以往的研究更多是在年际尺度上关注东亚高空急流协同变化特征及其气候效应，而在季节内尺度上国内学者对东亚急流变化的研究大多对温带急流或副热带急流进行单一分析，或只集中特定位置及特定天气中急流季节内变化对天气、气候现象影响进行研究，所以从这一角度出发，利用合成分析与统计诊断的方法，分析副热带急流与温带急流季节内协同变化的气候态特征及其对我国冬季天气的影响，对于我国冬季天气、气候变化的检测和预测能力的提高很重要。

2 资料方法

2.1 资 料

本文使用资料包括：欧洲中心(ECMWF)提供的ERA-Interim 逐日再分析资料，时间为1979/1980年—2017/2018年冬季，共3 510天，文中冬季指当年12 月—次年2 月；所选要素包括风场、垂直速度场、降水场和比湿场，资料的水平分辨率为1 °×1 °，格点数为360×181，其中风场、垂直速度场的垂直分辨率为1 000～300 hPa共16层。

2.2 方 法

本文分析时主要使用功率谱分析、Butterworth 带通滤波、合成分析等方法。为确定东亚高空副热带急流和温带急流季节内协同变化的关键区域，计算了冬季300 hPa 急流发生频数，在急流发生频数高的区域确定为急流关键区。统计方法与张耀存等[19]类似：在东亚-太平洋(60～160 °E，10～70 °N)范围内查找风速大值中心，若该中心满足：(1) 中心风速值≥30 m/s；(2) 该中心周围8个格点上的风速值均小于该中心的风速值，则定义该中心为一个急流核中心，记下该中心的经纬度位置。对每年的冬季(12 月、1 月和2 月)的逐日资料重复进行这一过程，最后得到39 个冬季每个格点上的急流核发生频数。

3 冬季副热带急流与温带急流季节内协同变化特征

3.1 高空急流结构与关键区选择

由于东亚高空急流位于对流层上层，且一般认为，温带急流在300 hPa 高度最强，副热带急流在300 hPa 与200 hPa 高度上特征较一致，强度略有差异，所以本文选取300 hPa高度进行分析。对冬季东亚地区300 hPa纬向风场分布、纬向风标准差分布以及急流核频数分布进行统计，结果如图1所示。从急流核位置分布可清楚看到，副热带急流和温带急流分别位于青藏高原南北两侧。南侧副热带急流主要位置在22～35 °N，向太平洋上空延伸。北侧温带急流主要位置在45～60 °N，向东南方向延伸，与副热带急流汇合于西北太平洋上空。由于两支急流汇合之后难以区分，所以选择东亚大陆上空为研究区域。分析纬向风标准差发现，贝加尔湖西侧标准差达到14 m/s，青藏高原南侧纬向风标准差也达到了12 m/s。依据以上分析，选取70～100 °E，22～60 °N 为急流关键区。之后分析两支急流协同变化都选择该关键区为主要研究对象。

图1 冬季300 hPa纬向风分布(黄色等值线；单位：m/s)与纬向风标准差分布(蓝色等值线；单位：m/s)以及急流核分布(填色；单位：个) 红色实线为青藏高原所在大致区域。

根据选择的关键区，对70～100 °E，20～60 °N 的纬向风场进行EOF 分解，第一模态和第二模态的方差贡献率分别为24.6%和18.3%，其空间分布如图2 所示。第一模态中两个异常值中心位于27.5 °N和50.0 °N，分别对应东亚副热带急流和温带急流所在区域。该模态表现出东亚副热带急流和温带急流的强度呈反位相变化，温带急流增强(减弱)，副热带急流减弱(增强)(图2a)。第二模态表现出两支急流的南北位置变化，即副热带急流北移时，温带急流南移，两支急流相距较近；反之，两支急流则相距较远(图2b)。从风场的EOF 分析中可得出两支急流在强度和位置均表现出协同变化，与前人研究结论一致。由于EOF 第一模态方差贡献率更大，因此之后关注EOF 第一模态表征出的强度特征。

图2 冬季东亚高空关键区纬向风的EOF第一模态(a)与EOF第二模态(b)

3.2 冬季副热带急流与温带急流季节内振荡特征

为揭示冬季东亚上空急流的变化周期，使用功率谱分析冬季东亚上空纬向风的周期特征。图3a 结果表明在季节内尺度(10～90 天)中，10～30天周期占主导作用，并且通过95%的红噪声检验。通过计算方差，发现10～30 天尺度变量占季节内尺度(10～90 天)变量的方差贡献率达到近60%。由此可见在季节内尺度(10～90 天)中，东亚陆地上空副热带急流主要受到10～30天尺度控制。使用Butterworth带通滤波器将数据资料进行10～30天时间尺度滤波，突出10～30 天尺度的低频振荡特征。对关键区低频纬向风进行EOF 分析，从图3b、3c 可看出低频纬向风场EOF 前两个模态空间分布与原始纬向风的前两个模态空间分布类似，这也进一步说明冬季300 hPa 逐日纬向风具有典型的10～30天振荡特征。

图3 冬季东亚高空关键区EOF第一模态时间系数功率谱(a；实线：红噪声检验；虚线：95%置信水平)与低频纬向风的EOF第一模态(b)和EOF第二模态(c)

为更好地展现出东亚大陆上空副热带急流和温带急流强度的10～30天协同变化的具体演变过程，从标准化的第一模态时间序列(PC1)中选取PC1＞1.5(温带急流强副热带急流弱)、PC1＜-1.5(温带急流弱副热带急流强)的时间系数为正(负)异常事件。1979—2018 年冬季正异常事件频次为70次，负异常事件频次为71次，以下分析以正异常为例。将正异常事件根据波峰时刻作为0时刻，进行超前滞后1～15 天合成，得到图4a。冬季高空急流季节内协同变化在一个波动范围内成对称分布，超前波谷出现在-7 天，滞后波谷结束在+7 天，完整的波动周期为15天。

图4 东亚冬季关键区低频纬向风的EOF第一模态时间系数的超前滞后合成(a)和冬季300 hPa低频纬向风场(填色；单位：m/s；打点区域表示通过95%信度检验)与原始纬向风场(黑色细实线；单位：m/s)从-6天至6天的演变(b～h，间隔2天)原始纬向风风速等于30 m/s(黑色粗实线)；温带急流轴(绿色实线)。

为研究季节内振荡的具体演变过程，合成冬季300 hPa 低频纬向风场和原始纬向风场-6 天至6 天演变，得到图4b～4h。发现在-6 天，温带急流受低频东风影响强度较弱，副热带急流受低频西风影响强度较强，在里海附近与关键区北侧有新的低频中心正在形成(图4b)。在-4 天里海附近低频中心加强并东移，关键区北侧低频中心加强南移，南移的低频西风与东移的低频西风汇合，共同影响温带急流(图4c)。至-2 天，温带急流受汇合的低频西风影响加强并出现闭合的30 m/s 风速线，副热带急流受到东移的低频东风影响，原本连续的急流带发生断裂，急流强度减弱(图4d)。到0天，温带急流达到最强，中心范围最大，温带急流轴位于45 °N，副热带急流强度最弱(图4e)。之后低频中心开始减弱东移，影响温带急流减弱东移，副热带急流增强，急流带恢复连续，两支急流开始汇合于西太平洋上空。在+4 天，低频西风显著减弱东移，温带急流轴向东南方向移动最终移至42 °N 附近，温带急流与副热带急流在西北太平洋上空汇合(图4g)。因此可见，急流强度和位置的显著变化与季节内尺度纬向风的演变密切相关。

为进一步揭示传播特征，对冬季300 hPa低频纬向风场的时间-经度剖面图和纬度-时间剖面图进行分析，发现副热带急流和温带急流的低频振荡有向东传播的特征，传播范围可达到160 °E 以东(图5a、5b)。低频风场在中高纬有明显的南传特征，可向南传播到40 °N，即温带急流附近；低频风场在中低纬并没有明显的经向传播特征(图5c)。结合图4可知，高纬低频纬向风先东传再向东南传播，传播范围可达到160 °E 以东，40 °N 附近。低纬低频纬向风向东传播至160 °E 以东，南北传播较弱，并且强度较高纬低频系统也大大减弱。

图5 冬季300 hPa纬向风场时间-经度剖面图(a，45～60 °N区域平均；b，22～35 °N区域平均)和纬度-时间剖面图(c，70～100 °E区域平均)的超前滞后合成 单位：m/s；实线代表正值，虚线代表负值，阴影区域表示通过95%信度检验。

4 冬季副热带急流与温带急流季节内协同变化对降水的影响

4.1 冬季低频降水随急流演变特征

为分析冬季副热带急流与温带急流季节内协同变化对降水影响，对冬季低频降水-6 天至6 天演变进行合成。从图6 中发现，在-6 天我国没有明显降水，我国低空受到来自高纬的强低频偏北风影响(图6a)。之后我国东部出现低频降水负异常，在-2天低频降水最少(图6b、6c)。在0天，低频降水负异常减弱并向西太平洋移去，低频风场开始减弱，方向也开始转变为偏南风(图6d)。在+2天，我国低频降水由负异常转为正异常，而负异常已移至西北太平洋(图6e)。之后低频降水受增强的低频西南风影响逐渐增多，影响范围增大(图6f、6g)。降水对高空低频风场的响应主要发生在我国东部(110～120 °E，25～35 °N)，低频降水有明显的向东传播特征，最终传播至西北太平洋上。

图6 冬季低频降水(填色；单位：mm/d；打点区域表示通过95%信度检验)与850 hPa低频风场(矢量；单位：m/s)从-6天至6天(a～g)的演变

4.2 冬季高空急流季节内协同变化对我国东部降水的影响过程

我们进一步对温带急流区域(70～100 °E，45～60 °N)和东亚副热带急流区域(70～100 °E，22～35 °N)300 hPa 低频纬向风和我国东部(110～120 °E，25～35 °N)降水进行合成。从图7a 可看出，我国东部低频降水在-2 天达到最小，在+5 天达到最强。之后分别选择-3天至-1天、+4天至+6天进行低频降水的合成分析。根据给出低频纬向风的合成，发现在-3天至-1天，温带急流受低频西风影响，副热带急流受低频东风影响，我国东部出现低频降水负异常(图7b)。而在+4 天至+6 天，温带急流区为低频东风控制，温带急流偏弱，副热带急流区域为低频西风控制，副热带急流偏强，我国东部至西北太平洋的低频降水达到最强，并且雨带向日本延伸影响西北太平洋，整个雨带略呈东北-西南走向(图7c)。

图7 我国东部区域平均降水和300 hPa低频纬向风速的超前滞后合成(a，黑色：降水平均值，单位：mm/d；蓝色：温带急流区域，红色：副热带急流区域，单位：m/s)与不同时期低频降水合成(b，-3天至-1天；c，+4天至+6天；单位：mm/d；打点区域表示通过95%信度检验)

进一步分析高空低频纬向风影响我国东部低频降水的可能过程，从-3天至-1天与+4天至+6天两个时间段300 hPa 低频散度场和低频海平面气压(图8)可看到，在-3 天至-1 天，我国东部上空低频辐合，地面出现低频高压(图8a)，可能导致我国东部上空出现低频下沉运动。在+4 天至+6 天，我国东部上层低频散度大于0，产生辐散，地面受低频低压控制(图8b)，有利于垂直上升运动的产生。对低频垂直速度(110～120 °E)和低频纬向风(70～100 °E)随高度变化特征进行合成(图9)，发现与前面分析得到的低频垂直速度变化情况相对应，并且整层低频风场对急流的季节内协同变化有着明显的低频响应。从低频垂直速度(图9a，9b)可看到，两个时间段的低频垂直速度变化主要发生在20～40 °N，40 °N 以北低频垂直运动偏弱。在-3天至-1 天，青藏高原北侧高层与低层一致低频西风，南侧一致低频东风(图9c)，导致我国东部产生整层低频下沉运动，不利于降水。在+4 天至+6天，低频风场强度较-3天至-1天时减弱，温带急流受到整层一致的低频东风影响较弱，副热带急流受整层一致的低频西风影响较强(图9d)。我国东部上空出现低频上升运动，扰动增强，旺盛的低频对流运动为低频降水提供了有利的条件。

图8 冬季不同时期300 hPa低频散度(填色；单位：10-6 s-1；打点区域表示通过95%信度检验)与低频海平面气压合成(等值线；单位：hPa；红色实线表示低频海平面气压大于0，蓝色虚线表示低频海平面气压小于0) a. -3天至-1天；b. +4天至+6天。

图9 冬季不同时期110～120 °E低频垂直速度(a、b；单位：Pa/s；实线表示低频垂直速度大于等于0，虚线表示低频垂直速度小于0)和70～100 °E低频纬向风(c、d；单位：m/s；等值线表示纬向风场大于等于30 m/s；黑色阴影为青藏高原区域)对低频降水事件高度-经度剖面图合成(其中a、c为-3天至-1天；b、d为+4天至+6天)

降水的产生不仅需要适当的垂直运动，也需要足够的水汽。从冬季850 hPa 低频水汽通量散度与低频水汽通量合成图(图10)可看出，在-3 天至-1 天，温带急流较强，副热带急流较弱，低纬为东风水汽输送，影响我国东部低层为偏北风水汽输送，低层低频水汽辐散(图10a)。我国东部上空低频下沉运动、水汽供应减少，造成我国东部出现低频降水负异常。在+4 天至+6 天，温带急流受低频东风影响减弱，副热带急流受低频西风影响增强，低纬受低频西风水汽输送，使得我国东部水汽输送转为西南风水汽输送，将孟加拉湾与南海的水汽输送至我国东部，低频水汽通量散度值为负，水汽辐合(图10b)。我国东部上空为低频上升运动，扰动加强，水汽供应增加，为低频降水提供有利条件，使我国东部出现低频降水正异常。

图10 冬季不同时期850 hPa低频水汽通量(矢量；单位：kg/(m·s·hPa))与低频水汽通量散度(填色；单位：10-6 kg/(m2·s·hPa))合成 a. -3天至-1天；b. +4天至+6天。

5 结 论

本文通过分析冬季东亚上空副热带急流与温带急流季节内协同变化特征及其对我国降水影响，得到以下结论。

(1) 功率谱分析表明，在季节内时间尺度(10～90 天)中，东亚地区冬季300 hPa 逐日纬向风主要被准双周振荡(10～30 天)控制。对纬向风进行10～30天带通滤波后，通过EOF分析发现，温带急流与副热带急流季节内强度上呈反位相变化。而季节内位置变化上，当副热带急流北移时，温带急流南移，两支急流相距很近；反之，两支急流相距较远。低频纬向风场EOF前两个模态空间分布与原始纬向风的两个模态空间分布类似，这也说明温带急流与副热带急流具有典型的10～30天协同振荡特征。

(2) 挑选温带急流和副热带急流准双周协同变化的典型事件，合成分析发现，东亚地区冬季300 hPa 低频纬向风异常表现为整体从里海附近地区向东传播，温带急流附近低频风场存在向南传播的特征，副热带急流附近低频风场没有明显经向传播；伴随低频纬向西风从里海附近向东移动至西北太平洋上空，温带急流向东再向东南移动并且强度先增强再减弱，副热带急流位置没有明显变化，强度变化则与温带急流变化相反。

(3) 降水异常对东亚地区冬季300 hPa风场低频变化有显著响应，最主要的响应区域为我国东部地区。低频降水随时间向东移动，移至西太平洋附近消失；对流层上层温带急流和副热带急流的低频变化在高中低层都表现出一致的特征。温带急流与副热带急流强度在不同时间段的差异造成我国东部上层低频散度、整层低频垂直运动和对流层低层低频水汽输送的差异。温带急流偏强，副热带急流偏弱，青藏高原北侧高低层一致低频西风，南侧一致低频东风，导致我国东部上层出现低频辐合，地面出现低频高压，使得我国东部上空出现较强下沉气流，在低层有偏北风水汽输送，水汽发生辐散，致使我国东部出现低频降水负异常(图11a)。温带急流偏弱，副热带急流偏强时，青藏高原北侧上下层一致东风异常，南侧上下层一致西风异常，导致我国东部上空发生辐散，地面受低频低压控制，产生低频垂直上升运动，低层有西南风水汽输送，水汽辐合，从而我国东部出现低频降水正异常(图11b)。因此，东亚高空温带急流和副热带急流季节内协同变化对我国东部降水具有一定的调控作用。

图11 冬季300 hPa高空急流季节内协同变化对我国东部降水影响机理示意图 a. 温带急流强副热带急流弱；b. 温带急流弱副热带急流强。