陳懿妮，朱偉軍，袁凱，3

(1.氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(南京信息工程大學(xué))，江蘇南京210044;2.浙江省氣象臺(tái)，浙江 杭州310017;3.武漢市氣象局，湖北 武漢430040)

0 引言

Nakamura(1992)研究發(fā)現(xiàn)，風(fēng)暴軸強(qiáng)度的季節(jié)變化并不是總與斜壓強(qiáng)迫的變化相一致，北太平洋風(fēng)暴軸相對(duì)于晚秋和早春而言，在深冬季節(jié)有一較小值，即此時(shí)與之相關(guān)的斜壓強(qiáng)迫達(dá)到峰值，并首次將這種強(qiáng)度的減弱現(xiàn)象稱之為北太平洋風(fēng)暴軸的“深冬抑制”現(xiàn)象。此后，不同的再分析資料和氣候模式模擬都再現(xiàn)了這種“深冬抑制”現(xiàn)象(Christoph et al.，1997;Chang，2001)。至于北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”發(fā)生的原因和機(jī)制，Nakamura(1992)推測(cè)，對(duì)流層上層風(fēng)暴軸區(qū)域上游的羅斯貝波活動(dòng)的改變對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸的“深冬抑制”可能是有影響的。目前，關(guān)于其機(jī)制的研究主要集中在東亞急流附近或下游區(qū)域斜壓波動(dòng)的結(jié)構(gòu)及其與平均氣流的相互作用上(Chang et al.，2002;Deng and Mak，2006;Penny et al.，2010)，雖然認(rèn)識(shí)上有了一些進(jìn)展，但根本原因還未有系統(tǒng)清晰的結(jié)論，因此有必要對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象進(jìn)行進(jìn)一步的深入研究。

朱偉軍和孫照渤(2001)應(yīng)用實(shí)際觀測(cè)資料進(jìn)行局地能量診斷分析，對(duì)冬季風(fēng)暴軸內(nèi)部各因素(如斜壓過程和正壓過程等)在其維持中的作用進(jìn)行了探討，結(jié)果發(fā)現(xiàn)，斜壓性是導(dǎo)致風(fēng)暴軸入口區(qū)天氣尺度渦動(dòng)發(fā)展的最主要原因，而渦動(dòng)發(fā)展后則主要通過非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量向下游頻散能量而衰減，并進(jìn)一步成為激發(fā)下游新的渦動(dòng)活動(dòng)發(fā)展的主要能量來(lái)源。受到以上研究的啟發(fā)，本文將從局地能量變化方程出發(fā)，通過分析北太平洋風(fēng)暴軸附近對(duì)流層不同層次局地能量的季節(jié)演變，對(duì)風(fēng)暴軸的各種內(nèi)部動(dòng)力機(jī)制在其維持中的作用進(jìn)行詳細(xì)探討，以期初步揭示造成北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象的可能原因。

1 出發(fā)方程、資料和方法

1.1 出發(fā)方程

參照 Orlanski and Katzfey(1991)、Chang and Orlanski(1993)、朱偉軍和孫照渤(2001)，時(shí)間平均運(yùn)動(dòng)動(dòng)能方程和渦動(dòng)運(yùn)動(dòng)動(dòng)能方程分別改寫為:

其中:ps為地面氣壓;pt為資料頂層氣壓(本文取100 hPa)。后文給出的整層積分的各物理量分布就是經(jīng)過這種垂直平均后所得到的結(jié)果。

1.2 資料和方法

1)風(fēng)場(chǎng)(u、v、ω)、位勢(shì)高度場(chǎng)(H)和氣溫場(chǎng)(T)資料均取自歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心1958年8月—2002年7月的13個(gè)等壓面層(1 000、925、850、775、700、600、500、400、300、250、200、150 和 100 hPa)的全球2.5°×2.5°的逐日再分析網(wǎng)格資料(ERA-40)。

2)利用上述方程進(jìn)行診斷時(shí)，各能量項(xiàng)的具體計(jì)算先是逐日一一進(jìn)行，然后再作各種平均。其中各式中的天氣尺度渦動(dòng)量均以其2.5～6 d的渦動(dòng)部分代入，而各變量場(chǎng)的這種2.5～6 d的渦動(dòng)部分由鄧興秀和孫照渤(1994)所給出的31點(diǎn)帶通濾波器濾出。如無(wú)特別說(shuō)明，文中的瞬變擾動(dòng)(活動(dòng))均指天氣尺度瞬變擾動(dòng)(活動(dòng))。此外，本文還用到了一元線性回歸和回歸系數(shù)t檢驗(yàn)等方法(任雪娟等，2007)。

2 結(jié)果分析

2.1 天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能所揭示的北太平洋風(fēng)暴軸的“深冬抑制”現(xiàn)象

風(fēng)暴軸的表示方法主要有兩種:一種方法是通過識(shí)別并追蹤單個(gè)天氣系統(tǒng)(如氣旋)，從而統(tǒng)計(jì)其強(qiáng)度、發(fā)生頻率或路徑密度的分布來(lái)表征風(fēng)暴軸的位置和強(qiáng)度，即拉格朗日方法(Hoskins and Hodges，2002);另一種方法是基于不同大氣層的局地天氣尺度相關(guān)頻帶的濾波方差，即歐拉方法(Blackmon，1976;Blackmon et al.，1977)。由于帶通濾波方法可以研究各層大氣的情況，提供風(fēng)暴軸的三維結(jié)構(gòu)，避免了由于追蹤方法或數(shù)據(jù)空間分辨率不同所造成的結(jié)果上的差異(Blender and Schubert，2000)，故通常采用對(duì)流層不同層次、不同變量的天氣尺度濾波方差或均方差來(lái)研究局地風(fēng)暴軸的變化(朱偉軍和孫照渤，2001;李瑩等，2010)。下面，將以風(fēng)暴軸強(qiáng)度最強(qiáng)的250 hPa為例，重點(diǎn)考察天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能所揭示的北太平洋風(fēng)暴軸分布及其“深冬抑制”現(xiàn)象，為進(jìn)行對(duì)比，同時(shí)也給出了天氣尺度位勢(shì)高度濾波均方差的結(jié)果。

圖1a、b分別給出了深冬時(shí)期(1月1日—1月31日)250 hPa上氣候平均的天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能場(chǎng)和天氣尺度位勢(shì)高度濾波均方差場(chǎng)的水平分布，可見二者分布形勢(shì)基本一致，不過深冬250 hPa上擾動(dòng)動(dòng)能場(chǎng)的大值區(qū)位于北太平洋中東部，最大可達(dá)70 m2·s－2·d－1以上，較位勢(shì)高度濾波均方差場(chǎng)的大值中心位置稍偏東南。圖1c、d分別給出了250 hPa上氣候平均的天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能場(chǎng)和天氣尺度位勢(shì)高度濾波均方差場(chǎng)的時(shí)間—緯度剖面(經(jīng)向平均范圍是150°E～150°W，時(shí)間序列上做了每5 d平均以使線條更平滑，必要時(shí)忽略了2月29日)，可見，擾動(dòng)動(dòng)能的季節(jié)變化很好地反映了北太平洋風(fēng)暴軸的“深冬抑制”現(xiàn)象，深冬北太平洋風(fēng)暴軸區(qū)域的擾動(dòng)動(dòng)能比晚秋和早春弱約33%，且大值區(qū)域南移約9個(gè)緯度;而深冬位勢(shì)高度濾波均方差比晚秋和早春弱約25%，大值區(qū)域南移約5個(gè)緯度。根據(jù)圖1c，分別定義11月1日—11月30日為晚秋時(shí)期，1月1日—1月31日為深冬時(shí)期，3月15日—4月14日為早春時(shí)期，若無(wú)特別說(shuō)明，后文所述晚秋、深冬、早春時(shí)期均特指上述時(shí)段。這里得到的晚秋、深冬、早春時(shí)段與Nakamura(1992)得到的結(jié)果一致。

據(jù)統(tǒng)計(jì)互聯(lián)網(wǎng)時(shí)代線上訂購(gòu)旅游產(chǎn)品，65%的人表示不確定其真實(shí)性，24%表示旅游產(chǎn)品太多，眼花繚亂，11%表示不確定哪款軟件比較好。由此可知如今互聯(lián)網(wǎng)發(fā)展迅速，不可避免帶來(lái)信任危機(jī)，出現(xiàn)生態(tài)旅游內(nèi)容過度泛化和功能的淡化。通過對(duì)校園用戶的調(diào)查發(fā)現(xiàn)，隨著互聯(lián)網(wǎng)的飛速發(fā)展，不少大學(xué)生們因?yàn)榻?jīng)濟(jì)原因而不報(bào)旅游團(tuán)，“互聯(lián)網(wǎng)+旅游”的出現(xiàn)不只解決了大學(xué)生市場(chǎng)難以拓展的問題，更重要的是滿足了大學(xué)生理智旅游的需求。因此我們注重開發(fā)有個(gè)性的，價(jià)格優(yōu)惠的特色旅游路線，滿足大學(xué)生旅游的體驗(yàn)、優(yōu)質(zhì)低價(jià)性等需求。

圖1 深冬時(shí)期250 hPa上氣候平均的天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能場(chǎng)(a;m2·s－2·d－1)及其沿(150°E～150°W)經(jīng)向平均的時(shí)間—緯度剖面(c;m2·s－2·d－1)和天氣尺度位勢(shì)高度濾波均方差場(chǎng)(b;dagpm)及其沿(150°E～150°W)經(jīng)向平均的時(shí)間—緯度剖面(d;dagpm)Fig.1 (a)Climatological averaged weather scale perturbation kinetic energy field(m2·s－2·d－1)and(c)its time-latitude sections averaged over the longitude intervals 150°E—150°W(m2·s－2·d－1)at 250 hPa in midwinter;(b)weather scale geopotential height filtered mean variance field(dagpm)and(d)its time-latitude sections averaged over the longitude intervals 150°E—150°W(dagpm)at 250 hPa in midwinter

為了方便描述抑制現(xiàn)象的相對(duì)強(qiáng)弱及其年際變化，Deng and Mak(2006)定義了一個(gè)風(fēng)暴軸“深冬抑制”指數(shù)，定義如下:

其中:ξ1、ξ2、ξ3分別是各年晚秋、深冬、早春時(shí)期某層某區(qū)域平均的風(fēng)暴軸強(qiáng)度。這樣指數(shù)η的正負(fù)就可以表示相對(duì)于前一年晚秋和當(dāng)年早春而言，當(dāng)年深冬時(shí)期的風(fēng)暴軸是否會(huì)受到抑制;指數(shù)為負(fù)表示該年出現(xiàn)了風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象，為正則表示不出現(xiàn);若出現(xiàn)，則指數(shù)η的絕對(duì)值越大時(shí)“深冬抑制”現(xiàn)象越強(qiáng)。

用晚秋、深冬、早春時(shí)期250 hPa上北太平洋區(qū)域(150°E ～150°W，30 ～60°N)平均的天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能來(lái)表征風(fēng)暴軸強(qiáng)度，分別代入 ξ1、ξ2、ξ3，根據(jù)(6)式得出44 a(1958/1959—2001/2002年)的抑制指數(shù)η，由圖2a可見，44 a中有37 a深冬出現(xiàn)了抑制現(xiàn)象。因Deng and Mak(2006)的研究中是采用天氣尺度位勢(shì)高度濾波均方差來(lái)表征風(fēng)暴軸強(qiáng)度的，故本文也用晚秋、深冬、早春時(shí)期250 hPa上北太平洋區(qū)域(150°E ～150°W，30 ～60°N)平均的天氣尺度位勢(shì)高度濾波均方差分別代入 ξ1、ξ2、ξ3，根據(jù)(6)式得44 a(1958/1959—2001/2002年)的抑制指數(shù)η，由圖2b可見，44 a中有34 a深冬出現(xiàn)了抑制現(xiàn)象。進(jìn)一步的對(duì)比表明:不論采用天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能場(chǎng)還是位勢(shì)高度濾波均方差場(chǎng)來(lái)表示風(fēng)暴軸的強(qiáng)度，在統(tǒng)計(jì)時(shí)段內(nèi)抑制現(xiàn)象的發(fā)生概率約為80%，其中20世紀(jì)70年代中后期到80年代前期抑制最強(qiáng);用擾動(dòng)動(dòng)能表征風(fēng)暴軸強(qiáng)度時(shí)，抑制現(xiàn)象強(qiáng)度比用位勢(shì)高度場(chǎng)表征風(fēng)暴軸強(qiáng)度時(shí)的抑制現(xiàn)象強(qiáng)度更強(qiáng)，較多年份的指數(shù)絕對(duì)值可超過0.5。這些結(jié)果與Deng and Mak(2006)的研究結(jié)果基本一致。

圖2 1958/1959—2001/2002年250 hPa北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”指數(shù)η隨時(shí)間的變化 a.由天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能計(jì)算的指數(shù)η;b由位勢(shì)高度濾波均方差計(jì)算的指數(shù)ηFig.2 A variation index of the storm tracks at 250 hPa，η，over North Pacific from 1958/1959 to 2001/2002 a.η is calculated by Ke;b.η is calculated by height

2.2 各能量項(xiàng)的季節(jié)演變特征和主要能量項(xiàng)的垂直結(jié)構(gòu)

從局地能量變化方程出發(fā)，對(duì)比分析了北太平洋風(fēng)暴軸區(qū)域?qū)α鲗硬煌瑢哟我约罢麑臃e分的各能量項(xiàng)(Ke、Ae、Ke1、Ke2、Ke3、Ke4、Ke5、Ae5)在 44 a 間(1958年8月—2002年7月)氣候平均的季節(jié)演變過程。

圖3為北太平洋風(fēng)暴軸區(qū)域(150°E～150°W，30～60°N)對(duì)流層整層積分的各能量項(xiàng)氣候平均的季節(jié)變化曲線。從整層積分結(jié)果來(lái)看，局地?cái)_動(dòng)動(dòng)能Ke約為局地?cái)_動(dòng)有效位能Ae的兩倍，均表現(xiàn)出深冬抑制;斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)(包括平均有效位能和渦動(dòng)有效位能的斜壓轉(zhuǎn)換Ae5、渦動(dòng)有效位能和渦動(dòng)動(dòng)能的斜壓轉(zhuǎn)換Ke4)是主要的擾動(dòng)能量來(lái)源，最強(qiáng)出現(xiàn)在晚秋，深冬較弱;正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)Ke5和渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)Ke3均是擾動(dòng)能量的消耗項(xiàng)，在深冬渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量散度項(xiàng)對(duì)擾動(dòng)能量的耗散作用大于正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)。時(shí)間平均氣流對(duì)渦動(dòng)動(dòng)能的平流輸送項(xiàng)Ke1在秋冬多為負(fù)值、在春夏多為正值，跟其他項(xiàng)相比不算大、不起主要作用;渦動(dòng)氣流對(duì)渦動(dòng)動(dòng)能的平流輸送項(xiàng)Ke2在整層積分后趨于零，這是因?yàn)樵擁?xiàng)對(duì)時(shí)間的平均很小，并不代表其在逐日天氣演變過程中的作用不重要。從上述同期各能量項(xiàng)的變化來(lái)看，北太平洋風(fēng)暴軸在深冬發(fā)生抑制主要是受到渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)Ke3、正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)Ke5和斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)Ke4、Ke5的影響。

為了進(jìn)一步考察這些主要能量項(xiàng)在北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象的內(nèi)部機(jī)制中所起的作用，圖4a、b、c、d分別給出了北太平洋風(fēng)暴軸區(qū)域(150°E ～150°W，30 ～60°N)上氣候平均的 Ke3、Ke5、Ke4、Ae5的高度—時(shí)間剖面，可見渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)Ke3在對(duì)流層高低層的變化反號(hào)，在中低層為負(fù)值，起消耗擾動(dòng)能量的作用且深冬絕對(duì)值明顯大于晚秋和早春，在400～300 hPa間其符號(hào)反轉(zhuǎn)，到了高層轉(zhuǎn)為正值，起提供擾動(dòng)能量的作用且有明顯的季節(jié)變化，深冬絕對(duì)值明顯小于晚秋和早春(最多可小約30 m2·s－2·d－1)。正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)Ke5在中低層是絕對(duì)值較小的負(fù)值，趨近于零，在300～200 hPa間仍為負(fù)但絕對(duì)值較大，同時(shí)有明顯的季節(jié)變化，在深冬絕對(duì)值小于晚秋和早春(最多可小約 10 m2·s－2·d－1)，再往上層又逐漸趨近于零。斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)(包括平均有效位能和渦動(dòng)有效位能的斜壓轉(zhuǎn)換Ae5、渦動(dòng)有效位能和渦動(dòng)動(dòng)能的斜壓轉(zhuǎn)換Ke4)在對(duì)流層中低層均為正，在中層最大且峰值出現(xiàn)于晚秋，深冬其數(shù)值減小，往上層又逐漸減小，到200～100 hPa間甚至轉(zhuǎn)為負(fù)?？梢娭饕芰宽?xiàng)的季節(jié)變化特征明顯，不同能量項(xiàng)起主要作用的層次不同。

圖3 北太平洋風(fēng)暴軸區(qū)域(150°E～150°W，30～60°N)對(duì)流層整層積分的各能量項(xiàng)(Ke、Ae、Ke1、Ke2、Ke3、Ke4、Ke5、Ae5)氣候平均的季節(jié)變化(單位:m2·s－2·d－1)Fig.3 The climatological average seasonal variations of each energy term(Ke，Ae，Ke1，Ke2，Ke3，Ke4，Ke5，Ae5)in North Pacific storm track area(30—60°N，150°E—150°W)，which are integrals of the whole troposphere(units:m2·s－2·d－1)

2.3 抑制指數(shù)對(duì)主要能量項(xiàng)的回歸分析

由上文可知，北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象主要是受到高層渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)Ke3、正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)Ke5和中低層斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)Ke4、Ae5的共同影響。圖2a中所示的用局地?cái)_動(dòng)動(dòng)能計(jì)算的250 hPa上的“深冬抑制”指數(shù)η，能較好地反映各年北太平洋風(fēng)暴軸是否發(fā)生“深冬抑制”現(xiàn)象，且能定量反映深冬抑制的相對(duì)強(qiáng)弱。下面用－η(圖 2a中所示的 η乘以 －1)對(duì)44 a(1958/1959—2001/2002年)同期深冬250 hPa上的 Ke3、Ke5和500 hPa上的Ke4、Ae5分別做一元線性回歸(圖5a、c、e、g)。圖 5a、c、e、g 中等值線為回歸系數(shù)，代表每當(dāng)北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象增強(qiáng)1個(gè)單位的時(shí)候，相應(yīng)的能量項(xiàng)會(huì)變化幾個(gè)單位;淺、深陰影區(qū)分別為通過0.05和0.01信度的顯著性差值t檢驗(yàn)的區(qū)域。圖5a、c、e、g可反映伴隨著深冬抑制的發(fā)生，Ke3、Ke5、Ke4、Ae5是如何定量變化的。為了便于對(duì)比，圖5b、d、f、h分別給出氣候平均深冬時(shí)期250 hPa 上的 Ke3、Ke5和 500 hPa 上的 Ke4、Ae5的水平分布形勢(shì)。

由圖5b可知，250 hPa上渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)Ke3在北太平洋風(fēng)暴軸區(qū)域以正值為主，大值區(qū)集中在33°N附近的中東太平洋上，最大可達(dá)110 m2·s－2·d－1，與同期擾動(dòng)動(dòng)能分布形勢(shì)類似，說(shuō)明在風(fēng)暴軸主體區(qū)域里，渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的輻合提供給風(fēng)暴軸擾動(dòng)動(dòng)能。對(duì)比圖5a可知，在250 hPa上，當(dāng)北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”增強(qiáng)1個(gè)單位時(shí)，渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)在北太平洋中西部(風(fēng)暴軸主體區(qū)和入口區(qū))減弱，最多可減少 100 m2·s－2·d－1。

由圖5d可知，250 hPa上正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)Ke5在北太平洋上呈現(xiàn)出偶極子的分布形勢(shì)，在38°N附近的西北太平洋為正，在30°N附近的中東太平洋為負(fù)，且數(shù)值絕對(duì)值較小，正中心最大可達(dá) 40 m2·s－2·d－1，負(fù)中心最小可達(dá) －60 m2·s－2·d－1，說(shuō)明在風(fēng)暴軸入口區(qū)急流提供給風(fēng)暴軸擾動(dòng)動(dòng)能、在出口區(qū)風(fēng)暴軸反饋給急流擾動(dòng)動(dòng)能。對(duì)比圖5c可知，在250 hPa上，當(dāng)北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”增強(qiáng)1個(gè)單位時(shí)，正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)在西北太平洋(風(fēng)暴軸入口區(qū))減弱，即平均動(dòng)能向擾動(dòng)動(dòng)能的轉(zhuǎn)換減弱，最多可減少 50 m2·s－2·d－1，而在中東太平洋(風(fēng)暴軸主體區(qū)和出口區(qū))增強(qiáng)，即擾動(dòng)動(dòng)能向平均動(dòng)能的轉(zhuǎn)換減弱，最多可減少50 m2·s－2·d－1。

圖4 北太平洋風(fēng)暴軸區(qū)域(150°E～150°W，30～60°N)氣候平均的 Ke3(a)、Ke5(b)、Ke4(c)、Ae5(d)的高度—時(shí)間剖面Fig.4 The height-time sections of climatological average(a)Ke3，(b)Ke5，(c)Ke4and(d)Ae5in North Pacific storm track area(30—60°N，150°E—150°W)

同理，由圖5f、h可知，500 hPa上斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)Ke4、Ae5的極大值中心均位于西北太平洋上38°N附近(風(fēng)暴軸入口區(qū))，且均為正值，正中心最大可達(dá)100 m2·s－2·d－1，說(shuō)明在風(fēng)暴軸入口區(qū)斜壓能量轉(zhuǎn)換過程可以提供給風(fēng)暴軸擾動(dòng)動(dòng)能。對(duì)比圖5e、g可知，在250 hPa上，當(dāng)北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”增強(qiáng)1個(gè)單位時(shí)，500 hPa上的斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)在風(fēng)暴軸入口區(qū)減弱，即通過斜壓能量轉(zhuǎn)換過程提供給高層風(fēng)暴軸的擾動(dòng)能量減少，最多可減少140 m2·s－2·d－1。

綜上所述，對(duì)高層擾動(dòng)動(dòng)能變化起主導(dǎo)作用的是中低層斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)大小、高層的正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)大小和渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)的大小。當(dāng)北太平洋風(fēng)暴軸深冬在高層發(fā)生抑制時(shí)，中低層斜壓能量轉(zhuǎn)換過程提供給風(fēng)暴軸的擾動(dòng)動(dòng)能在減少，高層風(fēng)暴軸主體區(qū)和出口區(qū)由于正壓能量轉(zhuǎn)換而消耗的擾動(dòng)動(dòng)能在減少，入口區(qū)和主體區(qū)由于渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的輻合而得到的擾動(dòng)動(dòng)能也減少，但是，由于中低層斜壓能量轉(zhuǎn)換過程提供給風(fēng)暴軸的擾動(dòng)動(dòng)能在深冬大大減少，同時(shí)高層由渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量輻合而提供的擾動(dòng)動(dòng)能的減少量大于由正壓能量轉(zhuǎn)換而消耗的擾動(dòng)動(dòng)能的減少量，所以總的效果是深冬高層擾動(dòng)動(dòng)能大為減少，風(fēng)暴軸發(fā)展受到抑制，這可能是造成北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象的直接原因。

3 結(jié)論

利用歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心逐日再分析資料(ERA-40)，從局地能量變化方程出發(fā)，通過分析北太平洋風(fēng)暴軸附近對(duì)流層不同層次局地能量的季節(jié)演變過程，對(duì)風(fēng)暴軸區(qū)域各能量項(xiàng)在“深冬抑制”現(xiàn)象中的作用進(jìn)行了深入探討，初步揭示了造成北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象的可能原因。

圖5 用－η回歸的44 a(1958/1959—2001/2002年)同期深冬250 hPa上的Ke3(a)、Ke5(c)和500 hPa上的Ke4(e)、Ae5(g)(單位:m2·s－2·d－1;等值線為回歸系數(shù);淺、深陰影區(qū)分別為通過0.05和0.01信度的顯著性差值t檢驗(yàn)的區(qū)域)以及氣候平均深冬時(shí)期250 hPa上的Ke3(b)、Ke5(d)和500 hPa上的Ke4(f)、Ae5(h)的水平分布(單位:m2·s－2·d－1)Fig.5 The regression of － η to(a)Ke3，(c)Ke5at 250 hPa and(e)Ke4，(g)Ae5at 500 hPa in midwinter from 1958/1959 to 2001/2002(the contour denotes regression coefficient，the shallow and dark shaded areas indicate the significance at 95%and 99%confidence levels respectively)and horizontal distribution of climatological(b)Ke3，(d)Ke5at 250 hPa and(f)Ke4，(h)Ae5at 500 hPa in midwinter(units:m2·s－2·d －1)

1)天氣尺度擾動(dòng)動(dòng)能的季節(jié)變化可以很好地反映北太平洋風(fēng)暴軸的“深冬抑制”現(xiàn)象，并且該現(xiàn)象在對(duì)流層上層最為顯著，在統(tǒng)計(jì)時(shí)段內(nèi)其發(fā)生概率約為80%，其中20世紀(jì)70年代中后期到80年代前期抑制最強(qiáng)。

2)從同期各能量項(xiàng)的變化來(lái)看，北太平洋風(fēng)暴軸在深冬發(fā)生抑制主要是受到中低層斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)、高層正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)和渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)的影響。

3)在深冬季節(jié)，由于消耗擾動(dòng)動(dòng)能的正壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)雖有些微弱減少?gòu)亩沟脭_動(dòng)動(dòng)能有所增加，但是為風(fēng)暴軸提供擾動(dòng)動(dòng)能的斜壓能量轉(zhuǎn)換項(xiàng)和渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的散度項(xiàng)減少的幅度卻更大，因而總的效果是擾動(dòng)動(dòng)能大為減小，風(fēng)暴軸發(fā)展受到抑制，這可能是造成北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象的直接原因。

本文只是從能量轉(zhuǎn)換的角度探討了導(dǎo)致北太平洋風(fēng)暴軸“深冬抑制”現(xiàn)象發(fā)生的可能內(nèi)部動(dòng)力機(jī)制，得到了一些有意義的結(jié)論，但是，至于是什么原因?qū)е铝讼嚓P(guān)能量項(xiàng)的減少，本文并未給出，同時(shí)，由渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量的改變?cè)斐傻摹跋掠晤l散效應(yīng)”的改變?cè)谠摤F(xiàn)象中可能是重要的，急流、外部熱源強(qiáng)迫等的作用也可能是重要的，這些有待今后進(jìn)一步研究探討。

鄧興秀，孫照渤.1994.北半球風(fēng)暴軸的時(shí)間演變特征［J］.南京氣象學(xué)院學(xué)報(bào)，17(2):165-170.

李瑩，朱偉軍，魏建蘇.2010.冬季北太平洋風(fēng)暴軸指數(shù)的評(píng)估及其改進(jìn)［J］.大氣科學(xué)，34(5):1001-1010.

任雪娟，楊修群，韓博，等.2007.北太平洋風(fēng)暴軸的變異特征及其與中緯度海氣耦合關(guān)系分析［J］.地球物理學(xué)報(bào)，50(1):92-100.

朱偉軍，孫照渤.2001.渦動(dòng)非地轉(zhuǎn)位勢(shì)通量對(duì)風(fēng)暴軸維持的影響［J］.大氣科學(xué)，25(1):71-78.

Blackmon M L.1976.A climatological spectral study of the 500 mb geopotential height of the Northern Hemisphere［J］.J Atmos Sci，33:1607-1623.

Blackmon M L，Wallace J M，Lau N C，et al.1977.An observational study of the Northern Hemisphere wintertime circulation［J］.J Atmos Sci，34:1040-1053.

Blender R，Schubert M.2000.Cyclone tracking in different spatial and temporal resolutions［J］.Mon Wea Rev，128:377-384.

Chang E K M.2001.GCM and observational diagnoses of the seasonal and interannual variations of the Pacific storm track during the cool seasons［J］.J Atmos Sci，58:1784-1800.

Chang E K M，Orlanski I.1993.On the dynamics of a storm track［J］.J Atmos Sci，50(7):999-1015.

Chang E K M，Lee S，Swanson K L.2002.Storm track dynamics［J］.J Climate，15:2163-2183.

Charney J G.1947.The dynamics of long waves in a baroclinic westerly current［J］.J Meteor，4(5):135-146.

Christoph M，Ulbrich U，Speth P.1997.Midwinter suppression of Northern Hemisphere storm track activity in the real atmosphere and in GCM experiments［J］.J Atmos Sci，54:1589-1599.

Deng Y，Mak M.2006.Nature of the differences in the intraseasonal variability of the Pacific and Atlantic storm tracks:A diagnostic study［J］.J Atmos Sci，62:1209-1225.

Eady E T.1949.Long waves and cyclone waves［J］.Tellus，1(1):33-52.

Frederiksen J S，F(xiàn)rederiksen C S.1993.Monsoon disturbances，intraseasonal oscillations，teleconnection patterns，blocking，and storm tracks of the global atmosphere during January 1979:Linear theory［J］.J Atmos Sci，50(10):1349-1372.

Hoskins B J，Hodges K I.2002.New perspectives on the Northern Hemisphere winter storm tracks［J］.J Atmos Sci，59:1041-1061.

Lee S.1995.Linear modes and storm tracks in a two-level primitive equation model［J］.J Atmos Sci，52(11):1841-1862.

Nakamura H.1992.Midwinter suppression of baroclinic wave activity in the Pacific［J］.J Atmos Sci，49:1629-1642.

Orlanski I，Katzfey J.1991.The life cycle of a cyclone wave in the Southern Hemisphere.Part Ⅰ:Eddy energy budget［J］.J Atmos Sci，48(12):1972-1998.

Penny S，Roe G H，Battisti D S.2010.The source of the midwinter suppression in storminess over the North Pacific［J］.J Climate，23:634-648.

Simmons A J，Hoskins B J.1978.The life circle of some nonlinear baroclinic waves［J］.J Atmos Sci，35(3):414-432.

Simmons A J，Hoskins B J.1980.Barotropic influences on the growth and decay of nonlinear baroclinic waves［J］.J Atmos Sci，37(8):1679-1684.