高潔，朱偉軍

(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;2．四川省氣象局，四川成都610000)

0 引言

北半球天氣尺度(2.5～6.0 d)帶通瞬變擾動(dòng)方差的極大值集中心分布在兩個(gè)緯向拉長(zhǎng)的區(qū)域，位置與地面氣旋/反氣旋活動(dòng)路徑一致，這就是北半球中緯度太平洋和大西洋上空著名的兩大風(fēng)暴軸。由于風(fēng)暴軸對(duì)應(yīng)著強(qiáng)烈的熱量輸送、動(dòng)量輸送和水汽輸送，因而對(duì)北半球大氣環(huán)流的維持和全球天氣氣候異常具有十分重要的作用(Held，1989)。

許多研究證實(shí)了風(fēng)暴軸異常與北半球大氣環(huán)流異常之間有著重要的聯(lián)系。Lau and Nath(1991)對(duì)天氣尺度瞬變擾動(dòng)與大尺度平均氣流的相互作用問(wèn)題進(jìn)行了較全面的診斷分析。Carillo et al．(2000)對(duì)1980—1989年北太平洋、北大西洋冬季風(fēng)暴軸與高空急流的奇異值分解分析表明，兩者有相當(dāng)高的相關(guān)性，急流核和風(fēng)暴軸中心位置相互配合，顯示出一致性的南北擺動(dòng)。一些學(xué)者還指出低層溫度狀況對(duì)風(fēng)暴軸的活動(dòng)有重要影響，比如，F(xiàn)risius(1998)運(yùn)用粗分辨率多級(jí)原始方程模型來(lái)模擬出海陸熱力差異對(duì)風(fēng)暴軸強(qiáng)度和其他大氣環(huán)流特征的控制。Tanimoto(2003)指出在西北太平洋的北極鋒區(qū)，年代際海表溫度的異常變化可以在緯向上對(duì)斜壓性有一定的改變作用，而在海表溫度異常變暖區(qū)域北太平洋風(fēng)暴軸有北移的跡象。另外，Lee et al．(2010)曾研究指出東亞冬季風(fēng)所引起的西北太平洋低層溫度降低，使得從東亞到北太平洋風(fēng)暴軸處的波源效應(yīng)減弱，從而抑制了渦動(dòng)的形成，造成風(fēng)暴軸強(qiáng)度減弱。

東北冷渦(northeast cold vortex，NECV)是我國(guó)東北地區(qū)特有的天氣系統(tǒng)。它是一種深厚的冷性高空渦旋，常使受它控制地區(qū)的氣層呈“上冷下暖”的配置，造成氣層的不穩(wěn)定，產(chǎn)生強(qiáng)烈的對(duì)流性天氣，甚至帶來(lái)冰雹、暴雨、低溫冷害及連陰雨等災(zāi)害性天氣(劉成歧等，1976)。

冷渦形成、滯留和填塞對(duì)大氣環(huán)流起著重要的反饋?zhàn)饔?蘇博穎，2007)。劉宗秀等(2002)研究指出，東亞?wèn)|北冷渦持續(xù)性活動(dòng)不僅與前期、同期和后期北半球的大氣環(huán)流異常密切相關(guān)，而且也是異常區(qū)的重要組成部分。孫力等(1994)指出冷渦活躍年夏季，高空西風(fēng)急流有明顯的分支現(xiàn)象，特別是亞洲中緯西風(fēng)急流位置偏南;另外，還指出夏季東北冷渦活動(dòng)偏多時(shí)，對(duì)流層中下層中國(guó)北方地區(qū)一般為負(fù)溫度距平，而冷渦活動(dòng)偏弱時(shí)，中國(guó)大部分地區(qū)，特別是東部地區(qū)會(huì)出現(xiàn)明顯的正溫度距平，即夏季東北冷渦持續(xù)性活動(dòng)與中國(guó)部分地區(qū)的氣溫變化也可能有一定聯(lián)系。

東北冷渦位于北太平洋風(fēng)暴軸上游，與北太平洋風(fēng)暴軸同處于中緯度西風(fēng)帶上，二者還有許多相似之處:都為天氣尺度系統(tǒng)，地理位置接近;各高度層上有表現(xiàn)，以500 hPa最具代表性;一年四季都存在(北太平洋風(fēng)暴軸冬季最強(qiáng)，東北冷渦冬、夏季最活躍)，具有季節(jié)、年際及年代際變化差異。東北冷渦與大氣環(huán)流、冷空氣活動(dòng)等都有很重要的聯(lián)系，而這些因素與風(fēng)暴軸變異密切相關(guān)，但是東北冷渦對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸是否會(huì)有影響，目前還不十分清楚，本文以冬季為例，對(duì)500 hPa位勢(shì)高度上東北冷渦對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸可能產(chǎn)生的影響及其原因做分析討論。

1 資料與方法

1.1 資料

文中主要使用以下兩種資料:1)NCEP/NCAR提供的逐日再分析資料，包括一日一次的位勢(shì)高度場(chǎng)(z)、風(fēng)場(chǎng)(u、v、w)、溫度場(chǎng)(t)資料，水平分辨率為2.5°×2.5°，覆蓋時(shí)段為1948年1月—2012年2月;2)由吉林省氣象局科研所提供的東北冷渦日歷表，該表由天氣預(yù)報(bào)員根據(jù)NCEP/NCAR再分析資料依照40 gpm間隔成圖，依據(jù)東北冷渦天氣學(xué)定義形成，主要記錄東北冷渦發(fā)生年月時(shí)(時(shí)間值記錄北京時(shí)間08和20時(shí))，東北冷渦位置(經(jīng)度、緯度)等，覆蓋時(shí)段為1948—2010年。

考慮資料完整性及全文統(tǒng)一，研究時(shí)間段均選擇為1951—2009年。

1.2 方法

1.2.1 濾波方法

本文首先采用31點(diǎn)對(duì)稱(chēng)數(shù)字濾波器(李瑩和朱偉軍，2009)，從逐日原始資料直接濾波出2.5～6.0 d的瞬變渦動(dòng)，然后每月為一段，對(duì)每一段各自計(jì)算其方差，得到每月的月平均帶通濾波方差(以下簡(jiǎn)稱(chēng)濾波方差)。

1.2.2 小波分析

傅里葉變化方法是將時(shí)間序列在頻率域上展開(kāi)，將時(shí)間序列分解成不同的波動(dòng)，但不能給出各種頻率波動(dòng)的能量隨時(shí)間的變化。小波分析是傅里葉分析方法的突破性進(jìn)展，小波分析方法通過(guò)尺度可變的小波基對(duì)時(shí)間序列f(t)在時(shí)間域和頻率域上進(jìn)行同步分解，從而得出時(shí)間序列中各種“周期”信號(hào)的振幅以及這些振幅隨時(shí)間變換的信息。由于小波變換是時(shí)間和頻率域的局部變換，因而能有效地從信號(hào)中提取信息，通過(guò)伸縮和平移等運(yùn)算功能，對(duì)信號(hào)進(jìn)行多尺度細(xì)化分析(Torrence and Compo，1998;Zhi，2001)。小波交叉譜綜合了兩個(gè)時(shí)間序列在頻率域上相關(guān)結(jié)構(gòu)的主要信息，揭示了相關(guān)性對(duì)頻率的依賴(lài)關(guān)系，是表征兩個(gè)時(shí)間序列之間相關(guān)程度的重要指標(biāo)(郭其蘊(yùn)等，2004)。

2 東北冷渦與北太平洋風(fēng)暴軸的關(guān)系

按照孫力等(1994)對(duì)東北冷渦的定義:1)在500 hPa天氣圖上至少能分析出一條閉合等高線(xiàn)，并有冷中心或明顯冷槽配合的低壓環(huán)流系統(tǒng);2)冷渦出現(xiàn)在115 ～145°E、35～60°N 范圍內(nèi);3)冷渦在上述區(qū)域內(nèi)的生命史至少為3 d或以上。根據(jù)吉林省氣象局科研所提供的東北冷渦日歷表，得到58 a冬季(1951/1952—2008/2009年，其中冬季選取為每年12月至次年2月的平均，下同)東北冷渦發(fā)生天數(shù)變化的時(shí)間序列(圖1)，將其定義為東北冷渦指數(shù)，代表東北冷渦發(fā)生天數(shù)的多少。

利用NCEP/NCAR提供的一日一次再分析資料，計(jì)算58 a冬季 110°E ～120°W、30 ～60°N 范圍內(nèi)500 hPa位勢(shì)高度濾波方差場(chǎng)，該量可以用來(lái)表征北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)的強(qiáng)弱變化情況。圖2為58 a冬季東北冷渦發(fā)生天數(shù)時(shí)間序列與北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)500 hPa位勢(shì)高度濾波方差場(chǎng)的相關(guān)系數(shù)，可以看到二者在主體區(qū)呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)達(dá)到－0.4，通過(guò)了99%置信水平的檢驗(yàn)。而僅在40°N以南部分地區(qū)有微弱的正相關(guān)區(qū)域。

圖1 1951/1952—2008/2009年冬季東北冷渦指數(shù)的年際變化(單位:d)Fig．1 Interannual variation of the northeast cold vortex(NECV)index in winter of 1951/1952—2008/2009(units:d)

圖2 1951/1952—2008/2009年冬季東北冷渦指數(shù)與500 hPa位勢(shì)高度濾波方差場(chǎng)的相關(guān)系數(shù)(等值線(xiàn)間隔0.1;淺色和深色陰影分別表示通過(guò)95%和99%置信水平的檢驗(yàn);黑色方框表示東北冷渦的活動(dòng)范圍)Fig．2 Correlation coefficients between NECV index and filter variance field of 500 hPa geopotential height in winter of 1951/1952—2008/2009(contour interval is 0.1;regions with correlation exceeding 95%and 99%confidence levels are shown with light and deep shadings，respectively;the black rectangle indicates motion range of NECV)

根據(jù)李瑩等(2010)對(duì)冬季北太平洋風(fēng)暴軸指數(shù)的定義方法，計(jì)算得出58 a冬季(1951/1952—2008/2009年)北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度指數(shù)，圖3為58 a冬季東北冷渦天數(shù)和北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列。由圖可見(jiàn)，二者呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，且相關(guān)系數(shù)為－0.33，通過(guò)了99%置信水平的檢驗(yàn)。即當(dāng)冬季東北冷渦發(fā)生天數(shù)偏多(偏少)時(shí)，北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度是減弱(增強(qiáng))的。

利用Morlet小波交叉譜來(lái)分析58 a冬季北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度指數(shù)與東北冷渦發(fā)生天數(shù)的關(guān)系。由圖4可見(jiàn)，冬季北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度與東北冷渦發(fā)生天數(shù)之間存在準(zhǔn)3 a尺度的相關(guān)振蕩，主要出現(xiàn)在20世紀(jì)70年代中期到80年代初。可見(jiàn)東北冷渦發(fā)生天數(shù)的變化與北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度變化的聯(lián)系主要體現(xiàn)在年際尺度上，具體來(lái)講，準(zhǔn)3 a尺度上的相關(guān)關(guān)系最為顯著。

為了更進(jìn)一步揭示東北冷渦對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸造成的影響及其形成的原因，采用合成分析法，選取58 a冬季東北冷渦天數(shù)變化標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列值大于(小于)+1(－1)的年份為東北冷渦偏多(少)年。東北冷渦偏多年:1955、1962、1967、1969、1976、1980、1984、1985、2004、2005 年，共10 a;東北冷渦偏少年:1958、1963、1972、1977、1978、1981、1982、1986、1989、2002、2006、2007、2008 年，共 13 a。圖5a、b分別為在東北冷渦偏多、偏少年北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)500 hPa位勢(shì)高度濾波方差場(chǎng)的分布，圖5c為東北冷渦偏多、偏少年的差值?？梢?jiàn)，在東北冷渦偏多年份(圖5a)，北太平洋風(fēng)暴軸中心位于170°E、42°N附近，中心強(qiáng)度僅為 22 dagpm2;而在東北冷渦偏少年份(圖5b)，北太平洋風(fēng)暴軸中心位于170°E、45°N，中心強(qiáng)度高達(dá) 30 dagpm2;從差值圖(圖5c)來(lái)看，偏多和偏少年的最大差值中心位置在175°E、47°N 附近，這表明，冬季北太平洋風(fēng)暴軸的強(qiáng)度在東北冷渦偏多年較偏少年有顯著的減弱，而減弱顯著的區(qū)域主要在40°N以北的地區(qū)。

圖3 1951/1952—2008/2009年冬季北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度指數(shù)(點(diǎn)線(xiàn))與東北冷渦指數(shù)(實(shí)線(xiàn))的標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列Fig．3 Normalized time series of North Pacific storm track intensity index(dotted line)and NCEV index(solid line)in winter of 1951/1952—2008/2009

圖4 1951/1952—2008/2009年冬季北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度指數(shù)與東北冷渦指數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化時(shí)間序列的小波交叉譜(交叉陰影區(qū)為小波分析中的邊界延拓影響區(qū);黑粗線(xiàn)表示通過(guò)90%置信水平的檢驗(yàn))Fig．4 Wavelet cross spectrum of normalized time series of North Pacific storm track intensity index and NCEV index in winter of 1951/1952—2008/2009(cross shadings denote the boundary extension effect regions in wavelet analysis;areas enclosed by black thick lines represent power spectrum exceeding 90%confidence level)

圖5 冬季500 hPa位勢(shì)高度濾波方差場(chǎng)(單位:dagpm2;淺色和深色陰影分別表示通過(guò)95%和99%置信水平的檢驗(yàn))a．東北冷渦偏多年;b．東北冷渦偏少年;c．東北冷渦偏多、偏少年差值Fig．5 500 hPa geopotential height filter variance field in winter(units:dagpm2;regions with variance exceeding 95%and 99%confidence levels are shown with light and deep shadings，respectively) a．more NECV years;b．less NECV years;c．difference of(a)minus(b)

3 成因分析

東北冷渦作為深厚的低壓系統(tǒng)，和冷空氣活動(dòng)密切相連。冷空氣活動(dòng)不僅使溫度降低，對(duì)大氣的斜壓性也有重要影響。許多學(xué)者指出低層非絕熱加熱對(duì)風(fēng)暴軸活動(dòng)起著重要的作用(Hoskins and Valdes，1990)，Lee et al．(2010)研究發(fā)現(xiàn)，從東亞到太平洋沿岸的北太平洋風(fēng)暴軸上游區(qū)域低層溫度的變化對(duì)風(fēng)暴軸活動(dòng)有著重要影響。因此，以850 hPa溫度及溫度平流的距平場(chǎng)為代表，來(lái)分析東北冷渦偏多、偏少時(shí)冷空氣活動(dòng)對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)弱變化的影響情況。圖6為東北冷渦偏多、偏少時(shí)北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)850 hPa溫度距平場(chǎng)合成及二者的差值?？梢?jiàn)，當(dāng)東北冷渦偏多(少)時(shí)，冷(暖)異常區(qū)呈帶狀分布在從東亞到太平洋沿岸地區(qū)，冷、暖異常中心都大致分布在40～50°N范圍內(nèi)。結(jié)合圖5可見(jiàn)，當(dāng)東北冷渦偏多時(shí)，與低層溫度降低一致，40°N以北中高緯度風(fēng)暴軸強(qiáng)度是顯著減弱的。由于北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)上游低層的非絕熱加熱作用會(huì)對(duì)斜壓擾動(dòng)和天氣尺度渦動(dòng)的起源效應(yīng)產(chǎn)生重要影響，因此這樣的溫度異常分布就解釋了在東北冷渦偏多時(shí)天氣尺度渦動(dòng)活動(dòng)受到抑制的原因。這是因?yàn)楫?dāng)東北冷渦天數(shù)偏多時(shí)，亞洲東海岸低層溫度異常偏低，減弱了天氣尺度渦動(dòng)活動(dòng)的起源效應(yīng)，抑制了渦動(dòng)活動(dòng)的發(fā)生形成，從而使得北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度減弱。

圖6 冬季850 hPa溫度距平場(chǎng)(單位:K;淺色和深色陰影分別表示通過(guò)95%和99%置信水平的檢驗(yàn))a．東北冷渦偏多年;b．東北冷渦偏少年;c．東北冷渦偏多、偏少年差值Fig．6 850 hPa temperature anomaly field in winter(units:K;regions with anomaly exceeding 95%and 99%confidence levels are shown with light and deep shadings，respectively) a．more NECV years;b．less NECV years;c．difference of(a)minus(b)

冷空氣活動(dòng)的影響情況還能用溫度平流來(lái)表征。圖7表示了東北冷渦偏多、偏少時(shí)北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)850 hPa溫度平流距平場(chǎng)合成及二者的差值?？梢?jiàn)，當(dāng)東北冷渦偏多時(shí)(圖7a)，以40°N為界，其以北地區(qū)溫度平流呈正距平，而以南為負(fù)距平，由于東北冷渦發(fā)生時(shí)會(huì)給受影響地區(qū)帶來(lái)冷平流，因此正距平區(qū)表示冷平流的減弱，負(fù)距平區(qū)表示了冷平流的增強(qiáng)。東北冷渦偏少時(shí)溫度平流距平的分布情況正好相反。冷渦偏多、偏少時(shí)850 hPa溫度平流距平的差異從圖7c中可以更清楚地看出。

研究表明，北半球風(fēng)暴軸上的天氣尺度渦動(dòng)可以用發(fā)展中的斜壓波生命史來(lái)解釋?zhuān)葱眽盒缘膹?qiáng)弱對(duì)風(fēng)暴軸的維持和發(fā)展有著至關(guān)重要的作用。為了驗(yàn)證東北冷渦所帶來(lái)的低層加熱冷卻對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度的影響，通過(guò)分析東北冷渦偏多、偏少年北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)775 hPa(700～850 hPa的平均)上的最大不穩(wěn)定波的增長(zhǎng)率變化，來(lái)反映斜壓性的變化對(duì)風(fēng)暴軸的影響情況。根據(jù)Hoskins and Valdes(1990)引入的Eady波最大增長(zhǎng)率:

圖7 冬季850 hPa溫度平流距平場(chǎng)(單位:℃·s－1;淺色和深色陰影分別表示通過(guò)95%和99%置信水平的檢驗(yàn)) a．東北冷渦偏多年;b．東北冷渦偏少年;c．東北冷渦偏多、偏少年差值Fig．7 850 hPa temperature advection anomaly field in winter(units:℃ ·s－1;regions with anomaly exceeding 95%and 99%confidence levels are shown with light and deep shadings，respectively) a．more NECV years;b．less NECV years;c．difference of(a)minus(b)

其中:f表示科里奧利參數(shù);V表示水平風(fēng)速;N為靜力穩(wěn)定度參數(shù);z為位勢(shì)高度。在忽略氣流低層的水平切變以及濕過(guò)程等復(fù)雜情況的影響下，此量不失為表征中緯度斜壓性強(qiáng)弱的一種很好度量，因而稱(chēng)該量為斜壓性強(qiáng)度指數(shù)。圖8為東北冷渦偏多、偏少年北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)775 hPa斜壓性指數(shù)分布情況及其差值。可見(jiàn)，當(dāng)東北冷渦天數(shù)偏多時(shí)(圖8a)，北太平洋風(fēng)暴軸主體區(qū)40°N以南的區(qū)域斜斜壓性是增加的，而在其以北的區(qū)域斜壓性卻是減小的。結(jié)合圖6a發(fā)現(xiàn)，這種斜壓性的分布是由于從東亞到西北太平洋沿岸低層溫度異常降低，而冷空氣正好位于這兩個(gè)區(qū)域之間，使得這兩個(gè)區(qū)域經(jīng)向溫度梯度改變而造成的斜壓性改變的結(jié)果。再結(jié)合圖7a，低層溫度降低時(shí)，南部溫度梯度增大的區(qū)域?qū)?yīng)著強(qiáng)的冷平流，使得溫度梯度進(jìn)一步增大，斜壓性增強(qiáng);而北部溫度梯度減小的區(qū)域?qū)?yīng)著弱的冷平流，對(duì)溫度梯度影響較小，因而斜壓性主要表現(xiàn)為減弱。40°N以北低層溫度降低以及斜壓性的減弱不利于天氣尺度渦動(dòng)活動(dòng)，導(dǎo)致了風(fēng)暴軸強(qiáng)度的減弱。當(dāng)東北冷渦偏少(圖8b)時(shí)卻相反，西北太平洋低層溫度異常偏暖使得較低緯(中高緯)經(jīng)向溫度梯度減小(增大)，加之溫度平流的作用，對(duì)應(yīng)著斜壓性的減弱(增強(qiáng))。40°N以北斜壓性的增強(qiáng)有利于天氣尺度渦動(dòng)活動(dòng)的維持，使得北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度增強(qiáng)。偏多、偏少年的斜壓性的差異由圖8c中更可以清楚體現(xiàn)。綜上，由東北冷渦帶來(lái)的冷空氣活動(dòng)影響使得局地斜壓性改變，從而影響了中高緯度北太平洋風(fēng)暴軸活動(dòng)。

圖8 冬季775 hPa斜壓性指數(shù)距平場(chǎng)(單位:d－1;淺色和深色陰影分別表示通過(guò)95%和99%置信水平的檢驗(yàn)) a．東北冷渦偏多年;b．東北冷渦偏少年;c．東北冷渦偏多、偏少年差值Fig．8 775 hPa baroclinicity index anomaly field in winter(units:d －1;regions with anomaly exceeding 95%and 99%confidence levels are shown with light and deep shadings，respectively) a．more NECV years;b．less NECV years;c．difference of(a)minus(b)

一般地，天氣尺度渦動(dòng)活動(dòng)與副熱帶急流有著很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，Nakamura and Wallace(1992)研究指出冬季當(dāng)中緯度西風(fēng)風(fēng)速超過(guò)45 m·s－1時(shí)，北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度與急流強(qiáng)度呈負(fù)相關(guān)關(guān)系。Harnik and Chang(2004)指出急流的緯向?qū)挾葘?duì)風(fēng)暴軸活動(dòng)有更顯著的影響。圖9為太平洋上空緯向風(fēng)及其距平的緯度—高度剖面(經(jīng)度范圍取110°E～120°W的平均)，可見(jiàn)，當(dāng)東北冷渦發(fā)生天數(shù)變化時(shí)，副熱帶急流的寬度和強(qiáng)度是有顯著不同的。當(dāng)東北冷渦天數(shù)偏多時(shí)(圖9a)，平均緯向風(fēng)距平在20～40°N范圍內(nèi)呈正距平，而在其以北的中高緯度地區(qū)呈負(fù)距平，副熱帶急流相對(duì)南壓，呈現(xiàn)出強(qiáng)而窄的急流形勢(shì)，而這樣的急流分布形勢(shì)卻是不利于天氣尺度渦動(dòng)活動(dòng)的。結(jié)合圖8a斜壓性的分析可以發(fā)現(xiàn)，40°N以南斜壓性增長(zhǎng)的區(qū)域?qū)?yīng)著副熱帶急流，而以北斜壓性減小的區(qū)域?qū)?yīng)著北太平洋風(fēng)暴軸活躍區(qū)域。南部斜壓性增強(qiáng)使得急流增強(qiáng)，但是由于中高緯度西風(fēng)急流的減弱，其寬度卻變窄，位置南壓，而這樣的急流分布形勢(shì)又進(jìn)一步導(dǎo)致了北部風(fēng)暴軸強(qiáng)度的減弱。因此，當(dāng)東北冷渦天數(shù)偏多時(shí)，副熱帶急流強(qiáng)而窄，位置南壓，而北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度減弱。相反地，當(dāng)東北冷渦天數(shù)偏少時(shí)(圖9b)，副熱帶急流軸位置北抬，強(qiáng)度減弱且范圍寬廣，而這樣的急流分布形勢(shì)有利于天氣尺度渦動(dòng)活動(dòng)，使北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度增強(qiáng)。綜上，將東北冷渦偏多、偏少時(shí)對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度變化的影響機(jī)制，即與副熱帶急流和冷空氣活動(dòng)的對(duì)應(yīng)關(guān)系表示如圖10所示。

圖9 東北冷渦偏多年(a)和偏少年(b)冬季緯向風(fēng)(陰影;單位:m·s－1)及其距平(等值線(xiàn);單位:m·s－1)的緯度—高度剖面(取110°E～120°W 的平均)，以及東北冷渦偏多、偏少年差值(c;淺色和深色陰影分別表示通過(guò)95%和99%置信水平的檢驗(yàn))Fig．9 Height-latitude cross sections of zonal wind(shadings;units:m·s－1)and its anomaly(contour;units:m·s－1)in winter of(a)more NECV years and(b)less NECV years(average from 110°E to 120°W)，and(c)difference of(a)minus(b)(regions with difference exceeding 95%and 99%confidence levels are shown with light and deep shadings，respectively)

圖10 東北冷渦偏多年(a)和偏少年(b)冬季北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度變化與副熱帶急流和冷空氣活動(dòng)的關(guān)系示意(波浪線(xiàn)振幅代表風(fēng)暴軸活動(dòng)強(qiáng)弱;圖中下方框和上方框分別表示副熱帶急流區(qū)域和北太平洋風(fēng)暴軸活躍區(qū)域)Fig．10 Schematic diagrams of relationships of North Pacific storm track intesity variation with subtropical jet and cold air activity in winter of(a)more NECV years and(b)less NECV years(wave shape represents synoptic eddy，and its amplitude indicates North Pacific storm track intensity;the lower and higher rectangles indicate motion ranges of subtropical jet and North Pacific storm track，respectively)

4 結(jié)論

利用NCEP/NCAR逐日再分析資料及由吉林省氣象局科研所提供的東北冷渦日歷表，以500 hPa位勢(shì)高度為代表，分析了1951/1952—2008/2009年58 a冬季東北冷渦的天數(shù)變化對(duì)北太平洋風(fēng)暴軸產(chǎn)生的影響及其形成的原因。主要結(jié)論如下:

1)冬季東北冷渦發(fā)生天數(shù)的變化與北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)弱變化呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，即當(dāng)東北冷渦天數(shù)偏多(偏少)時(shí)，北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度減弱(增強(qiáng))。

2)通過(guò)Morlet小波交叉譜分析得出，東北冷渦發(fā)生天數(shù)與北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度的聯(lián)系主要體現(xiàn)在年際尺度上，并且在準(zhǔn)3 a尺度上相關(guān)關(guān)系最為顯著。

3)在冬季，當(dāng)東北冷渦天數(shù)偏多時(shí)，從東亞到太平洋沿岸對(duì)流層中下層溫度降低，低層冷空氣位于副熱帶急流和北太平洋風(fēng)暴軸上游，并在緯向上處于它們之間，加之冷平流的作用，使得經(jīng)向溫度梯度改變，給兩個(gè)區(qū)域帶來(lái)了正好相反的局地斜壓性的變化:副熱帶急流所在區(qū)域斜壓性增加，變得強(qiáng)而窄，位置南壓;而北太平洋風(fēng)暴軸所在區(qū)域斜壓性減小，同時(shí)由于西北太平洋區(qū)域低層溫度降低，使得有利于渦動(dòng)形成的波源效應(yīng)減弱，北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度也減弱。反之，當(dāng)東北冷渦天數(shù)偏少時(shí)，從東亞到太平洋沿岸對(duì)流層中下層溫度偏暖，帶來(lái)的經(jīng)向溫度梯度的改變使得副熱帶急流所在區(qū)域斜壓性減小，強(qiáng)度弱而寬廣，位置北抬;而北太平洋風(fēng)暴軸所在區(qū)域斜壓性增加，有利于天氣尺度渦動(dòng)活動(dòng)的維持，北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)度增強(qiáng)。冬季東北冷渦發(fā)生天數(shù)變化是造成北太平洋風(fēng)暴軸強(qiáng)弱變化的一個(gè)重要原因。

郭其蘊(yùn)，蔡靜寧，邵雪梅．2004.1873—2000年?yáng)|亞夏季風(fēng)變化的研究［J］．大氣科學(xué)，28(2):206-215．

李瑩，朱偉軍．2009．不同數(shù)字濾波方法在風(fēng)暴軸研究中的性能比較［J］．大氣科學(xué)學(xué)報(bào)，32(4):565-573．

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．

劉成歧，李貴臣，陳連友．1976．東北冷渦移動(dòng)路徑的統(tǒng)計(jì)預(yù)報(bào)［J］．大氣科學(xué)，1(1):68-71．

劉宗秀，廉毅，高樅亭．2002．東北冷渦持續(xù)活動(dòng)時(shí)期的北半球500 hPa環(huán)流特征分析［J］．大氣科學(xué)，26(3):361-372．

蘇博穎．2007．東北冷渦與1993年6月份降水分析［J］．水文，40(3):58-60．

孫力，鄭秀雅，王琪．1994．東北冷渦的時(shí)空分布特征及其與東亞大型環(huán)流系統(tǒng)之間的關(guān)系［J］．應(yīng)用氣象學(xué)報(bào)，5(3):297-303．

Carillo A，Ruti P M，Navarra A．2000．Storm track and zonal mean flow variability:A comparision between observed and simulated data［J］．Climate Dyn，16:219-228．

Frisius T．1998．Storm-track organization and variability in a simplified atmospheric global circulation model［J］．Quart J Roy Meteor Soc，124(548):1019-1043．

Harnik N E，Chang K M．2004．The effects of variations in jet width on the growth of baroclinic wave:Implications for midwinter Pacific storm track variability［J］．J Atmos Sci，61(1):25-40．

Held I M．1989．Transients and the extratropical response to El Nino［J］．J Atmos Sci，38:2532-2539．

Hoskins B J，Valdes P J．1990．On the existence of stormtracks［J］．J Atmos Sci，47(15):1854-1864．

Lau N C，Nath M J．1991．Variability of the baroclinic and barotropic eddy forcing associated with monthly changes in the midlatitude storm track［J］．J Atmos Sci，48:2589-2613．

Lee Y Y，Lim G H，Kug J S．2010．Influence of the East Asian winter monsoon on the stormtrack activity over the North Pacific［J］．J Geophys Rev，115，D09102．doi:10.1029/2009JD012813．

Nakamura H，Wallace J M．1992．Midwinter suppression of baroclinic wave activity in the Pacific［J］．J Atmos Sci，49(17):1629-1642．

Tanimoto Y．2003．An active role of extratropical sea surface temperature anomalies in determining anomalous turbulent heat flux［J］．J Geophys Res，108(C10)，3304．doi:10.1029/2002JC001750．

Torrence C，Compo G P．1998．A practical guide to wavelet analysis［J］．Bull Amer Meteor Soc，79:61-78．

Zhi X F．2001．Interannual variability of the Indian summer monsoon and its modeling with a zonally symmetric 2D-model［M］．Aachen，Germany:Shaker Verlag:152．