楊雙艷 武炳義張人禾周順武

1深圳市國家氣候觀象臺，深圳518040

2中國氣象科學研究院，北京100081

3南京信息工程大學氣象災害省部共建教育部重點實驗室，南京210044

1 引言

大氣低頻振蕩（Low-Frequency Oscillation，LFO）通常是指時間尺度在10 d以上、100 d以內(nèi)的大氣變化。LFO首先由Madden and Julian（1971）于1971年在熱帶地區(qū)發(fā)現(xiàn)，隨后，他們（Madden and Julian，1972）進一步證實全球熱帶地區(qū)都存在LFO。研究表明，不僅在熱帶地區(qū)（Jiang and Waliser，2009；Wen et al.，2010；Janicot et al.，2011），而且在副熱帶（Mao et al.，2010；Wen et al.，2011），甚至全球（Kikuchi and Wang，2009；Yang，2009）都存在 LFO。已有研究（孫國武等，2010）將 LFO應用于延伸期預報中，為初步解決天氣/氣候預報銜接的時間縫隙問題提供了一種可能途徑。熱帶地區(qū)的LFO多為對流直接激發(fā)產(chǎn)生（Jiang et al.，2004；Mounier et al.，2008），其垂直結(jié)構(gòu)（Chatterjee and Goswami，2004；Yokoi and Satomura，2006）、水平結(jié)構(gòu)（Kiladis and Wheeler，1995；Slingo et al.，1996）、經(jīng)向傳播特征（Jiang and Waliser，2008；琚建華等，2008）以及緯向傳播特征（Chatterjee and Goswami，2004；Hsu and Li，2012）等已經(jīng)有諸多研究成果。熱帶 LFO存在顯著的年際變化特征（Shinoda and Han，2005），且在年際尺度上同外強迫之間有密切關(guān)系（Han et al.，2010）。熱帶LFO對熱帶氣旋（Chen et al.，2009）、季風（穆明權(quán)和李崇銀，2000；Qi et al.，2009）和 ENSO（El Ni?o La Ni?a–Southern Oscillation）（Yun et al.，2008）均有重要影響。近年，學者已經(jīng)開始關(guān)注用模式來模擬熱帶地區(qū)的LFO（Weare et al.，2012）。可見，目前關(guān)于熱帶地區(qū)LFO已經(jīng)有相當廣泛的研究，而關(guān)于中高緯地區(qū)LFO的研究還十分有限。

Li and Wu（1990）和 Anderson and Rosen（1983）的研究揭示中高緯地區(qū)LFO的存在。肖子牛和李崇銀（1992）也指出在對赤道東太平洋海表溫度距平的響應場中，LFO在中高緯，尤其是高緯度地區(qū)，有較大擾動能量。因此，LFO不僅僅在熱帶地區(qū)很重要，在中高緯地區(qū)同樣重要。雖然有研究（Wallace and Blackmon，1983）指出中高緯大氣 LFO 與非線性相互作用和外源強迫密切相關(guān)，但到目前為止，中高緯 LFO還缺乏較系統(tǒng)的研究。中高緯地區(qū) LFO的主要周期段、傳播特征等還十分不清楚。這些問題，目前的研究少有涉及，也正是本文的出發(fā)點。

本文以冬季歐亞中高緯地區(qū) LFO為主要研究對象，首先，揭示冬季LFO的主要低頻周期段；然后，分析主要周期的傳播特征，并構(gòu)造了一個能較好反應 LFO強度的指數(shù)；最后，在年際時間尺度上，探討了歐亞中高緯LFO強度與歐亞遙相關(guān)型之間的聯(lián)系。這些研究有助于進一步理解中高緯LFO的活動特征和動力學機制，并為低頻尺度預報提供一些可靠線索。

2 資料和方法

本文所用的資料和方法主要包括：

① 1979～2011年第Ⅰ套NCEP/NCAR再分析資料。其中包括逐日和逐月850 hPa和500 hPa緯向風（U850、U500）、經(jīng)向風（V850、V500）和海平面氣壓（SLP），以及逐日σ= 0.995層的溫度（T995，代表地表溫度）和逐月200 hPa高度（Z200）和500 hPa高度（Z500）。以上資料的水平分辨率均為 2.5°×2.5°（Kalnay et al.，1996）。定義當年 12月至次年2月的平均為當年冬季平均。提取1979～2010年共32 a逐月變量的冬季平均。用功率譜分析??功率譜分析程序由中國科學院大氣物理研究所李建平研究員提供（http://ljp.lasg.ac.cn/dct/page/65539 [2012-10-20]），為減小誤差，對結(jié)果進行了漢寧（Hanning）平滑處理。和 Morlet小波分析（Torrence and Webster，1999）得到逐日變量在中高緯地區(qū)的主要周期（為突出低頻信號，功率譜和小波分析前先去除季節(jié)循環(huán)和小于7天的天氣尺度變化）。然后運用Lanczos帶通濾波器（Duchon，1979）進行濾波（濾波參數(shù)n=150），得到主要的低頻信號。提取共32個12月1日至2月28日的低頻逐日序列表示1979～2010年的冬季低頻序列。

② 用冬季 SLP 的區(qū)域（40°～60°N，80°～120°E）平均值作為西伯利亞高壓強度指數(shù)（下文簡稱SH），這與Wu et al.（2011）的定義相同。

3 冬季歐亞中高緯LFO的傳播特征

分析LFO的傳播特征前，必須先確定其主要周期段。圖1給出了冬季1990年U500（圖1a）、2000年T995（圖1b）和2010年V500（圖1c）逐日資料的功率譜圖。由圖可知，各變量在冬季歐亞中高緯地區(qū)存在 10～30 d的低頻周期，其他冬季也存在10～30 d的低頻周期。經(jīng)分析，由于年份的不同，通過顯著性檢驗的格點數(shù)也有所不同。考慮到在歐亞中高緯度地區(qū)，10～30 d的低頻周期在每年都存在，且相對其他周期段而言更為普遍，因此可以說10～30 d的低頻振蕩周期在歐亞中高緯地區(qū)普遍存在。此外，運用morlet小波變換表明，冬季歐亞中高緯地區(qū)U500、V500和T995的周期也主要集中在 10～30 d（圖略）。因此本文將主要分析冬季歐亞中高緯地區(qū)10～30 d的低頻特征，對相關(guān)物理量做10～30 d的Lanczos帶通濾波，從而得到10～30 d的低頻分量。

運用經(jīng)驗正交函數(shù)（EOF，empirical orthogonal function）分解法揭示夏季歐亞中高緯LFO的主要型態(tài)。圖2a和2b分別為冬季T995低頻分量的第一、第二模態(tài)的空間分布（分別記為 EOF1和EOF2），圖 2c為 EOF1和 EOF2對應的主成分（principal component）時間系數(shù)（分別記為 PC1和PC2）的超前—滯后相關(guān)圖。前兩個模態(tài)的方差貢獻分別為 14.95%和 13.99%，利用 North et al.（1982）提出的計算特征值誤差范圍進行顯著性檢驗后得知，EOF1和EOF2與較高模態(tài)能夠有效的分開。從圖2a和2b發(fā)現(xiàn)，EOF1和EOF2的正負中心位置具有緯向和經(jīng)向差異，EOF2的正負值中心可以是 EOF1中相應的中心向東向南傳播的結(jié)果，以下用位相合成來進一步證明這種傳播特征。

由圖2c可知，當PC1超前和滯后PC2 4 d（約1/4個循環(huán)周期）時，兩者相關(guān)系數(shù)分別達到最大和最小，相關(guān)系數(shù)絕對值超過 0.3，且整個循環(huán)周期約為16 d。PC1和PC2顯著的超前滯后相關(guān)表明，EOF1和EOF2實際上是同一LFO循環(huán)周期的兩個不同位相（Wen et al.，2010）。參考Matthews（2000）的方法，將LFO在某一時刻t表示成二維空間矢量Z：

其中，()At為LFO的振幅， ()tα為PC1和PC2之間的位相角，并將 ()tα轉(zhuǎn)化到[0，360°]上。對LFO的每個周期劃分為8個不同位相，依次命名為位相1、位相 2、……位相 8（Phase1、Phase2、……Phase8），且相鄰位相間PC1與PC2之間的相角變化為45°。以16 d周期為例，相鄰位相時間間隔約為4 d，當PC1處于－8 d，PC2處于－4 d時，PC1超前PC2 4 d，此時兩者正相關(guān)達到最大。圖 3能很好地揭示PC1、PC2和位相角α之間的關(guān)系。例如，當處于－4 d時，PC1的振幅接近0，PC2的振幅達到正的最大，此時α為90°。圖3b給出了各位相α的分布。從位相 1 到位相 8， 位相角α的取值范圍分別為： [0，45°)、[45°，90°)、[90°，135°)、[135°，180°)、[180°，225°)、[225°，270°)、[270°，315°)、[315°，360°]。

圖2 冬季10～30 d低頻T995的（a）EOF1和（b）EOF2以及PC1和（c）PC2的超前滯后相關(guān)。陰影區(qū)表示載荷向量絕對值超過0.01的區(qū)域，等值線間隔為0.01；(c) 橫坐標中的“－”表示PC1超前PC2，例如“－8”表示PC1超前PC2 8 dFig.2 (a) The EOF1 (first EOF mode) and (b) the EOF2 (second EOF mode) of the 10–30-day T995 and (c) the leaded-lagged correlation between PC1 and PC2 (principal component time coefficients corresponding to EOF1 and EOF2) in winter.The shaded area denote the absolute values exceeding 0.01, the contour interval is 0.01; in (c), symbol ‘－’ of x-axis denote PC1 leading PC2, for example, ‘－8’ means PC1 leading PC2 8 d

圖3 基于16 d周期的低頻位相對應的（a）PC1、PC2的時間變化示意圖和（b）位相角 α 分布圖。（a）頂端數(shù)字1～8代表位相1～8（時間坐標的意義同圖2）Fig.3 (a) Time variations of PC1 and PC2 with phases and (b) distribution of phase angles based on a 16-day LFO cycle.The numbers 1 to 8 at the top in (a)indicate phases 1 to 8 (the meaning of time is the same as Fig.2)

為了揭示低頻環(huán)流隨位相的演變特征，我們將T995、U850和V850的低頻分量分別在位相1～8上進行了合成。具體合成方法如下：運用公式（3），結(jié)合圖3中PC1和PC2的符號，將1979～2010年共32年LFO T995的每一個周期中的α(t)都轉(zhuǎn)化到[0，360°]這一范圍，然后再基于α(t)的大小將每一個周期劃分為8個位相，位相1到位相8的α(t)的范圍分別為[0，45°)、[45°，90°)、[90°，135°)、[135°，180°)、[180°，225°)、[225°，270°)、[270°，315°)、[315°，360°]，然后對所有這 8個位相對應的低頻場或原始場進行合成。

圖4a中紅色箭頭表示冬季歐亞中高緯LFO有向東南方向傳播的過程。在位相1階段，對流層下層（850 hPa），巴倫支海附近地區(qū)受氣旋性低頻環(huán)流控制，貝加爾湖以北俄羅斯大部分區(qū)域受反氣旋性低頻環(huán)流控制。同時，對流層層的反氣旋/氣旋性環(huán)流異常分別伴隨有的正/負地表溫度異常。另外，在我國東南沿海附近有較弱的低頻溫度負異常。在位相2階段，對流層下層的反氣旋/氣旋性環(huán)流異常同樣伴隨有正/負地表溫度異常，它們均向東南方向移動。高緯負溫度異常區(qū)最南側(cè)向南傳播至 60°N附近，且中心向東伸展。正異常區(qū)最南側(cè)向南傳播至貝加爾湖以南 30°N附近，同時伴隨有異常中心的向東傳播。我國東南沿海附近較弱的低頻溫度負異常已經(jīng)移出。在位相3階段，正負溫度異常中心繼續(xù)向東南方向傳播，且東亞大部分地區(qū)被向南移動的正溫度異?？刂?。負異常已經(jīng)向南傳播至哈薩克斯坦北部。在位相4階段，850 hPa異常反氣旋/氣旋環(huán)流中心繼續(xù)向東南方向移動，且相應的正負溫度異常中心也隨之向東南方向傳播。負異常中心位于 60°N以北葉尼塞河附近，且其南端向南傳播至巴爾喀什湖所在的緯度附近。在此位相，巴倫支海北部又有新的正溫度異常出現(xiàn)。在位相5階段，其分布形勢與位相1的分布形勢基本相反，且和位相1均屬于過渡位相。該位相負異常中心南移至俄羅斯中部 60°N附近，且其南端南移至烏茲別克斯坦附近的 40°N以南。同時，東亞的正溫度異常減弱，且位相4新生成的正溫度異常也有向東南方向的伸展。在位相6和位相7階段，對流層下層的反氣旋/氣旋異常及其伴隨的正/負地表溫度異常均繼續(xù)向東南方向移動，使東亞地區(qū)受負異?？刂啤Ｎ幌?的分布形勢基本與位相4相反，貝加爾湖以北和以南分別受反氣旋和氣旋性低頻環(huán)流控制。此時，巴倫支海北部有新的負溫度異常出現(xiàn)。相應地，貝加爾湖以北基本受正溫度異?？刂?，貝加爾湖以南基本受負異常控制。經(jīng)分析知，在對流層中層（圖略）具有與對流層下層較一致的風場。圖4b為未經(jīng)濾波等處理的原始T995、U850和V850場隨 8個低頻位相的演變圖。從圖中可以看出對流下層風場隨8個低頻位相的變化不明顯，在歐亞地區(qū)主要表現(xiàn)為西風。原始近地表溫度場也沒有表現(xiàn)出向低頻地表溫度場那樣明顯的經(jīng)向和緯向傳播特征。

可見，冬季歐亞中高緯地區(qū)10～30 d低頻系統(tǒng)從位相1到位相8有由西北方向向東南方向的傳播特征。對流層下層的低頻反氣旋/氣旋及其伴隨的低頻正/負地表溫度異常均向東南方向移動，這樣的低頻環(huán)流系統(tǒng)有利于低頻冷空氣的南移。低頻地表溫度場向東南方向的傳播使得高緯度的低頻冷空氣移向東亞地區(qū)，可能影響我國冬季的溫度。為進一步說明歐亞地區(qū)中高緯度 10～30 d低頻系統(tǒng)的傳播特征，圖5給出了低頻T995場的時間—經(jīng)度和時間—緯度剖面圖。由圖5a和5c的時間—緯度剖面圖可知，低頻 T995場有明顯由北向南的傳播特征。依據(jù)Jiang and Wang（2004）的方法，利用低頻場傳播方向上的斜率（或其絕對值）表示傳播速度。如圖 5a所示，紅色箭頭的方向表示低頻場沿40°～130°E平均的傳播方向，該箭頭的斜率絕對值約為3.4緯度/天；同樣圖5c所示的沿100°E的傳播速度也約為3.4緯度/天。低頻場沿其他經(jīng)度的平均傳播速度也約為 3.4緯度/天（圖略）。因此，可知中高緯度低頻場的經(jīng)向傳播速度約為 3.4緯度/天。由圖5a和5c中低頻場的時間—經(jīng)度剖面圖可知，其具有明顯由西向東的緯向傳播特征。同理，由時間—經(jīng)度剖面圖可計算其平均緯向傳播速度。雖然沿不同緯度其緯向傳播速度稍有不同，但其平均速度約為15經(jīng)度/天。

圖4 冬季T995場（陰影，單位：°C）和850 hPa風場（矢量，單位：m/s）隨位相的演變。（a）10～30 d低頻場（等值線間隔0.5°C，且省略了零等值線，陰影區(qū)均超過5%的顯著性水平；風場僅給出超過5%顯著性水平的地區(qū)；紅色箭頭表示低頻信號的傳播方向）；（b）原始場Fig.4 The evolvement of T995 field (shaded, Unit: °C) and wind field at 850 hPa (vector, Unit: m/s) with phases.(a) 10–30 d LFO fields (the contour interval is 0.5°C, the zero contours are omitted, all shaded areas pass the test at 5% significance level; only the wind vectors with significance level exceeding 5% are shown; the red arrows mean the propagating directions of LFO); (b) original fields

4 冬季歐亞中高緯 LFO活動與歐亞遙相關(guān)型的關(guān)系

Yun et al.（2008，2010）用 30～60 d低頻 OLR（Outgoing Longwave Radiation）的EOF1和EOF2識別出了熱帶地區(qū)向北傳播的LFO［Yun et al（.2008，2010）稱這種向北傳播的 LFO為 NPISO，即northward or northwestward propagating intraseasonal oscillation］，并用前兩個模態(tài)的時間系數(shù)的平方和（即PC12＋PC22）代表NPISO的能量或活躍程度，用91d滑動平均來表示ISO能量或活動強度的季節(jié)尺度，從而計算出NPISO的年際變化指數(shù)，進而研究了ENSO和NPISO之間的聯(lián)系。Wen et al（.2011）用擴展EOF（EEOF）分解得到美國熱帶–副熱帶地區(qū)10～20 d低頻OLR的兩個主要模態(tài)（即東西模態(tài)和南北模態(tài)），且東西模態(tài)主要由 EEOF1和EEOF2識別，而南北模態(tài)主要由EEOF3和EEOF4識別。他們分別用兩個模態(tài)的振幅（即和來表示兩個低頻模態(tài)的活動強度指數(shù)，并用某模態(tài)某年某月的強度指數(shù)在該年該月的時間平均來表示該年該月的活動強度，從而計算出兩個模態(tài)的年際變化指數(shù)，進而探討了 10～20 d LFO的年際變化與北美氣候之間的關(guān)系。Jiang and Waliser（2009）運用同樣的方法得到東太平洋上兩個低頻模態(tài)（40 d模態(tài)和20 d模態(tài)）活動強度的年際變化，并探討了兩個模態(tài)之間的關(guān)系。受以上研究的啟發(fā)，本文用冬季歐亞中高緯LFO的振幅［定義見公式（2）］來表示LFO的活動強度，并用每年冬季LFO振幅的時間平均來表示每年LFO的活動強度指數(shù)（下文簡稱PC），其定義如下：

其中n= 90，表示每年冬季（當年12月1日至次年2月28日）的天數(shù)。依據(jù)公式（4）計算出1979～2010年P(guān)C的時間序列（見下文圖8）。

冬季歐亞中高緯 LFO強度與歐亞地區(qū)背景環(huán)流場有怎么樣的聯(lián)系，以下做具體分析。歐亞遙相關(guān)型（EU）是冬季歐亞地區(qū)主要的環(huán)流系統(tǒng)之一，它最早由Wallace and Gutzler（1981）提出，表現(xiàn)為烏拉爾地區(qū)和東亞沿岸、歐洲西部地區(qū)500 hPa高度場距平負相關(guān)關(guān)系。一些研究表明，EU是東亞氣候異常的重要影響因子之一。Sung et al.（2009）研究了日尺度上EU和東亞冬季氣溫間的關(guān)系，他們發(fā)現(xiàn)東亞冷暖事件出現(xiàn)的概率與 EU有密切關(guān)系。Wallace and Gutzler（1981）也指出EU和東亞冬季溫度存在負相關(guān)關(guān)系。劉毓贇和陳文（2012）指出與EU異常相聯(lián)系的東亞冬季風系統(tǒng)變化與我國冬季氣溫和降水的異常有關(guān)。EU是否與歐亞上空低頻尺度環(huán)流有關(guān)呢？為探討冬季歐亞中高緯LFO強度與歐亞地區(qū)主要環(huán)流系統(tǒng)（EU）之間的聯(lián)系，首先分析了由冬季 PC回歸的冬季 500 hPa環(huán)流場（包括高度場和風場）。由圖6a可知，在對流層中層（500 hPa），歐洲西北部和東亞沿海地區(qū)表現(xiàn)為負高度異常，并且伴有氣旋性環(huán)流異常。同時，在烏拉爾山東部至西伯利亞地區(qū)表現(xiàn)為正高度異常，并且伴有反氣旋性環(huán)流異常。這種異常分布形式與EU的分布形式基本一致，且異常中心與歐亞遙相關(guān)型的活動中心（圖 6★標示的位置）基本吻合。因此，冬季歐亞中高緯LFO的強度與EU波列有密切聯(lián)系。歐亞中高緯LFO的強度越大，LFO的活躍程度越強，向東向南傳播也更明顯，進而將歐亞較高緯度地區(qū)的低頻冷空氣傳至低緯，從而影響冬季東亞等較低緯度地區(qū)的溫度。事實上，由冬季PC回歸的冬季對流層上層高度異常場，與圖6a中對流層中層 500 hPa高度異常場的分布形勢相似。圖6b為由PC回歸的冬季200 hPa高度場，可看出，其在歐洲西北部和東亞沿海地區(qū)表現(xiàn)為負異常，在烏拉爾山地區(qū)表現(xiàn)為正異常。這一方面說明，

冬季不僅對流層中層，而且對流層上層的EU波列可能影響冬季歐亞中高緯LFO的強度；另一方面說明，冬季EU波列在對流層中上層表現(xiàn)為準正壓結(jié)構(gòu)，各中心隨高度沒有明顯的向西傾斜。那么，在對流層低層是否有相匹配的環(huán)流結(jié)構(gòu)，以下將做進一步分析。

圖5 10～30 d LFO T995場：（a）沿40°～130°E平均和（c）沿100°E的時間—緯度剖面；（b）沿40°～80°N平均和（d）沿55°N的時間—經(jīng)度剖面。單位：°C，“－”表示環(huán)流超前于PC1，例如“－10”表示環(huán)流超前于PC1 10天Fig.5 T995 fields related to 10–30 d LFO: Time-latitude cross sections (a) averaged over 40°–130°E and (c) along 100°E; time-longitude cross sections (b)averaged over 40°–80°N and (d) along 55°N.Unit: °C; positive (negative) lagged time denotes that circulation lags (leads) PC1, for example, ‘－10’ means circulation leading PC1 for 10 days

圖6 由冬季PC回歸的冬季高度場（等值線：間隔3 gpm）和風場（矢量，僅給出顯著性水平超過5%的地區(qū)）：（a）500 hPa；（b）200 hPa。橘黃色和藍色區(qū)域分別表示顯著性水平超過5%和10%的正異常區(qū)，品紅色和紫色區(qū)域分別表示相應的負異常區(qū)，緯度范圍為30°～80°N，★代表Wallace and Gutzler（1981）定義的EU遙相關(guān)型活動中心Fig.6 Regressed height fields (contours: the interval is 3 gpm) and wind fields (vectors, only the vectors with significance level exceeding 5% are shown)against PC in winter: (a) 500 hPa; (b) 200 hPa.Orange and blue (pink and purple) shaded areas indicate positive (negative) anomalies with significance levels exceeding 5% and 10%, respectively, and latitude range is 30°–80°N.★ shows the active center of EU (Eurasian) teleconnection pattern defined by Wallace and Gutzler (1981)

劉毓贇和陳文（2012）指出，EU正位相時，西伯利亞高壓（SH）顯著增強。Wallace and Gutzler（1981）的研究也表明，EU處于正位相時，SH增強；反之，EU處于負位相時，SH減弱。Wang et al.（2010）指出，烏拉爾山阻塞高壓的發(fā)生伴隨著強的SH。Takaya and Nakamura（2005）也指出EU對SH有重要的影響?？梢?，EU可通過影響對流層低層的 SH，進而影響冬季歐亞中高緯 LFO的活動。為了進一步分析SH和LFO之間的聯(lián)系，圖7給出了SH隨低頻位相的演變。在過渡位相（位相1和位相5），SH大小約為8個位相的平均值（約1030 hPa）。在位相2～4階段，SH偏弱，大小約為1028～1029 hPa；在位相6～8階段，SH偏強，大小約為1032～1033 hPa。因此，隨著LFO向東南方向的傳播，SH有增強的趨勢。這意味著，隨著SH的增強，中高緯 LFO活動強度有增強趨勢。因此，SH和LFO強度之間確實存在著緊密聯(lián)系。一方面，當 SH偏弱時，歐亞大陸中高緯地區(qū)的西風加強（Wu et al.，2011），阻礙了中高緯度低頻環(huán)流向南傳播，因此減弱了 LFO的強度；反之亦然。另一方面，SH偏強，東亞冬季風偏強（Wang et al.，2010），有利于中高緯LFO向東南方向的傳播，因而LFO活動偏強；反之亦然。當然，歐亞中高緯LFO的活動異常也很可能影響SH的強度，有待于深入研究。

圖7 西伯利亞高壓隨低頻位相的演變Fig.7 The evolution of SH (the Siberian high) with respect to the LFO phases

上述分析說明，EU遙相關(guān)型波列對冬季歐亞中高緯 LFO的活躍性有重要影響。為進一步證明EU波列與歐亞中高緯LFO強度之間的關(guān)系，參照Wallace and Gutzler（1981）定義EU強度指數(shù)的方法，選取EU活動中心附近且位于高低值中心附近的三個關(guān)鍵區(qū)A、B、C（圖5中綠色框區(qū)域），定義EU波列的強度指數(shù)（以下簡稱EUI）為：

圖8 冬季EUI（虛線）和PC（實線，已標準化）的時間序列：（a）未去趨勢；（b）去趨勢Fig.8 The time series for EUI (dashed line) and PC (solid line, normalized) in winter: (a) No-detrend; (b) detrend

5 小結(jié)和討論

本文利用NCEP/NCAR再分析資料，分析了冬季歐亞中高緯LFO的主要周期段及其傳播特征，并構(gòu)造了一個能較好反映 LFO活躍程度的年際變化指數(shù)，著重探討了LFO活躍程度與歐亞遙相關(guān)波列在年際尺度上的聯(lián)系。得到的主要結(jié)論如下：

（1）冬季歐亞中高緯LFO主要以10～30 d周期為主，對流層下層（850 hPa）10～30 d低頻反氣旋/氣旋性異常環(huán)流系統(tǒng)及伴隨的低頻T955正/負異常均向東南方向傳播。其中，低頻場由北向南的平均經(jīng)向傳播速度約為 3.4緯度/d；由西向東的平均緯向速度約為15經(jīng)度/d。

（2）在年際尺度上，冬季歐亞中高緯LFO強度與EU強度表現(xiàn)出顯著的正相關(guān)。當EU遙相關(guān)波列趨于負位相時，烏拉爾地區(qū)的脊和東亞、歐洲西北部的槽都減弱，歐亞地區(qū)大尺度經(jīng)向環(huán)流也減弱，環(huán)流較平直；同時，對流層低層的SH強度減弱。當SH偏弱時，歐亞大陸中高緯地區(qū)的西風加強，且東亞冬季風的偏弱，以上這些因素均不利于中高緯度低頻環(huán)流向南傳播，從而導致LFO的強度偏弱；正位相反之。

綜上所述，冬季EU遙相關(guān)波列對歐亞中高緯10～30 d LFO強度變化有重要影響，其可能影響途徑概括為圖 9。本文在年際尺度上揭示了冬季歐亞中高緯 LFO活動與冬季 EU遙相關(guān)波列之間的關(guān)系。這種年際變化與低頻強迫和其他時間尺度相互作用有關(guān)（管兆勇和徐建軍，1994），但是由于非線性相互作用非常復雜，這種相互作用仍需進一步研究。需要指出的是，圖9中重點強調(diào)了SH對LFO的作用，而LFO的活動異常很可能對SH也存在著影響，值得進一步研究。既然 EU對歐亞中高緯LFO強度有影響，那么對EU有影響的因素也很可能通過影響 EU來影響 LFO的強度。徐海明等（2001）用CCM3模式模擬證明，北大西洋海表溫度（SST）異常確實能夠激發(fā)EU波列。Gambo et al.（1987）用GCM模式也同樣證明，熱帶北大西洋SST異常能夠激發(fā)EU波列。Li（2004）的研究也表明，北大西洋SST異常對歐亞地區(qū)波列結(jié)構(gòu)有明顯影響。因此，北大西洋SST很可能對歐亞中高位LFO強度有影響，北大西洋SST也很可能在EU和LFO的年際關(guān)系中起著重要影響，值得進一步研究。如引言中所述，中高緯LFO產(chǎn)生與非線性相互作用有關(guān)，因此其與北大西洋SST可能通過大氣基本氣流的非線性相互作用聯(lián)系在一起，這些問題涉及中高緯 LFO的動力學機制問題，目前也少有研究，因此需要做進一步探討。

值得指出的是，本文研究的冬季歐亞中高緯大氣環(huán)流的10～30 d LFO與Namias（1950）提出的西風指數(shù)循環(huán)是一致的。10～30 d LFO是西風“指數(shù)循環(huán)”的一種表現(xiàn)，是該指數(shù)循環(huán)的準周期現(xiàn)象。Namias（1950）指出，熱平衡狀態(tài)的維持需要極地和熱帶地區(qū)的空氣交換，這一交換過程使得西風指數(shù)表現(xiàn)為大于10 d的數(shù)星期之史的振蕩。在西風高指數(shù)階段，西風急流向高緯度地區(qū)移動，極渦加深，冷空氣被捕獲在極地地區(qū)，冷空氣爆發(fā)頗少，導致北半球中高緯地區(qū)偏暖；而西風低指數(shù)階段，急流南擴，冷空氣則頻繁暴發(fā)，北半球中高緯大部分地區(qū)偏冷。而本文研究得到的冬季歐亞中高緯 LFO強度的強弱也直接影響到中高緯地區(qū)的冷暖，而其對中高緯度地區(qū)冷空氣或寒潮的爆發(fā)頻率的影響或影響程度仍需進一步研究。Thompson and Wallace（1998）提出了一種北半球熱帶外地區(qū)大氣環(huán)流的“環(huán)形”模式，即北極濤動（AO），AO實質(zhì)上反映的是中緯度西風強度，它也是“指數(shù)循環(huán)”的體現(xiàn)。隨后，許多學者對AO及其影響進行了更深入的研究（Gong et al，2001；Wu and Wang，2002）。本文從低頻的角度揭示了這種“指數(shù)循環(huán)”現(xiàn)象，作為“指數(shù)循環(huán)”在低頻尺度上的體現(xiàn)，中高緯10～30 d LFO與AO具有不同的尺度，它們對環(huán)流或天氣氣候肯定存在著不同的影響，相互之間也很有可能存在著相互作用，這些都需要進一步探討。

圖9 EU波列對冬季歐亞中高緯10～30 d LFO影響的可能途徑的概念圖Fig.9 Schematic diagram of the possible effect way of EU wave train on 10–30-day LFO over the Eurasian mid-high latitudes in winter

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