葉丹 張耀存

南京大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，南京210093

1 引言

在東亞冬季風(fēng)盛行期間，冷空氣活動頻繁，達到一定的強度即為寒潮，這種向南爆發(fā)的冷空氣會造成中國境內(nèi)劇烈降溫、降雪、大風(fēng)、霜凍等災(zāi)害性天氣，從而對農(nóng)業(yè)、交通和經(jīng)濟活動造成巨大損失。當寒潮爆發(fā)時，高空波動和高空急流存在著明顯的相互作用，引起能量和動量的轉(zhuǎn)換，導(dǎo)致東亞高空急流強度發(fā)生變化（Chang and Lau，1980；高守亭等，1992），進而影響冷空氣的活動強度和路徑。因此，研究高空急流強度變化與冷空氣活動的關(guān)系具有重要意義。

對流層高層環(huán)繞緯圈的急流帶是中緯度大氣環(huán)流系統(tǒng)中的重要成員之一。觀測表明，冬季東亞地區(qū)上空存在兩支不同的急流：東亞副熱帶西風(fēng)急流（EASJ）和東亞溫帶急流（EAPJ）（又稱為極鋒急流）。已有的研究表明，東亞副熱帶急流在6月中旬自青藏高原南側(cè)北跳至高原北側(cè)的同時，東亞溫帶急流消失；而東亞副熱帶急流于 10月中旬的南撤則伴隨著東亞溫帶急流在高原北側(cè)的出現(xiàn)，東亞副熱帶急流位于青藏高原南側(cè)約20°N～35°N，并向東北延伸到西北太平洋上空，東亞溫帶急流位于高原北側(cè)約 40°N～60°N 地區(qū)上空（鄒進上等，1990）。副熱帶急流的形成與 Hadley環(huán)流輸送的來自熱帶地區(qū)的大氣角動量有關(guān)，溫帶急流的形成則與中緯度斜壓渦旋強迫有著密切關(guān)系，而低層的溫度梯度是斜壓渦旋產(chǎn)生的重要原因（Lee and Kim，2003）。此外，急流與高空和地面鋒區(qū)相對應(yīng)，鋒區(qū)內(nèi)擾動的發(fā)展和風(fēng)暴的生成會帶來強降水、寒潮等極端天氣、氣候事件（高守亭和陶詩言，1991；丁一匯，2005）。在以往關(guān)于東亞高空急流與冬季風(fēng)關(guān)系的研究方面，Yang et al.（2002）指出冬季西太平洋急流（30°N～35°N，130°E～160°E）的異常與整個東亞—太平洋—北美冬季氣候異常相關(guān)聯(lián)，當冬季西太平洋急流增強時，東亞冬季風(fēng)加強，頻繁的冷空氣活動直接導(dǎo)致東亞地表溫度降低。毛睿等（2007）指出在年際尺度上，冬季東亞上空西風(fēng)急流（30°N～35°N，127.5°E～155°E，200 hPa緯向風(fēng)）存在強度的變化和位置的南北移動，并通過東亞冬季風(fēng)影響中國的溫度和降水分布。冬季自東亞至西太平洋上空的西風(fēng)急流與東亞溫帶急流區(qū)域的西風(fēng)有反相變化特征，并且與東亞冬季風(fēng)關(guān)系密切（Jhun and Lee, 2004）。此外，還有研究表明，東亞副熱帶急流與冬季風(fēng)具有正相關(guān)關(guān)系，即副熱帶急流越強，冬季風(fēng)越強，而高緯度的200 hPa緯向風(fēng)和冬季風(fēng)具有負相關(guān)關(guān)系，即高緯度地區(qū)緯向風(fēng)越大，冬季風(fēng)越弱（況雪源等，2008）。Li and Yang（2010）利用200 hPa緯向風(fēng)切變表征東亞冬季風(fēng)的強弱變化。由此可見，東亞高空急流與東亞冬季風(fēng)有著密切關(guān)系。雖然冬季風(fēng)強的時候，對應(yīng)著頻繁的冷空氣活動，但關(guān)于高空急流與冷空氣活動關(guān)系的研究還不多。此外，過去有關(guān)高空急流與東亞季風(fēng)關(guān)系的研究更多的是關(guān)注東亞副熱帶西風(fēng)急流，而溫帶急流作為東亞高空急流整體的一部分，與副熱帶急流具有協(xié)同變化關(guān)系，這種協(xié)同變化關(guān)系與冬季風(fēng)爆發(fā)、中國境內(nèi)冷空氣活動等也必然會存在一定的聯(lián)系，目前考慮溫帶急流和副熱帶急流的不同強度變化對冬季冷空氣活動強度和路徑影響的研究尚不多見，因此有必要開展急流協(xié)同變化與冷空氣活動關(guān)系的研究。本文利用NCEP/NCAR再分析資料和地面臺站氣溫觀測資料，分析冬季東亞副熱帶急流（EASJ）和東亞溫帶急流（EAPJ）強度變化特征及其與影響我國的冷空氣活動強度、路徑、持續(xù)時間以及源地的不同特征，為我國冬季冷空氣活動的預(yù)報提供新的思路。

2 資料與方法

本文所用資料：（1）中國境內(nèi)724個站的日平均氣溫觀測資料，時間為1960年12月～2008年2月；（2）NCEP/NCAR逐日再分析資料（Kalnay et al.,1996），所選要素包括海平面氣壓場、500 hPa位勢高度場、1000 hPa風(fēng)場，時間為1960年1月～2008年12月，資料水平分辨率為2.5°×2.5°（格點數(shù)為144×73），垂直方向為17層。本文中的冬季定義為12月1日～2月28日，在分析兩支急流的強度變化時，將逐日資料處理成候平均資料。

為了確定溫帶急流和副熱帶急流的關(guān)鍵區(qū)，本文首先計算中國東部地區(qū) 1000 hPa經(jīng)向風(fēng)與 300 hPa全風(fēng)速的相關(guān)系數(shù)，找出相關(guān)的顯著區(qū)域，在此基礎(chǔ)上利用NCEP/NCAR逐日再分析資料統(tǒng)計逐日急流發(fā)生頻數(shù)，在急流發(fā)生頻數(shù)高的區(qū)域確定急流的強度和關(guān)鍵區(qū)。逐日急流發(fā)生頻數(shù)計算方法為：在東亞—太平洋（20°N～70°N，50°E～170°E）范圍內(nèi)查找風(fēng)速大值中心，若該中心滿足：（1）中心風(fēng)速值≥28 m s–1；（2）該中心周圍8個格點上的風(fēng)速值均小于該中心的風(fēng)速值，則定義該中心為一個急流中心，記下該中心的經(jīng)緯度位置（張耀存等，2008）。對每年的12月、1月和2月的逐日資料重復(fù)進行這一過程，最后得到 48個冬季每個格點上的急流發(fā)生頻數(shù)。

3 溫帶急流和副熱帶急流協(xié)同變化和冬季冷空氣活動的關(guān)系

3.1 溫帶急流和副熱帶急流關(guān)鍵區(qū)的選擇

由于在300 hPa高度上溫帶急流最強，副熱帶急流在300 hPa與200 hPa高度上的強度相當，本文在300 hPa高度上選取副熱帶急流和溫帶急流活動的關(guān)鍵區(qū)域。因為冷空氣南下，經(jīng)常伴隨著大風(fēng)，所以經(jīng)向風(fēng)從某種程度能反映冷空氣的活動特征，并且是表征寒潮的一個重要指標。圖1給出的是中國東部地區(qū)區(qū)域（105°E～120°E，25°N～50°N）冬季平均1000 hPa經(jīng)向風(fēng)與300 hPa全風(fēng)速的相關(guān)圖和冬季300 hPa全風(fēng)速分布圖。從圖中等值線分布可清楚地看到副熱帶急流中心主要位于 120°E～160°E、25°N～35°N，而溫帶急流由于具有顯著的瞬變特征，強度和位置變動范圍較大，在氣候平均風(fēng)場上溫帶急流僅表現(xiàn)為風(fēng)速大值區(qū)，因此溫帶急流活動區(qū)域不容易確定。從圖1的相關(guān)系數(shù)分布（填色圖）看到，經(jīng)向風(fēng)與副熱帶急流區(qū)和溫帶急流區(qū)的全風(fēng)速相關(guān)系數(shù)最高，與溫帶急流活動區(qū)域的風(fēng)速相關(guān)達到0.7，與副熱帶急流活動區(qū)域的風(fēng)速相關(guān)達到－0.7，兩個高相關(guān)區(qū)相對獨立。從低層經(jīng)向風(fēng)與高空風(fēng)場的相關(guān)關(guān)系上可以看到，冬季影響中國東部地區(qū)的冷空氣活動與兩支急流強度變化有著密切聯(lián)系。

為了進一步確定兩支急流變化的關(guān)鍵區(qū)，圖 2給出了基于逐日資料統(tǒng)計出的300 hPa冬季急流發(fā)生頻數(shù)。從圖中可以看到，東亞上空 45°N～60°N為溫帶急流活動頻繁的區(qū)域，副熱帶急流主要活動于20°N～35°N地區(qū)，并從中國東部地區(qū)上空向東北方向延伸，溫帶急流活動區(qū)和副熱帶急流活動區(qū)相對獨立。根據(jù)低層經(jīng)向風(fēng)與高空風(fēng)場的相關(guān)系數(shù)和急流發(fā)生頻數(shù)分布圖，選取 45°N～60°N，70°E～110°E范圍為溫帶急流的關(guān)鍵區(qū)，選取 27.5°N～37.5°N，130°E～160°E 范圍為副熱帶急流的關(guān)鍵區(qū)。對關(guān)鍵區(qū)的全風(fēng)速進行區(qū)域平均，逐候計算EAPJ和EASJ的強度，然后對每個冬季18個候的EAPJ和EASJ強度進行標準化（即每年共18候標準化一次），用標準化后的區(qū)域平均風(fēng)速值分別表征溫帶急流和副熱帶急流的強度，由此確定溫帶急流和副熱帶急流強度指數(shù)。在此基礎(chǔ)上，以±0.8為參考標準，當急流強度指數(shù)大于0.8（小于－0.8）時，分別表示EAPJ和EASJ強度強（弱）。根據(jù)急流的強度變化，挑選出EAPJ和EASJ兩支急流強弱變化的不同配置，得到兩支急流強度變化的四種情形。在總共864候中，兩支急流都強（記為SS），有33次；兩支急流都弱（WW），有 31次；EAPJ強、EASJ弱（SW），有55次；EAPJ弱、EASJ強（WS），有66次。

3.2 兩支急流不同強度變化下的冷空氣活動特征

從以往關(guān)于寒潮的研究中（朱乾根等，2000）可知，冷空氣入侵我國的路徑主要分為四條：（1）西北路徑：冷空氣自新地島以西的白海、巴倫支海經(jīng)西伯利亞、蒙古進入我國；（2）北方路徑：冷空氣自新地島以東喀拉?；蛐挛鞑麃嗊M入亞洲北部，自北向南經(jīng)蒙古進入我國；（3）西方路徑：冷空氣在 50°N以南歐亞大陸自西而東經(jīng)新疆、蒙古影響我國東部；（4）東北路徑：冷空氣自鄂霍次克?；蛭鞑麃問|部向西南影響我國東北。本文試圖探討副熱帶急流和溫帶急流不同強度變化情形下冷空氣強度和路徑特征，從高空急流變化的角度尋找影響我國冷空氣活動的預(yù)報指標。由于地面溫度變化可表征冷空氣活動強度和路徑特征，下面將分析副熱帶急流和溫帶急流不同強度變化情形下對應(yīng)的地面24 h溫度變化，考慮到本文中高空急流強度變化是以候平均風(fēng)速表征的，在高空急流強度變化的一個候里，冷空氣活動影響我國的時間可能會出現(xiàn)在不同的日期，因此對應(yīng)四種情況24 h變溫的起始時間也會不同，本文給出了冷空氣活動影響我國最為顯著時段的地面溫度變化。圖3是兩支急流均強（SS）情況下24 h變溫合成圖，從圖中可看出最先在我國東北地區(qū)出現(xiàn)降溫，之后降溫幅度最大區(qū)出現(xiàn)在遼東半島，冷空氣從內(nèi)蒙古中東部入侵我國，影響華北、東北及東部沿海地區(qū)，但強度不大，且影響時間很短，這種情況與北方路徑一致。圖 4是兩支急流均弱（WW）情況下24 h變溫圖，從圖

中可看出，這種情形在新疆北部最先有明顯的降溫，之后最大降溫區(qū)向東北、中國東部移動，冷空氣從新疆北部入侵，冷空氣強度強，降溫幅度大，且持續(xù)時間長，范圍涉及全國大部分地區(qū)，這種情況與西方路徑相對應(yīng)。圖5是溫帶急流強、副熱帶急流弱（SW）情況下24 h變溫圖，從圖中可看出降溫是從中國東北部開始逐步向中國南部擴展，主要影響我國東北部，中國南部降溫不明顯，冷空氣強度較強，但持續(xù)時間短, 這種情況與東北路徑一致。圖 6是溫帶急流弱、副熱帶急流強（WS）情況下24 h變溫圖，從圖中可看出降溫最先出現(xiàn)在內(nèi)蒙古中部，進而影響華北和我國東部地區(qū)，降溫強度不大，但影響范圍涉及整個中國境內(nèi)，這種情況大致與西北方路徑相對應(yīng)。

圖1 1000 hPa區(qū)域（25°N～50°N，105°E～120°E）平均經(jīng)向風(fēng)與300 hPa全風(fēng)速的相關(guān)（填色圖，信度為95%、99%的閾值分別是0.35、0.45）和300 hPa氣候平均風(fēng)速（等值線，單位：m s–1）Fig.1 Geographical distribution of correlations between the regional mean of 1000-hPa meridional wind speed over the domain (25°–50°N, 105°–120°E) and 300-hPa wind speed in each grid over East Asia (shaded, the threshold values at the 95% and 99% confidence levels of significance are 0.35 and 0.45), and climatological means of 300-hPa wind speed (contours, units: m s–1)

圖2 氣候平均冬季300 hPa逐日急流發(fā)生頻數(shù)分布Fig.2 The climatologicalwinter mean jet-center numbers at 300 hPa

圖3 溫帶急流和副熱帶急流都強（SS）情況下24 h變溫合成圖（單位：°C）：(a)、(b)、(c)、(d)依次是所在候的第一天與前一天的溫度差、第二天與第一天的溫度差、第三天與第二天的溫度差、第四天與第三天的溫度差Fig.3 Geographical distribution of 24 h temperature change with the occurrence of strong East Asian Polar Jet (EAPJ) and strong East Asian Subtropical Jet(EASJ) (units: °C): (a) Temperature difference between the first day of the current pentad and the last day of the pre-pentad; (b) between the second day and the first day of the current pentad; (c) between the third day and the second day of the current pentad; (d) between the fourth day and the third day of the current pentad

圖4 同圖3，但為溫帶急流和副熱帶急流均弱（WW）的情況Fig.4 The same as in Fig.3, but for weak EAPJ and weak EASJ

3.3 冷空氣源地特征

為了探討副熱帶急流和溫帶急流強度四種變化情況下影響我國的冷空氣源地，針對上文給出的冷空氣活動影響我國最為顯著時段分析冷空氣影響我國之前1～2候850 hPa候平均溫度和高度距平（圖7）。圖7a是EAPJ強、EASJ強（SS）時，冷空氣影響我國前兩候的溫度距平，從圖中可以看出，最大溫度負距平區(qū)位于新地島以東的洋面及陸地上，中心位于120°E，最大溫度距平達到－2°C，并且與一個位勢高度負距平中心對應(yīng)，冷空氣影響我國前一候時（圖略），負溫度距平擴展到中國上空，與此相對應(yīng)，冷空氣的入侵路徑位于我國內(nèi)蒙古中東部地區(qū)。由此可知，兩支急流都強時影響我國的冷空氣源地在新地島以東地區(qū)，與北方路徑冷空氣的源地（新地島以東喀拉?；蛐挛鞑麃啠┮恢?。圖7b是EAPJ弱、EASJ弱（WW）時冷空氣影響我國前兩候的溫度距平，從圖中可以看到，溫度負距平的大值區(qū)位于巴爾喀什湖的西部，最大溫度距平達到－1.5°C，從前一候的溫度變化上（圖略）看到，最大溫度負距平中心東移至巴爾喀什湖，最大溫度距平達到－3°C，由此可知，兩支急流均弱時影響我國的冷空氣源地位于巴爾喀什湖以西的大陸上，與從新疆北部入侵我國的冷空氣路徑一致，冷空氣以西方路徑影響我國。圖 7c是 EAPJ強、EASJ弱（SW）時，冷空氣影響我國前一候的溫度距平，從圖中可以看到，溫度負距平的大值區(qū)位于西西伯利亞偏東地區(qū)，最大溫度距平達到－2.4°C，同時存在一個位勢高度負距平中心，表明溫帶急流強、副熱帶急流弱時影響我國的冷空氣源地位于中西伯利亞偏西地區(qū)，與東北路徑冷空氣源地基本一致。圖7d是EAPJ弱、EASJ強（WS）時，冷空氣影響我國前兩候的溫度距平，溫度負距平的大值區(qū)位于巴爾喀什湖，負距平范圍較大，一直擴展到中國境內(nèi)，而歐亞大陸、新地島以西也存在一個負距平中心，并且有一個位勢高度負距平中心相對應(yīng)，與西北路徑的冷空氣源地基本一致。

3.4 大氣環(huán)流特征

為了探討冷空氣活動強度和路徑變化與兩支急流強度變化的關(guān)系，本文接下來分析兩支急流不同強度變化的四種情形對應(yīng)的大氣環(huán)流特征，主要分析海平面氣壓場、500 hPa位勢高度場、反映大氣斜壓性的Eady增長率以及1000 hPa矢量風(fēng)場等不同高度上的環(huán)流特征。以下均為候平均的合成場和距平場。

圖8給出的是急流強度四種變化情形下海平面氣壓的合成場及其距平場。從圖8等值線可以看出兩支急流不同強度變化情形下西伯利亞高壓和阿留申低壓中心位置的差異，兩支急流都弱（WW）時，阿留申低壓中心位置比其他三種情形偏東，EAPJ弱、EASJ強（WS）的情況下阿留申低壓位置更偏西。對于西伯利亞高壓的中心位置，四種情況差異不大，當EAPJ強的兩種情況（SS和SW），相較于EAPJ弱的兩種情況（WW和WS），西伯利亞高壓中心位置略偏向西南。分析海平面氣壓距平值發(fā)現(xiàn)，當溫帶急流強（SS和SW這兩種情況）時，西伯利亞高壓為負距平，較平均態(tài)弱，而兩支急流均強時（SS），負距平值更大，西伯利亞高壓強度顯著減弱；當溫帶急流弱（WW和WS這兩種情況）時，則剛好相反，西伯利亞高壓為正距平，強度偏強。當副熱帶急流強（SS和WS這兩種情況）時，阿留申低壓均為負距平，較平均態(tài)強，溫帶急流弱時（WS），負距平值更大，阿留申低壓顯著增強；當副熱帶急流較弱（WW和SW這兩種情況）時，則剛好相反。

圖9給出了急流強度變化對應(yīng)的500 hPa高度場。寒潮冷空氣一般沿著東亞大槽槽后的西北氣流運動，從圖中可看出東亞大槽、北美大槽以及歐洲大槽的變化特征。對比急流強度變化四種情形對應(yīng)的500 hPa高度場變化發(fā)現(xiàn)，兩支急流均強（SS）時，北美大槽深，歐洲大槽也較為深厚，但是東亞大槽弱；兩支急流均弱（WW）時，東亞大槽偏強，槽線呈現(xiàn)出西南—東北向傾斜形勢，但北美大槽和歐洲大槽相對都較弱；當溫帶急流強、副熱帶急流

弱（SW）時，高度場平直，歐洲和北美以及東亞大槽均較弱；當溫帶急流弱、副熱帶急流強（WS）時，東亞大槽偏強，槽線沿南北方向，北美大槽和歐洲大槽也相對偏強。

圖5 溫帶急流強、副熱帶急流弱（SW）情況下24 h變溫合成圖（單位：°C）：(a)、(b)、(c)、(d)依次是所在候第五天與第四天的溫度差、下一候的第一天與所在候的第五天的溫度差，依此類推Fig.5 Geographical distribution of 24 h temperature change with the occurrence of strong EAPJ and weak EASJ (units: °C): (a) Temperature difference between the fifth day and the fourth day of the current pentad; (b) between the fifth day of the current pentad and the first day of the next pentad; (c) between the second day and the first day of the next pentad; (d) between the third day and the second day of the next pentad

圖6 溫帶急流弱、副熱帶急流強（WS）情況下24 h變溫合成圖（單位：°C）：(a)、(b)、(c)、(d)依次是前一候的第四天與第三天的溫度差、前一候的第五天與第四天的溫度差，依此類推Fig.6 Geographical distribution of 24 h temperature change with the occurrences of weak EAPJ and strong EASJ (units: °C): (a) Temperature difference between the fourth day and the third day of the pre-pentad; (b) between the fifth day and the fourth day of the pre-pentad; (c) between the first day of the current pentad and the fifth day of the pre-pentad; (d) between the second day and the first day of the current pentad

圖7 850 hPa合成溫度距平場（等值線，單位：°C，通過95%以上的信度檢驗）和高度場距平（填色圖，單位：dagpm）：（a）SS前兩候；（b）WW前兩候；（c）SW前一候；（d）WS前兩候Fig.7 Composites of 850-hPa temperature anomaly (contour, units: °C) and 850-hPa geopotential height anomaly (shaded, units: dagpm): (a) 2-pentad lead for strong EAPJ and strong EASJ (SS) situation; (b) 2-pentad lead for weak EAPJ and weak EASJ (WW) situation; (c) 1-pentad lead for strong EAPJ and weak EASJ (SW) situation; (d) 2-pentad lead for weak EAPJ and strong EASJ (WS) situation

圖8 海平面氣壓場的合成場（等值線，等值線間隔為5 hPa）和距平場（填色圖，單位：hPa，“＋”號區(qū)通過95%以上的信度檢驗），圖中灰色陰影為海拔高度3000 m以上的青藏高原：（a）SS；（b）WW；（c）SW；（d）WSFig.8 Composites (contour, the interval of contour is 5 hPa) and composite anomalies (shaded, “+” indicates the 95% confidence level) of sea level pressure:(a)SS; (b) WW; (c) SW; (d) WS

圖9 500 hPa位勢高度合成場（等值線，等值線間隔為10 dagpm）和距平場（填色圖，通過95%的信度檢驗，單位：dagpm）：（a）SS；（b）WW；（c）SW；（d）WS。東亞沿岸地區(qū)的粗實線為槽線Fig.9 Composites of geopotential height at 500 hPa (contour, the interval of contour is 10 dagpm) and its anomalies (shaded, it reaches the 95% confidence level): (a) SS; (b) WW; (c) SW; (d) WS.The thick solid line is the East Asian trough

中緯度大氣斜壓性可反映溫帶急流的強度變化，本文利用Eady增長率表征大氣斜壓性（Eady，1949；Hoskins and Valdes，1990），Eady 增長率 σBI計算方法如下：σBI=0.31f(? |V|/?Z)N–1，f是科氏力，N是Brunt-Vaisala頻率，V是時間平均的水平風(fēng)速，Z是垂直高度。由于大氣斜壓性強的區(qū)域主要出現(xiàn)在低層，所以本文主要分析850 hPa高度上的Eady增長率。圖10為850 hPa高度上Eady增長率分布圖，從圖中可以看到，當溫帶急流弱（WW和WS這兩種情況）的時候，Eady增長率的大值區(qū)位于貝加爾湖東部，中心最大值為 0.9；溫帶急流強（SS和SW這兩種情況）的時候，Eady增長率的大值區(qū)位于貝加爾湖西部。由于冷空氣活動會引起溫度的變化，進而造成水平溫度梯度發(fā)生變化，導(dǎo)致天氣尺度瞬變過程的發(fā)生，通過反饋過程，高空急流的強度變化又會進一步影響冷空氣的活動。當冷空氣活動的路徑不同時，所引起的低層溫度梯度發(fā)生變化的位置不同，對急流強度變化的影響也不同：當冷空氣的南下路徑是西方路徑，即冷空氣從新疆、內(nèi)蒙古入侵我國時，對 45°N以南的區(qū)域帶來降溫，而溫帶急流主要位于 45°N～60°N，所以南北的溫度梯度減小，斜壓性減弱，對應(yīng)的溫帶急流也減弱。當冷空氣的南下路徑從我國東北移入，則對新疆南部影響較小，溫度梯度改變不大，對溫帶急流影響不大。東亞大槽的傾斜與中緯度的斜壓過程有著密切的聯(lián)系，Wang et al.（2009）發(fā)現(xiàn)，當 500 hPa東亞大槽的槽線呈南北向時，40°N～60°N區(qū)域的Eady增長率大于槽線呈東北—西南向的情形，而30°N～45°N區(qū)域的Eady增長率小于槽線呈東北—西南向的情形。本文中溫帶急流強的兩種情況下（SS和SW），槽線呈南北向，40°N～60°N區(qū)域的 Eady增長率較大，而溫帶急流弱的兩種情況下（WW和WS）， 槽線呈東北—西南向，40°N～60°N區(qū)域的 Eady增長率較小，這與 Wang et al.（2009）的結(jié)論一致。

通常，來自于西伯利亞東部地區(qū)的強西北風(fēng)在低層?xùn)|亞沿岸地區(qū)分為兩支，一支向東穿過副熱帶海洋和太平洋中部，另一支沿著東亞沿岸進入南海（Staff Members of the Section of Synoptic and Dynamic Meteorology, 1957；Krishnamurti et al.,1973），而東亞沿岸上空的偏北風(fēng)是冬季冷空氣活動的一個重要指標。圖 11給出了兩支急流強度變化四種情況下的1000 hPa矢量風(fēng)場，分析發(fā)現(xiàn)，溫帶急流弱的兩種情況（即WW和WS），50°N以北的歐亞大陸上空南風(fēng)明顯強于溫帶急流強的兩種情況（即SS和SW）；而EAPJ弱、EASJ弱（WW）的情況下，中國東南部地區(qū)有很強的向南海入侵的北風(fēng)，而其他三種情況幾乎沒有顯著的北風(fēng)分量，這正好反映了前文提到的兩只急流均弱的情況下冷空氣活動范圍廣，強度大；EAPJ弱 EASJ強（WS）時，來自西伯利亞的西北氣流轉(zhuǎn)向太平洋上空的一支很強，而沿中國境內(nèi)向南的一支較弱。

圖10 850-hPa Eady增長率的合成場（等值線間隔為0.3 d–1）：（a）SS；（b）WW；（c）SW；（d）WSFig.10 Composites of Eady growth rate at 850 hPa: (a) SS; (b) WW; (c) SW; (d) WS.The interval of contour is 0.3 d–1

圖11 1000 hPa矢量風(fēng)的合成場：（a）SS；（b）WW；（c）SW；（d）WSFig.11 Composites of wind fields at 1000 hPa: (a) SS; (b) WW; (c) SW; (d) WS

由于對流層中層的環(huán)流系統(tǒng)與冬季風(fēng)爆發(fā)有著直接的關(guān)系，朱艷峰（2008）定義了反映冬季溫度變化的冬季風(fēng)指數(shù)U500(25°N～35°N，80°E～120°E)－U500(50°N～60°N，80°E～120°E)，該指數(shù)可表征大氣環(huán)流的經(jīng)向度，其值為正時,表示在對流層中層的東亞中高緯度和中低緯度之間的緯向風(fēng)切變強，東亞地區(qū)緯向氣流偏弱，有利于中高緯度冷空氣向南侵入。分析副熱帶急流和溫帶急流不同強度變化情形時發(fā)現(xiàn)，兩支急流都弱（WW）的情況下，反映環(huán)流經(jīng)向度的冬季風(fēng)指數(shù)非常高，達到13，并且500 hPa大槽偏強，槽線向西南—東北方向傾斜，有利于強冷空氣南下至中國境內(nèi)；當EAPJ弱、EASJ強（WS）的時候，西伯利亞高壓和阿留申低壓均偏強，500 hPa東亞大槽最深，徑向度指數(shù)也很高，但槽線沿南北方向，所以轉(zhuǎn)向太平洋一支的經(jīng)向風(fēng)非常強，而向中國境內(nèi)爆發(fā)的冷空氣強度并不大，因為在西伯利亞高壓過于強大的時候，短波槽移動的速度更快，引起的經(jīng)向擾動比較?。╖hang et al., 1997）；而其他兩種情況（SS和SW），西伯利亞高壓相對較弱，500 hPa大槽偏淺，冷空氣強度弱，影響范圍小，持續(xù)時間短，從經(jīng)向度指數(shù)來看，二者值都很?。ǎ?.4和1），不利于冷空氣南下。

4 結(jié)論和討論

本文利用NCEP/NCAR再分析資料和中國境內(nèi)724站地面溫度觀測資料分析了溫帶急流和副熱帶急流均強（SS）、均弱（WW）、強弱（SW）、弱強（WS）四種情況下，影響我國冬季冷空氣活動的強度、路徑、持續(xù)時間以及源地特征，并對相關(guān)聯(lián)的大尺度環(huán)流異常進行了探討，所得結(jié)論如下：

（1）當EAPJ和EASJ均強（SS）時，影響我國的冷空氣源地位于新地島以東的洋面上，冷空氣從內(nèi)蒙古中東部入侵，主要影響華北、東北和東部沿海地區(qū)，強度較弱，持續(xù)時間短；當EAPJ和EASJ均弱（WW）時，冷空氣源地位于巴爾喀什湖西部，從新疆西北部入侵，影響我國大部分地區(qū)，強度強，持續(xù)時間長；當EAPJ強，EASJ弱（SW）的情況下，冷空氣的源地位于中西伯利亞，主要影響我國東北部，中國南部降溫不明顯，冷空氣強度較強，但持續(xù)時間短；當EAPJ弱，EASJ強（WS）的情況下，冷空氣的源地位于貝加爾湖的西側(cè)，冷空氣從內(nèi)蒙古中部入侵，進而影響華北和我國東部地區(qū)，但冷空氣強度較弱。為清楚地歸納出上述結(jié)論，表1綜合給出了溫帶急流和副熱帶急流四種強度變化情況下的冷空氣活動的源地、侵入點、強度、范圍及持續(xù)時間。

表1 SS、WW、SW、WS情況下的冷空氣活動的源地、侵入點、強度、范圍及持續(xù)時間Table 1 The origin, route, intensity, and duration of cold air in the four situations，that is SS,WW, SW, and WS

（2）分析環(huán)流特征發(fā)現(xiàn)，EAPJ和 EASJ均弱（WW）時，西伯利亞高壓偏強，阿留申低壓偏弱，東亞大槽偏深，槽線向西南—東北方向傾斜，中國東部的偏北風(fēng)強，而EAPJ弱、EASJ強（WS）時，盡管西伯利亞高壓和阿留申低壓偏強，東亞大槽偏深，但槽線沿南北方向,中國東部的偏北風(fēng)偏弱，而另兩種情況時，西伯利亞高壓較弱，東亞大槽也較弱，中國東部的偏北風(fēng)偏弱。

本文分析了溫帶急流和副熱帶急流的強度變化與影響我國的冷空氣活動之間的關(guān)系，除了急流強度變化外，急流位置變化對大氣環(huán)流也有重要影響，因此兩支急流位置變化與影響我國的冷空氣活動強度和范圍之間的關(guān)系值得深入研究。另外，本文只考慮了急流強度的同期變化，并沒有考慮高空急流和冷空氣活動之間超前或滯后關(guān)系，研究急流強度和位置變化與冷空氣活動之間的超前或滯后關(guān)系對冬季氣溫的預(yù)報具有重要應(yīng)用價值，值得開展深入的研究。此外，冷空氣活動影響中國的時間通常在幾天之內(nèi)，本文以候平均的急流來選取個例，如果冷空氣活動恰好發(fā)生在兩候之間，不利于分析24 h變溫，本文中24 h變溫合成圖的起始時間存在差別，正是因為冷空氣活動沒有發(fā)生在所在候的第一天導(dǎo)致的，這有待于通過分析高空急流的逐日變化來解決。

（References）

Chang C P, Lau K M.1980.Northeasterly cold surges and near-equatorial disturbances over the winter MONEX area during December 1974.Part II:Planetary-scale aspects [J].Mon.Wea.Rev., 108: 298–312.

丁一匯.2005.高等天氣學(xué) [M].北京: 氣象出版社, 138–149.Ding Yihui.2005.Advanced Synoptic Meteorology (in Chinese) [M].Beijing:China Meteorological Press, 138–149.

Eady E T.1949.Long waves and cyclone waves [J].Tellus, 1: 133–152.

高守亭, 陶詩言.1991.高空急流加速與低層鋒生 [J].大氣科學(xué), 15 (2):11–21.Gao Shouting, Tao Shiyan.1991.The lower layer frontogenesis induced by the acceleration of upper jet stream [J].Chinese J.Atmos.Sci.(in Chinese), 15 (2): 11–21.

高守亭, 陶詩言, 丁一匯.1992.寒潮期間高空波動與東亞急流的相互作用 [J].大氣科學(xué), 16 (6): 718–724.Gao Shouting, Tao Shiyan, Ding Yihui.1992.Upper wave–East Asian jet interaction during the period of cold wave outbreak [J].Chinese J.Atmos.Sci.(in Chinese), 16 (6):718–724.

Hoskins B J, Valdes P J.1990.On the existence of storm-tracks [J].J.Atmos.Sci., 47: 1854–1864.

Jhun J G, Lee E J.2004.A new East Asian winter monsoon index and associated characteristics of the winter monsoon [J].J.Climate, 17 (4):711–726.

Kalnay E, Kanamitsu M, Kistler R, et al.1996.The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project [J].Bull.Amer.Meteor.Soc., 77: 437–472.

況雪源, 張耀存, 劉健.2008.對流層上層副熱帶西風(fēng)急流與東亞冬季風(fēng)的關(guān)系 [J].高原氣象, 27 (4): 701–712.Kuang Xueyuan, Zhang Yaocun, Liu Jian.2008.Relationship between subtropical uppertropospheric westerly jet and East Asian winter monsoon [J].Plateau Meteorology (in Chinese), 27 (4): 701–712.

Krishnamurti T N, Kanamitsu M, Koss W J, et al.1973.Tropical east-west circulations during the northern winter [J].J.Atmos.Sci., 30: 780–787.

Lee S, Kim H K.2003.The dynamical relationship between subtropical and eddy-driven jets [J].J.Atmos.Sci., 60: 1490–1503.

Li Y Q, Yang S.2010.A dynamical index for the East Asian winter monsoon[J].J.Climate, 23: 4255–4262.

毛睿, 龔道溢, 房巧敏.2007.冬季東亞中緯度西風(fēng)急流對我國氣候的影響 [J].應(yīng)用氣象學(xué)報, 18: 137–146.Mao Rui, Gong Daoyi, Fang Qiaomin.2007.Influences of the East Asian jet stream on winter climate in China [J].Journal of Applied Meteorological Science (in Chinese), 18:137–146.

Staff Members of the Section of Synoptic and Dynamic Meteorology.Institute of Geophysics and Meteorology, Academia Sinica, Peking.1957.On the general circulation over eastern Asia.Part I [J].Tellus, 9: 432–446.

Wang L, Chen W, Zhou W, et al.2009.Interannual variations of East Asian trough axis at 500 hPa and its association with the East Asian winter monsoon pathway [J].J.Climate, 22: 600–614.

朱乾根, 林錦瑞, 壽紹文, 等.2000.天氣學(xué)原理和方法 [M].北京: 氣象出版社, 293–294.Zhu Qian’gen, Lin Jinrui, Shou Shaowen, et al.2000.Principles and Methods of Synoptic Meteorology (in Chinese) [M].Beijing: China Meteorological Press, 993–294.

Yang S, Lau K M, Kim K M.2002.Variations of the East Asian jet stream and Asian–Pacific–American winter climate anomalies [J].J.Climate, 15:306–325.

Zhang Y, Sperber K R, Boyle J S.1997.Climatology and interannual variation of the East Asian winter monsoon: Results from the 1979–95 NCEP/NCAR reanalysis [J].Mon.Wea.Rev., 125: 2605–2619.

張耀存, 王東阡, 任雪娟.2008.東亞高空溫帶急流區(qū)經(jīng)向風(fēng)的季節(jié)變化及其與亞洲季風(fēng)的關(guān)系 [J].氣象學(xué)報, 66 (5): 707–715.Zhang Yaocun, Wang Dongqian, Ren Xuejuan.2008.Seasonal variation of the meridional wind in temperate jet stream and its relationship to the Asian monsoon [J].Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 66 (5): 707–715.

朱艷峰.2008.一個適用于描述中國大陸冬季氣溫變化的東亞冬季風(fēng)指數(shù) [J].氣象學(xué)報, 66 (5): 781–788.Zhu Yanfeng.2008.An index of East Asian winter monsoon applied to description the Chinese mainland winter temperature changes [J].Acta Meteorologica Sinica (in Chinese),66 (5): 781–788.

鄒進上, 江靜, 王梅華.1990.高空氣候?qū)W [M].北京: 氣象出版社,200–212.Zou Jinshang, Jiang Jing, Wang Meihua.1990.Aeroclimatology (in Chinese) [M].Beijing: China Meteorological Press, 200–212.