中國(guó)東部高空顛簸時(shí)空分布特征及其與熱帶中東太平洋海溫的關(guān)系

阿利曼 王君 馮錦明 李秀連

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中國(guó)東部高空顛簸時(shí)空分布特征及其與熱帶中東太平洋海溫的關(guān)系

阿利曼[1]王君2馮錦明2李秀連1

1民航局空管局氣象中心，北京1000212中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所，北京100029

本文利用1979～2014年NCEP-DOE日平均再分析資料和中國(guó)區(qū)域2375份航空器空中顛簸報(bào)告資料，研究中國(guó)東部區(qū)域高空顛簸的時(shí)空分布特征及其與熱帶中東太平洋海溫異常（簡(jiǎn)稱“海溫異?！?；空間范圍：5°S～5°N，120°～170°W）的關(guān)系以及產(chǎn)生這種關(guān)系的可能原因。結(jié)果表明：中國(guó)東部地區(qū)高空顛簸與東亞副熱帶西風(fēng)急流之間存在顯著時(shí)空相關(guān)關(guān)系，其原因是高空緯向風(fēng)引起的垂直風(fēng)切變是構(gòu)成高空顛簸時(shí)空分布的主導(dǎo)因素。中國(guó)東部夏季高空顛簸與海溫異常存在正相關(guān)關(guān)系；冬季呈現(xiàn)南北兩個(gè)正負(fù)相關(guān)區(qū)：以30°N為界，北部區(qū)域存在顯著的負(fù)相關(guān)，南部區(qū)存在顯著的正相關(guān)，在30°N急流軸附近區(qū)域無顯著相關(guān)關(guān)系。海溫異常影響中國(guó)高空顛簸時(shí)空分布的可能原因是海溫變化引起對(duì)流層高層溫度出現(xiàn)異常，進(jìn)而影響溫度的經(jīng)向梯度，導(dǎo)致東亞副熱帶西風(fēng)急流強(qiáng)度和位置出現(xiàn)異常（夏季，急流軸南側(cè)出現(xiàn)西風(fēng)異常；冬季，急流軸北側(cè)出現(xiàn)東風(fēng)異常，南側(cè)出現(xiàn)西風(fēng)異常）。高空緯向風(fēng)的變化導(dǎo)致緯向風(fēng)的垂直梯度和經(jīng)向梯度出現(xiàn)異常，最終影響高空顛簸的時(shí)空分布特征。對(duì)流層高層溫度的異常變化可能是由與熱帶海溫異常相關(guān)的平流層水汽變化所引起。

高空顛簸 時(shí)空分布 西風(fēng)急流 中東太平洋海溫對(duì)流層高層溫度

1 引言

在航空氣象學(xué)中，高空顛簸是指飛機(jī)在飛行過程中受到大氣湍流或亂流的影響，突然產(chǎn)生起 伏、搖晃和局部抖動(dòng)的現(xiàn)象。高空顛簸是影響飛行安全的危險(xiǎn)因素之一，其對(duì)飛機(jī)結(jié)構(gòu)、儀表顯 示、安全操縱等有很大影響，甚至造成機(jī)毀人亡的航空事故。隨著我國(guó)航空運(yùn)輸業(yè)的快速發(fā)展，飛機(jī)高空顛簸造成的人員傷害相關(guān)事件不斷增多。例如，2015年8月11日海南航空HU7148航班由成都飛往北京在下降過程中遭遇強(qiáng)顛簸，導(dǎo)致部分旅客、機(jī)組人員受傷。因此，提高飛機(jī)高空顛簸的預(yù)報(bào)能力成為航空氣象預(yù)報(bào)業(yè)務(wù)的重要任務(wù)。

自20世紀(jì)50年代開始飛機(jī)顛簸現(xiàn)象就引起國(guó)內(nèi)外航空氣象學(xué)者的關(guān)注，并對(duì)飛機(jī)顛簸的成因進(jìn)行了大量的研究（李子良和陳會(huì)芝，1999），診斷與預(yù)報(bào)顛簸的方法不斷發(fā)展和改進(jìn)。航空氣象工作者深入研究了在6000米以上高空無云或?qū)訝钤频淖杂纱髿庵?，飛機(jī)被小尺度的渦流撞擊而產(chǎn)生的晴空顛簸現(xiàn)象（Ellrod and Knap, 1992）。一些研究者根據(jù)晴空顛簸形成的天氣形勢(shì)將晴空顛簸分型為高空急流型、高空槽型、切變線和高空脊型（俞飛等，2008）。吳炎成等（2014）指出，隨著風(fēng)速增大，發(fā)生飛機(jī)顛簸的概率一般也增大，當(dāng)對(duì)流層上層風(fēng)速大于40 m s?1時(shí)，發(fā)生重度和嚴(yán)重顛簸的百分率都明顯增大。高分辨率數(shù)值模式的發(fā)展使得飛機(jī)顛簸的診斷和預(yù)報(bào)成為可能。劉峰等（2009）利用WRF模式模擬了菲律賓南部海域上空的一次飛機(jī)顛簸事件，結(jié)果表明WRF模式計(jì)算得到的Ri（里查遜數(shù)）和Ellrod顛簸預(yù)報(bào)指數(shù)，能夠確定飛機(jī)顛簸發(fā)生的區(qū)域、高度以及強(qiáng)度。Kim and Chun（2010）利用WRF模式對(duì)2007年4月2日韓國(guó)上空一次顛簸過程進(jìn)行數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)，高空急流的加強(qiáng)導(dǎo)致高空鋒生，由于熱成風(fēng)關(guān)系，強(qiáng)的經(jīng)向溫度梯度又導(dǎo)致高空鋒區(qū)加強(qiáng)，使得急流核下部存在最大風(fēng)速切變，觸發(fā)Kelvin-Helmholtz不穩(wěn)定，產(chǎn)生飛機(jī)顛簸?？梢?，飛機(jī)顛簸和大氣湍流活動(dòng)強(qiáng)弱有密切的關(guān)系，而兩者皆多發(fā)生在風(fēng)場(chǎng)垂直切變區(qū)、水平切變區(qū)、流場(chǎng)的輻合或輻散區(qū)、流場(chǎng)水平變形區(qū)、流場(chǎng)變化的不連續(xù)區(qū)、以及強(qiáng)的水平溫度梯度區(qū)。

海洋作為大氣重要的熱源外強(qiáng)迫，當(dāng)海表溫度異常變化時(shí)，大氣環(huán)流也會(huì)發(fā)生異常變化（曾剛等，2007）。目前，很多研究主要集中在副熱帶西風(fēng)急流的強(qiáng)度、位置和形態(tài)的變化對(duì)天氣和氣候的影響，如杜銀等（2008）指出，急流有明顯的季節(jié)性南北移動(dòng)，急流核東西方向的突變特征對(duì)中國(guó)夏季的降水分布存在一定的影響。隨著?！?dú)庀嗷プ饔玫认嚓P(guān)研究的深入，人們也開始認(rèn)識(shí)到熱帶太平洋海溫對(duì)副熱帶西風(fēng)急流強(qiáng)度和位置的變化存在很大的影響。董敏等（1999）認(rèn)為，急流中心的季節(jié)變化與熱帶加熱場(chǎng)的季節(jié)變化關(guān)系密切。黃興春和江靜（2008）研究了ENSO事件對(duì)東亞副熱帶西風(fēng)急流的影響，并指出ENSO年冬、夏季對(duì)流層中上層氣溫異常所造成的經(jīng)向溫度梯度異常，可能是影響東亞副熱帶西風(fēng)急流時(shí)空特征變化的原因之一。邱斌等（2013）提出熱帶太平洋海表溫度增加時(shí)，低緯增溫、高緯降溫造成了副熱帶地區(qū)溫度梯度增大，通過熱成風(fēng)關(guān)系引起相應(yīng)的風(fēng)場(chǎng)的變化，使得對(duì)流層溫度梯度增大區(qū)域的緯向風(fēng)增強(qiáng)，從而導(dǎo)致副熱帶西風(fēng)急流強(qiáng)度增強(qiáng)。航空氣象學(xué)將位于對(duì)流層上層或平流層風(fēng)速≥40 m s?1的氣流定義為急流。急流附近風(fēng)場(chǎng)存在很強(qiáng)的水平切變和垂直切變、以及經(jīng)向溫度梯度，急流附近區(qū)域極易產(chǎn)生飛機(jī)顛簸。近年來隨著航班量的不斷增加，急流引起的飛機(jī)顛簸事件頻發(fā)，因此探討高空顛簸時(shí)空分布特征與熱帶海溫之間關(guān)系具有其現(xiàn)實(shí)意義。

本文首先分析中國(guó)東部地區(qū)高空6000米（含）以上高空顛簸的時(shí)空分布特征及其與東亞副熱帶西風(fēng)急流的聯(lián)系，然后分析高空顛簸與熱帶中東太平洋海溫的相關(guān)關(guān)系，最后分析與海溫異常相關(guān)的中國(guó)東部高空顛簸、對(duì)流層上層風(fēng)場(chǎng)、位勢(shì)高度場(chǎng)、氣溫場(chǎng)、水汽場(chǎng)等異常，進(jìn)而探索熱帶海溫異常影響中國(guó)高空顛簸時(shí)空分布的可能原因。

2 資料與方法

本文所用資料包括：（1）2011年6月1日至2015年5月31日中國(guó)區(qū)域高空6000米（含）以上，由于急流影響產(chǎn)生顛簸現(xiàn)象的航空器空中報(bào)告資料，共2375份，包括顛簸發(fā)生時(shí)間、強(qiáng)度、位置（經(jīng)緯度）及高度。（2）1979～2014年NCEP-DOE日平均再分析資料，包括風(fēng)場(chǎng)、位勢(shì)高度場(chǎng)、溫度場(chǎng)、相對(duì)濕度場(chǎng)等數(shù)據(jù)，水平空間分辨率為2.5°×2.5°，垂直方向分為17層（1000～10 hPa）。計(jì)算平均氣候態(tài)選取的時(shí)段為1985～2014年。（3）Ni?o3.4區(qū)（5°S～5°N，120°～170°W）海表溫度異常的月平均數(shù)據(jù)，當(dāng)Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常（3月滑動(dòng)平均）高于（低于）0.5°C，并連續(xù)超過5個(gè)季節(jié)，記作一次ENSO事件。對(duì)挑選出的El Ni?o和La Ni?a事件，進(jìn)行距平場(chǎng)的合成分析。本文分析東亞副熱帶西風(fēng)急流選取的垂直高度為200 hPa，主要研究范圍為中國(guó)東部地區(qū)（25°～45°N，105°～120°E）。本文用到的主要研究方法有相關(guān)分析、合成分析和回歸分析以及Student-檢驗(yàn)等方法。

3 高空顛簸時(shí)空分布特征及其與東亞副熱帶西風(fēng)急流的關(guān)系

在日常飛行中，飛機(jī)顛簸強(qiáng)度的判斷通常由空勤組在飛行中按飛行狀態(tài)的變化程度來確定（趙樹海，1994）。利用民航氣象中心2011年6月1日至2015年5月31日收集到的2375份中國(guó)區(qū)域高空6000米（含）以上，由于急流影響產(chǎn)生的航空器空中顛簸報(bào)告資料，提取并統(tǒng)計(jì)了中國(guó)區(qū)域1°×1°經(jīng)緯網(wǎng)格及各高度層的顛簸報(bào)告頻次。如圖1a所示，中國(guó)區(qū)域年平均高空顛簸高值區(qū)主要位于中國(guó)東部地區(qū)（25°～45°N; 105°～120°E）。夏季顛簸（圖1b）主要發(fā)生在華北地區(qū)（35°～45°N; 110°～120°E），冬季顛簸（圖1c）覆蓋整個(gè)中國(guó)東部地區(qū)（25°～45°N; 105°～120°E）。垂直方向上（圖1d），高空顛簸頻次高值區(qū)主要位于8500米至10000米之間。根據(jù)顛簸強(qiáng)度的判據(jù)（趙樹海，1994），中國(guó)高空顛簸的中度顛簸占62%，嚴(yán)重顛簸占34%（圖略）。

圖1 中國(guó)高空（高于6000米）航空器顛簸報(bào)告頻次水平分布：（a）全年；（b）夏季；（c）冬季。（d）中國(guó)高空航空器顛簸報(bào)告頻次的垂直分布（黑色：全年；紅色：夏季；藍(lán)色：冬季）

飛機(jī)顛簸和大氣環(huán)流活動(dòng)存在密切聯(lián)系，其多發(fā)生在風(fēng)的垂直切變區(qū)、風(fēng)的水平切變區(qū)、流場(chǎng)的輻合或輻散區(qū)、流場(chǎng)水平形變區(qū)、流場(chǎng)變化的不連續(xù)區(qū)、強(qiáng)的水平溫度梯度區(qū)。據(jù)此，Ellrod and Knap（1992）提出了一個(gè)綜合考慮垂直風(fēng)切變，總變形以及散度項(xiàng)的Ellrod顛簸指數(shù)（簡(jiǎn)稱i指數(shù)）。該指數(shù)可以用來很好地描述顛簸與垂直風(fēng)切變和水平形變之間的相關(guān)程度。其計(jì)算公式為i=WS×EFIV，其中WSWSΔΔ；垂直風(fēng)切變項(xiàng)）是垂直方向上穿越某層大氣單位高度上水平風(fēng)速的變化，EF（EF=;SH= d/dd/d;ST=d/dd/d是該層大氣風(fēng)場(chǎng)的總形變項(xiàng)，IV(d/dd/d) 是該層大氣的散度項(xiàng)。干全等（2002）給出i指數(shù)與顛簸強(qiáng)度等級(jí)的統(tǒng)計(jì)關(guān)系：越大的i值對(duì)應(yīng)越強(qiáng)的飛行顛簸強(qiáng)度。

i顛簸指數(shù)的氣候態(tài)空間分布可以較好地反映飛機(jī)顛簸高頻區(qū)的空間分布。根據(jù)圖1d，實(shí)測(cè)的高空顛簸主要發(fā)生在高空8500～10000米高度。利用NCEP-DOE再分析資料計(jì)算區(qū)域（20°S～70°N；60°～180°E）i顛簸指數(shù)與200 hPa水平風(fēng)場(chǎng)氣候平均態(tài)（1985～2014年）空間分布。由圖2可知，i顛簸指數(shù)的高值區(qū)主要位于中國(guó)東部地區(qū)（25°～45°N；105°～120°E），高值區(qū)與航空器空中報(bào)告分析結(jié)果基本吻合。i顛簸指數(shù)強(qiáng)度空間分布的季節(jié)差異與航空器空中報(bào)告中顛簸頻次的季節(jié)差異特征基本一致：冬季高空顛簸高值區(qū)的位置偏南，位于25°～35°N；夏季高空顛簸高值區(qū)位置偏北，位于35°～45°N。

急流附近存在明顯的垂直風(fēng)切變和水平風(fēng)切變，因而容易產(chǎn)生高空顛簸現(xiàn)象。如圖2a所示，高空緯向風(fēng)高值區(qū)位于我國(guó)25°～45°N區(qū)域，顛簸指數(shù)高值區(qū)與急流大風(fēng)區(qū)基本一致。夏季，東亞副熱帶西風(fēng)急流北推，大風(fēng)區(qū)位置偏北，位于35°～45°N之間。隨著風(fēng)速的減小，高空顛簸指數(shù)也相應(yīng)減弱。冬季，副熱帶西風(fēng)急流南落，大風(fēng)區(qū)位置偏南，位于我國(guó)25°～35°N區(qū)域，顛簸指數(shù)明顯增強(qiáng)。

圖2 Ei顛簸指數(shù)（填色；單位：10?7 s?2）與200 hPa水平風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)矢量；單位：m s?1）平均氣候態(tài)（1985~2014年）的空間分布：（a）全年；（b）夏季；（c）冬季

為何中國(guó)東部i顛簸指數(shù)和東亞副熱帶西風(fēng)急流關(guān)系密切？如圖3所示，在組成i顛簸指數(shù)子項(xiàng)中，垂直風(fēng)切變項(xiàng)與總形變項(xiàng)構(gòu)成的乘積項(xiàng)占主要貢獻(xiàn)。然而，總形變項(xiàng)高值區(qū)位于北太平洋附近，即東亞副熱帶西風(fēng)急流出口區(qū)。這一空間分布特征和高空顛簸指數(shù)存在一定的差異。然而，垂直風(fēng)切變項(xiàng)高值區(qū)位于中國(guó)東部、朝鮮半島及日本南部地區(qū)，該分布特征和顛簸指數(shù)非常吻合。進(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn)，垂直風(fēng)切變對(duì)顛簸指數(shù)時(shí)空分布特征的影響主要來源于上層緯向風(fēng)（圖3e）。因而可以說，高空緯向風(fēng)引起的垂直風(fēng)切變是高空顛簸時(shí)空演變的主導(dǎo)因素。由于影響中國(guó)東部高空緯向風(fēng)的主要系統(tǒng)是東亞副熱帶西風(fēng)急流，其變化在很大程度上決定了中國(guó)東部顛簸指數(shù)的時(shí)空分布特征。

圖3 組成Ei顛簸指數(shù)各子項(xiàng)的平均氣候態(tài)（1985～2014年）的空間分布：（a）垂直風(fēng)切變項(xiàng)與總形變項(xiàng)的乘積（300 hPa；單位：10?7 s?2）；（b）垂直風(fēng)切變項(xiàng)與散度項(xiàng)的乘積（300 hPa；單位：10?7 s?2）；（c）垂直風(fēng)切變項(xiàng)（300 hPa；單位：10?2 s?1）；（d）總形變項(xiàng)（300 hPa；單位：10?5 s?1）；（e）緯向風(fēng)風(fēng)速 （250 hPa；單位：m s?1）；（f）緯向風(fēng)風(fēng)速（400 hPa；單位：m s?1）；（g）經(jīng)向風(fēng)風(fēng)速（250 hPa；單位：m s?1）；（h）經(jīng)向風(fēng)風(fēng)速（400 hPa；單位：m s?1）

圖4顯示了中國(guó)東部i顛簸指數(shù)的年際變化。中國(guó)東部i顛簸指數(shù)在1990年代中后期存在年代際突變：在此之前，高空顛簸強(qiáng)度呈現(xiàn)減弱趨勢(shì)，此后呈現(xiàn)增強(qiáng)的趨勢(shì)，該變化在冬季體現(xiàn)尤為明顯。而夏季i顛簸指數(shù)在90年代中期存在突變，但變化前后趨勢(shì)變化不太顯著。中國(guó)東部年平均高空顛簸指數(shù)與副熱帶西風(fēng)急流強(qiáng)度存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)達(dá)0.53。其中，夏季兩者相關(guān)關(guān)系（相關(guān)系數(shù)：0.81）要明顯強(qiáng)于冬季（相關(guān)系數(shù)：0.56）。

圖4 1980～2014年中國(guó)東部Ei顛簸指數(shù)（紅色圓點(diǎn)；單位：10?7 s?2）和200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速（藍(lán)色方塊；單位：m s?1）的年際變化序列：（a）全年；（b）夏季；（c）冬季

圖5給出了氣候態(tài)下緯向平均（105°～120°E）高空顛簸強(qiáng)度與200 hPa緯向風(fēng)的季節(jié)演變。冬季高空顛簸指數(shù)高值區(qū)位于最南，此后在春季逐漸向北移動(dòng)，夏季8月達(dá)到最北位置，然后再向南移動(dòng)，12月重回最南端。此外，其強(qiáng)度也存在明顯的季節(jié)變化，冬季要明顯強(qiáng)于夏季。從該圖可以更好地看出，中國(guó)高空顛簸存在明顯季節(jié)差異，其與副熱帶西風(fēng)急流（200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速）的季節(jié)差異特征基本一致。

圖5 緯向平均（經(jīng)度范圍：105°~120°E）的Ei顛簸指數(shù)（填色；單位：10?7 s?2）與200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速（等值線；單位：m s?1）的氣候平均態(tài)（1985～2014年）隨緯度和季節(jié)的分布

圖6給出了緯向平均（105°～120°E）的高空顛簸指數(shù)與高空緯向風(fēng)風(fēng)速的垂直分布。從中可以看到，中國(guó)東部高空顛簸的經(jīng)向分布基本和東亞副熱帶西風(fēng)急流的季節(jié)性南北偏移密切相關(guān)。高空顛簸強(qiáng)度最大值中心主要位于急流軸偏下位置，大約在300 hPa高度上與實(shí)測(cè)高空顛簸頻次較高的8500～10000米的高度完全吻合。相比東亞副熱帶西風(fēng)急流軸，顛簸強(qiáng)度中心位置更偏北。夏季高空顛簸發(fā)生的空間范圍（大于1個(gè)單位）要比冬季小很多，且都存在著向高緯地區(qū)延伸的分布態(tài)勢(shì)。圖7顯示的是經(jīng)向平均（25°～45°N）的高空顛簸指數(shù)和高空緯向風(fēng)風(fēng)速的垂直分布?？梢钥闯?，高空顛簸年平均強(qiáng)度的最大值中心位于130°E，其上偏東為副熱帶西風(fēng)急流中心。夏季高空顛簸中心整體往西偏移，并且分為兩個(gè)高值中心。而冬季高空顛簸中心往東偏移，大致位于135°E。

圖6 緯向平均（經(jīng)度范圍：105°～120°E）的高空Ei顛簸指數(shù)（填色；單位：10?7 s?2）與緯向風(fēng)風(fēng)速（等值線；單位：m s?1）氣候平均態(tài)（1985～2014年）隨緯度和高度的空間分布

從以上分析結(jié)果可以看出，中國(guó)東部地區(qū)高空顛簸與東亞副熱帶西風(fēng)急流之間存在相似的時(shí)空變化特征?？紤]到熱帶海溫變化對(duì)東亞副熱帶西風(fēng)急流位置、范圍以及強(qiáng)度存在影響（黃興春和江靜，2008），本文將就熱帶中東太平洋海溫異常影響中國(guó)高空顛簸時(shí)空分布特征相關(guān)問題進(jìn)行診斷分析。

圖7 經(jīng)向平均（緯度范圍：25°～45°N）的高空Ei顛簸指數(shù)（填色；單位：10?7 s?2）與緯向風(fēng)風(fēng)速（等值線；單位：m s?1）氣候平均態(tài)（1985～2014年）隨高度和經(jīng)度的空間分布

4 顛簸指數(shù)與關(guān)鍵區(qū)SST的相關(guān)關(guān)系

熱帶中東太平洋海溫與東亞高空大氣之間存在重要的聯(lián)系。當(dāng)熱帶中東太平洋海表溫度異常變化時(shí)，東亞大氣環(huán)流也會(huì)發(fā)生相應(yīng)變化。環(huán)流異常變化引起中國(guó)區(qū)域高空風(fēng)場(chǎng)、溫度場(chǎng)等變化，進(jìn)而可能影響高空顛簸的時(shí)空分布。

本文分析了夏季和冬季中國(guó)東部顛簸指數(shù)與前期以及同期關(guān)鍵海區(qū)Ni?o3.4 區(qū)海溫異常值之間的年際相關(guān)關(guān)系。如圖8所示，夏季中國(guó)東部地區(qū)高空顛簸指數(shù)與前冬、同年春季和夏季Ni?o3.4區(qū)海溫異常均存在正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)接近0.2，即Ni?o3.4區(qū)海溫正異常對(duì)應(yīng)較強(qiáng)中國(guó)東部高空顛簸。冬季中國(guó)東部高空顛簸與前秋、同期Ni?o3.4區(qū)海溫異常存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)高達(dá)?0.5。然而，冬季中國(guó)東部高空顛簸與前期夏季的海溫異常不存在顯著的相關(guān)關(guān)系。這說明前秋及同期Ni?o3.4區(qū)海溫正異常對(duì)應(yīng)較弱的冬季高空顛簸。

圖8 1980~2014年中國(guó)東部高空Ei顛簸指數(shù)（帶實(shí)心圓的黑線；單位：10?7 s?2）和熱帶中東太平洋（Ni?o3.4區(qū)）海表溫度異常（紅、藍(lán)柱；單位：°C）的年際變化序列：（a）夏季高空顛簸指數(shù)與前冬Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（b）夏季高空顛簸指數(shù)與同年春季Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（c）夏季高空顛簸指數(shù)與同年夏季Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（d）冬季高空顛簸指數(shù)與前夏Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（e）冬季高空顛簸指數(shù)與前秋Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（f）冬季高空顛簸指數(shù)與同年冬季Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常

為驗(yàn)證圖8所得到的結(jié)論，研究進(jìn)一步分析了前一個(gè)季節(jié)及同期Ni?o3.4 區(qū)海溫異常與夏季和冬季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)系數(shù)的空間分布。如圖9所示，夏季中國(guó)東部高空顛簸指數(shù)與同年春季和夏季Ni?o3.4 區(qū)海溫異常存在正相關(guān)關(guān)系，該相關(guān)關(guān)系在中國(guó)中東部區(qū)域體現(xiàn)得尤為顯著。冬季中國(guó)東部高空顛簸指數(shù)與前期秋季和同期Ni?o3.4 區(qū)海溫異常的相關(guān)系數(shù)分布呈現(xiàn)南北兩個(gè)正負(fù)值區(qū)：以30°N為界，北部區(qū)域高空顛簸指數(shù)與前期秋季和同期冬季關(guān)鍵海區(qū)海溫異常存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)可達(dá)?0.5以上，南部區(qū)域高空顛簸指數(shù)與前期秋季和同期冬季關(guān)鍵海區(qū)海溫異常存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)指數(shù)可達(dá)0.5以上。在30°N附近區(qū)域，高空顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)海溫異常無顯著相關(guān)關(guān)系。從圖9c和9d可以看出，冬季東亞副熱帶西風(fēng)急流軸的位置位于我國(guó)30°N附近，急流軸附近高空顛簸明顯，因此急流軸附近顛簸與關(guān)鍵海區(qū)SST的相關(guān)關(guān)系可能與急流的南北移動(dòng)有關(guān)。

圖9 關(guān)鍵海區(qū)Ni?o3.4區(qū)海溫異常與高空顛簸指數(shù)相關(guān)系數(shù)的空間分布（黑點(diǎn)代表該區(qū)域相關(guān)系數(shù)通過95%置信度的t檢驗(yàn)；白色虛框表示Ni?o3.4區(qū)的空間范圍）：（a）北半球的春季Ni?o3.4區(qū)海溫異常與夏季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)；（b）北半球的夏季Ni?o3.4區(qū)海溫異常與夏季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)；（c）北半球的秋季Ni?o3.4區(qū)海溫異常與冬季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)；（d）北半球的冬季Ni?o3.4區(qū)海溫異常與冬季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)

5 ENSO事件影響高空顛簸原因分析

如表1所示，根據(jù)Ni?o3.4區(qū)海溫異常值挑選ENSO事件。ENSO夏季是指ENSO事件期間的連續(xù)6月、7月和8月；ENSO冬季是指ENSO事件期間的連續(xù)1月、2月以及前一年的12月。通過挑選，El Ni?o夏季年份共有9個(gè)，La Ni?a夏季年份共有8個(gè)；El Ni?o冬季年份共有8個(gè)，La Ni?a冬季年份共有9個(gè)。

表1 1979～2014年ENSO夏/冬年份統(tǒng)計(jì)

Table 1 ENSO events from1979 to 2014

如圖10a所示，將El Ni?o年夏季和La Ni?a年夏季高空i顛簸指數(shù)異常、200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速異常作合成后計(jì)算不同ENSO事件下的差值場(chǎng)發(fā)現(xiàn)，El Ni?o夏季中國(guó)中東部地區(qū)高空顛簸呈現(xiàn)正異常，而其北部地區(qū)高空顛簸呈現(xiàn)弱的負(fù)異常，這可能與夏季西風(fēng)急流南側(cè)西風(fēng)增強(qiáng)有關(guān)。而El Ni?o冬季中國(guó)東部大部分地區(qū)（主要是30°N以北）高空顛簸指數(shù)表現(xiàn)為明顯的負(fù)異常，而30°N以南部情形則正好相反（圖10b）。合成分析的結(jié)果進(jìn)一步驗(yàn)證了圖9相關(guān)分析所得出的結(jié)論。

圖10 高空Ei顛簸指數(shù)距平（填色；單位：10?7 s?2）與200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速（等值線；單位：m s?1）的合成差值場(chǎng)：（a）El Ni?o年夏季減去La Ni?a年夏季；（b）El Ni?o年冬季減去La Ni?a年冬季

為進(jìn)一步探究造成ENSO年夏、冬季中國(guó)高空顛簸異常產(chǎn)生的原因，本文給出了對(duì)標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4同年春季和夏季平均海溫回歸的高低空風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)。如圖11a所示，從回歸結(jié)果上，可以看到夏季中國(guó)東部偏南地區(qū)（30°N以南）高空存在顯著的環(huán)流異常，并一直延伸到北太平洋部分地區(qū)。急流軸東北側(cè)存在負(fù)的位勢(shì)高度異常。對(duì)應(yīng)于正的Ni?o3.4區(qū)海溫異常，夏季中國(guó)東部偏南地區(qū)對(duì)流層高層（200 hPa）緯向風(fēng)加強(qiáng)，西風(fēng)急流偏南。而在對(duì)流層低層（850 hPa），出現(xiàn)熱帶西風(fēng)異常和副熱帶西北太平洋上弱的反氣旋異常（圖11b）。圖11c給出了基于Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季200 hPa風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)?？梢钥吹剑瑢?duì)應(yīng)于正的Ni?o3.4區(qū)海溫異常，冬季中國(guó)東部大部分地區(qū)高空風(fēng)場(chǎng)呈現(xiàn)為“氣旋式”異常，高空西風(fēng)在30°N以北減弱，在30°N以南增強(qiáng)，且位勢(shì)高度場(chǎng)異常表現(xiàn)為異常的低壓中心。而在對(duì)流層低層，與Ni?o3.4區(qū)海溫異常相關(guān)的風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)異常在中國(guó)東部地區(qū)并不顯著。

圖11 （a）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季200 hPa風(fēng)場(chǎng)（風(fēng)矢量；單位：m s?1）和位勢(shì)高度場(chǎng)（填色；單位：gpm）；（b）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季850 hPa風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)；（c）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季200 hPa風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)；（d）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季850 hPa風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)。其中只有緯向風(fēng)異常超過90%置信度的風(fēng)矢量和位勢(shì)高度異常超過90%置信度的區(qū)域在圖中顯示

由上可見，在不同熱帶中東太平洋海溫異常條件下，高空風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)異常的空間分布與高空顛簸異常的分布非常相關(guān)。中國(guó)東部高空大氣風(fēng)場(chǎng)以緯向西風(fēng)為主，經(jīng)向風(fēng)很弱。當(dāng)高空西風(fēng)風(fēng)速加強(qiáng)時(shí)，緯向風(fēng)的垂直梯度和經(jīng)向梯度勢(shì)必增大。同時(shí)，中國(guó)東部高空作為東亞副熱帶西風(fēng)急流入口區(qū)，西風(fēng)風(fēng)速加強(qiáng)也可能會(huì)導(dǎo)致緯向風(fēng)的緯向梯度增大。參照顛簸指數(shù)的計(jì)算公式，這就解釋了不同ENSO年高空風(fēng)場(chǎng)異常變化與高空顛簸指數(shù)異常變化之間存在的可能聯(lián)系。

根據(jù)熱成風(fēng)原理（朱乾根等，2000），高空緯向風(fēng)隨高度的變化取決于溫度場(chǎng)的變化。圖12顯示的是基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前一個(gè)季節(jié)和同期平均海表溫度異常回歸的夏季和冬季200 hPa溫度場(chǎng)。從中可以看到，對(duì)應(yīng)于正的Ni?o3.4區(qū)海溫異常，夏季中國(guó)東部偏北地區(qū)（30°N以北）高空氣溫呈現(xiàn)弱的負(fù)異常，該溫度負(fù)異常從中東一直沿著西風(fēng)急流延伸到北太平洋部分地區(qū)，而熱帶的大部分地區(qū)（尤其是熱帶中東太平洋區(qū)域）存在正的溫度異常。冬季中國(guó)東部大部分地區(qū)高空200 hPa溫度場(chǎng)則表現(xiàn)為顯著的低溫異常，其南北兩側(cè)（西伯利亞地區(qū)和印度洋）存在溫度正異常，尤其是熱帶中東太平洋存在顯著的溫度正異常。

圖12 （a）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異常回歸的夏季200 hPa溫度場(chǎng)（填色；單位：°C）；（b）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季200 hPa溫度場(chǎng)。黑點(diǎn)區(qū)域代表溫度異常超過95% 的置信度

夏季，中國(guó)東部偏北地區(qū)的高空溫度負(fù)異常使得西風(fēng)急流軸南側(cè)溫度經(jīng)向梯度呈現(xiàn)正異常，有利于西風(fēng)的加強(qiáng)。而在西風(fēng)急流軸的北側(cè)，由于溫度經(jīng)向梯度變化相比不太明顯，因而沒有出現(xiàn)顯著的東風(fēng)異常。而在冬季，與Ni?o3.4區(qū)海溫異常相關(guān)的高空溫度負(fù)異常中心恰好位于西風(fēng)急流軸附近，該溫度負(fù)異常的南北兩側(cè)為顯著的溫度正異常。對(duì)流層高層的冷異常會(huì)引發(fā)低壓異常，進(jìn)而造成氣旋式風(fēng)場(chǎng)異常。溫度的異常變化在一定程度解釋了中國(guó)東部地區(qū)高空緯向風(fēng)以及顛簸指數(shù)的變化。

研究進(jìn)一步分析了與熱帶中東太平洋海溫相關(guān)的高空溫度場(chǎng)異常隨緯度、經(jīng)度和高度的分布。如圖13a所示，與海溫異常相關(guān)的夏季緯向平均（105°～120°E）溫度場(chǎng)異常中心存在于200～300 hPa高度，緯度大致位于40°N。在中國(guó)東部地區(qū)（25°～45°N），該溫度負(fù)異常幾乎貫穿整個(gè)對(duì)流層。而沿緯圈方向看，溫度負(fù)異常中心實(shí)際上并不在中國(guó)東部高空，而在30°E附近（圖13b）。中國(guó)東部高空的冷異常是該溫度負(fù)異常中心向東的延伸。冬季，中國(guó)東部高空與熱帶中東太平洋海溫相關(guān)的溫度負(fù)異常中心向南偏移，大致位于30°N附近。其下方偏北方向?yàn)闇囟日惓＃▓D13c）。沿緯圈方向看，冬季溫度負(fù)異常中心位于120°E，其正下方為不太顯著的溫度正異常（圖13d）。

圖13 （a）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季緯向平均（105°～120°E）溫度場(chǎng)異常（填色；單位：°C）隨緯度和高度的空間分布；（b）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季經(jīng)向平均（25°～45°N）溫度場(chǎng)異常隨經(jīng)度和高度的空間分布；（c）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季緯向平均（105°～120°E）溫度場(chǎng)異常隨緯度和高度的空間分布；（d）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季經(jīng)向平均（25°～45°N）溫度場(chǎng)異常隨經(jīng)度和高度的空間分布。黑點(diǎn)區(qū)域代表溫度異常超過95%的置信度

對(duì)流層高層溫度降低會(huì)引起對(duì)流層高層大氣向下移動(dòng)，其直接表現(xiàn)為位勢(shì)高度的降低，導(dǎo)致氣旋式渦度異常。在溫度冷異常的北面為東風(fēng)異常，南面為西風(fēng)異常。研究表明，在中緯度對(duì)流層高層大氣下沉的區(qū)域，往往存在平流層向?qū)α鲗拥拇髿赓|(zhì)量遷移（Stohl et al., 2003）。那么，對(duì)流層高層的溫度異常變化會(huì)不會(huì)是由平流層大氣狀態(tài)變化所引起的呢？除了臭氧濃度的變化，平流層中高層溫度的變化很大程度上受其水汽含量變化的影響（Ramaswamy et al., 2001）。當(dāng)平流層水汽增多時(shí)，水汽的溫室效應(yīng)會(huì)使平流層中高層溫度上升。而平流層水汽含量增加會(huì)降低平流層低層和對(duì)流層高層大氣的輻射加熱率，進(jìn)而使其溫度降低。

圖14a和14c給出了基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前一個(gè)季節(jié)和同期平均海表溫度異?；貧w的夏季和冬季水汽混合比異常的空間分布?？梢钥吹?，無論是夏季還是冬季，熱帶中東太平洋海溫正異常都有利于平流層水汽增加。由于對(duì)流層水汽含量本身就很低，其水汽含量的絕對(duì)變化量也相對(duì)較小。然而，通過分析水汽含量異常占原始場(chǎng)的百分比可以發(fā)現(xiàn)，平流層水汽含量百分比變化與對(duì)流層基本相當(dāng)。平流層水汽含量百分比變化高的區(qū)域往往對(duì)應(yīng)對(duì)流層高層溫度負(fù)異常。例如，夏季在0°～120°E區(qū)域?qū)α鲗铀堪俜直茸兓浅Ｃ黠@（圖14b），其下方存在對(duì)流層高層的溫度負(fù)異常（圖13b）；冬季在60°～180°E區(qū)域?qū)α鲗铀堪俜直茸兓浅Ｃ黠@（圖14d），其下方對(duì)流層高層出現(xiàn)顯著的溫度負(fù)異常（圖13d）。因此，對(duì)流層高層的溫度負(fù)異常很可能是由與熱帶海溫異常相關(guān)的平流層水汽含量變化所引起。

圖14 （a）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季經(jīng)向平均（25°～45°N）水汽混合比異常（單位：g kg?1）隨經(jīng)度和高度的空間分布；（b）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異常回歸的夏季經(jīng)向平均（25°～45°N）水汽混合比異常占背景場(chǎng)的百分比隨經(jīng)度和高度的空間分布；（c）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季經(jīng)向平均（25°～45°N）水汽混合比異常隨經(jīng)度和高度的空間分布；（d）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季經(jīng)向平均（25°～45°N）水汽混合比異常占背景場(chǎng)的百分比隨經(jīng)度和高度的空間分布。（a）和（c）中黑點(diǎn)區(qū)域代表水汽混合比異常超過95%的置信度

6 小結(jié)與討論

本文利用中國(guó)區(qū)域2375份航空器空中顛簸報(bào)告資料和1979~2014年NCEP-DOE日平均再分析資料，研究中國(guó)區(qū)域高空顛簸的時(shí)空分布特征及其與熱帶中東太平洋海溫的關(guān)系，并分析海溫異常影響中國(guó)高空顛簸的可能原因。主要結(jié)論小結(jié)如下：

（1）中國(guó)區(qū)域高空顛簸主要位于中國(guó)東部地區(qū)（25°～45°N, 105°～120°E），夏季顛簸主要發(fā)生在華北地區(qū)（35°～45°N, 110°～120°E），冬季顛簸覆蓋整個(gè)東部地區(qū)（25°～45°N, 105°～120°E）。垂直方向，高空顛簸頻次高值區(qū)位于8500～10000米之間。

（2）中國(guó)東部地區(qū)高空顛簸與東亞副熱帶西風(fēng)急流之間存在相似的時(shí)空變化特征。其原因是高空緯向風(fēng)引起的垂直風(fēng)切變是構(gòu)成高空顛簸時(shí)空分布的主導(dǎo)因素。

（3）夏季中國(guó)東部高空顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)（Ni?o3.4）海溫異常存在正相關(guān)關(guān)系，該關(guān)系在中國(guó)中東部地區(qū)體現(xiàn)得尤為顯著。冬季中國(guó)東部高空顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)海溫異常的相關(guān)關(guān)系呈現(xiàn)南北兩個(gè)正負(fù)區(qū)，以30°N為界，偏北區(qū)域高空顛簸指數(shù)與前期秋季和同年冬季關(guān)鍵海區(qū)海溫異常存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)可達(dá)?0.5以上，南部區(qū)域高空顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)海溫異常存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)指數(shù)可達(dá)0.5以上。在30°N附近區(qū)域顛簸指數(shù)與海溫異常無顯著相關(guān)關(guān)系。冬季東亞副熱帶西風(fēng)急流軸的位置位于中國(guó)30°N附近，急流軸附近高空顛簸明顯，但急流軸附近顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)SST無相關(guān)關(guān)系，原因可能與急流的南北移動(dòng)有關(guān)。

（4）海溫異常影響中國(guó)高空顛簸時(shí)空分布的可能原因是海溫變化引起對(duì)流層高層溫度出現(xiàn)異常進(jìn)而影響溫度的經(jīng)向梯度，導(dǎo)致東亞副熱帶西風(fēng)急流強(qiáng)度和位置出現(xiàn)異常（夏季，急流軸南側(cè)出現(xiàn)西風(fēng)異常；冬季，急流軸北側(cè)出現(xiàn)東風(fēng)異常，南側(cè)出現(xiàn)西風(fēng)異常）。而海溫異常影響對(duì)流層高層溫度可能的主要途徑是：海溫異常導(dǎo)致大氣對(duì)流層中對(duì)流活動(dòng)強(qiáng)度的變化，進(jìn)而引起對(duì)流層高層溫度與環(huán)流的改變，其中具體機(jī)制還有待進(jìn)一步研究?？傊呖站曄蝻L(fēng)的變化導(dǎo)致緯向風(fēng)的垂直梯度和經(jīng)向梯度出現(xiàn)異常，最終影響高空顛簸的時(shí)空分布特征。

（5）對(duì)流層高層溫度的異常變化可能是由熱帶中東太平洋海溫異常相關(guān)的平流層水汽變化所引起。

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Spatiotemporal Characteristics of High Altitude Turbulence over Eastern China and Their Relationship with the Equatorial Central and Eastern Pacific Sea Surface Temperature

A Liman1, WANG Jun2, FENG Jinming2, and LI Xiulian1

1,,,100021;2,,100029

Based on NCEP-DOE daily reanalysis data (1979–2014) and 2375 aircraft reports of high altitude turbulence (HAT) in China, the spatiotemporal characteristics of HAT over eastern China and their relationship with the tropical central and eastern Pacific sea surface temperature (Ni?o3.4 SST) are investigated. The focus of the present study is the physical mechanisms linking the tropical SST anomalies (spatial scope: 5°S–5°N, 120°–170°W) and HAT over eastern China. Results suggest that the spatiotemporal patterns of HAT over eastern China are well correlated with the East Asian subtropical westerly jet (EASWJ), since the EASWJ-induced vertical wind shear is the dominant factor affecting the spatiotemporal variations of HAT. In the summer, a positive correlation exists between the HAT intensity and Ni?o3.4 SST anomalies. In the winter, positive and negative correlation zones both are present over eastern China with 30°N as the dividing line between them. Significant negative (positive) correlation between HAT and Ni?o3.4 SST anomalies exists in northern (southern) China. The possible mechanism associated with the impact of Ni?o3.4 SST anomalies on the HAT over eastern China has been proposed to be: the ENSO-related upper troposphere temperature anomalies lead to changes in meridional temperature gradient of upper troposphere, which result in changes in the intensity and position of the EASWJ. The changes in the EASWJ lead to anomalies of vertical and meridional gradients of high-altitude zonal winds, which ultimately affect the temporal-spatial variations of HAT. The ENSO-related upper troposphere temperature anomalies may be caused by changes in the water vapor maxing ratio in the stratosphere.

High altitude turbulence, Spatiotemporal distributions, East Asian subtropical westerly jet, Central and eastern Pacific sea surface temperature, Upper troposphere temperature

1006-9895(2016)05-1073-16

P465

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1606.16136

2016-02-21；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2016-06-15

阿利曼，女，1979年出生，主任工程師，主要從事航空氣象預(yù)報(bào)和航空氣象服務(wù)工作。E-mail: aliman@163.com

馮錦明，E-mail: fengjm@tea.ac.cn

國(guó)家科技支撐項(xiàng)目2015BAG15B01, 國(guó)家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃項(xiàng)目2016YFA0600403，國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目41275108

Funded by National Key Technology Research and Development Program of the Ministry of Science and Technology of China (Grant 2015BAG15B01), National Key Research and Development Project (Grant 2016YFA0600403), National Naturnal Science Foundation of China (Grant 41275108)