冬季东亚副热带西风急流对中国东部温度降水的影响.docx

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冬季东亚副热带西风急流对中国东部温度降水的影响

东亚冬季中纬度西风急流对我国冬季气候的影响

毛睿,龚道溢,房巧敏

（北京师范大学资源学院资源科学研究所，环境演变与自然灾害教育部重点实验室，北京100875）

摘要：

本文利用欧洲中期数值天气预报中心再分析资料及地面台站观测资料，定义了冬季西风急流强度指数和切变指数，这两个指数能反映冬季西风急流的强度变化和位置的南北移动。

然后又分析了强度指数和切变指数与我国冬季温度、降水的关系，分析时段为1957-2001年。

研究发现西风急流强度指数同我国冬季降水在华北、华中和长江中下游地区呈显著负相关，同我国大部分地区冬季温度呈负相关。

西风急流切变指数同我国冬季降水在华南地区呈显著正相关，与冬季温度在内蒙古呈正相关、在青藏高原东部呈负相关。

通过偏相关系数和SVD分析，西风急流移动是影响我国降水的主要因子，主要通过垂直环流的移动和强度变化。

西风急流强度变化可能对温度变率起主导因素，主要通过冬季风的强弱变化。

具体分析了对流层中高层环流的变化，认识到当西风急流强度偏强时，从对流层低层到高层（1000hPa-100hPa）是一种正压性结构，蒙古、西伯利亚高度场偏高，北太平洋高度场偏低，导致东亚中高纬度异常的偏北风，北风所携带的冷空气频繁南下降低我国东部地区的表面温度，同时10-50°N气流多辐合下沉，引起该区域降水偏少。

当西风急流切变指数偏高时，即西风急流偏南，从对流层低层到高层也是一种正压性结构，东亚大槽高度升高，冬季风活动减弱，10-20°N气流辐合上升，引起华南地区降水偏多，35°N附近也有辐合上升，造成降水偏多。

另外，不仅东亚西风急流可以影响下垫面气候要素，下垫面气候要素同样也对西风急流产生反馈作用。

因此西风急流变率对区域气候异常的影响及其反馈机制仍然需要进一步讨论。

关键词：

东亚西风急流；强度指数；切变指数

1引言

东亚中纬度西风急流是对流层上部持续存在的行星尺度环流系统，其变率与Hadley环流、高低纬环流、热带地区对流活动等因素有关，对亚洲、西北太平洋地区的天气和气候变化有重要影响[1-5]。

对东亚西风急流的了解可以加深对东亚季风的理解，同时也能对西风急流的气候影响，以及与其它区域气候要素的遥相关机制有一个充分认识[4,6-8]。

在天气、季节尺度上，东亚西风急流与热带对流活动、冷涌爆发和季风突变等现象有密切关系。

东亚西风急流在冬至夏过程中的两次北跳与夏季风关系密切[9]。

一些研究得出，200hPa东亚西风急流加强将导致冷涌发生，冷涌的强度与中纬度反气旋强度和东亚局地Hadley环流强度有关[10-11]。

LauandBoyle指出当东亚西风急流在冬季通过对冬季风强度的显著影响进而影响地表气候要素[12]。

副热带西风急流位置的移动能引发定常波的相应变化[13]。

在年际尺度上，东亚中纬度西风急流强度和位置移动对中国季风降雨、亚洲-太平洋-美洲冬季气候异常、Hadley环流和ENSO现象存在显著影响。

Song等认为冬季中纬度高空西风急流对亚洲和太平洋地区是个重要的大气环流系统，起到联系亚洲和北美气候因子的重要作用。

冬季东亚中纬度西风急流加强伴随着许多大尺度环流系统的加强，如西伯利亚高压、东亚大槽、阿留申低压和北美西北部高压脊，其影响可以通过一系列波列而传播。

当西风急

收稿日期：

;修订日期：

基金项目：

教育部优秀青年教师资助计划EYTP－1964,霍英东教育基金－81014[Foundation:

EYTP－1964,HuoYingdongEducationFoundation,No.81014]

作者简介：

毛睿（1980-）,男,博士生,主要从事全球变化及气候系统诊断分析。

E-mail:

mr@

流加强时，东亚冬季风加强，东亚可能盛行冷干性质的空气，冷空气活动频繁直接导致东亚地表温度降低和降水减少[4]。

文献[14]根据东亚地区西风急流月平均位置的方差分布，选取各月南北两个活动中心对应的正规化的U200的差作为当月东亚副热带西风急流指数，正（负）急流指数异常代表东亚副热带西风急流异常偏南（北）。

其研究发现夏季正的东亚西风急流指数对应着东亚副热带西风急流异常偏南，夏季长江中下游及江南、华南降水偏多，东亚夏季风强度偏弱；负的东亚西风急流指数对应着东亚副热带西风急流异常偏北，东亚夏季风强度偏强。

Liang和Wang认为西风急流的南北位置移动可以影响雨带位置。

6-8月（1-3月）急流振荡指数（JOI）与降水的正相关区域位于我国中南部（南部），同时负相关区域主要位于我国南部（10月）和南海地区（11月）。

除此之外，5-6月（1-2月）的急流振荡指数（JOI）对我国北方（南方）下一个月的降水变率有预测意义[6]。

LinandLu指出当西风急流向赤道方向移动时，南亚高压（SH）在7-8月向东南方向撤退，同时伴随着西北太平洋副高在6和8月向赤道移动[5]。

Hou利用GCM结果得出，冬季Hadley环流的加强伴随着副热带和中纬度的西风垂直切变加强，所以中纬度变冷，而高纬度变暖[2]。

有研究得出ENSO和冬季东亚西风急流也存在一定关系，强的西风急流伴随着温带北太平洋海温的降低，在强（弱）冬季西风急流出现之前，西北太平洋海温（SST）南北梯度加大（减少），虽然很难确定二者的因果关系，但是说明ENSO很可能通过影响西风急流来影响东亚地区的气候[6]。

对于我国冬季气候变化研究，目前主要是从大气环流或近地面气候因子来考虑对温度和降水的影响。

目前已经认识到我国绝大部分地区的冬季气温都受冬季风影响[15]，西伯利亚高压中心强度与亚洲中高纬度的冬季温度和降水存在显著负相关，当高压偏强一个标准差时,亚洲大陆的大部分地区降水都减少5%以上，温度下降达0.3℃或更多[16-17]，但是这些分析较少考虑高空环流系统对我国冬季气候的影响。

西风急流和Hadley环流是影响中国温度和降水的重要动力系统，西风急流轴位置和强度变率对冬季风变率和经向局地Hadley环流都有显著影响。

因此很有必要对东亚冬季中纬度西风急流与我国气候的关系进行分析。

本文将着重分析冬季东亚西风急流对我国冬季气候的影响。

具体分析的主要内容包括西风急流的强度和位置的年际变率，与东亚温度和降水变率的关系，以及东亚西风急流变化时，对流层中高层大气环流、近地面冬季风系统的相应特征及异常。

2资料和方法

所用高空风场和高度场资料是欧洲中期数值天气预报中心（ECMWF）再分析资料。

资料是全球范围，空间分辨率为2.52.5。

原始资料为每日4个时次，我们只选用每天0UTC时刻的资料。

冬季值是将第一年12月和次年1、2月总共3个月资料的平均值作为第一年的冬季值。

例如1957年冬季U200（200hPa西风）值为1957年12月和1958年1、2月3个月西风值的平均。

由于资料时段为1956年9月至2002年8月，所以研究时段选择为1957～2001年冬季。

本文分析季节若不特指，均指冬季。

降水和温度资料取自全国160站月降水数据集，所取分析资料与再分析资料保持一致，即1957～2001年冬季。

冬季降水为当年12月降水与次年1、2月降水的累加。

例如1957年冬季降水为1957年12月和1958年1、2月降水的累加。

当年冬季温度为当年12月温度与次年1、2月温度的平均值。

采用的分析方法主要包括相关分析、偏相关分析和奇异值分解（SVD）方法。

奇异值分解是着眼于整体分析两个要素场相关联系的方法，已广泛应用于研究两个气象场相关特征的气候诊断分析中。

本文将冬季U200距平值分别与同期温度和降水距平进行SVD分析，将1957～2001年冬季200hPa西风距平值（0～80°Ｎ，80°Ｅ～130°Ｗ）作为SVD左场，同期160个站的冬季降水量距平或温度距平作为SVD的右场，进行SVD分解。

3结果

3.1东亚西风急流指数定义

当西风急流增强（减弱）时，西风急流轴的上游区和下游区，即日本南部以东至我国华北，以西至太平洋中北部，西风分量都是增加（减少）的，而我国南海地区、菲律宾、印尼到中太平洋地区西风风量是减少（增加）的[4]。

因此制定一套指数来反映东亚中纬度西风急流强度是有意义的。

图1a是1957～2001年东亚200hPa西风等值线图。

图1a表明在200hPa高度上东亚最大西风风速出现在日本南部，风速最大值超过70ms-1。

Song等通过对1968～2000年东亚西风急流极大值的位置、频次和平均值进行统计，得出西风急流核心通常位于130～160E和30～35N这个区域，所以定义冬季西风强度指数为该区域西风值的平均值[4]。

本文依据此法统计各年西风极大值出现的范围，范围为127.5～155E和30～35N。

我们定义西风急流强度指数为区域（127.5～155E,30～35N）冬季U200平均值的标准化值（图1a中方框）。

图11957-2001年冬季平均U200图,强度指数为（a）中虚线框U200平均值的标准化值,切变指数为（b）中2个虚线框U200平均值之差的标准化值（南减北）.

Fig1.1957-2001climatologyofDJFU200（ms-1）,theintensityindexofEAJSisthenormalizedmeanU200ofareadefinedbydashedlinein（a）,theshearindexofEAJSisthenormalizedU200differencebetweentwoareasin（b）definedbydashedline（south-north）.

东亚西风急流的位置移动能够影响东南亚夏季降水变率、东亚夏季雨带的对流异常和东亚夏季风的爆发早晚[6,18-19]，同时文献[19]认为西风急流的位置比急流强度更能影响夏季降水。

我们对U200进行EOF分析，第1模态呈现南北不同性质的正负中心结构（与图6a类似），在30°N以北是正值中心（核心位于100-130°E,30-40°N），以南是负值中心（核心位于90-120°E,10-25°N），第1模态的解释率达到39%。

该模态说明西风急流的南北移动是U200变化的重要特征，因此很有必要制定一套指标来反映东亚西风急流的位置移动。

Liang和Wang用U200南北活动中心的U200距平的标准化值相减（南减北），得到急流振荡指数（JOI），正（负）值表明东亚西风急流偏南（北）[6]。

Lin和Lu定义在120～150E范围内，西风急流平均位置南北各10的两个区域的U200的差为东亚西风急流的移动指数[5]。

我们借鉴Liang和Lu的方法，用区域（100-115°E,15-25°N）与区域（100-115°E,30-40°N）的平均U200之差的标准化值来反映西风急流的南北移动（南减北），指数正（负）说明西风比较偏南（北）（图1b）。

这两个区域的选择是根据时空特征分析的结果（可参考图6a）。

切变指数与强度指数相关系数达到-0.49，通过99%的信度检验（图2）。

表明当西风急流强（弱）时，急流偏北（南）。

从长期趋势来看，强度指数略微有所上升（0.23/10a），而切变指数略有下降（-0.044/10a），趋势相反。

我们又选取了强度、切变指数的极端年份，做了合成分析（所选年份见3.4节）。

从图中可以看出，当西风切变指数低的时候，西风急流轴都略微偏北，西风急流轴风速很大，热带地区100hPa以上有明显东风，说明西风强度异常强；而当西风切变指数高的时候，西风急流轴都略微偏南，急流轴风速较弱，热带地区上空基本没有东风，只在30hPa上空有较小分布，说明西风急流异常弱（图略）。

以上说明西风急流切变指数的确与强度指数存在反相关关系，而且切变指数能很好的反映西风急流位置的偏移情况。

图2东亚西风急流强度指数和切变指数.二者相关系数为-0.48，通过95%信度检验.

Fig.2Theintensityindex（solidline）andshearindex（dashedline）ofEAJS,thecorrelationcoefficientbetweenthemis–0.48（above95%confidencelevel）.

我们又进一步分析了U200与强度指数和切变指数的关系。

图3为U200与强度指数和切变指数的相关图。

西风急流强度与亚洲和西太平洋的大气环流有密切关系（图3a），而西风急流位置移动则与中东太平洋和南北美洲的大气环流有密切关系（图3b）。

Song等对北太平洋海温进行了经验正交函数分析，用得到的第1模态的时间系数与南方涛动指数（SOI）的相关系数达到0.85，第2模态的时间系数与东亚西风急流指数相关系数达到0.60，然后用PC1和PC2分别与U200求逐点相关（PC1和U200的相关图与图3b类似，同时PC2与U200的相关图与图3a类似），因此得出结论，急流强度与亚洲、西太平洋海温的南北向梯度有关[4]。

图3b中显著相关区位于中东太平洋和南北美洲，说明急流位置移动可能和这些区域的海温异常有密切关系，从这点也可以看出ENSO活动很可能与西风急流位置移动有关系。

图3冬季U200与强度指数（a）和切变指数（b）相关分布（图中阴影部分表示通过95％信度检验）.

Fig.3（a）CorrelationbetweentheintensityindexandtheDJFU200ateachgridpoint.（b）Sameasin（a）,butintensityindexisreplacedbyshearindex.Values≥95%confidencelevelareshaded.

3.2东亚西风急流与降水的关系

Liang等指出，东亚西风急流位置能影响区域降水的年际变率。

当冬季东亚急流位置向赤道方向偏移，我国南部的200hPa西风增强而且该区域的降水增加，相反当急流位置向北偏移，降水带会相应向北移动到我国中部和南部，而且降水区域的西风增强。

这是因为急流轴以北气流主要做下沉运动和并且性质是冷干，而急流轴以下及以南的气流做上升运动，所以急流轴以北存在少量的降水和降水变率，以南则降水较多而且变率较大[6]。

Song等也得出冬季西风急流强度与东亚冬季降水存在负相关关系[4]。

因此很有必要对东亚西风急流的强度、位置变化与我国降水的关系进行研究。

图4a是西风急流强度指数同我国降水距平百分率的线性回归图，图中阴影部分是西风急流强度指数与降水相关通过95%检验的负相关区域。

从图中我们可以看出，显著负相关区域主要分布在华北、华中和长江中下游地区，相关系数达到-0.3以上。

当西风急流强度增强1个标准差时，我国大部分地区降水减少，减少幅度极大值中心位于华北和内蒙古，减少幅度达到30%，减少幅度从内蒙古、华北向北或向南递减。

以上说明西风急流强度加强（减弱）时，我国降水普遍减少（增加），这个结论和Song等的结论基本一致[4]。

图4b表示西风急流切变指数同我国降水距平百分率的线性回归图，图中阴影部分是急流切变指数与降水相关通过95%检验的正相关区域。

从图中我们可以看出，通过95%信度检验的正相关区域主要分布在华南。

我国西北部和渤海湾也有零星分布。

当西风急流切变指数增大1个标准差时，即西风急流位置异常偏南1个标准差时，降水存在2个增加中心，北部中心位于内蒙古和华北，增加幅度达到20%，南部中心位于华南，增加幅度达到30%。

该图说明西风切变指数增强（减弱），西风急流位置偏南（北），华南和内蒙古、华北降水增加（减少）。

图4东亚西风急流强度指数与降水回归图（a）,切变指数与降水回归图（b）,阴影部分表示强度指数与降水的负相关区域（a）和切变指数与降水的正相关区域（b）通过95%信度检验的区域.

Fig.4DJFregression（in%）ofprecipitationagainstintensityindexofEAJS（a）andofthatagainstshearindexofEAJS（b）,shadedareasrepresentthatboththenegativecorrelationareaofprecipitationandintensityindex（a）andthepositivecorrelationareaofprecipitationandshearindex（b）aresignificantabove95%confidencelevel.

研究指出，西风急流的上游区由于气流加速，导致南北经向环流加强，这可能增强季风环流，影响到降水[6,8,19-20]。

图4a降水变率中心主要位于我国北方地区，位于急流轴的上游区。

当西风急流强度变强时，受急流入口区的经向环流控制，整个对流层里急流轴以北都盛行冷性偏北风和下沉气流，这很可能加剧冬季风的强度，从而使我国大部分地区降水较少。

而图4b存在2个降水变率中心，这说明切变指数影响降水的机制可能与强度指数不一样。

当西风急流位置偏南时，华南降水增加可能与垂直上升气流的位置和强度有关，而北方降水增加可能与冬季风活动减弱有关。

由此可见，西风急流的位置移动给降水带来的影响很可能也包含着急流强度变化带来的影响。

为了计算强度指数和切变指数对降水的单独贡献，我们对2个指数分别与降水进行了偏相关系数计算（图5）。

强度指数与降水的偏相关系数图（图5a）表明，负偏相关区域主要位于内蒙古和华北地区，偏相关系数最高达到-0.4，华南地区降水与西风急流强度基本没有任何关系。

而在强度指数和降水的相关系数图中，华南地区降水与西风急流强度的确存在负相关关系。

切变指数与降水的偏相关系数图表明（图5b）,偏正相关区域主要位于华南和青藏高原东部地区，偏相关系数最高达到0.5。

除了在环渤海地区有一小部分正相关区域外，华北和内蒙古地区降水基本与切变指数没有任何关系。

但在切变指数和降水的相关系数图中，华北、内蒙古地区也存在正相关区域。

以上分析说明，西风急流强度变化对降水的影响很可能就是通过冬季风的变化对近地面降水施加影响，影响范围主要分布在华北和内蒙古。

而西风急流位置移动很可能只是通过垂直环流的移动和强度变化来影响地面降水，影响范围主要分布在华南和青藏高原东部地区。

图5东亚西风急流强度指数与降水偏相关系数图（a）和切变指数与降水偏相关系数图（b）.

Fig.5PartialcorrelationcoefficientbetweenEAJSintensityindexandprecipitation（a）,andthatbetweenEAJSshearindexandprecipitation（b）.Dashedlineandsolidlinearefornegativevalueandpositivevalue,respectively.

为了分析西风急流强度变化和位置移动究竟那个对降水的影响占主要地位，我们对降水与U200分量进行奇异值分解（SVD）。

U200距平值作为左场，同期降水量距平作为右场。

SVD分析的第1对模态解释了总方差的79.9%。

该模态西风距平值的时间系数与切变指数的相关系数达到0.98，说明该模态反映了东亚西风急流的位置移动对降水的影响。

第1模态的U200距平的空间场表明西风距平存在正反两个变化中心（图6a），以25～30N之间为界，南部为正，北部为负。

从第1模态的降水场来看（图6b,为清楚表示降水场的SVD分量差异，对SVD分解后的降水场分量乘以100），我国大部分地区冬季降水变化趋势一致，变化幅度从南向北依次减小。

第1模态西风距平值和降水空间分布型时间系数之间的相关为0.57，超过了99%的信度检验，说明这对空间分布型有着密切的正相关关系。

即当西风急流偏南（北）时，我国大部分地区降水偏多（少）。

以上分析说明相对于急流强度变化，西风急流移动是影响我国降水的主要因子。

我们又计算了160站平均降水与切变指数和强度指数的偏相关系数，依次是0.35和-0.29，说明切变指数确实对降水变率有更高的解释。

3.3东亚西风急流与温度的关系

我们继续分析了西风急流强度指数和切变指数同冬季温度的关系。

从强度指数同温度的相关系数图上可以看出（图略），我国大部分地区为负相关区域（相关系数-0.1以上，没有通过95%信度检验）。

从切变指数和温度的相关图上看出（图略），正相关区域主要分布在内蒙古（相关系数0.1，没有通过95%信度检验），负相关区域位于青藏高原东部（相关系数0.2左右，没有通过95%信度检验）。

以上分析说明，当西风急流强度增强（减弱）时，我国地面温度降低（升高）；当西风切变指数为正（负）时，即西风急流偏南（北），内蒙古地表温度升高（降低），青藏高原东部温度降低（升高）。

为了检验切变指数和强度指数各自对温度的作用范围和可能机制，我们分别求切变指数和强度指数与温度的偏相关系数。

从图7a可以看出，强度指数与温度负偏相关位于我国大部分地区，其中华北、内蒙古地区和青藏高原东部地区负偏相关最高，达到-0.4。

切变指数与降水的偏相关系数图表明（图7b）,正偏相关区域基本上不存在，在青藏高原东部和华南存在负偏相关区域，偏相关系数最高达到-0.4。

以上分析说明：

西风急流强度变化对温度的影响范围从北到南，很可能是通过冬季风的强弱变化来影响近地面温度；西风急流位置移动对温度的影响范围只限于华南地区和青藏高原东部地区，这可能与降水增加导致地面降温有关。

图6中纬度200hPa西风距平与同期降水距平SVD分析的第一模态，（a）西风距平场，（b）降水距平场.对SVD分解后的降水场分量乘以100.

Fig.6EigenvectorsofthefirstgravestmodesfromtheSVDanalysisofDJFU200andprecipitationforthedomainof0-80°N,80-130°E,（a）anomalyofU200,（b）anomalyofprecipitation（TheSVDcomponentsofprecipitationhavebeenmultiplied100）.

为了得出西风急流强度指数和切变指数哪个对温度的影响占主导地位，我们对温度与高空西风分量进行奇异值分解。

U200距平值作为左场，同期温度距平作为右场。

SVD分析的第1对模态解释了总方差的60%。

为清楚表示分解场的SVD分量差异，对SVD分解后的U200距平场和温度场分量都乘以100。

第1模态的U200距平的空间场表明我国北方上空存在西风距平正变化中心（图7a），温度场表明我国大部分地区降水变化趋势一致，变化幅度从北向南依次减小（图7b,）。

第1模态西风距平场和温度场的时间系数之间的相关为0.61，超过了99%的信度检验，说明这对空间分布型有着密切的正相关关系。

当西风急流偏强（弱）时，我国大部分地区温度偏低（高）。

该模态U200距平场的核心位于西风急流轴的上游区，上游区的急流强度变化可以影响南北经向环流，进而影响季风环流的变化，因此说明西风急流强度变化是导致我国温度降低的主要因子，而急流位置变化的影响次之。

我们又计算了160站平均温度与切变指数和强度指数的偏相关系数，依次为-0.02和-0.19，虽然都没有通过95%信度检验，但是说明强度变化确实对温度变率存在更高的解释。

3.4东亚冬季风的变化

东亚冬季风是决定冬季东亚气候特征的重要系统。

东亚冬季风强度与中国大陆中东部地区的表面温度关系密切，强东亚冬季风年份通