冬季东北冷涡对北太平洋风暴轴的可能影响

高洁，朱伟军

(1．气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学)，江苏 南京210044;2．四川省气象局，四川成都610000)

0 引言

北半球天气尺度(2.5～6.0 d)带通瞬变扰动方差的极大值集中心分布在两个纬向拉长的区域，位置与地面气旋/反气旋活动路径一致，这就是北半球中纬度太平洋和大西洋上空著名的两大风暴轴。由于风暴轴对应着强烈的热量输送、动量输送和水汽输送，因而对北半球大气环流的维持和全球天气气候异常具有十分重要的作用(Held，1989)。

许多研究证实了风暴轴异常与北半球大气环流异常之间有着重要的联系。Lau and Nath(1991)对天气尺度瞬变扰动与大尺度平均气流的相互作用问题进行了较全面的诊断分析。Carillo et al．(2000)对1980—1989年北太平洋、北大西洋冬季风暴轴与高空急流的奇异值分解分析表明，两者有相当高的相关性，急流核和风暴轴中心位置相互配合，显示出一致性的南北摆动。一些学者还指出低层温度状况对风暴轴的活动有重要影响，比如，Frisius(1998)运用粗分辨率多级原始方程模型来模拟出海陆热力差异对风暴轴强度和其他大气环流特征的控制。Tanimoto(2003)指出在西北太平洋的北极锋区，年代际海表温度的异常变化可以在纬向上对斜压性有一定的改变作用，而在海表温度异常变暖区域北太平洋风暴轴有北移的迹象。另外，Lee et al．(2010)曾研究指出东亚冬季风所引起的西北太平洋低层温度降低，使得从东亚到北太平洋风暴轴处的波源效应减弱，从而抑制了涡动的形成，造成风暴轴强度减弱。

东北冷涡(northeast cold vortex，NECV)是我国东北地区特有的天气系统。它是一种深厚的冷性高空涡旋，常使受它控制地区的气层呈“上冷下暖”的配置，造成气层的不稳定，产生强烈的对流性天气，甚至带来冰雹、暴雨、低温冷害及连阴雨等灾害性天气(刘成歧等，1976)。

冷涡形成、滞留和填塞对大气环流起着重要的反馈作用(苏博颖，2007)。刘宗秀等(2002)研究指出，东亚东北冷涡持续性活动不仅与前期、同期和后期北半球的大气环流异常密切相关，而且也是异常区的重要组成部分。孙力等(1994)指出冷涡活跃年夏季，高空西风急流有明显的分支现象，特别是亚洲中纬西风急流位置偏南;另外，还指出夏季东北冷涡活动偏多时，对流层中下层中国北方地区一般为负温度距平，而冷涡活动偏弱时，中国大部分地区，特别是东部地区会出现明显的正温度距平，即夏季东北冷涡持续性活动与中国部分地区的气温变化也可能有一定联系。

东北冷涡位于北太平洋风暴轴上游，与北太平洋风暴轴同处于中纬度西风带上，二者还有许多相似之处:都为天气尺度系统，地理位置接近;各高度层上有表现，以500 hPa最具代表性;一年四季都存在(北太平洋风暴轴冬季最强，东北冷涡冬、夏季最活跃)，具有季节、年际及年代际变化差异。东北冷涡与大气环流、冷空气活动等都有很重要的联系，而这些因素与风暴轴变异密切相关，但是东北冷涡对北太平洋风暴轴是否会有影响，目前还不十分清楚，本文以冬季为例，对500 hPa位势高度上东北冷涡对北太平洋风暴轴可能产生的影响及其原因做分析讨论。

1 资料与方法

1.1 资料

文中主要使用以下两种资料:1)NCEP/NCAR提供的逐日再分析资料，包括一日一次的位势高度场(z)、风场(u、v、w)、温度场(t)资料，水平分辨率为2.5°×2.5°，覆盖时段为1948年1月—2012年2月;2)由吉林省气象局科研所提供的东北冷涡日历表，该表由天气预报员根据NCEP/NCAR再分析资料依照40 gpm间隔成图，依据东北冷涡天气学定义形成，主要记录东北冷涡发生年月时(时间值记录北京时间08和20时)，东北冷涡位置(经度、纬度)等，覆盖时段为1948—2010年。

考虑资料完整性及全文统一，研究时间段均选择为1951—2009年。

1.2 方法

1.2.1 滤波方法

本文首先采用31点对称数字滤波器(李莹和朱伟军，2009)，从逐日原始资料直接滤波出2.5～6.0 d的瞬变涡动，然后每月为一段，对每一段各自计算其方差，得到每月的月平均带通滤波方差(以下简称滤波方差)。

1.2.2 小波分析

傅里叶变化方法是将时间序列在频率域上展开，将时间序列分解成不同的波动，但不能给出各种频率波动的能量随时间的变化。小波分析是傅里叶分析方法的突破性进展，小波分析方法通过尺度可变的小波基对时间序列f(t)在时间域和频率域上进行同步分解，从而得出时间序列中各种“周期”信号的振幅以及这些振幅随时间变换的信息。由于小波变换是时间和频率域的局部变换，因而能有效地从信号中提取信息，通过伸缩和平移等运算功能，对信号进行多尺度细化分析(Torrence and Compo，1998;Zhi，2001)。小波交叉谱综合了两个时间序列在频率域上相关结构的主要信息，揭示了相关性对频率的依赖关系，是表征两个时间序列之间相关程度的重要指标(郭其蕴等，2004)。

2 东北冷涡与北太平洋风暴轴的关系

按照孙力等(1994)对东北冷涡的定义:1)在500 hPa天气图上至少能分析出一条闭合等高线，并有冷中心或明显冷槽配合的低压环流系统;2)冷涡出现在115 ～145°E、35～60°N 范围内;3)冷涡在上述区域内的生命史至少为3 d或以上。根据吉林省气象局科研所提供的东北冷涡日历表，得到58 a冬季(1951/1952—2008/2009年，其中冬季选取为每年12月至次年2月的平均，下同)东北冷涡发生天数变化的时间序列(图1)，将其定义为东北冷涡指数，代表东北冷涡发生天数的多少。

利用NCEP/NCAR提供的一日一次再分析资料，计算58 a冬季 110°E ～120°W、30 ～60°N 范围内500 hPa位势高度滤波方差场，该量可以用来表征北太平洋风暴轴主体区的强弱变化情况。图2为58 a冬季东北冷涡发生天数时间序列与北太平洋风暴轴主体区500 hPa位势高度滤波方差场的相关系数，可以看到二者在主体区呈显著的负相关关系，相关系数达到－0.4，通过了99%置信水平的检验。而仅在40°N以南部分地区有微弱的正相关区域。

图1 1951/1952—2008/2009年冬季东北冷涡指数的年际变化(单位:d)Fig．1 Interannual variation of the northeast cold vortex(NECV)index in winter of 1951/1952—2008/2009(units:d)

图2 1951/1952—2008/2009年冬季东北冷涡指数与500 hPa位势高度滤波方差场的相关系数(等值线间隔0.1;浅色和深色阴影分别表示通过95%和99%置信水平的检验;黑色方框表示东北冷涡的活动范围)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)

根据李莹等(2010)对冬季北太平洋风暴轴指数的定义方法，计算得出58 a冬季(1951/1952—2008/2009年)北太平洋风暴轴强度指数，图3为58 a冬季东北冷涡天数和北太平洋风暴轴强度指数的标准化时间序列。由图可见，二者呈显著的负相关关系，且相关系数为－0.33，通过了99%置信水平的检验。即当冬季东北冷涡发生天数偏多(偏少)时，北太平洋风暴轴强度是减弱(增强)的。

利用Morlet小波交叉谱来分析58 a冬季北太平洋风暴轴强度指数与东北冷涡发生天数的关系。由图4可见，冬季北太平洋风暴轴强度与东北冷涡发生天数之间存在准3 a尺度的相关振荡，主要出现在20世纪70年代中期到80年代初。可见东北冷涡发生天数的变化与北太平洋风暴轴强度变化的联系主要体现在年际尺度上，具体来讲，准3 a尺度上的相关关系最为显著。

为了更进一步揭示东北冷涡对北太平洋风暴轴造成的影响及其形成的原因，采用合成分析法，选取58 a冬季东北冷涡天数变化标准化时间序列值大于(小于)+1(－1)的年份为东北冷涡偏多(少)年。东北冷涡偏多年:1955、1962、1967、1969、1976、1980、1984、1985、2004、2005 年，共10 a;东北冷涡偏少年:1958、1963、1972、1977、1978、1981、1982、1986、1989、2002、2006、2007、2008 年，共 13 a。图5a、b分别为在东北冷涡偏多、偏少年北太平洋风暴轴主体区500 hPa位势高度滤波方差场的分布，图5c为东北冷涡偏多、偏少年的差值。可见，在东北冷涡偏多年份(图5a)，北太平洋风暴轴中心位于170°E、42°N附近，中心强度仅为 22 dagpm2;而在东北冷涡偏少年份(图5b)，北太平洋风暴轴中心位于170°E、45°N，中心强度高达 30 dagpm2;从差值图(图5c)来看，偏多和偏少年的最大差值中心位置在175°E、47°N 附近，这表明，冬季北太平洋风暴轴的强度在东北冷涡偏多年较偏少年有显著的减弱，而减弱显著的区域主要在40°N以北的地区。

图3 1951/1952—2008/2009年冬季北太平洋风暴轴强度指数(点线)与东北冷涡指数(实线)的标准化时间序列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

图4 1951/1952—2008/2009年冬季北太平洋风暴轴强度指数与东北冷涡指数标准化时间序列的小波交叉谱(交叉阴影区为小波分析中的边界延拓影响区;黑粗线表示通过90%置信水平的检验)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)

图5 冬季500 hPa位势高度滤波方差场(单位:dagpm2;浅色和深色阴影分别表示通过95%和99%置信水平的检验)a．东北冷涡偏多年;b．东北冷涡偏少年;c．东北冷涡偏多、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

东北冷涡作为深厚的低压系统，和冷空气活动密切相连。冷空气活动不仅使温度降低，对大气的斜压性也有重要影响。许多学者指出低层非绝热加热对风暴轴活动起着重要的作用(Hoskins and Valdes，1990)，Lee et al．(2010)研究发现，从东亚到太平洋沿岸的北太平洋风暴轴上游区域低层温度的变化对风暴轴活动有着重要影响。因此，以850 hPa温度及温度平流的距平场为代表，来分析东北冷涡偏多、偏少时冷空气活动对北太平洋风暴轴强弱变化的影响情况。图6为东北冷涡偏多、偏少时北太平洋风暴轴主体区850 hPa温度距平场合成及二者的差值。可见，当东北冷涡偏多(少)时，冷(暖)异常区呈带状分布在从东亚到太平洋沿岸地区，冷、暖异常中心都大致分布在40～50°N范围内。结合图5可见，当东北冷涡偏多时，与低层温度降低一致，40°N以北中高纬度风暴轴强度是显著减弱的。由于北太平洋风暴轴主体区上游低层的非绝热加热作用会对斜压扰动和天气尺度涡动的起源效应产生重要影响，因此这样的温度异常分布就解释了在东北冷涡偏多时天气尺度涡动活动受到抑制的原因。这是因为当东北冷涡天数偏多时，亚洲东海岸低层温度异常偏低，减弱了天气尺度涡动活动的起源效应，抑制了涡动活动的发生形成，从而使得北太平洋风暴轴强度减弱。

图6 冬季850 hPa温度距平场(单位:K;浅色和深色阴影分别表示通过95%和99%置信水平的检验)a．东北冷涡偏多年;b．东北冷涡偏少年;c．东北冷涡偏多、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)

冷空气活动的影响情况还能用温度平流来表征。图7表示了东北冷涡偏多、偏少时北太平洋风暴轴主体区850 hPa温度平流距平场合成及二者的差值。可见，当东北冷涡偏多时(图7a)，以40°N为界，其以北地区温度平流呈正距平，而以南为负距平，由于东北冷涡发生时会给受影响地区带来冷平流，因此正距平区表示冷平流的减弱，负距平区表示了冷平流的增强。东北冷涡偏少时温度平流距平的分布情况正好相反。冷涡偏多、偏少时850 hPa温度平流距平的差异从图7c中可以更清楚地看出。

研究表明，北半球风暴轴上的天气尺度涡动可以用发展中的斜压波生命史来解释，即斜压性的强弱对风暴轴的维持和发展有着至关重要的作用。为了验证东北冷涡所带来的低层加热冷却对北太平洋风暴轴强度的影响，通过分析东北冷涡偏多、偏少年北太平洋风暴轴主体区775 hPa(700～850 hPa的平均)上的最大不稳定波的增长率变化，来反映斜压性的变化对风暴轴的影响情况。根据Hoskins and Valdes(1990)引入的Eady波最大增长率:

图7 冬季850 hPa温度平流距平场(单位:℃·s－1;浅色和深色阴影分别表示通过95%和99%置信水平的检验) a．东北冷涡偏多年;b．东北冷涡偏少年;c．东北冷涡偏多、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表示科里奥利参数;V表示水平风速;N为静力稳定度参数;z为位势高度。在忽略气流低层的水平切变以及湿过程等复杂情况的影响下，此量不失为表征中纬度斜压性强弱的一种很好度量，因而称该量为斜压性强度指数。图8为东北冷涡偏多、偏少年北太平洋风暴轴主体区775 hPa斜压性指数分布情况及其差值。可见，当东北冷涡天数偏多时(图8a)，北太平洋风暴轴主体区40°N以南的区域斜斜压性是增加的，而在其以北的区域斜压性却是减小的。结合图6a发现，这种斜压性的分布是由于从东亚到西北太平洋沿岸低层温度异常降低，而冷空气正好位于这两个区域之间，使得这两个区域经向温度梯度改变而造成的斜压性改变的结果。再结合图7a，低层温度降低时，南部温度梯度增大的区域对应着强的冷平流，使得温度梯度进一步增大，斜压性增强;而北部温度梯度减小的区域对应着弱的冷平流，对温度梯度影响较小，因而斜压性主要表现为减弱。40°N以北低层温度降低以及斜压性的减弱不利于天气尺度涡动活动，导致了风暴轴强度的减弱。当东北冷涡偏少(图8b)时却相反，西北太平洋低层温度异常偏暖使得较低纬(中高纬)经向温度梯度减小(增大)，加之温度平流的作用，对应着斜压性的减弱(增强)。40°N以北斜压性的增强有利于天气尺度涡动活动的维持，使得北太平洋风暴轴强度增强。偏多、偏少年的斜压性的差异由图8c中更可以清楚体现。综上，由东北冷涡带来的冷空气活动影响使得局地斜压性改变，从而影响了中高纬度北太平洋风暴轴活动。

图8 冬季775 hPa斜压性指数距平场(单位:d－1;浅色和深色阴影分别表示通过95%和99%置信水平的检验) a．东北冷涡偏多年;b．东北冷涡偏少年;c．东北冷涡偏多、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，天气尺度涡动活动与副热带急流有着很好的对应关系，Nakamura and Wallace(1992)研究指出冬季当中纬度西风风速超过45 m·s－1时，北太平洋风暴轴强度与急流强度呈负相关关系。Harnik and Chang(2004)指出急流的纬向宽度对风暴轴活动有更显著的影响。图9为太平洋上空纬向风及其距平的纬度—高度剖面(经度范围取110°E～120°W的平均)，可见，当东北冷涡发生天数变化时，副热带急流的宽度和强度是有显著不同的。当东北冷涡天数偏多时(图9a)，平均纬向风距平在20～40°N范围内呈正距平，而在其以北的中高纬度地区呈负距平，副热带急流相对南压，呈现出强而窄的急流形势，而这样的急流分布形势却是不利于天气尺度涡动活动的。结合图8a斜压性的分析可以发现，40°N以南斜压性增长的区域对应着副热带急流，而以北斜压性减小的区域对应着北太平洋风暴轴活跃区域。南部斜压性增强使得急流增强，但是由于中高纬度西风急流的减弱，其宽度却变窄，位置南压，而这样的急流分布形势又进一步导致了北部风暴轴强度的减弱。因此，当东北冷涡天数偏多时，副热带急流强而窄，位置南压，而北太平洋风暴轴强度减弱。相反地，当东北冷涡天数偏少时(图9b)，副热带急流轴位置北抬，强度减弱且范围宽广，而这样的急流分布形势有利于天气尺度涡动活动，使北太平洋风暴轴强度增强。综上，将东北冷涡偏多、偏少时对北太平洋风暴轴强度变化的影响机制，即与副热带急流和冷空气活动的对应关系表示如图10所示。

图9 东北冷涡偏多年(a)和偏少年(b)冬季纬向风(阴影;单位:m·s－1)及其距平(等值线;单位:m·s－1)的纬度—高度剖面(取110°E～120°W 的平均)，以及东北冷涡偏多、偏少年差值(c;浅色和深色阴影分别表示通过95%和99%置信水平的检验)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)

图10 东北冷涡偏多年(a)和偏少年(b)冬季北太平洋风暴轴强度变化与副热带急流和冷空气活动的关系示意(波浪线振幅代表风暴轴活动强弱;图中下方框和上方框分别表示副热带急流区域和北太平洋风暴轴活跃区域)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 结论

利用NCEP/NCAR逐日再分析资料及由吉林省气象局科研所提供的东北冷涡日历表，以500 hPa位势高度为代表，分析了1951/1952—2008/2009年58 a冬季东北冷涡的天数变化对北太平洋风暴轴产生的影响及其形成的原因。主要结论如下:

1)冬季东北冷涡发生天数的变化与北太平洋风暴轴强弱变化呈显著的负相关关系，即当东北冷涡天数偏多(偏少)时，北太平洋风暴轴强度减弱(增强)。

2)通过Morlet小波交叉谱分析得出，东北冷涡发生天数与北太平洋风暴轴强度的联系主要体现在年际尺度上，并且在准3 a尺度上相关关系最为显著。

3)在冬季，当东北冷涡天数偏多时，从东亚到太平洋沿岸对流层中下层温度降低，低层冷空气位于副热带急流和北太平洋风暴轴上游，并在纬向上处于它们之间，加之冷平流的作用，使得经向温度梯度改变，给两个区域带来了正好相反的局地斜压性的变化:副热带急流所在区域斜压性增加，变得强而窄，位置南压;而北太平洋风暴轴所在区域斜压性减小，同时由于西北太平洋区域低层温度降低，使得有利于涡动形成的波源效应减弱，北太平洋风暴轴强度也减弱。反之，当东北冷涡天数偏少时，从东亚到太平洋沿岸对流层中下层温度偏暖，带来的经向温度梯度的改变使得副热带急流所在区域斜压性减小，强度弱而宽广，位置北抬;而北太平洋风暴轴所在区域斜压性增加，有利于天气尺度涡动活动的维持，北太平洋风暴轴强度增强。冬季东北冷涡发生天数变化是造成北太平洋风暴轴强弱变化的一个重要原因。

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