夏季印度洋海温偶极子对冬季东亚高空急流的影响研究

彭蔚然 黄丹青

(南京大学 大气科学学院， 南京 210023)

引 言

印度洋偶极子(Indian Ocean Dipole，IOD)是热带印度洋固有的海洋—大气耦合气候现象。Saji， et al[1]指出印度洋偶极子通常在春季发生，夏季发展，秋季成熟，冬季消亡，有显著的季节锁相特征。空间场主要的表现形式是：当偶极子处于正位相时，印度洋海表温度异常西高东低分布；反之，负位相则呈西低东高分布。印度洋偶极子对局地及东亚、地中海沿岸、南非和南美等地的天气和气候都有重要影响[1-6]。其中高空急流成为印度洋偶极子联系天气气候异常的重要中高纬环流因子。如，2019年超级IOD通过使副热带急流弯曲，在IOD西部区域的活跃对流造成东亚上空的大气异常，从而导致日本等地出现暖冬[7]。

高空急流呈现明显的季节差异，尤以冬季最为强盛[8-9]。由于青藏高原大地形的阻挡，使得冬季北半球中高纬的高空急流产生分叉：东亚副热带急流和东亚极锋急流[10-11]。两支急流不同尺度的变化过程通过影响不同纬度之间的环流系统或上、下游环流系统的相互作用，将导致东亚和我国的天气气候异常[12-14]。大西洋[15]、太平洋[16-17]和印度洋[18-19]上的海温变化，可以通过热带海洋上空的对流活动[20-21]和斜压活动[22-23]来影响高空急流[24-25]。气候异常同时受到直接的热力异常强迫和大气内部瞬变扰动异常强迫[26]。一方面，海表面温度可以通过改变经向温度梯度影响高空东亚副热带急流和极锋急流的位置移动[25，27-28]。例如，冬春季热带东太平洋暖异常持续到次年夏季，根据热成风平衡，将导致东亚副热带急流南移[17]。相关数值模拟实验结果表明，太平洋年代际振荡的负位相和印度洋变暖的综合效应将减弱东亚副热带急流和极锋急流[28]。但这些研究侧重对太平洋和大西洋海温异常为主，较少研究涉及到对印度洋对两支东亚急流影响的探讨。

另一方面，中纬度地区大气斜压性强，冬季大气有较活跃的天气尺度扰动[26]，而对于极锋急流来说，其形成与中纬度斜压涡旋强迫也有着密切关系[29-30]。海表温度变化会影响中纬度地区的大气斜压性从而改变天气尺度的瞬变涡旋活动(Synoptic Transient Eddy Activity， STEA)，导致东亚副热带急流和极锋急流的变化[31-32]。STEA与平均气流之间的相互作用可以通过涡旋热量和动量通量的辐合加强纬向风异常[21，26]。REN, et al[23]研究发现，STEA的北(南)向移动还有利于东亚副热带急流的北(南)向移动。因此，海温变化通过动力、热力过程直接影响急流，或者改变中纬度大气斜压性，通过动力过程间接影响急流。但热力、动力因子影响急流的相对贡献大小如何，这些研究并未进行定量分析。

综上，本文将侧重探讨印度洋偶极子对东亚高空急流不同分支的影响，从热力和动力两个角度来分析前期海洋对后期大气的影响机制，进一步选用多元回归定量分析热力、动力因子影响两支急流的相对贡献大小。

1 资料与方法

1.1 资料

(1)月平均印度洋偶极子模态指数资料(Dipole Mode Index，IODMI/DMI)来自于全球气候观测系统海平面气压工作组，是由美国国家海洋和大气管理局地球系统研究实验室物理科学实验室使用HadISST1.1 海表温度数据计算得到(http:∥psl.noaa.gov/gcos-wgsp/Timeseries/DMI/index.html)，资料时间长度为1870年至今。印度洋偶极子指数定义为Saji， et al[1]提出，定义为东非附近的印度洋西部(10°S～10°N，50°～70°E)和苏门答腊岛附近的印度洋东部(10°S～0°，90°～110°E)区域平均的海表温度距平之差[1]；

(2) 美国国家环境预报中心与美国国家大气研究中心的再分析资料(NCEP/NCAR 2)：1979—2019年的逐月1 000～300 hPa气温、300 hPa的u纬向风、v经向风风场，及300 hPa逐日的u，v风场，资料水平分辨率为 2.5°×2.5°，垂直分辨率为17层；

(3) 欧洲中期天气预报中心提供的第五代全球气候大气再分析数据(ERA5)：1979—2019年的逐月1 000～300 hPa气温、300 hPa的u纬向风、v经向风风场，及300 hPa逐日的u，v风场，资料水平分辨率为 0.5°×0.5°，垂直分辨率为17层。

1.2 急流相关指数及诊断量的定义

两只急流活跃中心的选取参照HUANG，et al[25]，冬季300 hPa东亚极锋急流的活跃区在(50°～60°N，75°～90°E)的区域；东亚副热带急流的活跃区为(25°～32°N，80°～120°E)。分别选取两只急流活跃中心的区域平均全风速值作为两支急流的强度指数[21]。

文中选取了经向温度梯度[31](Meridional Temperature Gradients，MTG)，最大涡旋增长率[21](Eddy Growth Rate，σ)和瞬变涡旋动能[22](The Synoptic-scale Transient Eddy Kinetic Energy，Ke)3个诊断量进一步分析急流变化的可能机制。

经向温度梯度为:

(1)

最大涡旋增长率为：

，

(2)

其中:f是科氏参数;N是Brunt-Väisälä频率；V是时间平均的水平风速；z是垂直高度。由于大气斜压性的发展主要发生在对流层下部[33]，在本文使用的是700～850 hPa高度的涡旋增长率。垂直切变与水平温度梯度密切相关，正的涡旋增长率将增强斜压性，通常就是由于水平温度梯度的增加，导致的高空风的增强[27]，故急流会因大气斜压性的增强而增强。

天气尺度的瞬变涡旋动能为：

。

(3)

其中：u′和v′分别表示纬向风和经向风扰动，扰动定义由Murakami[34]提出，由逐日资料2.5～6 d的带通滤波计算得到，上划线代表冬季时间平均。天气尺度瞬变涡旋动能的位置和强度可以表明涡旋活动的特征，根据瞬变扰动与大尺度平均气流间正压能量转换的观点，异常活跃的瞬变扰动所在地区，对相应急流异常有直接的动力增强作用[26]。

1.3 方法

本文使用回归分析方法，并对所有回归系数进行了双侧t检验。夏季定义为当年的6、7、8月，冬季为12月—次年1、2月。

选取多元回归分析的方法，定量区分以上3个诊断量在印度洋偶极子影响冬季东亚副热带急流和极锋急流过程中的相对重要性。将经向温度梯度、最大涡旋增长率和瞬变涡旋动能分别标准化，再对东亚副热带急流和极锋急流活跃区中的风场进行多元线性回归分析。以东亚副热带急流(SJ)为例，X1SJ(MTG)为副热带急流活跃区的MTG标准化序列，同理X2SJ(Ke)和X3SJ(σ)分别为副热带急流活跃区的Ke和σ标准化序列，则副热带急流活跃区300 hPa标准化风场ySJ为：

ySJ=a1SJ·X1SJ(MTG)+a2SJ·X2SJ(Ke)+a3SJ·X3SJ(σ)+bSJ

。

(4)

其中：bSJ为截距，a1SJ、a2SJ和a3SJ分别为MTG、Ke和σ回归的对应斜率，斜率的绝对数值可以量化为对风场急流的相对贡献。

2 结果和分析

2.1 夏季DMI特征及其与高空急流的联系

图1给出了1979—2019年夏季印度洋偶极子模态标准化指数的时间演变。夏季DMI具有明显的年际变化特征，对应的海温异常也呈现出显著的偶极子型分布(图略)。本文分别比较夏、秋季DMI(IOD的发展与成熟阶段)与不同季节的高空风场的联系发现，夏季DMI对冬季的回归风场上，两支急流活跃区均存在显著的差异。基于旨在考虑DMI影响两只急流的相对贡献问题，因此，下文仅侧重讨论夏季DMI对冬季高空风场的影响。

图1 1979—2019年夏季印度洋偶极子模态标准化指数

图2是夏季DMI与冬季300 hPa标准化全风速的回归分布结果。ERA5(图2a)和NCEP/NCAR(图2b)呈现出较为一致的结论，即300 hPa有两个显著的正异常中心位于极锋急流活跃区两侧，极锋急流活跃区基本为显著的负异常，东亚副热带急流的活跃区为显著正异常。由于气候态上极锋急流与副热带急流并未存在明显分界线，但急流活跃中心数在120°E以西的区域明显分离[25，32]，故两个副热带急流活跃区选择120°E以西青藏高原附近的一支来定量描述。为了定量地描述高空急流强度的变化，进一步比较了两支急流强度指数与夏季DMI的相关关系。结果表明，冬季的极锋急流和东亚副热带急流与夏季DMI指数，相关系数分别为-0.35和0.39，且都大于α=0.05的临界相关系数。因此，当夏季DMI为正(负)位相，即夏季印度洋西部出现暖(冷)异常，东部出现冷(暖)异常时，在冬季，青藏高原地区南侧的副热带急流强度将增强(减弱)，北部的极锋急流强度减弱(增强)。

图2 1979—2018年东亚地区夏季印度洋偶极子模态标准化指数(DMI)对(a) ERA5，(b) NCEP/NCAR的冬季300 hPa标准化全风速的回归系数分布(红实线框代表东亚副热带急流活跃区；虚线框代表极锋急流活跃区 ；填色部分的深和浅色分别通过α=0.05、0.1的双侧显著性检验)

2.2 影响冬季高空急流强度变化的可能机制

本节分别从热力和动力机制讨论影响急流强度变化的可能机制，选取大气经向温度梯度、最大涡旋增长率和天气尺度瞬变涡旋动能作为诊断量。

图3分别给出ERA5(图3a、c、e)和NCEP/NCAR(图3b、d、f)夏季标准化DMI对冬季σ，MTG和Ke的回归分布。两套再分析资料呈现较为一致的结论，以下侧重对ERA5的结果进行分析，根据热成风原理，急流强度与经向温度梯度成正比[21，35]。由于气温普遍由南向北降低，经向温度梯度在气候学上为负，因此负(正)的经向温度梯度异常有利于急流强度增强(减弱)。从图3a、b可以看到，当夏季DMI为正位相时，冬季极锋急流活跃区及周围区域的正经向温度梯度异常，将减弱极锋急流，而东亚副热带急流区域的负经向温度梯度异常将增强东亚副热带急流。

最大涡旋增长率以及瞬变涡旋动能的增强(减弱)将导致急流强度的增强(减弱)。最大涡旋增长率异常型与DMI影响高空风场的三极分布较为相符，显著的正(负)最大涡旋增长率异常位于东亚副热带急流(极锋急流)的活跃区(图3c、d)，表明当夏季DMI为正(负)位相时，冬季东亚副热带急流强度将增强(减弱)，极锋急流强度减弱(增强)，与前面的结论相符。300 hPa瞬变涡旋动能在40°N以北基本为负，40°N以南基本为正，在东亚副热带急流活跃区的西侧及上游有显著的瞬变涡旋动能正异常。ERA5再分析资料(图3e)表明，在极锋急流活跃区，瞬变涡旋动能减少。同时，在极锋急流活跃区下游，贝加尔湖至我国东北地区上空也呈现减少的瞬变涡旋动能异常。相比较，对于NCEP/NCAR数据呈现显著的负异常中心位于极锋急流活跃区下游(图3f)。这表明，瞬变涡旋动能对极锋急流的影响不仅体现在强度变化上，还可能影响极锋急流的纬向移动。同时，天气尺度的涡旋活动很大程度上也取决于大气斜压性[38]，大气斜压性的增强也可以通过天气尺度瞬变扰动的增强，进而引起急流强度的加强。

图3 同图2，但为1979—2018年东亚地区夏季标准化DMI对冬季(a、b) MTG、(c、d)σ和(e、f)300 hPa Ke的回归系数分布；其中(a、c、e) ERA5，(b、d、f)NCEP/NCAR的结果

2.3 影响因子的相对贡献分析

通过上述分析发现，大气经向温度梯度、最大涡旋增长率和天气尺度涡旋动能在夏季DMI对冬季东亚急流强度的影响上都有所贡献。基于ERA5再分析资料的空间分辨率较高，能更好地捕捉对高空风场的影响，本节的分析主要基于ERA5再分析资料展开。为了定量区分3个诊断因子影响不同高空急流分支的相对贡献，基于线性关系的假设，对3个诊断因子进行多元线性回归分析发现，两支急流都是受到直接的热力过程影响(MTG)最大。从图4多元回归系数的柱状图可以看到，大气内部瞬变涡旋动能异常，最大涡旋增长率在极锋急流活跃区影响相比与东亚副热带急流更大，这与前人提到的两支急流生成机制不同的观点相符，副热带急流的形成与来自热带地区由Hadley环流输送的大气角动量有关，中高纬度极锋急流的形成与斜压涡旋强迫密切相关[29-30]。但不同之处在于，印度洋偶极子对两支急流的影响，都以直接的热力作用为主。对于极锋急流来说，大气瞬变涡旋活动相比前两个因子贡献最小，所以动力因子中，夏季印度洋海温偶极子以改变大气斜压性为主。而对于副热带急流的动力影响因子来说，印度洋海温异常通过改变大气瞬变涡旋活动更为重要，大气内部动力过程对冬季副热带急流异常也起着重要维持作用。

图4 基于ERA5再分析资料的1979—2018年东亚副热带急流和极锋急流区域，冬季300 hPa标准化MTG、σ和Ke对标准化风场的多元回归系数

3 结论

本文利用1979—2019年的ERA5和NCEP/NCAR的再分析资料，全球气候观测系统海平面气压工作组的月平均DMI资料，对夏季印度洋偶极子模态与冬季东亚高空急流的影响及可能机制展开分析。主要结论如下：

(1)当夏季印度洋偶极子为正(负)位相时，即夏季印度洋西部出现暖(冷)异常，东部出现冷(暖)异常时，青藏高原地区南侧的副热带急流强度将增强(减弱)，北部的极锋急流强度减弱(增强)。

(2)夏季印度洋偶极子通过改变经向温度梯度、大气斜压性和300 hPa瞬变涡动动能等热力和动力过程，都能影响东亚副热带急流的增强和极锋急流的减弱。

(3)动力、热力因子的相对贡献分析表明，印度洋偶极子对两支急流的影响，都以热力因子为主(改变大气的经向温度梯度)。比较动力两因子发现，极锋急流的减弱主要以大气斜压性为主，而副热带急流的加强以涡动动能为主。

本文探讨的是夏季DMI对冬季高空急流的研究，前期海温异常对后期高空风场的影响，可能会通过Rossby波经向传播建立的经向遥相关而导致东亚急流的变化，激发的遥相关可能需要一定时间才能传播到中高纬地区[36-38]。对于影响冬季高空急流强度变化的可能机制来说，对流活动与海温分布具有较好的对应关系，暖海温异常对应的对流活动增强，而异常热源可以改变大气的垂直温度[21，25，27]，来影响冬季对流层的经向温度梯度，并通过Rossby波经向传播建立的经向遥相关导致急流的变化[21，39-40]。如ZHANG， et al[40]利用观测资料指出冬季由于印度洋—西太平洋地区降水偶极子分布产生异常热源，激发了从印度洋—太平洋地区经东亚至西北太平洋的Rossby波，从而形成了新的遥相关波列；LU[39]研究发现夏季西北太平洋上增强的对流活动对应200 hPa 副热带急流的增强；HUANG， et al[17]研究了暖海温异常如何通过西北太平洋的对流活动影响急流的变化，也提出在西北太平洋上的对流活动，结合东亚副热带热的反馈，可能诱发Rossby波的经向传播，建立夏季西北太平洋和东亚之间的经向遥相关，包括加强副热带急流[21]。但这种时间迟滞效应以及具体传播路径有待进一步的讨论，此外，本文是给出的是诊断分析的结果，后续的数值模拟验证工作还有待进一步完善。