1980—2019年夏季东亚大槽减弱及其与北极海冰变化的关系❋

尹 航，黄 菲，❋❋，陈 峥，2，王 宏

(1.中国海洋大学海洋与大气学院，山东 青岛 266100；2.物理海洋教育部重点实验室和海洋高等研究院，山东 青岛 266100；3.青岛海洋科学与技术试点国家实验室，山东 青岛 266237)

东亚大槽是东亚地区对流层中层重要的环流系统，位于亚洲大陆东岸附近，是西风带内的低压槽。东亚大槽的强度和位置变化均具有明显的季节性，冬季东移入海，强度最强；夏季西移至内陆，强度最弱[1]。虽然夏季东亚大槽强度较弱，但是它的变化也会对中国大部分地区的降水造成影响。王万里等[2]指出，受西太平洋副热带高压影响，夏季东亚大槽西移，有利于中国西北的降水偏多。此外，夏季东亚大槽加深，冷空气向南输送，配合其他系统的共同作用，会导致江淮梅雨偏多[3-4]；夏季东亚大槽减弱，南下的冷空气活动减弱，使得中国东北北部的降水减少[5]。因此，研究夏季东亚大槽的变化具有重要意义。

全球变暖背景下，北极发生了显著的变化，北极海冰范围出现加速融化的趋势[6]，北极增暖速率是全球平均增暖的 2 倍，被称为“北极放大”效应[7-8]。研究认为，北极放大会对夏季中纬度行星波产生影响，特别是北美和欧洲地区的行星波[9-10]。Francis和Vavrus[11]指出，北极放大使得赤道与极区之间的温度梯度减小，从而导致纬向风减弱，北美地区行星波振幅显著增大，北美大槽增强。东亚大槽与北美大槽均属于北半球中纬度的准定常波，那么北极放大背景下，东亚大槽是如何变化的？Screen和 Simmonds[12]发现，北极放大背景下，北美地区行星波2波的振幅增大，东亚地区行星波2波的振幅减小，但是它们的变化趋势并不显著，其原因可能是选择的衡量行星波振幅的方法不同。并且，以往在研究东亚大槽变化时，更关注1950年以来冬季东亚大槽的长期变化趋势。学者们常常通过定义不同的东亚大槽指数去表征东亚大槽的强度变化，但指数定义的角度不同，所反映的变化特征也不同。采用固定区域的位势高度距平值来定义东亚大槽强度指数时，指数在20 世纪 80 年代左右出现显著性减弱[13-14]；但是利用位势高度的纬向梯度来表征东亚大槽强度时，其强度存在一定的增强趋势[15]。因此，在研究东亚大槽的变化时，合理地定义东亚大槽指数是首要解决的问题。本文首先客观定义了一个东亚大槽强度指数，随后讨论了北极快速变化与夏季东亚大槽的关系，并解释其中的物理机制。

1 数据和方法

本文使用的大气数据主要来自美国国家海洋和大气管理局(NOAA，National Oceanic and Atmospheric Administration)提供的NECP/DOE(NCEP2)逐月和逐日再分析资料，具体选择 1979—2019年月平均和日平均的位势高度场、风场以及温度场资料，水平分辨率为2.5(°)×2.5(°)，垂直方向上有1 000～10 hPa，一共17层。海冰密集度数据来自Hadley中心的HadISST数据集，具体选择1979—2019年月平均资料，水平分辨率为1(°)×1(°)。

本文主要运用了连续功率谱分析、合成分析、差值t检验等方法。差值t检验用于检验合成分析结果差异的显著性。

2 东亚大槽强度及其变化特征

2.1 东亚大槽强度指数的定义及其长期变化趋势

由东亚大槽的基本特点可知，月平均尺度上，东亚大槽槽线为东亚-太平洋区域同一纬度上位势高度最小值的连线。前人研究指出，东亚大槽大致分布于(35°N—55°N，110°E—160°E)之间[1,4，16]。本文根据各季节东亚大槽的定常波特征(图略)，采用1979—2019年逐月500 hPa位势高度资料，记录100°E—160°E范围内同一纬度上位势高度最小值所在的经度，统计各季节每个经纬度格点上最小值出现的频次，得到每个季节东亚大槽槽线的频率分布(见图1)。取30°N—60°N之间，5% 和 95%分位数所包围的区域为东亚大槽主要的活动区域，即东亚大槽槽区。

由图1中可发现，东亚大槽存在明显的季节性变化。夏季(见图1(b))东亚大槽活动区域范围最广，槽线分布比较分散，东亚大槽出现的高频区偏向于内陆地区，这与前人研究结果一致[1]。夏季东亚大槽北部可以向西移动至贝加尔湖附近，因此，它的槽线走向表现为西北-东南向。其他季节东亚大槽主要为东北-西南走向，槽线分布集中，冬春季东亚大槽基本稳定在日本岛上空，秋季相对冬季偏西，位于日本岛西侧。

根据前面划分的东亚大槽槽区，利用槽区的平均位势高度距平值来表征东亚大槽强度。因此，东亚大槽强度指数EAT定义如下：

式中：∑表示对东亚大槽槽区内所有格点500 hPa位势高度求和并平均；-----表示气候平均。由于东亚大槽槽区位势高度距平始终为负异常，为了更加直观地表现各季节东亚大槽的强弱变化，将EAT取负数，并进行标准化。此时，指数的数值越大，表明东亚大槽强度越强。

图2为1980—2019年四个季节EAT指数的时间序列、线性倾向曲线和11年滑动平均曲线，可以看到：1980—2019年EAT指数始终存在由强到弱的总体变化趋势，除春季外，其他三个季节EAT减弱趋势均通过1%的显著性水平的检验，其中夏季EAT指数下降趋势最强，线性趋势系数达-0.408/(10 a)；秋冬次之，线性趋势系数分别为-0.395/(10 a)和-0.336/(10 a)。结合滑动平均曲线可以发现，各季节东亚大槽强度指数均存在明显的年代际变化，2000年以后负位相居多，存在年代际减弱的变化特征；2000年以前，除夏季外，其他各季节均表现为先减弱后增强的年代际振荡。由于夏季EAT指数减弱的特征最为明显，接下来本文将主要关注夏季东亚大槽的变化。

2.2 夏季东亚大槽强度的准周期振荡

图3(a)给出了夏季EAT指数时间序列的功率谱。结果显示，夏季东亚大槽强度变化存在准2年的准周期振荡和10年以上的变化周期，即夏季东亚大槽既存在年代际变化，也存在年际变化特征。对夏季EAT指数进行Mann-Kendall趋势分析和突变检验(见图3(b))，可以看出，夏季东亚大槽的强度在2006年前后发生年代际突变，存在显著的减弱趋势。这可能与2006年以后北极海冰大范围融化有关，我们将在下一章进行分析。

3 夏季东亚大槽减弱与北极海冰变化的关系

3.1 东亚大槽的年代际减弱

前文我们发现，夏季东亚大槽在2006年前后存在显著的年代际突变，因此，将1980—2019年分成东亚大槽偏强时期(1980—2005年)和偏弱时期(2006—2019年)两个阶段，分别对比这两个年代段大气环流和北极海冰的异常变化。图4给出这两个时期夏季的500和1 000 hPa位势高度和海冰密集度的差值场。可以看出，500 hPa上东亚大槽的减弱与全球增暖导致的北半球整体位势高度升高有关(见图4(a))，而近地面的1 000 hPa位势高度差值场(见图4(b))上除了极区和乌拉尔山地区外均为负异常，表现出对流层中层和近地面在中低纬度地区呈斜压特征的垂直分布。1 000 hPa位势高度的水平场上表现出类似于北极涛动(AO，Arctic Oscillation)负位相的水平分布，特别是与北大西洋涛动(NAO,North Atlontic Oscillation)的负位相分布更为一致，即北极地区为异常高压，北大西洋中纬度地区为异常低压，太平洋中纬度区域的东亚沿岸和北美西岸也为异常低压分布。受北极上空特别是格陵兰岛上空异常高压的影响，海冰向格陵兰岛东侧输送堆积，同时北冰洋多年冰区的外缘区域欧亚大陆沿岸至波弗特海一带为显著的海冰减少区(见图4(c))，海冰的这个空间分布与夏季EAT指数回归的海冰密集度的空间分布(见图4(d))极为相似，二者空间相关系数达0.81，表明东亚大槽的减弱与夏季北极海冰快速融化密切相关，且年代际减弱的信号贡献较大。研究还发现，夏季EAT指数与前一年夏季到同年春季回归的海冰密集度场都与相应季节海冰密集度的年代际差值场存在较高的相关，二者之间的空间相关系数在前期夏、秋、冬、春季分别为0.86、0.93、0.91、0.86，表明夏季东亚大槽的减弱与北极海冰的变化在年代际尺度上有稳定的相关关系，受季节变化的影响不大。

3.2 年际尺度的东亚大槽减弱

前文中已指出夏季东亚大槽存在显著的准两年周期振荡，那么在年际尺度上，北极海冰变化与夏季东亚大槽强度有何关系？对此，我们将夏季EAT指数去除趋势，保留夏季东亚大槽指数的年际变化信号。图5为经过标准化处理后，1980—2019年去趋势的夏季EAT指数的时间序列，可以看出，EAT指数无显著的年代际变化周期，其负异常极值明显大于正异常极值，表明在年际尺度上，东亚大槽减弱的特征更明显，最显著的减弱发生在2010年夏季(见图5)。

为了分析东亚大槽的年际变化与北极海冰变化的关系，我们用夏季EAT指数与不同季节北极海冰密集度进行回归分析(图略)，发现夏季东亚大槽的年际振荡主要与前一年夏秋季节的海冰变化有关。因此我们以0.9倍标准差为标准，对1980—2019年去趋势的夏季EAT指数强弱年进行划分，得到6个夏季东亚大槽偏弱年：1980、1988、1989、1998、2008和2010年。将这些年份的不同季节海冰密集度异常进行合成，得到东亚大槽偏弱年的前一年夏季和秋季北极海冰密集度的距平场(见图6)。结果显示，夏季东亚大槽偏弱时，前期夏秋季节格陵兰岛东部和加拿大群岛高密集度冰区存在海冰密集度的正异常信号，而欧亚-太平洋扇区季节性冰区存在海冰密集度的负异常信号，其中，秋季海冰密集度负异常信号向北扩张，融冰范围进一步扩大。根据前期夏季(见图6(a))海冰密集度异常分布，定义可以表征海冰异常分布特征的北极海冰变化指数SICA，计算公式如下：

SICA=∑SIC+-∑SIC-。

式中：SIC+表示海冰密集度正异常区域中通过10%的显著性水平的检验格点上的海冰密集度；SIC_则表示

海冰密集度负异常区域中通过10%的显著性水平的检验格点上的海冰密集度，对选中的格点海冰密集度进行加权平均，并对SICA进行标准化处理，得到与东亚大槽减弱相关的SICA指数年际变化的时间序列SICA(见图6(c))。当SICA为正值时，反映了夏季格陵兰岛东侧以及北极中央区海冰密集度增加，欧亚-太平洋扇区海冰密集度减少这种偶极子型分布特征；当SICA为负值时，反映的海冰异常分布相反。海冰指数SICA与夏季EAT指数之间的相关系数为-0.587，通过1%的显著性水平的检验。这表明，SICA正位相所反映的前期夏季海冰异常偶极子型分布与次年夏季东亚大槽的减弱有关。

4 夏季东亚大槽减弱的机制分析

前面的分析表明，夏季东亚大槽强度的年代际减弱与AO负位相对应的北极偶极型海冰异常分布有关，特别是与季节性冰区的海冰融化有关，且这种关系较为稳定，与季节变化无关。而在年际尺度上，东亚大槽的减弱主要与前一年夏秋季节的海冰偶极型分布有关，这种年际尺度上的海冰异常分布与年代际尺度的海冰异常场具有显著的空间相关性，夏、秋季节的空间相关系数分别为0.42和0.56，通过了5%的显著性水平的检验，但冬、春季节的空间相关系数则只有0.07和-0.28。这表明，在年代际尺度上，前一年夏秋季节的海冰变化可以通过影响AO，且这种耦合关系可以稳定持续到次年夏季，造成东亚大槽减弱；而在年际尺度上，前一年夏秋季节的海冰变化无法跨季节持续到次年夏季，那么它是通过什么途径影响到次年东亚大槽的减弱呢？下面本文将着重分析这一问题。

4.1 前期夏秋季节北极海冰变化与AO的贡献

已有研究指出，北极海冰快速融化与AO减弱有关。根据图6(c)，以0.9倍标准差为标准，挑选出海冰指数SICA正位相的年份，对1 000和500 hPa位势高度场进行合成(见图7)。从图中可以看出，对流层中低层的1 000 hPa(见图7(a))和500 hPa(见图7(b))上表现出高低空较为一致的正压结构，与年代际尺度上的斜压结构(见图4)不同。此时极区位势高度均为正异常，而中纬度位势高度则以负异常为主，与AO负位相的空间分布相类似，特别是乌拉尔山附近位势高度的正异常有利于乌拉尔山阻塞高压的加强，从而通过长波调整影响下游的东亚大槽加深，与次年夏季东亚大槽减弱构成了EAT的准2年准周期振荡。另一方面，AO负位相时，北极地区的波弗特高压异常加强，造成穿极漂流加强，使得从弗拉姆海峡输出的海冰冰量增加，进而导致海冰异常场出现偶极子型的分布特征，对于多年冰外缘的季节性冰区，在海冰反照率正反馈机制的作用下，秋季海冰进一步融化，使得融冰区范围扩大(见图6(b))。

4.2 行星Rossby波的垂直传播

分析表明，年际尺度上前一年夏秋季节海冰异常及相联系的AO减弱并不能持续到次年夏季造成东亚大槽减弱，那么前一年夏秋季的海冰异常通过何种途径跨季节影响次年夏季的东亚大槽强度？已有研究指出，秋冬季节巴伦支-喀拉海海冰的融化会激发行星波1波和2波垂直传播，引起极涡变化，随后下传至对流层，进而影响对流层大气环流的变化[17]。Xu等[19]指出，在初冬海冰影响2月东亚大槽过程中，对流层-平流层相互作用的贡献远大于对流层遥相关波列的贡献。因此，这里我们考察夏秋季节北极海冰异常引起的极区上空大气环流异常信号垂直传播情况，根据SICA正异常年份合成70°N以北区域平均的位势高度距平场的时间-高度剖面图(见图8(a))，可以发现与前一年夏季北极海冰异常分布相关的极区上空位势高度正异常呈上下一致的正压结构分布，海冰受异常反气旋环流的影响，有利于高密集度冰区海冰增加，而边缘季节性冰区海冰减少。在秋季出现明显的从对流层向平流层的异常信号上传，导致平流层极涡减弱。在冬春季，北极上空位势高度正异常信号从平流层向对流层传播，并且向南扩张，这一点从东亚中纬度地区(40°N—70°N，90°E—180°E)位势高度距平场的时间-高度剖面图(见图8(b))可以很清楚地看到，这种异常下传的信号一直持续到夏季，从而导致夏季东亚大槽槽区的位势高度增加，东亚大槽减弱。

根据Charney和 Drazin[20]的行星波垂直传播理论，行星波会向上传播进入平流层需满足两个条件：(1)纬向风为西风，(2)纬向风风速小于罗斯贝波上传临界风速。图9给出SICA正位相时，相应区域纬向风的区域平均时间-高度剖面图。结果显示，夏季极区近地面为弱东风，这使得罗斯贝波能量难以上传。8月中旬以后，近地层转为弱西风且西风增强。从异常场上可以看到，8—10月，正异常最大值中心从对流层低层向平流层移动，即存在动量的上传。根据罗斯贝波上传临界风速的条件[20]，计算行星波1波上传的临界风速为10.44 m/s。此时极区对流层纬向风区域平均值最大为8 m/s，均小于行星波1波上传的临界风速，这表明在夏末秋初，极区的行星波1波可以从对流层向平流层传播，使得极涡减弱。前文中提到，春季北极上空平流层存在位势高度正异常信号的下传(见图8(a))，对行星波3波垂直传播的临界风速进行计算[20]，得到临界值为19.92 m/s。实际观测和理论结果对比可以发现，春季4—5月的确存在显著的有利于行星波动量下传的纬向风异常分布(见图9(a))。同时可以发现，春、夏季节，中纬度东亚地区(见图9(b))除了4月500～200 hPa的对流层中上层纬向风平均风速大于波动垂直传播的临界值，其余大部分时间、高度上，东亚-太平洋地区的平均风速均小于波动垂直传播的临界值，表明此时纬向风异常均有利于行星波垂直传播。从次年春季位势高度异常信号的垂直传播特征(见图8(b))可以发现，此时东亚中纬度地区平流层的位势高度正异常信号下传至对流层，进而引起夏季东亚大槽的减弱。

5 总结与讨论

本文利用1979—2019年NECP/DOE(NCEP2)的全球逐月再分析资料，分析了东亚大槽强度的变化特征以及影响夏季东亚大槽减弱的机制，得到以下主要结论：

东亚大槽的位置存在季节性变化，夏季东亚大槽向西移至内陆，秋季向东移至日本岛西侧，冬春基本稳定在日本岛上空。1980年以来，各季节东亚大槽强度均存在减弱趋势，其中夏季减弱趋势最强，秋冬次之，春季减弱趋势并不显著。

夏季东亚大槽强度的年代际减弱可能与全年变暖导致的北极海冰快速融化有关。北极海冰融化容易导致AO出现负位相；同时AO负位相有利于格陵兰岛东侧的海冰增加，季节性冰区海冰减少。海冰与AO之间的这种耦合关系可以稳定持续到次年夏季，造成次年夏季东亚大槽减弱。

夏季东亚大槽强度的年际减弱(见图10)与前一年夏季AO负位相导致的北极偶极型海冰异常分布有关。当前一年夏季AO为负位相时，波弗特高压加强，穿极漂流加强，使得夏季海冰分布呈现高密集度冰区海冰增加、季节性冰区海冰减少的偶极子分布特征。9月，在海冰反照率正反馈机制的作用下，少冰区的海冰进一步融化，融冰区范围扩大，此时极区(70°N以北)大气位势高度为负异常响应，近地面由东风转为弱西风，这有利于极区的行星波1波信号上传至平流层，导致平流层极涡减弱。春季，在有利的行星Rossby波垂直传播条件下，平流层的位势高度正异常信号向南扩张，并在东亚一侧下传，这一过程一直持续至夏季，且直接影响到东亚的中纬度地区，东亚大槽槽区的位势高度增加，东亚大槽减弱。