1990年代初夏季東北亞低壓的年代際轉(zhuǎn)變

杜夢醒林中達陸日宇

1中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京1000292中國科學院大學，北京100049

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1990年代初夏季東北亞低壓的年代際轉(zhuǎn)變

杜夢醒1, 2林中達1陸日宇1

1中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京100029
2中國科學院大學，北京100049

摘 要夏季東亞地區(qū)對流層低層受到一個陸地低壓系統(tǒng)控制；該低壓中心位于東亞的北部地區(qū)，文中稱之為東北亞低壓?；贜CEP/DOE、NCEP/NCAR、ERA-40和ERA-Interim四種不同的再分析數(shù)據(jù)，本文分析了夏季東北亞低壓的年代際變化特征，并進一步探討了其轉(zhuǎn)變的可能物理機理。研究結果表明夏季東北亞低壓在1990年代初期存在一次顯著的年代際轉(zhuǎn)變，之后低壓強度減弱。對應此次年代際轉(zhuǎn)變，東北亞地區(qū)對流層位勢高度呈現(xiàn)為正壓結構的正異常，其南側的高空西風急流中心強度減弱。進一步，基于觀測和簡單線性斜壓模式模擬結果，我們提出環(huán)貝加爾湖地區(qū)夏季氣溫增加可能是導致1990年代初期之后夏季東北亞低壓減弱的原因。

關鍵詞夏季東北亞低壓 年代際變化 環(huán)貝加爾湖增暖

杜夢醒，林中達，陸日宇. 2016. 1990年代初夏季東北亞低壓的年代際轉(zhuǎn)變 [J]. 大氣科學, 40 (4): 805?816. Du Mengxing, Lin Zhongda, Lu Riyu. 2016. Inter-decadal change in the summertime Northeast Asia low-pressure system in the early 1990s [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (4): 805?816, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1511.15178.

1 引言

東亞夏季風變化同時受到熱帶和中緯度環(huán)流的共同作用（Tao and Chen，1987；張慶云和陶詩言，1998；柳艷香和郭裕福，2005；武炳義和張人禾，2011）。從對流層低層來看，東亞夏季風的強度變化主要受到兩個大尺度環(huán)流系統(tǒng)的影響：位于海洋上的西北太平洋副熱帶高壓和位于陸地上的東亞低壓（郭其蘊，1983）。由于夏季東亞陸面低壓中心位于東亞北部地區(qū)，該低壓也被稱為夏季東北亞低壓（Lin and Wang，2015）。以前的許多研究大多強調(diào)了西北太平洋副熱帶高壓的異常變化及其對東亞夏季風和氣候的重要影響（陶詩言和朱福康，1964；周明煜等，1980；王柏鈞和陳剛毅，1992；劉屹岷等，1999；Lu and Dong，2001；慕巧珍等，2001；Lu，2001，2002；吳國雄等，2002；Sui et al.，2007；Yeo et al.，2012；Lee et al.，2013）。但是，到目前為止，關于東北亞陸面低壓所知甚少。

近期，Lin（2014）對比分析了夏季歐亞大陸上空四種最主要的大氣遙相關型對東亞夏季降水的影響，指出夏季東北亞低壓的強度變化是歐亞大陸中高緯度擾動影響東亞夏季降水的關鍵過程。此后，Lin and Wang（2015）進一步分析了夏季東北亞低壓的年際變化特征，指出強度變化是其年際變化的主要模態(tài)。

除了存在顯著的年際變化以外，Lin and Wang （2015）也注意到夏季東北亞低壓強度在1990年代初期前后存在年代際的位相變化：1990年代初期以前東北亞低壓強度偏強，而之后的低壓強度偏弱。但他們的工作并未對其做進一步研究，是否東北亞低壓強度在1990年代初期存在年代際轉(zhuǎn)變尚不明確。其次，由于其研究主要集中在年際變化時間尺度，分析采用的數(shù)據(jù)來自于1979年以后的NCEP/NCAR再分析資料，是否東北亞低壓強度在之前存在類似年代際變化？其形成的物理機制是什么？

在本研究中，我們將采用四種不同的再分析數(shù)據(jù)分別研究夏季東北亞低壓強度的年代際變化特征，并探討其年代際轉(zhuǎn)變的物理機理。本研究內(nèi)容的具體安排如下：第2部分介紹本研究所采用的數(shù)據(jù)和分析方法。第3部分簡單介紹夏季東北亞低壓的基本特征。在第4部分，我們對夏季東北亞低壓強度的年代際變化進行顯著性檢驗，四種再分析數(shù)據(jù)均表明該低壓的強度在 1991年以后顯著減弱。進一步，我們分析了東北亞低壓 1990年代初期此次年代際轉(zhuǎn)變對應的大尺度環(huán)流特征。第5部分探討了東北亞低壓強度在 1990年代初期之后顯著減弱的可能原因。在第6部分，我們對本文進行了小結和討論。

2 資料和方法

2.1 數(shù)據(jù)資料

本文所采用的逐月大氣環(huán)流數(shù)據(jù)包括美國國家環(huán)境預報中心提供的 NCEP-DOE（Kanamitsu et al.，2002）、NCEP/NCAR（Kalnay et al.，1996）再分析數(shù)據(jù)、歐洲中期數(shù)值預報中心提供的 ERA-40 （Uppala et al.，2005）和ERA-Interim（Dee et al.，2011）再分析數(shù)據(jù)。所使用的變量包括位勢高度、地表氣壓、緯向和經(jīng)向風。其中選取的NCEP-DOE再分析數(shù)據(jù)的時間段為1979～2013年，ERA-Interim再分析數(shù)據(jù)為1979～2014年，NCEP/ NCAR再分析數(shù)據(jù)為1948～2014年，ERA-40再分析數(shù)據(jù)為1958～2002年；空間分辨率均為2.5°× 2.5°。

近地面氣溫數(shù)據(jù)除了用到 NCEP-DOE資料（Kanamitsu et al.，2002），還用了英國東安格利亞大學氣候研究中心提供的CRU TS3.22地表氣溫資料（Harris et al.，2014），時間為1979～2013年，空間分辨率為0.5°×0.5°。

2.2 線性斜壓模式

為了探討夏季東北亞低壓年代際變化的可能原因，我們采用了一個線性斜壓原始方程數(shù)值模式（Watanabe and Kimoto，2000）。設X為原始方程中的診斷矢量變量，包括渦度ζ、散度D、氣溫T和表面氣壓對數(shù)（π＝ln p），即X=X(ζ, D, T, π)。對于基本態(tài)X，忽略非線性部分并保留線性擾動X＇，那么通過計算原始方程動力線性算子和外強迫，就可得到相應的線性響應解 X＇。在本研究中，我們不考慮水汽改變的影響。大氣環(huán)流對于熱源強迫的響應主要取決于兩個因素：熱源位置和大氣環(huán)流基本場。本文中大氣環(huán)流基本場選取為 NCEP/ NCAR資料1961～1990年共30年平均態(tài)環(huán)流場；模式的水平分辨率是 T42，垂直方向采用s 坐標，共21層。

3 夏季東北亞低壓的基本特征

圖 1是基于 NCEP-DOE再分析數(shù)據(jù)得到的1979～2013年東亞地區(qū)夏季平均對流層中、低層位勢高度空間分布。在對流層低層（925～850 hPa），東亞北部地區(qū)上空存在一個明顯低壓系統(tǒng)，其中心位于我國東北地區(qū)北部上空，本文中該低壓被稱為東北亞低壓。而在850 hPa以上的對流層中層，東北亞地區(qū)上空位勢高度場上表現(xiàn)為弱的低壓淺槽?？紤]到東北亞地區(qū)高原地形的影響（圖 1f），東北亞低壓在850 hPa等壓面上表現(xiàn)最為明顯（圖1d）。因此，在本文中，我們采用850 hPa的位勢高度來描述東北亞低壓，該低壓中心區(qū)域范圍為（45°～60°N，110°～130°E）。

圖1 1979～2013年夏季平均的（a–e）位勢高度場（單位：gpm）垂直分布和（f）地表面氣壓（單位：hPa）?；疑幱皡^(qū)域的地表面氣壓低于該等壓面氣壓，表征地形影響。（d）中紅色方框為東北亞低壓核心區(qū)域（45°～60°N，110°～130°E），下同F(xiàn)ig. 1 (a–e) Vertical cross section of summertime geopotential height (units: gpm) and (f) surface air pressure (units: hPa) averaged over the period of 1979–2013. Grey shaded areas indicate where the surface pressure is lower than the specific pressure level in each figure. The red box in (d) depicts the core region (45°–60°N, 110°–130°E) of the low-pressure system over Northeast Asia (NEAL), the same below

而從季節(jié)演變來看，該低壓僅存在于夏季。圖2給出的是冬、春、夏、秋四個季節(jié)的 850 hPa位勢高度場氣候態(tài)空間分布。與夏季受低壓系統(tǒng)控制不同，在其他季節(jié)（冬、春和秋季），東北亞地區(qū)位于強大的東亞大槽后部、蒙古高壓的前部，主要受到偏北冷空氣的控制。進一步，圖 3給出了基于NCEP-DOE、NCEP/NCAR、ERA-40 和 ERA-Interim 四種再分析資料得到的 1979～2002年共24年夏季平均850 hPa位勢高度空間分布。不同資料中，夏季東北亞地區(qū)上空均為低壓所控制。同時，我們還注意到不同資料中低壓強度略有差別：與NCEP-DOE 和NCEP/NCAR相比，ERA-40和ERA-Interim資料得到的低壓強度更強。進一步，我們計算了該低壓核心區(qū)域（45°～60°N，110°～130°E）平均的850 hPa位勢高度，其強度分別為 1438 gpm（NCEP-DOE）、1437 gpm （NCEP/NCAR）、1432 gpm（ERA-40）以及1431gpm（ERA-Interim）。此外，與兩類NCEP資料相比，基于ERA-40和ERA-Interim數(shù)據(jù)顯示的東北亞低壓中心位置略偏西，由我國東北地區(qū)北部上空向蒙古東部移動。

圖2 1979～2013年平均的850 hPa位勢高度場（單位：gpm）季節(jié)演變：（a）冬季；（b）春季；（c）夏季；（d）秋季Fig. 2 Seasonal evolution of geopotential height (units: gpm) at 850 hPa averaged over the period of 1979–2013: (a) Winter; (b) spring; (c) summer;(d) autumn

4 夏季東北亞低壓強度的年代際變化

4.1 年代際轉(zhuǎn)變的時間特征

圖 4a給出了基于四種不同再分析資料計算得到的夏季東北亞低壓強度指數(shù)的時間序列。該指數(shù)定義為東北亞低壓核心區(qū)域（45°～60°N，110°～130°E）平均的夏季 850 hPa位勢高度距平的相反值。其中負號的添加使得正指數(shù)對應東北亞低壓強度增強，負指數(shù)對應東北亞低壓強度減弱。為便于比較四種數(shù)據(jù)，平均值均使用1979～2002年共24年平均。從NCEP-DOE計算得到的東北亞低壓強度可以發(fā)現(xiàn)其在1990年代初有明顯轉(zhuǎn)折：1990年代初期之后大多數(shù)年份東北亞低壓強度指數(shù)為負值，對應該地區(qū)正位勢高度異常，夏季東北亞低壓強度減弱。此外，我們也注意到東北亞低壓強度在2000年代中期以后逐漸變?yōu)檎?，暗示東北亞低壓強度又有所增強?；贜CEP/NCAR數(shù)據(jù)計算得到的東北亞低壓強度也呈現(xiàn)類似的位相轉(zhuǎn)變特征；而在ERA數(shù)據(jù)中則位相變化僅僅出現(xiàn)在1990年代初期。

圖3 1979～2002年夏季平均的850 hPa位勢高度（單位：gpm）：（a）NCEP-DOE；（b）NCEP/NCAR；（c）ERA-40；（d）ERA-InterimFig. 3 Summertime geopotential height (units: gpm) at 850 hPa averaged over the period of 1979–2002 based on (a) NCEP-DOE, (b) NCEP/NCAR,(c) ERA-40, and (d) ERA-Interim reanalysis data

圖4 （a）夏季東北亞低壓強度指數(shù)的時間序列及（b）其10年滑動t檢驗。該指數(shù)定義為東北亞低壓核心區(qū)域（45°～60°N，110°～130°E）平均的夏季850 hPa位勢高度距平的相反值，其氣候平均值均使用1979～2002年共24年平均。（b）中虛線表征0.05顯著性水平檢驗值Fig. 4 (a) Time series of the summertime NEAL index and (b) its 10-a moving t test. The NEAL index is defined as the inverse value of the mean geopotential height anomaly (departure from its climatological mean of 1979–2002) at 850 hPa averaged over the NEAL core region (45°–60°N, 110°–130°E). Dashed lines in (b) represent the values that are statistically significant at the 0.05 significance level

圖5 （a）1979～1991年和（b）1992～2004年夏季平均的850 hPa位勢高度場（等值線，單位：gpm）及（c）兩者之差?；疑幱皡^(qū)描述了850 hPa的地形分布，（c）中綠色陰影區(qū)為通過0.05顯著性水平的區(qū)域，下同F(xiàn)ig. 5 Summertime geopotential height (isolines, units: gpm) at 850 hPa averaged for (a) 1979–1990, (b) 1993–2004, and (c) their difference. Grey shaded area depicts the effect of topography at 850 hPa and the green shaded areas in (c) indicate where the difference is statistically significant at the 0.05 significance level, the same below

圖6 1979～1991年和1992～2004年夏季平均的（a）110°～130°E緯向平均位勢高度差值（單位：gpm）的經(jīng)向垂直分布和（b）200 hPa緯向風差值場（單位：m s?1）。（a）和（b）中紅色等值線代表正值，藍色虛線代表負值，（b）中紫線代表200 hPa緯向風的氣候平均態(tài)Fig. 6 (a) Latitude–height cross-section of geopotential height difference between 1992–2004 and 1979–1991 (units: gpm) averaged over 110°–130°E and (b) zonal wind difference at 200 hPa (units: m s?1) between 1992–2004 and 1979–1991. Red solid lines and blue dash lines indicte positive and negative values respectively in both (a) and (b), purple contours in (b) depict the climatology of zonal winds at 200 hPa

為了檢驗東北亞低壓強度年代際轉(zhuǎn)變的顯著性，我們對其作滑動t檢驗，滑動時間步長為前后各10年（圖4b）。四種再分析資料均指出夏季東北亞低壓在 1991年前后存在顯著的年代際轉(zhuǎn)變。另外，雖然NCEP-DOE和NCEP/NCAR資料中東北亞低壓指數(shù)分別在2003年和1978年通過顯著性水平0.05的檢驗，但ERA-40和ERA-Interim資料中該指數(shù)在這兩個年份均未通過顯著性檢驗。因此，在下面的分析中，我們主要關注東北亞低壓強度在1991年前后的年代際變化，采用的數(shù)據(jù)為NCEP-DOE再分析數(shù)據(jù)。

4.2 1990年代初夏季東北亞低壓年代際轉(zhuǎn)變的空間特征

為了查看夏季東北亞低壓 1990年代初此次年代際變化的空間分布特征，我們分別選取該年代際轉(zhuǎn)變的前13年（1979～1991年）和后13年（1992～2004年）夏季平均來表征1991年前后東北亞低壓的基本特征。圖5是1979～1991年（圖5a）和1992～2004年（圖5b）前后兩個時間段夏季平均的850 hPa位勢高度場以及兩者之差（圖 5c）。前后兩個時間段夏季平均的850 hPa位勢高度場上都能看到東北亞核心區(qū)域是明顯的低值區(qū)，但是后一時段比之前低壓強度減弱。在 1991年之前，我國東北和蒙古交界區(qū)域上空有明顯的低壓中心，中心強度低于1430 gpm。而相比于1979～1991年，1992～2004年平均的夏季東北亞低壓明顯減弱（圖 5b），呈現(xiàn)為低壓槽結構，強度高于1435 gpm，低壓中心不明顯。兩者之差表現(xiàn)為東亞北部地區(qū)位勢高度顯著增加，東北亞低壓強度減弱（圖5c）。

對應東北亞低壓強度在 1990年代初期后的減弱，東亞北部地區(qū)上空對流層中層位勢高度也顯著增加。圖6a是以110°～130°E緯向平均為剖面得到的1992～2004年減1979～1991年夏季平均位勢高度異常垂直分布。在東亞北部地區(qū)上空，特別是45°～55°N范圍內(nèi)，從1000 hPa到200 hPa的位勢高度均為正異常，表現(xiàn)為正壓結構；在對流層中低層，位勢高度正異常通過了顯著性水平 0.05的檢驗。另外，在其南側的40°N附近位勢高度經(jīng)向梯度增強，對應地轉(zhuǎn)東風異常。圖 6b是后一時段減前一時段夏季平均的200 hPa緯向風異常，其中紫色的線是200 hPa夏季緯向風的平均態(tài)。從圖6中可以看出，對應1991年以后夏季東北亞低壓減弱，在東亞地區(qū)上空，特別是90°～130°E范圍內(nèi)為顯著的東風異常，與圖 6a中該地區(qū)上空經(jīng)向位勢梯度增加一致。該東風異常顯著減弱了東亞高空西風急流強度。Kwon et al.（2007）分析東亞地區(qū)高空西風急流的年代際變化特征，同樣也指出在 1990年代初之后急流強度顯著減弱，這與我們當前分析得到的結果一致。

5 1990年代初夏季東北亞低壓年代際轉(zhuǎn)變的可能原因

圖7 1979～1991年和1992～2004年夏季平均的地面氣溫合成差值場（等值線，單位：°C），其中（a）和（b）分別為基于CRU和NCEP-DOE再分析數(shù)據(jù)Fig. 7 The differences in surface air temperature (isolines, units: °C) between 1992–2004 and 1979–1991 based on (a) CRU and (b) NCEP-DOE reanalysis

圖8 基于（a）CRU和（b）NCEP-DOE數(shù)據(jù)計算得到的環(huán)貝加爾湖地區(qū)平均的（45°～60°N，90°～120°E）地表大氣溫度指數(shù)（紅色實線）和基于NCEP-DOE計算得到的東北亞低壓強度指數(shù)（藍色實線）的標準化時間序列。虛線是9年滑動平均的結果Fig.8 Standardized time series of the surface air temperature index (SATI, red line) averaged over the region around the Lake Baikal (45°–60°N, 90°–120°E) based on the (a) CRU and (b) NCEP-DOE reanalysis data and the NEAL index (blue line) based on the NCEP-DOE reanalysis data during 1979–2013, and their 9-year running means (dashed lines)

在上面的分析中，我們指出夏季東北亞低壓在1990年代初存在顯著的年代際轉(zhuǎn)變，對應1991年之后其強度顯著減弱。在本小節(jié)中，我們將探討其年代際轉(zhuǎn)變的可能原因。圖7是1992～2004年與1979～1991年夏季平均地表氣溫差值。1991年之后，東北亞地區(qū)地表氣溫有明顯增加，顯著增溫的區(qū)域出現(xiàn)在環(huán)貝加爾湖地區(qū)。Zhu et al.（2012）分析了環(huán)貝加爾湖地區(qū)近 50年的溫度趨勢，指出該地區(qū)地表增暖趨勢對應對流層低層異常的反氣旋。此外，Chen and Lu（2014）進一步指出，除了顯著的增暖趨勢變化以外，東北亞地區(qū)的地表氣溫在1990年代中期還存在一次顯著的年代際轉(zhuǎn)變，這與本研究中圖7揭示出的1990年代初以后環(huán)貝加爾湖地區(qū)的氣溫增加一致。用（45°～60°N，90°～120°E）區(qū)域平均的地表氣溫定義了地表氣溫指數(shù)，來考察環(huán)貝加爾湖地區(qū)地表氣溫和東北亞低壓的關系。圖8a給出了1979～2013年東北亞低壓指數(shù)和基于 CRU氣溫資料得到的地表氣溫指數(shù)的時間序列。兩者變化為負相關關系，相關系數(shù)為－0.33；去趨勢之后，兩者的相關系數(shù)為－0.47，通過了顯著性水平0.05的檢驗。9年滑動的序列可以看到東北亞低壓和環(huán)貝加爾湖地區(qū)地表氣溫均在 1990年代初前后存在年代際變化，分別對應東北亞低壓強度減弱和環(huán)貝加爾湖地區(qū)地表氣溫增暖。這暗示東北亞低壓強度的年代際變化可能受到環(huán)貝加爾湖地區(qū)地表氣溫年代際變化的影響?；贜CEP-DOE地表氣溫數(shù)據(jù)的分析也得到類似結果（圖8b）。

為了探究環(huán)貝加爾湖地區(qū)地表增暖對夏季東北亞低壓年代際變化的可能影響，我們采用一個線性干絕熱斜壓大氣原始方程數(shù)值模式 LBM （Watanabe and Kimoto, 2000）來探討大氣環(huán)流對環(huán)貝加爾湖地區(qū)異常增溫的響應。在該數(shù)值試驗中，我們在環(huán)貝加爾湖地區(qū)放置一個中心最大值約為 2 K d?1的穩(wěn)定加熱源（圖9a），其加熱中心位于地表，并且隨著高度的增加逐步減小，在對流層的上層接近于零（圖9b）。圖10給出了模式積分16～20天平均的結果，這主要是考慮到斜壓大氣環(huán)流模式中環(huán)流對于加熱源的響應在第15天以后接近穩(wěn)定（Jin and Hoskins，1995）。對應環(huán)貝加爾湖地區(qū)增暖，對流層低層的東北亞地區(qū)出現(xiàn)正位勢高度異常（圖10a），并且該位勢高度異常在東北亞地區(qū)上空呈現(xiàn)正壓結構，正位勢高度中心出現(xiàn)在對流層上層（圖10b）。同時，東亞地區(qū)高空西風急流強度減弱（圖10c）。東亞地區(qū)對流層環(huán)流對環(huán)貝加爾湖地表增暖的響應與再分析資料中得到的 1991年后東北亞低壓（圖5c）、對流層中高層位勢高度（圖6a）及西風急流（圖6b）的變化基本一致。該結果表明環(huán)貝加爾湖地區(qū)地表氣溫的增加導致東北亞低壓強度在1990年代初之后顯著減弱。

圖9 線性斜壓模式試驗中加入的熱源強迫：（a）等σ（σ＝0.95）面（等值線間隔為0.2 Kd?1）；（b）加熱中心（52.5°N，105°E）的加熱垂直廓線Fig. 9 (a) The heating source added to the linear baroclinic model at the sigma level of 0.95(the contour interval is 0.2K d?1); and (b) its vertical profile at the grid point of (52.5°N, 105°E)

圖10 干絕熱斜壓大氣模式中大氣環(huán)流第16～20天對圖9中熱源強迫的響應：（a）位勢高度（σ＝0.82）（等值線間隔為2 gpm）；（b）110°～130°E緯向平均的位勢高度垂直分布（等值線間隔為5 gpm）；（c）緯向風（σ＝0.22），陰影和間隔為0.5 m s?1的虛線代表加入熱源后緯向風的變化，間隔為10 m s?1的實線代表緯向風的氣候平均態(tài)。Fig. 10 Response of the atmospheric circulation to the heating source shown in Fig. 9 averaged for days 16–20 simulated by the dry linear baroclinic model: (a) Geopotential height at the sigma level of 0.82, (the contour interval is 2 gpm); (b) vertical distribution of zonal-mean geopotential height over 110°–130°E (the contour interval is 5 gpm); (c) zonal wind at the sigma level of 0.22 shading area and dash lines with the interval of 0.5 m s?1indicate the change of zonal wind, and solid lines with the interval of 10m s?1indicatethe climatology of zonal winds at 200 hPa.

為了解地表增溫導致東北亞低壓強度減弱的具體過程，本文對數(shù)值試驗的渦度結果進行分析?？紤]到在線性斜壓模式中，大氣環(huán)流對熱源的響應在 15天以后基本達到穩(wěn)定，相對渦度的局地變化項約等于0。同時不考慮摩擦，線性渦度方程可描述為

其中，ζ表示相對渦度；V（u，v）表示水平風矢量，u為緯向風速，v為經(jīng)向風速；f為科氏力參數(shù)；帶橫杠項表示平均態(tài)，帶撇項表示擾動項（線性斜壓模式結果中第16～20天平均的響應）。ZA和MA分別表示渦度擾動的緯向和經(jīng)向平均平流項，BV表示異常風場引起的地轉(zhuǎn)渦度水平平流項，F(xiàn)D表示水平風場擾動輻合輻散對渦度的影響。圖 11是對流層中層第 16～20天平均的渦度方程中各分量的貢獻, 可以看出在東北亞地區(qū)，渦度變化主要是由緯向平流項和輻合輻散項決定。其中FD為負值，表明輻散使得渦度減少，對應反氣旋異常形成。另一主導項ZA為正值，表明緯向輸送正渦度平流，平衡散度項造成的渦度損失。由此可以看出環(huán)貝加爾湖地區(qū)地表加熱主要是通過引起氣流輻散形成反氣旋異常，導致東北亞低壓減弱。

關于環(huán)貝加爾湖地區(qū)氣溫升高的原因，一些研究指出這可能來自于全球變暖（Zhu et al.，2012）和太平洋年代際振蕩（PDO；Zhu et al.，2011）的影響。根據(jù)有和無溫室氣體強迫的兩組大氣環(huán)流模式數(shù)值試驗的對比分析，Zhu et al.（2012）提出全球溫室氣體增加引起的全球變暖可能導致環(huán)貝加爾湖地區(qū)局地氣溫的升高。此外，Zhu et al.（2011）也發(fā)現(xiàn)PDO在1990年代從正位相向負位相轉(zhuǎn)變，這也可能導致環(huán)貝加湖地區(qū)氣溫升高。雖然模式模擬出了全球變暖和 PDO引起的環(huán)貝加爾湖地區(qū)氣溫增暖，但相關的物理過程目前尚不清楚，這還需要進一步的研究。

圖11 同圖10，但為渦度方程中各分量（σ＝0.45）：（a）ZA表示渦度擾動的緯向；（b）MA表示經(jīng)向平均平流項；（c）BV表示異常風場引起的地轉(zhuǎn)渦度水平平流項；（d）FD表示水平風場擾動輻合輻散對渦度的影響；等值線間隔為1×10?11s?2Fig. 11 Same as Fig. 10, but for the components of the vorticity equation at the sigma level of 0.45. (a) ZA and (b) MA represent zonal- and meridional-mean advection of vorticity fluctuation, respectively, (c) BVrepresents horizontal advection of geostrophic vorticity caused by wind anomaly, and (d) FD represents the effects of divergence of horizontal wind on vorticity. The contour interval is 1×10?11s?2.

6 結論和討論

本文分析了夏季東北亞低壓的年代際變化特征，在此基礎上進一步探討了其年代際變化的可能物理成因，得到主要結論如下：

（1）本文利用 NCEP-DOE資料研究了東北亞低壓的基本特征，發(fā)現(xiàn)該低壓中心僅出現(xiàn)在夏季的對流層低層，位于我國東北地區(qū)北部。

（2）NCEP-DOE、NCEP/NCAR、ERA-40和ERA-Interim四種再分析資料均揭示了夏季東北亞低壓在 1991年前后出現(xiàn)一次顯著的年代際轉(zhuǎn)變，表現(xiàn)為 1991年以后夏季東北亞低壓強度減弱。對應此次年代際轉(zhuǎn)變，東北亞地區(qū)對流層環(huán)流呈現(xiàn)正壓結構的位勢高度增加，其南側的高空西風急流中心強度減弱。

（3）與1991年后東北亞低壓強度減弱相對應，環(huán)貝加爾湖地區(qū)夏季平均地表氣溫在 1991年之后顯著增加。通過簡單線性斜壓模式模擬的東亞地區(qū)對流層環(huán)流對環(huán)貝加爾湖加熱的響應和再分析資料中 1991年前后的變化基本一致：東北亞地區(qū)位勢高度增加，并且在整個對流層表現(xiàn)為正壓結構；同時其南側的東亞高空西風急流強度減弱。渦度分析的結果表明，渦度變化主要是由緯向平流項和輻合輻散項決定。輻散使得渦度減少，對應反氣旋異常形成；緯向輸送正渦度平流，平衡散度項造成的渦度損失。以上結果說明環(huán)貝加爾湖地區(qū)地表加熱主要是通過引起氣流輻散形成反氣旋異常，導致1990年代初之后夏季東北亞低壓減弱。

徐康等（2011a，2011b）也注意到環(huán)貝加爾湖地區(qū)氣溫升高對應的局地反氣旋環(huán)流異常。他們提出環(huán)貝加爾湖地區(qū)氣溫升高導致該地區(qū)對流層溫度梯度和緯向風垂直梯度的減小，使得大氣斜壓型減弱，容易維持暖性異常反氣旋。但是，局地異常的反氣旋也可能導致該地區(qū)盛行下沉氣流，云量減少，導致局地溫度升高。因此，基于再分析數(shù)據(jù)診斷研究無法區(qū)分環(huán)貝加爾湖地區(qū)氣溫和環(huán)流之間的相互影響。在本研究中，基于數(shù)值模式試驗的結果，我們從動力學的角度探討了大氣環(huán)流對環(huán)貝加爾湖地區(qū)增暖的響應，揭示出環(huán)貝加爾湖地區(qū)氣溫升高導致了該地區(qū)異常的反氣旋環(huán)流和東北亞低壓強度在 1990年代初之后顯著減弱。這一結論支持了徐康等（2011a，2011b）觀測分析得到的結果。但是，由于本研究采用的是線性數(shù)值模式，沒有考慮到中高緯度地區(qū)地表氣溫和大氣環(huán)流之間復雜的非線性相互作用。因此，對于地表增溫引起反氣旋異常的內(nèi)在機理存在一定的不確定性。

有研究指出 1990年代初期以后，對應夏季東北亞低壓強度減弱，東亞夏季風也存在顯著的年代際轉(zhuǎn)變（唐佳和武炳義，2012；Liu et al.，2012），華南地區(qū)降水增多（Huang et al.，2004；張慶云等，2007；Ding et al.，2008；Wu et al., 2010；黃榮輝等，2011；呂俊梅等，2014）。但是，對于夏季東北亞低壓強度減弱和華南降水之間的年代際關聯(lián)目前尚存在爭議。一方面，Wu et al.（2010）指出在1992年后華南降水顯著增加受到中國北部和蒙古地區(qū)的反氣旋異常的影響，后者與前期春季青藏高原雪蓋的變化有關。另一方面，Kwon et al.（2007）提出華南地區(qū)降水增強可能通過激發(fā)一個正壓的Rossby波列向熱帶外傳播，在東北亞地區(qū)上空形成反氣旋異常，這可能導致東北亞低壓強度在 1990年代初以后減弱。因此，夏季東北亞低壓和東亞夏季風年代際變之間的關聯(lián)需要借助更長時間段的觀測資料分析和數(shù)值模式模擬作進一步的研究。

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資助項目 國家自然科學基金項目41375086

Funded by National Natural Science Foundation of China (Grant 41375086)

文章編號1006-9895(2016)04-0805-12 中國分類號 P424

文獻標識碼A

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1511.15178

收稿日期2015-04-08；網(wǎng)絡預出版日期 2015-11-06

作者簡介杜夢醒，女，1990年出生，博士研究生，研究方向為氣候動力學。E-mail: dumx@mail.iap.ac.cn通訊作者 林中達，E-mail: zdlin@mail.iap.ac.cn

Inter-decadal Change in the Summertime Northeast Asia Low-Pressure System in the Early 1990s

DU Mengxing1, 2, LIN Zhongda1, and LU Riyu1
1 State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029
2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049

AbstractEast Asian summer climate is controlled by a low pressure system centered over continental northern East Asia in the lower troposphere, which is named as the Northeast Asia low pressure (NEAL). Based on the NCEP-DOE, NCEP-NCAR, ERA-40, and ERA-Interim reanalysis data, we investigate the inter-decadal change of the summertime Northeast Asia Low-pressure system and discuss the possible physical mechanism associated with this change. Results show that NEAL experienced a significant decadal change in the early 1990s. The intensity of NEAL has decreased since 1991. Corresponding to the weakened NEAL, the tropospheric geopotential height field over Northeast Asia presents a barotropic-structure positive anomaly and the intensity of upper-tropospheric westerly jet to the south decreases. Based on results from the observational analysis and simulations of a linear baroclinic model, it is found that the surface warming around the Lake Baikal in the summer may be responsible for the weakening of the NEAL after the early 1990s.

KeywordsSummertime Northeast Asia low pressure, Inter-decadal variability, Local warming around the Lake Baikal