2015年初北極極端氣旋對中國寒潮的影響

張 琳 呂俊梅 丁明虎

(中國氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國家重點實驗室， 北京 100081)

引 言

受全球變暖影響，北極地區(qū)氣象要素發(fā)生劇烈變化并出現(xiàn)北極放大效應(yīng)[1]，中緯度極端天氣氣候事件頻發(fā)，引起廣泛關(guān)注[2-6]。大量研究表明：北極放大效應(yīng)會影響中緯度環(huán)流和天氣形勢[7-10]，存在一種“暖北極-冷大陸”的模態(tài)[11]，但其影響方式和程度尚不明確，需要進一步研究[12-13]。

很多研究從不同角度探究北極和中緯度之間的聯(lián)系[14-17]，不同尺度天氣系統(tǒng)扮演不同角色，大尺度環(huán)流為天氣系統(tǒng)的生成和發(fā)展提供背景場，這些系統(tǒng)又作為擾動因子影響大氣環(huán)流，彼此相互作用又緊密相連。對大尺度環(huán)流而言，北極放大效應(yīng)可能激發(fā)出弱的中緯度西風(fēng)和增幅的行星波，有利于中緯度發(fā)生持續(xù)性極端天氣[18]。阻塞是聯(lián)系北極和中緯度地區(qū)的一種重要機制。出現(xiàn)在烏拉爾地區(qū)(40°～75°N，40°～80°E)并持續(xù)7 d以上的阻塞環(huán)流稱為烏拉爾阻塞形勢，常根據(jù)500 hPa位勢高度梯度定義阻塞指數(shù)，進行定量研究[19-23]。受北極氣候影響，巴倫支?！囟壬?，烏拉爾阻塞形勢生命期延長，加劇歐亞大陸冷距平[20-21]，阻塞上游的北大西洋濤動(North Atlantic Oscillation，NAO)和平均緯向風(fēng)對其生命期和位置變化也有重要影響[22-24]，因此，生成于北大西洋的氣旋對烏拉爾阻塞形勢的作用值得進一步分析。此外，平流層也被看作聯(lián)系極地和中緯度環(huán)流的關(guān)鍵界面[25]。對天氣系統(tǒng)而言，中高緯度氣旋北移并通過溫度、海冰等影響大尺度環(huán)流，對中緯度天氣氣候異常和極端天氣的發(fā)生有重大影響[26]，受到越來越多的關(guān)注。

很多學(xué)者從氣候?qū)W意義上對中高緯度氣旋的頻數(shù)、路徑、強度等進行統(tǒng)計研究[27-29]。Sorteberg等[30]統(tǒng)計了中高緯度氣旋進入北極的主要通道，指出經(jīng)過格陵蘭島/挪威海區(qū)域的氣旋數(shù)量最多，平均強度最強。Sanders等[31]將中心氣壓在24 h內(nèi)至少下降24 hPa 的高緯度氣旋稱為“氣象炸彈”。Rinke等[32]將中高緯度氣旋中心海平面氣壓值低于第5個百分位數(shù)(即985 hPa)的氣旋定義為極端氣旋。

極端氣旋比普通氣旋強度更強，常生成于北大西洋中高緯度地區(qū)，北移時攜帶大量暖濕空氣，與北極異常增暖聯(lián)系密切[32-34]。

極端氣旋從中高緯度向極區(qū)移動，引發(fā)極端天氣事件，對人類生活和經(jīng)濟等方面危害極大。2015年12月底，北大西洋超強極端氣旋進入北極，中心氣壓低至928 hPa，帶來大量暖濕空氣，使北極出現(xiàn)極端異常增暖[33-34]。2018年1月美國東海岸遭受“炸彈氣旋”襲擊，多個地區(qū)出現(xiàn)極寒天氣，波士頓連續(xù)7 d最高氣溫低于-6.7℃，打破當(dāng)?shù)?00年的持續(xù)低溫紀(jì)錄，造成多人死亡。研究極端氣旋與極端天氣之間的可能聯(lián)系至關(guān)重要。

1 資料和方法

1.1 資 料

再分析資料為歐洲中期天氣預(yù)報中心提供的ERA-Interim數(shù)據(jù)集[40]，選取2015年1—2月逐6 h 的500 hPa和850 hPa高度場、溫度場、風(fēng)場、比濕及海平面氣壓場，分析前先轉(zhuǎn)化成08:00(北京時，下同)，14:00，20:00和次日02:00，得到日平均資料，空間分辨率為1.5°×1.5°，氣候平均定義為1981—2010年平均值。

觀測資料為國家氣象信息中心提供的中國地面氣象站基本氣象要素日值數(shù)據(jù)集(V3.0)中的氣溫和降水資料。挑選出1981—2017年無缺測的觀測站，共1429個(圖1)。選取2015年1—2月日平均氣溫和日最低氣溫用于定義寒潮。降水資料選用2015年1—2月20:00—次日20:00累積降水量作為日降水量，單位為mm。

圖1 中國1429個地面觀測站分布Fig.1 Distribution of 1429 meteorological ground stations in China

1.2 極端氣旋移動路徑的定義

Rinke等[32]將1979—2015年挪威北部斯瓦爾巴群島以北地區(qū)平均海平面氣壓第5個百分位數(shù)(985 hPa)定義為極端氣旋的閾值。因此，本文將985 hPa作為閾值，根據(jù)逐日平均海平面氣壓定義極端氣旋的中心和路徑，極端氣旋的中心定義為氣旋范圍內(nèi)海平面氣壓最小值所處位置，將氣旋中心逐日相連，即為移動路徑。

1.3 寒潮標(biāo)準(zhǔn)

本文采取《冷空氣等級》(GB/T20484-2006)的寒潮標(biāo)準(zhǔn)[41]，將日平均氣溫和日最低氣溫兩者結(jié)合，即將觀測站的日平均氣溫24 h內(nèi)降溫幅度不小于8℃，或48 h內(nèi)降溫幅度不小于10℃，或72 h內(nèi)降溫幅度不小于12℃，且當(dāng)天日最低氣溫不大于4℃的冷空氣過程定義為寒潮。

對于Rossby波能量頻散和傳播，使用Takaya等[42]提出的波活動通量進行診斷。

2 C1的生命史及其對中國天氣影響

2.1 C1的生命史

極端氣旋的生成和移動伴隨低層增溫、氣旋式環(huán)流和地面降壓(圖2)。2015年1月18日，C1生成于格陵蘭島南部大西洋上空(圖2a)，中心氣壓985.7 hPa，未達到閾值。19日強度最強，中心氣壓低至973.1 hPa。此后C1逐漸減弱并沿格陵蘭島東側(cè)海岸向東北移動，21日登陸格陵蘭島，22日到達格陵蘭島以北，進入極區(qū)并向東半球移動，25日到達泰梅爾半島。隨著C1北移，海平面氣壓呈負距平，低層氣旋環(huán)流也向北移動，且方向與C1的路徑一致。以上過程中低層增暖也隨之不斷北移。1月18日C1生成時，格陵蘭島以南和以西出現(xiàn)大范圍的低層異常增暖，此后隨著C1移動，低層暖異常從格陵蘭海，沿巴倫支海、喀拉海東移，雖經(jīng)過極區(qū)，但未直接穿越極區(qū)中心。

圖2 2015年1月18日(a)、20日(b)、22日(c)和25日(d)C1的移動路徑(黑色點表示歷史路徑，黃色三角形表示當(dāng)日位置)、850 hPa溫度距平(填色)和平均海平面氣壓距平場(等值線，單位：hPa，實線為正，虛線為負，間隔5 hPa)Fig.2 Track of C1(black dots represent historic track and the yellow triangle represents the center location on the date) and distribution of 850 hPa temperature anomalies(the shaded) and mean sea level pressure anomalies(the contour,unit:hPa,solid and dashed lines denote positive and negative values with interval of 5 hPa,respectively) on 18 Jan(a),20 Jan(b),22 Jan(c) and 25 Jan(d) in 2015

2.2 北極大氣環(huán)流的調(diào)整

隨著C1及低層暖異常北移，500 hPa也出現(xiàn)異常增暖并向極移動，對應(yīng)高壓脊向極地擴張，圖2和圖3體現(xiàn)出C1的垂直斜壓結(jié)構(gòu)，表現(xiàn)在大氣低層為低壓系統(tǒng)，高層為高壓系統(tǒng)。1月18日格陵蘭島東南側(cè)有一高壓脊(圖3a)，隨著C1北移，此高壓脊發(fā)展并向東北延伸。圖2中850 hPa異常增暖位于C1的東北方向，且500 hPa與850 hPa異常增暖位置對應(yīng)，500 hPa異常增暖北移(暖平流)對應(yīng)高壓脊后偏南氣流，引導(dǎo)C1北移并進入極區(qū)，表明熱力因子對動力因子可能存在引導(dǎo)作用[43]。22日500 hPa 暖異常進入極區(qū)，高壓脊繼續(xù)向極區(qū)擴張，極渦受到擠壓發(fā)生變形，主體分為兩部分并分別向東、西半球偏移。24日受到高壓脊向西擠壓，極渦分裂成兩個中心(參考朱乾根等[44]對極渦分裂的描述，本文極渦分裂以等高線504 dagpm的斷裂為標(biāo)準(zhǔn))，其中亞洲一側(cè)的極渦較強并南壓至西伯利亞(圖3c)。25—30日兩個極渦中心的位置維持不變。

1.3統(tǒng)計學(xué)意義本研究使用的統(tǒng)計學(xué)軟件為SPSS12.0,計量資料主要是使用χ±s表示,組間對比則通過t檢驗,存在統(tǒng)計學(xué)意義則以P<0.05表示。

圖3 2015年1月18 日(a)、22日(b)、24日(c)和26日(d)500 hPa溫度距平場(填色)和高度場(等值線，單位：dagpm，棕色線表示脊線，“D”表示極渦中心) Fig.3 Distribution of 500 hPa temperature anomalies(the shaded) and geopotential height(the contour,unit:dagpm,brown line represents ridge-line, “D” represents polar vortex center) on 18 Jan(a),22 Jan(b),24 Jan(c) and 26 Jan(d) in 2015

2.3 C1對中國天氣影響及物理機制

C1北移使北極環(huán)流發(fā)生調(diào)整，并通過加強異常的Rossby波能量頻散影響下游中高緯度大氣環(huán)流(圖4)。1月18日C1生成位置為異常輻散中心，對應(yīng)較強的能量向下游頻散(圖4a)。巴倫支海—喀拉海為低壓槽，烏拉爾山地區(qū)主要受緯向環(huán)流控制。異常Rossby波增強后，分為中緯度和高緯度兩支波列，能量也分為南北兩支向下游頻散。21日高壓脊東移至斯堪的納維亞半島附近，出現(xiàn)阻塞形勢。受高緯度Rossby波能量頻散影響，烏拉爾阻塞形勢維持并緩慢東移南壓。25日低壓槽分離出的小槽位于新疆以西。26日低壓槽槽線轉(zhuǎn)為南北走向，在槽后偏北氣流的引導(dǎo)下，冷空氣從西伯利亞南下，我國開始降溫(圖5)。27日我國東北、華北北部出現(xiàn)寒潮天氣，中部地區(qū)出現(xiàn)降溫。小槽位于新疆的西北方向時，新疆北部出現(xiàn)降溫，個別站達到寒潮等級。此后低壓槽持續(xù)加深南壓，小槽東移并對冷空氣進行補充，受環(huán)流形勢的影響，28—29日我國出現(xiàn)大范圍降溫，中部降溫強烈并發(fā)生寒潮，氣溫距平最低為-8～-7℃。此時低壓槽已東移入海，但來自中緯度Rossby的能量繼續(xù)向小槽頻散，冷空氣得到補充，我國持續(xù)出現(xiàn)低溫寒潮天氣。

圖4 2015年1月18 日(a)、21日(b)、24日(c)和26日(d)300 hPa Rossby波活動通量的距平場(箭頭)及散度距平場(填色)和500 hPa高度場(等值線，單位：dagpm)Fig.4 Distribution of Rossby wave activity flux anomalies at 300 hPa(the arrow,unit:m2·s-2) with its divergence anomalies(the shaded) and 500 hPa geopotential height(the contour) on 18 Jan(a),21 Jan(b),24 Jan(c) and 26 Jan(d) in 2015

圖5 2015年1月27日(a)、28日(b)、29日(c)和30日(d)全國氣溫距平分布(黑色點表示達到寒潮標(biāo)準(zhǔn)的觀測站)Fig.5 Distribution of temperature anomalies on 27 Jan(a),28 Jan(b),29 Jan(c) and 30 Jan(d) in 2015(black dots represent stations reaching standard for cold spells)

此次天氣過程中，異常Rossby波分裂為高緯度和中緯度兩支，高緯度Rossby波的能量頻散使烏拉爾阻塞形勢發(fā)展和維持，低壓槽加深南壓，是引起我國寒潮天氣的主要原因；中緯度Rossby波的能量頻散使分裂的小槽發(fā)展加強，冷空氣得到補充。受此影響，全國范圍出現(xiàn)寒潮，1月27日開始，31日結(jié)束，持續(xù)5 d。

逐日500 hPa高度距平場(圖略)表現(xiàn)為1月9—15日為NAO正位相異常，16日減弱消亡，這為18日C1的生成提供擾動背景場。烏拉爾阻塞形勢生成位置偏北，隨后緩慢東移南壓，最后維持在新地島以南。Luo等[45]提出NAO正位相和烏拉爾阻塞形勢出現(xiàn)時，北大西洋氣旋東移并輸送水汽，從而導(dǎo)致巴倫支?！５暮１诨蜄|亞變冷。

C1向東北移動，使北大西洋的高壓系統(tǒng)東移，有利于西伯利亞高壓建立和維持。整個過程中，西伯利亞高壓異常強盛并不斷東移，1月25日位于烏拉爾山，27日東移至我國以北，高壓前部偏北風(fēng)向我國輸送冷空氣(圖6)。28—30日高壓始終位于我國北部并逐漸減弱。

伴隨寒潮的發(fā)生，我國出現(xiàn)大范圍降水，從整層積分的水汽通量散度(圖6)看到，在西太平洋有一條水汽輸送帶，水汽從西太平洋沿南海、孟加拉灣向西輸送，在印度半島分為兩支，一支繼續(xù)向西南輸送，另一支轉(zhuǎn)向東北輸送至我國南部。在北方南下冷空氣和南方暖濕空氣配合下，1月27—31日我國南方出現(xiàn)大范圍降水，日降水量最大達18 mm。

圖6 2015年1月25日(a)和27日(b)整層(地面至300 hPa)積分水汽通量散度(填色，單位：10-4 kg·m-2·s-1)，海平面氣壓距平場(等值線，單位：hPa)和850 hPa風(fēng)場(箭頭)(陰影區(qū)為青藏高原)Fig.6 Vertically integrated(surface to 300 hPa) moisture flux divergence(the shaded,unit:10-4 kg·m-2·s-1),mean sea level pressure anomalies(the contour,unit:hPa) and 850 hPa wind field(the arrow,the gray shading represents the Tibet Plateau) on 25 Jan(a) and 27 Jan(b) in 2015

3 C2的生命史及其對中國天氣影響

3.1 C2的生命史

極端氣旋C2的生成和移動與C1不同。2015年1月31日C2生成于北美東部的大西洋上空(圖7a)，2月3日在格陵蘭島中部登陸，5日進入并穿越極區(qū)，此時C2達到最強，中心值為973.9 hPa，此后繼續(xù)向偏西方向移動并逐漸減弱消失。相比于C1，C2生成緯度較低，路徑偏西并直接穿越極區(qū)(C1未穿越極區(qū))。隨著C2北移，低層暖異常從格陵蘭島中西部穿過，進入并穿越極區(qū)中心。

圖7 同圖2，但為2015年1月31日(a)和2月2日(b)、4日(c)、7日(d)的C2Fig.7 The same as in Fig.2,but for C2 on 31 Jan(a),2 Feb(b),4 Feb(c) and 7 Feb(d) in 2015

續(xù)圖7

3.2 北極大氣環(huán)流的調(diào)整

圖8展示500 hPa異常增暖向極地移動，高壓脊向極地擴張。1月31日在格陵蘭島南部為高壓脊，并隨著C2北移而發(fā)展北伸。C2與C1的垂直結(jié)構(gòu)相似，但由于C2路徑偏西，相應(yīng)地高壓脊向東、向北擠壓極渦，這與C1對應(yīng)的向西擠壓不同，2月5日極渦分裂后，東半球極渦位于貝加爾湖的東北向且偏東。8—9日極渦分離出小渦旋并東移入海，西半球極渦向極區(qū)伸展，極渦逐漸恢復(fù)為1個中心。

圖8 同圖3，但為2015年1月31日(a)和2月3日(b)、5日(c)、7日(d)的C2Fig.8 The same as in Fig.3, but for C2 on 31 Jan(a),3 Feb(b),5 Feb(c) and 7 Feb(d) in 2015

續(xù)圖8

3.3 C2對中國天氣影響及物理機制

通過異常的Rossby波能量頻散，下游的中緯度環(huán)流也發(fā)生調(diào)整(圖9)。1月31日C2生成伴有異常輻散中心，與C1對應(yīng)的高緯度和中緯度兩支異常Rossby波不同，與C2相伴的Rossby波只有位于中緯度的一支，通過能量頻散使中高緯度槽脊發(fā)展。2月2日格陵蘭島的高壓脊北伸，烏拉爾阻塞形勢形成。5日烏拉爾阻塞形勢維持并緩慢北伸，低壓槽南壓至貝加爾湖以東，位置較C1偏東。7—9日低壓槽加深并東移南壓，烏拉爾阻塞形勢維持并于9日減弱。受低壓槽影響，7日我國東北出現(xiàn)寒潮天氣，華北北部也出現(xiàn)降溫(圖10)。8日東北、華北和中國大部分地區(qū)出現(xiàn)降溫，寒潮主要集中在我國東北地區(qū)東南部，氣溫距平最低為-10～-9℃。9日低壓槽分裂出一個小渦旋，寒潮強度減弱。隨著小渦旋東移入海，天氣過程結(jié)束。

圖9 同圖4，但為2015年1月31日(a)和2月3日(b)、6日(c)、8日(d)的C2Fig.9 The same as in Fig.4, but for C2 on 31 Jan(a),3 Feb(b),6 Feb(c) and 8 Feb(d) in 2015

圖10 同圖5，但為2015年2月7日(a)和8日(b)的C2Fig.10 The same as in Fig.5,but for C2 on 7 Feb(a) and 8 Feb(b) in 2015

在此次天氣過程中，烏拉爾阻塞形勢生成位置較C1偏南，低壓槽偏東，主體雖未大幅度東移，但經(jīng)向性比C1更強。受其影響，我國在2月7—9日出現(xiàn)寒潮，主要影響我國東北地區(qū)，影響范圍較小，持續(xù)時間較C1短，為3 d，但強度更強。對低層環(huán)流，C2對應(yīng)的西伯利亞高壓偏東，水汽條件較差，并未出現(xiàn)明顯的降水過程。

4 結(jié)論與討論

本文探討了2015年1月和2月從北大西洋中高緯度進入北極的兩個極端氣旋(C1和C2)影響中國冬季寒潮天氣的途徑和機制，得到如下結(jié)論：

1) 極端氣旋生成于北大西洋中高緯度地區(qū)，大氣低層和高層均出現(xiàn)異常增溫，隨著極端氣旋北移，低層和高層暖異常進入極區(qū)，伴隨著高壓脊發(fā)展并向極延伸，極渦受到擠壓并分裂，東半球極渦南壓，烏拉爾阻塞形勢出現(xiàn)并維持，低壓槽不斷加深南壓，使我國發(fā)生低溫寒潮天氣。

2) 與極端氣旋伴隨的異常增暖加強大氣Rossby波能量向下游頻散，使下游中高緯度槽脊發(fā)展。不同緯度生成的氣旋對應(yīng)Rossby波異常不同，C1生成緯度較高，對應(yīng)兩支異常Rossby波分別沿高緯度和中緯度向下游頻散，高緯度Rossby波是影響寒潮的主要原因，中緯度Rossby波補充冷空氣，造成寒潮持續(xù)時間較長。C2生成緯度較低，未能使高緯度Rossby波得到加強，只增強中緯度Rossby波并沿西風(fēng)帶頻散，寒潮過程持續(xù)時間較短。

3) 極端氣旋移動的不同路徑引起我國低溫寒潮天氣的強度、范圍均不同。C1路徑偏東，對應(yīng)烏拉爾阻塞形勢的生成位置偏北，低壓槽偏西，在東移南壓過程中對我國的影響范圍更大，可達全國范圍；C2路徑偏西，烏拉爾阻塞形勢生成偏南，相應(yīng)地，低壓槽偏東并很快分離出渦旋東移入海，冷空氣活動范圍達到我國南部，東部地區(qū)受主要影響且持續(xù)時間較短，但冷空氣強度極強。

研究表明，極渦面積和強度的變化對西風(fēng)帶槽脊和我國氣溫均有影響[46-48]。極渦分裂后，位于東半球一側(cè)的面積擴大并南壓，與東、西兩側(cè)的高壓脊形成倒Ω流型，底部低壓槽南壓，影響我國寒潮天氣。

Rossby波的氣候平均態(tài)反映出北大西洋存在一個輻散中心(波源)，而極端氣旋加強原有的輻散中心和能量頻散路徑。C1加強高緯度和中緯度兩支Rossby波，與陳文等[49]提出的兩支波導(dǎo)均一致，但與Zhong等[50]的中緯度波列不同。C2生成緯度較低，根據(jù)波垂直傳播的經(jīng)向剖面[49]，只加強其中一支較低緯度的Rossby波。受不同Rossby波影響，C1和C2對應(yīng)烏拉爾阻塞形勢位置也不同。Luo等[20,23]發(fā)現(xiàn)北大西洋中緯度增暖通過Rossby波能量頻散激發(fā)下游的阻塞形勢，且偏南烏拉爾阻塞形勢對應(yīng)的冷距平可影響至我國南部。本文C1對應(yīng)的烏拉爾阻塞形勢雖生成位置偏北，但東移南壓后維持在新地島以南，與Luo等[23]偏南的烏拉爾阻塞形勢相對應(yīng)。因此，在影響中國寒潮天氣的環(huán)流和系統(tǒng)中，烏拉爾阻塞形勢確實有重要作用，極端氣旋的影響也同樣不可忽視。

本文發(fā)現(xiàn)極端氣旋的生成早于我國寒潮天氣大約7～9 d，因此，對北大西洋中高緯極端氣旋的監(jiān)測和研究對提高中國寒潮天氣的預(yù)報水平有指示意義。本文只得到初步的研究結(jié)果，表明C1和C2對我國寒潮天氣存在一定影響，且不同路徑(偏東和偏西)造成的影響不同，其普適性還需進一步證實。