中緯度瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)東亞夏季平均環(huán)流和降水的影響

林昊雄 房佳蓓 胡海波 楊修群

(南京大學(xué) 大氣科學(xué)學(xué)院，南京 210023)

引 言

東亞夏季風(fēng)是形成夏季東亞天氣與氣候的主要環(huán)流和降水系統(tǒng)，其環(huán)流的形成和變異，往往會(huì)造成東亞地區(qū)夏季旱澇災(zāi)害，造成巨大經(jīng)濟(jì)損失和重大人員傷亡[1-3]。諸多研究[4-8]發(fā)現(xiàn)，東亞夏季風(fēng)作為亞洲夏季風(fēng)的重要有機(jī)部分，并不是南亞季風(fēng)簡(jiǎn)單的向東延伸，而是一個(gè)獨(dú)立的季風(fēng)系統(tǒng)。與南亞季風(fēng)系統(tǒng)不同，東亞夏季風(fēng)雖然同樣以熱帶推動(dòng)為主，但它具有更大的經(jīng)向度，可以北推到較高的緯度，其前沿與北方冷空氣之間形成了鋒區(qū)，雨帶的南北移動(dòng)與鋒區(qū)的移動(dòng)密切相關(guān)[1]。因此東亞夏季風(fēng)環(huán)流及其降水系統(tǒng)既受到熱帶季風(fēng)環(huán)流和副熱帶季風(fēng)環(huán)流的影響，也受到中高緯度環(huán)流及其聯(lián)系的冷空氣活動(dòng)的影響[9-13]，這導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)環(huán)流同時(shí)具有熱帶環(huán)流的特征和中緯度環(huán)流的特征[8]，在35°N以南主要體現(xiàn)為熱帶環(huán)流特征，風(fēng)場(chǎng)和高度場(chǎng)在垂直方向上呈現(xiàn)上下反向的斜壓結(jié)構(gòu)，而在35°N以北則體現(xiàn)為中緯度環(huán)流特征，在垂直方向上具有上下一致的相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)(圖1)。從動(dòng)力成因上講，熱帶環(huán)流主要由熱力強(qiáng)迫驅(qū)動(dòng)，而以西風(fēng)急流為代表的中緯度環(huán)流則是由瞬變渦旋驅(qū)動(dòng)和維持的。

圖1 1981—2010年夏季平均的位勢(shì)高度和溫度緯向偏差(a)以及平均經(jīng)圈環(huán)流的緯度—高度分布(b)(沿105°～130°E平均，a中等值線為位勢(shì)高度偏差(單位:gpm)，填色為溫度偏差(單位:K)，偏差場(chǎng)為原始場(chǎng)減去全球緯向平均；b中流線為水平經(jīng)向速度v與z坐標(biāo)系下垂直速度w合成(單位：m·s-1)，填色為p坐標(biāo)系下垂直速度omega(單位:Pa·s-1))Fig.1 The mean geopotential height and temperature zonal deviation in summer during 1981-2010 (a) and the latitude-height distribution ofthe mean meridional circulation (b， averaged along 105°-130°E); the contours in a denote the geopotential height deviation (unit: gpm) and the shaded denotes the temperature deviation (unit: K); the deviation field is the original field minus the global zonal average;the streamline in b is a composite of horizontal meridional velocity v and vertical velocity w in z coordinate system (unit: m·s-1)， and the shaded denotes vertical velocity in p coordinate system omega (unit:Pa·s-1))

瞬變渦旋，常定義為對(duì)時(shí)間平均場(chǎng)的偏差，即流場(chǎng)中隨時(shí)間變化的部分[14-15]。在熱帶外，尤其是中緯度地區(qū)，瞬變渦旋的能量主要集中在時(shí)間尺度為2～10 d的天氣尺度渦旋，在天氣圖上常表現(xiàn)為溫帶氣旋、鋒面等天氣系統(tǒng)，其動(dòng)力學(xué)性質(zhì)主要是由斜壓不穩(wěn)定而產(chǎn)生的斜壓波。瞬變渦旋對(duì)平均流有著非常重要的影響，它可以通過對(duì)氣象變量(如熱量、水汽、動(dòng)量、渦度)的輸送并使其重新分布，從而改變背景場(chǎng)，使平均流發(fā)生顯著變化。因此瞬變渦旋不但是中緯度地區(qū)最普遍的天氣現(xiàn)象，更是驅(qū)動(dòng)和維持中緯度大氣環(huán)流和氣候態(tài)的主要?jiǎng)恿^程[16-21]。

關(guān)于中高緯度環(huán)流及瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)東亞夏季天氣氣候的影響，諸多學(xué)者從不同角度進(jìn)行了研究。如ZHANG， et al[22]、陳海山等[23]以及姚素香等[24]從拉格朗日觀點(diǎn)出發(fā)利用氣旋追蹤的方法分析了春夏溫帶氣旋活動(dòng)的特征及其與降水和東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的關(guān)系。譚本馗等[25]研究表明，北半球斜壓波的頻繁活動(dòng)是1998年夏季長(zhǎng)江流域洪澇災(zāi)害形成的重要原因。董麗娜等[26]也指出，江淮地區(qū)夏季多雨年瞬變波對(duì)平均氣流的強(qiáng)迫作用使緯向風(fēng)和經(jīng)向風(fēng)的異常分布有利于鄂霍茨克海阻塞形勢(shì)的維持， 冷空氣向南輸送增強(qiáng)， 江淮地區(qū)降水偏多，而少雨年瞬變波對(duì)平均氣流的強(qiáng)迫作用使鄂霍茨克海高壓脊減弱， 冷空氣向南輸送減弱，江淮地區(qū)降水偏少。QIAN，et al[27]指出，中國(guó)東北地區(qū)的夏季區(qū)域持續(xù)性低溫事件可能是由天氣尺度對(duì)流層上層負(fù)高度異常和對(duì)流層中低層負(fù)溫度異常的到來引起的，300 hPa高度異常負(fù)中心和850 hPa溫度異常負(fù)中心可以作為指示中國(guó)東北地區(qū)持續(xù)性低溫事件的早期信號(hào)。Park，et al[28]指出，中國(guó)東部季風(fēng)性偏南風(fēng)的天氣時(shí)間尺度增強(qiáng)與溫帶渦旋活動(dòng)密切相關(guān)。伴隨著自熱帶外中亞地區(qū)向東南方向傳播的波列，熱帶外渦旋可以導(dǎo)致西太平洋副熱帶高壓西伸增強(qiáng)，進(jìn)而使得中國(guó)東部偏南風(fēng)增強(qiáng)。張凱靜等[29]指出，東亞夏季風(fēng)期間的降水分布主要由平均氣流水汽輸送及其散度決定，瞬變渦動(dòng)水汽輸送散度位相與平均氣流水汽輸送相反，即瞬變渦動(dòng)水汽輸送對(duì)平均氣流水汽輸送造成的水汽輻合/輻散起抑制作用，二者在多數(shù)地區(qū)相互抑制，在某些局部又存在合作，其相互競(jìng)爭(zhēng)形成了東亞的氣候降水格局。XIANG, et al[30]指出，瞬變渦旋渦動(dòng)強(qiáng)迫異常對(duì)夏季東亞副熱帶急流(East Asian Subtropical Jet， EASJ)的影響起主導(dǎo)作用，它能夠產(chǎn)生正壓緯向風(fēng)趨勢(shì)，進(jìn)一步加強(qiáng)了EASJ的年際一致經(jīng)向位移，并在瞬變渦旋和平均流的相互作用中起到正反饋的效果。

以上研究均表明東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水受到中高緯環(huán)流及其聯(lián)系的瞬變渦旋活動(dòng)的影響，但以往研究多針對(duì)特定的環(huán)流系統(tǒng)與降水的關(guān)系，或者針對(duì)天氣學(xué)個(gè)例的影響展開，在氣候?qū)W上東亞夏季瞬變渦旋活動(dòng)產(chǎn)生的熱力和動(dòng)力強(qiáng)迫對(duì)夏季風(fēng)平均環(huán)流的作用仍缺乏系統(tǒng)的認(rèn)識(shí)。本文將利用CFSR再分析數(shù)據(jù)分析東亞瞬變渦旋活動(dòng)與夏季平均環(huán)流和降水的關(guān)系，并通過WRF模式進(jìn)行10 a夏季的數(shù)值試驗(yàn)，通過關(guān)閉模擬區(qū)域北邊界瞬變渦旋活動(dòng)輸送的敏感性試驗(yàn)來分析中高緯瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)東亞夏季平均環(huán)流和降水的影響。

1 資料與方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

本文采用的大氣資料來自美國(guó)國(guó)家環(huán)境預(yù)報(bào)中心(NCEP)發(fā)布的氣候預(yù)測(cè)再分析數(shù)據(jù)(Climate Forecast System Reanalysis， CFSR)數(shù)據(jù)；使用變量包括逐日水平及垂直風(fēng)場(chǎng)(u，v，w)、溫度場(chǎng)(T)、濕度場(chǎng)(q)，空間分辨率為0.5°×0.5°，垂直27層。降水資料采用的是美國(guó)國(guó)家氣候預(yù)測(cè)中心(Climate Prediction Center，CPC)的逐日格點(diǎn)陸地降水資料，空間分辨率為0.5°×0.5°。以上資料時(shí)間范圍均為1981—2010年的6—8月。

1.2 方法

1.2.1 數(shù)值模式及試驗(yàn)方案設(shè)置

本文采用的模式為美國(guó)國(guó)家大氣研究中心(NCAR)開發(fā)的WRF(Weather Research and Forecasting Model)區(qū)域氣候模式。水平方向采用Arakawa C網(wǎng)格點(diǎn)，垂直方向則采用地形跟隨質(zhì)量坐標(biāo)。WRF 模式在時(shí)間積分方面采用三階或者四階的Runge-Kutta 算法。

為分析中高緯瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)東亞夏季平均環(huán)流和降水的影響，選取模擬區(qū)域?yàn)?3.7°～48°N，78.5°～141.5°E)，將48°N設(shè)為模擬區(qū)域的北邊界，分析區(qū)域?yàn)闁|亞季風(fēng)區(qū) (5°～45°N，105°～130°E)。本文設(shè)計(jì)了兩組試驗(yàn)進(jìn)行對(duì)照：控制性試驗(yàn)與敏感性試驗(yàn)。控制試驗(yàn)邊界條件使用真實(shí)的逐日CFSR觀測(cè)場(chǎng)，而在敏感性試驗(yàn)中，北邊界上的每個(gè)變量用月平均值代替逐日值，在保留了月變化的同時(shí)去除了30 d以下擾動(dòng)，即是去除了北邊界的瞬變渦旋輸送，所以，敏感性試驗(yàn)也稱為關(guān)閉北邊界試驗(yàn)。

控制試驗(yàn)和敏感性試驗(yàn)的積分時(shí)段均為1991—2000年的4月1日—10月31日，模式每6 h輸出一次，空間分辨率為25 km，垂直分層27層。對(duì)模擬結(jié)果進(jìn)行10 a夏季(6月1日—8月31日)平均，表征氣候平均態(tài)，用敏感性試驗(yàn)結(jié)果減去控制試驗(yàn)的結(jié)果來反映北邊界中高緯瞬變渦旋輸送對(duì)環(huán)流和降水的影響。

1.2.2 相關(guān)瞬變量診斷公式

相關(guān)瞬變量診斷公式包括大氣斜壓性指數(shù)、水汽輸送通量、瞬變渦旋擾動(dòng)動(dòng)能、瞬變渦旋經(jīng)向動(dòng)量輸送、瞬變渦旋經(jīng)向熱量輸送、瞬變渦旋經(jīng)向水汽輸送、瞬變渦旋渦度輸送、三維E矢量。具體公式表達(dá)如下：

大氣斜壓性指數(shù)(Eady Growth Rate)，單位： d-1:

(1)

(2)

(3)

其中：f為科氏參數(shù)；N為Brunt-Vaisala頻率；θ為位溫。

水汽輸送通量：

(4)

其中：g為重力加速度；q為比濕，V為風(fēng)矢量；Pt為大氣層頂氣壓，取300 hPa；Ps為地面氣壓，單位：kg·m-1·s-1。水汽通量散度：Div=?·F，單位：kg·m-2·s-1。

瞬變渦旋擾動(dòng)動(dòng)能，單位：m2·s-2：

(5)

其中：u，v分別為緯向和經(jīng)向風(fēng)速；文中所有帶“-”變量代表對(duì)變量進(jìn)行夏季(6—8月)平均，所有帶“′”變量代表對(duì)變量進(jìn)行2～8 d濾波，下同。

三維E矢量：

(6)

1.2.3 氣旋頻數(shù)定義

基于海平面氣壓與低層渦度相結(jié)合的客觀氣旋識(shí)別方法[32-34]，對(duì)于空間任一格點(diǎn)，當(dāng)滿足以下條件時(shí)：(1)該點(diǎn)SLP值小于周圍8個(gè)格點(diǎn)，即存在閉合低壓中心；(2)中心SLP值小于氣候態(tài)減去天氣尺度分量的1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差；(3)5°×5°范圍內(nèi)平均700 hPa相對(duì)渦度大于10-5s-1，即定義該點(diǎn)發(fā)生氣旋。文中氣候平均的氣旋頻數(shù)為多年平均的夏季發(fā)生氣旋的天數(shù)(d·a-1)。

2 東亞夏季平均環(huán)流和瞬變渦旋活動(dòng)特征

如引言所說，東亞夏季風(fēng)環(huán)流因經(jīng)向度較大，既有熱帶季風(fēng)和副熱帶季風(fēng)環(huán)流特征，又有中高緯環(huán)流特征。圖1給出了105°～130°E平均的位勢(shì)高度緯向偏差、溫度緯向偏差(緯向偏差場(chǎng)為原始場(chǎng)減去全球緯向平均，代表定常波)以及平均經(jīng)向環(huán)流的緯度—高度分布。可以看出，在35°N以南，位勢(shì)高度場(chǎng)表現(xiàn)為低層低壓偏差、高層高壓偏差的斜壓結(jié)構(gòu)，在35°～50°N為對(duì)流層整層為低壓偏差環(huán)流，50°N以北為整層高壓偏差環(huán)流。在35°N以北，對(duì)流層相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)的環(huán)流特征較為明顯(圖1a)。相應(yīng)地，在35°N以南，對(duì)流層整層為強(qiáng)大的上升運(yùn)動(dòng)，低層為北風(fēng)，高層為南風(fēng)，具有斜壓結(jié)構(gòu)(圖1b)，這既是與東亞季風(fēng)相聯(lián)系的經(jīng)向環(huán)流圈，被稱為東亞夏季風(fēng)經(jīng)圈環(huán)流(反Hadley圈)，實(shí)際上是一種與季風(fēng)相關(guān)聯(lián)的熱力間接垂直環(huán)流[1]。在35°～50°N中低層為微弱的下沉運(yùn)動(dòng)，對(duì)流層整層為北風(fēng)，呈現(xiàn)上下一致的相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)，具有中緯度環(huán)流的基本特征。

根據(jù)線性斜壓不穩(wěn)定理論[35-37]，瞬變活動(dòng)的強(qiáng)度與其背景場(chǎng)的斜壓性密切相關(guān)，背景場(chǎng)的斜壓不穩(wěn)定越強(qiáng)的地區(qū)，瞬變渦旋活動(dòng)越活躍。圖2a給出了1981—2010年 30 a夏季平均的低層大氣斜壓性分布?？梢钥闯鰱|亞地區(qū)斜壓性大值區(qū)主要分布于40°N以北的大陸區(qū)域，其中緯度范圍在40°～60°N的巴爾喀什湖—蒙古—中國(guó)東北地區(qū)，為斜壓性最強(qiáng)的帶狀區(qū)，從歐拉觀點(diǎn)上對(duì)應(yīng)了瞬變渦旋活動(dòng)生成和活躍的區(qū)域。另一方面，從拉格朗日觀點(diǎn)，我們也可以通過追蹤溫帶氣旋發(fā)生的頻數(shù)來分析瞬變渦旋的活躍區(qū)。圖2b所示為利用海平面氣壓和700 hPa相對(duì)渦度相結(jié)合的方法所識(shí)別出的氣旋頻數(shù)分布?？梢钥吹剑募酒骄鶞貛庑l(fā)生頻數(shù)最高的地區(qū)也是位于蒙古至我國(guó)東北一帶的中緯度地區(qū)，與斜壓性大值區(qū)一致，也與之前研究得到的結(jié)論吻合[23-24，38]，說明東亞中緯度地區(qū)是夏季瞬變渦旋活動(dòng)最主要的源地。

圖2 1981—2010年夏季平均850～700 hPa大氣斜壓性(a，單位： d-1)及氣旋頻數(shù)(b)分布Fig.2 The distribution of 850-700 hPa mean baroclinicity (Eady Growth Rate) (a,unit: d-1) and cyclonefrequency(b) in the summer from 1981 to 2010

進(jìn)一步分析了夏季瞬變渦旋氣候平均的經(jīng)向動(dòng)量、熱量和水汽輸送特征，如圖3所示。從總體上來講，瞬變渦旋的動(dòng)量、熱量和水汽輸送大值區(qū)主要位于30°N以北的中高緯區(qū)域，與瞬變渦旋的活躍區(qū)相對(duì)應(yīng)。瞬變渦旋經(jīng)向動(dòng)量輸送在對(duì)流層高層更為顯著，其大值區(qū)主要位于(30°～45°N，105°～145°E)之間的急流出口區(qū)(圖3a)，因而在40°～50°N之間形成較強(qiáng)的動(dòng)量通量輻合，使這里的西風(fēng)增強(qiáng)。而40°～50°N之間正是溫帶急流(Eddy-driven Jet)所在的位置(位于急流主體北側(cè)，對(duì)應(yīng)低層的一個(gè)急流分支)，表明瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)溫帶急流具有重要的維持作用。低層瞬變經(jīng)向熱量輸送在30°N以南地區(qū)基本為負(fù)輸送，且量值較小，隨緯度增加輸送量逐漸增大，中高緯度地區(qū)的瞬變經(jīng)向熱量輸送均為正值且較大，在40°～55°N的蒙古地區(qū)有一個(gè)擾動(dòng)熱量輸送的大值區(qū)域(圖3b)?？梢娫谙募荆沧儨u旋活動(dòng)總是向中高緯地區(qū)輸送熱量，這種逆梯度的輸送補(bǔ)償了中高緯地區(qū)由于太陽輻射較少而引起的熱量缺失。瞬變經(jīng)向水汽輸送主要集中在對(duì)流層低層，其大值區(qū)主要位于在30°N以北的東亞季風(fēng)區(qū)，是中高緯地區(qū)夏季水汽的重要來源。

圖3 1981—2010年夏季平均瞬變渦旋經(jīng)向動(dòng)量輸送(a; 300 hPa，單位：m2·s-2)、經(jīng)向熱量輸送(b; 700 hPa，單位：K·m·s-1)和經(jīng)向水汽輸送(c; 700 hPa，單位：10-5 m·s-1)Fig.3 The mean transient eddy meridional momentum flux transportation (a; 300 hPa， unit: m2·s-2) ， meridional heat flux transportation (b; 700 hPa， unit: K·m·s-1) and meridional moisture flux transportation (c; 700 hPa， unit: 10-5 m·s-1) in summer of 1981-2010

基于以上對(duì)東亞夏季瞬變渦旋活動(dòng)特征的認(rèn)識(shí)，將進(jìn)一步通過數(shù)值試驗(yàn)來明確中緯度瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)夏季平均環(huán)流和降水的作用。在數(shù)值試驗(yàn)中，將48°N定為模擬區(qū)域的北邊界，通過改變北邊界的邊界條件，用月平均數(shù)據(jù)代替逐日數(shù)據(jù)，消除了通過北邊界輸送進(jìn)模擬區(qū)域的瞬變渦旋活動(dòng)。需要說明地是，這樣的設(shè)置并不能完全消除中緯度瞬變渦旋活動(dòng)，只是在一定程度上削弱了瞬變渦旋活動(dòng)的影響。

3 WRF模式模擬性能檢驗(yàn)

在獲得對(duì)照試驗(yàn)結(jié)果之前，本文通過將WRF模式模擬的控制性試驗(yàn)(control run)與1991—2000年夏季平均的CFSR數(shù)據(jù)進(jìn)行多方面對(duì)比，檢驗(yàn)WRF模式模擬東亞夏季環(huán)流、降水和瞬變渦旋活動(dòng)的能力。

從降水方面來看，WRF控制性試驗(yàn)?zāi)M結(jié)果與觀測(cè)分布基本一致(圖4)，但南方地區(qū)的降水大值區(qū)強(qiáng)度更強(qiáng)，中心偏北，而長(zhǎng)江中下流地區(qū)降水偏弱。

圖4 (a)CFSR再分析資料1991—2000 年夏季平均降水分布(單位：mm，下同)；(b)WRF控制性試驗(yàn)1991—2000 年夏季平均降水Fig.4 (a)1991-2000 summertime mean precipitation distribution based on CFSR reanalysis data (unit:mm， the same below)and (b) WRF control run experiment， respectively

在水平風(fēng)場(chǎng)與位勢(shì)高度場(chǎng)方面，WRF控制性試驗(yàn)?zāi)M結(jié)果也與再分析資料分布其較為一致，區(qū)別主要在于：低層(700 hPa)影響中國(guó)北方地區(qū)的西北風(fēng)較強(qiáng)，影響中國(guó)南方地區(qū)的東南風(fēng)較弱，副高偏強(qiáng)(圖5a、b)；中層(500 hPa)30°N以北的氣流整體風(fēng)速更大，在中國(guó)西部地區(qū)呈現(xiàn)為西北風(fēng)，在日本海地區(qū)呈現(xiàn)為西南風(fēng)，西風(fēng)控制區(qū)域延伸至20°N左右(圖5c、d)；高層(300 hPa)西風(fēng)急流更強(qiáng)，在中國(guó)西部地區(qū)呈現(xiàn)為西北風(fēng)，在日本海地區(qū)呈現(xiàn)為西南風(fēng)，急流軸位置偏南(圖5e、f)。

圖5 (a、c、e)CFSR再分析資料1991—2000年夏季平均水平風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)(箭矢為水平風(fēng)場(chǎng)，單位：m·s-1；填色為位勢(shì)高度場(chǎng)，單位：gpm；由上到下依次為700、500和300 hPa，下同);(b、d、f)WRF控制性試驗(yàn)1991—2000年夏季平均水平風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)Fig.5 (a， c， e)1991-2000 summertime mean horizontal wind field and geopotential height field based on CFSR reanalysis data and(b， d ， f)WRF control run ， respectively (The vector denotes the horizontal wind field (unit: m·s-1)； the shaded denotes the geopotential height field (unit:gpm); from top to bottom are 700， 500 and 300 hPa)

在瞬變渦旋活動(dòng)方面，WRF控制性試驗(yàn)?zāi)M的瞬變經(jīng)向動(dòng)量輸送與再分析資料相比，在東北亞的大值中心強(qiáng)度明顯偏弱，而在中國(guó)西北的大值中心強(qiáng)度偏強(qiáng)(圖6a、b)。模擬的瞬變熱量經(jīng)向輸送與再分析資料相比較為一致，但位于蒙古和中國(guó)內(nèi)蒙古的大值中心強(qiáng)度偏強(qiáng)(圖6c、d)。WRF控制性試驗(yàn)?zāi)M的瞬變經(jīng)向水汽輸送也與再分析資料相具有較為一致的分布，但位于東北亞的大值中心強(qiáng)度更強(qiáng)，且位置偏南，向西南延伸至中國(guó)南方地區(qū)(圖6e、f)。此外，還分析了WRF控制性試驗(yàn)?zāi)M的瞬變渦度輸送。從氣候平均角度而言，35°N以北瞬變渦旋主要向南輸送渦度，與再分析資料相比，由北向南的整體輸送特征可以較好地反映，但在30°～40°N間，尤其是東北亞地區(qū)，向西輸送明顯偏強(qiáng)(圖6g、h)。

圖6 CFSR再分析資料1991—2000年夏季平均瞬變渦旋經(jīng)向動(dòng)量輸送(a， 單位：m2·s-2，下同)，經(jīng)向熱量輸送(c，單位：K·m·s-1，下同)，經(jīng)向水汽輸送(e， 單位：10-5 m·s-1，下同)和瞬變渦度水平輸送(g， 單位：m·s-2，下同)；WRF控制性試驗(yàn)1991—2000年夏季平均瞬變渦旋經(jīng)向動(dòng)量輸送(b)，經(jīng)向熱量輸送(d)，經(jīng)向水汽輸送(f)和瞬變渦度水平輸送(i)Fig.6 1991-2000 summertime mean transient eddy meridional momentum flux transportation (a， unit: m2·s-2， the same below) ， meridional heat flux transportation (c， unit:K·m·s-1， the same below)， meridional moisture flux transportation (e， unit: 10-5 m·s-1， the same below) and transient eddy vorticity horizontal transportation (g， unit: m·s-2， the same below)based on CFSR reanalysis data; (b,d,f,i) the same as (a,c,e,g)， but based on WRF control run

總體而言，WRF模式對(duì)東亞地區(qū)夏季平均環(huán)流和降水具有較好的模擬能力，對(duì)瞬變渦旋輸送的模擬雖與觀測(cè)存在一定偏差，但也能較好反映觀測(cè)的基本特征。

4 中緯度瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)東亞夏季平均環(huán)流和降水的影響及機(jī)制

在肯定了WRF模式對(duì)東亞夏季環(huán)流和降水的模擬能力后，本文將通過對(duì)比敏感性試驗(yàn)和控制性試驗(yàn)結(jié)果的差別，來揭示來自中高緯瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水的影響。

如圖7a所示，在關(guān)閉了北邊界后，我國(guó)東部和北部地區(qū)降水整體增強(qiáng)，特別是東北地區(qū)、華東地區(qū)和華南沿海地區(qū)降水增強(qiáng)顯著，總體上雨帶北移。而降水的變化與平均流水汽輸送有著密切關(guān)系，如圖7b所示，來自熱帶的西南氣流向北的水汽輸送增強(qiáng)，并達(dá)到了40°N以北的地區(qū)，在東北地區(qū)和東南沿海地區(qū)形成水汽輻合增強(qiáng)區(qū)，為降水的發(fā)生提供了有利的水汽條件。需要指出的是，北邊界附近的降水和環(huán)流可能一定程度上受邊界設(shè)置的影響，所以差異值比較大。

圖7 北邊界試驗(yàn)與控制試驗(yàn)10 a平均夏季降水差異(單位：mm)(a，敏感性試驗(yàn)減去控制性試驗(yàn)，下同)和水汽通量(單位：kg·m-1·s-1)及其散度(單位：kg·m-2·s-1)差異(b)(綠色圓點(diǎn)、紫色矢量均表示通過α=0.05信度顯著性檢驗(yàn))Fig.7 The difference in 10-year mean summer precipitation (unit: mm) between the north boundary run and the control run(a， the sensitivity run minus the control run， the same below) and (b) the difference in moisture flux(unit:kg·m-1·s-1) and its divergence (unit:kg·m-2·s-1) (The green dots and purple vectors indicate the values statistically significant at the 95% confidence level)

而造成降水差異的環(huán)流變化主要表現(xiàn)為，關(guān)閉了北邊界后，低層(700 hPa)整個(gè)東亞大陸被低壓控制，低壓中心位于30°N以北，其相伴隨的來自西伯利亞的西北氣流明顯增強(qiáng)，而西北太平洋上副高北側(cè)增強(qiáng)，西北太平洋副熱帶高壓作為東亞夏季風(fēng)系統(tǒng)中的最關(guān)鍵成員之一，其變化對(duì)夏季降水影響很大[39]，其增強(qiáng)使得來自熱帶的西南氣流明顯增強(qiáng)，兩支氣流在東亞季風(fēng)區(qū)35°N附近匯合，使得該地區(qū)西風(fēng)增強(qiáng)(圖8a)。同時(shí)可以發(fā)現(xiàn)，低層水平風(fēng)場(chǎng)的分布與整層積分水汽通量分布相似，這說明整層的水汽輸送主要由低層環(huán)流的變化決定。30°N以北的低壓環(huán)流和西北太平洋的高壓環(huán)流在對(duì)流層中層(500 hPa)和高層(300 hPa)上具有相似的分布(圖8b、c)，體現(xiàn)為相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)的分布特征，但是30°N以南東亞大陸及海洋性大陸上空的低層低壓環(huán)流在中層和高層變?yōu)楦邏涵h(huán)流，在300 hPa上表現(xiàn)為南亞高壓增強(qiáng)，在垂直方向呈現(xiàn)斜壓結(jié)構(gòu)。

為了更清楚地揭示關(guān)閉北邊界后東亞季風(fēng)區(qū)的環(huán)流變化，本文進(jìn)一步分析了105°～130°E平均的溫度場(chǎng)、位勢(shì)高度場(chǎng)、緯向風(fēng)場(chǎng)以及垂直環(huán)流場(chǎng)隨緯度和高度的變化(圖8d—f)?？梢钥闯?，35°N以北對(duì)流層整層位勢(shì)高度減小，而35°N以南在600 hPa以上的對(duì)流層高度場(chǎng)一致性增加(圖8f)， 相對(duì)應(yīng)地，30°～40°N西風(fēng)急流主體整層增強(qiáng)，且垂直切變?cè)鰪?qiáng)，30°N以南的急流南緣強(qiáng)度減弱(圖8d)。同時(shí)，25°N以北對(duì)流層整層南風(fēng)明顯增強(qiáng)，有利于暖濕空氣向北輸送(圖8e)，因而東亞季風(fēng)區(qū)從低層至中高層溫度增加，增溫中心位于25°～40°N低層，200 hPa以上溫度降低，溫度場(chǎng)與高度場(chǎng)滿足靜力平衡關(guān)系(圖8f)。副熱帶地區(qū)(15°～25°N)中高層和中緯度(30°～45°N)對(duì)流層整層上升運(yùn)動(dòng)明顯增強(qiáng)(圖8e)，有利于該區(qū)域降水增強(qiáng)。

圖8 北邊界試驗(yàn)與控制試驗(yàn)10 a平均夏季水平風(fēng)場(chǎng)和位勢(shì)高度場(chǎng)差異(a—c，依次為700、500和300 hPa，b中紅線為控制性試驗(yàn)5 880 m線)、東亞季風(fēng)區(qū)(105°～130°E)夏季平均緯向風(fēng)場(chǎng)差異(d，填色為緯向風(fēng)差異，等值線為控制性試驗(yàn)緯向風(fēng)場(chǎng)，單位：m·s-1)、經(jīng)向環(huán)流差異(e，流線為v、w分量合成，填色為Omega(單位:Pa·s-1))及位勢(shì)高度場(chǎng)和溫度場(chǎng)差異(f，等值線為位勢(shì)高度場(chǎng)差異(單位：gpm)，填色為溫度場(chǎng)差異(單位：K))(綠色圓點(diǎn)、紫色矢量、紫色斜線、紫色等值線均表示通過α=0.05信度顯著性檢驗(yàn))Fig.8 The 10-year mean summer horizontal wind and geopotential height field difference (a-c， 700， 500 and 300 hPa in sequence，the red line in b denotes the 5 880 m line of the control run)， the zonal wind difference in the East Asian monsoon region (105°-130°E) (d， the shaded denotes the zonal wind difference， the contours denote the zonal wind field in control run， unit: m·s-1)， the meridional circulation difference (e， the streamline denotes the composite of v and w components， and the shaded denotes omega (unit: Pa·s-1)) and the geopotential height difference as well as the temperature difference (f， the contours denote the geopotential height difference (unit: gpm) and the shaded denotes the temperature difference (unit: K)) between the northern boundary run and the control run (The green dots， purple vectors， purple slash and purple contours all indicate the values statistically significant at the 95% confidence level)

根據(jù)試驗(yàn)設(shè)計(jì)，關(guān)閉北邊界后，東亞季風(fēng)區(qū)將不受48°N以北中高緯地區(qū)瞬變渦旋活動(dòng)的影響，那么瞬變活動(dòng)的減弱如何影響平均環(huán)流和降水呢？圖9給出了瞬變渦旋經(jīng)向動(dòng)量輸送、經(jīng)向熱量輸送、經(jīng)向水汽輸送和水平渦度輸送的變化，可以看到，由于中緯度瞬變渦旋活動(dòng)的減弱，整個(gè)中緯度地區(qū)瞬變渦旋對(duì)動(dòng)量、熱量和水汽的向北輸送均顯著減弱(圖9a—c)，特別是在夏季平均輸送的大值區(qū)(圖6)，減弱的更加明顯。瞬變渦度向南輸送在40°N以北地區(qū)增強(qiáng)(圖9d)，而在30°N附近的東部地區(qū)向西的渦度輸送減弱。

圖9 北邊界試驗(yàn)與控制試驗(yàn)10 a平均夏季瞬變渦旋經(jīng)向動(dòng)量輸送差異(a，300 hPa； 單位：m2·s-2)，經(jīng)向熱量輸送差異(b，700 hPa；單位：K·m·s-1)、經(jīng)向水汽輸送差異(c，700 hPa； 單位：10-5 m·s-1)和水平渦度輸送差異(d，300 hPa； 單位：m·s-2)(綠色圓點(diǎn)和紫色矢量表示通過α=0.05顯著性檢驗(yàn))Fig.9 The 10-year mean summer transient eddy meridional momentum flux transportation difference (a， 300 hPa； unit: m2·s-2) ，meridional heat flux transportation difference (b， 700 hPa； unit: K·m·s-1) ， meridional moisture flux transportation difference (c， 700 hPa； unit: 10-5 m·s-1) and horizontal vorticity flux transportation difference (d， 300 hPa； unit: m·s-2) between the northern boundary run and the control run (The green dots and purple vectors indicate the values statistically significant at the 95% confidence level)

圖10 北邊界試驗(yàn)與控制試驗(yàn)10 a平均夏季300 hPa水平E矢量及其散度差異(a， 箭頭為E矢量差異，填色為水平E矢量散度差異(單位：m·s-2)，等值線為平均緯向風(fēng)差異(單位：m·s-1))、700 hPa瞬變渦旋熱量輸送負(fù)散度差異(b， 填色表示負(fù)的瞬變熱量輸送負(fù)散度差異(單位：10-6 K·s-1)，等值線為平均溫度差異(單位：K))、700 hPa瞬變水汽輸送負(fù)散度差異(c， 填色為水汽輸送負(fù)散度差異(單位：10-5 m·s-1)，等值線為平均水汽差異(單位：kg·kg-1))以及瞬變渦度輸送散度差異(d， 填色為瞬變渦度輸送散度差異(單位：10-11s-2)，等值線為平均位勢(shì)高度差異(單位：gpm))(綠色圓點(diǎn)、紫色等值線、黃色箭頭均表示通過α=0.05信度顯著性檢驗(yàn))Fig.10 The 10-year mean summer differences between the northern boundary run and the control run in the 300 hPa horizontalE vector and its divergence (a， the vector denotes the horizontal E vector difference， the shaded denotes the horizontalE vector divergence (unit: m·s-2) ， and the contours denote the mean zonal wind difference (unit: m·s-1))， the negative divergence of 700 hPa transient eddy heat flux transportation (b， the shaded denotes the negative divergence difference oftransient eddy heat flux transportation (unit: 10-6 K·s-1)， the contours denote the mean temperature difference (unit: K))， the negative divergence of transient eddy moisture flux transportation (c， the shaded denotes the negative divergence difference of transient eddy moisture flux transportation (unit:10-5 m·s-1)， and the contours denote the mean moisture difference (unit:kg·kg-1))， and the transient eddy vorticity transportation divergence (d， the shaded denotes the difference of transient eddy vorticity transportationdivergence (unit:10-11 s-2)， the contours denote the mean geopotential height difference (unit: gpm)) (The green dots， purple contours and yellow vectors all indicate the values statistically significant at the 95% confidence level)

與之前分析一致，由于瞬變活動(dòng)的減弱，向北動(dòng)量輸送減弱(對(duì)應(yīng)向北的EH)，動(dòng)量輸送整體在30°～40°N之間輻合，與這里的緯向風(fēng)增強(qiáng)相對(duì)應(yīng)，而在蒙古到內(nèi)蒙一帶減弱，與這里的緯向風(fēng)減弱對(duì)應(yīng)，表明緯向風(fēng)的變化主要由瞬變渦旋動(dòng)量輸送所貢獻(xiàn)(圖10a)。冷空氣活動(dòng)的減弱，使向北瞬變熱量輸送減弱，瞬變熱量在東亞季風(fēng)區(qū)整體輻合，特別是30°N以北的中緯度地區(qū)輻合更加強(qiáng)烈，對(duì)應(yīng)著以我國(guó)華北和東北地區(qū)為中心的東亞地區(qū)溫度的升高，導(dǎo)致該區(qū)域不穩(wěn)定增強(qiáng)，上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng)。類似地，瞬變水汽輸送也在我國(guó)東北、華北和華南地區(qū)輻合，對(duì)應(yīng)著平均水汽的增加，為該地區(qū)降水提供充足的水汽。同時(shí)，瞬變渦度輸送在西北太平洋至我國(guó)南方地區(qū)輻散，在東亞北部區(qū)域(30°～45°N，100°～115°E)輻合，分別對(duì)應(yīng)著西北太平洋高壓增強(qiáng)和東亞大陸北部的低壓增強(qiáng)(圖10d)。這樣的位勢(shì)高度變化使得我國(guó)東部地區(qū)西南風(fēng)增強(qiáng)。由于瞬變渦旋動(dòng)力強(qiáng)迫相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)特征，高度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)的差異在垂直方向上具有相似的結(jié)構(gòu)，低層西南風(fēng)也明顯增強(qiáng)，這使得來自熱帶的西南風(fēng)水汽輸送大幅增強(qiáng)，平均水汽在東北地區(qū)和東南沿海地區(qū)水汽輻合(圖7b)，導(dǎo)致該區(qū)域降水增強(qiáng)。

綜上，數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果表明，當(dāng)關(guān)閉了由北邊界輸入的瞬變渦旋活動(dòng)之后，東亞中緯度瞬變渦旋活動(dòng)強(qiáng)度大幅度減弱，其產(chǎn)生向北的經(jīng)向動(dòng)量、熱量和水汽輸送也顯著減弱。一方面，由于向北熱量和水汽輸送的減少，東亞東部大陸上低層的平均溫度和水汽增加，為降水提供了不穩(wěn)定條件和水汽條件；另一方面，瞬變渦旋的動(dòng)力輸送(包括瞬變動(dòng)量和渦度輸送)使得環(huán)流場(chǎng)上形成相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)的中緯度地區(qū)低壓增強(qiáng)和西北太平洋高壓增強(qiáng)，西風(fēng)急流增強(qiáng)略北移，整個(gè)中國(guó)東部地區(qū)受強(qiáng)西南風(fēng)控制，東亞夏季風(fēng)增強(qiáng)并延伸到更北區(qū)域。在這兩方面因子共同作用下，中國(guó)東部大部地區(qū)產(chǎn)生了水汽輻合和對(duì)流增強(qiáng)，導(dǎo)致降水增強(qiáng)，與前研究結(jié)論相吻合。因此，中緯度瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)于東亞夏季平均環(huán)流和降水的形成具有重要貢獻(xiàn)，中緯度夏季平均環(huán)流主要體現(xiàn)了瞬變渦旋驅(qū)動(dòng)特征，強(qiáng)的瞬變渦旋活動(dòng)阻擋了東亞夏季風(fēng)和降水北推，而弱瞬變渦旋活動(dòng)則有利于夏季風(fēng)和降水的向北推進(jìn)，使北方地區(qū)降水增加。

5 結(jié)論

本文利用CFSR再分析數(shù)據(jù)，分析了東亞夏季平均環(huán)流的結(jié)構(gòu)特征以及瞬變渦旋活動(dòng)的分布和能量輸送特征，再通過WRF模式設(shè)計(jì)數(shù)值試驗(yàn)，利用控制性試驗(yàn)和敏感性試驗(yàn)分別模擬了受到/不受到來自北邊界中緯度瞬變渦旋活動(dòng)影響的東亞夏季環(huán)流和降水，通過兩組試驗(yàn)對(duì)比，揭示了瞬變渦旋活動(dòng)對(duì)東亞夏季平均環(huán)流和降水的貢獻(xiàn)。主要結(jié)論如下：

(1)夏季，東亞季風(fēng)環(huán)流具有較大的經(jīng)向度，在35°N以南環(huán)流呈斜壓結(jié)構(gòu)，體現(xiàn)了熱力驅(qū)動(dòng)環(huán)流的特征，而在35°N以北環(huán)流則呈現(xiàn)相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)，體現(xiàn)了中高緯環(huán)流特征，與瞬變渦旋活動(dòng)密切相關(guān)。東亞地區(qū)瞬變渦旋活動(dòng)主要分布于40°～60°N的中緯度地區(qū)，在巴爾喀什湖—蒙古—中國(guó)東北地區(qū)形成強(qiáng)斜壓帶。東亞瞬變渦旋的經(jīng)向動(dòng)力輸送主要集中在急流出口區(qū)，對(duì)溫帶急流具有維持作用，瞬變渦旋經(jīng)向熱力和水汽輸送具有逆梯度輸送特征，彌補(bǔ)了中高緯地區(qū)熱量和水汽的缺失，減弱背景場(chǎng)的斜壓性。

(2)北邊界數(shù)值試驗(yàn)表明，中高緯瞬變渦旋對(duì)東亞夏季環(huán)流和降水的影響主要在于瞬變擾動(dòng)通過系統(tǒng)性的輸送動(dòng)量、熱量、水汽和渦度來改變背景場(chǎng)。當(dāng)東亞中緯度瞬變渦旋活動(dòng)大幅度減弱時(shí)，其產(chǎn)生的經(jīng)向動(dòng)量、熱量和水汽輸送也顯著減弱。向北熱量和水汽輸送的減少使東亞東部大陸上低層的平均溫度和水汽增加，為降水提供了環(huán)流不穩(wěn)定條件和水汽條件，同時(shí)，瞬變渦旋的動(dòng)量和渦度輸送變化在環(huán)流場(chǎng)上形成相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)的中緯度地區(qū)低壓增強(qiáng)和西北太平洋上的高壓增強(qiáng)，西風(fēng)急流增強(qiáng)略北移，整個(gè)中國(guó)東部地區(qū)受強(qiáng)西南風(fēng)控制，東亞夏季風(fēng)增強(qiáng)并影響到更北的區(qū)域，中國(guó)東部大部分地區(qū)產(chǎn)生了水汽輻合和對(duì)流增強(qiáng)，導(dǎo)致北部地區(qū)和華南地區(qū)降水的增強(qiáng)。因此，中緯度瞬變渦旋活減弱有利于東亞夏季風(fēng)及其伴隨的降水的向北推進(jìn)。

本文主要討論了來自北部的中緯度瞬變渦旋對(duì)東亞夏季環(huán)流和降水的影響，然而除了這部分瞬變渦旋活動(dòng)?xùn)|之外，與西風(fēng)急流伴隨的來自上游地區(qū)的瞬變波也對(duì)東亞及我國(guó)夏季環(huán)流和降水具有影響。此外，對(duì)于夏季環(huán)流和降水而言，非絕熱加熱與瞬變渦旋強(qiáng)迫的相對(duì)貢獻(xiàn)也有待于進(jìn)一步深入研究。這些問題將在今后的研究工作中繼續(xù)關(guān)注。