夏季印度洋海溫偶極子對冬季東亞高空急流的影響研究

彭蔚然 黃丹青

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

引 言

印度洋偶極子(Indian Ocean Dipole，IOD)是熱帶印度洋固有的海洋—大氣耦合氣候現(xiàn)象。Saji， et al[1]指出印度洋偶極子通常在春季發(fā)生，夏季發(fā)展，秋季成熟，冬季消亡，有顯著的季節(jié)鎖相特征?？臻g場主要的表現(xiàn)形式是：當(dāng)偶極子處于正位相時，印度洋海表溫度異常西高東低分布；反之，負(fù)位相則呈西低東高分布。印度洋偶極子對局地及東亞、地中海沿岸、南非和南美等地的天氣和氣候都有重要影響[1-6]。其中高空急流成為印度洋偶極子聯(lián)系天氣氣候異常的重要中高緯環(huán)流因子。如，2019年超級IOD通過使副熱帶急流彎曲，在IOD西部區(qū)域的活躍對流造成東亞上空的大氣異常，從而導(dǎo)致日本等地出現(xiàn)暖冬[7]。

高空急流呈現(xiàn)明顯的季節(jié)差異，尤以冬季最為強盛[8-9]。由于青藏高原大地形的阻擋，使得冬季北半球中高緯的高空急流產(chǎn)生分叉：東亞副熱帶急流和東亞極鋒急流[10-11]。兩支急流不同尺度的變化過程通過影響不同緯度之間的環(huán)流系統(tǒng)或上、下游環(huán)流系統(tǒng)的相互作用，將導(dǎo)致東亞和我國的天氣氣候異常[12-14]。大西洋[15]、太平洋[16-17]和印度洋[18-19]上的海溫變化，可以通過熱帶海洋上空的對流活動[20-21]和斜壓活動[22-23]來影響高空急流[24-25]。氣候異常同時受到直接的熱力異常強迫和大氣內(nèi)部瞬變擾動異常強迫[26]。一方面，海表面溫度可以通過改變經(jīng)向溫度梯度影響高空東亞副熱帶急流和極鋒急流的位置移動[25，27-28]。例如，冬春季熱帶東太平洋暖異常持續(xù)到次年夏季，根據(jù)熱成風(fēng)平衡，將導(dǎo)致東亞副熱帶急流南移[17]。相關(guān)數(shù)值模擬實驗結(jié)果表明，太平洋年代際振蕩的負(fù)位相和印度洋變暖的綜合效應(yīng)將減弱東亞副熱帶急流和極鋒急流[28]。但這些研究側(cè)重對太平洋和大西洋海溫異常為主，較少研究涉及到對印度洋對兩支東亞急流影響的探討。

另一方面，中緯度地區(qū)大氣斜壓性強，冬季大氣有較活躍的天氣尺度擾動[26]，而對于極鋒急流來說，其形成與中緯度斜壓渦旋強迫也有著密切關(guān)系[29-30]。海表溫度變化會影響中緯度地區(qū)的大氣斜壓性從而改變天氣尺度的瞬變渦旋活動(Synoptic Transient Eddy Activity， STEA)，導(dǎo)致東亞副熱帶急流和極鋒急流的變化[31-32]。STEA與平均氣流之間的相互作用可以通過渦旋熱量和動量通量的輻合加強緯向風(fēng)異常[21，26]。REN, et al[23]研究發(fā)現(xiàn)，STEA的北(南)向移動還有利于東亞副熱帶急流的北(南)向移動。因此，海溫變化通過動力、熱力過程直接影響急流，或者改變中緯度大氣斜壓性，通過動力過程間接影響急流。但熱力、動力因子影響急流的相對貢獻大小如何，這些研究并未進行定量分析。

綜上，本文將側(cè)重探討印度洋偶極子對東亞高空急流不同分支的影響，從熱力和動力兩個角度來分析前期海洋對后期大氣的影響機制，進一步選用多元回歸定量分析熱力、動力因子影響兩支急流的相對貢獻大小。

1 資料與方法

1.1 資料

(1)月平均印度洋偶極子模態(tài)指數(shù)資料(Dipole Mode Index，IODMI/DMI)來自于全球氣候觀測系統(tǒng)海平面氣壓工作組，是由美國國家海洋和大氣管理局地球系統(tǒng)研究實驗室物理科學(xué)實驗室使用HadISST1.1 海表溫度數(shù)據(jù)計算得到(http:∥psl.noaa.gov/gcos-wgsp/Timeseries/DMI/index.html)，資料時間長度為1870年至今。印度洋偶極子指數(shù)定義為Saji， et al[1]提出，定義為東非附近的印度洋西部(10°S～10°N，50°～70°E)和蘇門答臘島附近的印度洋東部(10°S～0°，90°～110°E)區(qū)域平均的海表溫度距平之差[1]；

(2) 美國國家環(huán)境預(yù)報中心與美國國家大氣研究中心的再分析資料(NCEP/NCAR 2)：1979—2019年的逐月1 000～300 hPa氣溫、300 hPa的u緯向風(fēng)、v經(jīng)向風(fēng)風(fēng)場，及300 hPa逐日的u，v風(fēng)場，資料水平分辨率為 2.5°×2.5°，垂直分辨率為17層；

(3) 歐洲中期天氣預(yù)報中心提供的第五代全球氣候大氣再分析數(shù)據(jù)(ERA5)：1979—2019年的逐月1 000～300 hPa氣溫、300 hPa的u緯向風(fēng)、v經(jīng)向風(fēng)風(fēng)場，及300 hPa逐日的u，v風(fēng)場，資料水平分辨率為 0.5°×0.5°，垂直分辨率為17層。

1.2 急流相關(guān)指數(shù)及診斷量的定義

兩只急流活躍中心的選取參照HUANG，et al[25]，冬季300 hPa東亞極鋒急流的活躍區(qū)在(50°～60°N，75°～90°E)的區(qū)域；東亞副熱帶急流的活躍區(qū)為(25°～32°N，80°～120°E)。分別選取兩只急流活躍中心的區(qū)域平均全風(fēng)速值作為兩支急流的強度指數(shù)[21]。

文中選取了經(jīng)向溫度梯度[31](Meridional Temperature Gradients，MTG)，最大渦旋增長率[21](Eddy Growth Rate，σ)和瞬變渦旋動能[22](The Synoptic-scale Transient Eddy Kinetic Energy，Ke)3個診斷量進一步分析急流變化的可能機制。

經(jīng)向溫度梯度為:

(1)

最大渦旋增長率為：

，

(2)

其中:f是科氏參數(shù);N是Brunt-V?is?l?頻率；V是時間平均的水平風(fēng)速；z是垂直高度。由于大氣斜壓性的發(fā)展主要發(fā)生在對流層下部[33]，在本文使用的是700～850 hPa高度的渦旋增長率。垂直切變與水平溫度梯度密切相關(guān)，正的渦旋增長率將增強斜壓性，通常就是由于水平溫度梯度的增加，導(dǎo)致的高空風(fēng)的增強[27]，故急流會因大氣斜壓性的增強而增強。

天氣尺度的瞬變渦旋動能為：

。

(3)

其中：u′和v′分別表示緯向風(fēng)和經(jīng)向風(fēng)擾動，擾動定義由Murakami[34]提出，由逐日資料2.5～6 d的帶通濾波計算得到，上劃線代表冬季時間平均。天氣尺度瞬變渦旋動能的位置和強度可以表明渦旋活動的特征，根據(jù)瞬變擾動與大尺度平均氣流間正壓能量轉(zhuǎn)換的觀點，異?；钴S的瞬變擾動所在地區(qū)，對相應(yīng)急流異常有直接的動力增強作用[26]。

1.3 方法

本文使用回歸分析方法，并對所有回歸系數(shù)進行了雙側(cè)t檢驗。夏季定義為當(dāng)年的6、7、8月，冬季為12月—次年1、2月。

選取多元回歸分析的方法，定量區(qū)分以上3個診斷量在印度洋偶極子影響冬季東亞副熱帶急流和極鋒急流過程中的相對重要性。將經(jīng)向溫度梯度、最大渦旋增長率和瞬變渦旋動能分別標(biāo)準(zhǔn)化，再對東亞副熱帶急流和極鋒急流活躍區(qū)中的風(fēng)場進行多元線性回歸分析。以東亞副熱帶急流(SJ)為例，X1SJ(MTG)為副熱帶急流活躍區(qū)的MTG標(biāo)準(zhǔn)化序列，同理X2SJ(Ke)和X3SJ(σ)分別為副熱帶急流活躍區(qū)的Ke和σ標(biāo)準(zhǔn)化序列，則副熱帶急流活躍區(qū)300 hPa標(biāo)準(zhǔn)化風(fēng)場ySJ為：

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

。

(4)

其中：bSJ為截距，a1SJ、a2SJ和a3SJ分別為MTG、Ke和σ回歸的對應(yīng)斜率，斜率的絕對數(shù)值可以量化為對風(fēng)場急流的相對貢獻。

2 結(jié)果和分析

2.1 夏季DMI特征及其與高空急流的聯(lián)系

圖1給出了1979—2019年夏季印度洋偶極子模態(tài)標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)的時間演變。夏季DMI具有明顯的年際變化特征，對應(yīng)的海溫異常也呈現(xiàn)出顯著的偶極子型分布(圖略)。本文分別比較夏、秋季DMI(IOD的發(fā)展與成熟階段)與不同季節(jié)的高空風(fēng)場的聯(lián)系發(fā)現(xiàn)，夏季DMI對冬季的回歸風(fēng)場上，兩支急流活躍區(qū)均存在顯著的差異。基于旨在考慮DMI影響兩只急流的相對貢獻問題，因此，下文僅側(cè)重討論夏季DMI對冬季高空風(fēng)場的影響。

圖1 1979—2019年夏季印度洋偶極子模態(tài)標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)

圖2是夏季DMI與冬季300 hPa標(biāo)準(zhǔn)化全風(fēng)速的回歸分布結(jié)果。ERA5(圖2a)和NCEP/NCAR(圖2b)呈現(xiàn)出較為一致的結(jié)論，即300 hPa有兩個顯著的正異常中心位于極鋒急流活躍區(qū)兩側(cè)，極鋒急流活躍區(qū)基本為顯著的負(fù)異常，東亞副熱帶急流的活躍區(qū)為顯著正異常。由于氣候態(tài)上極鋒急流與副熱帶急流并未存在明顯分界線，但急流活躍中心數(shù)在120°E以西的區(qū)域明顯分離[25，32]，故兩個副熱帶急流活躍區(qū)選擇120°E以西青藏高原附近的一支來定量描述。為了定量地描述高空急流強度的變化，進一步比較了兩支急流強度指數(shù)與夏季DMI的相關(guān)關(guān)系。結(jié)果表明，冬季的極鋒急流和東亞副熱帶急流與夏季DMI指數(shù)，相關(guān)系數(shù)分別為-0.35和0.39，且都大于α=0.05的臨界相關(guān)系數(shù)。因此，當(dāng)夏季DMI為正(負(fù))位相，即夏季印度洋西部出現(xiàn)暖(冷)異常，東部出現(xiàn)冷(暖)異常時，在冬季，青藏高原地區(qū)南側(cè)的副熱帶急流強度將增強(減弱)，北部的極鋒急流強度減弱(增強)。

圖2 1979—2018年東亞地區(qū)夏季印度洋偶極子模態(tài)標(biāo)準(zhǔn)化指數(shù)(DMI)對(a) ERA5，(b) NCEP/NCAR的冬季300 hPa標(biāo)準(zhǔn)化全風(fēng)速的回歸系數(shù)分布(紅實線框代表東亞副熱帶急流活躍區(qū)；虛線框代表極鋒急流活躍區(qū) ；填色部分的深和淺色分別通過α=0.05、0.1的雙側(cè)顯著性檢驗)

2.2 影響冬季高空急流強度變化的可能機制

本節(jié)分別從熱力和動力機制討論影響急流強度變化的可能機制，選取大氣經(jīng)向溫度梯度、最大渦旋增長率和天氣尺度瞬變渦旋動能作為診斷量。

圖3分別給出ERA5(圖3a、c、e)和NCEP/NCAR(圖3b、d、f)夏季標(biāo)準(zhǔn)化DMI對冬季σ，MTG和Ke的回歸分布。兩套再分析資料呈現(xiàn)較為一致的結(jié)論，以下側(cè)重對ERA5的結(jié)果進行分析，根據(jù)熱成風(fēng)原理，急流強度與經(jīng)向溫度梯度成正比[21，35]。由于氣溫普遍由南向北降低，經(jīng)向溫度梯度在氣候?qū)W上為負(fù)，因此負(fù)(正)的經(jīng)向溫度梯度異常有利于急流強度增強(減弱)。從圖3a、b可以看到，當(dāng)夏季DMI為正位相時，冬季極鋒急流活躍區(qū)及周圍區(qū)域的正經(jīng)向溫度梯度異常，將減弱極鋒急流，而東亞副熱帶急流區(qū)域的負(fù)經(jīng)向溫度梯度異常將增強東亞副熱帶急流。

最大渦旋增長率以及瞬變渦旋動能的增強(減弱)將導(dǎo)致急流強度的增強(減弱)。最大渦旋增長率異常型與DMI影響高空風(fēng)場的三極分布較為相符，顯著的正(負(fù))最大渦旋增長率異常位于東亞副熱帶急流(極鋒急流)的活躍區(qū)(圖3c、d)，表明當(dāng)夏季DMI為正(負(fù))位相時，冬季東亞副熱帶急流強度將增強(減弱)，極鋒急流強度減弱(增強)，與前面的結(jié)論相符。300 hPa瞬變渦旋動能在40°N以北基本為負(fù)，40°N以南基本為正，在東亞副熱帶急流活躍區(qū)的西側(cè)及上游有顯著的瞬變渦旋動能正異常。ERA5再分析資料(圖3e)表明，在極鋒急流活躍區(qū)，瞬變渦旋動能減少。同時，在極鋒急流活躍區(qū)下游，貝加爾湖至我國東北地區(qū)上空也呈現(xiàn)減少的瞬變渦旋動能異常。相比較，對于NCEP/NCAR數(shù)據(jù)呈現(xiàn)顯著的負(fù)異常中心位于極鋒急流活躍區(qū)下游(圖3f)。這表明，瞬變渦旋動能對極鋒急流的影響不僅體現(xiàn)在強度變化上，還可能影響極鋒急流的緯向移動。同時，天氣尺度的渦旋活動很大程度上也取決于大氣斜壓性[38]，大氣斜壓性的增強也可以通過天氣尺度瞬變擾動的增強，進而引起急流強度的加強。

圖3 同圖2，但為1979—2018年東亞地區(qū)夏季標(biāo)準(zhǔn)化DMI對冬季(a、b) MTG、(c、d)σ和(e、f)300 hPa Ke的回歸系數(shù)分布；其中(a、c、e) ERA5，(b、d、f)NCEP/NCAR的結(jié)果

2.3 影響因子的相對貢獻分析

通過上述分析發(fā)現(xiàn)，大氣經(jīng)向溫度梯度、最大渦旋增長率和天氣尺度渦旋動能在夏季DMI對冬季東亞急流強度的影響上都有所貢獻?；贓RA5再分析資料的空間分辨率較高，能更好地捕捉對高空風(fēng)場的影響，本節(jié)的分析主要基于ERA5再分析資料展開。為了定量區(qū)分3個診斷因子影響不同高空急流分支的相對貢獻，基于線性關(guān)系的假設(shè)，對3個診斷因子進行多元線性回歸分析發(fā)現(xiàn)，兩支急流都是受到直接的熱力過程影響(MTG)最大。從圖4多元回歸系數(shù)的柱狀圖可以看到，大氣內(nèi)部瞬變渦旋動能異常，最大渦旋增長率在極鋒急流活躍區(qū)影響相比與東亞副熱帶急流更大，這與前人提到的兩支急流生成機制不同的觀點相符，副熱帶急流的形成與來自熱帶地區(qū)由Hadley環(huán)流輸送的大氣角動量有關(guān)，中高緯度極鋒急流的形成與斜壓渦旋強迫密切相關(guān)[29-30]。但不同之處在于，印度洋偶極子對兩支急流的影響，都以直接的熱力作用為主。對于極鋒急流來說，大氣瞬變渦旋活動相比前兩個因子貢獻最小，所以動力因子中，夏季印度洋海溫偶極子以改變大氣斜壓性為主。而對于副熱帶急流的動力影響因子來說，印度洋海溫異常通過改變大氣瞬變渦旋活動更為重要，大氣內(nèi)部動力過程對冬季副熱帶急流異常也起著重要維持作用。

圖4 基于ERA5再分析資料的1979—2018年東亞副熱帶急流和極鋒急流區(qū)域，冬季300 hPa標(biāo)準(zhǔn)化MTG、σ和Ke對標(biāo)準(zhǔn)化風(fēng)場的多元回歸系數(shù)

3 結(jié)論

本文利用1979—2019年的ERA5和NCEP/NCAR的再分析資料，全球氣候觀測系統(tǒng)海平面氣壓工作組的月平均DMI資料，對夏季印度洋偶極子模態(tài)與冬季東亞高空急流的影響及可能機制展開分析。主要結(jié)論如下：

(1)當(dāng)夏季印度洋偶極子為正(負(fù))位相時，即夏季印度洋西部出現(xiàn)暖(冷)異常，東部出現(xiàn)冷(暖)異常時，青藏高原地區(qū)南側(cè)的副熱帶急流強度將增強(減弱)，北部的極鋒急流強度減弱(增強)。

(2)夏季印度洋偶極子通過改變經(jīng)向溫度梯度、大氣斜壓性和300 hPa瞬變渦動動能等熱力和動力過程，都能影響東亞副熱帶急流的增強和極鋒急流的減弱。

(3)動力、熱力因子的相對貢獻分析表明，印度洋偶極子對兩支急流的影響，都以熱力因子為主(改變大氣的經(jīng)向溫度梯度)。比較動力兩因子發(fā)現(xiàn)，極鋒急流的減弱主要以大氣斜壓性為主，而副熱帶急流的加強以渦動動能為主。

本文探討的是夏季DMI對冬季高空急流的研究，前期海溫異常對后期高空風(fēng)場的影響，可能會通過Rossby波經(jīng)向傳播建立的經(jīng)向遙相關(guān)而導(dǎo)致東亞急流的變化，激發(fā)的遙相關(guān)可能需要一定時間才能傳播到中高緯地區(qū)[36-38]。對于影響冬季高空急流強度變化的可能機制來說，對流活動與海溫分布具有較好的對應(yīng)關(guān)系，暖海溫異常對應(yīng)的對流活動增強，而異常熱源可以改變大氣的垂直溫度[21，25，27]，來影響冬季對流層的經(jīng)向溫度梯度，并通過Rossby波經(jīng)向傳播建立的經(jīng)向遙相關(guān)導(dǎo)致急流的變化[21，39-40]。如ZHANG， et al[40]利用觀測資料指出冬季由于印度洋—西太平洋地區(qū)降水偶極子分布產(chǎn)生異常熱源，激發(fā)了從印度洋—太平洋地區(qū)經(jīng)東亞至西北太平洋的Rossby波，從而形成了新的遙相關(guān)波列；LU[39]研究發(fā)現(xiàn)夏季西北太平洋上增強的對流活動對應(yīng)200 hPa 副熱帶急流的增強；HUANG， et al[17]研究了暖海溫異常如何通過西北太平洋的對流活動影響急流的變化，也提出在西北太平洋上的對流活動，結(jié)合東亞副熱帶熱的反饋，可能誘發(fā)Rossby波的經(jīng)向傳播，建立夏季西北太平洋和東亞之間的經(jīng)向遙相關(guān)，包括加強副熱帶急流[21]。但這種時間遲滯效應(yīng)以及具體傳播路徑有待進一步的討論，此外，本文是給出的是診斷分析的結(jié)果，后續(xù)的數(shù)值模擬驗證工作還有待進一步完善。