北半球冬季纬向平均环流异常的结构与变率

1、北半球冬季纬向平均环流的结构与变率龚道溢北京师范大学 教育部环境演变与自然灾害开放研究实验室100875王绍武北京大学地球物理系 100871摘要：对冬季对流层纬圈平均纬向风(u)进行的经验正交函数分析显示，最主要的特征表现为两个相反符号的极值中心，一个在3035 N之间，另一个则在 55 N。与此相联系的纬圈平均高度场最突出的模态也是有两个相反符号的中心，一个在40 N附近，另外一个则在65 N附近。因此可以用 H40N-H65N，即40 N和65 N纬圈平均位势高度的差，来定义西风 指数，反映温带地区西风的强弱。西风指数高的年份，北半球气温通常也偏高，主要是中纬 度大陆变暖明显，这可能与中

2、高纬度西风强时，向北的经向热量输送也加强有关。50年代以前北半球偏暖的时期指数偏低，而偏冷的时期指数偏高。但近30多年来，伴随全球加速变暖，西风指数也持续加强，这可能与温室效应的加强有关。关键词：西风指数，变率，气候变化1前言人们很早就注意到，大气环流的最基本的特征是大气大体上沿纬圈方向的绕极运动。30年代后期Rossby最早提出了西风指数(zonal index)的概念，即用35 N和55 N纬圈平均海 平面气压的差反映北半球温带地区(35 -55 N)西风的强弱，以此来作为定量描述大气运动基本状态的一个参数。温带西风强时称为“高指数”环流，弱时则是“低指数”环流。Willett及Namia

3、s2随后指出，西风极大值出现的位置也随西风指数的强弱有明显的经向移动，高 指数时强西风位置偏北。低指数时强西风位置偏南，多位于副热带，可达30 N左右。Namias(1950)2进一步提出了指数循环(the index cycle)的概念。这些开创性的工作极大地推 动了大气环流的研究。当然，早期人们主要是从天气学的角度来研究西风指数的变化的，不过由于指数循环的时间尺度约46周，所以月平均西风强度的变化所反映的是时间尺度更长的西风变率。王绍武3在1963年利用10年的北半球500hPa月平均高度研究了西风指数的 变化，指出有准两年振荡，但由于时间序列太短，不足以研究西风强度更长尺度的变率。70年

4、代到80年代初，人们更多的是注重研究 ENSO及其影响，对中纬度大气环流的变 化有所忽略，西风指数的研究一度受到人们的冷落。但近来大家逐渐认识到，西风指数的强弱，反映了中高纬大气环流的基本状态，这种状态对高纬与中低纬之间大气质量、动量及热量的交换，与半球及全球气候异常均有密切的联系。Thompson和Wallace指出北半球冬季海平面气压场最突出的模态具有纬向对称的结构，并称之为“北极涛动”。整个北半球对流层乃至到相邻的平流层低层，高度场的结构都是一种大致纬向对称的空间型57。在南半球纬向结构的特征更明显，称为“南极涛动”8,9。两者实质上反映的都是中纬度西风强度。但它们不仅与中高纬，与低纬风

5、场及温度场也有密切的关系。这些研究推动了对西风环流变率与气候变化关系的认识。本文将分析北半球冬季西风环流的结构，以及与温度变化之间的*由国家自然科学基金重点项目(49635190)及国家重点基础研究发展规划首批项目(G1998040900)资助11关系。902纬向环流的结构80在 Rossby的工作之 后,Lorenz（1951）10曾指 出，由于大气质量在不同 纬度带间交换造成的气压 变化，有两个地区有最好 的一致性，一个地区在65 N，另一个在35 N，这意味着用这两个纬度的海平面气压差来代表西风可能比用55 N和35 N更合70605040302010005理。除此之外，后来人们 也陆续

6、使用过其它不同的-10 01020 _Zonal wind ( m/s)纬圈组合来表示西风指数（如40 N与60 N）。一些研究发现，不管是对流层中 层还是上层，纬向风 （u）的 异常在中纬度和高纬度表 现出反号的特征11J2，因 此丁敏芳等13曾用35 N图1 500hPa纬向平均u的合成情况，（a）中实线是5个高指数年平均，虚线是 5个低指数年的平均，5个高、低指数年由EOF分析的时间系数来确定，（b）为高值年减低值年结果，横线标出标准差大小和55 N上纬向风的差值来代表西风指数（即U35 n-U 55 n）。Thompson和Wallace用海平面气压EOF分析的时间系数来反映纬向风。那

7、么，究竟纬向风异常的结构是怎样的， 以及如何更好地表征西风指数仍需要具体分析。0.20.0-0.2-0.0-0.2UH90 80 70 60 50 40 30 20 100 N(a) 500hPaI I1(b) 1000hPa-0.2-0.0-0.2-0.4-0.490 80 70 60 50 40 30 20 100 N图2 500hPa（a）和1000hPa（b）纬圈平均冬季纬向风（U）与位势高度（H）奇异值分解（SVD）的量纲值.H40-H65H40H65U35-U55-0.90-0.870.85U35-0.70-0.710.64U5

8、50.960.90-0.93U 表示 500hPa纬向风，H表示位势高度表1不同要素间的相关系数图3 500hPa西风指数的比较 （U55即55 N纬圈平均纬向风；H40-H65则为40 N与65 N纬圈平均高度的差）第一对模态纵坐标为无禾U 用 NCEP/NCAR 的 19581998再分析资料，分别 对500hPa和lOOOhPa纬圈平 均的纬向风（u）进行EOF分析， 分析前对资料都进行了面积 加权处理（cos（），这样处理 后的风场能比较真实地反映 大气动量。后面的分析中对高 度场也做了同样处理，以便更合理表示大气质量的相对多 少。纬向平均纬向风（u）的EOF 分析第一个模态分别解释总

9、 方差的45.6%和56.4%，且非 常相似：都有两个相反符号的 极值中心，一个在3035 N附 近，另一个则在50 55 N。这 种结构可能说明了中纬最大 西风中心的南北位置的移动。 当最大西风带位置偏北时，则 中纬度偏南地区出现东风异 常，高纬出现西风异常。反之， 如果强西风中心位置南移，则较低纬度地区出现西风异常。图1是500hPa纬向平均 u的 合成情况，分别是其 EOF分析时间系数的5个极大值和极小值年的平均， 同时还给出了二者的差及一个标准差代表的变10m/s的纬度包括了化范围。5个极大正值年里强的西风分布的纬度范围更宽，超过20 55 N，中心在40 N左右，但最大西风值稍低；5

10、个极大负值年里，最大西风带范围变窄，超过10m/s的纬度包括了 20 45 N，而且中心位置偏南 510个纬度，可达30 N左右, 最大西风值偏高。如果用高度场进行 EOF分析，则最突出的模态也有两个相反符号的中心，一个在40 N附近，另外一个则在65 N附近。对高度场与纬向风做奇异值分解（SVD），这种结构特征十分明显。图2（a）是500hPa纬圈平均高度距平与纬圈平均u距平的SVD分析第一对模态， 图2（b）是1000hPa的情况。这一对模态分别解释了 500hPa和1000hPa上高度和u协方差的46.2 %和57.5%。可见近地面和对流层中层的特点非常相似，对于高度场都是在40 N和6

11、5 N分别出现性质相反的两个极值中心，与此向对应的u的两个相反性质的极值都是出现在30 35 N及50 55 N附近。有趣的是高度场极值出现的两个纬度与南半球的南极涛动的两 个极值纬度是完全一样的，这并非是偶然现象，而是反映了大气内部的固有结构特征。而且不仅是这上面这两个层次上如此，用从1000hPa到200hPa共10层的u和高度场资料分别单独进行EOF分析或一起做SVD分析，都发现低层与高层，纬向风及高度场的特征有极大的 相似性，而且二者间的关系也如此。 极值中心的位置上下都一致， 反映出西风异常的正压性 质。图略。因此，根据上面的分析可以得出结论，西风指数的强弱可以用40 N和65 N纬

12、圈平均位势高度的差来表示，即 H40N-H65n。根据Rossby和Namias等最早的研究，西风指数应该 能尽可能好地描述温带地区的纬向西风的强弱。本文前面的分析表明，与高度场的变化相联系的风场，在55 N有最大的相关。在500hPa位势高度上西风指数(H40 n-H65 n)与55 N西风 (U55 n)间相关系数达0.96。用35 N和55 N上纬向风的差值来反映西风的变化，虽然在统计上与西风指数(H40N-H65N)有很高的相关(-0.90)，但物理意义上显然不如后者清晰。可见用 H40N-H65N来代表西风指数从其代表性和物理意义上看的确是一个很好的指标。见图3和表1。由于西风指数强

13、调的是纬圈平均状况，因此很容易会认为与槽脊的变化没有什么关系。 但从最初定义西风指数时，就发现西风基本气流的强弱与大气环流的定常波有密切的联系。 图4和图5就可以很清楚地说明这一点。图4是标准化的西风指数与500hPa位势高度间的回归系数，即当西风指数增强一个标准差时，对应的各格点高度变化。可见在西风增强的情况下，东亚大槽变弱、高度增加1020gpm，北美大槽也存在同样量级的减弱。因此，在高空西风气流更为平直。Wallace和Hsu【14曾对比西风指数强弱状况下的高空和地面环流差异， 指出强西风时地面大气涛动(如北大西洋涛动)也增强，同时在高空一些大气遥相关也增强 (如东大西洋型、西大西洋型、

14、西太平洋型)。这些特点在图4中也有体现。同时在图 5海平面气压与西风指数的关系中可以看到，除北大西洋涛动加强外，在亚洲大陆中高纬，西伯利亚高压的强度也减弱，中心区域的强度减弱12hPa。此外，图4和图5也进一步说明西风环流在地面与高空都有大体相似的结构，这反映了大尺度大气运动的正压性。不过，在高空其纬向特征更为明显，而西风异常与SLP的关系受下垫面热力、物理状况差异的影响和限制更明显。图4 500hPa高度与西风指数间的回归系 数,即当西风指数增强一个标准差单位时 相应的位势高度的变化量(gpm)归系数，即当西风指数增强一个标准差单位 时相应的海平面气压的变化量(hPa)3西风环流对温度的影响

15、很早人们就发现高指数环流盛行的年 份，北半球地面气温通常偏高。Namias认为，当西风指数强时，中纬加强的西风环流 将会阻止高纬度和低纬度地区之间的热量 交换，在极地及副极地由于辐射冷却，温度 将会变得更低，而中纬度地区温度会升高。 但后来人们认识到情况没有这么简单。实际上在南北向的热量输送过程中，包括较大尺 度的定常波及天气尺度的瞬变波，都起着十分重要的作用15,16。而这些涡旋的活动与西 风气流间也存在着紧密的联系。前面的分析 中曾指出，西风指数强时，55 N和35 N的纬向风呈相反性质的变化，这相当于水平切 变的增强，很容易理解这会有利于涡旋活动 的产生和加强。 Limpasuvan 和

16、 Hartmann16 最近的模拟研究发现这些与西风环流有关 的涡旋活动在北半球主要是定常波，南半球 主要是天气尺度的瞬变波。Robi nson (1994)15在两层的简单大气环流模式中，人为地将西风指数加强或减弱，结果发现涡旋活动的 动量输送与西风指数的强弱之间，是一个正图6地面气温或海面温度与西风指数间的回归系数，即当西风指数增强一个标准差单位时 相应的温度的变化量(C)，资料长度为1958 1998.反馈关系。据我们计算，当西风指数强时，由定常波造成的向高纬度地区的热量输送也加强,中心在40 50 N，图略。图6是西风指数与北半球地面气温或海面温度的回归系数，当西 风指数变强一个标准差

17、时，欧亚大陆的大部分地区气温都要偏高0.25 C以上，大陆腹地则高达0.75 C以上。北美大陆的东南部，也偏高0.25 C以上。负的区域主要在北美东北部及格陵兰，温度下降幅度也超过0.25 C以上，温度偏低的区域范围远比偏高的范围小。因此，如果西风指数加强，与之相伴随的经向热量输送也加强，由于输送的极大值在40 50 N，很显然由此必然造成相邻的50 60 N地区的气温比其它纬度更显著的升高，因此，高纬与中低纬度间的温度距平的梯度会加大。统计表明高纬(50 60 N)与中纬度0.69,这相当于温度距平梯0.12 C,即当温度距平梯度增(30 40 N)间温度距平的梯度与北半球平均温度距平相关系

18、数达 度变化1个标准差时，与之相应的北半球平均温度的变化可达加1 C时，北半球平均温度升高0.17 C,反之亦然。Gitelman等17也曾计算了 50 -55 N和30 35 N纬圈平均地面温度，发现虽然二者有很相似的变化特征，但二者温度距平的差表 现出显著的趋势变化，从 20世纪初到50年代中期，呈下降趋势，而从50年代后期以来则是强烈的上升趋势。 这种变化与西风指数的变化是一致的，这从另一个侧面说明近一个世纪以来的温度变化中，不能排除行星尺度大气环流的贡献。4全球变暖对西风环流的影响不过，全球温度的变化与大气环流之间是相互影响、 相互作用互为因果的关系。大气环 流的变化能影响地面气温，而

19、地面热力状况的改变反过来又会影响大气环流。尤其是在年代际尺度上，全球或半球温度的变化应该也会影响大气环流。通常人们认为在气候偏暖的时期，赤道与极地之间的温差变小，那么中、高纬地区对流层西风会减弱。近一个世纪以来，北半球及全球温度除有线性的变暖趋势外，还有显著的年代际的波动。北半球在20世纪40年代到50年代是一个比较温暖的时期，从80年代到90年代更是加速变暖；而在20年代及以前、6070年代则是比较偏冷的时期。与温度的这种低 频冷暖波动相对应，实际观测的纬向环流的变化是怎样的呢？50年代以前因为缺乏高空资料，而前面的分析表明1000hPa纬向环流的变化与高空的变化有很好的一致性，所以图7给出

20、1900年以来40 N与65 N海平面气压的差，与500hPa西风指数的相关达到 0.88（41年资料）。这个序列可以说能较好反映近百年来的近地面西风指 数的变化。所用海平面气压资料（18731995年，北半球5纬度10经度）18由英国东英吉利大学气候研究组（UEA/CRU）提供，1995年以后由再分析资料续补。很明显，20世纪以来西风指数的低频特征非常有阶段性，在30年代初以前是一个比较强的时期，而从30年代中期开始到60年代是比较弱的时期，从70年代开始则是强烈的增强阶段。比较一下西风指数的长期变化与北半球温度的低频变化，可以很清楚发现二者之间的关系也可以分为两个阶段。在50年代以前，二者

21、的低频变化基本上是反位相的，即气温偏冷的阶段，西风环流偏强，而气温偏暖的时期，西风环流则偏弱。在50年代以后二者的低频变化有很好的一致性，尤其是70年代以来，二者都有强烈的上升趋势，见图8。这说明温度的低频变化对西风环流的影响可能存在两种不同的机制。IPCC的1995报告19中曾指出，全球纬圈平均看，温度的变暖在不同的时段有明显不同的结构特征，50年代以前中纬度地区纬度变暖不明显， 很多时候是负距平；但从50年代开始中纬度明显增暖，而从70年代后期，特别是80年代以来，则是从高纬到低纬度同时增暖。这可能暗示近期西风环流与温度 的同位相变化可能与全球变暖有关。图7 1900年以来40 N与65

22、N纬圈平均海平面气压的差ap3 n-o n-3 n-2o2-eelgeD ec998099 o69 di509 o94 di309 o29 di o di9 di o90 di图8北半球冬季气温（a）与40 N-65 N海平面气压（b）的21年滑动平均序列特别值得注意的是最近三十多年来的观测事实显示随着全球气温的加速变暖，北半球 中、高纬冬季西风指数也同样呈显著增强趋势，1958到1998年41个冬季资料显示西风指数趋势为+4.3%/10a，信度水平达99%。当然，这可能是大气环流本身的年代际变化，也可 能是由于全球温室效应加强造成的变暖引起的，还可能与其它外部强迫如太阳活动的作用有关2022

23、，也可能是这些因素共同作用的结果。但是，考虑到大气环流的内部变率及太阳活 动等在20世纪中都是存在的，如果没有其它因子的话，西风指数与温度的这种关系应该仍 然保持稳定才对。因此，有理由把关注的重点放在温室效应的加强这方面上。图9是最近的暖期（1980/811998/99共19年平均）与冷期（1960/611979/80共20年平均）冬季纬圈平均高度 与纬向风的差异，可见80年代以来温带地区与高纬高度场之间的梯度加大了，与此对应的是50 N60 N地区纬向西风的增强。一些科学家为证实这种现象与最近的全球气候的温室 变暖加强有关，利用了模式模拟结果来进行检验23。Fyfe等24利用加拿大气候模拟与

24、分析中心的耦合环流模式（CCCma）进行了全球变暖的瞬变模拟，结果发现在全球变暖的情况下， 北极涛动和南极涛动更多出现正的位相，这意味着中、高纬西风也将随之增强。虽然目前并不能完全排除其它因素对西风环流的影响，但已有的研究表明，温室效应很可能是导致近 30年来西风指数持续加强的一个主要的因子。Height(gpm)u ( m/s)图9暖期与冷期冬季纬圈平均高度（a）与纬向风（b）的差异，暖期取1980/81 1998/99共19个冬季平均，冷期取 1960/61 1979/80 共20个冬季平均5结论根据NCEP/NCAR再分析资料对500hPa和1000hPa纬圈平均的纬向风(u)及高度进行

25、的 EOF分析及SVD分析表明，纬向风的变化有两个相反符号的极值中心，一个在 3035 N附 近，另一个则在 55 N。与此相对应，高度场最突出的模态也有两个相反符号的中心，一个 在40 N附近，另外一个则在 65 N附近。因此，用 40 N与65 N平均高度的差可以很好代 表西风指数，这种定义的西风指数与55 N纬向风的相关达0.96。西风指数与北半球温度的回归分析表明，当西风指数加强一个标准差时，欧亚大陆的大部分地区气温都要偏高0.25 C以上，大陆腹地则高达0.75 C以上。北美大陆的东南部，也偏高0.25 C以上。负的区域主要在北美东北部及格陵兰，温度下降幅度也超过 0.25 C以上，

26、温度偏低的区域范围远比偏高的范围小。西风指数强的年份，北半球平均气温也偏高，主要是中纬度大陆变暖明显，这可能与中高纬度西风强时，向北的经向热量输送加强有关。在50年代以前，西风指数与北半球温度的低频变化基本上是反位相的，气温偏冷的阶 段，西风环流偏强，而气温偏暖的时期，西风环流则偏弱。但近30多年来，伴随全球加速变暖，西风指数也持续加强，这可能与温室效应的加强有关。参考文献1 Rossby C G. Relationship between variations in the intensity of the zonal variation and thedisplaceme nt of th

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