流层阻塞高压活动对平流层爆发性增温的影响

流层阻塞高压活动对平流层爆发性增温的影响

n流层的爆发性增温（ssw）是北半球冬季平流层中最突出的天气现象。在1877年，matsin提出了ssw的动态机制，认为随着流层中星波活动的加强，平流层极夜流的减速、极轴的扰动和温度的增加。之后，从观测数据和数值模拟的角度深化了ssw的动态形成机制。平流层的爆发性增加是复杂的平流层与流层之间的气耦合动力学的过程[4.6]。另一方面，在冬季对流层中也存在典型的大周期周期扰动过程，即堵塞高压组。其形成和发展导致气流的强烈扰动，对气候和气候有重要影响。ww等人假设，在1987年之前，由于长度大、强度低、几乎共存，这可能会对平流层的爆发性增加做出一定的贡献。但是平流层爆发性增温和对流层阻塞高压之间到底有着怎样的联系仍然存在着争议.传统观点认为当对流层出现阻塞活动时有利于行星波的形成和向上传播,从而引起平流层的瞬间增温,因此阻塞高压是SSW形成的重要诱因,大量的个例分析研究也证明了这点:Julian和Labitzke分析了发生在1963年1月的一次爆发性增温事件,发现增温爆发前的5~10d对流层的中高纬地区有明显的阻塞高压活动;Quiroz比较了发生在1981~1985年间的爆发性增温事件,指出阻塞活动平均领先增温过程3.5d;Mukougawa等人使用数值天气预报结果和观测数据讨论了2001年12月SSW事件中纬向平均风廓线和大西洋区域阻塞活动的关系,指出纬向风和阻塞之间的相互作用激发了行星波向上、向极地的传播,从而引起了平流层极区温度的增加.而另一方面,还有一部分研究认为阻塞活动出现在平流层爆发性增温之后.Kodera和Chiba以及Mukougawa和Hirooka分别分析指出发生在1985年1月和1998年12月的SSW事件中有阻塞形势在增温后形成;Thompson和Wallace认为爆发性增温之后出现的阻塞高压有可能和北极涛动(AO)有关,因为平流层增温过后AO容易出现负位相,在负AO位相时阻塞高压形成的几率较大.有关阻塞高压和SSW事件之间的关系存在着上述两种几乎相反的观点,原因可能有这样两点:首先以上的这些研究结果主要是基于个例分析,而SSW和阻塞高压本身具有一定的不确定性,单纯的个例分析很难得到具有代表意义的结果,因而有必要通过大量SSW个例的合成分析研究阻塞高压在SSW时期上下层相互影响中的作用;其次目前有关阻塞高压的定义尚存在差异,以上的研究在定义阻塞活动时可能采用了不同的标准,导致了结果的不同.此外,我们认为将天气系统的阻塞高压和天气事件的平流层爆发性增温直接联系讨论可能存在一些问题.因此本研究用平流层极涡的变化来代表爆发性增温过程,将平流层、对流层中的两个天气系统直接联系起来.在增温出现前重点考虑了可以影响到平流层的阻塞高压活动,分析它的位置、强度和持续时间,而在增温出现后则主要分析了极涡扰动后平流层异常信号向下的传播特征.1增温事件中阻塞高压的定义本文使用美国国家环境预测中心的第二代再分析资料(NCEP-DOE2)研究了对流层阻塞高压活动对平流层爆发性增温的影响,以及增温后平流层环流异常对下层大气的反馈.NCEP2资料在垂直方向上一共有17层,最高层位于10hPa,采用了T159的水平分辨率,本文使用的是144°×73°(经度vs.纬度)水平分辨率的日平均资料,从1979年1月1日至2010年12月31日.在定义平流层爆发性增温时,这里使用的是世界气象组织(WMO)制定的增温标准:10hPa上北极点和60°N纬圈之间的温度梯度(35)T,和10hPa上北极点和60°N纬圈之间的平均地转风U,由于本文只讨论了强增温事件(即U(27)0),因此在32年的冬季个例中一共得到了强爆发性增温事件21次进行研究.阻塞高压是对流层热带外地区一个持续时间长、垂直方向连续且准静止的大尺度高压系统,有关它的定义很多但缺乏一个统一的精确判据:Tibaldi和Molteni提出通过计算500hPa中、高纬度的位势高度梯度来判断阻塞高压;丁一汇等人认为阻塞过程可以定义为位势高度距平超过200gpm并持续7d以上的高压系统;近期Schwierz等人使用位势涡度(PV)理论提出阻塞高压往往出现在PV的低值区和显著的负异常区域.因此在本研究中针对每一次的爆发性增温过程都使用了这3种判断方法综合对阻塞进行动力诊断,发现阻塞高压活动与增温过程中平流层极涡的扰动有着密切的联系.为了方便对合成分析结果进行讨论并得到具有统计意义的结果,在这里定义位势高度场出现Ω形状分布的区域为阻塞高压系统,这样的定义方法在进行合成分析时使用位势高度或者PV作为合成对象的差别不大.在这里讨论的21次强爆发性增温中,出现了极涡分裂10次,极涡偏心11次.进一步分析发现不同区域的阻塞高压活动会导致极涡更加具体的分布特征.因此,我们首先根据平流层极涡的分裂状况和阻塞高压的分布位置将SSW事件分为两类,之后再根据极涡的位置进一步分成4种副型.极涡分裂时分为欧亚-北美型(ENA型)和大西洋-东亚型(AEA型),ENA型指的是极涡分裂后形成的两个低压中心分别位于欧亚和北美大陆(图1(c)),而AEA型指的是两个低压中心分别位于大西洋和东亚地区(图1(f)).类似地极涡偏心时可以分为阿留申侵入型(AI型)和北美侵入型(NAI型),AI型中极涡被从阿留申群岛地区侵入的高压系统推挤至欧洲大陆西部和大西洋区域,而NAI型指的是高压系统从北美大陆侵入极区,极涡偏移至欧亚大陆中、西部.表1给出了这21次强爆发性增温的中心时间、对流层阻塞高压所在的位置以及增温类型,为了进行合成分析,针对每一次增温过程定义了它的中心时间(t=0),当极涡发生偏移时,强增温出现(即U(27)0时)的日期即为增温的中心时间(第0天);而当极涡发生分裂时,定义极涡开始分裂的时间为中心时间(t=0),这种定义用极涡的变化表征增温过程,可以更加直接地分析阻塞高压和极涡这两个系统之间的相互作用,有利于得到阻塞活动在整个SSW过程中的效应.我们合成统计了中心时间前后10天的平流层、对流层环流变化,并用t检验方法对合成结果进行了统计信度检验.2极群分裂前后乌拉尔山地区的阻塞形势根据以上分析可以发现不同的增温类型对应了对流层中不同位置和强度的阻塞高压活动,并且有可能会对下层大气不同区域带来反馈.首先,图1(a)~(c)给出了欧亚-北美型SSW事件中10hPa上位势高度场在极涡分裂前的分布情况,其中黑色等值线表示相对于气候平均值的距平,而白色虚线包围的区域表示统计检验信度超过95%的地区.图中可以看出平流层极涡受到阿留申和东大西洋地区的两个高压系统作用,这两个高压中心在极涡分裂前约一周的时间出现,并逐渐发展、增强、向极移动,当两者连接时极涡被切断,分裂成两个低压中心,分别位于欧亚和北美大陆.与气候平均相比,主要的位势高度异常分布在北极地区,正距平的中心值在第0天时达到900gpm,且强异常分布的区域大都通过了95%的信度检验.位于极区的这一正异常中心与阿留申和东大西洋上空的高压系统密切联系,并随着它们的增强逐步扩大范围.位势高度场的这一分布特征表明ENA型的SSW事件,在增温过程中主要是位于阿留申和东大西洋地区的两个高压系统共同对极涡作用,使其逐步减弱直至崩溃、分裂.为了找出平流层中这两个高压系统和对流层阻塞活动的关系,图2给出了500和100hPa上位势高度场在极涡分裂前的合成分布情况,其中浅灰色和深灰色分别表示了统计检验信度达到90%和95%的区域.从中可以看出在极涡分裂前4天,在150°W的东太平洋和60°E的乌拉尔山地区有明显的阻塞高压形势存在,随着增温过程的进行,这两个阻塞形势向北、向西强烈地伸展;在分裂前2天,主要的阻塞高压区伸入阿留申群岛和东大西洋区域,并显著地向极区侵入;到了第0天极涡分裂,在阿留申群岛的西北部出现了一个闭合的高压中心,同时在东大西洋上空也存在一个明显的Ω形阻塞形势,这两个阻塞高压系统和平流层中向极作用的高压中心在出现时间、位置和强度上都有很好的对应关系.此外,还可以看出统计检验信度的高值区主要分布在位势高度形变剧烈的槽和脊地区,这表明在平流层极涡分裂前对流层环流出现了很大的扰动,并且这里得到的阻塞高压分布特征具有很好的统计意义.另一方面在100hPa高度上阿留申群岛和东大西洋上空也可以观测到显著的、和对流层中一致的阻塞形势,这表明整个阻塞高压系统在垂直方向上是连续的,并且可以一直向上作用到平流层中.和低层中的阻塞系统一样,100hPa中的这两个阻塞高压自出现后逐渐向西、向北扩展,且大部分阻塞形势分布的区域都通过了95%的信度检验.以上这些分析表明:ENA型的SSW事件可以归因于平流层中两个高压系统对极涡的扰动过程,而这两个高压系统的形成和发展与对流层中位于阿留申群岛(150°W~180°)和东大西洋(0°~30°E)的阻塞高压活动有着密切的联系.类似地针对大西洋-东亚型SSW事件,图1(d),(e)和(f)给出了极涡分裂前10hPa上位势高度的合成分布情况,图中可以看出平流层中同样存在两个高压系统对极涡进行扰动,分别位于乌拉尔山地区和北美大陆西部.这两个高压中心逐渐发展、增强并向极侵入,使得极涡慢慢减弱、拉长直至崩溃,分裂后的两个低压中心分别位于大西洋和东亚地区.在整个增温过程中,起源于阿留申高压的北美区域高压系统作用更强,使得极涡分裂后位于大西洋上空的低压中心较强,这一点与ENA型的增温不同,也将会给下层大气带来不同的反馈.而位势高度异常的分布和ENA型中有些相似,最大的正值中心位于北极地区且中心强度可以达到900gpm,大部分正异常的大值区也都通过了95%的统计检验信度.这些特征表明在AEA型增温过程中位于乌拉尔地区和北美大陆的平流层高压系统起到了决定性的作用.图3给出了AEA型增温过程中500和100hPa上位势高度场在极涡分裂前的合成分布情况,用来表征对流层阻塞活动与平流层高压系统的相互关系.在500hPa高度,从极涡分裂前约一周开始,乌拉尔山(60°E附近)和北美大陆西部(150°~120°W)出现较明显的阻塞形势,并逐渐发展、增强,其中乌拉尔山地区的阻塞形势东西跨度较大,在30°~120°E的范围内沿纬圈移动,在第0天时向北伸展侵入极区;而北美大陆上方的阻塞形势呈准静止状态,只向北扩展影响中高纬地区.另一方面在100hPa高度,北美大陆区域的阻塞形势一直都非常显著,表明这一区域的阻塞高压系统在垂直方向上是连续的,可以一直作用到平流层中,而乌拉尔山地区的阻塞形势则不如对流层中明显,表示这一阻塞高压系统的作用高度较低,在平流层中的影响偏弱,也对应了10hPa中位于这一区域的高压系统较弱.以上特征表明阻塞高压活动对平流层的影响不仅取决于阻塞本身的强度,还和它的作用高度密切相关.因此不是任何一个阻塞高压都可以影响到中高层大气环流,要针对不同的事例具体分析.此外,对流层阻塞活动对平流层极涡的扰动还存在一种作用方式,例如2005~2006年冬季,平流层中的阿留申高压没有向北美大陆移动而是向西移动和东移过来的乌拉尔山高压连接,合并形成了一个新的、更强的高压系统,向北扩张进入极区将极涡切断.综上所述,在AEA型的增温事件中,平流层乌拉尔山和北美大陆高压系统对极涡的扰动是关键因素,对流层中位于这两个区域的阻塞高压活动为它们的形成、发展提供了支持.3充温过程与扰动图4(a)~(c)给出了阿留申侵入型SSW事件中,10hPa位势高度场及其异常(黑色等值线)的合成分布情况.图中可以看出和极涡分裂事件不同,平流层中只有一个高压系统对极涡进行扰动,位于阿留申群岛附近,这也是增温过程中极涡仅仅出现偏移的原因.阿留申高压自出现后逐渐发展增强、并向极扩张,在第0天时将极涡推挤至欧亚大陆西部和大西洋区域.主要的位势高度异常出现在高纬地区,与阿留申高压密切联系,在强增温出现前正异常中心值可以达到600gpm,且强异常区大都通过了95%的信度检验.这些分布特征表明AI型增温可以归因于阿留申高压的向极侵入,造成了平流层极涡的减弱、偏移,在整个增温过程中只有这一个高压系统起作用.进一步在图5中给出了500和100hPa上位势高度场在强增温(第0天)出现前的合成分布情况,分析对流层阻塞活动在增温过程中的作用.首先,在500hPa高度可以观察到只有北美大陆西岸存在一个阻塞形势,并且随着增温强度的增加,这一阻塞高压逐渐向西、向北扩展,最后从阿留申群岛区域进入极区.此外通过统计检验信度的区域也主要位于阿留申群岛附近,从统计学上证明了这一地区阻塞活动的存在.100hPa上位势高度的分布和低层相似,显著的阻塞高压形势和通过统计检验信度的区域都位于阿留申群岛区域,这一垂直方向上连续分布的特征表明:对流层中阿留申群岛的阻塞高压活动造成了平流层中高压系统的形成、发展以及对极涡的扰动,当极涡被推挤出极地时出现了AI型的爆发性增温.对于北美侵入型的SSW事件,图4(d)~(f)给出了10hPa上强增温出现前位势高度及其异常的合成分布.图中可以看出平流层中也是只有一个高压系统对极涡进行扰动,位于北美大陆的西部,这一高压系统起源于阿留申高压,随着增温的进行逐渐增强并向东、向北伸展,侵入极区将极涡推挤至东大西洋和欧亚大陆西北部.而位势高度异常的分布也与这一高压系统紧密联系,正异常中心和通过95%统计检验信度的区域都分布在它的附近.因此NAI型的SSW事件可以看作是北美地区的高压系统对极涡逐步扰动、推挤的过程,并且整个增温过程中只有这一个有效的作用因子.进一步分析增温过程中对流层环流的变化特征,图6给出了500和100hPa上位势高度场在强增温出现前的合成分布,图中可以看出在500hPa高度,在北美大陆的西岸(120°W的附近)存在一个明显的阻塞高压形势,这一阻塞形势在强增温出现前约一周形成,并且在东西方向上呈准静止状态,在第0天时向极伸展侵入高纬地区.同样在100hPa高度上,北美大陆西部的这一阻塞形势也非常显著,表明这一阻塞高压系统在垂直方向上连续且可以作用到平流层中.综上所述,NAI型的爆发性增温事件在强增温出现前,对流层北美大陆的西岸(90°~120°W)会出现强烈的阻塞高压活动,阻塞系统向上、向极的作用使得平流层中该地区形成了一个对极涡进行扰动的高压系统,随着极涡的减弱、偏移,平流层爆发性增温事件形成.4位势高度异常的传播特征以上分析表明分布在不同区域的阻塞高压活动会引起平流层极涡不同的扰动特征,从而导致不同类型的爆发性增温事件.那么不同的平流层增温过程会对低层大气产生怎样的反馈,平流层异常向下的作用又是怎样进行?通过对不同类型SSW事件的分析,我们发现平流层异常向下的作用与平流层极涡的扰动强度密切联系,当极涡发生扰动、偏移,并且能够在异常位置维持一周以上的时间,在极涡所在的区域会有负的位势高度异常向下传播;而如果极涡发生扰动后很快恢复或者偏移的位置发生变化,则环流异常集中在平流层中,不向下传播,因而平流层异常对对流层的影响是条件性的.因此,针对4种类型的爆发性增温过程,这里选取了4次增温事件作为代表分析了不同类型的增温对下层大气的反馈作用:2008~2009年冬季的SSW事件表征了ENA型增温,2009~2010年冬季的SSW事件表征了AEA型,2007~2008和1986~1987年冬季的SSW事件分别代表了AI型和NAI型的增温.首先,图7(a)给出了ENA型增温时(2008~2009年冬季)位势高度异常沿60°N纬圈的经度-高度分布图,为了更清楚地表征出平流层异常向下的传播特征,在不同的高度这里给出了不同时间的位势高度异常分布,例如在10hPa高度图中给出的是第0天(2009年1月25日)的位势高度异常,随着等压面的下降,选取的时间也逐渐增加.图中可以看出在欧亚和北美大陆上空存在两个显著的位势高度异常中心与平流层中增温发生后极涡分裂形成的两个低压中心位置一致,欧亚大陆上方的负值中心最大值出现在平流层高层(70hPa以上),中心值可以达到-600gpm,并且这一负异常会随时间逐渐向下传播,到了2月5日时,在500hPa高度上的60°~90°E之间可以观测到明显的负位势高度异常,对位于这一区域的乌拉尔山高压活动产生影响.在北美大陆上方主要的负异常中心位于150~10hPa之间,中心值最大也可达到-600gpm,这一区域的位势高度异常在向下传播时从200hPa高度开始还会伴随着向西的偏移在500hPa中负异常传播到了东太平洋地区(120°W~180°),引起了这一区域大气环流的异常.以上位势高度异常的分布特征表明SSW过程中极涡分裂形成的冷低压中心会逐渐向南扩展,占据北美和欧亚大陆的中高纬地区,从而使得位势高度负异常向下传播作用到这两个区域,引起这里温度的改变.为了进一步证明这点,图8(a)给出了2009年2月5日500hPa高度上温度和位势高度异常的经度-纬度分布情况,图中黑色粗虚线标注出了位势高度负异常较显著的区域(负值超过-100gpm).图中可以看出主要的降温地区都出现在较强的位势高度负异常区域,与图7(a)中平流层位势高度异常向下传播到达的区域一致,在欧亚大陆的中高纬度地区位势高度负异常和降温区占据了90°E以西的大部分区域,位势高度负异常中心值达到-300gpm,对应了乌拉尔山地区和欧洲西北部6~9℃的降温;在太平洋的中高纬地区也出现了较强的位势高度负异常和明显的降温区域,但两者的强度都不如欧亚大陆西北部的强,平流层下传的环流异常使得北美的阿拉斯加地区、阿留申群岛和东西伯利亚地区出现了3~6℃的降温.综上所述,当平流层中发生ENA型的爆发性增温,如果平流层极涡分裂可以持续一周以上的时间,则极涡分裂后形成的位于欧亚和北美大陆的冷低压中心可以向下影响到对流层大气,来自平流层的位势高度负异常会造成欧洲西北部、乌拉尔山和北太平洋区域温度的显著下降.为了分析AEA型爆发性增温过程中平流层异常信号向下的传播特征,图7(b)给出了2009~2010年冬季位势高度异常沿60°N纬圈的经度-高度分布情况.图中可以清楚地发现在东亚地区(90°~120°E)和大西洋(30°W~30°E)上空的平流层中(100hPa以上)有两个明显的位势高度负异常中心,与极涡分裂后形成的两个低压中心所在的位置一致.大西洋上空的位势高度负异常大部分都集中在平流层中,中心值可以达到-600gpm,只有30°W以西的小部分区域有一些位势高度异常向下、向西的传播,进入对流层上层约200~300hPa高度.而位于东亚区域的位势高度负异常在平流层和对流层中分别有一个闭合中心,表明位势高度异常信号可以从平流层高层向下传播至低层大气,引起对流层中温度、位势高度的变化.在2010年2月15日500hPa高度上温度和位势高度异常的经度-纬度分布图中(图8(b))可以看出在东亚的中高纬地区存在着明显的位势高度负异常,从90°E一直向东延伸至太平洋地区,对应了这一区域内显著的降温现象,特别是在我国的中部和日本的北部降温幅度达到了6~9℃.而在大西洋的中高纬地区也存在着一定的温度负异常分布,但降温幅度较小.这是因为这一范围内平流层向下传播的位势高度异常信号大都集中在对流层高层以上,对500hPa高度上的环流影响较弱.综上所述,平流层出现AEA型爆发性增温时,当极涡分裂维持一段时间后,极涡分裂形成的冷低压中心所在的区域,即东亚和大西洋地区会有位势高度负异常向下传播,并且东亚地区上空平流层向下的作用更强,可以造成我国中部和日本北部明显的温度下降.在比较了这两类极涡分裂型SSW事件后,我们发现增温后平流层异常向下传播的区域和强度分别取决于平流层极涡分裂后的位置和分裂能维持的时间.在2008~2009年冬季(ENA型)极涡分裂持续了约20d,而在2009~2010年冬季,极涡分裂的时间只有大约10d,因此在ENA型的SSW事例中平流层异常信号向下传播的经度范围更广,能够下传到达的对流层高度也更低,对低层大气的影响更大.对于极涡偏心型的SSW事件,图7(c)和(d)分别给出了AI型和NAI型增温后位势高度异常沿60°N纬圈的经度-高度分布情况,图中可以看出由于平流层极涡没有分裂,只是发生了偏移,因此平流层中只有一个位势高度的负异常中心存在,并且这个中心的位置和极涡所在的位置一致.当极涡偏移后稳定的维持在异常位置超过一周的时间,则有位势高度的负异常从这里向下传播到低层大气.因此,在AI型增温过程中,下传的平流层异常信号主要分布在北美大陆东北部、北大西洋和欧洲西北部;而NAI型的增温事件中,位势高度的负异常主要传播到欧亚大陆的中、西部地区,来自于平流层的异常信号会引起对流层相关地区大气环流的改变.5在不断扩大的平行流层中表现出目的的阻塞高压形势本文应用NCEP2的再分析资料讨论了对流层阻塞高压活动对平流层爆发性增温事件的影响,以及增温出现后平流层环流异常对下层大气的反馈.研究表明在SSW过程中平流层极涡会出现不同的分布特征,并且与极涡的扰动和增温初期对流层中阻塞高压向上、向极地的作用密切相关,因此,根据增温过程中阻塞高压和极涡不同的分布位置将SSW事件分为2种类型和4种副型,针对不同的增温类型对这两个系统的变化特征进行统计分析和动力诊断,得到以下的主要结论.在SSW增温过程中,平流层极涡会受到一个或两个高压系统的扰动,当只有一个高压系统向极地作用时,极涡被推挤离开极地;而如果有两个高压系统同时向极地作用,则当它们连接时极涡被切断、分裂.分析表明平流层中高压系统的形成、发展和向极移动都与对流层中阻塞高压的活动密切联系.在极涡分裂型SSW事件中我们进一步分类得到了2种增温副型:欧亚-北美型(ENA)和大西洋-东亚型(AEA),ENA型增温是指平流层极涡在两个高压系统的作用下分裂形成的两个冷低压中心分别位于欧亚和北美大陆,而AEA型是指极涡分裂后的两个低压中心分别位于大西洋和东亚地区.根据合成分析的结果在ENA型SSW事件发生前在对流层的大西洋地区(0°~30°E)和阿留申群岛(150°W~180°)存在着明显的阻塞高压活动,阻塞活动向上、向极地的发展为平流层中扰动极涡的高压系统提供了能量;而在AEA型SSW事件中,与平流层高压系统活动密切关联的对流层阻塞高压位于乌拉尔山地区(60°~90°E)和北美大陆西部(90°~120°W).类似地在极涡偏移型增温事件中进一步分类也得到了两种增温副型:阿留申侵入型(AI)和北美侵入型(NAI),AI型指的是平流层中的高压系统从阿留申群岛附近向极侵入,将极涡推挤至大西洋区域和欧洲西北部;而NAI型是指高压系统从北美大陆西部进入极地,将极涡推离极区至欧亚大陆的中西部.在AI型的增温事件初期,对应的在对流层的阿留申群岛附近有显著的阻塞高压形势发展、增强,为增温过程中平流层中