东亚冬季风气候学及年际变化：结果来自1979 – 1995年NCEP/NCAR再分析资料外文翻译资料

 2022-11-11 11:11

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东亚冬季风气候学及年际变化：结果来自1979 - 1995年NCEP/NCAR再分析资料

YI ZHANG, KENNETH R. SPERBER, AND JAMES S. BOYLE

气候模型诊断和相互比较项目，劳伦斯利弗莫尔国家实验室，利弗莫尔，加利福尼亚

(稿件已于1996年10月14日收到，定稿1977年2月21日)

摘要：本文以1979 - 1995年国家环境预报中心/国家大气研究中心为研究对象，介绍了东亚冬季季风的气候学和年际变化。除了记录寒潮的频率、强度、优先传播轨迹以及相关场的演化模式外，作者还讨论了西伯利亚高压和寒潮的时间分布。此外，还研究了寒潮和冬季风环流的年际变化及其与ENSO的关系。

每年冬季(10 - 4月)平均有13次寒潮，其中2次为强寒潮，由最高海平面气压衡量的寒潮平均强度为1053hPa。寒潮有两个源地：1)贝加尔湖西北部，2)巴尔喀什湖以北。典型的寒潮演变时间为5-14天，轨迹和相关分析表明：在此期间，高压中心从上述源区沿青藏高原边缘向东南方向传播。其中一些高压中心向东移动，在海洋上逐渐消失，而另一些则向南移动，相关的温度、风和压力场向南和向东传播得更远。受影响的地区包括大部分的海洋大陆。虽然西伯利亚高压的强度在12月和1月达到顶峰，但寒潮的频率在11月和3月达到最高。这一结果表明，11月至3月为东亚冬季风季节。

利用寒潮的两个层序来研究ENSO与冬季季风年际变化的关系。第一类被称为常规寒潮，表明寒潮频率在EL Nino事件后一年达到最低，第二类与第一类起源相同，被定义为南海附近的最大风力事件。寒潮频率与南方涛动指数(SOI)基本一致。低(高)SOI事件对应低(高)寒潮频率。

南海附近冬季北半球的年际变化以南海寒潮为主，与SOI有较好的相关性(R=0.82)。强风季节与La Nina年和高SOI指数年相对应；另一方面，弱风季节与EL Nino年和低SOI指数相对应。这种模式仅限于赤道以北的一个区域（0°-20°N，100°-130°E），并且仅限于近地表层，同一区域的海温变化与风型相似，但滞后于风约1-5个月，说明海温变化受风的作用。表层西伯利亚高压，500hPa槽和200hPa急流都表明大尺度季风流在EL Nino年都弱于正常值，特别是西伯利亚高压的年际变化与SOI基本一致。

1.引言

东亚冬季风伴随着强烈的西伯利亚高压和活跃的寒潮，是季风环流系统中最活跃的系统之一。每年冬天，来自东北的戏剧性的转变和寒潮的爆发不仅主导东亚地区当地的天气和气候，也对温带和热带行星尺度环流产生强烈影响 (Chang和Lau 1982)，并影响海洋大陆附近的对流和海温(Chang等人. 1979)。

冬季风和寒潮的一般特征、它们与热带大气和海洋的联系以及冬季季风和其他季风系统之间的相互作用已在许多研究中得到了检验。例如，Chang和Lau(1980)的研究表明，寒潮可以使哈德莱环流和沃克环流、东亚急流以及赤道西太平洋上的大规模深对流发生短期变化。Lau和Chang(1987)认为冬季季风和寒潮的年际变化可能与ENSO和热带季节内振荡有关。Ding 和 Krishnamurti (1987)提出热带行星尺度辐散环流的向东移动与寒潮有所联系，这非常类似于辐散环流在EL Nino年和La Nina年之间的转变。Davidson等人（1983）提出一个案例表明寒潮与澳大利亚季风爆发之间可能存在关系。Shield(1985)也表明，寒潮与南半球季风的发展有关。最近，sun和sun（1996）提出，强冬季风通常预示着干旱的夏季，同样，弱冬季风可以引起潮湿的夏季。

这些观测研究已经牢固地确立了冬季季风与热带大气和海洋现象之间的联系。他们还强有力的证明了冬季风是不同季风系统之间复杂相互作用的一个重要核心。因此研究冬季风与寒潮是十分重要的。尽管如此，除了少数研究中的有限讨论外，很少有人关注冬季风和寒潮的气候学方面。Boyle和Chang(1984)根据海军舰队数值海洋中心(FNOC)的网格分析记录了冬季平均环流统计数据。Pan等人（1985）完成了西伯利亚高压和寒潮的统计资料的编辑，用于当地天气预报。Ding和Krishnamurti（1987）根据1980 - 1984年冬季(DJF)的资料总结了寒潮的气候学轨迹。虽然1982-1983年EL Nino事件期间，冬季风明显弱于正常值，但ENSO与冬季季风年际变化的关系一直没有得到系统的研究。

这项研究的目的是在1979-1995年国家环境预测中心/国家大气研究中心（NCEP/NCAR）再分析的基础上提供一个完整的冬季风和寒潮的气候学研究。我们强调寒潮和西伯利亚高压的时空分布、起源、传播途径和演化模式。尤其是冬季季风和寒潮的年际变化。我们想确定ENSO与冬季季风和寒潮的年际变化是否存在一致的关系。

2.再分析的描述

我们使用1979-1995年期间NCEP/NCAR再分析（Kalnay等人，1996）提供的每天两次的地面和高空场。地表量包括温度、风、海表温度和海平面气压(SLP)，高空场为925、850、700、200 hPa的风，500 hPa的位势高度，该数据集的优点在于再分析使用了“冻结”的最先进的分析和预测系统，在整个期间执行数据同化。因此，它避免了以往数值天气预报分析由于技术、模型和数据同化的变化而带来的问题。此外，这种动态一致的重新分析提供了良好的水平分辨率(2.58°times;2.5°)和垂直分辨率(17个级别)。

  1. 冬季风环流

a.平均态

平均季风环流已被许多其他文献记载（如： Boyle 和Chang 1984; Lau 和Li 1984; Lau 和Chang 1987; Boyle和Chen 1987），并在此加以总结，作为本文的背景。

与夏季季风相似，冬季季风的主要驱动力是陆地和海洋之间的温差所产生的可用势能。冬季主要热源位于赤道西太平洋附近，如图1所示，200hPa速度势最低。与强对流降水有关的潜热释放加速了经向的大规模的行星尺度的翻转。在这个对流中心的最北边，靠近西伯利亚地区有一个很强的冷堆，如图2所示，高压中心气压超过1036hPa，它覆盖整个东亚大陆，并使得亚洲大部分地区形成东北气流。叠加在海平面气压上的是地面风，这种气候学上的风是由近乎静止的西伯利亚高压和寒潮造成的。30°N以北，反气旋环流主要反映了西伯利亚高压。30°N以南，西伯利亚高压的影响不大，南海附近的最大风力可以归因于寒潮的累积效应。风场的特征之一是日本附近的西风气流分流，东支与阿留申低压汇合;南支加入了信风。不出所料，青藏高原附近的风压场关系已经破裂。由于高原地区已经被排除在外，所以不会影响接下来的寒潮识别。

西伯利亚冷堆的强度是通过强烈的辐射冷却、大规模的下降运动和贯穿对流层的持续冷空气平流来维持的(Ding和Krishnamurti 1987)。与西伯利亚高压有关的行星尺度的下降运动和靠近海洋大陆的上升运动在东亚地区形成了一个强烈的局部哈德莱环流。与哈德莱环流密切相关的是200hPa的东亚西风急流，如图1所示，该急流具有强烈的斜压性、较大的垂直风切变和强的冷平流。在哈德莱环流的上升支部分，施加在非地转南风上的科氏力有利于该急流的维持。青藏高原在冬季风环流模式的形成中起着至关重要的作用，高原不仅在很大程度上控制了对流层低层的流动结构，而且对热直接哈德莱环流和200 hPa急流的影响也很大(Murakami 1987)；巨大的东西走向的高海拔地块也是西伯利亚地区附近冷空气的天然屏障。冷空气阻隔作用对西伯利亚高压的形成和沿高原东部边缘扩散的极冷空气的爆发十分重要(Yeh和Gao 1979; Luo1992)。

图1 1979/80-1994/95年冬季（DJF）平均200 hPa风场（m∙s-1）以及速度势（106m2s-1）

在500hpa上，东亚附近的主流流型(图中未显示)以准静止的沿海海槽为主，这个低槽的强度与地面西伯利亚高压呈准地转关系。东亚急流、西伯利亚高压、500hPa海槽和西太平洋附近的对流中心存在内在联系。这些行星尺度的特征是三维冬季风环流的特征。

图2 1979/80-1994/95年冬季(DJF)东亚平均海平面气压（hPa）以及地面风场（m∙s-1）

b.海平面气压与地面空气温度的变化

冬季平均海平面气压和地表气温变化如图3a和3b所示。海平面气压的标准差表明西伯利亚高压是一个平稳系统。最大的变化发生在西伯利亚高压的西北部和阿留申低压东部，其中阿留申低压东部占主导地位。虽然高纬度地区的气温标准差最大，但中国东部地区的气温也存在较大的变化。这是一个明显的向南延伸的区域。在海平面气压变化中也可以看到类似的、但定义不太明确的向南扩展。这两个变量的向南扩展都是寒潮活动的迹象。

图3c和3d为典型寒潮生命周期6-14天SLP和地表气温总方差的百分比，在中国东部沿海地区，地表气温和SLP总变化的25%以上发生在6-14天的时间尺度上。温度变化的结构表现出比海平面气压更强的地域性，在华东地区具有明显的信号。附近的地表空气温度和海平面气压的功率谱在这些时间尺度上显示出许多共同的谱峰(图中未显示)。这些峰值表明温度与海平面气压变化之间存在着密切的联系，并且与寒潮的特征是一致的。太平洋25°N附近和日本北部的海平面气压差与寒潮没有必然的联系。这些变异极大值是海平面气压的有趣特性，将在以后的工作中进行研究，东亚大陆和南中国海上空的冷空气活动将引起人们的兴趣。

图3 (a)左上，1979/80-1994/95年11月至3月平均海平面气压标准差。(b)右上方，与（a）项相同，但为地面气温(℃, 2 米)。(c)左下，1979/80-1994/95年11月至3月6-14天期间平均解释的SLP总方差百分比。（d）右下，与（c）项相同，但为地面气温（2米）。

4.寒潮和西伯利亚高压

寒潮是平均季风环流中最重要的瞬时扰动。发生寒潮时，受影响地区的地面反气旋向南移动，并伴随地面气温骤降。冷空气爆发的典型情况如下：西伯利亚高压和沿海低槽达到一定强度，再往西越过大陆，高空短波在向东移动的过程中经历了强烈的发展，最终，短波发展成为一个主要的槽，并取代原来的准静止的沿海低槽。在此过程中，地表反气旋向南移动，出现寒潮(1958年中央研究院工作人员)。西伯利亚高压的形成和维持是寒潮发生的必要条件。辐射冷却、贯穿对流层的持续冷平流(通常阻塞乌拉尔山脉)和大规模的下沉运动都有利于西伯利亚高压的维持(Ding和Krishnamurti 1987)。然而，寒潮不能简单的被视为西伯利亚高压向南扩展或时间变化的结果，相反，它们是一个独立的动力实体。西伯利亚高压和寒潮是冬季季风最典型的两种天气现象。两者之间的关系将在4b中进一步讨论。

a.寒潮标准

本研究需要客观的标准来识别寒潮，在文献中可以找到许多关于寒潮的定义。对常用的寒潮定义的总结可以在Boyle和Chen的文章中(1987)中找到。有些寒潮标准是为了天气预报的方便而专门定义的，定义因所研究区域不同而有所不同。例如，中国南海定义的寒潮可能与韩国附近定义的寒潮没有一点关系。如上文所述，寒潮的实质是地表反气旋向南-东南方向的快速移动，以及受影响地区的地表气温显著下降。

在定义寒潮时，我们在特定区域平均必要场，包括一个9格点矩形区域。图4显示了这三个区域：区域1在西伯利亚南部，区域2在华中地区，区域3覆盖中国南部部分地区。利用这些地区的信息，我们对寒潮的定义如下：

  1. (a).当在区域1附近可以识别出一个地表面反气旋时，且反气旋中心海平面气压大于1035 hPa；(b).在该地面反气旋运动过程中，区域2 24-48 h的地表气温下降幅度超过9℃，区域3的地表气温下降幅度超过6℃。则认为寒潮开始(Zhang和Wang 1997的标准)；
  2. (a).反气旋中心负压趋势持续24小时，中心气压小于1025 hPa,(b).东亚大陆25°-50°N，102.5°-117.5°E大部分地区，50%以上的网格点地表气温呈正趋势。则认为寒潮结束。

当满足这些条件时，就将该事件定义为寒潮。阈值大多基于天气经验，可以在一定范围内改变。尽管如此，绝大多数风暴潮将被识别出来，因为寒潮的关键特征由这些标准来代表。此外，由于寒潮影响大面积地表气温和海平面气压，不太可能选择非寒潮事件作为寒潮。

图4 东亚地区确定寒潮的选定分区域。每个区域的大小为5°lat times; 5°long

为验证已识别的寒潮，图5绘制了1987-88年冬季1、2、3区(T1、T2、T3)地表气温时间序列。根据该标准，当地面反气旋达到一定强度时，则T2或T3中任何一个必需的降低将使扰动成为寒潮。在这一季节中所观测到的所有寒潮（从其他来源得知）都与区域2或区域3的气温下降有关。图5说明了气温在特定位置下降的速度及其向南传播的速度。1987年11月下旬发生了有史以来最强烈的寒潮之一，记录的最大表面压力为1081 hPa，三个区域的降温幅度均大于15℃。

利用上述标准所确定的寒潮开始时间、持续时间和频率，与北京气象中心(BMC) 1979-84年(BMC提供了相关数据)的相关定义进行了进一步比较，发现两者之间存在较好的一致性，因此，我们相信寒潮的定义是合适的。

b.寒潮的统计数据、轨迹和空间演化

根据上述标准，1979年至1995年期间已确定了200多次寒潮。表1给出了寒潮和强寒潮的平均频率、强度和持续时间。强寒潮事件是指区域3气温下降至少10℃并且存在

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