蒙古气旋可以作为北方气旋的典型, 一年四季均可出现, 但以春秋季为最多(朱乾根等, 2007)。一般气旋所具有的天气现象都可在蒙古气旋中出现, 其中比较突出的特点是大风, 其带来的降温、风沙、吹雪、霜冻等天气现象都对中国的农业和生态等造成显著的影响。

春季蒙古气旋的活动频数具有明显的年际和年代际变化, 前人利用海平面气压的方法来确定蒙古气旋中心, 他们的研究表明蒙古气旋自1970年代中期到1990年代中后期呈现减少的趋势(Qian et al, 2002; 王新敏, 2007; 张颖娴, 2012)。相对于海平面气压来说, 涡度能够更好的表征气旋生成的过程, 并且在追踪气旋的过程中受到大尺度的背景环流影响较小(Hoskins and Hodges, 2002; Mailier et al, 2006)。Hodges (1994)提出的利用850 hPa涡度场追踪气旋的方法已经得到广泛应用(Sorteberg and Kvingedal, 2006)。因此, 基于该气旋追踪方法和较长时间的数据资料, 有必要重新统计蒙古气旋活动特征, 包括其年际和年代际变化。

气旋的生成和发展受控于高空大气环流的影响(丁一汇, 2005; 朱乾根等, 2007)。前人的观测研究发现, 海洋、积雪、海冰、陆面热力以及土壤湿度的状况会对大气环流造成明显的影响(武炳义等, 1999; 李崇银, 2000; 陈海山和孙照渤, 2003; 徐晨等, 2015)。海温(Sea Surface Temperature, SST)对大范围的大气环流异常影响最为明显(杨修群和黄士松, 1993; 程慧萍和贾晓静, 2014; 赵强和严华生, 2014)。徐海明等(2001)发现冬季较常年偏暖的北大西洋海温可以在欧亚大陆上空激发出反气旋性环流型系统。曲金华等(2006)指出冬季北大西洋中部(25°N-45°N)地区海温偏低(高)会在欧亚大陆激发出正(负)欧亚遥相关环流型从而造成我国的冬季气温偏低(高)。宗海峰等(2008)指出冬季北大西洋(80°W-30°E, 20°N-80°N)海温异常偏暖会造成中西伯利亚高压脊的加强, 有利于冷空气的南下, 并指出其与2008年1月我国南方发生大范围低温冰冻灾害天气密切相关。Liu et al (2014)指出冬季北大西洋(31.5°W-59.5°W, 30.5°N-49.5°N)正(负)海温异常会激发正(负)欧亚遥相关型, 从而造成冬季西伯利亚高压和东亚大槽的加强, 造成我国冬季气温的降低(升高)。张菲燕(2011)指出冬春中北大西洋(25°W-65°W, 25°N-45°N)海温异常偏暖(冷)会在春季欧亚大陆激发出类似于负(正)欧亚遥相关的波列, 可导致春季中国东北地区温度升高(降低)。综合上述, 大多数研究认为冬春季北大西洋海温异常能够激发出类似于欧亚遥相关大气环流型, 冬春季节北大西洋海温升高, 能够造成冬春季节西伯利亚高压脊的增强。战淑云和林玉云(1989)指出冬季2月的北大西洋格陵兰岛南侧海温与春季东亚温带气旋存在明显的负相关性。因此冬春季北大西洋海温对欧亚大陆造成的环流异常与春季蒙古气旋的关系值得关注。

积雪的主要效应是增大地表反照率, 对大气运动总是起冷源作用, 在其消融过程中又会吸收大量热量, 造成当地大气温度的降低(李崇银, 2000)。前人关于积雪对欧亚大陆环流及气候的影响已得出了一些重要成果。陈兴芳和宋文玲(2000)利用相关分析得出冬季欧亚积雪异常偏多会造成夏季东亚地区高度场的降低。陈海山和孙照渤(2003)发现冬季欧亚大陆中高纬地区积雪面积正(负)异常会激发出正(负)欧亚遥相关型, 造成东亚冬季风偏强(弱)。Wu and Kirtman (2007)得出西西伯利亚的春季积雪面积与欧亚大陆巴尔喀什湖以北的200 hPa高度场分布存在明显的负相关关系。Wu et al (2009)指出春季西伯利亚中高纬度雪水当量偏多(偏少)会造成春季贝加尔湖西北侧高度场的降低(升高)。陈海山等人(2013)指出欧亚大陆中高纬春季融雪减少会造成夏季融雪量的增多(减少), 夏季融雪过程中所吸收的热量的增多(减少)会造成高度场的降低(升高)。上述研究大多研究了冬春积雪对大气环流的影响, 而且他们均指出了积雪增多(减少), 会造成贝加尔湖地区高度场的降低(升高)(陈兴芳和宋文玲, 2000; Wu et al, 2009)。春季蒙古气旋大多生成于贝加尔湖南侧及东侧(姚素香等, 2003)。那么, 冬春季西伯利亚积雪究竟如何影响春季蒙古气旋活动？这一问题值得深入探讨。

许蓓(2011)指出, 当冬季欧亚大陆出现类似欧亚遥相关大气环流型时, 冬季雪深场的空间分布表现出欧亚大陆中部与东、西部雪深反相分布的特点。而前人的研究均指出北大西洋的海温变化会激发出欧亚遥相关型, 由此看来, 冬春季北大西洋海温异常与欧亚大陆积雪异常的协同作用可能对春季蒙古气旋的异常活动产生重要影响, 这一问题值得进一步研究。

本文首先采用850 hPa相对涡度场气旋追踪方法(Hodges, 1994), 界定春季蒙古气旋的生成地区, 分析其年际和年代际变化。在此基础上, 揭示春季蒙古气旋异常活动的环流异常特征, 并探讨春季蒙古气旋生成个数与冬春季北大西洋海温异常和欧亚大陆积雪异常的联系, 为春季蒙古气旋异常活动的预测提供依据。

采用NCEP/NCAR全球逐月以及逐日再分析资料, 时间跨度为1948年1月至2013年12月, 逐日资料时间分辨率为一天四次, 水平分辨率为2.5°×2.5°, 垂直方向从1000~10 hPa, 共17层。气象要素包括位势高度场以及温度, 风场。海表温度资料取自美国国家海洋大气局, 时间跨度为1948-2013年, 水平分辨率为2.0°×2.0°。雪深资料取自日本JRA-55再分析资料, 水平分辨率1.25°×1.25°, 时间跨度为1958-2013年。

采用Hodges (1994)基于850 hPa相对涡度局地极大值的气旋追踪方法来确定蒙古气旋, 具体步骤如下: (1) 为了使追踪的850 hPa相对涡度最大值(气旋)不受到大尺度行星波的干扰, 故滤去了大尺度的背景波动(滤掉波数小于5的波动); (2) 判断850 hPa相对涡度场中气旋的特征:局地最大值大于10^-5 s^-1的格点初步判定为潜在的气旋中心, 运用曲线插值的方法将格点的值插到球面上, 使用Goldfarb (1969)介绍的方法找到真实的局地最大值中心所在的位置; (3) 运用“气旋的移动速度和方向必须是连续的”这两个约束条件(Hodges, 1995, 1996)来考察相邻时间步长的局地极大值是否属于同一个气旋; (4) 生命期至少为48 h且移动路径超过1000 km的气旋被认为是真实的气旋。更详细的说明可参考Hodges(1994, 1995, 1996)的文献。

将生成于蒙古国附近的气旋定义为蒙古气旋, 其具体范围为图 1a中的方框所示, 包含区域为85°E-120°E, 42.5°N-55°N, 包含了蒙古国、贝加尔湖地区以及我国内蒙古大部地区, 去除了塔里木盆地的东段(85°E-95°E, 42.5°N-45°N)。可以看出蒙古气旋主要生成与贝加尔湖南侧阿尔泰山脉和杭盖山东侧区域, 这是由于大型山脉背风坡地区所对应的动力作用有利于涡度的增强所导致(Chen et al, 1991)。

图 1(Figure 1)

图 1 19482013年春季蒙古气旋的生成源地(a, 黑点)及气旋个数(b) 图 1a中矩形框表示85°E-120°E, 42.5°N-55°N Figure 1 Distribution of the genesis regions (a, black point) and the frequency (b) of Mongolian cyclones in spring from 1948 to 2013.In Fig. 1a, the rectangular represents the areas of 85°E-120°E, 42.5°N-55°N

由图 1b可见, 1948-2013年66年春季共产生蒙古气旋1169个, 平均每年生成17.7个。从年代际变化来看, 春季蒙古气旋生成个数偏少, 20世纪70年代到90年代初, 蒙古气旋个数偏多, 20世纪90年代到2000年左右, 蒙古气旋个数偏少, 2000年至今蒙古气旋个数又处于稍微偏多阶段。这与王新敏(2007), Qian et al (2001), 张颖娴(2012)得出的我国北方蒙古地区气旋自20世纪70年代中期到90年代中后期呈现减少的趋势的结论基本一致。McCabe et al (2001)得出, 北半球1959-1997年11月至次年3月高纬度(60°N-90°N)气旋有增多的趋势, 而低纬度(30°N-60°N)地区的气旋有减少的趋势, 并且认为是全球变暖导致了北半球风暴轴的北移从而造成了高纬度气旋的增加。因此, 春季蒙古气旋的年代际变化可能受到全球变暖以及与此对应的风暴路径偏移的影响, 有待以后进一步研究。

为了探讨影响蒙古气旋生成的高度场背景环流, 对蒙古气旋个数时间序列做300 hPa与500 hPa高度场回归分析(图 2a、b)可知, 影响蒙古气旋的主要环流系统为巴伦支海地区的正异常中心, 地中海延伸至伊朗高原的正异常带和贝加尔湖西北侧的负异常中心。其中贝加尔湖附近500 hPa高度场负异常中心强度达到-4 gpm以上, 并且在300 hPa中心强度明显增强, 达到-6 gpm。其中贝加尔湖附近负异常中心, 会增强巴尔喀什湖以东, 贝加尔湖以南地区中高层的西北偏西气流, 造成中高层辐散的增强, 从而造成低层蒙古气旋的增多。为了分析春季蒙古气旋个数偏多年与偏少年的大气环流异常特征。根据蒙古气旋个数时间序列, 挑选出大于+1.0σ(标准差)的年, 即挑选出大于20.6个气旋的年份, 将其定义为蒙古气旋偏多年。将小于-1.0σ(标准差)的年定义为蒙古气旋偏少年, 即挑选出少于14.8个气旋的年份。其中偏多年共有11年(1952, 1974, 1975, 1978, 1979, 2000, 2001, 2004, 2010和2013年), 偏少年共有10年(1951, 1953, 1955, 1962, 1965, 1970, 1988, 1996, 1997和2003年), 本文对蒙古气旋个数偏多年和偏少年的高度场异常情况分别进行了合成分析, 并利用stuend-t方法检验其显著性。当蒙古气旋偏多时(图 2c、d), 贝加尔湖西北侧高度场偏低, 巴伦支海和喀拉海东侧欧亚大陆极区沿岸地区有明显的正高度异常出现, 伊朗高原-中亚地区以及地中海-北非地区也存在明显的高度场正异常。其中贝加尔湖附近至我国东北的负高度异常带, 会造成蒙古气旋生成区域的中高层西北偏西气流的增强, 造成低层蒙古气旋的增多。结论与回归场基本类似。当蒙古气旋偏少时(图 2e、f), 在北美东部沿岸, 格陵兰岛-巴芬湾地区, 斯堪的纳维亚半岛, 贝加尔湖西北侧存在明显的波列结构。其中500 hPa (图 2f)贝加尔湖西北侧的正异常中心达到30 gpm, 并且在300 hPa (图 2e)上强度增加, 达到40 gpm。对比分析高度回归场以及合成场的分布, 发现贝加尔湖西北侧的异常中心是影响蒙古气旋的主要环流系统。

图 2(Figure 2)

图 2 春季300 hPa (a, c, e), 500 hPa (b, d, f)蒙古气旋高度场分布(单位: gpm) (a, b)蒙古气旋个数的回归场, (c, d)偏多年的合成场, (e, f)偏少年的合成场, 深浅阴影区分别表示通过95%, 90%的信度检验 Figure 2 Geopotential height distribution on 300 hPa (a, c, e) and 500 hPa (b, d, f) in spring. (a, b) regression distribution at the frequencies of Mongolian cyclones, (c, d) height anomaly distribution of the years with high frequencies of Mongolian cyclones, (e, f) height anomaly distribution of the years with low frequencies of Mongolian cyclones. The darker (lighter) shaded represents statistical passed the significance level at 95% (90%)

为了探讨蒙古气旋所对应的海温外强迫场, 同样选取蒙古气旋个数大于1个标准差和小于1个标准差的年份, 进行蒙古气旋生成偏多年与偏少年的冬季与春季海温距平合成场的分析。从蒙古气旋的偏多年海温距平合成场(图 3a、b)可以看出, 蒙古气旋偏多年, 在格陵兰岛东侧有明显的海温正异常, 并且从冬季持续到春季, 然而在蒙古气旋与海温的相关场上, 格陵兰岛东侧的海温异常区域并不明显(图略)。蒙古气旋偏少年海温距平合成场显示北大西洋格陵兰岛南部海域冬季至春季有明显的正异常(图 3c、d), 并且冬季海温异常中心强度达到了0.6 ℃, 与蒙古气旋与海温相关场的负相关中心几乎一致(图略), 并且北大西洋格陵兰岛南部的负异常中心在相关场上一直持续到春季。为了探讨关键区海温对春季蒙古气旋的可能影响, 分别选取格陵兰岛东侧以及北大西洋格陵兰岛南侧关键区做海温区域平均, 选取出海温大于1个标准差的年份, 对其进行高度场距平合成分析。其中格陵兰岛东侧海温关键区所激发出的高度异常场并不能解释蒙古气旋个数变化的原因, 而且此处海温与蒙古气旋个数的相关也并不明显。因此蒙古气旋偏多可能是由于其他外强迫因子造成。北大西洋格陵兰岛南侧的海温异常可能是造成蒙古气旋减少的原因。

图 3(Figure 3)

图 3 蒙古气旋偏多年(a, b)与偏少年(c, d)冬季(a、c)至春季(b、d)的海温距平场合成分布(单位: ℃) 深浅阴影表示通过95%和90%的信度检验, 图 3c中矩形框表示40°N-55°N, 33°W-50°W Figure 3 Composites showing the SST anomaly distribution of the years with high frequencies (a, b) and low frequencies (c, d) of Mongolian cyclones in winter (a, c) and spring (b, d). Unit: ℃. The darker (lighter) shaded represents statistical passed the significance level at 95% (90%), the rectangular represents the areas of 40°N-55°N, 33°W-50°W

为了探讨冬季北大西洋格陵兰岛南侧海温对当年冬季以及春季欧亚大陆大气环流的影响, 选取了冬季关键区(即图 3c中方框区域)海温大于1个标准差的年份进行了高度场距平合成分析。当冬季北大西洋格陵兰岛以南的海温正异常时, 冬季300 hPa高度场(图 4a)上存在3个通过90%信度检验的高度场异常中心, 分别位于格陵兰岛南部, 北非西侧, 乌拉尔山北侧。格陵兰岛南部为明显的高度场正异常区域, 其中北非西侧为明显的高度场负异常区, 乌拉尔山以北则为明显的高度场正异常区。而格陵兰岛南部的高度场正异常区域, 与海温正异常区域明显对应, 因此可以认为是海温的正异常激发出类似的高度异常场。500 hPa高度距平合成场(图 4b)与300 hPa高度距平场分布几乎一致。这与Liu et al (2014)的结果具有一致性, 他们指出冬季北大西洋海温的增加会激发出正的EU遥相关型波列, 从而对我国的冬季季风产生影响。

图 4(Figure 4)

图 4 冬季北大西洋格陵兰岛南侧关键区海温偏高年的300 hPa (a, c), 500 hPa (b, d)冬季(a, b), 春季(c, d)高度场距平合成场(单位: gpm) 深浅阴影表示通过了95%, 90%信度检验 Figure 4 Composites showing the height anomaly distribution on 300 hPa (a, c) and 500 hPa (b, d) of the years with high SST over the southern Greenland in winter (a, b) and spring (c, d). The darker (lighter) shaded represents statistical passed the significance level at 95% (90%)

从春季的距平合成场(图 4c、d)可以看出, 贝加尔湖以北为明显的高度场正异常区域, 300 hPa高度场(图 4c)上中心强度达到了25 gpm, 500 hPa高度场(图 4d)上中心强度达到了15 gpm, 蒙古气旋生成区域处在高度场正异常区域的东南侧, 不利于蒙古气旋的生成。然而这种环流型波源地区并不是位于北大西洋地区。而且对于春季北大西洋格陵兰岛南侧海温关键区温度大于1个标准差年份的高度场合成分析中, 高度场的异常并不能很好的解释蒙古气旋个数的变化。故春季贝加尔湖西北侧位势高度场的正异常可能并不是由北大西洋格陵兰岛南侧的冬春季海温直接造成。冬季的海温异常必然会通过其它外强迫场的连接作用对春季的蒙古气旋造成影响。

Ogi et al (2004)指出大气遥相关因子可以储存在雪盖, 地表, 海洋等外强迫场从而对之后的大气环流造成影响。前人的研究均指出了积雪变化对贝加尔湖地区大气环流的显著影响(陈兴芳和宋文玲, 2000; Wu et al, 2009)。因此分别选取蒙古气旋个数大于和小于1个标准差的年份进行积雪深度距平合成分析, 因为积雪在5月已经大部分融化(图略), 故主要考虑冬季以及3、4月平均的积雪深度变化来探讨其对蒙古气旋的影响。

从蒙古气旋偏多年的积雪深度距平分布(图 5a、c)可以看出在蒙古气旋偏多年, 乌拉尔山北部冬季(图 5a)至3、4月(图 5c)均存在明显的积雪深度正异常区域, 且均达到了0.1 m以上, 在3、4月合成场上(图 5c)巴尔喀什湖北侧也存在明显的正异常中心。从蒙古气旋偏少年的积雪深度距平分布(图 5b、d)可以看出蒙古气旋偏少年在乌拉尔山北部地区冬季(图 5b)至3、4月(图 5d)存在明显的雪深负异常中心, 且负异常中心达到了-0.15 m, 且此区域与蒙古气旋偏多年合成场的正异常中心一致。通过蒙古气旋个数与雪深的相关场(图 5e、f)可以看出冬季在乌拉尔山(图 5e)北部存在明显的正相关中心, 中心强度达到0.40以上。3、4月(图 5f)在乌拉山北部的正异常中心稳定维持且向东南扩展。选取冬季与3、4月(50°N-68°N, 50°E-60°E)的雪深做区域平均, 将其作为乌拉尔山雪深关键区指数, 发现蒙古气旋与冬季乌拉尔山雪深关键区的雪深指数相关达到了0.42, 与3、4月合成的雪深相关达到了0.50, 均通过了95%的信度检验。可以看出蒙古气旋与雪深指数的变化具有较好的对应关系(图 6)。因此乌拉尔山北部的积雪深度会对蒙古气旋的产生造成明显的影响。至于3、4月巴尔喀什湖北部积雪深度变化对蒙古气旋的影响有待之后进行研究。

图 5(Figure 5)

图 5 冬季(a, b, e)与3, 4月(c, d, f)蒙古气旋个数偏多(少)年积雪深度距平(a~d, 单位: m)及气旋个数与积雪深度的相关场(e, f) (a, c)偏多年, (b, d)偏少年, (e, f)相关场, 图 5a~d中等值线间隔为0.05 m, 图 5e, f中等值线间隔为0.2, 深浅阴影表示通过95%, 90%的信度检验, 图中矩形框为60°N-68°N, 50°E-60°E Figure 5 The composites showing snow depth anomaly (a~d, unit: m) of the years with high (low) frequencies of Mongolian cyclones for the winter (a, b, e) and March, April (c, d, f), and its correlation coefficient of the snow depth index with the frequencies of Mongolian cyclones (e, f). In Fig. 5a~d, the contour interval is 0.05 meters, in Fig. 5e and f, the contour interval is 0.2.The darker (lighter) shaded represents statistical passed the significance level at 95% (90%), the rectangular represents the areas of 60°N-68°N, 50°E-60°E

图 6(Figure 6)

图 6 春季蒙古气旋个数与乌拉尔山北部区域雪深标准化时间序列 (a) 12月至次年2月, (b) 3、4月 Figure 6 Standardized frequencies of spring Mongolian cyclones and northern Ural Mountains snow depth index of winter (a) and March, April (b)

许蓓(2011)指出, 冬季北大西洋的海温变化首先会激发欧亚遥相关波列, 从而影响冬季欧亚大陆积雪深度的变化。本文也发现冬季乌拉尔山北部关键区的积雪深度与冬季格陵兰岛南侧关键区的海温指数相关达到-0.39, 通过95%的信度检验(图略)。并且此处雪深关键区位于北大西洋格陵兰岛南侧海温所激发出的波列正异常中心区域, 高压脊前的下沉作用增加了此地的温度, 造成了此处积雪深度增加的减慢。因此冬季北大西洋格陵兰岛南侧的海温会影响乌拉尔山地区的大气环流, 从而造成乌拉尔山北部积雪深度的变化。

Wu et al (2007)研究指出欧亚大陆高纬度区域冬季与春季的雪深具有很好的一致性, 冬季雪盖深度的变化可以决定后期春季的雪盖深度, 并指出高纬度地区的冬季积雪面积并不能很好的表征冬季的积雪效应, 然而在春季积雪深度和积雪面积也有很好的相关性。本文对冬季与3、4月平均的乌拉尔山北部关键区的雪深做相关分析, 二者相关达到0.66以上, 通过99%的信度检验。因此本文主要选取3、4月关键区合成的积雪深度做区域平均, 将其作为雪深指数, 探讨其对欧亚大陆大气环流的影响。

雪盖主要通过影响地表反照率以及土壤温度和湿度而对大气环流和气候变化产生影响(李崇银, 2000)。对3、4月乌拉尔山关键区的雪盖深度指数做回归分析(图 7a)可以看出, 春季乌拉尔山北部雪盖的增厚, 增加了地面反射率, 并且积雪的融化促使了此地区温度的降低, 会造成巴尔喀什湖北部, 贝加尔湖西部300 hPa高度场上明显的负异常, 中心强度达到了12 gpm。北部高度场的负异常分布增强了低层的上升作用, 40°N以南则为正异常区域, 而南部正异常区域则增强了南部暖空气与北部冷空气的交汇, 增加了大气的斜压性, 有利于贝加尔湖附近地区蒙古气旋的产生。500 hPa (图 7b)高度场负异常中心比高空300 hPa负异常中心偏弱, 但异常中心基本一致。陈兴芳和宋文玲(2000)发现冬季欧亚积雪与巴尔喀什湖北侧, 贝加尔湖西北侧的500 hPa高度场存在明显的负相关关系, 并且指出冬春季强反照率的冷却作用, 造成了上空高度场的降低, 并且由于西风带的平流作用, 高度场的降低中心区位于冷源的下游。本文的研究结果与之类似。Wu et al (2009)也指出春季欧亚大陆积雪和雪深的减少会造成局地温度的升高从而在贝加尔湖附近激发出正的高度场异常。左志燕等(2011)在对中国大陆南方地区春季降水与欧亚大陆积雪的联系的研究中, 也指出西伯利亚(55°N-70°N, 60°E-120°E)积雪的偏少, 会在贝加尔湖西北侧造成异常的高压, 造成其南侧存在一个明显的反气旋式环流。其中反气旋式环流所处的地区与本文中所定义的蒙古气旋位置基本一致。

图 7(Figure 7)

图 7 3, 4月积雪深度指数回归的春季300 hPa (a), 500 hPa (b)位势高度场(单位: gpm) 深浅阴影表示通过95%, 90%的信度检验 Figure 7 The regression of geopotential height (unit: gpm) by snow depth index of March, April on 300 hPa (a) and 500 hPa (b) in spring. The darker (lighter) shaded represents statistical passed the significance level at 95% (90%)

对雪深指数回归的850 hPa温度场(图 8a)可以看出在贝加尔湖南侧出现了明显的正异常中心, 中心强度为0.1 ℃, 在贝加尔湖西北侧则有明显的负异常中心出现。对蒙古气旋个数回归的850 hPa温度场(图 8b)显示在巴尔喀什湖北部, 贝加尔湖西北部, 有明显的温度负异常区, 在贝加尔湖南侧则有明显的正异常区, 与图 8a基本一致。这也反应了积雪深度的增加会导致地表反射率的增大, 而且春季积雪融化吸热会造成空气温度降低, 因此积雪深度的增加会造成大气低层温度的降低。这种北冷南暖的温度异常分布增加了南北的温度梯度, 有利于蒙古气旋的产生(Qian et al, 2002, Zhu et al, 2008), 而南北温度梯度的增加也有利于热成风的生成, 增强了高层的纬向风, 增强了高层的辐散作用, 有利于低层斜压性的增长。

图 8(Figure 8)

图 8 3、4月积雪深度指数(a)及春季蒙古气旋个数(b)回归的春季850 hPa的温度场分布(单位: ℃) 深、浅阴影表示通过95%, 90%的信度检验 Figure 8 The regression of spring air temperature (unit: ℃) on 850 hPa by snow depth index of March, April (a) and the frequencies of spring Mongolian cyclones (b). The darker (lighter) shaded represents statistical passed the significance level at 95% (90%)

最大斜压增长率指标被广泛运用于中纬度斜压不稳定的发展研究中(Lindzen and Farrell, 1980)。其公式为:

式中: f是科里奥里力参数, |v|是水平风速可以近似等于纬向风, z是垂直高度, N是浮力频率。其中本文中的纬向风切变∂|v|/∂z的两层分别为700 hPa与925 hPa, 分析850 hPa最大斜压增长率对春季3、4月积雪深度(图 9a)与春季蒙古气旋个数(图 9b)的回归场空间分布显示, 在蒙古气旋生成区域, 有明显的斜压增长率正异常中心, 积雪冷却效应造成的南北温度梯度的增加, 热成风的增强使得高低层纬向风切变增强, 斜压增长率增大, 有利于蒙古气旋的生成。张颖娴(2012)得出温带气旋的主要源地都对应着斜压增长率的大值区。该结论很好的佐证了本文的观点。

图 9(Figure 9)

图 9 3、4月积雪深度指数(a)及春季蒙古气旋个数(b)回归的春季850 hPa斜压增长率(单位: d-1) 深、浅阴影区表示通过99%, 95%的信度检验, 图中矩形框表示85°E-120°E, 42.5°N-55°N Figure 9 The regression of spring 850 hPa eady growth rate on the snow depth index of March, April (a) and the frequencies of spring Mongolian cyclones (b). The darker (lighter) shaded represents statistical passed the significance level at 99% (95%). The rectangular represents 85°E-120°E, 42.5°N-55°N

由此可见, 当冬春季乌拉尔山北部地区的积雪深度偏大, 会造成贝加尔湖西北地区高度场的降低, 850 hPa温度场南北温度梯度增大, 蒙古气旋生成区域斜压增长率增大, 有利于蒙古气旋的生成。反之, 乌拉尔山北部地区冬季积雪深度减少, 春季蒙古气旋个数减少。

(1) 影响蒙古气旋生成的主要环流系统位于贝加尔湖西北侧。

(2) 当冬季北大西洋格陵兰岛南侧海温升高时激发出的遥相关模态, 造成乌拉尔山北部地区高度场升高, 其下沉增温作用减小了冬春季节的雪盖深度, 造成此地区春季温度的上升, 促使贝加尔湖西北部高度场正异常中心的产生, 从而造成蒙古气旋的减少。

(3) 乌拉尔山北部地区的冬季积雪深度可以作为预测春季蒙古气旋个数的前兆因子。当乌拉尔山北部地区的冬季积雪深度增大(减少), 会一直持续到春季, 产生的热力作用会造成贝加尔湖西北侧高度场的降低(升高), 低层南北温度梯度增大(减小), 850 hPa蒙古气旋生成区域斜压增长率增大(减小), 从而造成春季蒙古气旋个数增加(减少)。

本文仅仅从北大西洋海温与冬春季节积雪深度两方面探讨了其对蒙古气旋的影响, 值得注意的是在春季蒙古气旋合成环流场中可以注意到北极巴伦支海地区也有明显的高度场正异常出现, 而且巴伦支海海冰的减少对中高纬大气环流的影响已经得到了很多人的重视(武炳义等, 1999)。因此未来海冰的变化对蒙古气旋的影响值得研究。