2018, Vol. 37
21世纪以来, 气候变化越来越受到关注。气候的异常变化已经对地球系统产生了一系列的影响, 全球海陆表面平均温度呈线性上升趋势, 平均升高0. 85 ℃(IPCC, 2013), 极端天气事件的频发对社会经济和人类生活造成了严重危害(Beniston et al, 2007; Changnon et al, 2000)。在过去40年中, 全球气候变化以及相关的极端气候事件所造成的经济损失平均上升了10倍。极端温度事件是极端天气气候事件的重要组成部分, 它和全球变暖有着十分重要的联系, 其中冬季作为全球气候变暖较为敏感的季节, 冬季极端气温事件愈发频繁, 对人类生产生活影响较大(严小东等, 2017), 同时它对全球平均温度变化的敏感性较大(Yang et al, 2008; You et al, 2011)。因此, 深入系统的研究极端低温事件有助于更好的了解气候变化规律, 同时对极端天气气候灾害的监测预报也有一定的指导意义。
在全球增暖的大背景下, 极端温度变化显著, 全球暖夜数显著增加, 而陆地70%的地区冷夜数明显减少(Alexander et al, 2005)。20世纪加拿大冷夜、冷日呈减少趋势, 暖夜、暖日呈现增加趋势(Vincent et al, 2006), 近几十年来, 欧洲冬季最低温度加倍升高, 上升趋势是平均温度的3倍(Yan et al, 2002; Klein et al, 2003)。亚洲及中国大部分地区的温度也呈现显著增加趋势(唐国利等, 2009; 赵宗慈等, 2005)。全国年平均最低气温比平均最高气温上升明显, 北方地区上升更加显著, 且上升速率随纬度的增加而增加(任福民等, 1998; 唐红玉等, 2005; 周雅清等, 2009)。东部地区夏季日最高温度在近35年来整体处于增长趋势, 长江中下游以及内蒙古东部地区增长趋势明显(张婷等, 2017; 张英华等, 2016)。从全国范围来看, 极端低温事件呈显著减少减弱趋势, 偏冷的气候极值减轻(王会军, 2010; 任国玉等, 2010; 王岱等, 2016), 北方大部分地区低温日数为减少趋势(Zhai et al, 1999)。但近几年我国范围内极端低温事件频发, 影响范围大且持续时间长(丁一汇等, 2008; 高辉等, 2008; 苗春生等, 2010; 施春华等, 2016; 卢楚翰等, 2012)。另外, 许多学者对我国北方不同区域也进行了不少研究。北方干旱和半干旱地区, 最低温度发生的频率显著减小(马柱国等, 2003); 近45年来中国西北年极端低温发生频次的减少趋势更显著(杨金虎等, 2006); 东北地区发生极端低温事件显著减少, 最低温度对平均气温的年代际升温趋势贡献更明显(于秀晶, 2004; 赵玲等, 2009)。
极端低温与中高纬度大气环流异常有关。东北春季极端低温事件与中高纬的乌拉尔山高压, 东亚大槽, 阿留申低压, 东北冷涡密切相关(张霏燕等, 2011); 华北地区冬季持续性异常低温与大气低频环流场密切相关(刘樱等, 2016); 黄河流域几乎所有站点的极端低温事件都有明显减少, 并且主要由冬季极端低温的升高导致年平均温度呈现显著上升趋势(Zhang et al, 2008)。区域气候异常是大气环流异常作用的结果, 高度场异常分布型是由外强迫源所激发的准定常波频散引起的, 且该波源在传播过程中可以从基本气流吸收能量用以维持自身发展(Hoskins et al, 1981; Simmons et al, 1983)。欧亚遥相关型(EU)与同期中国东部气温呈显著的负相关关系(刘毓赟等, 2012); 北极涛动AO(Arctic Oscillation)和北大西洋涛动NAO(North Atlantic Oscillation)可以影响亚洲夏季风200 hPa急流的强度和位置, 并且冬季NAO与3月中国西南地区的气温具有显著的相关关系(Yang et al, 2004)。与NAO负位相相关的乌拉尔山阻塞事件强度更大, 引起中国冬季降温也更显著(肖贻青, 2017)。NAO通过加强对流层纬向风, 为青藏高原中下游产生厚厚的云创造有利的条件; 强烈的云辐射作用触发了中国西南地区对流层低层的降温, 进一步刺激了云量的增加(Li et al, 2005)。
目前对极端低温事件的研究大多侧重于揭示其趋势变化, 缺乏对造成我国极端低温事件因子的分析。本文将从大气环流、海温等方面探究不同年代极端低温事件成因, 试图进一步弄清华北地区春季极端低温的时空特征和变化规律, 探讨海温模态异常等与春季极端低温事件的可能联系, 从而为预测和评估极端低温奠定基础。
2 资料选取与方法介绍 2.1 资料选取利用国家气候中心整编的1961-2010年春季753个测站逐日温度资料, 以及中国气象数据网整编的2011-2015年753个测站逐日温度资料, 选择出温度资料相对完整的、30°N以北的中国北方501个观测站点作为研究对象。再分析资料采用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)提供的水平分辨率为0. 75°×0. 75°的全球1979-2015年逐月再分析数据。另外海温资料采用英国哈德莱中心(Hadley Center)提供的1871-2011年逐月全球海温资料, 水平分辨率为1°×1°。(https://climatedataguide.ucar.edu/climate-data/sst-data-hadisst-v11)
2.2 方法介绍中国春季3月正是寒潮和强冷空气活动最频繁的时期。因此将以3月作为典型月, 来代表中国北方春季进行极端低温的研究与讨论。
对于极端低温问题从降温幅度角度考虑, 本文将1961-2015年中国北方区域每站准双周(15天)最低温度距平定义为冷偏差。将冷偏差序列进行升序排列, 通过使用百分位法(翟盘茂等, 2003), 第95个百分位值的55年平均值定义为极端低温事件的阈值; 同时将冷偏差超过1 ℃以上的持续时间, 定义为冷强度, 冷强度序列的第70个百分位值的55年平均值也定义为极端低温事件的阈值。如果某日的冷偏差、冷强度超过了该日的极端低温事件的阈值, 则认为该日出现了极端低温事件。
采用EOF分析方法、百分位法, 分析站点春季极端低温的时空分布特征。采用线性回归、合成分析和相关分析的方法来研究极端低温与大气环流的关系。另外采用Takaya (1997)定义的三维波作用通量描述准定常波的能量传播特征, 最后通过使用SVD奇异值分解方法来探究北大西洋海温与垂直波作用通量的相关关系。
文中所涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1545号的中国地图和GS(2016)1558号的世界地图制作, 底图无修改。
3 结果与分析 3.1 低温年代际特征 3.1.1 北方春季低温的平均分布特征中国北方春季低温分布有较大的差异, 因此为了更全面地了解春季中国北方的低温时空分布特征, 使用EOF经验正交分解法对1961-2015年中国北方(28°N5-5°N, 73°E-135°E)春季3月冷偏差资料进行时空分解(图 1)。其中前3个模态的方差贡献超过了93%, 因此可以认为前3个模态基本可以用来表示中国北方春季极端低温的空间分布。
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图 1 中国北方春季低温EOF分析前三个模态的空间分布(左)及相对应的标准化时间系数(右) Fig. 1 The spatial distribution (left) and the normalized time coefficient (right) corresponding to first three EOF modes of spring low temperature in northern China |
其中第一模态的方差贡献率为88. 9%。在空间分布上整体反映出北方春季(3月)低温在东北地区及青藏高原地区的负位相变化趋势特征。主要降温大值区位于北疆、东北的黑龙江、吉林、内蒙古中部及青藏高原部分地区, 对应的时间序列整体上表现出明显下降的趋势, 在20世纪80年代后期有明显的波动下降趋势, 同时20世纪90年代中期及21世纪初也呈现出波动下降的趋势, 其中2010年前后有比较明显的下降及上升的波动趋势。第二模态解释了总方差贡献的2. 8%。其空间分布呈现出低温在南疆和西南地区与其他地区趋势相反的变化特征, 其中南疆、青藏高原地区呈现出正位相变化趋势; 北疆、华北及江南地区呈现出负位相变化趋势, 其对应的时间序列呈现出较大的波动, 但整体呈现出缓慢下降的趋势。第三模态解释了总方差贡献的2%。其对应的空间分布表现出南疆、东北和华北地区呈现正位相的变化趋势, 而其他地区都表现出负位相的变化趋势, 其对应的时间序列呈现出较大的波动幅度。这表明在全球气候变暖的背景下, 中国北方春季极端低温呈现出明显的下降趋势, 发生频次总体上在不断减少, 同时波动性较大, 波动振幅较大。
3.1.2 北方春季低温的分区结合北方春季低温的EOF经验正交分解及降温幅度的不同, 本文大致将北方春季低温从东向西分为8个区域(图 2, 由于西藏地理位置高, 台站很少, 所以未将其分区)。Ⅰ区位于东北地区, Ⅱ区位于华北及辽东半岛地区, Ⅲ区位于陕甘宁地区, Ⅳ区位于江淮地区, Ⅴ区位于四川盆地, Ⅵ区位于青藏高原地区, Ⅶ区位于南疆塔里木盆地地区, Ⅷ区位于北疆准葛尔盆地地区。其中Ⅱ区华北及辽东半岛地区, 大致为35°N-41°N, 112°E-123°E, 为主要的研究区域。
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图 2 北方3月低温气候分区 Fig. 2 The sub-regions of low temperature in northern China |
极端事件是系统演化的极端状态或是系统受到外界扰动而导致的异常状态, 不属于系统自身正常演化状态的范畴(杨萍等, 2008)。极端低温的发生发展不仅表现在空间尺度上, 在时间尺度上也有所体现, 计算1961-2015年春季(3月)8个区域冷偏差超过阈值的次数, 除以总次数得到极端低温的发生频率, 统计结果如图 3。从图 3中可以看出, 不同年代各个区域春季极端低温的频率变化不同, 波动较大。8个区域在20世纪80年代前后和21世纪前后都具有极端低温冷偏差发生频率增大的现象。另外在Ⅲ区、Ⅴ区、Ⅵ区和Ⅷ区70年代前后也存在着冷偏差频率增大的现象。
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图 3 北方春季(3月)8个区域极端冷偏差发生频率 Fig. 3 The eight regions extreme cold bias frequency in Northern spring (March) |
主要研究区域Ⅱ区20世纪60年代初发生低温的频率比较高, 随后频率逐渐下降, 到70年代为一谷值, 接着80年代初、20世纪末21世纪初达到峰值, 之后低温频率开始波动下降, 又在2010年前后出现明显的极端低温事件, 接着迅速下降后保持平稳, 冷偏差波动较大。60年代、80年代前后及21世纪附近为Ⅱ区极端低温冷偏差的三个年代际尺度时间段, 极端低温事件的发生具有明显的年代际特征。
3.1.4 冷强度再从另一个角度冷强度对极端低温事件进行阐述。同理计算1961-2015年春季(3月)8个区域冷强度超过阈值的次数, 除以总次数得到极端低温的发生频率(图 4)。从图 4中可以看出, 除Ⅶ区外其他区域在80年代前后、21世纪前后都具有明显的极端低温冷强度发生频率增大的现象。
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图 4 北方春季(3月)8个区域极端冷强度发生频率 Fig. 4 The eight regions extreme cold strength frequency in Northern spring (March) |
其中Ⅱ区在20世纪60年代初、70年代初、80年代初、20世纪末21世纪初期及2010年前后极端低温频率都达到峰值。80年代中期为一谷值, 接着80年代末期开始缓慢上升, 最后到20世纪末21世纪初期达到峰值。21世纪后极端低温发生次数明显增加, 冷强度频率波动较大, 冷强度更加显著。60年代前、70年代前、80年代前后及21世纪附近为Ⅱ区极端低温冷强度的4个年代际尺度时间段, 这与根据冷偏差来确定极端低温事件发生的时期大致相同。综上所述, 从冷偏差和冷强度来看, 中国北方华北地区春季(3月)极端低温都具有明显的年代际特征。
3.2 两类年代际极端低温的环流特征对比极端低温是由大范围环流背景的异常直接导致的, 由于20世纪80年代前后和21世纪是近60年来极端低温年代最显著的时间段, 因此本文主要针对这两个时间段进行极端低温特征分析并探究其成因。从80年代前后(1979-1982年)典型极端低温年份对应的500 hPa环流距平场[图 5(a)]上可以看出, 整体上呈现出“三波型”结构, 波长较短, 稳定性较差, 低温持续时间较短。在中高纬度上从北大西洋到贝加尔湖地区波列结构不明显, 在格陵兰岛地区呈现明显的正异常中心, 而在北欧和西西伯利亚地区上空为明显的负异常中心。从位势高度的气候场可看出, 由于蒙古地区上空较强较大范围的气旋性距平, 使得槽加强, 华北地区处于槽后西北气流控制, 该地区有较强的冷空气堆积, 因此造成华北地区大范围的降温。另外从850 hPa温度距平场[图 5(c)]可以明显看出, 在我国华北地区也存在着明显的温度负距平, 对华北地区有着明显的影响, 造成剧烈的降温。
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图 5 20世纪80年代前后(1979-1982年)和21世纪(2004, 2007和2015年)500 hPa高度距平场(阴影, 单位: ×10-1m2·s-2)和位势高度气候平均场(上)(等值线, 单位: ×10-4m2·s-2), 850 hPa温度距平场(阴影, 单位: K)和温度气候平均场(下)(等值线, 单位: ×10-4m2·s-2) 阴影打点区域为通过显著性检验的区域, 方框为80°E以东的我国北方地区 Fig. 5 The distribution of geopotential height anomaly field (the shaded, unit: ×10-1m2·s-2) and climatic field (isoline, unit: ×10-4m2·s-2) at 500 hPa (up), temperature anomaly field (the shaded, unit: K) and climatic field (isoline, unit: ×10-4m2·s-2) at 850 hPa (down) in the 1980s (1979-1982) and 21st century (2004, 2007 and 2015). The dot areas have passed the confident level. The rectangle represents 80°E east of north China |
接下来对21世纪(2004, 2007和2015年)典型极端低温年份对应的500 hPa环流距平场[图 5(b)], 整体的环流形势上呈现出“准两波型”的结构, 波长较长, 稳定性较好, 低温持续时间较长, 并且在中高纬度北大西洋到欧亚大陆上空存在明显的“-+-”波列结构。在北欧-乌拉尔山地区存在着明显的正异常中心, 而在格陵兰岛和贝加尔湖西侧地区有着明显的负异常中心。在我国北方地区上空为气旋式异常, 使槽加强, 从而造成受该槽控制下的华北地区温度下降。从图 5(d)分析得出, 明显的温度负距平主要分布在北西伯利亚及贝加尔湖地区, 而我国北方地区没有较为明显的温度负距平。
综上所述, 21世纪极端低温的环流形势异常场在欧亚大陆上空存在明显的波列结构, 与平均场相比, 北欧地区叠加正异常脊加强, 而贝加尔湖西侧叠加负异常使得槽偏西, 同时北大西洋叠加负异常使得槽偏东, 具有波长增大的趋势; 而80年代前后的波列结构不明显, 但是有明显的经向漂移; 这表明80年代前后和21世纪我国华北发生极端低温事件的环流形势存在着明显经向和纬向异常的现象。本文接下来寻找80年代前后和21世纪中高纬度欧亚大陆环流具体异常区, 定量分析环流异常的原因, 并加以对比分析。
3.3 极端低温与欧亚波列的遥相关关系 3.3.1 欧亚波列模态由于经向风场和持续性极端低温的发生有着密切联系, 对1979-2015年欧亚大陆经向风场进行EOF分析(图 6)可以看出, 欧亚大陆的波列模态分布存在着正负中心交替出现的现象, 在中高纬度上呈现出“+-+-”的波列分布。在北大西洋和西西伯利亚地区存在着正中心, 而在北欧和贝加尔湖东侧存在着负中心。在北大西洋和北欧地区两者地区之间存在着反气旋; 同理在乌拉尔山地区存在着气旋; 在贝加尔湖西侧地区之间存在着反气旋。随着经度的改变, 风速极值中心在纬向上向北移动, 呈现出东北-西南走向。而风场分布集中性更强, 但交错分布的波列特征依旧明显, 经向北风的加大有利于中高纬冷空气向华北地区的输入, 从而有利于持续性异常低温事件的发生。在中高纬模态分布上存在着和图 5(b)高度距平场类似的“-+-”的波列, 明显反映出欧亚波列EU的分布形态。在格陵兰岛湖地区存在着负中心, 被强北风控制, 而在新地岛以南地区存在正中心, 被强南风控制, 因此在两者之间的欧洲西部地区存在着气旋, 同理在贝加尔湖西部地区存在着反气旋。从格陵兰岛激发的波列沿着西北方向传播, 通过新地岛、贝加尔湖地区继续传播进而影响我国北方地区。
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图 6 欧亚大陆经向风经EOF展开的前两个特征向量的空间分布(左)及其时间系数(右) Fig. 6 The first and second EOF modes and their time coefficients of Eurasian meridional wind |
再从图 6(b)和6(d)时间系数上分析, PC1时间系数有减小趋势, 而PC2时间系数有增大趋势, 在20世纪90年代后期有明显的转折点, 在此之前主要以冷位相为主, 之后以暖位相为主。
3.3.2 欧亚波列模态与冷偏差和冷强度为了探究中高纬上空存在的欧亚波列模态与极端低温的联系, 选取1979-2015年的欧亚波列模态(PC1、PC2)分别与1960-2015年华北地区的冷偏差进行相关分析(图 7和表 1)。发现PC2与冷偏差呈正相关关系, 相关系数达到了0. 289, 且通过了90%的显著性检验, 但PC1与冷强度相关性不好。而欧亚波列模态(PC1、PC2)与冷强度没有显著性相关关系(图略)。上述分析表明, 欧亚波列模态(PC2)与冷偏差的发生有着密切的联系, 对极端低温事件的发生有一定影响。
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图 7 冷偏差与欧亚波列模指数PC1和PC2的相关关系 Fig. 7 The correlation between cold bias and Eurasian wave model index PC1 and PC2 |
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表 1 冷偏差与欧亚波列模指数(PC1、PC2)的相关系数 Table 1 Correlation coefficients between cold bias and Eurasian wave model index PC1 and PC2 |
由Mann-Kendall方法(Mann, 1945)分析表明波列时间序列在1997年大致是转折点。所以, 本研究分别对1997年前后欧亚波列模指数(PC1、PC2)与1979-2015年春季(3月)500 hPa位势高度距平场进行回归分析(图 8), 研究欧亚波列模指数与环流场之间的联系。从图 8(a)中可以看出, 1997年以前欧亚波列模指数PC1回归的位势高度距平场上从北大西洋到欧亚大陆上空中高纬存在着一个自西向东的波列, 呈现出“-+-+”的波列分布形态。其中两个显著的正相关中心分别位于西欧和贝加尔湖地区, 两个显著的负相关中心位于北大西洋格陵兰岛和东欧平原, 这与图 6(a)中PC1在高度场的分布相类似。而图 8(c)中正负相关中心位置与PC1恰好相反。
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图 8 1997年以前和以后欧亚波列模指数PC1、PC2回归的500 hPa位势高度距平场 阴影打点区域为通过90%信度检验的显著区域, 方框为80°E以东的我国北方地区 Fig. 8 The regression of 500 hPa geopotential height anomaly field on the Eurasian wave model index during the before and after 1997. The dot areas have passed the confident level of 90%. The rectangle represents 80°E east of north China |
图 8(b)中高纬依然存在着明显波列的结构, 正负相关中心位置与图 8(a)相似, 但西欧和贝加尔湖地区两个正相关中心范围减小, 中大西洋和西西伯利亚地区为两个负相关中心。从图 8(d)中可以看出, 波列整体从西北向东南方向呈现出“+-+-”的分布。在中高纬上格陵兰岛和里海-巴尔喀什湖地区为正相关中心, 而在西欧及贝加尔湖东侧为负相关中心, 这与图 6(c)中PC2在高度场的分布相类似。对比图 8(c)和8(d), 1997年前后PC2回归500 hPa位势高度距平场有较大不同, 其正负中心位置和范围有明显改变。综上所述PC1在500 hPa高度上波列的分布与20世纪80年代前后极端低温环流场一致, PC2波列的分布与21世纪极端低温环流场一致。这充分证明了上文提到的在20世纪80年代前后和21世纪我国华北发生极端低温事件环流形势的不同主要是波列结构的不同。但引起波列的不同有很多原因, 可能有1997年前后波源的位置改变、波源的数目改变等, 接下来本文将试图寻找导致20世纪80年代前后和21世纪我国华北极端低温异常波列出现的原因。
3.4 成因分析 3.4.1 两类年代际极端低温环流异常的关键强迫源为了探究20世纪80年代前后和21世纪极端低温环流异常的关键强迫源是否发生变化, 采用波作用通量(Takaya et al, 1997, 2001)来分析准定常波的活动。因此选取1997年前后分别计算波作用通量矢量(TNF)的水平分量和垂直分量进行了合成分析(图 9)。其中垂直波作用通量TNZ可以判断上层的波能量是否来源于底层, 并且可能与海平面和陆地表面的属性有关。
从1997年以前300 hPa高度波作用通量矢量的水平散度和垂直分量(图 9)可见, 格陵兰岛南面附近的北大西洋洋面和欧亚大陆西西伯利亚地区上, 存在着北半球范围内最显著的波作用通量垂直分量正值中心, 说明此时格陵兰岛南面附近的北大西洋洋面和西西伯利亚地区是北半球最大的波能量源地。另一方面格陵兰岛以南洋面为能量频散区, 该频散区向东传播至欧亚大陆西西伯利亚地区, 剩余能量继续东传, 在我国北方地区上空有大量波通量的汇聚。说明在此时北大西洋向外辐散的波能量经过西西伯利亚地区在我国北方地区进行了辐合, 使上空的气旋式异常环流得到加强, 并且频散区的波作用通量垂直分量对垂直上升运动提供了动力, 有利于极端低温在北方地区的维持和加强。
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图 9 1997年前后北大西洋地区与欧亚大陆3月300 hPa波作用矢量(箭头, 单位: m2·s-2)与通量水平散度(阴影, 单位: m·s-2)及500 hPa波作用通量垂直分量的合成(阴影, 单位: m·s-2) 阴影打点区域为通过显著性检验的区域, 细线方框为100°E以东的我国北方地区, 粗线方框为关键区 Fig. 9 The composition of the wave activity fluxes (vectors, unit: m2·s-2) and flux horizontal divergence (the shaded, unit: m·s-2) at 300 hPa and flux vertical component (the shaded, unit: m·s-2) at 500 hPa in North Pacific and Eurasia in March during the before and after 1997. The dot areas have passed the confident level. The thin rectangle represents 100°E east of north China and the thick rectangle represents key area |
再对1997年以后300 hPa高度波作用通量矢量的水平散度和垂直分量进行分析, 格陵兰岛以东洋面为北半球最大的波能量源地。1997年以后极端低温环流异常的关键区和1997年以前有着较大的不同, 在欧亚大陆上没有发现和以前类似的波能量源地, 这充分说明, 在20世纪80年代和21世纪前后两类年代际极端低温环流异常的关键强迫源发生位置的改变以及数目的减少, 这是导致20世纪80年代前后和21世纪我国北方极端低温异常波列出现的原因。
3.4.2 北大西洋海温与垂直波作用通量的SVD奇异值分解对比大范围的环流异常主要由海温、海冰、积雪和土壤湿度等外强迫因子所造成, 其中以海温异常的影响最为重要(杨修群等, 1993), 图 9也表明北大西洋海温模态在1997年前后不一致。为了进一步确定海温模态与波动通量的对应关系, 本文着重分析北大西洋海温在1997年前后的变化。前文已经从波作用通量的角度建立了北大西洋与我国北方地区在大气波扰能量上的联系, 那北大西洋上空的波作用通量与1997年前后北大西洋海温之间又有何联系？本文对1997年前后北大西洋地区3月海温与同期北大西洋上空500 hPa的垂直波作用通量进行了SVD奇异值分解。其中第一模态方差贡献最大, 因此选取了方差贡献最大的1997年前后北大西洋地区3月海温与同期北大西洋上空500 hPa的垂直波作用通量第一模态进行主要分析, 绘制了第一模态的异性相关系数图(图 10)。
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图 10 1997年前后北大西洋3月海温与北大西洋地区上空500 hPa垂直波作用通量SVD第一模态异性相关系数 黑色等值线标记的区域为通过90%信度检验的显著区域, 红色方框为关键区 Fig. 10 The North Atlantic sea surface temperaturein March and 500 hPa vertical wave flux over the North Atlantic region SVD first mode heterosexual correlation coefficient during the before and after 1997. The area marked by the black contour have passed the confident level of 90% and the pink box is the key area |
对比图 10(a)、10(c), 1997年前后北大西洋海温有着明显的不同。首先图 10(a)北大西洋海温分布整体上呈现出“三极子”型, 在格陵兰岛南部和北非西侧海域呈现正相关区域, 而两者中间区域呈现负相关区域; 另外图 10(c)中可以发现, 北大西洋海温分布整体上呈现出“马蹄型”, 格陵兰岛南部正相关区域明显减小, 而北非西侧海域的正相关区域呈现增大趋势, 两者之间的负相关区域也呈现出减小的趋势。对比图 10(a)、10(c), 在格陵兰岛东侧海域, 1997年前后有着明显的正相关区域增多的趋势, 海温增加明显。与海温模态对应的垂直波作用通量如10(b)、10(d), 在图 10(d)中格陵兰岛的东侧海域存在着明显的TNZ辅散区, 这与图 10(c)中格陵兰岛东侧海温异常升高相对应。格陵兰岛东侧海温异常热力强迫可以影响下游的北欧地区形成暖脊, 脊加强向北然后收缩, 致使中国上空环流异常, 从而导致气候异常, 这与上文图 5(b)的环流形势相对应。
图 11给出北大西洋3月海温与同期的1997年前后TNZ通量的SVD时间序列图。由图 11可以看出, 1997年以前的海温序列整体上呈现出波动上升的趋势, 在1984年以后出现海温快速异常升高的现象, 达到峰值, 之后继续波动上升; 同时关键区TNZ通量也开始迅速上升, 但是在1989年出现谷值, 之后继续上升。1997年以后海温增暖上升趋势较1997年以前有所减缓。在1999年两者都达到谷值, 而在2010年两者都达到峰值, 海温变化序列和关键区TNZ通量整体呈现出一致波动上升的趋势, 关键区TNZ通量随着海温的变化而变化, 这与上文的结论相一致。从序列的年际波动来看, 1997年以前的TNZ通量随海温的变化相对于1997年之后较弱, 说明后期的海温模态更有助于波动能量的上传。
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图 11 北大西洋3月海温与同期TNZ通量SVD时间序列 黑色虚线为1997年 Fig. 11 The North Atlantic sea surface temperature in March over the same period TNZ flux SVD time series chart. The black dotted line corresponds to 1997 |
上述分析表明1997年以后格陵兰岛东侧关键区的海温上升, 导致此处TNZ也随之上升。由于格陵兰岛东侧海温的异常变化激发欧亚波列, 影响中高纬欧亚环流的变化。下面对海温与环流的关系进行讨论。分别将1997年前后的海温与同期的500 hPa位势高度距平场、850 hPa温度距平场进行回归(图 12)。从图 12(a)、12(c)可以看出, 在500 hPa高度上, 中高纬存在着一个自西向东分布为“+-+-”的波列, 冷空气不活跃, 该分布型与前文提到的图 5(a)极端低温环流分布类似; 再从温度场上看, 温度下降较小。
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图 12 1997年前后海温回归的500 hPa位势高度距平场(上)、850 hPa温度距平场(下) 阴影区域为通过90%信度检验的显著区域, 方框为80°E以东的我国北方地区 Fig. 12 The regression of 500 hPa geopotential height anomaly field (up) and 850 hPa temperature anomaly field (down) on sea surface temperature during the before and after 1997. The dot areas have passed the confident level of 90%. The rectangle represents 80°E east of north China |
从图 12(b)、12(d)可以分析得出, 在500 hPa高度中高纬上存在着一个和图 5(b)高度距平场类似的自西向东分布为“-+-”的波列, 该分布与EU波列类似[图 6(c)], 当北大西洋海温异常热力强迫下, 可激发出EU型遥相关, 乌拉尔山地区为正距平, 格陵兰岛以东和东亚地区为显著负距平。我国华北地区上空的气旋式异常加强, 从而使得受该槽控制下的华北地区温度加剧下降, 易发生极端低温事件。该结果解释了由于1997年以后北大西洋格陵兰岛东侧海温发生变化, 造成中高纬环流的异常, 激发出欧亚波列进而导致我国华北发生极端低温事件。另外, 20世纪80年代前后欧亚大陆上的波作用通量关键区对我国华北发生极端低温有什么影响, 有待进一步讨论。
4 结论首先分析了20世纪80年代前后和21世纪我国北方地区极端低温的时空特征, 对两类欧亚环流异常型进行对比, 并探究极端低温与欧亚波列的遥相关关系。然后利用波作用通量、SVD讨论了两类异常环流型所对应的罗斯贝波能量传播特征, 最后分析了欧亚波列模指数和高度场、低温的关系, 得到以下结论:
(1) 我国北方华北地区春季(3月)极端低温具有明显的年代际特征。冷偏差和冷强度在20世纪60年代、80年代前后及21世纪附近为极端低温的三个年代际尺度时间段。
(2) 20世纪80年代前后和21世纪我国华北发生极端低温事件的环流形势存在着明显经向和纬向异常的现象。21世纪极端低温的环流形势呈“准两波型”的结构, 波长较长, 稳定性较好, 低温持续时间长, 并且在中高纬度存在明显的波列结构; 而20世纪80年代前后极端低温环流形势呈“三波型”结构, 波长较短, 稳定性较差, 低温持续时间较短, 且在中高纬度波列结构不明显。华北地区的低温与中高纬EU型遥相关有关, 蒙古地区上空较强较大范围的气旋性距平, 使得这里槽加强, 同时华北地区处于槽后西北气流控制, 该地区有较强的冷空气堆积, 从而有利于持续性异常低温事件的发生。
(3) 以1997年为北大西洋海温的突变点, 1997年以前格陵兰岛南面附近的北大西洋洋面的能量向东频散, 通过另一个关键区西西伯利亚地区, 最后在我国北方辐合, 可以形成EU型波列, 加强了气旋式异常环流, 有利于低温的维持和发展; 可能是存在两个能量频散的源地, 使得20世纪80年代的EU波列波长较21世纪偏短, 该结果将在下一步数值模拟中进一步探究。而1997年以后格陵兰岛以东洋面为关键强迫源, 能量向东频散, 有利于EU波列的加强, 在贝加尔湖西南部槽加强, 形成气旋式异常中心, 有利于低温的维持。由于在20世纪90年代中期正是北大西洋多尺度振荡AMO (North Atlantic multiscale oscillation)的位相转折点, 海温的模态变化也可能与AMO有直接的关系, 该内容也有待进一步探讨。
(4) 格陵兰岛东侧海温异常热力强迫, 可激发出EU型遥相关, 在其下游的欧洲大陆形成暖脊, 脊向北加强, 然后收缩与鄂霍茨克海高压脊直接形成大槽, 致使华北地区上空气旋式异常加强; 槽偏西, 并且环流易稳定维持, 从而使得受该槽控制下的华北地区温度加剧下降, 易发生极端低温事件。
本文对两类极端低温的环流特征及其原因进行了对比, 通过运用波作用通量、SVD讨论了大气环流和海温对极端低温的影响, 但没有深入研究造成格陵兰岛东侧海温异常的原因, 这部分有待进一步讨论。对这方面问题的进一步探讨将有助于深入了解北方地区极端低温年际和年代际变化的形成机理。
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