2016, Vol. 40
2 中国科学院大气物理研究所, 北京 100029
2 Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029
在航空气象学中, 高空颠簸是指飞机在飞行过程中受到大气湍流或乱流的影响, 突然产生起伏、摇晃和局部抖动的现象。高空颠簸是影响飞行安全的危险因素之一, 其对飞机结构、仪表显示、安全操纵等有很大影响, 甚至造成机毁人亡的航空事故。随着我国航空运输业的快速发展, 飞机高空颠簸造成的人员伤害相关事件不断增多。例如, 2015年8月11日海南航空HU7148航班由成都飞往北京在下降过程中遭遇强颠簸, 导致部分旅客、机组人员受伤。因此, 提高飞机高空颠簸的预报能力成为航空气象预报业务的重要任务。
自20世纪50年代开始飞机颠簸现象就引起国内外航空气象学者的关注, 并对飞机颠簸的成因进行了大量的研究(李子良和陈会芝, 1999), 诊断与预报颠簸的方法不断发展和改进。航空气象工作者深入研究了在6000米以上高空无云或层状云的自由大气中, 飞机被小尺度的涡流撞击而产生的晴空颠簸现象(Ellrod and Knap, 1992)。一些研究者根据晴空颠簸形成的天气形势将晴空颠簸分型为高空急流型、高空槽型、切变线和高空脊型(俞飞等, 2008)。吴炎成等(2014) 指出, 随着风速增大, 发生飞机颠簸的概率一般也增大, 当对流层上层风速大于40 m s-1时, 发生重度和严重颠簸的百分率都明显增大。高分辨率数值模式的发展使得飞机颠簸的诊断和预报成为可能。刘峰等(2009) 利用WRF模式模拟了菲律宾南部海域上空的一次飞机颠簸事件, 结果表明WRF模式计算得到的Ri(里查逊数)和Ellrod颠簸预报指数, 能够确定飞机颠簸发生的区域、高度以及强度。Kim and Chun(2010) 利用WRF模式对2007年4月2日韩国上空一次颠簸过程进行数值模拟发现, 高空急流的加强导致高空锋生, 由于热成风关系, 强的经向温度梯度又导致高空锋区加强, 使得急流核下部存在最大风速切变, 触发Kelvin-Helmholtz不稳定, 产生飞机颠簸。可见, 飞机颠簸和大气湍流活动强弱有密切的关系, 而两者皆多发生在风场垂直切变区、水平切变区、流场的辐合或辐散区、流场水平变形区、流场变化的不连续区、以及强的水平温度梯度区。
海洋作为大气重要的热源外强迫, 当海表温度异常变化时, 大气环流也会发生异常变化(曾刚等, 2007)。目前, 很多研究主要集中在副热带西风急流的强度、位置和形态的变化对天气和气候的影响, 如杜银等(2008) 指出, 急流有明显的季节性南北移动, 急流核东西方向的突变特征对中国夏季的降水分布存在一定的影响。随着海—气相互作用等相关研究的深入, 人们也开始认识到热带太平洋海温对副热带西风急流强度和位置的变化存在很大的影响。董敏等(1999) 认为, 急流中心的季节变化与热带加热场的季节变化关系密切。黄兴春和江静(2008) 研究了ENSO事件对东亚副热带西风急流的影响, 并指出ENSO年冬、夏季对流层中上层气温异常所造成的经向温度梯度异常, 可能是影响东亚副热带西风急流时空特征变化的原因之一。邱斌等(2013) 提出热带太平洋海表温度增加时, 低纬增温、高纬降温造成了副热带地区温度梯度增大, 通过热成风关系引起相应的风场的变化, 使得对流层温度梯度增大区域的纬向风增强, 从而导致副热带西风急流强度增强。航空气象学将位于对流层上层或平流层风速≥40 m s-1的气流定义为急流。急流附近风场存在很强的水平切变和垂直切变、以及经向温度梯度, 急流附近区域极易产生飞机颠簸。近年来随着航班量的不断增加, 急流引起的飞机颠簸事件频发, 因此探讨高空颠簸时空分布特征与热带海温之间关系具有其现实意义。
本文首先分析中国东部地区高空6000米(含)以上高空颠簸的时空分布特征及其与东亚副热带西风急流的联系, 然后分析高空颠簸与热带中东太平洋海温的相关关系, 最后分析与海温异常相关的中国东部高空颠簸、对流层上层风场、位势高度场、气温场、水汽场等异常, 进而探索热带海温异常影响中国高空颠簸时空分布的可能原因。
2 资料与方法本文所用资料包括: (1) 2011年6月1日至2015年5月31日中国区域高空6000米(含)以上, 由于急流影响产生颠簸现象的航空器空中报告资料, 共2375份, 包括颠簸发生时间、强度、位置(经纬度)及高度。(2) 1979～2014年NCEP-DOE日平均再分析资料, 包括风场、位势高度场、温度场、相对湿度场等数据, 水平空间分辨率为2.5°×2.5°, 垂直方向分为17层(1000～10 hPa)。计算平均气候态选取的时段为1985～2014年。(3) Nio3.4区(5°S～5°N, 120°～170°W)海表温度异常的月平均数据, 当Nio3.4区海表温度异常(3月滑动平均)高于(低于)0.5℃, 并连续超过5个季节, 记作一次ENSO事件。对挑选出的El Nio和La Nia事件, 进行距平场的合成分析。本文分析东亚副热带西风急流选取的垂直高度为200 hPa, 主要研究范围为中国东部地区(25°～45°N, 105°～120°E)。本文用到的主要研究方法有相关分析、合成分析和回归分析以及Student-t检验等方法。
3 高空颠簸时空分布特征及其与东亚副热带西风急流的关系在日常飞行中, 飞机颠簸强度的判断通常由空勤组在飞行中按飞行状态的变化程度来确定(赵树海, 1994)。利用民航气象中心2011年6月1日至2015年5月31日收集到的2375份中国区域高空6000米(含)以上, 由于急流影响产生的航空器空中颠簸报告资料, 提取并统计了中国区域1°×1°经纬网格及各高度层的颠簸报告频次。如图 1a所示, 中国区域年平均高空颠簸高值区主要位于中国东部地区(25°～45°N; 105°～120°E)。夏季颠簸(图 1b)主要发生在华北地区(35°～45°N; 110°～120°E), 冬季颠簸(图 1c)覆盖整个中国东部地区(25°～45°N; 105°～120°E)。垂直方向上(图 1d), 高空颠簸频次高值区主要位于8500米至10000米之间。根据颠簸强度的判据(赵树海, 1994), 中国高空颠簸的中度颠簸占62%, 严重颠簸占34%(图略)。
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图 1 中国高空(高于6000米)航空器颠簸报告频次水平分布：(a)全年; (b)夏季; (c)冬季。(d)中国高空航空器颠簸报告频次的垂直分布(黑色：全年; 红色：夏季; 蓝色：冬季) Figure 1 Horizontal distributions of the frequency of aircraft-reported high-altitude(higher than 6 km)turbulence events in China:(a)Annual;(b)summer;(c)winter.(d)Vertical distribution of high-altitude turbulence frequency in China(black: annual; red: summer; blue: winter) |
飞机颠簸和大气环流活动存在密切联系, 其多发生在风的垂直切变区、风的水平切变区、流场的辐合或辐散区、流场水平形变区、流场变化的不连续区、强的水平温度梯度区。据此, Ellrod and Knap(1992) 提出了一个综合考虑垂直风切变, 总变形以及散度项的Ellrod颠簸指数(简称Ei指数)。该指数可以用来很好地描述颠簸与垂直风切变和水平形变之间的相关程度。其计算公式为Ei= VWS×(DEF + DIV), 其中VWS(VWS = ΔV/Δz ; 垂直风切变项)是垂直方向上穿越某层大气单位高度上水平风速的变化, DEF(DEF =
Ei颠簸指数的气候态空间分布可以较好地反映飞机颠簸高频区的空间分布。根据图 1d, 实测的高空颠簸主要发生在高空8500～10000米高度。利用NCEP-DOE再分析资料计算区域(20°S～70°N; 60°～180°E)Ei颠簸指数与200 hPa水平风场气候平均态(1985～2014年)空间分布。由图 2可知, Ei颠簸指数的高值区主要位于中国东部地区(25°～45°N; 105°～120°E), 高值区与航空器空中报告分析结果基本吻合。Ei颠簸指数强度空间分布的季节差异与航空器空中报告中颠簸频次的季节差异特征基本一致: 冬季高空颠簸高值区的位置偏南, 位于25°～35°N; 夏季高空颠簸高值区位置偏北, 位于35°～45°N。
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图 2 Ei颠簸指数(填色; 单位：10-7 s-2) 与200 hPa水平风场(风矢量; 单位：m s-1) 平均气候态(1985~2014年)的空间分布：(a)全年; (b)夏季; (c)冬季 Figure 2 Spatial distribution of climatological mean(1985-2014) Ei index(shaded; units: 10-7 s-2) and 200 hPa horizontal winds(wind vectors; units: m s-1) :(a)Annual;(b)summer;(c)winter |
急流附近存在明显的垂直风切变和水平风切变, 因而容易产生高空颠簸现象。如图 2a所示, 高空纬向风高值区位于我国25°～45°N区域, 颠簸指数高值区与急流大风区基本一致。夏季, 东亚副热带西风急流北推, 大风区位置偏北, 位于35°～45°N之间。随着风速的减小, 高空颠簸指数也相应减弱。冬季, 副热带西风急流南落, 大风区位置偏南, 位于我国25°～35°N区域, 颠簸指数明显增强。
为何中国东部Ei颠簸指数和东亚副热带西风急流关系密切？如图 3所示, 在组成Ei颠簸指数子项中, 垂直风切变项与总形变项构成的乘积项占主要贡献。然而, 总形变项高值区位于北太平洋附近, 即东亚副热带西风急流出口区。这一空间分布特征和高空颠簸指数存在一定的差异。然而, 垂直风切变项高值区位于中国东部、朝鲜半岛及日本南部地区, 该分布特征和颠簸指数非常吻合。进一步分析发现, 垂直风切变对颠簸指数时空分布特征的影响主要来源于上层纬向风(图 3e)。因而可以说, 高空纬向风引起的垂直风切变是高空颠簸时空演变的主导因素。由于影响中国东部高空纬向风的主要系统是东亚副热带西风急流, 其变化在很大程度上决定了中国东部颠簸指数的时空分布特征。
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图 3 组成Ei颠簸指数各子项的平均气候态(1985～2014年)的空间分布：(a)垂直风切变项与总形变项的乘积(300 hPa; 单位：10-7 s-2) ; (b)垂直风切变项与散度项的乘积(300 hPa; 单位：10-7 s-2) ; (c)垂直风切变项(300 hPa; 单位：10-2 s-1) ; (d)总形变项(300 hPa; 单位：10-5 s-1) ; (e)纬向风风速(250 hPa; 单位：m s-1) ; (f)纬向风风速(400 hPa; 单位：m s-1) ; (g)经向风风速(250 hPa; 单位：m s-1) ; (h)经向风风速(400 hPa; 单位：m s-1) Figure 3 Spatial distributions of the climatological means(1985-2014) of the Ei index components:(a)VWS×DEF(300 hPa; units: 10-7 s-2) ;(b)VWS×DIV(300 hPa; units: 10-7 s-2) ;(c)VWS(300 hPa; units: 10-2 s-1) ;(d)DEF(300 hPa; units: 10-5 s-1) ;(e)zonal wind component(250 hPa; units: m s-1) ;(f)zonal wind component(400 hPa; units: m s-1) ;(g)meridional wind component(250 hPa; units: m s-1) ;(h)meridional wind component(400 hPa; units: m s-1) . More details can be found in Section 3 |
图 4显示了中国东部Ei颠簸指数的年际变化。中国东部Ei颠簸指数在1990年代中后期存在年代际突变: 在此之前, 高空颠簸强度呈现减弱趋势, 此后呈现增强的趋势, 该变化在冬季体现尤为明显。而夏季Ei颠簸指数在90年代中期存在突变, 但变化前后趋势变化不太显著。中国东部年平均高空颠簸指数与副热带西风急流强度存在显著的正相关关系, 相关系数达0.53。其中, 夏季两者相关关系(相关系数: 0.81) 要明显强于冬季(相关系数: 0.56) 。
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图 4 1980～2014年中国东部Ei颠簸指数(红色圆点; 单位：10-7 s-2) 和200 hPa纬向风风速(蓝色方块; 单位：m s-1) 的年际变化序列：(a)全年; (b)夏季; (c)冬季 Figure 4 Interannual variations of the Ei index(red circles; units: 10-7 s-2) and 200 hPa zonal wind component(blue squares; units: m s-1) over eastern China:(a)Annual;(b)summer;(c)winter |
图 5给出了气候态下纬向平均(105°～120°E)高空颠簸强度与200 hPa纬向风的季节演变。冬季高空颠簸指数高值区位于最南, 此后在春季逐渐向北移动, 夏季8月达到最北位置, 然后再向南移动, 12月重回最南端。此外, 其强度也存在明显的季节变化, 冬季要明显强于夏季。从该图可以更好地看出, 中国高空颠簸存在明显季节差异, 其与副热带西风急流(200 hPa纬向风风速)的季节差异特征基本一致。
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图 5 纬向平均(经度范围：105°~120°E)的Ei颠簸指数(填色; 单位：10-7 s-2) 与200 hPa纬向风风速(等值线; 单位：m s-1) 的气候平均态(1985～2014年)随纬度和季节的分布 Figure 5 Season-latitude dependence of climatological mean(1985-2014) Ei index(shaded; units: 10-7 s-2) and 200 hPa zonal wind component(contour; units: m s-1) averaged between 105°E and 120°E |
图 6给出了纬向平均(105°～120°E)的高空颠簸指数与高空纬向风风速的垂直分布。从中可以看到, 中国东部高空颠簸的经向分布基本和东亚副热带西风急流的季节性南北偏移密切相关。高空颠簸强度最大值中心主要位于急流轴偏下位置, 大约在300 hPa高度上与实测高空颠簸频次较高的8500～10000米的高度完全吻合。相比东亚副热带西风急流轴, 颠簸强度中心位置更偏北。夏季高空颠簸发生的空间范围(大于1个单位)要比冬季小很多, 且都存在着向高纬地区延伸的分布态势。图 7显示的是经向平均(25°～45°N)的高空颠簸指数和高空纬向风风速的垂直分布。可以看出, 高空颠簸年平均强度的最大值中心位于130°E, 其上偏东为副热带西风急流中心。夏季高空颠簸中心整体往西偏移, 并且分为两个高值中心。而冬季高空颠簸中心往东偏移, 大致位于135°E。
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图 6 纬向平均(经度范围：105°～120°E)的高空Ei颠簸指数(填色; 单位：10-7 s-2) 与纬向风风速(等值线; 单位：m s-1) 气候平均态(1985～2014年)随纬度和高度的空间分布 Figure 6 Latitude-height cross sections of climatological mean(1985-2014) Ei index(shaded; units: 10-7 s-2) and zonal wind component(contours; units: m s-1) averaged between 105°E and 120°E |
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图 7 经向平均(纬度范围：25°～45°N)的高空Ei颠簸指数(填色; 单位：10-7 s-2) 与纬向风风速(等值线; 单位：m s-1) 气候平均态(1985～2014年)随高度和经度的空间分布 Figure 7 Longitude-height cross sections of climatological mean(1985-2014) Ei index(shaded; units: 10-7 s-2) and zonal wind component(contours; units: m s-1) averaged between 25°N and 45°N |
从以上分析结果可以看出, 中国东部地区高空颠簸与东亚副热带西风急流之间存在相似的时空变化特征。考虑到热带海温变化对东亚副热带西风急流位置、范围以及强度存在影响(黄兴春和江静, 2008), 本文将就热带中东太平洋海温异常影响中国高空颠簸时空分布特征相关问题进行诊断分析。
4 颠簸指数与关键区SST的相关关系热带中东太平洋海温与东亚高空大气之间存在重要的联系。当热带中东太平洋海表温度异常变化时, 东亚大气环流也会发生相应变化。环流异常变化引起中国区域高空风场、温度场等变化, 进而可能影响高空颠簸的时空分布。
本文分析了夏季和冬季中国东部颠簸指数与前期以及同期关键海区Nio3.4 区海温异常值之间的年际相关关系。如图 8所示, 夏季中国东部地区高空颠簸指数与前冬、同年春季和夏季Nio3.4区海温异常均存在正相关关系, 相关系数接近0.2, 即Nio3.4区海温正异常对应较强中国东部高空颠簸。冬季中国东部高空颠簸与前秋、同期Nio3.4区海温异常存在显著的负相关关系, 相关系数高达-0.5。然而, 冬季中国东部高空颠簸与前期夏季的海温异常不存在显著的相关关系。这说明前秋及同期Nio3.4区海温正异常对应较弱的冬季高空颠簸。
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图 8 1980~2014年中国东部高空Ei颠簸指数(带实心圆的黑线; 单位：10-7 s-2) 和热带中东太平洋(Nio3.4区)海表温度异常(红、蓝柱; 单位：℃)的年际变化序列：(a)夏季高空颠簸指数与前冬Nio3.4区海表温度异常; (b)夏季高空颠簸指数与同年春季Nio3.4区海表温度异常; (c)夏季高空颠簸指数与同年夏季Nio3.4区海表温度异常; (d)冬季高空颠簸指数与前夏Nio3.4区海表温度异常; (e)冬季高空颠簸指数与前秋Nio3.4区海表温度异常; (f)冬季高空颠簸指数与同年冬季Nio3.4区海表温度异常 Figure 8 Interannual variations of the Ei index over eastern China(black lines with solid circles; units: 10-7 s-2) and SST anomalies in Nio3.4 region(red and blue bars; units: ℃):(a)Ei index in the summer and Nio3.4 SST anomalies in the previous winter;(b)Ei index in the summer and Nio3.4 SST anomalies in the spring;(c)Ei index in the summer and simultaneous Nio3.4 SST anomalies;(d)Ei index in the winter and Nio3.4 SST anomalies in the previous summer;(e)Ei index in the winter and Nio3.4 SST anomalies in the previous autumn;(f)Ei index in the winter and simultaneous Nio3.4 SST anomalies |
为验证图 8所得到的结论, 研究进一步分析了前一个季节及同期Nio3.4 区海温异常与夏季和冬季高空颠簸指数的相关系数的空间分布。如图 9所示, 夏季中国东部高空颠簸指数与同年春季和夏季Nio3.4 区海温异常存在正相关关系, 该相关关系在中国中东部区域体现得尤为显著。冬季中国东部高空颠簸指数与前期秋季和同期Nio3.4 区海温异常的相关系数分布呈现南北两个正负值区: 以30°N为界, 北部区域高空颠簸指数与前期秋季和同期冬季关键海区海温异常存在显著的负相关关系, 相关系数可达-0.5以上, 南部区域高空颠簸指数与前期秋季和同期冬季关键海区海温异常存在显著的正相关关系, 相关指数可达0.5以上。在30°N附近区域, 高空颠簸指数与关键海区海温异常无显著相关关系。从图 9c和9d可以看出, 冬季东亚副热带西风急流轴的位置位于我国30°N附近, 急流轴附近高空颠簸明显, 因此急流轴附近颠簸与关键海区SST的相关关系可能与急流的南北移动有关。
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图 9 关键海区Nio3.4区海温异常与高空颠簸指数相关系数的空间分布(黑点代表该区域相关系数通过95%置信度的t检验; 白色虚框表示Nio3.4区的空间范围)：(a)北半球的春季Nio3.4区海温异常与夏季高空颠簸指数的相关; (b)北半球的夏季Nio3.4区海温异常与夏季高空颠簸指数的相关; (c)北半球的秋季Nio3.4区海温异常与冬季高空颠簸指数的相关; (d)北半球的冬季Nio3.4区海温异常与冬季高空颠簸指数的相关 Figure 9 Spatial distributions of the correlation coefficients between Nio3.4 SST anomalies and Ei index(the dotted areas are for values statistically significant at the 95% confidence level according to Student-t test; the dashed white boxes represent the Nio3.4 region):(a)Correlation between Nio3.4 SST anomalies in boreal spring and summer Ei index;(b)correlation between Nio3.4 SST anomalies in boreal summer and summer Ei index;(c)correlation between Nio3.4 SST anomalies in boreal autumn and winter Ei index;(d)correlation between Nio3.4 SST anomalies in boreal winter and winter Ei index |
如表 1所示, 根据Nio3.4区海温异常值挑选ENSO事件。ENSO夏季是指ENSO事件期间的连续6月、7月和8月; ENSO冬季是指ENSO事件期间的连续1月、2月以及前一年的12月。通过挑选, El Nio夏季年份共有9个, La Nia夏季年份共有8个; El Nio冬季年份共有8个, La Nia冬季年份共有9个。
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表 1 1979～2014年ENSO夏/冬年份统计 Table 1 ENSO events from1979 to 2014 |
如图 10a所示, 将El Nio年夏季和La Nia年夏季高空Ei颠簸指数异常、200 hPa纬向风风速异常作合成后计算不同ENSO事件下的差值场发现, El Nio夏季中国中东部地区高空颠簸呈现正异常, 而其北部地区高空颠簸呈现弱的负异常, 这可能与夏季西风急流南侧西风增强有关。而El Nio冬季中国东部大部分地区(主要是30°N以北)高空颠簸指数表现为明显的负异常, 而30°N以南部情形则正好相反(图 10b)。合成分析的结果进一步验证了图 9相关分析所得出的结论。
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图 10 高空Ei颠簸指数距平(填色; 单位：10-7 s-2) 与200 hPa纬向风风速(等值线; 单位：m s-1) 的合成差值场：(a)El Nio年夏季减去La Nia年夏季; (b)El Nio年冬季减去La Nia年冬季 Figure 10 Composite deviations of the Ei index(shaded; units: 10-7 s-2) and 200 hPa zonal wind component(contour; units: m s-1) :(a)El Nio summer minus La Nia summer;(b)El Nio winter minus La Nia winter |
为进一步探究造成ENSO年夏、冬季中国高空颠簸异常产生的原因, 本文给出了对标准化的Nio3.4同年春季和夏季平均海温回归的高低空风场和位势高度场。如图 11a所示, 从回归结果上, 可以看到夏季中国东部偏南地区(30°N以南)高空存在显著的环流异常, 并一直延伸到北太平洋部分地区。急流轴东北侧存在负的位势高度异常。对应于正的Nio3.4区海温异常, 夏季中国东部偏南地区对流层高层(200 hPa)纬向风加强, 西风急流偏南。而在对流层低层(850 hPa), 出现热带西风异常和副热带西北太平洋上弱的反气旋异常(图 11b)。图 11c给出了基于Nio3.4区前秋和同年冬季平均海表温度异常回归的冬季200 hPa风场和位势高度场。可以看到, 对应于正的Nio3.4区海温异常, 冬季中国东部大部分地区高空风场呈现为“气旋式”异常, 高空西风在30°N以北减弱, 在30°N以南增强, 且位势高度场异常表现为异常的低压中心。而在对流层低层, 与Nio3.4区海温异常相关的风场和位势高度场异常在中国东部地区并不显著。
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图 11 (a)基于标准化的Nio3.4区同年春季和夏季平均海表温度异常回归的夏季200 hPa风场(风矢量; 单位：m s-1) 和位势高度场(填色; 单位：gpm); (b)基于标准化的Nio3.4区同年春季和夏季平均海表温度异常回归的夏季850 hPa风场和位势高度场; (c)基于标准化的Nio3.4区前秋和同年冬季平均海表温度异常回归的冬季200 hPa风场和位势高度场; (d)基于标准化的Nio3.4区前秋和同年冬季平均海表温度异常回归的冬季850 hPa风场和位势高度场。其中只有纬向风异常超过90%置信度的风矢量和位势高度异常超过90%置信度的区域在图中显示 Figure 11 (a)Horizontal winds(vector; units: m s-1) and geopotential height(shaded; units: gpm)at 200 hPa in summer regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from March to August;(b)horizontal winds and geopotential height at 850 hPa in summer regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from March to August;(c)horizontal winds and geopotential height at 200 hPa in winter regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from September to February;(d)horizontal winds and geopotential height at 850 hPa in winter regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from September to February. Only the wind vectors with regressed zonal wind anomalies significant at the confidence level of 90% and the regressed geopotential height anomalies significant at the confidence level of 90% are shown |
由上可见, 在不同热带中东太平洋海温异常条件下, 高空风场和位势高度场异常的空间分布与高空颠簸异常的分布非常相关。中国东部高空大气风场以纬向西风为主, 经向风很弱。当高空西风风速加强时, 纬向风的垂直梯度和经向梯度势必增大。同时, 中国东部高空作为东亚副热带西风急流入口区, 西风风速加强也可能会导致纬向风的纬向梯度增大。参照颠簸指数的计算公式, 这就解释了不同ENSO年高空风场异常变化与高空颠簸指数异常变化之间存在的可能联系。
根据热成风原理(朱乾根等, 2000), 高空纬向风随高度的变化取决于温度场的变化。图 12显示的是基于标准化的Nio3.4区前一个季节和同期平均海表温度异常回归的夏季和冬季200 hPa温度场。从中可以看到, 对应于正的Nio3.4区海温异常, 夏季中国东部偏北地区(30°N以北)高空气温呈现弱的负异常, 该温度负异常从中东一直沿着西风急流延伸到北太平洋部分地区, 而热带的大部分地区(尤其是热带中东太平洋区域)存在正的温度异常。冬季中国东部大部分地区高空200 hPa温度场则表现为显著的低温异常, 其南北两侧(西伯利亚地区和印度洋)存在温度正异常, 尤其是热带中东太平洋存在显著的温度正异常。
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图 12 (a)基于标准化的Nio3.4区同年春季和夏季平均海表温度异常回归的夏季200 hPa温度场(填色; 单位：℃); (b)基于标准化的Nio3.4区前秋和同年冬季平均海表温度异常回归的冬季200 hPa温度场。黑点区域代表温度异常超过95% 的置信度 Figure 12 (a)Atmospheric temperature(shaded; units: ℃)at 200 hPa in summer regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from March to August;(b)atmospheric temperature at 200 hPa in winter regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from September to February. Black dots represent the areas with regressed temperature anomalies significant at the confidence level of 95% |
夏季, 中国东部偏北地区的高空温度负异常使得西风急流轴南侧温度经向梯度呈现正异常, 有利于西风的加强。而在西风急流轴的北侧, 由于温度经向梯度变化相比不太明显, 因而没有出现显著的东风异常。而在冬季, 与Nio3.4区海温异常相关的高空温度负异常中心恰好位于西风急流轴附近, 该温度负异常的南北两侧为显著的温度正异常。对流层高层的冷异常会引发低压异常, 进而造成气旋式风场异常。温度的异常变化在一定程度解释了中国东部地区高空纬向风以及颠簸指数的变化。
研究进一步分析了与热带中东太平洋海温相关的高空温度场异常随纬度、经度和高度的分布。如图 13a所示, 与海温异常相关的夏季纬向平均(105°～120°E)温度场异常中心存在于200～300 hPa高度, 纬度大致位于40°N。在中国东部地区(25°～45°N), 该温度负异常几乎贯穿整个对流层。而沿纬圈方向看, 温度负异常中心实际上并不在中国东部高空, 而在30°E附近(图 13b)。中国东部高空的冷异常是该温度负异常中心向东的延伸。冬季, 中国东部高空与热带中东太平洋海温相关的温度负异常中心向南偏移, 大致位于30°N附近。其下方偏北方向为温度正异常(图 13c)。沿纬圈方向看, 冬季温度负异常中心位于120°E, 其正下方为不太显著的温度正异常(图 13d)。
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图 13 (a)基于标准化的Niño3.4区同年春季和夏季平均海表温度异常回归的夏季纬向平均(105°～120°E)温度场异常(填色; 单位：°C)随纬度和高度的空间分布; (b)基于标准化的Niño3.4区同年春季和夏季平均海表温度异常回归的夏季经向平均(25°～45°N)温度场异常随经度和高度的空间分布; (c)基于标准化的Niño3.4区前秋和同年冬季平均海表温度异常回归的冬季纬向平均(105°～120°E)温度场异常随纬度和高度的空间分布; (d)基于标准化的Niño3.4区前秋和同年冬季平均海表温度异常回归的冬季经向平均(25°～45°N)温度场异常随经度和高度的空间分布。黑点区域代表温度异常超过95%的置信度 Figure 13 (a) Latitude-height cross section of zonal mean (105°-120°E) atmospheric temperature (shaded; units: °C) in summer regressed against the standardized Niño3.4 SST anomalies from March to August; (b) longitude-height cross section of meridional mean (25°-45°N) atmospheric temperature in summer regressed against the standardized Niño3.4 SST anomalies from March to August; (c) latitude-height cross section of zonal mean (105°-120°E) atmospheric temperature in winter regressed against the standardized Niño3.4 SST anomalies from September to February; (d) longitude-height cross section of meridional mean (25°-45°N) atmospheric temperature in winter regressed against the standardized Niño3.4 SST anomalies from September to February. Black dots represent the areas with regressed temperature anomalies significant at the confidence level of 95% |
对流层高层温度降低会引起对流层高层大气向下移动, 其直接表现为位势高度的降低, 导致气旋式涡度异常。在温度冷异常的北面为东风异常, 南面为西风异常。研究表明, 在中纬度对流层高层大气下沉的区域, 往往存在平流层向对流层的大气质量迁移(Stohl et al., 2003)。那么, 对流层高层的温度异常变化会不会是由平流层大气状态变化所引起的呢？除了臭氧浓度的变化, 平流层中高层温度的变化很大程度上受其水汽含量变化的影响(Ramaswamy et al., 2001)。当平流层水汽增多时, 水汽的温室效应会使平流层中高层温度上升。而平流层水汽含量增加会降低平流层低层和对流层高层大气的辐射加热率, 进而使其温度降低。
图 14a和14c给出了基于标准化的Nio3.4区前一个季节和同期平均海表温度异常回归的夏季和冬季水汽混合比异常的空间分布。可以看到, 无论是夏季还是冬季, 热带中东太平洋海温正异常都有利于平流层水汽增加。由于对流层水汽含量本身就很低, 其水汽含量的绝对变化量也相对较小。然而, 通过分析水汽含量异常占原始场的百分比可以发现, 平流层水汽含量百分比变化与对流层基本相当。平流层水汽含量百分比变化高的区域往往对应对流层高层温度负异常。例如, 夏季在0°～120°E区域对流层水汽含量百分比变化非常明显(图 14b), 其下方存在对流层高层的温度负异常(图 13b); 冬季在60°～180°E区域对流层水汽含量百分比变化非常明显(图 14d), 其下方对流层高层出现显著的温度负异常(图 13d)。因此, 对流层高层的温度负异常很可能是由与热带海温异常相关的平流层水汽含量变化所引起。
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图 14 (a)基于标准化的Nio3.4区同年春季和夏季平均海表温度异常回归的夏季经向平均(25°～45°N)水汽混合比异常(单位：g kg-1) 随经度和高度的空间分布; (b)基于标准化的Nio3.4区同年春季和夏季平均海表温度异常回归的夏季经向平均(25°～45°N)水汽混合比异常占背景场的百分比随经度和高度的空间分布; (c)基于标准化的Nio3.4区前秋和同年冬季平均海表温度异常回归的冬季经向平均(25°～45°N)水汽混合比异常随经度和高度的空间分布; (d)基于标准化的Nio3.4区前秋和同年冬季平均海表温度异常回归的冬季经向平均(25°～45°N)水汽混合比异常占背景场的百分比随经度和高度的空间分布。(a)和(c)中黑点区域代表水汽混合比异常超过95%的置信度 Figure 14 (a)Longitude-height cross section of meridional mean(25°-45°N)atmospheric water vapor mixing ratio anomalies(units: g kg-1) in summer regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from March to August;(b)longitude-height cross section of the percentages of meridional mean(25°-45°N)atmospheric water vapor mixing ratio anomalies of background field in summer regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from March to August;(c)longitude-height cross section of meridional mean(25°-45°N)atmospheric water vapor mixing ratio in winter regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from September to February;(d)longitude-height cross section of the percentages of meridional mean(25°-45°N)atmospheric water vapor mixing ratio anomalies of background field in winter regressed against the standardized Nio3.4 SST anomalies from September to February. Black dots represent the areas with regressed water vapor mixing ratio anomalies significant at the confidence level of 95% |
本文利用中国区域2375份航空器空中颠簸报告资料和1979~2014年NCEP-DOE日平均再分析资料, 研究中国区域高空颠簸的时空分布特征及其与热带中东太平洋海温的关系, 并分析海温异常影响中国高空颠簸的可能原因。主要结论小结如下:
(1) 中国区域高空颠簸主要位于中国东部地区(25°～45°N, 105°～120°E), 夏季颠簸主要发生在华北地区(35°～45°N, 110°～120°E), 冬季颠簸覆盖整个东部地区(25°～45°N, 105°～120°E)。垂直方向, 高空颠簸频次高值区位于8500～10000米之间。
(2) 中国东部地区高空颠簸与东亚副热带西风急流之间存在相似的时空变化特征。其原因是高空纬向风引起的垂直风切变是构成高空颠簸时空分布的主导因素。
(3) 夏季中国东部高空颠簸指数与关键海区(Nio3.4) 海温异常存在正相关关系, 该关系在中国中东部地区体现得尤为显著。冬季中国东部高空颠簸指数与关键海区海温异常的相关关系呈现南北两个正负区, 以30°N为界, 偏北区域高空颠簸指数与前期秋季和同年冬季关键海区海温异常存在显著的负相关关系, 相关系数可达-0.5以上, 南部区域高空颠簸指数与关键海区海温异常存在显著的正相关关系, 相关指数可达0.5以上。在30°N附近区域颠簸指数与海温异常无显著相关关系。冬季东亚副热带西风急流轴的位置位于中国30°N附近, 急流轴附近高空颠簸明显, 但急流轴附近颠簸指数与关键海区SST无相关关系, 原因可能与急流的南北移动有关。
(4) 海温异常影响中国高空颠簸时空分布的可能原因是海温变化引起对流层高层温度出现异常进而影响温度的经向梯度, 导致东亚副热带西风急流强度和位置出现异常(夏季, 急流轴南侧出现西风异常; 冬季, 急流轴北侧出现东风异常, 南侧出现西风异常)。而海温异常影响对流层高层温度可能的主要途径是: 海温异常导致大气对流层中对流活动强度的变化, 进而引起对流层高层温度与环流的改变, 其中具体机制还有待进一步研究。总之, 高空纬向风的变化导致纬向风的垂直梯度和经向梯度出现异常, 最终影响高空颠簸的时空分布特征。
(5) 对流层高层温度的异常变化可能是由热带中东太平洋海温异常相关的平流层水汽变化所引起。
| [1] | 董敏, 余建锐, 高守亭. 1999. 东亚西风急流变化与热带对流加热关系的研究[J]. 大气科学 , 23 (1) : 62–70, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1999.01.08 Dong Min, Yu Jianrui, Gao Shouting. 1999. A study on the variations of the westerly jet over East Asia and its relation with the tropical convective heating[J]. Chinese J. Atmos. Sci. (in Chinese) , 23(1) : 62–70, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1999.01.08 |
| [3] | 杜银, 张耀存, 谢志清. 2008. 高空西风急流东西向形态变化对梅雨期降水空间分布的影响[J]. 气象学报 , 66 (4) : 566–576, doi:10.11676/qxxb2008.054 Du Yin, Zhang Yaocun, Xie Zhiqing. 2008. Impacts of longitude location changes of East Asian westerly jet core on the precipitation distribution during Meiyu period in middle-lower reaches of Yangtze River valley[J]. Acta Meteor. Sinica (in Chinese) , 66(4) : 566–576, doi:10.11676/qxxb2008.054 |
| [5] | Ellrod G P, Knap D I. 1992. An objective clear-air turbulence forecasting technique: Verification and operational use[J]. Wea. Forecasting , 7(1) : 150–165, doi:10.1175/1520-0434(1992) 0072.0.CO;2 |
| [6] | 干全, 李子良, 徐娓. 2002. 飞行颠簸的一种客观预报技术[J]. 四川气象 , 22 (1) : 40–41, doi:10.3969/j.issn.1674-2184.2002.01.014 Gan Quan, Li Ziliang, Xu Wei. 2002. An objective forecast technique on aviation turbulence[J]. J. Sichuan Meteor. (in Chinese) , 22(1) : 40–41, doi:10.3969/j.issn.1674-2184.2002.01.014 |
| [8] | 黄兴春, 江静. 2008. ENSO事件对东亚副热带西风急流影响的诊断分析[J]. 气象科学 , 28 (1) : 15–20, Huang Xingchun, Jiang Jing. 2008. The diagnostic analysis of the impact of ENSO events on East Asia subtropical westerly jet[J]. Sci. Meteor. Sinica (in Chinese) , 28(1) : 15–20, |
| [10] | Kim J H, Chun H Y. 2010. A numerical study of clear-air turbulence (CAT) encounters over South Korea on 2 April 2007[J]. J. Appl. Meteor. Climatol. , 49(12) : 2381–2403, doi:10.1175/2010JAMC2449.1 |
| [11] | 李子良, 陈会芝. 1999. 飞机颠簸的气象条件分析[J]. 四川气象 , 19 (2) : 22–23, doi:10.3969/j.issn.1674-2184.1999.02.007 Li Ziliang, Chen Huizhi. 1999. Analysis of the meteorological condition causing airplane jolt[J]. J. Sichuan Meteor. (in Chinese) , 19(2) : 22–23, doi:10.3969/j.issn.1674-2184.1999.02.007 |
| [13] | 刘峰, 赵琳, 田军, 等. 2009. "2007.7.6"飞机颠簸事件数值模拟与成因分析 [J]. 气象, 35 (10) : 40-49. Liu Feng, Zhao Lin, Tian Jun, et al. 2009. Simulation and analysis of the 6 July 2007 airplane turbulence accident [J]. Meteor. Mon. (in Chinese), 35 (10) : 40-49. |
| [15] | 邱斌, 李亚春, 曾刚. 2013. 冬季东亚副热带西风急流变化及其与海表温度的关系[J]. 气象科学 , 33 (4) : 400–407, doi:10.3969/2013jms.0016 Qiu Bin, Li Yachun, Zeng Gang. 2013. Variation of the East Asian subtropical westerly jet and its relation with sea surface temperature[J]. J. Meteor. Sci. (in Chinese) , 33(4) : 400–407, doi:10.3969/2013jms.0016 |
| [17] | Ramaswamy V, Chanin M L, Angell J, et al. 2001. Stratospheric temperature trends: Observations and model simulations[J]. Rev. Geophys. , 39(1) : 71–122, doi:10.1029/1999RG000065 |
| [18] | Stohl A, Wernli H, James P, et al. 2003. A new perspective of stratosphere troposphere exchange[J]. Bull. Amer. Meteor. Soc. , 84(11) : 1565–1573, doi:10.1175/BAMS-84-11-1565 |
| [19] | 吴炎成, 周林, 刘科峰, 等. 2014. 基于AMDAR资料应用于中国周边海域飞机颠簸的统计分析[J]. 气象科学 , 34 (1) : 17–24, doi:10.3969/2012jms.0157 Wu Yancheng, Zhou Lin, Liu Kefeng, et al. 2014. AMDAR based statistical analysis on the features of cross-ocean airplane turbulence over China, surrounding sea areas[J]. J. Meteor. Sci. (in Chinese) , 34(1) : 17–24, doi:10.3969/2012jms.0157 |
| [21] | 俞飞, 王科, 梁爱民, 等. 2008. 华北地区晴空颠簸的分类特征及分析[J]. 气象 , 34 (8) : 15–21, Yu Fei, Wang Ke, Liang Aimin, et al. 2008. Synoptic classification and analysis of clear air turbulence in Beijing flight region[J]. Meteor. Mon. (in Chinese) , 34(8) : 15–21, |
| [23] | 曾刚, 孙照渤, 王维强, 等. 2007. 东亚夏季风年代际变化——基于全球观测海表温度驱动NCAR Cam3的模拟分析[J]. 气候与环境研究 , 12 (2) : 211–224, doi:10.3878/j.issn.1006-9585.2007.02.10 Zeng Gang, Sun Zhaobo, Wang Weiqiang, et al. 2007. Interdecadal variation of East Asian summer monsoon simulated by NCAR Cam3 driven by global SSTs[J]. Climatic Environ. Res. (in Chinese) , 12(2) : 211–224, doi:10.3878/j.issn.1006-9585.2007.02.10 |
| [25] | 赵树海.1994. 航空气象学[M]. 北京: 气象出版社 : 138 -158. Zhao Shuhai.1994. Aeronautical Science (in Chinese)[M]. Beijing: China Meteorological Press : 138 -158. |
| [27] | 朱乾根, 林锦瑞, 寿绍文, 等.2000. 天气学原理和方法[M]. 第3版. 北京: 气象出版社 : 46 -51. Zhu Qian'gen, Lin Jinrui, Shou Shaowen, et al.2000. Principle of Synoptic Meteorology (in Chinese)[M]. 3rd ed. Beijing: China Meteorological Press : 46 -51. |