2 济南市气象局, 济南 250102;
3 南京信息工程大学中英气候变化与评估研究所, 南京 210044;
4 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心, 南京 210044
2 Jinan Meteorological Bureau, Jinan 250102;
3 Institute of Climate Change and Evaluation Between China and UK, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044;
4 Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044
地球上的海冰多集中分布在南北两极地区,被称作是气候异常的“记忆器”和全球变化的“指示器”之一(武丰民等,2014a;俞永强等,2005)。近几十年中,北极海冰以前所未有的速度急剧消融(Holland et al., 2006;Serreze et al., 2007;Wang and Overland, 2009;Comiso,2012),武丰民等(2014a)研究发现1979~2011年北极海冰覆盖率在各月都呈现减少趋势,但秋季减少最多范围最广。冬春季节的海冰密集度与夏、秋季相比较稳定(Maslanik et al., 2007;Perovich and Polashenski, 2012),夏、秋季北极海冰融化后,开阔洋面将会吸收大量的太阳辐射,这些能量虽然没有使得海洋表面温度立即升高,但却储存于海洋内,在冬季到来时释放到大气中,进而导致冬季明显的北极影响放大现象(Screen and Simmonds, 2010;武丰民等,2014b)。
Lenton et al.(2008)认为北极海冰是一个只受很小扰动便可触发整个地球系统改变的关键“临界点”。海冰融化引发北极地区增暖,进而导致北极与中纬地区的厚度梯度和温度梯度都大大减弱(Petoukhov and Semenov, 2010;Francis and Vavrus, 2012)。北极海冰偏少年时,对流层低层的西风将减弱甚至发生东风异常(Overland and Wang, 2010),这将使得经向活动加强。北极海冰减少使大气环流发生变化,导致阻塞系统形成,进而引发的寒潮天气将影响北半球大部分地区,使得欧洲及美国东北部和中西部地区的暴雪天气增加(Liu et al., 2012)。武炳义等(2004, 2011)研究发现巴伦支海及喀拉海作为海—气作用的关键区域,其海冰覆盖率变化将对局地行星边界层的稳定性造成影响;秋、冬季北极海冰异常偏少年,西伯利亚高压将增强,北极与欧亚中高纬大气热力梯度减小,而减弱的西风使得冷空气易于向南侵袭。
极地与赤道地区的温度差对整个大气环流起着重要的影响(Deser et al., 2010;Kumar et al., 2010),进而对中国气候产生影响。关于北极海冰对中国天气及气候的影响,中国学者做了很多研究。研究表明秋、冬季北极海冰面积与亚欧大陆中高纬度地表温度为正相关,春季北极海冰可作为东亚夏季风和中国夏季降水变化的先兆因子(武炳义等, 2004, 2011)。欧洲沿岸的海冰与中国秋季气温关系最为密切(董新宁和孙照渤,2006);冬季北极关键区的海冰偏少时,冬季风加强,进而使得我国大部分地区冬季气温偏冷(解小寒等,2006;高清清等,2011)。谢永坤等(2014)研究发现秋季北极海冰异常偏少年的冬季,中国以北亚欧大陆高纬度的偏北风较强且空气异常偏冷,使得中国大部分地区冬季异常低温天气容易发生。
因青藏高原地区的观测台站较少,以往研究在探讨北极海冰对我国气候的影响时并没有对高原做过多讨论。而青藏高原地域广阔,地形复杂,被认为是全球气候变化的敏感放大区和驱动机(Dai,1990;Kang et al., 2010;陆龙骤等,2011),对中国东部地区气候变化的指示作用不容忽视(徐影等,2003;张核真等,2013)。北极海冰变化具有时空差异,对北极海冰分区域进行探讨也显得十分重要。青藏高原地区观测资料匮乏,时间延续性较差(吴佳和高学杰,2013),所以利用较全面的青藏高原台站资料,对其进行有针对性的区域研究十分重要。低温灾害性天气将对青藏高原地区的畜牧业造成严重影响,因此,要深入研究北极海冰影响青藏高原秋、冬季极端低温日数的机理,进一步提供一个对该地区的低温天气进行监测预测的预报因子。
2 资料方法利用1979~2012年中国区域的825个基本、基准站观测的日最高气温及最低气温经均一化后的数据集(李庆祥等,2006;李庆祥和李伟,2007),选取青藏高原地区的125个台站数据。Hadley中心月平均海冰覆盖率资料[1°(纬度)×1°(经度)]、ERA-Interim提供的风场、高度场等再分析资料(Rayner et al., 2003)。
利用Takaya and Nakamura(1997,2001)定义的准地转条件下的三维波作用通量计算公式,探讨低值年的波动形式,三维波通量与Rossby波群速度方向平行,但其与位相无关,所以较为适合用于探讨Rossby波频散特征,本文选用纬向和经向两个分量进行计算。
经圈平面上的Eliassen-Palm通量和散度,用来描述行星波的传播及诊断波流相互作用。本文选取4~7波计算经圈平面上的Eliassen-Palm通量,即EP通量,用矢量F定义,球面对数压力坐标下,准地转变化下的F表达式为
$\mathit{\boldsymbol{F}} = {\rm{(}} - {\rho _0}a\cos \varphi \overline {v'u'} ,{\rho _0}a\cos \varphi f\frac{{\overline {v'\theta '} }}{{{\theta _p}}}{\rm{)}}$ | (1) |
$\Delta \mathit{\boldsymbol{F}} = \frac{1}{{a\cos \varphi }}\frac{\partial }{{\partial \varphi }}({\mathit{\boldsymbol{F}}_\varphi }\cos \varphi ) + \frac{{\partial {\mathit{\boldsymbol{F}}_z}}}{{\partial z}},$ | (2) |
$\frac{1}{{{\rho _0}a\cos \varphi }}\Delta \mathit{\boldsymbol{F}} = D \cdot \mathit{\boldsymbol{F}},$ | (3) |
其中,ρ0为空气密度,θp为参考位温对气压p的导数,a为地球半径,φ为纬度,f为科里奥利参数,v'、u '和θ'为准定常行星波引起的风场和温度场的对应扰动量,Fφ、Fz表示单位质量空气的涡旋动量通量和热量通量,D·F为EP通量的散度(Andrews et al., 1997;杨蕾等,2006),文中扰动量分别取高值年和低值年异常,基本流场本文取1979~2011年气候平均。
本研究相速度采用
$c = U - \frac{\beta }{{{k^2} + {l^2}}},$ | (4) |
计算得到,其中,U表示纬向平均风速,β示Rossby参数,k、l分别表示纬向和经向波数(Coumou et al., 2014)。
本研究中还应用到经验正交(EOF)分解、相关统计分析、MK突变检验、去趋势分析、线性回归分析、概率函数等相关统计方法(魏凤英,1999)。文中采用高斯滤波(吴洪宝和吴蕾,2005)的方法,将夏、秋季海冰标准化序列进行9年平滑。前期我们利用1979~2012年8~10月(海冰减少最为明显的月份)去趋势北极海冰覆盖率与青藏高原地区平均气温作滞后相关分析,发现其与青藏高原地区当年11月至次年2月的气温有较为显著的正相关。因此选取北极海冰1979~2011年的8~10月(下文称夏、秋季)以及青藏高原的11月至次年2月(下文称秋、冬季)为研究时段。冷昼日数为日最高气温<10%分位值的日数,冷夜日数为日最低气温<10%分位值的日数。
3 夏、秋季关键区北极海冰对青藏高原秋、冬季低温的影响 3.1 秋、冬季青藏高原冷指数的时空特征秋、冬季冷昼日数EOF分解第一模态(图 1)方差贡献32.2%,空间分布图显示念青唐古拉山以南和横断山以东小范围地区为负值区,高原大部分地区为正值区,即高原南部小范围地区与高原大部为反位相关系,除南部部分站点高原大部呈现出一致性。EOF分解第一模态反映了秋、冬季高原冷昼日数变化趋势基本一致的特征。
时间系数既可表征秋、冬季冷昼日数逐年的变化,也表征该模态逐年所占权重。时间系数的5年滑动在20世纪90年代初开始呈现下降趋势,意味着高原地区冷昼日数在20世纪90年代初开始减少,近10年,2005年后出现上升趋势,表明高原大部分地区冷昼日数在2005年前后有上升趋势。秋、冬季冷夜日数EOF分解第一模态(图略),方差贡献29.8%,时空分布特征与冷昼日数相似。
3.2 关键区海冰与青藏高原地区低温日数关系对夏、秋季北极海冰覆盖率进行标准化(图 2c),其值显示从21世纪初开始,夏、秋季北极海冰覆盖率较前期偏低,处于海冰覆盖率低值期。9年平滑曲线反映出夏、秋季北极海冰覆盖率的年代际变化,20世纪90年代中期之后,夏、秋季北极海冰覆盖率开始呈现减少趋势,21世纪前期开始,减少趋势增强。与高原大部分地区低温日数出现小幅度增长的时期较一致。夏、秋季北极海冰EOF分解第一模态(图略,方差贡献40.5%)的结果表明,近10年北极海冰大部分区域呈减少趋势,但巴伦支海以东—挪威海—格陵兰海与其他区域呈反位相。
冬季喀拉海和巴伦支海的海冰面积与同期的东亚冬季风强弱密切相关(武炳义等,1999)。冬季鄂霍茨克海—巴伦支海东部—喀拉海—哈得孙湾的海冰偏少时,中国中东部大部分地区冬季温度偏低(董新宁和孙照渤,2006;解小寒和杨修群,2006)。利用秋、冬季冷昼日数、冷夜日数的EOF分解第一模态时间系数与夏、秋季北极海冰覆盖率作相关性分析(图 2a、2b),图上显示的阴影区域均通过0.05显著性检验,可以发现冷昼、冷夜日数与北极海冰覆盖率的相关系数显著区域一致,且为负相关,表明低温日数偏多时,相关显著区域的海冰偏少,根据相关系数显著区域的位置,选取关键海区:A:拉普捷夫海东部—东西伯利亚海(70°N~80°N,120°E~180°);B:波弗特海—巴芬湾(70°N~80°N,150°W~60°W)
将A+B区定为关键影响海区,对关键区的海冰覆盖率标准化后作去趋势分析(图 2d),低于-0.5的定为关键区海冰低值年,高于0.5的定为关键区海冰高值年。从中挑选出12个低值年(1981年、1988年、1989年、1990年、1991年、1993年、1995年、2003年、2005年、2007年、2010年、2011年)及11个高值年(1979年、1984年、1986年、1992年、1994年、1996年、1997年、1999年、2000年、2001年、2004年)。
青藏高原秋、冬季冷昼日数对夏、秋季关键区去趋势海冰覆盖率回归分析(图 3)显示,高原上大范围为负值,大值区位于东北部,而由于高原南部地处低纬度,加上其地势较低,该处气候暖湿化(谭春萍等,2010),横断山以东和冈底斯山至念青唐古拉山南麓出现小范围正值区,其余高原大部为负值区。冷夜日数的回归分析(图略)与冷日日数具有相同的分布形式和结论,表明夏、秋季关键海区海冰偏少时,秋、冬季青藏高原低温日数将偏多。
图 4a为500hPa位势高度场对关键区去趋势海冰覆盖率回归,图中蓝色负值区代表关键区海冰偏少时,该区域500 hPa位势高度偏强;红色正值区,反之。从中看出关键海区海冰偏少将使得极地和青藏高原地区500 hPa位势高度减小,高原以北中高纬地区位势高度增强。500 hPa位势高度场(图 5a)差值分布(关键区海冰低值年—高值年),填色区域通过0.1显著性检验。可以看出关键区海冰低值年时,高度场自极地向高原呈现出“负—正—负”的空间变化特征。
500 hPa关键区海冰低值年与高值年流函数及波作用通量差值分布图(图 4b)可知,关键区海冰低值年时自北极至青藏高原有明显由北向南波动通量,且青藏高原处于流函数低值带,西伯利亚地区地处流函数高值带,流函数高值带意味着有较强的高压反气旋系统,同时高度场差值在低值年时也在西伯利亚地区存在正值,西伯利亚地区高压反气旋系统形成与壮大将使得北方源地的冷空气易于向南侵袭。风场(图 5b)差值分布(关键区海冰低值年-高值年,阴影区域通过0.1显著性检验)可以看出,关键区海冰低值年时,西伯利亚地区风场呈现反气旋结构,青藏高原以北风场呈现明显偏北风,来自中高纬的冷空气向高原侵袭,但其南部风场有偏南风的存在,北方冷空气对高原南部影响较小。
4.2 经圈环流及纬向风变化图 6a为75°E~105°E平均经圈环流差值分布(黑色线内通过0.1显著性检验),高原以北,经向气流以北向南为主,北风分量偏强。EP通量及其散度(图 6b)的差值分布形式表明,夏、秋季关键区海冰低值年时,青藏高原北部、南部上空均出现散度辐合区,意味着该区的西风减弱,减弱的西风使得经向活动加强,青藏高原上空的EP通量在海冰低值年时由北向南波动加强,由于EP通量平行于子午面内行星波的群速度,与基本气流发生相互作用,EP通量可以用来描述行星波的传播,其散度可以来诊断波流相互作用。说明夏、秋季海冰低值年时,秋、冬季青藏高原上对流层中层至平流层底部主要受到由北向南的波流控制,Rossby波在青藏高原及其以北地区呈现由北向南波动形式,北部冷空气易于通过气流向高原侵袭,对青藏高原的极端冷天气造成影响。
海冰偏少年,气候态时对流层低层的西风减弱,甚至发生东风异常(Liu,2012;Outten and Esau, 2012),西风减弱导致阻塞形势增加,经向活动减弱,使得极地冷空气入侵中高纬,引发中高纬多地极端冷天气发生(Overland and Wang, 2010;武丰民等,2014b)。图 7为选取关键区海冰低值年和高值年高原以北西风带常处位置(35°N~65°N,75°E~105°E)的500 hPa纬向风与相速度6~8波概率密度函数分布,可以看出在关键区海冰低值年时,青藏高原以北的西风带地区西风减弱,Rossby波东传减缓,这将导致经向活动加强。西风急流主流减弱是阻塞高压形成的信号之一,而阻塞高压的崩溃即将引发寒潮天气,进而影响我国大部分地区(朱乾根,2000),以往研究也表明,秋、冬季北极海冰的异常偏少时西伯利亚高压将增强,减弱欧亚中高纬地区的西风,减弱北极与欧亚中高纬大气热力梯度,同时减弱的西风使得冷空气易于向南侵袭(武炳义等,2011)。
本研究系统地分析1979~2011年青藏高原地区秋、冬季低温日数的变化特征,选取关键影响海区并挑选关键区海冰低值年和高值年进行环流合成变化分析,结果如下:
(1)秋、冬季青藏高原大部分地区冷昼日数、冷夜日数在20世纪90年代初持续减少,2005年前后有上升趋势。夏、秋季北极海冰覆盖率具有明显的年代际变化,20世纪90年代中期之后开始呈现减少趋势,21世纪初减少趋势加强。近10年夏、秋季北极海冰大部分区域呈减少趋势,但巴伦支海以东—挪威海—格陵兰海与其他区域呈反位相,说明对北极海冰的分区域研究的必要性。
(2)根据相关分析选取并确定了关键海区:拉普捷夫海东部—东西伯利亚海(70°N~80°N,120°E~180°)与波弗特海—巴芬湾(70°N~80°N,150°W~60°W),挑选出12个低值年和11个高值年,夏、秋季关键海区海冰偏少时,秋、冬季青藏高原低温日数将偏多。
(3)关键海区海冰偏少将使得极地和青藏高原地区500 hPa位势高度减小,高原以北中高纬地区位势高度增强。关键区海冰低值年时,500 hPa高度场自极地向高原呈现出“负—正—负”的“三明治”式变化。自极地至青藏高原有明显由北向南波动通量,高压反气旋系统在西伯利亚地区形成与壮大。青藏高原以北风场呈现明显偏北风。青藏高原对流层中层至平流层底部主要受到由北向南的波流控制,Rossby波在青藏高原及其以北地区呈现由北向南波动形式,青藏高原以北的西风带地区西风减弱,Rossby波东传减缓,导致经向活动加强。北部冷空气易于通过气流向高原侵袭,对青藏高原的极端冷天气造成影响。
北极海冰减少造成北极与中纬地区的厚度梯度减弱,冬季中高纬地区盛行西风明显减弱,经向波动有显著加强,西风急流主流减弱导致阻塞形势增加,易爆发寒潮(Sokolova et al., 2007;Honda et al., 2009;Seierstad and Bader, 2009)。表明青藏高原以北地区在海冰低值年时,偏北的经向风易将西西伯利亚地区冷空气带向青藏高原,使得极端冷天气易于发生。本文主要基于已有观测资料的统计分析,还需进一步得到数值模拟的验证,已有的研究(Honda et al,2009;Petoukhov and Semenov, 2010;Peings and Magnusdottir, 2014)指出,秋季北极海冰变化可以作为预测东亚冬季气温的预报因子,但对环流机制的探讨尚无定论,青藏高原本身海拔较高,冰雪覆盖率较大,对气候响应敏感,其自身冰雪变化对该区域以及我国东部季风区极端天气的影响机制也将是一个重要的科学问题,这将是我们的下一步工作。
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