（气象学专业论文）冬季北极海冰异常对北太平洋风暴轴的影响及其机制研究.pdf

冬季北极海冰异常对北太平洋风暴轴的影响 及其机制研究 中文摘要 本文运用观测资料和多种统计方法，研究了冬季北极9 0 。e 一1 8 0 。一 9 0 。w ，4 0 。一9 0 。n 区域内海冰面积异常对同期北太平洋风暴轴的影响。结 果表明：该区域尤其是鄂霍次克海西部海区面积异常增大时，风暴轴在西北一 中部一东南一线强度增强，在东北部强度减弱；负异常时则相反。进一步研 究显示，鄂霍次克海西部海区海冰面积异常与北太平洋海温异常存在着密切 的联系，二者共同作用，能够对大气温度场和高度场产生影响，引起急流的 变化，使得斜压性发生改变，最终作用于风暴轴。鄂霍次克海西部海冰对大 气的作用具有局地性，但考虑到它位于风暴轴发生区域附近，因而其作用不可 忽视。 关键词：北极海冰，北太平洋风暴轴，太平洋海温异常 r e s e a r c ho i lt h ei m p a c to f a r c t i cs e ai c ea n o m a l y o nt h en o r t h e r np a c i f i cs t o r mt r a c k a n di t sp o s s i b l em e c h a n i s md u r i n gw i n t e r a b s t r a c t u s i n go b s e r v a t i o n a ld a t aa n ds o m es t a f f s t i c a lm e t h o d s ，w eh a v es t u d i e dt h e i m p a c to f t h ea z c d cs e ai c ea n o m a l yi nr e g i o n9 0 。e 一1 8 0 。q o 。w ，4 0 。一 9 0 。no nt h ep a c i f i cs t o r mt r a c ki nt h es a n l et e r md u r i n gw i n t e r r e s u l t ss h o wt h a t ： w h e ns e ai c ei n c r e a s e si nt h i sr e g i o n ，e s p e c i a l l yi nw e s t e r np a r to ft h es e ao f o k _ h o t s k 也ei n t e n s i t yi nn o r t h w e s t - - c e n t r a l - - s o u t h e a s tp a r to ft h es t o r mt r a c k s t r e n g t h e n s ，b u tt h ei n t e n s i t yi nt h en o r t h e a s tp a r tw e a k e m s ，a n dv i c ev e r s a f u r t h e rs t u d yd e m o n s t r a t e st h a tt h e r ei sac l o s er e l a t i o n s h i pb e t w e e nt h es a ei c e a n o m a l yi nt h ew e s t l l e mo ft h es e ao fo k h o t s k a n ds s t ai nt h en o r t h e mp a c i f i c ， t h e yc a na c to nt h ea t m o s p h e r i ct e m p e r a t u r ea n dg e o p o t e n t i a lh e i 曲t f i e l d s t o g e t h e r ，w h i c hc a l li n f l u e n c et h ej e ts t r e a m , w o r ko nt h eb a r o c l i n i t y ，a n df i n a l l y i m p a c tt h es t o r mt r a c k t h o u g ht h ei m p a c to f s a ei c ea n o m a l yi nw e s t h e mo ft h e s e ao f0 i d a o t s ko nt h ea t o m o s p h e r ei si o c a l i ti sn e a rt h ea r e aw h e r es t o r mt r a c k g e n e r a t e s ，a n ds h o u l dn o tb en e g l e c t e d k e yw o r d s ：a r c t i cs e ai c e ，n o r t h e r np a c i f i cs t o r mt r a c k , p a c i f i cs s t a i i 学位论文独创性声明 本人郑重声明： 1 、坚持以“求实、刨新”的科学精神从事研究工作。 2 、本论文是我个人在导师指导下进行的研究工作和取得的研究 成果。 3 、本论文中除引文步卜，所有实验、数据和有关材料均是真实的。 4 、本论文中除引文和致谢的内容外，不包含其他人或其它机构 已经发表或撰写过的研究成果。 5 、其他同志对本研究所傲的贡献均己在论文中作了声明并表示 了谢意。 作者签名：i 堑盎：整 日 期：兰塑曼挚! 蚺 学位论文使用授权声明 本人完全了解南京信息工程大学有关保留、使用学位论文的规 定，学校有权保留学位论文并向国家主管部门或其指定机构送交论 文的电子版和纸质版；有权将学位论文用于非赢利日的的少量复制 并允许论文进入学校图书馆被查阅：有权将学位论文的内容编入有 关数据库进行检索；有权将学位论文的标题和摘要汇编出版。保密 的学位论文在解密后适用本规定。 作者签名：j 互垄堑 日 期：型b 笨圣垃 第一章引言 1 - 1 研究的目的与意义 关于海冰对大气环流和气候影响的研究由来已久。海冰的高反射率减少了 海面对太阳辐射能的吸收；作为强绝热体，海冰还限制了海一气之间热量、质 量、动量和化学成分的交换：由于冻结时海水要脱盐，海冰生成后常常加深海 洋混合层，混合层进一步加深，导致低水形成，因而会影响到全球海洋的深层 环流【l 】。它主要通过大气环流调整的快变过程和海洋调整的慢变过程来影响全 球大气p ”。风暴轴是指2 5 6 天天气尺度瞬变涡动最强烈的地区，虽然天气尺 度瞬变涡动占大气总方差的比重并不大，但它与每日地面天气图上的气旋和反 气旋路径紧密联系在一起，所以对天气的演变有重要的指示意义；而且天气尺 度瞬变波与低频扰动和时间基本气流之间可以相互影响，使彼此发生变化，在 大气环流短期异常中的作用也非常明显；进一步了解风暴轴对有助于提高短期 气候的预测水平和大气环流模式的准确率：因此，对风暴轴的研究日趋受到重 视。对风暴轴维持机制的探讨是风暴轴研究中的一个活跃分支，本文着重研究 作为极赤热机热汇的北极对风暴轴可能造成的影响。 1 2 北极海冰的研究现状与进展 本文主要讨论的是北极海冰的气候效应。北冰洋本身( 不考虑周围海域) 一年绝大多数时间都覆盖着冰；除极冠冰外，北极还存在着连接海岸的或连接 海底的固定冰。海冰面积夏季最小冬季最大，相差7 1 0 6 k m 2 ，面积最大时约为 北半球海面的1 0 。黄士松和谢倩等 6 ，7 j 指出赤道和极地之间的热力差异是决定 大气环流最基本的因子，北极海冰面积和赤道海温的异常对大气环流的影响具 有同等重要的作用，任何一方的异常均可以显著影响大气环流。王嘉和郭裕富博1 也指出在中高纬不能排除海冰可预报性与海温作用相当甚至超过海温的可能 性；并指出海冰对中高纬低层大气温度场、湿度场的可预报性较好，局地性较 强；在某海区海冰出现大幅度异常时，该海区海冰对大气环流的影响可能在强度 上比较明显，空间尺度也比较大，垂直方向上的影响也有所加大；虽然海冰的 影响似乎比较局限于局地作用，但这并不排除在某种情况下，某些区域的海冰 可能影响更大范围内的大气环流状况的可能性。w a l s h 例指出海冰对大气的影响 范围在空间上涵盖局地到全球尺度，在时间上涵盖了几天到几年尺度。郑维忠 等 1 0 】利用g c m 模拟北极海冰持续异常对北半球大气环流季节变化影响发现北 极海冰异常对北半球近地面层、对流层和平流层等各层都有明显的影响；对北 半球大气环流影响最显著的区域，冬季在高纬，夏季在中纬地区；且既有同时 性影响，又有滞后性影响。赵玉春等【l “指出，北极各季海冰在突变年由多冰期 进入少冰期后，海平面气压场明显变化，海冰在多冰季节( 冬、春季) 比少冰 季节( 夏、秋季) 对大气环流的影响显著，特别是各个季节中海冰年际变化强 的区域，对大气环流的影响更为显著。在大气底层，海冰面积的增减直接对大 气活动中心造成影响【1 ，而在大气高层，海冰面积的异常使得极涡的位置和范 围发生改变1 0 , 1 2 1 4 ，并对槽脊运动产生影响”】，局地海冰面积的异常还能激发 起一定的大气遥相关型【1 6 】。并与e n s o 事件有一定的联系1 卜19 1 。北极海冰对气 候系统的影响不仅表现在较短的时间尺度( 如季节和年际尺度) 上，该影响还 体现在更长的年代际时间尺度上【4 2 。 1 3 风暴轴的研究现状和进展 北半球的两大风暴轴分别位于中纬度的两大洋上：太平洋风暴轴位于 1 5 0 。w 以东穿过太平洋到达北美洲海岸，大西洋风暴轴则始于9 0 。w 然后向东 穿过大西洋；每一个风暴轴的西端都是以短期尺度的移动性扰动为标志的，其 东端则是低频的近于静止的瞬变波。风暴轴存在着显著的季节变化，一般两言， 冬季最强，夏季最弱，春、秋两季为过渡时期【2 lj ；不同季节的风暴轴还具有明 显的年际和年代际变化 2 2 j 。斜压不稳定是中纬度瞬变扰动在风暴轴西端发展的 一个主要原因，而风暴轴东端的维持和发展则归因于以涡动非地转位势涡动通 量作为重要能量来源所引发的“下游效应”；此外，基本气流本身及其局地不 稳定也对风暴轴的局地维持有重要作用，并不一定要求基本气流是斜压的；即使 不存在绝对不稳定，纬向上局地区域的斜压性也能导致局地瞬变波扰动的活跃 2 3 1 2 8 。h o s k i n s 和v a l d e s 2 明发现非绝热加热效应有利于风暴轴区域斜压性的增 强，进而对风暴轴的维持有重要作用。朱伟军等【3 4 i 在研究冬季北太平洋s s t 异常对北太平洋风暴轴的影响时也得到了同样的结论。l e e 和m a k t 3 5 】还进一步 指出，地形对风暴轴的维持所起的作用也不可忽视。此外，北极海冰的变化也 会对北半球风暴轴产生影响。o v e r l a n d 等【36 ，”】在研究自令海海冰范围与风暴路 径间的联系时发现，重冰年最多风暴中心位于白令海东南，且穿过6 0 。n 以北 地区的风暴比平均情况少，轻冰年最多风暴中心位于白令海西南，主要风暴路 径从阿留申群岛以南北移到约5 6 。n ，且6 0 。n 以北海盆西部风暴也有所增加； 整个海盆风暴比平均情况多。d e s e r 3 s 指出格陵兰海冰和相应的海气热交换的 异常能导致当地风暴路径北移。g u d r u n 等 3 9 】通过数值模拟指出北冰洋及与之接 壤的北大西洋海冰面积较大时，大西洋风暴轴强度较弱，位置偏南且纬向型更 强。 1 4 本文工作的主要思想和内容安排 目前对风暴轴维持的外部热动力学机制的研究主要集中在海温的非绝热加 热对风暴轴的影响上，而对极地冷源北极海冰对风暴轴影响的研究还较少， 目前国内尚无这方面的研究，本文的研究有利于迸一步了解风暴轴的维持机制。 此外，海冰的异常具有区域性，前人的研究 3 7 3 9 1 谈的都是局域海冰对风暴轴或 风暴路径的影响，然而不同区域海冰异常对大气造成的影响不尽相同，同一区 域海冰异常对北太平洋风暴轴和北大西洋风暴轴的影响也不尽相同，因此，北 极海冰对风暴轴的影响值得迸一步探讨。 本文选择1 月北太平洋风暴轴作为冬季风暴轴的代表，将北极海冰的变化 作为诱园，研究了与风暴轴同期的海冰面积异常对风暴轴的影响。在海冰区域 的选择上，采用了郝春江等 4 0 1 提出的分区方法，将北极海冰区域分为两个区： i 区为9 0 。e 1 8 0 。一9 0 。w ，区为9 0 。w 一】8 0 。一9 0 。e 。这种分区方法的 优点在于考虑了两大洋分别与北极海冰相互作用的整体性，表现出了大西洋和 太平洋海域大洋本身冷暖洋流的作用所形成的特征。 本文还进一步研究了海冰对风暴轴作用的物理机制。由于海冰一气系统 密切联系，相互影响，因此本文一并考虑了海温和大气的变化对海冰及风暴轴 可能造成的影响。 本文分为五部分，第二章主要介绍资料和方法；第三章给出风暴轴变化的气 候特征；第四章研究i 区海冰面积异常对风暴轴的影响；第五章探讨i 区海冰 面积异常对风暴轴影响的可能机制；第六章总结全文并作讨论。 2 1 资料说明 第二章资料与方法 2 1 1 海冰资料 取自英国h a l d l y 气候研究中心提供的1 8 7 0 年1 月到2 0 0 3 年2 月的逐月海冰 密集度资料，纬度范围是8 9 5 。s 到8 9 5 。n ，经度范围是1 7 9 5 。w 到1 7 9 5 。e ， 分辨率为1 。1 。( 经度纬度) ，资料用0 1 0 分别表示海冰在单位面积内占 十分之几( 如7 表示在单位面积内，海冰占十分之七的范围) 。在计算i 区海冰 总面积时，本文引进了d q 指数。海区中所有格点值求和所得的时间序列用o 指数表示，而d q 指数即为标准化的q 指数。需要指出，由于海冰密集资料和 单位面积相关，1 。x1 。的单位面积随着纬度的增加而减少，本文采用纬度订正 系数= c o s ( a ，z 1 8 0 ) 以消除这种资料带来的偏差，其中t 2 指格点资料所在 的纬度。本文实际用海冰资料时间范围取为1 9 5 5 年1 月至1 9 9 9 年1 月，空间 范围取为：纬度3 9 5 。8 9 5 。n ，经度8 9 5 。e 一8 9 5 。w 。 2 1 2 位势高度场、温度场、风场资料 取自美国n c e p n c a r 提供的再分析逐日和月平均网格资料，分别率为 2 5 。x 2 5 。，时间范围取为1 9 5 5 年1 月至1 9 9 9 年1 月。 2 1 3 海温资料 取自美国n c e p n c a r 提供的再分析月平均网格资料，分别率为2 。2 。， 时间范围取为1 9 5 5 年1 月至1 9 9 9 年1 月。 2 2 方法说明 2 2 。l3 l 点带通滤波 采用文献儿4 2 1 所描述的方法设计的一个3 1 点数字滤波器。表2 1 和图2 1 给出了该滤波器的滤波系数及频率响应函数，其中半增益点处的圆频率分别为： 0 3 ，= 2 7 c 6 0 d a y 一1 和0 ) ，= 2 7 c 2 5 d a y 一1 。 利用上述滤波器，对任意一个输入时间序列x ( 0 ，其滤波结果( 即输出序 4 列) y ( t ) 可以由下式计算得出： 15 y ( t ) = a 。x ( t k ) ，( 2 2 1 ) k = 一15 其中a t 为滤波系数，见表2 1 。由于滤出的每一天都考虑了前、后各1 5 天的影 响，因而滤波结果更准确和合理。 具体资料的滤波处理为：对任意一物理量场，利用上述滤波器从原始逐日 资料中滤出各层、各格点上其2 5 6 d 的瞬变涡动，然后把滤波资料按月份分成 每月一段，并对每月一段各自计算其方差，这样就得到了各月的平均带通滤波 方差( 以下简称滤波方差) ，用以代表某场某年某月的平均状况。本文用1 月 某场的平均带通滤波方差代表冬季某天气尺度涡动场的状况。 表2 13 1 点带通滤波器系数 8 0 = o 4 4 4 0 0 7 8 1a 8 = 0 0 2 0 8 6 6 5 6 a l = 一0 0 6 0 9 1 6 6 3a 9 = 一o 0 0 5 3 8 4 11 a 2 = - 0 2 8 5 0 2 3 5 1a ! l o = 0 0 1 0 3 2 4 5 6 a 工3 = o 0 6 4 5 0 8 5 6a 1 l = o 0 0 9 4 4 6 0 3 a 4 = 0 0 4 1 7 4 3 3 1a 1 2 = 0 0 0 6 3 8 7 3 2 a 5 = o 0 3 2 6 2 6 3 28 1 3 = 0 0 0 3 7 3 0 7 5 8 6 = o 0 3 3 2 7 5 8 8a + l d = 一0 0 0 7 2 2 2 8 0 a 7 = - 0 0 3 9 5 4 5 6 6a 1 5 = 0 0 0 3 2 8 2 4 7 u p u w d r e s p o n s ev u t 4 c l i o n 一l 十一一一 j ，、 f r 。q 0 ” 图2 13 1 点带通滤波器 的频率响应函数 2 2 2 相关系数及其检验 如有x 和y 的r l 对观测资料x ，x 。，x 。和y t ，y2 ，”y n ，则两个样本相关系数 r ：，这样计算： 2 ：泌n 一两吣习 ： yn 百 - zn 1 百 - ) 2 其中x 和y 是样本均值a 相关系数有一1 r x y 1 。当k 为正时，表示x 和y 有正相关关系：k 为负时，表示x 和y 有负相关关系。当r = 1 时，表示x 和y 之间有一一对应的关系。所以r i 越大，表示x 和y 的关系越密切。 两个气候变量之间的线性相关是否显著必须进行统计检验。在假设总体 相关系数p = 0 成立的条件下，相关系数r 的概率密度函数正好是t 分布的概 率密度函数，因此可以用t 检验来对r 进行显著性检验。统计量： t = 届击r 2 3 1 2 遵从自由度为n 一2 的t 分布。给定显著性水平d ，查t 分布表，若t t 。， 则拒绝原假设，认为相关系数是显著的。为检验方便，已构造出不同自由度、 不同显著性水平的相关系数检验表，在实际检验过程中，自由度已知，给定 显著性水平，就可以直接查表对相关系数进行显著性检验，这是实际研究工 作中最通用的方法。 2 2 3 奇异值分解 奇异值分解( s v d ) 方法是从两个场中分离出耦合型的最好方法之一，既 简便，又容易解释，而且不需用户自定义参数，几乎没有系统误差。文献3 2 】 对该方法进行了详细的描述： 对任意两个标量场： s i ( t ) 表示t 时刻在第i 空间点上某要素观测值，通常称为左场； z f ( t ) 表示t 时刻在第j 空间点上另一要素的观测值，通常称为右场。 其中i = l ，2 ，n ；j = 1 ，2 ，n ：；t - = l ，2 ，t 。一般来说，空间点数n 。可以不等于 n ：。 设两要素场的协方差矩阵为c 。，则 c 矗= s ，( t ) 弓。( t ) ，是一个n 。x n z 的实矩阵。当s i ( 1 ) 与7 j ( t ) 为标准化资料时， c ；：还是两要素场的相关矩阵。c 。：的奇异值分解为： c s ：= g k p k q k ，r - m i n ( n s ，n 0 ，( 2 2 4 ) 其中p k 是c 。的r 个相互正交的左奇向量之一，q k 是c 。的r 个相互正交的 右奇向量之一，它们分另表示了左场和右场的空间典型分布。g k 是c 。：的奇 异值，且有g 1 d 2 o k o 。 根据奇向量的正交性，可以用下式计算出空间典型分布所对应的时间系 数( 即展开系数或主成分) ： a k ( t ) 印k 1s i ( t ) 2 p s ，0 ) ，( 2 2 5 ) 6 n z b k ( t ) 2 q k lz t ) 2 q k j z j ( t ) ， ( 2 2 6 ) a k ( t ) g l b k ( t ) 分别为要素场s i ( t ) 和局( t ) 第k 对奇向量所对应的时间系数，由s v d 的性质易知它们的协方差就是奇异值毗，因此它f j 之间的相关系数为： 矿甄g k ( 2 2 7 ) 第k 对空间典型分布所解释的协方差平方的百分比为： s c r = 芒1 0 0 ( 2 删 6 k 2 若取前n ( n r ) 对空间典型分布，则其所能解释的累积协方差平方的百 分比为： c s c f k =x 1 0 0 ( 2 2 9 ) 在得到时间系数a k ( t ) 和b k ( t ) 之后，一般可以直接分析左、右奇向量，获得 两个场之间耦合的空间典型分布型。但是更通常的方法是分析两类相关图( 同 类相关图和异类相关图) 。若令r t ) ，g ( t ) 表示两个时间序列f ( t ) 和g ( t ) 的相 关的话，那么第k 个左( 右) 同类相关图( 分别用向量“s i ( t ) ，a k ( t ) 和r 弓( t ) ， b k ( t ) 】表示) 是由左( 右) 场和第k 个左( 右) 时间系数求相关得到的。同理， 可得到第k 个左异类相关图( r s ，( t ) ，b k ( t ) 】) 和第k 个右异类相关图( r 隅( t ) ， a k ( t ) 】) 。值得注意的是：在求这两类相关图时，左场和右场也可以不拘泥于 s v d 分析时各自所选的空间点数，范围可以扩大。一般而言，同类相关图与 所对应的奇向量不成正比，而异类相关图与所对应的奇向量成正比。但同类 相关图可以很好地反映时间系数所对应的空间型的极性和振幅，而异类相关 图反映的是在已知一个场的空间分布型的情况下，用其所对应的时间系数表 示另外一个场的空间典型分布的好坏程度。异类相关一般比同类相关要弱， 但倘若两者之间差异显著的话，从一定程度上可以用来揭示两个场的因果联 系。 对同类相关图而言，第k 对时间系数所解释各自场的方差百分比分别为： 2 2 吼一 吼 n嘲i 8 k 2 ( t ) 二t 8 k 2 ( t ) l t 2 丽t = l 丙x 1 0 0 - z a 专卜s 1 0 0 ， 亿2 k 2 ( t ) 一 ：熊。：学1 tvfrk 1 0 0 舢呲b z 川，e b t = 音 - = 业j i 一一x 1 0 0 ( 2 | 2 1 1 ) k 2 ( ) 上1 z 若取前n 对时间系数，则它们所解释各自场的累积方差百分比分别为： 砜：靛圳阶学川亿：， a k 2 ( t ) 一8 ：罄。：学n i t z b k tvfrn 1 0 0 。1 0 0 g 2 1 3 ) b k 2 ( t )五亍 。( ) = 譬卜= 盟告卜一( 2 z b k 2 ( t ) 一2 对异类相关图而言，第k 对时间系数所解释对方场的方差百分比分别为： v f l k = 生l 百一x 1 0 0 ，( 2 2 1 4 ) 若取前n 对时间系数，则它们所解释对方场的累积方差百分比分别为： v f l n = 幽生1 f 一1 0 0 ， ( 2 2 1 6 ) v f r n = 里巳i 一1 0 0 ( 2 2 1 7 ) 2 2 4 小波分析 小波分析也称为多分辨分析，克服了傅立叶分析在时间域上没有任何分 辨率的缺点，被认为是傅立叶分析方法的突破性进展。它的主要功能是表达 时间函数在时间一频率域中的局部化特征，即时间信号在局部时段的频率特 征。 一个关于时间t 的函数f ( t ) ，变换到频率域上： f ( ) = i f ( t ) e d t ， ( 2 2 1 8 ) r 。 其中国为频率，r 为实数域。f ( 出) 确定了f ( t ) 在整个时间域上的频率特 征。 而f ( t ) 的小波变换定义为： 酏a ) ： f f ( t ) + 甾d t ， ( 2 2 1 9 ) a 一2 。 a 其中y ( ! 兰) 为小波，a 为尺度因子，t ，为平移因子，a 和tr 均为实数， y ( ! ) 为y ( 上羔) 的复共轭。；( t 一，a ) 是小波系数，小波系数的模的平方 i f ( t ，a ) j 2 是小波功率谱。 小波变换的逆变换： m ，= 毒瑟m a ，掣删， 旺z 瑚， 其中，c ，= ，等等上d o ) 称为容许条件，满足容许条件的小波称为容许 小波。 小波变换具有总能量守恒局地能量守恒的性质，总能量可以分解为不同 时间尺度a 上能量之和。 小波方差为： v a r ( a ) = f ( 岫) ， ( 2 2 2 1 ) 利用小波方差可以更准确地诊断出多长周期的振动最强。 本文采用的是墨西哥帽状小波： 11 y ( t ) = ( 1 一t 2 ) 去= e2 ，( 一 t o 。) ( 2 2 2 2 ) 第三章风暴轴的气候特征 在研究北极海冰对风暴轴的影响之前，我们先给出北太平洋风暴轴的一些 基本特征。 3 15 0 0 h p a 位势高度带通滤波方差分布 文献【3 2 】指出某月风暴轴的位置和强度可以用5 0 0 h p a 位势高度带通滤波方 差来表示，所以我们首先给出4 5 年( 1 9 5 5 1 9 9 9 年) 北太平洋区域上5 0 0 h p a 位势高度滤波方差的气候平均分布( 图3 1 ) 。从图上看，5 0 0 h p a 高度上对应于 北太平洋风暴轴的最大天气尺度扰动值带位于1 2 0 。e 1 2 0 。w ，3 0 。一6 0o n 之 间，从亚洲东部通过太平洋一直延伸到北美西部沿海，其中扰动最大值位于 1 7 0 。e ，4 2 。n 附近，强度为2 4 0 0 9 p n 、_ 2 左右。 图3 1 4 5 年( 1 9 5 5 - - 1 9 9 9 年) 北太平洋风暴轴的平均分布等值线间隔：3 0 0 9 p m 2 3 2 风暴轴中心区域平均强度、中心强度及中心所在经、纬度的 逐年变化 取图3 1 上天气尺度扰动最强的一块区域：1 4 0 。e 一1 6 0 。w ，3 5 5 5 。n 作 为风暴轴的中心区域，对各年该区域所有格点作平均作为风暴轴中心区域的平 均强度；并选取该区域5 0 0 h p a 位势高度滤波方差最大的格点作为风暴轴的中 心。图3 2 给出了1 月北太平洋风暴轴中心区域平均强度和风暴轴中心强度及该 中心所在经、纬度4 5 年的逐年变化曲线。从图上看，北太平洋风暴轴中心区域 平均强度和风暴轴中心强度及该中心所在经、纬度都具有非常明显的年际变化： 风暴轴中心区域平均强度4 5 年平均为1 7 0 0 9 p m 2 左右，单年平均强度最大可超 过3 3 0 0g p m 2 ，最小仅9 0 0 9 p m 2 左右( 图3 2 a ) 。在图3 2 b 上，风暴轴中心强 度与中心区域平均强度变化趋势基本一致，风暴轴中心最强时可达约6 0 0 0 g p m 2 ，最弱时仅1 6 0 0g p m 2 左右，4 5 年平均值为3 4 0 0g p m 2 左右( 图3 2 b ) ，从图 上还可以发现，除了几个中心强度异常强的年份外，风暴轴中心强度基本集中 在在2 5 0 0 - - 4 5 0 0g p m 2 的范围内。图3 2 c 和3 2 d 显示，各年风暴轴中心的位置 也存在明显的变化：风暴轴中心最常位于3 8 4 6 。n 的纬度带内，平均位置在 4 3 。n 附近，最南位于3 6o n 左右，最北约在5 3o n ( 图3 2 d ) ；在经向上，风 暴轴中心主要位于1 5 0 。e 一1 5 5 o w 之间，平均位置在1 7 0 。附近，最东能到 1 4 5 。e 附近，最西则位于约1 9 5 。w ( 图3 2 e ) 。 型 骥 丑 * 划 疆 。 乎 赵 鼎 ， m 八八八川。八( c ) v o vvv vv 八八 以入m 。 u。u vvv v v v v 、 年份 图3 2 北太平洋风暴轴中心区域平均强度( a ) 、中心强度( b ) 及中心所在经( c ) 、纬度( d ) 4 5 年( 1 9 5 5 - - 1 9 9 9 年) 逐年变化曲线， 图中直线表示平均值，图a , b 单位为：g p m 2 , 图c 中超过1 8 0 表示西经 由图3 2 c 和3 2 d 得到4 5 年风暴轴中心所处的平均经度和纬度与风暴轴4 5 年气候平均位置( 图3 i ) 基本一致，但由图3 2 b 得到的4 5 年风暴轴中心的平均 强度却与图3 1 中气候中心的强度有着很大差异，由于图3 1 反映的是气候平均 是针对各个格点的气候平均，而风暴轴中心则是整个区域的最大值，其各年所 在位置不是固定的，因而两组图不矛盾。 3 3 天气尺度涡动温度通量特征 文献1 4 3j 发现热通量的最大输送值出现在8 5 0h p a 层上，因此本文给出了4 5 年1 月8 5 0h p a 天气尺度扰动的热量经向通量v t 的平均分布( 图3 3 ) 以及热 量垂直通量t 的平均分布( 图3 4 ) 。图中显示，在太平洋上v ，t ，为正，一t 为负，它们之间有着很好的联系，这与斜对流的概念是一致的，即暖空气向北 并向上，冷空气向南并下沉。我们还发现v7 t7 与一t 的分布均与前述5 0 0 h p a 天气尺度位势高度方差的气候平均分布( 图3 1 ) 比较一致，但在纬向上v ，t ，与 一t 中心都较5 0 0 h p a 天气尺度位势高度方差的气候平均中心偏南约5 个纬度， 经向上v t7 中心较风暴轴中心偏西约5 个经度，t 中心较风暴轴中心偏西约 1 0 个经度。这种剧烈的天气尺度涡动热量的向极和向上通量输送正是斜压波强 烈发展阶段的重要表现特征。 图3 34 5 年( 1 9 5 5 - - i 9 9 9 年) 【月北太平洋风暴轴8 5 0 h p a 天气尺度扰动 热量经向通量的平均分布等值线间隔：1 k m s 一 1 2 1 8 0 图3 44 5 年( 1 9 5 5 一1 9 9 9 年) 1 月北太平洋风暴轴8 5 0 h p a 天气尺度扰动 热量垂直通量的平均分布等值线间隔：o ，0 2k p a s 。 3 47 7 5 h p a 斜压性指数的分布特征 研究表明，北半球风暴轴上的天气尺度涡动活动可以用发展中的斜压波生 命史来解释2 2 1 ，斜压性的强弱对风暴轴的维持和发展具有至关重要的作用。文 献f 3 l 】根据h o s k i n s 等口9 j 弓i a e a d y 波最大增长率 l z x - r i a b i = 0 3 1 f 引n ，( n 为静力稳定度参数) ( 3 1 ) j ，7 - , l 作为斜压性强度指数来量度纬度斜压性强弱。同样，本文利用该式计算了7 0 0 h p a 到8 5 0b p a 之间的斜压性。 18 0 图3 54 5 年( 1 9 5 5 1 9 9 9 年) 1 月北太平洋区域7 7 5 h p a 斜压性指数的平均分布 等值线间隔：0 1 d 图3 5 是4 5 年1 月北太平洋区域7 7 5h p a 斜压性指数的分布特征。从图中 我们可以看到，斜压性指数极大值主要分布在太平洋风暴轴入口区，最大值可 达1 id j ，对应于冬季东亚急流的出口区：而在风暴轴的东部地区该值较小；表 明风暴轴东、西两端的结构存在明显的差异，其西端为强的斜压性结构，到了 其东湍逐渐转变为相当正压结构。该分布也与前述5 0 0h p a 天气尺度位势高度方 差的分布基本一致，所不同的是中心较风暴轴中心偏西约2 0 个经度，偏南约5 纬度。 3 5 小结 通过以上分析，我们了解了1 月北太平洋风暴轴的一些基本情况：5 0 0 h p a 高度上北太平洋风暴轴4 5 年( 1 9 5 5 1 9 9 9 年) 气候平均位置主要分布在 1 2 0 。e 一1 2 0 。w ，3 0 。一6 0 。n 之间；风暴轴的中心区域平均强度、中心强度以 及中心所在的位置都有着较显著的年际变化；5 0 0 h p a 位势高度带通滤波方差分 布与8 5 0h p a 天气尺度扰动热量经向通量的气候平均分布、8 5 0h p a 天气尺度扰 动热量垂直通量的气候平均分布以及7 7 5 h p a 上斜压性指数的气候平均分布均 与有着很好的对应关系，都体现了风暴轴的斜压性特点。 第四章海冰异常对风暴轴的影响 在海冰i 区，白令海峡是北冰洋与太平洋之间唯一的通道。流冰通过自令 海峡沿亲潮寒流而下，可抵达4 0 。n 左右，大量流进鄂霍次克海甚至更南，对 亚洲东北部沿海地区影响较大；但受北太平洋暖流和阿拉斯加暖流的影响，在 白令海东部以及阿拉斯加湾海区受海冰的影响很小，冰界线偏北f 4 0 。文献口j 指 出，从北冰洋流入太平洋的海冰其实很少，北太平洋及其周围海面的海冰基本 是就地形成的，它们通常只局限在白令海、鄂霍次克海和日本海；7 9 月太平 洋上很少见到海冰。汪代维和杨修群【4 3 】发现，该区海冰变化的关键区冬春季节 主要位于鄂霍次克海和白令海，夏季则主要限于从喀拉海、东西伯利亚海、楚 科奇海到波弗特海的纬向带状区域内；并指出位于太平洋一侧极冰面积变化的 异常型基本具有半年的持续性。方之芳等 4 4 1 指出自1 9 6 8 年以来，北极海冰的减 少是北半球海冰变化的总趋势，在太平洋一侧白令海的海冰面积不断减小，但 鄂霍次克海西部靠近萨哈林岛附近的海冰面积则是增大的；许多学者也发现冬、 春季节鄂霍次克海与白令海海冰面积成反位相变化 4 5 , 4 6 】。d e s e r 等4 7 增出冬季自 令海与鄂霍次克海海冰面积的这种跷跷板式的变化趋势与该海区表面气温的变 化有很好的关系。 4 1 海冰异常的时间演变特征 鑫 靼 。 口 年份 图4 14 5 年( 1 9 5 5 - - 1 9 9 9 年) 1 月i 区海冰d q 指数的变化曲线 图4 1 给出了4 5 年( 1 9 5 5 - - 1 9 9 9 年) 1 月i 区海冰d q 指数的变化曲线。从 图上看1 月i 区海冰d q 指数具有明显的年际变化；总体而言该区海冰面积的 变化较平稳，从2 0 世纪5 0 年代中期至7 0 年代中期海冰面积有减小的趋势，而 自7 0 年代中期至9 0 年代中期，海冰面积则有增大的趋势；这与北半球海冰减 少的总趋势相反，可能与方之芳等h 4 发现的鄂霍次克海西部靠近萨哈林岛附近 的海冰面积增大有关。 裁 隔 蜊 更 月份 图4 2 1 月i 区海冰d q 指数的落后自相关系数其落后时间为o _ 2 4 个月，其中0 代表 其自身水平线代表显著性为o r = o 0 5 的信度标准 图4 2 给出了1 月i 区海冰d q 指数的落后自相关系数。从图上看，1 月i 区海冰d q 指数与滞后其1 3 个月的d q 指数呈正相关，且通过了显著性为 口= o 0 5 的信度检验，说明1 月i 区海冰面积异常具有3 个月的持续性；此外， 1 月海冰d q 指数与滞后6 8 个月及滞后1 6 2 0 个月时的海冰d q 指数存在显 著的负相关，与滞后1 l 一1 2 个月时的d q 指数具有显著的正相关，落后自相关 系数具有1 1 个月左右的振荡形式，随着时间的推移，其总体相关趋势减弱。 4 2 海冰异常对风暴轴的影响 4 2 1 相关分析结果 我们首先给出1 月i 区海冰d q 指数与同期5 0 0 h p a 高度滤波方差场的相关 分布( 图4 3 ) 。从图上看，d q 指数与风暴轴主体区域5 0 0 h p a 位势高度滤波方 差基本呈正相关，其中在气候平均位置的西北、中部及东南部正相关最为显著， 其显著性通过了t 2 = 0 0 5 的信度检验；在风暴轴南部和北部有两个负相关中心， 但均未通过g t = o 。0 5 的信度检验。表明i 区海冰d q 指数与风暴轴密切相关，在 风暴轴的西北、中部及东南部相关最为明显。 图4 3 1 月i 区海冰d q 指数与同期5 0 0 h p a 高度滤波方差场的相关 轻、重阴影分别表示通过了显著性水平9 5 和9 9 的检验。 4 2 2 合成分析结果 以上得到的只是一种相关关系，两者之间的相互影响和联系需要进一步的 讨论，所以下面我们采用统计合成的方法来进一步考察i 区海冰d q 指数异常 可能对同期太平洋风暴轴产生的影响。表4 1 给出了为进行合成分析而挑选的个 例( 标准：d q 指数的绝对值大于1 ) 。为加强结论的可靠性，我们对两个样本 均值进行了差异显著性的t 检验，显著性达到仪= o 0 5 信度水平以上的地区在图 中以阴影区表示。 表4 1 合成分析选取的个例 海冰d q 指数 个例 正异常 7 9 ，8 0 ，8 8 ，8 9 ，9 0 ，9 2 ，9 3 ，9 4 ，9 5 ，9 8 负异常6 2 ，7 4 ，7 8 ，8 4 ，9 6 ，9 7 b 0 ( a ) 图4 41 月i 区海冰d q 指数极大( a ) 、极小年( b ) 时5 0 0 h p a 位势高度滤波方差的合成 及其差值分布( c ) 等值线间隔：3 0 0 9 p m 2 差值图上轻、重阴影分别表示通过显著性水平9 5 和9 9 检验的区域 图4 4 给出了1 月i 区海冰d q 指数极大、极小年时5 0 0 h p a 位势高度滤波 方差的合成及其差值分布。从图4 4a 上看，i 区海冰面积极大年，风暴轴位置 与气候平均位置接近，强度增强，风暴轴中心较气候平均中心偏东约5 个经度， 强度超过了3 0 0 0g p m 2 。面在海冰面积极小年( 图4 4 b ) ，风暴轴明显减弱，风暴 轴东端向西收缩，风暴轴中心位于气候平均中心西南，在1 7 0 。w ，4 0 。n 附近， 强度仅为2 1 0 0 印m 2 左右。两者的差值分布( 图4 4 c ) 和1 月i 区海冰d q 指数与 风暴轴的相关分布( 图4 r 3 ) 基本一致，较好地反映了海冰极大、极小年风暴轴的 变化特征：风暴轴增强区在1 4 0 。e 一1 3 0 。w ，3 5 。5 5 。n 之间，增强中心位于 1 7 6 。e ，4 4 。n 附近，其显著性通过了口= 0 0 5 的信度检验；减弱区均在3 5 。n 以南及6 0 。n 以北风暴轴的外围区域；反映i 区海冰面积异常增大时，风暴轴 的主体区域强度增强，风暴轴中心附近强度增强则更为显著。以上分析表明， i 区海冰面积正异常时，对风暴轴主体区域强度的增强有重要影响；负异常时 则相反。 4 3 关键区海冰异常对风暴轴的影响 4 3 1 海冰关键区的选取 图4 5 给出了1 月【区海冰d q 指数正、负异常时该区海冰密集度的合成 和差值场。从图4 5 a 上看，d q 指数正异常时，白令海峡以北完全被海冰覆盖， 海冰最南伸展到鄂霍次克海4 5 。n 附近，整个鄂霍次克海和舍列霍夫湾密集度 都超过0 ，表明在各个网格点上平均而言都有海冰的存在，且最大密集度超过了 3 1 0 ；而d q 指数负异常时( 4 5 b ) ，东西伯利亚海东部一楚科奇海一波弗特海部 分海域海冰的密集度降低至9 1 0 左右，海冰最南虽然也在鄂霍次克海4 5 。n 附 近，但在该海区密集度超过0 的范围较d q 指数正异常时( 4 5 a ) d , ，最大密集度 也不超过3 1 0 。差值图( 4 s o ) 更直观地刻画了海冰的变化特征：海冰密集度变化 最大的区域在鄂霍次克海至白令海海域，密集度的差值最大可达2 1 0 以上，差 值的显著性水平也通过了a = o 0 5 的信度检验。可见，1 月一区海冰的面积变化 主要集中在鄂霍次克海至白令海一线，这与文献p 刮是一致的。 1 9 图4 5 1 月i 区海冰d q 指数极大( a ) 、极小年( b ) 时该区海冰密集度的合成场及其差值分 布( c ) 差值图上轻、重阴影分别表示通过显著性水平9 5 和9 9 检验的区域 图4 6 给出了1 月i 区海冰密集度的方差分布。该图显示，1 月鄂霍次克海一 舍列霍夫湾一白令海一线( 1 3 0 。e 一1 5 0 。w ，4 5 6 5 。n ) 密集度的方差最大， 表明该海域是1 月海冰i 区中变化最剧烈的区域，海冰面积的变化主要集中在 这；这也肯定了由图4 5 给出的结论。 图4 61 月i 区海冰密集度的方差分布图中阴影表示方差大于0 的区域 因此我们选择鄂霍次克海一舍列霍夫湾一白令海一线海区作为海冰面积异 常变化的关键区，在下文着重讨论关键区海冰面积的异常变化对北太平洋风暴 轴的影响。 4 3 2s v o 分析结果 为更清楚地了解1 月鄂霍次克海一舍列霍夫湾一白令海海区对同期北太平 洋风暴轴的影响，我们将该海区海冰密集度场与北太平洋5 0 0 1 1 p a 位势高度方差 作s v d 分析。海冰区域的空间范围取为1 3 0 。e 一1 5 0 。w ，4 5 。一6 5 。n ，考虑 到两个场的格点数要基本一致，因而我们取5 0 0 h p a 位势高度滤波方差场空间范 围为1 0 0 。e 一1 0 0 。w ，1 5 7 7 5 。n ；时间序列都取为4 5 年( 1 9 5 5 - - 1 9 9 9 年) 1 月。 风暴轴( 5 0 0 h p a 位势高度场的滤波方差) 和海冰场( 海冰密集度) s v d 结 果的前两对空间典型分布型累积解释了总协方差的5 1 0 4 ，其中第一对空间典 型分布对应的风暴轴和海冰场的时间系数与t 区4 5 年1 月海冰d q 指数相关系 数分别为0 2