东亚副热带西风急流季节变化特征
及其热力影响机制探讨Ξ
况雪源1,2 张耀存1
1南京大学大气科学系,南京,210093
2广西壮族自治区气候中心,南宁,530022
摘 要
利用1961—2000年NCEP/NCAR月平均再分析资料对东亚副热带西风急流强度和位置的季节变化进行了分析,指出急流位置季节变化不仅有明显的南北向移动,6—7月还存在东西方向的突变特征,同时急流轴在北进过程中具有东西向的不一致性,急流中心强度的变化超前于位置的南北移动。在此基础上,采用动态追随急流中心移动的方法,探讨东亚副热带西风急流季节变化的热力影响机制,发现东亚副热带西风急流强度变化及位置移动与对流层中上层气温南北差异的分布结构有很好的对应关系,这说明急流的季节演变是对辐射季节变化及由于东亚特殊的海陆分布和青藏高原大地形影响而造成纬向不均匀加热的响应。从各热量输送项与急流的关系来看,从冬半年到夏半年的增暖时段,急流中心南北温差减小,急流减弱北进;从夏半年到冬半年的降温时段,急流中心南北温差增大,急流加强南退。热量平流输送的经向差异是造成急流中心南北温差的主要原因,急流跟随热量平流输送最大经向梯度中心位置南北移动。非绝热加热对急流中心的东西移动有引导作用,青藏高原春夏季对对流层中上层强大的加热作用是导致6—7月急流中心位置西移突变的原因。
关键词:东亚副热带,西风急流,季节变化,热力影响机制。
1 引 言
东亚副热带西风急流(East Asian Subtropical Westerly Jet Stream,简称EAWJ)是一条独立环绕副热带地区的强锋带,全年活动在东亚上空,通常出现在西太平洋副热带高压的北缘。东亚副热带西风急流具有明显的季节变化特征,其季节性的北跳是大气环流季节转换的标志,是东亚地区划分自然季节的重要依据之一[122]。陶诗言等[3]指出东亚梅雨的开始和结束与6月及7月份亚洲上空南支西风急流的两次北跳过程密切相关。董敏等[4]分析了北半球500hPa纬向西风的年际变化,发现东亚地区夏季西风指数与中国初夏梅雨的年际变化有密切关系。高由禧等[5]及丁一汇等[6]的研究表明高空急流带所引起的次级环流往往导致其南侧出现明显降水中心,Liang等[7]通过对资料观测和CCM3模拟资料的对比分析研究了东亚季风降水与对流层急流的联系,认为北部的东亚副热带西风急流与南部的Hadley环流是影响东亚区域季风降水的显著系统。Yang等[8]研究了东亚西风急流与亚洲—太平洋—北美气候的关系,指出相对于ENSO而言,急流对亚太地区气候的影响更为显著。许多研究亦表明,高空西风急流位置在6月中旬的北跳与中国江淮流域的梅雨以及夏季风在印度地区的全面爆发有显著的关系[9210]。
由于东亚副热带西风急流对东亚气候的显著影响,人们在其形成机制、与东亚季风和ENSO的联系及其异常气候效应等方面作了大量研究。早期的研究工作认为,西风急流与角动量和涡度的输送密切联系,其形成与海陆热力对比和地形有关[11214]。
第64卷第5期2006年10月
气 象 学 报
ACTA METEOROLO GICA SIN ICA
Vol.64,No.5
October2006
Ξ初稿时间:2005年9月8日;修改稿时间:2006年3月23日。
资助课题:国家自然科学基金重点项目(40333026)。
作者简介:况雪源,女,1971年生,博士,主要从事区域气候变化分析及数值模拟研究工作。Email:xykuang@https://www.doczj.com/doc/dd15466929.html,
Held[15]利用一个北半球正压模式对地形外强迫所做的研究表明,在北半球主要高大地形的下游都形成一个纬向风的极大中心。但仅考虑地形的作用却不能解释急流强度和最大风速中心位置存在季节和年际变化的现象,因此又提出不均匀加热造成平均流的扰动而产生急流的假设。高由禧[16]最早从对流层的温度场结构上来探讨中国上空的西风环流,得到了一些初步结论。高守亭等[17218]研究了高空波动与高空急流的相互作用,认为扰动波在E2P通量区会把自己的动量和热量通量输送给纬向平均流,使得在该区范围内的急流带加速。后来,冉令坤等[19]推导出一种新形式的E2P通量关系,认为急流区内基本气流的加速与减速是由新形式的E2P通量中扰动动量的经向输送造成的。此外,Krishna2 murti[20]发现3个热带加热中心和冬季北半球3个西风急流中心有明显的联系,Yang等[21]的进一步研究发现,夏季热带地区的对流加热可以跨赤道影响另一个半球冬季急流的位置和强度变化。董敏等[22223]应用OLR资料和高空格点资料,研究了东亚地区副热带西风急流及其附近的纬向西风与热带地区对流加热场的关系,发现西风急流中心的季节变化是和热带加热场的季节变化紧密联系在一起的。
由此可见,非绝热加热在决定东亚副热带西风急流的位置和强度等方面起着很重要的作用,但对其相对作用的研究有待深入。以往的研究多偏重于热带地区的加热影响,对于高原地区对流层大气增温而引起的35°N以北地区经向温度梯度增大在触发东亚副热带西风急流北跳和西移过程中的作用还没有给予足够的重视。李崇银等[24]在研究东亚夏季风活动与东亚高空西风急流北跳关系中,发现高空急流位置的北跳是中高纬度大气环流减弱北退的表现,为热带环流和系统的北进提供了条件,高空急流的两次北跳分别与亚洲大陆南部地区对流层中上层经向温度梯度的两次逆转有关,青藏高原的加热所导致的对流层中上层经向温度梯度的两阶段明显反向是急流北跳的重要原因。所以,揭示青藏高原附近地区的热力特征和热带西太平洋地区的对流加热以及由此引起的南北向温度梯度在东亚副热带西风急流季节和年际变化过程中的作用,加深对青藏高原附近地区热力特征和热带西太平洋地区对流加热的强弱与EWAJ强度和位置关系的了解,对于提高东亚地区尤其是中国天气和气候变化的模拟和预测水平具有重要的科学意义和应用价值。但过去由于缺乏较长时间的高空资料序列,限制了对东亚副热带西风急流的深入研究,已有的工作大多是分析对流层中层500hPa高度上的急流形成和变化规律,讨论急流的区域主要在西太平洋上空,而针对对流层上部200hPa东亚副热带西风急流特别是高原上空急流的研究工作还不多。本文在利用NCEP/ NCAR再分析资料研究东亚副热带西风急流的结构、强度和位置的季节变化的基础上,试图揭示各种热量输送项特别是青藏高原地区夏季“热源”效应在东亚副热带西风急流季节变化过程中的影响作用。
2 资 料
本文所用资料为:(1)NCEP/NCAR月平均再分析资料[25],所选要素包括风场、气温场、垂直速度场、地面气压场,时间为1961—2000年共40a,资料的水平分辨率为2.5°×2.5°,格点数为144×73,其中风场、气温场垂直分辨率为17层,垂直速度场为12层。(2)1997年NCEP/NCAR逐日再分析资料,所选要素及分辨率与(1)相同。
3 东亚西风带垂直结构的季节变化
由太阳辐射加热的经向差异和地球自转而在中高纬度地区形成的西风带是大气环流的主要特征,是中高纬度地区天气气候的重要控制系统。由于东亚地区地形复杂,海陆分布不均匀,特别是青藏高原大地形的影响,导致西风带在东亚地区具有较为独特的结构和季节变化特征。基于西风最大值中心出现的频数,我们选取20°—50°N,60°—180°E区域内不同高度上西风最大值中心(以下简称西风中心)所在的经度、纬度及中心纬向风速作为描述西风带结构的特征参数,并采用拉格朗日观点,动态追随西风中心进行研究。
图1分别给出了多年平均的1,4,7,10月西风中心所在的经度、纬度及中心风速值随高度的变化,可分别代表不同季节的变化情况。从图中可看到,1月在700hPa左右的低层,西风中心位于165°E附近(图1a)、35°N以南(图1b)的西太平洋上空,中心风速20m/s左右(图1c);西风中心位置随高度略向西倾斜,在200hPa等压面上位于150°E,中心风速达到最大,超过70m/s。中心纬度在不同层次上较
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一致,没有明显的南北偏移。4月中心经度随高度向西倾斜较明显,各层风速均较1月明显减小,在200hPa 为45m/s 左右,中低层的西风中心出现明
显北移,北移幅度随高度增加逐渐减小,这样即造成了西风中心纬度随高度向南倾斜。7月,西风中心在位置及强度上均有明显变化,从300hPa 层以上出现明显西移,200hPa 上西风中心已位于90°E 以
西,西风中心纬度与4月相比继续向北移动,高层移动比低层明显,高低层西风中心又处于较为一致的纬度上,均位于45°N 南侧;风速为一年中最弱,200hPa 上西风中心风速只有30m/s 。10月,西风中心
经度与4月相似,有明显西倾,但较4月份稍偏东,风速大小亦与4月相近,与此同时,中心纬度与7月相比向南移动
。
图1 西风中心经度(a )、纬度(b )及 中心风速(c ,单位:m/s )随高度的变化
Fig.1 Seasonally vertical variations of the longitude (a ), latitude (b )and zonal wind speed (c ,units :m/s )of the maximum center of the westerly over East Asia
(20°-50°N ,60°-180°E ;+:January ;○:April ;●:J uly ;□:October )
由上述分析可以看出,西风带的强度和位置的垂直结构有明显的季节变化,冬季西风中心位于西太平洋上空,强度达到最强,位置偏南。夏季西风中心位置北抬,强度最弱,对流层上层西风中心西移至青藏高原上空。对流层高层西风中心的位置和强度的季节变化较低层明显,一年中西风最大值均位于200hPa 高度上。
4 东亚副热带西风急流的季节变化特征
4.1 急流特征参数的季节变化
由前面对西风带垂直结构的分析可知,无论冬、
夏季及不同类型下垫面的上空,一年中西风最大值均位于200hPa 高度,所以通常所说的东亚副热带西风急流即指200hPa 高度上西风大值区域(一般
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为u ≥30m/s 的区域)。同前面的分析方法相似,选取200hPa 西风中心的经度、纬度及中心纬向风速作为描述东亚副热带西风急流的特征参数,将200hPa 上的西风中心称为东亚副热带西风急流中心(简称急流中心)。
从东亚副热带西风急流各特征参数的季节变化(图2)可以看到,1—3月急流中心经度逐渐西移,但幅度较小,始终位于140°E 以东。4月急流中心西进到135°E 左右,但在5—6月又回撤,6月退至150°E 西侧。7月急流中心位置出现突然的跳跃,西移至青藏高原所在位置的85°E 附近上空。8月急流中心略有东移但仍处于90°E 附近,9月急流中心明显东退,回撤至130°E 以东,10月位于全年最偏东的位置,到达150°E 左右,10—12月在140°E 附
近摆动。从急流中心纬度的季节变化来看,3月急
流处于最南位置,位于32°N 附近,8月处于最北位置,约在43°N 以北,一年中急流中心位置变化约11个纬度。其中,3—8月急流从南向北移动,两次较明显的北跳出现在4—5月及6—7月,第1次从34°N 跳至37.5°N ,第2次从39.5°N 跳至42.5°N 。
而从9月到次年3月,急流则由北向南移动,
南撤最明显时间出现在10—11月,从40°N 南退至35°N 。从急流中心风速的季节变化来看,1月急流强度最强,中心风速达77m/s ,7月最弱,只为37m/s ,急流中心西风风速的年内变化达40m/s 。从2月到7月,急流减弱,从8月到次年1月,急流增强。对比急流中心纬度与中心风速的变化可看出,急流强度的变化要早于位置的南北移动,即位相提前1—2个月。
图2 东亚副热带西风急流中心经度(a )、纬度(b )、中心风速(c ;单位:m/s )的季节演变
Fig.2 Seasonal variations of the longitude (a ),latitude (b )and zonal wind s peed (c ;units :m/s )
of the East Asian Subtropical Westerly Jet Stream (EAWJ )center at 200hPa
4.2 急流轴的季节性推移
东亚副热带西风急流的南北移动对中国季风雨
带的推进有重要影响,研究表明,夏季急流的位置偏南,则雨带偏南,长江流域降水偏多;急流的位置偏北,则雨带偏北,长江流域降水偏少,华北降水偏多。因此,有必要细致地分析急流轴季节变化的气候学特征。分析各月东亚副热带西风急流轴的年内演变情况(图3)发现,1—3月急流轴较为平直,位于30°N 左右,东段(120°E 以东的西太平洋上空)略向北倾斜,西段(80°E 左右青藏高原以西上空)则位于30°N 以南,急流轴略呈东北—西南走向。4月急流
东段首先出现向北移动,到达33°N 左右,中段和西
段无明显移动,急流轴的东北—西南走向更为显著。5月急流出现第一次明显的整体性北跳,但以急流
轴中段(80°—120°E 中国大陆上空)表现最为明显,
从30°N 以南跳至35°N 以北,而东西两段亦行进至35°N 以南。6月急流轴继续北进,并以西段最为显著,北进至42°N 左右,而东段北移幅度较小,急流轴变成西北—东南走向。7月急流出现第2次整体性的北跳,这次北跳以东段最为显著,北进约5—7个纬度,中西两段的北进幅度稍小,只有3—4个纬度,急流轴走向变得较为平直,处于42°—43°N 。8月急流轴到达一年中的最北位置,西段和中段的位置与7月相差无几,但东段却北进至45°N 以北,使得急流轴又呈现东北2西南走向。9月份急流轴开始整体南退到40°N 附近,10月退至35°N 以南,11—12月已基本退至30°N 附近,并保持东北—西南走向的形态。因此,从东亚副热带西风急流轴的
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季节变化来看,12月—次年3月,急流轴稳定少动,为停滞期;4—8月急流轴的北进过程中,以2次北跳和走向变化为主要特点,急流的北跳由东向西传播;9—12月的南退过程中是以整体南退为特点。在以往的研究中,一般只定性提到急流的两次北跳,但从上面的分析中可看到,急流的季节性北跳具有东西向的不一致性,这与青藏高原大地形动力及热力作用对大气环流的影响是密不可分的,高由禧等[5]关于青藏高原对急流的影响有较多的讨论,这里不再赘述
。
图3 东亚副热带西风急流轴的季节演变
(a.1—3月,b.4—8月,c.9—12月)
Fig.3 The annual cycle of the 200hPa EAWJ axis
5 东亚副热带西风急流季节变化的热力影
响机制分析
由上面的分析得知东亚副热带西风急流的季节变化是非常显著的,那么是何种原因造成了急流的
季节变化?我们将从热力影响机制角度来定量探讨以下问题:最大西风中心为何一年中总是出现在200hPa ?急流轴的移动受什么因素所控制?决定急流中心的强度和位置季节变化的主要原因是什么?5.1 急流季节变化与对流层中上层南北温差的关系
根据热成风的原理可知,纬向风随高度的变化取决于气温的水平经向梯度,当气温的水平经向梯度由极地指向赤道,即南暖北冷时,西风将随高度增大;当气温的水平经向梯度由赤道指向极地,即南冷北暖时,西风将随高度减小。在气温的水平经向梯度反向的高度上,纬向风速将达到极值,且纬向风的变化幅度与气温的经向梯度强度成正比。
图4给出了气温的南北差异沿西风中心经度的纬度2高度剖面,图中的加粗点线为西风中心纬度随高度的变化,这里的南北温差指相隔2.5°相邻纬圈
气温的差异,当南北温差为正时,表示南侧温度高于
北侧,为南暖北冷结构,反之亦然。从图中可看出,急流中心位置总是位于最大南北温差中心位置上空。在最大南北温差中心所在纬度上,200hPa 以下的对流层南北温差为正(南暖北冷),西风随高度逐渐增大。200hPa 以上,南北温差为负(南冷北暖),西风随高度逐渐减小。南北温差反向的交界点基本位于200hPa 等压面,意味着西风在此高度上达到极大值,这就解释了东亚副热带西风急流一年中都位于此高度上的原因。从图4中还可看出,1月各层最大温差位置出现在30°—35°N 上空,最大温差中心出现在400hPa 高度上,强度超过4℃,为一年中最强。与此相对应,西风中心位于此纬度,强度最强。4月温差中心出现在500hPa ,位置向北移动至40°N 南侧,强度只有3℃左右,各层最大温差位置随高度向南倾斜,相应地西风中心向北移动、强度减弱,并从低层到高层向南倾斜。7月最大温差中心出现在45°N 南侧的300—200hPa 之间,中心强度为一年中最弱,只有2.5℃,与此同时,西风中心较冬季出现明显北移和强度减弱的特征。10月最大温差中心亦出现在对流层中层,并较7月略有南
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图4 南北温度差异沿西风中心经度的纬度2高度剖面
(a.1月,b.4月,c.7月,d.10月;图中加粗点线为西风中心纬度随高度的变化;单位:℃) Fig.4 Latitude2altitude cross sections of the meridional(2.5latitudes)temperature differences(℃) along the longitude of the westerly center(a.January,b.April,c.J uly,d.October;
the thick line with dot delineates the vertical variation of the latitude of the westerly center)
撤,强度稍有增强,所以西风中心南撤并增强。从南北温度差异沿西风中心纬度的经度—高度剖面来看(图略),亦可看出上述特征,特别是7月温差中心的西移与对流层上层西风中心的西移有很好的对应。 基于急流中心追随最大温差中心的特征,我们将温度场按质量加权从500hPa积分至200hPa,求出整层平均,以研究对流层中上层气温变化对急流的影响。这里需要说明的是,按照热成风的原理,我们应将温度场由地面积分至200hPa来探讨温度场与风场的关系,但由于对流层低层受下垫面的影响,局地变化差异明显,风场并不满足地转平衡,会存在地转偏差,而对流层中高层主要体现行星尺度环流的变化,受下垫面影响较小,可较好地满足地转平衡关系。与此同时,在计算中发现,对流层中上层平均温度基本体现了对流层温度的整体变化特征(图略),所以下面以分析对流层中上层温度变化为主。图5给出了沿急流中心经度200hPa风速和500—200hPa平均南北气温差异的时间2纬度变化,可以看到图5a与图5b非常相似,急流强度和位置的变化基本体现了经向温差中心强度和位置的季节变化:1—3月经向温差中心位于32.5°N左右,中心强度较大,相应的200hPa急流也在此位置,中心风速较大;3—8月随着温差中心减弱并向北推进,急流亦减弱北移;9—12月温差中心增强南退,急流相应地加强南撤。图6给出了沿急流中心纬度200hPa 风速和500—200hPa整层平均南北温差的时间2经度变化,图6a与图6b亦十分相似,1—6月温差中心均位于140°E以西,急流中心也相应地位于140°E附近,7—8月由于青藏高原直接对中高层大气的加热效应,使得温差中心西移至90°E附近,强度减弱,急流亦西移至此处,9—12月,随着温差中心的加强东移,急流加强东移。从500—200hPa平均温度南北差异轴线的季节演变中(图略)发现,南北温差轴线与急流轴线的变化是一致的,1—3月稳定少动,4—8月以北进为特征,并有两次明显的北跳,其中以6—7月北跳最明显,且北进过程有东西向的不一致性,9—12月,两者都以整体南撤为主要特征。由此可见,东亚副热带西风急流强度及位置的季节变化与南北温差的结构变化具有很好的对应关系,可认为温度场的变化必然引起气压场的调整,从而
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图5 沿急流中心经度的时间2纬度剖面
(a.200hPa 等压面上的纬向风速,单位:m/s ;b.500—200hPa 整层平均气温南北差异,单位:℃;
图中加粗点线为急流中心经度的季节变化)
Fig.5 Seasonal variations of (a )the zonal wind (m/s )at 200hPa and (b )the meridional (2.5latitudes )
temperature differences (℃
)averaged over the layer of 500hPa -200hPa
on the longitude of the 200hPa EAWJ center (the thick line with dot delineates the seasonal variation of the latitude of the 200hPa EAW J center )
图6 沿急流中心纬度的时间2经度剖面
(a.200hPa 等压面上的纬向风速,单位:m/s ;b.500—200hPa 整层平均气温南北差异,单位:℃;图中加粗点线为急流中心经度的季节变化)
Fig.6 Same as Fig.5but on the latitude of the 200hPa EAWJ center
(The thick line with dot delineates the seasonal variation of the longitude of the 200hPa EAW J center )
引起流场的响应,因此急流的季节变化是对南北气
温差异季节变化的响应。
5.2 热力学方程中各项在急流季节变化中的作用
从以上的分析得知,热成风原理较好地解释了急流季节变化与气温经向梯度的密切联系。大气温度场的分布是由大气热量平衡决定的,大气的辐射收支、地球与大气的热量交换以及大气运动引起的能量输送决定了大气的热量平衡状态。由于海陆分布及地形特征的影响,大气温度随季节的变化具有显著的局地性特征,从而导致急流位置和强度的季节性变化。由热力学第一定律:
9T 9t =-V ? T -ω(9T 9p -R c p T P )+Q
c p ρ即温度的局地变化(
9T 9t
)
是由于热量的水平输送(-V ? T )、垂直输送(-ω(9T 9p -R c p T P
)
和非绝热
加热(Q
c p
ρ)造成的。由于温度局地变化有季节性的
差异,从而导致南北温差位置和强度的局域性变化特征,那么方程中热量输送各项对温度南北差异的
影响如何?我们首先计算出方程左边的局地变化项及右边的前两项,然后利用倒算法计算出非绝热加热项,并追随急流中心探讨各项对急流季节变化作用的相对贡献。5.2.1 热量输送各项的季节变化对急流的影响图7,8给出了500—200hPa 整层平均的热量输送各项随急流中心的变化。由图7a 可见,2—7月温度局地变化项皆为正值,表明大气处于升温阶段,与此相对应急流减弱北移。而8—12月局地变化项为负值,表明大气降温,此时急流增强南退。从图8a 看到,急流的西移主要出现在大气升温阶段,而急流的东退基本发生在大气降温阶段。
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图7 各热量输送项急流中心经度的时间2纬度变化
(a.局地变化项,b.平流输送项,c.垂直输送项,d.非绝热加热项;单位:℃/d)
Fig.7 Seasonal variations of the each term of the thermodynamic equation on the longitude of the200hPa EAWJ center(a.local change,b.horizontal advection,c.vertical advection,d.diabatic heating;units:℃/d)
图8 各热量输送项沿急流中心纬度的时间2经度变化
(a.局地变化项,b.平流输送项,c.垂直输送项,d.非绝热加热项;单位:℃/d)
Fig.8 Same as Fig.7but on the latitude of the200hPa EAWJ center 175
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水平平流输送项反映了热量的大尺度水平输送特征。由图7b看到,沿急流中心热量的平流输送项有很明显的特点:急流中心基本处于冷暖平流的分界处,南部为暖平流,北部为冷平流。2—7月,冷平流减弱北退,暖平流增强并向北推进,急流中心向北移动;暖平流加强最明显的时段为4—7月,对应急流出现两次明显北跳。8月—次年1月,冷平流增强并向南扩展,暖平流南退,急流中心随之南撤。所以热量水平平流输送项的季节变化在急流的南北移
动过程中有显著的贡献,急流的南北移动也正是热带系统与中高纬系统势力对比的综合体现。
垂直输送项反映了热量的大尺度垂直输送特征,由于括号内数值基本小于零,所以垂直输送项主要决定于垂直运动,当此项为负时,即为上升运动非绝热冷却,当此项为正时,即为下沉运动绝热增温。由图7c及图8c得知,11月—次年3月急流中心处于气流下沉增温区域。从4月开始到10月,急流中心处于上升冷却区,急流北侧为下沉增温或弱上升区,而其南侧则为明显的上升冷却区。
非绝热加热项体现了各种非绝热加热项的综合效应,由图8d看到,4—10月急流中心基本出现在非绝热加热的正值区中,表明急流有跟随非绝热加热中心移动的趋势,可认为夏半年非绝热加热对急流中心的东西移动有引导作用。在4—7月,由于青藏高原对对流层中高层大气的直接加热作用,在100°E以西出现了明显的非绝热加热中心,这种热量积累到一定程度引起的南北温差增大造成南北温差中心的明显西移,从而导致急流中心在6—7月的西移突变。8—10月,青藏高原逐渐冷却,高原地区非绝热加热项为负值,而出现在120°E附近的非绝热加热正值区逐渐向东移动,对应急流中心的东移过程。
5.2.2 热量输送各项的南北差异对急流的影响
由前面的分析知道,对流层大气温度的南北差异是引起急流季节变化的主要原因
,而对流层大气温度的南北差异与热量输送各项的南北差异有密切关系,所以下面我们计算热量输送各项的南北差异用以分析其对急流影响的相对贡献。由沿急流中心的热量输送各项南北差异的变化情况(图9)可见,局地变化项南北差异的变化与其他几项相比量级最小。平流输送项的南北差异在一年中均为正,且量值较大,表明急流中心南部热量的平流输送大于北部的热量输送,是造成急流中心南北温差的主要原因,1—8月平流输送项南北差异基本呈下降趋势,与急流减弱相对应,9—12月平流输送项南北差异为上升趋势,与急流加强相对应。而垂直输送项的南北差异除了8月外,一年中基本为负值,表明急流中心南侧的垂直输送小于北侧。从非绝热加热南北差异的季节变化来看,急流中心北侧非绝热加热大于南侧,但1—6月非绝热加热基本呈现上升趋势,表明这个时段非绝热加热对急流的作用是增强的。
图9 各热量输送项的南北差异沿急流中心位置
的时间变化(单位:℃/d)
Fig.9 Seas onal variation of the meridional
(2.5latitudes)difference(℃/d)of the each item of the
thermodynamic equation at the200hPa EAW J center
从各热量输送项南北差异沿急流中心的经、纬向变化来看(图略),1—7月急流中心处于温度局地变化的南北差异负值区,即急流中心南部增温小于北部增温,造成南北温差的减小,急流中心强度减弱。8—12月则出现相反的情况,南部降温小于北部降温,南北温差增大造成急流增强。而从平流项南北差异的变化来看,急流总处于平流输送项南北差异的正值区中,急流中心基本上是追随经向梯度最大中心的位置南北移动。从非绝热加热的南北差异来看,1—3月,非绝热加热的南北差异值基本为负,表明由非绝热加热所引起的南北温差在减小; 4—6月非绝热加热的南北差异出现明显的纬向不均匀性,140°E附近仍为负值,但位于80°—100°E区域由于青藏高原对对流层中高层的加热作用,南北差异为正,且量值较大,这样由于非绝热加热作用贡
275
气 象 学 报 64卷
献造成的东部(140°E附近)南北温差减小,而西部(青藏高原附近)南北温差增大,根据前面得出的急流中心总是追随最大温差中心的特征,当西部南北温差增长到一定程度,超过了东部的南北温差时,急流中心将向西移动。所以4—6月青藏高原地区非绝热加热南北差异的急剧增长为夏季急流6—7月向西的突然移动提供了条件。
6 讨 论
在上述分析中,我们基于气候学的角度,利用热力学第一定律公式来讨论急流变化与热量输送的关系,使用的是月平均资料,这里的T,V,p,ω等都是月平均值,若以T=T+T′,u=u+u′的形式代入式中就会有T′u′和T′v′及T′ω′等项,在计算中忽略了上述各项,由于非绝热加热是采用倒算法求得,所以相当于把上述各项归并到非绝热加热项中去了。这就引出一个问题:我们所用月平均量得出的结论是否在瞬时资料中亦能得到体现?为此,我们选用1993,1994,1996,1997年逐日资料来进行分析,得到与上述一致的结论。图10分别给出了1997年非绝热加热沿急流中心纬度的经度2时间变化及热量水平平流输送南北差异沿急流中心经度的纬度2时间剖面,此处的各热量输送项是通过日资料计算后进行月平均所得。由图10a中分析可知,
非
图10 1997年非绝热加热沿急流中心纬度的经度—时间变化(a)及热量水平平流输送南北差异
沿急流中心经度的纬度—时间变化(b;单位:℃/d)
Fig.10 Seasonal variations of(a)the diabatic heating(℃/d)on the latitude of the200hPa EAWJ center
and(b)the meridional(2.5latitudes)difference(℃/d)of horizontal heat advection on the
longitude of the200hPa EAWJ center in1997
绝热加热对急流中心东西向移动的引导作用是很明
显的,而从图10b中亦可看到急流中心跟随热量水
平平流南北差异最大值南北移动,因此,逐日资料计
算结果进一步验证了我们用月平均场得到的结论。
7 结 论
通过对东亚副热带西风急流强度及位置季节变
化特征的分析,并利用热成风原理及热力学第一定
律对其热力影响机制进行探讨,定量分析了各热量
输送项对急流变化的作用,得到以下结论:
(1)东亚副热带西风带强度和位置的垂直结构
有明显的季节变化,冬季西风中心位于西太平洋上
空,强度达到最强,位置偏南;夏季西风中心位置北
抬,强度最弱,对流层上层西风中心移至青藏高原上
空。对流层高层西风中心的位置和强度的季节变化
较低层明显,整年西风最大值均位于200hPa高度,
急流中心强度的变化超前于急流位置的南北移动。
(2)从东亚副热带西风急流轴的季节变化来
看,12月—次年3月,急流轴稳定少动;在4—8月
急流轴的北进过程中,以两次北跳并伴有走向变化
为主要特点,急流的北进过程有东西向的不一致性;
在9—12月的南退过程中是以整体南退为特点。
(3)东亚副热带西风急流强度变化及位置移动
与气温南北差异结构变化有很好的对应关系,表明
急流的季节性变化是对南北气温差异季节性变化的
响应。从冬半年到夏半年的增暖时段,急流中心南
部增温小于北部增温,造成南北温差的减小,急流减
弱北进;从夏半年到冬半年的降温时段,南部降温小
于北部降温,南北温差增大,急流加强南退。热量的
平流输送差异是造成急流中心南北温差的主要原
因,急流南部为暖平流,北部为冷平流,急流中心跟
随平流输送项的最大经向梯度中心南北移动。
375
5期 况雪源等:东亚副热带西风急流季节变化特征及其热力影响机制探讨
(4)非绝热加热对急流中心的东西移动有引导作用,4—6月青藏高原对对流层中高层大气的非绝热加热作用导致了急流中心位置6—7月的西移突变。
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THE SEASONAL VARIATION OF THE EAST ASIAN SUBTRPICAL WESTER LY
JET AN D ITS THERMAL MECHANISM
Kuang Xueyuan 1,2 Zhang Yaocun 1
1Depart ment of A t mospheric Sciences ,N anjing U niversity ,N anjing 2100932Guangxi Clim ate Center ,N anning 530022
Abstract
The seasonal variations of the intensity and location of the East Asian subtropical Westerly Jet (EAWJ )and its thermal mechanism are analyzed by using the NCEP/NCAR monthly reanalysis data from 1961to 2000.It is found that the seasonal variation of the EAWJ core not only has significantly meridional migration ,but also shows the rapid latitudinal displacement during J une 2J uly.Moreover ,there exists the zonal inconsistency in the northward shift process of the EAWJ axis ,and the change in the jet intensity usually occurs before the meridion 2al shift of the EAWJ.The thermal mechanism of the seasonal variation of EAWJ is also examined by tracking the core of the EAWJ.The results indicate that the annual cycle of the EAWJ matches very well with the struc 2ture of the meridional temperature differences in the upper and middle troposphere ,suggesting that the seasonal variation is the response of EAWJ to the seasonal variation of solar radiation ,and the thermal contrast of land/sea and the megarelief of the Tibetan Plateau.Through investigating the relation between the EAWJ and heat transports ,it is found that the EAWJ weakens and shifts northwards during the warming period from winter 2time to summertime ,whereas the EAWJ intensifies and shifts southward during the cooling period from sum 2mertime to wintertime.The meridional difference of heat advection trans port is the domonant factor determining the meridional temperature difference around the EAWJ center ,and the south 2north shift of the EAWJ follows the maximum meridional gradient of the heat advection transport.During the period from April to October the diabatic heating plays a leading role in the longitudinal displacement of the EAWJ center ,and the strong diabatic heating of the Tibetan Plateau in the mid 2upper troposphere leads to the rapid longitudinal displacement of the EAWJ center in early summer during J une to J uly.
K ey w ords :East Asian subtropical ,Westerly jet ,Seasonal variation ,Thermal mechanism.
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75 5期 况雪源等:东亚副热带西风急流季节变化特征及其热力影响机制探讨