中国科学: 地球科学 2012年 第42卷 第12期: 1923 ~ 1936两个加快
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英文引用格式: He C, Zhou T J, Zou L W, et al. Two interannual variability modes of the Northwestern Pacific Subtropical Anticyclone in boreal summer. Science
China: Earth Sciences, 2012, doi: 10.1007/s11430-012-4443-y
《中国科学》杂志社
SCIENCE CHINA PRESS
论 文
何超
①②
七七事变论文, 周天军①
*, 邹立维①
, 张丽霞①
① 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室, 北京 100029; ② 中国科学院研究生院, 北京 100049 * 联系人, E-mail: zhoutj@lasg.iap.ac
收稿日期: 2012-01-04; 接受日期: 2012-05-30
国家自然科学基金重大项目(批准号: 40890054)和国家杰出青年科学基金(批准号: 41125017)资助
摘要 本文利用再分析资料和耦合模式FGOALS_gl 的20世纪气候模拟实验(20C3M)的结果, 在检验模式对西北太平洋副热带高压(西太副高, 西太反气旋)模拟性能的基础上, 通过对再分析资料和模拟的850 hPa 风场做EOF 分解, 揭示出西太副高年际变率的两种模态; 按照它们对应的赤道异常纬向风的不同, 将这两种模态分别命名为“赤道东风共存模态”(EEM)和“赤道西风共存模态”(EWM). 两种模态的西太异常反气旋形成机制类似, 但维持和发展机制不同, 主导振荡周期不同, 与ENSO 位相的关系不同. EEM 的西太异常反气旋产生于前冬El Niño 衰减期, 通过西北太平洋局地海气正反馈维持到夏季, 并可通过增强赤道次表层海水上翻促进El Niño 向La Niña 位相的转变. EWM 的西太异常反气旋形成于当年春季, 主要依靠同期赤道中东太平洋的异常暖海温强迫而维持和发展. FGOALS_gl 模式能再现上述两种 模态, 但不能正确反映它们的相对重要性. 在NCEP 资料中, EEM 表现为第一模态, 解释了总方差的35.6%; 而在模式中, EWM 表现为第一模态, 解释了总方差的68.2%.
关键词
西北太平洋副热带高压 年际变率模态 赤道东风共存模态
赤道西风共存模态ENSO
电信网技术西北太平洋副热带高压(简称“西太副高”或“副高”)是东亚-西太夏季风系统的重要成员, 无论在天气还是气候尺度上, 西太副高的强度和位置都与东亚季风区的降水和旱涝灾害有着密切联系. 在天气尺度上, 副高西侧是东亚季风区主要的水汽辐合带和降雨区. 副高的北跳南撤或西伸东退直接决定了我国主雨带的位置. 在季节尺度上, 每年春末到夏季, 副高的几次北跳分别对应着华南前汛期、江淮梅雨和华北雨季的开始[1]. 在年际尺度上, 与中国异常降水型相联系的水汽输送以及梅雨锋的位置偏移都与副
高变动紧密联系[2,3]. ENSO 作为全球气候年际变率的最强信号, 正是通过西太副高作为中介来影响东亚气候[4]. 因此, 研究夏季副高的变异机理, 对于理解季风系统的变率以及进行气候预测都有重要意义.
夏季整个副热带北太平洋都被强大的副热带高压控制, 低层850 hPa 副高中心位于东太平洋, 而中层500 hPa 副高中心位于中西太平洋[5]. 海陆分布造成了夏季副热带大气主要加热场的气候态分布: 大洋
东部为长波冷却, 大陆西部为感热加热, 大陆东部为对流潜热加热; 各种加热型具有特定的垂直加热
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廓线, 诱导出特定的气候态风场, 决定了包括副高 在内的副热带环流型的气候态分布[6,7]. 然而, 副高年际变率最大的区域不在副高中心附近, 而在副高西边缘的西北太平洋地区[8~10]; 同时副高西边缘也是北半球夏季副热带低层大气环流年际变率最大的区域[11]. 由于副高中心能够较为客观公正地反映副高位置, 而副高西边缘能够更清楚地反映副高变率的特征以及副高和东亚季风的关系, 因此, 研究副高的气候态时主要关注副高中心, 而研究副高变率时, 主要着眼于西北太平洋, 即传统意义上的“西太副高” (WPSH)或“西北太平洋反气旋”(WNPAC).
关于西太副高年际变率的特征和成因, 已有诸多研究工作. 在西太副高位置偏北年, 东亚夏季风偏强, 梅雨锋强度弱; 在西太副高位置偏南年, 东亚夏季风偏弱, 梅雨锋强[3]. 一般来说, 副高位置偏东时也偏北, 偏南时也偏西; 而副高西端偏北时, 东端偏南[12]. 对西太平洋夏季850 hPa 纬向风场做EOF 分 析, 发现其年际变率的第一模态是“热带模态”, 受热带海温影响明显, 有较高的可预报性; 第二模态是“经向模态”, 主要受大气内部动力过程控制, 可预报性差[13].
副高的年际变率和热带海温异常(SSTA)有着密切关系. Wang 等[14]认为冬春季异常西太副高的维持主要依靠太平洋海气相互作用, 尤其是西北太平洋局地海气相互作用, 而印度洋的贡献很小. Xie 等[15]则认为夏季热带印度洋暖SSTA 会通过Kelvin 波及Ekman 辐散机制导致西北太平洋出现异常反气旋; 由于印度洋暖SSTA 是冬季El Niño 事件导致的, 因此, 印度洋是联系冬季ENSO 和夏季西北太平洋异常大气环流的桥梁. Wu 等[16,17]则认为, 夏季西太副高同时受到西北太平洋局地SST 和热带印度洋SST 的调控, 初夏6月西北太平洋局地强迫作用居主导, 盛夏7~8月印度洋强迫作用居主导, 其机制与Xie 等[15]略有不同. 另外, 也有研究指出西太异常反气旋能够反过来影响ENSO 的发展和位相转变: 西太异常反气旋南侧为异常东风, 有利于热带次表层冷水上翻, SST 下降, 从而促进El Niño 向La Niña 的转变[18,19].
最近, 有研究发现副高年际变率的机制并不是单一的. 基于500 hPa 位势高度场的副高指数表明, 副高的年际变率有2~3年和3~5年两个主导周期; 2~3年振荡具有相当正压结构, 和印尼对流活动关系密切; 3~5年振荡具有斜压结构, 和西北太平洋的冷
SSTA 和大气负异常热源关系密切[9,10]. 多元EOF 分析的结果表明, 西北太平洋850 hPa 风场的前两个主导模态都表现为西北太平洋的异常反气旋, 但其机制完全不同, 第一模态对应El Niño 向La Niña 事件的转化, 第二模态对应持续到整个夏季的El Niño [20]; 然而此前研究关注的重点是年代际变化, 没有深入讨论年际变率. 那么, 由850 hPa 风场反映的夏季西太副高年际变率有何特点？是否具有多种年际
变率机制？异常西太副高如何形成与维持？分别与热带海洋有哪几种相互作用形式？本文试图对上述问题进行回答.
副高活动和印-太海气相互作用过程存在密切 联系, 耦合模式是理解副高年际变率与海气相互作用的重要工具. 关于耦合模式对副高模拟能力, 前 人的评估工作很少且一般仅限于副高的气候态, 少有涉及耦合模式中副高变率的研究. 中国科学院大气物理研究所大气科学与地球流体力学数值模拟 国家重点实验室简写为(LASG/IAP)发展的气候系统模式FGOALS [21,22], 已经被广泛用于气候模拟研究中[23~26]. 那么, 该模式能否正确再现副高的年际变率, 或者在多大程度上能够再现副高的年际变率？副高与东亚季风变率有着密切联系, 副高异常将直接导致东亚大范围旱涝异常的发生. 研究耦合模式对副高年际变率的模拟能力, 对于理解耦合模式中季风年际变率的机理、以及利用模式预估未来东亚气候变化, 都具有重要意义.
1 资料、模式和方法
本文使用了以下资料: (1) NCEP/NCAR 再分析资料, 水平分辨率为 2.5°经度×2.5°纬度[27]; (2) NOAA 的海温资料ERSST V.2, 水平分辨率为2°经 度×2°纬度[28]. 所有资料均使用1950~1999年时段进行分析.
本文还使用了耦合模式FGOALS_gl 的20世纪气候模拟实验(20C3M)结果. FGOALS_gl 是LASG/ IAP
发展的气候系统模式的快速耦合版本, 它包括大气、海洋、陆面、海冰四个分量模式, 通过耦合器CPL5实现了耦合. 该模式的大气部分为LASG/IAP 发展的格点大气模式GAMIL 的低分辨率版本, 水平分辨率为5°经度×4°纬度, 垂直方向采用σ-p 混合坐标系, 分为26层. 海洋模式为LASG/IAP 发展的
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LICOM, 水平分辨率为1°×1°, 垂直方向为30层, 其中300 m 以上有12层. 陆面和海冰模式分别是NCAR 发展的通用陆面模式CLM 和海冰模式CSIM. 关于模式的技术细节, 可参阅文献[29]. 20C3M 实验采用IPCC AR4提供的历史大气辐射强迫场, 包括自然因子(太阳辐射、火山气溶胶)和人为因子(温室气体、硫酸盐气溶胶等)[30]. FGOALS 模式的模拟时段为1860~2000年[31]. 为了和再分析资料做比较, 本文选取1950~1999年的结果进行分析.
传统的副高定义多关注500 hPa 的5880 gpm 等高线. 但事实上, 副高在850 hPa 比500 hPa 表现得更加明显, 低层风场比中高层风场更能反映与降水密切联系的低层水汽输送[5], 最近很多关于副高的研究也将关注的对象转移到850 hPa [13,20,32,33]. 因此, 本文的分析主要着眼于850 hPa. 由于模式中某一等压面平均位势高度和观测或再分析资料并不相同, 因此, 用某一条等位势高度线的位置来比较模式和再分析资料的副高位置是不合理的[34]. 例如, 一些模式中500 hPa 位势高度普遍比再分析资料偏高, 若
仍然使用5880 gpm 等高线来定义模式中的副高, 则会造成模式中“副高”范围虚假偏大. 为了克服这一问题, 参照有关工作的做法, 本文将原始位势高度场扣除0°~45°N 纬度带内的平均位势高度值, 用相对于纬向平均值的偏差场来反映气候态副高位置[6,34].
关于副高年际变率及其成因的研究多使用一 些副高指数[5,35], 中国气象局定义了副高的面积指数、强度指数、脊线指数、北界指数和西伸脊点指 数[36], 这些指数都是根据原始天气图的500 hPa 位势高度场定义的, 适合于日常的天气分析, 但不适合直接用于再分析资料和模式资料[35]. 在分析副高年际变率的主导周期时, 根据前人的研究, 本文采用一个基于850 hPa 反气旋式风切变的副高指数: 20°~30°N, 110°~140°E(北区)与5°~15°N, 100°~130°E(南区)的平均850 hPa 纬向风之差[32]. 为揭示西太副高年际变率的主导模态, 本文采用多元EOF 分析方法[37], 对西北太平洋100°E~170°W, 0°~40°N 的850 hPa 风场进行多元EOF 分析, 再用EOF 模态对应的PC 序列回归到同期和前期的海温、风场, 来讨论异常西太反气旋的成因. 与Park 等[20]的做法相同, 多元EOF 分解之前不做标准化处理, 而保留原始场的真实振幅. 为了突出年际变率, 本文在分析前, 使用Fourier 滤波器, 对再分析和模拟资料均进行了滤波处理, 只保留
8年以下的信号.
2 夏季西太副高的气候态特征
图1给出了NCEP 资料和FGOALS 模拟的20世纪后半叶夏季副高气候态. 副高的中心在对流层低层(700 hPa 及以下)位于150°W, 35°N 附近的东太平洋, 但其主体向西一直延伸到西北太平洋, 且脊线大致呈东北—西南走向, 在日界线处, 副高脊线纬度约为30°N, 在130°E 处, 副高脊线纬度约为20°N(图1(a)~(c)). 500 hPa 副高中心大约位于160°E, 25°N 的西北太平洋上, 比低层副高中心明显偏西(图1(d)). 从对流层低层到中层, 副高的闭合等高线条数逐渐减少, 说明其强度随高度增高而衰减; 至对流层上层300 hPa 左右, 西北太平洋副高几乎完全消失(图略). 不论从等位势高度线的密集度还是从反气旋式风场的显著程度来看, 850 hPa 副高都比500 hPa 副高更加清晰而强大.
模式模拟的各层纬向平均位势高度普遍比NCEP 资料的偏高. 扣除各自的纬向平均位势高度之后, 发现模式对低层副高的基本形态(位置和范围)有很好的再现能力, 只是副高中心略为偏南(图1(e)~(g), 填阴影). 模拟的500 hPa 副高强度略偏强, 中心偏东大约10个经度(图1(h), 填阴影). 总体而言, 模式较好地再现了副高气候态, 并且对850 hPa 副高的模拟能力优于500 hPa 副高, 因此可以用该模式结果进一步分析副高的年际变率.
3 年际变率主导模态
参照前人做法, 采用850 hPa 反气旋式风切变[32]
作为夏季西太副高指数, 得到逐年西太副高指数的时间序列, 并求出其功率谱, 如图2所示. NCEP 资料
和模式的副高指数都表现出2~3年(准两年)和准5年两个峰值, 一致性较好, 说明模式对副高年际变率有较好的刻画能力, 这是后续借助模式结果理解副高变率机制的基础.
性别重塑对NCEP 资料的夏季西北太平洋850 hPa 风场做多元EOF 分析, 得到的前两个模态空间型和相应的PC 时间序列与功率谱如图3所示. 前两个模态空间型的最显著特征均表现为菲律宾东北侧的异常反气旋, 其中异常反气旋中心的纬度均为20°N 左右, 与
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图1 NCEP 的((a)~(d))和FGOALS 模式模拟的((e)~(h))北太平洋地区夏季平均925 hPa((a), (e)), 850 hPa((b), (f)), 700 hPa((c), (g))和500 hPa((d), (h))位势高度场(黑等值线), 位势高度场对纬度带平均位势高度值的偏差场(填阴影), 以及相
应等压面上的风场(白箭头)
每幅图的右上角给出了0°~45°N 纬度带平均位势高度值; 单位: gpm
气候态夏季850 hPa 西太副高位置重合(参见图1(b)). 两个模态的最主要区别是: 第一模态在赤道上为很强的异常东风, 而第二模态在赤道上为异常西风. 另外, 第一模态的反气旋中心比第二模态略偏南. 这里的EOF 分解使用的是NCEP1资料, 与Park 等[20]使用1979~2007年的NCEP2资料得到的结果相比, 发现第一模态高度一致, 第二模态略有差异: NCEP2资料第二模态的反气旋中心更偏东; 同时150°E, 10°N 附近有一气旋式环流. 比较前两个PC 序列的
功率谱(图3(c), (f)), 发现第一模态表现出相对较强的准两年振荡, 第二模态表现出相对较强的4~6年(准5年)振荡.
图4是模式西北太平洋850 hPa 风场的前两个EOF 模态. 与NCEP 资料的结果类似, 模式前两个模态同
样表现为菲律宾东北侧的异常反气旋; 前两个模态的赤道风向相反. 与NCEP 资料EOF 空间型不同的是: 模式的异常反气旋位置较为偏东. 从赤道的风场来看, 模式第二模态与NCEP 第一模态一致, 赤
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严慰冰图2 NCEP 的((a), (b))和FGOALS 模式模拟的((c), (d))副高强度指数的时间序列((a), (c))和相应的功率谱((b), (d))
(b), (d)中的虚线表示Markov 红噪声功率谱
道上都为偏东风; 而模式第一模态与NCEP 第二模态一致, 赤道上都为偏西风. 模式前两个模态和NCEP 前两个模态的这种交叉一致性不仅表现在空间型上, 还表现在PC 的功率谱上: NCEP 第二模态和模式第一模态的准5年周期更强, 而NCEP 第一模态和模式第二模态的准两年(2~3年)周期更强(图3(c), (f); 图4(c), (f)).
NCEP 再分析资料和FGOALS 模式结果一致表明: 西太副高存在着两种不同的年际变率模态, 它们拥有不同的赤道异常风场和不同的主导周期. 为便于讨论, 按照赤道纬向风的不同, 分别将两种模态称作“赤vero
道东风共存模态”(Equatorial Easterlies related Mode, 简称EEM)和“赤道西风共存模态”(Equatorial Westerlies related Mode, 简称EWM). EEM 是NCEP 资料的第一模态; 但模式中EWM 过强, 解释了绝大部分的方差而成为第一模态, 而EEM 解释方差比例明显偏小.
模式EWM 的解释方差比例达到了68.2%. 之所以会达到这么高的比例, 与FGOALS 模式中ENSO 峰值常出现在春夏季, 而不是观测中的冬季有关[24].
这会导致夏季ENSO 信号过强, 从而ENSO 强烈地调控着夏季副高的变率; 而模式中ENSO 的主导周期是准5年[24], 因此副高的准5年振荡偏强, 解释了过多方差. 对模式的全年各个季节的850 hPa 风场做EOF 分解(图略), 发现夏季第一模态解释方差比例最大; 而冬春季最小, 第一模态解释方差比例仅为50%上下, 支持上述推论.
4 年际变率主导模态的成因
为揭示夏季异常西太副高的成因, 图5给出NCEP 资料的前两个PC(图3(b), (e))回归的前秋、前冬、当年春季、当年夏季印度-太平洋海温异常和850 hPa 风场异常.
NCEP 的EEM 对应前冬El Niño 事件的衰减和向La Niña 事件的转变(图5(a)~(d)). 西太异常反气旋最早出现在前冬, 表现为120°E~150°W 广阔的副热带反气旋式环流, 这一反气旋式环流有两个相对较小的反气旋中心, 一个位于140°E, 15°N, 可能与冷涌入侵有关; 另一个位于25°N 的日界线处, 可能与赤
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