1、北半球冬季緯向平均環流的結構與變率龔道溢北京師范大學 教育部環境演變與自然災害開放研究實驗室100875王紹武北京大學地球物理系 100871摘要：對冬季對流層緯圈平均緯向風(u)進行的經驗正交函數分析顯示，最主要的特征表現為兩個相反符號的極值中心，一個在3035 N之間，另一個則在 55 N。與此相聯系的緯圈平均高度場最突出的模態也是有兩個相反符號的中心，一個在40 N附近，另外一個則在65 N附近。因此可以用 H40N-H65N，即40 N和65 N緯圈平均位勢高度的差，來定義西風 指數，反映溫帶地區西風的強弱。西風指數高的年份，北半球氣溫通常也偏高，主要是中緯 度大陸變暖明顯，這可能與中

2、高緯度西風強時，向北的經向熱量輸送也加強有關。50年代以前北半球偏暖的時期指數偏低，而偏冷的時期指數偏高。但近30多年來，伴隨全球加速變暖，西風指數也持續加強，這可能與溫室效應的加強有關。關鍵詞：西風指數，變率，氣候變化1前言人們很早就注意到，大氣環流的最基本的特征是大氣大體上沿緯圈方向的繞極運動。30年代后期Rossby最早提出了西風指數(zonal index)的概念，即用35 N和55 N緯圈平均海 平面氣壓的差反映北半球溫帶地區(35 -55 N)西風的強弱，以此來作為定量描述大氣運動基本狀態的一個參數。溫帶西風強時稱為“高指數”環流，弱時則是“低指數”環流。Willett及Namia

3、s2隨后指出，西風極大值出現的位置也隨西風指數的強弱有明顯的經向移動，高 指數時強西風位置偏北。低指數時強西風位置偏南，多位于副熱帶，可達30 N左右。Namias(1950)2進一步提出了指數循環(the index cycle)的概念。這些開創性的工作極大地推 動了大氣環流的研究。當然，早期人們主要是從天氣學的角度來研究西風指數的變化的，不過由于指數循環的時間尺度約46周，所以月平均西風強度的變化所反映的是時間尺度更長的西風變率。王紹武3在1963年利用10年的北半球500hPa月平均高度研究了西風指數的 變化，指出有準兩年振蕩，但由于時間序列太短，不足以研究西風強度更長尺度的變率。70年

4、代到80年代初，人們更多的是注重研究 ENSO及其影響，對中緯度大氣環流的變 化有所忽略，西風指數的研究一度受到人們的冷落。但近來大家逐漸認識到，西風指數的強弱，反映了中高緯大氣環流的基本狀態，這種狀態對高緯與中低緯之間大氣質量、動量及熱量的交換，與半球及全球氣候異常均有密切的聯系。Thompson和Wallace指出北半球冬季海平面氣壓場最突出的模態具有緯向對稱的結構，并稱之為“北極濤動”。整個北半球對流層乃至到相鄰的平流層低層，高度場的結構都是一種大致緯向對稱的空間型57。在南半球緯向結構的特征更明顯，稱為“南極濤動”8,9。兩者實質上反映的都是中緯度西風強度。但它們不僅與中高緯，與低緯風

5、場及溫度場也有密切的關系。這些研究推動了對西風環流變率與氣候變化關系的認識。本文將分析北半球冬季西風環流的結構，以及與溫度變化之間的*由國家自然科學基金重點項目(49635190)及國家重點基礎研究發展規劃首批項目(G1998040900)資助11關系。902緯向環流的結構80在 Rossby的工作之 后,Lorenz（1951）10曾指 出，由于大氣質量在不同 緯度帶間交換造成的氣壓 變化，有兩個地區有最好 的一致性，一個地區在65 N，另一個在35 N，這意味著用這兩個緯度的海平面氣壓差來代表西風可能比用55 N和35 N更合70605040302010005理。除此之外，后來人們 也陸續

6、使用過其它不同的-10 01020 _Zonal wind ( m/s)緯圈組合來表示西風指數（如40 N與60 N）。一些研究發現，不管是對流層中 層還是上層，緯向風 （u）的 異常在中緯度和高緯度表 現出反號的特征11J2，因 此丁敏芳等13曾用35 N圖1 500hPa緯向平均u的合成情況，（a）中實線是5個高指數年平均，虛線是 5個低指數年的平均，5個高、低指數年由EOF分析的時間系數來確定，（b）為高值年減低值年結果，橫線標出標準差大小和55 N上緯向風的差值來代表西風指數（即U35 n-U 55 n）。Thompson和Wallace用海平面氣壓EOF分析的時間系數來反映緯向風。那

7、么，究竟緯向風異常的結構是怎樣的， 以及如何更好地表征西風指數仍需要具體分析。0.20.0-0.2-0.0-0.2UH90 80 70 60 50 40 30 20 100 N(a) 500hPaI I1(b) 1000hPa-0.2-0.0-0.2-0.4-0.490 80 70 60 50 40 30 20 100 N圖2 500hPa（a）和1000hPa（b）緯圈平均冬季緯向風（U）與位勢高度（H）奇異值分解（SVD）的量綱值.H40-H65H40H65U35-U55-0.90-0.870.85U35-0.70-0.710.64U5

8、50.960.90-0.93U 表示 500hPa緯向風，H表示位勢高度表1不同要素間的相關系數圖3 500hPa西風指數的比較 （U55即55 N緯圈平均緯向風；H40-H65則為40 N與65 N緯圈平均高度的差）第一對模態縱坐標為無禾U 用 NCEP/NCAR 的 19581998再分析資料，分別 對500hPa和lOOOhPa緯圈平 均的緯向風（u）進行EOF分析， 分析前對資料都進行了面積 加權處理（cos（），這樣處理 后的風場能比較真實地反映 大氣動量。后面的分析中對高 度場也做了同樣處理，以便更合理表示大氣質量的相對多 少。緯向平均緯向風（u）的EOF 分析第一個模態分別解釋總

9、 方差的45.6%和56.4%，且非 常相似：都有兩個相反符號的 極值中心，一個在3035 N附 近，另一個則在50 55 N。這 種結構可能說明了中緯最大 西風中心的南北位置的移動。 當最大西風帶位置偏北時，則 中緯度偏南地區出現東風異 常，高緯出現西風異常。反之， 如果強西風中心位置南移，則較低緯度地區出現西風異常。圖1是500hPa緯向平均 u的 合成情況，分別是其 EOF分析時間系數的5個極大值和極小值年的平均， 同時還給出了二者的差及一個標準差代表的變10m/s的緯度包括了化范圍。5個極大正值年里強的西風分布的緯度范圍更寬，超過20 55 N，中心在40 N左右，但最大西風值稍低；5

10、個極大負值年里，最大西風帶范圍變窄，超過10m/s的緯度包括了 20 45 N，而且中心位置偏南 510個緯度，可達30 N左右, 最大西風值偏高。如果用高度場進行 EOF分析，則最突出的模態也有兩個相反符號的中心，一個在40 N附近，另外一個則在65 N附近。對高度場與緯向風做奇異值分解（SVD），這種結構特征十分明顯。圖2（a）是500hPa緯圈平均高度距平與緯圈平均u距平的SVD分析第一對模態， 圖2（b）是1000hPa的情況。這一對模態分別解釋了 500hPa和1000hPa上高度和u協方差的46.2 %和57.5%。可見近地面和對流層中層的特點非常相似，對于高度場都是在40 N和6

11、5 N分別出現性質相反的兩個極值中心，與此向對應的u的兩個相反性質的極值都是出現在30 35 N及50 55 N附近。有趣的是高度場極值出現的兩個緯度與南半球的南極濤動的兩 個極值緯度是完全一樣的，這并非是偶然現象，而是反映了大氣內部的固有結構特征。而且不僅是這上面這兩個層次上如此，用從1000hPa到200hPa共10層的u和高度場資料分別單獨進行EOF分析或一起做SVD分析，都發現低層與高層，緯向風及高度場的特征有極大的 相似性，而且二者間的關系也如此。 極值中心的位置上下都一致， 反映出西風異常的正壓性 質。圖略。因此，根據上面的分析可以得出結論，西風指數的強弱可以用40 N和65 N緯

12、圈平均位勢高度的差來表示，即 H40N-H65n。根據Rossby和Namias等最早的研究，西風指數應該 能盡可能好地描述溫帶地區的緯向西風的強弱。本文前面的分析表明，與高度場的變化相聯系的風場，在55 N有最大的相關。在500hPa位勢高度上西風指數(H40 n-H65 n)與55 N西風 (U55 n)間相關系數達0.96。用35 N和55 N上緯向風的差值來反映西風的變化，雖然在統計上與西風指數(H40N-H65N)有很高的相關(-0.90)，但物理意義上顯然不如后者清晰。可見用 H40N-H65N來代表西風指數從其代表性和物理意義上看的確是一個很好的指標。見圖3和表1。由于西風指數強

13、調的是緯圈平均狀況，因此很容易會認為與槽脊的變化沒有什么關系。 但從最初定義西風指數時，就發現西風基本氣流的強弱與大氣環流的定常波有密切的聯系。 圖4和圖5就可以很清楚地說明這一點。圖4是標準化的西風指數與500hPa位勢高度間的回歸系數，即當西風指數增強一個標準差時，對應的各格點高度變化。可見在西風增強的情況下，東亞大槽變弱、高度增加1020gpm，北美大槽也存在同樣量級的減弱。因此，在高空西風氣流更為平直。Wallace和Hsu【14曾對比西風指數強弱狀況下的高空和地面環流差異， 指出強西風時地面大氣濤動(如北大西洋濤動)也增強，同時在高空一些大氣遙相關也增強 (如東大西洋型、西大西洋型、

14、西太平洋型)。這些特點在圖4中也有體現。同時在圖 5海平面氣壓與西風指數的關系中可以看到，除北大西洋濤動加強外，在亞洲大陸中高緯，西伯利亞高壓的強度也減弱，中心區域的強度減弱12hPa。此外，圖4和圖5也進一步說明西風環流在地面與高空都有大體相似的結構，這反映了大尺度大氣運動的正壓性。不過，在高空其緯向特征更為明顯，而西風異常與SLP的關系受下墊面熱力、物理狀況差異的影響和限制更明顯。圖4 500hPa高度與西風指數間的回歸系 數,即當西風指數增強一個標準差單位時 相應的位勢高度的變化量(gpm)歸系數，即當西風指數增強一個標準差單位 時相應的海平面氣壓的變化量(hPa)3西風環流對溫度的影響

15、很早人們就發現高指數環流盛行的年 份，北半球地面氣溫通常偏高。Namias認為，當西風指數強時，中緯加強的西風環流 將會阻止高緯度和低緯度地區之間的熱量 交換，在極地及副極地由于輻射冷卻，溫度 將會變得更低，而中緯度地區溫度會升高。 但后來人們認識到情況沒有這么簡單。實際上在南北向的熱量輸送過程中，包括較大尺 度的定常波及天氣尺度的瞬變波，都起著十分重要的作用15,16。而這些渦旋的活動與西 風氣流間也存在著緊密的聯系。前面的分析 中曾指出，西風指數強時，55 N和35 N的緯向風呈相反性質的變化，這相當于水平切 變的增強，很容易理解這會有利于渦旋活動 的產生和加強。 Limpasuvan 和

16、 Hartmann16 最近的模擬研究發現這些與西風環流有關 的渦旋活動在北半球主要是定常波，南半球 主要是天氣尺度的瞬變波。Robi nson (1994)15在兩層的簡單大氣環流模式中，人為地將西風指數加強或減弱，結果發現渦旋活動的 動量輸送與西風指數的強弱之間，是一個正圖6地面氣溫或海面溫度與西風指數間的回歸系數，即當西風指數增強一個標準差單位時 相應的溫度的變化量(C)，資料長度為1958 1998.反饋關系。據我們計算，當西風指數強時，由定常波造成的向高緯度地區的熱量輸送也加強,中心在40 50 N，圖略。圖6是西風指數與北半球地面氣溫或海面溫度的回歸系數，當西 風指數變強一個標準差

17、時，歐亞大陸的大部分地區氣溫都要偏高0.25 C以上，大陸腹地則高達0.75 C以上。北美大陸的東南部，也偏高0.25 C以上。負的區域主要在北美東北部及格陵蘭，溫度下降幅度也超過0.25 C以上，溫度偏低的區域范圍遠比偏高的范圍小。因此，如果西風指數加強，與之相伴隨的經向熱量輸送也加強，由于輸送的極大值在40 50 N，很顯然由此必然造成相鄰的50 60 N地區的氣溫比其它緯度更顯著的升高，因此，高緯與中低緯度間的溫度距平的梯度會加大。統計表明高緯(50 60 N)與中緯度0.69,這相當于溫度距平梯0.12 C,即當溫度距平梯度增(30 40 N)間溫度距平的梯度與北半球平均溫度距平相關系

18、數達 度變化1個標準差時，與之相應的北半球平均溫度的變化可達加1 C時，北半球平均溫度升高0.17 C,反之亦然。Gitelman等17也曾計算了 50 -55 N和30 35 N緯圈平均地面溫度，發現雖然二者有很相似的變化特征，但二者溫度距平的差表 現出顯著的趨勢變化，從 20世紀初到50年代中期，呈下降趨勢，而從50年代后期以來則是強烈的上升趨勢。 這種變化與西風指數的變化是一致的，這從另一個側面說明近一個世紀以來的溫度變化中，不能排除行星尺度大氣環流的貢獻。4全球變暖對西風環流的影響不過，全球溫度的變化與大氣環流之間是相互影響、 相互作用互為因果的關系。大氣環 流的變化能影響地面氣溫，而

19、地面熱力狀況的改變反過來又會影響大氣環流。尤其是在年代際尺度上，全球或半球溫度的變化應該也會影響大氣環流。通常人們認為在氣候偏暖的時期，赤道與極地之間的溫差變小，那么中、高緯地區對流層西風會減弱。近一個世紀以來，北半球及全球溫度除有線性的變暖趨勢外，還有顯著的年代際的波動。北半球在20世紀40年代到50年代是一個比較溫暖的時期，從80年代到90年代更是加速變暖；而在20年代及以前、6070年代則是比較偏冷的時期。與溫度的這種低 頻冷暖波動相對應，實際觀測的緯向環流的變化是怎樣的呢？50年代以前因為缺乏高空資料，而前面的分析表明1000hPa緯向環流的變化與高空的變化有很好的一致性，所以圖7給出

20、1900年以來40 N與65 N海平面氣壓的差，與500hPa西風指數的相關達到 0.88（41年資料）。這個序列可以說能較好反映近百年來的近地面西風指 數的變化。所用海平面氣壓資料（18731995年，北半球5緯度10經度）18由英國東英吉利大學氣候研究組（UEA/CRU）提供，1995年以后由再分析資料續補。很明顯，20世紀以來西風指數的低頻特征非常有階段性，在30年代初以前是一個比較強的時期，而從30年代中期開始到60年代是比較弱的時期，從70年代開始則是強烈的增強階段。比較一下西風指數的長期變化與北半球溫度的低頻變化，可以很清楚發現二者之間的關系也可以分為兩個階段。在50年代以前，二者

21、的低頻變化基本上是反位相的，即氣溫偏冷的階段，西風環流偏強，而氣溫偏暖的時期，西風環流則偏弱。在50年代以后二者的低頻變化有很好的一致性，尤其是70年代以來，二者都有強烈的上升趨勢，見圖8。這說明溫度的低頻變化對西風環流的影響可能存在兩種不同的機制。IPCC的1995報告19中曾指出，全球緯圈平均看，溫度的變暖在不同的時段有明顯不同的結構特征，50年代以前中緯度地區緯度變暖不明顯， 很多時候是負距平；但從50年代開始中緯度明顯增暖，而從70年代后期，特別是80年代以來，則是從高緯到低緯度同時增暖。這可能暗示近期西風環流與溫度 的同位相變化可能與全球變暖有關。圖7 1900年以來40 N與65

22、N緯圈平均海平面氣壓的差ap3 n-o n-3 n-2o2-eelgeD ec998099 o69 di509 o94 di309 o29 di o di9 di o90 di圖8北半球冬季氣溫（a）與40 N-65 N海平面氣壓（b）的21年滑動平均序列特別值得注意的是最近三十多年來的觀測事實顯示隨著全球氣溫的加速變暖，北半球 中、高緯冬季西風指數也同樣呈顯著增強趨勢，1958到1998年41個冬季資料顯示西風指數趨勢為+4.3%/10a，信度水平達99%。當然，這可能是大氣環流本身的年代際變化，也可 能是由于全球溫室效應加強造成的變暖引起的，還可能與其它外部強迫如太陽活動的作用有關2022

23、，也可能是這些因素共同作用的結果。但是，考慮到大氣環流的內部變率及太陽活 動等在20世紀中都是存在的，如果沒有其它因子的話，西風指數與溫度的這種關系應該仍 然保持穩定才對。因此，有理由把關注的重點放在溫室效應的加強這方面上。圖9是最近的暖期（1980/811998/99共19年平均）與冷期（1960/611979/80共20年平均）冬季緯圈平均高度 與緯向風的差異，可見80年代以來溫帶地區與高緯高度場之間的梯度加大了，與此對應的是50 N60 N地區緯向西風的增強。一些科學家為證實這種現象與最近的全球氣候的溫室 變暖加強有關，利用了模式模擬結果來進行檢驗23。Fyfe等24利用加拿大氣候模擬與

24、分析中心的耦合環流模式（CCCma）進行了全球變暖的瞬變模擬，結果發現在全球變暖的情況下， 北極濤動和南極濤動更多出現正的位相，這意味著中、高緯西風也將隨之增強。雖然目前并不能完全排除其它因素對西風環流的影響，但已有的研究表明，溫室效應很可能是導致近 30年來西風指數持續加強的一個主要的因子。Height(gpm)u ( m/s)圖9暖期與冷期冬季緯圈平均高度（a）與緯向風（b）的差異，暖期取1980/81 1998/99共19個冬季平均，冷期取 1960/61 1979/80 共20個冬季平均5結論根據NCEP/NCAR再分析資料對500hPa和1000hPa緯圈平均的緯向風(u)及高度進行

25、的 EOF分析及SVD分析表明，緯向風的變化有兩個相反符號的極值中心，一個在 3035 N附 近，另一個則在 55 N。與此相對應，高度場最突出的模態也有兩個相反符號的中心，一個 在40 N附近，另外一個則在 65 N附近。因此，用 40 N與65 N平均高度的差可以很好代 表西風指數，這種定義的西風指數與55 N緯向風的相關達0.96。西風指數與北半球溫度的回歸分析表明，當西風指數加強一個標準差時，歐亞大陸的大部分地區氣溫都要偏高0.25 C以上，大陸腹地則高達0.75 C以上。北美大陸的東南部，也偏高0.25 C以上。負的區域主要在北美東北部及格陵蘭，溫度下降幅度也超過 0.25 C以上，

26、溫度偏低的區域范圍遠比偏高的范圍小。西風指數強的年份，北半球平均氣溫也偏高，主要是中緯度大陸變暖明顯，這可能與中高緯度西風強時，向北的經向熱量輸送加強有關。在50年代以前，西風指數與北半球溫度的低頻變化基本上是反位相的，氣溫偏冷的階 段，西風環流偏強，而氣溫偏暖的時期，西風環流則偏弱。但近30多年來，伴隨全球加速變暖，西風指數也持續加強，這可能與溫室效應的加強有關。參考文獻1 Rossby C G. Relationship between variations in the intensity of the zonal variation and thedisplaceme nt of th

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