陈懿妮，朱伟军，袁凯，3

(1.气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学)，江苏南京210044;2.浙江省气象台，浙江 杭州310017;3.武汉市气象局，湖北 武汉430040)

0 引言

Nakamura(1992)研究发现，风暴轴强度的季节变化并不是总与斜压强迫的变化相一致，北太平洋风暴轴相对于晚秋和早春而言，在深冬季节有一较小值，即此时与之相关的斜压强迫达到峰值，并首次将这种强度的减弱现象称之为北太平洋风暴轴的“深冬抑制”现象。此后，不同的再分析资料和气候模式模拟都再现了这种“深冬抑制”现象(Christoph et al.，1997;Chang，2001)。至于北太平洋风暴轴“深冬抑制”发生的原因和机制，Nakamura(1992)推测，对流层上层风暴轴区域上游的罗斯贝波活动的改变对北太平洋风暴轴的“深冬抑制”可能是有影响的。目前，关于其机制的研究主要集中在东亚急流附近或下游区域斜压波动的结构及其与平均气流的相互作用上(Chang et al.，2002;Deng and Mak，2006;Penny et al.，2010)，虽然认识上有了一些进展，但根本原因还未有系统清晰的结论，因此有必要对北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象进行进一步的深入研究。

朱伟军和孙照渤(2001)应用实际观测资料进行局地能量诊断分析，对冬季风暴轴内部各因素(如斜压过程和正压过程等)在其维持中的作用进行了探讨，结果发现，斜压性是导致风暴轴入口区天气尺度涡动发展的最主要原因，而涡动发展后则主要通过非地转位势通量向下游频散能量而衰减，并进一步成为激发下游新的涡动活动发展的主要能量来源。受到以上研究的启发，本文将从局地能量变化方程出发，通过分析北太平洋风暴轴附近对流层不同层次局地能量的季节演变，对风暴轴的各种内部动力机制在其维持中的作用进行详细探讨，以期初步揭示造成北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象的可能原因。

1 出发方程、资料和方法

1.1 出发方程

参照 Orlanski and Katzfey(1991)、Chang and Orlanski(1993)、朱伟军和孙照渤(2001)，时间平均运动动能方程和涡动运动动能方程分别改写为:

其中:ps为地面气压;pt为资料顶层气压(本文取100 hPa)。后文给出的整层积分的各物理量分布就是经过这种垂直平均后所得到的结果。

1.2 资料和方法

1)风场(u、v、ω)、位势高度场(H)和气温场(T)资料均取自欧洲中期天气预报中心1958年8月—2002年7月的13个等压面层(1 000、925、850、775、700、600、500、400、300、250、200、150 和 100 hPa)的全球2.5°×2.5°的逐日再分析网格资料(ERA-40)。

2)利用上述方程进行诊断时，各能量项的具体计算先是逐日一一进行，然后再作各种平均。其中各式中的天气尺度涡动量均以其2.5～6 d的涡动部分代入，而各变量场的这种2.5～6 d的涡动部分由邓兴秀和孙照渤(1994)所给出的31点带通滤波器滤出。如无特别说明，文中的瞬变扰动(活动)均指天气尺度瞬变扰动(活动)。此外，本文还用到了一元线性回归和回归系数t检验等方法(任雪娟等，2007)。

2 结果分析

2.1 天气尺度扰动动能所揭示的北太平洋风暴轴的“深冬抑制”现象

风暴轴的表示方法主要有两种:一种方法是通过识别并追踪单个天气系统(如气旋)，从而统计其强度、发生频率或路径密度的分布来表征风暴轴的位置和强度，即拉格朗日方法(Hoskins and Hodges，2002);另一种方法是基于不同大气层的局地天气尺度相关频带的滤波方差，即欧拉方法(Blackmon，1976;Blackmon et al.，1977)。由于带通滤波方法可以研究各层大气的情况，提供风暴轴的三维结构，避免了由于追踪方法或数据空间分辨率不同所造成的结果上的差异(Blender and Schubert，2000)，故通常采用对流层不同层次、不同变量的天气尺度滤波方差或均方差来研究局地风暴轴的变化(朱伟军和孙照渤，2001;李莹等，2010)。下面，将以风暴轴强度最强的250 hPa为例，重点考察天气尺度扰动动能所揭示的北太平洋风暴轴分布及其“深冬抑制”现象，为进行对比，同时也给出了天气尺度位势高度滤波均方差的结果。

图1a、b分别给出了深冬时期(1月1日—1月31日)250 hPa上气候平均的天气尺度扰动动能场和天气尺度位势高度滤波均方差场的水平分布，可见二者分布形势基本一致，不过深冬250 hPa上扰动动能场的大值区位于北太平洋中东部，最大可达70 m2·s－2·d－1以上，较位势高度滤波均方差场的大值中心位置稍偏东南。图1c、d分别给出了250 hPa上气候平均的天气尺度扰动动能场和天气尺度位势高度滤波均方差场的时间—纬度剖面(经向平均范围是150°E～150°W，时间序列上做了每5 d平均以使线条更平滑，必要时忽略了2月29日)，可见，扰动动能的季节变化很好地反映了北太平洋风暴轴的“深冬抑制”现象，深冬北太平洋风暴轴区域的扰动动能比晚秋和早春弱约33%，且大值区域南移约9个纬度;而深冬位势高度滤波均方差比晚秋和早春弱约25%，大值区域南移约5个纬度。根据图1c，分别定义11月1日—11月30日为晚秋时期，1月1日—1月31日为深冬时期，3月15日—4月14日为早春时期，若无特别说明，后文所述晚秋、深冬、早春时期均特指上述时段。这里得到的晚秋、深冬、早春时段与Nakamura(1992)得到的结果一致。

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图1 深冬时期250 hPa上气候平均的天气尺度扰动动能场(a;m2·s－2·d－1)及其沿(150°E～150°W)经向平均的时间—纬度剖面(c;m2·s－2·d－1)和天气尺度位势高度滤波均方差场(b;dagpm)及其沿(150°E～150°W)经向平均的时间—纬度剖面(d;dagpm)Fig.1 (a)Climatological averaged weather scale perturbation kinetic energy field(m2·s－2·d－1)and(c)its time-latitude sections averaged over the longitude intervals 150°E—150°W(m2·s－2·d－1)at 250 hPa in midwinter;(b)weather scale geopotential height filtered mean variance field(dagpm)and(d)its time-latitude sections averaged over the longitude intervals 150°E—150°W(dagpm)at 250 hPa in midwinter

为了方便描述抑制现象的相对强弱及其年际变化，Deng and Mak(2006)定义了一个风暴轴“深冬抑制”指数，定义如下:

其中:ξ1、ξ2、ξ3分别是各年晚秋、深冬、早春时期某层某区域平均的风暴轴强度。这样指数η的正负就可以表示相对于前一年晚秋和当年早春而言，当年深冬时期的风暴轴是否会受到抑制;指数为负表示该年出现了风暴轴“深冬抑制”现象，为正则表示不出现;若出现，则指数η的绝对值越大时“深冬抑制”现象越强。

用晚秋、深冬、早春时期250 hPa上北太平洋区域(150°E ～150°W，30 ～60°N)平均的天气尺度扰动动能来表征风暴轴强度，分别代入 ξ1、ξ2、ξ3，根据(6)式得出44 a(1958/1959—2001/2002年)的抑制指数η，由图2a可见，44 a中有37 a深冬出现了抑制现象。因Deng and Mak(2006)的研究中是采用天气尺度位势高度滤波均方差来表征风暴轴强度的，故本文也用晚秋、深冬、早春时期250 hPa上北太平洋区域(150°E ～150°W，30 ～60°N)平均的天气尺度位势高度滤波均方差分别代入 ξ1、ξ2、ξ3，根据(6)式得44 a(1958/1959—2001/2002年)的抑制指数η，由图2b可见，44 a中有34 a深冬出现了抑制现象。进一步的对比表明:不论采用天气尺度扰动动能场还是位势高度滤波均方差场来表示风暴轴的强度，在统计时段内抑制现象的发生概率约为80%，其中20世纪70年代中后期到80年代前期抑制最强;用扰动动能表征风暴轴强度时，抑制现象强度比用位势高度场表征风暴轴强度时的抑制现象强度更强，较多年份的指数绝对值可超过0.5。这些结果与Deng and Mak(2006)的研究结果基本一致。

图2 1958/1959—2001/2002年250 hPa北太平洋风暴轴“深冬抑制”指数η随时间的变化 a.由天气尺度扰动动能计算的指数η;b由位势高度滤波均方差计算的指数ηFig.2 A variation index of the storm tracks at 250 hPa，η，over North Pacific from 1958/1959 to 2001/2002 a.η is calculated by Ke;b.η is calculated by height

2.2 各能量项的季节演变特征和主要能量项的垂直结构

从局地能量变化方程出发，对比分析了北太平洋风暴轴区域对流层不同层次以及整层积分的各能量项(Ke、Ae、Ke1、Ke2、Ke3、Ke4、Ke5、Ae5)在 44 a 间(1958年8月—2002年7月)气候平均的季节演变过程。

图3为北太平洋风暴轴区域(150°E～150°W，30～60°N)对流层整层积分的各能量项气候平均的季节变化曲线。从整层积分结果来看，局地扰动动能Ke约为局地扰动有效位能Ae的两倍，均表现出深冬抑制;斜压能量转换项(包括平均有效位能和涡动有效位能的斜压转换Ae5、涡动有效位能和涡动动能的斜压转换Ke4)是主要的扰动能量来源，最强出现在晚秋，深冬较弱;正压能量转换项Ke5和涡动非地转位势通量的散度项Ke3均是扰动能量的消耗项，在深冬涡动非地转位势通量散度项对扰动能量的耗散作用大于正压能量转换项。时间平均气流对涡动动能的平流输送项Ke1在秋冬多为负值、在春夏多为正值，跟其他项相比不算大、不起主要作用;涡动气流对涡动动能的平流输送项Ke2在整层积分后趋于零，这是因为该项对时间的平均很小，并不代表其在逐日天气演变过程中的作用不重要。从上述同期各能量项的变化来看，北太平洋风暴轴在深冬发生抑制主要是受到涡动非地转位势通量的散度项Ke3、正压能量转换项Ke5和斜压能量转换项Ke4、Ke5的影响。

为了进一步考察这些主要能量项在北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象的内部机制中所起的作用，图4a、b、c、d分别给出了北太平洋风暴轴区域(150°E ～150°W，30 ～60°N)上气候平均的 Ke3、Ke5、Ke4、Ae5的高度—时间剖面，可见涡动非地转位势通量的散度项Ke3在对流层高低层的变化反号，在中低层为负值，起消耗扰动能量的作用且深冬绝对值明显大于晚秋和早春，在400～300 hPa间其符号反转，到了高层转为正值，起提供扰动能量的作用且有明显的季节变化，深冬绝对值明显小于晚秋和早春(最多可小约30 m2·s－2·d－1)。正压能量转换项Ke5在中低层是绝对值较小的负值，趋近于零，在300～200 hPa间仍为负但绝对值较大，同时有明显的季节变化，在深冬绝对值小于晚秋和早春(最多可小约 10 m2·s－2·d－1)，再往上层又逐渐趋近于零。斜压能量转换项(包括平均有效位能和涡动有效位能的斜压转换Ae5、涡动有效位能和涡动动能的斜压转换Ke4)在对流层中低层均为正，在中层最大且峰值出现于晚秋，深冬其数值减小，往上层又逐渐减小，到200～100 hPa间甚至转为负。可见主要能量项的季节变化特征明显，不同能量项起主要作用的层次不同。

图3 北太平洋风暴轴区域(150°E～150°W，30～60°N)对流层整层积分的各能量项(Ke、Ae、Ke1、Ke2、Ke3、Ke4、Ke5、Ae5)气候平均的季节变化(单位:m2·s－2·d－1)Fig.3 The climatological average seasonal variations of each energy term(Ke，Ae，Ke1，Ke2，Ke3，Ke4，Ke5，Ae5)in North Pacific storm track area(30—60°N，150°E—150°W)，which are integrals of the whole troposphere(units:m2·s－2·d－1)

2.3 抑制指数对主要能量项的回归分析

由上文可知，北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象主要是受到高层涡动非地转位势通量的散度项Ke3、正压能量转换项Ke5和中低层斜压能量转换项Ke4、Ae5的共同影响。图2a中所示的用局地扰动动能计算的250 hPa上的“深冬抑制”指数η，能较好地反映各年北太平洋风暴轴是否发生“深冬抑制”现象，且能定量反映深冬抑制的相对强弱。下面用－η(图 2a中所示的 η乘以 －1)对44 a(1958/1959—2001/2002年)同期深冬250 hPa上的 Ke3、Ke5和500 hPa上的Ke4、Ae5分别做一元线性回归(图5a、c、e、g)。图 5a、c、e、g 中等值线为回归系数，代表每当北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象增强1个单位的时候，相应的能量项会变化几个单位;浅、深阴影区分别为通过0.05和0.01信度的显著性差值t检验的区域。图5a、c、e、g可反映伴随着深冬抑制的发生，Ke3、Ke5、Ke4、Ae5是如何定量变化的。为了便于对比，图5b、d、f、h分别给出气候平均深冬时期250 hPa 上的 Ke3、Ke5和 500 hPa 上的 Ke4、Ae5的水平分布形势。

由图5b可知，250 hPa上涡动非地转位势通量的散度项Ke3在北太平洋风暴轴区域以正值为主，大值区集中在33°N附近的中东太平洋上，最大可达110 m2·s－2·d－1，与同期扰动动能分布形势类似，说明在风暴轴主体区域里，涡动非地转位势通量的辐合提供给风暴轴扰动动能。对比图5a可知，在250 hPa上，当北太平洋风暴轴“深冬抑制”增强1个单位时，涡动非地转位势通量的散度项在北太平洋中西部(风暴轴主体区和入口区)减弱，最多可减少 100 m2·s－2·d－1。

由图5d可知，250 hPa上正压能量转换项Ke5在北太平洋上呈现出偶极子的分布形势，在38°N附近的西北太平洋为正，在30°N附近的中东太平洋为负，且数值绝对值较小，正中心最大可达 40 m2·s－2·d－1，负中心最小可达 －60 m2·s－2·d－1，说明在风暴轴入口区急流提供给风暴轴扰动动能、在出口区风暴轴反馈给急流扰动动能。对比图5c可知，在250 hPa上，当北太平洋风暴轴“深冬抑制”增强1个单位时，正压能量转换项在西北太平洋(风暴轴入口区)减弱，即平均动能向扰动动能的转换减弱，最多可减少 50 m2·s－2·d－1，而在中东太平洋(风暴轴主体区和出口区)增强，即扰动动能向平均动能的转换减弱，最多可减少50 m2·s－2·d－1。

图4 北太平洋风暴轴区域(150°E～150°W，30～60°N)气候平均的 Ke3(a)、Ke5(b)、Ke4(c)、Ae5(d)的高度—时间剖面Fig.4 The height-time sections of climatological average(a)Ke3，(b)Ke5，(c)Ke4and(d)Ae5in North Pacific storm track area(30—60°N，150°E—150°W)

同理，由图5f、h可知，500 hPa上斜压能量转换项Ke4、Ae5的极大值中心均位于西北太平洋上38°N附近(风暴轴入口区)，且均为正值，正中心最大可达100 m2·s－2·d－1，说明在风暴轴入口区斜压能量转换过程可以提供给风暴轴扰动动能。对比图5e、g可知，在250 hPa上，当北太平洋风暴轴“深冬抑制”增强1个单位时，500 hPa上的斜压能量转换项在风暴轴入口区减弱，即通过斜压能量转换过程提供给高层风暴轴的扰动能量减少，最多可减少140 m2·s－2·d－1。

综上所述，对高层扰动动能变化起主导作用的是中低层斜压能量转换项大小、高层的正压能量转换项大小和涡动非地转位势通量的散度项的大小。当北太平洋风暴轴深冬在高层发生抑制时，中低层斜压能量转换过程提供给风暴轴的扰动动能在减少，高层风暴轴主体区和出口区由于正压能量转换而消耗的扰动动能在减少，入口区和主体区由于涡动非地转位势通量的辐合而得到的扰动动能也减少，但是，由于中低层斜压能量转换过程提供给风暴轴的扰动动能在深冬大大减少，同时高层由涡动非地转位势通量辐合而提供的扰动动能的减少量大于由正压能量转换而消耗的扰动动能的减少量，所以总的效果是深冬高层扰动动能大为减少，风暴轴发展受到抑制，这可能是造成北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象的直接原因。

3 结论

利用欧洲中期天气预报中心逐日再分析资料(ERA-40)，从局地能量变化方程出发，通过分析北太平洋风暴轴附近对流层不同层次局地能量的季节演变过程，对风暴轴区域各能量项在“深冬抑制”现象中的作用进行了深入探讨，初步揭示了造成北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象的可能原因。

图5 用－η回归的44 a(1958/1959—2001/2002年)同期深冬250 hPa上的Ke3(a)、Ke5(c)和500 hPa上的Ke4(e)、Ae5(g)(单位:m2·s－2·d－1;等值线为回归系数;浅、深阴影区分别为通过0.05和0.01信度的显著性差值t检验的区域)以及气候平均深冬时期250 hPa上的Ke3(b)、Ke5(d)和500 hPa上的Ke4(f)、Ae5(h)的水平分布(单位:m2·s－2·d－1)Fig.5 The regression of － η to(a)Ke3，(c)Ke5at 250 hPa and(e)Ke4，(g)Ae5at 500 hPa in midwinter from 1958/1959 to 2001/2002(the contour denotes regression coefficient，the shallow and dark shaded areas indicate the significance at 95%and 99%confidence levels respectively)and horizontal distribution of climatological(b)Ke3，(d)Ke5at 250 hPa and(f)Ke4，(h)Ae5at 500 hPa in midwinter(units:m2·s－2·d －1)

1)天气尺度扰动动能的季节变化可以很好地反映北太平洋风暴轴的“深冬抑制”现象，并且该现象在对流层上层最为显著，在统计时段内其发生概率约为80%，其中20世纪70年代中后期到80年代前期抑制最强。

2)从同期各能量项的变化来看，北太平洋风暴轴在深冬发生抑制主要是受到中低层斜压能量转换项、高层正压能量转换项和涡动非地转位势通量的散度项的影响。

3)在深冬季节，由于消耗扰动动能的正压能量转换项虽有些微弱减少从而使得扰动动能有所增加，但是为风暴轴提供扰动动能的斜压能量转换项和涡动非地转位势通量的散度项减少的幅度却更大，因而总的效果是扰动动能大为减小，风暴轴发展受到抑制，这可能是造成北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象的直接原因。

本文只是从能量转换的角度探讨了导致北太平洋风暴轴“深冬抑制”现象发生的可能内部动力机制，得到了一些有意义的结论，但是，至于是什么原因导致了相关能量项的减少，本文并未给出，同时，由涡动非地转位势通量的改变造成的“下游频散效应”的改变在该现象中可能是重要的，急流、外部热源强迫等的作用也可能是重要的，这些有待今后进一步研究探讨。

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