阿利曼 王君 馮錦明 李秀連

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中國東部高空顛簸時空分布特征及其與熱帶中東太平洋海溫的關(guān)系

阿利曼[1]王君2馮錦明2李秀連1

1民航局空管局氣象中心，北京1000212中國科學(xué)院大氣物理研究所，北京100029

本文利用1979～2014年NCEP-DOE日平均再分析資料和中國區(qū)域2375份航空器空中顛簸報告資料，研究中國東部區(qū)域高空顛簸的時空分布特征及其與熱帶中東太平洋海溫異常（簡稱“海溫異?！保豢臻g范圍：5°S～5°N，120°～170°W）的關(guān)系以及產(chǎn)生這種關(guān)系的可能原因。結(jié)果表明：中國東部地區(qū)高空顛簸與東亞副熱帶西風(fēng)急流之間存在顯著時空相關(guān)關(guān)系，其原因是高空緯向風(fēng)引起的垂直風(fēng)切變是構(gòu)成高空顛簸時空分布的主導(dǎo)因素。中國東部夏季高空顛簸與海溫異常存在正相關(guān)關(guān)系；冬季呈現(xiàn)南北兩個正負(fù)相關(guān)區(qū)：以30°N為界，北部區(qū)域存在顯著的負(fù)相關(guān)，南部區(qū)存在顯著的正相關(guān)，在30°N急流軸附近區(qū)域無顯著相關(guān)關(guān)系。海溫異常影響中國高空顛簸時空分布的可能原因是海溫變化引起對流層高層溫度出現(xiàn)異常，進(jìn)而影響溫度的經(jīng)向梯度，導(dǎo)致東亞副熱帶西風(fēng)急流強度和位置出現(xiàn)異常（夏季，急流軸南側(cè)出現(xiàn)西風(fēng)異常；冬季，急流軸北側(cè)出現(xiàn)東風(fēng)異常，南側(cè)出現(xiàn)西風(fēng)異常）。高空緯向風(fēng)的變化導(dǎo)致緯向風(fēng)的垂直梯度和經(jīng)向梯度出現(xiàn)異常，最終影響高空顛簸的時空分布特征。對流層高層溫度的異常變化可能是由與熱帶海溫異常相關(guān)的平流層水汽變化所引起。

高空顛簸 時空分布 西風(fēng)急流 中東太平洋海溫對流層高層溫度

1 引言

在航空氣象學(xué)中，高空顛簸是指飛機在飛行過程中受到大氣湍流或亂流的影響，突然產(chǎn)生起 伏、搖晃和局部抖動的現(xiàn)象。高空顛簸是影響飛行安全的危險因素之一，其對飛機結(jié)構(gòu)、儀表顯 示、安全操縱等有很大影響，甚至造成機毀人亡的航空事故。隨著我國航空運輸業(yè)的快速發(fā)展，飛機高空顛簸造成的人員傷害相關(guān)事件不斷增多。例如，2015年8月11日海南航空HU7148航班由成都飛往北京在下降過程中遭遇強顛簸，導(dǎo)致部分旅客、機組人員受傷。因此，提高飛機高空顛簸的預(yù)報能力成為航空氣象預(yù)報業(yè)務(wù)的重要任務(wù)。

自20世紀(jì)50年代開始飛機顛簸現(xiàn)象就引起國內(nèi)外航空氣象學(xué)者的關(guān)注，并對飛機顛簸的成因進(jìn)行了大量的研究（李子良和陳會芝，1999），診斷與預(yù)報顛簸的方法不斷發(fā)展和改進(jìn)。航空氣象工作者深入研究了在6000米以上高空無云或?qū)訝钤频淖杂纱髿庵校w機被小尺度的渦流撞擊而產(chǎn)生的晴空顛簸現(xiàn)象（Ellrod and Knap, 1992）。一些研究者根據(jù)晴空顛簸形成的天氣形勢將晴空顛簸分型為高空急流型、高空槽型、切變線和高空脊型（俞飛等，2008）。吳炎成等（2014）指出，隨著風(fēng)速增大，發(fā)生飛機顛簸的概率一般也增大，當(dāng)對流層上層風(fēng)速大于40 m s?1時，發(fā)生重度和嚴(yán)重顛簸的百分率都明顯增大。高分辨率數(shù)值模式的發(fā)展使得飛機顛簸的診斷和預(yù)報成為可能。劉峰等（2009）利用WRF模式模擬了菲律賓南部海域上空的一次飛機顛簸事件，結(jié)果表明WRF模式計算得到的Ri（里查遜數(shù)）和Ellrod顛簸預(yù)報指數(shù)，能夠確定飛機顛簸發(fā)生的區(qū)域、高度以及強度。Kim and Chun（2010）利用WRF模式對2007年4月2日韓國上空一次顛簸過程進(jìn)行數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)，高空急流的加強導(dǎo)致高空鋒生，由于熱成風(fēng)關(guān)系，強的經(jīng)向溫度梯度又導(dǎo)致高空鋒區(qū)加強，使得急流核下部存在最大風(fēng)速切變，觸發(fā)Kelvin-Helmholtz不穩(wěn)定，產(chǎn)生飛機顛簸?？梢姡w機顛簸和大氣湍流活動強弱有密切的關(guān)系，而兩者皆多發(fā)生在風(fēng)場垂直切變區(qū)、水平切變區(qū)、流場的輻合或輻散區(qū)、流場水平變形區(qū)、流場變化的不連續(xù)區(qū)、以及強的水平溫度梯度區(qū)。

海洋作為大氣重要的熱源外強迫，當(dāng)海表溫度異常變化時，大氣環(huán)流也會發(fā)生異常變化（曾剛等，2007）。目前，很多研究主要集中在副熱帶西風(fēng)急流的強度、位置和形態(tài)的變化對天氣和氣候的影響，如杜銀等（2008）指出，急流有明顯的季節(jié)性南北移動，急流核東西方向的突變特征對中國夏季的降水分布存在一定的影響。隨著海—氣相互作用等相關(guān)研究的深入，人們也開始認(rèn)識到熱帶太平洋海溫對副熱帶西風(fēng)急流強度和位置的變化存在很大的影響。董敏等（1999）認(rèn)為，急流中心的季節(jié)變化與熱帶加熱場的季節(jié)變化關(guān)系密切。黃興春和江靜（2008）研究了ENSO事件對東亞副熱帶西風(fēng)急流的影響，并指出ENSO年冬、夏季對流層中上層氣溫異常所造成的經(jīng)向溫度梯度異常，可能是影響東亞副熱帶西風(fēng)急流時空特征變化的原因之一。邱斌等（2013）提出熱帶太平洋海表溫度增加時，低緯增溫、高緯降溫造成了副熱帶地區(qū)溫度梯度增大，通過熱成風(fēng)關(guān)系引起相應(yīng)的風(fēng)場的變化，使得對流層溫度梯度增大區(qū)域的緯向風(fēng)增強，從而導(dǎo)致副熱帶西風(fēng)急流強度增強。航空氣象學(xué)將位于對流層上層或平流層風(fēng)速≥40 m s?1的氣流定義為急流。急流附近風(fēng)場存在很強的水平切變和垂直切變、以及經(jīng)向溫度梯度，急流附近區(qū)域極易產(chǎn)生飛機顛簸。近年來隨著航班量的不斷增加，急流引起的飛機顛簸事件頻發(fā)，因此探討高空顛簸時空分布特征與熱帶海溫之間關(guān)系具有其現(xiàn)實意義。

本文首先分析中國東部地區(qū)高空6000米（含）以上高空顛簸的時空分布特征及其與東亞副熱帶西風(fēng)急流的聯(lián)系，然后分析高空顛簸與熱帶中東太平洋海溫的相關(guān)關(guān)系，最后分析與海溫異常相關(guān)的中國東部高空顛簸、對流層上層風(fēng)場、位勢高度場、氣溫場、水汽場等異常，進(jìn)而探索熱帶海溫異常影響中國高空顛簸時空分布的可能原因。

2 資料與方法

本文所用資料包括：（1）2011年6月1日至2015年5月31日中國區(qū)域高空6000米（含）以上，由于急流影響產(chǎn)生顛簸現(xiàn)象的航空器空中報告資料，共2375份，包括顛簸發(fā)生時間、強度、位置（經(jīng)緯度）及高度。（2）1979～2014年NCEP-DOE日平均再分析資料，包括風(fēng)場、位勢高度場、溫度場、相對濕度場等數(shù)據(jù)，水平空間分辨率為2.5°×2.5°，垂直方向分為17層（1000～10 hPa）。計算平均氣候態(tài)選取的時段為1985～2014年。（3）Ni?o3.4區(qū)（5°S～5°N，120°～170°W）海表溫度異常的月平均數(shù)據(jù)，當(dāng)Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常（3月滑動平均）高于（低于）0.5°C，并連續(xù)超過5個季節(jié)，記作一次ENSO事件。對挑選出的El Ni?o和La Ni?a事件，進(jìn)行距平場的合成分析。本文分析東亞副熱帶西風(fēng)急流選取的垂直高度為200 hPa，主要研究范圍為中國東部地區(qū)（25°～45°N，105°～120°E）。本文用到的主要研究方法有相關(guān)分析、合成分析和回歸分析以及Student-檢驗等方法。

3 高空顛簸時空分布特征及其與東亞副熱帶西風(fēng)急流的關(guān)系

在日常飛行中，飛機顛簸強度的判斷通常由空勤組在飛行中按飛行狀態(tài)的變化程度來確定（趙樹海，1994）。利用民航氣象中心2011年6月1日至2015年5月31日收集到的2375份中國區(qū)域高空6000米（含）以上，由于急流影響產(chǎn)生的航空器空中顛簸報告資料，提取并統(tǒng)計了中國區(qū)域1°×1°經(jīng)緯網(wǎng)格及各高度層的顛簸報告頻次。如圖1a所示，中國區(qū)域年平均高空顛簸高值區(qū)主要位于中國東部地區(qū)（25°～45°N; 105°～120°E）。夏季顛簸（圖1b）主要發(fā)生在華北地區(qū)（35°～45°N; 110°～120°E），冬季顛簸（圖1c）覆蓋整個中國東部地區(qū)（25°～45°N; 105°～120°E）。垂直方向上（圖1d），高空顛簸頻次高值區(qū)主要位于8500米至10000米之間。根據(jù)顛簸強度的判據(jù)（趙樹海，1994），中國高空顛簸的中度顛簸占62%，嚴(yán)重顛簸占34%（圖略）。

圖1 中國高空（高于6000米）航空器顛簸報告頻次水平分布：（a）全年；（b）夏季；（c）冬季。（d）中國高空航空器顛簸報告頻次的垂直分布（黑色：全年；紅色：夏季；藍(lán)色：冬季）

飛機顛簸和大氣環(huán)流活動存在密切聯(lián)系，其多發(fā)生在風(fēng)的垂直切變區(qū)、風(fēng)的水平切變區(qū)、流場的輻合或輻散區(qū)、流場水平形變區(qū)、流場變化的不連續(xù)區(qū)、強的水平溫度梯度區(qū)。據(jù)此，Ellrod and Knap（1992）提出了一個綜合考慮垂直風(fēng)切變，總變形以及散度項的Ellrod顛簸指數(shù)（簡稱i指數(shù)）。該指數(shù)可以用來很好地描述顛簸與垂直風(fēng)切變和水平形變之間的相關(guān)程度。其計算公式為i=WS×EFIV，其中WSWSΔΔ；垂直風(fēng)切變項）是垂直方向上穿越某層大氣單位高度上水平風(fēng)速的變化，EF（EF=;SH= d/dd/d;ST=d/dd/d是該層大氣風(fēng)場的總形變項，IV(d/dd/d) 是該層大氣的散度項。干全等（2002）給出i指數(shù)與顛簸強度等級的統(tǒng)計關(guān)系：越大的i值對應(yīng)越強的飛行顛簸強度。

i顛簸指數(shù)的氣候態(tài)空間分布可以較好地反映飛機顛簸高頻區(qū)的空間分布。根據(jù)圖1d，實測的高空顛簸主要發(fā)生在高空8500～10000米高度。利用NCEP-DOE再分析資料計算區(qū)域（20°S～70°N；60°～180°E）i顛簸指數(shù)與200 hPa水平風(fēng)場氣候平均態(tài)（1985～2014年）空間分布。由圖2可知，i顛簸指數(shù)的高值區(qū)主要位于中國東部地區(qū)（25°～45°N；105°～120°E），高值區(qū)與航空器空中報告分析結(jié)果基本吻合。i顛簸指數(shù)強度空間分布的季節(jié)差異與航空器空中報告中顛簸頻次的季節(jié)差異特征基本一致：冬季高空顛簸高值區(qū)的位置偏南，位于25°～35°N；夏季高空顛簸高值區(qū)位置偏北，位于35°～45°N。

急流附近存在明顯的垂直風(fēng)切變和水平風(fēng)切變，因而容易產(chǎn)生高空顛簸現(xiàn)象。如圖2a所示，高空緯向風(fēng)高值區(qū)位于我國25°～45°N區(qū)域，顛簸指數(shù)高值區(qū)與急流大風(fēng)區(qū)基本一致。夏季，東亞副熱帶西風(fēng)急流北推，大風(fēng)區(qū)位置偏北，位于35°～45°N之間。隨著風(fēng)速的減小，高空顛簸指數(shù)也相應(yīng)減弱。冬季，副熱帶西風(fēng)急流南落，大風(fēng)區(qū)位置偏南，位于我國25°～35°N區(qū)域，顛簸指數(shù)明顯增強。

圖2 Ei顛簸指數(shù)（填色；單位：10?7 s?2）與200 hPa水平風(fēng)場（風(fēng)矢量；單位：m s?1）平均氣候態(tài)（1985~2014年）的空間分布：（a）全年；（b）夏季；（c）冬季

為何中國東部i顛簸指數(shù)和東亞副熱帶西風(fēng)急流關(guān)系密切？如圖3所示，在組成i顛簸指數(shù)子項中，垂直風(fēng)切變項與總形變項構(gòu)成的乘積項占主要貢獻(xiàn)。然而，總形變項高值區(qū)位于北太平洋附近，即東亞副熱帶西風(fēng)急流出口區(qū)。這一空間分布特征和高空顛簸指數(shù)存在一定的差異。然而，垂直風(fēng)切變項高值區(qū)位于中國東部、朝鮮半島及日本南部地區(qū)，該分布特征和顛簸指數(shù)非常吻合。進(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn)，垂直風(fēng)切變對顛簸指數(shù)時空分布特征的影響主要來源于上層緯向風(fēng)（圖3e）。因而可以說，高空緯向風(fēng)引起的垂直風(fēng)切變是高空顛簸時空演變的主導(dǎo)因素。由于影響中國東部高空緯向風(fēng)的主要系統(tǒng)是東亞副熱帶西風(fēng)急流，其變化在很大程度上決定了中國東部顛簸指數(shù)的時空分布特征。

圖3 組成Ei顛簸指數(shù)各子項的平均氣候態(tài)（1985～2014年）的空間分布：（a）垂直風(fēng)切變項與總形變項的乘積（300 hPa；單位：10?7 s?2）；（b）垂直風(fēng)切變項與散度項的乘積（300 hPa；單位：10?7 s?2）；（c）垂直風(fēng)切變項（300 hPa；單位：10?2 s?1）；（d）總形變項（300 hPa；單位：10?5 s?1）；（e）緯向風(fēng)風(fēng)速 （250 hPa；單位：m s?1）；（f）緯向風(fēng)風(fēng)速（400 hPa；單位：m s?1）；（g）經(jīng)向風(fēng)風(fēng)速（250 hPa；單位：m s?1）；（h）經(jīng)向風(fēng)風(fēng)速（400 hPa；單位：m s?1）

圖4顯示了中國東部i顛簸指數(shù)的年際變化。中國東部i顛簸指數(shù)在1990年代中后期存在年代際突變：在此之前，高空顛簸強度呈現(xiàn)減弱趨勢，此后呈現(xiàn)增強的趨勢，該變化在冬季體現(xiàn)尤為明顯。而夏季i顛簸指數(shù)在90年代中期存在突變，但變化前后趨勢變化不太顯著。中國東部年平均高空顛簸指數(shù)與副熱帶西風(fēng)急流強度存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)達(dá)0.53。其中，夏季兩者相關(guān)關(guān)系（相關(guān)系數(shù)：0.81）要明顯強于冬季（相關(guān)系數(shù)：0.56）。

圖4 1980～2014年中國東部Ei顛簸指數(shù)（紅色圓點；單位：10?7 s?2）和200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速（藍(lán)色方塊；單位：m s?1）的年際變化序列：（a）全年；（b）夏季；（c）冬季

圖5給出了氣候態(tài)下緯向平均（105°～120°E）高空顛簸強度與200 hPa緯向風(fēng)的季節(jié)演變。冬季高空顛簸指數(shù)高值區(qū)位于最南，此后在春季逐漸向北移動，夏季8月達(dá)到最北位置，然后再向南移動，12月重回最南端。此外，其強度也存在明顯的季節(jié)變化，冬季要明顯強于夏季。從該圖可以更好地看出，中國高空顛簸存在明顯季節(jié)差異，其與副熱帶西風(fēng)急流（200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速）的季節(jié)差異特征基本一致。

圖5 緯向平均（經(jīng)度范圍：105°~120°E）的Ei顛簸指數(shù)（填色；單位：10?7 s?2）與200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速（等值線；單位：m s?1）的氣候平均態(tài)（1985～2014年）隨緯度和季節(jié)的分布

圖6給出了緯向平均（105°～120°E）的高空顛簸指數(shù)與高空緯向風(fēng)風(fēng)速的垂直分布。從中可以看到，中國東部高空顛簸的經(jīng)向分布基本和東亞副熱帶西風(fēng)急流的季節(jié)性南北偏移密切相關(guān)。高空顛簸強度最大值中心主要位于急流軸偏下位置，大約在300 hPa高度上與實測高空顛簸頻次較高的8500～10000米的高度完全吻合。相比東亞副熱帶西風(fēng)急流軸，顛簸強度中心位置更偏北。夏季高空顛簸發(fā)生的空間范圍（大于1個單位）要比冬季小很多，且都存在著向高緯地區(qū)延伸的分布態(tài)勢。圖7顯示的是經(jīng)向平均（25°～45°N）的高空顛簸指數(shù)和高空緯向風(fēng)風(fēng)速的垂直分布?？梢钥闯?，高空顛簸年平均強度的最大值中心位于130°E，其上偏東為副熱帶西風(fēng)急流中心。夏季高空顛簸中心整體往西偏移，并且分為兩個高值中心。而冬季高空顛簸中心往東偏移，大致位于135°E。

圖6 緯向平均（經(jīng)度范圍：105°～120°E）的高空Ei顛簸指數(shù)（填色；單位：10?7 s?2）與緯向風(fēng)風(fēng)速（等值線；單位：m s?1）氣候平均態(tài)（1985～2014年）隨緯度和高度的空間分布

從以上分析結(jié)果可以看出，中國東部地區(qū)高空顛簸與東亞副熱帶西風(fēng)急流之間存在相似的時空變化特征?？紤]到熱帶海溫變化對東亞副熱帶西風(fēng)急流位置、范圍以及強度存在影響（黃興春和江靜，2008），本文將就熱帶中東太平洋海溫異常影響中國高空顛簸時空分布特征相關(guān)問題進(jìn)行診斷分析。

圖7 經(jīng)向平均（緯度范圍：25°～45°N）的高空Ei顛簸指數(shù)（填色；單位：10?7 s?2）與緯向風(fēng)風(fēng)速（等值線；單位：m s?1）氣候平均態(tài)（1985～2014年）隨高度和經(jīng)度的空間分布

4 顛簸指數(shù)與關(guān)鍵區(qū)SST的相關(guān)關(guān)系

熱帶中東太平洋海溫與東亞高空大氣之間存在重要的聯(lián)系。當(dāng)熱帶中東太平洋海表溫度異常變化時，東亞大氣環(huán)流也會發(fā)生相應(yīng)變化。環(huán)流異常變化引起中國區(qū)域高空風(fēng)場、溫度場等變化，進(jìn)而可能影響高空顛簸的時空分布。

本文分析了夏季和冬季中國東部顛簸指數(shù)與前期以及同期關(guān)鍵海區(qū)Ni?o3.4 區(qū)海溫異常值之間的年際相關(guān)關(guān)系。如圖8所示，夏季中國東部地區(qū)高空顛簸指數(shù)與前冬、同年春季和夏季Ni?o3.4區(qū)海溫異常均存在正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)接近0.2，即Ni?o3.4區(qū)海溫正異常對應(yīng)較強中國東部高空顛簸。冬季中國東部高空顛簸與前秋、同期Ni?o3.4區(qū)海溫異常存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)高達(dá)?0.5。然而，冬季中國東部高空顛簸與前期夏季的海溫異常不存在顯著的相關(guān)關(guān)系。這說明前秋及同期Ni?o3.4區(qū)海溫正異常對應(yīng)較弱的冬季高空顛簸。

圖8 1980~2014年中國東部高空Ei顛簸指數(shù)（帶實心圓的黑線；單位：10?7 s?2）和熱帶中東太平洋（Ni?o3.4區(qū)）海表溫度異常（紅、藍(lán)柱；單位：°C）的年際變化序列：（a）夏季高空顛簸指數(shù)與前冬Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（b）夏季高空顛簸指數(shù)與同年春季Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（c）夏季高空顛簸指數(shù)與同年夏季Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（d）冬季高空顛簸指數(shù)與前夏Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（e）冬季高空顛簸指數(shù)與前秋Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常；（f）冬季高空顛簸指數(shù)與同年冬季Ni?o3.4區(qū)海表溫度異常

為驗證圖8所得到的結(jié)論，研究進(jìn)一步分析了前一個季節(jié)及同期Ni?o3.4 區(qū)海溫異常與夏季和冬季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)系數(shù)的空間分布。如圖9所示，夏季中國東部高空顛簸指數(shù)與同年春季和夏季Ni?o3.4 區(qū)海溫異常存在正相關(guān)關(guān)系，該相關(guān)關(guān)系在中國中東部區(qū)域體現(xiàn)得尤為顯著。冬季中國東部高空顛簸指數(shù)與前期秋季和同期Ni?o3.4 區(qū)海溫異常的相關(guān)系數(shù)分布呈現(xiàn)南北兩個正負(fù)值區(qū)：以30°N為界，北部區(qū)域高空顛簸指數(shù)與前期秋季和同期冬季關(guān)鍵海區(qū)海溫異常存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)可達(dá)?0.5以上，南部區(qū)域高空顛簸指數(shù)與前期秋季和同期冬季關(guān)鍵海區(qū)海溫異常存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)指數(shù)可達(dá)0.5以上。在30°N附近區(qū)域，高空顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)海溫異常無顯著相關(guān)關(guān)系。從圖9c和9d可以看出，冬季東亞副熱帶西風(fēng)急流軸的位置位于我國30°N附近，急流軸附近高空顛簸明顯，因此急流軸附近顛簸與關(guān)鍵海區(qū)SST的相關(guān)關(guān)系可能與急流的南北移動有關(guān)。

圖9 關(guān)鍵海區(qū)Ni?o3.4區(qū)海溫異常與高空顛簸指數(shù)相關(guān)系數(shù)的空間分布（黑點代表該區(qū)域相關(guān)系數(shù)通過95%置信度的t檢驗；白色虛框表示Ni?o3.4區(qū)的空間范圍）：（a）北半球的春季Ni?o3.4區(qū)海溫異常與夏季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)；（b）北半球的夏季Ni?o3.4區(qū)海溫異常與夏季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)；（c）北半球的秋季Ni?o3.4區(qū)海溫異常與冬季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)；（d）北半球的冬季Ni?o3.4區(qū)海溫異常與冬季高空顛簸指數(shù)的相關(guān)

5 ENSO事件影響高空顛簸原因分析

如表1所示，根據(jù)Ni?o3.4區(qū)海溫異常值挑選ENSO事件。ENSO夏季是指ENSO事件期間的連續(xù)6月、7月和8月；ENSO冬季是指ENSO事件期間的連續(xù)1月、2月以及前一年的12月。通過挑選，El Ni?o夏季年份共有9個，La Ni?a夏季年份共有8個；El Ni?o冬季年份共有8個，La Ni?a冬季年份共有9個。

表1 1979～2014年ENSO夏/冬年份統(tǒng)計

Table 1 ENSO events from1979 to 2014

如圖10a所示，將El Ni?o年夏季和La Ni?a年夏季高空i顛簸指數(shù)異常、200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速異常作合成后計算不同ENSO事件下的差值場發(fā)現(xiàn)，El Ni?o夏季中國中東部地區(qū)高空顛簸呈現(xiàn)正異常，而其北部地區(qū)高空顛簸呈現(xiàn)弱的負(fù)異常，這可能與夏季西風(fēng)急流南側(cè)西風(fēng)增強有關(guān)。而El Ni?o冬季中國東部大部分地區(qū)（主要是30°N以北）高空顛簸指數(shù)表現(xiàn)為明顯的負(fù)異常，而30°N以南部情形則正好相反（圖10b）。合成分析的結(jié)果進(jìn)一步驗證了圖9相關(guān)分析所得出的結(jié)論。

圖10 高空Ei顛簸指數(shù)距平（填色；單位：10?7 s?2）與200 hPa緯向風(fēng)風(fēng)速（等值線；單位：m s?1）的合成差值場：（a）El Ni?o年夏季減去La Ni?a年夏季；（b）El Ni?o年冬季減去La Ni?a年冬季

為進(jìn)一步探究造成ENSO年夏、冬季中國高空顛簸異常產(chǎn)生的原因，本文給出了對標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4同年春季和夏季平均海溫回歸的高低空風(fēng)場和位勢高度場。如圖11a所示，從回歸結(jié)果上，可以看到夏季中國東部偏南地區(qū)（30°N以南）高空存在顯著的環(huán)流異常，并一直延伸到北太平洋部分地區(qū)。急流軸東北側(cè)存在負(fù)的位勢高度異常。對應(yīng)于正的Ni?o3.4區(qū)海溫異常，夏季中國東部偏南地區(qū)對流層高層（200 hPa）緯向風(fēng)加強，西風(fēng)急流偏南。而在對流層低層（850 hPa），出現(xiàn)熱帶西風(fēng)異常和副熱帶西北太平洋上弱的反氣旋異常（圖11b）。圖11c給出了基于Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季200 hPa風(fēng)場和位勢高度場?？梢钥吹剑瑢?yīng)于正的Ni?o3.4區(qū)海溫異常，冬季中國東部大部分地區(qū)高空風(fēng)場呈現(xiàn)為“氣旋式”異常，高空西風(fēng)在30°N以北減弱，在30°N以南增強，且位勢高度場異常表現(xiàn)為異常的低壓中心。而在對流層低層，與Ni?o3.4區(qū)海溫異常相關(guān)的風(fēng)場和位勢高度場異常在中國東部地區(qū)并不顯著。

圖11 （a）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季200 hPa風(fēng)場（風(fēng)矢量；單位：m s?1）和位勢高度場（填色；單位：gpm）；（b）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季850 hPa風(fēng)場和位勢高度場；（c）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季200 hPa風(fēng)場和位勢高度場；（d）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異常回歸的冬季850 hPa風(fēng)場和位勢高度場。其中只有緯向風(fēng)異常超過90%置信度的風(fēng)矢量和位勢高度異常超過90%置信度的區(qū)域在圖中顯示

由上可見，在不同熱帶中東太平洋海溫異常條件下，高空風(fēng)場和位勢高度場異常的空間分布與高空顛簸異常的分布非常相關(guān)。中國東部高空大氣風(fēng)場以緯向西風(fēng)為主，經(jīng)向風(fēng)很弱。當(dāng)高空西風(fēng)風(fēng)速加強時，緯向風(fēng)的垂直梯度和經(jīng)向梯度勢必增大。同時，中國東部高空作為東亞副熱帶西風(fēng)急流入口區(qū)，西風(fēng)風(fēng)速加強也可能會導(dǎo)致緯向風(fēng)的緯向梯度增大。參照顛簸指數(shù)的計算公式，這就解釋了不同ENSO年高空風(fēng)場異常變化與高空顛簸指數(shù)異常變化之間存在的可能聯(lián)系。

根據(jù)熱成風(fēng)原理（朱乾根等，2000），高空緯向風(fēng)隨高度的變化取決于溫度場的變化。圖12顯示的是基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前一個季節(jié)和同期平均海表溫度異常回歸的夏季和冬季200 hPa溫度場。從中可以看到，對應(yīng)于正的Ni?o3.4區(qū)海溫異常，夏季中國東部偏北地區(qū)（30°N以北）高空氣溫呈現(xiàn)弱的負(fù)異常，該溫度負(fù)異常從中東一直沿著西風(fēng)急流延伸到北太平洋部分地區(qū)，而熱帶的大部分地區(qū)（尤其是熱帶中東太平洋區(qū)域）存在正的溫度異常。冬季中國東部大部分地區(qū)高空200 hPa溫度場則表現(xiàn)為顯著的低溫異常，其南北兩側(cè)（西伯利亞地區(qū)和印度洋）存在溫度正異常，尤其是熱帶中東太平洋存在顯著的溫度正異常。

圖12 （a）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異常回歸的夏季200 hPa溫度場（填色；單位：°C）；（b）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季200 hPa溫度場。黑點區(qū)域代表溫度異常超過95% 的置信度

夏季，中國東部偏北地區(qū)的高空溫度負(fù)異常使得西風(fēng)急流軸南側(cè)溫度經(jīng)向梯度呈現(xiàn)正異常，有利于西風(fēng)的加強。而在西風(fēng)急流軸的北側(cè)，由于溫度經(jīng)向梯度變化相比不太明顯，因而沒有出現(xiàn)顯著的東風(fēng)異常。而在冬季，與Ni?o3.4區(qū)海溫異常相關(guān)的高空溫度負(fù)異常中心恰好位于西風(fēng)急流軸附近，該溫度負(fù)異常的南北兩側(cè)為顯著的溫度正異常。對流層高層的冷異常會引發(fā)低壓異常，進(jìn)而造成氣旋式風(fēng)場異常。溫度的異常變化在一定程度解釋了中國東部地區(qū)高空緯向風(fēng)以及顛簸指數(shù)的變化。

研究進(jìn)一步分析了與熱帶中東太平洋海溫相關(guān)的高空溫度場異常隨緯度、經(jīng)度和高度的分布。如圖13a所示，與海溫異常相關(guān)的夏季緯向平均（105°～120°E）溫度場異常中心存在于200～300 hPa高度，緯度大致位于40°N。在中國東部地區(qū)（25°～45°N），該溫度負(fù)異常幾乎貫穿整個對流層。而沿緯圈方向看，溫度負(fù)異常中心實際上并不在中國東部高空，而在30°E附近（圖13b）。中國東部高空的冷異常是該溫度負(fù)異常中心向東的延伸。冬季，中國東部高空與熱帶中東太平洋海溫相關(guān)的溫度負(fù)異常中心向南偏移，大致位于30°N附近。其下方偏北方向為溫度正異常（圖13c）。沿緯圈方向看，冬季溫度負(fù)異常中心位于120°E，其正下方為不太顯著的溫度正異常（圖13d）。

圖13 （a）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季緯向平均（105°～120°E）溫度場異常（填色；單位：°C）隨緯度和高度的空間分布；（b）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季經(jīng)向平均（25°～45°N）溫度場異常隨經(jīng)度和高度的空間分布；（c）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異常回歸的冬季緯向平均（105°～120°E）溫度場異常隨緯度和高度的空間分布；（d）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異常回歸的冬季經(jīng)向平均（25°～45°N）溫度場異常隨經(jīng)度和高度的空間分布。黑點區(qū)域代表溫度異常超過95%的置信度

對流層高層溫度降低會引起對流層高層大氣向下移動，其直接表現(xiàn)為位勢高度的降低，導(dǎo)致氣旋式渦度異常。在溫度冷異常的北面為東風(fēng)異常，南面為西風(fēng)異常。研究表明，在中緯度對流層高層大氣下沉的區(qū)域，往往存在平流層向?qū)α鲗拥拇髿赓|(zhì)量遷移（Stohl et al., 2003）。那么，對流層高層的溫度異常變化會不會是由平流層大氣狀態(tài)變化所引起的呢？除了臭氧濃度的變化，平流層中高層溫度的變化很大程度上受其水汽含量變化的影響（Ramaswamy et al., 2001）。當(dāng)平流層水汽增多時，水汽的溫室效應(yīng)會使平流層中高層溫度上升。而平流層水汽含量增加會降低平流層低層和對流層高層大氣的輻射加熱率，進(jìn)而使其溫度降低。

圖14a和14c給出了基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前一個季節(jié)和同期平均海表溫度異常回歸的夏季和冬季水汽混合比異常的空間分布?？梢钥吹?，無論是夏季還是冬季，熱帶中東太平洋海溫正異常都有利于平流層水汽增加。由于對流層水汽含量本身就很低，其水汽含量的絕對變化量也相對較小。然而，通過分析水汽含量異常占原始場的百分比可以發(fā)現(xiàn)，平流層水汽含量百分比變化與對流層基本相當(dāng)。平流層水汽含量百分比變化高的區(qū)域往往對應(yīng)對流層高層溫度負(fù)異常。例如，夏季在0°～120°E區(qū)域?qū)α鲗铀堪俜直茸兓浅Ｃ黠@（圖14b），其下方存在對流層高層的溫度負(fù)異常（圖13b）；冬季在60°～180°E區(qū)域?qū)α鲗铀堪俜直茸兓浅Ｃ黠@（圖14d），其下方對流層高層出現(xiàn)顯著的溫度負(fù)異常（圖13d）。因此，對流層高層的溫度負(fù)異常很可能是由與熱帶海溫異常相關(guān)的平流層水汽含量變化所引起。

圖14 （a）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異?；貧w的夏季經(jīng)向平均（25°～45°N）水汽混合比異常（單位：g kg?1）隨經(jīng)度和高度的空間分布；（b）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)同年春季和夏季平均海表溫度異常回歸的夏季經(jīng)向平均（25°～45°N）水汽混合比異常占背景場的百分比隨經(jīng)度和高度的空間分布；（c）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異常回歸的冬季經(jīng)向平均（25°～45°N）水汽混合比異常隨經(jīng)度和高度的空間分布；（d）基于標(biāo)準(zhǔn)化的Ni?o3.4區(qū)前秋和同年冬季平均海表溫度異?；貧w的冬季經(jīng)向平均（25°～45°N）水汽混合比異常占背景場的百分比隨經(jīng)度和高度的空間分布。（a）和（c）中黑點區(qū)域代表水汽混合比異常超過95%的置信度

6 小結(jié)與討論

本文利用中國區(qū)域2375份航空器空中顛簸報告資料和1979~2014年NCEP-DOE日平均再分析資料，研究中國區(qū)域高空顛簸的時空分布特征及其與熱帶中東太平洋海溫的關(guān)系，并分析海溫異常影響中國高空顛簸的可能原因。主要結(jié)論小結(jié)如下：

（1）中國區(qū)域高空顛簸主要位于中國東部地區(qū)（25°～45°N, 105°～120°E），夏季顛簸主要發(fā)生在華北地區(qū)（35°～45°N, 110°～120°E），冬季顛簸覆蓋整個東部地區(qū)（25°～45°N, 105°～120°E）。垂直方向，高空顛簸頻次高值區(qū)位于8500～10000米之間。

（2）中國東部地區(qū)高空顛簸與東亞副熱帶西風(fēng)急流之間存在相似的時空變化特征。其原因是高空緯向風(fēng)引起的垂直風(fēng)切變是構(gòu)成高空顛簸時空分布的主導(dǎo)因素。

（3）夏季中國東部高空顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)（Ni?o3.4）海溫異常存在正相關(guān)關(guān)系，該關(guān)系在中國中東部地區(qū)體現(xiàn)得尤為顯著。冬季中國東部高空顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)海溫異常的相關(guān)關(guān)系呈現(xiàn)南北兩個正負(fù)區(qū)，以30°N為界，偏北區(qū)域高空顛簸指數(shù)與前期秋季和同年冬季關(guān)鍵海區(qū)海溫異常存在顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)可達(dá)?0.5以上，南部區(qū)域高空顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)海溫異常存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)指數(shù)可達(dá)0.5以上。在30°N附近區(qū)域顛簸指數(shù)與海溫異常無顯著相關(guān)關(guān)系。冬季東亞副熱帶西風(fēng)急流軸的位置位于中國30°N附近，急流軸附近高空顛簸明顯，但急流軸附近顛簸指數(shù)與關(guān)鍵海區(qū)SST無相關(guān)關(guān)系，原因可能與急流的南北移動有關(guān)。

（4）海溫異常影響中國高空顛簸時空分布的可能原因是海溫變化引起對流層高層溫度出現(xiàn)異常進(jìn)而影響溫度的經(jīng)向梯度，導(dǎo)致東亞副熱帶西風(fēng)急流強度和位置出現(xiàn)異常（夏季，急流軸南側(cè)出現(xiàn)西風(fēng)異常；冬季，急流軸北側(cè)出現(xiàn)東風(fēng)異常，南側(cè)出現(xiàn)西風(fēng)異常）。而海溫異常影響對流層高層溫度可能的主要途徑是：海溫異常導(dǎo)致大氣對流層中對流活動強度的變化，進(jìn)而引起對流層高層溫度與環(huán)流的改變，其中具體機制還有待進(jìn)一步研究?？傊呖站曄蝻L(fēng)的變化導(dǎo)致緯向風(fēng)的垂直梯度和經(jīng)向梯度出現(xiàn)異常，最終影響高空顛簸的時空分布特征。

（5）對流層高層溫度的異常變化可能是由熱帶中東太平洋海溫異常相關(guān)的平流層水汽變化所引起。

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Spatiotemporal Characteristics of High Altitude Turbulence over Eastern China and Their Relationship with the Equatorial Central and Eastern Pacific Sea Surface Temperature

A Liman1, WANG Jun2, FENG Jinming2, and LI Xiulian1

1,,,100021;2,,100029

Based on NCEP-DOE daily reanalysis data (1979–2014) and 2375 aircraft reports of high altitude turbulence (HAT) in China, the spatiotemporal characteristics of HAT over eastern China and their relationship with the tropical central and eastern Pacific sea surface temperature (Ni?o3.4 SST) are investigated. The focus of the present study is the physical mechanisms linking the tropical SST anomalies (spatial scope: 5°S–5°N, 120°–170°W) and HAT over eastern China. Results suggest that the spatiotemporal patterns of HAT over eastern China are well correlated with the East Asian subtropical westerly jet (EASWJ), since the EASWJ-induced vertical wind shear is the dominant factor affecting the spatiotemporal variations of HAT. In the summer, a positive correlation exists between the HAT intensity and Ni?o3.4 SST anomalies. In the winter, positive and negative correlation zones both are present over eastern China with 30°N as the dividing line between them. Significant negative (positive) correlation between HAT and Ni?o3.4 SST anomalies exists in northern (southern) China. The possible mechanism associated with the impact of Ni?o3.4 SST anomalies on the HAT over eastern China has been proposed to be: the ENSO-related upper troposphere temperature anomalies lead to changes in meridional temperature gradient of upper troposphere, which result in changes in the intensity and position of the EASWJ. The changes in the EASWJ lead to anomalies of vertical and meridional gradients of high-altitude zonal winds, which ultimately affect the temporal-spatial variations of HAT. The ENSO-related upper troposphere temperature anomalies may be caused by changes in the water vapor maxing ratio in the stratosphere.

High altitude turbulence, Spatiotemporal distributions, East Asian subtropical westerly jet, Central and eastern Pacific sea surface temperature, Upper troposphere temperature

1006-9895(2016)05-1073-16

P465

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1606.16136

2016-02-21；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2016-06-15

阿利曼，女，1979年出生，主任工程師，主要從事航空氣象預(yù)報和航空氣象服務(wù)工作。E-mail: aliman@163.com

馮錦明，E-mail: fengjm@tea.ac.cn

國家科技支撐項目2015BAG15B01, 國家重點研發(fā)計劃項目2016YFA0600403，國家自然科學(xué)基金項目41275108

Funded by National Key Technology Research and Development Program of the Ministry of Science and Technology of China (Grant 2015BAG15B01), National Key Research and Development Project (Grant 2016YFA0600403), National Naturnal Science Foundation of China (Grant 41275108)