王洪勛

（上虞區(qū)氣象局，浙江 紹興 312000）

20世紀60年代，葉篤正等[1]、陶詩言等[2]的研究揭示東亞高空副熱帶西風急流與我國冬夏季降水密切相關?？死姿孤–ressman）的研究[3]以及觀測表明北半球中高緯度地區(qū)對流層上層大氣中存在南北兩支急流，分別是副熱帶西風急流和溫帶急流（又稱為極鋒急流）。張耀存等[4]、任雪娟等[5]分析了溫帶急流特征，表明在冬季東亞地區(qū)南支副熱帶急流自青藏高原南側向東北延伸到西北太平洋上空，北支溫帶急流自高原北側地區(qū)向東南延伸，在東亞沿海至日本東南側的西太平洋上空與南支副熱帶急流匯合。張俊蘭等[6]、牟歡等[7]分別對新疆極端暴雪天氣進行了研究，曲良璐等[8]對阿克蘇地區(qū)初秋一次暴雨過程進行診斷分析，于碧馨等[9]對2012年前冬伊犁河谷持續(xù)性大暴雪成因進行分析，表明急流與高空和地面鋒區(qū)相對應，鋒區(qū)內(nèi)擾動的發(fā)展和風暴的生成往往會帶來強降水、寒潮等極端天氣氣候事件。這些研究都揭示了東亞高空急流位置、強度變化對天氣氣候變化有直接影響。

2018年12月—2019年2月，浙江全省出現(xiàn)罕見陰雨寡照天氣，全省平均日照時數(shù)為歷史同期最少，平均降水日數(shù)、降雨量為歷史同期最多。其中2018年12月1日—2019年1月16日，全省平均日照時數(shù)僅45 h（為歷史同期的30%），全省平均降水日數(shù)為31 d（比歷史同期偏多20 d），全省平均降水量為209 mm（為歷史同期的375%），1月16日浙江北部出現(xiàn)雨夾雪。1月17—27日全省陰轉多云，21—27日出現(xiàn)連續(xù)晴天。1月28日開始又轉為陰雨天氣，到2月底全省平均雨量為150 mm（為歷史同期的390%），雨日為21 d（比歷史同期偏多16 d），日照為43 h（為歷史同期的31%），2月16日北部出現(xiàn)雨夾雪。3月上旬天氣轉為晴雨相間，僅3月1—2日中雨，5日和8日小雨，10日開始全省晴多雨少，氣溫回升，陰雨寡照天氣結束。長期的陰雨寡照天氣對生產(chǎn)生活帶來嚴重不利影響，東亞高空急流是影響東亞中高緯地區(qū)天氣氣候的重要環(huán)流系統(tǒng)，了解和研究2018年冬季連續(xù)陰雨寡照期間東亞高空急流的特征及其異常機理，提高對異常天氣氣候事件的預測水平有重要應用價值。

目前對異常天氣和東亞地區(qū)高空急流關系的認識，主要是針對副熱帶急流的研究[6-11]，陳靜等[10]還對近57 a南疆帕米爾地區(qū)春季降水季節(jié)內(nèi)差異及環(huán)流異常進行分析。張慶云等[11]分析了夏季東亞高空副熱帶西風急流季節(jié)內(nèi)異常的環(huán)流特征及前兆信號。金春榮等[12]總結的暴雨分析及預報技術，衛(wèi)瑋等[13]分析東亞高空西風急流氣候特征，曾勇等[14]、劉春風等[15]對新疆暴雨天氣進行模擬和診斷分析，莊曉翠等[16]、李海燕等[17]對新疆冬季暴雪分析，都主要探討副熱帶高空急流的影響，由于溫帶急流具有顯著的瞬變特征，急流的強度和位置變動范圍較大，使其平均位置不容易確定，因而關于東亞溫帶急流變化特征與東亞異常天氣的關系研究較少[4-5]，因此有必要深入開展這方面的研究。

1 資料和方法

本文所用資料：（1）歐洲中心（ECMWF）ERA5月平均再分析資料，時間為1979—2019年，所選要素包括風場、濕度場等，資料水平分辨率為0.25°×0.25°（格點數(shù)為1440×721），垂直方向為37層。（2）歐洲中心（ECMWF）ERA5逐日再分析資料，時間為2018年12月—2019年2月逐日0時和12時（世界時）兩個時刻數(shù)據(jù)，所選要素包括風場、濕度場等，資料水平分辨率為0.75°×0.75°（格點數(shù)為480×241），垂直方向為37層。

在分析高空急流的活動位置和月變化時，運用了ERA5月平均再分析資料，在分析2018年冬季連續(xù)陰雨天氣時東亞高空急流，特別是溫帶急流的頻次時，運用了ERA5逐日再分析資料。

2 東亞高空急流活動區(qū)域

圖1為1979—2019年12月—翌年2月200 hPa平均緯向風速和平均全風速。平均緯向風和全風速大小和形態(tài)分布接近一致，在20°～45°N區(qū)域均存在風速≥30 m/s的風速帶，證明該區(qū)域以緯向西風為主導風向，該區(qū)域正是副熱帶急流活動區(qū)，副熱帶急流風速貢獻以緯向風為主（圖1）。在蒙古高原40°N以北到貝加爾湖附近，存在一個明顯的大風速脊區(qū)，緯向風場與全風速場相比，該地區(qū)的風速形態(tài)分布開始有差異，全風速場比緯向風速場范圍大，向北到達位置更靠北，說明該區(qū)域在風速貢獻上經(jīng)向風貢獻比重增加，緯向風主導貢獻減少；再往北，風速脊線逐漸轉為東北—西南向，自貝加爾湖朝東南側向東亞沿海延伸，風速大值區(qū)可能是溫帶急流活動區(qū)。

研究表明[4]，溫帶急流在300 hPa最明顯，對比分析300 hPa和200 hPa平均緯向風和全風速場，兩個氣壓層風速分布接近相同，在中緯度地區(qū)緯向風同全風速接近一致，高緯度地區(qū)沒有＞30 m/s的風速極值區(qū)，在蒙古高原40°N以北到貝加爾湖附近都存在風速脊區(qū)（圖2）。

為進一步驗證該區(qū)域是東亞溫帶急流的活動區(qū)，按照急流軸線是風速等值線曲率最大點連線原則，即是風速），畫出高緯度地區(qū)該點的連線（圖2）。在中高緯度副熱帶急流活動區(qū)，最大風速點連線和風速等值線曲率最大點連線重合一致，在高緯度地區(qū)，風速等值線曲率最大點離散分布在兩個區(qū)域，一個是50°N歐洲地區(qū)，一個是45°N貝加爾湖地區(qū)，最大風速點連線區(qū)域與曲率最大區(qū)域基本一致。因此在45°N以北，貝加爾湖西部地區(qū)是東亞溫帶急流活動區(qū)域，經(jīng)向風對溫帶急流的形成具有重要作用，在研究溫帶急流時，經(jīng)向風的貢獻應當作為影響因子加以研究。

3 連陰雨期間東亞高空急流位置變化

根據(jù)1979—2019年12、1、2月200 hPa和300 hPa平均緯向風速和全風速氣候態(tài)分布，12月副熱帶急流軸在東亞地區(qū)位于30°N，1、2月南移到27.5°N，12月溫帶急流軸在東亞地區(qū)位于50°N，1、2月南移到45°N。為定量化描述冬季逐月東亞急流位置特征，本文根據(jù)200 hPa副熱帶急流軸氣候態(tài)位置（12月：30°N；1、2月：27.5°N），300 hPa溫帶急流軸氣候態(tài)位置（12月：50°N；1、2月：45°N），把副熱帶急流軸南側與北側各5個緯度，85°～125°E平均緯向風標準化之差（南減北），溫帶急流軸南側與北側各5個緯度，85°～125°E范圍內(nèi)平均全風速標準化之差（南減北）定義為副熱帶急流和溫帶急流月平均位置指數(shù)，指數(shù)為正代表急流位置偏南，指數(shù)為負代表急流位置偏北。1979—2018年冬季（當年12月和次年1、2月共3個月）東亞副熱帶急流和溫帶急流平均位置指數(shù)如圖3，圖中虛線表示冬季急流偏北（南）的標準化平均值（副熱帶急流偏南均值為0.63，偏北均值為-0.56；溫帶急流偏南均值為0.61，偏北均值為-0.48）。

2018年冬季（2018年12月和2019年1、2月），浙江出現(xiàn)罕見連陰雨天氣時，副熱帶急流位置總體偏北（偏北指數(shù)為-0.72，超過偏北均值為-0.16），溫帶急流位置偏南（偏南指數(shù)為1.13，超過偏南均值為0.52）。

除2018年冬季，浙江省在2015年11月也出現(xiàn)過一次連續(xù)陰雨寡照天氣，11月1—25日，全省平均雨量為178 mm，為歷史同期的307%，平均雨日為17 d，較歷史同期偏多10 d，平均日照時數(shù)僅34 h，為歷史同期的31%。圖4為1979—2019各年11月東亞副熱帶急流和溫帶急流位置指數(shù)，急流偏北（南）的標準化平均值為：副熱帶急流偏南均值為0.88，偏北均值為-0.76；溫帶急流偏南均值為0.92，偏北均值為-0.80。2015年11月浙江連續(xù)陰雨寡照天氣時，東亞高空也呈現(xiàn)副熱帶急流位置總體偏北（偏北指數(shù)為-0.64，接近偏北均值），溫帶急流位置偏南（偏南指數(shù)為1.29，超過偏南均值0.37）特征。

圖2 300 hPa平均緯向風速和全風速以及風速等值線曲率最大點連線

圖3 平均標準化的副熱帶急流和溫帶急流冬季平均位置指數(shù)

圖4 平均標準化的副熱帶急流和溫帶急流11月位置指數(shù)

4 連陰雨期間東亞高空急流的發(fā)生頻數(shù)

根據(jù)200 hPa和300 hPa緯向風和全風速的氣候態(tài)分布，在北半球中高緯副熱帶急流活動地區(qū)，存在風速≥30 m/s的風速帶，但在北半球高緯度溫帶急流活動地區(qū)，僅存在大風速脊區(qū)，利用月平均資料無法描述風速≥30 m/s的溫帶急流，因此在研究東亞高空急流的發(fā)生頻數(shù)時，本文利用逐日0時和12時（世界時）資料計算急流發(fā)生數(shù)，計算方法為：在東亞—太平洋（20°～75°N，55°～180°E）范圍內(nèi)查找風速大值中心，若滿足：（1）該中心風速值≥30 m/s，（2）該中心周圍24個格點上的風速值均小于該中心的風速值，則定義該中心為一個急流中心，記下中心經(jīng)緯度位置。對2018年12月—2019年2月逐日資料進行中心查找，得出2018年冬季東亞高空急流的發(fā)生頻數(shù)分布。

任雪娟研究發(fā)現(xiàn)[5]，就氣候平均態(tài)東亞高空存在南北兩個急流中心集中區(qū)，南支自青藏高原南側緯向延伸至180°E地區(qū)，北支在青藏高原北側40°～65°N地區(qū)，并從西北向東南伸展，與南支在東亞沿海匯合，200 hPa與300 hPa的急流中心分布型十分相似，這兩個區(qū)域分別對應東亞副熱帶急流和東亞溫帶急流活動區(qū)；逐日急流發(fā)生數(shù)上南支明顯多于北支，此區(qū)域300 hPa逐日急流發(fā)生數(shù)3～7個；北支逐日急流發(fā)生數(shù)不但少，而且空間分布零散，此區(qū)域300 hPa逐日急流發(fā)生數(shù)1～3個，青藏高原上空是逐日急流中心很少區(qū)域。

2018年冬季，200 hPa與300 hPa東亞高空急流中心頻數(shù)分布接近一致，與氣候平均態(tài)分布型相同，頻數(shù)多于氣候平均。在青藏高原南側25°～35°N存在一條急流頻數(shù)集中區(qū)，呈緯向帶狀分布，急流發(fā)生數(shù)為4～10個。40°N以北蒙古高原到貝加爾湖附近，存在另一個頻數(shù)集中區(qū)，呈西北—東南走向，東南方向朝東亞沿海延伸并與高原南側急流頻數(shù)集中區(qū)交匯，急流發(fā)生數(shù)為2～6個（圖5）。

5 連陰雨期間東亞高空急流的強度

根據(jù)冬季東亞高空風速和急流頻數(shù)的氣候態(tài)分布特征和高原熱力作用對急流的影響[18]，分為高原所在經(jīng)度和高原東側到東亞沿海兩個區(qū)域（75°～100°E，100°～125°E）計算全風速平均，用副熱帶急流和溫帶急流活動區(qū)域對應緯度的全風速大小，表征急流的強度。

圖5 2018年12月—2019年2月年東亞高空急流頻數(shù)分布

2018年冬季，75°～100°E，100°～125°E兩個經(jīng)度范圍內(nèi)的全風速平均場在300和200 hPa存在2個風速大值區(qū)，其中25°～35°N副熱帶急流活動區(qū)域存在風速≥30 m/s的閉合中心，45°～60°N溫帶急流活動區(qū)域僅存在風速大值區(qū)，與冬季東亞高空急流氣候態(tài)分布相一致（圖6）。

2018年冬季，連續(xù)陰雨期間高原經(jīng)度范圍內(nèi)副熱帶高空急流強度略偏弱，溫帶急流強度偏弱，高原以東范圍內(nèi)副熱帶急流偏強，溫帶急流偏弱。東亞高空副熱帶急流強度總體偏強，溫帶急流強度總體偏弱（圖7）。

2018年12月，兩個經(jīng)度范圍內(nèi)的副熱帶急流強度均偏強，溫帶急流強度均偏弱。2019年1月，高原經(jīng)度范圍內(nèi)副熱帶急流強度減為偏弱，溫帶急流強度轉為偏強；高原以東范圍內(nèi)副熱帶急流偏強，但偏強量減少，較12月減弱，溫帶急流強度轉為偏強。2019年2月，高原經(jīng)度范圍內(nèi)副熱帶急流強度仍偏弱，但偏弱量減少，區(qū)域變小，較1月增強，溫帶急流強度轉為偏弱，高原以東范圍內(nèi)副熱帶急流偏強，但偏強量繼續(xù)減少，較1月減弱，溫帶急流轉為偏弱（圖8）。

連陰雨期間，青藏高原經(jīng)度范圍內(nèi)副熱帶急流由偏強變?yōu)槠酰?月較1月增強，但總體仍偏弱，高原以東范圍副熱帶急流維持偏強，但強度持續(xù)減弱；高原和高原以東經(jīng)度范圍內(nèi)溫帶急流均由偏弱轉為偏強再轉為偏弱。2018年冬季東亞副熱帶急流和溫帶急流強度接近反位向的變化，可能與連陰雨天氣在1月短暫中斷后又重新出現(xiàn)有關（表1）。

表1 連陰雨期間東亞高空急流強度逐月變化

6 連陰雨發(fā)生的有利條件

針對我國西北、華北、江淮不同區(qū)域，北京、廣西等地近年發(fā)生的暴雨天氣，多位學者研究都揭示[19-24]高空急流入口區(qū)南側產(chǎn)生高空輻散，北側產(chǎn)生高空輻合，進而北側出現(xiàn)下沉運動，南側出現(xiàn)上升運動，與高層相對應的低層大氣隨著產(chǎn)生質(zhì)量調(diào)整，出現(xiàn)與高層相反的輻合、輻散區(qū)以及從低層輻散區(qū)到輻合區(qū)的北風，進一步構成垂直環(huán)流。高空急流通過其自身南北兩側的輻散輻合作用所形成對應低層和高層間的垂直運動，為垂直上升區(qū)內(nèi)的降雨天氣提供有利環(huán)流條件。

圖6 連陰雨期間70°～100°E和100°～125°E全風速區(qū)域平均垂直剖面

圖7 連陰雨期間70°～100°E和100°～125°E全風速區(qū)域平均距平垂直剖面

圖8 連陰雨期間各月70°～100°E和100°～125°E全風速區(qū)域平均距平垂直剖面

從散度、垂直速度和相對濕度在浙江省經(jīng)度范圍（118°～123°E）內(nèi)的區(qū)域平均沿緯向、垂直方向分布圖來看：連陰雨期間，浙江省經(jīng)度范圍內(nèi)700 hPa以下處于相對濕度＞70%的近飽和區(qū)，為連陰雨產(chǎn)生提供了較好的水汽條件（圖9）。

從浙江經(jīng)度范圍平均垂直速度分布圖上看，2018年冬季連陰雨期和同時段的氣候平均垂直速度相比，10°～65°N存在南北兩個較明顯垂直上升運動區(qū)，南部主要位于25°N附近，北部主要位于60°N附近。2018年冬季垂直速度圖上，50°～55°N還存在一個狹長的上升運動區(qū)，同時段氣候平均圖上沒有體現(xiàn)，該區(qū)域為溫帶急流活動區(qū)，與溫帶急流時間瞬變性強，而2018年冬季急流發(fā)生頻數(shù)較氣候同期偏多有關。

在上升運動強度和范圍上，2018年冬季均強于同時段氣候平均，且南部上升運動范圍向北延伸至30°N（圖10），有利于浙江（27°～31°N）出現(xiàn)陰雨天氣；北部的上升運動范圍向南延伸至50°N，30°～50°N為下沉運動區(qū)，55°N附近還存在一下沉運動區(qū)。本文前述連陰雨期副熱帶急流位置偏北，溫帶急流位置偏南，急流發(fā)生頻數(shù)偏多以及急流南北側的輻散輻合作用形成對應高低層間的垂直環(huán)流均有利于2018年冬季形成與同時期氣候態(tài)的垂直運動差別。

通過浙江經(jīng)度范圍平均散度垂直分布進一步分析2018年冬季與同時期氣候態(tài)的差別，2018年冬季連陰雨期和同時段的氣候平均相比，最大輻散區(qū)均位于高空500～200 hPa（25°～32°N附近），覆蓋浙江緯度（27°～31°N）范圍，對應低層600～1 000 hPa為輻合區(qū)。500～200 hPa輻散中心最大強度2018年冬季均強于同時期氣候平均（中心值為1.2 s-1，較氣候平均0.8 s-1偏高0.4 s-1），緯向和垂直范圍更廣，低層600～1 000 hPa輻合中心最大強度2018年冬季也強于同期氣候平均（中心值為-0.8 s-1，較氣候平均-0.4 s-1偏強0.4 s-1）。此外2018年冬季500～200 hPa輻散區(qū)向北延伸至35°N附近，較同時期氣候態(tài)偏北3個緯度，在500 hPa以下2018年冬季還存在一個輻散中心及與之對應的下層輻合中心（圖11），該位置是低空急流活動區(qū)域，可能與低空急流有關，將單獨進一步分析。2018年冬季高低空輻散（合）的范圍和強度有利于形成范圍更廣、強度更強的垂直運動，有利于陰雨天氣產(chǎn)生，同時與副熱帶急流位置偏北、溫帶急流位置偏南以及急流南北側的輻散（合）形成低層對應的輻合（散）密切相關。

根據(jù)上文分析，2018年冬季東亞高空急流通過自身南北兩側產(chǎn)生強于氣候平均的輻散、輻合，對應形成更廣更強的低層與高層間的垂直運動，有利于連陰雨產(chǎn)生。在分析急流逐月變化時，副熱帶急流強度持續(xù)減弱，在2月有所增強，溫帶急流呈與其接近相反的強度變化引起輻散（合）和垂直運動強度變化，使連陰雨天氣在1月出現(xiàn)短暫中斷后又重新出現(xiàn)。

圖9 118°～123°E區(qū)域平均相對濕度垂直分布（填色區(qū)相對濕度≥70%）

圖10 118°～123°E區(qū)域平均垂直速度垂直分布（填色區(qū)為垂直上升運動區(qū)）

圖11 118°～123°E區(qū)域平均散度垂直分布（填色區(qū)為輻合區(qū)）

7 結論和討論

本文使用歐洲中心ERA5月平均資料和日資料分析了2018年冬季浙江連續(xù)陰雨寡照期間東亞高空急流（副熱帶急流和溫帶急流）的位置和強度特征，對東亞高空急流的位置和強度異常進行討論，所得的結果如下：

（1）從200 hPa和300 hPa風速≥30 m/s區(qū)域、風速等值線曲率最大點連線和急流中心頻數(shù)的氣候態(tài)分布，證實東亞高空急流活動區(qū)域以青藏高原上空為分界線，分為南北兩支，分別位于25°～35°N，45°～60°N。

（2）南支副熱帶急流活動區(qū)域沿青藏高原南側呈準緯向分布，向東延伸可達180°E。北支溫帶急流活動區(qū)域呈西北—東南走向，東南方向朝東亞沿海延伸并與高原南側副熱帶急流頻數(shù)集中區(qū)交匯，溫帶急流在蒙古高原貝加爾湖附近存在一個活動頻數(shù)大值區(qū)。

（3）通過計算東亞高空急流位置指數(shù)得出，浙江連續(xù)陰雨期間，東亞副熱帶高空急流位置總體偏北，溫帶急流位置總體偏南。

（4）通過計算東亞高空急流頻數(shù)得出，浙江連續(xù)陰雨期間200 hPa與300 hPa東亞高空急流中心頻數(shù)與氣候平均態(tài)分布型相同，頻數(shù)多于氣候平均。

（5）連陰雨期間東亞高空急流強度總體偏弱，同時副熱帶急流和溫帶急流強弱有明顯的月變化。

（6）連陰雨期間副熱帶高空急流位置偏北、溫帶急流位置偏南，急流頻數(shù)增多造成高低層輻散（合）配置與同時期氣候態(tài)存在差異，垂直上升運動強度加強、范圍增大，有利于連陰雨形成。