王珺雨 陳丹

摘要 ?利用1979—2019年ECMWF提供的ERA-Interim逐日再分析資料，采用Morlet小波分析、濾波及合成分析等方法，探究了青藏高原夏季對(duì)流層高層緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩（IntraSeasonal Oscillation，ISO）的主要周期及其傳播特征。結(jié)果表明：青藏高原夏季高層緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩的主要周期為10～30 d，其強(qiáng)度存在明顯的年際差異。在緯向風(fēng)ISO強(qiáng)年，振蕩過(guò)程持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)、振幅強(qiáng)，ISO方差中心從對(duì)流層高層向下影響到對(duì)流層中層，表現(xiàn)為相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)。其傳播在緯向上主要表現(xiàn)為ISO中心從高原東部3次向東傳，可達(dá)西太平洋地區(qū);經(jīng)向上分別有4次自中高緯向南傳播的10～30 d ISO中心與來(lái)自低緯地區(qū)的ISO中心在高原南側(cè)匯合，其強(qiáng)度在高原南側(cè)有所加強(qiáng)，強(qiáng)振蕩中心可向南傳播到達(dá)低緯地區(qū)。ISO的位相演變主要表現(xiàn)為低頻反氣旋和低頻氣旋中心在高原東部交替出現(xiàn)，引起東部地區(qū)上空低頻東風(fēng)和低頻西風(fēng)的強(qiáng)度變化。在ISO極端活躍位相，高原東部低頻西風(fēng)達(dá)最強(qiáng)。

關(guān)鍵詞 ?青藏高原; 季節(jié)內(nèi)振蕩; 緯向風(fēng); 10～30 d

大氣季節(jié)內(nèi)振蕩（Intraseasonal Oscillation，ISO）現(xiàn)象作為大氣科學(xué)的重要前沿課題之一，受到國(guó)內(nèi)外學(xué)者的高度重視（苗青等，2016;Yang et al.，2017;李文鎧和郭維棟，2022）。研究表明，不僅熱帶地區(qū)（魏蕾等，2017），中高緯地區(qū)也存在大氣ISO（謝安等，1989;章基嘉等，1991;朱毓穎和江靜，2013）。青藏高原作為大氣ISO的活躍區(qū)和重要源地之一（章基嘉等，1984;段麗君等，2017），對(duì)我國(guó)天氣氣候產(chǎn)生重要影響（Peng et al.，2014;張超等，2018;魯萌萌等，2020;劉屹岷等，2020）。因此該地區(qū)的ISO活動(dòng)也受到了廣泛關(guān)注（李文鎧和郭維棟，2022）。一些學(xué)者針對(duì)青藏高原ISO進(jìn)行研究（岑思弦，2011;姚秀萍等，2019），尋找高原地區(qū)ISO信號(hào)。高原地區(qū)ISO主要有準(zhǔn)雙周振蕩（楊嚴(yán)和徐海明，2015）和30～60 d振蕩（楊蓉等，2015），準(zhǔn)雙周振蕩對(duì)降水影響最為顯著（劉煒等，2016）。除降水外，高原對(duì)流（賀懿華等，2006）、大氣熱源（羅會(huì)邦等，1995）、高原高度場(chǎng)活動(dòng)（王文等，2016）也與準(zhǔn)雙周振蕩存在密切聯(lián)系。高原地區(qū)10～30 d低頻振蕩有利于高原低值系統(tǒng)的發(fā)生與發(fā)展（Zhang et al.，2014）。青藏高原地區(qū)熱源的主要振蕩周期為10～20 d的準(zhǔn)雙周振蕩（王黎娟和葛靜，2016）。高原地區(qū)低頻信號(hào)會(huì)影響下游地區(qū)旱澇災(zāi)害的發(fā)生（楊嚴(yán)和徐海明，2015;王文等，2016），風(fēng)場(chǎng)作為能量傳輸?shù)妮d體，對(duì)低頻信號(hào)向下游的傳播起到不可或缺的作用。

緯向風(fēng)是表征大氣ISO的重要物理量之一，與大氣環(huán)流之間存在密切聯(lián)系（Wang and Duan，2015;周兵等，2000）。朱麗華等（2012）從高原緯向風(fēng)增強(qiáng)年和減弱年入手，分析了對(duì)應(yīng)年份的低頻振蕩過(guò)程及其對(duì)下游地區(qū)降水的影響，他們指出，高原緯向風(fēng)的增強(qiáng)和減弱對(duì)我國(guó)夏季降水與大氣環(huán)流有重要影響。然而現(xiàn)階段關(guān)于高原ISO的研究大多集中在對(duì)高原熱源、高原對(duì)流等方面的低頻振蕩上，關(guān)于高原緯向風(fēng)ISO的研究還未引起足夠重視。為了加深對(duì)高原ISO特征的認(rèn)識(shí)，為分析高原ISO與中國(guó)東部持續(xù)性降水的關(guān)系提供理論支撐，有必要針對(duì)高原地區(qū)緯向風(fēng)的季節(jié)內(nèi)變化進(jìn)行研究，分析其振蕩周期及傳播特征，為進(jìn)一步探究高原大氣低頻振蕩的活動(dòng)提供參考，這也是第三次青藏高原科學(xué)試驗(yàn)的研究目標(biāo)之一。

1 資料和方法

青藏高原地形復(fù)雜，幅員遼闊，其南北和東西部天氣氣候差異很大，徐國(guó)強(qiáng)和朱乾根（2002）發(fā)現(xiàn)高原不同區(qū)域低頻振蕩特征明顯不同，尤其高原東部和西部的低頻振蕩存在差異。因此本文參考趙平和陳隆勛（2001）的方法對(duì)青藏高原進(jìn)行分區(qū)，以90°E為界對(duì)青藏高原進(jìn)行東西區(qū)域劃分（圖1），將90°E以東且海拔高度大于3 000 m的區(qū)域作為本文的研究區(qū)域。

使用歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）提供的1979—2019年分辨率為2.5°×2.5°的ERA-Interim逐日水平風(fēng)場(chǎng)再分析資料，利用Morlet小波分析方法和功率譜分析方法探究低頻振蕩主要周期并通過(guò)Lanczos濾波器提取低頻分量，進(jìn)一步采用合成分析方法對(duì)青藏高原東部夏季200 hPa緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩特征進(jìn)行診斷分析。

2 ?青藏高原夏季高層緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩周期特征

利用Morlet小波和功率譜方法，分析高原東部夏季對(duì)流層高層200 hPa緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩的主要周期，鑒于兩種方法所得結(jié)果一致性較高，僅給出通過(guò)Morlet小波分析方法得到的各年夏季高原東部緯向風(fēng)通過(guò)90％置信度檢驗(yàn)周期的年份數(shù)情況（圖2）。從圖2可得，200 hPa緯向風(fēng)的10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩周期在高原東部地區(qū)普遍存在，30～60 d周期通過(guò)信度檢驗(yàn)的年份次之，20～40 d周期通過(guò)信度檢驗(yàn)的年份最少。從方差貢獻(xiàn)來(lái)（圖略）看，10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩在多數(shù)年份可以達(dá)到20％以上，個(gè)別年份方差貢獻(xiàn)可達(dá)40％以上，而30～60 d低頻振蕩方差貢獻(xiàn)多數(shù)表現(xiàn)在10％左右。

3 ?青藏高原高層緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩異常年的確定及差異

上述結(jié)果表明，10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩是青藏高原地區(qū)200 hPa緯向風(fēng)低頻振蕩的主要周期，為了進(jìn)一步討論其變化特征，選取10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩方差表征季節(jié)內(nèi)振蕩強(qiáng)度，這也是氣象中常用的表示低頻振蕩強(qiáng)度的方法之一（賈燕和管兆勇，2010）。對(duì)高原東部200 hPa緯向風(fēng)ISO方差進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化（圖3）并計(jì)算高原東部地區(qū)熱源與緯向風(fēng)ISO強(qiáng)度之間的相關(guān)性，發(fā)現(xiàn)二者之間因果關(guān)系并不顯著，說(shuō)明緯向風(fēng)的低頻變化不僅僅是高原熱源低頻變化的結(jié)果，因此有必要對(duì)高原緯向風(fēng)ISO進(jìn)行研究。從圖3可以看出，1995—1996年高原東部200 hPa緯向風(fēng)10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩強(qiáng)度發(fā)生了轉(zhuǎn)折。1995年之前標(biāo)準(zhǔn)差大于0的只有5 a，總體ISO強(qiáng)度較弱。但1995年之后標(biāo)準(zhǔn)差大于0的有14 a，季節(jié)內(nèi)振蕩增強(qiáng)，而且21世紀(jì)后ISO強(qiáng)弱年交替出現(xiàn)，年際差異明顯。為了進(jìn)一步分析高原季節(jié)內(nèi)振蕩特征，選取標(biāo)準(zhǔn)差大于等于1的1986、1999、2000、2002、2011和2013年作為ISO強(qiáng)年，標(biāo)準(zhǔn)差小于等于-1的1985、1990、1993、1994、2007和2012年作為ISO弱年?？梢钥闯?0世紀(jì)90年代末期以后，ISO強(qiáng)年明顯增多。

對(duì)上述ISO強(qiáng)年和弱年分別進(jìn)行合成后濾波（圖4）。在高原東部夏季200 hPa緯向風(fēng)10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩強(qiáng)年，有5個(gè)完整周期，平均周期長(zhǎng)度為17.5 d，最長(zhǎng)周期持續(xù)時(shí)間從6月下旬至7月中旬以及8月上旬至8月下旬，持續(xù)時(shí)間達(dá)22 d;最短周期出現(xiàn)在6月，持續(xù)時(shí)間約為13 d;7月下旬至8月上旬ISO的振幅達(dá)10 m／s，在5個(gè)周期內(nèi)最強(qiáng);6月初的振幅約為3 m／s。比較而言，夏季ISO弱年約有7個(gè)周期，平均周期長(zhǎng)度為12.5 d。最長(zhǎng)周期持續(xù)時(shí)間出現(xiàn)在6月下旬至7月中旬，約為15 d;最短周期分別出現(xiàn)在6月中旬和8月上旬，持續(xù)時(shí)間為10 d;6月下旬至7月中旬ISO相對(duì)最強(qiáng)，振幅為6 m／s，約為ISO強(qiáng)年最大振幅的一半;7月下旬至8月上旬的ISO強(qiáng)度較弱，振幅僅為1.5 m／s。就季節(jié)內(nèi)振蕩強(qiáng)度而言，ISO強(qiáng)年從6月至8月強(qiáng)度逐漸增強(qiáng)，8月達(dá)峰值;而ISO弱年其強(qiáng)度在6月下旬至7月上旬達(dá)到峰值，隨后迅速減弱;就平均周期而言，ISO強(qiáng)年的持續(xù)時(shí)間較弱年長(zhǎng)5～6 d。綜上，在高原東部夏季200 hPa緯向風(fēng)10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩顯著年，ISO持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)、振幅強(qiáng)。

4 ?青藏高原高層緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩及傳播特征

4.1 高層緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩方差的空間分布

如上可知，高原東部200 hPa緯向風(fēng)10～30 d振蕩存在顯著的年際變化，在ISO強(qiáng)年，10～30 d振蕩方差貢獻(xiàn)較大，緯向風(fēng)的變化與其相關(guān)性更好，因此選取ISO強(qiáng)年為研究對(duì)象，分析其空間分布特征。

圖5是ISO強(qiáng)年水平和垂直方向上ISO方差分布，可以發(fā)現(xiàn)ISO強(qiáng)年水平方向上有三個(gè)方差大值中心（圖5a），分別位于伊朗高原北部（65°E）、青藏高原東北至東南部（100°E）以及日本以東的西北太平洋上空（170°E），三個(gè)中心均超過(guò)70 m 2／s 2，其中青藏高原東部ISO強(qiáng)度相對(duì)較強(qiáng)。

垂直方向上ISO方差大值中心位于對(duì)流層高層200 hPa 附近（圖5b），這表明200 hPa是緯向風(fēng)ISO最為活躍的高度。方差大值中心分別位于高原西部、東部以及西北太平洋，其中高原東部上空的ISO方差大值中心超過(guò)75 m 2／s 2，并向東延伸至江淮流域。高原東部和西北太平洋地區(qū)的ISO方差大值中心均強(qiáng)于高原西部。還可以看出，位于高原東部的ISO空間尺度最大，影響范圍也廣。此外，高原東部地區(qū)ISO方差中心可以從對(duì)流層高層向下影響到對(duì)流層中層，呈現(xiàn)相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)特征。

4.2 高層緯向風(fēng)季節(jié)內(nèi)振蕩傳播特征

青藏高原作為季節(jié)內(nèi)振蕩的活躍區(qū)之一，既有ISO中心在高原形成并向外傳播，也有ISO中心移動(dòng)至高原（鞏遠(yuǎn)發(fā)等，2007）。那么高原200 hPa緯向風(fēng)10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩傳播特征如何？

由圖6可以看出，夏季200 hPa緯向風(fēng)10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩主要表現(xiàn)為向東傳播，7月初至7月中旬末可以東傳至130°E附近，傳播速度較快，其向東傳播過(guò)程中，低頻中心強(qiáng)度有所增強(qiáng)。8月初至8月中旬，再次出現(xiàn)低頻東傳增強(qiáng)過(guò)程，其東傳可達(dá)135°E的西太平洋地區(qū)。八月中下旬，低頻振蕩中心在東傳過(guò)程中強(qiáng)度逐漸減弱。

從高原200 hPa緯向風(fēng)10～30 d振蕩的經(jīng)向傳播（圖7）可以發(fā)現(xiàn)，自高緯向南傳播的緯向風(fēng)10～30 d ISO大值中心影響到了高原東部地區(qū)，從6月至8月，分別有4次自中高緯向南傳播的10～30 d ISO中心與來(lái)自低緯地區(qū)的ISO中心在高原南側(cè)匯合，其強(qiáng)度在高原南側(cè)有所加強(qiáng)，隨后繼續(xù)向南傳播，強(qiáng)ISO可向南傳播到達(dá)低緯地區(qū)。

5 青藏高原高層低頻環(huán)流演變特征

為了進(jìn)一步揭示高原200 hPa 10～30 d低頻環(huán)流的演變特征，對(duì)濾波后的每個(gè)緯向風(fēng)演變周期劃分為9個(gè)位相（Chan et al.，2002）。其中第3位相對(duì)應(yīng)ISO極端中斷位相，低頻西風(fēng)最弱，而低頻東風(fēng)最強(qiáng)。第7位相對(duì)應(yīng)ISO極端活躍位相，低頻東風(fēng)最弱，但低頻西風(fēng)最強(qiáng)。

位相1對(duì)應(yīng)ISO極端中斷位相向極端活躍位相的轉(zhuǎn)換，位相5則與之相反，對(duì)應(yīng)ISO極端活躍位相向極端中斷位相的轉(zhuǎn)換。 位相2、位相4、位相6和位相8分別對(duì)應(yīng)低頻振蕩強(qiáng)度達(dá)到振幅一半所對(duì)應(yīng)的位相，第9位相和第1位相類(lèi)似。由此將夏季高原ISO強(qiáng)年的200 hPa緯向風(fēng)10～30 d振蕩強(qiáng)度超過(guò)該年低頻振蕩分量1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差的過(guò)程逐位相進(jìn)行流場(chǎng)合成，以揭示低頻環(huán)流的演變過(guò)程（圖8）。

如圖8所示，轉(zhuǎn)換位相1時(shí)（圖8a）低頻反氣旋控制高原東北部，低頻氣旋位于高原東部上空，高原北側(cè)為低頻東風(fēng)中心，此時(shí)低頻東風(fēng)強(qiáng)度較弱，風(fēng)速小于8 m／s。位相2時(shí)（圖8b），高原東北部的低頻反氣旋增強(qiáng)南移，其南側(cè)的低頻東風(fēng)強(qiáng)度也增強(qiáng)，位置南移，出現(xiàn)風(fēng)速大于8 m／s的區(qū)域，高原東部地區(qū)上空受低頻東風(fēng)控制。其上空原低頻氣旋減弱，略向東移動(dòng)。位相3時(shí)（圖8c），即極端中斷位相，低頻反氣旋進(jìn)一步向南移動(dòng)，中心到達(dá)高原北側(cè)，同時(shí)高原南部上空的低頻東風(fēng)加強(qiáng)，經(jīng)向上影響約10個(gè)緯度，緯向上影響約25個(gè)經(jīng)度，低頻東風(fēng)控制整個(gè)高原東部至江淮流域，在此位相高原東部緯向風(fēng)ISO達(dá)最強(qiáng)?？梢钥闯?，在極端中斷位相，高原東部的低頻緯向風(fēng)一方面強(qiáng)度增強(qiáng)，另一方面其影響范圍也在擴(kuò)大并逐漸向東南方向擴(kuò)展。

位相4時(shí)（圖8d），高原東部的低頻東風(fēng)隨著低頻反氣旋向東移動(dòng)，低頻東風(fēng)大值中心影響江淮流域。低頻氣旋中心在貝湖東部發(fā)展加強(qiáng)，低頻氣旋和低頻反氣旋之間的兩股低頻西風(fēng)匯合，導(dǎo)致低頻西風(fēng)明顯增強(qiáng)。在轉(zhuǎn)換位相5（圖8e），低頻氣旋則開(kāi)始發(fā)展加強(qiáng)，并向東南移動(dòng)，其南側(cè)的低頻西風(fēng)增強(qiáng)，影響高原以北地區(qū)。而南部的低頻反氣旋繼續(xù)向東移動(dòng)，低頻中心移出高原東部地區(qū)，高原南側(cè)的低頻東風(fēng)有所減弱，在此位相，高原上低頻緯向風(fēng)減弱，低頻東風(fēng)開(kāi)始向低頻西風(fēng)的轉(zhuǎn)換。位相6時(shí)低頻反氣旋向東移出大陸，高原東部上空受低頻氣旋控制，并且影響范圍擴(kuò)大，低頻西風(fēng)逐漸增強(qiáng)（ 圖8f ）。

在極端活躍位相7（圖8g），低頻環(huán)流的分布與位相3（極端中斷位相）大致相反，隨低頻氣旋向南移動(dòng)至高原東部上空的低頻西風(fēng)強(qiáng)度逐漸增至最強(qiáng)，影響范圍進(jìn)一步擴(kuò)大至整個(gè)高原東部乃至我國(guó)東部，低頻西風(fēng)中心主要位于高原東部，達(dá)最活躍階段。第8位相（圖8h），低頻氣旋繼續(xù)東移增強(qiáng)，南側(cè)低頻西風(fēng)中心移至江淮流域，北側(cè)低頻東風(fēng)的強(qiáng)度變化更明顯。轉(zhuǎn)換位相9的環(huán)流形勢(shì)與轉(zhuǎn)換位相1類(lèi)似，南部的低頻氣旋東移并減弱，其北側(cè)的低頻反氣旋向南移動(dòng)，完成一次ISO演變過(guò)程（圖略）。

6 討論和結(jié)論

利用1979—2019年ERA-Interim逐日水平風(fēng)場(chǎng)再分析資料，從低頻振蕩的周期、強(qiáng)度、低頻方差空間分布及傳播特征等方面對(duì)青藏高原夏季對(duì)流層高層200 hPa緯向風(fēng)的季節(jié)內(nèi)振蕩進(jìn)行了分析，得到如下結(jié)論：

1）青藏高原夏季對(duì)流層高層緯向風(fēng)存在顯著的10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩周期且其強(qiáng)度存在明顯的年際差異。ISO強(qiáng)年振幅大，周期長(zhǎng)。水平方向上自西向東存在三個(gè)ISO方差大值中心，分別位于伊朗高原北部、青藏高原東部以及日本以東的西北太平洋上空，其中青藏高原東部低頻振蕩中心強(qiáng)度相對(duì)較強(qiáng)，影響范圍廣。此外，高原東部地區(qū)ISO方差中心可以從對(duì)流層高層向下影響到對(duì)流層中層，表現(xiàn)為相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)。

2）青藏高原東部夏季200 hPa緯向風(fēng)10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩中心在緯向上主要表現(xiàn)為從高原東部3次向東傳播，其東傳可達(dá)西太平洋地區(qū);在經(jīng)向上分別有4次自中高緯向南傳播的10～30 d ISO中心與來(lái)自低緯地區(qū)的ISO中心在高原南側(cè)匯合，其強(qiáng)度在高原南側(cè)有所加強(qiáng)，強(qiáng)振蕩中心可向南傳播到達(dá)低緯地區(qū)。

3）青藏高原東部主要受北方向南移動(dòng)的低頻反氣旋和低頻氣旋交替影響，從而導(dǎo)致高原東部受不同強(qiáng)度的低頻東風(fēng)和低頻西風(fēng)的控制，在極端活躍位相，高原東部低頻西風(fēng)達(dá)最強(qiáng)。

本文主要分析了青藏高原東部夏季高層緯向風(fēng)10～30 d季節(jié)內(nèi)振蕩強(qiáng)年的ISO特征，但低頻振蕩偏弱的年份也是高原地區(qū)ISO變化的一部分，ISO強(qiáng)弱差異的形成原因也需進(jìn)一步分析，我們將在今后的工作中進(jìn)行研究。

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Intraseasonal oscillation characteristics of zonal wind at upper troposphere over Tibetan Plateau in summer

WANG Junyu，CHEN Dan

Key Laboratory of Meteorological Disaster，Ministry of Education （KLME）／Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters （CIC-FEMD）／Joint International Research Laboratory of Climate and Environment Change （ILCEC），Nanjing University of Information Science and Technology，Nanjing 210044，China

Based on the ERA-Interim reanalysis data four times a day provided by ECMWF from 1979 to 2019，the main period of the intraseasonal oscillation and its propagation characteristics of zonal wind at upper troposphere over the eastern Tibetan Plateau in summer are studied by the Morlet wavelet，filtering and composite analysis methods.Results show that the 10—30 d is the main period of intraseasonal oscillation of zonal wind at upper troposphere over the eastern Tibetan Plateau in summer and its intensity has significant interannual difference.In the strong intraseasonal oscillation years，the low-frequency oscillation process lasts for a long time and has a large amplitude.The center of variance of intraseasonal oscillation influences the mid-troposphere from the upper troposphere，which shows an equivalent barotropic structure.In zonal propagation，the intraseasonal oscillation centers mainly propagate eastward from the eastern Tibetan Plateau for three times and reach the Western Pacific region.In meridional propagation，10—30 d intraseasonal oscillation centers propagating southward from the mid and higher latitudes converge with centers from the lower latitude on the south side of the Plateau for four times from June to August，and their intensities are strengthened.The strong oscillation centers can propagate southward to the lower latitude areas.The phase evolution of intraseasonal oscillation is mainly manifested in the alternation of the low-frequency anticyclone and the low-frequency cyclone center over the eastern Tibetan Plateau，which leads to the intensity change of low-frequency easterly wind and low-frequency westerly wind over the eastern Tibetan Plateau.In the extremely active phase of ISO，the low-frequency westerly wind over the eastern Tibetan Plateau is the strongest.

Tibetan Plateau;intraseasonal oscillation;zonal wind; 10—30 d

doi：10.13878／j.cnki.dqkxxb.20210707010

（責(zé)任編輯：張福穎）