东亚副热带高空急流是东亚环流的重要组成部分，对东亚地区降水形成、寒潮爆发、气旋移动等都有重要作用(高守亭等，1992; 廖清海等，2004; 左金清等，2009; Garillo et al., 2000).Held(1983)根据大气模式的数值试验认为高空西风大值中心的出现主要与大地形的动力强迫作用有关.Chen和Trenberth(1988)的研究指出地形和热力的耦合作用也是影响西风急流形成和强度变化的重要因素.最近的研究还表明，东亚副热带急流的变化不仅与外部强迫相关，还与其内部天气尺度瞬变扰动活动有密切联系(Ren et al., 2008).

高空急流结构的特殊性，使得其内部包含了复杂的动力学过程.因此，除具有大尺度的时空变化外，高空急流区内部还包含中尺度的演变过程.Uccellini和Koch(1987)通过分析13个高空急流个例，发现高空急流出口处的右侧容易出现重力波.Koch和Dorian(1988)利用探空资料分析高空风的垂直切变与重力波的关系，认为切变不稳定是高空急流中重力波发生的能量来源之一.Miles(1961)和Hodges(1967)的理论指出当风速垂直切变较大时，重力波将从切变不稳定气流中汲取能量而获得增长，导致重力波破碎产生湍流. Koch等(2005)还利用高分辨率飞机探空资料和数值模式结果得出，在高空急流区气旋切变侧重力波包破坏了背景风场的切变和垂直稳定性而导致了湍流的产生.李子良和黄仪方(2008)通过理论分析认为高空急流轴南侧由于反气旋气流惯性不稳定使重力波破碎形成湍流，而在高空急流轴北侧由于天气尺度对流不稳定发展而引起惯性重力波不稳定破碎而出现湍流.钟中等(2010)对MM5模式模拟东亚副热带高空急流增强过程的分析指出，高空急流强度整体增强和急流内部中尺度扰动西风增强的累积效应有关.因此，高空急流中包含了大量和重力波活动有关的中尺度扰动(邓少格等，2012; 程胡华等，2012)，这些扰动的发 生发展与高空急流特殊的结构有密切关系(Shapiro，1978; Kim and Chun， 2010).

由于理论分析只能定性地给出中尺度扰动发展的判据，探空资料不能得到和重力波活动有关的中尺度扰动水平结构，而高空三维高时空分辨率探测资料难以获得，所以高分辨率数值模式成为研究高空急流区中尺度扰动特征的有效手段.本文利用WRF模式对一次东亚副热带高空急流强度演变过程的高时空分辨率模拟结果，揭示了和高空急流强度变化过程相应的中尺度扰动特征，并通过诊断分析，解释这些中尺度扰动发生发展的物理机制以及与大尺度急流强度变化的关系. 2 数值模拟方案和模拟结果检验 2.1 模拟方案

本文利用中尺度非静力数值模式WRF对2003年7月8—11日东亚区域环流进行模拟.模拟采用 双重嵌套网格，两重区域中心都位于(130°E，39°N). 第一重区域(D01)水平格距为30 km，网格数为100×100;第二重区域(D02)水平格距为10 km，网格数为133×133.模式层顶取为50 hPa，垂直方向都分为51层.数值模式的驱动场采用水平分辨率1°×1°的NCEP/NCAR再分析资料，地形数据采用分辨率为30 s的Modis资料，侧边界更新周期为6 h.模拟时段为8日00时(世界时，下同)至11日00时，D01和D02区域的积分时间步长分别为90 s和30 s，D02区域模拟结果输出的时间间隔取为6 min.D01和D02的微物理方案分别采用WSM 5-class方案和Thompson方案，积云对流参数化方案分别为Kain-Fritsch(New Eta)方案和Grell 3D集合方案.两重区域其他物理方案均相同，长波辐射为RRTM方案，短波辐射为Dudhia方案，近地层为Monin-Obukhov方案，陆面过程为Unified Noah方案，边界层为YSU方案.WRF模式框架及其物理过程方案的描述详见文献(Skamarock et al., 2008). 2.2 模拟结果检验

由于本文主要研究200 hPa高空急流中的中尺度扰动特征，因此只检验模式对高空急流的模拟效果，将 1°×1°的NCEP/NCAR再分析资料作为观测资料与模拟结果进行对比.

图 1是观测和模拟的2003年7月8日00时— 11日00时200 hPa平均风速场、风矢量和高度场.对比图 1a和图 1b可以发现，模拟的急流位置和强度与观测基本一致，且模拟和观测的急流最大风速 区都位于39°N附近，同时模拟和观测到的30 m·s^-1 等风速线所包含的区域大小和位置也几乎相同.此外，模拟和观测到的急流最大平均风速值均为49 m·s^-1. 对比图 1c和图 1d可见，模拟的风矢量方向以及位势高度场与观测基本一致.但在模式区域北侧，模拟的位势高度比观测偏大.在200 hPa等压面上，不同时次模拟的纬向风、经向风和高度场与再分析资料之间的空间相关系数基本上都大于0.90，其中高度场模拟效果最好，空间相关系数均大于0.99;纬向风的空间相关系数都大于0.90;经向风空间相关系数都大于0.85.

图 1

Fig. 1

图 1 2003年7月8日00时—11日00时观测(a，c)和模拟(b，d)的区域环流 (a，b)200 hPa平均风速(实线，单位:m/s);(c，d)200 hPa平均位势高度(实线，单位:gpm)与风场(矢量，单位:m/s). Fig. 1 Observed(a，c) and simulated(b，d)regional circulations during 0000UTC July 8—0000UTC July 11，2003 (a) and (b)Mean wind speed at 200 hPa(solid line，units: m/s);(c) and (d)Mean geopotential height(solid line，unit: gpm) and wind field(vector，unit: m/s)at 200 hPa.

图 2是观测和模拟的8日00时—11日00时200 hPa风速沿131°E的纬度-时间剖面图.对比图 2a和2b可见，除8日00时至12时模拟的风速比观测偏小，10日12时至11日00时模拟的偏大外，其余时段模拟的风速与观测几乎一致，且模拟和观测的30 m·s^-1等风速线以及最大风速所在位置随时间的演变几乎相同.此外，由于模式的空间分辨率高，模拟结果比再分析资料包含更多的扰动.

图 2

Fig. 2

图 2 观测(a)和模拟(b)的2003年7月8日00时—11 日00时200 hPa风速沿131°E的纬度-时间剖面(单位:m/s，填色区域为风速大于30 m·s-1区域) Fig. 2 Observed(a) and simulated(b)latitude-time section of zonal wind speed along 131°E at 200hPa during 0000UTC July 8—0000UTC July 11，2003(unit: m/s，shaded areas represent velocity >30 m·s-1)

模拟结果的对比分析表明，模式能很好地模拟此次高空急流强度和位置的演变，以下利用高时空分辨率模拟结果分析高空大尺度急流中的扰动特征，并分析扰动形成的可能机制. 3 高空急流演变特征

由于所研究的急流演变个例属于纬向分布型，纬向风远大于经向风，以下主要根据纬向风分量研究急流的演变. 3.1 纬向风变化的主周期

本文利用Torrance和Compo(1998)提供的Morlet小波变换程序分别研究东亚副热带高空急流轴南北两侧纬向风演变的特征.

图 1b中A和B所示分别是以急流南侧(131°E，38°N)和北侧(131°E，42.5°N)两点为中心的0.5°× 0.5°区域.对两个区域平均纬向风演变时间序列进行Morlet小波变换，结果如图 3所示.由图 3a可见，从8日00时至10日12时，区域A的纬向风出现三次周期小于6 h的显著高频变化;此时段内，131°E最大风速从30 m·s^-1变为61 m·s^-1(参见 图 2).而区域B内纬向风变化周期基本都长于12 h，仅在10日12时左右出现周期约为12 h的扰动.表明在高空急流演变过程中，急流区南侧易出现高频扰动，而北侧风速变化周期较长. 3.2 中尺度扰动特征

Chang和Fu(2002)、钟中等(2010)的研究表明，利用前后两个时次的风速之差可以表征急流中瞬变扰动特征.因此，纬向风增量大小可以揭示出短时间尺度扰动特征，扰动的范围可以表示相应扰动的空间尺度，其正负变化的时间间隔可以表示相应扰动的周期.

定义纬向风增量为:

图 4是9日12—18时急流风速和纬向风增量沿131°E的纬度-时间剖面和沿37.5°N的经度-时间剖面.从图 4a可以看出，随着时间演变，纬向风增量在各个纬度上的演变并不均匀，在急流南侧区域出现了多个纬向风增量的正和负大值中心，纬向风6 min内最大增量超过2.5 m·s^-1.6 min内超过0.5 m·s^-1的纬向风增量所对应的扰动区域水平尺度在几十公里左右，属于中小尺度范围;并且这些极值中心随时间及纬度变化出现明显的正负交替现象，呈现出波动变化特征.此外，纬向风增量在研究时段内的极值中心基本稳定在37.5°N左右.由图 4b可见，纬向风增量的极值中心随时间变化表现出明显的东传特征，与急流风向一致.在经度-时间剖面图中，纬向风增量随时间以及经度的变化也呈现出正负交替现象，也具有波动特征.

图 3

Fig. 3

图 3 区域A(a)和B(b)平均纬向风时间序列小波分析图(粗实线表示95%置信水平) Fig. 3 Wavelet power spectrum of average zonal wind time series in region A(a) and B(b)(The thick black contour represents the 95% confidence level)

本文通过分析纬向风增量的变化特征，并结合小波分析结果，可以认为东亚副热带高空急流的南侧比北侧更容易出现高频扰动.这些扰动水平尺度属于中小尺度范围，并且其时空分布表现出波动变化特征. 4 扰动形成机理分析 4.1 非地转程度

根据地转适应理论，非地转平衡流能够激发出惯性重力波，随着惯性重力波的频散，大气将恢复地转平衡状态(Rossby，1937;Rossby，1938).Zhang等(2000)指出诊断非地转平衡流的主要途径有拉格朗日Rossby数、非线性平衡方程、ω方程以及位涡反演等.本节采用拉格朗日Rossby数对东亚副热带高空急流进行非地转平衡程度诊断分析.

若不考虑摩擦力的作用，大气运动方程可简化为

根据图 4分析结果，沿131°E纬向风增量的最大值出现在9日15时左右，现选取9日14 ∶ 30、15 ∶ 00和15 ∶ 30这3个时次进行分析.图 5(a)—(c)以及(d)—(f)分别为所选择的3个时次200 hPa等压面的纬向风增量和拉格朗日Rossby数分布.可见，非地转区域主要分布于高空急流南北两侧，并且水平尺度也为几十公里左右.通过对比发现，高空急流轴南侧纬向风增量的极值区与Ro的大值区有较好的对应关系.Ro大于0.5的区域一般出现在纬向风增量正负极值中心附近.另外，Ro的变化通常超前于纬向风增量的变化.例如，(38°N，131°E)附近是纬向风增量的极值区，同样也是Ro大值区.从14 ∶ 30至15 ∶ 00，该点附近Ro大于0.5的区域范围有所增大，相应地，从15 ∶ 00至15 ∶ 30，该区域纬向风增量绝对值大于0.5 m·s^-1的区域也有所增大，且纬向风增量的最大值(最小值)也相应增大(变小).然而，从14 ∶ 30至15 ∶ 00，纬向风增量的变化不大.这说明高空急流轴南侧非地转平衡流为中尺度扰动的出现和发展提供了有利条件.

从图中还可以看出，高空急流轴北侧纬向风增量绝对值基本小于0.5 m·s^-1，这是因为高空急流轴的北侧气流较稳定，扰动不易发展.下节将解释其动力学机制. 4.2 Richardson数

Richardson数常被用作判断对流或湍流运动能否发展的判据，其定义为

理论上(Koch and Dorian， 1988;Koch et al., 2005)认为，由于高空急流区风的垂直切变较大，并且有可能发生对流不稳定(李子良和黄仪方，2008)，因此高空急流南北两侧都有可能出现Ri值较小的情况.从图 5中(g)—(i)可见Ri的小值区主要分布在高空急流轴的南侧，通过对比发现，这些区域通常位于高空急流轴南侧纬向风增量的极值区中心.在空间分布上，这些区域的范围为几十公里，属于中小尺度范围.这说明，在高空急流轴的南侧，有些中小尺度范围的区域存在切变不稳定，有利于扰动发展. 4.3 惯性不稳定

高空急流中存在着强风速切变，在其南侧气流呈反气旋式切变，有利于惯性不稳定现象的发生.所谓的惯性不稳定即是水平面上的横向扰动被气流加速而偏离原始位置并无法恢复的现象.对于纬向风而言，寿绍文等(1993)给出惯性不稳定判据.

图 5中(j)—(l)为所选择3个时次200 hPa等 压面的绝对涡度分布.从图中看出惯性不稳定区都出现在高空急流轴的南侧，但与理论分析不同的是，即使在高空急流轴南侧，惯性不稳定也不具有大尺度特征，而是呈现出很强的区域性.对比图中惯性不稳定区域与纬向风增量的关系可见，两者在空间分布上十分相似，并且绝对涡度的最小值中心在纬向风增量的极值中心附近.这些现象说明惯性不稳定也是高空急流轴南侧中尺度扰动发生发展的有利条件.

图 4

Fig. 4

图 4 2003年7月9日12—18时急流风速(等值线，单位: m/s)和纬向风增量(填色，单位: m/s) 沿131°E的纬度-时间剖面图(a)和沿37.5°N经度-时间剖面图(b) Fig. 4 Latitude-time section along 131°E(a) and longitude-time section along 37.5°N(b)of zonal wind(contour，unit: m/s) and its increment(shaded，unit: m/s)，during 1200UTC—1800UTC July 9，2003

图 5

Fig. 5

图 5 2003年7月9日14 ∶ 30(a，d，g，j)，15 ∶ 00(b，e，h，k)，15 ∶ 30(c，f，I，l)200 hPa等压面上6 min时段内的纬向风增量(a，b，c中的填色区域，单位: m/s)，拉格朗日Rossby数(d，e，f中的填色区域)，Richardson数(g，h，i中 的填色区域)以及绝对涡度(j，k，l中的填色区域，单位10-5s-1)的空间分布(图中粗实线为等风速线，单位:m/s) Fig. 5 Distribution of zonal wind increment in 6 minute interval(shaded areas in a，b，c，unit: m/s)，Lagrangian Rossby number(shaded areas in d，e，f)，Richardson number(shaded areas in g，h，i) and absolute vorticity(shaded areas in j，k，l，units: 10-5s-1)at 200 hPa in 14 ∶ 30UTC(a，d，g，j)，15 ∶ 00UTC(b，e，h，k) and 15 ∶ 30UTC(c，f，l，I)，respectively，on July 9，2003(the thick solid lines represent isotach，units: m/s)

本文还选取了8日22 ∶ 30—23 ∶ 30、9日05 ∶ 30—06 ∶ 30和20 ∶ 30—21 ∶ 30这三个急流强度增强的时段进行分析(图略).结果表明高空急流南侧气流呈现出非地转平衡、切变不稳定以及惯性不稳定，出现了大量中尺度扰动;而高空急流轴北侧尽管也出现非地转平衡区域，但由于大气处于稳定状态，中尺度扰动远少于高空急流轴南侧.这说明了本文所揭示的高空急流中中尺度扰动特征有一定共性.由于这方面的研究工作还很少见，没有其他研究工作明确地支持本文观点，以后可以针对不同个例开展进一步研究.

为说明只有高时空分辨率模拟资料才能揭示急流区有可能存在不稳定扰动的特征，我们利用6 h间隔的再分析资料计算了9日18时200 hPa等压面上间隔6 min的纬向风增量、拉格朗日Rossby数、Richardson数以及绝对涡度(图 6).对比图 6中再分析资料和模拟资料的计算结果，发现两者大尺度环流场相似度很高，但再分析资料只能揭示6 h内纬向风的平均变量，无法揭示中尺度扰动的分布特征.再分析资料的环流场基本上处于地转平衡状态，而模拟资料中急流轴两侧为Ro大值区.再分析资料急流区中Ri的值基本大于0.2，并且绝对涡度基本大于0.通常用于研究高空急流的低时空分辨率再分析资料只能揭示高空急流强度的整体变化规律，无法揭示高空急流内部的中尺度扰动特征，而高时空分辨率的模拟资料却表明高空急流大尺度变化过程中存在着大量中小尺度扰动，例如高空急流中的重力惯性波等(卞建春等，2004; Zhang and Yi， 2005)，急流区中小尺度非地转平衡以及急流的稳定性都和高空急流强度的变化有关，因此，开展高空急流强度变化规律研究不能忽视其内部中小尺度动力过程的作用.

图 6

Fig. 6

图 6 2003年7月9日18时再分析资料(a，c，e，g)和模拟(b，d，f，h)的200 hPa等压面上的间隔6 min的纬向风增量(a，b中的填色区域，单位:m/s)，拉格朗日Rossby数(c，d中的填色区域)，Richardson数(e，f中的填色区域)以及绝对 涡度(g，h中的填色区域，单位10-5s-1)的空间分布(图中粗实线为等风速线，单位:m/s) Fig. 6 Distribution of zonal wind increment in 6 minutes interval(shaded areas in a，b，unit: m/s)，Lagrangian Rossby number(shaded areas in c，d)，Richardson number(shaded areas in e，f) and absolute vorticity(shaded areas in g，h，unit: 10-5s-1)at 200 hPa at 1800UTC July 9，2003.(a，c，e，g)reanalysis data，(b，d，f，h)simulation(thick solid lines represent isotach，unit: m/s)

利用大尺度再分析资料对急流强度变化的分析 发现，间隔24 h的高空急流强度变化在空间上呈现大尺度一致性变化特征，但利用高时空分辨率模拟资料的计算表明，高空急流强度在短时间尺度上存在中尺度变化过程.为揭示高空急流区中尺度强度变化和急流大尺度变化的关系，将急流在24 h间隔内的总体变化分解为短时间间隔强度变化之和，可表示为:

式中取Δt=24 h，为长时间间隔，δt=2 h，为短时间间隔.

由图 2b可见，8日00时—9日00时131°E附近急流强度变化较大，以下针对这一时段的急流增强过程进行分析.图 7a和7b分别是再分析资料和模拟的200 hPa纬向风间隔24 h强度变化的分布.图 7a表明该时段内再分析资料给出的西风增量正值区主要分布在急流出口及急流轴南侧，对应着急流风速的整体加强，呈东北—西南走向，急流增强区的水平尺度大于1500 km，属于大尺度整体增强.此外，急流 减弱区也呈现出大尺度整体减弱的特征.模拟的24 h 纬向风变化的分布和再分析资料一致，呈现出大尺度的整体增强和减弱特征(图 7b).

图 7

Fig. 7

图 7 2003年7月8日00时—9日00时再分析资料(a)和模拟(b)的纬向风增量(填色区域，单位:m/s)和纬向风平均值(等值线，单位:m/s)分布 Fig. 7 Distribution of reanalysis data(a) and simulated(b)zonal wind increment(shaded，unit: m/s) and mean zonal wind speed(contour，unit: m/s)during 0000UTC July 8—0000UTC July 9，2003

按照(6)式，可将8日00时—9日00时模拟的纬向风变化分解为12个间隔为2 h的变化，结果如图 8所示.

图 8

Fig. 8

图 8 2003年7月8日00时—9日00时间隔2小时的纬向风增量(填色区域，单位:m/s)和纬向风平均值(等值线，单位:m/s)分布 Fig. 8 Distribution of simulated zonal wind increment(shaded，unit: m/s) and mean zonal wind speed(contour，unit: m/s)in 2 hours interval during 0000UTC July 8—0000UTC July 9，2003

由图 8可见，短时间间隔急流强度变化的过程中，急流区常出现若干个空间尺度为几十公里至百公里且变化周期小于12 h的纬向风增量正(负)值区域，分别对应着这些区域的纬向风速的增强(减弱).8日00—04时，128°E—132°E内的急流轴南北两侧为纬向风增量正值区，而128°E以西的急流轴附近为水平尺度为百公里左右的纬向风减弱区域，纬向风呈现东部西部减弱的特征.8日04—12时，急流轴南侧出现了正纬向风增量区域，急流区向东南方向扩展.8日12时左右，急流轴附近出现了水平尺度为百公里左右的纬向风减弱区域，急流区向南扩展的同时最大风速开始下降.从8日18时开始，急流北部出现若干个水平尺度为几十公里的纬向风减弱区域，而急流轴南侧以及132°E以东也出现多个水平尺度为几十公里的纬向风增强中心，急流北部纬向风减弱而急流东部纬向风增强.从急流演变过程来看，长时间间隔所呈现出的大尺度纬向风增量正(负)区域并非是急流强度整体逐渐增强(减弱)，而是由各个短时间间隔内的中尺度扰动强 度变化累积而成.将短时间间隔内的纬向风变化分解为间隔6 min的强度变化之和发现，图 8中所示的中尺度强度变化是由空间尺度更小，变化周期更短的扰动累积而成的(图略).因此，高空急流强度所呈现出的大尺度整体变化与复杂的中小尺度变化过程累积效应有关，而重力波则是产生这些中小尺度变化过程原因(邓少格等，2012; 程胡华等，2012;卞建春等，2004; Zhang and Yi， 2005). 6 结论

本文利用WRF模式输出的高时空分辨模拟资料研究了高空急流及其内部中尺度扰动的演变特征.将间隔24 h的纬向风变化分解为间隔较短时间 的纬向风变化之和可见，较长时间间隔内高空急流强度体现出的大尺度整体变化和急流区内局地强度的中小尺度变化的累积效应有关，这也进一步验证了作者在前面工作中提出的观点.东亚副热带高空急流轴南侧比北侧更容易出现高频扰动，这些扰动的水平尺度为几十公里，并且时空分布表现出明显的波动变化.中小尺度扰动出现时，尽管高空急流轴南北两侧气流均为非地转平衡，但经过计算发现高空急流轴南侧气流为惯性不稳定，并且Richardson也较急流轴北侧的小.这说明中小尺度扰动的发生的可能原因是非地转平衡流的不稳定发展.气流非地转平衡、惯性不稳定以及Richardson极值区均不具有大尺度特征，而呈现出很强的区域性，水平尺度上与中小尺度扰动相似，这与前人理论分析的结果不同.利用大尺度再分析资料无法揭示高空急流内部的中小尺度扰动及其形成机理. 因此，开展高空急流强度变化规律研究不能忽视其内部中小尺度动力过程的作用.