极涡是极地地区对流层中上层到平流层的一个深厚大气环流系统，通常与副热带高压、阻塞高压、东亚大槽及东亚冬季风等环流系统相互配合，对中高纬度地区天气气候产生非常重要的影响。在北半球，由于受下垫面不均匀性的影响，极涡中心经常不在北极点，而偏向北美大陆或欧亚大陆中高纬度地区，使得这些地区较常年偏冷^[1]。2008年初我国南方经历了历史上罕见的雨雪冰冻灾害，全国平均气温降低超过6℃，持续时间从1月中旬到2月上旬，波及范围达到19个省区市，这次灾害给交通运输、能源供应、电力传输、农业及人民群众生活造成严重影响。刘毅等^[2]、陈月娟等^[3]、易明建等^[4]和谭桂容等^[5]学者均从不同角度对这次雨雪冰冻灾害做了分析，发现在对流层出现低温、雨雪冰冻灾害之前，平流层极涡就已经出现了异常的增强信号，平流层异常信号能够向下传播影响对流层的天气气候变化。陈月娟等^[3]研究还指出，在这次灾害的过程中，不仅平流层极涡强度异常强大，极涡形态也发生了异常变形。刘毅等^[2]分析得到平流层极涡从2007年12月初开始就偏离极地并向对流层传播。陈权亮等^[6]发现在2008年强的雨雪冰冻灾害发生前，平流层温度和水汽均发生异常并向对流层近地面延伸。

Quiroz^[7]在1977年发现平流层北极发生爆发性增温时，平流层中高纬度地区纬向环流出现反气旋性异常，且该异常从平流层一直延伸到地面并影响对流层天气系统。Kodera^[8]研究指出强的北极涛动异常自平流层下传到对流层后，能够引起对流层大气环流的改变并对对流层天气系统产生重要影响。Baldwin等^[9]将18个弱极涡事件和30个强极涡事件北半球环形模态(NAM)做合成分析，结果表明：平流层极涡发生大的异常变化能够向下传播影响对流层天气。若将平流层的信号作为预报对流层天气系统变化的先行指标，有可能使天气预报时效提高到3周以上^[8-11]。Wallace等^[12]认为冬季平流层和对流层的动力耦合对对流层天气系统的发展尤其重要，冬季平流层极夜急流能够影响到对流层阻塞系统的发展。谢再红等^[13]将平流层环状模进行分类并分析了与对流层的关系，发现在S型平流层异常期间，平流层纬向风随时间向下传播，而在D型平流层异常期间，这种下传趋势不存在。张灵等^[14]在对北半球平流层大气环流转型的基本气候特征研究时发现，北半球平流层环流转型的气候平均时间早于东亚热带季风爆发时间，从而可能成为季风预测的前兆信号。智协飞等^[15]研究认为，对流层持续性异常主要同对流层高度场的20～40 d振荡有关，并可能通过这种周期振荡与平流层低层相同周期振荡的相互作用共同影响平流层低层大气季节内变化。顾润源等^[16]发现平流层和对流层月平均位势高度距平场在高、中纬度地区存在着明显相反的变化趋势，但平流层拟合精度的稳定性和收敛性要远远优于对流层。郭艳君等^[17]指出我国高空温度变化与全球尺度的结论基本一致，近50年平流层下层降温，而对流层升温，近地面层850 hPa的升温幅度高于地面。

琚建华等^[18]、所玲玲等^[19]、李春等^[20]研究指出我国冬季气温变化与北极涛动异常有着密切联系。张恒德等^[21]研究指出，极涡面积大小与我国多数站点同期气温呈负相关，而极涡强度与同期我国气温的相关性相对较弱，极涡指数与后期我国气温整体呈负相关，但不同季节差异较大。顾思南等^[22]认为极涡的局地变异主要体现在西风带长波振幅的变异上，东亚大槽减弱时，冬季我国中、东部大部分地区气温偏高，降水偏多，夏季江淮流域和四川盆地气温偏低，其他地区气温偏高，降水变化不明显；反之亦然。龚道溢等^[23]研究发现北极涛动指数偏强时，我国大部分地区冬季气温偏高，同时降水也偏多。李崇银等^[24]认为我国的梅雨异常可能受到平流层大气环流异常的影响，而这种影响是通过北极涛动的变化来实现的。廖荃荪等^[25]认为利用赤道平流层纬向风的变化规律并结合冬季北太平洋对流层环流特征，对我国7月主要雨带类型预报有一定的实用意义。廉毅等^[26]分析了我国大陆的年代际降水变化趋势显著区域的时空分布特征，并探讨与东亚夏季风和极涡活动的某些相关。黄嘉佑等^[27]指出我国夏季降水主要受前期冬季极涡强弱的影响。

很多学者探讨了平流层极涡强度及形态变化对对流层天气气候的影响，而对于极涡向欧亚大陆发生偏移的强度变化特征分析，及其对我国冬季降水变化影响的相关研究还相对较少，影响机制也不够明确，本文初步分析了极涡向欧亚大陆偏移的强度变化情况及其与我国冬季降水变化之间的关系，从大气环流背景探讨了影响我国冬季降水变化的可能内在机制，对对流层天气气候变化预测有一定指示意义。

本文所用资料包括：①1970—2010年NCEP/NCAR月平均的全球再分析资料，包括位势高度H、纬向风u、经向风v、垂直速度w、比湿q，数据的空间分辨率为2.5°×2.5°；②国家气候中心提供的同期全国160站逐月降水资料。本文均采用1970—2010年1月的平均值作为正常值。

首先将60°～80°N，60°～120°E区域内20 hPa位势高度场平均值的标准化距平符号取反定义为极涡偏欧亚大陆强度指数，再利用小波分析、合成分析和相关分析等方法，分析了极涡向欧亚大陆偏移强度的变化特征及其与我国冬季同期及后期降水的相关关系，进一步结合大气环流和东亚冬季风的异常变化等方面进行分析，探讨了影响我国冬季降水变化的可能内在机制。

平流层极涡异常变化一方面表现在极涡的强弱变化，另一方面表现在极涡的形态变化，两种变化均能够对我国中高纬度地区天气气候变化产生重要影响。为了能够量化极涡向欧亚大陆偏移的强度变化，考虑到60°～120°E是欧亚大陆主体的经度范围，而60°～80°N纬度范围内位势高度变化可以描述极涡由极地向欧亚大陆发生偏移的特征，本文选取平流层20 hPa的位势高度场做区域平均的标准化距平，选取的区域范围为60°～80°N，60°～120°E，将计算的标准化距平值符号取反定义为极涡偏欧亚大陆强度指数，这样使得极涡偏欧亚大陆强度指数与极涡向欧亚大陆偏移的强度变化对应一致。即当极涡偏欧亚大陆强度指数为正值时，说明极涡中心由极地向欧亚大陆发生了偏移，正值越大，选取区域内的气压也就越低，偏移越明显。由于平流层极涡强度最大是发生在冬季的1月，因此，图 1给出了1970—2010年1月极涡偏欧亚大陆强度指数的时间变化序列和9年滑动平均。由图 1可以看到，极涡偏欧亚大陆强度指数具有明显的年际和年代际变化特征。20世纪80年代末前，除1977年及1985年强度指数较低外，其他年份以正相位的周期振荡为主，80年代末、90年代正相位周期振荡最为明显，但在21世纪初有一个很短的负相位阶段，近几年又进入了正相位阶段。为了具体看到极涡偏欧亚大陆强度指数的年际和年代际的周期变化特征，通过Morlet小波对极涡偏欧亚大陆强度指数进行周期分析(如图 2所示)。由图 2可以清楚地看到，极涡向欧亚大陆偏移主要有准6～8年的年际振荡周期，并且年际振荡周期在整个长期过程逐渐减小，从20世纪70年代到80年代中后期主要为8年的年际振荡周期，而从80年代末到21世纪初却减小为6年的年际振荡周期，并且均超过0.05显著性水平。此外，还可以看到，20世纪70年代中期2年的振荡周期及从80年代初到90年代中期3年的年际周期振荡信号也较为明显。

图 1

图 1. 1970—2010年1月极涡偏欧亚强度指数的时间变化(实线)和9年滑动平均(虚线) Fig 1. Temporal change of the Eurasian polar vortex intensity indexes(solid line) and the 9-year running mean of the indexes(dashed line) in January from 1970 to 2010

图 2

图 2. 1月极涡偏欧亚大陆强度指数的Morlet 小波分析 (阴影表示达到0.05显著性水平) Fig 2. Morlet wavelet analysis of the Eurasian polar vortex intensity indexes in January from 1970 to 2010 (areas passing the test of 0.05 level are shaded)

为了能够清楚地看到极涡偏欧亚大陆强值年份的平流层极涡的形态特征，将前面定义的极涡偏欧亚大陆强度指数值大于0.8(图 1中点划线)所在年份的极涡定义为欧亚型强极涡。通过对1970—2010年1月极涡偏欧亚强度指数的时间变化序列统计(图 1)，得到欧亚型强极涡年分别为1972年，1981年，1983年，1989年，1990年，1993年，1995年，1996年，2008年，2010年，共10年。而易明建^[28]从平均等熵位涡(IPV)分析并对1979—2008年1月进行统计，结果得到东北亚型强极涡年分别为1981年，1983年，1989年，1993年，2007年，2008年，与本文欧亚型强极涡年的统计结果几乎一致。图 3给出了欧亚型强极涡年1月20 hPa的位势高度场合成及其距平合成。由图 3a可以看到，极涡中心偏向了欧亚大陆中高纬度地区，中心值约为24200 gpm，并且极涡向两端拉伸，一端伸向格陵兰岛，另一端伸向了亚欧大陆的中高纬度地区。从距平合成图来看(图 3b)，在欧亚型强极涡年份，显著的负距平中心位于俄罗斯北部及拉普捷夫海域附近，中心最大值超过-450 gpm，更为直观地反映了平流层极涡中心偏向了欧亚大陆中高纬度地区，使得这些地区气压较常年平均偏低。而在北美大陆中高纬度地区及附近海域上空为显著的正距平中心控制，中心强度超过100 gpm。

图 3

图 3. 欧亚型强极涡年1月20 hPa位势高度场合成(a)及位势高度距平合成(b) (单位：gpm； 深、浅阴影分别表示超过0.01和0.05显著性水平) Fig 3. Composite of 20 hPa geopotential height(a) with its anomaly(b) for the strong Eurasian polar vortex years in January (unit：gpm; dark and light shaded areas indicate passing the test of 0.01 and 0.05 levels, respectively)

研究表明，极涡形态异常变化能够影响到中高纬度地区的降水异常变化。因此，极涡向欧亚大陆偏移的强度变化对我国冬季降水的影响十分值得研究。图 4 给出了1月极涡偏欧亚大陆强度指数与我国冬季1月和2月降水的相关系数分布。由图 4a可以看到，1月极涡偏欧亚大陆强度变化与我国冬季同期1月降水有着非常密切的联系，在我国中部30°～40°N，105°～115°E的大面积地区存在显著的正相关关系，而显著的负相关关系主要分布在新疆中部，并且新疆西南部的少数地区正相关关系也较为显著，此外，在我国的东北北部大部分地区主要为负相关关系，但没有通过显著性检验。值得注意的是，1月极涡的偏移情况同样会对后期2月降水产生影响，并且这种影响也较为明显(图 4b)。与图 4a相比，显著的正相关区域仍然主要分布在我国的中部地区但向西北方向延伸，使得华中北部、华北南部相对减少，而华北西部、西北东部等地区增大。说明在欧亚型强极涡年份，我国中部大部分地区降水较常年异常增多。

图 4

图 4. 1月极涡偏欧亚大陆强度指数与我国1月(a)和2月(b)降水相关分布 (深、浅阴影分别表示超过0.01和0.05显著性水平) Fig 4. Correlation coefficients between the Eurasian polar vortex intensity indexes in January and precipitation of 160 stations over China in January(a) and February(b) (dark and light shaded areas indicate passing the test of 0.01 and 0.05 levels, respectively)

对流层天气气候的异常变化与大气环流背景有着密不可分的联系。图 5给出了欧亚型强极涡年1月500 hPa位势高度场距平合成。由图 5可以看到，欧洲东北部为正距平分布，向南到亚洲中西部转变为负距平中心，而最显著的负距平中心位于俄罗斯东北部，并向高纬度地区收缩。此外，在我国东部到日本海的大面积地区为显著的正距平区域，东亚大槽是显著减弱的。这种环流背景不利于冷空气向我国内陆输送，尤其是我国东北部地区。由于极涡是一个贯穿于对流层到平流层的深厚系统，图 3和图 5表现出一定的对应关系，大体上都表现出显著的负距平中心位于俄罗斯东北部，极涡中心位置向欧亚大陆中高纬度地区发生了偏移。近年来很多研究表明：对流层主要通过大气波动(行星波)的向上传播影响平流层，而平流层变化又反过来影响对流层天气和气候，平流层极涡和对流层位势高度场是动力耦合起来的。Reichler等^[29]在2005年给出了TST(troposphere-stratosphere-troposphere)的示意图描述了这一过程，文中的分析与这些认识也较为一致。

图 5

图 5. 欧亚型强极涡年1月500 hPa位势高度场距平合成(单位：gpm； 深、浅阴影分别表示超过0.05和0.10显著性水平) Fig 5. Composite of 500 hPa geopotential height anomaly for the strong Eurasian polar vortex years in January(unit:gpm; dark and light shaded areas indicate passing the test of 0.05 and 0.10 levels, respectively)

图 6为欧亚型强极涡年1月850 hPa风场距平合成。由图 6可以看到，欧洲东北部、我国东部及日本海域附近为反气旋性距平，东亚冬季风显著减弱，俄罗斯东北部、亚洲中西部为气旋性距平。我国内陆中东部东南风距平显著，有利于海洋上的暖湿气流向我国西北地区输送；而贝加尔湖附近北部地区北风距平显著，使得冷空气南下与暖湿气流交汇地区较常年偏北，造成在欧亚型强极涡年，我国中部降水异常增多。

图 6

图 6. 欧亚型强极涡年1月850 hPa风场距平合成 (深、浅阴影分别表示超过0.01和0.05显著性水平) Fig 6. Composite of 850 hPa wind anomaly for the strong Eurasian polar vortex years in January (dark and light shaded areas indicate passing the test of 0.01 and 0.05 levels, respectively)

前面的分析表明了极涡向欧亚大陆偏移与东亚冬季风的活动也有着非常密切的联系，由于东亚冬季风在500 hPa高度上表现的环流要素主要为东亚大槽的活动情况，所以本文研究采用孙淑清等^[30]定义的东亚冬季风强度指数，具体方法是将500 hPa位势高度场的30°～45°N ，125°～145°E范围内做区域平均计算，将其计算结果定义为东亚冬季风强度指数，为了更好地与极涡偏欧亚强度指数进行比较，并更清楚地表明两者在年际尺度上的相关联系，先对东亚冬季风强度指数进行标准化处理，再将1月极涡偏欧亚大陆强度指数和1月标准化的东亚冬季风指数进行5年滑动平均(如图 7所示)。由图 7可以看到，两个指数在年际时间尺度上变化相反，两者之间的相关系数达到了-0.52。而两个时间序列的有效自由度为13，0.05显著性水平的临界相关系数为-0.51，1月极涡偏欧亚大陆强度指数与1月东亚冬季风指数的相关系数超过了0.05 显著性水平，进一步说明了在欧亚型强极涡年1月，东亚冬季风呈显著减弱变化。

图 7

图 7. 5年滑动平均后的1月极涡偏欧亚大陆强度指数(实线)和东亚冬季风指数(虚线)的年代际变化 Fig 7. The interannual variations of 5-year running mean of the Eurasian polar vortex intensity indexes(solid line) and the East Asian winter monsoon indexes(dashed line) in January

图 8给出了欧亚型强极涡年1月垂直速度距平合成沿35°N的纬向垂直剖面图。由图 8可以看到，97°～117°E范围从近地面到对流层顶为负距平控制，其中显著的负距平中心分布在700 hPa高度的105°～115°E范围，表明在欧亚型强极涡年份，低层的水汽向上传播较常年更为明显，更有利于降水的形成，对应着我国中部的大面积降水异常增多。为了直观地反映欧亚型强极涡年我国冬季1月可降水量的区域变化特征，将欧亚型强极涡年1月水汽通量散度距平合成分析(如图 9所示)。由图 9可以清楚地看到，在我国的中部有两个很强的负散度距平中心，一个中心位于四川东部，另一个中心位于内蒙古与宁夏之间地区且非常显著，说明在欧亚型强极涡年，这两个地区水汽有着很强的辐合，尤其偏北部的负距平中心，与我国中部的降水异常也有着非常好的对应关系。而我国东部主要为正散度距平中心，说明欧亚型强极涡年对这些地区降水影响较小。

图 8

图 8. 欧亚型强极涡年1月垂直速度距平合成沿35°N的纬向垂直剖面图(单位：10-2Pa/s；深、浅阴影分别表示超过0.05和0.10显著性水平) Fig 8. Zonal section of composite of the vertical velocity anomaly for the strong Eurasian polar vortex years in January along 35°N (unit: 10-2Pa/s； dark and light shaded areas indicate passing the test of 0.05 and 0.10 levels, respectively)

图 9

图 9. 欧亚型强极涡年1月水汽通量散度距平合成(单位：10-5g/(hPa·cm2·s)；深、浅阴影分别表示超过0.05和0.10显著性水平) Fig 9. Composite of vapor flux divergence anomaly of the strong Eurasian polar vortex years in January(unit: 10-5g/(hPa·cm2·s)； dark and light shaded areas indicate passing the test of 0.05 and 0.10 levels, respectively)

利用NCEP/NCAR全球再分析资料和国家气候中心提供的160站逐月降水资料，系统分析了极涡向欧亚大陆偏移对我国冬季降水的影响，主要结论如下：

1) 极涡偏欧亚大陆强度指数主要存在准6～8年的振荡周期，20世纪70年代到80年代中后期主要为8年的振荡周期，20世纪80年代末到21世纪初却减小为6年的振荡周期。20世纪80年代末前，除1977年及1985年强度指数较低外，其他年份以正相位的周期振荡为主，80年代末、90年代正相位周期振荡最为明显，21世纪初有一个很短的负相位阶段，但近几年又进入了正相位阶段。

2) 1月极涡向欧亚大陆偏移能够对同期1月及后期2月的降水产生非常重要的影响。与同期1月降水变化的显著正相关区域主要分布在我国中部30°～40°N，105°～115°E的大范围地区及新疆西南部的少数地区，显著负相关区域主要分布在新疆中部。相对1月而言，与后期2月降水的显著正相关区域仍然主要分布在我国中部地区，但向西北方向延伸，使得华中北部、华北南部相对减少，而华北西部、西北东部等地区增大。说明在欧亚型强极涡年份，我国冬季中部大部分地区降水较常年异常增多。

3) 从环流背景来看，在欧亚型强极涡年份，东亚冬季风和东亚大槽均异常减弱，我国内陆中东部东南风距平显著，有利于海洋上的暖湿气流向我国北方地区输送，而贝加尔湖北部地区北风距平显著，冷空气南下与暖湿气流交汇地区较常年偏北。另一方面在欧亚型强极涡年份，我国中部地区低层水汽向上传播明显增强，且存在显著的水汽强辐合中心。

4) 对极涡偏欧亚大陆强度指数与东亚冬季风强度指数进行相关分析，两者之间的相关系数超过了0.05显著性水平，进一步说明在欧亚型强极涡年1月，东亚冬季风呈显著减弱变化。

关于平流层异常向下影响对流层的过程和机制目前还存在较多争议，一种认为平流层异常向下直接作用于对流层天气系统；另一种认为平流层变化首先对行星波活动产生影响, 再通过行星波和天气尺度波的相互作用来影响对流层天气系统。这两种观点均证明了平流层异常向下影响了对流层的天气系统，本文着重从平流层极涡向欧亚大陆发生偏移的角度入手，根据极涡偏欧亚大陆强度指数统计出欧亚型强极涡事件，系统分析了欧亚型强极涡事件的对流层大气环流背景及可能对我国降水产生的影响，但平流层对对流层的影响机制，尤其是对降水的影响还存在不确定性，近年来这方面的研究也越来越受到关注。