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1、第 1 章 绪 论 1 . 1 引 言 中纬度重要的环流特征之一表现为：在南、北半球中纬度对流层高层各存在 着一支强 而窄的高速气流带，称之为西风急流。其水平长度达上万公里，常环绕 地球，水平宽度约 几百公里，厚度约几公里。该急流区位于 Hadley 环流和中炜 度 Ferrel 环流之间，常与副 热带锋区相伴随 (见图 1.1)。冬半年，西风急流分别位 于南、北纬 30 度附近；从冬到夏， 西风急流逐步向两极移动，最北时达到南、 北纬 40 附近；从夏到冬，逐步向赤道移动。沿 着西风急流带，通常具有多个风 速极大值中心（急流核），急流核风速一般冬季最大，夏 季最小，春、秋季次之。 西风急流是
2、冷暖气团和大气环状模的分界线，它是连接中、低纬 度及上、下游地 区天气气候的重要桥梁，同时它还是联系大气高、低层质量和能量交换的 重要纽 带，西风急流对于维持全球大气能量具有十分重要的作用。 我国地处亚欧大陆东南部，东濒太平洋，西依青藏高原，南邻印度洋，北毗 西伯利亚 髙原。特殊的地理环境孕育出独特的东亚气候。在北半球，由于 Hadley 环流下沉支位于副 热带地区，使环地球副热带大部分地区盛 行高温少雨的副热带 气候。然而，在东亚地区， 由于髙原绕流，印太海盆热力强迫以及副热带高压等 天气气候系统的共同作用，在该区域 形成了以副热带季风气候为代表的特殊天气 气 候现象 。作 为东亚夏季风系统
3、重要成员之一 的东亚副热带西风急流 （ East Asian Subtropical Westerly Jet Stream， EAJS)，其位 置和强度变化与东亚地区剧烈天气 的发生发展，大气环流的转变，以及降水的空间分布有 着十分密切的联系，研究 EAJS，有助于进一步深入理解东亚天气气候变化规律；同时， 研究 EAJS，有助 于更好地服务于经济建设和人们日常生活。因此，深入研究 EAJS 具有 必要的参 考价值和现实意义。 南 京 大学 博 士学 位 论文 ： 向洋 瞬 变扰 动 在东 亚 高空 西 风急 流 位置 经 向年 际 变化 中 的作 用 图 1.1 三圈环流 1 j 急流 C
4、NOAA) 1 . 2 急流概述 1 . 2 . 1 急流的由来 在人 z科丨叫丨， /忍沉（ jetstream， supercriUcal flow)通？ i:r 指的足出观 /I:人 4 中的窄而强的大风速带。然而急流一词最早并非源于大气科学，汉语中关于 急 流 同的记载可以追溯到 _ 国时期，魏武帝曹操之 f，建安文学代农人物陈思 王曹 植在他的杂诗之五中写到 江介多悲风，淮泗驰急流。 这艰急流指的 是湍 急的水流。唐代诗人许浑谢亭送别诗：劳歌一曲解彳 /“ 舟，红叶 Vf 山水 急 流。 这里的急流是用来描述水快速流动。后来急流 “ 叼的含义得到进一步的 引 申，用来比喻官场中复杂的
5、斗争，如 4 急流勇退 用来比喻在官场得意时及时引 退，以明哲保身如今 急流 “ 词己经成为 “ 个多学科专业术语，被广泛运用 f 水 利科技，电力和大气科学等学科领域，专指速度超过 “ 定临界条件的流体。 1 . 2 . 2 急流的发现 与水等流体中的急流现象不 N, 大 气 中 的 急 流 现 象 发 得 比 较 晚 。 1 9 3 9 年 Swilk Pf|vf 次提出忽流这 “ 概念， jj+ 将 似 丨 来 描 述 对 流 丨 的 敁 人 风 速 笫 次肚界大战末期，美国飞行员在日本岛上空的对流 M 顶附近向西飞行时，遇到 了 -股高速向东的气流，使得飞机难 r-飞行。后来经科学家们
6、研究发现，这股高速 流动的气流就足高空西风急流。此后，随着高空探测网站的逐步逑立和完善，科 学 家们又相继在其他地 K 卜 .空发现了类似的高速移动的气流，其中尤其以东亚地 区 沿岸和曰本岛上空的高空西风急流最为强大。急流这 “ 现象在大气科学中的发 第 1 章 绪 论 现，引发了众多学者的广泛关注和深入研究。 1.2.3 急流的定义和分类 世界气象组织 （ Word Meteorological Organization, WMO)将急流定义为：急 流是指一股强而窄的气流带，急流中心最大风速在对流层的上部必须大于或等于 30m/s，急流中心的长轴定义为急流轴，沿着狭长的急流带，在其轴线上可以
7、有 一 个或者多个风速极大值中心，急流轴在三维空间呈准水平状，多数轴线呈东西 向分 布 (如图 1.2 所示 )。急流风速水平切变约为每百公里 5m/s, 其 垂 直 切 变 约 为 每 公里 5 10m/s 丨 1 图 1. 2 急流概念图（ NOAA) 急流按其出现的高度不同一般可以分为高空急流和低空急流。根据急流的形 成 区域和结构特点不同又可分为极夜急流、热带东风急流、副热带西风急流和极 锋急 流。 极锋急流又称温带急流，它是一般与极锋相伴随 (图 1.3)。极锋急流大约出 现 在对流层中层（约 600hPa)极锋锋区上空的对流层顶附近，其位置和中心强 南京 大 学博士学位 论 文 ：
8、 向洋瞬 变 扰动在东亚 高 空西风急流 位 置经向年际 变 化中的作 用 度变化很大。极锋急流同高层极锋锋区一起，呈波状环绕整个地球，一般其波锋 波谷与对 流层上部的长波波峰波谷相对应，波振幅较长波略偏大。极锋急流风速 极大值中心一般沿 着其轴线自西向东移动，在长波发展过程中常常从长波槽后移 到长波槽前，其移速快于长 波系统。极锋急流有显著的分支和汇合现象，在极锋 急流分支区（又称为出口区）左侧， 即其中心左前方为高空辐散，温带气旋常在 此发生、发展，且有沿急流轴移动的趋势，因 此，急流活动区域通常多风暴天气。 副热带急流又称之为副热带西风急流（图 1.3)。它常位于热带对流层顶与 中纬度对
9、 流层顶的过渡地带，即副热带锋区上空约 200hPa 高度处。副热带西风 急流存在极强的水 平切变和垂直切变，在 500hPa 等压面 上副热带西风急流难以 辨认，几乎消失。副热带西 风急流轴上风速强弱差别较大，其中以位于在日本岛 南部上空的风速最强。从逐日天气图 上可以看出，副热带西风急流与极锋急流不 同，其位置和风向均较稳定。但副热带西风急 流存在明显的季节变化，特别是在 北半球其季节变化最为显著，主要变现为：冬季副热带 西风急流强而稳定，夏季 副热带西风急流较弱，甚至失去环绕半球的特征 ； 冬季其位置偏 南，夏季则偏北， 春秋过渡季节副热带西风急流南北变化较大，且其位置还具有一定的突 变
10、性。在 北半球冬季，副热带西风急流以三波型环绕整个北半球：波脊分别位于日本岛南 部、北美东部及地中海东部上空，波谷则分别位于青藏高原南麓、东北太平洋及 东北大西 洋上空。 热带东风急流主要是指北半球夏季出现在亚洲和非洲热带对流层顶附近的 一支东风 急流。热带东风急流从南海上空一直向西延伸，经印度上空最后到达非 洲北部上空。其轴 线位于 100 150hPa 等压面上，强风速中心位于阿拉伯海上空 , 平均东风风速约为 35 米 / 秒，风向稳定，平均位置位于 15N 附近，呈准静止状 态。关于这支急流的形成，一种科 学解释认为它与夏季在青藏高原和北非上空对 流层上层出现强而稳定的暖性反气旋有关，
11、 在这种反气旋的南侧，出现了很强的 气压梯度，反气旋前部的南风在科里奥利力作用下， 形成了强大的东风急流。 此外，科学家们在冬半球的平流层里还发现了一支急流 极夜西风急流， 简称为 极夜急流。关于极夜急流的形成，一种观点认为由于极地长期处 F 黑夜之 中，大气因吸 收的太阳短波辐射少而辐射冷却，而在中、低纬度地区平流层中， 第 1 章 绪 论 由于臭氧直接吸收太阳的紫外辐射而增温，这样在南北方向上形成了很强的温度 梯 度，从而产生了直接经圈环流。向极地流动的气流在科里奥利力作用下逐渐向 右偏， 在极地区域上空 50 60 公里处，形成了一支西风急流，极夜急流向下可 延伸到 20 30 公里高度
12、处。极夜急流是冬季平流层环流重要特征之一，它环绕 着极区，存 在着明显的季节性变化。极夜急流一般在秋天幵始逐渐建立，维持整 个冬季，直到 次年春季平流层出现最后一次爆发性增温时才开始崩溃。然而，有 的年份会出现因 平流层在隆冬爆发性增温所导致极夜急流崩溃的现象，但因仍在 冬季，极夜急流仍 可恢复。当极夜急流崩溃时，中纬度大气层中盛行的下沉运动 将高层臭氧往下传输。 目前，关于极夜急流的认识还十分有限，其上的波动与对 流层中天气、环流等因素 的关系仍不十分清楚，尚待进一步研究。 图 .3 极锋急流与高空西风急流 ( NOAA) 1.3 东亚高空西风急流研究进展 中纬度东亚西太平洋地区上空的副热带
13、西风急流称之为东亚副热带西风急 流 或者东亚高空西风急流（ EAJS)。 EAJS 具有多时空尺度变化特征，且其不同 时间 尺度变化与东亚地区不同的天气、气候变化存在着密切联系。 南京 大 学博士学位 论 文 ： 向洋瞬 变 扰动在东亚 高 空西风急流 位 置经向年际 变 化中的作 用 1.3.1 东亚高空西风急流季节变化 EAJS 季节变化特征主要表现在 EAJS 在南北移动过程中伴随有 EAJS 两次北 跳以 及其风速极大值中心的东西移动。一般而言，东亚高空西风急流常年在 29N-45N 之间随 季节变化而来回移动。冬季其位置较稳定地维持在 30N 附近， 此时是其强度一年中最强 的时候，
14、其大值中心主要位于日本海上空，中心风速可 达 100-150m/s，甚至可达 200m/s。 随后， EAJS 开始向北移动，与此同时，其强 度也随之不断减弱，八月 EAJS 达到最北端， 这时其大值中心位于大陆上空（新 疆内蒙地区）。此后，急流开始向赤道移动， 12 月前后 其位置达到 30N 附近。 a. EAJS 位置的季节演变与东亚天气气候 东亚高空西风急流的季节变化与东亚地区天气气候联系紧密。亚洲地区气候 的季节变 化与高空西风急流的南北移动有关 2。叶笃正等 |2指出通常在 6 月中旬 前后， EAJS 会经历 一次北跳过程，其位置由 30N 附近迅速北移至 35N 以北，与 此相
15、伴随，东亚大气环流 由冬季型向夏季型转变； 10 月，高空西风常会经历一次 突然地南落，东亚大气环流相应由 夏季型转变为冬季型。李崇银等 44进一步分 析了东亚高空西风急流的季节转化并指出，在 6 月中旬 EAJS 北跳之前， 5 月 5 候左 右 EAJS 还存在一次明显的北跳，即从 30N 以南 跳至 32N 以北，此次北跳标志着 南面暖湿空气势力的增强北进，北方千冷空气势力的减 弱撤退，并预示南海夏季 风的爆发。因此， EAJS 的南北摆动对于东亚大气环流变化具有 重要的指示意义。 此外， EAJS 与东亚夏季风雨带之间也存在很好的相关关系 12。陶诗言 等 171 研究 指出东亚梅雨起
16、讫与 6、 7 月亚洲上空南支急流的两次北跳过程密切相关。他指 出 长江中下游地区入梅时间的早晚反映了东亚大气环流型从冬季型向夏季型转 变在时间进程 上的不同， 6、 7 月东亚上空南支西风急流的第二次明显北跳，对东 亚梅雨的开始和结束有 直接影响。 此外 ， Lu11 和 Lin 等 1121 研究 了 EAJS 位置 的 季节变 化 规律，他 们 指 出 EAJS 在 夏 季 风 建立 以 后 还 存在 一 次显 著 的北 跳 ， 其 北跳 时 间位 相 锁定 在 7 月 底 ，该 次 北 跳 在 空间 上 对应 着 东 亚 西北 太 平洋区 域 上空异 常 纬向风 的 经向三 极 结构。
17、 他 们利 用 简单正 压 涡 度 方程模式诊断发现 ， EAJS 的该次北跳与对流层高层沿着 欧 亚大陆北部地区向下传波的 波 活 动 通量 密 切相 关 。 第 1 章 绪 论 b. EAJS 强度中心的季节演变 EAJS 与东亚天气气候的关系还体现在 EAJS 中心的变化对东亚天气气候具有 重要 的指示作用。况雪源 9， 1()等研究指出 EAJS 中心的西移特征表现为第 31 候青藏 高原上空 其中心的建立，预示着南亚季风的爆发，与此同时，在伊朗高原、青藏 高原及西太平洋上 空，中纬度对流层上空分别出现了三个闭合的急流中心，直到 到第 40 候，西太平洋上空 （日本岛附近） EAJS
18、中心逐渐减弱消失，而前两者的 存在构成了夏季 EAJS 的两个型态， 这种结构一直维持到第 53 候。对于中国地区 而言，伊朗急流型对应着我国大部分地区气 温偏高，而与之相对应的降水分布型 主要表现为华南沿海、华北及青藏高原南侧为多雨区 域；青藏急流型对应华南沿 海、云贵高原以及青藏高原南部地面温度偏高，其余地区气温 偏低，与之相对应 的降水分布型主要表现长江下游和青藏高原南侧降水偏多，华南和华北 降水偏 少。 1.3.2 东亚高空西风急流年际变化 在年际时间尺度上，国内外学着对东亚高空西风急流做了大量的研究，并取 得了丰 硕的成果，下面将从以下几个方面来回顾。 a.东亚高空西风急流与降水空间
19、型 11! 等 13 利 用 相关 分 析 发现 与 东 南亚 夏 季 降水 相 关 的 最主 要 特 征是 EAJS 在 110-150E 围绕 40N 的经向偏移。当 EAJS 位置偏北，东南亚夏季降水偏少。廖清海 等 14， 15】 指出，当某年 7 月份位于中纬度东亚 西太平洋上空的环流型与 6 月份平 均的环 流型类似时，则该年夏季季节循环进程将延迟，江淮梅雨期偏长；当某年 7 月份的环流型 与 8 月份平均的环流型类似时，则该年夏季季节循环进程将提前，江 淮梅雨提前结束。 11 等 【 16分析了韩国梅雨建立早晚的年际变化，发现在那些韩 国梅雨建立偏晚的年份里， EAJS 的强度偏
20、强，位置偏南。董敏等 17指出 500hPa 西风指数与我国夏季长江流域降水量显著 相关， 6 月长江流域降水与 40N-50N 区域的西风指数呈负相关，而与 20N-35N 地区 的西风指数呈正相关。徐海明等 18证实中国初夏梅雨的年际变化与北半球 500hPa 纬向西 风的年际变化有密切关 系，当 EAJS 在 6 月快速北跳时，江淮地区通常无洪涝发生；当 EAJS 缓慢北移时， 南京 大 学博士学位 论 文 ： 向洋瞬 变 扰动在东亚 高 空西风急流 位 置经向年际 变 化中的作 用 3 江淮流域在梅雨期容易出现洪涝。 孙安健 19分析了 20 世纪 80 年代当江淮流域旱涝时分别对应的
21、准静止波与纬 向平均 风的差异，他指出旱年 EAJS 位置异常偏北，而热带东风急流位置异常偏 南，其中心风速 值异常偏大。！ !等 2()对华北夏季降水、华南春季与南支急流 的关系作了统计分析，结 果表明：当冬季南支急流增强时，春季华南地区降水将 偏多，而夏季华北地区降水也将偏 多；反之亦然。 叩等 21 研究了我国东部季 风降水与 EAJS 之间的关系并指出，当 EAJS 偏南时， 6-8 月 (1-3 月 )江南 (华南 )降水 偏多；相反，当 EAJS 偏北时，夏季华北地区降 水偏多和冬季江淮流域降水偏多， 他同时还指出 EAJS 的这种变异具有较强的持续性。以 上研究表明， EAJS
22、的位置 和强度的年际变化与我国东部地区乃至东亚降水空间型之间的 关系十分密切。 b.东亚高空西风急流与海表面温度 地 球 表面 超 过 70%的 面 积为 大 洋所 覆 盖 ， 海 洋 作为 大 气运 动 的下 界 面 ， 其 热 力 性 质 与 大 气 运动息 息 相关 。 热带西 太 平洋 暖 池是全 球 海表 面 温度（ SST)最 高 的 海 域，强 大 的 热 容 有 利 用 该 区 域对 流 活 动 的 发 展， 对 流 所 释 放 的潜 热 所 激 发 出 Rossby 波 列 在 球 面 上 沿 大 圆路径传 播 ，进而影响东亚乃 至 更大区域的天气气 候 变 化（ 如 PNA
23、)。董敏 等 22研究 了 EAJS 变 化 与热带 对 流加 热 的关系 ， 指 出 EAJS 强 度 的 年际变 化 与热 带 对流 活 动密切 相关 ， 当 长 江流 域 上空 对 流层 中 层的 纬 向西 风 强 度 偏强 时 ，局 地 对流 也 偏强 ， 与之 相 对应 西 北 太 平 洋 对流 偏 弱；同 时 ，他 指 出 EAJS 强 度 变化 与 前期热 带 加热 场 的状 况 也存 在 着密 切 的 相 关 ， 夏 季 EAJS 强 度 与 其 前 冬 (1-2 月 )及 春 木夏初 (5-6 月 )的 热 带对 流 活动相 关 较为 显 著 ， 但 这 种关系 在 春 季
24、(3-4 月 )并 不 明 显 。 1等 【 23指 出 EAJS 的 经 向位移 以 及强 度 变化 在 年 际 变 化 时 间 尺 度 上与 东 亚夏 季 降水 雨 带的 空 间分 布 关系 密 切， 他 进一 步 研究 指 出菲 律 宾海 的 异 常 的对流 活 动通过 改 变西北 太 平洋副 热 带高压 以 及东 亚 地区高 层 的大气 环 流 ， 尤 其 是 EAJS 的强 度 变化和南北 移 动进而导 致 东亚对流 活 动异常。 在 7、 8 月份 这 种关 系 十分 显 著 ， 而这 种 关系 在 6 月 份 并不 明 显 。 EAJS 与赤道中东太平洋之间也存在显著的相关关系。
25、 011 等 23通过个例分 析发现 El Nino 暖位相与强的 EAJS 和弱的极锋急流存在密切的联系，反之然。 廖清海 14和陆円 宇 24分析了 EAJS 和海温之间的关系，他们指出对应 EAJS 偏南， 第 1 章 绪 论 夏 季 中纬 度 西太 平 洋黑 潮 区域 海 温偏 冷 ，而 热 带东 太 平洋 海 温偏 暖 。陆 日 宇分 析 我 国 汛 期 降 水 和同 期 太平洋 海 温之 间 的关 系 ， 发 现 EAJS 的 南 北变 化 与热带 东 太 平 洋 海温 异 常显 著 相 关 ， 当 7、 8 月 份 东 太 平洋 海 温暖 异 常 时 ， EAJS 偏 南 ， 华
26、 北 降 水 偏 少 。任 雪 娟等 25l26 研 究 了冬 季 EAJS 和 海 表面 温 度之间 的 关 系 ， 结 果 表明 ， 中 纬 度北 太 平洋地 区 存在 两 种 主 要 的 海 气 耦 合 型 ， 一 种 耦合 型 反映了 与 ENSO 密 切 相关 的 冬季中 纬 度北 太 平洋 海 温 异 常 分 布型以 及 大气 的 PNA 型 ； 另 一 耦 合 型为一 明 显独立 于 ENSO 类 型 ， 主 要 表现 为 SST 异 常 主要集 中 在东 亚 沿海 和 中 纬 度北太 平 洋海 流区 。 Shamar27利 用 一个线 性 正压 涡 度 方 程 模 式研 究 了
27、 夏 季 北 半球 大 气环 流 对赤 道 中、 东 太平 洋 涡源 强 迫的 响 应， 结 果表 明 夏季 热 带 东 太 平 洋 异常 的 暖海 温 在热 带 以及 中 纬度 对 流层 高 层激 发 出向 西 传播 的 扰动 ， 从 而 引 起 北非 亚 洲 西风 急 流中正 的 涡度 异 常 ， 使 得 EAJS 偏 南 。 况 雪 源等 28利 用 数 值 试 验研 究 了 冬 季 EAJS 对 黑 潮暖 流 区加热 异 常的 响 应 ， 结 果 发现 ， 当 冬 季西 太 平 洋 黑潮 暖 流区加 热 正 异 常 时 ， 东 北 太 平 洋 上 空 出 现 明 显 的 气 旋 式 环
28、 流 ,而 在 中 高 纬 大 陆 与 海 洋 交 界 区 域 出 现 反 气 旋式 环 流；同 时 ， EAJS 南 侧 的低 纬 地区位 势 高 度 及温 度 场为正 异 常， 而 其北 侧 的 中 高 纬 地区 为 负异 常 ，这 种 空间 分 布型 将 使 得 急 流区 经 向温 差 和经 向 气压 梯 度加 大 ，导 致 急 流 的 增强 。 印 度 洋海 温 的变 化 对东 亚 夏 季 EAJS 的 变 异同 样 具有 非 常重 要 的作用 。 Wu29,3()和 0 丨 !等 3()指 出 印度 夏 季风 年 际变 化 所导 致 的降 水 异常 可 以激 发 出斜 压 Rossb
29、y 波 ， 进而 在 其 西 北部 的 对流 层 高层 激 发出 异 常反 气 旋（ 气 旋）扰 动 ，这 些 扰 动 沿亚 洲 西风 急 流传 到 下 游 的 东亚 地 区， 最 终导 致 东亚 地 区出 现 异常 的 反气 旋 (气旋 ） 式 环 流， 与 此相 对 应 EAJS 偏北 （偏南 ） 。 与 此类 似 ， Lu 和 呢 等 31， 32 发 现 夏季 北 大西 洋 降水 可 以通 过 在高 空 西风 急 流入 口区 激 发 出 Rossby 波 列 ， 该 波 列 沿 着高 空 西风 急 流轴 线 向下 游 传播 至 东亚 地 区上空 ， 进而 引起 东 亚大 气 环流 变
30、化 。 c. 东亚高空西风急流与东亚季风系统 杨莲梅等 331 研究了东亚大气环流与东亚夏季西风急流扰动异常之间的关系， 结果表 明，夏季 200hPa EAJS 扰动动能加强 (减弱 )，西太平洋副热带高压位置偏 南 (偏北 )，同 时南亚高压位置偏东 (偏西 )、强度加强 (减弱 )。同时，他们还指出， 南京 大 学博士学位 论 文 ： 向洋瞬 变 扰动在东亚 高 空西风急流 位 置经向年际 变 化中的作 用 东亚环流尤其是 500hPa 西太平洋副热带高压对 EAJS 扰动异常的响应，是通过 EAJS 南 侧的散度场以及对流层中下层副热带和热带地区的垂直速度距平场的变 化来完成的。林等
31、34则指出，夏季 EAJS 偏南，西北太平洋夏季风偏弱，反之亦 然，这种经向联系伴随着东 亚副热带降水异常强度的增加而増强。而对应 7、 8 月份 EAJS 偏南（北），南亚高压南（； !：） 移；对应 6、 8 月份 EAJS 偏南（北）， 西北太平洋副热带高压中心向南（北）移动。 1.3.3 东亚高空西风急流年代际变化 目前关于夏季 EAJS 年代际变化的研究相对较少。 20 世纪 70 年代末，中国东 部气候 发生了显著的年代际变化。宇如聪等 35对我国东部气候的年代际变化特征 进行了军统分析， 他们指出： 70 年代以来在东亚地区对流层中上层出现的年代际 尺度变冷，在对流层上层激 发出
32、气旋式环流异常，该环流有利于 EAJS 轴以南的 西风增强；而其下层的反气旋式异常 环流将导致东亚夏季风减弱。增强的西风急 流可能通过改变对流层中上层散度场的强度的 方式来触发特殊的云一一辐射反 馈过程，该反馈过程有利于青藏高原下游地区（尤其是四 川盆地）地面气温变冷。 EAJS 偏南和夏季风减弱，最终将导致我国东部地区 南涝北旱 型降水异常的 形成。孙凤华等 36研究了中国夏季降水与 EAJS 之间的关系，发现 70 年代 木我国 东部降水空间型发生了较大的转变，即长江中下游降水偏少，华南降水偏多，与 此 相对应， EAJS 在 70 年到木开始逐渐南移。此外，许多学者还从印太海盆的海 温异
33、常，气 溶胶等角度来研究我国夏季降水年代际变化 3743，但是，它与 EAJS 之间的联系有待于进一 步地研究。 此外，国内外许多学者对急流对天气影响进行了大量的科学研究 44_531。我国 学者从 20 世纪 50 年代以来，对位于东亚一太平洋上空急流的结构、维持及其变 化对亚洲 太 平洋地区天气的影响进行了大量的研究，这些研究表明西风急流 与许多天气尺度系统如锋 面、气旋、阻塞、剧烈天气和风暴活动路径等有密切关 系，因此研究西风急流的变化对实 际天气预报和分析具有指导意义，限于篇幅， 在此不做详细论述。 第 1 章 绪 论 1.4 高空西风急流的形成机制 自上个世纪 40 年代以来，国内外
34、学者对西风急流的形成机理进行了广泛深入 地研究， 取得了丰硕的成果，主要有以下假说观点。 1.4.1 角动量守恒 由于高空西风急流位于副热带 Hadley 环流北侧边沿与 Ferrel 环流的交界处， 人们 很容易将其形成机理与 Hadley 环流联系起来。大量研究 证明副热带西风 急流是由向北 运动的气流的角动量差异所造成的。世界各国的科学家们 68_78先后 对不同区域急流角动量 收支进行了研究，结果一致表明，西风急流与向北输送的 角动量有关。虽然角动量与急流 之间有较好的相关关系，但角动量是一个中间过 程的状态量。 1.4.2 大型涡旋混合及交换作用假说 在 急 流的形 成 问 题 上
35、Rossby1791 首 先 使用了 大 型涡 旋 混合 及 交换作 用 的概念 ， 他 认 为 ， 当 来 自高 纬 的干 冷 空气 与 来自 低 纬的 暖 湿空 气 混合 时 ，若 绝 对涡 度 的 垂 直 分 量保 持 不变 ， 那 么 混合 区 域内 绝 对涡 度 在南 北 方向 上 为常 数 。他 进 一步 以 实 际 观 测所 得 到的 极 地东 风 带 的纬度，计算了西风的廓线，得出西风风速随纬度 的 降低而增加。当向南到达一定纬 度 （ 35N 或 30N)时 ， 将产生 强 大的风 速 切变 ， 当 风 速增大 到 一定程 度 之后， 将 产生惯 性 不 稳 定， 西 风风
36、速 不能 再 向南 增 加也 即 是 说 大型 涡 旋混 合 作用 不 再向 南 扩展 ， 而其 南 侧 西 风 风 速的分 布 决定 于 涡度 的 向 南 输 送 。 Rossby 的 理 论虽然 与 极地 东 风廓 线 较相似 ， 但 是 实 际 的大 气 中涡 旋 的 交 换 与 混合 并 不仅 仅 局限 在 急流 的 北侧 ， 而且 这 种观 点 与环 流 加速 定 理 不 相符 。 Namias 和 Clapp8()出 了 汇合 学 说（ confluencetheory)来 解 释急 流 的形 成 。 他 们 认为 当 来自南 方 与来自 北 方的暖空 气 与冷空 气 相汇合 后
37、，在急 流 附近区域 形 成 一 正 环流， 同 时伴随位能向动 能 转化使得西风加 速 。 Kuo8N82则从理 论 上分析了 西 风急流 的 维 持 机 理， 他 认为 西 风带 中 绝对 涡 度的 分 布一 般 是随 纬 度的 增 加而 增 加 的 ， 所以 当 扰动 产 生 的 涡 度输 送 方向 与 绝对 涡 度梯 度 方向 相 反时 ， 将使 绝 对涡 度 梯 度 加大 ， 西风 加 速， 此 时 扰 动是稳 定 的，反之，则 扰 动是不稳定的 。 后来， 叶 笃正和 朱 抱真等（ 1958)83研究认 为 西 风 急 流是 由 大型 涡 旋通 过 角动 量 和涡 度 的 南京 大
38、 学博士学位 论 文 ： 向洋瞬 变 扰动在东亚 高 空西风急流 位 置经向年际 变 化中的作 用 输送而形成的，西风急流一旦形成，温度场必然要与之相适应，才能维持平衡； 并且他们 认为当非地转气压场仅由温度场所导致的时候，并不能产生相应的风 场，当且仅当这种温 度场有某种动力因素维持时，才能生成相应的风场，因此西 风急流的生成原因可能是动力 的，而不是热力的。然而，温度场的维持并不一定 需要动力因素来维持，把西风急流的形 成单纯归因为动力因素在今天看来显然是 片面的。 1.4*3 大地形的动力、热力强迫 地 形 对大 气 环流的 影 响是 不 可忽 视的 ， 大 气 受地 形 强迫可 以 产
39、生 地 形 Rossby 波 84_87。 上世 纪 40 年代 末 ， Chamey 和 Eliassen (1949) 88首次 运 用数值 试 验的 方 法分 柝 了大 地 形对大气环流的影响，他们指出大地形的机械强迫作用产生了中 纬 度西风带的大尺度准 定 常 环 流 型 。 Wallace1891 研 究 了 大 地形 对 大 气 的强 迫 作用 ， 结 果 表 明 大地 形 的 强 迫决 定 了 冬 季 对 流层上 层 位势 高 度场 的 主要分 布 特征 。 Held90利 用 一个北 半 球正 压 模式 分 析了大 气 对 地形外强迫的响应，发现在北半 球 主要高大地形的下游地
40、区都形成一个纬向风的极大值 中 心 ， 这表明 西 风急流 的 形 成 与 地形强 迫 作用有 关 。 而 Huang 和 GambcT1 利 用 一个多 层 半 球模式探讨了大 气 环流对热源和地形的响应，结果表明纬向波数 为 1 波的驻波振幅对地 形 强 迫 的 响 应 不 如对静 止 热源 的 响应明 显 。 后 来 ， Chen 等 92通 过 增加热 力 强迫 和 地形的 相 互 反馈作用过程来进一步研究急流对大地形的响应，结果表明该模式能较好地 模 拟出北半 球 西 风 急流 的 气候 态 。 青藏高原位于我国西南边陲，它的存在使得东亚地区形成了不同于相同纬度 其他地区 的独特季风
41、气候特征，高原的动力、热力强迫对我国乃至整个东亚大气 环流的变化有着非 常重要的影响。早在上个世纪 50 年代，叶笃正等 2就注意到了 青藏高原对东亚大气环流的 影响，他指出冬季青藏高原是大气运动的冷源，夏季 则是大气运动的热源，并由此奠定了 宵藏高原气象学的基础，同时他指出东亚高 空西风急流的北跳和南落现象在高原上空尤为 突出。他还指出这种变化是由一系 列天气事件所组成的，包括副热带西风急流从高原南侧 突然跳到高原北侧，南亚 高压向青藏高原的同步移动及高原南边东风急流的生成，以及印 度西南季风的爆 发及与之相伴随的印度半岛西海岸的季风降雨。 Manabe 等（ 1974) 93用 较高分 1
42、2 第 1 章 绪 论 13 辨 率 的大 气 环流 模 式模 拟 了高 原 对大 气 环流 的 强迫 作 用， 他 认为 青 藏高 原 在亚 洲 低 层 季 风 系 统 的形成 中 起着 决 定性的 作 用。 Hohn 和 Manabe94模 拟 了青藏 高 原 的 存 在 对大气 环 流 的 影 响， 结 果表 明 当没 有 青藏 高 原存 在 时， 副 热带 西 风急 流 将 不 发 生 突然 的 北跳 而 只是 缓 慢 北 移 ， 并 且 急 流 轴 的 位 置 比 观 测 所 得 到 的 西 风急 流 轴 位 置 偏 南 10 个 纬 度 。 Murakami (1981) 95类
43、似 的研 究 同样认 为 如果 没 有青 藏 高 原 的 存在 ， 亚洲季 风 系统 会 非常 弱 。王 安 宇 和 王谦 谦 等 t96-97进 一 步研 究 了青 藏 高 原 的 动力 作 用与 热 力作 用 的相 对 重要 性 ， 结 果 表 明 冬 季 大地 形 的动 力 作用 对 东 亚 大 气 环流 的 影响 较 之于 热 力作 用 更重 要 ，而 夏 季则 是 大地 形 的 热 力作 用 比动 力 作 用 更 重要 ， 这一 转 变过 程 通常 发 生 在 5 月 到 6 月 之 间， 与 东亚 地 区 大 气 环 流季 节 性 突 变 所发 生 的时 间 是一 致 的。 钱 永
44、甫 等 （ 1988) 98数 值 模拟 了 高原 及 周围 地 区 上 空 的 加 热 在冬 季 和夏 季 大 气 于均 环 流 建 立中 的 作用 ， 试 验 表明 夏 季加 热 场 主 要 对 对 流 层 高层 的 水平 环 流起 圭 要作 用 ，当 去 掉夏 季 加热 作 用时 ， 对流 层 上层 的 巨 大 反 气 旋不 能 模 拟 出来。 Zheng 和 Wu (1995) 99研 究 了青藏 高 原在东 亚 初夏 大 气 环 流 季节性 转 换过 程 中 的 作用 ， 结果 表 明当 有 高原 热 力作 用 存在 时 ，在 初 夏南 支 西 风 急流 的 北跳 明 显提 前 ，
45、而 高 原 纯动 力 的作 用 却使 南 支西 风 急流 的 北跳 显 著 滞 后 ， 甚至 使 北跳 后 的急 流 南退 。 巩远 发 和 纪 立人（ 1998) 100用 全 球谱 模 式研 究 表 明 ：高 原 的热 力 作用 主 要表 现 在对 副 高北 侧 锋 区 的 形 成、 锋 区强 度 以及 与 锋 区 对 应 的对 流 层中 上 层西 风 急流 的 强度 有 较大 的 影响 ， 有高 原 热 力 作用 时 ，锋 区 和 西 风 急流 的 强度 都 强， 反 之则 很 弱。 吴 国雄 等 对青 藏 高原 的 气候 动 力 学进行了 广 泛深入地研究 1H8。吴国雄和 刘 屹 岷
46、 (2000)1()3成功地 把 Ertel 位涡理论引入 到 青 藏 高 原 的 研究 中 来， 通 过 位 涡理 论 他 们 证明 ， 没有 青 藏 高 原表 面 的感 热 加 热 ， 高 原 上 空 的 抽吸 只 能影 响 到对 流 层中 上 层的 大 气环流 ， 不 能 影响 低 空大 气 环流 和 季 风 。 也 即 是说 ， 青 藏 高原 对 东亚 环 流的 影 响是 通 过高 原 地表 感 热驱 动 来实 现 的 ， 因 此 命名 为 感 热 驱动 气 泵 (Sensible Heat driven Air Pump， 简 写 为 SHAP) 1Q8。 大气科学和地球流体力 学 数 值 模拟 国 家重点 实 验室 (LASG)用 其 自己 发 展的全 球 海 洋 大 气 陆 面 系统 气 候 模 式 (GOALS)对 青 藏高原 气 候动 力 学进 行 了 数 值 模 拟 分 析 ， 通 过 去 除 青 藏 高 原 高 于 海 拔 3 km 处表面 感