冬季全國性持續低溫事件過程中的平流層—對流層相互作用

吳嘉蕙 任榮彩

1 中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室，北京 100029

2 南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心，南京 210044

3 中國科學院大學，北京 100049

1 引言

寒潮是中國冬半年主要的天氣過程之一，可造成霜凍、急劇降溫、暴雪、凍雨和大風等災害性天氣，給農牧業生產、交通運輸、國民經濟和人民生命財產等造成嚴重的損失（康志明等, 2010; Gao et al., 2019; 閻琦等, 2019）。中央氣象臺將單站降溫（即冷空氣影響過程中日平均氣溫的最高值與最低值之差）達10℃及以上，且溫度距平（即冷空氣影響過程中最低日平均氣溫與該日所在旬的多年旬平均氣溫之差）超過-5℃的過程定義為寒潮（朱乾根等, 2007）。研究指出，影響中國大陸的寒潮冷空氣主要源于新地島以西和以東的北冰洋洋面，以及冰島以南的大西洋洋面，冷空氣一般經西伯利亞寒潮關鍵區（45°～65°N，70°～90°E），可從西路、中路和東路三條路徑爆發南下（陶詩言, 1957;丁一匯, 1990; 張培忠和陳光明, 1999）。烏拉爾山阻塞高壓被認為是歐亞大陸及我國寒潮爆發的關鍵系統，其發展北伸可引起大氣經向輸送增強，使極區冷空氣持續在脊前堆積，而其崩潰則伴隨大規模寒流南下和寒潮事件發生（葉篤正等, 1962; Ding,1990; 李艷等, 2012）。除了烏拉爾山阻塞高壓外，位于北大西洋和北太平洋上空的大洋高壓脊也與我國寒潮爆發有關聯，大洋脊向極區的延伸可導致極渦分裂，分裂的極渦中心向東亞地區的偏移可導致寒潮爆發（仇永炎, 1985）。

與普通寒潮事件相比，有一類寒潮事件的冷空氣強度更強且持續時間更長，影響范圍更廣，這類寒潮事件一般稱為大范圍持續性低溫事件（extensive and persistent extreme cold events，簡稱EPECEs）。例如，普通寒潮事件的持續時間一般在5天左右，而EPECEs的持續時間通?？蛇_15天左右；在冷空氣發展階段，普通寒潮冷空氣一般只影響葉尼塞河至貝加爾湖之間的小范圍區域，而EPECEs的冷空氣可覆蓋從歐洲東部至貝加爾湖的廣闊區域（Peng and Cholaw, 2012）。普通寒潮事件一般以烏拉爾山地區的區域性高壓脊（總體范圍不超過30經距）為主要關鍵系統，而EPECEs的發生多伴隨一個橫跨歐亞大陸的大型斜脊，該斜脊可從烏拉爾山一直向東延伸至貝加爾湖地區，呈現西南—東北向傾斜，緯向跨度可達60個經距左右，在其維持階段，前部經常有一個東西向“橫脊”存在；該大型斜脊多由兩大洋高壓脊和烏拉爾山弱脊的合并而形成（符仙月, 2011; Cholaw et al.,2011; Xie and Bueh, 2017; 布和朝魯等, 2018）。

北半球冬季的中高緯地區是平流層—對流層耦合的關鍵區域，也是平流層向下影響的關鍵區域。平流層環流變化緩慢，異常信號通過向下傳播及動力耦合過程與對流層的北極濤動（Arctic Oscillation，簡稱AO）及北大西洋濤動（North Atlantic Oscillation，簡稱NAO）密切相關（Baldwin and Dunkerton, 1999; Ren and Cai, 2007; Cai and Ren, 2007），對中緯度的寒潮事件發生有一定的指示作用（Plumb and Semeniuk, 2003; Perlwitz and Harnik, 2003; Kolstad et al., 2010; Wang and Chen,2010; Yu et al., 2018）。統計結果表明，在平流層爆發性增溫事件（sudden stratospheric warming，簡稱SSW）發生前后，北半球寒潮冷空氣的爆發更為頻繁（Thompson and Wallace, 2001; Thompson et al., 2002; Cai, 2003; Woo et al., 2015）。我國學者在研究中國寒潮時發現，平流層強SSW所激發的中高緯溫度及位勢高度異常場，可形成AO型振蕩并向下傳播，與地面西伯利亞高壓增強、阿留申低壓加深以及東亞大槽位置偏西和加深有關，可對寒潮在我國北部地區爆發產生影響（李琳等, 2010; 孔文文和胡永云, 2014）。

2008年初我國南方的極端冷事件即是一次典型的EPECEs過程，僅僅根據對流層環流的異常，難以解釋長江中下游地區持續1個月的暴雪天氣過程，而考慮平流層環流異常信號對對流層環流系統變化的影響則可以更加清楚地闡述這次典型EPECE的冷空氣爆發過程。例如，劉毅等（2008）的研究指出，平流層極渦從2007年12月上旬即開始出現變形且強度增強，并向歐亞大陸伸出槽線，這一高度負異常隨高度自上而下、自西向東影響對流層環境且一直持續到次年的1月份，造成了東亞大槽主體北部偏強、位置偏東，為2008年1月中旬南方地區的極寒雪災天氣提供了有利的環流背景。向純怡等（2009）進一步發現，從2007年10月份開始，來自熱帶平流層太平洋地區的位勢高度負異常信號，即開始逐步向極傳播，使冬季12月份開始平流層極渦異常偏強并向東亞地區偏心。上述平流層異常信號的向下傳播，有利于對流層烏拉爾山阻塞高壓和鄂霍次克海低槽的發展，并有利于在東亞副熱帶地區形成并維持西高—東低的環流形勢，從而有利于在亞洲大陸中高緯地區形成北風異常，使得強冷空氣不斷沿蒙古高原東側南下入侵我國華中、華東和華南地區。Nath et al.（2014）以及Nath and Chen（2016）在研究中還發現，冷事件前期巴芬島以及拉布拉多海岸附近行星波1波的上傳和東移，通過平流層波動反射作用，在歐亞大陸西部以及俄羅斯和中國的中南部地區出現1波下傳，引起近地面熱對流發展，使得烏拉爾山—西伯利亞地區的阻塞高壓迅速增強，從而有利于2008年1月我國南部地區持續性冷空氣的大面積爆發。上述證據表明，發生在我國的EPECEs過程，可能與平流層環流的調整和變化有重要聯系。施寧和布和朝魯（2015）通過位勢渦度（potential vorticity，簡稱PV）反演和分析即發現，巴倫支海附近平流層中低層的正PV異常的向下發展，有助于對流層中上層烏拉爾山高度脊及貝加爾湖以東低壓槽的發展和維持，從而可對全國性EPECEs的爆發起促進作用。

因此，要理解EPECEs這類持續冷事件的發生機理和過程，不能忽視平流層環流異常及平流層—對流層相互作用過程。前人關于EPECEs的研究多針對個例過程，對其中平流層過程的分析也僅局限于平流層環流異常的向下影響，而對平流層環流的異常變化，特別是EPECEs發生發展過程中平流層—對流層的相互作用關注較少。本文擬通過客觀定義EPECEs過程，系統分析EPECEs前后平流層—對流層相互作用的總體特征，為進一步把握EPECEs發生提供具有普遍意義的證據。分析結果不僅將有助于我們把握EPECEs發生的過程和機理以及提高對此類事件的預警預測水平，而且也將有利于提升我們對平流層向下影響以及平流層—對流層相互作用過程在區域性極端氣候事件發生過程中的作用等的認識水平。

2 資料和方法

2.1 資料

本文采用的日平均氣溫數據來自國家氣候中心整編的1959～2017共59年的當年11月份到次年3月份（NDJFM）全國824個站點資料；逐日再分析資料來自歐洲中長期天氣預報中心提供的ERA40（1959～1978年）疊加ERA-Interim（1979～2017年）等壓面數據集，包括位勢高度場、溫度場和風場等，垂直方向從 1000 hPa到 1 hPa共 23層, 水平分辨率為1.5°×1.5°，還包括這兩套再分析資料的2 m溫度場、海平面氣壓場以及10 m風場等地表資料。下文中所用到的氣候平均態即是基于該資料1959～2017年的氣候平均場所得到的。

2.2 EPECEs的界定及分類

2.2.1 界定

參考陳峪等（2009）和Peng and Cholaw（2011）對極端事件的定義方法，我們對EPECEs的界定分為三個步驟：

（1）測站極端低溫閾值：對于每一個測站，以某日及其前后各2天，取每年這5天的氣溫資料，得到一個樣本數為5天×59年=295的時間序列。將該序列以升序排列，取第10個百分位值作為該站在這一天達到極端低溫的閾值。

（2）極端低溫面積：鑒于站點資料空間分布的不均勻性，我們以1°×1°經緯網格覆蓋全國，將每天全國極端低溫臺站所覆蓋的網格數，定義為該日的極端低溫面積指數（定義為S）。當單日S超過全國總網格數（1012個）的10%時，即認為這一天我國境內發生了大范圍極端低溫事件。

（3）持續性：當S維持10%以上網格數達到8天以上（中間允許有連續不超過2天少于10%）且S峰值超過20%全國總網格數，則確定為一次大范圍極端低溫事件。S超過（少于）10%全國總網格日即定為事件的開始日（結束日）。

根據上述界定標準，在1959～2017年的59個冬季中，共有40次EPECEs發生（表1）。

2.2.2 分類

盡管每次EPECEs的影響范圍都比較大，但各個事件的影響范圍和區域仍有明顯差異。我們參照Peng and Cholaw（2011）的做法，將40次EPECEs峰值日當作一個序列，對40次峰值日的標準化日平均氣溫距平做EOF分析，所得到的第一主導模態（可解釋方差達42.1%）表現為全國一致型（本文統一稱該類EPECEs為全國性EPECEs，見圖1）。由圖1可見，在全國性EPECEs峰值日，相對于40次EPECEs峰值日的站點標準化日平均氣溫來說，極端低溫區集中在除青藏高原、東北北部之外的中國絕大多數地區。上述EOF分析的第二和第三模態則分別表現為西北—江南分布型和中國東部分布型，西北—江南型的極端低溫區分為長江以南以及河套以西的南北兩支，而東部型的極端低溫區包括東北、華北、華南以及西南地區東部呈經向帶狀分布（圖略，發生情況見表1）。由表1可知，全國性EPECEs的發生次數相對最多（17/40），占總事件數的42.5%，冷空氣影響范圍相對最大（平均影響我國617個站點/次），持續天數也最多（平均持續19天）。另外兩類EPECEs發生的頻數僅為9/40和8/40，冷空氣影響范圍也小得多（分別平均影響我國502和534個站點/次），持續時間也相對短得多（分別平均持續15天和13天）。由于不同類型EPECEs發生的環流過程差異較大，本文將主要針對全國性EPECEs進行分析，而對于另外兩種次主導型EPECEs，將在后續研究中另文闡述。

圖1 40個大范圍持續性低溫事件（EPECEs）峰值日我國824站標準化日均氣溫異常EOF（Empirical Orthogonal Function）第一特征向量分布。其中空心圓表示冷異常站點，從紅色到藍色表示異常的絕對值越大Fig. 1 The spatial pattern of the first leading EOF (Empirical Orthogonal Function) eigenvector of the normalized daily mean temperature anomalies at 824 weather stations in China on the 40 EPECEs (Extensive and Persistent Extreme Cold Events) peak days. The open circles represent the extremely cold stations. From red color to blue color, the colder the event

表1 40次冬季EPECEs的起訖時間、峰值時間、峰值站點數、持續天數和類型。Table 1 History data for the 40 EPECEs: Case Number, Beginning and Ending Dates, Peak Date, Number of Stations at Peak, Duration (in days), and EPECE Type

2.3 診斷方法

為了研究EPECEs過程中平流層—對流層環流的變化特征，本文以17個全國性事件峰值日為參考日，進行前后30 d的超前（滯后）合成分析，本文所有圖中標示的0 d表示峰值日，-nd（nd）表示峰值前（后）第n天，并利用t檢驗方法對合成結果進行了統計顯著性檢驗。為了描述EPECEs發生、發展過程中平流層—對流層相互作用發生的區域分布特征，我們采用三維的波通量（Plumb,1985）診斷歐亞大陸各個地區的波動能量傳播情況，公式如下：

其中，Fx、Fy和Fz分別表示緯向、經向和垂直方向的波活動通量分量（單位：m2s-2），p、ψ'分別為氣壓和準地轉流函數的緯向偏差，Ω為地球自轉角速度，λ為經度。

為了說明全國性EPECEs發生發展過程中行星波的活動情況，我們還利用二維E-P通量（Andrews and Mcintyre, 1976），診斷了緯向平均波活動通量的分布和演變，其表達式如下：

文中合成的波通量異常場均為59年中每天波活動通量場減去冬季（NDJFM）相應每天這59年平均的氣候態場得到的59年每天的波活動通量異常場，再根據17個全國性EPECE峰值日時間對這些異常場進行合成。

3 全國性EPECEs基本特征

圖2給出了全國性EPECEs峰值前后地面溫度異常場及海平面氣壓場分布。由圖2可見，EPECEs冷空氣峰值前15日，烏拉爾山附近開始出現低溫異常并迅速增強，在峰值前12日，與峰值前21日即在中西伯利亞地區存在的溫度負異常區合并形成寬廣的冷空氣堆，西伯利亞地面高壓在該時間段內沒有明顯增強，但其覆蓋范圍明顯向東擴展（圖2a-c）；隨后峰值前12日到6日，地面溫度異常中心向東移動到中西伯利亞地區且隨之強度迅速增強，同時地面高壓中心強度也相應地在貝加爾湖西側發展增強（圖2c-d）；從EPECEs峰值前6日開始，冷異常中心與地面高壓中心一致向南壓，首先影響到我國新疆及內蒙古北部地區（圖2d），隨后逐步在我國絕大多數地區形成EPECEs（圖2f）。在峰值日后，冷異常中心強度和西伯利亞地面高壓中心強度均明顯減弱，峰值后6日時我國地面氣溫逐步接近氣候平均值，地面高壓中心的強度也接近氣候平均值（圖2f-h）。

圖2 17個全國性EPECEs（f）峰值（0 d）前后各天數海平面氣壓（等值線，間隔5 hPa）及地表溫度異常（陰影，單位：K）的合成分布。粗實線為1030 hPa等值線，打點區表示地表溫度異常合成分析通過95%信度檢驗。-n d（n d）表示峰值前（后）第n天，下同Fig. 2 Composite plot of the distributions of sea level pressure (contours, interval: 5 hPa) and surface air temperature anomalies (shadings, units: K)for the 17 nationwide EPECEs before and after their peak days. The bold solid line is the 1030 hPa isoline. The dotted area indicates where the composite surface air temperature anomalies are above 95% confidence level. -n d (n d) represents n d before (after) peak day, the same below

從造成全國性EPECEs的冷異常中心的逐日移動路徑圖（圖3a）可以看出，該冷空氣主要源于新地島以東的北冰洋洋面，起初沿超極地路徑，在貝加爾湖西側的中西伯利亞地區有一個堆積增強的階段（峰值前12日到峰值前6日），而后于峰值前5日到2日在新疆以北地區短暫停留后，沿西北路徑，經內蒙古地區影響全國大部分地區。為了清楚地表征冷空氣的堆積和爆發，我們將中西伯利亞地區（45°～70°N，60°～120°E）冷空氣堆積關鍵區（圖3b）和我國地面溫度異常的時間變化進行對比，可更加清楚地表示，在EPECEs峰值前7日以前，中西伯利亞關鍵區平均地面溫度異常持續增強，而此時我國國內地面溫度沒有明顯的異常變化，說明中西伯利亞地區的冷氣團堆積在峰值前7日達到了極大值，至此完成了冷空氣在關鍵區的堆積階段。而從EPECEs峰值日前6日開始，我國地面溫度負異常開始明顯增強，同時對應著西伯利亞關鍵區溫度負異常的顯著減弱，表明平均而言，在EPECEs峰值前一周左右，冷空氣已離開關鍵區南下侵入我國，而峰值前6日至峰值日正好對應冷空氣在我國的爆發階段。EPECEs峰值日后，關鍵區及我國境內地面溫度負異常同時減弱，表明冷空氣的爆發階段已經結束，進入衰減階段。總之，全國性EPECEs的發生包括冷空氣在關鍵區的堆積階段（即峰值前6日以前）、冷空氣爆發階段（即峰值前6日至峰值日）以及爆發后的衰減階段（即峰值日后）。下面，我們將圍繞這三個階段，診斷分析其中的平流層—對流層相互作用過程。

圖3 （a）全國性EPECEs峰值前地面溫度冷異常中心逐日移動路徑，（b）EPECEs峰值前后我國范圍（實線）及西伯利亞冷空氣堆積關鍵區（45°～70°N，60°～120°E；點劃線）地面平均溫度異常的時間演變。（a）中藍色點顏色越深表示冷異常強度越強，紅框表示西伯利亞冷空氣堆積關鍵區Fig. 3 (a) Daily routes of cold anomaly centers for the 17 nationwide EPECEs before their peak days, and (b) the temporal evolution of the mean surface air temperature anomalies over China (solid line) and Siberia key cold-air region (45°-70°N, 60-120°E; dot-dash line) from day -20 to day 10 around EPECE peak days. In (a), the deeper the color, the colder the temperature, with the red box denoting the Siberia key cold-air region

4 全國性EPECEs過程中平流層—對流層環流異常及相互作用

4.1 東亞地區對流層中層大型斜脊的建立、發展和崩潰

圖4給出了EPECEs峰值前后對流層中層（500 hPa）位勢高度及其異常場的合成分布。由圖可見，自EPECEs峰值前18日到峰值前12日，歐亞大陸北部為位勢高度正異常所主導，中心位于新地島附近，此時有一位勢高度脊開始在烏拉爾山附近（60°～90°E）建立（圖4a-b）。從EPECEs峰值前12日到峰值前6日，位勢高度正異常北緣向東伸展，之前沿烏拉爾山南北伸展的天氣尺度高壓脊逐漸演變成一條從烏拉爾山向東北方向延伸至中西伯利亞高原北側的西南—東北向大型斜脊，且中心強度在此期間也持續增強，并在貝加爾湖附近形成一條東西向伸展的橫槽（圖4c），對應著來自極區的大量冷空氣在斜脊前的中西伯利亞地區積聚（如前面圖2d所示）。EPECEs峰值前6日，有一條中低緯短波槽在伊朗附近生成，峰值前3日時與南壓到我國新疆北部至貝加爾湖一帶的大型橫槽形成階梯槽形勢（圖4d）。隨著橫槽槽后北風轉為西北風，橫槽在峰值日轉豎（圖4e），結束冷空氣的堆積，對應低層冷空氣在全國范圍內爆發。峰值日后，大型斜脊及轉豎低槽的強度均開始明顯減弱（圖4f），對應影響我國冷空氣的強度也相應減弱。由此我們發現，EPECEs地面冷空氣的堆積、爆發和衰亡三個階段，分別與對流層中層烏拉爾山至西伯利亞一帶大型斜脊的建立、發展和崩潰相對應。

圖4 全國性EPECEs峰值前后500 hPa位勢高度（等值線，間隔：100 gpm）及位勢高度異常（陰影，單位：gpm）的合成分布。黃色虛線表示脊線，棕色實線表示槽線，（b）中紫框表示斜脊形成區（60°～75°N，60°～90°E）。打點區表示合成分析通過95%信度檢驗Fig. 4 Composite plot of the distributions of 500-hPa geopotential height (contours, interval: 100 gpm) and its anomalies (shadings, units: gpm)during the 17 nationwide EPECEs. The yellow dash lines denote the ridge lines and the brown solid lines denote the ridge lines. The purple box in (b)denotes the broad tilted height ridge (60°-75°N, 60°-90°E). The dotted area indicates where the composite geopotential height anomalies are above 95% confidence level

4.2 平流層環流的階段性調整

為了考察在EPECEs中平流層環流的變化特征，我們在圖5中給出了對流層500 hPa大型斜脊形成區（60°～75°N，60°～90°E）和平流層10 hPa極區（60°～90°N，0°～360°）平均位勢高度異常的時間演變。由圖可見，大型斜脊形成建立—增強發展—減弱崩潰的演變過程，恰好對應了平流層緯向平均的極渦總體強度異常偏弱—逐漸恢復—再次減弱的變化過程，且后期弱極渦事件強度要明顯強于前期的事件。亦即，EPECEs冷空氣的堆積、爆發和衰亡以及對流層大型斜脊的建立、維持和崩潰過程中，對應著平流層緯向平均的極渦總體強度恢復、維持和再次減弱，說明此期間平流層環流也發生了階段性的調整。

上述熱帶外平流層環流型的階段性調整，由EPECEs各階段的平流層 10 hPa位勢高度及其異常分布（圖6）也可以更加清楚地看到。具體地，峰值前27日，中高緯地區的位勢高度異常場為一致的正異常，表明平流層極渦異常偏弱（圖6a）。隨后從峰值前21日開始，太平洋中低緯地區高度負異常中心向高緯地區伸展并增強，大西洋地區的位勢高度負異常也有一定程度的增強，位勢高度異常場由極區一致型正異常轉變為了2波型異常（圖6b）。隨后，位于歐亞大陸上的位勢高度正異常中心開始出現緩慢西退，到峰值前15日時西退到新地島附近；同時，太平洋上空的位勢高度負異常中心向北美大陸擴張，位勢高度異常場又逐步轉變為了1波型，新的正負異常中心分別位于歐亞大陸和北美大陸北部上空（圖6c）。峰值前9日，1波型位勢高度異常場維持，但伴隨正負異常中心的緩慢向東移動，其中的正異常中心逐步移動到西伯利亞地區上空，負異常中心則逐步移動到大西洋地區上空（圖6d）。在峰值前3日至峰值日，平流層正、負高度異常中心均迅速減弱，整個中高緯地區不再表現出明顯的波動型異常（圖6e-f）。直到峰值日后，大西洋中高緯地區出現的位勢高度正異常向極伸展并逐漸影響整個極區，對應極渦再次呈現極區一致減弱型（圖6g-h）。

圖6 全國性EPECEs峰值前后10 hPa位勢高度（等值線，間隔：200 gpm）及位勢高度異常（陰影，單位：gpm）的合成分布。打點區表示合成分析通過90%信度檢驗Fig. 6 Composite plot of the distributions of the 10-hPa geopotential height (contours, interval: 200 gpm) and its anomalies (shadings, units: gpm)during the 17 nationwide EPECEs. The dotted area indicates where the composite geopotential height anomalies are above 90% confidence level

為了進一步闡釋EPECEs峰值前后平流層中高緯地區環流異常型的調整情況，圖7給出了60°～75°N緯度帶平均的平流層10 hPa位勢高度及其異常場的Hovm?ller圖。由圖可見，在地面冷空氣堆積階段前期，平流層中高緯地區位勢高度異常場經歷了由一致正異常型向2波型，再向1波型變化的兩次環流調整，對應平流層緯向平均的弱極渦逐漸進入總體強度恢復階段的過程（圖5中EPECEs峰值前12日以前）。在冷空氣堆積階段后期，位勢高度1波異常型維持并東移，對應極渦的強度變化不顯著，始終處于極渦總體強度的恢復階段（圖5中EPECEs峰值前12～6日）。在冷空氣爆發階段，位勢高度1波異常型轉變為緯向一致的位勢高度正異常，對應極渦由再次逐漸向弱極渦型轉變（圖5中EPECEs峰值前6日后）。

圖5 500 hPa斜脊形成區（60°～75°N，60°～90°E）位勢高度異常（實線）和極區（60°～90°N，0°～360°）10 hPa位勢高度異常（點劃線）的時間演變Fig. 5 The temporal evolution of the 500-hPa geopotential height anomalies averaged over the broad tilted height ridge (60°-75°N, 60°-90°E; solid line) and the 10-hPa geopotential height anomalies averaged over the polar region (60°-90°N, 0°-360°; dot-dash line) around the peak day of EPECEs

圖7 17個全國性EPECEs峰值前后60°～75°N緯度帶平均10 hPa位勢高度（等值線，間隔：200 gpm）及位勢高度異常（陰影，單位：gpm）的合成Hovm?ller圖。打點區表示合成分析通過90%信度檢驗Fig. 7 Composite Hovm?ller diagram of the 10-hPa zonal mean geopotential height (contours, intervals: 200 gpm) and its anomalies(shadings, units: gpm) over 60°-75°N during the 17 nationwide EPECEs. The dotted area indicates where the composite geopotential height anomalies are above 90% confidence level

4.3 平流層—對流層相互作用

4.3.1 波活動異常垂直傳播

為了說明上述平流層環流調整與對流層環流變化的聯系，我們在圖8中給出了全國性EPECEs峰值前后北半球60°～75°N緯度帶平均的當年11月至次年3月（NDJFM）氣候態位勢高度緯向偏差、高度異常以及波活動通量異常的高度—經度合成分布。由圖可見，在冷空氣堆積階段前期，大約EPECEs峰值前三周以前，在對流層大西洋地區出現顯著的位勢高度負異常，在其下游的西歐至烏拉爾山地區有位勢高度正異常，這有利于大西洋地區的高壓脊位置略向東偏移；同時，在歐亞大陸東岸的位勢高度負異常則有利于東亞大槽的加深（圖8a-b）。對流層波動在歐亞地區異常增強，此時平流層極渦及繞極西風處于較弱的狀態（如圖5所示），有利于對流層擾動能量向平流層上傳，尤其是大西洋高壓脊前部異常向上的波活動通量清楚展示了波動能量的上傳。隨后，平流層形成了2波型位勢高度異常形勢（圖8c-d）。EPECEs峰值前18日至12日，隨著北太平洋東岸至北美大陸西岸的平流層位勢高度負異常的增強，以及東亞地區的位勢高度正異常中心西退到東歐地區，平流層異常2波型開始向1波型調整。但我們注意到，異常行星波與氣候態的行星波動基本呈反位相疊加，在中西太平洋地區，行星波表現出明顯的異常下傳信號，表明了平流層行星波活動異常偏弱，極渦強度開始恢復（圖5中EPECEs峰值前18～12日）。與平流層行星波分布相聯系，對流層太平洋西岸的位勢高度正異常中心開始逐步向烏拉爾山附近西退并有增強，使得對流層環流異常也逐步從2波型向1波型演變，這有利于大西洋高壓脊加強（圖8e-g）。

圖8 17個全國性EPECEs峰值前后60°～75°N緯度帶平均的當年11月至次年3月氣候態位勢高度緯向偏差（等值線，間隔：100 gpm）、異常（陰影，單位：gpm）及波活動通量異常（箭頭，單位：105 m2 s-2，垂直分量已被放大100倍，且150 hPa以上的通量異常已被放大3倍）的高度—經度合成剖面。打點區表示合成分析通過90%信度檢驗Fig. 8 Composites of height-longitude cross sections of mean zonal deviation of geopotential height in climatology (contours, intervals: 100 gpm),mean geopotential height anomalies (shadings, units: gpm) and mean 3-D wave flux anomalies (vectors, units: 105 m2 s-2, the vertical component is enlarged 100 times and the flux anomalies over 150 hPa are enlarged 3 times) over 65°-75°N from November to March of the next year during the 17 nationwide EPECEs. The dotted area indicates where the composite geopotential height anomalies are above 90% confidence level

在冷空氣堆積階段后期（即EPECEs峰值前12～6日），平流層異常1波緩慢東移；對流層位勢高度正異常中心也東移至中西伯利亞地區，有利于該區域高度脊的增強。同時，波動能量異常上傳區也隨該高壓脊而相應地東移。但此時平流層極渦維持在總體強度恢復階段（圖5中EPECEs峰值前12～6日），上傳背景的不同，使得波動能量上傳在大西洋至西歐一帶出現向下反射，對應著西伯利亞地區的平流層位勢高度正異常信號的向下傳播，有利于烏拉爾山至西伯利亞地區大型斜脊的進一步發展（圖8g-i）。關于平流層通過反射上傳波動的方式，向下影響對流層的機制在Nath and Chen（2016）中有詳細討論。在冷空氣爆發前后（即峰值前3日后），發展強盛的對流層大型槽脊的存在，代表對流層波動最強，波動能量在大型斜脊上下游地區均表現為一致的異常上傳，隨后平流層波動增強，極夜急流區東風異常發展，對應極渦的再次且更顯著地減弱（圖5中峰值日后）。而在對流層，烏拉爾山至西伯利亞一帶發展強盛的大型斜脊則開始逐漸減弱（圖8j-l），預示著低層冷空氣即將爆發。為了進一步證實各階段中行星波活動的變化，下面我們給出北半球60°～75°N緯度帶平均的E-P通量垂直分量異常以及其中1波和2波分量異常的演變情況。

4.3.2 行星波1波/2波貢獻

圖9中給出了北半球60°～75°N平均的100 hPa的E-P通量垂直分量總異常以及1波和2波分量異常的時間演變。由圖可見，在冷空氣堆積階段前期，中高緯地區向上的E-P通量異常增強，其中2波分量上傳異常增強而1波分量上傳異常減弱，但前者的增強幅度超過后者的減弱幅度，因此的確是2波分量決定了該階段E-P通量整體異常上傳的特征（與圖8a-d所示一致）。在冷空氣堆積階段后期，E-P通量表現為異常下傳，雖然在峰值前15天前后，1波、2波分量下傳異常均較弱，對流層表現出的1波型的高度正異常中心出現在東歐地區，有利于烏拉爾山位勢高度脊的形成（與圖8f所示一致），但由于前期對流層上傳波動以2波異常為主，平流層向下反射的波動在峰值前9日前后轉變為以2波異常為主導，此時對應對流層中西伯利亞大型斜脊的維持（與圖8h所示一致）。從冷空氣爆發階段開始，E-P通量再次表現出顯著的上傳異常，1波和2波分量均對此上傳異常有貢獻，但此時以1波的貢獻為主（與圖8j-l所示一致）。

圖9 17個全國性EPECEs峰值前后60°～75°N緯度帶平均100 hPa的E-P通量垂直異常分量以及1波和2波E-P通量垂直異常分量（單位：105 m3 s-2）的時間演變。正值為上傳異常分量Fig. 9 The temporal evolution of the vertical component of E-P (Eliassen-Palm) flux anomalies (VCEPFA) together with wavenumber-1 and wavenumber-2 components (units: 105 m3 s-2) at 100 hPa and averaged in 65°-75°N during the 17 nationwide EPECEs. The positive value denotes upward wave propagation and vice versa

總之，對應冷空氣開始堆積前，對流層首先出現第一次環流調整，即隨著對流層2波主導的行星波異常上傳，平流層從2波型環流異常向1波型轉變，主要體現對流層對平流層的向上影響；隨后平流層極渦強度恢復并維持，對流層行星波持續上傳受到抑制，在歐洲出現異常向下反射，對流層大型斜脊建立并維持，有利于冷空氣在中西伯利亞地區形成堆積，主要體現平流層的向下影響；冷空氣的爆發源于對流層大型橫槽轉豎，受對流層波動異常上傳影響，平流層極渦再次減弱，該階段主要是對流層的向上影響。

5 總結和討論

本文通過對EPECEs中發生頻率最高、持續時間最長、影響范圍最大的全國性EPECEs發生、發展過程中地面冷空氣、對流層槽脊系統以及平流層環流異常特征的分析，揭示了此過程中平流層和對流層之間的相互作用過程。結果表明，全國性EPECEs可劃分為冷空氣在中西伯利亞的堆積、冷空氣爆發以及衰亡三個階段。此期間平流層出現階段性環流調整，極渦強度經歷減弱、恢復并維持及再次減弱三階段，與對流層烏拉爾山向東一直延伸至勒拿河的大型斜脊的建立、維持和崩潰相關聯，伴隨各階段不同的平流層—對流層相互作用。

具體地，在冷空氣堆積階段前期，平流層極渦強度較弱，以大西洋地區異常擾動為主的熱帶外對流層形成2波型行星波異常，并上傳影響平流層也調整為2波型環流異常。隨后，平流層位于北美大陸的位勢高度負異常中心加強，極渦強度開始恢復，行星波出現以2波為主的異常下傳。東亞沿岸位勢高度正異常中心逐步西退至東歐地區，平流層2波型環流異常調整為1波型，行星波異常下傳減弱，對應對流層轉變為1波型環流異常，影響對流層在歐洲大陸東部形成位勢高度正異常中心，有利于烏拉爾山脊建立及來自北冰洋的冷空氣在脊前出現堆積。此后，由于平流層波活動減弱，極渦強度進一步恢復并繼續抑制對流層波動上傳，與波反射相聯系的異常向下影響主要出現在歐洲地區，對應對流層位勢高度正異常中心向西伯利亞地區東移，烏拉爾山脊向東北方向發展形成一條橫跨整個西伯利亞的大型橫槽，從而冷空氣堆積中心也相應東移至中西伯利亞地區。隨著冷空氣進入爆發階段，發展強盛的對流層大型槽脊再次引起1波型行星波異常上傳，平流層波動增強，極渦再次減弱，而此時大型斜脊東南方向的橫槽與上游短波槽形成階梯槽，隨后橫槽轉豎，槽后西北氣流引導脊前堆積的冷空氣在我國大范圍爆發。隨著冷空氣的爆發，大型槽脊開始明顯減弱崩潰，低層影響我國境內的冷空氣隨之逐步衰亡。為了更清楚說明上述三個階段中的平流層—對流層相互作用，表2列出了各階段對流層和平流層環流異常變化主要特征以及相互作用的特征。

表2 全國性EPECEs的階段劃分以及各階段中對流層、平流層環流異常特征和平流層—對流層相互作用Table 2 The stages of an EPECE and their associations with the characteristics of circulation anomalies in troposphere and stratosphere, and the stratosphere-troposphere interactions

總之，本文對歷年來全國性EPECEs的綜合分析結果，指出了發生EPECEs前后的平流層—對流層相互作用的基本特征，結果進一步說明了平流層—對流層相互作用過程對把握EPECEs的重要性，盡管對于不同的個例事件，上述特征可能略有差異，但本文結果依然為利用平流層向下影響過程，對全國性EPECEs做出可能的早期預判以及預測提供了有意義的科學依據。