劉娜，王彰貴，凌鐵軍，韓雪，蔡怡

（1.國(guó)家海洋環(huán)境預(yù)報(bào)中心，國(guó)家海洋局海洋災(zāi)害預(yù)報(bào)技術(shù)研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100081）

1 引言

中國(guó)夏季降水有明顯的年代際變化，在1976年前后發(fā)生了一次氣候突變，1977—2000年夏季江淮流域和長(zhǎng)江下游地區(qū)的降水明顯增加，而華北地區(qū)和黃河流域夏季降水明顯減少，出現(xiàn)了嚴(yán)重干旱；西北地區(qū)從20世紀(jì)70年代降水開(kāi)始增多[1-2]。在氣候變化過(guò)程中，海洋和大氣的相互作用通過(guò)海洋的潛熱、感熱、水汽和動(dòng)量等主要方式直接向大氣輸送熱量和水汽以調(diào)控大氣運(yùn)動(dòng)，并將導(dǎo)致海洋上空大氣熱源、水汽匯的異常，從而影響大氣環(huán)流和各種物理過(guò)程，造成天氣、氣候的異常。Bjerknes[3]發(fā)現(xiàn)熱帶太平洋海表溫度異常增暖使得海洋向大氣的感熱輸送大大增加，“降水-海表面溫度（SST）”正的相關(guān)關(guān)系是異常Walker環(huán)流和增強(qiáng)的西北太平洋季風(fēng)激發(fā)的跨赤道氣流共同作用的結(jié)果[4]。Walker環(huán)流導(dǎo)致西北太平洋負(fù)的降水異常，而跨赤道氣流則會(huì)通過(guò)增大向上的潛熱通量，令西北太平洋SST變冷?！敖邓?SST”負(fù)的相關(guān)關(guān)系，可歸因于西北太平洋異常反氣旋。其一方面抑制局地降水，另一方面通過(guò)增加達(dá)到海表的太陽(yáng)短波輻射、減少向上的潛熱通量，令局地SST增暖。

海洋上空的水汽含量在適當(dāng)環(huán)流下，水汽被輸送到陸地上空，成為陸地降水的重要來(lái)源[5]。水汽輸送的異常及其輻合/輻散與降水密切相關(guān)[6]，并且東亞季風(fēng)區(qū)的水汽輻合主要是由季風(fēng)氣流所引起的水汽平流造成[7]。Zhou和Yu[8]發(fā)現(xiàn)，與異常降水相對(duì)應(yīng)的水汽輸送，其源頭與氣候平均輸送不同。與長(zhǎng)江中下游多雨對(duì)應(yīng)的異常水汽輸送一支來(lái)自熱帶西南方向，其直接源地是孟加拉灣，但源頭可追溯至菲律賓海，另一支來(lái)自中緯度東北方向，二者在長(zhǎng)江中下游輻合；與淮河流域多雨降水型相對(duì)應(yīng)的異常水汽輸送，一支來(lái)自副熱帶?的西南方向，其直接源地是南海，源頭可追溯到東海以及臨近的20°—25°N的副熱帶太平洋。

熱帶太平洋尤其是熱帶西太平洋緯度較低，海表溫度較高，是夏季眾多影響東亞及中國(guó)天氣的大型系統(tǒng)的源頭或必經(jīng)之路，也是中國(guó)降水的主要水汽源地之一。位于熱帶太平洋上空的大氣熱源是全球最大的熱源之一，其變化可直接影響東亞大氣環(huán)流。關(guān)于中國(guó)夏季降水年代際變化的成因研究很多，但是熱帶太平洋潛熱通量異常與中國(guó)降水年代際變化關(guān)系如何目前暫不清楚。本文將通過(guò)分析熱帶太平洋潛熱通量年代際主要模態(tài)及其與大氣環(huán)流、水汽輸送及中國(guó)夏季降水年代際變化的相關(guān)關(guān)系，揭示其與東亞大氣環(huán)流及中國(guó)降水年代際變化的聯(lián)系。

2 資料與方法

本文所使用的資料包括：NCEP/NCAR（美國(guó)環(huán)境預(yù)測(cè)中心和大氣研究中心）提供的全球大氣再分析資料。NCEP/NCAR再分析資料（NCEP1）由固定的預(yù)報(bào)/分析平臺(tái)生成，由T62模式（相當(dāng)于水平分辨率大約210 km）組成，垂向分層28層，時(shí)間間隔6 h。NCEP1提供從1948年一直到現(xiàn)在的數(shù)據(jù)集。來(lái)自許多不同來(lái)源的觀測(cè)使數(shù)據(jù)庫(kù)得到加強(qiáng)，包括由不同國(guó)家和組織提供的陸地表面、船舶、無(wú)線電探空測(cè)風(fēng)儀、測(cè)風(fēng)氣球、飛機(jī)、衛(wèi)星和其他數(shù)據(jù)。該資料利用譜分析對(duì)所有能夠得到的實(shí)時(shí)觀測(cè)資料進(jìn)行插值，用三維數(shù)據(jù)分析方法進(jìn)行同化處理。再分析數(shù)據(jù)中數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)的質(zhì)??????????????量控制和同化方法保持不變[9]，一致應(yīng)用了目前發(fā)展水平最好的分析方法和預(yù)報(bào)系統(tǒng)，這是該資料最大的優(yōu)點(diǎn)。本文選用1948年1月—2010年12月全球2.5°×2.5°逐月潛熱通量，降水，水汽場(chǎng)，500 hPa高度場(chǎng)及200 hPa緯向風(fēng)場(chǎng)資料。

圖1 1948—2010年熱帶太平洋夏季潛熱通量EOF分析前3個(gè)模態(tài)空間分布

圖2 1948—2010年熱帶太平洋夏季潛熱通量EOF分析前3個(gè)模態(tài)三年滑動(dòng)平均后標(biāo)準(zhǔn)化的時(shí)間系數(shù)

為了分析熱帶太平洋潛熱通量異常與中國(guó)夏季降水年際和年代際變化的關(guān)系，文中利用經(jīng)驗(yàn)正交分解（EOF）方法對(duì)夏季熱帶潛熱通量標(biāo)準(zhǔn)化距平場(chǎng)進(jìn)行時(shí)空分析，并對(duì)大氣各物理量場(chǎng)與EOF時(shí)間系數(shù)進(jìn)行相關(guān)分析及回歸分析。

3 熱帶太平洋潛熱通量EOF分析

對(duì)1948年1月—2010年夏季（6月、7月、8月）熱帶太平洋潛熱通量異常進(jìn)行EOF分析，結(jié)果表明，前三個(gè)模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率分別為24.6%，8.5%，7.4%，前3個(gè)模態(tài)的總方差貢獻(xiàn)率達(dá)到40.5%。潛熱通量EOF分析前3模態(tài)的空間分布及其對(duì)應(yīng)的3年滑動(dòng)平均后標(biāo)準(zhǔn)化的時(shí)間系數(shù)（見(jiàn)圖1—2），反映了年際和年代際時(shí)間尺度夏季潛熱通量異常場(chǎng)分布及其變化的主要特征。

由圖1a可知，熱帶太平洋整體上大部分區(qū)域?yàn)樨?fù)異常值，負(fù)異常中心位于熱帶太平洋中部，在熱帶太平洋西部出現(xiàn)正異常分布。第一模態(tài)對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)（見(jiàn)圖2a）具有顯著增強(qiáng)的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)，可以明顯分成2個(gè)階段，20世紀(jì)70年代以前，第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)為負(fù)異常，對(duì)應(yīng)熱帶太平洋大部分地區(qū)特征向量為負(fù)異常。由于EOF分析中時(shí)間系數(shù)與空間特征向量的乘積為潛熱通量的大小，所以在70年代以前熱帶東太平洋對(duì)大氣潛熱加熱為正異常；20世紀(jì)70年代中期以后，對(duì)應(yīng)的時(shí)間系數(shù)轉(zhuǎn)為正值，熱帶中東太平洋對(duì)大氣的潛熱加熱為負(fù)異常。由此可見(jiàn)，熱帶東太平洋呈現(xiàn)線性減小的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)，而熱帶西太平洋與之相反，為長(zhǎng)期增加的趨勢(shì)。這樣的空間分布特征與長(zhǎng)期變化趨勢(shì)與赤道太平洋SST的變化特征一致[10]，反映了20世紀(jì)以來(lái)全球變暖的氣候變化背景。熱帶東太平洋潛熱通量減少，使得熱帶東太平洋SST變暖，而熱帶西太平洋潛熱通量增加的空間分布，使西太平洋暖池SST變冷[11-12]將導(dǎo)致熱帶太平洋對(duì)流活動(dòng)減弱。

從圖1b上看，負(fù)異常在中東太平洋呈條帶狀分布，其他區(qū)域均為正異常。潛熱通量第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)（見(jiàn)圖2b）的變化在1977—78年前后由減少的趨勢(shì)轉(zhuǎn)變?yōu)橐粋€(gè)增加的趨勢(shì)。這個(gè)轉(zhuǎn)變發(fā)生的時(shí)間與許多研究中所發(fā)現(xiàn)的1976/1977年前后發(fā)生的氣候突變的時(shí)間一致[13-14]。Cayan[15]也注意到潛熱通量和感熱通量的這種變化。向上增加的趨勢(shì)在1990年代最為明顯；在那之后增加的趨勢(shì)有所減弱，并在2002年變?yōu)槊黠@的減少。圖1c所示，熱帶太平洋中、東部大部分海域?yàn)樨?fù)異常，西南部和東北部正異常。第三模態(tài)的時(shí)間系數(shù)（見(jiàn)圖2c）同樣代表了潛熱通量的年代際變化特征。

圖3 1948—2010年熱帶太平洋夏季潛熱通量EOF分析前3個(gè)模態(tài)時(shí)間系數(shù)與夏季降水的相關(guān)場(chǎng)，陰影部分為通過(guò)95%顯著性水平t檢驗(yàn)的區(qū)域

圖4 垂向積分的水汽輸送異常（單位：kg×m-1）在潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸場(chǎng)（單位：kg×m-1）

4 潛熱通量與我國(guó)夏季降水的相關(guān)分析

為了分析夏季熱帶太平洋潛熱通量時(shí)空變化與中國(guó)夏季降水量異常的聯(lián)系，圖3給出了夏季熱帶太平洋潛熱通量異常EOF分析前3個(gè)模態(tài)時(shí)間系數(shù)與中國(guó)夏季降水的相關(guān)系數(shù)。

由圖3a可知，中國(guó)夏季降水與熱帶太平洋潛熱EOF分析第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)相關(guān)關(guān)系分布出現(xiàn)“南正北負(fù)”型分布。在中國(guó)華北及東北地區(qū)為負(fù)相關(guān)區(qū)，在中國(guó)長(zhǎng)江中下游地區(qū)為明顯的正相關(guān)區(qū)，表明在20世紀(jì)70年代之前，熱帶東太平洋潛熱通量第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)為負(fù)值時(shí)，即東太平洋潛熱通量為正異常時(shí)，中國(guó)東北、華北地區(qū)夏季降水明顯偏多，而長(zhǎng)江中下游及華南地區(qū)夏季降水明顯偏少；反之，當(dāng)20世紀(jì)70年代以后，熱帶東太平洋潛熱通量時(shí)間系數(shù)為正值時(shí)，中國(guó)華北地區(qū)夏季降水較少，而長(zhǎng)江中下游夏季降水偏多。與以往研究一致，孫淑清[16]，楊修群等[17]研究表明20世紀(jì)70年代中期以后華北地區(qū)降水偏少，甚至出現(xiàn)干旱化趨勢(shì)，而西北地區(qū)大部分降水增多，長(zhǎng)江中下游地區(qū)降水偏多，易出現(xiàn)洪澇。熱帶中東太平洋在20世紀(jì)70年代以后潛熱通量減少，海表面溫度增暖，會(huì)使得東亞季風(fēng)在20世紀(jì)70年代以后顯著減弱[18]，導(dǎo)致中國(guó)東部降水出現(xiàn)“南澇北旱”的降水異常分布。同時(shí)，熱帶太平洋異常減弱的Walker環(huán)流，導(dǎo)致的熱帶中東太平洋的對(duì)流活動(dòng)減弱，有助于副高西伸，影響雨帶的位置和強(qiáng)度。

由圖3b可知，我國(guó)夏季降水與潛熱通量第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)的相關(guān)系數(shù)整體上為顯著的正值區(qū)，在西南地區(qū)為負(fù)相關(guān)系數(shù)。由圖3c可知，潛熱通量EOF分析第三模態(tài)時(shí)間系數(shù)與中國(guó)大部分地區(qū)夏季降水相關(guān)系數(shù)為負(fù)值分布。當(dāng)熱帶太平洋中東部海域的潛熱通量時(shí)間系數(shù)為正值時(shí)，我國(guó)華北南部，黃淮流域等區(qū)域的夏季降水將明顯偏少。

5 中國(guó)夏季水汽輸送異常

夏季水汽輸送的結(jié)構(gòu)、路徑及水汽流的強(qiáng)弱會(huì)影響中國(guó)夏季雨帶的位置及降水強(qiáng)度的變化。我們將探討我國(guó)夏季水汽輸送的分布特征，為此，將夏季垂向積分的水汽輸送場(chǎng)對(duì)潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時(shí)間系數(shù)進(jìn)行回歸分析。垂向積分的水汽輸送通量為?

式中，q是比濕，V→是水平風(fēng)矢量， p是氣壓， ps是表面氣壓，g是重力加速度。由于NCEP/NCAR再分析資料將300 hPa以上的比濕都設(shè)為0，公式（1）從地表垂向積分到300 hPa。由于水汽是在低層對(duì)流層中，300 hPa以上缺失的數(shù)據(jù)幾乎可以忽略。以往研究表明，300 hPa之上忽略的水汽的淡水通量最大值在2—3 cm/a的范圍內(nèi)[19]。

從中國(guó)夏季整層水汽輸送通量場(chǎng)在潛熱通量EOF分析第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)上回歸系數(shù)空間分布（見(jiàn)圖4a）可以看出，當(dāng)熱帶太平洋潛熱通量變化時(shí)，夏季來(lái)自東北及華北地區(qū)的偏北氣流于黃淮流域分為兩支，一支轉(zhuǎn)向西輸送至中國(guó)西部地區(qū)，另一支繼續(xù)向南輸送到達(dá)長(zhǎng)江流域及華南地區(qū),表明水汽異常從我國(guó)北方輸送到東南沿海。中國(guó)北部及蒙古地區(qū)為反氣旋式的水汽輸送環(huán)流，反氣旋中心位于貝加爾湖以南地區(qū)。由圖4b可見(jiàn)，水汽輸送在EOF分析第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)上回歸的空間特征為一支來(lái)自孟加拉灣北部的暖濕氣流被氣旋式向北輸送，同時(shí)，另一支來(lái)自西北方向的水汽向東北方向平流輸送，這兩支氣流在華南及南海地區(qū)匯合。把圖4c與圖4a比較可以看到，水汽輸送在第三模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸場(chǎng)與水汽輸送異常在第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸場(chǎng)分布形勢(shì)類似，在中國(guó)東部為來(lái)自華北地區(qū)向南的水汽輸送異常，在30°N附近轉(zhuǎn)而向偏西方向輸送，同樣的在中國(guó)北部貝加爾湖西南為反氣旋式水汽輸送環(huán)流，但水汽輸送在第三模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸系數(shù)比第一模態(tài)小。由以上分析可知，在年代際時(shí)間尺度上，熱帶東太平洋潛熱通量異常減少時(shí)，中國(guó)東部至南部地區(qū)為向南的水汽輸送異常，導(dǎo)致水汽在華南地區(qū)輻合，使得降水偏多。

6 東亞地區(qū)大氣環(huán)流的影響

圖5 夏季500 hPa位勢(shì)高度在潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸場(chǎng)（單位/m）

從以上的分析可以看到，熱帶太平洋潛熱通量在年代際時(shí)間尺度上通過(guò)影響水汽輸送進(jìn)而影響中國(guó)東部夏季降水的分布。為了進(jìn)一步理解潛熱通量如何通過(guò)大氣環(huán)流影響我國(guó)夏季降水，以下將分析夏季500 hPa高度場(chǎng)及夏季200 hPa緯向風(fēng)速在熱帶潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸系數(shù)分布。

圖6 夏季200 hPa緯向風(fēng)速在EOF分析前三模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸場(chǎng)（單位/ms-1）

由圖5a可見(jiàn)，夏季500 hPa位勢(shì)高度場(chǎng)在潛熱通量EOF分析第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸系數(shù)在東亞大陸大部分地區(qū)均為正值，回歸系數(shù)正值中心位于貝加爾湖以西地區(qū)，而在東亞大陸東部及日本以東地區(qū)出現(xiàn)負(fù)值，二者呈反位相分布。表明在20世紀(jì)70年代以后，熱帶東太平洋潛熱通量減少時(shí)，東亞地區(qū)對(duì)流層中層夏季500 hPa位勢(shì)高度偏高，夏季亞洲大陸東部的低壓減弱，造成東亞夏季風(fēng)減弱，產(chǎn)生水汽異常向南的輸送（見(jiàn)圖4a），造成華北地區(qū)夏季降水偏少，長(zhǎng)江流域降水偏多。這與Wang[20]研究結(jié)果一致。夏季500 hPa位勢(shì)高度場(chǎng)在EOF第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸場(chǎng)（見(jiàn)圖5b）在東亞大陸大部分地區(qū)均為正值分布，正異常極大值中心位于貝加爾湖以南以及日本島以東，但在長(zhǎng)江流域及日本島以東出現(xiàn)回歸系數(shù)極小值分布，在48°N緯度上，回歸系數(shù)自西向東呈現(xiàn)“低-高-低”的極值中心分布。表明由熱帶東太平洋潛熱通量影響，高緯度呈現(xiàn)貝加爾湖附近位勢(shì)高度偏高，低緯度副熱帶地區(qū)及日本海東部區(qū)域位勢(shì)高度偏低時(shí)，中國(guó)東部大范圍夏季降水可能偏多。與此相反，圖5c的夏季500 hPa高度場(chǎng)在第三模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸與圖5b分布形勢(shì)恰好相反，回歸系數(shù)大部分區(qū)域?yàn)樨?fù)值分布，日本海以東海域出現(xiàn)正回歸系數(shù)，在48°N緯度上，回歸系數(shù)自西向東呈現(xiàn)“高-低-高”的極值中心分布。綜合圖5b—c及圖2b—c可知，熱帶太平洋潛熱通量EOF分析得到的第二、第三模態(tài)表現(xiàn)了相反位相的年際變化特征。

東亞大陸夏季200 hPa的緯向風(fēng)速在熱帶太平洋潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時(shí)間系數(shù)上的回歸系數(shù)分布見(jiàn)圖6。第一模態(tài)回歸系數(shù)（見(jiàn)圖6a）在中國(guó)西北、華北向東至日本島附近的連線上為正值分布，極大值中心位于38°—45°N之間，在貝加爾湖以東為中心的副極地區(qū)域以及印度洋北部海區(qū)為負(fù)值分布。圖6b—c中所示的第二、第三模態(tài)回歸系數(shù)從副熱帶地區(qū)到副極地地區(qū)回歸系數(shù)均呈現(xiàn)“負(fù)-正-負(fù)”相間的分布特征。見(jiàn)圖6b，第二模態(tài)回歸系數(shù)正中心位于36°N附近的緯度上，正值分布從東亞大陸南部及印度洋北部向東延伸到西北太平洋，長(zhǎng)江中下游流域出現(xiàn)正值中心分布，負(fù)值分布在回歸系數(shù)正值的南北兩側(cè)。圖6c中第三模態(tài)回歸系數(shù)分布與圖6b相似，從南到北呈現(xiàn)“負(fù)-正-負(fù)”相間分布形勢(shì)，但正值分布中心比第二模態(tài)回歸系數(shù)正值中心偏北。200 hPa等壓面內(nèi)最大緯向風(fēng)速的位置可以表示東亞西風(fēng)急流的位置，其位置對(duì)東亞地區(qū)的天氣和氣候有顯著影響，研究表明，東亞副熱帶西風(fēng)急流位置的南北移動(dòng)對(duì)中國(guó)降水特別是長(zhǎng)江中下游地區(qū)降水的影響非常顯著[21]。圖6b和6c中的正回歸系數(shù)分布位置不同，可能由西風(fēng)急流北躍和南落的年際變化引起。表明熱帶太平洋潛熱通量的變化可能通過(guò)東亞副熱帶西風(fēng)急流位置的變化在年際時(shí)間尺度上對(duì)中國(guó)降水產(chǎn)生影響。

7 結(jié)論

本文通過(guò)對(duì)熱帶太平洋潛熱通量的時(shí)空特征進(jìn)行分析，并討論了夏季潛熱通量時(shí)空格局與中國(guó)夏季降水異常的聯(lián)系，得到以下主要結(jié)論：

（1）通過(guò)對(duì)熱帶太平洋潛熱通量EOF分析，結(jié)果表明前三模態(tài)方差貢獻(xiàn)率分別為24.6%，8.5%，7.4%，熱帶太平洋潛熱通量存在明顯的線性減小的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)，在1976年前后出現(xiàn)年代際氣候躍遷；潛熱通量還具有在年際時(shí)間尺度上的變化特征；

（2）中國(guó)夏季降水與潛熱通量EOF分析第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)的相關(guān)系數(shù)呈“南正北負(fù)”型分布。表明20世紀(jì)70年代以后熱帶東太平洋潛熱通量EOF時(shí)間系數(shù)異常偏多即潛熱通量異常偏少時(shí)，中國(guó)東北、華北地區(qū)夏季降水明顯偏少，而長(zhǎng)江中下游及華南地區(qū)夏季降水明顯偏多，向南的水汽輸送異常，導(dǎo)致水汽在華南地區(qū)輻合，有利于形成中國(guó)東部降水出現(xiàn)“南澇北旱”的降水異常分布；

（3）熱帶太平洋潛熱通量異?？赡芡ㄟ^(guò)影響東亞地區(qū)500 hPa位勢(shì)高度場(chǎng)異常偏高，減弱亞洲大陸東部的低壓，造成東亞夏季風(fēng)減弱，形成向南的水汽輸送異常，并可能通過(guò)東亞副熱帶西風(fēng)急流年際變化影響中國(guó)夏季降水分布。

由于熱帶太平洋潛熱通量變化與我國(guó)夏季降水有較好的相關(guān)關(guān)系，因此在我國(guó)夏季降水的預(yù)報(bào)與分析中，綜合考慮熱帶太平洋潛熱通量的影響作用，將有重要意義。

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