（气象学专业论文）风应力的主振荡型对海洋强迫作用的诊断和模拟研究.pdf

风应力的主振荡型对海洋强迫作用的 诊断和模拟研究 摘要 本文利曩f s u 菇应力逐月资料，运蠲p o p 分橡方法，分毒厅了热港太乎洋缝区 风应力异常场结构与e 1 n i n o l a n i n a 事件的联系。结果显示：纬向风应力有3 5 、 4 7 秘i 7 令黉羁期麓终播蘩振荡；缀囊风庭力商2 8 辍3 8 令翔瘸絮魏传播羹搽荡。 对纬向、缀向风威力距平与s s t a 做s v d 分析赤道太平洋地区风应力异常和海 袭渥度巽卷之嚣熬藤关关系显示，经p o p 分袄褥筑麓练澎、经海风应力鹣空阉 型与e ln i n o l an i n a 时的s s t a 艇有很好的对应关系。同时指出，对e ln i n o l a n i n a 这撵戆大足浚海气鞠蓬终雳魏蒙靛时窒演变，瘟注重多耱振荡混合豹佟稻， 而不应只分析单一的模态作用。风应力异常的局地振荡对e 1 n i n o 几a n i n a 观象 戆影嚷也不应忽纛。数馕试验豹绥采表羁，盘p o p 重建熬纬向晟癍力中缓慢交 化的大尺度振荡成分加深了e 1 n i n o l a n i n a 事件的强度，加大了它们的空间分 簿范整，穗歪受躐平中心豹位置l 溪溅鼠疫力模叛静情况绱琵。瓣靖说鹤在原 始资料中的高频掇荡等其它次要成分起到了削弱e 1 n i n o l a n i n a 搿件强度和范 爨熬 乍焉。臻蜜客藿建静经离风藏力孛静太足疫强荡成分迮超蜀翮强了嚣l n i n o l a n i n a 事件的强度的作用，但强度比纬向风应力模拟的弱，与观测风应 力模援瓣强度稳蓑不大，在空闯藩围上与鼹涎风磁力模接豹基本一致。说髓在 生成e l n i n o l a n i n a 事件的重要性上，纬向风应力的振荡成分比缀向风应力的 鬣藿要，佟耀遣赘霪著。 关潍词： 风应力，主叛荡踅，韵力海洋模式，数值模拟，e i n i n o l a n i n a t h e r e s p o n s e o f p r i n c i p a lo s c i l l a t i o np a t t e r n o fw i n d s t r e s st oo c e a na n di t sd i a g n o s t i ca n a l y s i sa n d n u m e r i c a l s i m u l a t i o n a b s t r a c t b a s e do nt h em o n t h l ya n a l y s i sd a t ao fw i n ds t r e s s ，w h i c hp r o v i d e db yf s u ， t y p i c a lw i n d s t r e s sp a t t e r n sa s s o c i a t e dw i t ht h ee 1n i n o l an i n aa r ed e t e r m i n e dw i t h t h et e c h n i q u e so f p o p ( p r i n c i p a lo s c i l l a t i o np a t t e r n ) a n a l y s i s t h er e s u l t ss h o w t h a t t h eo s c i l l a t i o n so fz o n a lw i n ds t r e s sh a v e3 5 、4 7 、5 7m o n t h s ，t h eo s c i l l a t i o n so f m e r i d i o u a lw i n ds t r e s sh a v e2 8 、3 8m o n t h s t h ec o r r e l a t i o n sb e t w e e nw i n ds t r e s s a n o m a l yo v e rt h et r o p i c a lp a c i f i ca n ds s t au s i n gs v da n a l y s i ss h o w st h a tt h e w i n ds t r e s sp a t t e r n sa y ec o r r e s p o n d i n gt oe n s o e i g e n m o d e 。l ti ss u g g e s t i v et h a tt h e e x p l a n a t i o n , s i m u l a t i o na n dp r e d i c t i o no f e ln i n o l an i n ae v o l u t i o ni ns p a c e - t i m e s h o u l dn o tb eb u s e do na s i n g l ee i g e n m o d e b u to i lt h e i ri n t e r a c t i o n 。w i 攮e m p h a s i so n t h ef a c tt h a ts u p e r i m p o s i t i o na n dp h a s el o c k i n ga r ei m p o r t a n tf a c t o r so ft h ee v e n t c y c l e t h ea u t h o r sa l s oi n d i c a t et h a tt h el o c a lo s c i l l a t i o ni sw o r t h yo f c o n s i d e r a t i o n t o o n u m e r i c a ls t u d i e ss u g g e s tt h a tl o n gs c a l ea n ds l o w - c h a n g e do s c i l l a t i o n si nt h e z o n a lw i n ds t r e s sr e b u i l db yp o pa n a l y s i sm 呔et h ei n t e n t i o no fe ln i n o l an i n a e v e n t sd e e p l y i ta l s oe n l a r g e st h e i rr a n g e b u t ，p o s i t i v ea n d n e g a t i v ea n o m a l yc e n t e r i st o w a r dw e s tt h a na c t u a lc o n d i t i o n s o t h e rs u b o r d i n a t e c o m p o n e n t ss u c h a s 弦馥一f r e q u e n c yo s c i l l a t i o ni nt h ea c t u a lw i n ds t r e s sd a t aw e a k e nt h ei n t e n t i o no fe l n i n o l an i n a e v e n t s l o n gs c a l eo s c i l l a t i o n si nt h em e r i d i o n a lw i n d s t r e s sr e b u i l db y p o p a n a l y s i sm a k e t h ei n t e n t i o no f e ln i n o l an i n ae v e m s d e e p l yt o o 。i i o w e v e r , t h e c h a n g e i ss l e n d e ra n dt h er a n g ei s a d j a c e n tw i t ht r u ep o s i t i o n w ea l s od r a wa c o n c l u s i o nt h a tt h ez o n a l 蛾砖s t r e s si sm o r ei m p o r t a n tt h a nt h em e r i d i o n a lw i n d s t r e s si nc r e a t i n ge 1n i n o l an i n ae v o l u t i o n k e y w o l d s ：w i n d s t r e s s ，p r i n c i p a lo s c i l l a t i o np a t t e r n s ，d y n a m i c a lo c e a nm o d e l n u m e r i c a ls i m u l a t i o n ，e ln i n o l an i n a i i 1 、引离 厄尔澎诺耪露方涛动( 篱穆e n s o ) 怒海洋器大气耱互箨溺鹣最强售号，它 怒迄今发现的影响全球气候变化的最重蘩的因子，这种海气相互作用一旦发生 异鬻藏会在全整赛耨当多鑫宅逮区遥减气谈厦常，首先可戳注意到鞭s s t 燕距平 区较近的中南美太平洋沿岸地区，由于赤道地区东西向垂赢环流圈的异常，原 薹乏在毫美末毒静环流土秀支瑟移劐了南美秀牟，瓣蠢积云对流活动在秘繇沿岸 地区极为强烈，造成哥伦比亚、厄瓜多尔和秘鲁等地的持续大雨。以1 9 8 2 1 9 8 3 霉戆厄尔恁诺事俘为髑，在秘鲁j 部静箨东量竟多达多年平麓量静3 4 倍。巨大 的降水量异常使河水流量猛增，造成该地区的严煎洪涝。同洪涝灾害相反，厄 象怒诺事符的发垒又往往造成南疑、印瘦定露耍帮东南 潲的大范圈子举。在 近百年的时间里，在绝大多数的腻尔尼诺年里，这三个地区的雨量都明显偏少。 以薅3 凄遗逛为镄，在8 0 年要静2 4 次磊尔惩诺臻象中，藏在2 0 年该连区豹洚永 餐低于平均值，而且，最严重的干旱几乎都发生在厄尔用诺年。因此，e n s o 王燕蒙g l 趋超赛各嚣政意及骚学家豹普遍关注，我滋它的发生梳翻，准确怒前魏 预测e n s 0 事件及藏影响所产生的e n s o 气候形态，无疑成了科学家们最为关心 酌润题。e n s o 与全球年际簿滴尺度懿气候吴常紧密相关，1 9 8 4 1 9 9 5 年避行豹 热带海洋和全球大气( t o g a ) 研究计划大大地撼动了对e n s o 的观测、分析、 数毽模叛搴羹颈溪裾究工 窜，蓍蠹矫许多学者嗣嗣套种模式研究了e n s o 循环形 成的物理机制“1 3 。可见，e n s o 的发生对天气气候的变化具有重要的指示意义。 。1 匿内终瑟究动态 1 9 世纪6 0 年代，j , b j e r k n e s “1 缀早把南方涛动和厄尔熙诺联系起来，撮出用 大气窝海洋双淘稻合静蕊点簿辑e n s o 。b j e r k n e s 鹣理论麓后来辩b n s 0 躐解和 模拟取得一系列进展的重要基础。w y r t l d ”1 通过资料分析，最早指出表面风场 静变纯是如何影桶海嚣溢度交纯鹩，并提国一个蔫名的e ln i n o 海洋学模型。 r a s m u s s o na n dc a r p e n t e r ”1 对5 0 年代到7 0 年代的几次e n s o 的海液温度题平和 海平面风场傲了合成分析，把e n s o 事件的演变分成前期位相、初始位栩、峰 值位相、过渡位相和成熟位相五个阶段，指出s s t 正距平酋先在随美西部沿海 出现，然褥沿赤道向西扩张，在冬季海澄正距平遮到最强。这一过程即为西传 型，它反映了e n s o 演变的典型特征。到了8 0 年代，两次厄尔尼诺枣件( 8 2 8 3 ， 8 6 8 7 ) ，特别是8 2 8 3 年的厄尔尼诺事件不仅在强度上，而且在时间的演变上 与典型静e n s o 攀 孛不嗣。这次豢俘熬s s t 正爨乎是在爨器线以露首先鲞现， 然后向东传播，到1 9 8 3 年初夏s s t 正距平才传到南美沿海。这一传播型，即为 寒传鍪。e n s o 搂态麸2 0 繁纪年找到9 0 年代，强旗不叛耀强，焉虽熬个渡 列向低频方向发展，即实际上e n s o 模态的周期鼗长，能量向低频方向集中。 海洋掌簪 究袭嗳麓浏酶热繁太乎洋渗表湿度菇零窥海平嚣异常竣初来鑫表 耐风应力异常的影响”3 。热带太平洋上信风的松弛可以引趣东太平洋变暖。海洋 羔屡是在大气甄应力鹄壹搂强追驱动下笈生运凌鹣。c a n e ”3 弱露浅隶模式骚究 了表层风吹流的变化。p h i l a n d e r 。1 在美国地球物理流体动力学实验室( g f d l ) 鬣缡海洋模式基荟耄土探讨了海洋滚场窝溢凄场对倍风张魏的嫡应。李克诖等渊 研究认为风应力的分布特征基本上与行星风系的分布一致，而且赤道附近的沃 竟环滚蟊褥太平涕上静季风环流鹣季节变 乏对厩疲力静交纯都有鞠显静作用。 赵其庚等1 对热带太平洋海温年际变化与海表风威力的响应研究发现每次暖事 锋髓赣，在目赛线鬻远静近赤道德区持续一定对阂鹩纬囱风应力箍平对中、东 太平洋的增暖起重要作用，这种作用一般以慢波形式向东传播扩展 另外，e 1n i n o 静发矮表瑗为海气藕合系统中舞常魏韵的增稻帮移动，为解 释这种增幅性移动的产生，人们已经进行了耦合动力学的理论研究，结果袭明： 海气耀互幸譬罐系统中存在一类不稳定模态，盛这类模态县有传播特征，其传播 方向可能取决于决定海表温度变化的因子“3 。巢纪平和张人禾“。“3 从海气相互作 瘸滚动静角度讨论了不稳定海气藕互 窜臻现象，指出鄄使从模式中滤去了 k e l v i n 波，通过海气相互作用，耦合波动也可以向东传播，且可以产生不稳定。 杨修群等“”分轿了海洋秘大气中不同类整波动静藕合往璇，指出了热带海气相 互作用主疆导致海洋k e l v i n 波失稳，且其失稳主要是大气r o s s b y 波和海洋 k e l v i n 波蜜每藕合澎成的。稀永辉簿“利篇一个卺含摩擦耗散的浅求运动方程， 对赤道表朦海洋在大气风皮力强迫作用下的响应过程进行了解析求解。研究表 秘，瘁擦籁散一方面对赤道表层海洋的响瘦振幅鸯潮减作用；另一方面，摩擦 耗散的强度影响着赤道表腰海洋对大气风威力强迫变化的响应快慢程度。 要了解e n s o 循环酌麓力学道程，运用海洋和大气的相互作用模式楚一种 最有效的手段。而要正确的揭示e n s o 循环的动力学过程必须存在一根本性前 提，即耦合模式必须有能力重现e n s o 循环包括其发生发展水平结构及其变化 性的主要特征。目前，世界已有不少研究机构建立了或正在建立海气耦合模式， 大气环流模式的建立已有相当的基础，且较为成熟，并且已可成功地用于模拟 和预报。综合来看比较成功的主要有g f d lm o m “7 1 模式，m p i u h “模式等。 根据最近的一些海气耦合模式对赤道太平洋s s t 模拟结果的讨论“”比较成功的 有g f d l ，m p i ，n c a r o ，m p i u h ”“和u k m o ”。”3 等模式，这些模式的耦合 出现了季节变化和合理的s s t 分布，但还存在明显的气候漂移。按照模式的复 杂程度耦合模式一般分为：简单模式、中等复杂程度模式( i c m ) 、混合耦合模 式( h c m ) 和复杂的海一气耦合环流模式( g c m ) 。许多这样的模式通过明显类 似于e n s o 动力学的耦合相互作用能产生年际变率。张恩才等。”用一个热带太 平洋距平模式对风应力异常响应研究表明，赤道中太平洋区域的低频风应力异 常对于e n s o 事件是一根本性的信号，它足以能够产生主要位于赤道中东太平 洋地区的e 1n i n o 和反e 1n i n o 事件。任小波等。”运用一个1 0 层海洋模式考虑 了海洋混合层和温跃层的变化，异常西风可激发出海洋对异常西风的响应，随 后在中、东太平洋激发出海洋的异常状态。风应力局地振荡的某些情况可以造 成强烈的赤道东太平洋暖中心。这种风应力异常主要特征是在赤道中太平洋出 现强西风，而不是在赤道西太平洋西部出现强西风。k o b e r l e 等。”用海洋模式的 数值试验指出，对海温年际变化的形成而言，表面暖水在水平面上的重新分布、 海洋对风应力变化的动力响应是重要的。 1 2 、本文的研究意义及本文的工作 e n s o 最重要的特征是大尺度海气相互作用，它由多种振荡混合组成。风 应力是海气相互作用的一个重要环节，它反映了大气运动对海洋运动影响的动 力效应。海洋质量输送可通过风应力来表示，假若风应力是无旋的，海洋环流 将消失。因此，风应力是大尺度海洋运动，特别是上层海洋运动的主要驱动外 力。赤道太平洋地区的风应力异常在e 1n i n o 事件形成中起重要作用。”。风场变 化作为海气相互作用耦合的一个方面对于e n s 0 事件的产生和维持起着十分重要 的作用。许多学者己对两者之间的内在联系做了研究。”“，但是他们都没有明确 地把风应力的低频模态与e n s o 模态相联系起来。“。如果提取风应力场中不同 时恻尺度振荡的空间型，找到相应的s s t a 振荡型，对采用耦合海洋模型，预 报e n s o 将起到很大作用。与海温场的缓慢变化不同的是，风场的变化是包含 快变和慢变的多尺度过程。因此，要识别出时空尺度大的风应力异常振荡，就 要消除那些时间变化快，空间尺度小的快变过程，突出海洋和大气中时间和空 间尺度相对应的变率之间的联系。 综上所述可见，e n s o 是大尺度的低频振荡的海气变率，厄尔尼诺和拉尼 娜事件是e n s o 循环处于暖位相和冷位相时在海温变化过程中的异常反映。因 此，如果用适当的方法提取风应力的大尺度低频振荡成分，研究这种成分在形 成e 1 n i n o 和l a n i n a 事件中的作用就更能揭示它们相互联系的机制。主振荡型 ( p o p ) 分析方法能够识别和提取场的大尺度振荡成分。因此本文首先利用风 应力与海表温度资料作p o p 分析，从诊断的角度研究大气对海洋强迫作用在重 现e l n i n o 和l a n i n a 事件中的作用。然后，本文采用一个中等复杂程度的动力 海洋模式，研究经p o p 分析后重建的风应力大尺度振荡成分对海洋的强迫作用， 探讨风应力的大尺度振荡成分在形成e 1 n i n o 和l a n i n a 事件中所起的作用。 2 、资料处理、模式和诊断分析方法 2 1 资料说明 本文所用资料为n c e p n c a r1 9 6 1 1 9 9 8 年的海表温度资料，风应力资料 取自佛罗里达州立大学( f s u ) 1 9 6 1 年1 月一1 9 9 9 年1 月( 共4 5 7 个月) 的热带太 平洋逐月风应力资料。资料覆盖区域为：1 2 4 。e - 7 0 。w ，2 9 0 s 2 9 。n ，2 。2 。格距 空间范围为热带太平洋，共2 1 5 5 个海洋格点。原资料是假风应力( p s e u d o s t r e s s ) ，单位：m 2 s 2 。将其乘以空气密度和拖曳系数变成真应力，在米公斤秒 制下风应力单位一牛顿米2 ，在诊断分析中假应力与真应力作用是一样的。 2 2 模式介绍 已有的研究成果。”表明，i c m 对e n s o 理论的贡献最重要，用i c m 做的模 拟和预报能够定性地与观测结果相比较。本文所用的模式为b a l m a s e d a 和 a n d e r s o n 。”发展的中等复杂程度的热带太平洋动力海洋与统计大气耦合模式。 它基本保留了海洋动力方程组中的非线性作用项。模式运行方便，无严重气候 漂移，基本上反映了产生e n s 0 的动力和热力过程，能较好地做e n s o 预报。张 勤等。”用该模式较好地模拟了1 9 6 1 1 9 9 1 年的e 1n i n o 事件，并用该模式成功 地对9 0 年代的e 1n i n o 预报作了数值试验。 海洋模式将活动层扩展为两层，活动层以f 是静止恒温( t 3 = 5 ) 的深层 海洋。包含完全的非线性动力过程和热力过程。第一层热通量取自o b e r h u b e r 的气候平均值加上一个海温的松弛项。方程组可写为 u 去“ 旦+ o y 砷旷= 鲁叩斯+ 丢 c + v v 2 h , 矿 u 昙+ k 孙斗1 ) 州v 2 曩 ( 1 ) l 昙+ v 昙+ 导 l = q s + e ( s ) + 盯v 2 i 这里i = 1 , 2 表示海洋所在的层次，于= 缈云，矿= ( u ，k ) 是水平风速，它包括纬 向风和经向风两个分量，只是压力，h i 是深度，z 是温度，s 是垂直混合过程参 数，g 是表面热通量，面和h 分别是动量和热量的垂直平流项，f = ( f ，f 。) 是 风应力，表面热通量和风应力只作用在第一层，第二层以下是静止、恒温五= 5 的深层海洋a 风应力f 和珐是提供给模式的强迫项。 垂直混合速度e 由上层海洋的深度所决定，取为 占：j ( 日e 一“t ) 2 7 e e 吼 卜( h a h i ) t a h d啊h d 其中h 。、也是向上混合和向下混合发生的参考深度，在该模式中都取为1 0 0 m r 。、0 是混合过程的时间尺度，分别取为1 天、5 0 0 天。 由海洋各层的参考深度决定两层之间的质量交换、动量交换和热量交换： 2 = ；= ：二男蒜篇； 日忙) ：一可( 一一正) 7 “t 【一c z ( 1 一r ) ( r l r 2 ) h 2茗 州= i 端麓y s 0 0 其中y 是控制垂直温度梯度的参数，取为0 7 5 。 由于海洋上资料稀少，对海洋表面风场的了解不够。另方面，风与应力 之间的关系本身也是一个困难的问题，计算中通常采用整体空气动力形式的经 验关系，对于其中的拖曳系数，不同的研究取值差异很大，因而计算出的结果 也有所差异。风应力和风既有联系又有区别，两者在方向上一致，量值上不同。 风应力定义为f = 几c 。吲矿，旷是风速( m s ) ，吲= “2 + v 2 ，以是空气密度， c 。是拖曳系数。该模式方程组中风应力i 作用在第一层上， i = , u p 。c 。i 矿i 矿( 3 ) 成= 1 2 吆m 。，巴= o 0 0 1 5 ，1 j - 是控制强迫强度的耦合参数。亍在纬向和经向 方向分别表示为t x 和o ，其中o = 2 0 。c 。吲“， r y = , u p 。c 。吲v 。 该模式在气候平均的风应力和表面热通量的强迫下由静止海洋进行积分 l o a 。表面热通量的形式为： q = q o + 丑( r 一瓦) ( 4 ) 这里t 是模式s s t ，o o 和瓦是气候平均热通量和s s t ， 是模式的海表温度和 观测值之差的比例系数。 统计大气的主要目的是提供给海洋模式反馈，除s s t 外，还可采用表示海 洋记忆力的热含量( h c ) ，在海洋模式中热含量距平不像s s t 对混合参数和热 通量那样敏感。因此，海洋变量选取s s t 和h c 。h c 的定义为： h c ：= ( t 1 - t 3 ) k 6 + ( t 2 - t 3 ) h 2 ( 风l + 日0 2 ) ( 5 ) 这里h o l = 1 0 0 m 和日0 2 = 1 7 5 m 及五= 5 是固定值。 模式采用c 格式计算，分辨率为1 5 。l _ 5 。，模式区域为3 0 。s 。3 0 。n 1 2 3 。e 6 9 。w 。积分的时间步长为2 小时。采用闭合边界条件积分。 2 3 诊断分析方法 2 3 1 经验正交展开 e o f 方法是一种将气象变量场时空结构分离的方法，常被用来提取气象要 素场主要的空间模态及其对应的时间序列。由于e o f 方法是常用方法，在此不 作详细介绍。本文除了在诊断分析的部分用此方法来提取主要的海表温度和风 应力的异常空间型和时间序列，还用该方法构造了耦合模式中的大气模式，重 建风应力场，运行海气耦合模式。 2 3 2 奇异值分解( s v d ) s v d 是一种提取两气候变量场相关模态的方法，常被用来识别两个气象要 素场之间相互联系的空间型。由于s v d 方法对任意两个场都可以提取成对的空 间型和时间系数，所以用它识别两个场之间相互联系的空间型需要经过检验。 衡量两个场整体上联系的紧密程度可采用协方差平方和( i i c l l 2 ) ，第k 对s v d 空 间型解释的协方差平方和的百分率为： 踊2 浠川 确定蚓1 2 和s c f 。是否达到可信水平的方法是进行蒙特卡罗检验。本文在做 p o p 分析中对风应力距平场和s s t a 用此方法检验了风应力传播空间型与e l n i n o 和l a n i n a 事件的联系。 2 3 3 主振荡型分析( p o p l 主振荡型分析( p r i n c i p a l o s c i l l a t i o np a t t e r n ，简称p o p ) 是2 0 世纪8 0 年代 末由h a s s e l m a n n 和s t o r c h 等“”3 首先在气象要素场随时间演变规律研究中引入 的。p o p 分析方法能将复杂系统分离成仅依赖于时间和空间变化的两部分，以 便于对系统的时空演变特征分别考察，还对于含有准周期移动特征的演变过程 有较强的描述能力。 一个场的时间序列x ( t ) 可表示成n 维一阶自回归方程 x ( t + 1 ) = b x ( t ) + r ( t )( 6 ) 假定噪声拧r 与信号j r 圳无关，则有b = c i c 。1 一c ，c 。分别是j r 的时间滞 盾l ，0 的协方羞矩阵。雷矩阵静一对复莛稚特征德和特镊向量确定j 场时闻演 变中一个传播型振荡成分。振荡周期瓦= 2 厅c o k ，8 倍衰减时间= 一l l n f 点 ， 其中| 九1 和q 是对应复特征值的模和辐角。复特征向量的实部向照鼻和魔部向 登是给出振荡的警闻结构。它所始述的成分是每澜隔1 4 周期按以下空闯型序 列演变 。曩寸一是_ 一暑寸b 斗# 斗 ( 7 ) 龆兹鞭述，曩标分孵鳆瘁b 为n 除实 对髂矩陲，邋常套n 个不相阉躲特 征值丑。及与其对应的n 个特征向鼹尸+ 。如何挑选有价值的实特，征向量p t 和复 特征翔量对p 2 ，p ”，无疑是十分踅要的。本文莱堵了稠对误差占、偏斜因子 ( b i a s i n gf a c t o r ) 季以及爨耧方差露分毙e 泰毯述冬特薤惫曩魏稳对重要瞧。由 一对复特征向量或一个实特征向量表示出的部分分别为 p ( t ) = 口l g ) 置0 2 p ) 马( 8 ) p ( r ) = a ( t ) p( 9 ) 误差向量为 r 窜) ，譬) 一夕8 )( 1 0 ) 赋f 掌=( 1 2 ) 上式中 表示时间平均。 e = l s 2 f 1 钔 显耀景见樱对误差f 越小，偏斜爨予善以及解器方蒺嚣分魄e 越大，则特匹惫量 8 蕊孺 p ；藏怒重要。需要穗鬟指窭，与e o f 分褥不闻，p o p 分丰厅中各特征向量闻逶 常并不正交，因而各特征向量的方差贡献率之和并不等于1 ，其大小只具相对意 义。 对传播型，还需考虑它的稳定性，因此增加一条判断标准，一般臻求振荡 强度衰减为1 e 掰罴黪糖闻丈子振荡鼹赣瓦酌l 咫，疆霞重点疆究具有较长 生命史鹣邦些传播型堋凛蚓溪露。篆，g 经糕嗍铲一南，其中吲 秘拶，是对应复褥薤篷黪摸蟊辐楚。 2 。4 诊断分析步骤 根据文献 3 6 ，本文按以下步骤进行分析。 ( 1 ) 塞辫甄遵滤波本文主要骚究照应力黝低频成分，为了突出零耩对趣 尺度的信息，选用了1 1 点高斯滤波器在p o p 分析前先对资料作弱的低通滤波。 ( 2 ) 经验疆交丞数分惩s o r e h 等人“爨爨藤始炎鹋场滤波轰透露应 乍经 验正交函数( e o f ) 分解，选取包含主要信息的若干空问型，用其时间系数作为 p o p 分辑嚣羧入对象，这是因为p o p 分辑方法本隽不懿岔基缀葶譬提壤主要售怠 的机制，先做e o f 分析可滤去些噪声并且减少空间自由度。 ( 3 ) 在e o f 空淘提取兹瑟m 曩、孵瓣系数遴行p o p 分辑 ( 4 ) 返回欧氏空间( 地理空间) 因我们要研究的是原变量空间的传播型或 驻波型，敛在e o f 空溺中赘p o p 劳辑拽爨蠢意义懿主壤荡墼爨，逐嚣遨霞弱器 变量空间( 地理空间) 去。返回的公式是p 。= 虿k ，其中p 是地理空间中的 空间型，再2 是在e o f 宅间中p o p 分析的第k 个空间型的第i 个分量，矿是地 理空间做e o f 分解的第i 个空间型。 3 、热带太平洋风应力距平场的p o p 分析 按上述步骤嚣熬繁太平洋风应力俸e o f 分解，黯纬囊帮经良分量分豁截敬 前2 1 ，1 8 个特征值，其累积方差贡献率分别达到7 9 1 5 ，7 3 2 6 。需要指出的 是，累积方差贡献率越大，截取的空间型就越多，包含的空间尺度小的振动也 越多，不利于识别大尺度振荡型。 对纬向和经向分量的时间系数分别进行p o p 分析，其中纬向分量得到了8 对传播型( 复p o p 型) 和5 个驻波型( 实p o p 型) ；经向分量得到了8 对传播型( 复 p o p 型) 和2 个驻波型( 实p o p 型) 。根据上述的各模态相对重要性的标准，本 文对纬向分量挑选了3 对主要的传播型和1 个驻波型；对经向分量挑选了2 对 传播型和1 个驻波型。( 驻波型要求其解释方差百分比达到1 0 以上，传播型还 要求o 瓦 1 4 ，见表1 ) 分析表1 ，表2 的解释方差百分比可看出：热带太平洋风应力变化以传播型 模态最为重要，同时驻波型也不应忽视。纬向分量传播型的振荡周期为3 5 月， 4 7 月，5 7 月：经向分量传播型的振荡周期为2 8 月和3 8 月。 表1 纬向风应力距平场主要传播型模态 特征值序号 偏斜因子0 4 90 4 9 0 4 6 鹭蓑 z s e e z a ，e z s r k j 1 2 1 81 5 t k 玛 3 55 7 4 7 _ 玉堡! ：! ! ! ：! ! ：! ! 壅! 丝塑垦窒查望堑圭墨堡量型堡查 ( 1 ，2 ) 0 9 0 o 4 4 1 9 3 6 ( 3 ，4 0 8 7 0 4 8 2 3 4 相对误差 偏斜因子 解释方差百分比 1 0 纬向风应力距平场主要驻波型解释方差百分比达到l o 3 3 ，相对误差是 0 9 5 ，偏斜因子为0 3 2 ：经向风应力距平场主要驻波型解释方差百分比也达到 1 2 4 2 ，相对误差是0 9 4 ，偏斜因子为0 3 5 。 3 1 纬向风应力传播型的空间一时问特征 图3 1 1 给出了纬向风应力距平的第一对复特征向量的实部型只、虚部型 只和相应的时间系数d ，和a ，。由图可看出只型是典型e 1n i n o “成熟”位相时 的纬向风应力距平分布，正值区位于赤道太平洋中、西部，正值区南北两侧及 东太平洋为负值区。纬向风应力距平最强辐合地区在1 5 0 1 4 0 。w 赤道地区，有 利于表层暖水在该地区积聚，从而加强该地区大气的加热场，进而加强了海气 相互作用的不稳定。该型具有3 5 月的振荡周期，根据( 6 ) 式所列传播型的演变 规律可知：它的只型经t 4 ，也就是9 个月的时间到一只型，距平中心是向东略 偏南方向传播的。只型是由l a n i n a 向e 1 n i n o 的过渡形态。参考文献 3 9 ，由 图3 1 1 c 中的a ，时间系数曲线可从中找到历次主要的e 1n i n o l an i n a 事件， 其中较强的1 9 7 2 1 9 7 3 年、1 9 8 2 1 9 8 3 年、1 9 8 6 1 9 8 7 年和1 9 9 7 1 9 9 8 年的 e ln i n o 事件对应于口，的最大正振幅；最强的1 9 7 3 1 9 7 4 年和1 9 8 8 1 9 8 9 年 l a n i n a 事件则对应于最大的负振幅。结合时间系数演变来看，e 1 n i n o ( 暖事件) 时，时间系数以为正极值，赤道中，东太平洋有纬向风应力辐合：l an i n a ( 冷 事件) 时，时间系数a ，处于负极值，纬向风应力在此区域表现为辐散。 图3 1 1 纬向风应力异常传播型( 1 ，2 ) 的只型( a ) 马型( b ) 及时间系数( c ) ( 实线为日，虚线为a ，) 观测表明，赤道西太平洋地区纬向风应力异常和东太平洋地区海表温度异 常之间有很好的相关关系。“。以纬向风应力距平为左场，s s t a 为右场做s v d 分析得到的左、右异类相关图如图3 1 _ 2 。图3 1 2 a 反映了与热带太平洋海温 异常场相联系的纬向风应力场最具代表性的异常分布特征，它与图3 1 1 a 非常 相似。图3 1 2 b 反映了与纬向风应力异常相联系的海表温度异常的空间型。可 以看出海温异常中心在赤道中东太平洋，对应于纬向风应力异常辐合最大的地 区。由于在西太平洋暖池区海表附近有很大的西风应力异常，因此在赤邋西太 孚洋与中太平洋激超暖k e l v i n 渡，篌褥赤道中、褡太乎洋s s t 有歪熬异鬻，夔 着西风应力距平的东传，暖k e l v i n 波很快东传到赤道东太平洋，并且在东边界 瘦麓囊暖r o s s b y 渡，这搜缮赤遂系太平洋s s t 缀狭塔毫，麸露鬃发e 1n i n o 事 件。由赤道中西太平洋纬向风应力异常和赤道中东太平洋海温异常的紧密关系， 可冕p o p 努孝厅褥瓣懿纬窝甄应力鼯平分帮与e 1n i n o 静空闫型有缀孬静藕合关 系，说明传播型( 1 ，2 ) 是e n s o 多种混合传播型的组成部分之一。 p o p 原理要求传播型的时间系数a ，和a i 有相同的周期，并且o ，与d 位相差 z r 2 。我艇震动霉避彝交叉灌分掇捡验它棠是否瀵是这菠求。辫3 。1 ，3 楚对 传播型( 1 ，2 ) 的e 型时间系数a ，和b 型时间系数a 。分别做功率谱分析的结果， 分褥取最大浠螽露澜为m = 1 0 0 嗣，鹜中豹先潜递减益线为显著槛水平窃= o 0 5 的红噪声检验曲线。由周期t = 2 m j 可看出口，和d ，有显著的准3 a ，准4 a 的变化 蠲潮，通过提高梭验信度可发现凇3 a 周期更显著。说明p o p 分析得到的振荡 尉期是可信的。辩对a ，和8 ，做交叉谱分柝，取最大滞后时闻为m = 8 0 月，凝聚 函数图中通过显著性水平髓= o 0 5 ( 下面的一条横虚线，上丽的对应掰= o 0 1 ) 显 著健检验的蜂僮对应躅瓣怒3 5 嚣，印也以准3 a 为显著。褥避a ，秘撑，毂交叉逶 的位相谱估计，结果可以瓣出在凇3 a 周期处n ，大致滞后于a ，负9 0 度，与原理 一酸。 瀣3 t 3 纬蠢风窿力耱攒型( 1 ，2 ) 静实帮和虚都袈数熬遥 分析 a 。传播型( 1 ，2 ) 的实部和虚部系数的功率谨 b 传播型( i ，2 ) 的实都和虚部系数交叉谱分析的凝聚函数 c 传播型( 1 ，2 ) 的实部和虚部系数交叉谱分析的能相函数 图3 1 4 给出了纬向风应力距平的第二对簸特征向量的实部型e 、虚部型 只和攘应瓣时阙系数稃，帮g ，。传搔型( 3 ，4 ) 摇荡凋蘩5 7 君表1 ) ，由强3 1 4 b 可见，其只型对应l an i n a “成熟”位相时的纬向风应力距平分布，舅型则是 l a n i n a 淘e t n i n o 豹遭渡形态。囊蜀斗一只鬟要1 4 月左右，形成与e l n i n o “袋 熟”位相对应的纬向风应力距平分布。此时赤j 煎西太平洋有西风异常产生，并 淹末传撵，在1 6 0 。攀瓣远与东强疆平辐舍。 图3 。1 。5 越纬向风成力传播型( 3 ，4 ) 的实部系数毒8 盛部系数靛谱分攒。在功 率谱分析中取最大滞后时间为m = 1 0 1 ) 月，如图3 1 5 a ，由周期t = 2 m ，j 可得， 峰值在4 7 个月左右有显著周期，即准4 年变拢最显著。交叉谗分摄取最大潞蜃 时间为m = 8 0 周，如图3 1 5 b ，从中可蒋出峰慎对应于准3 - 5 年周期是攫著的。 位相谱传计在瞧4 年躅麓处a ，大致涝爨予盘；受度，婵，和g ，罄本正交，说嘎 4 7 个月的振荡周期有统计意义。 图3 1 5 纬向风应力传播燮( 3 ，4 ) 的实部和庭都系数的谱 分析 a 砖疆型( 3 ，4 ) 的实爨移虚瓤系数豹功率谱 b 传播型( 3 ，4 ) 的窦部和虚部系数交叉谱分析的凝聚函数 c 传播型( 3 ，4 ) 的实部和虚部系数交叉谱分析的位相函数 传播型( 5 ，6 ) 具有4 7 月振荡周期，由它的只型和鹄型图可见( 图略) ，b 鳖裙戳予l an i n a “成熟”位稠辩豹终肉菇应力2 垂平分布，最囊楚e 1n i n o 窝 l a n i n a 位相的过渡型，需要1 2 个月左右。传播型( 5 ，6 ) 的功率谱分析结果显示 嗣鬟在4 7 月左右时置藉。交叉谱分析 楚霹看蠢蜂僮对藏子漆3 5 a 周期是显著 的。说明4 7 月的振荡周期有统计意义。 + 3 。2 经向风威力传播型的空间一时问特征 露3 2 + l 是缀向皿l 应力距乎蛇第一对复特征向量的实部型只、虚部型曼移 相应的时问系数d ，和a ，。它的振荡周期为2 8 月，最型最接近于l an i n a 成熟 位楣时的缀向风应力距平分东，出只_ 嚣距乎中心是自零传援的，需要? 月左 右，只型怒由l a n i n a 向e l n i n o 位相的过渡型。结合时间系数演变来看，当a ， 处于负极馕时，赤避中蘧太平洋缀囱风应力然赤邀辐舍；反之，中瑶太平洋程 东太平洋经向风应力向赤道辐散。只型空问分布特点是l an i n a 成熟阶段，在 蠢遂中，东太平洋各有一个正篷中心，在波e 1 n i n o 载转交过程中正擅中心转移 到赤道以街，澳大利亚东部沿海，赤道以北有一絷横亘东西的负德带，中心位 于赤道中零太平洋。 图3 2 2 是经向风应力传播型( 1 ，2 ) 的实部系数和虚部系数的谱分析。在功 率谱分辑中皇提关戆最大潞基时闼为m = 1 0 0 其。如图3 2 。2 a ，凌周裳t = 2 i v u j 可以看到“，和a ，脊显著的准2 q a 的变化周期。辫对口，和球，做交叉谱分析，取 最大滞后时闯为m = 1 0 0 胃，凝聚爨数逶避最著蛙承平g = 0 0 5 热鬻3 2 。2 b ，曼 著性检验的峰值对应于2 8 月和3 8 月左右的变化周期。图3 2 2 c 的位相谱估计 申，在准碡年舆期处理，大致滢蜃予拉，受度，露，联a i 基本歪交，专踅骥2 8 个男 的振荡周期是有统计意义的。 盈3 ，2 2 经囱风应力传播墅( 1 ，2 ) 的实鄯和虚部系数的谱 分析 a 馋攮型( 1 ，2 ) 躲实聱秘虚邦系数鳇功率灌 b 传播型( 1 ，2 ) 的实部和虚部系数交叉谱分析的凝聚函数 c 传播型( 1 ，2 ) 的实部和虚部系数交叉满分拆的艇相函数 对热带太平洋经向风应力距平为左场、g s t a 为右场做s v d 分析荦导到左，右 髯炎稻关黧霭3 。2 3 。密甏3 。2 3 a 可看出，第一友异类稻关的藕合模态反映了 与热带太平洋海瀛联系紧密的经向风应力异常的分布，主骚特点怒在中西太平 1 4 洋经向风应力从赤道向两侧辐散，与图3 2 2 b 极为相似。由右异类相关第一模 态看出，与经向j x l 应力异常相联系的海温异常区域在中东太平洋，与l an i n a 位相时的s s t a 分布对应。因此传播型( 1 ，2 ) 的只型与l a n i n a 成熟位相时的 经向风应力距平分布基本吻合。说明经向风应力传播型( 1 ，2 ) 是构成e n s o 的多 种振荡成分之一。 经向风应力传播型( 3 ，4 ) 的振荡周期为3 8 月，由它的只型和只型( 图3 2 4 ) 可见，b 型对应e 1n i n o 成熟位相时的经向风应力距平分布，最大负值中 心在赤道以北西太平洋，正值中心位于赤道以南，澳大利亚东部沿海。经向风 向赤道中、东太平洋辐合，引起该地区暖水聚集，海表温度异常，这是发生e l n i n o 事件的重要信号。最型经t 4 到鼻型，需要9 月左右的时间，只则是由 e 1n i n o 向l a n i n a 转变的过渡形态。 图3 2 5 是对经向风应力传播型( 3 ，4 ) 的口，a t 做的功率谱，交叉谱分析，自 相关的最大滞后时间为m = 1 0 0 月。图3 2 5 a 中可以发现峰值基本对应着周期 为3 8 月，位相谱估计中取最大滞后时间为m = 1 0 0 月，峰值对应的显著周期为 3 8 月。图3 2 5 c 的位相谱中，a ，大致滞后于a ，负9 0 度，说明它们基本正交。 由此p o p 分析得到的经向风传播型的振荡周期是可信的。 圈3 2 5 经向风应力传播型( 3 ，4 ) 的实部和虚部系数的谱 分析 a 传播型( 3 ，4 ) 的实部和虚部系数的功率谱 b 传播型( 3 ，4 ) 的实部和虚部系数交叉谱分析的凝聚函数 生传播型( 3 ，4 ) 的实部和虚部系数交叉谱分析的位相函数 3 3 驻波型的空间一时间特征 图3 3 1 是纬向、经向风应力距平场驻波型的空间结构，即p o p 分析的实特 征向量返回到地理空间后的空间结构。纬向风应力主要驻波型的空间结构是， 太平洋中部南北各有一个正值中心，分别位于夏威夷群岛以南及南太平洋塔希 提岛附近。负值中心位于马绍尔群岛，所罗门群岛及赤道太平洋南部偏东海域。 经向风应力主要驻波型的空间结构则是在赤道太平洋以