（气象学专业论文）太平洋海—气热量交换与我国夏季降水的关系.pdf

中文摘要 太平洋海一气热量交换 与我国夏季降水的关系 专业：气象学 硕士生：李丽云 指导老师：简茂球副教授罗会邦教授 摘要 本文利用n c e p n c a r 全球大气月平均再分析资料中的热通量资料和全国1 6 0 个主要台站的1 9 5 1 年一2 0 0 0 年的月降水资料，采用多种统计方法分析了太平洋热 通量的特征及其与我国夏季降水在年际、年代际变化上的关系，结果表明： 太平洋热通量具有多时间尺度变化的特征。1 2 月至次年8 月其分布大概可划分 为三种类型：冬季西高东低型；春季中部高两端低、东部高西部低；夏季则呈南高 北低，中东部略高于西部的分布形式。热通量异常场冬、春季均呈西北一东南向的 双极型分布；夏季则呈纬向带状分布。 太平洋热通量与我国夏季降水存在一定的关系。在年际尺度上的耦合关系主要 表现为：冬季黑潮区及其东北部海域热通量场东北一西南向的正负( 负正) 双极分 布对应长江中游夏季降水偏少( 多) 的分布形式，这是由于4 0 。n 的北太平洋为一 个强大的气旋( 反气旋) 式风场控制所致；热通量的这种分布所对应的冬季和春季 海温场均类似于l a n i i t a ( e ln i f i o ) 型的分布。春季，菲律宾东北部洋面和北太平洋 东部地区海，气热通量交换与长江中下游的南岸地区夏季降水有较好的负相关关系， 而与河套东部地区夏季降水有较好的正相关关系，日本岛以东洋面热通量的正( 负) 异常也可以导致我国长江中游北部地区夏季降水偏少( 偏多) 。夏季北太平洋热通量 的变化对我国夏季降水影响不显著。 热通量与我国夏季降水在年代际变化上的关系表现为：长江中下游夏季降水与 i 中文摘要 前期冬季日本岛东部海域、春夏季赤道西太平洋热通量存在显著的正相关关系，并 且它们的年代际变化趋势是基本一致的：华北夏季降水则与前期冬季东北太平洋、 春夏季北太平洋中部热通量也存在较为一致的变化关系：华南夏季降水与其前期以 及同期热通量均无显著相关关系。 关键词： 热通量中国夏季降水年际及年代际尺度相关关系 一 基壅塑墨 r e l a t i o n s h i pb e t w e e nh e a t f l u xi nt h ep a c i f i co c e a na n dt h er a i n f a l lo f c h i n ai ns u m m e r m a j o r ：m e t e o r o l o g y n a m e ：l i l i y u n s u p e r v i s o r ：j i a nm a o q i u ；l u oh u i b a n g a b s t r a c t b yt h e u s eo fn c e p n c a rr e a n a l y s i sd a t ai nt h e p e r i o do f1 9 5 0 1 9 9 8a n dt h e p r e c i p i t a t i o nd a t ao f1 9 5 1 2 0 0 0 i nc h i n a ，t h ec h a r a c t e r i s t i c so ft h ea i r s e ah e a tf l u x e s o v e rt h ep a c i f i co c e a na n di t sr e l a t i o n s h i pt ot h ep r e c i p i t a t i o no fc h i n ai ns u m m e ri s i n v e s t i g a t e d t h em a j o r r e s u l t sa r e p r e s e n t e da sf o l l o w s ： f r o md e c e m b e rt oa u g u s to fn e x ty e a r ，t h ed i s t r i b u t i o no fh e a tf l u xi nt h en o r t h p a c i f i cc a lb es o r t e di n t ot h r e ed i f f e r e n tt y p e s ，w h i l et h e r ei st w om a i np a t t e r no fi t s a n o m a l i e s ：i nw i n t e ra n ds p r i n g ，t h en o r t h e a s t s o u t h w e s tb i p o l a ri sp r e s e n t e d ，a n dt h a t z o n a la n o m a l o u sh e a tf l u xi ns u m m e r o nt h eo t h e rh a n d ，p r e c i t ) i t a t i o no ft h em i d d l eo fy a n g z er i v e ri ns u m m e ri sl e s s ( g r e a t e r ) w h e nh e a tf l u xe x c h a n g ef r o mt h eo c e a nt o t h ea 岫1 0 s p h e r ei si n t e n s i f i e d ( s u p p r e s s e d ) i nt h ee a s t w a r do c e a no fj a p a na n dh e a tf l u xi n i t sn o r t h e a s to c e a ni s s u p p r e s s e d ( i n t e n s i f i e d ) i np r e v i o u sw i n t e r i np r e c e d i n gs p r i n g ，an e g a t i v ec o r r e l a t i o n b e t w e e nt h eh e a tf l u xo v e rt h eo c e a nt ot h en o r t h e a s tp h i l i p p i n e sa n dt h es l i m m e rr a i n f a l l o ft h es o u t ho fy a n g z er i v e ri sf o u n d b u tt h e r ei sp o o rc o r r e l a t i o nb e t w e e nh e a tf l u xi n t h ep a c i f i co c e a na n dt h es u i n m e r p r e c i p i t a t i o no f c h i n a f i n a l l y ，r e l a t i o n s h i pb e t w e e nh e a t f l u xi nt h ep a c i f i co c e a na n dt h er a i n f a l lo fc h i n a i ns u m m e ro na n n u a ls c a l eh a v ea l s ob e e nd i a g n o s e d t h er e s u l t si n d i c a t e dt h a tt h e r ei s i i i 苤皇塑墅 s 打o n gp o s i d v ec o r r e l a t i o nb e t w e e nt h es u m m e r p r e c i p i t a t i o no fy a n g z er i v e ra n dt h eh e a t f l u xi nt h ee a s to c e a no fj a p a ni s l a n di np r e v i o u s w i n t e r , i ta l s or e l a t e dt ot h eh e a tf l u xi n t h ee q u a t o r i a lw e s tp a c i f i ci ns p r i n ga n ds u m m e r w h i l et h eh e a tf l u xi nt h en o r t h e a s t p a c i f i ci nw i n t e ra n dh e a tf l u xi nt h ee e n 仕a lr e g i o no fn o r t hp a c i f i ci n s p r i n ga n di n s u m m e rc a nm a k ei n f l u e n c eo nt h ep r e c i p i t a t i o no ft h en o r t ho fc h i n a k e yw o r d s ：h e a tf l u x e s ，r a i n f a l lo fc h i n a i ns u m m e r , i n t e r - a n n u a la n da n n u a ls c a l e ， r e l a t i o n s h i p 第1 章前言 第1 章前言 海洋是大气运动的主要能源，是长期天气过程中的一个重要的物理因子，大尺 度海一气相互作用对天气过程以及气候变化有十分重要的影响。天气和气候异常主要 表现为气温和降水的异常，尤其是降水异常，由于严重洪涝和旱灾频繁的发生，每 次灾害都给人类带来巨大的生命财产损失，因此对降水的研究一直是气象学家们研 究的重点。 我国地域辽阔，降水的空间及时间分布都不均，降水主要集中在夏季风盛行的 4 9 月，尤其以6 、7 、8 三个月的降水最为关键。因此，在关于海温与降水关系的 研究中，海温异常与我国夏季降水的关系更是倍受关注。到目前为止，大洋特性与 我国降水关系的研究主要集中在热带东太平洋、热带西太平洋暖池、北太平洋、南 海海区以及印度洋。比如，陈烈庭研究了赤道地区海水温度异常对热带大气环流 及我国汛期降水的影响，指出春季赤道冷水向西伸展的范围和沿南美西海岸暖水南 扩的程度与我国夏季降水有密切联系。李麦村等。1 则发现长江旱( 涝) 与赤道东太 平洋暖( 冷) 、西太平洋冷( 暖) 以及太平洋海温距平的两种行星型相符合。汪志红。 等用s v d 方法研究了我国夏半年降水距平与北太平洋海温异常的关系，发现秋冬季 海温与我国春末至盛夏各月的降水存在显著相关关系。吴晓彤等“3 研究了初夏南海 海温对华南降水的影响。肖子牛等”3 发现印度洋地区东西海温的偶极振荡( 特别是 前期3 5 月份) 与中国6 8 月汛期的降水有较好的相关关系。关于西北太洋的影 响方面，早在2 0 世纪5 0 年代初，吕炯”7 1 就注意到太平洋海温对我国旱涝的影响， 并揭示了西北太平洋s s t 与长江中下游降水的关系。7 0 年代中期，又有研究。指出 前冬黑潮和亲潮区的s s t 与长江中下游和华北平原的夏季降水存在明显的相关性， 这种相关性从上年秋末开始一直持续到初春，并从低纬开始逐渐向北伸展。其后， 众多研究。9 。”也分别表明了黑潮区s s t 与江淮梅雨、河北平原汛期降水以及我国沿海 地区降水之间的关系。近期，丁良模“指出，黑潮区冬季s s t a 与我国夏季降水有较 好的相关，冬季黑潮区s s t 正距平主旱，负距平主涝。 关于海温异常对我国夏季降水的影响机理方面研究也有一些。如李峰和何金海 第1 章前言 “”指出，北太平洋海温异常是通过对大圆波列产生一种年际尺度的“刺激”作用叠 加在年代际背景上，加强或减弱波列强度，从而造成强夏季风阶段华北夏季降水偏 多气候态下的年际变化。黄荣辉等“3 。1 5 贝0 发现在西太热源的强迫作用下，准定常波 的传播将产生自菲律宾附近至北美的遥相关型( e a p 型) ，l a u 和s h e n “5 = 把这个遥相 关型称作东亚一北美型。这遥相关型表明了行星尺度扰动波列在北半球夏季能够从东 南亚通过东亚向北美西部沿岸传播，它严重地影响着东亚夏季风的年际变化与早涝 的发生“。黄荣辉和卢里“、n i k a i d o “利用数值模拟证实了这重要相关型是与热带 西太对流活动有关，并且表明了在菲律宾周围对流活动强时，e a p 遥相关型较显著。 海洋和大气的耦合是通过它们之间的潜热、感热、水汽和动量等通量的交换和 输送来实现的，这些通量的异常必将导致海洋上空大气热源、水汽汇的异常，从而 影响大气环流和各种物理过程，造成天气气候的异常。换言之，不论是海表温度， 还是热带海洋上空的对流活动，都跟海洋与大气之间热通量交换密切相关。周天军 和张学洪”的研究表明，表层海温的变化趋势是与海表热通量直接联系的。如果大 气向海洋的热通量多，s s t 呈增暖趋势( 反映的是大气对海洋的强迫) ；反之，如果 海洋向大气的热通量多，则s s t 呈下降趋势( 反映的是海洋对大气的强迫) 。吴迪生 等“11 在研究1 9 8 6 1 9 8 7 年e 1n i f i o 期问热带西太平洋的海一气热量交换时发现，e l n i f i o 事件发生前，热带西太平洋的海一气热量交换非常强烈，e l n i f i o 事件发生后， 热带西太平洋的海一气热量交换反而减弱。反之，海温的变化也会引起热通量的异常， 继而影响其上空的对流活动。例如，杨大升等啪1 在研究1 9 8 3 年e ln i f i o 盛期热带太 平洋洋面的热量平衡时发现，e ln i f i o 期间热带中太平洋获得的净辐射减少。马开 玉等。3 = 计算了两个e 1 n i f i o 和l a n i f i a 期间海一气热量交换的情况，发现e l n i f i o 期 间赤道中、东太平洋洋面获得( 损失) 热量减少( 增加) ，l a n i s a 期间净获得( 损 失) 热量增加( 减少) 。d o b e r i t z 与b j e r k n e s 。43 的研究也发现热带太平洋海表温度 异常增暖不仅使得海洋向大气的感热输送大大增加，而且会使强盛的积云对流区向 暖水区移动。因此，揭示海洋与大气之间热通量交换的基本特点，是我们探讨多时 间尺度海气相互作用的基础。 目前，有关热通量与大气环流关系的研究取得了一些成果。例如许乃猷等“”分 析了北太平洋月平均异常热通量场( 由c o a d s 算出) 的时空变化特征及其与大气环 流的关系，发现热通量的季节变化受东亚季风影响最为明显。符淙斌等。”采用对两 2 第1 章前言 种气象要场的相关场作e o f 分解的方法，对1 9 5 1 1 9 7 9 年太平洋海一气感热、潜热 通量( 由c o a d s 算出) 与长江流域降水和东亚5 0 0 h p a 环流作r 分析，发现太平洋海 一气感热、潜热通量与后期( t = 6 ) 长江流域降水存在显著相关区。任雪娟、钱永甫 。7 则对南海地区潜热输送与我国东南部夏季降水作了遥相关分析。他们的研究均表 明潜热或感热通量与我国夏季降水存在一定的相关关系，但有待深入。至于热通量 的总体贡献与我国夏季降水之间关系如何，热通量影响我国夏季降水的原因是什么， 这个问题仍有待进一步的研究。 本文将在已有研究结果的基础上，进一步分析和探讨太平洋潜热、感热通量以 及长波辐射通量的总体效应与我国夏季降水在年际以及年代际尺度上的相互关系。 尽管大气环流的状态如云量的分布可影响太阳短波入射到海洋的情况，但大气本身 是不发射短波辐射的，对短波辐射的吸收也较少，即短波辐射相对于大气是“透明” 的，因此，当分析热通量对大气的影响时，不考虑短波辐射通量的影响，而是主要 考虑其他三个分量的贡献。另外，研究。1 表明，太平洋海域存在着多个海气相互作 用最敏感的区域一关键区，比如，热带西太平洋暖池和黑潮区，因此，对太平洋海 一气热通量的研究尤为重要。 本研究所使用的资料来源见第2 章，第3 章讨论海一气热量交换的气候特征，第 4 章探讨热通量与我国夏季降水在年际尺度上的耦合特征，第5 章分析热通量与我 国夏季降水在年代际尺度上的关系，第6 章为结论。 3 第2 章资料方法和分析方法 第2 章资料处理和分析方法 2 1 资料来源和处理 本文的研究主要使用三种资料：( 1 ) n c e p n c a r ( 美国环境预测中心和大气研究 中心) 的1 9 5 0 1 9 9 9 年全球大气月平均再分析资料。资料再分析的数据同化系统是 在1 9 9 5 年n c e p 的全球预报模式基础上发展的，该系统用谱分析对所有能够得到的 实日于观测资料进行差值，用三维数据分析方法进行周化处理。5 d 年的资料再分析都 是一致的应用了目前发展水平最好的分析方法和预报系统，这是该资料最大的优点。 关于这套再分析资料的详细介绍，可参见k a l n a y 等驯的文章。本文用到的要素场主 要包括：5 0 0 h p a 高度场、8 5 0 h p a 水平风场，分辨率为2 5 。x 2 5 。；表面热通量场 ( 包括蒸发潜热通量、感热通量、净的长波辐射通量和挣的短波辐射) 等，其存放 格式是高斯网格点，经向分辨率为1 8 7 5 。，纬向为不均匀分布，其中表面热通量的 资料长度为1 9 5 3 1 9 9 9 年共4 7 年，资料类型属于c 类，即没有直接的观测资料，完 全依赖于模式的计算结果。国r e y n o l d s s 皿i t h1 9 5 0 1 9 9 8 年的重构月平均海表 温度资料( s s t ) ，分辨率为2 。x 2 。c 3 ) 全国1 6 0 个主要台站的1 9 5 1 年一2 0 0 0 年 的月降永资料。 在本工作中，因为要分别分析年际、年代际尺度的变化过程，所以对以上资料 逐月地做了年序列的傅立叶分解，得到的结果分为两部分，一部分是年际尺度分量， 另一韶分则为年代际尺度分量。 2 2 主要的分析方法 本文所采用的方法主要有经验正交函数展开法( e o f ) 、子波变换、奇异值分解 ( s v d ) 、相关分析、合成分析及t 检验等多种统计方法。下面就文中所用到的统计 4 第2 章资料方法和分析方法 方法进行具体的说明： 2 2 1 经验正交函数分解啪3 e o f ( e m p i r i c a lo r t h o g o n a lf u n c t i o n ) 方法即经验正交函数展开法，它与其 它正交函数分解方法一样，可用于气象场的分解。 e o f 也称为特征向量分析和主分量分析，是研究大范围长时间序列资料的时间 和空间变率的一种适宜方法。此方法把资料的时间方差分解成所谓经验特征向量的 相互正交的空间型。 考虑一个真实的地球物理场f ( x ，f ) ，表示个t 时刻在m 个站上( 用膏表示) 的观测。表示m 个测站的第 个时刻的观测资料阵( ) = 正。，厶。，厶。】7 ，其中t 表 示矩阵的转置。当将n 个时刻一起考虑时，就得到由n 个柱向量组成的m 矩阵 f ，其中的元素，m 。是第m 个测站第 个时刻的观测值相对于n 个时刻平均值的距 平。n 个向量的集合可以表示成任意的单位基：( “，“：， 覆盖的一个m 维的线 性向量空间，如果个向量之间有一些相关，我们期望这n 个向量的末端分布会组 织成簇或者沿着某些特定的方向。 据此，我们要解决的问题是：在向量空间中找出一组正交基 e 。，e ：，) 来代 替原来的基，使得每一向量。都最佳的代表了原始资料向量五0 = 1 ，2 ，) 的簇。 这等价于找到m 个向量e 。，其方向使得所有个观测向量在每一个p 。上的投影的 平方和达到最大值。假定集合i p ) 的向量是相互正交的，于是由内积的定义 c 铲户e t e j = ：l 曷( b 1 ， 这个向量集合 p l 叫做经验正交函数( e o f s ) 用数学术语表示上述问题，即要求解下式的最大值： 5 第2 章资料方法和分析方法 专缸2 对于m = l ，2 ，m ，满足约束条件( 占1 ) 考虑到内积的定义， 专喜f 五】2 = 万1 嘭船7 1 = 船。 其中r 定义为r = 专f f 7 ，是一个的实对称矩阵，也是资料的协方差阵，其元 素为，对角元素= ( 厶。厶) n 正好是方差 上面的问题导致一个特征值问题，可以得到如下形式的方程 & 。= 屯 或( 只一如) = 0 求解此特征值问题，缛到必个正的实特征值。对于每一个特征值厶对应导出一 个与该特征值相联系的向量解p 。，称为第模态。 特征值九有如下性质： = 九 m 匕lm = l 这意味着每个特征值五解释了总方差的一部分，亦即五，五。一般来说 那些解释了资料中大份额方差的特征向量被认为是有物理意义的，并与一些重要的 活动中心相联系。 有了以上的特征向量集合忙1 ，任一观测向量五可表示为m 个特征向量的线形 组合 工= c m 。 其中系数。= t e 是在上的分量或投影，于是 6 第2 章 资料方法和分析方法 c 。= 正 这些系数代表了某一模态在描述观测向量厂中所占的比重，进而是m n 矩 阵c 的元素，故 c = e 7 f 因为n 个观测对应不同的时次，所以。个行向量【c 搠t ，c m 2 ，c m n 】的元素给出r 与某给定特征向量e 。相联系的系数的值，称之为与某一模态的时间系数。 2 2 2 子波分析方法简介。1 “ 子波分析方法是一种具有时频局部化功能的数学分析方法，通过伸缩和平移对 函数和信号进行多尺度分析，能有效地从中提取信息，特别适用于对非平稳时间序 列的分析。二十世纪九十年代以来，子波分析方法在大气科学中的应用日益增多， 并取得了许多研究成果。与传统的傅立叶分析方法相比，子波分析方法主要有以下 两大优点：( 1 ) 给出要素序列的瞬时振动频率随时问的变化情况。( 2 ) 可以看出不 同频率之间的相互关系，反映出序列中不同时间尺度的振荡此消彼长的变化。 由于气象资料本身的特点，目前在气象上常用的连续子波函数主要有m o r l e t 复 子波。复子波的变化可同时给出资料序列变化的振幅和位相两方面的信息，更适合 用来分析序列的周期变化特征。因此，本文选取m o r l e t 子波来分析。其分析函数的 形式为： 妒( 力= 8 哪e 叫7 2 ( 2 1 ) 其中，。为波矢量，一般取( i ) 。_ 6 0 。 定义信号，( t ) 的子波变换为： 蹦咖) = 弛d r = 击加旷( 争廊，删m r( 2 _ 2 ) 其中y 是y 的复共轭，y 。：；以上与，称为子波函数，a 为尺度参数，b 为平其中y 是y 的复共轭，y 。= y ( 二，称为子波函数，a 为尺度参数， 为半 7 第2 章资料方法和分析方法 移参数，h ( a ，6 ) 为子波变换系数。习惯上，我们要分析的不是子波变换的尺度本 身，而是其对应的傅立叶周期，需要将子波变换的尺度转变为傅立叶周期。用m o r l e t 予波函数对资料序列进行子波变换时，尺度参数a 与傅立叶周期t 存在一一对应的 关系： r ，2 0 赢1 0 3 a j 2 r = t 告2 o + q ；+ ( 23 ) 即傅立叶周期和尺度参数近似相等，文中取牙= l o x 2 “”，j = o ，1 ，2 ，1 9 ，分 析的周期范围为2 - 4 7 年。 利用p a r s e v a l 公式和傅立叶变换的相似性质，( 2 2 ) 式可变为： ( q = 等于( 咖“矿功d 印 ( 2 4 ) 其中广( 妫和矿细劝分别为，( f ) 和y + ( 堡) 的傅立叶变换。同时可得到连续子波变 换的重构公式为： 弛) = 毒，( 口，功虬以) 等 ( 2 5 ) w 其中q ：j 二监篝p 国 t 。，就拒绝原假设，认为特殊年份的均值与一般年份的均值有显著差异。对 于气象要素场来说，场中每一个格点都进行上述的计算，将得到均值差异的 显著性t 一检验的空间分布图。 2 2 5 相关系数的显著性检验。3 相关系数是衡量两个变量之间关系密切程度的量。这个量的大小是否显 著需要做统计检验。一般在样本容量固定的情况下，计算统一的判别标准相 关系数，即相关系数临界值，若计算的相关系数， ，则认为是通过显著 厂广 性的t _ 检验。的计算为：2 、i 匆其中n 是样本长度，k 是自由度 为n 一2 时，显著水平a = o 0 5 的t 分布临界值。这种计算的前提是假设参与相 关计算的两变量序列是随机序列，样本间是独立无关的，即没有显著的自相 关性。 1 2 第3 章海气热量交换的气候特征 第3 章海一气热量交换的气候特征 海陆一气界面上热通量的交换，包括蒸发潜热通量、感热通量、净的长波辐射 通量和净的短波辐射通量。由于短波辐射通量相对于大气是“透明”的，当分析热 通量对大气的影响时，主要考虑其他三个因子的贡献。因此，本文所定义的热通量 ( f ) 为由下垫面进入大气的感热通量( s h ) 、由下垫面进入大气的蒸发潜热通量( l h ) 以及净的长波辐射通量( n l ) 之和：f 二s h + l h 十n l ，以下如无特别说明，文中所指的 热通量也是上述三个因子之和。当热通量由下垫面向大气输送时符号为正，反之， 当热通量由大气向下垫面输送时符号为负。 本章将具体分析热通量的气候特征和时空分布特征，并对我国夏季降水的时间 变化特征进行分析。 3 1太平洋海一气界面热通量的气候平均态 图3 一l 给出了太平洋( 1 0 0 。e 1 2 0 。w ，5 。s 4 5 。n ) 4 1 年( 1 9 5 8 1 9 9 8 年) 平均1 2 月至次年8 月逐月热通量分布图。由图可见：1 2 月至次年8 月，北太 平洋上均为正的热通量值，也就是说，热通量是从海洋向大气输送的。1 2 2 月份， 热通量高值区几乎分布在大洋西岸；3 月份热通量与1 2 2 月热通量的分布比较相似， 但明显为一过渡型；4 月以后，热通量场基本上是中东部高于西部。具体分析如下： 1 2 月，热通量高值区几乎分布在海洋上，东亚大陆相对小得多。其中，以东亚 东部的黑潮海域热通量最大，中心值高达5 0 0 w m 2 左右。而同样地理位置的日本岛上 热通量则相对小得多，这可能是冬季陆地上温度相对海洋比较低的缘故。并且，大 洋西海岸的热通量值比同一纬度的东海岸也要大两倍左右。 1 月，热通量的整体分布形式与1 2 月非常相似，黑潮区热通量数值达到5 5 0 w m 2 ， 大洋西海岸的热通量值远高于东海岸。 2 月，热通量的分布形式仍然与1 2 月、1 月相似，只是黑潮海域热通量中心值 1 3 第3 章海气热量交换的气候特征 相对i 月有所减弱。 3 月：黑潮海域仍然是热通量的最大值区，大洋西岸热通量有所减小，而东岸 却明显增大。 4 月：大洋中东部1 5 n 。两侧为高热通量区，呈“一”字型分布，以此为界整个 热通量场呈中部高两端低、东部高西部低的分布形式，明显不同于冬季的1 2 2 月。 5 月：分布形式与4 月份相似，西岸大部分海域热通量值小于1 5 0w m 2 ，而大 洋中东部热通量却普遍较高。 6 月：太平洋上热通量则呈南高北低型，中东部热通量仍略高于西部。 7 、8 月：整体分布形式跟6 月相似。 综上，1 2 月一8 月热通量按其分布形式可以为冬季型( 1 2 2 月) 、春季型( 3 5 月) 和夏季型( 6 8 月) 。尽管作为冬春过渡型的3 月份通量场分布与冬季型比较相 似，但为了从气象意义上更好地划分，这里把3 月份归入到春季型中。冬季，由于 北太平洋西部有强暖流黑潮，又盛行明显的冬季风，空气干冷、风速大，形成 明显的不稳定层结和大的海气温湿差，从而导致大洋西海岸的热通量值远高于同一 纬度的东海岸，并且在黑潮区形成高热通量区。夏季太平洋西部盛行明显的夏季风， 空气暖湿，形成暖洋流洋面上的海气温湿差和风速值较同纬度的东部洋面小，导致 热通量反比东岸小。这说明，热通量场的分布特征及其变化规律是与大气环流紧密 相关的”。 把冬季( 1 2 2 月进行季节平均) 通量场减去夏季( 6 8 月进行季节平均) 通量 场，得到冬季与夏季热通量场的差值分布( 图3 2 ) ，结果表明，大洋西岸热通量场 的冬夏季节差异比大陆东岸明显得多，并且，东亚东部的日本岛附近海域是北太洋 热通量冬夏差异最显著的地方。 3 2 冬、春、夏各季热通量的时空分布特征 热通量的e o f 分解可获得全场范围最显著的热通量的时间演变情况( 由时间系 数) 和空间分布型式( 由特征向量描述) 。分析春夏季热通量的时空分布特征，有助 于我们进一步分析热通量对我国夏季降水的影响情况。因此，下面分别对冬季( 1 2 2 第3 章 海气热量交换的气候特征 月) 、春季( 3 5 月) 和夏季( 6 一- 8 月) 太平洋海一气界面热通量的空间结构及时问演 变进行了e o f 分解，分析分范围为1 0 5 。e 1 2 7 5 。w ，0 9 5 2 。s 一4 8 5 7 1 。n ，分 解所用资料的空间分辨率为7 5 。3 7 5 。，时间序列为1 9 5 8 - 1 9 9 8 年每年的逐月 热通量资料，每年的冬、春、夏季分别作为一个样本，因此，每个季节分别有4 1 个 样本。分解所得的前五个模态的方差贡献及累计方差贡献如表3 1 所示。 表3 1各季e o f 分析的前5 个特征向量的方差贡献和累积方差贡献( ) m o d im o d 2m o d 3m o d 4m o d 5 累积贡献率 冬季3 0 4 0 1 3 5 29 3 76 9 45 1 96 5 4 2 春季2 1 2 6 1 3 1 59 1 27 0 04 9 35 5 4 4 夏季 3 0 8 19 1 67 2 34 5 74 4 35 6 2 0 3 2 1 冬季热通量的时空分布特征 由表3 一l 可见，冬季，热通量的第一模态解释了总方差的3 0 4 0 ；第二模态占 总方差的1 3 5 2 ；第三模态占总方差的9 3 7 。前五个特征向量已能解释总方差的 6 5 4 2 。 热通量e o f 分解第一模态的空间分布型如图3 3 a ：在冬季，大概以5 。n 为界， 太平洋西北部海域与东南部海域的热通量变化呈明显的反相关系。热通量变异中心 分别位于黑潮区以及国际日期变更线的东部洋面，呈西北一东南向的双极分布，其中， 黑潮区附近的最强中心数值高达0 1 5 ，远远高于其它海域，这可能由于该区域地处 东亚沿海，冬季深受东亚冬季风影响的缘故。该模态反映出当其时间系数( 图3 - 3 b ) 为正( 负) 时，黑潮海域向大气释放热量较常年偏少( 多) ，其东南部海域向大气释 放的热量偏多( 偏少) 的关系。这与许乃猷等“1 用c o a d s 资料算出的结果是一致的。 该模态的时间系数在1 9 8 0 年前以正为主，1 9 8 0 年以后以负为主，同时，由时间系 数的变化曲线也可以看出该模态具有很明显的年际变化特征。该模态时间系数的主 1 5 第3 章海气热量交换的气候特征 振荡周期是3 5 年( 功率谱分析结果，通过了9 5 信度水平的红噪音检验，下同) ， 表明该模态主要反映的是年际变化特征。 第二特征向量( 图3 3 c ) 反映的是日本岛以东洋面以及西风漂流区与其南部海 域热通量变异相反的关系，该分布型的中心分别西风漂流区以及菲律宾东部洋面， 即当该模态的时间系数( 图3 - 3 d ) 为正( 负) 时，西风漂流区海域向大气释放热量 较常年偏少( 多) ，菲律宾以东洋面向大气释放的热量偏多( 偏少) 。时间系数系表 明，该模态以3 4 年的年际变化为主，同时还具有1 6 年以上的振荡特征。 第三模态的空间分布型如图3 3 e 所示，在北太平洋中部有一个热通量变率较大 的区域，中心值高达0 1 2 ，远高于其西北、东南部的两个正的变率中心。说明，当 该模态的时间系数( 图3 - 3 f ) 为正( 负) 时，该海域向大气释放热量较常年偏少( 多) 。 该模态时间系数具3 4 年的主周期振荡和1 6 年以上的年代际变化特征。 3 2 2 春季热通量的时空分布特征 春季，热通量第一模态的方差贡献占总方差的2 1 2 6 ，第二模态占总方差的 1 3 1 5 ；第三模态占总方差的9 1 2 。 由图3 4 a 可见，e o f 分解的第一模态体现了春季太平洋热通量异常场东北一 西南向反位相振荡的特征，正负中心也是呈西北一东南向的双极分布。最大热通量 变异中心位于1 5 。- - 2 0 。n 附近的菲律宾以东洋面( 即西太暖池北部) ；日本岛以东 洋面也有较大的热通量的变异中心，只是相对于冬季较为偏北，而且数值减弱了将 近一倍。这可能是春季该地区风场较冬季弱的缘故，说明风场对热通量场的影响是 显著的。该模态反映出当其时间系数( 图3 - 4 b ) 为正( 负) 时，2 5 。n 以南海域的 异常热通量以正( 负) 为主；而2 5 。n 以北海域的异常热通量以负( 正) 为主的关 系。同时，该模态的时间系数还表明，热通量异常场在1 9 7 8 年左右经历了一次年代 际变化，同时，还具有3 5 年的次强振荡( 功率谱分析结果，通过了9 5 信度水平 的红噪音检验，下同) 。 第二模态的空间分布( 图3 - 4 c ) 呈西北一东南向的“正一负一正”三极分布，中 心分别位于日本岛附近海域、2 0 。n 附近的北太平洋以及1 0 。n 附近的太平洋中部。 1 6 第3 章 海一气热量交换的气候特征 最强中心位于1 0 。n 附近的太平洋中部，远大于其它两个中心。该模态反映的是当 时间系数为正( 负) 时，这三个海域的异常热通量以正一负一正为主。该模态时间系 数( 图3 4 d ) 以2 4 年的年际变化为主。 第三模态( 图3 4 e ) 反映的是西风漂流区与其东部海区热通量变异相反的关系， 当时间系数为正( 负) 时，西风漂流区向大气释放热量较常年偏多( 少) ，而其东部 海域向大气释放的热量偏少( 多) 。功率谱分析结果表明，第三模态的时间系数( 图 3 - 4 f ) 体现的是准两年振荡的主周期和5 年左右次周期的变化特征。 3 2 3 夏季热通量的时空分布特征 夏季，第一模态解释了总方差的3 0 8 1 ，远远高于其它模态的方差贡献。前五 个特征向量解释了总方差的5 6 2 0 s 。 夏季第一模态的热通量异常场( 图3 - 5 a ) 呈明显的南北反位相带状分布，北部 的正负分界线位于3 2 。n 附近，相对于冬、春季更为偏北；南部大概以赤道为界。 另外，大洋东岸热通量场的变化大于大洋西岸，最强中心位于中东太平洋。该模态 反映的是当时间系数为正( 负) 时，3 2 。n 以北海域热通量负( 正) 异常；3 2 。n 以 南海域热通量以正( 负) 异常；而赤道以南海域热通量负( 正) 异常。第一一模态的 时间系数( 图35 b ) 表明，该模态在1 9 7 6 年左右经历了一次年代际变化，功率谱 结果也表明了该模态显著的8 一1 6 年的年代际振荡。 第二模态( 图3 5 c ) 反映的是北太平洋中部与其周围海域热通量异常反位相的 关系。该分布型的最强中心位于日界线偏西2 0 。n 一3 0 。n 之间，数值达到0 1 2 。 说明当时间系数为正( 负) 时，该区域热通量正( 负) 异常最大。第二模态的时间 系数( 图3 - 5 d ) 体现该模态具有4 - 5 年以及卜2 年的年际变化特征。 第三模态( 图3 5 e ) 反映的是1 6 0 。w 东、西部海区热通量异常反位相的关系。 最大变率中心位于日界线西侧的1 0 。n 一2 0 。n 之间，库页岛东部海域也有一个较大 值中心。该模态时间系数( 图3 - 5 f ) 3 年左右的年际变化特征很明显。 将各个季节通量场前三个模态的特征向量分别与相应的时间系数相乘，得到该 模态的还原场，再求出还原场与原场的相似系数，这些相关系数的逐年变化在一定 1 7 第3 章海气热量交换的气候特征 程度上可以反映各个模态在不同时段所作贡献的相对大小，如图3 - 6 所示。由图可 见，冬季第一模态的贡献在整个时域中都占优，其次是第三模态；春季第一模态的 相似系数也普遍较高，但在6 0 年代中后期至7 0 年代前中期，第三模态的贡献表现 出显著优势；夏季第一、第二模态的贡献比较接近，相似系数都较高，而第三模态 在