（气象学专业论文）春夏季热带西太平洋—印度洋大气热源的时空变化.pdf

春夏季热带西太平洋一印度洋 大气热源的时空变化 专业：气象学 硕士生：史茜 指导老师：简茂球副教授 摘要 本文利用1 9 5 9 2 0 0 4 年共4 6 年n c e p n c a r 再分析资料计算了全球逐 日的整层积分的大气热源，并处理成月平均资料，用e o f 分解方法分析其年 际变化尺度的时空特征，并通过相关、合成等方法研究其与s s t 、风场的关系及 对中国降水的影响。得到了以下一些结果： 在热带西太平洋一印度洋地区，春夏季热源随时间向北推进。e o f 分解结 果表明，春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的异常中心主要分布在菲律宾附 近海域、澳大利亚北部和赤道印度洋，这些也是标准差极大区。热源主要的异常 型都表现出与e n s o 现象有密切联系，主要表现在与热源异常型相关的s s t a 场 的分布与e n s o 事件的s s t a 分布相似。在热带西太平洋，热源异常中心的变化 与其下方的s s t a 一般相关性并不高，反而与附近区域的s s t a 水平梯度有更密 切的关系。热源的异常与局地风场变化则有密切的对应关系，当大气热源偏强 ( 弱) 时，低层风场一般有气旋性( 反气旋性) 距平风场。从热源与中国降水的 联系的分析中看出，菲律宾附近西太平洋海域或澳大利亚北部海域上空热源的异 常变化对中国长江以南降水有较大影响。例如3 月菲律宾以东西太平洋暖池区的 大气热源异常会影响长江以南中国东南部及华东地区降水，5 月，菲律宾附近及 澳大利亚北部大气热源的异常会影响中国东南部及云贵地区降水异常，6 月菲律 宾附近大气热源异常会影响长江以南大部分地区、黄河中游地区、长江三角洲地 区降水异常，7 月西南海和菲律宾以东西太平洋暖池区域热源异常会影响中国华 南、长江上、下游，黄河中下游地区降水异常，8 月菲律宾以东西太平洋、菲律 宾附近及海洋大陆大气热源异常会影响中国中部大部分地区降水异常。上述热源 异常通过影响水平环流异常，环流异常又直接影响水汽通量输送异常，从而影响 中国降水的异常。 关键词：热带西太平洋一印度洋春夏季大气热源时空变化中国降水 a b s t ra c t s p a t i a la n dt e m p o r a lv a r i a t i o n so ft h ea t m o s p h e r i c h e a ts o u r c e so v e rt h et r o p i c a lw e s t e r n p a c i f i c - i n d i a no c e a ni ns p r i n ga n ds u m m e r m a j o r ： n a m e ： m e t e o r o l o g y s h i q i a n s u p e r v i s o r ：j i a nm a o q i u a b s t r a c t t h e g l o b a lv e r t i c a l l yi n t e g r a t e da t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e sa r ec a l c u l a t e du s i n gt h e n c e p n c a rd a i l yr e a n a l y s i sd a t af r o m1 9 5 9t o2 0 0 4 b yu s i n gt h ee o f ( e m p i r i c a l o r t h o g o n a lf u n c t i o n la n dc o m p o s i t ea n a l y s i s ，t h es p a t i a la n dt e m p o r a lv a r i a b i l i t i o n s o ft h ea t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e sa n dt h e kr e l a t i o n s h i pw i t ht h es e as u r f a c et e m p e r a t u r e ( s s l ) a n dt h e r a i n f a l li nc h i n ah a v eb e e ni n v e s t i g a t e d t h em a i nr e s u l t sa r e s u m l a r i z e da sf o u o w s ： t h ea t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e so v e rt h et r o p i c a lw e s t e r np a c i f i c - i n d i a no c e a n m i g r a t e sn o r t h w a r da st i m eg o e so ni ns p r i n ga n ds u m m e r t h er e s u l t so fe o f a n a l y s i si n d i c a t et h a tt h ed o m i n a n ta b n o r m a lc e n t e r sa r el o c a t e do v e rt h ep h i l i p p i n e a n ds u r r o u n d i n ga r e a s 、t h en o r t ho fa u s t r a l i aa n dt h ee q u a t o r i a li n d i a no c e a n ，w h e r e t h es t a n d a r dd e v i a t i o ni ss i g n i f i c a n tt o o t h e r ea r es i g n i f i c a n tr e l a t i o n s h i p sb e t w e e n t h ed o m i n a n tm o d e so ft h ea t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e sa n de n s oe v e n t s ，t h a ti st os a y t h ed i s t r i b u t i o n so ft h es s ta b n o r m a l i t i e sc o n n e c t e dw i t ht h ea b n o r m a lm o d e so fh e a t s o u r c e sa r ea l i k ew i t ht h a to ft h es s t ai i ie n s oe v e n t s w h a t sm o r e i nt h ep a c i f i c a b s t r a c r w a r mp o o la r e a ，t h ea t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e so v e ra b n o r m a lc e n t e r sh a v eb e t t e r c o r r e l a t i o nw i t ht h eh o r i z o n t a lg r a d so fs s t at h a nw i t hs s tu n d e rt h ec e n t e r s h o w e v e r , t h e r e i sc l o s e r e l a t i o n s h i p b e t w e e nt h e a t m o s p h e r i c h e a ts o u r c e s a b n o r m a l i t i e sa n dt h ew i n df i e m ：t h e r ea r ec y c l o n e s ( a n t i c y c l o n e s ) a tl o w e rl e v e l u n d e rt h ea b n o r m a ls t r o n g ( w e a k ) a t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e s f u r t h e r m o r e ，b y a n a l y z i n gt h er e l a t i o n s h i p sb e t w e e nt h em o d e so ft h ea t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e sa n d t h er a i n f a l li nc h i n a ，w ef m dt h a tt h es t m n g ( w e a k ) a t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e sw i l ll e a d t h ec o n v e r g e n c e s ( d i v e r g e n c e s ) o ft h ev a p o rf l u x ，a n ds oa b u n d a n t ( s c a r c e ) r a i n f a l li n c h i n aa r e a ，a n dt h ea b n o r m a lv a r i a t i o n so ft h ea t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e se s p e c i a l l yt h e o n e so v e rw e s t e r np a c i f i cs u r r o u n d i n gp h i l i p p i n ea n do v e rt h en o r t ho fa u s t r a l i ah a v e r e m a r k a b l ei m p a c t so nt h er a i n f a l li nt h ea r e as o u t ht ot h ey a n g t z er i v e ri nc h i n a k e yw o r d s ：t h et r o p i c a lw e s t e r np a c i f i c i n d i a no c e a ns p r i n g a n ds u m m e r a t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e ss p a t i a la n dt e m p o r a lv a r i a t i o n s r a i n f a l li nc h i n a 第一章引言 1 1研究现状 第一章引言 大气热源是驱动大气运动的主要动力之一。目前对热源的研究多集中在青藏 高原( 叶笃正等，罗。3 1 等) 及孟加拉湾，普遍认为夏季青藏高原作为一个位于对 流层中部的巨大热源对北半球乃至全球范围的大气环流和天气气候有重要影响。 罗会邦和陈蓉“1 讨论了高原热源与国降水的关系，发现当高原热源增强时，长江 上游和淮河流域降水增多，而华南地区江水减少。对于青藏高原热源，前人还进 行了一些数值试验，例如朱乾根等”1 认为由感热引起的南风分量通过地形抬升作 用导致高原南侧的大量潜热释放，形成孟加拉湾热源，由此指出，对于季风环流 青藏高原的感热作用是重要的，潜热释放及孟加拉湾热源是第二位的；而何家骅， 陈隆勋等0 1 指出南亚季风的主要形成机制在于孟加拉湾季风区的大气热源中心， 而不是青藏高原热力作用。张艳焕等”1 也通过统计分析研究了夏季孟加拉湾热源 年际异常与亚洲季风环流系统的响应以及与中国夏季降水的年际关系。 很多研究表明，海洋的热力状况对大气环流有很大影响，尤其是位于东半 球印度洋和西太平洋海域的东半球暖池区，这里集中了全球大部分暖水，是大气 热量的主要供应地之一。在暖池上空，海表面附近海一气相互作用相当剧烈，对 流活动强盛持久，暖池的微小变化对大气辐散辐合以及垂直运动，进而对全球大 气变化有很大影响。1 。热带西太平洋暖池的热状态及其上空的对流活动会导致东 亚夏季气候异常。黄荣辉指出，当热带西太平洋暖池增暖，从菲律宾周围经南 海到中印半岛上空的对流活动增强，西太平洋副热带高压的位置偏北，我国江淮 流域夏季降水偏少，相反，则菲律宾周围的对流活动减弱，副高偏南，江淮流域 降水偏多，黄河流域降水偏少，易发生干旱。并且当热带西太平洋暖池上空的对 第一章引言 流增强后，从东南亚经东亚到北美西海岸上空的大气环流呈现出一个遥相关型， 即东亚太平洋型( e a p 型) 。还指出。，西太平洋副热带高压和江淮流域夏季降 水的季节内变化是与菲律宾周围的对流活动季节内变化紧密相连的。数值试验1 也发现，热带印度洋海温的异常变化在中高纬度地区同样能激起类似p n a 型和 e a p 型的冬季遥相关波列和夏季遥相关型波列，对我国的气侯异常有显著影响， 特别是对西南和长江中下游地区的夏季降水异常影响显著。印度洋上空纬向环流 的异常还可以通过印度洋和太平洋上空大气系统的齿轮耦合去影响赤道中东太 平洋的海一气相互作用并触发e n s o 事件“。由于大气冷热源空间分布的差异推 动大气运动，所以对于热带西太平洋一印度洋地区热源的研究具有非常重要的意 义。 对于热带海洋上空大气热源的研究国内外也有很大进展。y a n a j 和t o m i t a “” 利用n c e p n c a r 的1 9 8 0 1 9 9 4 的月平均资料，根据倒算法( y a n a i “4 11 9 7 3 ) 计算大 气热源和水汽汇，分析了各季节大气热源在全球的分布状况，结果表明，西太平 洋、南印度洋上空全年都是几个大气热源大值中心之一，夏季孟加拉湾上空也形 成强大的热源中心，且热带海洋冬夏季大气热源与水汽汇在数量上分布非常一 致，这说明凝结潜热释放是大气非绝热加热的主要因子，加热主要是由深积云对 流造成，春季则对流与感热加热都较弱。他们还指出热源和水汽汇垂直分布峰值 的分离是与积云对流相对应的，西太平洋暖池上空尤其是夏秋季节对流特征显 著。赤道印度洋和西太平洋上空热源的年际变化相对中东太平洋较弱，是在5 6 年长周期变化的基础上又叠加了卜2 年的短周期，并且与中东太平洋大气热源热 源、长波辐射o l r 与海表面温度s s t 相关性很好所不同的是，在赤道印度洋和西 太平洋相关性很不好，这可能是在暖洋面，对流活动抑制s s t 发展，可能s s t 以 外的因素对西太平洋暖池区的对流活动有更大作用，究竟是什么因素还有待进一 步研究。对于西太平洋暖池区热源对东亚气候的影响，简茂球等”指出，西太平 洋暖池区热源异常通过直接影响垂直运动场的异常，进而影响到我国的夏季降水 的异常。蓝光东等“”利用1 5 年的e r a 资料通过s v d 分析，发现西太平洋热源异 常与s s t 异常场的主要耦合模态的空间分布型对应于e n s o 循环分布型，热源异 常与s s t 异常有较高正相关的热带太平洋区域主要集中在1 7 0 - 。e 以东5 9 s 5 - o n 的 狭长带，在这块区域缺乏深厚积云对流，而西太平洋的其他区域则深厚积云对流 第一章引言 旺盛，由此推测赤道太平洋上空的云团在海温异常与大气加热异常的联系之间似 乎有比较重要的作用，而对于太平洋不同地区大气加热与海温之间联系的物理机 制究竟是怎样的并没有给出具体解释。 1 2本文要研究的内容 总得来说，目前对于热源的研究大多采用数值模拟的方法。6 。”，或者采用 较短时间序列或个例o “”，用长时间的观测资料来研究大气热源的气候分布和时 间变化特征以及热源异常对气候的作用的研究较少见。由于气候变化的年际差异 很大，有必要对大气热源多年状况进行更细致的分析，本文就是用较长的时间序 列资料( 1 9 5 9 - 2 0 0 4 年共4 6 ) 来分析年际尺度上热带西太平洋一印度洋大气热 源的变化特征，并讨论其影响因子，以及热带西太平洋一印度洋大气热源异常与 中国降水的联系。 本文第2 章介绍所使用的资料和方法：第3 章为春夏季各月热带西太平洋一 印度洋大气热源的时空变分布特征；第4 章分析了热源时空变化与海表面温度、 大气环流异常的关系；第5 章通过对热源时空变化与中国降水的相关分析讨论其 对中国气候的影响；第6 章是结论。 第二章资料和方法 第二章资料和方法 2 1 资料来源和处理 本文的研究主要用到三套资料： ( 1 ) n c e p n c a r ( 美国环境预测中心和大气研究中心) 全球大气逐日及月 平均再分析资料，资料长度为1 9 5 0 2 0 0 4 年。资料再分析中所用的数据同化系统 是在1 9 9 5 年n c e p 的全球预报模式基础上发展的，系统用谱分析对所有能够得 到的实时观测资料进行插值，用三维数据分析方法进行同化处理。关于这套资料 的详细介绍，可以参见k a l n a y 等。”的文章。本文中用到的要素场主要为逐日的 高空1 2 层纬向风u 、经向风v 、p 坐标垂直速度、位温t 、比湿q ，以及月平 均的1 2 层纬向风u 、经向风v ，高空1 2 层分别为：1 0 0 0 h p a 、9 2 5h p a 、8 5 0h p a 、 7 0 0h p a ，6 0 0h p a 、5 0 0h p a ? 4 0 0h p a 、3 0 0h p a ? 2 5 0b o a 、2 0 0b o a 、1 5 0b o a 、1 0 0 h p a ，资料格式为经纬网格点，分辨率是2 5 e x 2 5 - o 。 ( 2 ) 1 9 5 1 1 9 9 8 年r e y n o l d s s m i t h 的重构月平均海表温度资料( s s t ) ， 资料存放格式为经纬度网格点，分辨率为2 o g x 2 0 。 ( 3 ) 1 9 5 1 2 0 0 4 年中国1 6 0 站点的月平均降水资料。 对于n c e p n c a r 再分析资料在亚洲上世纪7 0 年代存在的气候跃变现象， r e n g u a n gw u & j l k i n t e ri i i l 2 6 】认为早期由于高空观测资料缺乏准确度不高，7 0 年代之后加入卫星观测资料，才使再分析资料更加准确，并发现n c e p n c a r 再分析资料在亚洲存在夸大年代际变化的倾向，y a n g 2 7 】也指出1 9 6 8 年前的 n c e p n c a r 再分析资料在东亚可信度较低，为了避免这种尚存在争议的年代际 变化的影响，本文着重分析热源及其影响的年际变化，所以对于所用资料都用谐 波分解方法滤去了周期大于等于8 年的年代际变化，只保留其年际变化。 2 2 计算和分析方法 2 2 1 大气热源的计算方法 第二章资料和方法 本文采用倒算法b “1 计算了全球逐日高层逐层的大气热源，其计算公式如下： c ，降岍吲m 讣q t c z 叫 式中t 为温度，0 为位温，f o 为p 坐标的垂直速度，p 。为1 0 0 0 p a ，r = r c ，哥 为水平风矢量，a 。为大气热源。 本文中用到的是垂直积分的大气热源，计算垂直积分的公式是： ( q - ) = 1 j ：q - 印口p + s + ( q 一) ( 2 - 2 ) 式中p 、s 和( 绋) 分别为降水量、地表感热通量和垂直积分的辐射加热项，l 为 凝结潜热，p 。和p ，分别为地面气压和大气层顶气压( 取l o o h p a ) 。 另外，我们对计算出的逐日大气热源进行月平均处理，得到逐月的大气热源。 2 2 2 水汽通量的计算方法 假设在l o o h p a 以上大气没有水汽，那么某单位气柱整层大气水汽输送通量 矢量q = ( 级，o 。) 可由下式来计算，即 q 5 扭嘶和2 扭埘仲 ( 2 _ 3 ) 因此，分别可得在纬向和经向水汽输送通量蜴与见的计算公式如下： 蜴= 昙丘“咖 驴扣v 叻 ( 2 - 4 ) ( 2 5 ) 舌为该单位气柱各层大气的风速矢量，u 和v 分别为东西风和南北风分量，q 是该单 位气柱各层大气的比湿，是海平面气压，为简单起见，一般取p o = 1 0 0 0 h p a 。利用 公式( 2 3 ) ( 2 5 ) ，由n c e p n c a r l 9 5 0 2 0 0 4 年逐日各层的比湿、风场资料可 以计算出全球春夏季6 - - 8 月各月的水汽输送矢量与纬向和经向水汽通量，并进行 月平均处理。 另外，本文的研究主要用到了谐波分解、经验正交函数( e o f ) 分解、相关 第二章资料和方法 分析、合成分析等多种统计分析方法，下边对一些方法进行具体的说明： 2 2 3 经验正交函数( e o f ) 分解1 经验正交函数分解，又称主分量分析或主成分分析，自然正交函数分解或特 征向量分析。它是气象统计分析的常用方法之一。它能够把随时间变化的气象要 素场分解为空间函数部分和时问函数( 主分量) 部分。空间函数部分概括场的地 域分布特点，这部分是不随时间变化的：而时间函数部分则由空间点( 变量) 的 线性组合所构成，成为主分量，这些主分量的头几个占有原空间点( 变量) 的方 差的很大部分。研究主分量随时间变化的规律就可以代替对场的随时间变化的研 究。 设抽取气象要素场样本容量为n 的资料，则场中任一空间点i 和任一时间点 ，的距平观测值可看成由p 个空间函数v 。和时间函数) ，目( 七；1 ，2 ，p ) 的线性组合，表示成 驴薹q 刮l y i j + v i 2 y z ，+ + + v 订 。6 上述分解还可以表示成矩阵形式 x = v y ( 2 7 ) 式中盖为p n 资料阵，阵中元素x 。j ( f = 1 ，2 ，p ；j = 1 ，2 ，o i l yn ) 为距平值，即阵中元素满足下式 丢轴2 。m ，p ， 沼s ， ( 2 7 ) 式中 矿= v 1 1v 1 2 v 1 。 v 2 11 2 2 2 v 2 。 v p lp p 2 v 口 y = ) ，h _ ) ，2 - y 一 ( 2 9 ) 分别称为空间函数矩阵和时间函数矩阵。由于它们是根据场的资料阵x 进 行分解，分解的函数没有固有的函数形式，因而称为“经验”的。但是我们还希 望这种分解和其它正交函数类似具有“正交”性的特点，即要求 第二章资料和方法 理有 v 。砉舢 ) ，t _ ) ，：。蓍y 曲却 ( 七z ) ( k f ) 事实上，对( 2 7 ) 式右乘z 有 x x l ；v y y v + ( 2 1 0 ) ( 2 1 1 ) 但x x l 是p x p 对称阵，阵中元素为距平变量的交叉积。据实对称阵分解定 xx = v a v ( 2 1 2 ) 式中a 为x z 矩阵的特征值组成的对角度，v 为对应的特征向量为列向量 组成的矩阵，比较( 2 1 1 ) 与( 2 1 2 ) 式可知 y y = ( 2 1 3 ) 又据特征向量性质有 矿y 。矿矿。，( 2 1 4 ) 显然( 2 1 3 ) 及( 2 1 4 ) 式满足( 2 1 0 ) 式的要求。由此可知空间函数矩阵 可从x x 矩阵的特征向量求得，而时间函数可利用( 2 7 ) 是左乘v 1 阵得到，即 y ：x( 2 - 1 5 ) 至此，完成矩阵x 的经验正交函数分解。 由时间函数( 或主分量) 性质，我们就可以用头几个方差较大的时间函数与 其对应的空间函数乘积作为原气象要素场的估计。本文采用距平场为原始场进行 e o f 分解。 另外，在做e o f 分解时，我们还对各模态各点的还原时间序列的方差占原 始时间序列方差的百分比进行了估算。对某个空间点f ，由该点第k 个特征向量 值m 和相应的时间函数y k j ( j = 1 ，2 ，n ；n 为样本数) ( 或主分量) 还原的时间序列 为： ( y k l , y 女2 ，y t 3 ，y 一，y h ) v m ( 2 1 6 ) 7 第二章资料和方法 其方差为：o k 2 ：v 。2 a _ _ l k ，其中儿为第七个特征值。则第i 点原始时间序列的总 n 方差为： 荟吼2 = ( 荟”* 2 n ( 2 1 7 ) m 为e o f 的特征值个数。因此，对空间点i ，由该点第k 个特征向量值v i k 和相 应的时间函数y 埘( j = 1 ，2 ，n ；n 为样本数) ( 或主分量) 还原的时间序列的方差占 该点原始时间序列方差的百分比b f b 膻( 后面亦称空间点方差贡献率，以区别一 般的场方差占总方差的百分比) 可由下式计算： b f b 。；孚l = 泣 ( 2 1 8 ) 荟2荟( 2 九) 2 2 4 谐波分解【2 9 1 谐波分解是建立在傅立叶变换为基础的频域分析方法。对任一以周期t 变化 的时间函数x m ，在满足狄氏条件下，可以展成如下的博立叶级数 工o ) = 。+ ( a kc o s o k t + b ks i nc o k t ) ( 2 1 9 ) 其中= 2 府t ，为第k 个波的圆频率。对于时间序列x 。( i = l ，2 ，n ) 可展成 其中 = c o s 等z = 咖警j ( 2 2 0 ) ( 2 2 1 ) 周期与波数k 的关系为耳；n k ，第k 波的方差为吒2 = 。2 + 6 。2 ) 2 ，则总方 差为毫吼2 。本文滤出年际变化，即取周期为2 s 瓦t 8 范围的波。 2 2 5 合成分析及t 一检验 合成分析是指根据一定标准从时间序列置( i = i ，2 ，3 - n ) 中根据一定标准挑 0 t ns t 凸+ i 珊 so c 10 叫y 詹 0 = 、，o x 第二章资料和方法 出新的序列y ，( i = l ，2 ，3 n 1 ) ，其中n l n 本文根据一定标准从原时间序列t ( i = l ，2 ，3 n ) 中分别挑出强年序列 口，( i = 1 ，2 ，3 n 。) 和弱年序列岛( i = 1 ，2 ，3 ，l ：) ，则剩余正常年序列 q ( i = 1 ，2 ，3 如) ，其中n 3 = n o 。+ n ：) 。并对合成的显著性进行t - - 检验。 t 一检验的方法是【2 8 】：例如对于强年合成的t 一检验为把强年序n a ，和正常年 序列g 的均值有无显著差异看为来自这两个总体均值有无显著差异的问题来检 验。两段序列的样本数分别为 n n ，均值为i 和墨，方差为q 2 和s ，2 。定义统 计量 其中s = ( 2 2 2 ) 式遵从自由度y = n 。+ 一2 的t 分布。 ( 2 - 2 2 ) 蒋孵 第三章春夏季热带两太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大 气热源的时空变化特征 对所选热带西太平洋一印度洋区域( 4 5 。e 一1 8 0 。e ，3 俨s 一3 0 0 n ) 3 - 8 各月的 大气热源做e o f 分解，本工作主要研究大气热源年际变化，所以先将1 9 5 9 2 0 0 4 年月平均的大气热源资料做谐波分解，滤去8 年及以上的年代际变化只保留年际 变化部分，e o f 分解时取距平场为初始场，空间分辨率为7 5 。- 2 5 - o ，时间样本为 4 6 年。e o f 展开的特征向量( 模态) 表示大气热源年际变化的空间分前i 型。各 模态的高值区和低值区与时间系数相配合，分别表示热源异常强、弱的位置和强 度，各模态对应时间系数的变化可以反映各模态空间分布型出现的机会和强度随 时间的变化特征。点方差贡献则是区域上各格点该模态还原序列方差占原序列方 差的百分比，体现了各模态所代表的方差的分布特征。 3 13 月大气热源的时空变化特征 3 月热带西太平洋一印度洋上空气候平均的大气热源及其年际变化标准差的 分布如图3 1 ( a ，b ) 所示，1 0 。- s 附近热带印度洋、印尼群岛附近、中南半岛及 热带西太平洋地区为强热源区，阿拉伯海、孟加拉湾附近中国南海地区为强热汇 区，其年际变化变准差较大区则主要集巾在澳大利亚北部和菲律宾以东西太平洋 区域。 对年际变化的热源进行e o f 分解，表3 - 1 列出其前五个特征向量的方差贡献， 可见，3 月热带西太平洋一印度洋上空大气热源e o f 分解的前五模态方差总和 比较大，高达4 7 ，下而的：i ：作将着重对前三模态进行分析。 1 0 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 图3 - 11 9 5 9 2 0 0 4 年多年平均的3 月大气热源及其年际变化标准差分布( 单位：w m 2 ) ( a ) 热源分布( b ) 热源年际变化标准差分布 表3 - 1 3 月( q 1 ) e o f 分解前五模态的方差贡献 图3 - 2 给出了3 月大气热源e o f 前三模态的空间分布型及对应的点方差贡 献分布。e o f 展开第一模态方差占总方差的1 3 8 ，是热带西太平洋一印度洋 上空大气热源一种主要的年际变异型。如图3 - 2 a l ，b l 所示，在菲律宾以东的西太 平洋暖池区为正值极值区，其点方差贡献最高达到5 0 以上；南印度洋( 6 5 。e 一9 0 。- e ，2 俨s 2 5 9 s ) 区域为负值区，点方差贡献最高也达到5 0 以上。 从第二模态空间分布场( 图3 - 2 a 2 ) 及点方差贡献场( 图3 - l b 2 ) 可以看出， 1 5 0 n e 以西的大片区域为负值区，以东为正值区，且印度尼西亚以南及台湾附近 的负值区点方差贡献最大超过4 0 ，为显著负值区。 第三模态空间分布场( 图3 2 a 3 ) 在菲律宾以东南的热带西太平洋、1 0 0 9 e 附近的南印度洋为正值区，澳大利亚北部为正值区。由点方差贡献场( 图3 2 b 3 ) 看出，澳大利亚北部点方差贡献最大超过3 0 ，为显著负值区，菲律宾以东南 则为显著正值区。 可见，3 月热源主要异常分布型的极值区都处在标准差较大的区域。 图3 3 a 是第一模态对应的时间系数，其中t4 1 5 8 两条曲线的值为时间系数 的标准差。时间系数波动振幅有逐渐增大的趋势，6 0 年代中期以前，时间系数 在0 值上下波动很小，说明这段时期第一模态的贡献不是十分明显，之后，振幅 逐渐增大，呈现为围绕0 线上下波动的年际变化特征。时间系数为正时表示在第 一模态空间分布的正( 负) 值区，大气热源异常增强( 减弱) 或冷汇异常弱( 增 第三章眷夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 图3 - 23 月大气热源e o f 分解前三模态空问分布( a 1 a 3 ) 及点方差贡献( b 1 一b 3 ，单位) 耋二盔罄霉 蒌ii 1 i 兰 lv “ 1 o 叫 _ l l i 1 。4 w _ l _ 。”1 r ”r r _ r _ t ”r m 9 1 i 5 a i，i ，4 洲 觚州川i rf 1 率。u 矿、jy i f _ 蝉i iy i 。 101 o b ；| | 一 1 一 图3 - 33 月大气热源份e o f 展开前三模态对应时间系数( 单位：w m2 ) 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 强) ，时间系数为负时表示在第一模态空间分布的正( 负) 值区，大气冷汇异常 增强( 减弱) 或热源异常减弱( 增强) 。在后面的合成分析中，我们取高于正标 准差的年份为强年，低于标准差的年份为弱年。 图3 3 b 和图3 3 c 分别表示第二、第三模态对应的时间系数，其中第二模态 的时间系数在1 9 8 0 年以后的振幅较大。 3 24 月大气热源的时空变化特征 4 月热带西太平洋一印度洋上空气候平均的大气热源及其年际标准差的分布 如图3 4 a ，b 所示，1 俨s 附近热带印度洋、印尼群岛附近中南半岛及热带西太平洋 地区为强热源区，北印度洋、孟加拉湾附近为强热汇区，与3 月相比，菲律宾以 东西太平洋热源增强，赤道以南西太平洋热源、中国南海热汇减弱，其年际方差 较大区主要集中在孟加拉湾以南、赤道以北西太平洋地区以及南印度洋一澳大利 亚北部一赤道以南西太平洋一带。 图3 - 41 9 5 9 2 0 0 4 年多年平均的4 月大气热源及其年际变化标准差分布( 单位：形m 2 ) ( a )热源分布( b ) 热源年际变化标准差分布 对年际变化的热源进行e o f 分解，前五个特征向量的方差贡献如表3 2 所示， 可见，4 月热带西太平洋一印度洋上空大气热源e o f 分解的前五模态方差总和 表3 2 4 月( a ，) e o f 分解前五模态的方差贡献 第三章春夏季热带西太平洋印度洋大气热源的时空变化特征 达到4 1 ，下面的工作将着重对前三模态进行分析。 如图3 5 a l ，b l 所示，第一模态空间分布在印度南端的北印度洋一孟加拉湾南 部向西延伸一直到南海区域为明显正值区，点方差贡献最高达到6 0 以上：第 二模态( 图3 - 5 a 2 ，b 2 ) 空间分布在台湾附近海域为正值极值区，点方差贡献最高 达到5 0 以上，菲律宾以东西太平洋暖池区、马达加斯加以东印度洋海域则为 负值区：第三模态( 图3 - 5 a 3 ，b 3 ) 在马达加期加以东南印度洋海域和澳大利亚北 部为负值区，赤道以北热带西太平洋为正值区。可见4 月热源主要异常分布型的 极值区位于标准差较大的区域。 图3 6 a c 分别为前三个模态所对应的时间系数，由图3 6 a 看出，第一模态 时间系数在6 0 年代初到8 0 年代初围绕0 线波动不大，即第一模态的贡献在这个 时段并不明显，之后是正负相间的年际变化波动。 图3 - 54 月大气热源e o f 分解前三模态空间分布( a 1 a 3 ) 及点方差贡献( b 1 一b 3 ，单位) 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 、k 。一r 、 m卜 v v 旷1 一，。vl y v 一 一r 1 9 51 m1 9 ” o1 9 1 9 9 9 5m tti - 一八八 1 n v f vvv 一1 - qvy ￥ v 一 yy r 1 9 1 9 瞄t 9 7 01 9 借”1 锥51 嘲1 盼5 瑚 b 1 0 0 锚 9 7 01 9 1 51 9 1 9 8 5 嘲1 9 2 o c 图3 - 64 月大气热源份e o f 展开前三模态对应时间系数( 单位：w m 2 ) 3 35 月大气热源的时空变化特征 图3 7 a ，b 为5 月热带西太平洋一印度洋上空气候平均的大气热源及其年际标 准差的分布，与4 月气候平均的大气热源分布比较，中国南海地区热汇变为热源， 中南半岛、中国华南地区热源增强，赤道以南西太平洋热源、孟加拉湾以南的热 汇进一步减弱，印尼群岛附近热源也有减弱。其年际变化标准差较大区为赤道南 北两条带状分布，大值区主要集中在菲律宾以西、以东西太平洋及孟加拉湾附近、 澳大利亚北部、马达加斯加以东印度洋地区。 图3 71 9 5 9 2 0 0 4 年多年平均的5 月大气热源及其年际变化标准差分布( 单位：矿优2 ) ( a ) 热源分布( b ) 热源年际变化标准差分布 1 5 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 将年际变化的大气热源做e o f 分解，前五个特征向量的方差贡献如表3 3 所示，可见5 月热带西太平洋一印度洋上空大气热源e o f 分解的前五模态方差 总和达到4 2 ，下面的工作将着重对前三模态进行分析。 表3 - 3 5 月( q ，) e o f 分解前五模态的方差贡献 由图3 - 8 a l ，b l ，第一模态空间分布主要表现为澳大利亚北部和菲律宾附近的 两个显著负值区，点方差贡献最大超过了6 0 ：第二模态( 图3 - 8 a 2 ，b 2 ) 空间分 布表现为南印度洋大片的正值区，以及赤道西印度洋、海洋大陆的负值区，点方 差贡献最大超过4 0 ；第三模态( 图3 - 8 a 3 ，b 3 ) 空间分布主要表现为在1 衅s 南 图3 - 85 月大气热源e o f 分解前三模态空间分布( a 1 a 3 ) 及点方差贡献( b 1 一b 3 ，单位) 1 6 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 印度洋海域向东延伸到澳大利亚西北部的正值区以及菲律宾以东热带西太平洋 海域的负值，后者点方差贡献最高超过了5 0 。热源主要异常分布型的极值区 都位于年际标准差较大的区域。 图3 9 a b 分别为前三个模态所对应的时间系数，第三模态在8 0 年代以前时 间系数振幅较小，之后较大。 tit i i m i x0m 丙iv y vf 圳v v y y “yl 1 9 1 8 6 51 9 7 01 9 7 51 9 8 01 9 8 51 9 9 0 1 盼s2 0 “啪1 9 6 51 9 t 01 9 51 9 8 01 9 8 51 啪1 9 9 52 咖 ab ，螂，弛5 g 加9 7 5f g g o ，蟠舯，蛆52 啪 c 图3 - 95 月大气热源份e o f 展开前三模态对应时间系数( 单位：w m 2 ) 3 46 月大气热源的时空变化特征 6 月气候平均的大气热源分布如图3 - 1 0 a 所示，主要表现为从西太平洋向西 北延伸一直到孟加拉湾的一条强热源带，与5 月相比，孟加拉湾以南变为热源， 其以北及中南半岛、中国华南地区热源增强，热带印度洋的区热源北移。其年际 变化标准差分布( 图3 - 1 0 b ) 与5 月类似，大值区主要集中在菲律宾以西、以东 西太平洋及孟加拉湾附近、澳大利亚北部、马达加斯加以东印度洋地区。 将年际变化的大气热源做e o f 分解，前五个特征向量的方差贡献如表3 4 所示，6 月热带西太平洋一印度洋上空大气热源e o f 分解的前五模态方差总和 达到4 2 4 ，下面的工作将着重对前三模态进行分析。 1 7 掘一 型 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 序号 12345 合计 方差贡献( ) 1 2 21 0 27 9 第一模态( 图3 - 1 1 a l ，b 1 ) 最为显著的为菲律宾以东的西太暖池区的负值区， 点方差贡献最大超过5 0 ；第二模态( 图3 - 1 1 a 2 ，b 2 ) ) 表现为菲律宾附近的负值 区( 点方差贡献最大超过4 0 ) 和热带印度洋大片海域的正值区；第三模态( 图 3 - 1 1 a 3 ，b 3 ) 印尼群岛附近的海洋大陆为负值区，点方差贡献超过5 0 ，台湾以 东海域为正值区。热源主要异常分布型的极值区都对应年际标准差较大的区域。 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 ( a 3 ) ( b 3 ) 图3 - 1 16 月大气热源e o f 分解前三模态空间分布( a 1 a 3 ) 及点方差贡献( b 1 b 3 单位) 嘟1 螂1 9 7 01 9 7 51 9 8 01 9 8 51 9 9 01 9 9 52 0 0 0 b m 1 5 5a 哪 c 图3 1 26 月大气热源份e o f 展开前三模态对应时间系数( 单位：川2 ) 图3 1 2 分别为前三个模态所对应的时间系数，第一、第三模态的时间系数 波动振幅都有增大的趋势，尤其第三模态在8 0 年代之前振幅较小，之后振幅较 大。 3 5 7 月大气热源的时空变化特征 7 月气候平均的大气热源分布如图3 - 1 3 a 所示，主要表现为从西太平洋向西 北延伸一直到孟加拉湾的一条强热源带，与6 月相比，孟加拉湾附近的热源进一 步增强。其年际变化标准差分布如图3 1 0 b ，大值区主要集中在阿拉伯海、菲律 1 9 毒一 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 宾附近西太平洋和赤道南印度洋地区。 图3 1 31 9 5 9 2 0 0 4 年多年平均的7 月大气热源及其年际变化标准差分布( 单位：w m 2 ) ( a ) 热源分布( b ) 热源年际变化标准差分布 将年际变化的大气热源做e o f 分解，前五个特征向量的方差贡献如表3 5 所示，7 月热带西太平洋一印度洋上空大气热源e o f 分解的前五模态方差总和 高达4 8 1 ，下面的工作将着重对前三模态进行分析。 表3 - 5 7 月( a ，) e o f 分解前五模态的方差贡献 第一模态( 图3 - 1 4 a l ，b 1 ) 的空间分布在南北方向上呈一+ 一的分布，最为 显著的是在菲律宾以西南海和菲律宾以东西太平洋暖池区域表现为显著的正值 区，其点方差贡献最高超过了7 0 ，而中纬度西太平洋地区、赤道印度洋大部 分地区则为较明显的负值区；第二模态( 图3 - 1 4 a 2 ，b 2 ) 在菲律宾及以东西太平 洋暖池区为显著负值区，点方差贡献最大超过6 0 ，印尼群岛附近海洋大陆为 正值区，点方差贡献最大也超过了5 0 ：第三模态( 图3 - 3 a 3 ，b 3 ) 在赤道西印度 洋及台湾以东西太平洋区域为较为显著的负值区。热源主要异常分布型的极值区 都对应于年际标准差较大的区域。 图3 1 5 为e o f 展开前三模态所对应的时间系数，第一模态时间系数在7 0 年代末之后波动振幅增大，第三模态时间系数波动则比较均匀。 第三章春夏季热带西太平洋一印度洋大气热源的时空变化特征 图3 1 47 月大气热源e o f 分解前三模态空问分布( a 1 a 3 ) 及点方差贡献( b 1 b 3 ，单位) c 2 1 l l 蛳1 9 7 01 5 7 51 9 柏1 9