熱帶太平洋潛熱通量變化及其與我國夏季降水的關系

劉娜，王彰貴，凌鐵軍，韓雪，蔡怡

（1.國家海洋環(huán)境預報中心，國家海洋局海洋災害預報技術研究重點實驗室，北京 100081）

1 引言

中國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)了嚴重干旱；西北地區(qū)從20世紀70年代降水開始增多[1-2]。在氣候變化過程中，海洋和大氣的相互作用通過海洋的潛熱、感熱、水汽和動量等主要方式直接向大氣輸送熱量和水汽以調控大氣運動，并將導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）”正的相關關系是異常Walker環(huán)流和增強的西北太平洋季風激發(fā)的跨赤道氣流共同作用的結果[4]。Walker環(huán)流導致西北太平洋負的降水異常，而跨赤道氣流則會通過增大向上的潛熱通量，令西北太平洋SST變冷。“降水-SST”負的相關關系，可歸因于西北太平洋異常反氣旋。其一方面抑制局地降水，另一方面通過增加達到海表的太陽短波輻射、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環(huán)流下，水汽被輸送到陸地上空，成為陸地降水的重要來源[5]。水汽輸送的異常及其輻合/輻散與降水密切相關[6]，并且東亞季風區(qū)的水汽輻合主要是由季風氣流所引起的水汽平流造成[7]。Zhou和Yu[8]發(fā)現(xiàn)，與異常降水相對應的水汽輸送，其源頭與氣候平均輸送不同。與長江中下游多雨對應的異常水汽輸送一支來自熱帶西南方向，其直接源地是孟加拉灣，但源頭可追溯至菲律賓海，另一支來自中緯度東北方向，二者在長江中下游輻合；與淮河流域多雨降水型相對應的異常水汽輸送，一支來自副熱帶?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天氣的大型系統(tǒng)的源頭或必經之路，也是中國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。關于中國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降水年代際變化關系如何目前暫不清楚。本文將通過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、水汽輸送及中國夏季降水年代際變化的相關關系，揭示其與東亞大氣環(huán)流及中國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（美國環(huán)境預測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）由固定的預報/分析平臺生成，由T62模式（相當于水平分辨率大約210 km）組成，垂向分層28層，時間間隔6 h。NCEP1提供從1948年一直到現(xiàn)在的數據集。來自許多不同來源的觀測使數據庫得到加強，包括由不同國家和組織提供的陸地表面、船舶、無線電探空測風儀、測風氣球、飛機、衛(wèi)星和其他數據。該資料利用譜分析對所有能夠得到的實時觀測資料進行插值，用三維數據分析方法進行同化處理。再分析數據中數據同化系統(tǒng)的質??????????????量控制和同化方法保持不變[9]，一致應用了目前發(fā)展水平最好的分析方法和預報系統(tǒng)，這是該資料最大的優(yōu)點。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，500 hPa高度場及200 hPa緯向風場資料。

圖1 1948—2010年熱帶太平洋夏季潛熱通量EOF分析前3個模態(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個模態(tài)三年滑動平均后標準化的時間系數

為了分析熱帶太平洋潛熱通量異常與中國夏季降水年際和年代際變化的關系，文中利用經驗正交分解（EOF）方法對夏季熱帶潛熱通量標準化距平場進行時空分析，并對大氣各物理量場與EOF時間系數進行相關分析及回歸分析。

3 熱帶太平洋潛熱通量EOF分析

對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行EOF分析，結果表明，前三個模態(tài)的方差貢獻率分別為24.6%，8.5%，7.4%，前3個模態(tài)的總方差貢獻率達到40.5%。潛熱通量EOF分析前3模態(tài)的空間分布及其對應的3年滑動平均后標準化的時間系數（見圖1—2），反映了年際和年代際時間尺度夏季潛熱通量異常場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)域為負異常值，負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)對應的時間系數（見圖2a）具有顯著增強的長期變化趨勢，可以明顯分成2個階段，20世紀70年代以前，第一模態(tài)時間系數為負異常，對應熱帶太平洋大部分地區(qū)特征向量為負異常。由于EOF分析中時間系數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大氣潛熱加熱為正異常；20世紀70年代中期以后，對應的時間系數轉為正值，熱帶中東太平洋對大氣的潛熱加熱為負異常。由此可見，熱帶東太平洋呈現(xiàn)線性減小的長期變化趨勢，而熱帶西太平洋與之相反，為長期增加的趨勢。這樣的空間分布特征與長期變化趨勢與赤道太平洋SST的變化特征一致[10]，反映了20世紀以來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]將導致熱帶太平洋對流活動減弱。

從圖1b上看，負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)時間系數（見圖2b）的變化在1977—78年前后由減少的趨勢轉變?yōu)橐粋€增加的趨勢。這個轉變發(fā)生的時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。向上增加的趨勢在1990年代最為明顯；在那之后增加的趨勢有所減弱，并在2002年變?yōu)槊黠@的減少。圖1c所示，熱帶太平洋中、東部大部分海域為負異常，西南部和東北部正異常。第三模態(tài)的時間系數（見圖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個模態(tài)時間系數與夏季降水的相關場，陰影部分為通過95%顯著性水平t檢驗的區(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)時間系數上的回歸場（單位：kg×m-1）

4 潛熱通量與我國夏季降水的相關分析

為了分析夏季熱帶太平洋潛熱通量時空變化與中國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個模態(tài)時間系數與中國夏季降水的相關系數。

由圖3a可知，中國夏季降水與熱帶太平洋潛熱EOF分析第一模態(tài)時間系數相關關系分布出現(xiàn)“南正北負”型分布。在中國華北及東北地區(qū)為負相關區(qū)，在中國長江中下游地區(qū)為明顯的正相關區(qū)，表明在20世紀70年代之前，熱帶東太平洋潛熱通量第一模態(tài)時間系數為負值時，即東太平洋潛熱通量為正異常時，中國東北、華北地區(qū)夏季降水明顯偏多，而長江中下游及華南地區(qū)夏季降水明顯偏少；反之，當20世紀70年代以后，熱帶東太平洋潛熱通量時間系數為正值時，中國華北地區(qū)夏季降水較少，而長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，而西北地區(qū)大部分降水增多，長江中下游地區(qū)降水偏多，易出現(xiàn)洪澇。熱帶中東太平洋在20世紀70年代以后潛熱通量減少，海表面溫度增暖，會使得東亞季風在20世紀70年代以后顯著減弱[18]，導致中國東部降水出現(xiàn)“南澇北旱”的降水異常分布。同時，熱帶太平洋異常減弱的Walker環(huán)流，導致的熱帶中東太平洋的對流活動減弱，有助于副高西伸，影響雨帶的位置和強度。

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

5 中國夏季水汽輸送異常

夏季水汽輸送的結構、路徑及水汽流的強弱會影響中國夏季雨帶的位置及降水強度的變化。我們將探討我國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對潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時間系數進行回歸分析。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以上的比濕都設為0，公式（1）從地表垂向積分到300 hPa。由于水汽是在低層對流層中，300 hPa以上缺失的數據幾乎可以忽略。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[19]。

從中國夏季整層水汽輸送通量場在潛熱通量EOF分析第一模態(tài)時間系數上回歸系數空間分布（見圖4a）可以看出，當熱帶太平洋潛熱通量變化時，夏季來自東北及華北地區(qū)的偏北氣流于黃淮流域分為兩支，一支轉向西輸送至中國西部地區(qū)，另一支繼續(xù)向南輸送到達長江流域及華南地區(qū),表明水汽異常從我國北方輸送到東南沿海。中國北部及蒙古地區(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，水汽輸送在EOF分析第二模態(tài)時間系數上回歸的空間特征為一支來自孟加拉灣北部的暖濕氣流被氣旋式向北輸送，同時，另一支來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)時間系數上的回歸場與水汽輸送異常在第一模態(tài)時間系數上的回歸場分布形勢類似，在中國東部為來自華北地區(qū)向南的水汽輸送異常，在30°N附近轉而向偏西方向輸送，同樣的在中國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)時間系數上的回歸系數比第一模態(tài)小。由以上分析可知，在年代際時間尺度上，熱帶東太平洋潛熱通量異常減少時，中國東部至南部地區(qū)為向南的水汽輸送異常，導致水汽在華南地區(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位勢高度在潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時間系數上的回歸場（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間尺度上通過影響水汽輸送進而影響中國東部夏季降水的分布。為了進一步理解潛熱通量如何通過大氣環(huán)流影響我國夏季降水，以下將分析夏季500 hPa高度場及夏季200 hPa緯向風速在熱帶潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時間系數上的回歸系數分布。

圖6 夏季200 hPa緯向風速在EOF分析前三模態(tài)時間系數上的回歸場（單位/ms-1）

由圖5a可見，夏季500 hPa位勢高度場在潛熱通量EOF分析第一模態(tài)時間系數上的回歸系數在東亞大陸大部分地區(qū)均為正值，回歸系數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)負值，二者呈反位相分布。表明在20世紀70年代以后，熱帶東太平洋潛熱通量減少時，東亞地區(qū)對流層中層夏季500 hPa位勢高度偏高，夏季亞洲大陸東部的低壓減弱，造成東亞夏季風減弱，產生水汽異常向南的輸送（見圖4a），造成華北地區(qū)夏季降水偏少，長江流域降水偏多。這與Wang[20]研究結果一致。夏季500 hPa位勢高度場在EOF第二模態(tài)時間系數上的回歸場（見圖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，但在長江流域及日本島以東出現(xiàn)回歸系數極小值分布，在48°N緯度上，回歸系數自西向東呈現(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)貝加爾湖附近位勢高度偏高，低緯度副熱帶地區(qū)及日本海東部區(qū)域位勢高度偏低時，中國東部大范圍夏季降水可能偏多。與此相反，圖5c的夏季500 hPa高度場在第三模態(tài)時間系數上的回歸與圖5b分布形勢恰好相反，回歸系數大部分區(qū)域為負值分布，日本海以東海域出現(xiàn)正回歸系數，在48°N緯度上，回歸系數自西向東呈現(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的緯向風速在熱帶太平洋潛熱通量EOF分析前三模態(tài)時間系數上的回歸系數分布見圖6。第一模態(tài)回歸系數（見圖6a）在中國西北、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)為負值分布。圖6b—c中所示的第二、第三模態(tài)回歸系數從副熱帶地區(qū)到副極地地區(qū)回歸系數均呈現(xiàn)“負-正-負”相間的分布特征。見圖6b，第二模態(tài)回歸系數正中心位于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，長江中下游流域出現(xiàn)正值中心分布，負值分布在回歸系數正值的南北兩側。圖6c中第三模態(tài)回歸系數分布與圖6b相似，從南到北呈現(xiàn)“負-正-負”相間分布形勢，但正值分布中心比第二模態(tài)回歸系數正值中心偏北。200 hPa等壓面內最大緯向風速的位置可以表示東亞西風急流的位置，其位置對東亞地區(qū)的天氣和氣候有顯著影響，研究表明，東亞副熱帶西風急流位置的南北移動對中國降水特別是長江中下游地區(qū)降水的影響非常顯著[21]。圖6b和6c中的正回歸系數分布位置不同，可能由西風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東亞副熱帶西風急流位置的變化在年際時間尺度上對中國降水產生影響。

7 結論

本文通過對熱帶太平洋潛熱通量的時空特征進行分析，并討論了夏季潛熱通量時空格局與中國夏季降水異常的聯(lián)系，得到以下主要結論：

（1）通過對熱帶太平洋潛熱通量EOF分析，結果表明前三模態(tài)方差貢獻率分別為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期變化趨勢，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間尺度上的變化特征；

（2）中國夏季降水與潛熱通量EOF分析第一模態(tài)時間系數的相關系數呈“南正北負”型分布。表明20世紀70年代以后熱帶東太平洋潛熱通量EOF時間系數異常偏多即潛熱通量異常偏少時，中國東北、華北地區(qū)夏季降水明顯偏少，而長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，導致水汽在華南地區(qū)輻合，有利于形成中國東部降水出現(xiàn)“南澇北旱”的降水異常分布；

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

由于熱帶太平洋潛熱通量變化與我國夏季降水有較好的相關關系，因此在我國夏季降水的預報與分析中，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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