北印度洋—南海海面风速和有效波高的年代际变化

周林，梅勇，2，王慧娟，郑崇伟

(1.解放军理工大学气象学院，江苏南京211101;2.解放军71770部队气象台，山东泰安271100)

0 引言

北印度洋—南海海域是我国重要的海上能源通道，该海域对我国具有重要的经济和军事意义。由于北印度洋—南海海域处于世界著名的南亚和东亚季风区，国内学者对印度洋的研究主要集中在洋面的热力和动力变化通过西南季风对我国天气和气候的影响(唐卫亚和孙照渤，2007;唐卫亚等，2008;汪卫平和杨修群，2008;茅懋等，2009)，而关于北印度洋—南海海域海面风和海浪变化规律的研究相对较少。李培和张弦(2003)利用5°×5°网格分辨率的气象船舶报资料，分析了北印度洋风场等海洋气象要素的分布特点及其年变化规律;张弦等(2003)利用同样的气象船舶报资料，研究了南印度洋的海浪时空特征。由于受到印度洋海域气象水文资料种类和精度的限制，目前对该海域风场和海浪的时空变化还缺乏较精细和深入的研究。梅勇等(2010a，b)利用多年平均的ICOADS资料和WAVEWATCHⅢ数值模拟的44 a海浪资料，研究了北印度洋—南海海域海面风场和海浪场的季节和年际变化特征，本文基于该高精度的数值模拟资料，进一步研究北印度洋—南海海域海表10 m风速和混合浪有效波高(简称有效波高)的年代际变化，以期对该海域海表10 m风速和有效波高的年际、年代际变化有深入了解。

1 资料和方法

1.1 资料

采用基于欧洲中期天气预报中心(ECMWF)ERA－40再分析资料的10 m风场驱动海浪模式WAVEWATCHⅢ得到的北印度洋—南海海域(40～140°E，10°S～30°N)1958年1月—2001年12月共44 a的海浪场模拟资料(空间分辨率为0.5°×0.5°，每3 h输出1次)以及对应时间的ERA40 10 m风场资料。

WAVEWATCHⅢ海浪模式是由美国NOAA/NCEP于20世纪末在荷兰Delft理工大学的WAVEWATCHⅠ和美国航空航天局发展的WAVEWATCHⅡ的基础上进一步发展起来的全谱空间第三代海浪模式，现已被美国国家环境预报中心(NCEP)用做业务化的全球和区域海浪预报模式。该模式合理地考虑了风浪相互作用、非线性相互作用、耗散及底摩擦等作用，能较准确地模拟复杂的潮流、地形、风场环境下的波浪场;输入风场、流场、海面高度场、冰覆盖点时，能得到多种计算域内诸如波高、波向、周期、波长、波陡等重要海洋物理量。WAVEWATCHⅢ至今已经发展了近20个版本，已得到全球广泛应用和认可。有关该模式的详细介绍以及应用可参见有关文献(沙文钰等，2004;Tolman，2009)。梅勇等(2010a)利用该模式模拟的海浪资料，与美国NOAA气候诊断中心收集整理的国际综合海气数据集ICOADS 40 a(1958—1997年)平均的逐月海浪场资料进行对比检验，证实模拟海浪场的季节变化与ICOADS观测资料所得结果基本一致。因此本文所用的模拟海浪资料是可信的。

1.2 方法

本文主要采用了经验正交函数(EOF)展开方法、线性趋势分析法、DB16小波分析和Mann－Kendall(简称M－K)统计检验方法。EOF方法和线性趋势分析法为气象水文分析中常用分析方法，具体过程可参见魏凤英(2007)，这里不再赘述。小波分析(wavelet analysis)也是气象上常用的分析气象要素长期变化的重要工具。与Fourier变换相比，小波变换是时间(空间)频率的局部化分析，可聚焦到信号的任意细节，它解决了Fourier变换不能获取信号在任意时刻频率特征的缺陷。基于前人的工作(严华生等，2004;张容焱等，2009;朱飙等，2009)，本文采用能在一定程度上过滤一些“噪音”，却又严格保持原有信号特征的DB16正交小波分析方法，对海浪有效波高和海面10 m风速的特征向量时间系数进行分析。M－K法是一种非参数统计检验方法，亦称无分布检验，其优点是不需要样本遵从一定的分布，也不受少数异常值的干扰，计算简便，而且可以明确突变的开始时间，是一种常用的突变检测方法(魏凤英，2007)。

2 结果分析

2.1 逐月海表10 m风速和有效波高的EOF模态

对WAVEWATCHⅢ模式生成的1958年1月至2001年12月共528个月有效波高和同期ERA40 10 m风速进行EOF分析，分别得到有效波高、10 m风速的时空分布特征(图1、2)。由于有效波高和10 m风速EOF第一模态的方差贡献分别占总方差的83.6%和93.4%，所以只讨论第一模态的时空变化特征。这里第一模态反映了有效波高和海面风速的气候背景特征。

图1 1958—2001年海表10 m风速(a)、有效波高(b)的EOF第一空间模态Fig.1 Spatial distribution of the first EOF mode of(a)sea surface wind(SSW)and(b)significant wave height(SWH)from 1958 to 2001

由图1可以看出，整个研究海域特征向量均为正值，呈同位相变化;亚丁湾以东洋面、孟加拉湾和南海都存在有效波高和风速的高值中心，其中亚丁湾以东洋面风速和有效波高的特征值最高，南海次之。图1a中，除了赤道西印度洋海域以外，整个赤道附近海域均存在东西带状风速特征向量的低值区域，这反映了赤道无风带的特征;在西印度洋有一明显的东南转东北向分布的特征向量高值区，这与索马里越赤道气流的位置相吻合。与图1a相对应的有效波高特征向量分布(图1b)也显示赤道海域为低值区，尤其在赤道中、东部海区出现低值中心。整个研究海域以亚丁湾以东洋面风力最强，有效波高最高。

图2中10 m风速和有效波高EOF第一特征向量的时间系数除了存在年际变化特征外，均显示出热带地区普遍存在的半年周期和年周期的变化特征，且两者的相关系数达0.97，这说明北印度洋—南海海域有效波高与其上空的海面风场有较好的对应关系。在赤道中、东印度洋，实际观测的较高有效波高主要为涌浪，与南印度洋“咆哮西风带”产生的涌浪向北传播有关(Semedo et al.，2011)，将另文讨论。

2.2 逐月海表10 m风速、有效波高的时间变化特征

图2中海表10 m风速、有效波高EOF第一模态的时间系数除了具有明显的半年周期和年周期变化外，实际上还存在多种时间尺度的周期变化。对图2中时间系数序列采取11个月滑动平均以滤除年周期变化，突出年际变化和年代际变化特征，并对滤波后的时间序列进行DB16正交小波分析。由图3a可知，风速能量频域尺度主要集中在33.3～37.3、12.5～16.7和2.5～4.2 a，其中33.3～37.3 a的周期振荡最明显，即1962年之前海表10 m风速偏弱，1962—1982年海表10 m风速偏强，1982—2001年海表10 m风速又偏弱。为了确定主周期，由图3b小波方差图可知，即35 a左右为第一主周期，15 a左右为第二周期，3 a左右为第三周期。

图2 1958—2001年海表10 m风速、有效波高EOF第一模态的时间系数(有效波高和10 m风速的线性回归系数分别为0.007 5和0.016 3)Fig.2 Temporal coefficients of the first EOF mode of SSW and SWH from 1958 to 2001(Linear regression coefficients of SWH and SSW are 0.007 5 and 0.016 3，respectively)

图3 海面风速EOF第一模态时间系数的小波变换分析a.时频;b.方差Fig.3 Wavelet transform analysis of time coefficient of the first SSW EOF modea.time－frequency;b.variance

与海表10 m风速类似，北印度洋—南海海域有效波高也存在多种尺度的周期变化。由图4a可知，整个海域海浪能量频域尺度也主要集中在33.3～37.3 a、12.5～16.7 a和2.5～4.2 a，其中33.3～37.3 a周期振荡最为明显。由图4b可知，35 a左右为第一主周期，15 a左右为第二周期，3 a左右为第三周期。由此可见，海表10 m风速与海浪有效波高在强度随时间变化中有着很好的一致性，主要的长周期变化几乎一致，不同的是风速的15 a左右周期变化比有效波高更明显。北印度洋—南海海域有效波高的变化除了受局地风速的影响外，可能还受其他因素的影响。此外，值得注意的是，梅勇等(2010b)利用功率谱方法揭示出该海域海面风场存在3 a左右的周期现象，但没有发现15 a和35 a左右的周期现象，这说明DB16正交小波方法在揭示长周期变化上的优势较明显。

2.3 逐年四季海表10 m风速、有效波高的时间变化特征

为了进一步研究春(3—5月)、夏(6—8月)、秋(9—11月)、冬(12月—次年2月)四季逐年海表10 m风速和有效波高的时间变化特征，对1958—2001年共44 a四季海表10 m风速和有效波高EOF第一模态的时间系数进行小波分析。受篇幅限制，这里只给出各季小波变换方差图(图5)。

由图5可以看出:秋、冬季海表10 m风速与有效波高的变化周期较一致，秋季以11～12 a的周期为主，冬季以35～40 a的周期为主。春、夏季10 m风速与有效波高的变化周期不像秋、冬季那样一一对应，尤其是夏季，10 m风速主要表现出11 a和3 a左右的变化周期，大于25～26 a的周期变化较弱，而有效波高除了11 a和3 a左右的变化周期外，主要表现为26 a左右的变化周期。注意到北半球的春、夏季正是南半球的秋、冬季，在南大洋强大的西风带西风风速季节性的增强作用下，由南印度洋北传到北印度洋的涌浪也增大(Semedo et al.，2011)，因而北印度洋春、夏季有效波高的变化除受局地夏季风的影响外，来自南大洋的涌浪的影响起到重要作用。北印度洋春、夏季有效波高的26 a左右周期变化可能与南印度洋西风带对应的长周期变化有关。

图4 有效波高EOF第一模态时间系数的小波变换分析a.时频;b.方差Fig.4 Wavelet transform analysis of time coefficient of the first SWH EOF modea.time－frequency;b.variance

图5 海面风速和有效波高EOF第一模态时间系数的小波变换方差(a，c，e，g分别为春、夏、秋和冬季海面风速;b，d，f，h分别为春、夏、秋和冬季有效波高)Fig.5 Variances from wavelet transform analysis of time coefficient of the first SSW and SWHEOF modes(a，c，e and g are SSW in spring，summer，autumn and winter，respectively;b，d，f，and h are SWH in spring，summer，autumn and winter，respectively)

2.4 海面风速和海浪有效波高的年代际变化

有关海面10 m风速变化的观测研究较多，总体而言，20世纪后半叶以来，全球平均海面10 m风速没有明显的变化趋势(Ward and Hoskins，1996)。北大西洋(Gulev and Hasse，1999)和北太平洋高纬度海区海面风速呈增加趋势(Gower，2002)，而赤道、南大西洋热带和北太平洋亚热带呈减小趋势(Ward and Hoskins，1996)。南海的西沙地区地面风速自1975年以来呈明显的下降趋势，但该测站自1980年后由于建房、栽树等原因致使西沙气象台周围的环境受到很大的影响，风速也逐渐减小(柳艳菊等，2008)。由于受大洋上观测资料的限制(卫星资料时间长度有限)，大洋上海面10 m风速和有效波高的长期变化趋势不太清楚。最近，Dodet et al.(2010)利用再分析资料驱动第三代海浪模式，揭示出1953—2009年东北大西洋的有效波高呈线性增加趋势(0.02 m·a－1)。

对海面10 m风速和有效波高EOF第一特征向量时间系数序列进行线性趋势分析，由图2可以明显看到，北印度洋—南海海面10 m风速和有效波高在1958—2001年期间呈线性增加趋势，海面风场和有效波高的线性回归系数分别为0.016 3和0.007 5。

利用M－K方法可以检测上述海表10 m风速和有效波高的变化趋势，并揭示出突变年份。分别对北印度洋—南海海域年平均及春、夏、秋、冬四季平均10 m风速和有效波高EOF第一模态时间系数进行M－K检验。由图6中10 m风速和有效波高的UF曲线可知:自20世纪70年代中期以来，10 m风速和有效波高的年平均强度均存在明显增强趋势，1978—2001年这种增强趋势均超过0.05显著性水平临界线(临界值为±1.96)，并从80年代中期开始超过了0.01显著性水平(临界值为±2.56)，表明北印度洋—南海海域年平均风速和有效波高的上升趋势十分明显。10 m风速、有效波高的UF和UB曲线均相交于1977年前后，确定该年为年平均风速和有效波高增强的突变起始年。该结果与目前大多数研究认为在20世纪70年代中期气候年代际突变是一致的。

四季平均的海面10 m风速和有效波高EOF第一模态时间系数的M－K检验如图7所示。季节平均序列突变检验结果表明:冬季和春季海表10 m风速和有效波高随时间增强的趋势较明显，尤其是冬季更为显著，冬季的突变时间在1980年前后，春季的突变时间提前在20世纪70年代初;夏季和秋季海表10 m风速和有效波高随时间增强的趋势不显著，未通过0.05信度的显著性检验。这说明年平均海表10 m风速和有效波高随时间增大主要是由冬季和春季海表10 m风速和有效波高增大引起的。

3 结论

采用1958—2001年ERA40 10 m风速资料以及由该风速资料驱动WAVEWATCHⅢ海浪模式模拟得到的高精度海浪场资料，利用EOF分析、正交小波分析和M－K检测方法，分析了北印度洋—南海海域海面风场和有效波高年代际尺度的时空变化，得到以下主要结论:

1)北印度洋—南海海域存在3个大风、大浪区，即亚丁湾以东洋面、孟加拉湾和南海海域。亚丁湾以东洋面风力最强，有效波高最高，南海海域次之，孟加拉湾海域相对较弱。

2)北印度洋—南海海域海面风场和有效波高存在35、15和3 a的主周期变化，并自20世纪70年代中期以来，年平均风速和有效波高均明显增强，1977年为突变起始年。

3)冬、秋季海面风速与有效波高年代际变化周期较一致，冬季以35～40 a周期为主，秋季以11～12 a周期为主;春、夏季有效波高的年代际变化，除了受本地海域海面风场影响外，可能还与南大洋其他海域风场的年代际变化有关。

4)冬季和春季海表10 m风速和有效波高随时间增强的趋势较明显，尤其是冬季更为显著;年平均海表10 m风速和有效波高随时间增大主要是由冬季和春季海表10 m风速和有效波高增大引起的。

图6 1958—2001年年平均海面风速(a)、有效波高(b)EOF第一模态时间系数的M－K检验Fig.6 M－K statistic test of the first EOF time coefficients of annual(a)SSW and(b)SWH from 1958 to 2001

图7 1958—2001年季平均海面风速和有效波高EOF第一模态时间系数的M－K检验(a，c，e，g分别为春、夏、秋、冬海面风速;b，d，f，h分别为春、夏、秋、冬有效波高)Fig.7 M－K statistic test of the first EOF time coefficients of seasonal SSW and SWH from 1958 to 2001(a，c，e and g are SSW in spring，summer，autumn and winter，respectively;b，d，f and h are SWH in spring，summer，autumn and winter，respectively)

李培，张弦.2003.北印度洋气候特点分析［J］.海洋预报，20(3):25－30.

柳艳菊，闫俊岳，宋艳玲.2008.近50年南海西沙地区的气候变化特征研究［J］.地理科学，28(6):804－808.

茅懋，郭品文，郭准.2009.南海夏季风与印度夏季风爆发早晚的年际差异［J］.南京气象学院学报，32(1):64－70.

梅勇，周林，韩晓伟，等.2010a.北印度洋—南海海域海浪场、风场的年变化特征分析［J］.气象水文装备，21(3):37－40.

梅勇，宋帅，周林.2010b.北印度洋—南海海域海浪场、风场的年际变化特征分析［J］.海洋预报，27(5):27－33.

沙文钰，杨支中，冯芒，等.2004.风暴潮、浪数值预报［M］.北京:海洋出版社.

唐卫亚，孙照渤.2007.印度洋海温异常与中国气温异常的可能联系［J］.南京气象学院学报，30(5):667－673.

唐卫亚，孙照渤，谭桂容.2008.印度洋偶极子与中国南方夏季降水的可能联系［J］.南京气象学院学报，31(6):836－843.

汪卫平，杨修群.2008.索马里急流变异及其与东亚夏季风和中国降水异常的关系［J］.气象科学，28(2):139－146.

魏凤英.2007.现代气候统计诊断与预测技术［M］.北京:气象出版社.

严华生，万云霞，邓自旺，等.2004.用正交小波分析近百年来中国降水气候变化［J］.大气科学，28(1):151－157.

张容焱，邓自旺，沈新勇，等.2009.福建春雨多时空尺度变化特征［J］.南京气象学院学报，32(1):121－127.

张弦，刘金芳，张学宏，等.2003.南印度洋海浪场时空特征分析［J］.海洋通报，22(2):25－31.

朱飙，王振会，李春华，等.2009.江苏雷暴时空变化的气候特征分析［J］.气象科学，29(6):849－852.

Dodet G，Bertin X，Taborda R.2010.Wave climate variability in the North－East Atlantic Ocean over the last six decades［J］.Ocean Modelling，31(3/4):120－131.

Gower J F R.2002.Temperature，wind and wave climatologies and trends from marine meteorological buoys in the Northeast Pacific［J］.J Climate，15(24):3709－3718.

Gulev S K，Hasse L.1999.Changes of wind waves in the North Atlantic over the last 30 years［J］.Int J Climatol，19(10):1091－1117.

Semedo A，Sušelj K，Rutgersson A，et al.2011.A global view on the wind sea and swell climate and variability from ERA－40［J］.J Climate，24(5):1461－1479.

Tolman H L.2009.User manual and system documentation of WAVEWATCHⅢversion 3.14:NOAA/NWS/NCEP/MMAB/Technical Note 276［EB/OL］.［2010－01－01］.http://polar.ncep.noaa.gov/mmab/papers/tn276/MMAB_276.pdf.

Ward M N，Hoskins B J.1996.Near surface wind over the global ocean 1949—1988［J］.J Climate，9(8):1877－1895.