热带大西洋对东亚气候的影响

王健博，李婧语，蔡金波

辽源市气象局，吉林辽源 136200

近年来，学者们做了许多有关海—气相互作用理论和数值的研究。现有的事实与理论研究证明，在几乎所有关于时间尺度的气候变化中，海洋起着非常重要的作用。作为气候系统重要组成的一部分，海表面温度（SST）是衡量气候平均和变率的重要因素，它主要控制着海洋向大气输送水和热量的空间分布和强度。由于赤道低压带（ITCZ）从中部贯穿大西洋，其形成机制与海温作用有一定关系。热带大西洋位于南美洲与非洲大陆之间，赤道低压带随着季节变化而南北移动，导致热带大西洋海面高度在赤道附近有明显的季节性波动[1]。此外，热带大西洋还受到北大西洋涛动（NAO）和太平洋厄尔尼诺—南方涛动（ENSO）的影响[2]。以热带大西洋为研究对象，通过正/负相关年的850 hPa年平均环流场与500 hPa位势高度场距平的差值，重点研究热带大西洋海温异常对东亚大气环流的影响及其可能机制，为我国气象工作者更好地了解东亚气候变化成因提供4。

1 资料与方法

通过分析35年(1980—2015年)夏季北半球500 hPa位势高度场年际变化特征表明：北半球夏季自大西洋到东亚存在一个遥相关型，称为欧亚型，该型的揭示对理解大西洋海温异常的作用十分有意义。热带大西洋选取其纬度范围为25°N~15°S、90°W~0°，海温数据采用Hadley中心1980—2015年SST资料，分辨率为1°×1°，高度场和风场资料采用NCEP/NCAR再分析资料，分辨率2.5°×2.5°。

EOF分析是时间序列统计分析中的重要方法之一。它是基于对许多观测站因素场的分析，分析了大量测量数据，并将因素场划分为只依赖时间的函数和仅依赖空间的函数的乘积之和，客观、定量地反映因素场中的变化和各种因素之间的统计协调关系。气象要素场可看成是时间和空间的函数，具体函数如下：

式（1）中，n是时间点或样本数，即为观测次数，m是空间点，即为网格点或观测站等。

经过EOF展开后，将X分解为时间系数矩阵T和空间系数矩阵V 2个部分，即：

EOF分析结果也不完善，EOF的时程曲线仍然有许多组件需要进一步分解的成分，传统的EOF分析方法还无法提取这些深层信息。

根据EOF分解得到的第一特征向量的时间系数序列，挑选出时间系数绝对值较大的年份作为典型年份，分别得到正/负异常年份组，即正相关年与负相关年份。然后，就各组对应的500 hPa年平均高度距平场与850 hP环流场a做合成，并求出差值(正减负)。

可采用t检验法对差值图的显著性检验：

2 热带大西洋对东亚气候的影响分析

通过运用Hadley中心资料，对热带大西洋1980—2015年平均海温EOF分解，得出几个主要模态图：

由图1可看出，热带大西洋海温的第一模态呈东西反相的偶极子分布，第一模态解释方差达到40.7%。热带大西洋偶极子呈正位相分布时，海温西暖东冷；负位相分布时，西冷东暖。

图1 热带大西洋1980—2015年平均海温EOF展开的第一空间模态

由图2可知，第二模态的解释方差为28.3%，整个热带大西洋区域均为负值。以赤道为分界南北反向型，赤道以北区域负值的绝对值大于南区域。

图2 热带大西洋1980—2015年平均海温EOF展开的第二空间模态

由图3可知，第三模态的解释方差为9.9%，以6°N度为分界线，其特征向量空间分布为南北反向型。6°N以南区域为负值，以南区域为正值。热带大西洋北部为冷水区，南部为暖水区。

图3 热带大西洋1980-2015年平均海温EOF展开的与第三空间模态

由于热带大西洋1980—2015年平均海温EOF展开的第一空间模态解释方差最大，其贡献最大，因此重点讨论第一模态。

分析1980—2015年热带大西洋地区平均海温EOF展开的第一空间模态所对应的时间系数。2005年以来，热带大西洋海温主要以正位相即西暖冬冷分布。以0.8个标准差为判别标准，大于0.8个标准差的取为典型年份，其中，典型的正位相年份包括1983、1987、1997、1998、2015年，典型的负位相年份包括1984、1985、1988、1994、1996、2007、2013年。

从1980—1983年热带大西洋海温急剧上升，且在1983年达到最高值；1983—1988年热带大西洋海温急剧下降，且在1988年达到最低值；1988—1997年热带大西洋海温呈上升趋势；1997—2007年热带大西洋海温呈下降趋势；2007—2015年呈波动状发展。1983年是海温相比较平均状态最低的一年，而1985年是海温相比较平均状态最高的一年。

根据选取的正相关年与负相关年的高度场与风场的NCEP/NCAR再分析资料，做出对应年份850 hPa年平均环流场图与500 hPa位势高度场距平图，并将其组合，便于研究。

从图4的正相关年东亚地区850 hPa年平均环流场图可以看出，中国东南部（17°N，20°E）海域上空存在高压反气旋，蒙古地区（38°N ,103°E）上空存在高压反气旋，日本东部太平洋海域（40°N，163°E）上空存在低压气旋加强了此区域的对流活动。

从图4的正相关东亚地区500 hPa位势高度场距平图可以看出，20°N~30°N的风场整体为正距平，同时越靠近赤道，正距平就越强，在赤道附近（0°S~20°N）出现最大距平值＞1.6，在北海道以东（40°N~60°N，140°E~170°E）区域出现了较弱的负距平。

比较图5的负相关年东亚地区850 hPa年平均环流场图与图4正相关年东亚地区850 hPa年平均环流场，大气环流形势基本相似，只是某些气旋与反气旋位置存在偏差。尤其是太平洋中部（33°N~26°N，145°E~165°E）区域出现了一个高压反气旋。

图4 正相关年东亚地区850 hpa年平均环流场与正相关年东亚地区500 hpa位势高度场距平合成图

从图5负相关年东亚地区500 hPa位势场距平图看出，东亚大陆30°N附近（25°N~40°N，90°E~140°E）区域出现带状正距平，在30°N太平洋洋面中心（140°E~160°E）区域出现负距平。

图5 负相关年东亚地区850 hPa年平均环流场与负相关年东亚地区500 hPa位势高度场距平合成图

从图6正/负相关年东亚地区850 hPa年平均环流场差值图可以看出，在典型正位相年，日本海以东的气旋/反气旋的位置相对负位相年份更加偏北。从图6正/负相关年份东亚地区500 hPa位势高度场差值图中可以看出，30°N以南为正高度距平控制，有利于副高偏强偏北。东亚地区呈现北负南正的高度距平分布， 即正位相年份有利于季风的向北推进。

图6 正/负相关年东亚地区850 hPa年平均环流场差值与正/负相关年东亚地区500 hPa位势高度场距平的差值的合成图

由上文得到的热带大西洋海温EOF距平时间序列图，在1983年热带大西洋海温到最高值，并且20°N~30°N的850 hPa风场整体为正距平，同时越靠近赤道，正距平就越强，在赤道附近（0°S~20°N）出现最大距平值，大于1.6。在北海道以东（40°N~60°N，140°E~170°E）区域出现了较弱的负距平。中国东南部（17°N，120°E）海域上空存在高压反气旋，蒙古地区（38°N，103°E）上空存在高压反气旋，日本东部太平洋海域（40°N，163°E）上空存在低压气旋加强了此区域的对流活动。

1988年热带大西洋海温达到最低值，并且在此年气环流形势基本相似，只是某些气旋与反气旋位置存在偏差。尤其是太平洋中部（33°N~26°N，145°E~165°E）区域出现一个高压反气旋。东亚大陆30°N附近（25°N~40°N，90°E~140°E）区 域 出 现 带状正距平，在30°N太平洋洋面中心（140E°~160°E）区域出现负距平。

总之，热带大西洋海温异常使得东亚地区环流形势发生变化，如日本海以东的气旋/反气旋的位置相对负位相年份发生偏移。东亚地区以北30°N为界线，以南出现大范围正距平，以北有部分区域（35°N~50°N，120°E~180°E）出现负距平，整个东亚地区呈现北负南正的高度距平分布。由此可知大西洋海温异常能对东亚区域大气环流产生显著影响。

3 结论

（1）根据对热带大西洋海温EOF进行分析，热带大西洋在1980—2015年的年平均海温EOF第一模态解释方差最大，为40.7%。通过对其第一模态空间分布和时间系数图分析，可以得出热带大西洋海温第一模态呈东西反相的偶极子分布。当热带大西洋偶极子呈正位相分布时，海温西暖东冷，负位相分布时，西冷东暖。

（2）通过对正/负相关年850 hPa环流场差值分析，可以看出日本海以东气旋/反气旋位置相对负位相年份更加偏北，热带大西洋海温异常可能对东亚地区部分气旋移动产生影响。

（3）通过对正/负相关年500 hPa高度场距平差值分析可以得出东亚地区以北30°N为界线，以南出现大范围正距平，以北有部分区域（35°N~50°N，120°E~180°E）出现负距平，整个东亚地区呈现“北负南正”的高度距平分布，即正位相年份有利于季风向北推进。