2013, Vol. 56
2. 国家气候中心, 北京 100081;
3. 解放军理工大学气象学院, 南京 211101;
4. 中国科学院大气物理研究所LASG国家重点实验室, 北京 100029
2. National Climate Center, Beijing 100081, China;
3. Institute of Meteorology, PLA University of Science and Technology, Nanjing 211101, China;
4. State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
夏季西北太平洋大气低层环流异常通过影响西太平洋副热带高压和东亚夏季风活动，对我国夏季气候，特别是长江中下游地区汛期降水的变化有十分重要的影响.早在20世纪80年代，Nitta[1]、Huang等[2]就注意到PJ (太平洋-日本)和EAP (东亚-太平洋)大气遥相关型波列对东亚气候与西北太平洋气候的影响，指出了东亚和西北太平洋气候存在密切联系，也引起了人们对西北太平洋地区环流和气候异常的广泛关注，及随后的一系列相关研究.
西北太平洋大气低层异常气旋(WNPC)和反气旋(WNPAC)是西北太平洋地区存在的两种重要大气环流异常系统，是整个亚澳季风系统年际变率模态的体现，并且能够在气候模式中得到合理的反映[3-4].目前的很多工作主要集中在对WNPAC进行研究，发现夏季WNPAC的出现与前期冬季赤道东太平洋的暖海温异常有密切联系，是El Niño衰减年夏季西北太平洋地区出现的重要环流异常现象，一般出现于El Niño成熟年冬季，并持续从El Niño成熟年冬季至次年夏季[5-6]，是前期冬季赤道东太平洋暖海温异常影响东亚夏季风和东亚夏季气候的重要桥梁[7-11]，对我国东部地区的旱涝有十分重要的影响.在El Niño成熟年冬季至衰减年春季，WNPAC通过影响水汽输送使中国东南部降水增加，而衰减年夏季则通过影响西北太平洋副高的变化，导致长江中下游地区的梅雨加强，同时也通过改变南北气压梯度使得锋面系统更强[9, 12].WNPAC的产生与前期冬季El Niño成熟年西北太平洋地区的局地对流活动和赤道中东太平洋地区的暖海温异常有关，El Niño事件引起了Walker环流减弱，以及热带西太平洋地区的负海温异常使得热带西太平洋的对流释放减弱，从而激发冷的Rossby波在热带西北太平洋形成低层异常反气旋[7, 13-14].但是，对于一个典型的El Niño事件而言，赤道东太平洋暖海温在冬季达到最强位相之后，春季已经快速衰减[15]，是什么原因促使WNPAC从El Niño成熟年冬季一直维持至衰减年夏季？针对这一问题，最近的很多工作对WNPAC的维持机理展开了大量的研究，发现WNPAC的维持与东亚-西北太平洋气候态平均流场的变化、局地风-蒸发-SST正反馈过程、印度洋全海盆暖海温和西北太平洋海温变化的遥响应有关.冬季和初春西北太平洋低层气候态风场为东北风，WNPAC东部的异常东北气流加强了相应地区平均的冬季风环流，并通过加强表面潜热的向上释放使该地区海温降低[14].而随着西南夏季风的爆发，东亚地区的风场发生了季节性转变，由东北气流转为西南气流，西北太平洋地区出现水汽-风-SST负反馈，这种负反馈的作用减弱了El Niño衰减期间西北太平洋地区的负SST异常，对WNPAC从El Niño衰减年春季一直持续至夏季起到十分关键的作用[16-19].另外，由于年际尺度上印度洋增暖与赤道中东太平洋增暖的密切联系，印度洋存在着滞后赤道东太平洋增暖大约一个季度的海盆尺度变暖，能起到一个类似于“电容器”的作用，将冬季El Niño成熟位相期赤道中东太平洋的暖海温异常信号储存并在夏季释放出来影响东亚夏季气候异常[19-21].近年来的很多资料分析和数值模拟研究[22-27]探讨了印度洋海温对WNPAC的影响，表明了印度洋暖海温变化对春夏季WNPAC维持的重要性.
除WNPAC外，WNPC也是西北太平洋地区重要的环流异常现象，夏季这两种不同的环流异常对西太平洋副热带高压、东亚夏季风和东亚夏季气候均有明显不同的影响，目前为止对WNPC的研究还比较少.从有关WNPAC的研究来看，其形成和维持与热带地区的海温异常密切相关，赤道中东太平洋和热带印度洋的暖海温异常对WNPAC的产生和维持有重要作用.那么，相对于赤道中东太平洋地区的冷海温异常，西北太平洋地区是否会出现刚好相反的环流变化？如果出现，这种异常环流从冬季至夏季的持续性如何？最近，Wu等[18]通过选取1949-2002年期间发生的典型El Niño和La Niño年，研究了El Niño和La Niño年冬季西北太平洋地区的环流异常，发现相对这两种赤道东太平洋的海温异常而言，西北太平洋地区的环流异常是非对称的，La Niño年WNPC的中心位置比El Niño年WNPAC的中心位置明显偏西，进一步的分析发现El Niño和La Niño期间异常加热区在经向方向上的差异和西北太平洋地区冬季海温变化幅度的差异是导致这种非对称的两个主要原因.但目前还没有工作对La Niño期间西北太平洋WNPC从冬季至夏季的持续性变化特征进行过相关的分析.最近的研究[28]发现印度洋全海盆增暖与赤道中东太平洋地区的海温异常关系密切，而印度洋冷海温变化与赤道中东太平洋海温变化的关系并不明显，更多地表现为与印度洋地区海气相互作用有关，海温变化的这些非对称性有可能对西北太平洋地区的环流异常造成不同的影响.
本文从夏季西北太平洋地区的大气环流异常出发，通过定义夏季西北太平洋环流异常指数，选取该区域异常气旋和反气旋比较明显的年份，对比分析了典型环流异常年份高低层大气环流变化的差异，及其相应的前期和同期热带印度洋和太平洋的海温变化特征，进一步揭示西北太平洋大气环流异常与热带海温变化的关系.
2 资料和方法使用的资料包括1979-2011年NCEP/NCAR再分析高低层2.5°×2.5°分辨率的大气环流资料和降水资料[29]；英国Hadley中心提供的1979-2011年海表温度资料HadISST，分辨率为1°×1°.气候平均为1981-2010年的30年平均[30].
本文定义了几个指数.Niño3指数定义为各月赤道东太平洋区域(5°S-5°N，210°E-270°E)海温距平的区域平均.印度洋海盆模指数(IOBMI)定义为各月印度洋区域(15°S-20°N，50°E-110°E)海温距平的区域平均.类似于Li等[5]对西北太平洋反气旋指数的定义，本文将850hPa区域(20°N-30°N，110°E-140°E)纬向风平均减去区域(5°N-15°N，100°E-130°E)纬向风平均的差值定义为西北太平洋大气环流异常指数WNPI，WNPI＞0(WNPI＜0)表示西北太平洋地区为异常反气旋(气旋)活动.选取夏季WNPI变化超过±0.8个标准差的年份作为显著的正负指数年，则正指数年为1983、1988、1995、1996、1998、2007、2008、2010年，负指数年为1981、1985、1986、1990、1994、2001、2002、2004、2009年.
本文使用的方法包括线性相关、偏相关、合成分析等.偏相关分析可以在多变量情况下除去其它变量的影响，而只计算两个变量之间的线性相关系数.考虑到印度洋和太平洋海温变化的相互联系，参考Behera和Yamagata[31]的分析，本文使用偏相关分析方法分别计算IOBMI和Niño3指数与夏季850hPa矢量风的偏相关分布，分别探讨印度洋海温和赤道东太平洋海温对夏季西北太平洋环流异常的影响.偏相关分析表达式可写成：
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式中r12为IOBMI和Niño3指数的相关，rY1表示所考虑变量与850hPa矢量风的相关，rY2表示要清除信息的变量与850hPa矢量风的相关.通过偏相关分析，可以近似地单独考察印度洋海温或赤道东太平洋海温对夏季西北太平洋大气环流异常的影响.
3 夏季西北太平洋大气高低层环流异常及气候异常的主要特征根据WNPI指数选取的强正负指数年，我们首先来看相应的大气环流异常特征(图 1).可以看到对于正指数年，海平面气压场上在亚洲大陆至西太平洋海平面气压较高，高气压中心位于西北太平洋地区，热带印度洋为海平面气压低值区，其中心位于赤道西印度洋(图 1a)；850hPa西太平洋地区为异常反气旋，赤道西太平洋-中南半岛-孟加拉湾为异常东风，华南东部为异常反气旋环流西侧的异常西南气流，西北太平洋至欧亚中高纬度为反气旋-气旋-反气旋-气旋-反气旋所组成的异常波列(图 1c)；500hPa与850hPa的距平风场比较类似，东亚东南部-西北太平洋为明显的异常反气旋环流，赤道西太平洋-中南半岛南部-北印度洋为异常东风，西北太平洋到欧亚中高纬度反气旋-气旋-反气旋-气旋-反气旋所组成的异常波列更加明显(图 1e).负指数年高低层环流形势与正指数年刚好相反，海平面气压场上亚洲大陆和西北太平洋为海平面气压负距平区，明显的负距平中心位于西北太平洋，热带西印度洋为气压正距平(图 1b)；850hPa东亚东南部-西北太平洋为异常气旋环流，北印度洋-赤道西太平洋为明显的异常西风，西北太平洋至欧亚中高纬度为气旋-反气旋-气旋-反气旋-气旋所组成的异常波列(图 1d)；500hPa西北太平洋为异常气旋环流，孟加拉湾-赤道西太平洋为明显的异常西风，西北太平洋至欧亚中高纬度气旋-反气旋-气旋-反气旋-气旋所组成的异常波列更加明显.
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图 1 正(左)负(右) WNPI年高低层大气异常环流合成(a和b：海平面气压场；c和d：850hPa矢量风；e和f：500hPa矢量风) 阴影区为通过95%显著性检验的区域.图中“A”和“C”分别表示异常反气旋和气旋，下同. Fig. 1 Composite anomalous fields of surface pressure level (a, b), 850hPa wind (c, d), 500hPa wind (e, f) respectively in positive (left) and negative (right) WNPI years The composite winds exceeding 95% significant level are shaded. "A" denotes anticyclone and "B" denotes cyclone. |
从正负指数年异常流场的变化看，WNPAC和WNPC是夏季西北太平洋地区对流层中低层出现的环流异常现象，东西轴线(东西风分界线)一般位于20°N附近，环流中心位置有明显差异.WNPAC中心位置比较偏西，位于菲律宾北部；而WNPC中心位置偏东，位于菲律宾以东洋面.WNPAC和WNPC的出现直接与赤道西太平洋的纬向风异常有关，而Li等[32-33]的研究早已指出赤道西太平洋纬向风异常的重要动力学原因是东亚冬季风的异常.也就是说，WNPAC和WNPC的形成和维持与东亚季风活动的异常有密切联系.同时，WNPAC和WNPC不仅仅是区域性环流异常现象，与欧亚大陆中高纬度地区的环流异常也有十分密切的联系：欧亚中高纬度-西北太平洋低纬度地区在正指数年为反气旋-气旋-反气旋-气旋-反气旋所组成的异常波列，而负指数年为气旋-反气旋-气旋-反气旋-气旋异常波列.早在20世纪80年代，Kurihara等[34]和Tsuyuki等[35]的研究就指出菲律宾附近的大气对流可以激发北传的Rossby波，进而影响东亚气候.Kurihara[36]的研究进一步表明欧亚大陆东西向大气遥相关波列和西太平洋南北经向波列之间存在一定的联系.布和朝鲁等[37]也指出欧亚大陆中高纬及亚洲急流区向下游频散的Rossby波和东亚沿岸经向频散的波列是相互作用和相互锁定的.但由于这两条波列之间的关系比较弱，其相关的机理解释还很不清楚.本文正负指数年欧亚中高纬度-西北太平洋的异常遥相关波列的变化进一步表明了两条波列之间的相互联系.这些异常波列的变化在很大程度上影响了东亚地区的气候异常.图 2为1979-2011年夏季WNPI与降水的相关，可以看到西北太平洋地区的大气环流异常与东亚雨带的变化，与欧亚中高纬度正-负-正的降水变化均有密切的联系，特别是与热带印度洋、赤道西太平洋和西北太平洋地区的降水变化有显著的相关.
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图 2 1979-2011年夏季WNPI与降水场的相关 (阴影区为通过0.05显著性检验的区域) Fig. 2 Correlation between WNPI and precipitation in summer for 1979-2011 (The shaded areas have passed significant level 0.05) |
以上分析表明夏季西北太平洋大气低层环流异常与东亚和欧亚中高纬度环流变化，以及与欧亚气候异常均有密切联系，因此，进一步探讨西北太平洋大气环流异常的原因对于提高气候预测准确率有重要的实际意义.目前有关WNPAC形成和维持机理的研究均表明了赤道中东太平洋和热带印度洋海温变化的影响.下面我们进一步分析赤道中东太平洋和热带印度洋海温与夏季西北太平洋大气环流异常的联系，然后结合海温变化和WNPI变化的特征，分别探讨WNPAC和WNPC与海温变化的关系及其差异.
4.1 夏季WNPI与海温变化的关系及其分类图 3为夏季WNPI分别与IOBMI和Niño3指数超前和滞后的相关形势.WNPI与El Niño/La Niño发展年夏季、秋季和冬季的Niño3指数的变化密切联系，明显的正相关关系从夏季持续至冬季，然后逐渐减弱；在WNPI与Niño3正相关关系减弱的同时，与IOBMI变化的正相关关系加强，明显的正相关从El Niño/La Niño衰减年春季持续至夏季，然后又逐渐减弱.WNPI与超前滞后的Niño3和IOBMI指数的相关变化表明前期秋季和冬季赤道东太平洋海温异常对WNPAC/WNPC的形成有影响，而次年春季和夏季赤道东太平洋海温的影响减弱，主要是热带印度洋海温异常对WNPAC/WNPC产生影响.
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图 3 1979-2011年6-8月WNPI与超前滞后的海温指数的相关 Fig. 3 Correlation between WNPI in summer (JJA) and leading and lagging IOBMI and Niño3 |
进一步，我们分别计算了夏季850hPa风场与前一年秋季至同期夏季IOBMI和Niño3指数间的偏相关，可以看到相对于正Niño3指数和正IOBMI而言，前一年秋季，Niño3与WNPAC异常的关系比较明显，西北太平洋为明显的反气旋环流，冬季反气旋环流有所减弱，阿拉伯海地区为异常气旋环流(图 4a，4c)，而此时IOBMI与WNPAC异常的关系不明显，但与阿拉伯海地区的异常反气旋有很好的联系(图 4b，4d)；同年春季至夏季，当Niño3与WNPAC异常的相关关系明显减弱的同时(图 4e，4g)，IOBMI与WNPAC异常的关系却逐渐加强，夏季西北太平洋地区出现明显的异常反气旋环流(图 4f，4h).负Niño3指数和负IOBMI的情况刚好相反.需要特别指出，不同季节赤道中东太平洋和热带印度洋海温的变化对热带地区大气环流变化的影响是有明显差异的，前期秋季至冬季赤道中东太平洋和热带印度洋地区的海温变化对阿拉伯海地区环流异常的影响刚好相反：赤道中东太平洋暖(冷)海温异常有利于阿拉伯海地区产生异常气旋(反气旋)；而热带印度洋暖海温异常却有利于阿拉伯海地区异常反气旋(气旋)的形成.同期夏季赤道东太平洋地区的海温变化对印度洋、西太平洋地区大气环流变化的影响也刚好与印度洋地区海温变化的影响相反：赤道东太平洋暖(冷)海温的影响会导致北印度洋-中南半岛-西太平洋地区出现异常西(东)风，并有利于使WNPAC (WNPC)减弱(加强)；而印度洋海温增暖(偏冷)会导致WNPAC (WNPC)加强(减弱).
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图 4 前一年秋季(a，b)和冬季(c，d)及当年的春季(e，f)和夏季(g，h) Niño3(左)和IOBMI (右)与夏季850hPa风的偏相关分布 图中仅给出相关超过95%显著性检验的矢量风. Fig. 4 Correlation distributions between 850hPa wind and Niño3 (left) and IOBMI (right) respectively in autumn (a, b), winter (c, d), spring (e, f) and summer (g, h) |
目前有关WNPAC的研究表明，WNPAC一般形成于El Niño成熟年冬季，并持续维持至El Niño衰减年夏季，其产生和维持分别与赤道中东太平洋和热带印度洋地区的暖海温变化密切相关[5-6, 13-14].本文的偏相关分析同样表明了不同季节赤道东太平洋和热带印度洋海温异常对WNPAC/WNPC的不同影响，即WNPAC/WNPC形成于前一年秋冬季，并持续维持至次年夏季，其形成主要受赤道东太平洋海温异常的影响，而维持主要受热带印度洋海盆尺度的暖(冷)海温异常影响.
以上分析表明夏季WNPAC/WNPC变化主要受印度洋海温异常的影响，为了进一步研究夏季西北太平洋大气环流异常与热带海温变化的关系，我们根据WNPI指数的变化，并把夏季IOBMI变化作为分类的背景，将WNPI分为四类，即+WNPI和+IOBMI (A类)、+WNPI和-IOBMI (B类)、-WNPI和+IOBMI (C类)、-WNPI和-IOBMI (D类)，其分类结果如表 1所示.可以看到相对于正WNPI指数而言，除了1996年和2008年印度洋为冷海温异常外，其余的6年均对应着印度洋暖海温异常.而负WNPI指数与印度洋海温的对应关系比较复杂，除了1981、1985、1986、1994、2004年对应印度洋海温负距平外，其余的1990、2001、2002、2009年却对应印度洋暖海温异常.
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表 1 WNPAC/WNPC的分类 Table 1 Categorization of anomalous WNPAC/WNPC |
进一步分析夏季正负WNPI年前期冬季赤道东太平洋海温变化，发现夏季WNPAC/WNPC与前期冬季赤道中东太平洋海温变化的关系是明显不同的.在8个WNPI正指数年中，除1996年和2008年前期冬季为La Niño年外，其余的1983、1988、1995、1998、2007、2010年均为明显的El Niño年.而9个负WNPI指数年中，除1985年和2001年前期冬季赤道东太平洋冷海温异常明显外，其余的7个负WNPI年赤道东太平洋的冷海温异常并不明显，其中的1994年和2004年前期冬季赤道东太平洋还出现了弱的暖海温异常.1994年和2004年分别是中部型El Niño事件年，这里的对应关系进一步暗示了不同分布型El Niño对WNPAC影响的差异[38].对比Wu等[18]选取的典型El Niño年(1982、1986、1991、1994、1997、2002)和LaNina年(1984、1988、1998、1999)和次年本文所定义的西北太平洋大气环流异常指数，发现典型的ElNino年次年夏季均对应正WNPI，其中的1982、1994、1997年所对应次年夏季包括在本文选取的典型正WNPI年中，其余的1986、1991、2002年次年夏季的850hPa风场也与图 1c是一致的(图略)；而La Niño年次年夏季除了1984年的WNPI指数为负，包含在本文所选的典型负WNPI中，1999年次年夏季负WNPI指数较弱外，其余的1988年和1998年对应的WNPI指数为正.进一步我们分析了1988年和1998年次年夏季850hPa风场，看到在菲律宾岛以东的西北太平洋上为异常反气旋，而东亚东部沿岸至黄海和东海附近有一个范围不大的异常气旋环流，异常气旋环流的位置明显偏西偏北，赤道附近除了中南半岛以南的海域有范围较小的异常西风气流区外，在西印度洋和西太平洋附近均为异常东风气流，其环流形势与图 1d有明显差异(图略).
以上分析表明，分类分析结果与相关分析得到的结论并不一致，特别是对于WNPC的情况.分类分析结果初步表明了夏季WNPAC和WNPC与热带海温变化的关系存在明显的不对称性：夏季WNPAC与前期赤道东太平洋暖海温异常及夏季印度洋暖海温异常有明显的正相关关系；而WNPC与前期赤道东太平洋和夏季印度洋海温变化的关系存在很大的不确定性.下面我们根据分类，进一步分析WNPAC和WNPC与海温变化的关系.为方便起见，以下分析中我们将上述四种分类分别称为A、B、C、D (见表 1).
4.2 WNPAC与海温异常图 5分别为A类和B类前期冬季至同期夏季850hPa距平风及海温距平，可以看到对应A和B两种类型，热带印度洋和太平洋地区的海温变化是明显不同的，特别是冬季和夏季.冬季，A类呈现出正-负-正的距平形势(赤道印度洋和中东太平洋为暖海温异常，赤道西太平洋为冷海温异常)(图 5a)；B类呈现出负-正-负的距平形势(赤道印度洋和中东太平洋为冷海温异常，赤道西太平洋为暖海温异常)(图 5b).夏季，对应A类印度洋的暖海温异常向东扩展取代了赤道西太平洋地区冷海温异常，赤道中东太平洋转为冷海温异常(图 5e)；而对应B类赤道中东太平洋仍维持较强的冷海温异常，南海和热带中东印度洋地区的冷海温异常却明显减弱，西南印度洋的大部分地区转为正海温距平(图 5f).
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图 5 冬季(a，b)、春季(c，d)和夏季(e，f) A类和B类850hPa距平风(m/s)和SSTA (℃)合成场 仅给出通过95%显著性检验的矢量风，阴影区为海温距平超过±0.2℃的区域，黄色实线为海温0℃线. Fig. 5 Composite anomalous fields of 850hPa wind (m/s) and SSTA (℃) respectively in winter (a, b), spring (c, d) and summer (e, f) The wind exceeding 95% significant level are drawn and the areas exceeding±0.2℃ are shaded. Yellow isoline is 0℃ line |
对应A和B两种不同类型的海温变化，低层风的变化也是明显不同的.A类是典型的夏季印度洋暖海温与WNPAC相匹配类型，可以看到WNPAC自冬季产生后一直持续至夏季，反气旋环流中心随季节逐渐向北移动，冬季位于130°E和10°N附近，夏季向北移动至20°N附近.与此相应，热带印度洋至赤道西太平洋地区的异常东风也随季节明显向北移动，并随季节逐渐从150°E (冬季)向东扩展至日界线(夏季)附近，冬季异常东风带位于赤道以南附近地区，夏季向北移至北印度洋-中南半岛南部-南海-菲律宾-日界线附近，位置稍偏北(图 5a，5c，5e).而B类是夏季印度洋冷海温异常与WNPAC相匹配的类型，WNPAC仅出现在夏季，前期冬季和春季菲律宾南部为较弱的异常气旋环流.相应B类赤道附近纬向风的季节变化也比较明显，冬季和春季赤道西太平洋为异常西风，夏季转为异常东风.异常东风仅出现在夏季，并明显向西扩展至北印度洋地区(图 5b，5d，5f).
Terao等[39]利用一个简单模式研究表明了赤道印度洋和西太平洋之间海温梯度差异变化，及其由此导致的异常东风对WNPAC形成和维持的重要影响，指出ENSO衰减年夏季，由于印度洋暖海温和太平洋冷海温的共同作用，使得赤道西太平洋出现东风异常，导致其北侧因负涡度异常引起Ekman抽吸减弱，在西北太平洋激发出反气旋环流异常.根据这一观点，结合海温和低层风的变化，我们可以看到在A和B两种分类中，尽管海温变化差异很大，但在夏季赤道中东太平洋的海温确实低于印度洋和西太平洋的海温，并由此在印-太之间产生西暖东冷的热力差异，特别是A类西暖东冷的情况比较明显.这样的海温差异有利于赤道西太平洋附近异常东风的产生和WNPAC的形成和维持.
冬季和夏季Walker环流的异常变化也明显反映了赤道附近海温异常的作用.冬季，A和B两种类型在赤道附近的Walker环流变化是刚好相反的，A类赤道西太平洋的冷海温和赤道中东太平洋暖海温异常引起了Walker环流减弱，西太平洋地区的异常下沉气流抑制了对流活动的发展(图 6a)，导致菲律宾附近低层出现异常反气旋环流(图 5a)；与此相反，B类赤道西太平洋的暖海温和赤道中东太平洋冷海温异常导致Walker环流加强，西太平洋地区的异常上升气流加强了对流活动(图 6c)，导致菲律宾附近低层异常气旋环流出现(图 5b).夏季，由于热带印度洋和赤道太平洋之间海温差异的影响，Walker环流也出现了相应的变化，但A类和B类都显示赤道附近Walker环流有比较一致的变化，印-太之间出现一个在印度洋气流上升和中太平洋气流下沉的异常Walker环流圈，低层在印度洋和西太平洋地区为显著的异常东风(图 5e，5f).
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图 6 A类和B类的冬季(a，c)和夏季(b，d)纬向环流沿5°S-5°N经度-高度剖面图 阴影区为垂直速度超过0.002m/s的区域，矢量箭头环流中的垂直速度放大了100倍. Fig. 6 The cross-section of zonal circulation along 5°S-5°N respectively in winter (a, c) and summer (b, d) The vertical velocity exceeding 0.002m/s is shaded and vertical velocity of wind arrow had enlarged 100 times. |
目前的很多研究过分强调了春夏季节印度洋暖海温对WNPAC维持的影响，认为春夏季节热带印度洋暖海盆模态会引起大气的“Matsuno-Gill”模态响应，向东传播的Kelvin波，在低层引起孟加拉湾南部到赤道西太平洋地区较强的东风异常，西北太平洋地区引起异常反气旋性环流以及东亚的南风异常[17].但是，本文的进一步分析却表明，夏季印-太之间海温差异的变化才是引起WNPAC形成和维持最重要的直接原因.A和B两个类型中夏季印-太之间西部比东部暖的海温差异引起了孟加拉湾至赤道西太平洋的异常东风，由此使WNPAC得以形成和维持.但与A类相比，B类夏季西暖东冷的海温差异较弱，相应的夏季WNPAC范围也就明显偏小，强度偏弱，中心位置偏西.
4.3 WNPC与海温异常4.1节的分析表明，WNPC与海温配置的关系比较复杂，9个WNPI负指数年中就有7年对应前期冬季赤道东太平洋冷海温异常不明显，有4年同期夏季对应为印度洋海温正距平，似乎WNPC与前期冬季赤道中东太平洋地区的冷海温异常和同期夏季印度洋冷海温异常的关系存在很大的不确定性.因此，热带海温变化对夏季WNPC的形成和维持究竟有没有影响？其影响的机理如何？是值得进一步探讨的问题.
图 7分别为C和D两种类型所对应的前期冬季至同期夏季850hPa距平风场和海温距平场，可以看到在两类情况下明显的WNPC环流异常仅出现在夏季，对应的热带印度洋-太平洋海温变化也是完全不同的.对于C类，前期冬季至春季印度洋、菲律宾、西北太平洋为冷海温异常，赤道中太平洋150°E-180°E为暖海温异常，180°E以东赤道附近为北暖南冷的海温距平分布(图 7a，7c)；夏季赤道印度洋、南海、西北太平洋的冷海温异常加强，180°E以东赤道附近的暖海温向南扩展，由此使得夏季赤道附近印-太之间东暖西冷的海温异常特征明显加强(图 7e).对于D类，冬季赤道印度洋至西太平洋为暖海温异常，其中西太平洋的暖海温异常相对比较明显，赤道东太平洋为冷海温异常(图 7b)；春季，赤道西太平洋的暖海温异常逐渐向东扩展，赤道中东太平洋地区的冷海温异常明显减弱(图 7d)；夏季，赤道中东太平洋转为明显的暖海温异常，整个印度洋和太平洋海盆均为暖海温异常，但赤道中东太平洋地区的暖海温异常明显高于赤道印度洋-西太平洋地区的暖海温异常，从而仍有东暖西冷的海温异常特征(图 7f).
对比C和D两种类型的海温变化可以发现，尽管两类情况下热带印度洋-太平洋地区的海温变化有比较大的差异，但夏季在印-太之间所存在的海温差异却是比较一致的，即海温在中东太平洋比印度洋-西太平洋偏暖.因此，对应这两种类型，在赤道附近都有异常纬向环流的变化，冬季的Walker环流有明显不同，特别在180°E附近，对于C类为异常上升气流(图 8a)，对于D类为异常下沉气流(图 8c).而在夏季，由于相同的东西海温差异的作用，导致低层赤道印度洋-西太平洋地区出现显著的异常西风，相应呈现一个在赤道印度洋和西太平洋为上升气流，而在日界线附近为异常Walker环流圈的下沉气流(图 8b，8d).与WNPAC情况时赤道附近异常东风的作用相反，赤道印度洋-西太平洋异常西风的作用将有利于增加其北侧的正涡度异常，导致大气对流加强，进而更加激发了西北太平洋地区产生异常气旋环流.
从以上分析来看，夏季WNPC环流异常尽管在表面上与赤道东太平洋和印度洋海温变化均没有相对稳定的关系(或者关系不密切)，但实际上正是由于赤道印度洋和太平洋之间海温变化产生的热力差异促使赤道西太平洋异常西风的产生，并由此激发了WNPC的产生和维持.由此可见，印-太之间热力差异的变化对夏季WNPAC和WNPC有十分重要的作用，是影响夏季WNPAC和WNPC形成和维持最重要的直接因子，进一步证实了晏红明等[40]用数值模拟结果所表明的印-太海温梯度对亚洲季风区气候有重要影响的结论.
5 夏季WNPAC/WNPC与海温变化关系不对称的可能原因根据目前对WNPAC的研究结果以及本文4.1节的线性和偏相关分析结果，我们可能很容易得到这样的结论：WNPC和WNPAC与海温变化的关系是刚好相反的，WNPC与前期La Niño发展和成熟期秋冬季赤道中东太平洋地区冷海温异常及衰减期春夏季印度洋的冷海温异常密切联系.从而认为WNPC是连接La Niño与东亚夏季气候的重要桥梁，并可在文献中[7, 20]找到类似的结论.但通过本文的进一步分析却发现：WNPC和WNPAC与海温变化关系是完全不同的：夏季WNPAC与前期冬季的El Niño和同期热带印度洋的暖海温异常有很好的对应关系；而夏季WNPC与前期冬季的La Niño事件联系不密切，与同期热带印度洋冷海温变化的关系也不明显，更多地表现为与夏季热带印度洋和太平洋之间的东西纬向热力差异，及由此引发的赤道印度洋和西太平洋地区的西风异常有关，在与海温变化关系上表现出了与WNPAC明显不对称的特征.
从以上的分析我们发现夏季WNPC并不像WNPAC一样，与前期冬季赤道中东太平洋和同期印度洋海盆尺度的暖海温变化有比较稳定的联系，但有一个比较共同的地方就是无论怎样的海温变化，夏季在赤道印度洋至中西太平洋地区与WNPAC (WNPC)相应的异常Walker环流圈均比较类似，对应WNPAC (WNPC)，在印-太之间出现一个在印度洋气流上升和中太平洋气流下沉(赤道印度洋和西太平洋气流上升，而日界线附近为异常下沉气流)的异常环流圈，低层在印度洋和西太平洋地区为异常东风(西风).这种异常Walker环流圈和低层纬向异常风的变化在很大程度上都与印-太之间的海温差异有着密切联系.为突出这一点，这里再选取热带印度洋(10°S-20°N，40°E-130°E)和赤道太平洋(10°S-10°N，180°E-240°E)区域平均的海温距平分别表示两个区域的热力变化，用两个区域平均海温距平的差值来表示赤道印度洋和太平洋之间的热力差异(Thermal Difference)，并定义为TDI=SST (10°S-10°N，180°E-240°E)-SST (10°S-20°N，40°E-130°E).夏季TDI与850hPa风场的相关进一步表明了印-太之间海温纬向差异与WNPAC/WNPC的密切联系(图 9a)：东暖西冷海温差异与WNPC的形成有关，而西暖东冷的海温差异与WNPAC的形成有关.合成分析的结果也进一步表明了印-太海温差异对WNPAC和WNPC的形成有极其重要影响(图 9b).
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图 9 (a)夏季TDI与850hPa矢量风的相关；(b)超过±0.8个标准差的正TDI指数年与负TDI指数年850hPa合成风的差值 阴影区为相关或合成差值场通过95%显著性检验的区域 Fig. 9 (a) Correlation between TDI and 850hPa wind in summer; (b) The difference between positive and negative TDI years exceeding±0.8 standard deviation The correlation exceeding 95% significant level is shaded. |
Wu等[27]的研究认为WNPAC和WNPC分别是El Niño和La Niño年冬季相伴赤道东太平洋海温变化出现的重要大气环流异常.从本文的研究也可以看到大部分夏季显著的WNPAC与前期冬季的El Niño和WNPAC有关，WNPAC一直可从冬季持续至夏季；而夏季显著的WNPC却与前期冬季的La Niño事件的联系不十分密切，一般多表现为夏季独立出现的一种大气环流异常现象.那么，为什么夏季WNPAC与前期El Niño的关系比较密切，而夏季WNPC与前期La Niño的关系不是很密切？两种异常海洋事件后期海温变化的特征有什么差异？
图 10分别为1979-2011年期间典型El Niño (1982、1986、1987、1991、1994、1997、2002、2009年)和La Niño (1984、1988、1998、1999、2000、2010年)成熟年冬季至衰减年夏季的海温距平合成.可以看到冬春季从印度洋至太平洋的海温距平分布表现为三级模态特征，El Niño年为正-负-正，La Niño年刚好相反，为负-正-负(图 10a，10b).而夏季的海温距平分布则转为东西差异的偶极型模态：El Niño衰减年夏季，赤道印度洋为明显的暖海温异常，而赤道中东太平洋地区的暖海温异常明显减弱，中太平洋地区转变为冷海温异常，赤道印度洋和太平洋之间的热力差异为西暖东冷(图 10e)，比较有利于夏季WNPAC的形成和维持；与之不同的是在La Niño衰减年夏季，尽管赤道印度洋和中东太平洋的冷海温异常均有减弱，但赤道中东太平洋的冷海温异常仍比印度洋明显，印-太之间的热力差异仍表现为西部比东部偏暖的特征(图 10f)，与El Niño衰减年夏季的海温差异一致，这种印-太之间西部比东部偏暖的海温差异是不利于夏季WNPC形成和维持的.
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图 10 El Niño (a，c，e)和La Niño (b，d，f)年成熟期冬季(a，b)至衰减年春季(c，d)、夏季(e，f)热带海温距平合成场 阴影区为海温距平超过±0.2℃的区域，绿色实线为0℃线. Fig. 10 Composite SSTA in El Niño (a, c, e) and La Niño (b, d, f) years respectively for winter (a, b), spring (c, d) and summer (e, f) The shaded areas denote SSTA exceeding±0.2℃ and green is 0℃ contour. |
从以上分析来看，El Niño和La Niño衰减年夏季虽然热带地区的海温变化明显不同，但印-太之间东西向海温热力差异的变化却是一致的，均表现为西部印度洋比东部太平洋偏暖.这样的海温差异相对于El Niño衰减年夏季而言有利于赤道西太平洋附近异常东风的产生和WNPAC的维持，而对应La Niño衰减年夏季的情况，却不利于WNPC维持，甚至会起到促使WNPC减弱的作用.因此，El Niño和La Niño衰减年夏季印-太之间海温纬向差异的一致性特征有可能是导致夏季WNPAC/WNPC与海温变化关系非对称的重要原因.
6 结论和讨论夏季WNPAC和WNPC是西北太平洋地区两种重要的大气低层环流异常特征型，过去有关WNPAC的很多研究揭示了WNPAC与热带海温变化的密切联系，而对WNPC的研究比较少.本文从夏季西北太平洋大气环流异常特征出发，结合海温变化与WNPAC/WNPC的分类比较，进一步探讨了夏季西北太平洋大气环流异常的变化特征及其与海温变化的关系，得到以下几点主要结论：
(1) 夏季西北太平洋地区对流层中下层的WNPAC/WNPC与东亚-西北太平洋低纬度至高纬度的经向PJ波列以及欧亚中高纬度的东西纬向波列的变化有关.通过与高低纬度波列的相互联系，它对东亚及欧亚中高纬度的气候异常有十分重要的影响.
(2) 夏季WNPAC和WNPC与热带海温变化的关系是明显不对称的.夏季WNPAC与热带海温变化的关系比较稳定，与El Niño成熟年冬季的赤道东太平洋的暖海温异常和El Niño衰减期春夏季印度洋海盆尺度的暖海温变化密切相关；而夏季WNPC与热带海温变化的关系存在明显的不确定性，与La Niño事件没有十分明显的联系.
(3) 对比分析发现，夏季赤道印度洋和太平洋之间的东西向热力差异是影响夏季WNPAC/WNPC产生和维持的最重要因子，赤道印度洋和太平洋之间西暖东冷的东西向热力差异在孟加拉湾-赤道西太平洋引起的异常东风将导致西北太平洋出现异常的WNPAC；相反的热力差异则有利于在孟加拉湾-赤道西太平洋引起的异常西风并导致西北太平洋出现异常的WNPC.
(4) 本文初步探讨了WNPAC/WNPC与海温变化关系不对称的可能原因，发现El Niño年和La Niño年衰减期夏季热带印度洋和太平洋海温变化所引起的印-太之间热力差异变化的一致性可能是导致WNPAC/WNPC与海温变化关系不对称的可能原因.La Niño年衰减期夏季印-太之间西部比东部偏暖的异常热力差异不利于WNPC的产生和维持，甚至会起到促使夏季WNPC减弱的作用.
赤道东太平洋海温变化是年际尺度上影响气候异常的重要海洋因子.目前的很多工作研究了El Niño发展和结束不同阶段的海温变化对气候的影响，发现El Niño对衰减年夏季东亚地区的气候有重要的影响[41-42]，进一步的分析表明WNPAC在连接El Niño冬季海温异常与夏季气候变化中有重要桥梁作用[7].本文的分析也进一步表明了夏季WNPAC与El Niño成熟年冬季赤道中东太平洋暖海温和衰减年夏季热带印度洋暖海温变化的重要联系.但是由于La Niño衰减年夏季海温变化差异的影响，夏季显著的WNPC与La Niño成熟年冬季的海温变化和衰减年夏季印度洋海温变化并没有稳定的联系，而主要是与夏季赤道印-太之间海温变化的差异有关.因此，有关La Niño年的海温异常对后期气候的影响，及其影响的可能机制是我们以后工作中应该加强的问题.
最近，何超等[43]的分析揭示了夏季西北太平洋副热带高压年际变率的两种模态，按其对应的赤道纬向风的不同，分别将这两种模态称为赤道东风共存模态(EEM)和赤道西风共存模态(EWM)，并发现这两种模态对应的ENSO不同.EEM对应前冬El Niño事件的衰减和位相转变，相应产生的西北太平洋反气旋环流更接近赤道；而EWM对应从前期秋季持续到当年夏季的长周期El Niño，相应产生的西太平洋异常反气旋形成于当年春季，并在夏季进一步加强.考察本文选取的显著正WNPI年，只有1983年前期冬季赤道中东太平洋的暖海温异常持续到1983年夏季，分析相应的夏季850hPa风场，赤道附近除了西印度洋和140°E-日界线附近为异常西风外，赤道东印度洋至西太平洋地区为异常东风，异常东风的强度比EEM模态的异常东风偏弱，这在一定程度上表明了ENSO的持续时间对赤道附近异常东风变化的可能影响，相应也会对西北太平洋反气旋的结构和位置产生一定的影响.
另外，从本文的分析看到，El Niño和La Niño衰减年夏季印-太海温变化的差异是比较一致的，均表现为西部印度洋比东部太平洋偏暖的热力差异，也正是由于这种热力差异的变化导致夏季WNPAC和WNPC与海温变化关系的非对称性.那么，为什么El Niño和La Niño衰减年夏季印-太海温变化的差异是一致的，有关这些问题还不是很清楚，值得进一步探讨.
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