夏季北半球遥相关及其对全球和区域气候的影响一直受到各国学者的关注,20世纪80年代,Nitta(1987)和黄荣辉等(1988)注意到在东亚—西太平洋区域存在着太平洋-日本型(PJ)波列和东亚-太平洋(EAP)型波列。随后,Lau等(1992,2002)提出夏季在东亚—北美存在着更大尺度的遥相关；Ding等(2005)揭示了一个夏季环绕北半球的5波型遥相关,它与欧洲、印度、东亚和北美的降水异常有密切关系；赵平等(2006)指出,在亚洲-太平洋区域海平面气压场上存在着一个大尺度的反位相变化型,这种遥相关的异常变化与东亚季风相联系,称为东亚-太平洋偶极子；孙建奇等(2008)揭示了在海平面气压场上阿拉伯半岛与北太平洋存在反位相关系,即阿拉伯半岛-北太平洋涛动。上述研究主要是利用月或季节平均资料来分析不同区域之间气候年际和/或年代际异常的联系。

研究表明：月时间尺度或者更短的低频过程在持续性气候异常过程中起重要作用(Leith,1973；Dole,1986)。一些年际尺度遥相关型的触发、维持和消亡可以由发生在低频时间尺度的大气内在过程引起,甚至还可能与天气尺度过程有关(Feldstein,2000；Cash et al,2001)。因此,采用逐日资料可以更好地研究这类更短时间尺度的快速变化过程对遥相关的影响。此外,Zhao等(2012)检查了多个用月或季节平均资料定义的亚洲季风指数,指出尽管这些季风指数能够比较好地指示东亚季风和降水的年际和年代际变化特征,但是它们反映持续性降水天气过程的能力较弱,不能很好地指示大气环流和降水的天气尺度变化特征。因此,用逐日资料研究遥相关型和季风指数的逐日变化特征受到广泛关注。例如,Feldstein(2000,2002,2003)用主成分分析方法,研究了逐日300 hPa位势高度场遥相关特征,指出在逐日资料上大气环流依然存在着类似于太平洋北美型、北大西洋涛动型和西太平洋的遥相关型,并且分析了瞬变涡动通量在太平洋北美型环流演变过程中的重要性,以及非线性过程和小于10 d的高频瞬变波动在北大西洋涛动产生和维持中的动力过程。Hines等(2002)通过定义8月逐日西太平洋涛动指数来探讨它在季节内尺度上的位相演变和强度变化特征。Kawamura等(2006)利用逐日850 hPa位势高度定义太平洋-日本型指数,并研究了夏季西北太平洋台风活动对太平洋-日本型遥相关型的影响,发现：太平洋-日本型波列的形成是伴随着由1到2次气旋这种天气尺度的对流活动产生的热源激发出的罗斯贝波列产生的。Song等(2009)利用旋转自然正交方法研究了太平洋北美型和北大西洋涛动型在逐日300 hPa位势高度场上的存在性以及它们的联系。这些研究为加深理解遥相关型的特征、演变过程和形成机理提供了新的思路。

Zhao等(2007,2010)利用再分析资料和数值模拟结果指出,夏季亚洲大陆与太平洋中纬度对流层扰动温度存在一个大尺度的遥相关,即当亚洲大陆对流层偏暖(冷)时,北太平洋对流层偏冷(暖),其变率被称为亚洲-太平洋涛动(APO)。亚洲-太平洋涛动指数的季节转换与500 hPa热力差异的季节转换以及东亚季风的季节变化有很好的一致性(何金海等,2010)。夏季亚洲-太平洋涛动具有年际、年代际和百年际的多尺度变化特征,其异常变化对南亚、东亚季风环流和降水、西太平洋台风活动有重要影响(Zhao et al, 2007,2011；周波涛等,2008；邹燕等,2009；钱维宏等,2011；Tan et al,2011)。那么,在季节尺度上亚洲-太平洋涛动变率是否也能指示亚洲季风区主要大气环流和降水的变化特征呢？为了回答这个问题,利用逐日再分析资料研究亚洲-太平洋涛动型遥相关的季节演变特征,及其与亚洲—太平洋区域大气环流和亚洲季风区降水的关系。 2 资料和方法

所用的资料有：1981—2007年共27年美国NCEP逐日再分析资料(Kalnay et al,1996),1981—2002年共23年ERA-40逐日再分析资料(Uppala et al,2005),日本气象厅气象研究所和综合地球环境学研究所的APHRODITE项目研制的1981—2007年亚洲季风区水平分辨率为0.5°×0.5°的逐日降水资料(Yatagai et al,2009),其覆盖范围为0°—55°N,60°—150°E。本文所用的研究方法包括奇异值分解(SVD)、经验正交函数(EOF)分析、相关分析和合成分析等方法。 3 亚洲-太平洋涛动的季节变化

依照Zhao等(2007,2010)做法,用含面积权重的经验正交函数方法对1981—2007年每年夏季(5月1日—9月30日)欧亚—北太平洋地区(0°—90°N,0°—120°W)逐日300—200 hPa扰动温度(T′)时间距平场进行分析,其中T′=T- T,T是气温,T是T的纬向平均。从每年的经验正交函数分析第1模态(EOF1)的方差贡献(表 1)可以看到,大多数年份EOF1方差贡献都超过20%,其中有8年方差贡献值超过30%,1994年最大为39%,2004年最小为13%；而经验正交函数分析第2模态的方差贡献一般在7%到11%之间,其中在2004年为8.7%。对27年每一年,EOF1特征向量所对应的空间分布型具有一个共同特征,都表现出在欧亚大陆与太平洋中纬度T′的反位相特征,即欧亚大陆的广大地区及非洲北部为正值区,负值主要出现在北太平洋中纬度,图 1给出了具有最大和最小方差贡献的1994和2004年的EOF1分布。

图 1 5—9月300—200 hPa平均T′的EOF1模态(×0.01)(a.1994年,b.2004年)Fig. 1 EOF1 of the 300-200 hPa mean T′ during May-September(a. 1994,b. 2004)

图选项

参考每年EOF1的正、负值位置,分别用25°—55°N,30°—120°E和25°—55°N,150°E—120°W区域平均300—200 hPa的扰动温度值来指示亚洲与北太平洋的对流层中上层扰动温度。相关分析表明(表 1)：这两个区域在5—9月扰动温度有明显负相关,每年的相关系数为-0.57—-0.92(超过99.9%统计置信度),其中,有18年的负相关系数超过-0.8,最大负相关系数-0.92出现在1994年,最小负相关系数-0.57出现在2004年。相关分析进一步证明了经验正交函数分析的结果,即在5—9月的亚洲与太平洋中纬度对流层上层扰动温度之间存在着反位相变化关系,并且这种反位相变化特征与在年际和年代际尺度扰动温度场上定义的亚洲-太平洋涛动(Zhao et al, 2010,2011)相似,因此,本文也将这种遥相关现象称为亚洲-太平洋涛动,并用EOF1时间系数来指示每年亚洲-太平洋涛动的变化特征,称为亚洲-太平洋涛动指数(I_APO)。

为了验证用NCEP再分析资料所得结果的客观性,利用1981—2002年每年ERA-40逐日再分析温度资料重复了上述研究,结果表明：ERA-40的EOF1方差贡献为17%—37%,其中在1994年最大为37%,并且,EOF1的特征向量所对应的空间型也表现出在欧亚与北太平洋中纬度对流层上层扰动温度的反位相特征,这些特征与NCEP再分析资料得出的结果一致。

图 2a给出了1981—2007年逐年5—9月I_APO变化特征,可以看到：I_APO具有显著的季节变化特征,每年I_APO在7月中旬到8月初较大,而在春季和初秋的值偏小；此外,从1981年到2007年,I_APO大值出现的时间越来越早,在20世纪80年代I_APO最大值大约出现在第209天(7月28日),而在1998—2007年最大值出现的时间提前了20天,出现在第189天(7月8号)(图 2b)。

图 2 标准化IAPO时间变化(a.1981—2007年5—9月IAPO,b.1981—1990年平均(红色)和1998—2007年平均(蓝色)IAPO变化曲线)Fig. 2 Time series of the st and ardized IAPO(a. IAPO during May-September for 1981-2007; b. temporal curves of the IAPO means over 1981-1990(red line) and 1998-2007(blue line))

图选项

在物理上,I_APO可以用来表示夏季亚洲陆地与其周边海洋对流层上层温度之间热力差异的季节变化特征。当亚洲中纬度对流层上层温度偏高(低)时,中、东太平洋对流层上层温度偏低(高),热带印度洋对流层上层温度相对偏低(高)(图 1),对应着一个夏季偏强(弱)的亚洲与太平洋的对流层上层温度差异,以及偏强(弱)的亚洲与热带印度洋的对流层上层温度差异。进一步用逐日NCEP再分析资料计算Sun等(2010)用青藏高原地区(20°—40°N,60°—100°E)与赤道印度洋地区(10°S—10°N,60 °—100°E)的200—500 hPa厚度之差定义的南亚经向热力差异指数(I_SUN),并分析了5—9月I_SUN与亚洲-太平洋涛动的相关特征,结果表明：每年5—9月的I_SUN与同期的I_APO显著正相关,相关系数为0.71—0.91(超过99.9%统计置信度),因此,I_APO也能够较好地指示南亚地区的经向热力差异强度的季节变化,这也说明亚洲与太平洋纬向热力差异强度的季节变化和亚洲与热带印度洋的经向热力差异强度的季节变化有比较好的一致性。为了更好地理解亚洲-太平洋涛动季节变化的物理含义,按照前面定义的亚洲与太平洋区域,计算了这两个地区气温的相关系数。结果表明：每年5—9月亚洲与太平洋对流层300—200 hPa的气温有显著正相关,其相关系数为0.56—0.87(超过99.9%统计置信度),指示亚洲与太平洋对流层上层气温的一种同步变化特征。在气温场上的这种正相关不同于亚洲与太平洋扰动温度(T′)所表现出来的负相关特征。因此,这种亚洲与太平洋扰动温度的负相关特征可能反映了亚洲—太平洋区域大气某种大尺度波动的固有遥相关特征,是不同于气温场的季节变化特征。 4 亚洲-太平洋涛动异常与大气环流和降水

本文分析了1981—2007年逐年与亚洲-太平洋涛动季节变化相联系的大气环流和降水异常特征,并选择方差贡献最大的1994年和最小的2004年(表 1)作为个例进行重点讨论。 4.1 1994年

与亚洲-太平洋涛动平均态的季节变化特征(图 2)相似,1994年的I_APO从5月到盛夏呈上升趋势,随后呈现减小趋势；在第180天(6月29日)到第202天(7月21日),I_APO的值超过1,并在第194天(7月13日)达到最大,为1.48(图略)。为了用合成方法研究与I_APO季节演变相关的大气环流和降水变化特征,基于1994年5—9月I_APO变化曲线,用大(小)于1(-1)的I_APO日作为高(低)I_APO日。合成分析表明(图略),在I_APO的高(低)日,扰动温度的正(负)值主要出现在欧亚大陆对流层上层,其正(负)值中心为4℃(-5℃),而负(正)值主要出现在北太平洋对流层上层,其中心值为-2.5℃(3℃)。因此,高(低)I_APO指示着欧亚大陆中纬度对流层上层扰动温度偏高(低)和北太平洋中纬度对流层上层扰动温度偏低(高),说明高、低I_APO日有较好的对称性。

图 3a给出了在1994年的高和低I_APO日合成的扰动温度沿35°N剖面。在该图中,显著的正异常主要出现在30°—140°E的欧亚大陆上空150 hPa以下,其中心值超过8℃,而显著的负异常出现在150°E—130°W的北太平洋上空150 hPa以下,负值中心为-6℃,这说明对流层上层的扰动温度反位相关系也出现在对流层中下层；在平流层低层,扰动温度在亚洲与太平洋之间也表现出大尺度的反位相变化关系,只是平流层的位相与对流层的正好相反,即在0°—90°E为大范围的负异常,而在150°E—130°W以正异常为主。此外,表面扰动温度也呈现出类似的反位相变化特征(图 3b),即亚洲大范围地区扰动温度为正值,而在北太平洋地区以负值为主。

图 3 1994年高和低IAPO日合成的(a)夏季扰动温度差值沿35°N剖面和(b)扰动温度(单位：℃,阴影区超过95%统计置信度)Fig. 3(a)The cross section of the composite difference of T′(℃)between the high and low IAPO days along 35°N for the 1994 summer(shaded areas are significant at the 95% confidence level); and (b)as in(a)but for the horizontal distribution of the surface T′(℃)

图选项

在100 hPa等压面(图 4a)上,对高I_APO日而言,1664dagpm等值线在南北方向上位于15°—45°N,在东西方向上覆盖了从非洲到西太平洋的广大地区,其中心值达到1688 dagpm,对应着一个强大的南亚高压,而此时中太平洋地区为两个高压之间的低压槽；低I_APO日,南亚高压范围较小,1664dagpm等值线在南北方向上仅位于15°—30°N,在东西方向上只覆盖了亚洲和西太平洋地区,其中心值不超过1672 dagpm,指示着一个偏东、偏南和偏弱的南亚高压。在合成的100 hPa流场差值图(图 4b)上,亚洲中低纬度地区受异常反气旋控制,其两个异常环流中心分别位于38°N,60°E和45°N,120°E附近,该异常反气旋南部的异常东北风或东风盛行在从西北太平洋经东亚到北非的广大区域内。这些异常特征指示高I_APO日时,南亚高压偏强且位置偏西和偏北,位于亚洲和非洲上空的热带东风急流偏强。

图 4 1994年高(红线)和低(蓝线)IAPO日合成的(a)100 hPa位势高度场(单位：dagpm)和(b)100 hPa流场差值(C和A分别指示异常气旋和反气旋环流中心)Fig. 4(a)Composite 100 hPa geopotential height(unit: dagpm)fields in the high(red) and low(blue)IAPO days for 1994, and (b)composite difference of the 100 hPa flow field between the high and low IAPO days for 1994(C and A indicate positions of anomalous cyclonic and anticyclonic circulation centers,respectively)

图选项

图 5a给出了1994年在高和低I_APO日合成的海平面气压场。高I_APO日,1005 hPa等值线覆盖了60°N以南的亚洲大部分地区,在中东和印度半岛各有一个低值中心,其中心值在1000 hPa以下,1020hPa等值线覆盖了北太平洋中纬度(27°—45°N,166°E—130°W),其中心值达到1025 hPa。低I_APO日,亚洲海平面气压值偏高,其中心值为1005 hPa左右,此时位于北太平洋高纬度的低压偏强,其中心值为1005 hPa左右,而1020 hPa等值线覆盖的北太平洋中纬度范围较小(27°—37°N,172°—130°E)。很显然,相对于低I_APO日,高I_APO日的亚洲低压更强,北太平洋副热带高压更强且位置偏北。

图 5 1994年高(红线)和低(蓝线)IAPO日合成的(a)海平面气压(单位：hPa)和(b)850 hPa流场差值(C和A分别指示异常气旋和反气旋环流中心)Fig. 5(a)Composite sea level pressure(hPa)fields in the high(red) and low(blue)IAPO days;(b)composite difference of the 850 hPa flow field between the high and low IAPO days for 1994(C and A indicate positions of anomalous cyclonic and anticyclonic circulation centers,respectively)

图选项

在高和低I_APO日合成的850 hPa风场差值图(图 5b)上,一个大范围的异常气旋性环流出现在东欧及亚洲中低纬度地区,其异常气旋中心分别位于中东、西亚和青藏高原北侧；异常西南风出现在从非洲北部到中国南海的广大地区,异常偏南风盛行在东亚中高纬度地区。由于在夏季850 hPa平均环流图上,西南季风出现在非洲北部、南亚以及东亚地区,因此,在高I_APO日加强的低层异常西南风或南风有助于亚洲—非洲夏季风环流加强,也有利于低层暖湿空气向季风区的输送。亚洲-太平洋涛动与大气环流系统在季节变化尺度上的上述联系与二者在年际、年代际尺度上的联系(Zhao et al, 2007,2011)有相似之处。

图 6给出了1994年高和低I_APO日合成的降水差值,显著正差值出现在青藏高原南侧的印度半岛,中南半岛,中国华南、华北,以及东亚中纬度地区,其中,印度半岛大部分地区的正差值超过5 mm/d,最大值约为25 mm/d。相关分析进一步表明：5—9月,I_APO与印度半岛(20°—30°N,70°—85°E)降水的相关系数达到0.79(超过99.9%统计置信度),与东亚中纬度(35°—50°N,110°—130°E)降水的相关系数为0.47(超过99.9%统计置信度)。很显然,与亚洲-太平洋涛动变率相联系的中国东部降水异常型呈现出华南和华北降水偏多的分布型。

图 6 1994年高和低IAPO日合成的降水差值(蓝色和紫色阴影区分别指示超过90%统计置信度的正和负差值)Fig. 6 Composite difference of the rainfall between the high and low IAPO days in 1994(Blue and purple shaded areas are for the positive and negative differences that are significant at the 90% confidence level,respectively)

图选项

进一步对1994年5—9月亚洲—太平洋区域(0°—70°N,0°—120°W)逐日300—200 hPa的扰动温度与亚洲区域(0°—55°N,60°—150°E)逐日降水进行奇异值分解。降水和扰动温度的奇异值分解第1模态方差贡献分别为61%和44%,并且,第1对模态的方差贡献达到85%,它们的时间系数的相关系数为0.91(通过99.9%统计置信度)。扰动温度场的奇异值分解第1模态表现为亚洲与太平洋中纬度的反位相关系(图略),与图 1a给出的亚洲-太平洋涛动特征一致；在降水场的奇异值分解第1模态的分布(图略)上,正值位于印度,中南半岛,中国华南、华北和东北等地,也与图 6给出的降水异常分布特征基本一致。这说明在季节变化尺度上,当欧亚中纬度对流层扰动温度偏高和北太平洋对流层扰动温度偏低时,从印度半岛经中南半岛到中国华南的大范围地区以及东亚中纬度地区的降水偏多,进一步支持了前面的合成分析结果。 4.2 2004年

对具有最小EOF1方差贡献的2004年(表 1)进行了类似分析。图 7a给出了在2004年高和低I_APO日合成的扰动温度沿35°N的剖面,从图中可以看到：正和负异常分别出现在欧亚大陆和中、东太平洋的对流层中,而在平流层低层出现的是相反位相的遥相关型,这些特征与图 3a的类似。在合成的100 hPa流场差值图(图 7b)上,欧亚上空有2个异常反气旋环流中心,分别位于中东(38°N,45°E)和贝加尔湖以北(60°N,115°E),在异常反气旋环流中心南侧的异常东北风或东风盛行在从西太平洋经过亚洲一直到非洲的大部分地区,指示着这些地区上空的热带东风急流偏强。在合成的850 hPa流场差值图上(图 7c),欧亚大陆主要受异常气旋性环流控制,其异常中心位于南亚和东亚,异常的西南风或南风盛行在从北非经过南亚到中国东部的广大地区,有助于这些地区西南季风加强。很明显,这些异常大气环流特征与1994年的基本一致,这说明即使在EOF1方差贡献最小的2004年,与亚洲-太平洋涛动异常相关联的大气环流季节变化特征也与1994年的相似。相应于2004年大气环流的变化特征,亚洲降水显著异常,从2004年高和低I_APO日合成的降水分布(图 7d)可见,显著正差值降水出现在从印度半岛到中国长江以南的广大地区,中国华北及东北亚等地,其中心值超过15 mm/d。5—9月,I_APO与印度降水的相关系数为0.49,与东亚中纬度地区降水的相关系数为0.36(超过99.9%统计置信度),2004年亚洲-太平洋涛动与亚洲降水的这种关系也是与1994年的关系相似。

图 7 2004年高和低IAPO日合成的(a)扰动温度(℃)差值沿35°N剖面(阴影区超过95%统计置信度)、(b)100 hPa流场差值、(c)850 hPa流场差值以及(d)降水差值(mm/d)(蓝色和紫色阴影区分别指示超过90%统计置信度的正和负差值)Fig. 7(a)The cross-section of the composite difference of T′(℃)between the high and low IAPO days along 35°N in 2004(the shaded for the values that are significant at the 95% confidence level);(b)as in(a)but for the 100 hPa flow field;(c)as in(a)but for the 850 hPa flow field; and (d)as in(a)but for the rainfall field(blue and purple shaded areas are respectively for the positive and negative values that are significant at the 90% confidence level)

图选项

对1981—2007年的其他年份进行的类似分析,得到了相似结果,即在季节变化尺度上,当亚洲-太平洋涛动指数偏高(低)时,亚洲上空的南亚高压偏强(弱),非洲和亚洲上空的热带东风急流偏强(弱),对流层低层的亚洲大陆低压系统偏强(弱),非洲—亚洲季风区西南风偏强(弱)。同时,I_APO与印度降水存在显著正相关,其中有26年I_APO与印度降水的相关系数超过0.32(通 过99.9%统计置信度),有1年为0.19(通过95%统计置信度)；显著正相关系数也存在于I_APO与东亚中纬度降水之间,其中有25年相关系数超过0.19(95%统计置信度)(有14年相关系数超过0.32),另外2年的相关系数在0.16—0.19(超过90%统计置信度)。这些结果说明亚洲-太平洋涛动确实能够比较好地指示印度和东亚降水的季节变化特征。 5 结论和讨论

利用1981—2007年逐日大气再分析资料、降水资料以及统计分析方法,研究了亚洲与太平洋区域大气遥相关季节变化特征,以及与之相关联的亚洲—太平洋区域大气环流和降水异常,结果表明：

(1)经验正交函数分解和相关分析显示,5—9月亚洲与北太平洋中纬度对流层扰动温度存在着明显的反位相变化关系,即当亚洲大陆中纬度对流层偏暖(冷)时,北太平洋中纬度对流层偏冷(暖),这种遥相关也出现在平流层低层,但是,其位相与对流层的相反。这种季节尺度上的遥相关特征与年际和年代际尺度上的亚洲-太平洋涛动现象一致,仍然称之为亚洲-太平洋涛动,并且可以用经验正交函数分解第1模态的时间系数来指示亚洲-太平洋涛动的季节演变特征。亚洲-太平洋涛动指数最大值一般出现在7月中旬到8月初,并且,从1981年到2007年亚洲-太平洋涛动指数最大值出现的时间趋于偏早。

(2)亚洲-太平洋涛动指数季节变化既可以反映夏季亚洲与太平洋中纬度对流层温度的纬向热力差异的季节变化特征,也可以比较好地指示亚洲与热带印度洋的经向热力差异的季节变化特征,这也说明亚洲与其周边海洋上空对流层的纬向和经向热力差异季节变化有比较好的一致性。在季节尺度上,当亚洲-太平洋涛动指数偏高(低)时,亚洲上空的南亚高压和其下方的亚洲大陆低压系统偏强(弱),太平洋副热带高压偏强(弱)偏北(南),亚洲—非洲上空的热带东风急流和低层的西南风偏强(弱),有助于亚洲—非洲西南季风和水汽输送加强(减弱),于是从印度到中国华南的广大地区、中国华北以及东北亚等地降水偏多(少)。