大气遥相关通常指地球上相隔遥远的地区大气环流异常的显著相关。Wallace等(1981)首先使用单点相关技术，客观地确定了冬季的5种显著遥相关型。Ding等(2005)指出，在北半球夏季存在沿西风急流波导的纬向全球遥相关(CGT)。但在西北太平洋(WNP)和东亚(EA)季风区，气候异常主要受到经向遥相关的控制(Wang et al，2001；Lu，2004)。Nitta(1987，1989)通过研究菲律宾和日本附近云量反映的对流状况，指出二者存在相反的振荡，并称之为太平洋-日本(PJ)型。与此同时，Huang等(1987，2003)指出，东亚夏季风异常不但受到印度季风的影响，更多与西太平洋副热带高压(副高)的季节内和年际变化有关。当西太平洋暖池位于暖位相时，暖水堆积，菲律宾附近对流异常加强，副高偏北，长江流域和日本中南部地区偏旱，在位势高度场上表现为菲律宾、日本中部和鄂霍次克海附近的“-+-”波列(黄荣辉，1990：黄荣辉等，1992)，并称为东亚-太平洋(EAP)遥相关型。之后的研究进一步证明，东亚-太平洋型将东亚夏季风系统中西北太平洋季风槽、副高、梅雨槽和鄂霍次克海高压的变化紧密地联系起来，长江中下游的降水异常与东亚-太平洋型密切相关(林建等，1999；Hsu et al，2007；丁一汇等，2008)，东亚-太平洋型还能对台风在中国的登陆地点(黄荣辉等，2010)、华南前汛期6月降水异常(陈锐丹等，2012)产生影响。

在早期的研究中，Huang等(1987)和Nitta(1987)均认为，菲律宾附近的异常对流加热，能够激发准定常行星波在球面上沿大圆路径传播(Hoskins et al，1981)时产生该遥相关型。但在夏季，菲律宾附近的对流热源并不在西风带中。Wang等(2005)提出，能量可以通过南风通道向北频散，但在东亚地区低层是西南气流，高层则与低层风向相反，以北风为主。最近Kosaka等(2006，2008，2010)提出，该遥相关可看作为一种动力模，能够从基流中获得能量，有自增长机制。也有学者指出，沿亚洲急流频散的中高纬度罗斯贝波对东亚-太平洋型的形成有重要作用(Enomoto et al，2003；布和朝鲁等，2008；施宁等，2008，2009)。Lu等(2009)指出，东亚副热带地区的降水异常，可以反过来维持东亚-太平洋这种经向遥相关型。宗海峰等(2008)指出，前期热带太平洋海温异常能对夏季东亚-太平洋遥相关型的形成和发展产生影响。之前的这些研究大多针对月或季节的时间尺度，Ding等(2007)指出，中纬度环流与印度季风存在季节内变化上相互耦合的模态，Jiang等(2008)发现，在季节内尺度上从西北太平洋到东太平洋/北美存在沿大圆路径传播的遥相关波列，能够对北美季风区降水产生影响。那么东亚-太平洋型在季节内尺度上是否显著？其演变过程中具体有哪些特征？在季节尺度上，东亚-太平洋型的形成可能更大程度上受到外强迫的影响，然而在季节内尺度上，大气内部的动力过程是否会对东亚-太平洋型起到更重要的作用？Simmons等(1983)提出在冬季基流中存在正压不稳定，太平洋-北美型等遥相关型是该基流中的固有模态，其地理位置相对固定，能从基流中获得能量。Li等(1997)进一步指出，大气中的遥相关型不仅与有效外强迫的罗斯贝能量频散有关，更依赖于通过正压过程有效地从基流中获得能量，遥相关型的扰动动能大多是从基流中转换而来。在夏季，东亚地区位于暖大陆和冷海洋之间，有明显的纬向温度梯度和经向风切变，在这样特殊的基流中，是否也存在不稳定机制，使得东亚-太平洋型成为一种优势模态，首先获得能量从而增长？这都需要进一步研究。

所用资料有：1979—2010年NCEP-DOE AMIP-Ⅱ逐日再分析资料，包括高度场、水平风场、温度场和相对湿度场等，分辨率为2.5°×2.5°；1979—2010年NOAA向外长波辐射(OLR)资料，分辨率为2.5°× 2.5°；1979—2010年逐月哈得来海温资料，分辨率为1°× 1°。

为了研究东亚-太平洋型的季节内变化特征，同时滤去天气波动的影响，采用儒略(Julian)候平均方法，将逐日资料处理为逐候资料。由于对气候平均而言，南海夏季风爆发于每年5月的第4候，而南海夏季风的爆发意味着东亚夏季风的开始，因此，取每年夏季为第29候(5月21日开始)—第50候(9月7日结束)，共22候。研究时段为1979—2010年，每年夏季取22候，因此，资料长度共有704候。为了提取季节内变化分量，首先对逐候的原始资料减去该候32年的气候平均值，即去掉了气候上的季节循环及气候季节内振荡(CISO)部分(Wang et al，1997b)；接着减去该年22候的季节平均值，即去掉年际变化；最后对逐候的资料使用1-2-1 平滑，滤去周期小于7.5 d的高频噪声(Kang et al，1999)。

首先利用经验正交函数(EOF)分析得到东亚夏季风季节内变化的主要模态，建立逐候东亚-太平洋型指数，将高度、涡度等要素场对东亚-太平洋指数进行超前滞后回归，从而得到东亚-太平洋型的季节内变化特征。使用Takaya等(2001)提出的准地转框架下的三维波作用通量W，其在x、y、p坐标下的分量为

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已有的研究定义了多种东亚-太平洋型或太平洋-日本型(与东亚-太平洋型相似，但主要为热带西北太平洋和日本附近的两个中心)指数，定量描述了该地区的经向遥相关，其主要可分为两类，一类是利用反映对流的卫星资料，如菲律宾附近对流中心的向外长波辐射场(Kosaka et al，2006)或者中纬度与热带地区的云量差(Nitta，1987)来定义；另一类是选取500 hPa位势高度异常在高中低纬度的3个极点来定义(Huang，2004；布和朝鲁等，2008；陈锐丹等，2012)。这些指数大多是从逐月或者夏季平均的时间尺度上来考虑；再者，使用对流状况来表征这种经向遥相关型，并认为其形成机制是热带异常对流强迫激发的罗斯贝波经向频散，但最近的研究认为，太平洋-日本型是东亚夏季风的内部模(Kosaka et al，2010)。此外，用位势高度定义时必须先对不同纬度的高度值进行调整。考虑到遥相关呈纬向拉长的经向三极型波列，其异常纬向风场也应呈经向排列的波列状分布，因此，本研究从850 hPa纬向风场异常出发，定义表征这种经向波列季节内变化的指数，为了方便，沿用东亚-太平洋指数的命名。

对夏季850 hPa逐候纬向风场的季节内变化部分进行经验正交函数分解，分解的范围(0°—65°N，100°—160°E)包括了西北太平洋热带季风区和东亚副热带季风区。前两个模态的方差贡献分别为21%和12.9%，其中，第1模态表现为明显“＋－＋”的经向波列状分布(图 1a)，从纬向风的经向切变可推断出，在低纬度(20°N)和高纬度(60°N)附近有气旋性环流异常，在中纬度(40°N附近)有一反气旋性环流异常；第2模态也表现为经向排列的波列，但与第1模态正交，在经向上有π/2的位相差且中心偏东，并计算了两个指数的超前滞后相关(图略)。由于两个序列有较强的自相关，按照Chen(1982)计算有效自由度，约为样本数704的三分之一，为了简单起见，在进行信度检验时统一使用有效自由度n=230。当第2模态的时间系数超前第1模态2候时，二者的正相关最大，当落后第1模态2候时，二者的负相关最大，均超过了0.05显著性t检验，说明这两个模态耦合，共同解释了东亚夏季季节内变化约34%的方差贡献，表征了东亚地区经向波列的南北移动，周期约为8候(40 d)。由于第1模态与已有文献的东亚-太平洋型或太平洋-日本型在东亚地区的特征非常类似，综合已有的研究，选取不同区域平均的850 hPa纬向风异常表征第1模态的主要特征，为了方便起见称为东亚-太平洋指数。

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图 1 逐候850 hPa纬向风异常经验正交函数分析的(a)第1 (方框内为选择定义东亚-太平洋指数的区域)、(b)第2特征向量及(c)第1特征向量的时间系数(实线)和东亚-太平洋指数值(虚线)(均经过标准化处理) Fig. 1(a)The first and (b)the second characteristic vector of pentad 850 hPa zonal wind anomalies (zonal wind anomalies in the box area is chosen for defining the EAP index)，and (c)the time series of the first characteristic vector(solid line) and the EAP index(dashed line)(both of them are normalized)

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第1模态的时间系数和定义的东亚-太平洋指数的时间序列(图 1c)的波动比较吻合，在整个序列上相关系数超过0.87，即东亚-太平洋指数能够反映东亚夏季风季节内变化第1模态主要特征。同时注意到，东亚-太平洋指数和第1特征向量时间系数均存在明显的周期振荡。以1984年为例，使用功率谱分析东亚-太平洋指数的季节内振荡的频率特征，可以看出，东亚-太平洋指数的功率谱值在周期为6.7候和10候处超过了显著性为0.1的红噪声标准谱，在周期为6.7候处超过了显著性为0.05的红噪声标准谱，即在1984年该指数主要存在6—12候的周期振荡(图 2b)。类似地计算了32年逐年夏季该指数的功率谱，之后再进行平均，得到东亚-太平洋指数多年夏季平均的季节内变化功率谱(图 2a)，同样在周期为6.7候处的谱值超过0.05显著性检验，在周期为5和10候处超过了显著性为0.1的红噪声标准谱，总体而言，季节内东亚-太平洋指数主要存在5—12候，即25—60 d的周期振荡，峰值周期集中在7—8候，这也为进一步分析东亚-太平洋型演变过程时所取的超前滞后回归的时间长度提供了依据。

图 2 夏季逐候东亚-太平洋指数(a)1979—2010年平均功率谱及(b)1984年功率谱 Fig. 2 The summer pentad EAP index(a)1979-2010 mean power spectrum and (b)power spectrum of 1984

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分别使用位相合成(Mao et al，2005)和超前滞后回归方法(Jiang et al，2008)研究东亚-太平洋型的季节内演变特征，其结果比较类似，在位相合成分析中1—4和5—8位相的结果基本相反，表明正负东亚-太平洋型的演变基本对称，因此，主要给出超前滞后回归分析的结果。上述对东亚-太平洋指数的功率谱分析表明，其主要具有5—12候的周期振荡，因此，将要素场对东亚-太平洋指数进行超前3候至滞后2候回归分析，即可大致揭示东亚-太平洋型的季节内发展演变循环过程。在进行信度检验时同样使用有效自由度n=230。图 3为回归得到的超前3候至滞后2候的500 hPa位势高度异常和波作用通量W。在高度场超前3候(-3候)时，在北太平洋中部出现位势高度正异常，在其南侧有罗斯贝波能量向低纬度地区频散，贝加尔湖以北的高纬度地区有正异常；在超前2候(-2候)时，中太平洋的正位势高度异常区域略有西移，其西南侧的低纬度地区受到中纬向南频散的罗斯贝波能量影响，开始出现负异常，在白令海峡附近的高纬度地区也出现负异常，而贝加尔湖以北的正异常则减弱西退；在超前1候(-1候)时，中、低纬度的位势高度异常中心进一步西移，强度加强，能量开始从低纬度中心向东北方向频散，与此同时，由于受到欧亚大陆上游向东的频散的罗斯贝波能量影响，高纬度负异常中心移至鄂霍次克海以北，在其西侧有能量向南频散；在第0候时，东亚地区的高度场表现为明显的经向三极型分布，此时有较强的波作用通量从低纬度负异常区域向中纬度频散，高纬度正异常区域也有能量向南频散，受到高低纬度异常的共同影响，此时中纬度正异常中心的强度最强；至滞后1候(+1候)，3个中心均向西移动，强度虽有所减弱，但3个异常中心仍然比较明显，表现出一定的持续性，同时由于高纬度负异常中心的能量主要向东北频散，在阿拉斯加以北形成一个正异常中心；在滞后2候(+2候)时，高纬度异常区域向南的能量频散大为减小，从而使得中纬度正异常中心迅速衰减，其向东北方向的能量频散加强，使得正异常主要出现在阿拉斯加以北地区。此时位势高度异常与超前3候(-3候)时基本呈反位相分布，这也说明东亚-太平洋型在季节内具有约10候的周期振荡特征。

图 3 对逐候东亚-太平洋指数超前滞后回归的500 hPa位势高度异常(等值线，单位：gpm)及波作用通量(矢线)(a、b、c、d、e、f．-3、-2、-1、0、+1、+2候；浅深阴影分别表示高度异常通过信度为0.05和0.01的显著性检验，a、d中虚线方框所示区域为图 7求相关所选用区域) Fig. 3 Lead lag regression coefficients of 500 hPa geopotential height anomalies(contour，unit: gpm) and wave activity flux(vector)vs the pentad st and ardized EAP index(a，b and c are for a lead of 3，2，and 1 pentad respectively； d is for the pentad on which the event occurs，and e，f are for a lag of 1，2 pentad respectively；light and dark shaded areas mean geopotential height anomalies significant at the confidence level of 0.05 and 0.01，respectively; the dotted box area in(a) and (d)is chosen for calculating correlation coefficients in Fig. 7)

图选项

综上所述，在东亚-太平洋型的演变过程中，500 hPa 高度场异常中心首先出现在北太平洋中部，即北太平洋中部的洋中槽区可能是500 hPa季节内振荡的源地，Yang等(2010)研究夏季长江中下游降水21—30 d振荡时也得到类似的结果。中纬度的异常中心南侧有能量向低纬度频散，可能是激发低纬度异常的一个重要原因。此后中、低纬度的异常中心共同向西移动，高纬度异常中心的形成主要受到低纬度向北和其上游向东频散的罗斯贝能量影响。在东亚-太平洋型盛期，在低纬度向北频散的罗斯贝波能量与高纬度向南频散的能量在中纬度异常中心辐合，中纬度的异常中心的形成同时受到来自低、高纬度能量频散的影响，是二者耦合的结果。4.2 高、低层涡度场演变特征

为了研究东亚-太平洋型的垂直结构及高、低层发展演变的不同特征，对850和200 hPa的涡度场和波作用通量进行分析(图 4)，在高层200 hPa上，-3候时在北太平洋中部首先出现异常中心，并有能量显著向低纬度地区频散，此时低层的能量频散尚不明显(图略)；在-2候时低纬度的异常中心才开始出现，说明热带地区高层首先提供了辐散场，使得热带对流和高层的负涡度异常迅速加强；至-1候时，低纬度涡度负异常的强度迅速增强，并向西移动；在第0候时有4个经向排列的涡度异常中心，其纬向拉长的特征非常明显，罗斯贝波能量从鄂霍次克海北部异常中心的能量向南频散；之后的+1和+2候，中低纬度的3个异常区域继续向西移动并向南收缩，强度减弱。

图 4 对逐候东亚-太平洋指数超前滞后回归的200 hPa涡度场异常(等值线，单位：10-5s-1)及波作用通量(矢线)(a、b、c、d、e、f．-3、-2、-1、0、+1、+2候；浅深阴影分别表示涡度异常通过信度为0.05和0.01的显著性检验) Fig. 4 Lead lag regression coefficients of 200 hPa vorticity anomalies(contour，unit: 10-5s-1) and wave activity flux(vector)vs the pentad st and ardized EAP index(a，b，and c are for a lead of 3，2，and 1 pentad respectively；d is for the pentad on which the event occurs，and e，f are for a lag of 1，2 pentad，respectively；light and dark shaded areas mean vorticity anomalies significant at the confidence level of 0.05 and 0.01，respectively)

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在低层850 hPa上，前期罗斯贝能量频散很弱，第0候东亚地区形成经向波列(图 5a)，与高层相反，罗斯贝波能量从低纬度中心向北频散，一直可到达高纬度正涡度中心，说明在低层，西太平洋暖池对流异常非常重要，能量在副高西侧的南风基流中向北频散，这与Wang等(2005)的研究一致。值得注意的是，东亚-太平洋型的经向垂直结构并不是完全正压的，而是表现为向北倾斜的斜压性结构(图 5b)，低、中纬度的异常北倾更加明显，这一点将在后文的能量转换中进一步分析。波作用通量在低层向北，高层向南频散，在中纬度异常区域有能量向上输送，在高纬度的异常区域表现能量为向下输送。

图 5 对东亚-太平洋指数回归的第0候(a)850 hPa，(b)120°—150°E平均的垂直剖面涡度场异常(等值线，单位：10-5s-1)和波作用通量(矢量，垂直方向的波作用通量已经扩大50倍)(浅、深阴影分别表示涡度异常通过信度为0.05和0.01的显著性检验，长虚线包围的区域为地形高度大于1500 m的区域) Fig. 5 Regression coefficients of vorticity anomalies(contour，unit: 10-5s-1) and wave activity flux(vector)(a. 850 hPa，b. meridional vertical section averaged over 120°-150°E vs EAP index at pentad 0；light and dark shaded areas mean vorticity anomalies significant at the confidence level of 0.05 and 0.01，respectively，terrain higher than 1500 m is surrounded by long dash line)

图选项

分别使用向外长波辐射和美国气候预测中心降水格点分析(CMAP)场来代表对流和降水的特征，进一步讨论低层850 hPa风场和对流的演变特征及配置，这里仅给出向外长波辐射场的结果(图 6)，与位势高度场相似，在-3候时，北太平洋中部出现向外长波辐射场正异常和低层反气旋风场，从印度南部到印度尼西亚有一西北—东南向的异常对流带；在-2候时，热带西北太平洋的正对流异常迅速发展，并激发了赤道罗斯贝波，在对流中心的西北侧约140°E出现气旋性环流异常；至-1候时对流和气旋性环流异常均迅速加强，并向西移动，与南海地区北移的对流异常合并，主要的对流加强区域与夏季气候平均海温29℃以上的区域吻合；0候时，热带的正异常对流位于130°E附近菲律宾以东的西北太平洋暖池上空，强度最强，并通过低层向北的能量频散(图 5a)，激发了中高纬度的对流异常，其中，中纬度的负对流异常区域呈纬向拉长型，与梅雨锋的位置一致，从日本中部向西南方向延伸到中国长江流域中游。值得注意的是，+1和+2候时，低、高纬度的异常中心均有所减弱，而中纬度的负对流异常中心则向西移动，主要集中在中国长江流域，低层的异常东北风使长江流域降水持续减弱。同理，东亚-太平洋指数为负，即当菲律宾对流偏弱时，长江流域的降水会持续增强。因此，长江流域持续性异常降水的发生同样与来自西北太平洋和南海的异常水汽输送有关。

图 6 对逐候东亚-太平洋指数超前滞后回归的850 hPa风场(矢线)和向外长波辐射场(等值线，单位：W/m2)(a、b、c、d、e、f．-3、-2、-1、0、+1、+2候；浅、深阴影区分别表示向外长波辐射异常通过信度为0.05和0.01的显著性检验，点虚线表示夏季气候平均海温29℃等温线，d中方框所取区域为图 7中向外长波辐射求相关区域，长虚线包围的区域为地形高度大于1500 m的区域) Fig. 6 Regression coefficients of wind anomalies(vector) and OLR(contour，unit: W/m2)vs the pentad st and ardized EAP index(a，b，and c are for a lead of 3，2，and 1 pentad respectively；d is for the pentad on which the event occurs，and e，f are for a lag of 1，2 pentad respectively; light and dark shaded areas mean OLR anomalies significant at the confidence level of 0.05 and 0.01，respectively，the dash dot line is the contour of climatology summer SST of 29℃，the dotted box area in(d)is chosen for calculating correlation coefficient in Fig. 7; terrain higher than 1500 m is surrounded by long dash line)

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需要注意的是，-2候时，对流异常在160°E附近热带太平洋地区迅速发展起来(图 6b)。由图 4a、b可知，在北太平洋中部，高层的罗斯贝波能量从中纬度向南频散，在热带地区的高层首先提供了辐散场，有利于热带对流的产生。Hoskins等(1981)从理论上计算了射线路径，即，其中，K²_s=k²+l²，k、l分别为纬向和经向波数，发现罗斯贝波能量会向东北或者东南方向频散。但其频散的方向很大程度上受到基本气流的影响，Hoskins等(1981)的计算中假定基本气流是理想的西风气流，而在夏季北太平洋高层出现明显的洋中槽，在槽后有较强的偏北风，Wang等(2005)指出，经向气流会对罗斯贝波能量频散产生较大影响，此处计算的罗斯贝波作用通量(Takaya et al，2001)也表明能量在高层从中纬度向南频散。说明北太平洋洋中槽附近的扰动可能是激发热带对流发展的原因之一，该地区的异常也可能是季节内出现东亚-太平洋型的前期信号，下面将进一步进行超前滞后相关分析进行验证。即取不同区域平均的500 hPa位势高度对热带向外长波辐射场(12.5°—22.5°N，122.5°—142.5°E，见图 6d中方框)进行超前滞后相关。所取位势高度场的3个区域见图 3，其中，图 3d中低纬度方框(15°—25°N，117.5°—137.5°E)表示东亚低纬地区位势高度异常；中纬度方框(37.5°—47.5°N，135°—155°E)表示东亚中纬地区位势高度异常；图 3a中方框(35°—42.5°N，172.5°E—172.5°W)表示北太平洋中部位势高度异常。从图 7可以看出，在热带菲律宾附近对流达到最强时，东亚地区500 hPa 低、中纬度位势高度异常区域的响应也达到最大，但并没有出现明显的滞后。而在北太平洋中部地区的位势高度超前3候时其与菲律宾附近对流的相关最大，通过了0.01显著性检验，从而进一步说明，北太平洋中部位势高度异常是东亚-太平洋型发生和菲律宾附近出现对流异常的重要前期信号。在东亚低纬度地区的位势高度超前4候时，它与菲律宾附近对流的负相关最大，说明热带对流有8候左右的周期振荡特征，由于热带对流有西传特征，二者相关迅速转为正值。

图 7 500 hPa位势高度与热带向外 长波辐射的超前滞后相关(位势高度所选区域如图 3所示，3个区域分别为东亚热带、东亚中纬度和中太平洋地区，向外长波辐射所选区域见图 6d中方框区，为菲律宾附近对流区，横坐标负值表示位势高度场超前于向外长波辐射场，相关超过红色直线为通过信度0.01的显著性检) Fig. 7 500 hPa geopotential height lead lag relate to tropical OLR(the 3 selected geopotential height areas are shown in Fig. 3，they are the East Asian tropical，East Asian middle latitude and Mid-Pacific region respectively; the selected OLR area is the Philippines convection zone as shown in the box aere of Fig. 6d; negative horizontal coordinate value indicates the geopotential height lead OLR field，the correlation coefficients higher or lower than red line mean that it is significant at the 0.01 confidence level)

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从图 6中也可看出，从-2候之后在热带出现对流异常，并激发赤道罗斯贝波，在对流中心西北侧出现气旋性环流，对流异常和低层风场类似于Gill型(Gill，1980)配置，气旋性环流受β效应的影响以约1°/d的速度向西移动，中纬度的对流异常也随之西移。异常对流在西北太平洋的暖池区域最为旺盛，在其西北侧激发的气旋型异常环流使得季风槽增强，同时气旋南侧的异常西风从印度洋和南海带来大量水汽并在对流中心辐合(图 8)，对流上空的蒸发加强也使得局地水汽增多，导致对流进一步得到加强，即对流和环流之间可能存在着正反馈机制。

图 8 对东亚-太平洋指数回归的第0候整层积分的水汽通量(矢量，单位：g/(m·s))和水汽通量散度(阴影，单位：g/(m2·s))(均已通过0.05显著性检验) Fig. 8 Regression coefficients of integral moisture flux(vector，unit: g/(m·s)) and moisture flux divergence(shaded，unit: g/(m2·s))vs EAP index at pentad 0(only those that are significant at the 0.05 confidence level are plotted)

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从背景场上看，在夏季热带西太平洋地区存在着垂直东风切变，Wang等(1996)指出，垂直东风切变和对流加热会使得赤道罗斯贝波变得不稳定，同时激发热带外的正压模(Xie et al，1996)，西太平洋暖池地区的暖海温也为对流加强提供了背景条件。因此，对流和环流的正反馈及夏季气候背景场的影响可能是异常对流和环流在菲律宾附近达到最强的原因。5 东亚-太平洋季节内演变过程中的能量转换特征5.1 扰动动能

首先对东亚-太平洋型发展演变过程中扰动动能的分布形势进行分析。图 9为整层积分的扰动动能的时间-纬度(图 9a)和时间-经度剖面(图 9b)。可见-2至-3候时，在剖面上只在中纬度地区(30°—50°N)有扰动动能的大值区，这对应着北太平洋中部首先有扰动发展，在-1—0候，在剖面图上表现为经向排列的扰动动能大值区，在+1候之后，动能大值区出现在高纬度地区，说明有能量在经向上向北频散，这与图 3的罗斯贝能量频散特征较为一致。由于在前期扰动动能主要集中在中低纬度，有必要讨论中低纬度地区扰动动能的纬向传播特征。在5°—55°N平均的时间经度剖面上可以看出，在前期扰动动能大值区集中在180°附近即中太平洋地区，并随时间明显的从东向西移动，在130°E达到最强，这与之前的结论一致，即低纬度和中纬度的系统向西移动并在东亚沿岸发展到最强。

图 9 整层积分的(a)80°E—160°W纬向平均的扰动动能时间-纬度剖面，(b)5°—55°N经向平均的扰动动能时间-经度剖面(单位：J/m2) Fig. 9(a)Latitude-lead lag pentad cross section of the vertical integrated 80°E-160°W zonal mean perturbation kinetic energy and (b)the longitudinal section of the 5°-55°N meridional mean perturbation kinetic energy(unit: J/m2)

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Simmons等(1983)讨论大气遥相关的成因时指出，由于大气基流中存在正压不稳定，东大西洋型、太平洋北美型等遥相关型出现在特定的地理位置，能够从基流中获取能量，是大气中固有的优势模态。本文的研究也表明，东亚-太平洋型是东亚夏季风季节内变率的第1模态，是否与太平洋-北美型类似，也可从大气基流中获得能量？其前期扰动出现在北太平洋中部，能量从何而来？下面进一步从能量转换的角度进行分析。

由洛伦兹能量循环可知，当基流中存在正压不稳定时，扰动能够从基流中获得能量，即平均运动动能向扰动动能转换。正压不稳定的必要条件是，在(y₁，y₂)中存在某点y=y_k使得其中，为气候平均的纬向风。由于β恒大于0，只有当纬向风在经向上的二阶导数大于0时，才有可能满足正压不稳定的必要条件。计算了夏季基流场的正压不稳定判据(图略)，结果表明，在西风急流的南北两侧纬向风的经向二阶导数>0时，存在基本气流绝对涡度的经向梯度β-<0的区域和β-=0的点，即在西风急流附近能满足正压不稳定的必要条件。接着计算正压动能转换C_K和E矢量(Simmons et al，1983；Kosaka et al，2006)

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图 10 整层积分的正压动能转换(等值线，单位：W/m2)和500 hPa E矢量(矢线)及500 hPa夏季气候平均纬向风(阴影) (a．东亚-太平洋前期-3—-2候平均，b．东亚-太平洋盛期-1—+1候平均；长虚线包围的区域表示整层积分的扰动动能大于4000 J/m2的区域) Fig. 10 Vertical integrated barotropic energy conversion(contour) and 500 hPa E vector(vector) and 500 hPa summer climatology mean zonal wind(shaded)(the area surrounded by long dash line means the vertical integrated perturbation kinetic energy larger than 4000 J/m2;(a)is the early stage of EAP(averaged over -3 to -2 pentad) and (b)is the peak stage of EAP evolution(averaged over -1 to +1 pentad))

图选项

在垂直切变的基本气流中，具有特定结构的扰动可将平均有效位能向扰动有效位能转换，并进一步转换为扰动动能，使扰动获得发展，这是斜压能量转换过程，通常是中纬度天气过程发展的原因。

在夏季东亚地区，不但存在着南北温度梯度，暖大陆和冷海洋的纬向温度梯度也很明显，因此，可将斜压位能转换C_P分解为两个部分，一部分是在西风垂直切变中向北热量输送引起的能量转换C_Px，另一部分是北风垂直切变中向东热量输送引起的能量转换C_Py

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同时也计算了非绝热加热引起的有效位能C_Q

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Lindzen等(1980)利用斜压不稳定波动的最大增长率定义了斜压不稳定指数，在此基础上，本文计算了两个斜压性指数I_bx和I_by，分别用来表征西风和北风垂直切变的斜压不稳定性，其与高低层的纬向风和经向风切变有关，也受到大气稳定度的影响。需要注意的是，由于β效应对西风切变中的斜压不稳定有抑制作用，西风切变需要达到临界值后才会产生不稳定，因此，在计算I_bx时，根据Holton(1994)的推导减去了切变的临界值，但是，在北风切变中没有临界切变值

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式中，u_T=β/(2λ²)表示临界西风切变，其中，λ²=为静力稳定度参数，与前文表达一致，δp为高、低层的气压差。

图 11为高层(300 hPa)和低层(700 hPa)的斜压能量转换，由于基流的有效位能通过斜压过程转换成了扰动有效位能，并能继续转换成扰动动能，因此，图中也给出了在各层上扰动动能与扰动有效位能之和的大值区。由图可见，斜压能量转换C_P基本都出现在斜压大值区，东亚-太平洋型所在区域以获得扰动有效位能为主。具体分析可见，经向温度梯度和西风垂直切变导致的斜压大值区(I_bx>0)，在低层的中高纬度有两个分支，在高纬度地区的能量转换C_Px更加明显，在高层斜压大值区主要集中在中纬度的副热带西风急流处，斜压能量转换主要的正值区(C_Px>0)与中纬度扰动能量大值区吻合；而东亚地区特殊的暖大陆与冷海洋间纬向温度梯度和北风垂直切变导致的斜压不稳定区域(Iby>0)，在低层主要位于日本北部附近，此处存在较强的斜压能量转换(C_Py>0)，扰动能量的高值区也与其吻合；在高层斜压不稳定区域和斜压能量转换则主要集中在中低纬度地区，此处东亚-太平洋型在经向上向北倾斜，可从北风切变的基流中获得扰动有效位能，并进一步转换成扰动动能，对扰动能量在中低纬度大值区的形成有所贡献。非绝热加热引起的有效位能产生项表明(图略)，在热带菲律宾附近的异常对流产生了大量扰动有效位能，并转换成为扰动动能，对低纬扰动动能大值区(图 9)的形成有很大贡献。

图 11 700(a、c)、300 hPa(b、d)斜压位能转换CP(等值线，单位：10-6J/(kg·s))和斜压性指数(阴影)(a、b．西风切变中斜压位能转换CPx和斜压性指数Ibx，c、d．北风切变中斜压位能转换CPy和斜压性指数Iby，长虚线包围的区域表示该层扰动动能与扰动有效位能之和大于1 J/kg) Fig. 11 700(a，c) and 300(b，d)hPa baroclinic energy conversion(contour，unit: 10-6J/(kg·s)) and baroclinic index Ib(shaded)，among which(a，b)mean baroclinic energy conversion CPx and baroclinic index Ibx in west wind shear，(c，d)mean baroclinic energy conversion CPy and baroclinic index Iby in north wind shear(the area surrounded by long dashed line mean the sum of perturbation kinetic energy and available potential energy larger than 1 J/kg)

图选项

本文从东亚夏季风季节内变化的主要模态出发，定义了东亚-太平洋遥相关型指数，分析东亚-太平洋型季节内演变特征和能量转换过程，并探讨其形成和维持机制，主要得到以下结论：

(1)东亚-太平洋型经向波列是东亚夏季风季节内变化的主要模态，利用3个区域纬向风异常定义的逐候东亚-太平洋指数与经验正交函数第1特征向量有较高相关(0.87)，并具有5—12候振荡周期，能够较好地反映出东亚-太平洋型的结构特征，并可利用不同要素场对指数进行超前滞后回归研究东亚-太平洋型的季节内发展演变特征。

(2)东亚-太平洋型的季节内演变特征为：扰动首先出现在北太平洋中部副热带西风急流附近，并通过正压能量转换过程从基本气流中获得能量，在对流层高层罗斯贝波能量向南频散，激发热带对流异常和赤道罗斯贝波，中低纬度异常共同向西移动。在同期，东亚沿岸出现经向三极型波列，副热带梅雨锋减弱，在低层罗斯贝能量从低纬向高纬频散。高层相反。此外，鄂霍次克海附近异常气旋的形成也与其上游向东的罗斯贝能量频散有关。在+1候之后，高纬度异常的能量向东北方向频散，而中低纬度异常环流则继续向西北移动并减弱，降水异常在中国长江流域继续维持。

(3)东亚-太平洋型在东亚沿岸发展和维持可能有以下原因：首先，热带西太平洋暖池的暖海温为菲律宾附近异常对流发展提供了有利条件，异常对流和环流可能具有正反馈机制，背景场东风切变也有利于赤道罗斯贝波的不稳定发展和激发热带外正压模；第二，在东亚地区存在西风垂直切变和特殊的北风垂直切变的斜压不稳定基流，东亚-太平洋型在纬向上中纬度异常在垂直上向西倾，而在经向上整体向北倾，能通过斜压过程从基流中获得能量。

Wang等(1997a)和Annamalai等(2005)指出，在北半球夏季亚洲季风区主要存在3种季节内振荡，分别是沿赤道东传的纬向1波马登-朱利安振荡(MJO)，在印度季风区北传的季节内振荡和在西北太平洋季风区西北传的季节内振荡。本文的分析表明，东亚-太平洋型的形成可能与热带西北太平洋季风区西北传的季节内振荡密切相关，北太平洋中部的扰动向南频散的罗斯贝波能量可能是这种季节内振荡激发的原因之一。同时，在对流层中高层，东亚-太平洋型高纬度鄂霍次克海以北异常中心形成之前，上游贝加尔湖以北西风带中出现位势高度异常，并有能量向东频散，因此，东亚-太平洋型的形成可能与西风带中的长波调整及阻塞高压异常有关(潘婕等，2008)。随着东亚-太平洋型的发展演变，也会有能量向下游频散，导致阿拉斯加附近产生环流异常。

前文的分析也表明，东亚-太平洋型是东亚夏季风季节内变率的主要模态，与基本气流和海温等背景场密切相关，并可能有其内部的增长机制。诊断分析表明，东亚-太平洋型在经向上有明显的向北倾斜的斜压结构，能够有效地从基流中通过斜压过程获得扰动能量。因此，可进一步推断，在夏季东亚存在明显的纬向温度梯度和北风切变的背景场上，东亚-太平洋型可能是一种能够优先发展的模态，通过斜压不稳定过程获得增长。当然，这还需要数值试验进行验证和理论求解最不稳定的波长、增长率等，这些工作都值得继续深入下去。