張東凌 呂慶平 張立鳳

1 中國科學院大氣物理研究所國際氣候與環(huán)境科學中心, 北京100029

2 海軍東海艦隊司令部海洋水文氣象中心，寧波315122

3 解放軍理工大學氣象海洋學院大氣環(huán)流與短期氣候預測實驗室，南京211101

1 引言

隨著海洋觀測資料的長時間積累和數(shù)據(jù)同化產(chǎn)品的不斷推出，20世紀90年代后，十年及以上年代際尺度的海洋氣候變化已成為國際氣候?qū)W研究中的熱點問題。太平洋年代際振蕩（Pacific Decadal Oscillation，PDO）是近年來揭示的北太平洋海表面溫度（Sea Suface Temperature，SST）年代際時間尺度上的氣候變率強信號（Mantua et al.,1997），對其基本特征國內(nèi)外已有了許多研究（楊修群等，2004；吳德星等，2006；Alexander，2010；Liu，2012），其可直接造成太平洋及其周邊地區(qū)大氣環(huán)流的年代際變化（劉秦玉等，2010）。盡管如此，PDO仍不能完全解釋東北太平洋中鹽度、營養(yǎng)物、葉綠素及魚儲量等的年代際變化。為此 2008年Di Lorenzo（2008）對東北太平洋海域的海表面高度（Sea Surface Height，SSH）定義了一個新的氣候模態(tài)——北太平洋環(huán)流振蕩（North Pacific Gyre Oscillation，NPGO），它不僅能很好地反映風應力和海表面鹽度距平的變化，而且與東北太平洋中生物變量的變化趨勢有很好的相關性。因SST和SSH的變化趨勢相關較高（Cummins et al., 2005），故在SST的年代際變化上也有NPGO模態(tài)。PDO和NPGO作為北太平洋SST異常（SSTA）的主要氣候模態(tài)，已越來越受到人們的重視。

PDO和NPGO模態(tài)既是海氣相互作用產(chǎn)生的自然現(xiàn)象，又受全球變暖的影響，同時也會顯著地改變北太平洋各海洋要素的分布形態(tài)，并影響著大氣環(huán)流形勢和全球變暖趨勢。研究認為北太平洋PDO 模態(tài)與大氣中的阿留申低壓（AL）（Trenberth and Hurrell, 1995）異常強迫有關（Chhak et al.,2009），而北太平洋NPGO模態(tài)則與大氣中的北太平洋濤動（NPO）有關（Ceballos et al., 2009）。PDO模態(tài)和NPGO模態(tài)以及其相應的大氣異常強迫，不但能從長時間序列的衛(wèi)星觀測資料中獲得，而且可在海洋模式回報試驗中得到證實（Qiu and Chen,2010），并能在IPCC AR4海氣耦合模式中得到驗證（Furtado et al., 2011）。

中緯度西風帶急流和風暴軸的重要性是眾所周知的 (Li et al., 2009)。西風急流造成的相應近地面的西風應力，其強迫會使海洋上層流動做出響應，并通過海氣相互作用引起氣候變化。雖然觀測表明中緯度的海氣相互作用較熱帶要小，對氣候的影響也沒有熱帶那樣顯著，但是有關這方面的工作依然引起氣象和海洋學者的關注（朱艷鋒等，2002；譚桂容等，2009）。風應力驅(qū)動上層海洋的理論早在上世紀 50年代就已提出，然而直到目前海洋對風應力響應的研究仍受到廣泛的重視（Cabanes et al., 2006; Qiu and Chen, 2006; 張永垂和張立鳳，2009；Zhang et al., 2010, 2011; 呂慶平等, 2013a）。

大洋流場與其他物理量，如海溫等，受同一大洋運動方程組約束，故而流場與海溫場之間有著緊密的聯(lián)系，這樣 SSTA的主要氣候模態(tài) PDO和NPGO必然會在大洋流場上有所反映，盡管目前尚未見到這方面的工作。上層大洋流場是受大氣底層的風應力驅(qū)動的。這就表明上述SSTA的主要氣候模態(tài)PDO和NPGO應與風應力關系密切，且風生流為海氣相互作用的重要一環(huán)。為了揭示冬季北太平洋海氣相互作用中大氣與大洋環(huán)流年代際異常的機制，將大氣風場和大洋流場看作一個整體進行統(tǒng)計動力診斷，即對其進行聯(lián)合EOF分析是十分必要的。PDO和NPGO本來就是通過對SSTA的EOF分析來得到和定義的，其分別是該 EOF分析的第一、二模態(tài)。然而因大氣風場和大洋流場都是向量，要其整體進行EOF分析則必須采用復EOF分析（張東凌等，2005；張東凌和何卷雄，2005；張東凌和曾慶存，2007）。

因復EOF分析編程有一定難度，故除我們先前所做的一些工作外（張東凌等，2005；張東凌和何卷雄，2005；張東凌和曾慶存，2007；盧姁和張東凌，2009a，2009b，2010），當前復EOF分析的有關工作尚很難見到，而對赤道外北太平洋大氣風場和大洋流場進行聯(lián)合復 EOF分析的有關工作也至今仍未發(fā)現(xiàn)。

本文將冬季赤道外北太平洋的大氣與大洋環(huán)流異?？醋饕粋€整體，做了聯(lián)合復EOF分析，對主要模態(tài)的時間系數(shù)做了小波分析；得到了其年代際變化的規(guī)律，并討論了該聯(lián)合復EOF分析的主要模態(tài)與SSTA的PDO、NPGO模態(tài)之間的關系；給出了氣壓場異常的AL、NPO模態(tài)在大氣風場上的表現(xiàn)，以及SSTA的PDO、NPGO模態(tài)在大洋流場上的表現(xiàn)，并揭示了大氣風場與大洋流場的耦合形式和各模態(tài)中海氣相互作用的某些機理。

2 資料和方法

大氣資料為 NCAR/NCEP提供的各年 2月份（以2月份作為冬季代表）1000、850、700、500、300、200、50 hPa 7個標準等壓面上的月平均風場和氣溫場，資料年份取1950年到2001年，共計52年，網(wǎng)格距為2.5°×2.5°。

大洋資料為各年2月份（這里也以2月份為冬季代表）的Carton海洋上層洋流資料。該資料長度也從1950年到2001年，共計52年；其提供深度為 112.5、97.5、82.5、67.5、52.5、37.5、22.5、7.5 m共8層上的逐月平均洋流，該資料為高斯網(wǎng)格，在本文研究范圍內(nèi)的分辨率約為1°×1°；而該研究范圍為（30°N～60°N，120°E～110°W），包括赤道外北太平洋海域和其周邊的陸地。

將大氣資料插值到海洋資料（約1°×1°）的網(wǎng)格點上；而在上述研究范圍的陸地部分，設海洋的流動為0。這樣處理后各年2月份大氣月平均風場和大洋月平均流場兩者在垂直方向上總共有 15層（大洋8層，大氣7層）。因洋流速度與大氣風速相差2個量級，故必須對上述月平均風場和流場做如下處理：

將各層月平均風場和流場的速度乘以相應層次月平均密度的開方；這樣就使兩者的量級接近。為方便，以下仍分別稱之為月平均風場和流場，但這里該風場或流場的內(nèi)積是單位體積的動能。各層大氣的月平均密度可通過狀態(tài)方程由月平均溫度來求得（該溫度也來自 NCAR/NCEP資料），而大洋密度則取水的標準密度（因海水密度變化很?。?/p>

對以上處理過的各年2月份各層的月平均風場和流場分別求 52年平均的氣候場，并將該月平均風場和流場分別減去此氣候場，便可分別得到相應的風場異常和流場異常，而這兩者均是一個二維向量。本文將該風場異常和流場異?？醋饕粋€整體，在上述 15層上來做聯(lián)合復經(jīng)驗正交函數(shù)（為行文方便，以下簡稱為CEOF）分析。

對二維向量場進行經(jīng)驗正交函數(shù)分解，則必須要用復EOF分析，這是因為一個二維向量的兩個分量不是真正意義上的標量，而用一個復數(shù)則可以表示一個二維向量。在采用復EOF分析時，其時間系數(shù)是復數(shù)，僅當其輻角大致分布在兩個狀態(tài)附近時，因這兩個狀態(tài)可用“＋”、“-”兩個符號來表示，此時才能將該二維向量的兩個分量看作兩個標量來進行實 EOF分析。實際操作表明，通常復EOF得到的第一模態(tài)輻角均分布在兩個狀態(tài)附近，而第二、三及以后模態(tài)則有可能輻角分布在更多狀態(tài)，且模態(tài)越高這種可能性就越大；對于后者的情況就只能用復EOF分析而不能用實EOF分析了，若用實 EOF分析則會得到錯誤的結果。在能用實EOF分析的情況下（如第一模態(tài)），由于變量數(shù)增加了一倍（由一個向量變成兩個標量），其模態(tài)的方差貢獻就較小，也不易通過檢驗。實EOF分析雖然編程比復EOF分析方便（前者有現(xiàn)成程序可用），但后者一旦編好程序，運算起來也很方便；故一般對二維向量（如大氣風場等），必須采用復EOF分析，特別在不知其模態(tài)輻角分布的情況下。

該CEOF分析的第一、二模態(tài)的方差貢獻分別為28.2%和13.6%，并通過了North檢驗。受篇幅限制，本文主要討論大洋中深度為7.5、22.5、112.5 m和大氣中850、500、200 hPa這6層的特征，它們可作為大洋表層、近表層、次表層和大氣對流層低、中、高層的代表。下面對該CEOF第一、二模態(tài)的空間場和時間系數(shù)進行討論。

3 CEOF的第一模態(tài)

3.1 空間場

圖1a–c給出了200、500、和850 hPa 大氣環(huán)流異常CEOF分析的第一模態(tài)的空間場。由圖可見：各層在北太平洋中部，均存在一個氣旋性環(huán)流異常中心，氣旋環(huán)流幾乎控制了整個北太平洋，其屬大氣的行星尺度系統(tǒng)；在30°N～35°N的北太平洋中部，均有明顯的偏西風異常，而高緯則均有偏東風異常；考慮到行星尺度風場與氣壓場之間應滿足準地轉(zhuǎn)關系后，則該第一模態(tài)類似于AL模態(tài)正位相的空間結構，不妨稱其為 AL模態(tài)的風場模。AL是深厚的系統(tǒng)，從850 hPa直到200 hPa其風場均表現(xiàn)為氣旋環(huán)流；在此第一模態(tài)的偏差流場分布從對流層低層到高層也大體相似；但注意到各層該模態(tài)的氣旋性環(huán)流異常中心的位置則并不重合，其從低層到高層有明顯的向西偏斜（參見圖1），而這正反映了大氣的斜壓性。

圖1 大氣環(huán)流異常復經(jīng)驗正交函數(shù)（CEOF）分析的第一模態(tài)的空間場：（a）200 hPa；（b）500 hPa；（c）850 hPaFig. 1 Atmospheric circulation anomalies of the first Complex Empirical Orthogonal Function (CEOF) mode: (a) 200 hPa; (b) 500 hPa; (c) 850 hPa

圖2a–c給出了7.5、22.5、112.5 m大洋環(huán)流異常CEOF分析的第一模態(tài)的空間場。由圖可見：在7.5 m層上，大洋環(huán)流異常在北太平洋中東部表現(xiàn)為輻散場，并略帶氣旋式旋轉(zhuǎn)；在接近大洋西海岸的日本本州島以東、以南海域則有較強的流場異常。在22.5、112.5 m，北太平洋中東部的輻散場大體消失，變?yōu)橐粋€北太平洋海盆尺度氣旋式旋轉(zhuǎn)的大洋環(huán)流，尤其在112.5 m這表現(xiàn)得更為明顯；而在日本本州島以東、以南海域的流場異常則較強，其表現(xiàn)為一個長軸呈北東北—南西南向的橢圓形氣旋渦旋，中心位于（34°N，143°E）。在22.5 m以下至 112.5 m，大洋環(huán)流異常的差異較小，這表明該范圍的海洋具有正壓性。

3.2 時間系數(shù)

因這里將大氣環(huán)流異常和上層大洋環(huán)流異常看作一個整體進行CEOF分析，故各層大氣環(huán)流異常和大洋環(huán)流異常具有相同的時間系數(shù)，這就有利于討論兩者的耦合關系。因這里進行的是CEOF分析，故時間系數(shù)由一個復數(shù)來表示。

從時間系數(shù)的輻角分布可見（圖3a）：其輻角分別集中于0°或±180°附近，這表示耦合的風和流的異常只有兩個狀態(tài) A、B，其對應的流型分別與該CEOF第一模態(tài)空間場相似或相反。

從第一模態(tài)時間系數(shù)的模（圖3b）可見，其值每年各不相同，為此可求其 52年平均值。各年以該平均值為界，可將其劃分為兩個態(tài)：大于等于該平均值的稱為強模態(tài)，用S表示；小于該平均值的則稱為弱模態(tài)，用 W 表示；而各年模的數(shù)值則決定了其異常的強弱程度，數(shù)值越大則其異常越強。

經(jīng)以上處理后則能得到 4種配置組合：AS、BS、AW、BW；其中AS和BS是兩個強異常的狀態(tài)。對AS態(tài)，大氣和大洋環(huán)流異常流型分布分別表現(xiàn)為與CEOF第一模態(tài)空間結構相同的態(tài)勢，而對BS態(tài)，大氣和大洋環(huán)流異常流型分布則與CEOF第一模態(tài)空間結構相反，對這兩者異常的強度則均較強。

圖2 大洋環(huán)流異常CEOF分析的第一模態(tài)的空間場：（a）7.5 m；（b）22.5 m；（c）112.5 mFig. 2 Oceanic circulation anomalies of the first CEOF mode at the depths of (a) 7.5 m, (b) 22.5 m, and (c) 112.5 m

因輻角值集中在0°和±180°附近，可對時間系數(shù)的輻角和模作如下處理：將各年輻角的余弦乘以相應的模則可得一新值，而這些新值可重新構成一個實時間系數(shù)序列。因?qū)崟r間系數(shù)操作簡單，且其分析結果與復時間系數(shù)一致，故以下對該實時間系數(shù)序列進行討論。

因本文主要關心北太平洋年代際異常中大氣和大洋環(huán)流的耦合和相互作用問題，為了排除年際變化（主要是ENSO）的干擾，在此對CEOF第一模態(tài)的實時間系數(shù)做了4年高斯濾波，濾波后的實時間系數(shù)序列如圖4a所示。由該圖可見，該序列仍存在年際變化以及明顯的年代際變化。為揭示其變化規(guī)律，在此作了小波分析。圖5a給出了該序列的小波全譜。由該圖可見，在年際變化上，即使經(jīng)過了4年的高斯濾波，3～8年的周期仍明顯，這應該反映了ENSO的影響，并表明該影響對第一模態(tài)是顯著的；在年代際變化上，則以21～22年的周期最顯著。從該序列的小波功率譜可見（圖略），明顯的21～22年的年代際變化貫穿了整個52年的始終。

該序列的小波全譜與冬季北太平洋SSTA EOF分析第一模態(tài)（PDO模態(tài)）時間系數(shù)的小波全譜（路凱程等，2011），均具有準22年的年代際變化。本文還計算了該序列與 PDO指數(shù)序列的相關系數(shù)，其值為0.57，兩者具有正相關性。

4 CEOF的第二模態(tài)

4.1 空間場

圖6a–c給出了200、500和850 hPa 大氣環(huán)流異常CEOF分析的第二模態(tài)的空間場。由該圖可見，各層大氣環(huán)流異常的分布態(tài)勢也相近，考慮到風場與氣壓場的準地轉(zhuǎn)關系后，該分布類似于 NPO模態(tài)的負位相；即在北太平洋高緯的170°E附近，其環(huán)流異常為反氣旋曲率，在（35°N，155°W）附近，環(huán)流異常則表現(xiàn)為氣旋性曲率，而在 40°N的東太平洋和在40°N～50°N的北太平洋中西部，則有偏東風異常。這里不妨將其稱為NPO模態(tài)的風場模。注意到在30°N至55°N從850 hPa至200 hPa的北太平洋均為西風帶，故該風場模反映了上述西風帶的異常。與第一模態(tài)類似，在此第二模態(tài)流場偏差中，各層的反氣旋性環(huán)流中心和氣旋性曲率從低層到高層都有明顯的向西偏斜，這也體現(xiàn)了大氣的斜壓性。

圖3 環(huán)流異常CEOF分析第一模態(tài)時間系數(shù)的（a）輻角和（b）模Fig. 3 The (a) argument and (b) modulus of the first time series of circulation anomalies of CEOF

圖4 環(huán)流異常CEOF分析（a）第一、（b）二模態(tài)濾波后實時間系數(shù)的折線圖Fig. 4 The filtered (a) first and (b) second time series of circulation anomalies of CEOF

圖5 環(huán)流異常CEOF分析（a）第一、（b）二模態(tài)濾波后實時間系數(shù)的小波全譜Fig. 5 The wavelet spectrum of the filtered (a) first and (b) second time series of circulation anomalies of CEOF

圖7 a–c給出了7.5、22.5、112.5 m大洋環(huán)流異常CEOF分析的第二模態(tài)的空間場。由該圖可見，在7.5 m層大洋環(huán)流異常在中高緯度為反氣旋性環(huán)流，中心在（57°N，170°W）附近；中緯度為氣旋性環(huán)流，中心在（35°N，155°W）附近；兩者交界的 40°N附近的北太平洋中部則為西向流；以上系統(tǒng)均具有北太平洋海盆尺度；在日本本州島以東海域則有范圍不大的氣旋性曲率流動。在包括22.5 m層至112.5 m的海洋上層，大洋環(huán)流異常的差異也不大，在此上述的北太平洋海盆尺度大洋環(huán)流系統(tǒng)的強度明顯減弱；西海岸附近的流場異常相對突出。日本本州島以東氣旋性曲率流動則已成為氣旋渦旋，中心位于（37°N，150°E）附近；在堪察加半島東南方海域則有反氣旋渦旋，中心位于（48°N，162°E）附近；這兩個渦旋的中心連線呈東北—西南走向，且兩個渦旋分別位于CEOF分析第二模態(tài)的西太平洋強東風異常（參見圖7b，c）的兩側，構成一對渦旋偶。

圖6 大氣環(huán)流異常復經(jīng)驗正交函數(shù)（CEOF）分析的第二模態(tài)的空間場: (a) 200 hPa; (b) 500 hPa; (c) 850 hPaFig. 6 Atmospheric circulation anomalies of the second CEOF mode: (a) 200 hPa; (b) 500 hPa; (c) 850 hPa

4.2 時間系數(shù)

第二模態(tài)時間系數(shù)的輻角也分別集中于 0°或±180°附近（圖8a），這表示耦合的風和流的異常也只有兩個狀態(tài) A、B，不過此時輻角在這兩個狀態(tài)的離散度要較第一模態(tài)大。圖8b給出了時間系數(shù)的模。仿照第一模態(tài)的做法，對此模也能劃分為強模態(tài)S和弱模態(tài)W。這樣也能得到4種配置態(tài)：AS、BS、AW、BW；AS、BS態(tài)的意義與 CEOF第一模態(tài)的相同，不再贅述。

仿照第一模態(tài)的做法，對第二模態(tài)，亦可得到綜合反映輻角和模隨時間演變的實時間系數(shù)序列。在此也對該實時間系數(shù)做了 4年高斯濾波。圖4b給出了濾波后第二模態(tài)實時間系數(shù)序列的折線圖。由該圖可見，CEOF第二模態(tài)該序列也具有年際變化和明顯的年代際變化。

為揭示該序列的變化規(guī)律，這里做了小波分析。圖5b給出了該序列的小波全譜。由該圖可見，該序列具有十分明顯的11～12年和準17年的年代際變化，兩者呈并列的雙峰分布，而從年際變化看，ENSO的影響則較第一模態(tài)要小。本文還計算了該序列的小波功率譜（圖略）。該功率譜圖上有明顯 11～12年的年代際變化，主要出現(xiàn)在1976/1977年氣候突變后，并在1988/1989年氣候突變后變得更加明顯。從第二模態(tài)時間系數(shù)模的序列可見（參見圖8b），在 1976/1977年氣候突變后其變化態(tài)勢與之前有明顯不同，在該突變前其模值呈振蕩減小趨勢；在該突變后至1988/1989年氣候突變前，其模值振幅加大；而在1988/1989年氣候突變后，其模值則呈振蕩增大趨勢；這與NPGO指數(shù)的標準化時間序列的變化相一致（該序列的下載地址為：http://www.ocean3d.org/npgo）。在該小波功率譜圖上，還可見 17年的年代際變化基本上表現(xiàn)在整個52年中，并在1976/1977年的氣候突變后有所加強。

圖7 大洋環(huán)流異常CEOF分析的第二模態(tài)的空間場: (a) 7.5 m; (b) 22.5 m; (c) 112.5 mFig. 7 Oceanic circulation anomalies of the second CEOF mode at the depths of (a) 7.5 m, (b) 22.5 m, and (c) 112.5 m

CEOF第二模態(tài)11～12年的年代際變化周期與冬季北太平洋SSTA EOF分析第二模態(tài)（NPGO模態(tài)）12～13年的周期相同，請參見張立鳳和呂慶平①張立鳳, 呂慶平. 2011. 冬季北太平洋NPGO模態(tài)與大氣NPO模態(tài)的關系. 第二十八屆中國氣象學會年會中的圖3，只是前者還存在較明顯的準17年周期；在該文獻圖3上，還給出了冬季海平面氣壓異常（SLPA）EOF第二模態(tài)時間序列的小波全譜，并可見其除有與上相同的最顯著的 13～14年的周期外，還有明顯的 17～18年的周期。由此可知本文CEOF第二模態(tài)準17年的周期應來源于SLPA的影響。本文還計算了該序列與NPGO指數(shù)序列的相關系數(shù)，其值為-0.59，這表明兩者具有負相關性。

5 有關海氣耦合環(huán)流異常的討論

5.1 海氣耦合環(huán)流異常與SSTA的關系

為了揭示以上CEOF分析第一、二模態(tài)，即海氣耦合環(huán)流異常第一、二模態(tài)與SSTA的第一模態(tài)（經(jīng)典PDO模態(tài)）和第二模態(tài)（經(jīng)典NPGO模態(tài)）的關系，利用SSTA 與CEOF第一、二模態(tài)未作濾波的實時間系數(shù)求回歸，回歸系數(shù)場見圖9。這里為了與經(jīng)典PDO模態(tài)和NPGO模態(tài)的空間結構作對比分析，則取研究范圍為（24°N～62°N，110°E～110°W）。

根據(jù)PDO和NPGO不同的空間結構，可區(qū)分為冷、暖位相，或稱為冷、暖“事件”。經(jīng)典 PDO暖位相時，北太平洋中部為冷異常，沿北美西岸為暖異常，相應的 PDO指數(shù)則為正值；反之，則為經(jīng)典PDO 冷位相，該指數(shù)則為負值。經(jīng)典NPGO暖位相時，北太平洋南部為暖異常，北部為冷異常，南北向偶極子溫度異常呈北冷南暖態(tài)勢。相應的NPGO指數(shù)為正值；反之則為經(jīng)典NPGO冷位相，則該指數(shù)為負值。

圖8 環(huán)流異常CEOF分析第二模態(tài)時間系數(shù)的（a）輻角和（b）模Fig. 8 The (a) argument and (b) modulus of the second time series of circulation anomalies of CEOF

由圖9a可見，由第一模態(tài)得到的回歸場分布：在北太平洋中部存在一個橢圓形的負值區(qū)，負值中心位于（35°N，158°W）附近，北美西岸為正值區(qū)。這樣的空間分布類似于經(jīng)典 PDO模態(tài)的暖位相。由圖9b可見，由第二模態(tài)得到的回歸場分布：在北太平洋中高緯，從 150°E附近向東一直延伸至130°W則為正值帶，其上有正大值中心；在其以南的副熱帶海域，從 140°E附近向東一直延伸至150°W附近均為負值帶，其上則有負大值中心；兩者構成北正南負的雙帶系統(tǒng)，其上的大值中心則呈偶極子分布，而兩者的零線則交匯在35°N 附近。這樣的空間分布類似于經(jīng)典NPGO模態(tài)的冷位相。

為了更客觀地表現(xiàn)這種相似性，分別計算了經(jīng)典PDO、NPGO模態(tài)的空間場與以上第一、二模態(tài)回歸場之間的場相關系數(shù)，其值分別高達 0.86和-0.88。由此可見，北太平洋大氣大洋耦合環(huán)流CEOF第一、二模態(tài)實時間系數(shù)的回歸場，其與經(jīng)典SSTA的PDO和NPGO模態(tài)的空間分布非常相似。從該CEOF分析的第一、二模態(tài)的時間系數(shù)序列的年代際變化看，其最顯著的年代際變化周期分別為準22年和11～12年，這與PDO模態(tài)和NPGO模態(tài)的年代際變化相同。以上表明，北太平洋大氣大洋耦合環(huán)流的第一、二模態(tài)分別與 PDO模態(tài)和NPGO模態(tài)相對應，也即其是PDO模態(tài)和NPGO模態(tài)在該耦合環(huán)流上的反映。

5.2 影響PDO及NPGO的途徑

海洋近表層的垂直運動異常與海溫動力異常有密切關系，當該層某處垂直運動為正，即有上升流時，則會造成該處的動力降溫；反之亦然。由本文CEOF分析得到的模態(tài)流場異?？芍苯佑嬎闫涓鲗拥纳⒍葓霎惓＃瑢υ撋⒍葓霎惓Ｔ诖怪狈较蚍e分則可算得相應的垂直速度異常；在此取海氣界面處的海洋垂直運動w≈0；這樣w＞0（w＜0）則對應于上升（下沉）運動異常（張東凌和何卷雄，2005）；而由近表層的垂直速度異常則可方便地決定 SSTA的動力變化。

圖10a給出了由CEOF分析的第一模態(tài)22.5 m層上流場異常計算得到的垂直運動場異常。由該圖可見，除高緯度的北太平洋西北部和東北部外，幾乎整個北太平洋海盆均為上升運動區(qū)，其中北太平洋中部上升運動最強，這樣會造成此處有明顯的動力降溫；這種降溫會造成該處上層海溫異常呈現(xiàn)偏低態(tài)勢，形成低海溫中心。而經(jīng)典 PDO模態(tài)的空間結構則與該第一模態(tài)近表層垂直運動異常的態(tài)勢相類似。這里海溫動力變化的空間尺度為北太平洋海盆尺度，這說明由第一模態(tài)流場異常得到的海盆尺度垂直運動異常，其所造成海盆尺度海溫異常的動力變化是產(chǎn)生PDO模態(tài)的重要原因。

圖10b給出了由CEOF分析的第二模態(tài)近表層流場異常計算得到的垂直運動異常。由該圖可見，在155°E至160°W以東的北太平洋22.5 m層上，約以 45°N為界，其北部為下沉運動，南部為上升運動，并也構成雙帶系統(tǒng)，且其上的下沉、上升大值中心在中太平洋也大體呈現(xiàn)偶極子形態(tài)。這樣的海盆尺度垂直運動在海盆尺度海溫動力變化上相應造成北高南低的雙帶系統(tǒng)及其上的偶極子（這是第二模態(tài)實時間系數(shù)大于0的情況，當小于0時，則垂直運動反向）。呂慶平等（2013b）給出了海洋上層海溫聯(lián)合EOF分析的結果，從其第二模態(tài)空間

場上從近表層到次表層海盆尺度的海溫異常分布可見，在北太平洋都表現(xiàn)為北低南高的雙帶系統(tǒng)并有偶極子存在。因近表層到次表層離海面有一定距離，故可認為輻射對該處的海溫異常影響不太大，故此海溫異?；敬砹撕氐膭恿Ξ惓！１疚?2.5 m層上垂直運動異常引起的海溫動力異常的空間分布則與該文獻的結果相似，只是兩者位相配置相反（注意，因兩者時間系數(shù)的符號也大致相反，故本質(zhì)相同）。這也表明，由第二模態(tài)流場異常得到的海盆尺度垂直運動異常，其所造成海盆尺度海溫異常的動力變化是產(chǎn)生NPGO模態(tài)的重要原因。

圖9 SSTA與CEOF（a）第一、（b）第二模態(tài)實時間系數(shù)的回歸系數(shù)場Fig. 9 Regression coefficients of SST anomalies and the (a) first and (b) second real time series of CEOF

圖10 CEOF（a）第一、（b）第二模態(tài)22.5 m層的垂直運動場 （單位：×10-7 m）Fig. 10 The (a) first and (b) second CEOF modes for vertical velocity at the depth of 22.5 m (units: ×10-7 m)

張銘等①張銘, 呂慶平, 路凱程. 2013. PDO流場模的解析求解I——經(jīng)向風強迫的情況. 第三十屆中國氣象學會年會(Section 6)、呂慶平等②呂慶平, 路凱程, 張銘. 2013. PDO流場模的解析求解II——緯向風強迫和經(jīng)緯向風共同強迫的情況. 第三十屆中國氣象學會年會(Section 6)和呂慶平和張銘（2012）利用一個西海岸線呈南北向、在中緯度β通道中的正壓準平衡線性化半無界理想海洋模型，在分別考慮了類似本文第一、二模態(tài)風場異常的強迫后，求得了此理想海洋流場異常的解析解。發(fā)現(xiàn)這些解都有類似本文第一、二模態(tài)流場的海盆尺度的大洋環(huán)流異常。這就進一步表明，本文第一、二模態(tài)的流場異常確實是因本文第一、二模態(tài)風場異常強迫所致。

以上結果說明，在冬季北太平洋大氣大洋耦合環(huán)流異常的第一、二模態(tài)中，大氣風場與大洋流場的耦合情況在這兩模態(tài)中是各不相同的，從而造成了流場異常及海溫動力變化的不同，產(chǎn)生了 PDO和NPGO模態(tài)；而大氣環(huán)流異常、大洋環(huán)流異常和上層海溫的動力異常三者具有緊密的聯(lián)系，并與SSTA的PDO模態(tài)和NPGO模態(tài)關系密切；這里大洋環(huán)流異常起著關鍵的中介作用。因海洋上層的流動為風生流，大氣的風場（風應力）異常造成了大洋上層海盆尺度的流場異常，后者又造成了海洋海盆尺度垂直運動的異常，而這又會造成上層海溫海盆尺度的動力變化，從而造成了海盆尺度的海溫異常，而該海溫異常則與PDO模態(tài)與NPGO模態(tài)相一致；這樣本文就給出了風應力異常導致海溫PDO與NPGO模態(tài)的中間環(huán)節(jié)和機制。為此不妨分別稱CEOF中第一、二模態(tài)的大洋環(huán)流異常為 PDO和NPGO模態(tài)的流場模。

5.3 強異常區(qū)風場與流場耦合情況解釋

日本本州島以南的黑潮和黑潮延伸體的所在是北太平洋流場異常十分明顯的海域，以下簡稱該海域為強異常區(qū)，其大致位于（30°～43°N，134.5°～154.5°E）范圍內(nèi)（路凱程等，2011）。從本文CEOF分析結果看，在強異常區(qū)的近表層至次表層（22.5～112.5 m）中，第一、二模態(tài)的流場異常也十分明顯（參見圖2和圖7）。在該區(qū)及其附近，第一、二模態(tài)風場與流場的耦合情況是各不相同的，下面對此進行說明。

對第一模態(tài)而言，在強異常區(qū)及其附近，即在大洋的西海岸線附近，大氣強迫風場異常大致與西海岸線平行；而在此處近表層至次表層的大洋環(huán)流異常則表現(xiàn)為一個長軸平行于此西海岸線的橢圓形環(huán)流。在張銘等①和呂慶平等②求得的上小節(jié)中所述的理想海洋對風場異常響應的解析解上，發(fā)現(xiàn)在緯向風和經(jīng)向風異常的共同強迫下，在該海洋西邊界外的海域，流場異常有氣旋性渦旋出現(xiàn)；這與本文第一模態(tài)流場異?？臻g場在此處的分布相一致。

對第二模態(tài)而言，在強異常區(qū)及其附近，大氣強迫風場大致為平行于緯圈的西風急流異常；而在該處的近表層至次表層，大洋環(huán)流異常則表現(xiàn)為：在該急流異常的南北兩側分別有氣旋和反氣旋渦旋，前者中心在（37°N，150°E）而后者中心在（48°N，162°E），兩者構成了渦旋偶。在呂慶平和張銘（2012）中求得了上述理想海洋對西風急流強迫響應的解析解，并可知在理想海洋西海岸線外的海域，流場異常對風場異常的響應表現(xiàn)為渦旋偶的形態(tài)，這與本文第二模態(tài)流場異常空間場在此處的分布相一致。

上面已指出，本文CEOF分析得到的第一、二模態(tài)最明顯的流場異常均出現(xiàn)在上述強異常區(qū)中，其表現(xiàn)為渦旋形式，且該異常在近表層至次表層大體不變。由圖9a、b中可見，在該渦旋處，存在小范圍的強垂直運動中心，這會造成該處海溫的強動力異常。路凱程等（2011）、呂慶平等（2013b）分別給出了上層海溫異常EOF分析第一、二模態(tài)的空間場，發(fā)現(xiàn)該處在近表層至次表層確實有很強的海溫異常，這就證實了本小節(jié)的結果。

6 結語

本文對冬季北太平洋大氣和大洋環(huán)流做了聯(lián)合復EOF分析和小波分析，并分別討論了第一、二模態(tài)的年代際變化及其與 PDO、NPGO模態(tài)的關系，得到了以下主要結論：

（1）對聯(lián)合復EOF第一（二）模態(tài)實時間系數(shù)的分析發(fā)現(xiàn)，其與PDO（NPGO）指數(shù)有明顯相關，其相關系數(shù)達0.57（-0.59）；小波分析表明，第一（二）模態(tài)有顯著的21～22（11～12）年的年代際變化，這與SSTA的PDO（NPGO）模態(tài)的年代際變化相同。

（2）聯(lián)合復EOF第一（二）模態(tài)實時間系數(shù)與北太平洋SSTA空間場的回歸分析表明，回歸系數(shù)場的空間分布與經(jīng)典PDO（NPGO）的空間場十分接近，兩者的場相關系數(shù)高達0.86（-0.88）。

（3）在聯(lián)合復EOF第一（二）模態(tài)的空間結構中，大氣環(huán)流異常分別類似于地面氣壓場異常的AL（NPO）模態(tài)，可稱其為AL（NPO）模態(tài)的風場模；而大洋環(huán)流異常則分別相應于SSTA的PDO（NPGO）模態(tài)，可稱其為 PDO（NPGO）模態(tài)的流場模。

（4）從聯(lián)合復EOF第一（二）模態(tài)近表層流場異常得到的海盆尺度垂直運動異常的空間分布與PDO（NPGO）的相似；這表明大氣風場異常強迫出了海洋上層海盆尺度的大洋環(huán)流異常，后者造成的垂直運動導致了海盆尺度海溫的動力變化，而該變化則是形成PDO（NPGO）的重要原因，在此該大洋環(huán)流異常扮演了中介角色。

最后要說明的是，本文的工作是診斷分析，故對海氣相互作用年代際變化的具體機理揭示得尚不夠充分，特別是在海洋對大氣的影響方面。這方面的工作有待利用分析大洋模式和海氣耦合模式的數(shù)值實驗結果來解決，這也是我們下一步的研究方向。

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