盧 姁，徐 建，盧 艷，張 銘

(1.中國人民解放軍 61741部隊(duì)，北京 100094;2.解放軍理工大學(xué) 氣象海洋學(xué)院 大氣環(huán)流與短期氣候預(yù)測(cè)實(shí)驗(yàn)室，江蘇 南京 211101；3.北京市計(jì)量檢測(cè)科學(xué)研究院，北京 100029)

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黑潮末端與黑潮延伸體的流場(chǎng)異常模態(tài)分析*

盧 姁1，2，徐 建1，2，盧 艷2，3，張 銘2

(1.中國人民解放軍 61741部隊(duì)，北京 100094;2.解放軍理工大學(xué) 氣象海洋學(xué)院 大氣環(huán)流與短期氣候預(yù)測(cè)實(shí)驗(yàn)室，江蘇 南京 211101；3.北京市計(jì)量檢測(cè)科學(xué)研究院，北京 100029)

對(duì)北太平洋黑潮末端及黑潮延伸體的流場(chǎng)異常采用復(fù)EOF分析，結(jié)果發(fā)現(xiàn)：該海域流場(chǎng)明顯異常在全年四季都主要發(fā)生在黑潮末端和黑潮延伸體上，其異常的主要形式在前2個(gè)模態(tài)均表現(xiàn)為一條由中尺度渦旋組成的渦旋帶，帶上通常有兩兩旋轉(zhuǎn)方向相反的渦旋偶。各季第一模態(tài)方差貢獻(xiàn)表現(xiàn)的季節(jié)變化特征與日本以南的黑潮流量相一致，秋季最大，夏季次之。ENSO的機(jī)制是副熱帶太平洋經(jīng)圈環(huán)流與熱帶太平洋緯向環(huán)流系統(tǒng)之間的相互作用，其在各季第一模態(tài)的年際變化上均有所反映。冬季PDO在年代際變化上表現(xiàn)明顯，其他三季則NPGO表現(xiàn)明顯。該海域流場(chǎng)異常的性質(zhì)是海洋Rossby波的異常，而赤道太平洋流場(chǎng)異常的性質(zhì)是赤道俘獲波的異常，但兩者均與風(fēng)應(yīng)力異常強(qiáng)迫有關(guān)。

流場(chǎng)異常；黑潮末端；黑潮延伸體；復(fù)EOF分析

黑潮是位于北太平洋西側(cè)的一支西邊界流，具有高溫、高鹽、流幅窄、流速快、流量大等特征。日本列島以南的黑潮通常稱之為黑潮末端。黑潮延伸體是指太平洋西邊界流在140°E，35°N附近與日本海岸分離后進(jìn)入北太平洋的水體，其呈現(xiàn)2個(gè)大彎曲形態(tài)，體現(xiàn)了“蛇曲”的現(xiàn)象，且各年彎曲程度和彎曲位置均有較明顯的季節(jié)變化。黑潮延伸體的主軸南北兩側(cè)都有渦旋分布,這些渦旋各年也存在季節(jié)變化，在春季較弱，夏季最強(qiáng)，秋末冬初較強(qiáng)。在離開日本海岸后，黑潮延伸體的流量增加，不穩(wěn)定性增強(qiáng)，因此該區(qū)域是海洋中尺度渦旋最活躍的區(qū)域之一[1-2]。分析表明，黑潮末端和黑潮延伸體所在的海域是北太平洋流場(chǎng)異常最明顯的海域[3]。

衛(wèi)星高度計(jì)資料目前已得到廣泛應(yīng)用，黑潮末端和黑潮延伸體所在海域也成為研究的熱點(diǎn)海域；學(xué)者利用該資料分析了該海域的SSH和SSHA，以了解流和中尺度渦旋及其異常的結(jié)構(gòu)和演變，探討了其季節(jié)和年際變化，并得到了很多有意義的結(jié)果[4-6]。在準(zhǔn)地轉(zhuǎn)的框架下，海表流場(chǎng)及其異常的結(jié)構(gòu)雖可由SSH和SSHA推得，然而畢竟不是直接的流動(dòng)圖像，很難用于表層之下的上層海洋；此外，目前衛(wèi)星高度計(jì)資料的時(shí)段還不長，不能討論年代際變化。目前，在該海域，除利用衛(wèi)星高度計(jì)資料進(jìn)行研究外，利用SST資料在這方面所做的研究也很多[7-8]，但SST受輻射、感熱等熱力因子的影響，其與流場(chǎng)的關(guān)系較復(fù)雜。次表層海溫與流場(chǎng)的關(guān)系較SST要單純，因其排除了熱力因子，故目前很多研究已轉(zhuǎn)到利用次表層的海溫資料上來[9-10]。在該海域采用年代較長且較可靠的海洋上層流場(chǎng)資料，對(duì)黑潮末端和黑潮延伸體的流場(chǎng)和中尺度渦旋直接開展研究，則可彌補(bǔ)衛(wèi)星高度計(jì)資料的不足，并特別有助于開展年代際變化的研究，但有關(guān)的研究尚不多見。

年代際氣候變率已成為全球氣候中的熱點(diǎn)問題。太平洋海氣系統(tǒng)既有最強(qiáng)的年際信號(hào)，也存在明顯的年代際變化。研究表明，太平洋年際變化優(yōu)勢(shì)區(qū)位于熱帶太平洋，而年代際變化優(yōu)勢(shì)區(qū)位于中緯北太平洋，包含了黑潮末端和黑潮延伸體海域[11]。Mantua等把這種太平洋年代際振蕩現(xiàn)象稱為PDO(Pacific Decadal Oscillation)[12]。PDO可以用北太平洋SSTA的EOF第一模態(tài)來表征。目前關(guān)于PDO已有大量研究成果[13-14]。然而PDO還不能解釋東北太平洋中鹽度、營養(yǎng)物質(zhì)、含氯量及魚儲(chǔ)量等的年代際變化。為此，2008年Di Lorenzo定義了一個(gè)新的氣候模態(tài)NPGO (North Pacific Gyre Oscillation)[15]，NPGO是東北太平洋SSHA的EOF分解第二模態(tài)，因其與SSTA的EOF分解第二模態(tài)有很好相關(guān)[16]，故也可用SSTA的EOF第二模態(tài)來表征。PDO和NPGO是北太平洋2個(gè)主要的氣候模態(tài)。

因此，本文采用較可靠的海洋流場(chǎng)資料，對(duì)黑潮末端和黑潮延伸體海域的流場(chǎng)做了復(fù)EOF診斷，分析了其第一、二模態(tài)的空間場(chǎng)和時(shí)間系數(shù)，以便探討黑潮末端、黑潮延伸體和中尺度渦旋流場(chǎng)異常的結(jié)構(gòu)，給出其年際特別是年代際變化,并對(duì)各模態(tài)與ENSO、PDO和NPGO的關(guān)系做了討論。

1 資料和診斷方法

本文所用的資料為美國UMD的SODA 2.2.4逐月全球海洋同化分析資料[17](http://soda.tamu.edu/assim/SODA_2.2.4/)，該資料提供了1871-2008年深度在5～5 375 m共40層上的各月平均洋流，網(wǎng)格距為0.5°×0.5°。此前我們?cè)迷撡Y料對(duì)1951-2008年共58 a的赤道外北太平洋上層洋流的異常做過分析[3]；分析中所取的海洋深度為：112，96，82，70，57，46，35，25，15，5 m，因?yàn)榇?0層上資料的可靠性較好。分析發(fā)現(xiàn)，北太平洋流場(chǎng)異常明顯的海域位于(27°15′～39°45′N， 134°15′～154°45′E)，該海域中包含了黑潮末端與黑潮延伸體以及中尺度渦旋，且將該海域稱之為關(guān)鍵區(qū)[3]。本文研究的范圍就取此關(guān)鍵區(qū)，而時(shí)間段也取1951-2008年。

為揭示此關(guān)鍵區(qū)內(nèi)的全年上層洋流的異常規(guī)律，本文對(duì)各月該洋流異常做了復(fù)EOF分析，其原理可參見文獻(xiàn)[18-19]，本文不再贅述。具體操作步驟：首先對(duì)上述10個(gè)深度上的各年各月平均流場(chǎng)按月求其58 a的平均值，將各年的各月平均流場(chǎng)相應(yīng)減去該平均值，則可得各年各月這10層上的偏差流場(chǎng)；然后將各月這10層上的偏差流場(chǎng)作為一個(gè)整體進(jìn)行復(fù)EOF分析，這樣各層有相同的時(shí)間系數(shù)，這也是該復(fù)EOF分析方法的特色和優(yōu)點(diǎn)。此時(shí)各月各EOF模態(tài)的空間場(chǎng)和時(shí)間系數(shù)場(chǎng)都是復(fù)數(shù)；各月空間場(chǎng)的模表示各月各模態(tài)流場(chǎng)異常的流速大小，輻角則表示其流向；而時(shí)間系數(shù)表示這58 a中各月流速、流向隨年份的變化。

本文主要討論區(qū)域深度為112和15 m的2層。前者是本文所取的最深層次，在該深度海溫變化已很難受到輻射、感熱等熱力因子影響；其主要由海水的垂直運(yùn)動(dòng)來決定，上升處有降溫，下沉處有增溫，此即為海溫的動(dòng)力變化。在以上10層中，因前者處于次表層水團(tuán)中，以下為敘述方便，就直接稱其為次表層(次表層水是在大洋表層之下，以躍層為界形成的水團(tuán)，其厚度通常為200～300 m)；而后者可稱之為近表層。

2 診斷結(jié)果分析

復(fù)EOF分析的結(jié)果表明，所得到的前2個(gè)模態(tài)都通過了顯著性檢驗(yàn)[20]。各月第一、二模態(tài)的方差貢獻(xiàn)見表1，前者的各月平均為21.4%，是最重要的模態(tài)，后者為13.5%，仍具重要性。本文以下僅給出第一、二模態(tài)的結(jié)果并進(jìn)行討論。

由表1還可見，第一模態(tài)在秋季(9-11月)的方差貢獻(xiàn)最大，夏季(6-8月)次之，冬季(12月至翌年2月)最??；第二模態(tài)在夏季最大，秋季次之，冬季最小。夏季和秋季的流場(chǎng)異常要比冬季和春季顯著(參見表1中累計(jì)方差一欄)。研究表明[21]，日本以南(137°E斷面)的黑潮流量表現(xiàn)出秋季最大，夏季次之的季節(jié)特點(diǎn)，且1—7月的流量較年平均流量要偏小，而8—12月的則偏大。這與第一模態(tài)的方差貢獻(xiàn)相一致。以下分別給出1，4，7，10月份的復(fù)EOF分析結(jié)果，并分別代表冬、春、夏、秋四季。

表1 北太平洋各月各模態(tài)的方差貢獻(xiàn)及其累計(jì)方差貢獻(xiàn)Table 1 Variance and accumulated variance contributions of the two modes in the North Pacific in each calendar month

2.1 第一模態(tài)

在北太平洋上層，從診斷得到的各季第一模態(tài)空間場(chǎng)的總體分布可知：在上述10層上，明顯的偏差流場(chǎng)出現(xiàn)在黑潮末端和黑潮延伸體上，表現(xiàn)為一條由中尺度渦旋組成的渦旋帶，這些渦旋的尺度(直徑)約為200～400 km，并通常兩兩構(gòu)成旋轉(zhuǎn)方向相反的渦旋偶形式；距本州島東海岸最近的那些渦旋其強(qiáng)度最大，且它們的軸心呈東北西南走向，大致平行于該海岸線，在黑潮延伸體上的渦旋帶則呈緯向分布(圖1)。隨著季節(jié)變化，上述渦旋帶中渦旋的形態(tài)也有些變化，春、夏季這些渦旋的強(qiáng)度更大些。在這10層上該空間場(chǎng)的差異很小，這表明海洋上層的流場(chǎng)異常具有正壓性，該處海水可看作是不可壓縮的，為此該模態(tài)次表層的圖略。

圖1 近表層第一模態(tài)的空間場(chǎng)(m·s-1)

從各季第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)春、夏、秋季的輻角集中在0°和±180°附近；冬季輻角分布的離散度略大，但仍集中在-50°和130°附近。這表明四季輻角的分布均大體對(duì)應(yīng)于2個(gè)狀態(tài)，這2個(gè)狀態(tài)也可用數(shù)學(xué)符號(hào)“+”、“-“來標(biāo)注。第一模態(tài)時(shí)間系數(shù)各季的模值各年也有所不同。

對(duì)于輻角分布存在2個(gè)狀態(tài)的情況，可將輻角和模的這2個(gè)時(shí)間系數(shù)序列綜合為一個(gè)時(shí)間序列。具體的做法是：將春、夏、秋三季每年時(shí)間系數(shù)的模值乘以該年輻角的余弦，而冬季則每年將時(shí)間系數(shù)的模乘以該年輻角加上50°的余弦。如此各年四季的余弦值均接近±1，這樣對(duì)冬、春、夏、秋四季，各年均能得到一個(gè)新的實(shí)數(shù)序列，稱之為實(shí)時(shí)間系數(shù)序列，該序列能綜合反映輻角和模的時(shí)間演變。

此方法僅適用于時(shí)間系數(shù)的輻角分布在兩個(gè)狀態(tài)的情況。此時(shí)對(duì)于春、夏、秋三季，因其第一模態(tài)輻角分布在0°和±180°，故有結(jié)論：該模態(tài)各年的流向就約等于此模態(tài)空間場(chǎng)的流向，而其強(qiáng)度則由實(shí)時(shí)間系數(shù)序列值的絕對(duì)值來決定，若該序列值為負(fù)，則流向要反向。對(duì)冬季，因第一模態(tài)輻角分布在-50°和130°，故首先要對(duì)此模態(tài)空間場(chǎng)的流向做-50°也即順時(shí)針50°的旋轉(zhuǎn)，然后將旋轉(zhuǎn)流向后的場(chǎng)作為新的空間場(chǎng)，對(duì)該新空間場(chǎng)，則有以上相同的結(jié)論。由于旋轉(zhuǎn)角度(50°)不算太大，故該新空間場(chǎng)中，上述渦旋帶中渦旋的數(shù)目不變，但各渦旋的散度絕對(duì)值減小而渦度絕對(duì)值增大，新空間場(chǎng)上中尺度渦旋表現(xiàn)得更明顯。對(duì)于時(shí)間系數(shù)的輻角分布在3個(gè)及以上狀態(tài)的情況，則不能得到實(shí)時(shí)間系數(shù)序列，此時(shí)必須要用輻角和模的時(shí)間系數(shù)序列來討論問題。

圖2為各季第一模態(tài)的實(shí)時(shí)間系數(shù)序列圖。由圖2可知，該序列有明顯的年際變化和年代際變化。為了更準(zhǔn)確地反映這種變化，現(xiàn)對(duì)各季第一模態(tài)實(shí)時(shí)間系數(shù)序列做了小波分析。圖3為其小波全譜，從該圖可見：冬季有約6 a的年際變化，12～13 a和18～19 a的年代際變化，并以最后者為最顯著；春、夏、秋三季都有約7 a的年際變化和約15 a的年代際變化，均以后者最顯著。總之，各季年代際變化都較年際變化要顯著。

圖2 第一模態(tài)實(shí)時(shí)間系數(shù)圖

2.2 第二模態(tài)

各季第二模態(tài)的空間場(chǎng)分布見圖4，其總體仍表現(xiàn)為上述渦旋帶上的渦旋，但渦旋分布形式與第一模態(tài)有些不同，兩者渦旋有所錯(cuò)位(可對(duì)照?qǐng)D1與圖4)。第二模態(tài)與第一模態(tài)一樣，各層上空間場(chǎng)的差異也很小，流場(chǎng)異常的正壓性明顯，因此次表層的圖也略。

圖3 第一模態(tài)實(shí)時(shí)間系數(shù)序列的小波全譜

圖4 近表層第二模態(tài)的空間場(chǎng)(m·s-1)

與第一模態(tài)相似，各季第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)的輻角分布也有2個(gè)狀態(tài)，不過其在這2個(gè)狀態(tài)上分布的離散度要較第一模態(tài)大些。各季第二模態(tài)時(shí)間系數(shù)的模值大小各年也都有明顯差別。采用與第一模態(tài)同樣的做法，也能得到各季第二模態(tài)的實(shí)時(shí)間系數(shù)序列(圖5)；對(duì)該序列也做了小波分析，并可見第二模態(tài)各季的小波全譜總體呈單峰分布，年際變化均不很顯著，而年代際變化都十分顯著；冬季有約20 a，春、夏、秋三季均有約15 a的年代際變化周期(圖6)。

圖5 第二模態(tài)實(shí)時(shí)間系數(shù)圖

圖6 第二模態(tài)實(shí)時(shí)間系數(shù)序列的小波全譜

3 有關(guān)中尺度渦旋的討論

綜上所述，黑潮末端和黑潮延伸體海域是北太平洋流場(chǎng)異常最明顯的海域。在該海域即關(guān)鍵區(qū)中海洋上層58 a的各月份平均流場(chǎng)上可見，各月份各層次的平均流場(chǎng)差異都很小，因此這里僅給出1,7月(冬、夏季)近表層的平均流場(chǎng)圖(圖7)。圖7中最主要的流系有3個(gè)：呈“蛇曲”(波動(dòng))狀的黑潮延伸體，其波動(dòng)振幅向大洋中部衰減，“蛇曲”上的兩個(gè)主脊分別位于143°30′E和147°36′E，兩脊之間的主槽則位于145°30′E。位于日本本州島南面的黑潮末端。黑潮末端南側(cè)中心在(30°18′N,135°18′E)的橢圓狀反氣旋渦旋，即回流渦旋。

圖7 冬、夏季多年平均流場(chǎng)(m·s-1)圖

黑潮末端和黑潮延伸體均呈現(xiàn)急流形式。在多年平均上，這3個(gè)系統(tǒng)都很穩(wěn)定，冬夏變化很小。除以上回流渦旋外，冬、夏季在黑潮延伸體急流以南還有較弱的3個(gè)中尺度反氣旋渦旋，中心分別位于(33°N， 142°36′E)、(33°N，148°E)、(33°N,151°36′E)附近(圖7)。因該圖是多年平均圖，給出了中尺度渦旋分布的背景狀況，各年各月的具體情況則會(huì)有所不同，這由流場(chǎng)異常各模態(tài)的空間場(chǎng)和時(shí)間系數(shù)來決定。

從各季第一、二模態(tài)的空間場(chǎng)可見(圖1，4)，流場(chǎng)異常都表現(xiàn)為黑潮末端和黑潮延伸體上的渦旋帶處，在該帶之外流場(chǎng)異常小，在該帶上則多表現(xiàn)為旋轉(zhuǎn)方向相反的中尺度渦旋偶；這表明中尺度渦旋運(yùn)動(dòng)是流場(chǎng)異常的最主要形態(tài)。比較平均流場(chǎng)(圖7)與異常流場(chǎng)的第一、二模態(tài)(圖1，4)可見，兩者形式完全不同，前者以急流形式為主，后者則以中尺度渦旋為主，這表明各月關(guān)鍵區(qū)中3個(gè)流系的變化(異常)，主要由各模態(tài)中的中尺度渦旋來決定。從動(dòng)能分布來看，平均場(chǎng)動(dòng)能以急流的動(dòng)能為主，而偏差場(chǎng)動(dòng)能則以渦旋動(dòng)能(Eddy Kinetic Energy, EKE)為主，也即動(dòng)能異常主要由偏差場(chǎng)的中尺度渦旋動(dòng)能來體現(xiàn)。

實(shí)時(shí)觀測(cè)表明，在水深200 m以上，有多個(gè)中尺度渦旋分布在黑潮末端和黑潮延續(xù)體的急流兩側(cè)，并也構(gòu)成帶狀；在此急流與渦旋并存，這是黑潮末端和黑潮延續(xù)體上的顯著特點(diǎn)[23-24]?？傮w而言，這些渦旋在春季較弱，夏季最強(qiáng)，秋末冬初較強(qiáng)。需注意的是，以上特點(diǎn)看來與四季第一、二模態(tài)的空間場(chǎng)有些類似，但在該空間場(chǎng)上出現(xiàn)的那些渦旋是復(fù)EOF分析的結(jié)果，反映了該處的流場(chǎng)異常；故與觀測(cè)的結(jié)果不能混淆。不過觀測(cè)場(chǎng)的多年平均就是氣候平均場(chǎng)(背景場(chǎng))，而各模態(tài)空間場(chǎng)則是該背景場(chǎng)的偏差(異常)，故兩者分布有些類似是很自然的。因觀測(cè)和復(fù)EOF得到的中尺度渦旋(兩者合稱為前者)都分布在黑潮末端和黑潮延伸體(這兩者合稱為后者)急流兩側(cè)，故前者的渦旋動(dòng)能應(yīng)與后者密切有關(guān)；至于前者產(chǎn)生的原因，有學(xué)者認(rèn)為與后者上急流的正、斜壓不穩(wěn)定有關(guān)，為背景流的失穩(wěn)所導(dǎo)致[25-26]，此外風(fēng)應(yīng)力的強(qiáng)迫也是前者產(chǎn)生的原因之一[27]；本文復(fù)EOF的診斷結(jié)果表明，各模態(tài)流場(chǎng)異常的正壓性明顯；且后者呈急流形式(圖7)，滿足正壓不穩(wěn)定的必要條件，故而支持正壓不穩(wěn)定的說法，當(dāng)然也不排除上述其他原因；至于這些原因中何種是最主要的則有待于更深入的研究。

第一、二模態(tài)中主要表現(xiàn)為中尺度渦旋形式的流場(chǎng)異常，其仍是準(zhǔn)地轉(zhuǎn)的，這是由于其水平尺度L為100 km，其流速尺度U為1 m/s，取地轉(zhuǎn)參數(shù)f=10-4s-1，則其Rossby數(shù)R0=U/(fL)=0.1≤1的緣故；還可知，其出現(xiàn)在一條渦旋帶中，而此帶處于氣候平均的黑潮末端和黑潮延伸體的急流上(將圖1，4與圖7做比較)；如此則其主要體現(xiàn)了該急流的異常。可認(rèn)為該急流是由海底地形導(dǎo)致的海洋Rossby波[28](這與大氣中氣流過山形成的大氣Rossby波相類似)，故其反映了該海洋Rossby波的異常。

4 各模態(tài)的年際和年代際變化

4.1 季節(jié)與年際變化

各模態(tài)的季節(jié)變化比較明顯，這體現(xiàn)在各模態(tài)四季的空間場(chǎng)上渦旋帶中的渦旋分布都不相同。以第一模態(tài)冬、夏(1，7月)為例，兩者空間場(chǎng)上最大的不同在于冬季在本州島以東海域(33°30′N以北,144°30′E以西)有2個(gè)旋轉(zhuǎn)方向相反的中尺度強(qiáng)渦旋，組成渦旋偶，在本州島以南海域有1個(gè)中尺度強(qiáng)渦旋；而夏季在該島以東的該海域只有1個(gè)中尺度強(qiáng)渦旋，在該島以南則有2個(gè)旋轉(zhuǎn)方向相反的中尺度強(qiáng)渦旋，并組成渦旋偶。造成這種狀況的原因是在冬、夏的風(fēng)向異常兩者不同，前者主要為偏西風(fēng)異常，后者主要為偏南風(fēng)異常。

在年際變化上，黑潮延伸區(qū)的海平面異常和海表面溫度異常的低頻分量與Nino3指數(shù)具有較高的相關(guān)性[29]，而各季第一模態(tài)大致都有6～7 a的明顯年際變化，其中夏、秋兩季更要顯著(圖3c，3d)，這應(yīng)是ENSO在年際變化上的反映。以上結(jié)果表明黑潮末端和黑潮延伸體流場(chǎng)的年際變化參與了ENSO循環(huán)，而黑潮與熱帶太平洋緯向環(huán)流系統(tǒng)間的相互作用是溝通ENSO循環(huán)的內(nèi)在環(huán)節(jié)[30]。第二模態(tài)實(shí)時(shí)間系數(shù)小波全譜圖中年際變化則不如第一模態(tài)明顯，這說明ENSO對(duì)該模態(tài)影響較第一模態(tài)要小。

4.2 年代際變化

第一模態(tài)冬季有約20 a的最強(qiáng)年代際變化周期。其與北太平洋年代際濤動(dòng)(PDO)的周期相同，應(yīng)為PDO在流場(chǎng)異常上的反映[31]，而冬季阿留申低壓也最強(qiáng)大。約15 a的年代際變化在各季都很明顯，除冬季外，在小波全譜圖上該周期成為主峰，特別在夏秋季表現(xiàn)則更突出。該約15 a的周期則與NPGO約13 a的周期很接近，應(yīng)為NPGO在流場(chǎng)異常上的反映，并與副熱帶太平洋環(huán)流有關(guān)[32]，而該環(huán)流在夏季強(qiáng)度最強(qiáng)，位置也最偏北。

在年代際變化上，各季第二模態(tài)也有約20 a的周期，也應(yīng)為PDO在流場(chǎng)異常上的反映。除冬季外，其他三季最明顯的年代際變化同樣約為15 a，為NPGO在流場(chǎng)異常上的反映。因NPGO與SSHA與SSTA的第二模態(tài)有關(guān)[15-16]，對(duì)于氣候尺度，表層流場(chǎng)異常與SSHA有準(zhǔn)地轉(zhuǎn)關(guān)系，在一定條件下與SSTA也有診斷關(guān)系[7,32]。既然SSHA與SSTA的第二模態(tài)能反映NPGO，則除冬季外流場(chǎng)異常的第二模態(tài)反映了NPGO也很自然。冬季因阿留申低壓十分強(qiáng)大，且位置偏南，故NPGO為PDO所掩蓋，在小波全譜圖上約15 a的周期則成為次高峰。

以上對(duì)第一、二模態(tài)的分析表明，黑潮末端和黑潮延伸體海域(關(guān)鍵區(qū))的年代際變化與北太平洋流(North Pacific Current, NPC)以及該流以北的阿拉斯加環(huán)流(Alaskan Gyre)和以南的副熱帶環(huán)流(Subtropical Gyre)的異常有關(guān)；該兩個(gè)環(huán)流的異常又分別與大氣中的阿留申低壓異常和太平洋副熱帶高壓異常有關(guān)，而它們之間的海氣相互作用應(yīng)是造成PDO和NPGO的原因。本文的關(guān)鍵區(qū)則抓住了這些流動(dòng)的關(guān)鍵部分。綜上，冬季第一模態(tài)為PDO的主模態(tài)，第二模態(tài)為PDO的次模態(tài)，其他季節(jié)第一模態(tài)為NPGO的主模態(tài)，第二模態(tài)為NPGO的次模態(tài)。

前面已發(fā)現(xiàn)日本以南的黑潮流量與第一模態(tài)方差貢獻(xiàn)的季節(jié)變化特征相一致，根據(jù)Sverdrup等[33]、Munk[34]和Stommel[35]提出的有關(guān)均質(zhì)海洋的風(fēng)生海洋環(huán)流理論，作為北太平洋副熱帶環(huán)流中的西邊界流黑潮，其流量由北太平洋副熱帶海面風(fēng)應(yīng)力旋度所決定。研究表明[13,36]，年代際振蕩的時(shí)間尺度取決于副熱帶海洋環(huán)流的調(diào)整時(shí)間，而后者的緩慢調(diào)整涉及兩個(gè)物理過程，一個(gè)是大氣風(fēng)應(yīng)力旋度強(qiáng)迫產(chǎn)生的海洋Rossby波向西傳播，在若干年后到達(dá)西邊界，從而影響副熱帶環(huán)流西邊界流的向極輸送以及向黑潮末端和黑潮延伸體的熱量輸送；另一個(gè)是副熱帶環(huán)流對(duì)溫度的平流輸送過程[37]。

5 北太平洋與熱帶太平洋洋流異常的比較

文獻(xiàn)[38]中我們研究了熱帶太平洋上層洋流異常(前者)，這里將前者與北太平洋黑潮末端和黑潮延伸體海域(關(guān)鍵區(qū))的上層洋流異常(后者)作一比較；從明顯異常的緯向范圍看，前者異常分布在整個(gè)赤道太平洋海域，范圍較后者要大。從異常的性質(zhì)看，前者是海洋赤道波動(dòng)(含Kelvin波)的異常，其表現(xiàn)為赤道俘獲波的形式；而后者上面已論及，有R0≤1，是準(zhǔn)地轉(zhuǎn)的，并是海洋Rossby波的異常，該異常表現(xiàn)為中尺度渦旋的形式。

該兩者雖有以上不同之處，但也有共同的地方，即這兩者異常則均與風(fēng)應(yīng)力異常密切有關(guān)。有研究表明，中緯度風(fēng)應(yīng)力旋度強(qiáng)迫的海洋Rossby波西傳到太平洋西邊界可能和向赤道傳播的海岸Kelvin波耦合，從而使中緯度信號(hào)與熱帶信號(hào)相關(guān)聯(lián)[39-40]，這就將本文對(duì)北太平洋關(guān)鍵區(qū)的研究與以前對(duì)熱帶太平洋的研究聯(lián)系到一起了，同時(shí)這也說明了本文第一模態(tài)的年際變化受ENSO影響大的原因。

6 結(jié) 語

本文采用復(fù)EOF分析方法，對(duì)全年四季北太平洋黑潮末端和黑潮延伸體海域(關(guān)鍵區(qū))的海洋上層流場(chǎng)異常做了統(tǒng)計(jì)動(dòng)力診斷，得到了以下主要結(jié)論：

1)各季該海域上層流場(chǎng)的明顯異常主要發(fā)生在黑潮末端和黑潮延伸體上即關(guān)鍵區(qū)中，其異常的第一、二模態(tài)均表現(xiàn)為一條由中尺度渦旋組成的渦旋帶，帶上通常有兩兩旋轉(zhuǎn)方向相反的渦旋偶，這是該流場(chǎng)異常的主要形式。

2)第一模態(tài)在秋季的方差貢獻(xiàn)最大，夏季次之，冬季最??；第二模態(tài)則在夏季最大，秋季次之，冬季也最小；各季第一模態(tài)方差貢獻(xiàn)表現(xiàn)的季節(jié)變化特征與日本以南的黑潮流量相一致。

3)在第一模態(tài)的年際變化上，ENSO在各季均有所反映，其機(jī)制是副熱帶太平洋經(jīng)圈環(huán)流與熱帶太平洋緯向環(huán)流系統(tǒng)之間的相互作用；而第二模態(tài)ENSO的影響不大。

4)在年代際變化上，冬季PDO表現(xiàn)明顯，其他三季NPGO表現(xiàn)明顯；冬季第一模態(tài)為PDO的主模態(tài)，第二模態(tài)為PDO的次模態(tài)，其他三季第一模態(tài)為NPGO的主模態(tài)，第二模態(tài)為NPGO的次模態(tài)。

5)以上兩模態(tài)異常的性質(zhì)是海洋Rossby波的異常，這與赤道太平洋是赤道俘獲波(含Kelvin波)的異常不同，但兩者則均與風(fēng)應(yīng)力異常強(qiáng)迫有關(guān)。

最后要說明的是，本文主要工作是進(jìn)行診斷分析，對(duì)造成異常的動(dòng)力學(xué)原因涉及不夠，這是本文局限所在，也是今后要做的工作。

[1] QIU B, CHEN S, HACKER P, et al. The Kuroshio extension northern recirculation gyre: Profiling float measurements and forcing mechanism[J].Journal of Physical Oceanography,2008,38(8):1764-1779.

[2] SCHARFFENBERG M G, STAMMER D. Annual variations of geostrophic currents and eddy kinetic energy inferred from TOPEX/Poseidon and Jason-1 tandem mission data[J].Ocean Sciences Meeting, Orlando,2008:3-7.

[3] LU K C, LU X, ZHANG M. Analysis for upper abnormal current in North Pacific without equatorial area[J].Marine Science Bullent, 2011, 30(1): 29-36. 路凱程,盧姁,張銘.赤道外北太平洋上層洋流異常分析[J].海洋通報(bào),2011,30(1):741-748.

[4] DBCHELTON D B, SCHLER M G, SAMELSON R M. Global observations of nonlinear mesoscale eddies[J].Progress in Oceanography,2011,91(2):167-216.

[5] TAGUCHI B, QIU B, NONAKA M, et al. Decadal variability of the Kuroshio extension: Mesoscale eddies and recirculations[J].Ocean Dynamics,2010,60(3):673-691.

[6] ZHANG Y C, ZHANG L F, WANG Y G. Interannual sea level variability in the North Pacific Ocean and its mechanisms[J].Journal of Geophysics, 2010, 53(2): 247-255. 張永垂,張立鳳,王業(yè)桂. 北太平洋海表面高度的年際變化及其機(jī)制[J].地球物理學(xué)報(bào),2010,53(2):247-255.

[7] Lü Q P, LU K C, ZHANG M. NPGO mode of the upper sea temperature anomalies in the North Pacific during winter[J].Climatic and Environmental Research, 2013, 18(2): 210-220. 呂慶平,路凱程,張銘.北太平洋冬季上層海溫異常的NPGO模態(tài)[J].氣候與環(huán)境研究,2013,18(2):210-220.

[8] WANG L, LI T, ZHOU T J. Interseasonal SST variability and air-sea interaction over the kuroshio extension region during boreal summer[J].Journal of Climate,2012,25(5):1619-1634.

[9] WU H Y, LI C Y. The preliminary reseach of equatorial Pacific-Indian Ocean temperature anomaly mode and subsurface ocean temperature anomaly[J].Acta Oceanologica Sinica,2009,31(2):24-33. 吳海燕,李崇銀.赤道太平洋-印度洋海溫異常綜合模與次表層海溫異常[J].海洋學(xué)報(bào),2009,31(2):24-33.

[10] XU K, ZHU C W. Estimation of the total dust column and dry eeposition flux over the Yellow Sea, China based on shipboard sun photometer measurements:case study[J].Atmospheric and Oceanic Science Letters,2010,3(2):106-110.

[11] GIESE B S, CARTON J A. Interanuual and decadal variability in the tropical and midlatitude Pacific Ocean[J].Journal of Climate,1999,12(12):3402-3418.

[12] MANTUA N J, HARE S R, ZHANG Y, et al. A Pacific interdecadal climate oscillation with impacts on salmon production[J].Bulletion of the American Meteorological Society,1997,78(6):1069-1079.

[13] YANG X Q, ZHU Y M,XIE Q, et al. Advances in studies of Pacific Decadal Oscillation[J].Chinese Journal of Atmospherice, 2004, 28(6): 979-992. 楊修群,朱益民,謝倩,等. 太平洋年代際振蕩的研究進(jìn)展[J].大氣科學(xué),2004,28(6):979-992.

[14] ALEXENDER M A. Extratropical air-sea interaction, SST variability and the Pacific Decadal Oscillation[M].Climate dynamics: why does climate vary? Sun D, Bryan F. Washington D C: Am. Geophys Uninon,2010:123-148.

[15] LORENZO D E. North Pacific Gyre Oscillation links ocean climate and ecosystem change[J].Geophys Research Letters, 2008,35(8):1-6.

[16] BOND N A, OVERL J E, SPILLANE M, et al. Recent shifts in the state of the North Pacific[J].Geophysical Research Letters,2003,30(23):2183,doi:10.1029/2003GL018597.

[17] CARTON J A, GRIESE B S. A reanalysis of ocean climate using simple ocean data assimilation(SODA)[J].Monthly Weather Review,2008,136(8):2999-3017.

[18] ZENG Q C. The theory of atmospheric infrared remote sense[M].Beijing: China Scientific Press,1974:160-166.曾慶存. 大氣紅外遙感原理[M].北京:科學(xué)出版社,1974:160-166.

[19] HUANG J Y. Statistic analysis and forecast methods in meteorology[M].Beijing: China Meteorological Press, 2000: 135-139. 黃嘉佑. 氣象統(tǒng)計(jì)分析與預(yù)報(bào)方法[M].北京:氣象出版社,2000:135-139.

[20] NORTH G R, BELLl T L, CAHALAN R F, et al. Sampling errors in the estimation of empirical orthogonal function[J].Monthly Weather Review,1982,110(7):699-706.

[21] CAI R S, ZHANG Q L, QI Q H. Character of transport variations at the source and adjacent area of Kuroshio[J].Journal of Oceanography in Taiwan Strait, 2009, 28(3): 299-307.蔡榕碩,張啟龍,齊慶華.源地黑潮及其上下游流量的變化特征[J].臺(tái)灣海峽,2009,28(3):299-307.

[22] LIU T, CHEN C C, MILO L. Accurate standard cell characterization and statistical timing analysis using multivariate adaptive regression splines[C]∥IEEE.Proc. Int. Symp. Quality Electronic Systems, 2015:272-279.

[23] WANG D X, FANG G H, WANG Q, et al. The tropical Pacific Ocean circulation variability and the interaction of air and sea[M]. Beijing:Ocean Press,2009:310-313. 王東曉,方國洪,王啟,等. 熱帶太平洋環(huán)流變異與海氣相互作用[M].北京:海洋出版社,2009:310-313.

[24] WATERMAN S, HOGG N G, JAYNE S R. Eddy-mean flow interaction in the Kuroshio extension region[J].Journal of Physical Oceanography,2011,41(6):1182-1208.

[25] STAURT P B, FRANK O B. A comparison of mesoscale eddy heat fluxes from observations and a high-resolution ocean model simulation of the Kuroshio extension[J].Journal of Physical Oceanography,2013,43:2563-2570.

[26] SYUART P B, RANDOLPH D W, KATHLEAN A D. Divergent eddy heat fluxes in the Kuroshio extension at 144°-148° E. Part I: Mean Structure[J].Journal of Physical Oceanography,2013,43:1533-1550.

[27] Lü Q P, ZHANG W F, ZHANG M. Study of two-layer ocean model forced by the climate wind anomalies[J].Climatic and Environmental Research, 2013, 18(1): 124-134. 呂慶平,張維鋒,張銘.兩層海洋對(duì)風(fēng)場(chǎng)氣候異常響應(yīng)的解析解及其討論[J].氣候與環(huán)境研究,2013,18(1):124-134.

[28] MIZUON K, WHITE W B. Annual and interannual variability in the Kuroshio current system[J].Journal of Physical Oceanography,1983,13(10):1847-1867.

[29] KRAMER W, DIJKSTRA H A. Optimal localized observations for advancing beyond the ENSO predictability barrier[J].Nonlinear Processes in Geophysics,2013,20(2):221-230.

[30] WANG D X, XIE Q, LIU Y, et al. The research progress of the Pacific decadal variability[J].Journal of Tropical Oceanoraphy,2003,22(1):76-83. 王東曉,謝強(qiáng),劉赟,等.太平洋年代際海洋變率研究進(jìn)展[J].熱帶海洋學(xué)報(bào),2003,22(1):76-83.

[31] QIU B, CHEN S. Eddy-mean flow interaction in the decadally modulating Kuroshio Extension system[J].Deep Sea Research,2010,57(13-14):1098-1110.

[32] ZHANG L F, Lü Q P. The relationship between the npgo mode and npo mode in the north pacific during winter[EB/OL]. [2014-08-10].http://cpfd.cnki.com.cn/Article/CPFDTOTAL-ZGQX201111004045.htm.張立鳳,呂慶平.冬季北太平洋NPGO模態(tài)與大氣NPO模態(tài)的關(guān)系[EB/OL]. [2014-08-10]. http://cpfd.cnki.com.cn/Article/CPFDTOTAL-ZGQX201111004045.htm.模態(tài)與大氣NPO模態(tài)的關(guān)系[EB/OL].[2014-08-10].http://cpfd.cnki.com.cn/Article/CPFDTOTAL-ZGQX201111004045.htm.

[33] SVERDRUP H U, JOHNSON M W, FLEMING R H. The oceans: Their physics,chemistry and general biology[M].New Jersey：Prentice Hall,Englewood Ciliffs,1942.

[34] MUNK W H. On the wind-dricen ocean circulation[J].Journal of Meteorological,1950,7(3):79-93.

[35] STOMMEL H. The westward intensification of wind-driven ocean currents[J].Trans of the American Geophys Union,1948,29(2):202-206.

[36] JASON C, FURTADO, EMANUELE DL, et al. North Pacific decadal variability and climate change in the IPCC AR4 models[J].Journal of Climate,2011,24(2):3049-3067.

[37] ROBERTSONA W. Interdecadal variability over the North Pacific in a multi-century climate simulation[J].Climate Dynamic,1996,12:227-241.

[38] LU X, ZHANG D L. A statistical diagnosis of upper-ocean currents in tropical Pacific Ocean in May[J].Journal of Tropical Oceanography,2009,28(2):22-30.盧姁,張東凌.熱帶太平洋5月份上層洋流的動(dòng)力統(tǒng)計(jì)診斷[J].熱帶海洋學(xué)報(bào),2009,28(2):22-30.

[39] JIN F F, KINOTO M, WANG X C. A model of decadal ocean-atmosphere interaction in the North Pacific basin[J].Geophysical Research Letters,2001,28(8):1531-1534.

[40] CAPOTONDI A, ALEXANDER M A. Rossby waves in the tropical North Pacific and their role in decadal thermocline variability[J].Journal of Physical Oceanography, 2001, 31(12): 3496-3515.

Received: September 22, 2014

Analysis of Abnormal Current in Kuroshio End and Kuroshio Extension

LU Xu1,2, XU Jian1,2, LU Yan2,3,ZHANG Ming2

(1.Unit61741,P.L.A，Beijing 100094,China;2.LaboratoryofAtmosphericCirculationandShort-rangeClimateForecastMeteorologicalCollege,P.L.A.UniversityofScienceandTechnology, Nanjing 211101, China; 3.BeijingInstituteofMetrology，Beijing 100029,China)

Anomalous circulations of four seasons in the upper layer in Kuroshio end and Kuroshio extension are studied using the complex empirical orthogonal function (CEOF) method. The results show that the anomalous circulation in the North Pacific mainly occurs in Kuroshio end and Kuroshio extension in all the seasons, with major anomalies represented by the first and the second modes with a vortex belt consisting of mesoscale eddies, which usually shows pairs of vortices rotating in opposite direction. Seasonality of variance contribution the first mode in each season is consistent with the strength of Kuroshio to the south of Japan, which is greatest in fall and secondary in summer. ENSO has influence on interannual variations of the first mode in all seasons through interactions between subtropical meridional cell and tropical zonal cell in the Pacific. In interdecadal variations, PDO's influence is obvious in winter while NPGO's is obvious in the other three seasons. The anomalous circulations represented by the two modes may be resulted from oceanic Rossby waves, which are different from those trapped waves in equatorial Pacific, but both have a close relation with anomalous wind stresses.

anomalous circulation; Kuroshio end; Kuroshio extension; CEOF

2014-09-22

國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃項(xiàng)目——西北太平洋海洋多尺度變化過程、機(jī)理及可預(yù)報(bào)性 (2013CB956203)

盧 姁(1982-)，女，江蘇南通人，工程師，博士，主要從事氣候方面研究.E-mail: xlu2006918@163.com

(陳 靖 編輯)

P732.6

A

1671-6647(2016)01-0010-12

10.3969/j.issn.1671-6647.2016.01.002