繆予晴, 徐海明, 劉佳偉

南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心/氣象災(zāi)害教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 江蘇 南京 210044

海洋熱浪是指海洋表面溫度超過一定閾值的極端高溫事件, 可持續(xù)數(shù)天至數(shù)月, 面積可達(dá)數(shù)千平方公里。工業(yè)革命以來, 由于溫室氣體排放不斷增加, 全球表面平均溫度逐漸上升。特別是在近年來持續(xù)的增暖背景下, 陸地?zé)崂祟l發(fā), 與此同時(shí), 海表溫度的上升也帶來了更加頻繁和強(qiáng)烈的海洋熱浪。

海洋熱浪是一種極端氣候事件, 會對自然環(huán)境及人類社會造成嚴(yán)重的影響。近年來, 地中海(Olita et al, 2007)、西澳大利亞沿海(Pearce et al, 2011, 2013)、大西洋西北部(Chen et al, 2014)以及太平洋東北部(Bond et al, 2015)均發(fā)生了大規(guī)模海洋熱浪事件。這些極端高海溫事件不僅破壞了當(dāng)?shù)氐纳鷳B(tài)系統(tǒng)和生物多樣性, 同時(shí)還影響了當(dāng)?shù)氐臐O業(yè)和旅游業(yè), 造成了嚴(yán)重的經(jīng)濟(jì)損失。

全球變暖導(dǎo)致海洋熱浪的發(fā)生頻次更高, 襲擊范圍更廣, 強(qiáng)度更大。Oliver 等(2018a)發(fā)現(xiàn), 從1925年到2016 年全球平均海洋熱浪頻率和持續(xù)時(shí)間分別增加了34%和17%, 海洋熱浪頻次增加了54%。Fr?licher 等(2018)的研究指出, 在全球氣溫相對于工業(yè)革命前升高3.5℃的情況下, 海洋熱浪出現(xiàn)的平均概率和平均空間面積將達(dá)到工業(yè)革命前水平的數(shù)十倍, 持續(xù)時(shí)間和最大強(qiáng)度也將大幅增長。從不同地區(qū)來看, 熱帶和北冰洋的增幅最大, 而南大洋的增幅最小; 沿海生態(tài)系統(tǒng)中海洋熱浪的發(fā)生概率增長情況介于二者之間, 但淺水生態(tài)系統(tǒng)面臨的風(fēng)險(xiǎn)比開放海洋的風(fēng)險(xiǎn)更大。

海表溫度變化主要受氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率和大氣外部強(qiáng)迫這兩類因子調(diào)控。氣候系統(tǒng)內(nèi)部變率因子包括厄爾尼諾- 南方濤動(El Nino-Southern Oscillation, ENSO)、大西洋多年代際振蕩(Atlantic Multi-decadal Oscillation, AMO)、太平洋年代際振蕩(Pacific Decadal Oscillation, PDO)等海洋內(nèi)部振蕩以及各種尺度的洋流變化; 外部強(qiáng)迫因子包括非絕熱加熱(輻射、潛熱感熱輸送)、大氣環(huán)流場(如風(fēng)、氣溫、氣壓)等。Waliser(1996)的分析表明, 拉尼娜現(xiàn)象對西太平洋暖池?zé)崂擞幸种谱饔?。Qin 等(2010)對2006 年11 月發(fā)生在熱帶太平洋的一次大范圍海洋熱浪進(jìn)行的研究表明, 由于厄爾尼諾的影響, 熱帶太平洋東部海溫異常升高, 形成了深對流, 使高空產(chǎn)生輻散氣流, 導(dǎo)致熱帶太平洋西部高空氣流輻合下沉, 抑制了對流和云的發(fā)展, 海溫升高, 形成了海洋熱浪。沿澳大利亞西海岸向南流動的Leeuwin暖流在拉尼娜現(xiàn)象引起的海氣遙相關(guān)強(qiáng)迫下異常增強(qiáng), 引起了一次較強(qiáng)的海洋熱浪事件(Feng et al, 2013)。Scannell 等(2016)對1950—2014 年北大西洋和北太平洋海洋熱浪進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)學(xué)研究, 發(fā)現(xiàn)北大西洋在AMO 正位相期間更容易發(fā)生大面積海洋熱浪, 而北太平洋東部則在PDO 和ENSO 正位相時(shí)有較大概率發(fā)生大面積海洋熱浪。Oliver 等(2018b)通過研究指出, 塔斯馬尼亞東南部海洋熱浪頻率、海洋熱浪日數(shù)和熱浪深度都有顯著升高趨勢, 多種海洋熱浪分布特征與東澳大利亞海流、近海反氣旋、暖空氣和西北風(fēng)異常的不同組合有關(guān)。由以上前人研究可以看出, 海洋熱浪通常是多尺度影響、內(nèi)部變率和外部強(qiáng)迫相結(jié)合導(dǎo)致的, 形成機(jī)制較為復(fù)雜。

除此之外, 海洋在全球升溫背景下儲存了大量的熱量, 導(dǎo)致了海洋熱力結(jié)構(gòu)的改變, 并通過影響海洋環(huán)流的變化, 反過來影響大氣環(huán)流, 進(jìn)而影響到陸地, 強(qiáng)化陸地?zé)崂藥淼挠绊?。例? 在2018年, 異常高的黑潮海溫使西太平洋副熱帶高壓加強(qiáng)和北抬, 加劇了中國東部的大范圍高溫?zé)崂?Ding et al, 2019)。

就目前來看, 前人的研究對西北太平洋海洋熱浪的關(guān)注較少, 而西北太平洋與東亞大陸相鄰, 海陸氣相互作用顯著, 與東亞氣候密切相關(guān)(李泓 等, 2001)。因此, 本文針對1982—2017 年西北太平洋海洋熱浪的時(shí)空分布特征進(jìn)行分析, 并進(jìn)一步探討與之相聯(lián)系的海氣關(guān)系以及對中國夏季氣溫的可能影響。

1 資料與方法

1.1 觀測資料

本文所用海溫觀測資料為美國國家海洋和大氣管 理 局 (National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA)的逐日最佳插值海表溫度資料 (Daily Optimum Interpolation Sea Surface Temperature V2, https://www.ncdc.noaa.gov/oisst) (Reynolds et al, 2007; Banzon et al, 2016), 空間分辨率為0.25°×0.25°, 研究時(shí)間段為1982—2017 年, 共36a。該資料質(zhì)量較好, 分辨率較高, 并被廣泛應(yīng)用于近幾年的海洋熱浪研究中(Fr?licher et al, 2018; Oliver et al, 2018b)。

另外, 本文還采用了美國國家環(huán)境預(yù)測中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)的再分析資料(Kalnay et al, 1996; Kistler et al, 2001), 包括高度場、風(fēng)速、表面輻射通量資料, 空間分辨率為2.5°×2.5°, 其中高度場、風(fēng)速資料共17層。熱通量場使用了日平均資料, 其他物理量使用了月平均資料。

本文中的中國夏季平均氣溫、最高氣溫則采用了中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)的中國地面氣溫月值格點(diǎn)數(shù)據(jù)集(V2.0), 水平分辨率為0.5°×0.5°。該數(shù)據(jù)集基于國家氣象信息中心基礎(chǔ)資料專項(xiàng)最新整編的中國地面高密度臺站(約2400 個(gè)國家級氣象觀測站)的氣溫資料, 利用ANUSPLIN 軟件的薄盤樣條法(TPS, Thin Plate Spline)進(jìn)行空間插值。

1.2 海洋熱浪閾值的確定

在早些年的研究中, 高海溫閾值一般設(shè)為固定閾值(Waliser, 1996), 不考慮海溫的年際波動和區(qū)域變化, 該方法適用于緯度跨度比較小的區(qū)域。在后續(xù)的研究中, 有的考慮了不同區(qū)域的閾值變化, 將閾值定為超過區(qū)域平均值 1 個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差(Scannell et al, 2016); 有的將日平均海溫的時(shí)間序列經(jīng)過低通濾波后再加上固定值, 使之成為與時(shí)間相關(guān)的閾值(Qin et al, 2007); 還有的采用百分位閾值法, 對于某日海溫, 取同期局地海溫從低到高排序后的第95 或99 百分位數(shù)(Fr?licher et al, 2018), 這樣確定的閾值會隨時(shí)間和空間變化, 每一個(gè)格點(diǎn)和每一個(gè)日期都對應(yīng)著不同的閾值。Hobday 等(2016)提出了一種確定海洋熱浪閾值的方法, 即利用以某天為中心的11d 窗口內(nèi)所有年份的每日溫度值, 計(jì)算出對應(yīng)每一天的第90 百分位閾值后, 再進(jìn)行31d 平滑。該方法能夠確保足夠的樣本量, 且閾值會隨季節(jié)變化。

本文研究的對象是夏季(共92d)的海洋熱浪, 在確定閾值時(shí)借鑒了Hobday 等(2016)的方法, 并稍作了修改。對于夏季的每日海溫, 取以當(dāng)天為中心的11d 窗口的局地海溫的第95 百分位數(shù), 對其作時(shí)間上的5 點(diǎn)(即5d)滑動平均, 得到的值即為海洋熱浪的閾值。

對于樣本量為n 的序列, 海洋熱浪閾值T95表示為:

式中: k 為滑動長度, 本文取k=5; P95為海溫從低到高排列的第95 百分位數(shù); X 表示某日海溫值, X={T(y, d)|1982≤ y≤2017, j-5≤d≤j+5}。由于時(shí)間上5 點(diǎn)的滑動平均和11d 的窗口會導(dǎo)致序列前后損失7d 長度的數(shù)據(jù), 因此在計(jì)算閾值時(shí), j 的取值范圍為8≤j≤n-7。

1.3 相關(guān)海洋熱浪指數(shù)的定義

海洋熱浪日數(shù): 當(dāng)某日海溫T(t)≥T95(j), 則這一天記為熱浪日, 熱浪日的累加和即為總?cè)諗?shù)。

海洋熱浪次數(shù): 當(dāng)某日海溫 T(t)≥T95(j)且T(t-1)ts); 從ts開始到te結(jié)束記為一次熱浪。

持續(xù)時(shí)間: te-ts即為持續(xù)時(shí)間, 若在某格點(diǎn)發(fā)生多次海洋熱浪, 則求平均持續(xù)時(shí)間。

最大強(qiáng)度: imax=max[T(t)-T95(j)], 即超過閾值部分的海溫最大值。

累積強(qiáng)度: icum=sum[T(t)-T95(j)], 即超過閾值部分的累加和。

1.4 分析方法

本文主要用到了經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(Empirical orthogonal function, EOF)展開、Lanczos 濾波、概率密度函數(shù)(Probability Density Function, PDF)分布、相關(guān)分析和回歸分析等分析方法。

2 西北太平洋夏季海洋熱浪的變化特征

為了揭示西北太平洋夏季海洋熱浪的時(shí)空變化特征, 本文首先對 1982—2017 年西北太平洋(20°—65°N, 100°—180°E)夏季海洋熱浪日數(shù)進(jìn)行EOF 展開。結(jié)果如圖1 所示, EOF 前兩個(gè)模態(tài)方差貢獻(xiàn)率分別為 19.5%和 10.1%, 總方差貢獻(xiàn)率為29.6%, 均通過North 判別檢驗(yàn)(North et al, 1982)。根據(jù)第一模態(tài)空間分布顯示(圖 1a), 西北太平洋30°N 以南區(qū)域、堪察加半島以東和以南區(qū)域呈現(xiàn)為較大的正值, 除黑潮及其延伸區(qū)和鄂霍茨克海變化不明顯外, 其他區(qū)域也基本為正值區(qū)。從時(shí)間序列來看, 該模態(tài)線性趨勢明顯(圖1b), 線性趨勢系數(shù)為0.072, 并通過99%置信度檢驗(yàn)。第二模態(tài)為南北反向的偶極型分布(圖1c), 正位相表現(xiàn)為黑潮和黑潮延伸區(qū)熱浪日數(shù)多, 堪察加半島以東和以南區(qū)域熱浪日數(shù)少, 負(fù)位相則相反。為方便描述, 下文將這兩個(gè)區(qū)域分別稱為海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)南區(qū)和北區(qū)。第二模態(tài)的時(shí)間變化具有年際和年代際變化特征, 利用Lanczos 濾波方法得到其年代際和年際變化序列, 可以看到2000 年前后為正位相, 其他時(shí)間段以負(fù)位相為主, 2015 年后有轉(zhuǎn)為正位相的趨勢(圖1d)。

圖1 西北太平洋夏季海洋熱浪日數(shù)的第一模態(tài)空間分布(a)和對應(yīng)的時(shí)間序列(b), 以及第二模態(tài)空間分布(c)和對應(yīng)的時(shí)間序列(d) 圖a 中3 個(gè)藍(lán)色方框分別表示高、中、低緯分區(qū); 圖b 中實(shí)線表示線性趨勢, 虛線表示年際變化; 圖d 中實(shí)線表示年代際變化, 虛線表示年際變化。審圖號為GS(2016)1561 Fig.1 Spatiotemporal distribution of summer MHWs' days in NWP: spatial distribution of the first mode (a), corresponding time series (b), spatial distribution of the second mode (c), and corresponding time series (d)

圖2a—h 分別展示了熱浪次數(shù)(圖2a、2b)、最大強(qiáng)度(圖2c、2d)、持續(xù)時(shí)間(圖2e、2f)、累積強(qiáng)度(圖2g、2h)EOF 主模態(tài)的空間分布和對應(yīng)的時(shí)間序列, 方差貢獻(xiàn)率分別為 18.5%、26.1%、14.7%、22.4%。這4 個(gè)指數(shù)基本呈全區(qū)一致的上升趨勢, 時(shí)間序列和海洋熱浪日數(shù)主模態(tài)比較一致, 呈線性增長趨勢, 其中近幾年的增長速度尤為明顯。在空間分布上, 熱浪次數(shù)主模態(tài)的分布與熱浪日數(shù)保持一致; 最大強(qiáng)度顯著增長的區(qū)域位于中高緯(40°N 以北)地區(qū), 以堪察加半島以南區(qū)域最為顯著(圖2c); 持續(xù)時(shí)間變化最大的位于日本以東的中緯度區(qū)域(圖2e), 表明該區(qū)域發(fā)生的海洋熱浪較為連續(xù), 其中2004 年尤為突出(圖2f); 堪察加半島以南區(qū)域的熱浪日數(shù)和強(qiáng)度均有顯著增長(圖2g), 因而累積強(qiáng)度最大的區(qū)域也集中在此。

由于海洋熱浪各特征指數(shù)主模態(tài)均為線性增長趨勢, 所以本文將通過對1982—1991 年和2008—2017 年這兩段時(shí)間的海溫概率密度的對比分析, 來探究海洋熱浪發(fā)生概率與海溫分布變化的關(guān)系。溫度概率分布的不同變化形式意味著極端氣候事件的發(fā)生概率不同, 若整個(gè)分布朝著較暖氣候變化, 則暖事件增多, 冷事件減少; 若溫度變率加大而無平均值變化, 則暖事件和冷事件均增多; 另外, 若分布形態(tài)發(fā)生變化, 則會產(chǎn)生冷暖事件的非對稱性變化(IPCC, 2012)。由于不同緯度區(qū)域的熱浪有著不同的特征, 本文將研究區(qū)域劃分為如圖1a 所示的高、中、低緯三個(gè)部分。圖3 展示了西北太平洋海溫的概率密度分布, 其中圖3a—d 分別對應(yīng)著整個(gè)研究區(qū)域、高緯區(qū)域、中緯區(qū)域和低緯區(qū)域的海溫概率密度分布。從整個(gè)研究區(qū)看, 概率密度函數(shù)向右(暖方向)有小幅度的平移(圖3a), 均值上升了0.46℃; 高緯區(qū)域均值增幅最大(圖3b), 達(dá)到0.53℃, 同時(shí)溫度變率也有所增大, 從12.11 增加到14.61[單位: (℃)2], 表現(xiàn)為極冷事件略有增加, 極暖事件大幅增加; 中緯區(qū)域在均值上升0.45℃的同時(shí), 分布形態(tài)也發(fā)生了改變, 26℃左右海溫出現(xiàn)概率顯著升高(圖3c); 低緯區(qū)域以均值變化為主(圖3d), 升高了0.36℃?？偟膩碚f, 西北太平洋夏季海洋熱浪的增加主要是由平均海溫上升引起的, 高緯區(qū)域海溫均值上升幅度大, 海溫變率也較大, 因此更容易發(fā)生高強(qiáng)度、高頻次的海洋熱浪。該結(jié)論與Oliver(2019)的研究結(jié)果是基本一致的。

圖2 西北太平洋夏季海洋熱浪次數(shù)(a、b)、最大強(qiáng)度(c、d)、持續(xù)時(shí)間(e、f)和累積強(qiáng)度主模態(tài)(g、h)的時(shí)空分布 圖a、c、e、g 為空間分布, 圖b、d、f、h 為相應(yīng)的時(shí)間序列。審圖號為GS(2016)1561 Fig.2 Spatial distribution (left panels) and time series (right panels) of summer MHWs' frequency (a, b), maximum intensity (c, d), duration (e, f), and cumulative intensity (g, h) in the NWP

3 與海洋熱浪日數(shù)主要模態(tài)相聯(lián)系的海氣關(guān)系

海洋表面溫度與大氣狀況密切相關(guān), 因而在海氣相互作用的觀測與分析過程中很難區(qū)分海洋作用與大氣作用的因果關(guān)系。Cayan(1992a, b)提出了一種判斷局地海氣關(guān)系的方法: 若表面凈熱通量(向上為正)異常與海溫變化傾向呈正相關(guān), 表示海洋對大氣有強(qiáng)迫作用; 若表面凈熱通量異常與海溫變化傾向呈負(fù)相關(guān), 則表示大氣對海洋有影響。圖4a、4b分別展示了研究區(qū)夏季平均表面凈熱通量(向上為正)回歸到海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)和第二模態(tài)時(shí)間序列上的異常場。與第一模態(tài)對應(yīng)的異常場中, 臺灣島以東的低緯度地區(qū)表面凈熱通量有向上異常, 與海洋熱浪日數(shù)顯著增加的區(qū)域相對應(yīng), 海洋熱浪發(fā)生時(shí)的海氣相互作用以海洋對大氣的強(qiáng)迫作用為主; 其他區(qū)域的凈熱通量則為向下異常, 雖然同樣是海洋熱浪增多的區(qū)域, 但高緯區(qū)域主要是大氣對海洋增暖起作用。與第二模態(tài)對應(yīng)的異常場中, 在(30°N, 150°E)附近有一個(gè)正異常中心, 堪察加半島以東為負(fù)異常中心, 兩個(gè)異常中心與海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)的南區(qū)和北區(qū)是分別對應(yīng)的, 兩處海溫與氣溫變化傾向均為正相關(guān), 說明主要是海洋作用引起了大氣變化。

圖3 西北太平洋整個(gè)研究區(qū)域(a)、高緯地區(qū)(b)、中緯地區(qū)(c)和低緯地區(qū)(d)的夏季海溫概率密度分布 圖中垂直的灰色虛線和實(shí)線分別表示1982—1991 年和2008—2017 年前后兩個(gè)時(shí)間段內(nèi)的海溫均值 Fig.3 Probability density distribution of SST in the whole region (a), high-latitude region (b), mid-latitude region (c), and low-latitude region (d) of the NWP

為了探究表面通量各分量在海洋熱浪過程中的作用, 下面對短波輻射、長波輻射、潛熱、感熱這4個(gè)分量分別進(jìn)行回歸分析。根據(jù)短波輻射通量和長波輻射通量回歸到海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列上的異常場顯示, 北緯30°附近洋面上有短波輻射通量向上異常(圖5a), 表明太陽輻射減少; 在堪察加半島附近和(20°—30°N, 150°—180°E)范圍內(nèi)長波輻射通量為顯著的向下異常(圖5b), 表明大氣逆輻射增多。上述3 個(gè)異常區(qū)域都是海洋熱浪日數(shù)增加的區(qū)域, 同時(shí)也是凈熱通量向下異常的區(qū)域, 說明在海氣過程中大氣起主導(dǎo)作用, 主要通過大氣長波輻射增加使海洋升溫。根據(jù)回歸到海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列上的潛熱通量和感熱通量異常場顯示, 潛熱通量和感熱通量在臺灣島以東的海洋熱浪日數(shù)高值區(qū)為向上異常(圖5c、5d), 說明海洋作用顯著, 加熱大氣的方式以潛熱釋放和感熱輸送為主; 堪察加半島附近有小范圍的感熱通量向下異常, 說明此處氣溫高于海溫, 大氣向海洋傳遞熱量。Li 等(2011a, b)通過研究指出, 中低緯太平洋海洋潛熱通量在近數(shù)十年呈線性增長趨勢, 本文研究結(jié)果與該結(jié)論一致。各海氣通量回歸到海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)時(shí)間序列的結(jié)果(圖6)則顯示, 在海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)南區(qū)有顯著的向上潛熱通量異常, 北區(qū)有向下的長波輻射通量和感熱通量異常, 但量級較小。這表明南區(qū)在海洋熱浪增多時(shí), 向上的潛熱通量增加, 此時(shí)北區(qū)海洋熱浪減少, 海洋向大氣輸送的長波輻射通量和感熱通量減少。

綜上所述, 第一模態(tài)中臺灣島以東低緯度洋面發(fā)生海洋熱浪時(shí), 潛熱通量增加, 表現(xiàn)為海洋對大氣的作用; 其他海洋熱浪增多的區(qū)域主要受到大氣狀況的制約, 通常有向下的長波輻射異常。第二模態(tài)中, 南區(qū)以潛熱通量變化為主, 北區(qū)以長波輻射通量和感熱通量變化為主, 兩個(gè)區(qū)域都表現(xiàn)為海洋對大氣的影響。

圖5 回歸到海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列上的夏季平均短波輻射(a)、長波輻射(b)、潛熱(c)、感熱(d)通量異常場 通量向上為正值; 圖中斜線區(qū)表示通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。審圖號為GS(2016)1561 Fig.5 Anomalous shortwave radiation (a), longwave radiation (b), latent heat (c), sensible heat (d) fluxes (units: W·m-2, upward being positive) fields regressed onto time series of the first mode of MHWs' days. Hatching indicates that the anomalous field passes the 95% confidence test

4 與海洋熱浪日數(shù)主要模態(tài)相聯(lián)系的環(huán)流場異常以及對中國夏季氣溫的影響

上文提出, 海洋熱浪的增加會使表面凈熱通量發(fā)生變化, 從而對大氣產(chǎn)生一定的影響, 大氣環(huán)流狀況也會隨之改變, 繼而影響周邊區(qū)域的氣候變化。因此, 下文將對海洋熱浪各模態(tài)對應(yīng)的環(huán)流異常進(jìn)行具體分析。

圖6 回歸到海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)時(shí)間序列上的夏季平均短波輻射(a)、長波輻射(b)、潛熱(c)、感熱(d)通量異常場 通量向上為正值; 圖中斜線區(qū)表示通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。審圖號為GS(2016)1561 Fig.6 Anomalous shortwave radiation (a), longwave radiation (b), latent heat (c), sensible heat (d) fluxes (units: W·m-2, upward being positive) fields regressed onto time series of the second mode of MHWs' days. Hatching indicates that the anomalous field passes the 95% confidence test

圖7 夏季500hPa 高度場(a)、500hPa 溫度場(b)、850hPa 高度場(c)、850hPa 溫度場(d)與海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列的相關(guān)系數(shù)分布 圖中矢量表示回歸到海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列上的風(fēng)異常場(單位: m·s-1), 打點(diǎn)區(qū)表示通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。審圖號為GS(2016)1561 Fig.7 Distribution of correlation coefficient between atmospheric circulation field and time series of the first mode of MHWs' days: 500-hPa geopotential height (a), 500-hPa air temperature (b), 850-hPa geopotential height (c), and 850-hPa air temperature (d). Vector indicates anomalous wind (units: m·s-1) field regressed onto the time series. Stippling indicates that correlation coefficient passes the 95% confidence test

海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)主要表現(xiàn)為線性增長模態(tài), 圖7 為夏季500hPa 和850hPa 高度場、溫度場與海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列的相關(guān)系數(shù)以及風(fēng)矢量回歸到該模態(tài)的異常場。由圖可見, 日本以東的中低緯區(qū)域在對流層低層的位勢高度場和溫度場上均存在一個(gè)負(fù)相關(guān)中心, 該負(fù)相關(guān)中心到對流層高 層相關(guān)明顯減弱; 東亞大陸以及高緯海洋上空則均為顯著正相關(guān)區(qū)。這表明中低緯海洋在850hPa 上為位勢高度負(fù)異常, 對應(yīng)著弱的冷異常; 在500hPa 上位勢高度負(fù)異常范圍縮小, 僅在海洋熱浪日數(shù)偏低的區(qū)域上空存在異常氣旋式環(huán)流, 冷中心基本消失; 在東亞大陸以及高緯海洋上空自低層至高層, 都存在與暖異常相配合的顯著位勢高度正異常。

圖7 的第一模態(tài)時(shí)間序列中同時(shí)包含了線性趨勢和年際變化, 圖8 和圖9 則分別給出了這兩種變化對應(yīng)的環(huán)流場相關(guān)系數(shù)和風(fēng)矢量回歸到該序列的異常場。根據(jù)圖8 顯示, 線性趨勢下的環(huán)流異?；九c原序列一致, 以大范圍的顯著正相關(guān)為主, 這意味著與第一模態(tài)相關(guān)的大范圍增暖主要是由全球增暖趨勢引起的。但與圖7 相比, 圖8 中的負(fù)相關(guān)中心區(qū)明顯北移。結(jié)合圖9 可知, 這種負(fù)相關(guān)中心偏移正是由年際變化造成的。年際變化對應(yīng)的環(huán)流場異常主要表現(xiàn)為堪察加半島以東的位勢高度正異常和日本以東的位勢高度負(fù)異常。高緯地區(qū)的大范圍顯著位勢高度正異常有利于發(fā)生高強(qiáng)度的海洋熱浪, 且異常中心與線性趨勢中的正異常位置相近, 兩種趨勢一旦疊加, 則會導(dǎo)致高緯地區(qū)出現(xiàn)強(qiáng)而多的海洋熱浪事件。而日本以東的位勢高度負(fù)異常, 則對應(yīng)著中緯地區(qū)海洋熱浪日數(shù)增加相對較少的區(qū)域。

圖8 夏季500hPa 高度場(a)、500hPa 溫度場(b)、850hPa 高度場(c)、850hPa 溫度場(d)與海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列線性趨勢的相關(guān)系數(shù)分布 圖中矢量表示回歸到海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列線性趨勢上的風(fēng)異常場(單位: m·s-1), 打點(diǎn)區(qū)表示通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。審圖號為GS(2016)1561 Fig.8 Distribution of correlation coefficient between atmospheric circulation field and linear trend of the first mode of MHWs' days: 500-hPa geopotential height (a), 500-hPa air temperature (b), 850-hPa geopotential height (c), and 850-hPa air temperature (d). Vector indicates anomalous wind (units: m·s-1) field regressed onto the time series. Stippling indicates that correlation coefficient passes the 95% confidence test

海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)為南北反向變化的偶極子模態(tài), 圖10 是該模態(tài)的時(shí)間系數(shù)與位勢高度場、溫度場的相關(guān)系數(shù)及風(fēng)矢量回歸到該模態(tài)時(shí)間序列的異常場。在對流層高層位勢高度場上, 貝加爾湖附近以及中低緯洋面上空為有顯著的正相關(guān)區(qū), 堪察加半島以南為負(fù)相關(guān)區(qū), 并呈明顯的三極子模態(tài)特征(圖10a); 在對流層低層位勢高度場上, 負(fù)相關(guān)中心更加顯著, 而兩個(gè)正相關(guān)中心則相對較弱(圖10c); 溫度相關(guān)場分布基本與對流層高層位勢高度相關(guān)分布基本一致(圖10b、10d)。這表明, 當(dāng)黑潮及其延伸區(qū)海洋熱浪增多時(shí), 通過該區(qū)域海洋對大氣的影響, 導(dǎo)致暖空氣上升, 對流層氣溫上升, 相應(yīng)地對流層高層位勢高度增加, 并形成正的位勢高度異常區(qū)。同時(shí), 堪察加半島以南區(qū)域海洋熱浪減少, 位勢高度場異常偏低, 并可能通過大氣遙相關(guān)導(dǎo)致貝加爾湖附近位勢高度場異常偏高。

圖9 夏季500hPa 高度場(a)、500hPa 溫度場(b)、850hPa 高度場(c)、850hPa 溫度場(d)與海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列年際變化的相關(guān)系數(shù)分布 圖中矢量表示回歸到海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)時(shí)間序列年際變化上的風(fēng)異常場(單位: m·s-1), 打點(diǎn)區(qū)表示通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。審圖號為GS(2016)1561 Fig.9 Distribution of correlation coefficient between atmospheric circulation field and inter-annual variability of the first mode of MHWs' days: 500-hPa geopotential height (a), 500-hPa air temperature (b), 850-hPa geopotential height (c), and 850-hPa air temperature (d). Vector indicates anomalous wind (units: m·s-1) field regressed onto the time series. Stippling indicates that correlation coefficient passes the 95% confidence test

圖10 夏季500hPa 高度場(a)、500hPa 溫度場(b)、850hPa 高度場(c)、850hPa 溫度場(d)與海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)時(shí)間序列的相關(guān)系數(shù)分布 圖中矢量表示回歸到海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)時(shí)間序列上的風(fēng)異常場(單位: m·s-1), 打點(diǎn)區(qū)表示通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。審圖號為GS(2016)1561 Fig.10 Distribution of correlation coefficient between atmospheric circulation field and time series of the second mode of MHWs' days: 500-hPa geopotential height (a), 500-hPa air temperature (b), 850-hPa geopotential height (c), and 850-hPa air temperature (d). Vector indicates anomalous wind (units: m·s-1) field regressed onto the time series. Stippling indicates that correlation coefficient passes the 95% confidence test

從上面的分析可以看出, 與海洋熱浪主要模態(tài)相聯(lián)系的環(huán)流異常與東亞大陸上空的環(huán)流異常之間存在很好的關(guān)聯(lián), 揭示夏季西北太平洋海洋熱浪可能通過海洋對大氣的影響進(jìn)而對我國夏季氣溫產(chǎn)生影響。圖11 分別給出了中國夏季平均氣溫和最高氣溫回歸到不同模態(tài)時(shí)間序列上的異常場。圖11a、11b為海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)線性趨勢下的氣溫異常場, 由圖可見, 我國西北地區(qū)和川渝地區(qū)對全球變暖的響應(yīng)較為顯著, 其中平均氣溫和最高氣溫響應(yīng)都較為顯著的區(qū)域有內(nèi)蒙古中東部、西北地區(qū)、長三角地區(qū), 而四川、重慶、陜西則主要表現(xiàn)為最高氣溫的響應(yīng), 這與葉殿秀等(2013)的研究結(jié)果基本一致。根據(jù)圖11c、11d 顯示, 第一模態(tài)年際變化的時(shí)間序列與華南地區(qū)和青藏高原西部地區(qū)夏季的氣溫異常場成弱的正相關(guān)關(guān)系, 即海洋熱浪增多的年份, 我國華南地區(qū)和青藏高原西部地區(qū)的氣溫也相對較高, 反之則較低。由前文可知, 海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)對應(yīng)的大氣高層環(huán)流異常為三極子模態(tài), 并且當(dāng)海洋熱浪日數(shù)第二模態(tài)處于正位相時(shí), 對應(yīng)于黑潮及黑潮延伸區(qū)海洋熱力事件的異常增多, 而黑潮及黑潮延伸體海區(qū)海氣之間又明顯表現(xiàn)為海洋對大氣的強(qiáng)迫作用。因此, 當(dāng)黑潮及黑潮延伸體海洋熱浪事件異常增多時(shí), 其海區(qū)可通過海洋對大氣的影響在對流層大氣中產(chǎn)生三極子遙相關(guān)型, 在貝加爾湖附近上空產(chǎn)生位勢高度和溫度正異常, 從而對我國夏季北方的氣溫產(chǎn)生影響(圖11e、11f)。

圖11 回歸到海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)線性趨勢(a、b)、第一模態(tài)年際變化(c、d)和第二模態(tài)時(shí)間序列(e、f)的中國夏季氣溫異常場 圖a、c、e 為平均氣溫異常, 圖b、d、f 為最高氣溫異常; 打點(diǎn)區(qū)表示通過95%顯著性檢驗(yàn)的區(qū)域。審圖號為GS(2016)1665 Fig.11 Anomalous summer air temperature(units: °C) field in China regressed onto the linear trend of the first mode (a, b), inter-annual variability of the first mode (c, d), and time series of the second mode (e, f) of MHWs' days. Stippling indicates that the anomalous field passes the 95% confidence test

綜上所述, 海洋熱浪日數(shù)異常偏多的區(qū)域通常對應(yīng)著對流層大氣高層溫度場和位勢高度場的正異常, 而海洋熱浪日數(shù)低的區(qū)域則對應(yīng)著負(fù)異常, 并具有相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)特征。第一模態(tài)中的臺灣島以東海區(qū)和第二模態(tài)中的南、北兩個(gè)海區(qū), 當(dāng)這些海區(qū)發(fā)生海洋熱浪事件時(shí), 海氣之間主要表現(xiàn)為海洋對大氣的影響。異常增多的海洋熱浪事件通過感熱通量和潛熱通量對其上的大氣產(chǎn)生影響, 導(dǎo)致對流層大氣溫度上升, 相應(yīng)地形成位勢高度正異常, 并可能通過大氣遙相關(guān)來影響上下游環(huán)流, 繼而影響周邊區(qū)域的天氣與氣候。而第一模態(tài)中其他區(qū)域?qū)?yīng)的大氣環(huán)流異常, 更多的是大氣環(huán)流對全球增暖響應(yīng)的結(jié)果, 異常大氣環(huán)流的變化(如大氣溫度場和高度場的變化)導(dǎo)致了其下海表溫度的變化, 進(jìn)而對海洋熱浪事件的發(fā)生產(chǎn)生影響。

5 結(jié)論與討論

本文對 1982—2017 年夏季西北太平洋海洋熱浪各特征量進(jìn)行了分析, 主要探討了海洋熱浪日數(shù)在不同模態(tài)下的分布特征, 初步揭示了相應(yīng)的海氣關(guān)系和環(huán)流變化, 并討論了海洋熱浪對中國夏季氣溫可能產(chǎn)生的影響。具體結(jié)論概括如下:

1) 對西北太平洋夏季海洋熱浪各特征指數(shù)進(jìn)行EOF 分解的結(jié)果表明, 海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)基本呈全區(qū)一致的線性增加趨勢(除黑潮和黑潮延伸區(qū)外), 第二模態(tài)的南、北區(qū)呈反向變化, 有明顯的年代際變化特征; 海洋熱浪的次數(shù)、最大強(qiáng)度、持續(xù)時(shí)間、累積強(qiáng)度也呈線性上升趨勢, 次數(shù)的空間變化與日數(shù)變化一致, 最大強(qiáng)度和累積強(qiáng)度在高緯地區(qū)上升最多, 持續(xù)時(shí)間在黑潮和黑潮延伸區(qū)變化最明顯。西北太平洋夏季海洋熱浪的線性增加趨勢主要與該區(qū)域平均海溫的上升有關(guān)。

2) 基于海洋熱浪的主要模態(tài), 從海氣關(guān)系的角度來看, 當(dāng)臺灣島以東的低緯度洋面發(fā)生海洋熱 浪時(shí), 海氣之間主要表現(xiàn)為海洋對大氣的作用, 而高緯度地區(qū)海洋熱浪的出現(xiàn)則主要受大氣狀況制約; 中緯度黑潮和黑潮延伸區(qū)出現(xiàn)海洋熱浪事件時(shí), 海氣之間的關(guān)系主要表現(xiàn)為海洋對大氣的影響。

3) 西北太平洋夏季海洋熱浪日數(shù)第一模態(tài)包含線性趨勢和年際變化。線性趨勢可以看作是對全球增暖趨勢的響應(yīng), 在環(huán)流異常場上表現(xiàn)為大范圍的相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)的暖性高壓異常。海洋熱浪的第二模態(tài)在對流層高層環(huán)流異常場上則呈三極子模態(tài)分布, 其三極異常中心分別位于黑潮和黑潮延伸區(qū)、堪察加半島以南的西北太平洋高緯度地區(qū)以及貝加爾湖地區(qū), 海洋熱浪可能通過這三極子模態(tài)對我國北方地區(qū)的夏季氣溫產(chǎn)生影響。

然而, 本文的研究還存在著一些問題和不足。如西北太平洋夏季海洋熱浪與平均海溫的空間分布是類似的, 但兩者的時(shí)間序列相關(guān)性并不顯著, 說明海洋熱浪的變化規(guī)律是相對獨(dú)立的。對于造成兩者之間相對獨(dú)立的原因, 仍需要深入研究和探討。在第二模態(tài)中, 海洋熱浪的年代際變化特征與PDO有一定的聯(lián)系, 在2004 年以前的時(shí)間序列中, 兩者的負(fù)相關(guān)系數(shù)達(dá)-0.64, 隨后相關(guān)關(guān)系減弱, 造成這種轉(zhuǎn)折的原因目前也未明確。在探討海氣關(guān)系時(shí), 第一模態(tài)中海洋熱浪增多的區(qū)域?qū)?yīng)著正的位勢高度異常, 通常來說海洋表面應(yīng)對應(yīng)著短波輻射的增加, 但回歸分析結(jié)果卻顯示短波輻射減少而長波輻射增多(與OA-Flux 資料驗(yàn)證的結(jié)果一致), 這是否為溫室效應(yīng)增強(qiáng)的一種表現(xiàn)呢？此外, 海洋熱浪時(shí)間跨度為數(shù)天至數(shù)月, 其海氣關(guān)系和對中國夏季氣溫是否存在跨時(shí)間尺度的影響, 這也需要進(jìn)一步探討和研究。