2018, Vol. 34
2. 南京信息工程大学大气科学与环境气象国家级教学示范中心，江苏 南京，210044
2. National Demonstration Center for Experimental Atmospheric Science and Environmental Meteorology Education, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044, China
大气热源是指大气中的非绝热加热，是驱动大气环流和引起大尺度环流异常的重要因子，对天气和气候都有重要影响。北半球冬季，大气热源主要分布在热带印度洋、印度尼西亚和南太平洋、刚果和亚马逊盆地，以及亚洲和北美大陆东岸[1]。
热带西太平洋暖池是全球海表温度(SST)最高的地区，大量暖水集中在此，常年28 ℃以上的SST带来了强烈的海气相互作用，为触发大气深对流提供了有利的环境。对流活动释放的大量凝结潜热不仅维持了Walker环流上升支，也引起局地Hadley环流的异常[2-5]。许多研究表明，热带西太平洋暖池的热力异常和菲律宾周围的对流活动可以通过东亚太平洋遥相关型(EAP)影响东亚乃至北美西岸上空的大气环流[6-7]，从而对东亚夏季气候和江淮流域的夏季降水产生影响[8-9]，并通过调节副热带高压位置影响东亚夏季风的季节内进程[10]。在全球增暖的背景下，中国南海和西太平洋大气热源的加强进一步调节亚洲夏季气候[11]。1970年以后，冬季印度-西太平洋偶极子模态引起的加热异常加强了对东亚和西北太平洋大气环流的影响[12]。许多观测和模拟结果也表明，热带西太平洋海气相互作用在ENSO循环以及ENSO在热带印度洋和西太平洋引起的海气异常中起重要作用[13-14]。
海洋性大陆(Maritime Continent)位于印度洋-西太平洋暖池区域，由东南亚多个岛屿组成。由于其独特的地理位置，海洋性大陆地区对流异常活跃并释放大量的凝结潜热，是区域和全球大气循环重要的能量源地[15]。海洋性大陆复杂的岛屿地形、显著的大气日变化和盛行大尺度环流之间的相互作用主导了该地区深对流活动，导致雷暴频发。周边的天气扰动也能引发和影响该地区的深对流，如冬季中国南海的东北冷涌和婆罗洲旋涡，而海洋性大陆对流的变化又能反过来通过局地Hadley环流影响东亚副热带西风急流[16-17]。在年际和季节内时间尺度上，海洋性大陆地区的降水受到ENSO和季节内振荡(MJO)的影响[18-19]，降水异常反之也会影响亚洲热带季风[20]。Dayem等[21]研究表明，海洋性大陆降水的增加，增大了热带太平洋纬向的气压梯度，与Walker环流增强有很好的关系。
上述研究表明，西太平洋和海洋性大陆地区都是对流降水异常活跃的地区，也是热带地区主要的大气热源所在地。考虑到西太平洋和海洋性大陆独特的地理位置，该地区大气热源的异常一定会对区域和全球气候产生重要影响。已有研究通常使用降水和OLR场近似的代表对流活动和大气热力状态。但是，大气热源不仅包括凝结潜热，还包括感热加热和辐射加热，包含了这一区域大气获得能量的总和，是更为直接的驱动大气环流的因子。多数研究对于西太平洋和海洋性大陆热源的影响没有很好区分，常常作为一个整体进行讨论。目前还没有研究从热源角度出发，使用较长时间和较高分辨率的资料，分别讨论它们对气候的不同影响。因此，本文利用较高精度的逐日再分析资料，具体探讨两个相邻区域冬季大气热源的时空分布特征及其变化对区域气候的影响。
2 资料和方法 2.1 资料(1) 欧洲中心ERA-interim逐日和逐月再分析资料[22]，包括温度、风场和表面气压等多个气象要素场，水平分辨率为1 °×1 °。
(2) 中国气象局气象数据中心提供的中国地面格点逐月降水资料[23]，水平分辨率为0.5 °×0.5 °。
(3) 全球降水气候态计划(GPCP)逐月降水资料[24]，水平分辨率为2.5 °×2.5 °。
(4) 哈得来中心提供的逐月SST资料[25]，水平分辨率为1 °×1 °。
(5) 日本气象厅JRA55逐月再分析资料[26]2米温度场，水平分辨率为1 °×1 °。
(6) 东安格里亚大学CRU陆地降水资料[27]，水平分辨率为0.5 °×0.5 °。
上述资料选取时段均为1979—2013年。
2.2 方法采用逐日资料通过倒算法[28]计算大气视热源Q1和视水汽汇Q2, 处理成月平均值，计算方法如下：
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(1) |
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(2) |
式中，Cp为干空气定压比热，T为温度，t为时间，V为水平风矢量，p为气压，p0位1 000 hPa，ω为p坐标系中的垂直速度，R为干空气气体常数，θ为位温，q为比湿，L为凝结潜热系数。
将Q1和Q2从地面至100 hPa积分，计算整层大气视热源<Q1>和视水汽汇<Q2>的方程如下：
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(3) |
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(4) |
g为重力加速度，PS和PT分别为地面气压和大气层顶气压(100 hPa)。
使用Mann-Kendall法[29]检验热源长期趋势和年代际变化。此外，本文还用到相关分析、合成分析、偏相关分析和回归分析等方法来研究热源异常对气候的影响。文中冬季指北半球冬季，即十二月、一月和二月。
3 冬季西太平洋和海洋性大陆热源变化特征图 1a为冬季<Q1>气候态分布。可见，冬季<Q1>高值区主要位于赤道及其以南的海洋性大陆地区，强度达200 W/m2以上；其中，最大值分布在岛屿地形处，如苏门答腊岛以西、加里曼丹岛以南和伊里安岛(新几内亚岛)以东，超过300 W/m2。<Q1>气候态分布与Yanai等[5]计算<Q1>气候态较为一致。由于本文采用资料分辨率更高，所以对<Q1>分布的刻画更为细致。
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图 1 冬季整层大气视热源<Q1>气候平均场(a)及其标准差(b)的空间分布 虚线框出的范围为112~137 °E，4~14 °N，阴影为高于80 W/m2的区域，单位：W/m2。 |
图 1b为<Q1>标准差空间分布。苏门答腊岛以西和伊里安岛(新几内亚岛)以东不仅是<Q1>的极大值区域，<Q1>年际变化也最为显著，但是标准差大于80 W/m2的区域较为零散且面积较小；而菲律宾及周围海域的西太平洋地区存在大范围标准差大于80 W/m2的区域，与冬季降水异常EOF第一模态所揭示的降水变化最大的区域[30]一致。
图 2为冬季西太平洋(112~137 °E，4~14 °N)和海洋性大陆（95~145 °E，8 °S~2 °N范围内标准差高于80 W/m2的区域）上空加热率Q1/Cp和干燥率Q2/Cp的垂直廓线。西太平洋上空，加热率垂直变化较小，中层加热率为1.0~1.5 K/d，极大值位于550 hPa，低层和高层加热率为0~1 K/d；由于海表上空蒸发吸热，干燥率从低层开始由极小值(-1.7 K/d)向上层逐渐增大，至750 hPa达到极大值(1.3 K/d)，再向上层则逐渐减小至0 K/d(图 2a)。海洋性大陆上空，加热率和干燥率垂直变化较大，加热率从低层逐渐增大，550~400 hPa处达到极大值(3.5 K/d)，之后随高度逐渐减小；干燥率存在两个极大值点(2 K/d)，分别位于700~650 hPa和450~400 hPa，低层和高层相对则较小(图 2b)。依据Yanai等[28]的推导，与积云对流和湍流有关的涡旋垂直输送项为∂((s'+Lq')*ω')/∂p=Q1-Q2-QR，因为对流层中辐射加热率QR较小，所以Q1-Q2常常直接被用来衡量积云对流活动，Q1-Q2数值越大表明对流活动越活跃。因此，西太平洋和海洋性大陆加热率和干燥率在垂直廓线上极大值的分离，表明上述两地区的降水主要为积云对流降水，并且海洋性大陆上空的积云对流活动更为活跃。
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图 2 冬季西太平洋(a)和海洋性大陆(b)加热率Q1/Cp(红)及干燥率Q2/Cp(蓝)的垂直廓线 单位：K/d。 |
图 3为冬季西太平洋和海洋性大陆地区<Q1>经验正交函数(EOF)分解的前两个模态和对应的时间系数序列。第1模态解释了总方差的39.8%，在菲律宾及周围的西太平洋地区为较大正值区域(图 3a)，时间序列则表明上述地区具有明显的年际变化(图 3c)。第2模态解释了总方差的9.8%，在海洋性大陆的岛屿地形处为较大正值区域(图 3b)，时间序列表明海洋性大陆岛屿上热源不仅存在明显的年际变化，而且存在年代际变化(图 3d)，与印度尼西亚群岛降水年代际变化特征[31]相似。
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图 3 冬季西太平洋和海洋性大陆<Q1>的经验证交函数(EOF)分解 a、b为前两个模态空间分布，c、d为对应的时间系数序列，黑色实线为WPQI(c)和MCQI(d)。 |
结合冬季西太平洋和海洋性大陆地区<Q1>标准差高值区域和EOF前两个模态所揭示的年际和年代际变化显著区域，本文定义西太平洋关键区(112~137 °E，4~14 °N；图 1b虚线框)，其平均<Q1>的标准化值为西太平洋热源指数(WPQI)，与EOF第1模态时间序列相关系数为0.99，与局地降水(GPCP)相关系数超过0.8(图略)。海洋性大陆岛屿地形周围<Q1>年际变化显著区域分布相对零散，因此定义95~145 °E，8 °S~2 °N范围内标准差高于80 W/m2的区域为海洋性大陆关键区，其平均<Q1>强度的标准化值为海洋性大陆热源指数(MCQI)，与EOF第2模态时间序列相关系数为0.61，与该区域岛屿上空平均降水(CRU)相关系数超过0.7，且具有相同年代际变化。
4 西太平洋热源的年际变化及影响为揭示西太平洋大气热源年际变化对区域气候的影响，以WPQI正负一个标准差为阈值区分大气热源强弱年(表 1)。35年中，强WPQI年有6年，弱WPQI年有8年。根据美国气候预测中心(CPC)海洋尼诺指数(ONI)定义的ENSO事件，对应时段El Niño年有6年，均为弱WPQI年；La Niña年有3年，均为强WPQI年。表明西太平洋<Q1>与ENSO事件存在一定关联。
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表 1 西太平洋强弱热源年蓝色 为La Niña，红色为El Niño年。 |
图 4为冬季WPQI与中国大陆地区冬春季降水相关及强弱WPQI年降水量差值分布。可见，冬季西太平洋<Q1>年际变化与中国东部降水关系密切。同期冬季，WPQI与中国东部大部分地区降水显著负相关；其中，两个主要显著相关区域一处位于华北地区和华东北部，另一处位于长江中下游以南的广大地区(图 4a)。对应的强弱WPQI年降水量差值存在南北地理差异。冬季华北地区降水偏少，差值在-15~0 mm/d之间，华东北部差值为-15 mm/d左右；长江中下游以南地区降水充沛，差值达到-30 mm/d以上(图 4b)。后期春季，显著负相关区域减小，仅在长江以北地区(图 4c)。对应强弱WPQI年降水差值显著区域分布相对零散，西北部分地区为-15~0 mm/d，华北为-15 mm/d左右，华东北部为-45~-30 mm/d(图 4d)。
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图 4 WPQI与中国降水的相关系数(a、c)和强弱WPQI年降水量差值场(b、a) a、b为同期冬季，c、d为后期春季；阴影区通过0.05的显著性t检验，单位：mm/d。 |
综上所述，冬季西太平洋热源异常增强时，同期冬季我国东部大部分地区降水异常偏少，后期春季则表现为我国华东中北部、华北和西北部分地区降水异常偏少；反之，则相反。可见，冬季西太平洋热源异常不仅对同期冬季我国大部分地区降水存在影响，而且对后期春季我国降水异常也同样存在一定的影响。
图 5为强弱WPQI年200 hPa和850 hPa水平风场差值分布。由图 5a可见，同期冬季强弱WPQI年华东中部地区对流层高层存在一个大范围反气旋式环流差值场。以30 °N左右的东亚副热带西风急流轴线为分界，以北的中国北方地区为偏西风差值；急流轴以南的中国南方地区、南海、南亚至西太平洋和海洋性大陆都为偏东风差值。急流轴线在中国中东部地区差异最大，强WPQI年偏北大约3~4 °。Park等[32]认为热带西太平洋对流的增强(减弱)导致局地Hadley环流向北(南)的扩展(收缩)，同时由于急流轴与Hadley环流边界紧密的联系，使急流轴线向北(南)移动，与本文结论一致。毛睿等[33]研究表明中国大陆处于东亚副热带西风急流的上游，急流强度的加强(减弱)和位置的向北(南)偏移，影响对应的次级经向环流能够加强(减弱)冬季风，从而使中国东部地区降水减少(增加)，这也与本文WPQI强弱年急流和降水差异相符。后期春季(图 5b)，200 hPa风场显著的异常范围减小，在华北地区存在西北风差值，在南海、南亚至西太平洋和海洋性大陆的偏东风差值范围和强度明显减小；中国南方的风场差值不再显著。急流轴线在中国中东部地区相差2~3 °。
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图 5 强弱WPQI年同期冬季(a、c)和后期春季(b、a)200 hPa(a、b)和850 hPa(c、d)水平风场差值 红蓝线对应强弱年急流轴线，阴影为平均纬向风速，黑色箭头通过0.1的显著性t检验，单位：m/s。 |
图 5c可见，同期冬季850 hPa水平风场强WPQI年相较弱WPQI年，东亚冬季风明显加强，从贝加尔湖和蒙古国经过中国华北和华东至华南和中南半岛地区都有显著的偏北风差值，西太平洋关键区的西侧存在一个显著的气旋式差值风场。许多研究表明，西北太平洋异常反气旋是连接El Niño与东亚冬季风的关键系统[34-35]。后期春季(图 5d)，850 hPa水平风场显著差值仅出现在中国东海、海洋性大陆和赤道印度洋上，且较为零散，差值强度远小于冬季。
鉴于西太平洋热源与ENSO事件紧密的联系，做3个月平均热带(5 °S~5 °N)SST与冬季WPQI的超前滞后相关(图 6）。可见，WPQI与前期和后期热带中东太平洋SST都具有显著的负相关。中太平洋持续时间较长，从SST超前约8个月至SST滞后约5个月；东太平洋较短。WPQI与前后期局地SST显著正相关，与同期和后期的印度洋SST显著负相关。WPQI与热带SST，尤其是热带太平洋SST，长时间的超前滞后显著相关进一步说明了WPQI与ENSO事件紧密联系。但是，可以看到WPQI与热带太平洋SST的相关系数极值出现在SST滞后WPQI大约1~2个月，说明西太平洋<Q1>对后期热带太平洋SST变化的影响更为显著，表明西太平洋<Q1>影响东亚大气环流并非ENSO事件影响东亚大气环流的中间过程，这一结论与Park等[32]的研究一致。
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图 6 3个月平均的热带(5 °S~5 °N)SST与WPQI超前滞后偏相关系数 月份<0(>0)SST超前(滞后)于WPQI；阴影区通过0.01的显著性t检验。 |
鉴于西太平洋<Q1>和ESNO之间的紧密联系，本文使用偏相关方法去除ESNO的影响，以探讨WPQI变化单独对东亚气候的影响。图 7a可见，同期冬季WPQI不再与长江中下游以南地区的降水显著相关，但在华东北部和华北地区显著负相关范围有所扩大。后期春季，WPQI对于中国地区降水的影响在去除ESNO影响前后无明显差别，范围与同期冬季更为相似，但是面积较小(图 7d)。已有研究表明ENSO对中国冬季降水的主要影响区域在中国南方地区[36-37]，与本文去除ESNO影响后，负相关不再显著的区域一致。
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图 7 WPQI与同期冬季和后期春季降水、200 hPa和850 hPa水平风场的偏相关系数场 a、d为降水，b、e为200 hPa风场，c、f为850 hPa风场，阴影区通过0.05的显著性t检验，黑色箭头通过0.1的显著性t检验，单位：m/s。 |
由图 7b可见，同期冬季200 hPa水平风场WPQI依然与急流轴线附近及北侧30~40 °N区域的西风急流显著相关，但是与急流轴线南侧20~30 °N区域的西风急流不再显著相关，这说明去除ENSO影响后WPQI只能影响东亚副热带西风急流的强度，而不再调节西风急流的位置。毛睿等[33]研究表明西风急流的强度通过加强冬季风主要影响内蒙古和华北地区的降水，而其位置则通过影响次级经向环流上升气流的位置和强度来影响处于急流上游右侧的长江中下游以南地区降水，这与本文的结论相符。850 hPa水平风场的偏相关表明WPQI与冬季风的显著相关关系依然存在，但显著范围较考虑ENSO影响时明显减小，同时与菲律宾海附近低层风场的相关性也大大减弱(图 7c)。后期春季，WPQI与中国北方华北地区上空高层大气依然显著相关(图 7e)，但对低层水平风场的影响不再显著(图 7f)。
5 海洋性大陆热源由图 3d可见，海洋性大陆<Q1>存在着年际和年代际变化。图 8给出了去除年代际线性趋势以后MCQI与冬季SST和降水的相关和偏相关分布。由图 8a、8b可见，未去除ENSO影响时，MCQI与局地海洋性大陆SST和降水显著正相关，与赤道中东太平洋SST和降水显著负相关，同时还与印度洋SST显著负相关。由图 8c、8d可见，去除ENSO影响后，MCQI与SST和降水的相关性大大减弱，没有成片的显著相关区。因此，海洋性大陆<Q1>年际变化主要受到热带印度洋和太平洋SST的影响。
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图 8 去趋势后的MCQI与同期冬季SST和降水的相关(a、b)和偏相关场(c、d) 阴影区通过0.05的显著性t检验 |
为研究海洋性大陆<Q1>的年代际变化，图 9a给出了MCQI的Mann-Kendall突变检验结果。图中UF曲线可见，UF值在1989年由负转正，表明海洋性大陆<Q1>出现增强的趋势，并在1999年以后通过0.05的显著性t检验。UF和UB曲线在1993年左右相交于信度线之间，因此确定1993年为MCQI的突变点。下文分1979—1993年(15年)和1994—2013(20年)两段时间来分析海洋性大陆<Q1>年代际变化的影响。
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图 9 MCQI的Mann-Kendall统计量曲线和1994—2013年与1979—1993年冬季SST（单位：K），SLP（单位：hPa）和10 m水平风速差值（单位：m/s） a. Mann-Kendall曲线；b. SST差值；c. SLP差值。蓝色为UF曲线，红色为UB曲线，虚线为0.05显著性水平临界值，阴影区和矢量通过0.1的显著性t检验。 |
1994—2013年与1979—1993年冬季相比(图 9b)，SST在印度洋、海洋性大陆、西太平洋及两侧热带外太平洋区域为正差值。两侧热带外太平洋区域差值较大，超过0.45 K；印度洋显著差异区域较为零散，差值在0.15~0.30 K之间；海洋性大陆周边和西太平洋地区海温差值为0.30~0.45 K之间。热带中东太平洋为负的SST差值，但未通过显著性检验。10 m水平风场上存在从中东太平洋赤道北侧吹向海洋性大陆的显著东风差值。图 9c可见，SLP在局地海洋性大陆区域为显著的负差值中心，极值达到-0.9 hPa。在中东太平洋赤道及两侧区域为显著的正差值，赤道区域差值较小，在0.45~0.60 hPa之间，两侧较大，超过1.2 hPa。10 m水平风场差值与SLP差值有很好的对应关系。
许多观测和研究表明，由于全球变暖和SST上升，20世纪热带太平洋的纬向大气反转环流——Walker环流的强度整体减弱[38-39], 但是近几十年Walker环流出现了年代际增强的趋势[40-41]。图 9b、9c可见，SST和SLP的变化都有利于Walker环流的增强。图 10a为冬季MCQI、标准化南方涛动指数(SOI)和标准化Walker环流指数(WCI)[38]的时间序列及各自的线性变化趋势。1979—2013年三个指数都存在一致的年代际增强趋势。去趋势后，三个指数的年际变化之间也显著相关，均通过0.01的显著性t检验，说明海洋性大陆作为Walker环流上升支区域，该地区<Q1>的变化在年际与年代际尺度上都与Walker环流的变化密切相关。
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图 10 冬季MCQI，标准化的SOI和标准化的WCI和它们对应的线性趋势和ERA-interim、JRA55资料中冬季2 m温度线性回归趋势 a为3个指数，b为ERA-interim资料, c为JRA55资料，MCQI黑色，SOI蓝色，WCI红色，线性趋势为虚线，打点处通过0.05的显著性t检验，单位：K/year。 |
Kosaka等[42]研究表明，引起2001年左右以来全球变暖趋缓的一个重要原因是赤道中东太平洋SST的降低，其研究给出的冬季热带太平洋SST和SLP趋势与本文给出的冬季SST和SLP的年代际差值存在很好的对应关系。England等[43]进一步表明，过去20年太平洋信风显著加强足以引起赤道中东太平洋的降温。考虑到MCQI与Walker环流的密切关系，MCQI很可能通过Walker环流影响热带太平洋SST的变化。
1977年以来，印度洋和西太平洋SST呈现明显的上升趋势[44-45]，但是该地区<Q1>仅在海洋性大陆岛屿地形处存在这种年代际的趋势(图 3b、3d)。为揭示其原因，图 10b、10c给出了该地区1979—2013年2 m温度场的线性回归趋势。可见，ERA-interim和JRA55再分析资料中海洋性大陆岛屿地形处的升温趋势明显高于周围的海洋区域。岛屿表面升温趋势快于周围海洋，加大了海陆温差，引起更强的海陆风和辐合，增加对流性降水并释放更多的潜热，从而对其上空<Q1>长期的变化趋势产生影响。海洋性大陆<Q1>的增强和Walker环流的增强可以互为因果，但是在全球变暖和印度洋和西太平洋区域SST上升的背景下，岛屿表面升温趋势快于周围海洋则极有可能是这一变化过程的触发机制。
6 结论本文采用ERA-interim逐日资料分析了西太平洋和海洋性大陆地区的整层大气视热源<Q1>的空间和时间变化特征及其影响，得到以下主要结论。
(1) 冬季<Q1>高值区主要位于菲律宾周围的西太平洋海域和海洋性大陆岛屿地形处，且存在明显的年际变化，海洋性大陆<Q1>还存在明显的年代际变化。
(2) 未去除ENSO影响时，同期冬季WPQI与中国东部大部分区域降水存在显著的负相关，包括华北地区、华东北部和长江中下游以南地区。WPQI对局地西太平洋和东亚大气环流也有显著影响，强WPQI年相较弱WPQI年，东亚副热带西风急流轴线偏北3~4 °，华东中部地区周围200 hPa上存在大范围显著的反气旋式异常环流，850 hPa水平风场在中国东部为显著的偏北风差值。后期春季，WPQI与华东中北部、华北和西北部分地区降水存在显著的负相关。西风急流轴线偏移程度减小，200 hPa水平风场在华北地区存在西北风差值，850 hPa水平风场仍为偏北风差值，但显著区域和风场差值小于冬季。
(3) 去除ENSO影响后，同期冬季WPQI与华东中北部降水为显著负相关，但与长江中下游以南地区降水无显著相关。200 hPa水平风场与急流轴线附近及北侧30~40 °N的西风急流显著相关，但与急流轴线南侧20~30 °N则无显著相关；850 hPa水平风场与冬季风相关，但显著范围减小。后期春季与同期冬季相似但相关性较弱。
(4) 冬季海洋性大陆<Q1>年际变化主要受到热带印度洋和太平洋SST的影响。冬季海洋性大陆热源存在明显的年代际增强趋势。MCQI与标准化的SOI和WCI不仅有显著的年际相关性，而且有相同的年代际增强趋势，海洋性大陆<Q1>增强趋势与近几十年Walker环流的年代际增强一致。在印度洋和西太平洋SST明显增暖的趋势下，海洋性大陆地区岛屿增暖快于周围海洋，这很有可能是触发海洋性大陆<Q1>年代际增强的关键因素，同时通过Walker环流影响热带太平洋SST分布，进而影响全球增暖的进程。
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