Page 137 - 《高原气象》2023年第1期

1 期 李永生等：松花江流域冬季降雪的年际变化与西北太平洋海温的关系 133

图6 1979 -2019年SRBI与冬季西北太平洋地区海温距平的相关系数分布（a， 打点区域通过90%显著性检验），
西北太平洋海温指数的时间序列（b）
Fig. 6 Correlation coefficients between SRBI and winter SSTA over west north Pacific （a， dotted areas indicate values
that are statistically significant at the 90% level）， time series of west north Pacific index for 1979 -2019 （b）
的差值定义为西北太平洋海温指数（west north Pa‐ 为显著的偶极子型分布， 其中正异常位于中高纬地
cific SST index， WNPI）， 并将日本海及其以东地区 区， 负异常位于中低纬地区， 并且有明显的相当正
（菲律宾群岛以东地区）海温正异常（负异常）记为 压结构。吴国雄和王敬方（1997）研究表明， 冬季中
WNPI 正位相。此外， 图 6（a）中的偶极子型海温分 高纬海温异常和高度场有明显的区域性或邻域性
布与冬季西北太平洋地区海温异常年际变化 EOF 联系， 海温正（负）异常会使得邻近区域上空出现位
势高度正（负）异常。由上分析可知， 西北太平洋地
分解的第三模态基本一致（图略）。WNPI的时间序
区位势高度异常的偶极子型分布（北正南负）有利
列如图 6（b）所示， SRBI 与 WNPI 有显著的协同变
于冬季松花江流域降雪增加［见图 4（b）， （c）］。因
化性， 两个指数的相关系数为 0. 54（通过了 99% 显
此推测可知， 冬季日本海地区海温正异常（菲律宾
著性检验）， 这说明当 WNPI 处于正位相（负位相）
群岛以东地区海温负异常）对同期西北太平洋中高
时， 松花江流域冬季降雪将会偏多（偏少）。
纬（中低纬）地区的位势高度正异常（负异常）有重
4. 2 西北太平洋海温异常影响松花江流域降雪的
要贡献， 从而影响松花江流域冬季降雪。
可能机制
在海气相互作用中， 湍流热通量（潜热热通量
为了进一步分析冬季西北太平洋偶极子型海
与感热热通量之和， 定义向上为正）是表征二者相
温对同期松花江流域降雪的影响， 图 7 给出了 WN‐ 互作用的一个重要物理量， 湍流热通量的正异常
PI 与冬季 850 hPa 风场、 500 hPa 垂直速度和整层 （负异常）主要表现为海洋向大气输送（获取）热通
（1000~300 hPa）水汽通量及其散度距平的回归系数 量（李忠贤等， 2019）。西北太平洋地区冬季湍流热
分布。从图 7 可以看出， 当 WNPI 处于正位相时， 通量异常对WNPI的响应也表现为偶极子型分布［图
能够使得鄂霍次克海到阿留申地区出现异常反气 9（c）］。此外， 从图 9（a）和（b）可知， 湍流热通量异
旋式环流， 华北地区为弱的异常气旋式环流。在此 常在中高纬地区是潜热通量和感热通量共同作用的
异常环流控制下， 有利于阿留申南部海域以及我国 结果， 而在中低纬地区主要受潜热通量的影响。值
东部近海区域的水汽输送至松花江流域， 同时使得 得注意的是， 湍流热通量正异常与负异常区域与图6
该流域有明显的上升运动， 从而导致降雪增加。此 （a）中海温正异常和负异常区域相互对应。这说明
外， 西北太平洋关键区海温引起的东亚地区的环流 冬季日本海区域和菲律宾群岛以东地区的海温异常
异常分布与松花江流域降雪异常的相关环流分布 主要表现为海洋影响大气， 为西北太平洋地区偶极
基本一致（见图 5）。这进一步说明， 冬季西北太平 子型海温异常引起局地位势高度异常提供了可能，
洋偶极子型海温对同期松花江流域降雪有重要 即 WNPI正位相可以在西北太平洋地区激发出偶极
影响。 子型的位势高度异常（北正南负， 图8）。
图 8 为 WNPI 与冬季 500 hPa 和 200 hPa 位势高 研究表明， 热带太平洋地区海温异常对东亚气
度距平的回归系数分布。从图 8 中可以看出， 位势 候有重要影响（陈丽娟等， 2013）， 那么图 6（a）中区
高度异常对西北太平洋地区海温异常的响应表现 域 C海温是否对 WNPI与冬季 SRB降雪之间的关系