夏季东亚气候异常和西北太平洋气候变化有着密切的联系，在很大程度上可以认为是一个不可分割的整体。但这种联系一直没有被发现，直到20世纪80年代后期有了数年的卫星观测资料之后。在此期间，Huang and Li(1987)、黄荣辉和李维京(1988)和Nitta(1987)分别指出东亚气候和西北太平洋气候之间存在着联系，而这种联系可通过大气遥相关建立起来，即通过东亚—太平洋(简称EAP)或太平洋—日本遥相关(简称P-J遥相关)。这些研究首次明确提出了东亚和西北太平洋气候之间存在着密切的联系，并引发了随后大量的相关研究。

早期大量的研究关注于这种遥相关型的形成机制。Kurihara and Tsuyuki(1987)通过一个正压模式的数值试验，发现菲律宾附近的大气对流可以激发出北传的二维罗斯贝波，其水平结构类似于观测到的P-J遥相关型。Huang and Li(1987)、黄荣辉和李维京(1988)则发现赤道西太平洋夏季热源异常能够激发出类似于EAP的波形。Huang(2004)在上述基础上定义了EAP指数。Wakabayashi and Kawamura(2004)则是在正交函数分解的基础上，通过图形中心节点的分布位置定义了P-J指数。这些遥相关指数被广泛用来揭示西北太平洋气候异常与东亚气候异常之间的关系，并应用于短期气候预测，特别是我国东部夏季降水异常的预测。需要指出的是，这些遥相关指数的定义都建立在该遥相关型中心节点位置不变的前提下，但是东亚—太平洋遥相关型的位置是否保持不变，到目前为止还没有相关的研究工作。

已有大量研究表明，20世纪70年代末期气候系统发生了显著的年代际变化。例如，大气环流基本态发生了显著改变，两个半球中纬度西风显著加强(朱锦红等，2003)，东亚季风减弱(Wang et al.,2001)等等。海洋方面，赤道中东太平洋增暖，西北太平洋冷却(Mantua et al.,1997；Zhang et al.,1997)，由ENSO产生的印度洋海温异常的强度也发生了显著变化(Xie et al.,2009)。已经有研究指出，北大西洋涛动(NAO)中心节点的位置存在明显的年代际变化，其主要的节点特别是北部节点的位置在1970年代末期之后明显向东移动(Jung et al.,2003；Moore et al.,2013)，这种位置的变化不仅反映在气压场上，在温度场和湍流热通量场也有表现。P-J型作为影响东亚—太平洋区域的遥相关型，是否也具有类似的变化特征？因此，本文的研究主要关注于气候突变前后东亚—太平洋型遥相关是否也会发生相应的变化，特别是P-J遥相关型的主要节点位置是否也会发生改变，并探究引起该变化的原因。 2 资料和方法 2.1 资料说明

本文采用的资料包括：中国气象局国家气象信息中心提供的1960～1999年全国753站月平均降水资料；NCEP/NCAR全球大气再分析资料计划(Kalnay et al.,1996；Kistler et al.,2001)和欧洲中期数值预报中心(ECMWF)全球大气40年再分析资料计划(ERA-40)(Simmons and Gibson，2000；Uppala et al.,2005)的月平均数据，水平分辨率为2.5°×2.5°；英国气象局Hadley 中心的海表面温度资料(Rayner et al.,2003)(Hadley Centre Sea-ice and Sea-surface Temperature Data Set Version 1，HadISST1)，水平分辨率为1°×1°。 2.2 方法说明

本文通过对涡度场进行经验正交函数分解(EOF)来定义P-J遥相关型，即利用经过球谐函数滤波的850 hPa相对涡度异常场在东亚—西北太平洋区域(0°～60°N，100°～160°E)进行EOF展开，然后将相对涡度异常场回归到第一特征向量(EOF1)的时间系数(PC1)上，所得的涡度回归场在东亚—太平洋区域呈现一明显的经向波列，该波列即为P-J遥相关(Kosaka and Nakamura，2006，2010；Kosaka et al.,2013)。选择850 hPa高度层，是由于该层大气变量受地形的影响较地面小，同时又与地面降水相关紧密，而P-J遥相关型发现之初就被认为是与对流性降水相关密切(Nitta，1987；Kurihara，1989；Ogasawara and Kawamura，2007；Hsu and Lin，2007)。此外，定义上述PC1为P-J遥相关型指数，用于后面的计算。与遥相关的传统定义方法点相关(Wallace and Gutzler，1981)相比，区域EOF分析得到P-J遥相关中心节点的计算过程具有客观性，更适用于本文计算比较P-J遥相关型位置的年代际变化。

为了更好地反映大尺度的大气环流特征，需要在P-J遥相关型计算前，采用球谐函数将相对涡度异常场进行平滑。球谐函数采用(Hoskins，1980；Sardeshmukh and Hoskins，1984)文章中的方法，其计算公式为

在公式(1)中，λ是经度，Ø是余纬，为标准化连带勒让德函数；n－m是除极点外北极和南极之间的零点数目，因而l=n－m＋1表示经圈大圆上的波数，m为纬向波数，n＋1为球谐函数在经圈大圆和纬向圆周上的波数总和，通常把n称为总波数(曹鸿兴，2001；李志锦和纪立人，1996)。M、N(m)为谐波的截断数，即沿纬圈和经圈分解的最大波数。截断有两种方式：三角截断和平行四边形截断，其中三角截断M=N(m)，它可以在全球给出相同空间分辨率。这里选用三角截断，且令M= N(m)=47。可用于逐步减小球谐系数的振幅(Hoskins，1980；Sardeshmukh and Hoskins，1984)，在公式(2)中，n₀是球谐系数振幅衰弱为原振幅 e⁻¹=0.3678795处的波数，r为球谐系数的衰减率，这里取n₀=24，r=2。

本文中大气视热源(Q₁)由公式(3)计算得到(Yanai et al.,1973)：

其中，T为温度，q为比湿，ω为p坐标的垂直速度，V为水平风矢量；p₀=1000 hPa，k=R/c_p。 3 P-J遥相关型年代际变化特征的观测事实 3.1 P-J遥相关型的年代际变化

图 1是利用ERA-40和NCEP/NCAR两套再分析资料计算得到的夏季P-J遥相关型。由图可见，P-J遥相关型具有纬向伸长、经向正负交替的结构，中心节点分别位于菲律宾海域、中国台湾东部海域以及日本附近，这与Nitta(1987)、Kosaka and Nakamura(2006)以及Lu(2002)等人的研究结果相一致。

考虑到1976～1979年间存在明显的气候突变，这里对1960～1979年和1980～1999年两个时段分别讨论。图 1分别给出了两个时段P-J遥相关型的分布。分析ERA-40资料，由图 1a、b可知，P-J遥相关型存在四个节点中心，中心位置从1960 ～1979年到1980～1999年均明显向西向南偏移，且偏移程度由南向北依次增加。其中，最北的回归中心在气候突变前位于鄂霍次克海西部海域，而在气候突变后，其位置移至俄罗斯阿穆尔河下游，向西移了约6个经距，同时向南移了近5个纬距；而最南侧的回归中心在气候突变前位于菲律宾东部海域，而在气候突变后，其位置落在菲律宾南部的海域，向西移了近10个经距，向南移了5个多纬距。NCEP/NCAR资料同样也反映出了气候突变前后P-J型位置的移动(图 1c、d)，进一步验证了结果的可信性。

图 1

Fig. 1

图 1(a、c)1960～1979年和(b、d)1980～1999年夏季P-J遥相关型：(a、b)ERA-40；(c、d)NCEP/NCAR。等值线为回归的相对涡度(单位：10−6 s−1)异常场，间隔为0.5；阴影区域为通过95%信度检验的区域；图右上角的百分数为各自EOF1的方差贡献率Fig. 1 Pacific-Japan(P-J)teleconnection patterns in summer(JJA)(a，c)from 1960 to 1979 and (b，d)from 1980 to 1999 based on(a，b)ERA-40 and (c，d)NCEP/NCAR data. Contour lines indicate regressed positive and negative anomalies of relative vorticity(units: 10−6 s−1)，contour interval is 0.5; shading represents the 95% confidence level，based on the t statistic; the variance fraction explained by EOF1 is denoted at the top-right corner

前人的研究表明，P-J遥相关型与大气环流的一些要素场之间有很好的相关性。Wang et al.(2001)利用850 hPa纬向风场的差值定义对流指数，用以反映菲律宾附近的对流变化，该指数的定义是以P-J遥相关型与纬向风场之间的关联性为前提。Huang and Li(1987)和Huang(2004)利用500 hPa高度场定义EAP型遥相关，而P-J型和EAP型在本质上具有一致性，可见P-J遥相关型与纬向风场以及高度场之间具有很好的配置关系。那么在气候突变前后，P-J遥相关型的年代际变化在其他气象要素场上是否有相应的变化特征？下面利用ERA-40资料分析与P-J型相关的各要素场的年代际变化。

图 2分别给出了夏季850 hPa纬向风和500 hPa位势高度对P-J遥相关型指数的回归场。由图 2a、b可见，在850 hPa纬向风的回归场上同样存在经向分布的遥相关型，其分布与P-J遥相关型的波列形式类似，但其中心位置以及波长大小与P-J遥相关型波列有所不同。值得注意的是，两个时段内均存在三个完整的异常中心，其中心位置都在两个时段间发生了改变。1960～1979年间，位于菲律宾东北部海域的中心在气候突变之后向西南移至菲律宾西部，且波列的偏移程度由北向南依次增加，这与P-J遥相关型的移动特征相一致。

图 2

Fig. 2

图 2 1960～1979年(左)和1980～1999年(右)(a、b)850 hPa纬向风场(m s−1)和(c、d)500 hPa高度场(gpm)分别与同期P-J遥相关型指数的回归分析。(a，b)与(c，d)等值线间隔分别为0.5和2.5；阴影区域通过95%信度检验

此外，纬向风场与P-J遥相关型之间的相关性在气候突变前后有所改变，低纬地区强度增强，相关范围增大，而中纬地区强度减弱。

图 2c、d为夏季500 hPa高度场分别回归到两个时段P-J遥相关型指数上的异常场。可以看到，在1960～1979年间，P-J遥相关型与500 hPa高度场之间相关性较弱；在气候突变之后1980～1999年间，相关性在低纬地区增强，中纬地区减弱，并且其中心位置明显向西向南移动，这与P-J遥相关型与纬向风场之间相关性在气候突变前后的变化特征相一致。此外，在该时段内回归中心也由两个变为三个。Huang(2004)利用500 hPa高度场定义EAP指数：

其定义的中心位置与1980～1999年时段回归图中的中心位置一致，这清楚表明P-J遥相关型与EAP遥相关型之间在本质上具有一致性，同时也表明基于500 hPa位势高度场定义的EAP遥相关型的位置在气候突变前后也相应发生了变化。 3.3 P-J遥相关型与我国夏季降水

从P-J遥相关型的研究之初，有关它的研究就与我国夏季降水异常紧密相连(Nitta，1987)。黄荣辉(1990)指出，江淮流域旱涝的发生不仅与菲律宾周围的对流活动有关，而且也与从菲律宾经东亚到北美的东亚—太平洋型(EAP型)夏季遥相关相联系。由前面的分析知道，P-J遥相关型的位置存在明显的年代际变化，那么其对我国夏季降水的影响是否也会发生年代际的变化呢？图 3给出了我国753站夏季降水分别对两个不同时段P-J遥相关型指数的回归场。对比图 3a和b可知，在1960～1979年期间，P-J遥相关型对中国夏季降水存在显著影响的范围主要局限于长江以北的江苏、安徽、湖北以及河南南部。而在1980～1999年间，对夏季降水的显著影响范围明显扩大，除了江淮流域以外，P-J遥相关型还可影响到长江以南的重庆、贵州、湖南、江西和浙江等省份，甚至对我国青藏高原地区的降水也存在显著影响。基于相关系数与方差贡献之间的关系(李红梅等，2008)，这里计算P-J遥相关型对中国夏季降水的贡献，发现P-J遥相关型对我国夏季降水的影响强度在气候突变前后有所改变。1960～1979年间P-J遥相关型方差贡献率最大约为18%，而 1980～1999年间的影响强度则明显偏强，此时P-J遥相关型的方差贡献率最大超过了30%(图略)，这进一步表明了P-J遥相关型对我国夏季降水的变化具有一定的指示意义。上述分析可知，P-J遥相关型在气候突变前后对我国夏季降水的影响程度及其范围都发生明显的改变，这种P-J遥相关型与我国夏季降水间关系的年代际改变对于预测我国夏季降水异常具有重要的指示意义。

图 3

Fig. 3

图 3(a)1960～1979年和(b)1980～1999年夏季降水(mm d−1)分别与同期P-J遥相关型指数的回归分析。等值线间隔为0.5；阴影区域通过95%信度检验的区域Fig. 3 Summer precipitation(mm d−1)regressed on the corresponding P-J index(a)from 1960 to 1979 and (b)from 1980 to 1999. Contour interval is 0.5; shading represents the 95% confidence level

很多的学者从不同角度出发，发现P-J遥相关型的激发和维持与大气热源和海洋热力异常有关(Nitta，1987；Kurihara，1989；Lu，2002)。因此，P-J遥相关型位置的年代际变化可能与大气热源和海洋热力异常的变化有关。

图 4为夏季大气视热源(Q₁)分别回归到两个时段P-J遥相关型指数上的异常场。由图可见，大气视热源的回归场同样存在经向的遥相关型，其分布与P-J遥相关型的波列形式类似，只是回归正值中心不明显。值得注意的是，该回归场中负值区的位置在气候突变之后也发生了变化，由中国台湾东部海域移动到菲律宾及其以东，向西向南偏移，与P-J遥相关型的位置变化一致。此外，大气视热源与P-J遥相关型之间的相关性在气候突变之后有所改变，低纬地区强度增强，相关范围增大，这与850 hPa纬向风和500 hPa位势高度的回归场的变化特征相一致，说明东亚—太平洋地区大气视热源与环流要素场是同步变化的。此外，对1980～1999年OLR场进行回归的结果与图 4b相似(图略)，表明大气视热源的变化主要与菲律宾附近的对流性降水有关。

图 4

Fig. 4

图 4(a)1960～1979年和(b)1980～1999年大气视热源(W s−2)分别与同期P-J遥相关型指数的回归分析。等值线间隔为3；阴影区域通过95%信度检验Fig. 4 The apparent heat source(W s−2)regressed on the corresponding P-J index from(a)1960 to 1979 and (b)from 1980 to 1999. Contour interval is 3; shading represents the 95% confidence level

海温作为大气变化的一个外强迫源，其变化可以通过海气相互作用过程影响大气。Wang et al.(2001)指出，菲律宾低层反气旋将ENSO的信号传递到东亚，进而影响东亚地区的气候。因此，P-J遥相关型的变化可能与热带海温异常有关。图 5分别给出了前期冬季、春季以及同期海温回归到夏季P-J遥相关型指数的回归场。由图可知，1960～1979年期间，前期冬季以及春季海温与P-J遥相关型不存在显著的相关区，只有在夏季同期时海温与P-J遥相关型之间存在弱相关。在1980～1999年期间，热带海温与P-J遥相关型之间则存在大范围的显著相关区，其中前期冬季海温与P-J遥相关型的显著相关区主要出现在赤道中东太平洋、热带西北太平洋和印度洋，尤其在热带中东太平洋，两者之间相关性异常显著，其相关分布与ENSO时期海温异常的分布型相一致(Alexander et al，2004)。此外，随着海温超前月份的缩短，赤道中东太平洋海温对P-J遥相关型的影响逐渐减小，到同期夏季，两者之间的显著相关区趋于消失，而印度洋海温对P-J遥相关型的影响则一直持续到夏季。热带太平洋和印度洋海温异常对P-J遥相关型的这种影响方式与ENSO对东亚夏季气候的影响方式相一致，即通过印度洋的电容器效应(Xie et al.,2009)将这种信号持续到次年的夏季。由此可以推测，气候突变之后赤道中东太平洋、印度洋海温与P-J遥相关型的这种联系与ENSO事件密不可分，且P-J遥相关型在气候突变前后位置的变化也与热带海温的年代际变化有关。

图 5

Fig. 5

图 5 1960～1979年(左)和1980～1999年(右)前期(a、d)冬季、(b、e)春季和(c、f)同期夏季海温(°C)与对应时段夏季P-J遥相关型指数的回归分析。等值线间隔为0.1；阴影区域通过95%信度检验Fig. 5 Previous(a，d)winter，(b，e)spring，and (c，f)summer SST(°C)regressed on the corresponding summer P-J index from 1960 to 1979(left) and from 1980 to 1999(right). Contour interval is 0.1; shading represents the 95% confidence level

为了更清楚地揭示P-J遥相关型与前期冬季海温之间相关性的变化，图 6中给出了1960～1999年P-J遥相关型时间系数和Niño3.4区冬季海温异常随时间的演变。由图可知，大致以1970年代末期为界，在此之前P-J遥相关型与海温之间相关程度较小，相关系数仅为－0.02744，未通过显著性检验；而在此之后，P-J遥相关型与海温之间表现出明显的正相关，相关系数为0.707513，并通过了99%的信度检验。清楚表明，1980年前后P-J遥相关型与赤道中东太平洋海温之间的关系发生了年代际转折，也表明本文以1970年代末作为气候突变的分界是较为合理的。

图 6

Fig. 6

图 6 1960～1999年P-J遥相关型指数(阴影)和Niño3.4区冬季平均海温的距平(实线)随时间的演变，纵坐标左侧标注为时间系数，纵坐标右侧标注为海温距平(°C)Fig. 6 Niño3.4 index averaged in winter(shading) and P-J index averaged in summer(solid line)from 1960 to 1999. The left vertical ordinate represents the P-J index，and the right vertical ordinate represents Niño3.4 index

图 7分别给出了气候突变前后两个时段冬季平均海温的标准差。可以看出，在1960～1979年间，海温年际变化明显的区域主要位于赤道中东太平洋、北太平洋、南太平洋、南印度洋，但各海域海温方差差异较小；在1980～1999年间，赤道中东太平洋海温方差明显增大，海温年际变化较大的区域类似于ENSO事件时海温的分布，这说明在气候突变之后，ENSO的年际变化明显增强。

图 7

Fig. 7

图 7(a)1960～1979年和(b)1980～1999年冬季平均海温年际变化的标准差(°C)，其中等值线间隔为0.2°CFig. 7 St and ard deviation of mean SST(°C)in winter during(a)1960−1979 and (b)1980−1999. Contour interval is 0.2

由于P-J遥相关型与海温之间的相关性在气候突变前后有着显著的差异，而在气候突变之后以赤道中东太平洋海温异常为主要特征的ENSO的年际变化有一定程度的增强，可见热带太平洋和印度洋海温的年代际变化可能是造成P-J遥相关型年代际变化的主要原因。下一节我们将利用大气环流模式来验证热带海温的年代际变化对P-J遥相关位置变化的影响。 5 模式模拟 5.1 模式简介

本文采用CAM5.1(The Community Atmosphere Model Version 5.1)全球大气环流模式，该模式是美国国家大气科学研究中心(NCAR)大气环流模式的新版本，作为通用地球系统模式(The Community Earth System Model)第三版CESM1_0_3的大气模块，于2011年6月中旬对外发布。CAM是由 NCAR研发的全球大气环流模式，一共经历了CCM0、CCM1、CCM2、CCM3、CAM2、CAM3、CAM4、CAM5的发展过程，从CAM4到CAM5，物理参数化方案有了实质性的修改，将原来的干对流参数化方案改为湿对流参数化方案，更新了湿边界层和浅积云对流方案，改进了对垂直热输送、水汽、水平动量等的模拟(Neale et al．，2010)，因此，CAM5模式能够更好地模拟出与对流性降水相关密切的P-J遥相关型。 5.2 试验方案介绍

本文的研究选取水平分辨率为0.9°×1.25°的高分辨率CAM5.1模式，模式垂直方向上采用σ-p混合坐标，共分为30层，模式层顶高度约为3.643 hPa。为了研究在气候突变前后热带海温场对P-J遥相关型位置变化的影响，本文设计了三个数值试验，即一个控制试验和两个敏感性试验。

控制试验(CTRL)：使用英国气象局哈德莱中心1850～2011年的月平均海温资料(HadISST)作为海洋边界条件，因此在模式的运行过程中同时保持了海温的季节变化和年际变化。模式从1975年积分至1999年共25年，取后20年(1980～1999年)的模拟结果进行分析。

海温替换试验(SST-6079)：将控制试验中1980～1999年热带地区(30°N～30°S)的月平均海温用1960～1979年热带地区月平均海温进行替换(替换区与非替换区边界采用线性缓变处理)，其他与CTRL相同。

气候海温试验(SST-CLIM)：将CTRL试验中1980～1999年热带地区海温用1960～1999年多年气候平均的海温进行替换(替换区与非替换区边界采用线性缓变处理)，即只保留海温的季节变化，去除了海温的年际变化，其他与CTRL相同。 5.3 结果分析

图 8分别给出了基于观测资料和三个模式试验结果计算的P-J遥相关型。由图 8b可见，模式控制试验中，P-J遥相关型呈现出纬向伸长、经向正负交替的波列形式，其正负中心位置与再分析资料计算的P-J型趋近(图 8a)。P-J遥相关型的中心位置自南向北分别位于菲律宾西南部海域、中国台湾西南部海域、日本西南部和鄂霍次克海西部。通过计算模式控制试验和观测资料中两种P-J遥相关型之间的相关系数，发现两种的相关系数高达0.81，远远通过了99%信度的显著性检验。对比图 8a和b可以看出，CAM5.1模式较好地模拟出了P-J遥相关型水平分布特征。

图 8

Fig. 8

图 8 1980～1999年夏季P-J遥相关型：(a)ERA-40；(b)CTRL；(c)SST-6079；(d)SST-CLIM。等值线为回归的相对涡度(单位：10−6 s−1)异常场，间隔为0.5；阴影区域通过95%信度检验；图右上角的百分数为各自EOF1的方差贡献率Fig. 8 The P-J teleconnection pattern in summer(JJA)from 1980 to 1999:(a)ERA-40 observations;(b)expt CTRL;(c)expt SST-6079;(d)expt SST-CLIM. Contours indicate regressed positive and negative anomalies of relative vorticity(units: 10−6 s−1)，contour interval is 0.5; shading represents the 95% confidence level，based on the t statistic; the variance fraction explained by EOF1 is denoted at the top-right corner

当控制试验中热带海温替换为1960～1979年海温后，模式也模拟出了P-J遥相关型(图 8c)，其水平结构同样表现出纬向伸长、经向正负交替的波列形式。但对比图 8b和c可以看出，P-J遥相关型的位置发生了明显改变，图 8b的中心位置相较于图 8c明显向西向南偏移，也进一步表明了1980～1999年间热带海温的变化是造成P-J遥相关型位置移动的重要原因。而这两个时段海温的差异主要表现为以ENSO增强为标志的热带中东太平洋海温的变化，因此，P-J遥相关型位置的年代际变化与 1970年代后ENSO的年代际增强有关。

图 8d给出了气候海温试验中P-J遥相关型的分布，其结构也是一经向传播的波列，但是相比于图 8b，其位置偏东偏北；相对于图 8c，其位置偏东。在气候海温试验中也出现P-J遥相关型，这表明P-J遥相关型是大气内部的固有模态，它可以独立于海温强迫而存在，这与Kosaka et al.(2013)的研究结果相一致。此外，通过对图 8b和d的对比分析，同样可以说明热带海温的变化可以引起P-J遥相关型位置的变化。 6 结论

本文利用ERA-40和NCEP/NCAR再分析资料以及Hadley海温等资料，分析了20世纪70年代 末期气候突变前后P-J遥相关型的年代际变化特征，并探讨了造成P-J遥相关型年代际变化的原因。取得以下几点主要结果：

(1)气候突变前后P-J遥相关型的位置发生了明显的年代际变化。气候突变以后其中心位置明显向西向南偏移，这种位置的变化同样反映在纬向风场、高度场上，并且P-J遥相关型与上述要素场的相关性在气候突变之后有所增强。

(2)P-J遥相关型位置的年代际变化与热带太平洋、印度洋海温的异常改变有关。在气候突变前后，P-J遥相关型与热带太平洋和印度洋海温之间的关系发生了明显的变化。气候突变之前，P-J遥相关型与前期冬季、春季热带太平洋和印度洋海温之间不存在显著相关，只与同期海温存在弱的相关；气候突变之后，P-J遥相关型与前期冬季、春季和同期大范围区域海温存在显著相关。

(3)利用CAM5.1全球环流模式模拟了1980～1999年间的P-J遥相关型，发现该模式能较逼真地模拟1980～1999年间的P-J遥相关型。当改变模式中的热带海温场，将热带海温场替换成1960～1979年热带海温后，P-J遥相关型的中心位置明显发生了改变，其位置与1960～1979年P-J遥相关型中心位置相一致。结果表明，热带海温场在 气候突变前后的变化是导致P-J遥相关型位置偏移的主要原因。