浩瀚的太平洋位于我国东面，为全球最大大洋，其海洋异常对气候变化有很大影响。赤道太平洋的ENSO事件是气候变化的强信号，早已引起人们的关注，并有丰硕的研究成果(巢纪平，1993)。进入新世纪后，太平洋年代际振荡(PDO)(Mantua et al., 1997)引起了高度重视，其不仅是年代际时间尺度上的气候变化强信号(杨修群等，2004；朱益民等，2008)，又是叠加在长期气候趋势变化上的扰动，可直接造成太平洋及其周边地区气候的年代际变化(刘秦玉等，2010)。分析还表明，PDO 对年际变率有明显的调制作用，对应不同的年代际背景，年际ENSO空间结构(Tanimoto et al., 1992)、El Niño 发生频率与强度(Trenberth and Hoar， 1996)以及El Niño 的发生特点(Zhou et al., 2002)均表现有显著的差异。然而PDO并不能解释东北太平洋中盐度、营养物质以及鱼储量等的年代际变化。因此，Di Lorenzo et al.(2008)定义了一个新的气候模态——北太平洋涡旋振荡(NPGO)。

NPGO是东北太平洋海表面高度异常(SSHA)经验正交函数(EOF)分解的第二模态，空间结 构在北太平洋中部呈南北偶极子分布。由于海表 温度异常(SSTA)和SSHA的变化趋势相关较高(Cummins et al., 2005)，所以NPGO亦可反映 SSTA的年代际变化。自1993年以来，NPGO的强度正在逐渐加强(Cummins and Freel and ，2007)，NPGO的加强可能是因人类活动和全球变暖引起的，这个假设得到了GFDL2.0气候耦合模式初步分析结果的支持(Di Lorenzo et al., 2008)。

阿留申低压(AL)(Trenberth and Hurrell， 1995)通常被认为是PDO 模态的大气强迫场(Chhak et al., 2009)。Ceballos et al.(2009)的研究则发现，与海洋NPGO相对应，大气环流表现为北太平洋涛动(NPO)(Walker and Bliss， 1932)，在北太平洋中部驱动NPGO信号。PDO和NPGO及其对应的特定大气异常强迫场，不仅可从长时间序列的观测资料中得到(Qiu and Chen， 2010)，而且可在海洋模式的回报试验得到证实(Chhak et al., 2009)，这一结果还得到了IPCC AR4海气耦合模式的验证(Furtado et al., 2011)。

以上研究表明，NPGO模态是近年来发现的重要的太平洋海表温度异常的年代际变化。然而，NPGO是否仅表现在海洋表层温度异常上，是否也存在于海洋上层？该海温异常的空间结构特点如何？时间尺度又如何？此外，造成NPGO的原因是什么？这些问题均未有明确的答案和取得一致的共识。

我们曾利用较高分辨率的简单海洋同化分析系统(SODA)资料对整个赤道外北太平洋冬季上层海温异常(最深至229.48 m)做了整层EOF分析，并对第一模态做了分析和讨论(路凯程等，2011a)。本文对EOF第二模态的结果进行分析，并试图回答上面有关NPGO的问题。为书写方便，以下将Di Lorenzo et al.(2008)定义的NPGO模态称之为经典NPGO。

研究使用的月平均海温资料由美国Maryl and 大学全球简单海洋同化分析系统(SODA)提供(Carton and Giese， 2008)，时间范围为 1958年1月至2007年12月，共600个月，水平分辨率为0.5°(纬度)×0.5°(经度)，最深至海表面下229.48 m，共分为15 层，各层深度分别为5.01、15.07、25.28、35.76、46.61、57.98、70.02、82.92、96.92、112.32、129.49、148.96、171.4、197.79、229.48 m。月平均海表气压(SLP)和纬向风场(UWND)资料来自于NCEP/NCAR(Kalnay et al., 1996)，时间范围为1948年1月至2009年12月，共计744个月，资料空间分辨率为2.5°(纬度)×2.5°(经度)。

采用的方法为EOF分析、小波分析及变差度分析。研究范围则是赤道外北太平洋海域(20°N～60°N，120°E～100°W)。因一般以2月份作为冬季海洋的代表，本文的冬季海温异常也就以2月份的海温异常来表示。将研究海域2月份整层(15层)的海温异常作为北太平洋冬季上层海温异常的代表，并作为一个整体进行EOF分析。于是，得到的海温异常EOF各模态中，各层有相同的时间系数，这样就可将同一模态中各层的海温异常有机地关联起来。在此得到的EOF第二模态方差贡献为6.5%，并通过了North检验(North et al., 1982)。因篇幅关系，本文仅给出深度为25.28 m、112.32 m和229.48 m 3层的结果，其可分别代表近表层、次表层和海洋上层的底部(以下简称上层底)。

本文所用的变差度是根据曾庆存等(2005)的思想，并略有改进。定义序列{a_j}的变差度为：

图 1给出了冬季北太平洋上层海温异常EOF第二模态空间场的分布。近表层(参见图 1a)在25°N～30°N的副热带上，从120°E向东一直延伸至150°W均为正值带，其中在160°W至180°W有正的大值区。在中纬度40°N～50°N，即在上述正值带以北，从北太平洋西岸一直向东延伸至140°W则为负值带，其后向南弯曲，占有140°W以东的东太平洋，其中在160°W至180°W则有负的大值区。以上正、负值带构成一个沿纬圈的两条符号相反的平行带系统，以下简称双带系统，其上正、负大值区的中心则呈南北偶极子分布(这与经典NPGO空间分布相似)。此外，在日本本州岛东面海域则有小范围强海温异常，表现为很强的正异常中心和较强的负异常中心，两者大致呈南北分布。次表层(参见图 1b)与近表层相比，两者分布相似，不过该双带系统和南北偶极子上的海温异常值要减低一半左右；其中，本州岛东面海域小范围强海温异常仍存在，分布也相似。上层底(参见图 1c)的情况有所变化，以上的双带系统仅残留一点痕迹，南北偶极子也几乎不见；但日本本州岛东面海域小范围强海温异常仍维持，并相对更加突出。

图 1 冬季北太平洋上层海温第二模态的空间场：(a)25.28 m；(b)112.32 m；(c)229.48 m Fig. 1 The second EOF mode of sea temperature for the levels of(a)25.28 m，(b)112.32 m， and (c)229.48 m in the North Pacific during winter

纵观该模态的空间分布可见，在次表层及以上的中纬度北太平洋中部海温异常的双带系统和带上的偶极子，以及从日本本州岛以东的小范围强海温异常，是海温异常表现明显的两个区域，这也是该模态的特点所在；尽管后者范围要较前者小得多，但其温度异常却不小，特别是在正异常中心处。

从第二模态时间系数的演变可见(图 2)，其具有年际变化和明显的年代际变化。为进一步揭示时间系数的变化规律，作了小波分析。图 3中的实线给出了小波全谱。可见，冬季北太平洋上层海温异常第二模态的年际变化不明显，但有十分明显的准13年年代际变化，及不太明显的准22年年代际变化。

图 2 北太平洋上层海温第二模态的时间系数 Fig. 2 Time series of the second EOF mode(PC2)of sea temperature in the upper North Pacific

图 3 北太平洋海温场第二模态时间系数的小波全谱和5年滑动平均后的小波全谱 Fig. 3 Wavelet spectrum of PC2 and wavelet spectrum of PC2 with 5-year moving average of sea temperature in the upper North Pacific

前面已提到，北太平洋海温异常的双带系统及其上的南北偶极子，以及日本本州岛以东的小范围强海温异常，这两者正是上层海温异常EOF第二模态空间场分布的特点所在。以下对此进行讨论。

从我们的理论工作可知，风应力异常导致的海流异常在海洋西边界表现突出，且表现为涡旋偶形式(张永垂等，2011；吕庆平等，2013)。该涡旋偶会造成海水明显的垂直运动。对北太平洋上层海洋流场的EOF分析中也发现，其第一、二模态最明显的流场异常均表现在日本本州岛以东，也即北太平洋西海岸以东海域，且从海面一直到上层底，流形不变，呈现正压形式(路凯程等，2011b)。由以上第二模态海温异常分布的情况看，在日本本州岛以东小范围的海温强异常，一直到上层底均表现明显，这应由流场异常引起，为海温的动力异常。因该流场异常处于大洋西海岸附近，其应与中纬度的西风异常有关(路凯程等，2011b；张永垂等，2011；吕庆平等，2013)。

下面讨论双带系统与日本本州岛以东的小范围海温异常的关系。因前者体现了此处海温南北水平梯度的异常，且海洋大尺度运动必须满足地转平衡和静力平衡，故其也反映了纬向海流的异常。从双带系统海温异常所在的位置看，该海流即为北太平洋流(NPC)。再注意到本州岛东面海域小范围强海温异常正位于北太平洋西岸该双带系统的两带交界附近(参见图 1a、1b)，而该处正是黑潮续流，即NPC的起始处。若时间系数为正，从空间场上看，此时双带系统该处的海温南北水平梯度为负异常()，故应有NPC的正异常(因在一定条件下近似有，在此u_s为纬向流)，这样就造成本州岛以东的离岸流，并在本州岛以东该离岸流北边与南边会出现一对由气旋涡与反气旋涡组成的涡旋偶(路凯程等，2011b；张永垂等，2011；吕庆平等，2013)，从而造成上层海洋该涡旋偶中反气旋涡旋处有下沉流，而气旋涡旋处有上升流；由海温动力异常机制知，这样在该涡旋偶处就会出现北冷南暖的强温度异常配置。因本州岛的东海岸并非正南北方向，故该温度正异常的范围和强度均要较负异常的更明显(吕庆平和张铭，2013)，本文EOF分析的情况正是如此(参见图 1)。由此可知，双带系统与本州岛以东小范围海域两者的海温异常密切不可分，同属一个整体，而NPC的异常则是两者的中介。因上层洋流为风生流，故NPC的异常应与其上空中纬度西风大值带上的风应力异常关系密切，对此还将在下文中进一步讨论。

为突出上层海温异常第二模态的年代际变化，现对其时间系数序列{s_j}做5年滑动平均，用来滤去年际变化中的高频部分，特别是滤去具有3～7年年际变化的ENSO的影响。滑动平均后的时间序列设为{}，见图 4。图上高频年际变化已被滤去，年代际变化得到凸显；在20世纪70年代中期以后，其振幅变得越来越大。由该图还可见，北太平洋发生在1976/1977年和1988/1989 年的两次气候年代际突变，均位于该图折线的峰值附近，这表明其与该模态的年代际变化有着密切的关系。

图 4 北太平洋上层海温第二模态时间系数的5年滑动平均 Fig. 4 5- year moving average of PC2 of sea temperature in the upper North Pacific

为进一步揭示该模态年代际变化的尺度，对时间序列{}也做了小波分析。分析结果表明(参见图 3)，年际变化已基本消除，约13年的年代际变化幅度明显加大。由平滑后的时间系数演变看，自1993年以来，其振幅在加大，这与Cummins and Freel and (2007)指出的北太平洋海表温度EOF第二模态(其反映经典NPGO模态的强度变化)正在逐渐加强完全一致，事实上，这种加强在1976年后就已开始(图 4)。

以下为叙述方便，将时间序列{}中﹤0(≥0)的时段称为冷(暖)位相，此时，NPGO模态中海温异常的空间分布与图 1相反(相同)。在1960～2005年期间，共有3个冷(暖)位相期，每个冷(暖)位相期的时间尺度约为13年；而在1972/1973年、1978/1979年、1985/1986年、1991/ 1992年和1997/1998年这5年前后，冷、暖位相发生了交替，这意味着上层海温异常发生了反转。在同一冷(暖)位相期间，该异常位相虽保持不变，但异常程度则有变化。

为客观定量反映这种变化，对5年滑动平均后的时间系数序列进行变差度分析。当D_j＞0(D_j＜0)时，这表明暖(冷)位相加强和冷(暖)位相减弱。因而，考察D_j随时间的变化可以确定 冷、暖位相变化的趋势和速率，即上层海温异常是增强还是减弱，以及其变化的快慢程度。

图 5给出了按上述方法用{}算得的D_j变化折线。可见，在1973、1986和1997年(1978和1991年)有非常明显的尖峰(谷)出现。按以上定义，这些年的变差度均属极强该档，其 |D_j| 均大于1.0，其中有4年大于1.5。这表明在这些年附近，该模态海温异常的变化非常剧烈，也可认为其有突变。其他年份则仅有2年属强档次，1年属稍强档次，其余36年均属不强档次。这表明在绝大多数年份，该海温异常的变化均不强。由此看来，引入变差度的确可以客观定量刻画上层海温异常变化的趋势和速率。

图 5 北太平洋上层海温第二模态时间系数5年滑动平均后的变差度 Fig. 5 Variation degree of 5-year moving average time series of PC2 of sea temperature in the upper North Pacific

由图 5还可见，北太平洋模态发生在1976/1977年和1988/1989 年的两次气候年代际突变(Yeh et al., 2011)，均出现在尖峰(谷)的3(2)年后(前)、即该模态海温正(负)异常突变的3(2)年后(前)。这表明气候年代际突变应与该模态的海温突变关系密切。注意到，在1997年又出现了尖峰，若按以上尖峰的规律推测，则在2000年左右又会发生气候年代际突变，但由于至2004年尖谷尚未出现以及受所用资料长度的限制，该气候年代际突变是否发生目前尚难确定，也有学者认为已有该突变出现(Kim et al., 2004)。不过在进入新世纪后，气候、天气等极端事件出现频繁，且灾害屡现确实是不争的事实。

由以上对空间场和时间系数的讨论知，冬季北太平洋上层海温异常EOF第二模态的空间结构和时间系数均体现了经典NPGO的特点，能很好反映经典NPGO现象；而经典NPGO模态是东北太平洋SSHA EOF的第二模态。这样，本文就把NPGO现象由海洋表层扩展到海洋上层。该海洋上层NPGO的空间结构特点为：在近表层到次表层海温异常上呈现沿纬圈正、负大值带构成的双带系统，该带上大值中心则呈南北偶极子分布，在日本本州岛东面海域有小范围强海温异常；而在上层底，则仅存本州岛东面海域的强海温异常。海洋上层NPGO的年代际变化的时间尺度约为13年。

4.3 NPGO模态中年际与年代际变化的关系

以下讨论上层海温异常NPGO模态中时间系数的年际变化。为此将原时间序列{s_j}减去5年滑动平均后的序列{}，得到一个新序列{}，其元素有。显然，此序列反映了NPGO模态中的5年及其以下的年际变化(图 6)。可见，从20世纪60年代至70年代中期，年际变化的振幅在减小，而在70年代中期以后则逐步增大。在20世纪70年代中期前，年际变化尺度较短，约为3年，而70年代中期以后增大至5年左右。因热带ENSO的时间尺度为3～7年，故上述现象也许体现了NPGO模态与热带ENSO的相互作用( Di Lorenzo et al., 2010)。Zhou et al.(2002)指出，北太平洋SST的变化，实际上是年代际变率和年际变率的叠加，而年际变率和热带大洋联系密切。不过，这种相互作用究竟是ENSO受NPGO的调制，抑或NPGO受ENSO的调制，在此尚难确定，有待深入研究。

图 6 北太平洋上层海温第二模态时间系数的年际变化 Fig. 6 Interannual variability of time series of PC2 of sea temperature in the upper North Pacific

以上已指出，因上层洋流为风生流，故NPC的异常应与其上空中纬度地面西风大值带上的风应力异常密切有关。引言中已介绍，大气中的NPO模态强迫驱动了海洋中的NPGO模态，而NPO模态主要特点就表现为中纬北太平洋中部的海表气压异常以及相应的地面西风异常。为了揭示造成NPGO的直接原因，首先对冬季SLP异常(SLPA)进行EOF 分解。其第二模态的方差贡献为19.31%，通过了North检验(North et al., 1982)。其空间结构(图 7a)的特点是，正负异常中心呈南北向的偶极子分布，南部中心位于(28°N～40°N，175°E～150°W)，北部中心位于(55°N～62°N，175°E～155°W)，即呈典型的NPO型分布。

图 7(a)1958～2007 年冬季SLPA EOF分解第二模态的空间结构，(b)同时段同海域冬季SLPA对上层海温第二模态时间系数的回归系数分布 Fig. 7(a)The second EOF mode of sea level pressure anomaly(SLPA)in North Pacific for the period of 1958–2007 during winter;(b)regression map of the second EOF mode time series of upper sea temperature with SLPA for the same period

为进一步揭示SLPA与冬季上层海温异常EOF第二模态的关系，将各年冬季的SLPA与该上层海温异常第二模态的时间系数求回归，回归系数分布如图 7b。由该图可见，回归系数场也表现为南北偶极子分布，且与图 7a揭示的NPO模态的空间结构类似，只是南部负值中心略向东偏。以上结果表明，上层海温异常的第二模态(NPGO)的确对应于NPO异常强迫。

对中纬度大尺度天气系统，风场与气压场应满足准地转关系，这反映了地面西风异常正比于SLPA的经向梯度，故而北太平洋中纬度地区的上层海温异常第二模态应与地面纬向西风异常密切相关。

为进一步探讨地面西风异常，即地面纬向风异常(UWNDA)与上层海温异常第二模态(NPGO)之间的关系，现对研究区域内的冬季UWNDA进行EOF分析。图 8a、8b分别为UWNDA第二模态的空间结构、冬季上层海温第二模态时间系数与UWNDA的回归系数场。由图 8a可见，UWNDA第二模态在北太平洋中部(40°N～50°N)存在一个椭圆形负值中心，而这与SLPA EOF分析时第二模态空间场(图 7a)中正负中心间的经向梯度大值区相对应。在UWNDA的回归系数场上(图 8b)可见，其与UWNDA第二模态的空间场的分布结构类似，在(40°N～50°N)也有一个椭圆形负值中心，而该区域正是地面西风的大值区所在。

图 8(a)1958～2007 年冬季UWNDA EOF分解第二模态的空间结构，(b)同时段同海域冬季UWNDA对上层海温第二模态时间系数的回归系数分布 Fig. 8(a)The second EOF of zonal wind anomaly(UWNDA)in North Pacific for the period of 1958–2007 during winter;(b)regression map of the second EOF mode time series of upper sea temperature with UWNDA for the same period

此外，对SLPA 及UWNDA的EOF第二模态时间系数分别进行小波分析，结果显示，其均有准13年的年代际变化(图略)。

以上分析表明：NPO模态对应着地面西风异常，并进一步因风生流机制造成了NPC的异常，从而使上层海温出现NPGO现象。这样就揭示出造成NPGO的直接原因，从而对引言中提出的最后一个问题给出了回答。

因5年平滑后上层海温EOF第二模态的时间系数可很好反映NPGO现象，且更加突出了年代际变化，故而可用其来定义冬季上层海温异常的NPGO指数。具体做法是，首先将平滑后该模态时间系数的序列{}归一化，然后将归一后的值均减去一个常数，使得这样处理后NPGO指数的0值仍对应于原序列的0值，以便反映该模态海温异常的冷暖位相；最后将减去该常数后所得的序列作为冬季上层海温异常NPGO指数I_W，即有

表 1给出了在1960～2005年该指数的值。I_W随时间演变的图形则与图 4同，仅纵坐标的标度不同(图略)。易证明，用该指数计算的变差度与图 5完全相同。由此可见，以上关于序列{}及其变差度的讨论中得到的结论可原封不动地用于I_W及其变差度上，这里不再赘述。因此该指数能够反映NPGO模态年代际变化的特点。

表1(Table 1)

表 1 1960～2005年冬季海温异常的NPGO指数IW Table 1NPGO index IW of the winter sea temperature anomalies during 1960–2005 年份 IW 年份 IW 年份 IW 1960 －0.005 1976 0.103 1992 －0.142 1961 －0.069 1977 0.194 1993 －0.190 1962 －0.042 1978 0.049 1994 －0.232 1963 －0.170 1979 －0.077 1995 －0.336 1964 －0.201 1980 －0.152 1996 －0.258 1965 －0.187 1981 －0.155 1997 －0.036 1966 －0.186 1982 －0.266 1998 0.131 1967 －0.222 1983 －0.215 1999 0.431 1968 －0.187 1984 －0.175 2000 0.664 1969 －0.257 1985 －0.109 2001 0.636 1970 －0.223 1986 0.031 2002 0.470 1971 －0.077 1987 0.197 2003 0.294 1972 －0.082 1988 0.244 2004 0.132 1973 0.028 1989 0.214 2005 0.073 1974 0.113 1990 0.201 1975 0.095 1991 0.017

表 1 1960～2005年冬季海温异常的NPGO指数IW Table 1NPGO index IW of the winter sea temperature anomalies during 1960–2005

这里将指数I_W与Di Lorenzo et al.(2008)定义的经典NPGO指数比较后可知，两者变化的大趋势相同(图略)，相关系数可达0.78。因所用资料和处理手段的不同(前者用海洋上层的整层海温，还做了5年滑动平均，而后者用SSHA)，两者有些差别也是自然的。将本文的I_W与经典NPGO指数相比后可见，两者均能反映NPGO现象；而前者可更好反映上层海温异常的NPGO模态，而后者则反映了SSHA 的NPGO模态；且前者可更加突出的反映NPGO的年代际变化。不过，由于得到前者时用了5年滑动平均，故前者不宜用于讨论像NPGO与ENSO之间关系等具有年际变化的问题。

本文利用较高分辨率的SODA资料，对赤道外北太平洋冬季上层海温异常做了整层EOF分析，并主要讨论了第二模态的结果，得到的主要结论如下：

(1)在空间场上，表层和次表层在25°N～30°N的副热带处，从120°E向东一直延伸至中东太平洋均为纬向海温正异常带，在其北面有与之平行的海温负异常带；两带构成双带系统，在中太平洋两带上的大值中心构成南北偶极子，这与经典的NPGO相似；在本州岛以东海域从海表直到海洋上层底则有小范围的海温强异常。

(2)空间模态中双带系统的海温异常与北太平洋流(NPC)的异常关系密切，本州岛以东小范围的强海温异常应属由NPC异常引起的海温动力异常；NPC异常与其上空地面西风大值带上的风应力异常有关，并与大气NPO模态关系密切，而NPC异常则在NPO模态和NPGO模态中起着中介作用。

(3)时间系数的年际变化不明显，但约13年的年代际变化非常明显；从20世纪70年代中期以来，其振幅越来越大，尤其在1993年后，这与经典的NPGO模态相同；1976/1977年和1988/1989年的两次气候年代际突变均位于滑动平均后的时间系数峰值上。

(4)该模态的空间场和时间系数特征均体现了经典NPGO模态的特点，因此本文将NPGO的海温异常由海洋表层扩展到海洋上层，并可称该模态为北太平洋冬季上层海温异常的NPGO模态；同时，定义了冬季北太平洋上层海温异常的NPGO指数I_W，其能更好表现NPGO的年代际变化。

(5)为客观定量反映该NPGO模态的演变，引入了变差度。发现绝大多数年份变差度不强，但在1973、1986、和1997年(1978和1991年)变差度折线上则出现了十分明显的尖峰(谷)，此时变差度均属极强，海温异常有突变，而气候年代际突变则与之密切有关。

本文将上层海温异常作为一个整体进行EOF分析，这样得到的各层海温异常有相同的时间系数，其可反映各层海温异常的共同特点，这是本方法的优点。然而，正因其时间系数相同，故不能反映各层海温异常的超前、滞后问题，这是本方法的局限所在。

最后还要指出，本文的工作以诊断为主，虽也做了一些动力分析，揭示了造成NPGO的直接 原因，但对其根本原因及其机理则尚未深入研究。NPGO是海气相互作用的产物，而海气相互作用是一种非线性耦合，解析研究难度极大。采用海气耦合模式开展数值研究这不失为较好的方法，其能深入揭示该非线性耦合的物理原因和具体机理，而这些也是我们今后要做的工作。