張韌，彭鵬，洪梅，黎鑫，余丹丹

(解放軍理工大學氣象海洋學院，江蘇南京211101)

0 引言

近赤道海溫狀況和分布構(gòu)型及其變異對西太平洋副高強度和位置及其基本活動形態(tài)有重要的制約和影響，尤其是赤道東太平洋、西太平洋和印度洋海溫與副高的關(guān)系和作用機理已為許多學者重視，取得了許多有意義的研究成果(符淙斌，1977;陳烈庭，1982;龔道溢和王紹武，1998;張韌等，2010，2012)。李崇銀(1995)認為El Nino年西太平洋副高脊線位置較常年平均位置偏南，La Nina年西太平洋副高脊線位置則較常年偏北。陳烈庭(1982)、陳烈庭和吳仁廣(1998)指出，赤道東太平洋海溫偏高時，副高減弱東撤且位置偏北;海溫偏低時，副高加潮地區(qū)SST正異常的響應(yīng)也可出現(xiàn)類似PNA的環(huán)流異常等。

上述研究表明，赤道海溫對副高強度和形態(tài)的影響并沒有嚴格的規(guī)律可循，各種相關(guān)和影響是相對的、有條件的，不同El Nino位相期對副高的影響不盡相同，不同海域的海溫異常對副高影響的差異很大。因此進一步綜合討論和研究不同海溫構(gòu)型及其轉(zhuǎn)換過程、海溫變化狀況(升/降快慢和幅度)以及不同海域?qū)Ω备呋顒拥挠绊?，不僅可以對近赤道海溫與西太平洋副高的關(guān)系有一個較全面的認識，也利于解釋和溝通一些不同研究觀點之間的差異。

1 模糊映射和模糊推理

強西伸并偏南。李崇銀(1995)、葉篤正等(1991)認為，El Nino爆發(fā)年夏季，西太平洋副高往往強度偏弱，位置偏東偏南;而在次年夏季(尤其對持續(xù)型El Nino事件的第二年)西太平洋副高往往明顯加強，位置偏西偏北。應(yīng)明和孫淑清(2000)指出，強副高年一般對應(yīng)El Nino型海溫分布，弱副高年則一般對應(yīng)La Nina型海溫分布。對于西太平洋海溫對副高的影響，Nitta(1986)、黃榮輝和李維京(1988)、黃榮輝和孫鳳英(1994)認為，西太平洋海溫偏暖時，將導(dǎo)致東亞上空副高加強、偏北;反之，東亞上空副高減弱、偏南。但Nitta(1990)、應(yīng)明和孫淑清(2000)則指出，西太平洋海溫對副高的影響有其不確定的方面。羅紹華和金祖輝(1987)、吳國雄和孟文(1998)揭示了副高對印度洋海溫異常的響應(yīng)特征。此外，赤道海溫對大氣位勢的影響還可以通過大氣環(huán)流的響應(yīng)表現(xiàn)出來，如El Nino期間赤道東太平洋海溫異常增溫利于PNA遙相關(guān)型的出現(xiàn)(Shukla and Wallace，1983);太平洋—日本(P-J)濤動、夏季北半球P-J波列與赤道西太平洋地區(qū)對流活動乃至El Nino事件密切相關(guān)(Nitta，1987);大氣對冬季黑

模糊理論由美國加州伯克利大學Lotfi Zadeh創(chuàng)立，1965年他發(fā)表了“模糊集合”一文，首次引入了模糊概念:Fuzzy，對一個集合中的每一個物體，詳盡描述了一個完備的模糊集代數(shù)系統(tǒng)并擴展成模式識別的凸分離論(Zadeh，1965)。模糊系統(tǒng)的核心是對復(fù)雜系統(tǒng)或過程建立一種語言分析的數(shù)學模式，將專家經(jīng)驗或?qū)嵺`感知從自然描述語言直接轉(zhuǎn)化為用模糊規(guī)則和模糊集合表示的定量的計算機算法和控制系統(tǒng)。模糊集合打破了經(jīng)典集合中只有0和1的界限。在模糊集合的概念中，任一元素可同時部分地屬于多個模糊子集，隸屬關(guān)系用隸屬度來表示。模糊系統(tǒng)主要是由模糊規(guī)則、模糊邏輯推理和非模糊化等幾部分組成。模糊規(guī)則是定義在模糊集合上的規(guī)則，它是模糊系統(tǒng)的基本單元，模糊規(guī)則的形式為:IF A is a then B is b，其中A和B是語言變量，而a和b是隸屬函數(shù)映射的語言值。這些模糊規(guī)則都可以表示成模糊伴隨記憶FAM(Fuzzy Associated Memory)。進行模糊映射推理的模糊邏輯控制器基本結(jié)構(gòu)(Kosko，1999)如圖1所示，主要包括5個部份:1)Rule base，由許多的“IF…THEN…”形式的模糊規(guī)則組成;2)Data base，定義隸屬函數(shù)的形式與范圍;3)Decision-making unit，執(zhí)行模糊規(guī)則的推理單元;4)Fuzzification interface，將輸入轉(zhuǎn)換為對應(yīng)隸屬函數(shù)的模糊語言值;5)Defuzzification interface，將模糊計算和推理結(jié)果非模糊化為常規(guī)形式。

圖1 模糊邏輯控制器結(jié)構(gòu)示意圖Fig.1 Structure sketch map of fuzzy logical controller

模糊系統(tǒng)可以通過學習的途徑從訓練數(shù)據(jù)中建立歸納起輸入輸出的映射規(guī)則或調(diào)整優(yōu)化已有的模糊規(guī)則。學習方法可以是無監(jiān)督的數(shù)據(jù)聚類，也可以是有監(jiān)督的梯度下降。通常，用人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)或統(tǒng)計聚類從訓練數(shù)據(jù)中獲取模糊系統(tǒng)的初始規(guī)則集，然后通過試驗或用梯度遞減等監(jiān)督學習調(diào)整優(yōu)化這些初始的模糊規(guī)則?；谟柧殐?yōu)化模糊規(guī)則的模糊推理系統(tǒng)可逼近和描述高維的非線性函數(shù)和復(fù)雜動力系統(tǒng)(Kosko，1999)。

自適應(yīng)網(wǎng)絡(luò)模糊推理系統(tǒng)ANFIS(Adaptive-Netwook-Based Fuzzy Inference System)可通過訓練和自適應(yīng)學習，完成在傳統(tǒng)模糊系統(tǒng)中靠經(jīng)驗調(diào)整隸屬函數(shù)以減小誤差、提高逼近效率的工作。它以復(fù)合式學習過程為基礎(chǔ)，分別運用最小平方法和后傳梯度下降法來辯識線性和非線性參數(shù)，從而建立起一套“IF…THEN…”規(guī)則的模糊推理系統(tǒng)，并逐漸調(diào)配出適當?shù)碾`屬函數(shù)來滿足所需模糊推理系統(tǒng)的輸入輸出關(guān)系。ANFIS的算法原理和計算步驟可參考Kosko(1999)，這里不再贅述。

2 副高面積指數(shù)同赤道海溫的映射關(guān)系

2.1 資料

資料包括:1)1970年6月—2010年12月共40 a的月平均副高面積指數(shù);2)NCEP/NCAR及COADS同期超前5個月的全球1970年1月—1995年7月、2.5°×2.5°格點月平均海溫場。

研究對象為西太平洋副高面積指數(shù)(SHAI，采用中央氣象臺定義的計算方案);討論副高面積指數(shù)與如下3個區(qū)域的海溫距平值的映射關(guān)系。1)超前2～5個月的赤道東太平洋(180°～90°W、10°S～0°海區(qū)格點平均)海溫距平值(SSTse);2)超前2～5個月的赤道西太平洋(120 ～165°E、0°～15°N海區(qū)格點平均，記為 SSTnw1;105 ～150°E、0°～15°N海區(qū)格點平均，記為SSTnw2)海溫距平值;3)超前2～5個月赤道北印度洋(50 ～90°E、0°～15°N 海區(qū)格點平均)海溫距平值(SSTid)。

2.2 模糊映射

模糊推理方法能較為有效地識別和處理那些由于缺少相關(guān)信息而表現(xiàn)出不確定性的復(fù)雜問題，因此也適于副高與海溫關(guān)系的研究(海溫無疑是副高活動的重要影響因子，但海溫與副高的非線性關(guān)系嚴格地說是未知的)。本文擬利用模糊系統(tǒng)ANFIS模型，分別討論赤道東太平洋、西太平洋和印度洋海溫與西太平洋副高的映射關(guān)系和相關(guān)結(jié)構(gòu)，對不同區(qū)域的海溫影響副高強度和活動形態(tài)的特征、程度及對副高異常的貢獻等問題進行研究和探討。

ANFIS用一個有2N個規(guī)則的Sugeno-FIS(Fuzzy Inference System)來適應(yīng)訓練數(shù)據(jù)，其中N為輸入數(shù)據(jù)的維數(shù)(通常取N＜7)。訓練后的模糊系統(tǒng)以一個FIS矩陣的形式返回。本文采用由4個網(wǎng)絡(luò)輸入(超前副高面積指數(shù)2、3、4、5個月的海溫指數(shù))和1個網(wǎng)絡(luò)輸出(當前月的副高面積指數(shù))構(gòu)成的ANFIS模糊推理系統(tǒng)，利用上述副高指數(shù)和赤道海溫指數(shù)時間序列資料自適應(yīng)模糊映射訓練。模型的訓練建立和推理仿真采用Matlab語言編程，在Fuzzy Toolbox仿真環(huán)境中實現(xiàn)。

2.3 副高面積指數(shù)與赤道東太平洋海溫映射關(guān)系

圖2為赤道東太平洋海溫SSTse與副高面積指數(shù)的時滯相關(guān)分析。分析顯示，副高面積指數(shù)與超前2～6個月的SSTse均存在相關(guān)系數(shù)大于0.45(通過0.05信度的顯著性檢驗，下同)的顯著正相關(guān)。但其細致相關(guān)特性仍需更深入分析。圖3、4、5分別是副高面積指數(shù)與超前2～3、3～4和4～5個月的SSTse的模糊映射關(guān)系。

圖2 副高面積指數(shù)與SSTse的時滯相關(guān)系數(shù)Fig.2 Time lag correlation coefficients between SHAI and SSTse

圖3 SSTse與滯后2～3個月的副高指數(shù)的映射關(guān)系Fig.3 Mapping relation between SSTse and 2—3 months delayed SHAI

圖4 SSTse與滯后3～4個月的副高指數(shù)的映射關(guān)系Fig.4 Mapping relation between SSTse and 3—4 months delayed SHAI

圖5 SSTse與滯后4～5個月的副高指數(shù)的映射關(guān)系Fig.5 Mapping relation between SSTse and 4—5 months delayed SHAI

圖3中的映射特征表明:若赤道東太平洋海溫迅速增暖(從3個月前的負距平快速增加到2個月前的正距平)，則2個月之后的副高面積指數(shù)對SSTse的增暖將出現(xiàn)較明顯的負距平減弱響應(yīng)(圖3中A點);而對SSTse的快速變冷過程則會出現(xiàn)正距平增強響應(yīng)趨勢(圖3中B點)。圖4顯示，3個月后副高對SSTse的增溫仍表現(xiàn)出負距平減弱響應(yīng)，但幅度減小(圖4中A點);而對SSTse降溫則表現(xiàn)出正距平增強響應(yīng)，幅度明顯增強(圖4中B點)。類似地，圖5中副高對4個月前的SSTse增溫表現(xiàn)出的負距平響應(yīng)幅度進一步減弱(圖5中A點)，但對SSTse降溫的正距平響應(yīng)幅度則進一步增強(圖5中B點)。然而，無論前期赤道東太平洋海區(qū)的海溫基本狀況偏冷或偏暖，若沒有明顯變化，則西太副高面積指數(shù)的響應(yīng)均是較小的(圖3—5中的C、D點)。

上述響應(yīng)過程機理可能是海溫的劇烈變化可激發(fā)顯著的海面氣壓場擾動，致使海面風場或局地環(huán)流變異，再通過影響Walker環(huán)流或西太平洋海區(qū)的Hadely環(huán)流，進而影響西太平洋副高強度;若海溫變化幅度較小，則上述擾動效應(yīng)也較小，副高的響應(yīng)幅度也相應(yīng)較小。

綜上所述，西太平洋副高面積指數(shù)對赤道東太平洋海溫的增暖過程會出現(xiàn)負距平的衰減響應(yīng)，響應(yīng)幅度隨時間逐漸加強。上述影響過程在實際天氣中也有較好的表現(xiàn)，如1982/1983年El Nino事件期間，赤道東太平洋海溫從1982年初開始迅速增溫，到1982年底增溫達最強。但同期西太平洋副高尚無顯著變化，位置偏東(160°E)、偏北(20°N)(圖6a);2個月后(1983年2月)副高對SSTse的增溫出現(xiàn)明顯響應(yīng)，首先表現(xiàn)為強度減弱、脊線迅速南落至12～15°N(圖6b);4個月后(1983年4月)副高脊線略微北抬(15～18°N)和西伸(圖6c)，響應(yīng)過程與上述映射分析推測機理基本吻合。

對赤道東太平洋海溫的降溫過程，副高則表現(xiàn)出顯著的正距平增強響應(yīng)，響應(yīng)幅度則隨時間而減弱(滯后4個月的響應(yīng)幅度最強，滯后2個月的響應(yīng)幅度最弱)。1988年La Nina事件中，赤道東太平洋海溫從1988年初開始快速降低，到1988年底達最大降溫。同期副高對SSTse降溫并未有明顯響應(yīng)，表現(xiàn)為位置偏北(18～20°N)、偏東(160°E)(圖7a);兩個月后(1989年2月)副高對SSTse降溫的響應(yīng)表現(xiàn)為脊線略有南落(15°N左右)(圖7b);3個月后(1989年3月)副高繼續(xù)南落至最低緯度(12°N左右)，強度減弱(圖7c);4個月后響應(yīng)從南落轉(zhuǎn)為北抬(15～18°N)，強度也有所加強(圖7d)，表現(xiàn)出先減弱、后逐漸增強的響應(yīng)過程和態(tài)勢。

若海溫的變化幅度(增暖或降溫)較小，則副高的響應(yīng)也相應(yīng)平緩。這表明導(dǎo)致副高出現(xiàn)強、弱變化響應(yīng)的主要因子是赤道東太平洋海溫的變異幅度和速度，而非其基本的冷、熱狀況，西太平洋副高強度的變異可能主要發(fā)生在SSTse異常升降或出現(xiàn)突變(如El Nino/La Nina)的情況下。

圖6 500hPa月平均位勢高度場(單位:gpm) a.1982年12月;b.1983年2月;c.1983年4 月Fig.6 Monthly averaged geopotential height field at 500 hPa(units:gpm) a.December 1982;b.February 1983;c.April 1983

2.4 副高面積指數(shù)與赤道印度洋海溫映射關(guān)系

赤道北印度洋海溫SSTid與副高面積指數(shù)的時滯相關(guān)分析顯示，副高面積指數(shù)與同期以及超前數(shù)月的SSTse存在一致的顯著正相關(guān)，但實際SSTid與副高面積指數(shù)的對應(yīng)關(guān)系可能要復(fù)雜得多。圖8、9、10分別是副高面積指數(shù)與超前2～3、3～4和4～5個月SSTid之間的映射關(guān)系。

比較圖8—10的映射特征可以發(fā)現(xiàn):圖8中對于赤道印度洋海溫的迅速增暖，2個月后的副高面積指數(shù)將出現(xiàn)較明顯的正距平增強(圖8中A點);但對于變冷引起的負距平衰減響應(yīng)幅度則小得多(圖8中B點);圖9、圖10中副高面積指數(shù)對3個月、4個月前的SSTid增溫只呈現(xiàn)出較弱的增強響應(yīng)態(tài)勢(圖9、10中A點);而對SSTid降溫的衰減響應(yīng)態(tài)勢則要比2個月前顯著得多(圖9、10中B點)。同樣，無論前期赤道印度洋海區(qū)的海溫基本狀況偏冷或偏暖，若無明顯變化，則西太平洋副高面積指數(shù)的響應(yīng)均是較小的(圖8—10中 C、D點)。即，若SSTid穩(wěn)定少變，則海溫偏暖、偏冷基本狀況對副高沒有明顯影響，副高強度的顯著變化主要發(fā)生在SSTid突變的情況下，穩(wěn)定的海溫狀況一般不易導(dǎo)致副高異常。

圖7 500 hPa月平均位勢高度場(單位:gpm) a.1988年12月;b.1989年2月;c.1989年3月;d.1989年4月Fig.7 Monthly averaged geopotential height field at 500 hPa(units:gpm) a.December 1988;b.February 1989;c.March 1989;d.April 1989

圖8 SSTid與滯后2～3個月的副高面積指數(shù)的映射關(guān)系Fig.8 Mapping relation between SSTid and 2—3 months delayed SHAI

圖9 SSTid與滯后3～4個月的副高指數(shù)的映射關(guān)系Fig.9 Mapping relation between SSTid and 3—4 months delayed SHAI

圖10 SSTid與滯后4～5個月的副高指數(shù)的映射關(guān)系Fig.10 Mapping relation between SSTid and 4—5 months delayed SHAI

上述分析表明:西太平洋副高強度對赤道印度洋海溫增暖/變冷的響應(yīng)態(tài)勢與對赤道東太平洋海溫的響應(yīng)態(tài)勢正好相反:即若赤道印度洋海溫增暖，副高則會出現(xiàn)增強響應(yīng)，響應(yīng)幅度隨時間由遠而近增強(3、4個月前響應(yīng)幅度較弱，2個月前響應(yīng)幅度較強);若赤道印度洋海溫降溫，副高則會出現(xiàn)減弱響應(yīng)，響應(yīng)幅度滯后3、4個月較強，滯后2個月較弱。

實例1:2009年2—4月印度洋海區(qū)出現(xiàn)了一次較明顯的增暖過程(SSTid區(qū)域海溫距平2月為－0.568℃，4月為0.437℃)，隨著SSTid的這次增暖，副高在隨后的5—7月出現(xiàn)一次顯著增強過程(圖11)。實例2:2010年5—8月印度洋海區(qū)出現(xiàn)了一次明顯的降溫過程(SSTid區(qū)域海溫距平5月為0.374℃，8月為－0.581℃)，伴隨SSTid的這次降溫，副高在其后的8—10月出現(xiàn)一次明顯減弱過程(圖12)。

需要指出的是，副高強度對于赤道海溫的響應(yīng)幅度(尤其是增強響應(yīng))，赤道東太平洋海溫仍遠大于赤道印度洋海溫(比較圖3—5與圖8—10)。這表明，前者可能仍是導(dǎo)致副高異常的更重要因素。

2.5 副高面積指數(shù)同西太平洋海溫的映射關(guān)系

赤道西太平洋海溫與副高面積指數(shù)之間的時滯相關(guān)特征較為復(fù)雜，不及與SSTse和SSTid的相關(guān)性明顯。副高面積指數(shù)與超前2～3和3～4個月SSTnw1之間的映射關(guān)系表明:對于SSTnw1的快速增暖，2個月后副高面積指數(shù)將出現(xiàn)顯著的負距平衰減響應(yīng)(圖13中A點)，但對SSTnw1的變冷則沒有明顯響應(yīng)(圖13中B點)。對于3個月前的SST-nw2增暖，副高有一定程度的負距平衰減響應(yīng)(但弱于2月前的SSTnw1增暖響應(yīng)，圖14中A點)，然而對于SSTnw2的降溫則表現(xiàn)出較大的正距平增強響應(yīng)(圖14中B點)。即副高對赤道西太平洋海溫的快速增暖會表現(xiàn)出負距平的衰減響應(yīng)，響應(yīng)幅度隨時間逐漸增強;副高對超前2～3月的赤道西太平洋海溫的變冷過程有較一定的增強響應(yīng)，但具有一定的不確定性，表明這種遙相關(guān)響應(yīng)有一定的時間位相特性。同樣，無論前期赤道西太平洋海區(qū)海溫基本狀況偏冷或偏暖，若無明顯變化，則西太平洋副高面積指數(shù)的響應(yīng)均較小(圖13—14中C、D點)。即若海溫穩(wěn)定少變，則無論其偏暖、偏冷狀況對副高無明顯影響，副高強度的顯著變化亦發(fā)生在海溫突變情況下，穩(wěn)定的海溫狀況不易導(dǎo)致副高異常。

2008年4—6 月，赤道西太平洋海區(qū)出現(xiàn)了一次較明顯的增溫過程(4月SSTnw1海溫平均距平為－0.405℃，6月則增加到0.253℃);對應(yīng)SSTnw1的這次增溫過程，副高在隨后的7—9月出現(xiàn)了一次較明顯的減弱過程(見圖15中副高中心G及副高范圍)。

圖11 500 hPa月平均位勢高度場(單位:gpm) a.2009年5月;b.2009年7月Fig.11 Monthly averaged geopotential height field at 500 hPa(units:gpm) a.May 2009;b.July 2009

圖12 500 hPa月平均位勢高度場(單位:gpm) a.2010年8月;b.2010年10月Fig.12 Monthly averaged geopotential height field at 500 hPa(units:gpm) a.August 2010;b.October 2010

圖13 SSTnw1與滯后2、3個月的副高指數(shù)的映射關(guān)系Fig.13 Mapping relation between SSTnw1 and 2—3 months delayed SHAI

圖14 SSTnw2與滯后3、4個月的副高指數(shù)的映射關(guān)系Fig.14 Mapping relation between SSTnw2 and 3—4 months delayed SHAI

圖15 500 hPa月平均位勢高度場(單位:gpm) a.2008年7月;b.2008年9月Fig.15 Monthly averaged geopotential height field at 500 hPa(units:gpm) a.July 2008;b.Septmber 2008

此外，若SSTnw1增暖/變冷過程相對較緩，則副高對SSTnw1的增暖仍表現(xiàn)出負距平減弱響應(yīng)，但響應(yīng)幅度大大減小;若SSTnw1的增暖過程進一步趨緩，則副高響應(yīng)態(tài)勢似會發(fā)生逆轉(zhuǎn)而又會表現(xiàn)出正距平的增強響應(yīng)態(tài)勢，但副高對SSTnw1的緩慢變冷過程沒有明顯響應(yīng)(圖略)。

上述討論表明，副高對赤道西太平洋海溫超前2個月的增暖過程有明顯的衰減響應(yīng);而對超前3個月的降溫過程有較明顯的增強響應(yīng)。此外，副高對SSTnw1的增暖急緩可能表現(xiàn)出不同的響應(yīng)態(tài)勢。SSTnw1迅速增暖利于副高減弱;而緩慢增暖則可能利于副高增強。總之，副高對于赤道西太平洋海溫變化的響應(yīng)較之赤道東太平洋和赤道印度洋的海溫響應(yīng)表現(xiàn)出更大的復(fù)雜性和不確定性。

3 結(jié)論和討論

基于模糊系統(tǒng)的檢測分析方法與基于頻率結(jié)構(gòu)的濾波方法不同，它用模糊推理逼近來識別具體因子產(chǎn)生的影響或貢獻。因此，這種方法能針對性地檢測和分析不同因子對天氣系統(tǒng)變化或異常的作用大小和影響程度。模糊系統(tǒng)非線性、容錯性、自適應(yīng)性和聯(lián)想學習功能適宜于處理副高等具有較大不確定因素的問題。本文將西太平洋副高作為研究對象，將赤道東太平洋、西太平洋及印度洋海溫作為影響因子，運用模糊推理方法討論實驗了上述海區(qū)海溫狀況、冷暖變化和變化快慢可能對副高活動產(chǎn)生的影響，得到了一些見解和結(jié)論。

1)赤道東太平洋海溫對副高的影響。a)副高面積指數(shù)對赤道東太平洋海溫的迅速變冷過程會出現(xiàn)正距平的增強響應(yīng)，響應(yīng)幅度隨時間逐漸減弱;對赤道東太平洋海溫的迅速增暖過程，副高將出現(xiàn)負距平衰減響應(yīng)，響應(yīng)幅度隨時間逐漸增強。b)若SSTse維持不變或少變，則海溫偏暖或偏冷狀況對副高均無顯著影響。表明副高強度變異主要發(fā)生在SSTse突變情況下，如在El Nino/La Nina的快速增長期/衰減期更易出現(xiàn)副高強度的異常。

2)赤道印度洋海溫對副高的影響。a)副高對赤道印度洋海溫的迅速增暖過程會很快出現(xiàn)正距平的增強響應(yīng)，其響應(yīng)幅度隨時間逐漸增強;對赤道印度洋海溫的迅速變冷過程，副高將出現(xiàn)負距平衰減響應(yīng)，響應(yīng)幅度隨時間逐漸減弱。即副高對赤道印度洋海溫增暖/變冷的響應(yīng)態(tài)勢與對赤道東太平洋海溫的響應(yīng)態(tài)勢相反。b)若SSTid變化較平緩，則副高對SSTid的增暖/變冷亦表現(xiàn)出增強/衰減響應(yīng)態(tài)勢，但響應(yīng)幅度弱小得多。c)若SSTid增暖/變冷幅度不大或穩(wěn)定少變，則海溫暖、冷狀況對副高強度影響不大，表明副高強度的變異與SSTid的突變密切相關(guān)，穩(wěn)定的海溫狀況不易引起副高異常。

3)赤道西太平洋海溫對副高的影響。a)副高對赤道西太平洋海溫的迅速增暖過程很快表現(xiàn)出負距平衰減響應(yīng)，響應(yīng)幅度隨著時間先小后大，在增暖2個月后負距平響應(yīng)最大。b)副高對SSTnw1的增暖急緩快慢表現(xiàn)出不同的響應(yīng)態(tài)勢，SSTnw1迅速增暖利于副高衰減;而緩慢增暖利于副高增強。c)副高對赤道西太平洋海溫的變冷過程有滯后3個月的增強響應(yīng)趨勢。

赤道海溫對大氣位勢的影響可通過大氣環(huán)流的響應(yīng)，如各種波列和遙相關(guān)型表現(xiàn)出來，這種觀點已為人們所共識。因此，副高的上述響應(yīng)形式有可能是通過海溫冷暖變化產(chǎn)生的準定常波列或遙相關(guān)型來實現(xiàn)的，表現(xiàn)為副高對海溫變化幅度的響應(yīng)遠大于對海溫自身狀況的響應(yīng)。具體的影響機制有待觀測事實支持和進一步的研究論證。

對比副高與不同海區(qū)海溫的映射關(guān)系可以發(fā)現(xiàn)，副高強度的響應(yīng)幅度存在較大的區(qū)域差異:副高對赤道東太平洋海溫變化的響應(yīng)幅度最顯著，對赤道西太平洋海溫的響應(yīng)幅度次之，對赤道印度洋海溫變化的響應(yīng)幅度最小。這可能與赤道東、西太平洋海溫變化和冷暖位相循環(huán)本身就較為顯著有關(guān)(如El Nino/La Nina)，赤道印度洋海區(qū)盡管也存在海溫變化和冷暖循環(huán)(如印度洋偶極子)，但是擾動幅度和影響范圍較之前者要小得多。當然，不排除不同海區(qū)存在影響制約機理的差異，這有待進一步的研究。

以上研究除證實一些已有研究結(jié)果外，提出了一些新的見解，如副高變異(增強或減弱)主要出現(xiàn)在海溫快速變化時期;副高對西太平洋海溫變化的響應(yīng)表現(xiàn)出一定的不確定性等。

陳烈庭.1982.北太平洋副熱帶高壓與赤道東部海溫的相互作用［J］.大氣科學，6(2):148-156.

陳烈庭，吳仁廣.1998.太平洋各海區(qū)海溫異常對中國東部夏季雨帶類型的共同研究［J］.大氣科學，22(5):718-726.

符淙斌.1977.熱帶海洋對副熱帶高壓長期變化的影響［J］.科學通報，21(3):313-317.

龔道溢，王紹武.1998.南北半球副熱帶高壓對赤道東太平洋海溫變化的響應(yīng)［J］.海洋學報，20(5):44-54.

黃榮輝，李維京.1988.夏季熱帶西太平洋上空的熱源異常對東亞上空副熱帶高壓的影響及物理機制［J］.大氣科學，12(1):107-116.

黃榮輝，孫鳳英.1994.熱帶西太平洋暖池上空的對流活動對東亞夏季氣候異常的影響［J］.大氣科學，18(2):141-151.

李崇銀.1995.氣候動力學引論.北京:氣象出版社.

羅紹華，金祖輝.1987.北印度洋和南海海溫異常對夏季環(huán)流及長江中下游梅雨期旱澇關(guān)系探討［C］//氣象科學技術(shù)集刊(季風論文專集).北京:氣象出版社.

吳國雄，孟文.1998.赤道印度洋—太平洋地區(qū)海氣系統(tǒng)的齒輪式耦合和 ENSO 事件［J］.大氣科學，22(4)，470-480.

葉篤正，曾慶存，郭裕福.1991.當代氣候研究［M］.北京:氣象出版社.

應(yīng)明，孫淑清.2000.西太平洋副熱帶高壓對熱帶海溫異常響應(yīng)的研究［J］.大氣科學，24(2):193-206.

張韌，董兆俊，洪梅.2010.影響副高活動的熱力強迫作用—動力學解析模型［J］.氣象科學，30(5):646-649.

張韌，洪梅，劉科峰.2012.2007/2008年冬季雨雪冰凍災(zāi)害的副熱帶高壓環(huán)流背景與變異特征［J］.大氣科學學報，35(1):1-9.

Kosko B.1999.模糊工程［M］.黃崇福，譯.西安:西安交通大學出版社.

Nitta T.1986.Long-term variations of cloud amount in the western Pacific Region［J］.J Meteor Soc Japan，64:373-390.

Nitta T.1987.Convective activities in the tropical western Pacific and their impact on the Northern Hemisphere summer circulation［J］.J Meteor Soc Japan，65:373-390.

Nitta T.1990.Unusual summer weather over Japan in 1988 and its relationship to the tropics［J］.J Meteor Soc Japan，68:575-587.

Shukla J，Wallace J M.1983.Numerical simulation of the atmospheric response to equatorial Pacific sea surface temperature anomalies［J］.J Atmos Sci，40:256-265.

Zadeh L A.1965.Fuzzy sets［J］.Information and Control，8:338-353.