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中纬度海洋锋区的平均状态和主导变化对对流层环流的重要作用
摘要:
观测表明，在有明显的海表面温度（SST）梯度的海洋锋区附近中纬度天气系统存在“风暴轴”。一个采用均匀海温分布的大气环流模式试验表明，观测中发现的海洋锋区与风暴轴之间的配置关系并不是偶然的。在这一试验中，大气中纬度风暴轴被锚定在中纬度SST维持的近地表的热梯度和涡旋能量的最大值处。由大气涡旋活动引起的西风动量输送，很好地加强了大气中的极锋急流，即使是在冬季副热带大气急流加剧的时候。在另一个试验中，海洋锋的消除导致中纬度大气涡旋活动和极锋急流的大幅削弱。它也导致了一个环状模态（西风急流的主导模态）的出现，以及它的显著结构在冬季的弱化。虽然这一试验存在很多理想化的试验设置，但试验的结果还是证明了中纬度海洋锋的存在和变化对中纬度大气环流和极锋急流的重要性。
引文：Nakamura, H., T. Sampe, A. Goto, W. Ohfuchi, and S.-P. Xie (2008),在中纬度海洋锋区对流层循环的平均状态和显性变化的重要性，地球物理学报，Res. Lett., 35, L15709, doi:10.1029/2008GL034010.
1、引言
大气环流和气候系统中，导致日常天气变化的中纬度气旋和反气旋是其重要的组成部分。移动的冷暖气团从亚热带输送热能到高纬度地区，以帮助保持全球的局地热量平衡[ [例如，哈特曼，1994]，并从副热带输送西风动量到中纬度地区，从而维持一个较强的西风急流[Lee and Kim, 2003]。该只急流被称为极锋急流（PFJ），在中纬度海洋，海表西风异常强烈并伴有海洋风暴[Sampe and Xie, 2007],它可以驱动洋流[Trenberth et al., 1990]，将热量输送到中纬度并形成狭长的SST梯度锋带。
而温带大气环流的概念模型已经被建立，除了赤道上显著的温度差异，对海表温度状况没有其他需要特别注意的[e.g., Palmeacute;n, 1951]。 海温相关方面，中纬度的风暴预测快速发展，被优先应用于在亚洲的黑潮和北美东部沿海附近的湾流[Sanders and Gyakum, 1980]。事实上，根据最近的观测所得到的证据，风暴轴和随之而来的极锋急流主要是沿着大洋锋区的下游 [Nakamura et al., 2004]。一个典型的例子是如图1所示，南印度洋有一个突出的海洋锋，被称为南极极地锋区(APFZ) [Colling, 2001],形成于45°S南极绕极流（ACC）的暖侧，在卫星观测区表现为紧密的海温梯度[Reynolds and Smith, 1994]，再分析图1中的大气气候场(JRA-25) [Onogi et al., 2007]和卫星数据，由降水的纬向最大值和极向热通量所标记出的南半球（SH）风暴轴的核心，受到周期性的干扰，沿海温锋锚定，这与对气旋天气的分析一致[Sinclair, 1995]。风暴轴的核心是驱动ACC的表面西风急流[Nakamura et al., 2004]。
以往的研究以及图1表明了风暴轴活动和西风中海温分布的潜在重要性。Hoskins 和 Valdes [1990]假设中纬度风暴轴有一个自我维护机制，从温暖的洋流到单个气旋的水分供应以及西风带的强迫中的相关的潜热释放。Brayshaw等人最近的数值试验[2008]表明海温资料中西风急流和温带风暴具有极高的分辨率。在这项研究中，利用大气环流模式（AGCM），我们将评估中纬度海洋锋区的平均状态和对流层环流低频变化的影响。我们对SST分布的观测表明，图1中，风暴轴和表面西风急流是由海表保持的跨锋面的热量传递而导致的高斜压性的结果。
图1（a）在南印度洋南半球冬季（6~8月）SST（2℃）和卫星测量(AMSR-E)降水量（mm/day; colored) （b）风暴轴活动测定为850hpa极地涡流热通量（2 K m/s）和表面感热和潜热通量(W m_2; colored) （c）925hpa西风风速（every 2 m/s, negative for easterly）和局地赤道SST梯度(deg./100 km; colored)
2.试验设计
我们使用的环流模式为AFES（地球模拟器AGCM）[Ohfuchi et al., 2007]，其水平分辨率相当于有48个垂直面的水平向150公里的格点间距（T79）。分辨率降低一半，将会导致风暴轴活动的明显减弱。如Brayshaw等人所做的工作[2008]，我们做一个理想化的环流模式试验，对由均匀带状分布的SST包裹的水覆盖的球体应用模拟的大气环流。这种“水上星球”的设定简化消除了在北半球（NH）观测到的行星尺度大气驻波中海陆热力差异和地形强迫的问题。因此，我们的试验更适应于南半球。在我们的控制（CTL）试验中，分别规定在南半球和北半球模型，观测到分布在南印度洋（60~80°E）南半球夏季（12~2）和冬季（6~8）的气候海温资料。合成的曲线（图2），在北半球热带海温的峰顶，哈德来的升支比南半球副热带沉降强，通常能观察到冬夏不对称。南半球和北半球的模型分别对应夏季和冬季半球。在每个半球45°附近海温分布有尖锐的梯度，这与Brayshaw等人的研究，所假设的非正态海温分布相关。在其他（NF）试验中，海温向极的前端被人为地提高了梯度（图2），强调了PFJ的敏感度，没有修改热带、副热带海温急流的强度（STJ） [Brayshaw et al， 2008]。 因而海温向极正梯度的减弱和不变的两个试验，都是基于北半球夏季的60个月的海温资料。
图2（a）纬向分布和（b）SST经向梯度，在中纬度SST方面规定了环流试验模型的下边界条件（标记为“CTL”）。部分修改的文件没有在另一个试验中显示。
3.主要的风暴轴和西风急流
图3a和3b对CTL和NF试验之间的风暴轴活动的平均状态进行了比较。每日对活动的评估中，250百帕子午速度（V）的纵向方差和850百帕速度与温度的波动之间的协方差，都与周期性的大气涡旋相关。后者相当于图1b中的涡流热通量。观察图1，在各个半球的CTL试验中，主要的风暴轴标志着SST前端活动最剧烈的稍向极地。在NF试验中，中纬度风暴轴活动在对流层上部减少~50%（图3a），在对流层底部减少70~75%（图3b）。半球形平均时间的热通量均值减少50%，作为减少低级能量的一种后果（APE），是当地时间的差值的平方的均值和半球平均温度之间的纬向积分。
图3（a）在250 hPa经向风波动纵向方差的平均状态的经向分布（m2/s2），（b）850hpa极地涡流热通量（K m/s），都受到周期性扰动，（c）250hpa纬向平均西风风速[U] (m/s)，（d）925hpa [U] (m/s; negative: easterly)，（e）在表面的湍流显热通量（W m-2）（f）850hpa风暴轴的概率密度（最大涡流热通量），基于60个月的大气环流模式的整合和夏季与冬季半球SST锋。
CTL试验模拟了真实的急流（图3c和图3d）。由前面的观察（图1b），反映其大气涡旋活动驱动的性质，具有强烈表面西风急流的极锋急流位于两个半球前部风暴轴稍向极地的方向。剧烈的极地大气涡旋活动热输送行为减弱了经向空气温度梯度，这相当于在表面附近西风平衡下的热成风的加速度。如在南半球观察到的[Nakamura and Shimpo, 2004]，即使在冬天STJ在哈德来环流圈的末端加强的时候，大气涡旋活动仍加强了PFJ和表面西风带。Hoskins [1991]认为，根据表面西风急流轴在海洋锋的极地旁的模拟，带状链包裹的海洋冷气团被迫向高纬度地区收缩，导致西风加强维持，造成西风带对海表的摩檫。NF试验中，减少的风暴轴活动导致中纬度西风带的显著削弱。在对流层上部，极锋急流的核心在夏天取代赤道变为10°，而在冬天也相应减弱。表面西风急流轴朝赤道方向移动10°或更多，也可能改变洋流。尽管在副热带和热带海域SST没有任何改变，但在中纬度SST前的减弱造成了副热带高压带朝赤道方向的与实际不符的位移。以零纬度标记近地表纬向风来看，与热带东风的交换也减弱（图3d）。固体地球角动量的削弱与SST前大气涡旋横向混合动量的减少相一致。
如图3f显示，主风暴轴在每一个半球的极向温度锋处锚定，风暴轴由于失去温度锋而变得更加不稳定。在地表温度（SAT）前保持紧密的经向梯度，是风暴发展所必须的。观察（图1），整个大气湍流热通量向上通过温暖的一面，海洋变暖，而向下则是较冷一侧（图3e）。流量与当地SST-SAT差成正比，在正面侧翼格外大。以45°作为参考指标，在42°至48°SAT感热通量的横向差异与850hpa极地涡流热通量进行滞后性分析。结果表明，大气涡旋活动热输送减弱后，SAT梯度可以通过海洋的交叉热供应在2~3天内恢复，这可以被称为“海洋斜压调整”
4.西风急流变化
我们的试验还表明，中纬度SST可以显著影响大气的变化。我们专注于环状模态[Thompson and Wallace, 2000],在温带，公认的低频变化的主导模式是子午振动的纬向平均西风风速（U）。环状模态提取250hpa（U）各个半球20°到极地的第一个经验正交函数（EOF）11天的平均异常（从60个月的平均值）作为统计模型。第一EOF定义剖面（U）异常，占其半球方差的最大部分，与振幅的时间序列（PC1）用于识别复合事件，如图4.。
图4在CTL试验中，250hpa上典型的纬向分布[U] (m/s)中，环状模式的阳性和阴性对应冬半球（a）和夏半球（b）。但在NF试验中，对于（c）和（d），分别如图4a和4b。基于17~29事件综合而得到的模式指数（PC1）超过3个标准差的大小。圆圈表示95%置信水平的显著异常。
在CTL试验中，环状模态为主导，在两个半球（U）方差统计中约占总量的一般。冬季和夏季模式（U）的振动分别位于 55°~37°和60°~42°之间，它们的节点分别固定在PFJ和风暴轴的节点周围，如在南半球所观察到的[Thompson and Wallace, 2000]。夏季模式表示PFJ的子午迁移（图4b），冬季模式的正、负相对应PFJ-STJ双射流和STJ主导机制，分别为（图4a），正如在南半球冬季所观察到的[Aoki et al., 1996].该环状模式本质上是PFJ和风暴轴之间的耦合变化，如[Lorenz and Hartmann, 2001].所观察到的。例如，在冬季，中纬度扰动的增加和相关的动量传递，分别导致PFJ向极地和赤道的西风加速和减速。
而在NF试验中，风暴轴不再锚定在温度锋前，而变得不稳定（图3），且它们的活动与向极地的动量输送明显减弱。因此，环状模态以及它定义在两个半球的空间结构变得越来越弱（图4）。特别是，冬季模式是不现实的，基本代表了中纬度（U）异常，STJ变异没有明确的中心，与Eichelberger 和 Hartmann [2007]一致。在这种情况下，双射流机制无法实现（图4c）。两个半球中，SST前端明显削弱了（U）波动，两个不同的中纬度峰值（U）方差的损失，表示环状模式的主导地位和稳定性。
5.总结和讨论
在这项研究中，比较我们大气环流模式试验的结果和有无正向梯度纬向平均海温，显示海洋锋区对维持对流层环流有潜在的作用，包括PFJ和交换，通过增强低层APE并锚定，经由海洋斜压性调整恢复的狭窄的跨锋面梯度SAT活动，从而加强风暴轴活动。在SST方面也有助于维持大气涡旋活动驱动环形模式全年的强度和结构，正如南半球的观察表明。其全年的稳定性可能是从冬季到初夏的对流层-平流层环流联动异常，包括可能对南极下行的臭氧损耗的影响[Gillett and Thompson, 2003]。我们的结论对未来的气候变暖也有确定的推断。它们表明，在最近的观察 [Nakamura and Sampe, 2002] 和全球变暖的大气环流模式模拟[Inatsu and Kimoto, 2005]中，远东冬季风暴活动的增强的同时，30°N附近的西风受到了削弱。尽管与实际不符的温暖亚极地海洋的NF型SST梯度可能过度松散，然而我们的结果应该被视为海温锋潜在影响的上限。
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通常认为中纬度海洋只是被动的应对大气变化而没有对大气的影响反馈。然而Minobe等人[2008]和最近的研究表明，中纬度SST在塑造对流层环流上可能发挥着基础性的作用。通过大气涡旋活动动量传输，海洋锋区附近表面西风应力尤其强烈，在某些方面有跨锋面的热对流产生，但在维持机制方面还需要进一步的研究。Thomas 和 Lee [2005]指出，基于跨锋面产生的强烈Ekman冷平流和由此产生的对流导致并维持了二次循环。它们的互动，温度锋的配置，风暴轴和极锋急流全年都可以在南印度洋和北大西洋观察到[Nakamura et al., 2004],其中哈德来环流和STJ的影响较弱。鉴于上述可能的反馈，我们的研究需要一个新的框架，把这些特征作为温带海气耦合系统的条件。虽然干绝热的动力学条件在我们的框架中必不可少，但提供水分的暖流在风暴轴活动中同样重要，如Hoskins 和 Valdes [1990]强调的那样，与海洋的热量交换抑制了异常的个体天气系统。
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