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浅析在海洋中尺度涡响应中大气的进程

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发布日期:2018-10-31 10:36

 1 引言
  海洋与大气通过界面间的热量、动量以及物质交换紧密联系在一起, 形成一个包含各种尺度的耦合系统。以往海气相互作用研究侧重于大尺度海气相互作用 (如ENSO等[1]) 和小尺度海气相互作用 (如海洋飞沫等[2]) , 而如今越来越多的研究意识到中尺度海气相互作用过程的重要性[3,4]。与之对应, 海气相互作用过程中的海洋研究对象也由大洋和波浪扩展到海洋锋面[5]、沿岸上升流[6]、赤道不稳定波[7]以及海洋中尺度涡[8]等中尺度海洋特征。在热带外地区, 大尺度海气相互作用过程中通常是大气驱动着海洋。而与海洋中尺度特征相关的中尺度海气相互作用更多表现为海洋对大气的强迫, 而这种强迫表现为海表面温度 (Sea Surface Temperature, SST) 与洋面风速的正相关关系[5,9]。
  2003—2004年, 由美国海军研究院主持开展的耦合边界层海气交换试验 (the Coupled Bundary Layer and Air-Sea Trunsfer, CBLAST) 利用海上观测平台和飞机搭载观测, 证实了中尺度SST变化 (海洋锋面) 对大气边界层的影响[10]。而较早将这种海温强迫与海洋中尺度涡相联系的研究是Businger等[11]利用1978年JASIN (Joint Air-Sea Interaction) 实验数据得到的。在他们的研究中, 暖涡使湍流热通量增加从而使得大气边界层升高, 并最终表现为风速在暖涡上的增大。
  近年来, 随着卫星高度计资料 (如TOPEX/Poseidon、AVISO) 的使用, 空间尺度 (直径) 为100~500 km, 时间尺度为30~250天的海洋中尺度涡更加为人所知[12,13]。中尺度涡广泛分布于除赤道地区以外的全球大洋, 尤其以大陆以东洋面为涡旋集中区域。约75%的中尺度涡呈准西向传播, 而在涡旋与背景流的相互作用下, 南极绕极流区和亲潮区域的中尺度涡以东向移动为主。从海洋锋面到中尺度涡, 可以认为是将物理海洋学的研究从气候尺度向天气尺度的进一步扩展。中尺度涡解释了约1/3的海洋经向热量输送[14], 因此针对其生成、耗散以及三维结构的研究[15,16]成为物理海洋学的前沿热点。其中, 大气低频振荡能引起海洋上层环流的季节内变化。与之相伴的赤道开尔文波东传至大洋东岸时形成的海岸陷波、沿岸流以及随之产生的不稳定是沿岸海洋中尺度涡生成的原因之一[17]。此外, 由于锋面处的不稳定性也是中尺度涡形成的重要原因之一。比如在南极绕极流区域和我国南海北部陆架区域都是中尺度涡大量分布的区域。而在强西边界流区域, 如黑潮和湾流区域, 环状旋转的水体从主流中脱离也会形成锋面涡旋。
  关于海洋中尺度涡对大气的影响, 关键则在于其造成的海温异常。海洋中尺度涡对海温的影响可至洋面下1 000 m, 在Ekman抽吸作用下气旋式中尺度涡通常引起洋面辐散, 相应的上升流引起SST冷异常。反之, 反气旋涡对应的洋面辐合将产生下沉流和SST暖异常[17,18]。此外, 当中尺度涡位于有较大SST梯度的海域时 (如南海北部海域、南印度洋、夏威夷海脊区及中纬度海域) , 其自身旋转造成的温度平流也会在涡旋两侧或2个涡旋之间产生类似于冷 (暖) 舌的SST改变[18~20]。对于单个个例, Qiu等[21]利用Argo资料追踪了一对东北太平洋上的气旋式和反气旋式中尺度涡。二者均引起了约0.5℃的SST异常, 而最大的海温异常 (2℃) 位于温跃层中心处 (600 m) 。Chu等[22]通过走航数据成功观测到近20年最强的西沙暖涡。超过20 cm的海表高度异常 (Sea Surface Height Anomaly, SSHA) 持续了8个月, 与之对应的是近1℃的SST异常和最高7℃的温跃层海温异常。对于多样本的统计分析, Hausmann等[23]通过中尺度涡路径资料对南极绕流区和墨西哥湾流区共4 314例中尺度涡进行了合成分析。结果表明, 中尺度涡所引起的平均SSHA为15 cm, 较弱个例 (SSHA<15 cm) 引起的SST异常为0.15℃, 而较强个例 (SSHA>15 cm) 可达0.73℃。Chen等[24]利用763个Argo温度剖面刻画了南海中尺度涡的垂直温度结构。暖涡平均造成了约0.4℃的暖异常, 随着深度的加深海温异常也迅速加大, 最大暖异常在洋面下110 m处达到1℃。而最大冷异常出现在80 m处约为0.8℃, 此后温度异常逐渐减弱并最终消失在洋面下约500 m处。此外, 以22℃等温线代表温跃层的位置, 暖涡使得温跃层位置更深 (110 m) 且厚度更厚, 相反冷涡中心温跃层更浅 (45 m) 更薄。
  由此可见, 无论是个例还是区域整体, 海洋中尺度涡都表现出了对整个海洋上层热状况的显著改变。因此, 针对中尺度涡的海气相互作用过程, 而提出的科学问题为:中尺度涡所引起的海温异常会对局地环流和天气系统造成怎样的影响, 而这种影响又是通过何种机制实现的。围绕这2个问题, 科学家们利用先进的卫星观测和数值模拟进行了一系列的研究, 也获得了重要的科研成果[25~27]。本文首先回顾了海洋中尺度涡对局地环流的影响, 其次分析了大气对中尺度涡响应的机制, 最后介绍了中尺度涡对天气系统的影响。
  2 海洋中尺度涡对局地环流的影响
  从SST异常的角度来看, 中尺度涡可视为闭合的海洋锋面, 大气对中尺度涡的响应与其对海洋锋面的响应有诸多相似之处。然而, 二者在形态上有显著差异, 海洋锋面的空间尺度通常为上千公里且为带状, 而中尺度涡仅有百公里且为环状, 涡的两侧相当于2条性质相反的锋面。另外, 中尺度涡所引起的海温异常通常小于海洋锋面。例如, 墨西哥湾流两侧的SST差异可达4~10℃[28,29], 黑潮延伸区的SST梯度也达3℃/100 km[30], 而墨西哥湾内中尺度涡的平均SST异常为0.76℃[23], 在黑潮延伸区仅约0.5℃[31]。虽然中尺度涡引起的异常信号要弱于海洋锋面, 但在数量上中尺度涡是远超后者的, 且几乎遍布于全球海洋, 因而它对大气的影响更加广泛。
  中尺度涡所引起的SST异常将通过改变海表湍流热通量来改变其上大气状态, 从而实现海洋对大气的强迫[32~34]。空气块移入中尺度涡上空时所产生的海气温差、湿度差以及洋面风速异常都会引起湍流热通量异常。对暖涡而言, SST暖异常使海气温差增大, 使从海洋至大气的感热通量 (Sensible Heat Flux, SHF) 增加。同时, 暖异常也使饱和比湿增加, 加大了海气表面湿度差进而增强了洋面的蒸发冷却, 使得潜热通量 (Latent Heat Flux, LHF) 增加。因此, 暖涡对应着向上的湍流热通量异常, 海洋加热大气。相反, 冷涡对应向下的湍流热通量异常, 海洋从大气获得热量。Bourras等[35]计算了东北大西洋上1个冷涡的湍流热通量, 该冷涡引起了1℃的SST冷异常, 与之对应的是约-20 W/m2的LHF异常和约-6 W/m2的SHF异常。中尺度涡造成的湍流热通量异常不仅在个例中体现, 在对南大西洋10年共2 100个中尺度涡进行合成后, Villas B8as等[36]发现暖 (冷) 涡对应着约10 W/m2的LHF正 (负) 异常和约6 W/m2的SHF正 (负) 异常。他们还发现在中尺度涡活动频繁的厄加勒斯涡流区和巴西—马尔维纳斯汇流区, 中尺度涡造成的湍流热通量扰动可占其自然变率的20%。总的来说, 海洋中尺度涡造成的LHF的变化大于SHF, 且湍流热通量异常通常与SST异常是同位相的。但也有研究表明[36], 在β作用下, 湍流热通量异常会有轻微的向极或向赤的位相偏移。相较于海洋锋面两侧近200W/m2的热通量差[37], 中尺度涡产生的湍流热通量变化仅为其的1/10, 这样大小的热通量异常能否像锋面一样改变大气边界层的状态呢?Frenger等[38]在南大洋的计算结果表示, 0.3℃的SST异常产生约20 W/m2的异常加热, 层结稳定的大气受此加热在4小时内将升温0.6℃, 最终使边界层升高约100m。这对平均约500 m的海气边界层造成了近20%的变化。由此可见海洋中尺度涡同样能对大气边界层的状态产生显著影响。
  中尺度涡对边界层状态的改变将引起洋面风速变化[39]。暖涡 (冷涡) 上海气温差和边界层底层湿度的增加 (减小) 使得大气边界层稳定度减弱 (加强) , 通过浮力扰动将影响垂向的动量输送, 从而改变原有的垂直风切变并最终引起洋面风速的变化[40~42]。此外, 热通量的变化伴随着气温和湿度的改变, 这将对海平面气压 (Sea Level Pressure, SLP) 产生影响, 在额外气压梯度力的作用下洋面风速也会发生改变。马静等[43]利用动态合成方法对黑潮延伸区冷、暖2个中尺度涡上的洋面风进行了合成。结果表明, 暖涡造成了最高0.9℃的SST异常, 与之对应的是0.5 m/s的洋面风速异常。冷涡则对应-1.2℃的SST异常和-0.7 m/s的洋面风速异常, 并且2个异常中心几乎重合, 呈同位相关系。同样, 对南大洋超过60万个中尺度涡进行合成后, Frenger等[38]同样得到了SST与洋面风速的正相关关系。平均0.5℃的SST异常引起了0.31 m/s的风速异常, 风速与SST的年平均相关系数为0.5, 证实了中尺度涡对洋面风速的影响。此外, 在他们的研究中, 风速与SST表现出很强的线性关系, 二者的耦合强度 (线性回归系数) 为0.4 (m/s) /℃, 风速异常中心与海温异常中心重合且在中尺度涡上空3倍半径的范围内都有清晰的风速的改变。在不同的研究区域中, 洋面风速异常也会出现在中尺度涡的两侧 (上、下风方向) 。即风速的异常不仅会在SST异常最大处也会在SST梯度最大处[44]。例如, Rouault等[45]便发现洋面风速在一暖涡个例的上游减弱而在其下游处增强。此外, 如前文所提到的, 在背景SST梯度较大的南海北部及中纬度海域, 沿方位角方向的水平热平流同样可在涡旋两侧造成SST异常。而这时洋面风速异常也会出现在中尺度涡的两侧[18,46,47,48]。
  由中尺度涡造成的洋面风场变化将进一步引起大气低层涡度、散度的变化。如图1所示, 在均匀同向的大尺度西风下, 暖涡上洋面风速增大, 在其上风向有风速的辐散, 而在其下风向有风速的辐合。在侧风方向, 暖涡北侧有气旋式水平风切变, 而在暖涡南侧风速由涡旋中心向南递减, 产生反气旋式切变和负的涡度异常。同理, 冷涡上空洋面风速降低, 在其上 (下) 游有异常辐合 (辐散) , 在其北 (南) 侧有负 (正) 涡度异常。Jin等[49]利用海气耦合模式模拟了一对冷暖涡上的洋面风应力变化。暖涡上风应力散度场清晰地表现出顺风方向上2个以涡轴线对称的异号中心, 而风应力涡度则为侧风向的2个异号中心。冷涡上有同样的变化只是符号相反。这种偶极子型的涡、散度响应同样被模式验证。Byrne等[50]对南大西洋3 000多个中尺度涡上的涡、散度场进行模拟合成后得到与卫星观测一致的偶极型特征。约0.2℃的SST异常对应着每10 km约3×10-3N/m2的风应力散度异常和每10 km 1.5×10-3N/m2的风应力涡度异常。值得注意的是, 海洋中尺度涡也会引起SLP的变化, 中尺度涡正上方的SLP异常同样会造成散度异常。而这时的异常散度场将表现为单极型[51], 而非分布于涡两侧的偶极型。

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复合影响因子: 综合影响因子: 期刊分类:自然科学

出版地:北京

发行周期: 双月刊

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