月內尺度上與冬季北太平洋大范圍海溫暖異常相聯系的海氣相互作用特征

陳宏莉 徐海明 馬靜 鄧潔淳 2

1 南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心/氣象災害教育部重點實驗室/氣候與環境變化國際合作聯合實驗室，南京 210044

2 南京信息工程大學大氣科學學院，南京 210044

1 引言

近年來，氣候變化廣受關注，海氣相互作用是氣候研究中的一個重要課題。早在20 世紀60 年代，Bjerknes（ 1966, 1969） 和Namias（ 1959, 1963,1969）就分別提出了熱帶與中緯度海氣相互作用問題。以厄爾尼諾—南方濤動為代表的熱帶海氣相互作 用 相 關 研 究 已 日 趨 成 熟（Neelin et al., 1998;Wang and Fiedler, 2006），并且可以用來解釋氣候變率的相關問題（Ropelewski and Halpert, 1996;Trenberth and Caron, 2000）。然而，由于中緯度大氣斜壓性強、內部變率大，中緯度海氣相互作用的研究進展相對緩慢。中緯度海氣相互作用不僅能直接影響中緯度氣候變率，也可以通過“大氣橋”間接影響其他地區的氣候（Vimont et al., 2003），因此，研究中緯度海氣相互作用具有重要意義。

很多研究表明，中緯度大尺度海氣相互作用主要表現為大氣對海洋的強迫（Deser and Timlin,1997; Kushnir et al., 2002; Tanimoto et al., 2003）。大氣可以通過改變海氣熱通量交換來強迫海洋（Frankignoul and Hasselmann, 1977; Frankignoul,1985; Lau and Nath, 1996）。 Frankignoul and Hasselmann（1977）將超前滯后方法應用于海表面溫度（SST）的模擬：當大氣超前SST 意味著大氣對海洋的強迫，而大氣滯后SST 則反映了海洋對大氣的影響。有研究指出在熱帶外地區的大氣環流異常與海表溫度異常之間的超前相關大于滯后相關，這表明中緯度地區可能是大氣對海洋的強迫占主導地位（Wallace and Gutzler, 1981）。Cayan（1992a,1992b, 1992c）研究表明，盡管?？寺鲗χ懈呔暤貐^的SST 異常有一定影響，但海氣熱通量交換才是造成大尺度SST 變率的關鍵因子：當北太平洋SST 異常與熱通量（向上為正）距平呈反相關關系時，熱通量異常在SST 暖異常區由大氣指向海洋時，海洋獲得能量從而增溫，熱通量異常在SST 冷異常區由海洋指向大氣，海洋失去熱量從而降溫。

不少研究采用統計方法表明中緯度存在海洋對大氣的強迫，這些研究通過分析大尺度大氣環流異常與前期SST 異常的相關關系說明海洋可能強迫大 氣（ Namias, 1976; Davis, 1976; Rodwell and Folland, 2002）。Czaja and Frankignoul（2002）基于滯后最大協方差分析法對北大西洋SSTs 與500 hPa 位勢高度場進行分析，指出早夏馬蹄形海溫異?？删S持到早冬時期，并在大氣中強迫出北負南正（冰島低壓與亞速爾高壓均增強）的相當正壓異常結構，進而影響北大西洋濤動。類似地，Liu et al.（2006）發現北太平洋夏季也存在海洋對大氣的影響。

由于中緯度SSTs 相對較低，海溫變化難以引起深對流，觀測研究很難確定海洋對大氣的強迫作用。因此，前人應用不同的全球大氣環流模式開展了這方面的研究，但所得結果存在明顯差異。例如，一些大氣環流模式模擬的大氣對海溫異常的響應在垂直方向上表現為相當正壓結構（Palmer and Sun,1985; Latif and Barnett, 1994; Peng et al., 1995），一些模式則表現為大氣斜壓響應特征（Hense et al.,1990; Ting, 1991），而 有 些 模 式 甚 至 沒 有 響 應（Lau and Nath, 1994）。此外，同一季節大氣對中緯度海溫異常響應也存在明顯差異。Peng et al.（1995）采用全球譜模式模擬北大西洋西部SST 暖異常對大氣的強迫作用，發現11 月的大氣響應在垂直方向上表現為相當正壓的位勢高度正異常，而1 月則表現為相當正壓結構的負異常，表明大氣對中緯度SST 異常的響應可能還依賴于基本氣流。

已有研究揭示了中緯度地區存在海洋對大氣的強迫，但這些研究局限于海洋鋒區、中尺度渦旋等尺度相對較小的區域性海氣相互作用（Nonaka and Xie, 2003; 徐蜜蜜等, 2010, 2012; 馬靜等, 2014），而關于海盆尺度海洋對大氣的強迫作用的研究主要基于統計相關分析，缺乏直接的觀測證據。徐海明和崔夢雪（2018）基于月平均資料對中緯度大尺度海溫異常的海氣關系進行了探討，認為中緯度地區主要表現為大氣對海洋的影響，但同時也存在海洋對大氣的反饋，但月內或更短時間尺度上是否存在海洋對大氣的強迫作用還有待研究。

本文結合1985～2015 年的觀測和再分析資料，使用跟隨SST 異常中心的動態合成方法，揭示月內時間尺度上與冬季中緯度北太平洋大尺度SST暖異常相聯系的局地海氣相互作用特征，探究更短時間尺度上大范圍SST 暖異常發展不同階段的海氣關系，試圖找到海洋反饋大氣的直接觀測證據。

2 資料與方法

2.1 資料

本文采用美國國家海洋大氣管理局（NOAA，National Oceanic and Atmospheric Administration）的逐日海溫異常資料（Reynolds et al., 2002），其利用超高分辨率掃描輻射計數據對SSTs 進行最優插值，水平分辨率為0.25°×0.25°。候平均海溫和三維洋流數據均來自美國環境預測中心（NCEP，National Centers for Environmental Prediction）全球海洋資料同化系統（GODAS，Global Ocean Data Assimilation System）的海洋再分析資料（Behringer and Xue, 2004），該數據集的空間分辨率為1°（經度）×1/3°（緯度），垂直方向共有40 層即5～4478 m，其中5～200 m 的分辨率為10 m，本文取海洋上層的15 層進行分析。

大氣環流場以及非絕熱加熱場均使用NCEP 及能源部（DOE，Department of Energy）提供的第二套逐日再分析資料（Kanamitsu et al., 2002），該數據集表現的輻射過程有所改善，其水平分辨率為T62 高斯分布，緯向上1.875°等距分布，經向上不等距分布。上述再分析資料的研究時段均與海溫異常數據保持一致，即1985～2015 年。

2.2 分類合成方法

本文參照徐海明和崔夢雪（2018）對大范圍海溫異常區域的判別方法，定義了北太平洋大范圍海溫異常，即在北太平洋地區（20°～55°N，150°E～135°W），|SST 異常|≥1 的點與SST 異常中心至少相隔10 個經緯距，則可記錄為一次大范圍海溫異常，其水平尺度約為1000 km。本文首先統計了1985～2015 年所有大范圍SST 暖異常事件的生命史（圖1），發現一次增暖的事件的生命史主要集中在50 天左右，然后選取該生命史內的8 個暖事件（表1），最后通過合成方法研究了與此類大范圍海溫暖事件相聯系的月內尺度海氣特征。

表1 8 個大范圍海溫暖異常事件的發生時間Table1 The occurrence time of eight large-scale sea surface temperature warm anomaly events

圖1 1985～2015 年各個生命史內大范圍海表溫度（SST）暖異常事件的個數Fig.1 Number of large-scale sea surface temperature warm anomaly events (WAE) in each lifespan during the 1985–2015 period

這里使用的合成方法為中心動態合成，即借鑒跟蹤熱帶氣旋（李英等, 2005）和跟蹤海洋渦旋中心（馬靜等, 2014）動態合成法，使用伴隨大范圍SST 異常中心的動態合成方法。該方法區別于簡單的算術平均合成，可以減少樣本物理量在區域內抵消造成的負面影響，保證大范圍海溫異常結構的相對完整，更能抓住樣本的主要物理特征。

本文使用的變量均通過去線性趨勢、傅利葉高通濾波與空間九點平滑等預處理，且需要把日距平資料處理為10 天（即一旬）距平資料。需要指出的是，本文中冬季的時間范圍為每年11 月至次年2 月。

2.3 大氣斜壓性指數

斜壓性通常是用靜力穩定度和水平溫度梯度共同表示，后者根據熱成風平衡關系，相當于水平風的垂直切變（Charney, 1947; Eady, 1949）。本文使用Hoskins and Valdes（1990）定義的大氣斜壓性指數進行分析，計算方法如下：

其中，N表示浮力振蕩頻率，f表示科氏參數，T為氣溫，z為高度，V為水平速度。大氣斜壓性指數越大，天氣尺度的運動越容易發生（Simmons and Hoskins, 1978）。不考慮對流層低層的水平切變和水汽過程，該指數可以較好地指示大氣斜壓性（ Nakamura and Sampe, 2002; Nakamura and Yamane, 2010）。

2.4 高頻瞬變渦旋反饋強迫

高頻瞬變渦旋反饋強迫（TEFF，Transient Eddy Feedback Forcing）表示由于高頻瞬變渦旋的熱量通量和渦動通量的輻合輻散而造成的低頻位勢傾向，在中高緯度地區TEFF 很強。計算公式（2）中的位勢傾向可以用來表征TEFF 的作用（Lau and Holopainen, 1984; Holopainen and Fortelius,1987; 施寧, 2013; Zhang et al., 2017）。

其中，“′”表示8 天以內的高頻濾波場，“—”表示除高頻場以外的低頻濾波場，靜力穩定度σ=–(α/θ)(?θ/?p)，且σ=σ(p)，α=1/ρ為 比 容，表 示–?θ/?p在北半球的平均量，z為高度，V'為高頻水平速度，f=1×10–4s–1為45°N 的科氏參數，R'表示準地轉位渦平衡中的剩余項，如低頻水平平流、非絕熱加熱等因子。其他變量則為常用的氣象場變量。下標“heat”和“vor”分別表示高頻瞬變渦旋的熱量通量和渦動動量通量的作用。

垂直邊界層設定為1000 hPa 和100 hPa，邊界條件需要滿足（3）式：

其中，R為氣體常數，Cp為干空氣比熱。將由Dvor項所引起的TEFF 記為TEFF-vor，由Dheat引起的TEFF 記為TEFF-heat，TEFF-vor 與TEFFheat 的線性疊加記為TEFF-all。對于公式（2）中的二維拉普拉斯算子，本文基于球諧函數在球面上對其進行展開，且主要使用T21 截斷，具體計算步 驟 與Holopainen and Fortelius（1987）、施 寧（2013）一致。

2.5 混合層熱量收支方程

混合層熱量收支方程是研究診斷SST 變率的重要工具（Dinniman and Rienecker, 1999; Wang et al., 2012; Zhang et al., 2013）。本 文參 照Zhang et al.（2019），給出海表溫度變化方程（4），此處假定SST 等同于混合層平均溫度。

其中，ΔTm表示混合層和緊臨混合層下方內部海洋之間的溫度差，u、v、w為混合層三維洋流速度，H為混合層深度，ρ0為海水密度，cp為海水比熱容。Qnet為向下表面凈熱通量的總和，包括感熱通量、潛熱通量、長波輻射通量以及短波輻射通量。R''為剩余項，包括次網格尺度過程、擴散等因子。由此公式可知，局地SST 的變化主要受海洋溫度水平平流、垂直輸送以及海表凈熱通量的控制，其中海溫水平平流和垂直輸送主要反映了海洋的動力過程，凈熱通量項則代表了海氣之間的熱量交換。

3 大范圍海溫暖異常的海氣特征

3.1 海氣界面的主要特征

圖2 給出了區域平均的海表溫度、凈熱通量以及全風速異常隨時間的演變。由圖可見，海表溫度經歷了一次明顯的增暖和降溫過程，隨著海表溫度的升高和下降，海表凈熱通量（向上為正）也隨之發生了一次明顯的改變。在SST 異常達到峰值之前，海表凈熱通量異常為負值，即大氣失去熱量，海洋得到熱量，從而使得海表溫度上升，這清楚表明了此時的海氣關系主要表現為大氣對海洋的強迫作用。在SST 異常達到峰值之后，海表凈熱通量異常則發生了明顯轉變，由前期的負值轉變為正值，即由前期海洋從大氣獲得熱量變為向大氣輸送熱量，從而加熱大氣、冷卻海洋，表明此時海氣關系由前期的大氣強迫海洋轉變為海洋對大氣的強迫作用。

圖2 海表溫度異常（SSTA，實線，單位：°C）、表面凈熱通量異常（短虛線，單位：W m?2）以及10 m 全風速異常（長虛線，單位：m s?1）的動態合成區域（以海溫異常最大值為中心的20 個經度乘以10 個緯度的區域）平均值隨時間（5 個旬，大范圍海溫異常事件發展的盛期表示為“ten-day [0]”）的演變。其中海表凈熱通量為凈感熱通量、凈潛熱通量、凈長波輻射通量以及凈短波輻射通量的總和Fig.2 Time evolution (namely, fifty days, and the peak stage of the large-scale sea surface temperature WAE is expressed as “ten-day [0]”)of composite sea surface temperature anomalies (SSTA, solid line,units: °C), surface net heat flux anomalies (short dashed line, units: W m?2), and 10-m wind speed anomalies (long dashed line, units: m s?1) in the area of 10° latitude by 20° longitude centered relative to each SST anomaly center. The net heat flux of the sea surface is the sum of sensible heat net flux, latent heat net flux, net longwave radiation flux,and net shortwave radiation flux.

以上在SST 異常達到峰值前后海氣關系的明顯改變在海表風速異常的轉變中得到進一步印證。由圖2 可見，在SST 異常達到峰值之前，海表風速為負異常，風速相對較小，海表風速與海表溫度異常之間成明顯的反位相關系；而在SST 異常達到峰值以后，海表風速轉變為正異常，風速明顯增加，海表風速與海表溫度異常之間形成明顯的同位相關系。大量研究表明，當SST 異常與海表風速之間構成同位相關系（正相關）時，海氣之間主要表現為海洋對大氣的強迫作用（Nonaka and Xie,2003; Koseki and Watanabe, 2010; 徐蜜蜜 等, 2010;馬靜等, 2014）。海洋強迫大氣的過程可用動量垂直混合機制加以解釋（Wallace et al., 1989），即高海溫可使海洋上空大氣邊界層不穩定性增加，大氣邊界層不穩定性增加則會增強邊界層垂直混合，進而導致高層風動量下傳，海表風速隨之增強。

海氣關系由前期的大氣強迫海洋轉變為后期的海洋強迫大氣，在整個海氣關系轉變的過程中，海表熱通量、海表溫度以及10 m 風場這三者之間存在較好的配置關系。由圖2 可知，前期風速相比同期較小，洋面失去的熱量較少，相應地SST 也隨之增加；而后期風速明顯增大，洋面失去的熱量增多，相應地SST 也隨之下降。

為了更清楚地表征海氣關系，圖3 給出了SST 暖異常前期、盛期和后期的湍流熱通量異常和凈輻射通量異常（向上為正）的空間分布。前期凈感熱通量和凈潛熱通量負異常的區域對應SST 暖異常（圖3a1、b1），且潛熱通量負異常遠強于感熱通量負異常，這種負異常與風速的減小有關。從凈輻射通量異常分布（圖3c1、d1）可見，SST 暖異常中心區的凈短波輻射通量主要為正異常、凈長波輻射通量主要為負異常，但凈輻射通量異常明顯弱于湍流熱通量異常。因此，熱量從大氣傳輸到海洋，海表獲得熱量致使SST 升高，這表明前期的海氣關系主要為大氣對海洋的強迫作用。盛期湍流熱通量異常和凈輻射通量異常在SST 暖異常區域為負值（圖3a2–d2），總體上仍表現為大氣對海洋的強迫作用。后期（圖3a3–d3）湍流熱通量異常和凈輻射通量異常的空間分布均發生了明顯轉變，SST 暖異常區域的感熱通量、潛熱通量和凈長波輻射通量由前期的負異常轉變為正異常，此時熱量從海洋傳輸到大氣，海表失去熱量致使SST 降低，這表明后期的海氣關系主要表現為海洋對大氣的強迫作用?？傮w來看，潛熱通量和感熱通量異常在SST 暖異常事件中起著主導作用。

圖3（a1–a3）凈感熱通量異常、（b1–b3）凈潛熱通量異常、（c1–c3）凈短波輻射通量異常和（d1–d3）凈長波輻射通量異常（陰影，單位：W/m2）在大范圍海溫暖異常（a1–d1）前期 (ten-day [?1])、（a2–d2）盛期 (ten-day [0])、（a3–d3）后期 (ten-day [+1])的合成分布。等值線為SST 異常（間隔為0.5°C）Fig.3 Composite anomalies of (a1–a3) sensible heat net flux, (b1–b3) latent heat net flux, (c1–c3) net shortwave radiation flux, and (d1–d3) net longwave radiation flux (colors, units: W m?2) at (a1–d1) the early stage (ten-day [?1]), (a2–d2) peak stage (ten-day [0]), and (a3–d3) late stage (tenday [+1]) of large-scale sea surface temperature (SST) anomalies. The contours denote SST anomalies (interval: 0.5°C)

綜上，從海表凈熱通量、海表風速與海表溫度的時間演變和空間配置關系可以推斷，SST 暖異常發展前期海氣關系主要表現為大氣對海洋的強迫作用，后期則主要表現為海洋對大氣的強迫作用。

3.2 海洋的主要特征

由前文的結果可知，與SST 暖異常相聯系的海氣關系由前期大氣對海洋的強迫作用轉變為后期海洋對大氣的強迫作用，海氣界面的熱通量在其中起重要作用。前人研究表明埃克曼抽吸引起的上升流和水平溫度平流也可能導致海溫變化（Latif and Barnett, 1994; Qiu, 2003），所以不能排除海洋動力過程的影響。圖4 給出了海水位溫異常的時間—深度剖面，由圖可見，海洋上層（5～50 m）的位溫異常與SST 暖異常的演變趨勢一致，海洋上層位溫也經歷了一次明顯的增暖和降溫過程，SST 暖異常前期的海洋位溫逐漸增大，盛期達到峰值，后期逐漸減小。值得注意的是，50 m 深度以下的位溫在整個SST 暖異常發展過程中一直升高，即在SST 正異常達到峰值之前海洋暖異常比較淺薄，從105 m 深度以下的“冷舌”可知此時SST 暖異常區域存在異常上翻流；在SST 正異常達到峰值之后海洋暖異常較前期深厚，此時可能有下沉流和混合效應等海洋動力學過程在起作用。

圖4 海水位溫距平（等值線，單位：°C）在大范圍SST 異常區域（即以海溫異常最大值為中心的20 個經度乘以10 個緯度的區域）的時間—深度剖面Fig.4 Time–depth cross sections of composite seawater potential temperature anomalies (contours, units: °C) in the area of 10° latitude by 20° longitude centered relative to each sea surface temperature anomaly center.

為進一步探討海洋動力過程的作用，圖5 給出了不同階段混合層三維洋流異常的合成分布。前期（圖5a），SST 暖異常區域北部存在異常上翻流，南部存在異常下沉流，向南的海流異常表明SST暖異常區域存在異常冷平流，此時海洋動力過程不利于維持SST 暖異常，前期海氣關系主要表現為大氣對海洋的強迫作用。盛期（圖5b），SST 暖異常區域的海流異常一致向南，且SST 暖異常中心區存在異常上翻流，異常的冷平流和冷水上翻均不利于SST 增溫，此時的海氣關系與前期相同，依然表現為大氣強迫海洋。后期（圖5c），洋流結構發生了明顯變化，由前期向南的海流異常轉變為向北的海流異常，即溫度平流由前期的異常冷平流轉變為后期的異常暖平流，SST 暖異常中心區存在異常下沉流，表明此階段可能是海洋動力學過程維持了SST 暖異常，有助于海洋影響大氣，即海洋通過向上的凈熱通量加熱大氣從而衰減海表溫度，這反映了后期的海氣關系主要表現為海洋對大氣的強迫作用。

圖5 10 m 深度的水平海流異常場（矢量，單位：cm s?1）和海洋上層5～50 m 深度平均的垂直速度異常場（陰影，單位：10?5cm s?1）在大范圍海溫暖異常（a）前期 (ten-day [-2])、（b）盛期 (ten-day [0])、（c）后期 (ten-day [+2])的合成分布。等值線為SST 異常（間隔為0.5°C）Fig.5 Composite anomalies of the horizontal ocean current at 10-m depth (vectors, units: cm s?1) and the vertical velocity averaged in the upper 5～50 m (colors, units: 10?5 cm s?1) at (a) the early stage (ten-day [?2]), (b) peak stage (ten-day [0]), and (c) late stage (ten-day [+2]) of large-scale sea surface temperature (SST) anomalies. The contours denote SST anomalies (interval: 0.5°C)

圖6（a1–a3）200 hPa、（b1–b3）500 hPa、（c1–c3）850 hPa 的位勢高度異常（陰影，單位：gpm）和風場異常（矢量，單位：m s?1）以及（d1–d3）海平面氣壓異常（陰影，單位：hPa；矢量為10 m 風場異常場）在大范圍海溫暖異常（a1–d1）前期 (ten-day [?1])、（a2–d2）盛期 (ten-day [0])、（a3–d3）后期 (ten-day [+1])的合成分布。等值線為SST 異常（間隔為0.5°C）Fig.6 Composite anomalies of geopotential height (colors, units: gpm), wind (vectors, units: m s?1) at (a1–a3) 200, (b1–b3) 500, and (c1–c3) 850 hPa, respectively, at (a1–d1) the early stage (ten-day [?1]), (a2–d2) peak stage (ten-day [0]), and (a3–d3) late stage (ten-day [+1]) of large-scale sea surface temperature (SST) anomalies. Correspondingly, the composite sea level pressure (colors, units: hPa), 10-m wind (vectors, units: m s?1) and SST anomalies (contours, interval: 0.5°C) are also shown in Figs. d1, d2, and d3

分析海洋結構特征可知，SST 暖異常達到峰值前后的海氣關系發生了明顯的改變，SST 暖異常發展前期以大氣影響海洋為主，后期可能以海洋影響大氣為主，且海洋動力過程在前期不利于海溫暖異常的維持，但在后期有利于維持海溫暖異常。

3.3 大氣的主要特征

圖6 給出了SST 暖異常不同階段200、500 和850 hPa 的位勢高度以及海平面氣壓異常的合成分布。前期（圖6a1–d1）SST 暖異常伴隨著偶極型的海平面氣壓（SLP，Sea Level Pressure）異常，在SST 暖異常區東北部SLP 異常偏高，西南部SLP 異常偏低，對流層從低層到高層大氣位勢高度異?？臻g型態與SLP 類似，異常中心與SLP 異常中心基本重合，相應地對流層整層表現為一致的東南風異常。此時SST 暖異常區域的偏東風異常疊加在背景西風氣流上使得風速減小，海表熱通量也隨之減小。盛期（圖6a2–d2）SST 暖異常伴隨著相當正壓的偶極型位勢高度異常，在SST 暖異常區東部位勢高度異常偏高，西部位勢高度異常偏低，相應地風場在對流層整層表現為一致的南風異常。后期（圖6a3–d3）大氣異常結構發生了明顯轉變，SST 暖異常區及其北側上空表現為相當正壓的位勢高度負異常結構，SST 暖異常南側在500 hPa 以上為位勢高度正異常，相應地風場也發生了改變，由前期的東南風異常轉變為整層一致的西風異常，且SST 暖異常區域的西風異常疊加在背景西風場上使得風速增加，海表熱通量也隨之增加。

上述SST 暖異常前期對應的大氣環流結構與Kushnir et al.（2002）、徐海明和崔夢雪（2018）的研究結果相似但略有不同。Kushnir et al.（2002）指出北太平洋SST 暖異常對應上空大氣東風異常，以及北部反氣旋環流異常和南部氣旋環流異常的偶極型結構；徐海明和崔夢雪（2018）基于月平均資料研究指出，大氣影響海洋時SST 暖異常伴有偶極型的東北部反氣旋環流異常和西南部氣旋環流異常結構。值得注意的是，徐海明和崔夢雪（2018）研究指出海洋影響大氣時SST 暖異常伴隨著北部異常高壓和南部異常低壓的偶極型結構，與本文SST 暖異常后期海洋強迫大氣時展現的大氣響應結構明顯不同。

為了進一步表明大氣位勢高度異常與溫度異常的垂直結構及其與SST 暖異常的配置關系，圖7給出了不同階段溫度和位勢高度異常沿SST 異常中心的經向—高度剖面。前期（圖7a1–a3）SST暖異常的大氣位勢高度異常在垂直方向上表現出相當正壓的高壓異常，其從海表向上延伸至對流層頂，高壓異常中心位于300 hPa；而在SST 暖異常以南則表現為相當正壓的低壓異常，但異常幅度較弱。相應地，SST 暖異常上空大氣有較強的暖異常，且從低層向上延伸至300 hPa，此時存在異常下沉氣流，而300 hPa 以上則轉變為大氣溫度異常偏冷。盛期（圖7b1–b3）大氣位勢高度異常在對流層表現為相當正壓的高壓異常，異常中心位于150 hPa，且大氣暖異常從對流層低層向上延伸至150 hPa。后期（圖7c1–c3）環流垂直結構也發生了明顯的轉變，大氣位勢高度在SST 暖異常北側表現出從海平面向上延伸至對流層頂的相當正壓低壓異常，SST 暖異常南側則表現出較弱的高壓異常，且大氣暖異常集中在850 hPa 以下，對應有異常的上升氣流。

圖7 大范圍海溫暖異常（a1–c1）前期 (ten-day [-1])、（a2–c2）盛期 (ten-day [0])、（a3–c3）后期 (ten-day [+1])的（a1–a3）風場異常（矢量，單位：10?2 m s?1）和氣溫異常（陰影，單位：°C）以及（b1–b3）位勢高度異常（陰影，單位：gpm）沿SST 異常中心經度的緯度—高度合成剖面；（c1–c3）SST 異常（單位：°C）沿其中心所在經度的經向合成Fig.7 Latitude–height cross sections of composite anomalies of (a1–a3) wind (vectors, units: 10?2 Pa s?1), air temperature (colors, units: °C), and(b1–b3) geopotential height (colors, units: gpm) along the sea surface temperature (SST) anomaly center’s longitude at (a1–c1) the early stage (tenday [?1]), (a2–c2) peak stage (ten-day [0]), and (a3–c3) late stage (ten-day [+1]) of large-scale SST anomalies. Correspondingly, the composite SST anomalies (units: °C) are showed in Figs. c1, c2, and c3

綜合大氣和海洋結構特征的分析結果可以推斷，大尺度SST 暖異常后期海洋對大氣的強迫作用比前期大氣對海洋的強迫作用弱，相當正壓的氣旋式環流異常結構可能在月內或更短時間尺度上才會清楚地表現出來，在季節尺度或月尺度上仍然表現為相當正壓的反氣旋異常結構（Okajima et al., 2014;徐海明和崔夢雪, 2018）。

4 后期氣旋式環流異常的形成機制

從前文可知，SST 暖異常后期的海氣關系主要表現為海洋對大氣的強迫作用并在其北側上空出現了相當正壓的氣旋式環流異常結構，該大氣環流的異常響應明顯不同于前人的研究結果（Kushnir et al., 2002; Okajima et al., 2014; 徐 海 明 和 崔 夢 雪,2018）。目前普遍認為中緯度海洋熱力異常主要通過兩種途徑影響大氣（邱爽等, 2014）：一種是通過非絕熱加熱的直接強迫作用，Hoskins and Karoly（1981）通過線性定常模式診斷大氣環流場對熱源強迫的響應結構，認為中緯度SST 暖異常使低層大氣加熱，根據線性理論大氣響應為對流層低層位勢高度負異常、高層為正異常的斜壓結構；另外一種則是通過大氣瞬變渦旋活動的間接強迫作用（Kushnir et al., 2002; 邱爽等, 2014; Fang and Yang,2016）。Kushnir et al.（2002）認為SST 暖異常使得對流層高層的瞬變渦動通量向外輻散，高層大氣為了平衡渦度通量的輻散必然產生輻合進而引起中層大氣下沉，相應地對流層低層空氣輻散產生高壓異常，從而使中緯度大氣響應出相當正壓結構。

為了解釋上述相當正壓位勢高度負異常結構的形成機制，圖8 給出了SST 暖異常不同階段的大氣斜壓性指數異常分布。從該指數的時間演變可以看出，前期SST 暖異常區的大氣斜壓性指數主要表現為負異常，后期大氣斜壓性指數則表現為正異常，其空間型發生了明顯改變，表明后期SST 暖異常區域的大氣斜壓性增強，瞬變渦旋活動易發生。圖9 給出了850 hPa 上異常的熱量經向通量和300 hPa 上異常的西風動量通量在SST 暖異常不同階段的合成分布（其中“′”表示8 天以內的高頻濾波場，“—”則表示暖事件的時間合成場）。由圖9 可見，前期SST 暖異常區域的和主要表現為負異常，后期和均轉變為一致的正異常，表明瞬變擾動活動帶來的熱量經向通量和西風動量通量在SST 暖異常后期增強，瞬變渦旋活動在起作用。為量化瞬變渦旋活動對位勢高度場的強迫作用，圖10 給出了后期TEFF-heat、TEFFvor、TEFF-all 異常在不同層次的空間分布。TEFFheat（圖10a1–a3）在300 hPa 上主要表現為北部正異常南部負異常的結構，在500 hPa 和850 hPa 上則表現為北部負異常南部正異常的結構，即TEFFheat 異常在對流層高、低層呈反位相分布的斜壓結構。TEFF-vor 異常（圖10b1–b3）和TEFF-all 異常（圖10c1–c3）從對流層低層到高層表現出北負南正的相當正壓結構，與位勢高度異常場的位相分布一致，且TEFF-vor 的最大值位于對流層高層。因此TEFF-vor 異常和TEFF-heat 異常在300 hPa 會部分抵消，而在850 hPa 則相互疊加，所以TEFFall 異常在對流層中低層的作用比高層更明顯，這與Lau and Nath（1991）的結論一致?？傮w來看，TEFF-all 異常與TEFF-vor 異常在強度和地理位置上均較為一致，同時TEFF-heat 異常的強度小于TEFF-vor 異常，由此可推斷出TEFF-all 對后期氣旋式環流異常結構的強迫作用主要來自于TEFFvor 的貢獻，這與施寧（2013）的結論相似。

圖8 700 hPa 上大氣斜壓性指數異常（陰影，單位：K d?1）在大范圍SST 暖異常發展（a）前期 (ten-day [?1])、（b）盛期 (ten-day [0])、（c）后期 (ten-day [+1]) 的合成分布。等值線為SST 異常（間隔為0.5°C）Fig.8 Composite anomalies of atmospheric baroclinicity index at 700 hPa (colors, units: K d?1) at (a) the early stage (ten-day [?1]), (b) peak stage(ten-day [0]), and (c) late stage (ten-day [+1]) of large-scale sea surface temperature (SST) anomalies. The contours denote SST anomalies (interval:0.5 °C)

圖9（a1–a3）850 hPa 上異常的熱量經向通量（陰影，單位：m·K s?1）和（b1–b3）300 hPa 上異常的西風動量通量（陰影，單位：m2 s?2）在大范圍海溫暖異常（a1，b1）前期 (ten-day [?1])、（a2，b2）盛期 (ten-day [0])、（a3，b3）后期 (ten-day [+1]) 的合成分布。等值線為SST 異常（間隔為0.5°C）Fig.9 Composite anomalies of (a1–a3) meridional heat flux at 850 hPa (colors, units: m·K s?1) and (b1–b3) westerly momentum flux at 300 hPa (colors, units: m2 s?2) at (a1, b1) the early stage (ten-day [?1]), (a2, b2) peak stage (ten-day [0]), and (a3, b3) late stage (ten-day [+1]) of largescale sea surface temperature (SST) anomalies. The contours denote SST anomalies (interval: 0.5°C)

圖10 大范圍海溫暖異常后期 (ten-day [+1])，高頻瞬變渦旋的（a1–a3）熱量通量（TEFF-heat）異常（等值線，單位：m d?1）、（b1–b3）渦動通量（TEFF-vor）異常（等值線，單位：m d?1）、（c1–c3）總通量（TEFF-all）異常（等值線，單位：m d?1）在（a1–c1）300 hPa、（a2–c2）500 hPa 和（a3–c3）850 hPa 的合成分布Fig.10 Composite anomalies of transient eddy feedback forcing (a1–a3) heat flux (TEFF-heat) (contours, units: m d?1), (b1–b3) vorticity flux (TEFFvor) (contours, units: m d?1), and (c1–c3) total flux (TEFF-all) (contours, units: m d?1) at (a1–c1) 300, (a2–c2) 500, and (a3–c3) 850 hPa, respectively,at the late stage (ten-day [+1]) of large-scale sea surface temperature anomalies

綜合上述分析可知，高頻瞬變渦旋反饋強迫是SST 暖異常后期大氣響應為相當正壓氣旋式環流異常結構的關鍵原因，且渦動動量通量的輻合輻散作用在位勢高度負異常結構的形成中起主要作用，其本質是海表溫度暖異常加熱低層大氣，使低層出現了氣旋式渦度，高頻瞬變渦旋將渦動動量向上層輸送，致使對流層整層出現了相當正壓結構的氣旋式環流異常。這表明大氣異常由非絕熱加熱、瞬變加熱強迫和瞬變渦度強迫共同作用，且瞬變渦度強迫更有利于維持大氣異常的相當正壓結構。

5 結論與討論

本文使用1985～2015 年NCEP/DOE 逐日再分析資料以及NOAA 最優插值逐日SST 異常數據，基于自定義的大范圍SST 異常，在北太平洋區域選取了8 個暖事件，采用跟隨SST 異常中心的動態合成方法分析了與冬季北太平洋生命史為50 天左右的大范圍SST 暖異常相聯系的月內尺度海氣特征，得出以下幾個主要結論：

（1）冬季中緯度地區大范圍海溫暖異常演變過程中存在不同的海氣關系，前期主要表現為大氣對海洋的強迫作用，后期則主要表現為海洋對大氣的強迫作用。

（2）大范圍SST 暖異常對應的大氣結構在不同階段表現明顯不同。SST 暖異常前期（圖11a），整個對流層表現為偶極型的位勢高度異常分布，即SST 暖異常東北側為位勢高度正異常，而其西南側為位勢高度負異常，對應有大氣偏東風異常，此時熱量從大氣向海洋傳輸，海表獲得熱量致使SST 升高。SST 暖異常盛期（圖11b），其上空伴有相當正壓的偶極型位勢高度異常（即東側為位勢高度正異常而西側為位勢高度負異常），對應大氣南風異常。SST 暖異常后期的大氣異常結構發生了明顯改變（圖11c），SST 暖異常區北側上空伴隨著相當正壓的位勢高度負異常，南側表現為較弱的位勢高度正異常，對應大氣偏西風異常，此時熱量從海洋向大氣傳輸，海表面失去熱量致使SST 降低。

圖11 冬季北太平洋地區大范圍SST 暖異常（a）前期大氣影響海洋、（b）盛期、（c）后期海洋影響大氣時的大氣海洋結構特征示意圖（海平面紅色實心圓代表SST 暖異常，“A”和“C”分別表示異常反氣旋和異常氣旋中心，直線箭頭為盛行風向，波浪形箭頭為異常海流方向）Fig.11 Schematic diagram of atmospheric structure features associated with large-scale sea surface temperature (SST) warm anomalies over the North Pacific in winter for (a) atmospheric forcing on the ocean at the early stage, (b) peak stage, and (c) oceanic forcing on atmosphere–ocean at the late stage (the red solid circles at the sea surface indicate SST warm anomalies. “A” and “C” stand for anomalous anticyclone and anomalous cyclone centers, respectively. The straight and wavy arrows indicate the prevailing wind and anomalous ocean current directions, respectively)

（3）大范圍SST 暖異常對應的海流結構在不同階段表現也不一致。SST 暖異常前期和盛期（圖11a、b）海洋存在異常冷平流以及異常上翻流，海洋動力過程不利于維持海溫增暖，此階段的SST 暖異常主要由大氣強迫造成。SST 暖異常后期（圖11c），異常暖平流和異常下沉流維持了SST 暖異常，有助于海洋影響大氣。

（4）在SST 暖異常發展后期大氣出現了氣旋式環流異常響應，其中高頻瞬變渦旋反饋強迫對大氣環流從異常反氣旋轉變為異常氣旋起著關鍵作用，且瞬變渦度的強迫作用是主要的貢獻因子。SST 暖異常達到峰值之后，大氣斜壓性增強，瞬變渦旋活動增加，瞬變擾動帶來的熱量經向通量和西風動量通量也增強，高頻瞬變渦旋的熱量通量和渦動動量通量的輻合輻散作用使得大尺度SST 暖異常上空大氣呈現出相當正壓的氣旋式環流異常。

值得注意的是，本文為了探究月內尺度上與冬季北太平洋大范圍SST 暖異常相聯系的局地海氣相互作用特征，主要分析了10 天（旬）平均的觀測場，而5 天（候）平均觀測場也展示出了相似的結果，這進一步驗證了月內尺度上海洋對大氣的影響。類似地，我們也分析了此段時間內6 個大范圍冷海溫異常事件相聯系的海氣特征，其局地海氣關系與暖海溫異常相聯系的海氣關系一致：即前期主要表現為大氣對海洋的影響，后期則主要表現為海洋對大氣的影響，然而其對應的大氣環流異常分布則與暖海溫異常合成的結果剛好相反。此外，統計發現大范圍海溫異常事件發生的頻次具有明顯的年際變化特征，其原因也值得進一步研究。Wang et al.（2012）基于季節內時間尺度研究指出，在夏季黑潮及其延伸體區對流不穩定引發的異常降水和對流加熱使得大氣環流從前期的反氣旋轉為后期的氣旋，即大氣強迫造成的海溫變暖可能通過觸發對流不穩定而影響大氣。這表明SST 季節內變率在不同季節可能有不同的作用機制，因此仍需進一步探究其他季節中月內尺度大范圍SST 異常的海氣特征及其物理機制。