大气科学论文
摘要：海洋中尺度涡广泛分布于全球海洋且能对大气造成显著影响。在全面陈述大气边界层和局地环流对中尺度涡响应的基础上, 论述了与其相应的物理机制, 并系统介绍了有关中尺度涡对天气系统影响的最新研究进展。 (1) 中尺度涡引起的海表温度异常通过改变湍流热通量来引起洋面风速、散度以及云量和降水的异常, 并在垂直方向上产生异常的次级环流。并且, 大气对中尺度涡的响应有明显的区域和季节差异。 (2) 在南海、黑潮延伸区和南大洋, 中尺度涡可分别通过改变海表面气压或大气边界层稳定度来影响其上的洋面风速。通过分析大气异常中心与中尺度涡的位相关系并配合动力诊断可区分这2种机制。 (3) 中尺度涡能改变大气中的能量转换从而影响风暴路径和急流位置, 并能通过遥相关影响下游地区的天气型。此外, 中尺度涡所造成的海洋上层温度变化还将对热带气旋的增强和维持起重要作用。
关键词：海洋中尺度涡; 海气相互作用; 天气系统;
Abstract：As one of the most important mesoscale ocean features, the mesoscale eddies are omnipresent and have significant impact on the overlying atmosphere. Based on the comprehensive review of the influence of mesoscale eddies on the atmospheric boundary layer and the local circulation, the corresponding physical mechanisms and their impacts on weather systems were presented systematically. (1) Eddy-induced SST anomalies may modify the surface wind speed, horizontal divergence, cloud and precipitation through turbulence heat flux anomalies. Meanwhile, additional secondary circulations arise over the eddies. What is more, there are obvious regional and seasonal differences for atmospheric responses. (2) Studies in the South China Sea, the Kuroshio Extension region and the Southern Ocean indicate that atmospheric responses to mesoscale eddies can be explained by the changes of sea level pressure or the vertical momentum transport. These two mechanisms can be distinguished by the phase relationship between the atmospheric anomaly center and the eddy core. Diagnosis on the inner dynamical processes may draw better conclusions. (3) The energy conversions are affected by mesoscale eddies, which may affect storm tracks and jet streams, and finally result in distant influences on weather patterns. Moreover, sea temperature anomalies from sea surface to the thermocline associated with mesoscale eddies have significant impacts on the intensification and the maintenance of tropical cyclones.
Keyword：Ocean mesoscale eddies; Air-sea interaction; Weather systems;
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。
红色和蓝色圆圈分别代表暖涡和冷涡, 实线箭头代表大小和方向一致的背景西风, 虚线箭头代表中尺度涡上洋面风矢量The red and the blue area represents warm and cold SST anomalies, solid arrows represent the large-scale westerly and dashed arrows indicate wind anomalies over the mesoscale eddies
与表层异常涡、散度中心对应的是垂直方向上的异常环流。在不同研究中, 中尺度涡对应的异常次级环流所达到的高度有所不同。有的被限制于大气边界层内[8,35,38,52], 有的则能穿透边界层影响到自由大气[51,53,54]。Perlin等[52]模拟了在不同垂直混合参数化设置下风速对厄加勒斯回流区中尺度海温异常 (0.5~1.5℃) 的响应。在所有模拟结果中, 风速异常自表层向上迅速减小, 平均在300 m高度处风速响应消失。与之不同, Ma等[53]对黑潮延伸区中尺度涡的合成结果显示, 异常环流可达750 h Pa, 而与之对应的最大SST异常仅为0.6℃。这表明异常次级环流的强度不仅与中尺度涡自身的SST异常强度有关, 还与不同季节、不同区域内海洋、大气状况有关[54], 这值得更进一步的研究。由于存在大气稳定度以及异常次级环流的改变, 中尺度涡亦会引起局地云量和降水的改变。中尺度涡可通过2种途径对局地云和降水产生影响。一是由异常洋面涡、散度造成的垂直运动引起 (动力作用) , 二是通过改变热量和水汽输送的形式产生 (热力作用) 。其中第二种机制在现有研究结果中体现得更明显。如在南大洋和黑潮延伸区的中尺度涡引起最大0.004~0.015 mm/h的降水异常和3×10-3~3.5×10-3mm的云水异常, 且降水异常中心与热通量异常中心对应, 而不是与散度异常中心对应[38,53]。
总的来说, 海洋中尺度涡所造成的湍流热通量和洋面风速的异常可占自然变率的10%~20%[38,50], 对降水、云的影响也有2%~7%[38,53]。此外, 在南大洋、黑潮延伸区和其余中纬度海区, 大气 (尤其是洋面风速) 对以上区域内中尺度涡的响应都呈显著的线性关系。1℃的SST异常会引起0.3~0.4 m/s的洋面风速异常和0.007~0.03 mm/h的降水异常[38,53]。值得注意的是, 在针对海洋锋面的研究中, 这种线性关系在高SST区域内不再完全适用[55]。例如, Zhang等[56]在对赤道太平洋海洋锋面的研究中便发现在SST小于300 K时, LHF和洋面风速随SST升高而增大, 而当SST超过300 K后LHF和风速均随之降低, 表现出非线性特征。对于中尺度涡, Rouault等[39]发现在厄加勒斯涡流区, 暖涡上方风速的增加也是非线性的。然而, 在常年SST超过27℃的南海, 洋面风速对海洋中尺度涡的响应仍然是线性的[47]。可见在暖水区, 风速与SST的正相关关系在南海中尺度涡上依旧稳定, 风速与湿度在暖涡上的同相变化有利于维持大气对其的线性响应。目前, 针对暖SST区域大气对中尺度涡响应的研究还很少, 特别是当气压调整机制引发暖涡低层辐合较强时, 这种线性关系是否受到影响还需更多研究。此外, 综合已有研究结论不难看出, 大气对海洋中尺度涡的响应 (或耦合强度) 在不同地区会有一定差异。由表1可见, 由于海洋背景场及中尺度涡自身特征的差异, 即使是同一海域的不同区域间 (如南大西洋与厄加勒斯涡流区及巴西—马尔维纳斯汇流区) 也有不同强度的大气响应。此外, 由于大气环境场的差异, 不同数值的大气异常在不同区域所占其自身自然变率的百分比是接近的 (如南大洋与黑潮延伸区) 。在不同季节, 由于大尺度海温、风场和大气稳定度的差异, 同一海域中尺度涡引起的大气响应会有一定的季节变化。如南海冬季SST梯度的增大会使得洋面风场的响应由夏季的单极型转为偶极型[47]。而在黑潮延伸区冬季、春季的大气响应要强于夏季和秋季, 这被认为是与大气背景场稳定度的季节变化有关[54]。现有关于区域整体中尺度涡对大气影响的研究还较少, 不同研究中中尺度涡的选取条件也有所不同, 这也会反映在大气响应强度的差异中。而在下节可以看到, 不同的响应机制也是造成大气异常有所不同的重要原因之一[57~59]。
注:SST, SHF, LHF和风速异常栏数据为暖涡造成的异常, 括号中数值为冷涡造成的异常;降水和云水异常栏括号数值中为中尺度涡异常占自然变率的百分比
3 大气对中尺度涡的响应机制
海洋中尺度涡对大气的强迫主要体现在洋面风速与SST的正相关关系。目前主要有2种物理机制可用于解释中尺度涡对洋面风速的影响: (1) 气压调整机制 (pressure adjustment mechanism) ; (2) 垂直混合机制 (vertical mixing mechanism) 。气压调整机制由Lindzen等[60]提出, 在不考虑科氏力和平流作用的前提下, 越赤道气流经过赤道东太平洋冷舌后的加速是由冷舌引起的经向SLP梯度造成的。即当边界层内大气充分混合且有足够的时间向异常海温调整时, SST梯度将在大气边界层内形成相应的气压梯度。在额外的气压梯度力作用下, 气流由冷区吹向暖区将获得加速, 反之由暖向冷移动时会减速。在此模型中, 在边界层内垂直方向常有热力驱动的跨SST锋面的次级环流[61]。气压调整机制能解释全球主要SST锋面上的洋面风场变化[62], 但其在尺度更小的海洋中尺度涡上的体现[51,57]则没有垂直混合机制明显。在垂直混合机制中[63,64], 空气由冷水移至暖水上空时, 大气稳定度降低使得边界层内湍流活动加强, 垂向的动量输送增加, 上层较大的动量向下输送最终加快低层风速。相反, 冷水上大气层结稳定度高, 高低层间动量交换受到抑制, 垂直风切变大, 低层风速较小。对比气压调整机制, 垂直混合机制更适用于空间尺度相对较小的SST异常, 因为此时低层大气对海温改变的适应较少, 保持了较大的海气温差, 大气稳定度的变化比SLP更明显。大量的研究也证实了垂直混合机制在风场对海洋中尺度涡响应过程中的作用[35,38,43,50,51,53,54]。
除了上述2种机制, Samelson等[65]还提出了边界层高度改变对洋面风应力调制的机制。对边界层内动量方程垂直积分且忽略平流项和科氏力项后, 可得表层风应力与边界层高度的线性方程:τ=-Gh。式中τ为表层风应力, G为恒定的气压梯度, h为边界层高度。可见SST异常对应的湍流热通量将改变边界层高度并最终影响到洋面风应力。
Small等[66]综述了上述3种机制, 认为已有的研究在不同的海气背景场下, 针对不同空间尺度和强度的中尺度海温特征, 强调了不同的洋面风响应机制。通过量纲分析, Byrne等[50]认为对较小尺度的海温异常 (L=10~100 km) 在较强背景风 (>10m/s) 下垂直混合机制对风速变化影响更大, 而对较大尺度的海温异常且在背景风较小时更有利于气压调整机制。由于不同机制有本质上的差异, 所以对于指定研究对象可以通过多种方法来判别是何种机制起主导作用。比如在垂直混合机制中风速异常中心与SST异常中心是同位相的 (图1) , 而在气压调整机制中风速异常是由SST梯度最大处的气压梯度力造成的, 所以风速异常中心与SST异常中心有90°的位相差。此外, 通过散度场的合成也可区分垂直混合机制和气压调整机制, 前者的散度场为以涡中心对称的偶极子形态, 而后者表现为位于涡中心上方的单极型[38,43,49,51]。若与SST异常相联系, 垂直混合机制中水平风散度与SST梯度 (!SST) 成正比[3], 而气压调整机制中洋面风散度与SST的拉普拉斯 (!2SST) 成正比[20]。因此对比异常散度场和!SST或!2SST的空间形态亦可分辨这2种机制[38,53]。作为垂直方向上的响应, 异常次级环流的形态和降水异常的空间分布在不同机制作用下也有不同表现[51,53]。
上述根据特征变量场的位相关系或空间形态来区分不同机制的方法虽然简单明了, 但当平流作用显著时, 温度、湿度或气压的变化会产生位移, 从而使实际观测结果与理论预期不符。因此利用高分辨率的数值模式, 对中尺度涡引起的局地环流变化做动力诊断是更为可靠的方法。除了能计算对流不稳定能量、垂直动量通量等物理量, 还可以分析边界层内水平动量方程中的各项, 从而得到中尺度涡对各项的影响, 及其在局地风速变化中所起到的作用[35,50,67,68]。这样做可以完整地考察各项的作用, 比如有研究结果表明除了气压梯度力项和垂直混合项, 平流项和科氏力项对局地风速异常的影响也是不可忽视的[69]。
4 海洋中尺度涡对天气系统的影响
海洋中尺度涡不仅能引起局地环流的变化, 也能对天气系统造成影响。研究表明, 当数值模式中加入包括海洋中尺度涡在内的中尺度SST信号后, 局地热通量、洋面风与SST的耦合度以及局地降水都有改变, 通过遥相关作用, 急流和风暴路径也会有显著改变[70~72]。Ma等[73]证实黑潮延伸区的中尺度涡通过非绝热加热改变了局地的边界层高度和对流有效位能, 并最终影响了该区域的对流性降水。不仅如此, 由黑潮延伸区的中尺度涡引起的斜压扰动将通过波流相互作用影响到下游急流的位置, 并最终表现为美国东岸的降水异常遥响应。同样, Small等[74]认为暖涡引起的垂直混合增强将降低垂直风切变, 这有利于表层风暴路径的加强, 而Ma等[53]关于黑潮中尺度涡的研究恰好证实了这一观点。此外, Ma等[75]的研究表明大气对中尺度涡的响应能反馈到海洋中, 并显著影响西边界流的强度。比如在气候模式中忽略黑潮延伸区内与中尺度涡相关的海气相互作用, 涡动有效位能的耗散将减少40%而其向涡动动能的转化则增加47%, 最终使得黑潮延伸流的强度减弱。由此可见, 一方面海洋中尺度涡能改变大气中的斜压能量转换来影响中纬度气旋生成和急流的位置[76], 另一方面大气对中尺度涡的响应将影响洋流的强度, 这两方面的改变都将造成大尺度的气候影响。因此, 真实反应海洋中尺度涡及其产生的大气响应对提升气候模式的模拟及预报能力也有重要作用。
在大西洋进行的CBLAST-Hurricane试验证实, 在飓风极端大风的作用下会在飓风中心的右后象限形成冷尾流并对飓风强度产生显著影响[77]。在热带气旋 (Tropical Cyclone, TC) 活动频繁的西北太平洋, 也是海洋中尺度涡活跃的区域, TC路径上通常会有2~3个中尺度涡与之相遇。以ITOP (The Impact of Typhoons on the Ocean in the Pacific/Tropical Cyclone Structure) 为代表的外场试验便关注了海洋中尺度涡对台风强度的影响[78]。相较于SST异常, 海洋中尺度涡对混合层和温跃层海温的改变对TC强度的影响是更为重要的。在Yang等[79]给出的西北太平洋中尺度涡的三维结构中, 海温异常从海表向下逐渐增大, 在温跃层中部 (约1.5 MPa) 达到最大, 为1~2℃。并且暖涡中心对应着温跃层的下凹, 而冷涡中心温跃层明显上凸。不难想象, 当TC经过暖涡时, 暖且厚的温跃层将减弱冷尾流的负反馈效应, 有利于TC的发展和维持[80~86]。相反, 冷涡中心混合层薄且温度较低对冷水的上涌有促进作用, SST的大幅降低将无法提供足够的能量来维持TC的强度[87~89]。1995年10月3日21时飓风Opal在墨西哥湾与一个暖涡相遇, 14小时内其强度由965 h Pa增强至916 h Pa, 最大风速由176 km/h加快为208 km/h, 当其移出暖涡时已由2级飓风加强为4级飓风。据观测, 暖涡半径内的SST在Opal经过后降低了0.5℃, 而在暖涡外冷却为2~3℃[90,91]。模式表明, 由于暖涡的存在, Opal多获得了近1 300W/m2的湍流加热[92], 强度增加了10 h Pa[93], 使之与实际观测更接近。虽然其他有利的环流条件也支撑了Opal的增强, 但据Hong等[92]的估算, 暖涡对该飓风最终强度的贡献高达60%。暖涡不仅使TC强度增强, 还能对TC强度的维持起到一定作用[27]。Maemi是2003年西太平洋最强台风, 在其整个生命史中曾与3个暖涡相遇。Lin等[93]通过对比试验表明, 由于暖涡相对环境场有更深的混合层 (115 m对45 m) , 暖涡充当了“绝缘体”减弱了冷水对SST的侵蚀, 从而使Maemi强度增加了21%且使其在5级台风的强度上多维持了36个小时。Yang等[94]的研究表明, 在1993—2013年共134个热带气旋与暖涡在南海相遇, 其中34%的个例在经过暖涡后强度得以加强, 57%的个例的强度得到维持。
当考察更多个例后会发现有些台风在冷涡上也能加强而有些在暖涡上也会减弱, 这说明中尺度涡对台风的影响不仅与自身性质有关还需其他条件与之配合。Wu等[95]总结了8项条件, 在这些条件下暖涡对台风的强度会有较大的影响: (1) 暖涡引起较高的SST异常; (2) 较低的环境SST; (3) 暖涡处较厚的混合层; (4) 背景场较薄的混合层; (5) 海洋混合层下较强的温度层结; (6) 台风尺度较大; (7) 较高的相对湿度; (8) 较低的台风移速。
5 结论与展望
海洋中尺度涡作为海洋中尺度特征的重要一员, 围绕其展开的有关海气相互作用和能量交换的研究已然成为气象研究的前沿热点问题。全面了解其对局地环流和天气系统的影响, 明确其中的物理机制, 在科学意义上扩展了海气相互作用的内涵, 在实际意义上为提高模式预报能力提供了依据。基于已有研究, 本文综述了大气对中尺度涡响应的重要成果。
(1) 定性来看, 海洋中尺度涡通过表层抽吸或平流作用引起SST异常, 进一步通过改变海气间热量输送来产生对大气的影响。洋面风速在暖涡上增大而在冷涡上降低, 这使得大气低层出现异常的散度和涡度中心并在垂直方向上产生异常次级环流。与中尺度涡对应的异常加热和垂直运动分别以热力和动力形式影响着局地的降水和云量。定量来看, 在南大洋, 黑潮延伸区和其余中纬度海区, 中尺度涡对局地环流的影响通常是线性的。1℃的SST异常对应约0.4 m/s的洋面风速异常, 且中尺度涡所造成的洋面风和降水异常占其自然变率的10%~20%和2%~7%。但这些定量关系在不同研究区域的海气背景下会有所不同, 且有一定的季节变化。
(2) 海洋中尺度涡对洋面风速的影响主要有2种机制:一是通过改变大气边界层稳定度进而改变垂向动量通量的垂直混合机制;二是基于SLP改变的气压调整机制。通过风速异常中心与SST异常中心的位相关系或洋面风散度与顺风向SST梯度及SST拉普拉斯的空间对应关系均可区分以上2种机制。利用模式诊断水平动量方程的各项能更准确地判断引起风速变化的主要机制。
(3) 一定区域内海洋中尺度涡的共同作用能改变大气中的斜压能量转换, 从而影响风暴路径和其下游的急流位置, 这将影响热带外地区的对流活动并以遥相关的形式影响下游地区的天气型。此外, 大气对中尺度涡的响应将反馈于洋流的强度, 这将通过改变大尺度环流而造成气候影响。对单个或多个中尺度涡, 当有TC从其上经过时, 中尺度涡所造成的海表及整个温跃层的温度变化将对TC的迅速增强或强度维持起重要作用。
在已有结论基础上, 进一步的研究还需明确在不同区域 (热带大洋、中纬度海域、副极地、边缘海等区域) , 不同季节, 不同的海洋和大气状况下大气对不同强度和特性 (冷或暖) 中尺度涡的响应有何不同。此外, 大气的响应还将反作用于中尺度涡, 二者间的促进及抑制作用需要通过涡尺度完全耦合的海气模式来深入探讨。现有研究已初步揭示了中尺度涡可能造成的气候响应, 深入认识不同尺度间的相互作用机理, 这对改进气候模式的模拟和预报有重大意义。
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