2024, Vol. 54
2. 大连市气象台, 辽宁 大连 116001
海洋锋(Oceanic front)是海洋水体的物理、化学和生物特性达到极大水平梯度的狭窄区域[1]，其附近的海气相互作用十分强烈[2]。它主要通过动量下传和压强调整机制对大气造成影响，其中动量下传机制是指海洋锋南侧的暖水加热大气，从而造成垂直湍流混合增强，高空动量下传，海表风速的变化和海温异常呈同位相变化，在海洋锋面南侧变大，北侧减小[3]。而压强调制机制是指海洋锋南侧的暖水加热大气，使此处气压降低，北侧的冷水冷却大气，使该处气压升高，这导致空气在气压梯度力的作用下流向南侧，锋面南北两侧将分别出现低层辐合上升及辐散下沉，这种情况下海面风速在暖异常的一侧增大[4-5]。大气对海洋锋的响应并不仅仅被局限在大气边界层里，还存在于大气对流层中[5-6]，以湾流海洋锋为例，在压强调整机制作用下，海洋锋南侧有低空风的辐合，而风的辐合会引发上升运动并加强局地的降水，降水所释放的大量潜热又为上升运动提供了能量，使其可到达对流层上层[5]。另外，海洋锋面的变化也会对大气平均流和风暴轴产生影响，海洋锋区海表温度(Sea surface temperature，SST)梯度的增加和锋面南侧SST的升高均会导致风暴轴位置北移[7-8]。Small等[9]通过对北大西洋海温进行平滑减小了湾流海洋锋处的SST和SST梯度，发现大气斜压性和潜热通量都随之变小，从而使得表层风暴轴减弱。Foussard等[10]则利用理想数值试验指出，当位于北半球的海洋锋面北移时，大气扰动动能和扰动位能的经向分布整体上均向北移动，这意味着风暴轴也将向着极地方向移动。前人更多探究的是风暴轴对海洋锋强度变化的响应，而风暴轴是温带气旋(Extratropical cyclone，EC)在高空的总体表现。EC本身对海洋锋面强度变化的响应具体是什么样的？目前还不够清楚，这是本文拟回答的问题之一。而作为EC的中尺度结构之一，在大多数情况下，大气锋面都伴随着EC出现，比如在1979—2014年冬季的湾流延伸体区，仅有不到5%的气旋在其生命周期内无大气锋面形成[11]。不同于EC，当前有一明确的物理机制TDS[12](Thermal damping and strengthening)可解释大气锋面对海洋锋面的影响。该机制从海气感热交换出发，由于冬季海洋锋的温度梯度强于大气锋，当大气锋经过海洋锋时，随之发生的感热交换将加大前者的温度梯度，进而增加其强度和发生频率。若海洋锋减弱，海洋锋对大气锋的加强作用也将被削弱。
大气河(Atmospheric river，AR)是主要位于中纬度地区的强的、狭长的水平水汽输送带，为很多沿海地区水汽的主要来源[13-14]。大约80%以上的EC常伴随AR的发生[15-16]。此外，AR还通常与EC冷锋前的低空急流有关[17]，由位于EC暖输送带中的低空气流的一个分支从其中输出水汽而形成[18]。因此，大气锋面、EC和AR三者之间密切相关。至于海洋锋对AR的影响，相关研究较少。Liu等[19]发现，在黑潮延伸体区域，与海洋锋和涡旋相关的中尺度SST暖异常加强了向高空的水汽输送，这为经过此处的气旋提供更为湿润的发展环境。而位于气旋暖输送带中的低空气流可从气旋中输出更多水汽来形成AR，最终导致登陆北美西海岸的AR更强，其水平水汽输送的垂向积分(The vertically integrated horizontal water vapor transport，IVT)值增加了约40%。那么不考虑涡旋，仅由海洋锋强度变化导致的SST异常又会对AR造成什么影响呢？这是本文拟回答的问题之二。
“渠道模型”试验是天气研究和预报(Weather research and forecasting，WRF)模式的理想试验之一，是在笛卡尔坐标系下对位于中纬度地区的长方形区域进行数值模拟。它在x方向(纬向)上采用周期性边界条件，在y方向(经向)上采用自由滑移边界条件[10]，其优点在于我们可忽略地形作用，只考虑海洋锋面强度变化所造成的大气响应。本文将利用WRF模式的“渠道模型”理想试验，考察冬季海洋锋面强度的变化对大气锋面、EC及AR的影响。
1 数据、试验设计及方法 1.1 数据本文所使用的纬向风资料是由美国国家环境预测中心(National centers for environmental prediction，NCEP)和美国国家大气研究中心(National center for atmospheric research，NCAR)联合发布的全球大气再分析月平均数据，其水平分辨率为2.5°×2.5°，在垂向上共17层，时间长度取1950—2010年。我们根据上述资料得到冬季(11月至翌年3月)气候态纬向风数据，取纬向平均后插值到模式网格，从而得到模式初始时刻风速随经度-压强的变化特征，并基于热成风关系计算相应的位势高度、比容以及位温作为模式的初始场，具体参见文献[20]。
1.2 试验设计本文利用WRF模式3.7.1版本开展“渠道模型”理想数值试验，所采用的模式物理过程参数化方案如下：微物理方案为Kessler方案[21]；对流参数化方案为Kain和Fritcsh方案[22]；大气边界层方案采用Yonsei University(YSU)参数化方案[23]；长波辐射方案选择RRTM方案[24]；短波辐射方案选用Dudhia方案[25]。考虑到北太平洋的空间范围(大约130个经度，70个纬度)，我们设计了相应尺度的矩形理想海盆，来探究海洋锋面强度的变化对大气的影响。模拟区域的水平范围为14 000 km(纬向)×8 000 km(经向)，水平分辨率为20 km×20 km；垂向共39层。
试验在经过修改的β平面下进行，科氏参数f利用下式[10]给出：
| $ \begin{equation} f(y)=f_0+\beta_{\max } l_\beta \tanh \left(\frac{y-y_{\mathrm{sst}}}{l_\beta}\right) 。\end{equation} $ | (1) |
式中：f0取9.35×10-5 s-1，为40°N的科氏参数值；βmax取1.75×10-11 s-1·m-1；lβ取1 500 km；ysst指锋面中心所在位置，本试验取4 000 km。这样做是为了在我们所感兴趣的纬度范围内仍旧产生真实的β效应，且不会在其它纬度出现f的极值[10]。为便于后续的分析，定义yn=y－ysst。
另外，试验所用到的SST由下式[10]确定：
| $ \begin{equation} SST(y)=SST_{\text {front }}-\frac{\Delta S S T}{2} \tanh \left(\frac{y_{\mathrm{n}}}{l_{\text {sst }}}\right) 。\end{equation} $ | (2) |
式中SST并不随时间变化，代表的是大尺度锋面。本文共设计了两个试验：控制锋面试验和强锋面试验。在这两个试验中，锋面中心的海温SSTfront取285 K，均位于ysst=4 000 km处(即yn=0处)；且由于此处的科氏参数是40°N的科氏参数值，故相当于海洋锋面的中心位于40°N；锋面区域SST值变化范围在275~295 K之间，即海洋锋面南北两侧的最大温度差ΔSST为20 K。两个试验中锋面宽度lsst的值分别为1 000 km(控制锋面)和500 km(强锋面)。SST及其梯度随纬度的变化如图 1所示，其中控制锋面试验的SST梯度最大值约为0.01 K·km-1(见图 1(c))，与Foussard等[10]所构造的理想大尺度锋面的SST梯度最大值一致；在强锋面试验中，这一变量约为0.02 K·km-1(见图 1(c))。我们所设置的海洋锋面的位置及其强度也与苑俐等[2]根据观测资料计算的冬季黑潮延伸体区域海洋锋面的位置和强度一致。
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( 1L为锋面中心到SST之差达到极值时的经向距离，yn=-L和yn=L用蓝色实线标出，绿色实线表示强锋面试验与控制锋面试验某一变量的差。在本文中，差值均为强锋面试验与控制锋面试验之差。1L is the meridional distance from the center of the oceanic front to the maximum of the SST difference between the two experiments; yn =-L and yn = L are marked with blue solid lines; Green solid lines mean the difference of a variable between the strong oceanic front experiment and the control experiment; The same below. In addition, in this paper, the difference is the difference between the strong oceanic front experiment and the control experiment. ) 图 1 SST、SST梯度、湍流热通量、2 m水汽混合比、10 m风速的纬向-时间平均(左)以及两个试验中上述变量的差(右) Fig. 1 Zonal and time averages of SST, SST gradient, turbulent heat flux, 2 m water vapor mixing ratio, 10 m wind (left) and the differences of these variables between two experiments (right) |
试验逐6 h输出数据结果，且各模拟了150 d。为获得计算稳定的结果，我们舍弃前30 d，对剩下的数据进行处理。
1.3 方法 1.3.1 风暴轴的表示方法风暴轴是天气尺度瞬变波活动最强烈的区域[26]，其强度用v’v’(v为经向风，符号()’代表天气尺度瞬变扰动)表示。在本文中，天气尺度瞬变扰动值为原始数据减去51点等权重滑动平均值后的异常值。此外，涡动热量垂向输送和涡动水汽垂向输送分别用w’T’与w’q’(w为风矢量在z方向上的分量; T为温度; q为比湿)表示。
1.3.2 IVT的计算与AR的识别| $ \begin{equation} \frac{1}{g} \sqrt{\left(\int_{1000}^{300} q u \mathrm{~d} p\right)^2+\left(\int_{1000}^{300} q v \mathrm{~d} p\right)^2} \text { 。} \end{equation} $ | (3) |
式中：g是重力加速度，单位为m·s-2；q是比湿，单位为kg·kg-1；u和v分别是纬向风与经向风，单位为m·s-1。考虑到AR狭窄、细长，根据Liu等[19]的方法，先挑选出减去时间平均后大于250 kg·m-1·s-1的IVT异常，再将其中长度大于2 000 km，宽度小于1 000 km，且长宽比大于3.5的区域确定为AR。因低纬度地区常有类似热带气旋的结构出现，故本文只检测其中心的纬度位于y≥2 500 km范围内的AR。在强锋面试验与控制锋面试验中检测到的AR分别有643个和496个。
1.3.3 大气锋面的识别识别大气锋面采用F阈值诊断方法[28]。这里，F为一无量纲量，其计算公式如下：
| $ \begin{equation} F=\frac{\zeta_{900}\left|\nabla\left(T_{900}\right)\right|}{\left(f|\nabla T|_0\right)} \end{equation} $ | (4) |
式中：ζ900为900 hPa处风矢量的相对涡度垂直于该等压面的分量；|
对于研究区域内的海平面气压(Sea level pressure，SLP)异常场，首先找出SLP异常极小值的位置，将其确定为气旋中心，接着逐一确定每一个气旋中心最外围的闭合SLP异常等值线，该等值线以内的区域即为气旋[29]。此外，为将热带气旋排除在外，我们依据试验里低纬度地区热带气旋的空间尺度，仅检测长宽之和超过1 600 km的气旋。为了能够更好地反映出强锋面试验与控制锋面试验的EC强度差异，在计算SLP异常时，平均SLP取的是两个试验平均SLP的平均值。本文在强锋面试验与控制锋面试验中分别检测出863和1 021个EC。
1.3.5 CAR(cyclone-related AR，与气旋相关的AR)的判定若AR与气旋存在空间范围上的重合，则将此AR判定为CAR。
1.3.6 合成分析为分析AR的物理特征，本文将以AR中心为几何中心、以AR长宽之和的一半为边长的正方形内的相关变量插值到同一范围、同一分辨率的网格中，再对其求时间平均得到与AR有关变量的二维合成场。
2 海洋锋强度变化对低空大气的影响图 1给出了两个试验的SST及其梯度的经向分布。与控制锋面试验相比，强锋面试验的SST在锋面南侧更大(南侧为SST正异常)，锋面北侧更小(北侧为SST负异常)，变化幅度关系到锋面中心对称(见图 1(b))；强锋面试验的SST梯度在锋面中心附近海域更大(见图 1(d))。而受海洋锋面两侧SST值变化(南侧增大，北侧减小)的影响，和控制锋面试验相比，强锋面试验的海面风速、水汽混合比、湍流热通量等均呈现与SST变化同位相的改变，这说明海洋锋面上空大气各要素变化主要受垂直混合机制影响。另外，各要素对SST变化的响应还呈现出南北不对称性：热通量的响应在锋面以南明显增大，此处增加的极值比北侧减少的热通量极值约大3倍(见图 1(f))；而锋面南侧的海面水汽混合比及风速极值也比北侧的大了约2倍(见图 1(h)，(j))，说明各大气变量对锋面南侧SST值的升高更为敏感。这是因为锋面南侧SST正异常上空的垂直混合作用更强，从而利于高空动量下传，低空风速变大[3, 30]；而北侧SST负异常不利于高空动量下传，使得低空风速变小。在海洋锋面南侧，更大的低空风速正异常促进了海面的更快蒸发，进而增强了海气热量交换，使得热通量和水汽均出现了更大幅度的增加；海洋锋北侧更弱的低空风速负异常则起到了相反的作用，造成上述相关变量出现更小幅度的减弱。应当指出的是，在较低纬度地区(-4L附近)，风速并非是影响海面蒸发的主要因子。当海洋锋变强时，这一区域的10 m风速变小，但水汽混合比反而变大，这表明SST直接影响了该区域水汽混合比的大小。总的来说，随着海洋锋面变窄、SST梯度增强，湍流热通量、海表风速和水汽混合比的响应均与SST异常值的分布大体一致，且这些变量对SST异常的响应呈现南侧大、北侧小的不对称性。
3 海洋锋强度变化对大气锋面、EC及AR的影响由上述分析已知低空大气对于海洋锋的响应，那么上述响应如何进一步影响高空大气呢？我们分析了涡动热量和涡动水汽的垂向输送，它们分别在锋面南侧400和800 hPa附近最强(以控制锋面试验为例(见图 2(a)，(c))，并且大值区主要分布在海洋锋面以南。由于水汽随大气高度的升高而变小，水汽垂向输送所能影响到的高度较热量垂向输送低，但最高也能够影响到400 hPa高度。当海洋锋增强时，垂直速度在SST暖异常南侧上空增大(见图 2(f))，受此影响，涡动热量和水汽输送也主要在海洋锋面及其南侧上空增强(见图 2(b)，(d))。另外，锋面南侧的降水量同样远大于北侧(见图 2(g))，并且随着锋面的加强而变大(见图 2(h))，这表明锋面引起的垂向水汽输送也造成了强的降水。总之，在海洋锋变强后，垂直速度、气温和水汽的相应变化影响着涡动热量、涡动水汽和降水的变化，且它们在海洋锋面上空的增强会进一步导致相应区域的大气升温、水汽增加，并改变着风暴轴及EC对海洋锋强度变化的响应。其中，风暴轴的响应从低空至高空逐渐向北倾斜，其强度在4 000 km以北的300~200 hPa高度处达到最大；纬向风风速总体上随高度的升高而变大，在海洋锋面中心的上空达到最大(以控制锋面试验为例，如图 3(a)所示)。在强锋面试验中，受SST正异常和SST梯度正异常的影响，湍流热通量和垂直输送在其上空加强，这增强了大气涡旋动能, 激发了其上空风暴轴的响应并改变了风暴轴的强度。风暴轴对海洋锋面的响应在高低空并不一致(见图 3(b))，在高空，风暴轴的响应呈现南负北正的形态，这表明高空风暴轴随海洋锋的加强而向北移动并且强度也在变大；而在中低层大气中，风暴轴以位于海洋锋面南侧上空的增强为主。另外，纬向风在锋面上空增强，这些结果和Foussard等[10]的结果一致。
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图 2 垂向热量输送、垂向水汽输送、500 hPa垂直速度、降水量的纬向-时间平均(左)以及两个试验中上述变量的差(右) Fig. 2 Zonal and time averages of vertical heat flux, vertical water vapor flux, 500 hPa vertical velocity, precipitation (left) and the differences of these variables between two experiments (right) |
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图 3 (a) 控制锋面试验的v’v’(填色)和纬向风u(等值线)的纬向-时间平均及(b)两个试验相应变量的差 Fig. 3 Zonal and time averages of v'v' (shading) and zonal wind u (contours) in the control experiment and (b) the differences between two experiments |
上述垂直涡动热量和水汽的输送以及风暴轴对海洋锋面的响应必然影响EC及与之密切相关的AR和大气锋面。为探讨这个问题，我们首先考察了EC发生频率的经向分布。如图 4(c)所示，在控制锋面试验中，EC的发生频率在海洋锋面附近最大，这和风暴轴的分布是一致的，而AR代表的是强水汽输送带，其发生频率也主要分布在海洋锋面附近(见图 4(e))，这与低空西风大值区的经向范围一致(见图 3(a))，说明AR的形成受风速影响很大。大气锋发生频率同样在强SST梯度的锋区上空最大，与AR频繁发生的位置大体相同(见图 4(g))，可见AR的生成还与大气锋有关。当海洋锋变强时，随着风场和高空风暴轴的北移(见图 3(b))，EC发生频率也在锋面北侧上空显著增加。AR和大气锋面发生频率则主要在海洋锋面中心及附近区域显著变大(见图 4(f)，4(h))，这与该区域垂向水汽及热量输送在海洋锋面上空的增加一致。另外，为探究强锋面试验中AR发生频数的增加与水汽和风速变化的关系，我们考察了垂向平均后的比湿和水平风速对海洋锋面响应的经向分布情况。在强锋面试验中，垂向平均的比湿在锋面以南(约-1.5L附近)大幅增加(见图 4(i))，位于AR发生频数显著变大的区域(约0.3L附近)的南侧，这和背景场中比湿大值区分布在锋面南侧有关。而垂向平均的水平风速在锋面中心北侧显著变大(见图 4(j))，与AR发生频数对海洋锋强度变化的响应最为显著的位置一致。根据Dacre等[18]的结果，AR是由EC南侧的风场卷挟水汽而形成。结合图 2~4可见，在强锋面试验中，锋面上空风场增强，而锋面南侧水汽偏多，在EC经过海洋锋面时，海洋锋面南侧的水汽由增强的风场向北传输，从而加强了水汽输送，促进了强IVT带的形成，也增加了AR的发生频数。
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( (b)，(i)中的红色点划线表示IVT之差达极大值时的纬度；(f)，(j)中的红色点划线表示AR发生频数之差达极大值时的纬度。The red dash-dotted lines in (b) and (i) indicate the latitude when the difference of IVT reaches the maximum; The red dash-dotted lines in (f) and (j) indicate the latitude when the difference of AR occurrence frequency reaches the maximum. ) 图 4 IVT、EC发生频率、AR发生频数、大气锋面发生频率的纬向-时间平均(a, c, e, g)和两个试验中上述变量(b, d, f, h) 以及比湿垂向平均(i)、水平风速垂向平均的差(j) Fig. 4 Zonal and time averages of IVT, occurrence frequency of ECs, occurrence frequency of ARs, occurrence frequency of atmospheric fronts (a, c, e, g), and the differences of these variables (b, d, f, h) and vertical average of specific humidity (i), vertical average of horizontal wind speed (j) between two experiments |
为探究海洋锋的增强对AR强度的影响，本文依据Ralph等[31]对其强度的判定标准将AR划分了从弱到强的5类，并分别计算了各试验每个类别的AR个数(见图 5(a))。另外，在强锋面试验和控制锋面试验中，由于伴有EC发生的CAR分别占AR总数的30.6%和35.1%，本文也进一步统计了各类CAR的个数(见图 5(b))。总的来说，AR和CAR的强度呈正态分布的特征。在强锋面试验中，第2、3、5类AR和第1、5类CAR明显较控制试验多，这说明海洋锋的增强可通过锋面南侧水汽的增加及锋面上空风场的增强来加强AR，因此上述3类AR增多；而对EC来说，因强锋面试验中水汽增大，气旋中更容易形成AR，所以第1类CAR更多；另外，受水汽增多和风速增大的影响，CAR强度升级，第5类超强CAR个数也变多。
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图 5 两个试验中各类(a)AR和(b)CAR的个数 Fig. 5 Numbers of each type of (a) AR and (b) CAR in two experiments |
为进一步讨论与AR相对应的气压、风速、大气锋面、降水等变量的相对分布及其随海洋锋强度的变化特征，本部分对追踪到的643个(强锋面试验)和496个(控制锋面试验)AR进行了合成分析，以揭示与AR相关的各变量对不同强度海洋锋的响应。在强锋面试验中，和AR对应的IVT异常大值区位于SLP负异常中心的东南侧，与该处的强风速和高比湿相对应。此外，AR中心区附近也分布着大气锋发生频率、降水以及比湿的大值区，可见AR的存在还会同时引发强降水(见图 6(a)—6(e))。随着海洋锋的增强，与AR对应的EC加强，AR中心区域的风速和比湿变大，这加强了IVT，导致AR北侧的大气锋面发生频率增多，也造成降水相应地变强(见图 6(f)—6(j))。这再次说明海洋锋面的增强是通过增加水汽和风速来加强AR。
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( 1b为AR的平均宽度；(b)—(e)，(g)—(j)中黑色等值线均为强锋面试验的SLP异常的合成；(a)—(e)分别为强锋面试验的SLP异常(等值线)和10 m风速(矢量)、IVT异常(填色, 单位：kg·m-1·s-1)、大气锋面发生频率(填色，单位：%)、降水量(填色, 单位：mm·d-1)以及800 hPa比湿(填色, 单位：103 kg·kg-1)的合成；(f)—(j)分别同(a)—(e)，但为两个试验相应变量之差；黑色散点表示通过了显著性水平为5%的t检验。1b is the average width of ARs; Black contours in (b)—(e) and (g)—(j) are composites of SLP anomalies of the strong oceanic front experiment; Besides, (a)—(e) are composites of SLP anomaly (contours) and 10 m wind speed (vectors), IVT anomaly (shading, Unit: kg·m-1·s-1), occurrence frequency of atmospheric fronts (shading, Unit: %), precipitation (shading, Unit: mm·d-1), and 800 hPa specific humidity (shading, Unit: 103 kg·kg-1) in the strong oceanic front experiment, respectively; (f)—(j) are the same as (a)—(e), but for the differences; Black scatters indicate the composites and differences between two experiments passed t test with a significance level of 5%. ) 图 6 对AR的合成图 Fig. 6 Composite maps of AR |
本文基于WRF模式开展了两组“渠道模型”理想数值试验，利用具有不同海洋锋面强度的SST场驱动大气，来探究在无地形影响的情况下，海洋锋面强度变化对大气环流、大气锋面、EC以及AR等的影响。在海洋锋变强后，海面风速、湍流热通量等与SST的变化同位相，这意味着垂直混合机制在其中起着主要作用。此外，各要素对海洋锋南侧SST正异常的响应大于其对北侧SST负异常的响应，表现出大气对海洋锋面南北两侧SST变化响应的不对称性。海洋锋强度的变化不只对低空起作用，还可通过热量与水汽的垂向输送影响高空大气。当海洋锋增强时，高空风暴轴向北移动并变强，纬向西风风速则在海洋锋面中心上空变大。EC发生频率随着高空风暴轴的北移而在海洋锋北侧有一大值区；受海洋锋面加强的影响，大气锋面主要在海洋锋锋区上空更为频繁发生，这有利于AR的形成。在海洋锋面上空，AR发生频数也显著增加，这和该区域垂向水汽输送的加强及锋面附近风速和水汽的增强有关。此外，海洋锋的增强既使得AR更为频繁地出现，又加强了其强度。而对EC来说，因强锋面试验中水汽增多，EC中更容易形成AR；同时，受水汽增多和风速增大的影响，EC中产生的AR强度升级，超强AR个数也增多。总之，海洋锋面的增强通过增加水汽和风速加强了AR发生频数和强度，并且AR引起的降水量也随之增加，这可能对高空大气环流存在进一步的影响。
本文依据的是WRF模式“渠道模型”的理想数值试验结果，没有考虑地形等作用，仅探讨了海洋锋面强度变化本身对AR的影响。而对于北大西洋和北太平洋的海洋锋面来说，其对AR的影响则要考虑更多其它的因素，需要利用实际地形数值模式来进行研究，这是我们下一步将进行的工作。
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