2004-2005年黑潮大弯曲的大气影响外文翻译资料

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2004-2005年黑潮大弯曲的大气影响

Haiming Xu, Hiroki Tokinaga, Shang-Ping Xie

译者 毕明明*

* 南京信息工程大学大气科学学院大气科学专业2015级 20151301232

摘要

2004年夏天，日本南部黑潮的路径自1991年以来第一次发生了大弯曲，这一大弯曲事件一直持续到次年夏天。利用卫星观测数据和数值模式模拟研究了这次大弯曲事件对大气的影响。这次大弯曲在黑潮和日本海岸之间产生一个冷水池，在冬季和春季，冷水池的海表温度(SST)比周围环境低大约2℃-3℃，而海温特征在夏季则显著减弱。冷水池区域出现局部风速下降，并且海表温度(SST)和风速呈正相关，表明了大气的海洋强迫。云中液态水(CLW)含量和降水在冷水池区域也有所下降。

一个区域性大气模式成功地模拟了大气对黑潮大弯曲的响应，模型实验表明海表风速和降水的下降是由于大弯曲引起的海表温度下降。对海表扰动动量收支的分析表明了气压调节机制在海表风速对海表温度异常变冷的响应中的重要性。

1. 引言

黑潮延伸体是北太平洋副热带环流的西边界流，沿中国东海大陆斜坡向东北方向流动，东经托卡拉海峡，沿日本南部海岸一直向东行驶直至脱离日本海岸进入太平洋盆地。众所周知，日本南部黑潮在大弯曲(LM)和非大弯曲(NLM)路径之间表现出显著的双模态行为(Taft 1972；Kawabe 1985)。LM路径位于日本南部的近海，而NLM路径则沿着九州岛和四国岛海岸流动，直到离开日本小野角的海岸。LM和NLM路径一旦形成，都可以持续几年到十几年不等的时间。相比之下，这两条路径之间的过渡非常迅速，通常在几个月的时间内发生(Kawabe 1986)。

黑潮路径双模态特征是由海流复杂的相互作用、潜在涡度平流、水深测量和海岸线倾斜引起的。(Chao 1984;Kawabe 1996)一些研究表明，当上游流入量大(小)时，黑潮采取LM(NLM)路径。(Yamagata,umatani 1989; Sekine 1990; Akitomo et al. 1991; Kawabe 1996)虽然到目前为止黑潮双峰性的研究只存在于自然海洋学，黑潮的路径变化导致的海表温度的变化，却可能会产生显著地大气响应。然而，这种大气影响从未在文献中得到记录，主要原因是缺乏全面的观测。

在2004年的夏天(6月至8月)，自1991年以来第一次发生了长度为800至1000公里的大弯曲，并一直持续到下一个夏天。2003年在九州岛东南部December发生的的一个小曲流触发了紧随其后的大曲流的发展(Usui等 2008)。这次大弯曲事件是第一次也是唯一一次由卫星携带的微波传感器观测到的事件，其中包括高度计、热带降雨测量任务(TRMM)、微波成像仪(TMI)和快速散射计(QuickScat)。这些微波传感器可以透过云层，以前所未有的细节提供海洋-大气之间的相互作用(Wentz 等 2000;Nonaka,Xie 2003; Chelton等 2004; Xie 2004)。

本文利用这些卫星观测资料，考察了2004-05年黑潮LM事件对大气的影响。我们发现LM在SST、海表风、云和降水中产生了较大的异常。我们使用一个区域大气模式，成功地模拟了观测到的大气响应，研究了LM对大气的影响。本文的剩余部分，第2节描述了卫星数据，第3节呈现了卫星数据分析的结果，第4节描述了大气模式并呈现了模式的模拟，第5节是总结。

1. 数据资料

本研究使用不同平台上的微波传感器的SST、海表高度(SSH)、海面风、云液态水(CLW)和降水的卫星观测资料。TMI测量了38°N-38°S内全球热带上空无云时的SST，并测量了雨率和柱集成云液态水含量。我们使用TMI的0.25网格精度的月数据(Wentz et al. 2000)。QuikScat卫星上的微波散射计每天测量世界海洋的表面风速(Liu等 2000)。我们使用来自遥感系统的0.25网格精度的风速月数据。欧洲遥感(ERS)上的高度计，海洋地形测量实验(Topex)/Poseidon(T/P)，JASON卫星测量的SSH偏离其长期平均值并处于最低点。我们使用的SSH数据集合并了从1992年0.25网格精度的所有可用观测的高度计(Ducet et al. 2000)。我们使用由漂流仪、高度计和风观测所得的平均SSH数据(Maximenko et al. 2009)。

本文计算了2000年1月至2008年12月的共同时间段内TMI的SST、降水、云液态水和QuikScat海表风速的月平均气候态，并将异常定义为与气候态的偏差。

1. 观测资料的分析

图 1 2004-05冬季(a)和2005夏季(b)季节平均TMI海表温度(填色，℃)和海表高度(等值线间隔20cm)

2004年夏天，日本南部沿海发生了黑潮发生了大弯曲，2004年冬末、2005年早春达到成熟期，最后于2005年夏季消失。图1a是2004-05年冬季的SST和SSH平均。日本南部海岸发现有发展很好的大弯曲，在Kii半岛东南部伴随着一个强气旋性涡旋(中心位于32.5°N，137°E)和Kii半岛西南部的一个反气旋性涡旋。这次黑潮大弯曲在冬季留下了一个明显的SST特征，在Kii半岛附近的气旋涡旋的SST低于周围2℃-3℃，最低低于18.5℃，而黑潮主干道为21℃-22℃。冷SST的出现是由于上涌、浅海温跃层和气旋涡旋中的浅层混合层所致。

图2a显示2004/05年冬季的QuikScat风场。陆地地形影响海岸风向。日本南部海岸的风速极值通常可与上游山脉相匹配。在Kii半岛外黑潮大弯曲留下的冷池上，风速达到一个离岸最低值。如第4节所示，这种风速的降低与SST引起的地面压力梯度和湍流混合减少的调整是一致的。风速降低和冷SST的配置在一张偏离冬季气候态的图上变得清晰(图3a)。SST和风速的正相关在2005年春季可以更好地看到(未显示)。在不同区域的中尺度观测上，如西阿拉伯海(Vecchi等 2004)，沿着中纬度的海洋锋（比如黑潮延伸体(Nonaka,Xie 2003)），海湾流(Chelton等2004)，阿古拉回流(Orsquo;Neill等2003)和南大西洋巴西-马尔维纳斯合流(Tokinaga等 2005)通常可以观察到类似的SST引起的风变化。海平面和风速之间的这种正相关关系在海洋锋中占主导地位(Xie 2004; Small等2008)，与经常出现在温带盆地尺度上的负相关性形成鲜明对比，即大气对海洋的强迫(Namias,Cayan 1981; Wallace等1990)。这种SST和风速的正相关表明相反的因果关系：较大的曲流诱发的SST异常导致海表风的变化。

大气对由这一大弯曲引起的SST变化的响应也可以在降水(图2b)和云中液态水含量(图2c)。在Kii半岛附近的冷水池上降水不足。这个降水“空洞”直径超过300公里，降水下降70%(洞内为2mm/day，而洞外为7mm/day)。同样地，在蜿蜒的黑潮和Kii半岛之间的冷水池上也有云中液态水含量的减少，减少了50%(冷水池上0.06mm，而冷水池外0.12mm)。黑潮大弯曲对降水和云的影响在异常图(图3b和图3c)中得到了更清楚的说明。在Kii半岛以外，SST负异常会导致降雨和云中液态水的减少。SST异常对云中液态水的影响与Norris和Iacobellis对北太平洋的分析(2005)，Orsquo;Neill等人对阿古拉回流的分析(2005)一致。

图 4 (a)SSH(黑色等值线，间隔20cm)(b)QuikSCAT风速(黑色等值线，间隔0.25m/s)(c)TMI云中液态水含量(黑色等值线，间隔10^-2mm)的沿AB异常值时间截面。TMI海表温度异常值用填色图和白色等值线表示。

图4显示了大弯曲的演变过程，它是高度计测的SSH，QuikSCAT测的风速和TMI测的云中液态水异常和海温异常在图1a沿AB线的时间剖面图上的分布，反映了大气效应。图4a中的SSH负异常与2004年初夏发生的大弯曲有关， 然后发展在2004-05的冬季和早春达到成熟，最后在夏末消亡。大弯曲导致的Kii半岛附近的SST冷却，反过来使海表风减速(图4b)。负风速异常早在2004年夏季大弯曲首次出现时就发生在SST负异常之上。这种负风速异常和负海表温度异常几乎一致，都在2005年的早春达到它们的顶峰期。然而，LM对云和降水的影响主要在2004/2005的冬季和早春的成熟期(图4c)。尽管2005年夏季仍可看到大弯曲引起的SSH异常，但SST负异常已有所减少(图4a)。

LM对SST的影响呈现明显的季节性，在冬末和早春达到最大，图1b就是2005年夏季的海表温度还海表高度分布。在夏季，大弯曲引起的SSH异常减弱但是和冬季有相似的模式。然而，Kii半岛外的SST异常几乎不再可见，因此大弯曲在动力场(SSH)中的持续时间远长于SST。在冬季和早春，深海混合层通过平流和夹带增强了次表层海洋对SST的动力影响，而在夏季，混合层受到强烈的太阳辐射，而减小的动力效应使海表通量主导SST的变化(Alexander等1999;Tomita等2002;Cassou等2007)。与大弯曲相关的SST异常的存在与否解释了为什么冬季和早春的大气影响很强，夏季的大气影响较弱。

1. 模式
   1. 模式与试验设计

我们使用天气研究和预报(WRF)模型(3.0.1版；skamarock等2005)去检验大弯曲对上覆大气的影响，模型域为19°-45°N，119°-151°E。模型采用15 km的水平分辨率，垂直方向有39层，我们选择了下列参数化：Thompson GrauPel微物理参数化(Thompson等2004)、快速辐射传输模型(Mlawer等1997)、Dudhia长波和短波辐射计算方案(Dudhia 1989)、Mellor-Yamada-Janjic(MYJ)湍流动能(TKE )方案(Janjic 1994)和Kain-Fritsch积云参数化(Kain,Fritsch 1990，1993)。利用MYJ面层格式(Janjic 1996，2002)计算粗糙度长度、摩擦速度、交换系数和海面通量，该方案基于Monin-Obukhov相似理论，利用Paulson(1970)、Dyer，Hick(1970)和Webb(1970)的稳定函数估算表面热量、水汽和动量的交换系数。

初始和横向边界条件是从美国环境预报中心(NCEP)的FNL对流层分析得到的，在1times;1网格上有17个垂直压力水平。在一天四次观测数据的模型网格上进行插值，水平方向上用三次样条插值，垂直和时间方向上用线性插值。在海洋上，采用先进的微波地球观测系统(EOS)辐射计(AMSR-E)，在日海温数据的0.25°times;0.25°网格上进行最优插值，作为下边界条件。

图 5 (a)CTL(b)NM试验的SST分布(等值线间隔0.5℃)。这些海温数据是基于AMSR-E的2005年1月日数据求的平均值。

为了研究大弯曲对上覆大气的影响，我们进行了两次实验：一次是以黑潮大弯曲留下的Kii半岛SST冷却为特征的实验(图5a)和一个SST调整以消除Kii半岛冷却的实验(图5b)。它们之间的SST差异仅限于图5中的黑匣子内，黑匣子外无差异。在这里，我们将第一个实验称为“控制”(CTL)实验，第二个实验称为“非弯曲”(NM)实验。每次运行于2005年1月1日0世界时初始化，并于2005年1月底进行整合。我们讨论了基于6小时产出的1月份平均值。

• 1. 大弯曲的大气影响

图 6 CTL模式模拟的(a)10m中性等效风速(填色，m/s)和风矢(b)2005年1月的降水(填色，mm/月)

CTL和NM模式模拟的差值(c)10m中性等效风速(填色，m/s)和风矢(d)2005年1月的降水(填色，mm/月)

(a)(b)中月平均海温和(c)(d)中两个实验的降水差值也各自画出

QuikSCAT测量海面上的风应力。应力不仅与地面上某一高度的背景风速有关，而且与静力稳定性有关(刘,唐1996)。但在10m高度上，应力仅与中性等效风有关，因为这个原因，10m高度上的

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