对大气边界层响应与赤道东太平洋上热带不稳定波相关的SST变化的直接观测外文翻译资料

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对大气边界层响应与赤道东太平洋上热带不稳定波相关的SST变化的直接观测

HIROSHI HASHIZUME, SHANG-PING XIE, MASATOMO FUJIWARA, MASATO SHIOTANI, TOMOWO WATANABE, YOUICHI TANIMOTO, W. TIMOTHY LIU, AND KENSUKE TAKEUCHI

摘要

典型波长为1000公里，周期为30天的热带不稳定波（TIWs）可引起赤道锋弯曲并使SST变化1℃-2℃。日本考察船于1999年9月21日至28日，沿2° N从140°W至110°W穿过三个充分发展的海面波，获得温度、湿度和风速的垂直探测资料。在沿2°N航行期间，观察到一个贯穿1-1.5公里高的行星边界层（PBL）的强逆温层。TIW波动导致的SST变化可以影响整个PBL。为响应SST升高，气温在低空上升，并且在在平均逆温层高度强烈冷却。研究结果表明该温度偶极子与观察到的海平面压力（SLP）中的弱TIW信号相关。

垂直剖面的观测显示纬向和经向的最大速度均在400-500米。基于SST综合剖面的纬向风速显示，在PBL中减弱（加强）的垂直切变与增强（减弱）的垂直混合相一致，导致海表风速在海面暖区（冷）加强（减弱）。综上，温度和风场的探测资料表明相对于海平面气压机制，垂直混合机制占主导地位。本文中对Lindzen和Nigam提出的广泛使用于PBL的海平面气压调整机制在观测中的具体体现进行了介绍。

1. 前言

在热带地区，海表风场和SST紧密相关，其相互作用引起了热带气候及其变化的丰富时空结构（见Neelin等1998年，谢等人1999年的评论）。尽管已明确热带SST的变化导致海表风场的变化，但作用机制尚未完全清楚，其中部分原因是对热带远洋的观测不足。本文介绍了大气响应赤道东太平洋热带不稳定波（TIWs）的SST缓慢变化的直接观测结果。本节首先简要回顾相关文献，然后论述大气垂直探测的重要性。

1. 海平面气压机制与垂直混合机制

在SST高于某一临界值（例如26°-27℃）的暖洋面上，涉及整个对流层的对流深度调整通常被模拟为单一的斜压模式，而非精确地处理为行星边界层（PBL; Matsuno 1966; Gill 1980; Neelin和Held 1987; Xie等，1993）。压力调整的另一观点认为，自由对流层的压力变化是可忽略的，相反，行星边界层中基于海温异常的气温变化是造成海平面压力（SLP）变化的主要原因，它驱动表面气流流过SSTs低于对流阈值、温度较低的热带区域（Lindzen和Nigam 1987）。实际上，自由对流层和PBL中的温度变化有助于 SLP的变化和热带海域海表风场的形成（Wang和Li 1993; Chiang等，2001）。

除海平面气压驱动表层风场之外，Wallace等人（1989）提出， 在赤道东太平洋，近表面动量垂直混合机制在季节尺度、年际尺度和长时间尺度上很重要。六月到十二月， 在28°N附近有一个海表温度锋 ，该温度锋使赤道冷上升流向北与较暖（27°C）海水分离。Wallace等人假设当东南信风穿过赤道锋吹向更暖的洋面，垂直混合加剧，使较大风速向下，导致海表面风速增强。他们提出在赤道锋较暖一侧垂直混合增强与 最大经向风速处相对应。Paluch等人（1999年）描述了他们飞越赤道锋的航程：“通过较暖的洋面时，大量白浪突然出现（在此之前没有白浪），这表明表面风速增加。”通过在飞机上测量湍流，Paluch等人 观察到涡流垂直速度的强度和海表温度锋暖（冷）侧垂直混合增加（减弱）。

若Wallace等人提出的机制起作用，需要平均风场中有速度向上增加的垂直切变，但目前只有东太平洋远洋的少量大气垂直探测资料。1979年春季的第一次全球大气研究计划的全球实验（FGGE）期间，在赤道太平洋进行了投落送测量。较早的FGGE数据没有低于900 mb的风场（Kloesel和Albrecht 1989），而最近的分析表明，赤道东太平洋（Yin和Albrecht 2000）的风切变为向上减少，这与Wallace等人提出的机制相反。Bond（1992）分析了1989年10月和11月获得的探空资料，混合层顶部与赤道锋以北的海面之间的剪切向上增加，这与Wallace等人（1989）的假设一致。FGGE和Bond的探测之间的风切变差异可能是由于风场的季节性变化造成的。对加拉帕戈斯群岛（0.9°S，89.61°W）的长期风场剖面观测显示，400米高度处的南风急流，在冬半年（6月至11月）期间加强，在夏半年减弱（12月至5月; Hartten和Gage 2000）。Anderson（2001）从1998年9月开始进行探测，提出赤道锋以南的温度稳定分层，以北有500米深的混合层。 他进一步表示，当船从南部穿过锋面时，海表风速迅速增加。

1. 热带不稳定波

线性（Lindzen和Nigam 1987）或非线性（Mahrt 1972; Tomas等 1999）PBL动力的向南的海平面气压梯度，至少部分促进横过赤道锋的南风加速，Wallace等人 （1989）的垂直混合机制在赤道锋的​​月变化中占主导地位（Hayes等1989; Xie等1998）。在较冷的半年（6月至12月），赤道锋经常出现典型周期1个月、典型波长1000公里的尖点弯折（Legeckis 1977; Chelton等 2000），且与海洋TIWs在强赤道流的切变下发展的海洋TIWs相关（Philander 1978; Yu 等 1995）。 . 观测结果显示了海表风场的相干协方差具有1-2 m s^-1的幅度。东南信风在月周期海面波暖（冷）位相加强（减弱），这与垂直混合机制相符，而不是Lindzen和Nigam（1987）的海平面气压机制（Hayes等，1989）。后者预测在地转效应较小的赤道附近风速与海温之间存在 90°的位相差。

卫星散射仪对矢量风进行的全局测量可以确定TIW引起的风场变化的时空结构，如谢等（1998）使用欧洲遥感散射仪所做的论证。于1999年6月发射的QuikSCAT卫星上搭载的SeaWinds散射仪，提供了更高空间分辨率和近乎覆盖全球的日资料，可对TIW充分取样。应用各种统计技术处理QuikSCAT数据，Liu 等（2000），Chelton 等（2001）和Hashizume 等（2001）表明，信风加速度或多或少与SST变率相同，这一结论支持垂直混合机制（另见 Wentz 等2000; Thum 等2002）。

虽然浮标和卫星测量均显示TIW引起风力变化的垂直混合机制占主导地位，但尚不清楚为什么海平面气压机制相对不那么重要。假设与Lindzen和Nigam（1987）一样，SST引起的气温变化位于了1Km深的PBL，在第6节中提出的简单计算中给出的纬度风异常比观测值大十倍。若将SST对气温的影响深度减少十倍，可使风场异常量值更接近观测到的振幅，但是相对于SST的相位仍然与观测不一致。

c. 垂直结构

SST的影响深度虽然对SLP的调整很重要，但从未被直接观察。TIWs引起赤道锋以北的层云量的相干变化（Deser等，1999），但云顶不是Deser等人（1993）确定的，我们认为影响深度有至少400米，典型的混合层深度通常也是云底高度（Kloesel和Albrecht 1989）。最近对热带雨量测量任务（TRMM）和特殊传感器微波成像仪（SSM / I）卫星的无源微波测量分析证实了云对TIWs的响应 （Hashizume等，2001）。此外，Hashizume等人（2001）检测了 热带辐合带（ITCZ）南部TIW以北的连续降水异常，表明大气响应深度超过PBL高度，至少超过热对流区。大气的垂直结构不仅仅是为什么海平面气压机制对TIW现象不重要的关键，而且还可以为垂直混合机制提供直接证据。在垂直混合机制下，我们预期在一般循环模型模拟中可以看到垂直方向上风场加速和减速的联系（谢等，1998）。在该模型中，SST引起的气温异常超出1 km，海平面气压效应与垂直混合对纬向风异常的作用相同，进一步表明海平面气压作用并不小。

1999年9月，日本考察船Shoyo-maru沿28°N从140°W航行至110°W，获得了气温，湿度和风速的垂直测深资料。本文反映了往东穿过了几条海面波的航程的收获。据我们所知，这是第一次测量TIW大气波的垂直结构。我们使用这些现场测量资料来研究大气的热量和动态对SST慢波的响应。如上所述，SST的影响深度是动态调整的关键参数，将成为此次研究的重点。研究显示TIW效应穿透整个PBL深度，导致PBL上的逆温层 发生明显的垂向位移。风速测量表明垂直剪切调整与Wallace等 （1989）的假设一致，观察到的热响应与海面压力异常明显降低有关。

本文的其余部分安排如下：第2节描述巡航和船上测量，随后简要分析对太平洋进行采样的卫星测量（第2节），第四部分研究热响应，第五部分研究风速变化的垂直结构，第6节探讨压力异常的垂直剖面，并解决为什么SLP信号期望的问题，第7节为总结。

1. 巡航数据

赤道太平洋在1999年为的弱拉尼娜状态，东部的SST略低于正常水平。 TIW引发的海面波于5月下旬开始发展，6月和7月达到很大振幅，并保持到年底。1999年9月16日，日本渔业局的考察船Shoyo-maru离开檀香山前往赤道太平洋，9月21日达到2°N，140°WW，并沿2°N开始为期一周的巡航，于9月28日到达2°N，110°W。我们选择2°N进行调查是因为它是TIW诱发的SST变化达到最大值的纬度（Hashizume等 2001），途中遇到的强南赤道流达流速在1m/s以上，Shoyo-maru在北纬110°至105°W之间略微向北移动至3°N，然后向东北方向航行，进入鱿鱼渔业调查站（图1 ; Shiotani等 2000）。

在整个巡航中，每天发射四次 Vaisala RS-80 GPS 无线电探空仪来 测量气温，相对湿度，压力和风速。探空仪从一般向东（〜6m / s）逆风航行的Shoyo-maru的后甲板上由强乙烯基制成的U形风屏释放，在以125°W的冷锋为中心的强化观察期间，发射频率增加到每天八次。本次研究中使用了140°W到105°W之间的36次探测（图1）。该探测使用线性插值的10米的垂直分辨率分级。

同时，在巡航期间，以1分钟间隔观测地表气象数据。分别连续测量17和10米高度表面风速和海平面气压以及从船底部进水测量SST。本文中显示了表面测量数据五分钟的平均值。

将臭氧探测器（Science Pump ECC ozonesonde）附在GPS无线电探空仪上用于测量25Km高度处的臭氧混合比，每天进行一次。Shiotani等 （2002）介绍了臭氧测量的细节及其结果。

图1. 1999年9月16日至10月9日Shoyo-maru巡航期间的探空点（三角形符号）。封闭三角形（从1到36）指本文中使用的探测站点。 叠加是9月22日至24日平均的TMI SST分布。深（浅）阴影表示23°C lt;SST lt;24°C（24°C lt;SST lt;25°C）。 赤道锋沿2°N的弯曲由热带不稳定波引起。

1. 卫星测量

我们使用并发卫星测量来补充并将Shoyo-maru调查纳入大规模的观测范围。具体来说，与传统的红外辐射计相比，TRMM微波成像仪（TMI）除了在下雨条件下，通过对SST进​​行了测量，并改善了多云区域的采样（Wentz等，2000）。我们使用通过三个共轨（F-11，F-12，F-14）SSM / Is（Hashizume）组合TMI产品和测量得到的列积分水蒸气（WV）和云液体水（CLW）的数据集(Hashizume 2001）。原始TMI和SSM / I数据在遥感系统（Wentz，1997）处理，并通过FTP获得。TMI和SSM / I数据最初0.25°* 0.25°和每日两次的分辨率格栅，我们以0.5°* 0.5°分辨率将其重新格式化为3天平均这个3天的平均值几乎覆盖了所有的海洋网格点。QuikSCAT风速数据通过逐次订正方法（Liu 等1998）以0.5°* 0.5°和每日两次的分辨率进行网格化。

卫星和现场测量均出现高频大气天气现象，如沿着ITCZ发展的东风。利用大气东风波（〜6000 km）和海洋TIWs（〜1000 km）之间典型波长的差异，我们从卫星数据中去除了纬向的12°滑动平均值，以提取TIW信号。Hashizume等人（2001）表明，这个高通带状滤波非常有效地消除了天气噪声（图3）。具有高斯型重量（有效半径58）的类似的带状移动平均空间滤波器也被应用于沿2°N的无线电探空仪数据。下文中，高通滤波变量被称为TIW引起的异常，或简称为异常。

图2a显示了2°N高通滤波TMI SST的经度-时间截面，直实线表示Shoyo-maru航行的轨迹，在140°W和110°W之间的对三个主要海面波采样。海面波的典型振幅为1°C。TMI SST与船舶测量的SST值非常吻合，特别是125°W以西，但以东显示偏冷0.5°-1℃的（图3b）。

TMI和SSM / I的组合数据表明，TIW对WV和CLW（图2b，c）有明显的影响，但对CLW的影响程度相对较小。为进一步锐化TIW信号，我们以为期13天的Shoyomaru通过时为中心，将在每个网格点沿着西向传播的TIW相线进行滑动平均，所得到的复合分布强化了WV和CLW与SST大部分同相的概念（图2d），证实了Hashizume（1998），Liu等 （2000）和Hashizume等（2001）的结果。

高通滤波风速的经度-时间剖面也与SST表现出明显的西向传

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