陈宏莉 徐海明 马静 邓洁淳 2

1 南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心/气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室，南京 210044

2 南京信息工程大学大气科学学院，南京 210044

1 引言

近年来，气候变化广受关注，海气相互作用是气候研究中的一个重要课题。早在20 世纪60 年代，Bjerknes（ 1966, 1969） 和Namias（ 1959, 1963,1969）就分别提出了热带与中纬度海气相互作用问题。以厄尔尼诺—南方涛动为代表的热带海气相互作 用 相 关 研 究 已 日 趋 成 熟（Neelin et al., 1998;Wang and Fiedler, 2006），并且可以用来解释气候变率的相关问题（Ropelewski and Halpert, 1996;Trenberth and Caron, 2000）。然而，由于中纬度大气斜压性强、内部变率大，中纬度海气相互作用的研究进展相对缓慢。中纬度海气相互作用不仅能直接影响中纬度气候变率，也可以通过“大气桥”间接影响其他地区的气候（Vimont et al., 2003），因此，研究中纬度海气相互作用具有重要意义。

很多研究表明，中纬度大尺度海气相互作用主要表现为大气对海洋的强迫（Deser and Timlin,1997; Kushnir et al., 2002; Tanimoto et al., 2003）。大气可以通过改变海气热通量交换来强迫海洋（Frankignoul and Hasselmann, 1977; Frankignoul,1985; Lau and Nath, 1996）。 Frankignoul and Hasselmann（1977）将超前滞后方法应用于海表面温度（SST）的模拟：当大气超前SST 意味着大气对海洋的强迫，而大气滞后SST 则反映了海洋对大气的影响。有研究指出在热带外地区的大气环流异常与海表温度异常之间的超前相关大于滞后相关，这表明中纬度地区可能是大气对海洋的强迫占主导地位（Wallace and Gutzler, 1981）。Cayan（1992a,1992b, 1992c）研究表明，尽管埃克曼流对中高纬地区的SST 异常有一定影响，但海气热通量交换才是造成大尺度SST 变率的关键因子：当北太平洋SST 异常与热通量（向上为正）距平呈反相关关系时，热通量异常在SST 暖异常区由大气指向海洋时，海洋获得能量从而增温，热通量异常在SST 冷异常区由海洋指向大气，海洋失去热量从而降温。

不少研究采用统计方法表明中纬度存在海洋对大气的强迫，这些研究通过分析大尺度大气环流异常与前期SST 异常的相关关系说明海洋可能强迫大 气（ Namias, 1976; Davis, 1976; Rodwell and Folland, 2002）。Czaja and Frankignoul（2002）基于滞后最大协方差分析法对北大西洋SSTs 与500 hPa 位势高度场进行分析，指出早夏马蹄形海温异常可维持到早冬时期，并在大气中强迫出北负南正（冰岛低压与亚速尔高压均增强）的相当正压异常结构，进而影响北大西洋涛动。类似地，Liu et al.（2006）发现北太平洋夏季也存在海洋对大气的影响。

由于中纬度SSTs 相对较低，海温变化难以引起深对流，观测研究很难确定海洋对大气的强迫作用。因此，前人应用不同的全球大气环流模式开展了这方面的研究，但所得结果存在明显差异。例如，一些大气环流模式模拟的大气对海温异常的响应在垂直方向上表现为相当正压结构（Palmer and Sun,1985; Latif and Barnett, 1994; Peng et al., 1995），一些模式则表现为大气斜压响应特征（Hense et al.,1990; Ting, 1991），而 有 些 模 式 甚 至 没 有 响 应（Lau and Nath, 1994）。此外，同一季节大气对中纬度海温异常响应也存在明显差异。Peng et al.（1995）采用全球谱模式模拟北大西洋西部SST 暖异常对大气的强迫作用，发现11 月的大气响应在垂直方向上表现为相当正压的位势高度正异常，而1 月则表现为相当正压结构的负异常，表明大气对中纬度SST 异常的响应可能还依赖于基本气流。

已有研究揭示了中纬度地区存在海洋对大气的强迫，但这些研究局限于海洋锋区、中尺度涡旋等尺度相对较小的区域性海气相互作用（Nonaka and Xie, 2003; 徐蜜蜜等, 2010, 2012; 马静等, 2014），而关于海盆尺度海洋对大气的强迫作用的研究主要基于统计相关分析，缺乏直接的观测证据。徐海明和崔梦雪（2018）基于月平均资料对中纬度大尺度海温异常的海气关系进行了探讨，认为中纬度地区主要表现为大气对海洋的影响，但同时也存在海洋对大气的反馈，但月内或更短时间尺度上是否存在海洋对大气的强迫作用还有待研究。

本文结合1985～2015 年的观测和再分析资料，使用跟随SST 异常中心的动态合成方法，揭示月内时间尺度上与冬季中纬度北太平洋大尺度SST暖异常相联系的局地海气相互作用特征，探究更短时间尺度上大范围SST 暖异常发展不同阶段的海气关系，试图找到海洋反馈大气的直接观测证据。

2 资料与方法

2.1 资料

本文采用美国国家海洋大气管理局（NOAA，National Oceanic and Atmospheric Administration）的逐日海温异常资料（Reynolds et al., 2002），其利用超高分辨率扫描辐射计数据对SSTs 进行最优插值，水平分辨率为0.25°×0.25°。候平均海温和三维洋流数据均来自美国环境预测中心（NCEP，National Centers for Environmental Prediction）全球海洋资料同化系统（GODAS，Global Ocean Data Assimilation System）的海洋再分析资料（Behringer and Xue, 2004），该数据集的空间分辨率为1°（经度）×1/3°（纬度），垂直方向共有40 层即5～4478 m，其中5～200 m 的分辨率为10 m，本文取海洋上层的15 层进行分析。

大气环流场以及非绝热加热场均使用NCEP 及能源部（DOE，Department of Energy）提供的第二套逐日再分析资料（Kanamitsu et al., 2002），该数据集表现的辐射过程有所改善，其水平分辨率为T62 高斯分布，纬向上1.875°等距分布，经向上不等距分布。上述再分析资料的研究时段均与海温异常数据保持一致，即1985～2015 年。

2.2 分类合成方法

本文参照徐海明和崔梦雪（2018）对大范围海温异常区域的判别方法，定义了北太平洋大范围海温异常，即在北太平洋地区（20°～55°N，150°E～135°W），|SST 异常|≥1 的点与SST 异常中心至少相隔10 个经纬距，则可记录为一次大范围海温异常，其水平尺度约为1000 km。本文首先统计了1985～2015 年所有大范围SST 暖异常事件的生命史（图1），发现一次增暖的事件的生命史主要集中在50 天左右，然后选取该生命史内的8 个暖事件（表1），最后通过合成方法研究了与此类大范围海温暖事件相联系的月内尺度海气特征。

表1 8 个大范围海温暖异常事件的发生时间Table1 The occurrence time of eight large-scale sea surface temperature warm anomaly events

图1 1985～2015 年各个生命史内大范围海表温度（SST）暖异常事件的个数Fig.1 Number of large-scale sea surface temperature warm anomaly events (WAE) in each lifespan during the 1985–2015 period

这里使用的合成方法为中心动态合成，即借鉴跟踪热带气旋（李英等, 2005）和跟踪海洋涡旋中心（马静等, 2014）动态合成法，使用伴随大范围SST 异常中心的动态合成方法。该方法区别于简单的算术平均合成，可以减少样本物理量在区域内抵消造成的负面影响，保证大范围海温异常结构的相对完整，更能抓住样本的主要物理特征。

本文使用的变量均通过去线性趋势、傅利叶高通滤波与空间九点平滑等预处理，且需要把日距平资料处理为10 天（即一旬）距平资料。需要指出的是，本文中冬季的时间范围为每年11 月至次年2 月。

2.3 大气斜压性指数

斜压性通常是用静力稳定度和水平温度梯度共同表示，后者根据热成风平衡关系，相当于水平风的垂直切变（Charney, 1947; Eady, 1949）。本文使用Hoskins and Valdes（1990）定义的大气斜压性指数进行分析，计算方法如下：

其中，N表示浮力振荡频率，f表示科氏参数，T为气温，z为高度，V为水平速度。大气斜压性指数越大，天气尺度的运动越容易发生（Simmons and Hoskins, 1978）。不考虑对流层低层的水平切变和水汽过程，该指数可以较好地指示大气斜压性（ Nakamura and Sampe, 2002; Nakamura and Yamane, 2010）。

2.4 高频瞬变涡旋反馈强迫

高频瞬变涡旋反馈强迫（TEFF，Transient Eddy Feedback Forcing）表示由于高频瞬变涡旋的热量通量和涡动通量的辐合辐散而造成的低频位势倾向，在中高纬度地区TEFF 很强。计算公式（2）中的位势倾向可以用来表征TEFF 的作用（Lau and Holopainen, 1984; Holopainen and Fortelius,1987; 施宁, 2013; Zhang et al., 2017）。

其中，“′”表示8 天以内的高频滤波场，“—”表示除高频场以外的低频滤波场，静力稳定度σ=–(α/θ)(∂θ/∂p)，且σ=σ(p)，α=1/ρ为 比 容，表 示–∂θ/∂p在北半球的平均量，z为高度，V'为高频水平速度，f=1×10–4s–1为45°N 的科氏参数，R'表示准地转位涡平衡中的剩余项，如低频水平平流、非绝热加热等因子。其他变量则为常用的气象场变量。下标“heat”和“vor”分别表示高频瞬变涡旋的热量通量和涡动动量通量的作用。

垂直边界层设定为1000 hPa 和100 hPa，边界条件需要满足（3）式：

其中，R为气体常数，Cp为干空气比热。将由Dvor项所引起的TEFF 记为TEFF-vor，由Dheat引起的TEFF 记为TEFF-heat，TEFF-vor 与TEFFheat 的线性叠加记为TEFF-all。对于公式（2）中的二维拉普拉斯算子，本文基于球谐函数在球面上对其进行展开，且主要使用T21 截断，具体计算步 骤 与Holopainen and Fortelius（1987）、施 宁（2013）一致。

2.5 混合层热量收支方程

混合层热量收支方程是研究诊断SST 变率的重要工具（Dinniman and Rienecker, 1999; Wang et al., 2012; Zhang et al., 2013）。本 文参 照Zhang et al.（2019），给出海表温度变化方程（4），此处假定SST 等同于混合层平均温度。

其中，ΔTm表示混合层和紧临混合层下方内部海洋之间的温度差，u、v、w为混合层三维洋流速度，H为混合层深度，ρ0为海水密度，cp为海水比热容。Qnet为向下表面净热通量的总和，包括感热通量、潜热通量、长波辐射通量以及短波辐射通量。R''为剩余项，包括次网格尺度过程、扩散等因子。由此公式可知，局地SST 的变化主要受海洋温度水平平流、垂直输送以及海表净热通量的控制，其中海温水平平流和垂直输送主要反映了海洋的动力过程，净热通量项则代表了海气之间的热量交换。

3 大范围海温暖异常的海气特征

3.1 海气界面的主要特征

图2 给出了区域平均的海表温度、净热通量以及全风速异常随时间的演变。由图可见，海表温度经历了一次明显的增暖和降温过程，随着海表温度的升高和下降，海表净热通量（向上为正）也随之发生了一次明显的改变。在SST 异常达到峰值之前，海表净热通量异常为负值，即大气失去热量，海洋得到热量，从而使得海表温度上升，这清楚表明了此时的海气关系主要表现为大气对海洋的强迫作用。在SST 异常达到峰值之后，海表净热通量异常则发生了明显转变，由前期的负值转变为正值，即由前期海洋从大气获得热量变为向大气输送热量，从而加热大气、冷却海洋，表明此时海气关系由前期的大气强迫海洋转变为海洋对大气的强迫作用。

图2 海表温度异常（SSTA，实线，单位：°C）、表面净热通量异常（短虚线，单位：W m−2）以及10 m 全风速异常（长虚线，单位：m s−1）的动态合成区域（以海温异常最大值为中心的20 个经度乘以10 个纬度的区域）平均值随时间（5 个旬，大范围海温异常事件发展的盛期表示为“ten-day [0]”）的演变。其中海表净热通量为净感热通量、净潜热通量、净长波辐射通量以及净短波辐射通量的总和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 异常达到峰值前后海气关系的明显改变在海表风速异常的转变中得到进一步印证。由图2 可见，在SST 异常达到峰值之前，海表风速为负异常，风速相对较小，海表风速与海表温度异常之间成明显的反位相关系；而在SST 异常达到峰值以后，海表风速转变为正异常，风速明显增加，海表风速与海表温度异常之间形成明显的同位相关系。大量研究表明，当SST 异常与海表风速之间构成同位相关系（正相关）时，海气之间主要表现为海洋对大气的强迫作用（Nonaka and Xie,2003; Koseki and Watanabe, 2010; 徐蜜蜜 等, 2010;马静等, 2014）。海洋强迫大气的过程可用动量垂直混合机制加以解释（Wallace et al., 1989），即高海温可使海洋上空大气边界层不稳定性增加，大气边界层不稳定性增加则会增强边界层垂直混合，进而导致高层风动量下传，海表风速随之增强。

海气关系由前期的大气强迫海洋转变为后期的海洋强迫大气，在整个海气关系转变的过程中，海表热通量、海表温度以及10 m 风场这三者之间存在较好的配置关系。由图2 可知，前期风速相比同期较小，洋面失去的热量较少，相应地SST 也随之增加；而后期风速明显增大，洋面失去的热量增多，相应地SST 也随之下降。

为了更清楚地表征海气关系，图3 给出了SST 暖异常前期、盛期和后期的湍流热通量异常和净辐射通量异常（向上为正）的空间分布。前期净感热通量和净潜热通量负异常的区域对应SST 暖异常（图3a1、b1），且潜热通量负异常远强于感热通量负异常，这种负异常与风速的减小有关。从净辐射通量异常分布（图3c1、d1）可见，SST 暖异常中心区的净短波辐射通量主要为正异常、净长波辐射通量主要为负异常，但净辐射通量异常明显弱于湍流热通量异常。因此，热量从大气传输到海洋，海表获得热量致使SST 升高，这表明前期的海气关系主要为大气对海洋的强迫作用。盛期湍流热通量异常和净辐射通量异常在SST 暖异常区域为负值（图3a2–d2），总体上仍表现为大气对海洋的强迫作用。后期（图3a3–d3）湍流热通量异常和净辐射通量异常的空间分布均发生了明显转变，SST 暖异常区域的感热通量、潜热通量和净长波辐射通量由前期的负异常转变为正异常，此时热量从海洋传输到大气，海表失去热量致使SST 降低，这表明后期的海气关系主要表现为海洋对大气的强迫作用。总体来看，潜热通量和感热通量异常在SST 暖异常事件中起着主导作用。

图3（a1–a3）净感热通量异常、（b1–b3）净潜热通量异常、（c1–c3）净短波辐射通量异常和（d1–d3）净长波辐射通量异常（阴影，单位：W/m2）在大范围海温暖异常（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。等值线为SST 异常（间隔为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)

综上，从海表净热通量、海表风速与海表温度的时间演变和空间配置关系可以推断，SST 暖异常发展前期海气关系主要表现为大气对海洋的强迫作用，后期则主要表现为海洋对大气的强迫作用。

3.2 海洋的主要特征

由前文的结果可知，与SST 暖异常相联系的海气关系由前期大气对海洋的强迫作用转变为后期海洋对大气的强迫作用，海气界面的热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温度平流也可能导致海温变化（Latif and Barnett, 1994; Qiu, 2003），所以不能排除海洋动力过程的影响。图4 给出了海水位温异常的时间—深度剖面，由图可见，海洋上层（5～50 m）的位温异常与SST 暖异常的演变趋势一致，海洋上层位温也经历了一次明显的增暖和降温过程，SST 暖异常前期的海洋位温逐渐增大，盛期达到峰值，后期逐渐减小。值得注意的是，50 m 深度以下的位温在整个SST 暖异常发展过程中一直升高，即在SST 正异常达到峰值之前海洋暖异常比较浅薄，从105 m 深度以下的“冷舌”可知此时SST 暖异常区域存在异常上翻流；在SST 正异常达到峰值之后海洋暖异常较前期深厚，此时可能有下沉流和混合效应等海洋动力学过程在起作用。

图4 海水位温距平（等值线，单位：°C）在大范围SST 异常区域（即以海温异常最大值为中心的20 个经度乘以10 个纬度的区域）的时间—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.

为进一步探讨海洋动力过程的作用，图5 给出了不同阶段混合层三维洋流异常的合成分布。前期（图5a），SST 暖异常区域北部存在异常上翻流，南部存在异常下沉流，向南的海流异常表明SST暖异常区域存在异常冷平流，此时海洋动力过程不利于维持SST 暖异常，前期海气关系主要表现为大气对海洋的强迫作用。盛期（图5b），SST 暖异常区域的海流异常一致向南，且SST 暖异常中心区存在异常上翻流，异常的冷平流和冷水上翻均不利于SST 增温，此时的海气关系与前期相同，依然表现为大气强迫海洋。后期（图5c），洋流结构发生了明显变化，由前期向南的海流异常转变为向北的海流异常，即温度平流由前期的异常冷平流转变为后期的异常暖平流，SST 暖异常中心区存在异常下沉流，表明此阶段可能是海洋动力学过程维持了SST 暖异常，有助于海洋影响大气，即海洋通过向上的净热通量加热大气从而衰减海表温度，这反映了后期的海气关系主要表现为海洋对大气的强迫作用。

图5 10 m 深度的水平海流异常场（矢量，单位：cm s−1）和海洋上层5～50 m 深度平均的垂直速度异常场（阴影，单位：10−5cm s−1）在大范围海温暖异常（a）前期 (ten-day [-2])、（b）盛期 (ten-day [0])、（c）后期 (ten-day [+2])的合成分布。等值线为SST 异常（间隔为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)

图6（a1–a3）200 hPa、（b1–b3）500 hPa、（c1–c3）850 hPa 的位势高度异常（阴影，单位：gpm）和风场异常（矢量，单位：m s−1）以及（d1–d3）海平面气压异常（阴影，单位：hPa；矢量为10 m 风场异常场）在大范围海温暖异常（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。等值线为SST 异常（间隔为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

分析海洋结构特征可知，SST 暖异常达到峰值前后的海气关系发生了明显的改变，SST 暖异常发展前期以大气影响海洋为主，后期可能以海洋影响大气为主，且海洋动力过程在前期不利于海温暖异常的维持，但在后期有利于维持海温暖异常。

3.3 大气的主要特征

图6 给出了SST 暖异常不同阶段200、500 和850 hPa 的位势高度以及海平面气压异常的合成分布。前期（图6a1–d1）SST 暖异常伴随着偶极型的海平面气压（SLP，Sea Level Pressure）异常，在SST 暖异常区东北部SLP 异常偏高，西南部SLP 异常偏低，对流层从低层到高层大气位势高度异常空间型态与SLP 类似，异常中心与SLP 异常中心基本重合，相应地对流层整层表现为一致的东南风异常。此时SST 暖异常区域的偏东风异常叠加在背景西风气流上使得风速减小，海表热通量也随之减小。盛期（图6a2–d2）SST 暖异常伴随着相当正压的偶极型位势高度异常，在SST 暖异常区东部位势高度异常偏高，西部位势高度异常偏低，相应地风场在对流层整层表现为一致的南风异常。后期（图6a3–d3）大气异常结构发生了明显转变，SST 暖异常区及其北侧上空表现为相当正压的位势高度负异常结构，SST 暖异常南侧在500 hPa 以上为位势高度正异常，相应地风场也发生了改变，由前期的东南风异常转变为整层一致的西风异常，且SST 暖异常区域的西风异常叠加在背景西风场上使得风速增加，海表热通量也随之增加。

上述SST 暖异常前期对应的大气环流结构与Kushnir et al.（2002）、徐海明和崔梦雪（2018）的研究结果相似但略有不同。Kushnir et al.（2002）指出北太平洋SST 暖异常对应上空大气东风异常，以及北部反气旋环流异常和南部气旋环流异常的偶极型结构；徐海明和崔梦雪（2018）基于月平均资料研究指出，大气影响海洋时SST 暖异常伴有偶极型的东北部反气旋环流异常和西南部气旋环流异常结构。值得注意的是，徐海明和崔梦雪（2018）研究指出海洋影响大气时SST 暖异常伴随着北部异常高压和南部异常低压的偶极型结构，与本文SST 暖异常后期海洋强迫大气时展现的大气响应结构明显不同。

为了进一步表明大气位势高度异常与温度异常的垂直结构及其与SST 暖异常的配置关系，图7给出了不同阶段温度和位势高度异常沿SST 异常中心的经向—高度剖面。前期（图7a1–a3）SST暖异常的大气位势高度异常在垂直方向上表现出相当正压的高压异常，其从海表向上延伸至对流层顶，高压异常中心位于300 hPa；而在SST 暖异常以南则表现为相当正压的低压异常，但异常幅度较弱。相应地，SST 暖异常上空大气有较强的暖异常，且从低层向上延伸至300 hPa，此时存在异常下沉气流，而300 hPa 以上则转变为大气温度异常偏冷。盛期（图7b1–b3）大气位势高度异常在对流层表现为相当正压的高压异常，异常中心位于150 hPa，且大气暖异常从对流层低层向上延伸至150 hPa。后期（图7c1–c3）环流垂直结构也发生了明显的转变，大气位势高度在SST 暖异常北侧表现出从海平面向上延伸至对流层顶的相当正压低压异常，SST 暖异常南侧则表现出较弱的高压异常，且大气暖异常集中在850 hPa 以下，对应有异常的上升气流。

图7 大范围海温暖异常（a1–c1）前期 (ten-day [-1])、（a2–c2）盛期 (ten-day [0])、（a3–c3）后期 (ten-day [+1])的（a1–a3）风场异常（矢量，单位：10−2 m s−1）和气温异常（阴影，单位：°C）以及（b1–b3）位势高度异常（阴影，单位：gpm）沿SST 异常中心经度的纬度—高度合成剖面；（c1–c3）SST 异常（单位：°C）沿其中心所在经度的经向合成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

综合大气和海洋结构特征的分析结果可以推断，大尺度SST 暖异常后期海洋对大气的强迫作用比前期大气对海洋的强迫作用弱，相当正压的气旋式环流异常结构可能在月内或更短时间尺度上才会清楚地表现出来，在季节尺度或月尺度上仍然表现为相当正压的反气旋异常结构（Okajima et al., 2014;徐海明和崔梦雪, 2018）。

4 后期气旋式环流异常的形成机制

从前文可知，SST 暖异常后期的海气关系主要表现为海洋对大气的强迫作用并在其北侧上空出现了相当正压的气旋式环流异常结构，该大气环流的异常响应明显不同于前人的研究结果（Kushnir et al., 2002; Okajima et al., 2014; 徐 海 明 和 崔 梦 雪,2018）。目前普遍认为中纬度海洋热力异常主要通过两种途径影响大气（邱爽等, 2014）：一种是通过非绝热加热的直接强迫作用，Hoskins and Karoly（1981）通过线性定常模式诊断大气环流场对热源强迫的响应结构，认为中纬度SST 暖异常使低层大气加热，根据线性理论大气响应为对流层低层位势高度负异常、高层为正异常的斜压结构；另外一种则是通过大气瞬变涡旋活动的间接强迫作用（Kushnir et al., 2002; 邱爽等, 2014; Fang and Yang,2016）。Kushnir et al.（2002）认为SST 暖异常使得对流层高层的瞬变涡动通量向外辐散，高层大气为了平衡涡度通量的辐散必然产生辐合进而引起中层大气下沉，相应地对流层低层空气辐散产生高压异常，从而使中纬度大气响应出相当正压结构。

为了解释上述相当正压位势高度负异常结构的形成机制，图8 给出了SST 暖异常不同阶段的大气斜压性指数异常分布。从该指数的时间演变可以看出，前期SST 暖异常区的大气斜压性指数主要表现为负异常，后期大气斜压性指数则表现为正异常，其空间型发生了明显改变，表明后期SST 暖异常区域的大气斜压性增强，瞬变涡旋活动易发生。图9 给出了850 hPa 上异常的热量经向通量和300 hPa 上异常的西风动量通量在SST 暖异常不同阶段的合成分布（其中“′”表示8 天以内的高频滤波场，“—”则表示暖事件的时间合成场）。由图9 可见，前期SST 暖异常区域的和主要表现为负异常，后期和均转变为一致的正异常，表明瞬变扰动活动带来的热量经向通量和西风动量通量在SST 暖异常后期增强，瞬变涡旋活动在起作用。为量化瞬变涡旋活动对位势高度场的强迫作用，图10 给出了后期TEFF-heat、TEFFvor、TEFF-all 异常在不同层次的空间分布。TEFFheat（图10a1–a3）在300 hPa 上主要表现为北部正异常南部负异常的结构，在500 hPa 和850 hPa 上则表现为北部负异常南部正异常的结构，即TEFFheat 异常在对流层高、低层呈反位相分布的斜压结构。TEFF-vor 异常（图10b1–b3）和TEFF-all 异常（图10c1–c3）从对流层低层到高层表现出北负南正的相当正压结构，与位势高度异常场的位相分布一致，且TEFF-vor 的最大值位于对流层高层。因此TEFF-vor 异常和TEFF-heat 异常在300 hPa 会部分抵消，而在850 hPa 则相互叠加，所以TEFFall 异常在对流层中低层的作用比高层更明显，这与Lau and Nath（1991）的结论一致。总体来看，TEFF-all 异常与TEFF-vor 异常在强度和地理位置上均较为一致，同时TEFF-heat 异常的强度小于TEFF-vor 异常，由此可推断出TEFF-all 对后期气旋式环流异常结构的强迫作用主要来自于TEFFvor 的贡献，这与施宁（2013）的结论相似。

图8 700 hPa 上大气斜压性指数异常（阴影，单位：K d−1）在大范围SST 暖异常发展（a）前期 (ten-day [−1])、（b）盛期 (ten-day [0])、（c）后期 (ten-day [+1]) 的合成分布。等值线为SST 异常（间隔为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)

图9（a1–a3）850 hPa 上异常的热量经向通量（阴影，单位：m·K s−1）和（b1–b3）300 hPa 上异常的西风动量通量（阴影，单位：m2 s−2）在大范围海温暖异常（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。等值线为SST 异常（间隔为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)

图10 大范围海温暖异常后期 (ten-day [+1])，高频瞬变涡旋的（a1–a3）热量通量（TEFF-heat）异常（等值线，单位：m d−1）、（b1–b3）涡动通量（TEFF-vor）异常（等值线，单位：m d−1）、（c1–c3）总通量（TEFF-all）异常（等值线，单位：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

综合上述分析可知，高频瞬变涡旋反馈强迫是SST 暖异常后期大气响应为相当正压气旋式环流异常结构的关键原因，且涡动动量通量的辐合辐散作用在位势高度负异常结构的形成中起主要作用，其本质是海表温度暖异常加热低层大气，使低层出现了气旋式涡度，高频瞬变涡旋将涡动动量向上层输送，致使对流层整层出现了相当正压结构的气旋式环流异常。这表明大气异常由非绝热加热、瞬变加热强迫和瞬变涡度强迫共同作用，且瞬变涡度强迫更有利于维持大气异常的相当正压结构。

5 结论与讨论

本文使用1985～2015 年NCEP/DOE 逐日再分析资料以及NOAA 最优插值逐日SST 异常数据，基于自定义的大范围SST 异常，在北太平洋区域选取了8 个暖事件，采用跟随SST 异常中心的动态合成方法分析了与冬季北太平洋生命史为50 天左右的大范围SST 暖异常相联系的月内尺度海气特征，得出以下几个主要结论：

（1）冬季中纬度地区大范围海温暖异常演变过程中存在不同的海气关系，前期主要表现为大气对海洋的强迫作用，后期则主要表现为海洋对大气的强迫作用。

（2）大范围SST 暖异常对应的大气结构在不同阶段表现明显不同。SST 暖异常前期（图11a），整个对流层表现为偶极型的位势高度异常分布，即SST 暖异常东北侧为位势高度正异常，而其西南侧为位势高度负异常，对应有大气偏东风异常，此时热量从大气向海洋传输，海表获得热量致使SST 升高。SST 暖异常盛期（图11b），其上空伴有相当正压的偶极型位势高度异常（即东侧为位势高度正异常而西侧为位势高度负异常），对应大气南风异常。SST 暖异常后期的大气异常结构发生了明显改变（图11c），SST 暖异常区北侧上空伴随着相当正压的位势高度负异常，南侧表现为较弱的位势高度正异常，对应大气偏西风异常，此时热量从海洋向大气传输，海表面失去热量致使SST 降低。

图11 冬季北太平洋地区大范围SST 暖异常（a）前期大气影响海洋、（b）盛期、（c）后期海洋影响大气时的大气海洋结构特征示意图（海平面红色实心圆代表SST 暖异常，“A”和“C”分别表示异常反气旋和异常气旋中心，直线箭头为盛行风向，波浪形箭头为异常海流方向）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）大范围SST 暖异常对应的海流结构在不同阶段表现也不一致。SST 暖异常前期和盛期（图11a、b）海洋存在异常冷平流以及异常上翻流，海洋动力过程不利于维持海温增暖，此阶段的SST 暖异常主要由大气强迫造成。SST 暖异常后期（图11c），异常暖平流和异常下沉流维持了SST 暖异常，有助于海洋影响大气。

（4）在SST 暖异常发展后期大气出现了气旋式环流异常响应，其中高频瞬变涡旋反馈强迫对大气环流从异常反气旋转变为异常气旋起着关键作用，且瞬变涡度的强迫作用是主要的贡献因子。SST 暖异常达到峰值之后，大气斜压性增强，瞬变涡旋活动增加，瞬变扰动带来的热量经向通量和西风动量通量也增强，高频瞬变涡旋的热量通量和涡动动量通量的辐合辐散作用使得大尺度SST 暖异常上空大气呈现出相当正压的气旋式环流异常。

值得注意的是，本文为了探究月内尺度上与冬季北太平洋大范围SST 暖异常相联系的局地海气相互作用特征，主要分析了10 天（旬）平均的观测场，而5 天（候）平均观测场也展示出了相似的结果，这进一步验证了月内尺度上海洋对大气的影响。类似地，我们也分析了此段时间内6 个大范围冷海温异常事件相联系的海气特征，其局地海气关系与暖海温异常相联系的海气关系一致：即前期主要表现为大气对海洋的影响，后期则主要表现为海洋对大气的影响，然而其对应的大气环流异常分布则与暖海温异常合成的结果刚好相反。此外，统计发现大范围海温异常事件发生的频次具有明显的年际变化特征，其原因也值得进一步研究。Wang et al.（2012）基于季节内时间尺度研究指出，在夏季黑潮及其延伸体区对流不稳定引发的异常降水和对流加热使得大气环流从前期的反气旋转为后期的气旋，即大气强迫造成的海温变暖可能通过触发对流不稳定而影响大气。这表明SST 季节内变率在不同季节可能有不同的作用机制，因此仍需进一步探究其他季节中月内尺度大范围SST 异常的海气特征及其物理机制。