冬季大氣斜壓性對黑潮延伸體年代際異常響應的維持機制研究

張艦齊, 李崇銀,2*, 余沛龍, 陳雄

1 國防科技大學氣象海洋學院, 長沙 410073 2 中國科學院大氣物理研究所， 北京 100029

0 引言

黑潮—親潮延伸體(KOE,Kuroshio-Oyashio Extension)區(qū)域，是眾所周知的副極地海洋鋒區(qū).暖的黑潮與向南流動冷的親潮相遇，在黑潮延伸體(KE，Kuroshio Extension)北側(cè)形成了混合水域(Yasuda, 2003; Kida et al., 2015).KOE海溫異常具有顯著的年代際變率(Nakamura and Kazmin，2003;Qiu et al., 2007; Kwon and Deser，2007; Fang and Yang，2016)，這種顯著的年代際變率通過改變低層大氣斜壓性而對北太平洋風暴軸產(chǎn)生錨定作用，并顯著地改變大氣環(huán)流特征(Frankignoul et al., 2011; Taguchi et al.，2012; Nakamura et al.，2004; Smirnov et al., 2014).隨著高分辨率的海溫資料使用，前人發(fā)現(xiàn)在KOE海區(qū)存在兩條顯著的海洋鋒，一個是親潮海洋鋒(Oyashio Front,around 40°N)，另一個是黑潮海洋鋒(KEF,Kuroshio Extension Front,around 36°N).KEF海區(qū)附近存在強烈的大氣斜壓性是影響北太平洋風暴軸異常的重要因素，而強烈的斜壓性是如何形成和維持的，以及其結(jié)構(gòu)特點有待進一步研究.

KE具有從穩(wěn)定狀態(tài)到不穩(wěn)定狀態(tài)間的年代際變化特征(Qiu and Chen，2005)，穩(wěn)定型期間KE射流加強，KEF經(jīng)向溫度梯度及大氣低層斜壓性增強，瞬變渦旋活動也隨之增強.瞬變渦旋向極輸送熱量的作用通常減弱斜壓性，且瞬變渦旋反饋使得緯向流異常趨于正壓，但KEF附近大氣低層斜壓性通常又可很好地維持，這與KE顯著的年代際海溫異常模態(tài)中(KEDV-induced SSTA, Kuroshio Extension Decadal variability SSTA)的中尺度海洋鋒(KEDV-induced Meso-scale SST Front, KMSTF)影響緊密相關.目前大氣斜壓的維持過程有很多研究結(jié)論，一種為海洋斜壓調(diào)整機制.KEF兩側(cè)具有顯著的感熱通量(SHF，Sensible Heat Flux)和潛熱通量(LHF，Latent Heat Flux)差異(Kwon et al., 2010)，這種經(jīng)向的差異往往能夠維持KEF區(qū)域表面斜壓性，從而維持了其上空風暴軸的異常(Nakamura et al., 2004, 2008; Sampe et al.，2010).Sampe 等(2010)和Hotta 和 Nakamura (2011)指出，具有強的海表經(jīng)向溫度梯度的海洋鋒，通過跨鋒區(qū)的SHF差異從而將大氣表層斜壓區(qū)錨定.另一種機制為斜壓渦旋的正反饋機制，對于低層熱力異常的加熱作用，通過渦旋動力和熱力的異常響應而形成的次級環(huán)流并伴隨著渦旋通量輻合作用有效地維持了大氣斜壓性(Robinson，2006; Nie et al.，2013).具體而言，渦旋的動量輻合通常能夠引起斜壓性的向極移動，而渦旋熱通量則可維持低層大氣斜壓性(Deser et al., 2004; Lu et al., 2014).目前對KEF海區(qū)年代際海溫變率影響的斜壓性以及維持過程仍然缺乏一定研究，前人主要通過再分析資料研究了KEF海區(qū)較強的表層斜壓性特征，并分析了表層斜壓性的維持過程(Masunaga et al.，2015; Yao et al.，2016).然而Masunaga等(2016)指出，在KE穩(wěn)定型期間，KEF海區(qū)的整個大氣邊界層斜壓性都有顯著的增強.過去的研究未能揭示KEF海區(qū)對流層斜壓的分布及維持過程，也未能揭示KMSTF對斜壓性的影響.以往針對表層斜壓性的分析指出，在KEF兩側(cè)SHF的明顯差異和表層低壓均對表層斜壓性有維持作用，但表層低壓對斜壓性的維持過程有待進一步探討.同時，再分析資料表明在KEF海區(qū)的邊界層還呈現(xiàn)出了一些中尺度結(jié)構(gòu)特征，諸如在KEF暖蜿蜒處觀測到表層風增強，表面輻合增強和低壓結(jié)構(gòu).冷蜿蜒處的表層風減弱和表層輻散(Tanimoto et al.，2011).KEF暖蜿蜒處及其南側(cè)低壓區(qū)通常伴隨著強烈的積云對流和降水過程的發(fā)生.這些中尺度的過程是否也對對流層的斜壓性有影響值得進一步探討.

因此，本文的主要目的是進一步揭示在中尺度海洋鋒KMSTF的影響下，表層斜壓性及對流層斜壓性響應的特征，探討渦旋擾動反饋及邊界層低壓異常對斜壓性影響及維持作用.本文共分為5部分，此部分簡要介紹當前研究現(xiàn)狀以及存在的問題，第1部分為數(shù)據(jù)、方法與數(shù)值試驗方案的介紹，第2部分介紹表層溫度和SHF對KMSTF的響應特征并探討影響表層斜壓性和影響KMSTF兩側(cè)SHF差異的因素，第3部分探討對流層斜壓性的分布特征及低壓作用，第4部分為結(jié)論.

1 數(shù)據(jù)、方法與數(shù)值試驗設計

區(qū)域氣候模式RegCM4.6所使用的初值和邊界的數(shù)據(jù)來自美國國家環(huán)境預測中心和大氣研究中心(National Centers for Environmental Prediction-National Center for Atmospheric Research ，NCEP-NCAR)，分辨率為2.5°×2.5°(Kalnay et al.，1996).海溫數(shù)據(jù)來自美國國家大氣和海洋管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration ,NOAA)提供的月平均最優(yōu)插值數(shù)據(jù)集.黑潮延伸體指數(shù)(KEI,Kuroshio Extension Index)的計算使用了法國AVISO中心提供的衛(wèi)星高度計海表高度數(shù)據(jù)(Sea Surface Height Anomaly,SSHA)，分辨率為 0.25°×0.25°(Ducet et al.，2000).感熱通量SHF數(shù)據(jù)來自日本遙感衛(wèi)星海洋通量觀測數(shù)據(jù)集(J-OFURO3; http:∥dtsv.scc.u-tokai.ac.jp/j-ofuro/dataset_information.html), 分辨率為0.25°×0.25°.還使用了ERA-Interim月平均的全球大氣再分析資料，時間為1993—2012年，分辨率為0.25°×0.25°，垂直分層為23層.在分離大尺度海溫和中尺度海溫中，使用了二維的Loess 5°(經(jīng)度)×5°(緯度)的空間濾波器.本文使用了Qiu等(2014)定義的KEI，這種指數(shù)是使用區(qū)域(31°N—36°N,140°E—165°E)間的月平均SSHA作為月平均的KEI.計算20年(1993—2012年)冬季期間月平均并標準化后的KEI如圖1a所示，可發(fā)現(xiàn)KEI呈現(xiàn)出了較明顯的年代際變化特征.使用冬季月平均的KEI回歸的SST如圖1b所示，其代表了KE穩(wěn)定型期間伴隨的SSTA.此時海溫經(jīng)向梯度加強，KE射流位置偏北，同時中太平洋有顯著的大面積海溫增暖現(xiàn)象.當KEI為負時，其狀態(tài)相反，從KE射流脫落的中尺度海洋渦旋較多且將暖海水向北輸送有利于KE北側(cè)海溫增高.圖1b黑色框中區(qū)域(33°N—39°N，141°E—157°E)為KE控制的范圍,其呈現(xiàn)了南正北負的偶極型結(jié)構(gòu)(Wang and Liu，2015)，在這一區(qū)域中，具有強的海溫經(jīng)向梯度區(qū)域為中尺度海洋鋒區(qū)(Chen，2008)，位置大約在36°N附近(Masunaga et al.，2015).在斜壓性的分析中，我們對比了ERA-Interim再分析資料中KE穩(wěn)定型期間的大氣斜壓性.依據(jù)月平均的KEI，本文選擇有大于一個標準差的KE穩(wěn)定型年份(2002,2004,2009,2010,2011,2012)的冬季平均，以及不穩(wěn)定型年份(1995,1996,1997,2006,2007，2008)的冬季平均做合成分析.本文的冬季期間定義為(12月、1月和2月)，此時KE區(qū)域海氣相互作用較為強烈.

使用RegCM4.6設計了三組試驗，用以檢驗大氣斜壓對KMSTF的響應特征.模擬的區(qū)域為(22°N—58°N,120°E—175°E)，水平分辨率為25 km，垂直分層為23層.三組試驗均積分11年(1997—2007年)，其中第一年為模式的spin-up時間，不用來做后續(xù)分析.剩余10年中，僅分析冬季期間的平均.模式積分過程中，側(cè)邊界條件為每隔6 h更新一次邊界條件.第一組試驗為控制試驗(CTRL1)，使用下邊界條件為多年月平均的氣候態(tài)海溫，模式積分過程中在每月初更換下邊界條件為當月氣候態(tài)月平均海溫.第二組試驗為KSTE試驗，下邊界同樣使用氣候態(tài)月平均海溫場，但在冬季時，下墊面海溫為氣候態(tài)月平均海溫基礎上在KE區(qū)域(圖1b中黑框)疊加的由KEI回歸的異常海溫型.兩組試驗結(jié)果之差(KSTE-CTRL1)的冬季平均代表了大氣對KMSTF的響應.第三組試驗為模式的氣候態(tài)評估試驗(CTRL2)，所使用的海溫資料為實際月平均海溫資料,初值和側(cè)邊界條件均不變，用以檢驗模式對基本氣候態(tài)的模擬能力.

2 表層斜壓性的響應特征

2.1 模式氣候態(tài)模擬偏差分析

本文對區(qū)域氣候模式(RegCM4.6)的模擬能力進行了評估.如圖2所示，模式能夠較好地模擬250 hPa緯向風場.對急流中心的強度和位置均模擬較好，形態(tài)略有差異.此外也對比了位勢高度場和溫度場等結(jié)果，現(xiàn)模式對基本環(huán)流場的氣候態(tài)分布均具有較好的模擬能力(圖略).圖2b中20°N附近的曲邊形是模式蘭勃托投影的結(jié)果，沒有值.

海表溫度異常總是通過SHF的異常加熱進入模式中，SHF的模擬效果影響模式對海溫異常響應特征的模擬.使用模式提供的海表通量Zeng方案(Zeng et al.，1998)模擬的冬季期間KE區(qū)域SHF如圖3所示，模擬的SHF分布與衛(wèi)星資料比較一致，可以再現(xiàn)KE暖蜿蜒部分SHF偏強和冷蜿蜒部分SHF偏弱，但是對KE冷蜿蜒處(36°N,147°E)SHF的模擬則較差.

從整體區(qū)域模擬效果來看，Zeng方案能夠?qū)HF整個區(qū)間的分布形勢、大值區(qū)有較好的模擬.但是對SHF導致的經(jīng)向梯度模擬普遍偏弱，這可能是對不同尺度的海溫模擬存在誤差造成的.我們使用5°×5°Loess的空間濾波器(Ma et al.，2015)，對KE海區(qū)的海溫和SHF進行尺度分離，分離出大尺度海溫、中尺度海溫及SHF異常.方案對不同尺度海溫影響下的SHF模擬結(jié)果如圖4所示，從中可發(fā)現(xiàn)，模式能夠基本模擬出不同尺度海溫影響的SHF異常，但對中尺度海溫影響下的SHF模擬具有一定的偏差，通常表現(xiàn)為中尺度暖海溫SHF模擬偏低，而中尺度冷海溫SHF模擬偏高.對大尺度海溫的模擬存在著系統(tǒng)性的偏差，模擬對比衛(wèi)星資料偏高.

2.2 表層溫度和感熱通量對海溫異常的響應

ERA-Interim再分析資料中，在KE穩(wěn)定型期間所合成的SSTA經(jīng)向梯度、SHF經(jīng)向梯度以及表層溫度經(jīng)向梯度如圖5所示.表層溫度的經(jīng)向梯度分布與SSTA的經(jīng)向梯度分布未完全對應，相對偏南分布.同時，SHF的經(jīng)向梯度分布幾乎與SSTA的經(jīng)向梯度重合，但大值略向北分布，這與Masunaga等(2015)的研究結(jié)論一致.在36°N附近，SSTA經(jīng)向梯度，表層溫度的經(jīng)向梯度以及SHF經(jīng)向梯度均表現(xiàn)出極大值，對應著海洋鋒(Chen，2008)，為KMSTF的海溫區(qū)域.模式模擬的KE區(qū)域SHF和表層溫度對KMSTF的響應如圖6所示，從中可以看出，在KMSTF暖海溫處SHF增強，冷海溫處SHF減弱.但SHF與KMSTF分布并不完全重合，對比KMSTF分布其略向北偏移.表層溫度分布同樣與KMSTF的冷暖分布不完全對應，表層溫度分布偏南.由于親潮延伸體和黑潮延伸體在區(qū)間(146.25°E—150°E)較明顯地分開(Frankignoul et al.，2011)，故求此區(qū)間平均的SHF、表層溫度和KMSTF的經(jīng)向梯度如圖6c所示，可以發(fā)現(xiàn)，三者分別在36°N和40°N附近有極大值，對應著黑潮和親潮海洋鋒的斜壓區(qū).可以發(fā)現(xiàn)，表層溫度的經(jīng)向梯度極大值對比KMSTF經(jīng)向梯度極大值偏南，而SHF經(jīng)向梯度極大值略偏北.這與Masunaga 等(2015)使用高分辨率的ERA-Interim資料分析的結(jié)論一致.他們使用理想模型證明了SHF和表層溫度的經(jīng)向梯度與KEF經(jīng)向梯度的關系，并討論了參數(shù)L(表層風速和邊界層高度的函數(shù))在其中的作用.同時也發(fā)現(xiàn)，表層溫度經(jīng)向梯度響應小于KMSTF的經(jīng)向梯度，這可能是大氣的松弛擾動效果導致的(Masunaga et al.，2015).

圖1 冬季期間月平均KEI(1993—2012年)(a)和由KEI回歸的海溫異常模態(tài)(填色，單位：℃)(b) 黑色方框中的區(qū)域(33°N—39°N，141°E—157°E)表示為KMSTF，打點區(qū)域為通過90%可信度檢驗的區(qū)域.Fig.1 Monthly average KEI in winter (1993—2012) (a) and SST (shaded, unit: ℃) regressed onto KEI (b) The area in the black box (33°N—39°N，141°E—157°E) is indicated as KMSTF. Statistically significant differences at 90% according to the Student′s t test are stippled.

圖2 10年(1998—2007年)冬季平均的緯向風場(填色，單位：m·s-1) (a) ERA-Interim再分析資料結(jié)果； (b) 模式模擬結(jié)果.Fig.2 10-years (1997—2007) of zonal wind field at 250hPa averaged in winter (shaded, unit: m·s-1) (a) Result of ERA-Interim reanalysis; (b) Result of numerical simulation.

圖3 1998—2007年冬季， RegCM4.6海表通量Zeng方案模擬的感熱通量(a)與衛(wèi)星資料J-OFURO3反演感熱通量 (b)(單位：W·m-2)和相應經(jīng)向梯度(單位：℃)，紅色豎線為經(jīng)度152°EFig.3 The SHF simulated by model experiments (a), the SHF from satellite data J-OFURO3 (b) averaged in winter from 1998 to 2007 (shaded, unit: W·m-2) and meridional gradient (unit: ℃), the red vertical line is the longitude 152°E

圖4 1998—2007年冬季期間，衛(wèi)星資料J-OFURO3反演與RegCM4.6海表通量Zeng方案模擬的不同尺度海溫 (等值線，單位：℃)的感熱通量(填色，單位：W·m-2)和經(jīng)向梯度(右邊框中曲線，單位：℃) (a，b) 模式RegCM4.6模擬和衛(wèi)星資料中的中尺度海溫與感熱通量； (c,d) 同(a,b)但為大尺度海溫，紅色豎線為經(jīng)度150°E線.Fig.4 The SHF (shaded, unit: W·m-2) from satellite data J-OFURO3 and the SHF simulated by Zeng Scheme in RegCM4.6 averaged in winter from 1998 to 2007 at different scales of SST in Winter (contours,℃) and meridional gradient (curve in right box, unit:℃) (a,b) Meso-scale SST and SHF in model simulation and satellite data; (c,d) As in (a,b) but for large-scale SST, the red vertical line is longitude 150°E.

圖5 KE穩(wěn)定型期間表層溫度經(jīng)向梯度(填色，單位：℃(25 km)-1)(a)，感熱通量經(jīng)向梯度(填色，單位：W ·m-2 (25 km)-1)(b).區(qū)間(146.25°E—150°E)平均的表層溫度經(jīng)向梯度(單位：℃(25 km)-1)，海表溫度異常經(jīng)向梯度(單位：℃(25 km)-1)以及感熱通量經(jīng)向梯度(單位：5 W·m-2 (25 km)-1)曲線.分析來自ERA-Interim再分析資料Fig.5 Meridional gradient of surface temperature in KE stable period (shaded, unit: ℃ (25 km)-1) (a), Meridional gradient of sensible heat flux (shaded, unit: W·m-2 (25 km)-1) (b). The meridional gradient of surface temperature (unit: ℃ (25 km)-1), meridional gradient of SSTA (unit: ℃ (25 km)-1) and the meridional gradient of sensible heat flux (unit: 5 W·m-2 (25 km)-1) averaged in (146.25°E—150°E), red vertical line corresponds to 146.25°E. Data is from ERA-Interim

圖6 冬季海表感熱通量(a)(填色，單位：W·m-2)和表層溫度(b)(填色，單位：℃)對KMSTF (等值線，單位：℃)的響應(KSTE-CTRL1)，紅色豎線為146.25°E線.感熱通量經(jīng)向梯度(10-1 W·m-2(100 km)-1)，表層溫度經(jīng)向梯度(℃(100 km)-1)和KMSTF經(jīng)向梯度在區(qū)間(146.25°E—150°E)的平均(c)，相應曲線分別為SHFY，SATY和SSTYFig.6 The response (KSTE-CTRL1) of SHF (a) (shaded, unit: W·m-2) and surface temperature (b) (shaded, unit:℃) to KMSTF (contours, unit:℃) during winter (KSTE-CTRL1), with the red line is 146.25°E. Meridional gradient of SHF (10-1 W·m-2(100 km)-1), surface temperature (℃(100 km)-1)) and SSTA (℃) averaged in interval (146.25°E—150°E) (c)

圖7 冬季期間影響感熱通量異常因素(填色，單位：W·m-2；等值線為KMSTF 單位：℃)(KSTE-CTRL1)，紅色豎線為146.25°E線.由風場異常引起的感熱通量(a)；和由海氣溫差引起的感熱通量(b)；由風場異常響應和表層溫度異常響應引發(fā)的感熱通量異常(c)；僅由KMSTF引起的感熱通量異常(d)；僅由表層溫度異常響應引起的感熱通量異常(e)；KMSTF 經(jīng)向梯度(SSTY)、感熱通量(UTY)、由風場異常引發(fā)的感熱通量經(jīng)向梯度(3×UCTY)、由海氣溫差異常引發(fā)感熱通量經(jīng)向梯度異常(CUTY)、由風場異常響應和表層溫度異常響應影響感熱通量的經(jīng)向梯度異常(10-1 DUDTY)、由海溫異常KMSTF影響的感熱通量經(jīng)向梯度(CUTSY)和僅由表層溫度異常響應引起的感熱通量 經(jīng)向梯度(DTY)在區(qū)間(146.25°E—150°E)的平均(曲線，單位：W·m-2 (100 km)-1)(f)Fig.7 The factors affecting SHF in winter (shaded, unit: W·m-2; coutours is KMSTF, unit:℃) (KSTE-CTRL1), red vertical line is 146.25°E. The SHF caused by wind field anomaly (a); SHF caused by difference of temperature in sea and air (b); SHF anomaly caused by response of wind field and surface temperature anomaly (c); SHF anomaly caused only by KMSTF (d); SHF anomaly caused only by response of surface temperature (e); Meridional Gradient of KMSTF (SSTY), meridional gradient of SHF (UTY), meridional gradient of SHF (3×UCTY) caused by Wind field anomaly, meridional gradient of SHF anomaly (CUTY) caused by difference of temperature in sea and air, meridional gradient of SHF (10-1 DUDTY) affected by response of wind field anomaly and surface temperature anomaly, meridional gradient of sensible heat flux (curve, unit: W·m-2 (100 km)-1) (CUTSY) affected by KMSTF and meridional gradient of SHF (DTY) caused only by response of surface temperature anomaly averaged in (146.25°E—150°E) (f)

圖8 由溫度傾向方程各項異常響應導致的感熱通量變化(填色，單位：W·m-2)(KSTE-CTRL1) (a) 平流項; (b) 垂直輸送項; (c) 垂直渦旋擴散; (d) 積云對流; (e) 非絕熱壓縮; (f) 為各項導致的感熱通量異常在區(qū)間(146.25°E—150°E)的平均經(jīng)向梯度(曲線，單位：W·m-2(100 km)-1)，感熱通量異常經(jīng)向梯度(SHFY)，輻射加熱導致的感熱經(jīng)向梯度異常(RADY)，絕熱壓縮導致的感熱經(jīng)向梯度異常(ADIY)，積云對流過程導致的感熱經(jīng)向梯度異常(CONY),水平渦旋擴散導致的感熱經(jīng)向梯度異常(DIFY)，垂直渦旋擴散導致的感熱經(jīng)向梯度異常(TBLY)，垂直輸送過程導致的感熱經(jīng)向梯度異常(ADVY)，水平平流導致的 感熱經(jīng)向梯度異常(ADHY)，KMSTF 經(jīng)向梯度(SSTY).Fig.8 Variation of SHF (shaded, unit: W·m-2) (KSTE-CTRL1) caused by responses of terms in tendency of temperature (a) Advection term; (b) Vertical transport term; (c) Vertical eddy diffusion; (d) Cumulus convection; (e) Diabatic compression; (f) SHF anomaly (curve, unit: W·m-2(100 km)-1) averaged in interval (146.25°E—150°E), meridional gradient of SHF anomaly (SHFY), meridional gradient of SHF anomaly (RADY) caused by radiation heating, (ADIY) caused by diabatic compression, meridional gradient of SHF anomaly (CONY) due to cumulus convection, meridional gradient of SHF anomaly (DIFY) due to horizontal eddy diffusion, meridional gradient of SHF anomaly (TBLY) due to vertical eddy diffusion, meridional gradient of SHF anomaly (ADVY) due to vertical transportation, meridional gradient of SHF anomaly (ADHY) due to horizontal advection, meridional gradient of KMSTF (SSTY).

模式使用的是基于Monin-Obukhov相似理論的整體空氣動力學公式(Tanimoto et al. 2003)計算SHF ：

SHF=-ρCpCH(Ta-Ts)U，

(1)

其中，ρ和Ta為模式近地表層的大氣密度和溫度.U為模式最底層的平均風速.CH為感熱的整體交換系數(shù).關于CH的計算，主要參考了Masunaga等(2016)的計算方法.進一步將SHF的異常響應分解為由風場異常導致的SHF異常，海氣溫差異常引起的SHF異常等.分解如下：

ΔSH=ρCpCH[(WKSTE-WCTRL)(TS CTRL-TA CTRL)

+WCTRL(TS KSTE-TS CTRL-TA KSTE+TA CTRL)

+(WKSTE-WCTRL)(TA KSTE-TA CTRL)],

(2)

上式中，等號右端第一項代表由風場異常響應導致的SHF異常(圖7a)，第二項為海氣溫差異常響應導致的SHF變化(圖7b)，第三項為風場異常響應和表層溫度異常響應導致的SHF異常(圖7c).可發(fā)現(xiàn)海氣溫差異常是導致SHF異常的主要原因.風場異常響應也可引發(fā)SHF異常，但量級較小.表層溫度異常響應與風場異常響應總是能夠加強KMSTF北側(cè)冷海溫異常上的SHF.我們將上式等號右端第二項進一步分解為僅由KMSTF引起的SHF變化WCTRL(TS KSTE-TS CTRL)(圖7d)和僅由表層溫度異常響應WCTRL(-TA KSTE+TA CTRL)導致的SHF變化(圖7e).可發(fā)現(xiàn)，雖然KMSTF是SHF變化的主要原因，但是表層溫度異常同樣可引起10 W·m-2量級SHF變化，因此是不可忽略的因素.從各項因素導致的SHF經(jīng)向梯度變化(圖7f)發(fā)現(xiàn)，SHF異常的經(jīng)向梯度變化主要受KMSTF經(jīng)向梯度變化影響，并且與由KMSTF導致SHF異常的經(jīng)向梯度分布一致.其次是海氣溫差異常影響的SHF經(jīng)向梯度，且其經(jīng)向梯度的極值分布對比其他因素經(jīng)向梯度的極值分布偏北，這可能是SHF異常分布偏北的主要原因.對比表層溫度的異常響應經(jīng)向梯度與KMSTF經(jīng)向梯度發(fā)現(xiàn)(圖7c)，二者存在的位相差異是導致SHF經(jīng)向梯度分布偏北的原因.表層溫度分布對比KMSTF分布的差異可能與偏北風的異常響應有直接關系.同時，也可看到由表層風異常響應導致的SHF經(jīng)向梯度極值分布偏北，但量級較小.僅由表層溫度的異常響應引起的SHF可削弱SHF經(jīng)向梯度(圖7f棕色曲線)，同樣由風場異常響應和表層溫度的異常響應引起的SHF也可削弱SHF的經(jīng)向梯度(圖5f黃色曲線)，且極值分布對比由表層溫度異常響應引起的SHF經(jīng)向梯度的極值是偏北的.

2.3 表層斜壓性和影響感熱通量異常的因素

我們主要通過表層溫度異常的傾向方程進一步分析影響SHF和表層斜壓性異常分布的因素.使用模式中溫度場的傾向預報方程(Grell et al.，1994)：

(3)

ΔSH=ρCpCHWCTRL(-TA KSTE+TA CTRL)，

(4)

上述公式中，ρ為空氣密度，Cp為定壓比熱容，WCTRL為控制試驗CTRL1模擬的風場，代表了氣候態(tài)風場.TA KSTE為KSTE試驗模擬的表層溫度，TA CTRL為CTRL1試驗中模擬的表層溫度.由表層風異常影響的SHF異常為

ΔSH=ρCpCH(WKSTE-WCTRL)(TS CTRL-TA CTRL)，

(5)

上述公式中，WKSTE為KSTE中模擬的表層風場，TS CTRL為CTRL1中的下墊面海溫場，其他符號同上一公式.以上分析得知，表層溫度的異常響應與KMSTF分布的差異導致了SHF的分布異常.我們通過上述的診斷方程進一步分析導致表層溫度異常與KMSTF異常分布差異的可能原因.圖8顯示了公式(3)等號右端各項導致的SHF異常，平流和垂直輸送的作用總是使得SHF異常響應與SSTA形成位置差異.從圖8f中可以發(fā)現(xiàn)由于平流的作用可以使得SHF整體向北移動.已有的研究指出，偏北風可導致表層溫度和SHF與KMSTF異常形成偏差.數(shù)值試驗的結(jié)果顯示，偏北風異常響應通過平流作用影響表層溫度異常分布，表層溫度異常與KMSTF異常的偏差造成了SHF分布異常.同時，還可發(fā)現(xiàn)垂直渦旋擴散的作用在KMSTF暖海溫上減弱SHF，渦旋擴散使得海氣溫差減弱，從而減弱SHF.另外，積云對流的作用是增強KMSTF暖海溫上的SHF，這主要與積云動力過程對低層熱量的抽吸作用使海氣溫差加大有關.很多模式對SHF的模擬缺少積云動力過程的描述可能是導致SHF模擬誤差的原因.風場的異常變化同樣會引起SHF異常，表層風越強則SHF也會增強，但量級較小，這里不作分析.

圖9 由溫度傾向方程各項響應(KSTE-CTRL1)導致的表層斜壓性在區(qū)間(146°E—154°E)的平均(曲線，單位：℃(100 km)-1).SATY為表層斜壓性，RADY為由輻射加熱影響的表層斜壓，ADIY為絕熱壓縮過程影響的表層斜壓，CONY為積云動力過程影響的表層斜壓，DIFY為水平擴散影響的表層斜壓，TBLY為垂直渦旋擴散影響的表層斜壓，ADVY為垂直輸送過程影響的表層斜壓，ADHY為平流過程影響的表層斜壓，SSTY 為KMSTF經(jīng)向梯度Fig.9 Surface baroclinicity (curve, unit: ℃ (100 km)-1) averaged in interval (146°E—154°E) caused by responses (KSTE-CTRL1) of temperature tendency equation. SATY represents surface baroclinicity, RADY is surface baroclinicity affected by radiation heating, ADIY is surface baroclinicity affected by diabatic compression process, CONY is surface baroclinicity affected by cumulus dynamic process, DIFY is surface baroclinicity affected by horizontal diffusion, TBLY is surface baroclinicity affected by vertical eddy diffusion, ADVY is surface baroclinicity affected by vertical transportation process, ADHY is surface baroclinicity affected by advection process, and SSTY is meridional gradient of KMSTF

3 對流層斜壓性的響應特征

3.1 對流層斜壓分布特征

數(shù)值試驗顯示了相似的結(jié)果.斜壓性對KMSTF的響應中，斜壓性在垂直方向上呈現(xiàn)出了向北傾斜的結(jié)構(gòu)(圖11a)，在KMSTF暖海溫和KMSTF冷海溫之間形成了明顯的次級環(huán)流，在近表面層有較明顯的偏北風.對比KMSTF暖海溫異常，表層溫度異常大值略向南偏移，這可能是北風響應導致的.我們將斜壓性分解為由緯向風垂直切變(圖11b)和大氣穩(wěn)定性(圖11c)引起的變化，發(fā)現(xiàn)斜壓性的形成主要是由于緯向流響應的垂直切變導致的.在800 hPa以上，緯向流異常呈現(xiàn)了南北偶極型的結(jié)構(gòu)，大致在36°N以南，緯向流減弱，而在其以北緯向流增強.同時，還可發(fā)現(xiàn)在垂直方向上，增強的緯向流具有從低層到高層向北傾斜的特征.數(shù)值試驗同樣發(fā)現(xiàn)了在KMSTF冷海溫上空有逆溫的存在.

3.2 緯向流垂直切變影響的斜壓性

以上分析緯向流異常響應的垂直切變是維持斜壓性重要過程.很多觀測和數(shù)值模式結(jié)果都表明高空緯向急流對邊界層以內(nèi)的熱力強迫表現(xiàn)出一定的垂直和經(jīng)向分布特征.多數(shù)研究表明低層的熱力異常首先改變了水平溫度梯度，通過斜壓異常使得風暴軸和緯向流重新分布，而在這一過程中，直接的熱成風響應與間接的渦旋動力和熱力反饋作用是最重要的(Brayshaw et al.,2008; Ogawa et al.,2012)，相比于直接熱成風響應，渦旋反饋的量級和作用更強(Deser et al.，2004; Ring and Plumb，2007; Nie et al.，2016).緯向流的異常響應傾向為

圖10 KE穩(wěn)定型期間大氣斜壓性的經(jīng)向-垂直(146°E—155°E平均)剖面，資料來自ERA-Interim (a) 大氣斜壓性(填色，單位：s-1)和位勢高度異常(等值線，單位：m)，黑色矢量箭頭為經(jīng)向風異常響應(單位：m·s-1),綠色箭頭為經(jīng)向風異常和垂直風速異常的合成(單位：m·s-1),下圖黑色曲線為KMSTF，紅色曲線為SLP異常; (b) 由風場垂直切變引起的斜壓性(填色，單位：s-1)和緯向風場異常(等值線，單位：m·s-1)，矢量箭頭和下圖同(a)； (c) 由大氣穩(wěn)定型引起的斜壓性異常(填色， 單位：s-1)和位溫的異常分布(等值線，單位：K)，矢量箭頭和下圖同(a).打點區(qū)域為斜壓性通過90%的可信度檢驗.Fig.10 The baroclinicity in latitude-altitude averaged in (146°E—155°E) in stable state of KE, data is from ERA-Interim (a) Atmospheric baroclinicity (shaded, unit: s-1) and geopotential height anomaly (contour, unit: m), black vector arrow is response of meridional wind anomaly (unit: m·s-1), green arrow is the combination of meridional wind anomaly and vertical wind velocity anomaly (unit: m·s-1), black curve in below is KMSTF, and red curve is SLP anomaly; (b) Baroclinicity (shaded, unit: s-1) and zonal wind anomaly (contour, unit: m·s-1) caused by vertical shear of wind field, vector arrow and below figure as in (a); (c) Baroclinicity anomaly (shaded, unit: s-1) and distribution of potential temperature anomaly (contour, unit: K) caused by atmospheric stability, vector arrow and the figure in below as in (a). Statistically significant differences at 90% according to the Student′s t test are stippled.

圖11 模式模擬的大氣斜壓響應(KSTE-CTRL1)在區(qū)間(146°E—151°E)平均的經(jīng)向垂直剖面 (a) 大氣的斜壓性異常響應(填色，單位：s-1)，等值線為位勢高度異常響應(單位：m)，下圖黑色曲線為KMSTF，紅色虛線為表層溫度異常，黑色箭頭為經(jīng)向風異常響應(單位：m·s-1),綠色箭頭為經(jīng)向風和垂直風(10-3 m·s-1)異常響應的合成； (b) 由風的垂直切變導致的斜壓異常響應(填色，單位：s-1)，等值線為緯向流異常響應(單位：m·s-1)，矢量箭頭和下圖同(a)； (c) 由靜力穩(wěn)定度導致的斜壓異常響應(填色，單位：s-1)，等值線為位溫異常響應(單位：K)，矢量箭頭和下圖同(a).打點區(qū)域為斜壓性通過90%可信度 檢驗區(qū)域.Fig.11 The response of atmospheric baroclinicity (KSTE-CTRL1) in altitude-latitude sections averaged in interval of (146°E—151°E) (a) Atmospheric baroclinicity anomaly response (shaded, unit:s-1), contours are geopotential height anomaly response (unit: m), black curve in the below figure is KMSTF, red dashed line is surface temperature anomaly, black arrow is meridional wind anomaly response (unit: m·s-1), green arrow is the combination of meridional wind good and vertical wind (10-3 m·s-1) anomaly response; (b) Response of baroclinicity caused by vertical shear of wind (shaded, unit: s-1), contours are response of latitudinal flow anomaly (unit: m·s-1), vector arrow and the figure in below is the same as (a); (c) Response of baroclinicity caused by static stability (shaded, unit: s-1), contours are response of potential temperature anomaly (unit: K), vector arrow and the figure in below as in (a). Statistically significant differences at 90% according to the Student′s t test are stippled.

圖12 緯向風傾向方程中各傾向項導致的擾動通量經(jīng)向輻合(填色，單位：m·s-2)(KSTE-CTRL1) (a) 平流異常導致的擾動通量輻合; (b) 位勢高度異常導致的擾動通量輻合; (c) 垂直輸送導致的擾動通量輻合; (d) 垂直渦旋擴散導致的 擾動通量輻合; (e) 科式力項導致的擾動通量輻合; (f) 積云動量再分配導致的擾動通量輻合.打點區(qū)域為通過90%的可信度檢驗區(qū)域.Fig.12 The meridional convergence of fluctuations flux (shaded, unit: m·s-2) (KSTE-CTRL1) in latitudinal wind tendency equation (a) The convergence of eddy flux due to advection anomaly； (b) The convergence of fluctuations flux due to potential height anomaly； (c) The convergence of fluctuations flux due to vertical transportation； (d) The convergence of fluctuations flux due to vertical eddy diffusion； (e) The convergence of fluctuations flux due to coriolis force term; (f) The convergence of fluctuations flux due to cumulus momentum redistribution. Statistically significant differences at 90% according to the Student′s t test are stippled.

-〈Fx〉k-c，

集體備課是教師個人空間建設專業(yè)性的體現(xiàn)，它能夠?qū)⒔處熍c日常生活進行聯(lián)系，對傳統(tǒng)的備課模式進行創(chuàng)新，使備課的主體呈現(xiàn)多元化。不僅僅局限于本校教師，將備課的范圍進行了擴大，集合了更多的力量，使備課質(zhì)量得到顯著提高。在進行功能的設計時，可以采用再現(xiàn)編輯模式，使教師都能夠參與教案的修改與制定。教師在進行教學中要結(jié)合本班情況對教案進行有針對性的設計。這些操作都在網(wǎng)絡上進行，并將最終的教研結(jié)果保留在平臺上，最終制成數(shù)據(jù)庫，從而提高教學資源的利用率，促進教學資源更好地為實際教學系統(tǒng)服務。

(6)

其中，三角括號代表區(qū)間(146°E—155°E)的緯向平均，拔號表示季節(jié)平均，撇號代表月內(nèi)時間尺度擾動(后簡稱擾動)，其計算是相關變量與其氣候態(tài)月平均值之差.下標k-c表示KSTE-CTRL1，即對KMSTF的異常響應.首先分析上等式中等號右邊第二項，即擾動的通量輻合對緯向流分布的影響.u′v′可視為緯向擾動動量的經(jīng)向輸送，根據(jù)緯向擾動的傾向預報方程，如公式(7)所示：

(7)

上述符號中，UAT為平流項，UVT為垂直輸送項，UDP1為表層氣壓異常項，UDP2為位勢高度異常項，UCF為科式力項，UCU為積云動量再分配項，UHD為水平渦旋擴散項，UVD為垂直渦旋擴散項，F(xiàn)h和Fv代表水平渦旋擴散系數(shù)和垂直渦旋擴散系數(shù)，將v′投影到緯向流傾向方程等號右端各項中，計算各傾向項導致的擾動通量經(jīng)向輻合，結(jié)果如圖12所示.我們發(fā)現(xiàn)平流導致的擾動通量經(jīng)向輻合在850 hPa以上36°N以北削弱緯向流，而在36°N以南是增強緯向流.并且在200～300 hPa間有極值.這種垂直結(jié)構(gòu)的分布削弱了緯向流垂直切變(緯向流響應在36°N上空以北增強，以南減弱)，從而對斜壓性有削弱作用.我們把平流項的通量經(jīng)向輻合分解如下公式：

(8)

3.3 低SLP的作用

以上的分析可以看出，積云動力和熱力作用均可通過渦旋反饋對垂直緯向流分布產(chǎn)生影響，進而影響斜壓性.積云的動力和熱力作用以及逆溫均在KMSTF冷海溫上空存在，這也與經(jīng)圈平面內(nèi)的次級環(huán)流對熱量和水汽的輸送密不可分，而KMSTF暖蜿蜒南側(cè)的低SLP異?？赡軙ぐl(fā)經(jīng)圈平面內(nèi)的次級環(huán)流，通過次級環(huán)流對熱量、水汽和西風角動量的輸送，有效地維持了在冷海溫上空存在的隨高度的增高而向北傾斜的大氣斜壓性，這可能是SLP維持斜壓性的途徑(Masunaga et al., 2015).低SLP的產(chǎn)生與KE穩(wěn)定型期間暖海溫異常有直接的關系. KMSTF暖海溫異常通常會在其上有低SLP的產(chǎn)生，通過氣壓調(diào)整作用(Pressure adjustment)形成低壓槽(Lindzen and Nigam，1987;Tanimoto et al.，2011;Masunaga et al.，2015).通常低壓槽的分布并不能與KMSTF暖海溫異常嚴格對應，而是總體分布對比暖海溫異常分布偏南，這是因冬季盛行的偏北風導致(Masunaga et al.，2015).SLP對KMSTF的響應如圖18a綠色等值線，從中可以發(fā)現(xiàn)，在KMSTF暖海溫異常的南部有低SLP的響應，在其以北則為高SLP.

圖13 擾動熱通量的垂直梯度對平均緯向流異常響應的作用(KSTE-CTRL1)(填色，單位：m·s-1) (a) 積云對流異常加熱通過擾動熱通量對平均緯向流異常響應的作用； (b) 大尺度凝結(jié)降水加熱 通過擾動熱通量對平均緯向流異常響應的作用.打點區(qū)為通過90%可信度檢驗的區(qū)域.Fig.13 The effect of response of vertical gradient of fluctuations heat flux on mean zonal flow (KSTE-CTRL1) (shaded, unit: m·s-1) (a) The effect of cumulus convective anomalous heating on the mean zonal flow through fluctuations heat flux; (b) The effect of large-scale condensation precipitation heating on the mean zonal flow through fluctuations heat flux. Statistically significant differences at 90% according to the Student′s t test are stippled.

圖14 物理過程對水汽的調(diào)整傾向在(146°E—151°E)平均的經(jīng)向垂直剖面，等值線為積云動量再分配引發(fā)的 風場調(diào)整(單位：10-5m·s-2)(KSTE-CTRL1) (a) 積云對流對比濕度的調(diào)整傾向(填色，單位：10-5 s-1)； (b) 大尺度凝結(jié)降水對比濕的調(diào)整傾向(填色，單位：10-6 s-1).Fig.14 The physical process adjustment tendency of water vapor in altitude-latitude sections averaged in (146°E—151°E), and the contours are the wind field adjustment caused by cumulus momentum redistribution (unit: 10-5 m·s-2) (KSTE-CTRL1) (a) Adjustment tendency of cumulus convection on relative humidity (shaded, unit: 10-5 s-1); (b) Adjustment tendency of large-scale condensation precipitation on humidity (shaded, Unit: 10-6 s-1).

圖15 不同的物理過程對熱量和水汽的調(diào)整作用在(35°N，146°E—151°E)間的平均(KSTE-CTRL1) (a) 物理過程對熱量的調(diào)整傾向； (b) 物理過程對水汽的調(diào)整傾向.L代表大尺度凝結(jié)降水， r代表輻射加熱，s代表積云對流，t代表垂直渦旋擴散.Fig.15 Different physical adjustment processes (KSTE-CTRL1) on heat and water vapor averaged in (35°N, 146°E—151°E) (a) The adjustment of physical processes on heat; (b) The adjustment of physical processes on water vapor. L represents large-scale condensation precipitation, r represents radiant heating, s represents cumulus convection, and t represents vertical eddy diffusion.

我們分析次級環(huán)流形成的可能原因.根據(jù)公式(6)，僅僅考慮經(jīng)圈平面上的次級環(huán)流，將變量寫為季節(jié)平均加擾動量，使用緯向流診斷方程(7)并結(jié)合連續(xù)性方程求在區(qū)間(146°E—155°E)的平均，可近似得次級環(huán)流診斷方程為

(9)

(10)

由積云對流過程引發(fā)的經(jīng)圈平面內(nèi)的次級環(huán)流可維持一定的斜壓性，其具有對低緯地區(qū)的熱量、水汽和角動量向高緯度輸送的作用.定義經(jīng)圈平面內(nèi)次級環(huán)流的熱通量矢量(MHT),單位質(zhì)量的緯向角動量通量矢量(MZM)和水汽通量矢量(MQT)分別為

圖16 經(jīng)圈平面內(nèi)的次級環(huán)流(經(jīng)向風v(單位：10 m·s-1)和垂直速度w(單位：103 m·s-1)合成)(KSTE-CTRL1) (a) 由EP通量散度的垂直梯度影響的經(jīng)圈平面次級環(huán)流； (b) 由積云對流潛熱釋放經(jīng)向梯度影響的經(jīng)圈平面次級環(huán)流.Fig.16 Secondary circulation (combination of meridional wind v (unit: 10 m·s-1) and vertical velocity w (unit: 103 m·s-1)) in altitude-latitude sections (KSTE-CTRL1) (a) Secondary circulation caused by vertical gradient of EP flux divergence; (b) Secondary circulation caused by meridional gradient of heat flux released by cumulus convective.

以上說明積云對流過程是形成順時針環(huán)流的主要貢獻量，而積云對流的觸發(fā)則與低SLP對水汽和熱量的輻合有直接關系.不少的觀測結(jié)果顯示，低SLP異?？蓪е翶MSTF上空更多的積云對流和降水形成(Minobe et al., 2008, 2010)，很多的數(shù)值試驗也能夠證明這一結(jié)論(Taguchi et al., 2009; Iizuka, 2010).

低SLP的異?？捎行У匦纬山砻骘L場、水汽和熱量的輻合輻散(Tanimoto et al.，2011; Masunaga et al.，2015).如圖18a所示，較強的輻合輻散均是沿著SLP零等值線附近，零等值線分布在KMSTF偏南側(cè).在SLP異常作用下，低壓和高壓之間通?？尚纬伤蜔崃康妮椇陷椛?，如圖18(b—c)所示，這種水汽和熱量的輻合通常集中在KMSTF暖海溫上，而在冷海溫上則為輻散.低層水汽和熱量的輻合更有利于積云對流過程的觸發(fā).由此可見，低SLP是維持垂直方向上斜壓性最根本原因.積云動力過程引發(fā)的風場調(diào)整使得異常低壓與高壓之間有更強烈的輻合，如圖18d所示，積云對流作用顯然可以引發(fā)強烈的風場調(diào)整，使得暖海溫異常上有強烈的南風分量，也可一定程度削弱了北風分量.在冷海溫異常上有偏北風分量，可增強北風異常.

4 結(jié)論

使用區(qū)域氣候模式RegCM4.6，設計了三組敏感性試驗，結(jié)合高分辨率的ERA-Interim資料，揭示了冬季大氣斜壓性對KE年代際海溫變率異常模態(tài)中的中尺度海洋鋒響應的特征和維持過程.文中除了揭示表層斜壓性的響應特征外，也探討了對流層大氣斜壓性特征及維持機制.主要有以下一些結(jié)論：

(1) 分析SHF對KMSTF異常響應的特征發(fā)現(xiàn)，KMSTF異常是影響SHF異常的主要因素，而表層溫度異常響應同樣也對感熱通量產(chǎn)生不可忽略的影響，月內(nèi)時間尺度擾動對熱量的向極輸送總是削弱感熱通量.感熱通量異常響應的分布對比KMSTF異常分布偏北，表層溫度異常響應與KMSTF的冷暖位置偏差是導致其分布偏北的主要原因.表層溫度異常響應分布對比KMSTF異常分布偏南，盛行西北風的平流起到了主要的作用.

圖17 由積云對流過程引發(fā)的經(jīng)圈平面內(nèi)次級環(huán)流對熱量、水汽和角動量的輸送 (a) 次級環(huán)流導致的熱通量矢量(MHT)(矢量箭頭，單位：10 m·s-1·K)以及矢量通量值(填色，單位：10-1 m·s-1·K)； (b) 次級環(huán)流導致的單位緯向角動量通量矢量(MZM)(矢量箭頭，單位：10 m2·s-2)以及矢量通量值(填色，單位：10-1 m2·s-2)； (c) 次級環(huán) 流導致的水汽通量矢量(MQT)(矢量箭頭，單位：m·kg·s-1·kg-1)及矢量通量值(填色，單位:10-1 m·kg·s-1·kg-1 ).Fig.17 The transportation of heat flux, water vapor and angular momentum by secondary circulation in altitude-latitude sections caused by cumulus convection (a) Heat flux vector caused by secondary circulation (MHT) (vector arrow, unit: 10 m·s-1·K) and vector flux value (shaded, unit: 10-1 m·s-1·K)； (b) Unit angular momentum flux vector caused by secondary circulation (MZM) (vector arrow, unit: 10 m·s-2) and vector flux value (shaded, unit: 10-1 m·s-2)； (c) Water vapor flux vector caused by secondary circulation (MQT) (vector arrow, Unit: m·kg·s-1·kg-1) and vector flux value (shaded, unit: 10-1 m·kg·s-1·kg-1).

圖18 (a)氣壓調(diào)整引發(fā)的風場(矢量，單位：m·s-1)輻合輻散(填色，單位：s-1)，綠色線為SLP零線，黑色等值線為KMSTF異常(單位：℃)(KSTE-CTRL1)；(b)氣壓調(diào)整引發(fā)的低層熱通量輻合(填色，單位：k·s-1)，矢量箭頭為熱通量矢量(單位：k·m·s-1)(KSTE-CTRL1)，等值線同(a)， (c)氣壓調(diào)整引發(fā)的低層水汽輻合(填色，單位：kg·kg-1·s-1)(KSTE- CTRL1)，等值線同(a)，(d)積云動量再分配產(chǎn)生的風場輻合(矢量，單位：10-1m·s-1)(KSTE-CTRL1)Fig.18 (a) Convergence and divergence (shaded, unit: s-1) of wind field (vector, unit: m·s-1), green line as zero line of SLP, and KMSTF (contours, unit:℃) (KSTE-CTRL1) caused by pressure adjustment; (b) The convergence of low-level heat flux (shaded, unit: k·s-1) caused by air pressure adjustment , vector arrows are heat flux vectors (unit: k·m·s-1)(KSTE-CTRL1), contours are the same as (a). (c) The convergence of low-level water vapor (shaded, unit: kg·kg-1·s-1) (KSTE-CTRL1), contours are the same as (a), (d) The convergence of wind field (vector, unit: 10-1m·s-1) and KMSTF (shaded, unit:℃) (KSTE-CTRL1) caused by cumulus momentum redistribution

(2)分析表層斜壓性的異常響應顯示，對比KMSTF異常分布，表層斜壓性向南偏移，這是因平流的異常響應導致的.同時還可以發(fā)現(xiàn)，垂直渦旋擴散總是能夠增強表層斜壓性，但是位置偏北，體現(xiàn)的是SHF加熱作用.對流作用總是削弱表層斜壓性，垂直運動對熱量的輸送以及積云對流對低層熱量和水汽的抽吸作用減弱了表層溫度經(jīng)向梯度，從而減弱表層斜壓性.

(3)分析對流層斜壓特征發(fā)現(xiàn)，在KE海區(qū)附近表現(xiàn)出了斜壓隨高度向北傾斜的特征，最大值出現(xiàn)在850 hPa左右.緯向流的垂直切變異常是大氣斜壓性的主要貢獻量.同時在KE海區(qū)還出現(xiàn)了經(jīng)圈平面內(nèi)的次級環(huán)流，以及在冷KMSTF上空的逆溫.在分析擾動通量經(jīng)向輻合對緯向流垂直分布異常的影響時發(fā)現(xiàn)，傾向方程中的平流作用在斜壓區(qū)上空高層削弱了緯向流，其作用可使得垂直風切變減弱，體現(xiàn)了擾動對斜壓性的削弱.而垂直輸送和位勢高度的緯向梯度均可對對流層緯向流產(chǎn)生加速作用，這也是擾動通量經(jīng)向輻合的作用，起到了維持斜壓性的作用.垂直渦旋擴散僅僅改變近表層緯向流.同時重要的是，積云動量再分配造成的擾動通量經(jīng)向輻合對800 hPa以上的緯向流增強有重要作用，是維持斜壓性的重要過程.

(4)經(jīng)圈平面內(nèi)次級環(huán)流的形成與KMSTF南部低SLP有直接關系.低SLP有利于低層熱量和水汽的輻合，從而引發(fā)了較強烈的積云對流過程，而積云對流過程是引發(fā)次級環(huán)流的主要貢獻量.次級環(huán)流的作用可將低緯度的熱量、水汽及角動量向高緯度輸送，從而維持了在高緯地區(qū)的斜壓性，這也是斜壓性隨高度的分布逐漸向北傾斜的原因.低SLP是維持對流層斜壓性的重要原因.