热带气象学报  2017, Vol. 33 Issue (6): 903-911  DOI: 10.16032/j.issn.1004-4965.2017.06.011
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引用本文  

刘明洋, 谭言科, 李崇银, 等. 黑潮延伸体区域海表温度锋的时空变化特征分析[J]. 热带气象学报, 2017, 33(6): 903-911.DOI: 10.16032/j.issn.1004-4965.2017.06.011.
刘明洋, 谭言科, 李崇银, 等. The variation of the kuroshio extension sst front[J]. JOURNAL OF TROPICAL METEOROLOGY, 2017, 33(6): 903-911. DOI: 10.16032/j.issn.1004-4965.2017.06.011.

通讯作者

谭言科,男,重庆市人,副教授,博士,主要从事气候变化的研究。E-mail:polaristan@163.comliumingyang0115@163.com

文章历史

收稿日期:2016-08-30
修订日期:2017-03-22
黑潮延伸体区域海表温度锋的时空变化特征分析
刘明洋 1, 谭言科 2, 李崇银 2,3, 余沛龙 2, 殷明 4     
1. 中国人民解放军91939部队,广东 江门 529100;
2. 国防科技大学气象海洋学院,江苏 南京 211101;
3. 中国科学院大气物理研究所LASG国家重点实验室,北京 100029;
4. 中国人民解放军61936部队,海南 海口 571199
摘要:利用NOAA最优插值逐日海表温度资料和AVISO中心的海表高度异常资料,分析了黑潮延伸体区域的海表温度锋的时空变化特征以及导致其年代际变化可能的原因。结果表明,气候平均态的黑潮延伸体区域海表温度锋位于黑潮延伸体区域北部边缘,在143 °E和150 °E附近存在两个弯曲,SST水平梯度最大值出现在142 °E附近,强度超过4.5 ℃/(100 km),其后强度自西向东逐渐递减,在149 °E附近又出现一个较弱的大值中心,在141~153 °E范围内,海表温度锋位置的平均值为36.25 °N,强度的平均值为3.22 ℃/(100 km)。黑潮延伸体区域的海表温度锋南北位置的季节变化很弱,而其强度的季节变化非常显著。相较于较弱的季节变化,海表温度锋位置的年际和年代际的低频变化则要显著得多,其南北变化跨度超过2 °。海表温度锋强度的年际和年代际的低频变化也较强,超过4.5 ℃/(100 km)。黑潮延伸体区域的海表温度锋的变化与太平洋年代际振荡(PDO)以及北太平洋涡旋振荡(NPGO)存在显著的相关关系,NPGO和PDO在中东太平洋区域会强迫产生海表高度异常,随后向西传播,在约3年后到达黑潮延伸体区域,使该区域流场发生变化产生海洋热平流异常,最终导致海表温度锋强度发生变化。
关键词黑潮延伸体    海表温度锋    时空变化    PDO    NPGO    
THE VARIATION OF THE KUROSHIO EXTENSION SST FRONT
LIU Ming-yang1, TAN Yan-ke2, LI Chong-yin2,3, YU Pei-long2, YIN Ming4     
1. No. 91939 Troop of PLA, Jiangmen 529100, China;
2. Institute of Meteorology and Oceanography, National University of Defense Technology, Nanjing 211101, China;
3. State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China;
4. No. 61936 Troop of PLA, Haikou 571199, China
Abstract: By using NOAA daily Optimum Interpolation Sea Surface Temperature dataand AVISO sea surface heightanomaly data, this paper analyzes the variation of Kuroshio Extension SST front and the cause for its low-frequency variation. Result shows that the mean Kuroshio Extension SST front is adjacent to the Kuroshio Extension, with two meanders located at 143 °E and 150 °E, respectively. The maximum of the SST gradient is located near 142 °E, exceeding4.5 ℃/(100km), and the strength of the SST front gradually decreases from west to east and has a weak maximum value center around 149 °E. Averaged over 141~153 °E, the mean position of the Kuroshio Extension SST front is 36.25 °N, and the mean strength is 3.22℃/(100km). The seasonal variation of the SST front position is weak, but its strength has significantly strong seasonal variation. Compared with weak seasonal variation, the interannual to interdecadal variation of SST front position is relatively strong, which can exceed 2 °. The strength of the Kuroshio Extension SST front also has significant interannual to interdecadal variation, which can exceed 4.5℃/(100km). The variation of Kuroshio Extension SST front is closely linked with the Pacific Decadal Oscillation(PDO) and North Pacific Gyre Oscillation(NPGO), the sea surface height anomaly forced by the NPGO and PDO will propagate westward, and about 3 years later reaches the Kuroshio Extension and influences the variation of the sea surface height, and finally results in the variation of SST front strength.
Key words: Kuroshio Extension    SST front    temporal and spatial variation    PDO    NPGO    
1 引言

黑潮(Kuroshio)是沿着北太平洋西部边缘向北流动的一支强西边界海流,它具有高温、高盐、流量大、流速强、厚度大和流幅窄等特征[1-3]。黑潮的主干线经吐噶喇海峡进入太平洋后,沿日本列岛南部海区向东的海流被称为黑潮延伸体(Kuroshio Extension)[4]。文献[5-9]根据卫星高度计海表面高度(Sea Surface Height,SSH)资料的分析结果发现其中最强的黑潮延伸体急流具有显著的年际和年代际的低频变率。当其处于稳定状态时,黑潮延伸体路径北移、急流加强,其南部的再循环流加强,黑潮延伸体路径较平直,同时区域平均的涡动动能减弱,反之亦然,黑潮延伸体急流这种运动状态的转换与太平洋年代际振荡(Pacific Decadal Oscillation,PDO)以及北太平洋涡旋振荡(North Pacific Gyre Oscillation,NPGO)强迫出的海盆尺度风应力旋度异常紧密相关。Yu等[10]通过对多套长时间序列的海温数据进行分析发现,冬季黑潮延伸体的海表温度变率具有显著的年代际变化特征,且这种年代际变化与阿留申低压的活动存在显著的相关关系。

黑潮延伸体是黑潮与亲潮相交汇的区域,来自南方的高温、高盐的黑潮与来自北方的低温、低盐的亲潮在日本东部区域相交汇,这两支西边界流的汇合在36~44 °N的区域范围内形成了副热带环流和副极地环流间的过渡区,在此过渡区域内存在数条海表温度锋,其中黑潮延伸体的海表温度锋位置最靠南且与黑潮延伸体急流紧密相关。Mizuno等[11]用300 m深度处的12 ℃等温线代表黑潮延伸体区域的温度锋,对其进行先期性研究。Chen[12]利用TMI(TRMM Microwave Imager)的SST数据以及卫星高度计数据研究黑潮延伸体区域海表温度锋的位置和强度,发现黑潮延伸体区域的海表温度锋在143 °E和150 °E存在两个脊状弯曲,其平均位置向东南延伸至34 °N然后转向东。黑潮延伸体区域的海表温度锋的平均强度在第一个弯曲处最大,然后向下游逐渐递减。黑潮延伸体区域的海表温度锋位置的季节变化很弱,秋季偏北、春季偏南,而其年际和年代际变化较强。Wang等[13]利用NOAA高分辨率海温资料对黑潮延伸体的海表温度锋的位置变化进行了分段研究,发现黑潮延伸体的海表温度锋东段和中段位置的年际和年代际变化都非常显著,而西段的位置仅存在显著的年代际变化,且西段的位置变化在年代际时间尺度上与PDO和NPGO存在很好的相关性。

黑潮延伸体区域的海表温度锋锋区较强的海气相互作用会对大气产生影响。Small等[14]研究发现,在锋区附近区域是海洋强迫大气运动。边界层大气对海表温度锋具有很强的响应,由于温度锋区域海温梯度较大,产生了穿越锋区的大气-海洋温度和湿度差异,从而引起近表层稳定度、表层应力以及感热和潜热通量的变化[15—17]。根据对QuikSCAT的表层风速资料的分析,Chelton等[18]指出穿越温度锋的风场散度和旋度表现为一致的结构。王钦等[19]发现黑潮及其延伸区海温异常对东北地区的降水具有显著影响。王晓丹等[20]利用NCAR CAM3全球大气环流模式数值试验,研究了冬季黑潮延伸体的海温异常增暖对东亚夏季风的影响。结果表明,冬季黑潮延伸体的海温异常增暖将导致东亚夏季风增强北推。黑潮延伸体区域的海表温度锋对大气的影响不仅局限在边界层内,文献[21—23]指出大气对黑潮及其延伸体变化的响应甚至可以达到边界层以上的自由大气。Nakamura等[24]通过一个区域大气环流模式的数值模拟试验指出,西北太平洋海表温度锋的强度和位置变化对此区域大气环流有很大的影响,海表温度锋南北位置的变化将会使对流层急流位置变动,引起大气温度异常。马静等[25]指出,春季黑潮延伸体的海表温度锋锋区南北位置的变动存在明显的年际和年代际低频变化,春季黑潮延伸体的海表温度锋锋区与6月高空急流和北太平洋风暴轴的南北位置存在较好的对应关系。刘明洋等[26]研究发现,冬季黑潮延伸体区域的海表温度锋强度和位置的变化会对北太平洋风暴轴具有显著的影响。由于黑潮延伸体区域的海表温度锋对大气运动具有显著影响,因此研究其变化特征对于中纬度海气相互作用机制的探索具有十分重要的意义。本文将就黑潮延伸体区域的海表温度锋的时空变化特征进行研究,揭示其特征及可能的原因。文章第二部分介绍了研究使用的数据和方法,第三部分分析了黑潮延伸体区域的海表温度锋的气候平均态分布,第四部分分析了黑潮延伸体区域的海表温度锋的季节变化,第五部分分析了黑潮延伸体区域的海表温度锋年际和年代际的低频变化及其可能机制,第六部分为总结和讨论。

2 资料和方法 2.1 资料

(1)海表面温度数据用到美国国家海洋大气局(National Oceanic And Atmospheric Administration,NOAA)的逐日最优插值SST(Optimum Interpolation Sea Surface Temperature,OISST)资料[27],空间分辨率为0.25 °×0.25 °,时间段为1981年9月1日—2015年12月31日。

(2)由法国AVISO(Archiving,Validation and Interpretation of Satellite Occeanographic data)中心提供的最新版本的逐日海表高度异常(Sea Surface Height Anomaly,SSHA)资料[28],该资料结合了TOPEX/Poseidon、ERS (European Remote Sensing satellite)-1、ERS-2、Jason-1、Jason-2等多种卫星高度计数据,水平分辨率为0.25 °×0.25 °,时间段为1993年1月1日—2014年5月31日。

(3)美国国家环境预报中心(National Center for Environmental prediction,NCEP)和美国国家大气科学研究中心(National center for Atmospheric Research,NCAR)提供的逐月PDO指数[8]http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/correlation/pdo.data),时间段为1981年9月—2015年12月。

(4)http://www.o3d.org/npgo/npgo.php网站提供的逐月NPGO指数[9],时间段为1981年9月—2015年12月。

2.2 黑潮延伸体区域的海表温度锋强度和位置的确定方法

为了与北侧的亲潮延伸体海表温度锋区别开,本文将研究区域选在141~153 °E,31.875~37.625 °N范围内。计算黑潮延伸体区域的海表温度锋强度和位置指数的具体步骤如下。

(1)计算研究区域范围内的SST水平梯度$\nabla T$

$\begin{eqnarray} |\nabla T | =\sqrt{(\frac{\partial T}{\partial x})^2+(\frac{\partial T}{\partial y})^2} \end{eqnarray}$ (1)

式中T为海表面温度。

(2)用研究区域内每一经度值上SST水平梯度最大值的点表征黑潮延伸体区域的海表温度锋,用此SST水平梯度最大值来表征海表温度锋的强度,用SST水平梯度最大值所在纬度表征海表温度锋的位置。

(3)计算研究区域内的海表温度锋纬向平均强度和位置的时间序列,用此时间序列作为黑潮延伸体区域的海表温度锋的强度和位置变化。

本文采用的主要分析方法有经验正交函数分解、相关分析、合成分析。显著性检验使用t检验。

3 气候平均态分布

图 1给出的是1981年9月—2015年12月黑潮延伸体区域的海表温度锋的气候平均态分布。黑潮延伸体区域的海表温度锋位于延伸体北部边缘,中心轴线位于36 °N附近。黑潮延伸体区域SST水平梯度大值中心位于142 °E附近,然后自西向东逐渐递减,在149 °E附近又存在一个较弱的大值中心,且海表温度锋在143 °E和150 °E附近存在两个大弯曲,这种分布特征与黑潮延伸体急流的两个大弯曲有关。在第一个大弯曲的脊前,来自南方的暖水向北侵入北方的冷水区,使冷暖水接触紧密,导致SST水平梯度较大,使下游南北水温差异变小,因此SST水平梯度逐渐减小;在第二个大弯曲前,由于南北冷暖水的紧密接触,导致SST水平梯度又出现一个较弱的大值中心。

图 1 1981年9月—2015年12月气候平均态的黑潮延伸体区域SST水平梯度分布 单位:℃/(100 km)。

图 2a2b分别给出的是根据2.2中介绍的方法确定的黑潮延伸体区域的海表温度锋纬向平均位置和平均强度的分布。对比图 1给出的海表温度锋的气候平均态分布可以看出,本文使用的方法能很好反映出黑潮延伸体区域的海表温度锋气候平均态的分布特征。图 2中海表温度锋在143 °E和150 °E附近存在两个大弯曲,最大值出现在142 °E附近,强度超过4.5 ℃/(100 km),其后强度逐渐递减,在149 °E附近又出现一个较弱的大值中心;在141~153 °E范围内,海表温度锋位置的平均值为36.25 °N,强度的平均值为3.22℃/(100 km)。

图 2 1981年9月—2015年12月黑潮延伸体海表温度锋平均位置(a)和平均强度(b,单位:℃/(100 km))的纬向分布

黑潮延伸体区域的海温和急流都存在显著的时空变化,因此与之联系紧密的海表温度锋也必定存在明显的时空变化。下文将从季节变化和年际和年代际的低频变化两个角度来分析黑潮延伸体区域的海表温度锋的时空变化特征,并探讨其年代际变化可能的原因。

4 季节变化

图 3a~3d分别给出的是春季(3—5月)、夏季(6—8月)、秋季(9—11月)和冬季(12月—次年2月)的黑潮延伸体区域SST水平梯度分布,图 3e~3h分别是相对应的SST分布。春季海表温度较低,但在黑潮延伸体区域北部边缘的等温线较密集且平直,导致海表温度锋的强度较强,锋区南北跨度大、弯曲程度小。夏季虽然海表温度较高,但等温线非常稀疏,海表温度锋仅在上游较明显,而在下游由于南北海温差异不显著,因此海表温度锋几近消失。进入秋季,海表温度达到最高,等温线逐渐变得密集且出现明显弯曲,海表温度锋的强度明显增强,且锋区南北较狭窄。冬季海表温度显著降低,但等温线却变得最为密集且出现非常显著的弯曲,海表温度锋的强度达到最强。

图 3 春季(a、e)、夏季(b、f)、秋季(c、g)和冬季(d、h)的黑潮延伸体区域SST水平梯度(a~d,单位:℃/(100 km))及其相应的SST(e~h,单位:℃)的分布

图 4a4b分别是根据2.2中介绍的方法确定的黑潮延伸体区域的海表温度锋位置和强度的季节变化。与图 3a~3d给出的不同季节的海表温度锋相比可以看出,本文使用的方法也能很好反映出海表温度锋的季节变化特征。从图 4a中可以看出,黑潮延伸体区域的海表温度锋南北位置的季节变化很弱,春季海表温度锋稍偏北,秋季和冬季居中,夏季上游海表温度锋锋区位置偏南,而下游位置偏北。相比较而言,图 4b给出的黑潮延伸体区域的海表温度锋强度的季节变化则非常显著,冬季最强,在141~153 °E范围内强度的平均值为3.45 ℃/(100 km),其次为春季,强度的平均值为3.08 ℃/(100 km),秋季强度的平均值为2.71 ℃/(100 km),夏季最弱,强度的平均值为2.09 ℃/(100 km)。

图 4 黑潮延伸体区域的海表温度锋位置(a)和强度(b,单位:℃/(100 km))的季节变化
5 年际和年代际变化

图 5a中黑色实线为黑潮延伸体区域的海表温度锋位置时间变化序列,蓝色实线为去除年变化后的低频变化时间序列。相较于较弱的季节变化,海表温度锋位置的年际和年代际的低频变化则要显著得多,其南北变化跨度超过2 °。在1980年代前期海表温度锋偏南,1980年代中期—1990年代前期海表温度锋偏北,1990年代中期海表温度锋偏南,1990年代后期—2003年海表温度锋偏北,2004—2010年海表温度锋偏南,之后其位置主要偏北。图 6a6c分别为黑潮延伸体区域的海表温度锋位置低频变化时间序列回归的SST水平梯度和SST场,当海表温度锋气候平均态位置海表温度出现很强的正异常时,SST水平梯度在其北侧增大、而在其南侧减小,即海表温度锋位置北移,反之则为海表温度锋位置南移。

图 5 黑潮延伸体区域的海表温度锋位置(a)和强度(b,单位:℃/(100 km)的时间变化序列(黑色实线) 蓝色实线为去除年变化后的时间变化序列,红色实线为平均值。
图 6 黑潮延伸体区域的海表温度锋去除年循环后的位置(a、c)和强度(b、d)的时间变化序列回归的SST水平梯度场(a~b,单位:℃/(100 km))以及回归的SST场(c~d,单位:℃) 打点区域通过0.1显著性水平检验。

图 5b中黑色实线为黑潮延伸体区域的海表温度锋的强度时间变化序列,蓝色实线为去除年变化后的低频变化时间序列。海表温度锋强度的年际和年代际的低频变化较强,超过4.5 ℃/(100km)。在1980年代前期海表温度锋偏强,1980年代的中期—后期海表温度锋偏弱,1990年代前期海表温度锋逐渐增强,1990年代中期—2002年海表温度锋偏弱,2003年海表温度锋明显增强,但2006—2007年又有所减弱,之后海表温度锋显著增强。图 6b6d分别为黑潮延伸体区域的海表温度锋强度低频变化时间序列回归的SST水平梯度和SST场,当海表温度锋气候平均态位置南侧海表温度出现正异常时,海表温度锋气候平均态位置的SST水平梯度增大,其南侧SST水平梯度存在两个较弱的负异常中心,即为海表温度锋强度增强,反之则为海表温度锋强度减弱。

黑潮延伸体区域的海温分布与黑潮延伸体的运动状态联系紧密[5],而黑潮延伸体的运动状态在很大程度上取决于此区域内海表高度异常(SSHA)的分布。图 7是黑潮延伸体区域的海表温度锋的位置、强度低频变化时间序列回归的SSHA场。从图 7a可以看出,当黑潮延伸体区域的海表温度锋偏北时,在气候平均态黑潮延伸体急流以北出现海表高度正异常,而在其南侧出现海表高度负异常,导致黑潮延伸体急流北移,反之则导致黑潮延伸体急流南移,这表明海表温度锋的南北移动与黑潮延伸体急流的南北位置存在很好的相关性。从图 7b可以看出,当黑潮延伸体区域的海表温度锋偏强时,在黑潮延伸体急流的气候平均态位置出现海表高度正异常,在其北侧为较弱的海表高度负异常,导致黑潮延伸体急流增强,反之则导致黑潮延伸体急流减弱,这表明海表温度锋的强度变化与黑潮延伸体急流的强度变化存在很好的相关性。

图 7 黑潮延伸体区域的海表温度锋去除年循环后的位置(a)和强度(b)的时间变化序列回归的SSHA场 等值线为气候平均态的SSH场。打点区域通过0.1显著性水平检验。单位:cm。

Qiu等[7]指出,黑潮延伸体急流的运动状态与太平洋年代际振荡(PDO)或北太平洋涡旋振荡(NPGO)强迫出的海盆尺度风应力旋度异常有关。当PDO(NPGO)为正(负)位相时,阿留申低压增强并南移,通过Ekman辐散在东太平洋区域产生负的海表高度异常,并以斜压罗斯贝波形式西传,使黑潮延伸体急流减弱并南移。由于黑潮延伸体区域的海表温度锋的变化与黑潮延伸体急流变化之间具有一定联系,因此本文将去除年循环后的NPGO指数和PDO指数与去除年循环后的黑潮延伸体区域的海表温度锋位置、强度的时间变化序列进行超前、滞后相关分析(图 8)可以看出,黑潮延伸体区域的海表温度锋的位置变化与NPGO指数存在滞后7个月的最大正相关,相关系数为0.57,且与PDO指数存在滞后8个月的最大负相关,相关系数为-0.34,而海表温度锋的强度变化与NPGO指数存在滞后31个月的最大正相关,相关系数为0.63,且与PDO指数存在滞后34个月的最大负相关,相关系数为-0.64。均通过0.1的显著性水平检验。

图 8 去除年循环后的NPGO指数和PDO指数与去除年循环后的黑潮延伸体区域的海表温度锋位置(a)和强度(b)的时间变化序列的超前滞后相关

图 7a可以看出,当黑潮延伸体区域的海表温度锋南北移动时,海表高度异常主要呈现南北向的三极型分布,且与黑潮延伸体急流一样存在两个大弯曲,而海表温度锋强度变化时的海表高度异常信号主要分布在33~35 °N的带状区域内,本文用去除年循环后的33~35 °N区域内平均的SSHA与去除年循环后的NPGO指数以及PDO指数做相关分析(图 9)可以看出,NPGO(PDO)指数与中东太平洋区域的海表高度异常存在正(负)相关,这种由NPGO和PDO在中东太平洋区域强迫产生的海表高度异常信号随后西传,在约3年后到达黑潮延伸体区域,使海表高度场出现图 7b的异常,从而导致海表温度锋强度发生变化。而对34.5~36.5 °N区域内海表高度异常与NPGO指数以及PDO指数做相关分析时,则没有图 9这样显著的结果(图略)。由于黑潮延伸体区域的海表温度锋的位置变化与NPGO指数存在滞后7个月的正相关,且与PDO指数存在滞后8个月的负相关,因此其变化机制可能与海表温度锋强度变化机制存在本质的不同。

图 9 去除年变化后的33~35 °N区域内平均的SSHA与去除年循环后的NPGO指数(a)和PDO指数(b)的相关系数场
6 总结与讨论

本文利用NOAA最优插值逐日SST资料和AVISO中心的SSHA资料,对黑潮延伸体区域的海表温度锋的时空变化特征进行分析,并探究导致其年代际变化可能的原因。

(1)气候平均态黑潮延伸体区域的海表温度锋在143 °E和150 °E附近存在两个大弯曲,最大值出现在142 °E附近,强度超过4.5 ℃/(100 km),其后强度逐渐递减,在149 °E附近又出现一个较弱的大值中心,在141~153 °E范围内,海表温度锋位置的平均值为36.25 °N,强度的平均值为3.22 ℃/(100 km)。

(2)黑潮延伸体区域的海表温度锋南北位置的季节变化很弱,春季海表温度锋稍偏北,秋季和冬季居中,夏季上游的海表温度锋锋区位置偏南、下游位置偏北;而其强度的季节变化则非常显著,冬季最强,其次为春季、秋季,夏季最弱。相较于较弱的季节变化,黑潮延伸体区域的海表温度锋位置年际和年代际的低频变化则显著得多,其南北变化跨度超过2 °。海表温度锋强度年际和年代际的低频变化也较强,其变化超过4.5 ℃/(100 km)。

(3)黑潮延伸体区域的海表温度锋的变化与太平洋年代际振荡(PDO)以及北太平洋涡旋振荡(NPGO)存在显著的相关关系,黑潮延伸体区域的海表温度锋的位置变化与NPGO指数存在滞后约1年的正相关,与PDO指数存在滞后约1年的负相关,而海表温度锋的强度变化与NPGO指数存在滞后约3年的正相关,与PDO指数存在滞后约3年的负相关。NPGO和PDO在中东太平洋区域会强迫产生海表高度异常,随后向西传播,在约3年后到达黑潮延伸体区域,使该区域流场发生变化产生海洋热平流异常,最终导致海表温度锋强度发生变化。

本文研究分析了黑潮延伸体区域的海表温度锋强度和位置的变化特征,并初步探讨其年代际变化可能的原因,但目前还不十分清楚整个物理机制,需要在今后对此问题进行更深入的研究。此外,已有的研究表明,黑潮延伸体的海表温度锋会对北太平洋大气环流造成显著的影响[29—30],Minobe等[31]指出西边界流产生的SST锋面诱导的表面风场的辐合/辐散产生的垂向运动会向上穿透到对流层上层,从而改变大尺度大气环流。因此研究黑潮延伸体区域的海表温度锋的变化对认知北太平洋天气气候变化具有重要意义。而目前对于黑潮延伸体区域的海表温度锋与北太平洋大气环流相互作用的机理和物理过程还不够清楚,这也是未来研究中亟需解决的问题。

参考文献
[1] STOMMEL H M, YOSHIDA K. Kuroshio: its physical aspects[M]. University of Tokyo Press, 1972: 129-164.
[2] SU J, GUAN B, JIANG J. The Kuroshio, part 1, physical features[J]. Oceanogr Mar Biol Annu Rev, 1990, 28(1): 11-71.
[3] BRYDEN H L, ROEMMICH D H, CHURCH J A. Ocean heat transport across 24°N in the Pacific[J]. Deep Sea Res, 1991, 38(3): 297-324. DOI:10.1016/0198-0149(91)90070-V
[4] QIU B. Kuroshio extension variability and forcing of the pacific decadal oscillations: Responses and potential feedback[J]. J Phys Oceanogr, 2003, 33(12): 2465-3482. DOI:10.1175/1520-0485(2003)033<2465:KEVAFO>2.0.CO;2
[5] QIU B. Interannualvariability of the Kuroshio extension system and its impact on the wintertime SST field[J]. J Phys Oceanogr, 2000, 30(6): 1486-1502. DOI:10.1175/1520-0485(2000)030<1486:IVOTKE>2.0.CO;2
[6] QIU B, CHEN S. Variability of the Kuroshio Extension jet, recirculation gyre and mesoscale eddies on decadal timescales[J]. J Phys Oceanogr, 2005, 35(11): 2090-2103. DOI:10.1175/JPO2807.1
[7] QIU B, CHEN S. Eddy-mean flow interaction in the decadally modulating Kuroshio Extension system[J]. Deep Sea Research Part Ⅱ: Topical Studies in Oceanography, 2010, 57(13-14): 1098-1110. DOI:10.1016/j.dsr2.2008.11.036
[8] MANTUA N J, HARE S R, ZHANG Y, et al. A Pacific interdecal climate oscillation with impacts on salmon production[J]. Bull Amer Meteor Soc, 1997, 78(6): 1069-1079. DOI:10.1175/1520-0477(1997)078<1069:APICOW>2.0.CO;2
[9] LORENZO E D, SCHNEIDER N, COBB K M, et al. North Pacific gyre oscillation links ocean climate and ecosystem change[J]. Geophys Res Lett, 2008, 35(8): 1-6.
[10] YU P L, ZHANG L F, ZHANG Y C, et al. Interdecadal change of winter SST variability in the Kuroshio Extension region and its linkage with Aleutian atmospheric low pressure system[J]. Acta Oceanologica Sinica, 2016, 35(5): 24-37. DOI:10.1007/s13131-016-0859-0
[11] MIZUNO K, WHITEW B. Annual and interannual variability in the Kuroshio Current system[J]. J Phys Oceanogr, 1983, 13(10): 1847-1867. DOI:10.1175/1520-0485(1983)013<1847:AAIVIT>2.0.CO;2
[12] CHEN S. The Kuroshio extension front from satellite sea surface temperature measurements[J]. J Oceanogr, 2008, 64(6): 891-897. DOI:10.1007/s10872-008-0073-6
[13] WANG Y X, YANG X Y, HU J Y. Position variability of the Kuroshio Extension sea surface temperature front[J]. ActaOceanolog Sin, 2016, 35(7): 30-35.
[14] SMALL R J, DESZOEKE S P, XIE S P, et al. Air-sea interaction over ocean fronts and eddies[J]. Dyn Atmos Oceans, 2008, 45(3-4): 274-319. DOI:10.1016/j.dynatmoce.2008.01.001
[15] SWEET W, FETT R, KERLING J, et al. Air-sea interaction effects in the lower troposphere across the north wall ofthe Gulf Stream[J]. Mon Wea Rev, 1981, 109(5): 1042-1052. DOI:10.1175/1520-0493(1981)109<1042:ASIEIT>2.0.CO;2
[16] BUSINGER J A, SHAWW J. The response of the marine boundary layer to mesoscale variations in sea-surface temperature[J]. Dyn Atmos Oceans, 1984, 8(3): 267-281.
[17] HAYES S P, MCPHADEN M J, WALLACE J M. The influence of sea surface temperature on surface wind in the eastern equatorial Pacific: weekly to monthly variability[J]. J Clim, 1989, 2(12): 1500-1506. DOI:10.1175/1520-0442(1989)002<1500:TIOSST>2.0.CO;2
[18] CHELTON B D, SCHLAX M G, FREILICH M H, er al. Satellite measurements reveal persistent small-scale features in ocean winds[J]. Sci, 2004, 303(5660): 978-983. DOI:10.1126/science.1091901
[19] 王钦, 李双林, 付建建. 两类ENSO背景下黑潮及其延伸区海温异常对东北夏季降水的影响:个例对比[J]. 热带气象学报, 2016, 32(1): 73-84.
[20] 王晓丹, 钟中, 谭言科, 等. 冬季黑潮延伸体异常增暖对东亚夏季风影响的数值试验[J]. 热带气象学报, 2011, 27(4): 569-576.
[21] XU H M, XU M M, XIES P, et al. Deep atmospheric response to the spring Kuroshio over the East China Sea[J]. J Clim, 2011, 24(18): 4959-4972. DOI:10.1175/JCLI-D-10-05034.1
[22] MA J, XU H, DONG C, et al. Atmospheric responses to oceanic eddies in the Kuroshio Extension region[J]. J Geophys Res Atmos, 2015, 120(13): 6313-6330. DOI:10.1002/2014JD022930
[23] MA J, XU H, DONG C. Seasonal variations in atmospheric responses to oceanic eddies in the Kuroshio Extension[J]. Tellus A: Dyn Meteorol Oceanogr, 2016, 68(1): 31563 DOI:10.3402/tellusa.v68.31563
[24] NAKAMURA M, MIYAMA T. Impacts of the Oyashiotemperature front on the regional climate[J]. J Clim, 2014, 27(20): 7861-7873. DOI:10.1175/JCLI-D-13-00609.1
[25] 马静, 徐海明. 春季黑潮延伸体海洋锋区经向位移与东亚大气环流的关系[J]. 气象科学, 2012, 32(4): 375-384.
[26] 刘明洋, 李崇银, 陈雄, 等. 冬季黑潮延伸体区域海表温度锋对北太平洋风暴轴的影响[J]. 气象学报, 2017, 75(1): 98-110.
[27] REYNOLDS R W, SMITH T M, LIU C, et al. Daily high-resolu-tion-blended analyses for sea surface temperature[J]. J Clim, 2007, 20(22): 5473-5496. DOI:10.1175/2007JCLI1824.1
[28] DUCET N, TRAON P Y L, REVERDIN G. Global high resolution mapping of ocean circulation fromTOPEX/Poseidon and ERS-1 and -2[J]. J Geophys Res, 2000, 105(C8): 19477-19498. DOI:10.1029/2000JC900063
[29] KWON Y O, ALEXANDER M A, BOND N A, et al. Role of the gulf stream and Kuroshio-Oyashio systems in large-scale atmosphere-ocean interaction: Areview[J]. J Clim, 2010, 23(12): 3249-3281. DOI:10.1175/2010JCLI3343.1
[30] KELLY K A, SMALL R J, SAMELSON R M, et al. Western boundary currents and frontal air-sea interaction: Gulf stream and Kuroshio extension[J]. J Clim, 2010, 23(21): 5644-5667. DOI:10.1175/2010JCLI3346.1
[31] MINOBE S, KUWANOYOSHIDA A, KOMORI N, et al. Influence of the Gulf Stream on the troposphere[J]. Nature, 2008, 452(7184): 206 DOI:10.1038/nature06690