中高纬地区海洋锋和涡旋附近的中、小尺度海气相互作用与海盆尺度大不相同。海盆尺度的海表面温度与海面风速之间呈负相关关系(Frankignoul，1985；Kwon et al.，2010)，表现为大气对海洋的强迫作用，这可通过海表面的感热和潜热通量得到解释(Namias and Cayan，1981；李博等，2011)。而海洋锋和涡旋附近的海表面温度与海表面风速之间却为正相关关系，这种正相关关系在全球主要海洋锋区是普遍存在的(Xie et al.，2002；Nonaka and Xie，2003；White and Annis，2003；Vecchi et al.，2004；Xie，2004；O’Neill et al.，2005；Tokinaga et al.，2005；徐海明等，2008；Minobe et al.，2008；徐蜜蜜等，2010，2012)，这被认为是海洋对大气的强迫作用。

目前有两种理论用于解释海洋锋附近大气对海洋的局地响应。一种为Lindzen and Nigam(1987)提出的海平面气压调整机制，即高(低)海温区使得表层空气增暖(变冷)，从而造成海平面气压降低(升高)，这样在锋区两侧就形成了穿越锋区的附加气压梯度，使得大气由冷水区一侧向暖水区一侧加速运动，从而造成暖水区的风速增大。另一种为Wallace et al.(1989)和Hayes et al.(1989)提出的垂直混合机制，即高(低)海温区使得大气的不稳定性增强(减弱)，垂直混合作用增强(抑制)，高层风动量向下传递增强(减弱)，海表面风速也由此增强(减小)。这两种机制均被大量观测事实和模式研究所证实。比如，Tokinaga et al.(2009)、Minobe et al.(2010)、Xu et al.(2010)、Sasaki et al.(2012)认为气压调整机制在表层风对海温异常的响应中起主要作用，Shimada and Minobe(2011)进一步指出气压调整机制在全球主要海洋锋区海气相互作用中均存在，其中以墨西哥湾流区最为显著。而Hashizume et al.(2002)、Nonaka and Xie(2003)、Tokinaga et al.(2006)、Koseki and Watanabe(2010)、马静等(2014)则强调了垂直混合机制的重要性。也有一些作者指出，气压调整机制与垂直混合机制同时在起作用(Small et al.，2003；徐蜜蜜等，2010；Liu et al.，2013)。目前，对于上述两种机制究竟哪一种起主要作用仍存争议。

气压调整机制虽然早在1980年代就已提出，但其影响因素有哪些并不清楚。Spall(2007)指出穿越锋区的风偏弱时更利于气压调整机制发挥作用，这似乎意味着盛行风向与锋区走向的配置是影响气压调整机制的一个重要因素，当两者方向一致时气压调整机制更加明显。徐蜜蜜等(2010)证实由于海洋锋的存在而产生的气压梯度力对穿越锋区的空气的加速有相当重要的贡献，从而用气压调整机制解释了风速的分布特征，但对于由此造成的散度、涡度、垂直速度、降水等大气响应特征以及它们如何在春季气压背景场下发挥作用没有涉及。Minobe et al.(2008)指出湾流区暖(冷)水一侧对应有气压偏低(高)、风的辐合(散)、上升(下沉)运动及强(弱)降水，但也没有分析大尺度背景气压场对气压调整机制的影响。Chelton and Xie(2010)分析了海洋锋区影响风应力散度和涡度的分布，指出当风沿锋区吹时锋区附近涡度的会发生改变，而穿越锋区时散度会改变。刘敬武(2010)认为东海黑潮锋的气候效应随背景风向的变化而显著不同。谢傲等(2014)发现当背景风向为东 北风时，春季东海黑潮锋的气压调整机制更为重要。因此，背景风向(大尺度气压背景场)对气压调整机制影响的物理原因仍需进一步研究。只有在考虑了大尺度气压背景场的影响后，气压调整机制才能完整地解释实际大气所表现出的一系列响应特征。

东海黑潮锋处于东亚季风区，冬季盛行偏北风、夏季盛行偏南风，东海黑潮锋区达到最强的春季却是东亚冬、夏季风的转换季节，季风的转换必将伴随大尺度背景气压场及其盛行风向的改变。另外，东海黑潮锋及其延伸体具有明显的年际变化(郭春迓和刘秦玉，2013)，对于年际尺度上气压调整机制是否仍存在及如何发挥作用尚不很清楚。因此，本文关注的两个科学问题是：(1)东海黑潮锋气压调整机制如何在春季大尺度气压场及其盛行风向背景下发生作用？(2)东海黑潮锋强、弱年，上述气压调整机制又如何起作用？期望得到大气对春季东海黑潮锋响应的气压调整机制的完整图像，从而深化我们对季风区背景下海洋锋区附近海—气相互作用的认识。

海表面温度资料取自美国国家海洋大气 局(National Oceanic And Atmospheric Administration，NOAA)的AVHRR(Advanced Very High Resolution Radiometer)海温资料，时间范围为1982年3月1日至2010年5月31日，水平分辨率为0.25°×0.25°，时间分辨率为1 d。NOAA系列卫星从1970年12月以来陆续发射了18颗，甚高分辨率辐射仪(AVHRR)是其主要探测仪器之一，它是一种五光谱通道的扫描辐射仪，卫星上探测器扫描角为±55.4°，相当于探测地面2800 km宽的带状区域，三条轨道即可完全覆盖我国全部国土，其数据经过船舶观测、浮标观测以及大尺度卫星偏差调整校正，在海洋、气象等领域的研究中得到广泛应用。

1997年7月20日，美国宇航局(NASA)在范登堡空军基地发射了Quick Scatterometer(QuickSCAT)卫星。该卫星作为NASA地球观测系统的第一部分，承担测量全球海面风场的任务。通过海表粗糙度反演出海面10 m的风场数据。本文选取资料时长为2000年3月1日至2009年5月31日，水平分辨率为0.25°×0.25°，时间分辨率为1 d。

热带测雨卫星(Tropical Rainfall Measuring Mission，TRMM)于1997年11月27日发射升空，是第一颗能够穿透云层、专门用于测量热带以及亚热带降水的气象卫星。本文所用数据为其第7版的3B43降水，该数据结合了3B42 TRMM数据以及其他多种数据源，空间分辨率为0.25°×0.25°，测量范围在南、北纬度50°之间，时间分辨率为1月。资料时长取为与QuickSCAT资料一致。

再分析资料选用美国国家环境预测中心(National Center for Environmental Prediction，简称NCEP)的气候预测系统再分析数据集(Climate Forecast System Reanalysis，简称CFSR)，其中，表层物理量采用高分辨率表层辐射通量场数据，空间分辨率在经度方向上为0.3125°，纬度方向为高斯分布，时间分辨率为1 d；高层物理量采用高分辨率三维预报等压层数据，空间分辨率为0.5°×0.5°，垂直分层为1000～1 hPa共37层，时间分辨率为1 d。资料时长为1982年3月1日至2010年5月31日。本文所使用的逐日资料均先处理为逐月资料再加以使用。

本文采用的月平均矢量风速(以下简称矢量风速)按照如下公式计算：

其中，(u_i，v_i)代表观测风速，N代表观测次数，i、j分别代表西风、南风单位向量，u、v分别代表纬向、经向平均风速。在后面的分析中，我们选取了1982～2010年29年的CFSR再分析资料以及2000～2009年10年的QuickSCAT资料。

Laplace算子是n维欧几里德空间中的一个二阶微分算子，其含义为梯度的散度，即：${\nabla ^2}F = \nabla \cdot \nabla F$，F为任意物理量。参照Minobe et al.(2008)的处理方法，Laplace算子相当于高通滤波器的作用，可以揭示大尺度背景场下大气对海洋锋响应的特征。本文将使用Laplace算子作为从观测资料中提取小尺度变化的滤波器。与空间滑动平均的高通滤波方法相比，虽然该算子分离出来的小尺度结构的具体空间尺度并不确定，但这并不影响本文所要讨论的问题。

图 1给出了1982～2010年春季(3～5月)平均的AVHRR海表面温度及其梯度。春季东海黑潮暖流沿台湾东部向东北方向流去，由于我国东海海区深度较浅，受海洋热惯性与海洋深度成正比的影响，黑潮暖流与其西北侧较冷海面形成明显的水平梯度很大的海洋温度锋区(Xie et al.，2002)。图 1显示东海黑潮锋的多年平均强度超过3°C(100 km)⁻¹，中心位置在(29°N，127°E)附近，最大强度超过4 °C(100 km)⁻¹。23～24°C的海表温度(SST)等值线勾勒出了黑潮暖流的位置。从东海黑潮锋与黑潮暖舌的相对位置可以看出，海洋锋与暖舌大致平行，基本为西南—东北走向，且东海黑潮锋位于黑潮暖流的西北侧，两者的中心位置相距150 km左右。与其他季节相比，春季黑潮路径与海洋锋的分布较为平直且稳定，强度也最大，大气对东海黑潮锋的响应特征也最为明显(徐蜜蜜等，2012)。图中还绘出了跨锋区的直线AB，其上的O点代表东海黑潮锋强度中心位置，M点则代表黑潮暖流最强位置，这将用于后面的分析。

图 1

Fig. 1

图 1 1982～2010年春季（3～5月）平均的AVHRR海表面温度（等值线，间隔1°C；23°C、24°C线加粗）及其梯度 [|∇SST|，彩色阴影，表示≥1°C (100 km)-1的区域]。虚线AB表示跨锋区的直线，其上的O、M点分别代表海表面温度梯度、海表面温度最大处。矩形框代表用于计算东海黑潮锋强度的区域 Fig. 1 Spring (March–April–May, MAM) mean AVHRR SSTs (contours at 1°C intervals, with thick contours at 23°C and 24°C) and their gradients [color shading for |∇SST|≥1°C (100 km)-1] during 1982–2010. The dashed line AB is a cross-frontal transect on which points O and M denote maximum |∇SST| and SST, respectively. The rectangular box is the region used to calculate the strength of the KF (Kuroshio front)

图 2为春季气候态下海表面10 m的矢量风速和风矢量分布。由图 2a、b可见，春季东海黑潮锋区域盛行东北偏北风(风矢量表示)，矢量风速(阴影区表示)分布与东海黑潮锋(蓝色等值线表示)紧密联系，西南—东北走向的矢量风速大值带位于东海黑潮锋位置，与东海黑潮锋西北、东南两侧较小的风速形成鲜明对比，这与Liu et al.(2013)分析时间平均上矢量风的响应结果一致。特别值得指出的是，矢量风速大值带并不位于黑潮暖舌处，黑潮暖舌处对应的是标量风速的大值分布(Nonaka and Xie，2003；徐蜜蜜等，2010)，说明在分析海洋锋附近的风速分布时，须区分矢量风速和标量风速。图 2中黑潮锋附近的矢量风速分布特征是春季大背景下局地海气相互作用的结果，其中的物理机制后文将详细分析。比较图 2a、b的矢量风速大小可见，CFSR再分析资料得到的矢量风速较QuickSCAT偏弱，这可能与CFSR对物理量的估计偏弱有关，也可能是两套资料时间段不同所致。另外，矢量风速在台湾海峡显著升高可能与流体的峡谷效应有关。进一步分析水平风沿直线AB的剖面(图 2c)，由西北(A点)至东南(B点)，CFSR和QuickSCAT矢量风速均经历了先增大后减小的过程，与∣ÑSST∣曲线的走势基本吻合。

图 2

Fig. 2

图 2 春季（3～5月）平均的海表面10 m高度处水平风速（彩色阴影，m s-1）、风矢量（箭头）分布：（a）1982～2010年CFSR风资料；（b）2000～2009年QuickSCAT风资料。（c）两种风资料矢量风速（黑实线为CFSR，黑虚线为QuickSCAT, QuickSCAT曲线中断处为琉球群岛）沿AB的剖面图。（a，b）中叠加了23°C、24°C 海表面温度（红色等值线）和3°C (100 km)-1以上的海表面温度梯度（蓝色等值线）；（c）中叠加了海表面温度（红线）、海表面温度梯度（蓝线）沿AB的曲线，O、M点分别代表AB线上海表面温度梯度、海表面温度最大处 Fig. 2 Spring (MAM) mean of (a) 1982–2010 CFSR wind vectors (arrows) and horizontal wind speeds (color shading; m s-1) at 10 m. (b) Same as in (a), but for 2000–2009 QuickSCAT products. (c) Curves of CFSR (black solid) and QuickSCAT (black dashed, broken in the Ryukyu Islands) vector wind speeds along line AB. The red contours are for SSTs at 23°C and 24°C, and the blue contours are for |∇SST| greater than 3°C (100 km)-1 in (a, b). Superimposed in (c) are curves of SST (red line) and |∇SST| (blue line) along line AB. Points O and M on line AB in (c) denote maximum |∇SST| and SST, respectively

除水平风场外，大气对春季东海黑潮锋的响应还表现在散度、涡度、垂直运动及降水等气象要素上。图 3给出了春季(3～5月)平均的10 m风散度、涡度和降水分布及垂直速度沿AB的垂直剖面图。由图 3a可以看出，一条西南—东北走向的辐合带(黑色等值线表示，负值代表辐合)正位于东海黑潮锋东南侧的黑潮暖舌位置，CFSR降水(图中阴影区表示)的大值带几乎与该辐合带重合，降水最大可达7 mm d⁻¹左右。为进一步验证CFSR降水资料，图 3b给出了TRMM降水和QuickSCAT散度分布，发现该降水大值带依然存在，只是强度稍弱，且QuickSCAT辐合区也主要位于黑潮暖舌，但局地特征更强。再看CFSR资料反映的涡度分布(图 3c)，正涡度大值带位于东海黑潮锋东南侧，也呈西南—东北走向，这一特征在QuickSCAT资料上也有体现(图 3d)。东海黑潮锋能激发出暖(冷)水区上升(下层)运动的跨锋区次级环流(Small et al.，2008)，这一特征在图 3e中也得到了清晰反映，最强的上升运动区出现在暖舌附近的M点，下沉运动中心则位于锋区中心O点的西北侧。因此，在黑潮锋东南侧的暖舌(西北侧的冷水)附近，对应有辐合(散)、正(负)涡度、上升(下沉)运动和强(弱)降水分布。

图 3

Fig. 3

图 3 春季（3～5月）平均的（a、b）散度和降水，（c、d）涡度分布：（a）1982～2010年CFSR 10 m风散度（黑色等值线，辐合为负，单位：10-5 s-1）和降水（填色区域，单位：mm d-1）；（b）2000～2009年QuickSCAT 10 m风散度和TRMM降水；（c）1982～2010年CFSR 10 m风涡度（单位：10-5 s-1）；（d）2000～2009年QuickSCAT 10 m风涡度。（a–d）还叠加了同期的23°C、24°C海温（红线）和3°C (100 km)-1以上的海表面温度梯度（蓝线）。（e）1982～2010年CFSR垂直速度沿AB的垂直剖面，负值代表上升运动，O、M点分别代表AB线上海表面温度梯度、海表面温度最大处 Fig. 3 Spring (MAM) mean of (a) 1982–2010 CFSR wind divergences at 10 m (black contours, negative for convergence; 10-5 s-1) and precipitation (color shading; units: mm d-1). (b) Same as in (a), but for 2000–2009 QuickSCAT wind divergences and TRMM precipitation. (c) 1982–2010 CFSR wind vorticities at 10 m (color shading; units: 10-5 s-1). (d) As in (c), but for 2000–2009 QuickSCAT wind vorticities. (e) Vertical section of 1982–2010 CFSR vertical velocities along line AB (negative for upward motion). The red contours are for SSTs at 23°C and 24°C, and the blue contours are for |∇SST| greater than 3°C (100 km)-1 in (a, d). Points O and M on line AB in (e) denote maximum |∇SST| and SST, respectively

在垂直混合机制下，海表面风速与海温之间为同位相变化，而在海平面气压调整机制下，风速极值与海温极值存在90°的位相差(Lindzen and Nigam，1987；Wallace et al.，1989；Hayes et al.，1989)。那么，上节得到的大气对春季东海黑潮锋的响应特征是否可以用气压调整机制来解释呢？先通过春季东海黑潮锋附近的海平面气压场及其梯度的分布(图 4)来看气压调整机制的作用。春季虽属东亚冬、夏季风的转换季节，但在海平面气压场上(图 4a中的黑色等值线)却依然维持着更像冬季时的分布形态，即图中西北角的黄海地区为高压控制，而东南侧的太平洋地区为低压分布，东海黑潮锋区的海平面气压等值线大致为西南—东北走向，与春季东海黑潮锋的走向(图 1)基本一致，等压线的密度在东海黑潮锋区显得更大些，气压梯度(图 4a中的矢量)的方向在锋区以北(含锋区附近)主要由西北指向东南(与锋区走向垂直)，锋区以南则转为东北指向西南，气压梯度的大小(图 4a中的阴影)则表现为锋区附近和台湾海峡地区最大，大值带也呈西南—东北走向。从沿AB的剖面图上(图 4b)可以更为清楚地看出气压梯度大小在锋区附近O点达到最大，而气压场本身表现为由西北(A点)向东南(B点)的单调下降趋势。按照气压调整机制，春季东海黑潮锋东南(西北)侧的高(低)海温区使得表层空气增暖(变冷)，从而造成海平面气压降低(升高)，这样就形成了穿越锋区的由西北指向东南的气压梯度，而这一附加的气压梯度恰与春季东海黑潮区域的大尺度气压背景场一致，使得大尺度背景气压场掩盖了海洋锋对气压局地调整的影响。因此，单从图 4中的气压场本身并不能看出气压调整机制在起作用，但气压梯度在锋区附近达最大这一特征却清楚地反映了气压调整机制的影响，根据地转风理论，它能解释锋区附近的NNE风速最大(图 2)这一现象。

图 4

Fig. 4

图 4 春季（3～5月）（a）平均的海平面气压、海平面气压（SLP）梯度分布及（b）其沿AB的剖面。（a）中黑色等值线表示海表面气压（单位：hPa），填色区表示海平面气压梯度大小，单位：hPa (100 km)-1，矢量表示海平面气压梯度，图中还叠加了23°C、24°C海温（红线）和3°C (100 km)-1以上的海温梯度（蓝线）；（b）海平面气压（红线，单位：hPa）、海平面气压梯度 [蓝线，单位：hPa (100 km)-1]沿AB的剖面，O、M点分别代表AB线上海表面温度梯度、海表面温度最大处，图中还叠加了CFSR（黑实线）和QuickSCAT矢量风速（黑虚线，曲线中断处为琉球群岛） Fig. 4 (a) Spring (MAM) mean of CFSR SLP (black contours; units: hPa), SLP gradients [arrows; units: hPa (100 km)-1], and magnitude of SLP gradients (color shading) during 1982–2010. (b) Curves of SLP (red line) and SLP gradient (blue line) along line AB. The red contours are for SSTs at 23°C and 24°C, and the blue contours are for |∇SST| greater than 3°C (100 km)-1 in (a). Points O and M on line AB in (b) denote maximum |∇SST| and SST, respectively. The black solid (dashed) line in (b) is for CFSR (QuickSCAT, broken in the Ryukyu Islands) vector wind speed

气压调整机制还可以用海表面温度、边界层厚度、海平面气压这三者的Laplace分别与海表面风散度的空间分布匹配程度来衡量(Minobe et al.，2008，2010)。图 5给出春季东海黑潮区域的海表温度、1000～850 hPa气层厚度和海平面气压的Laplace分布，可以看出，这三者的最大值均出现在东海黑潮锋东南侧的暖水区，且与黑潮暖舌带几乎重合，也与图 3a、b中的辐合中心几近重叠。可见，气压调整机制的确在大气对春季东海黑潮锋的响应中起着重要作用。

图 5

Fig. 5

图 5 春季（3～5月）平均的（a）−∇2SST（单位：10-10 km-2）、（b）1000～850 hPa厚度−∇2H（单位：10-10 m-1）和∇2SLP（单位：10-8 Pa m-2）。图中还叠加了23°C、24°C海温（红线）和3°C (100 km)-1以上的海温梯度（蓝线） Fig. 5 Spring (MAM) mean (a) −∇2SST (units: 10-10 km-2), (b) 1000–850 hPa thickness −∇2H (units: 10-10 m-1), and (c) ∇2SLP (units: 10-8 Pa m-2) over the KF. The red contours are for SSTs at 23°C and 24°C. The blue contours are for |∇SST| greater than 3°C (100 km)-1

综合以上分析，春季气候态下大气对春季东海黑潮锋响应的气压调整机制(图 6)可描述为：东海黑潮暖流由西南流向东北方向，东海黑潮锋区位于其西北侧，它们均处于西北高压、东南低压的大尺度气压背景场之下(P₁、P₂、P₃、P₄为等压线，且P₁＜P₂＜P₃＜P₄)，黑潮暖流、锋区与大尺度背景场的等压线相互平行且均呈西南—东北走向，由于高(低)海温对应有低(高)气压，东海黑潮锋造成的局地附加气压梯度同向叠加在大尺度气压背景场之上，由此形成气压梯度在锋区O点附近达到最大，表现为P₂、P₃等压线分布较周围的P₁、P₄线密集。A、B两点在相同的大尺度气压梯度-ÑP₀驱动下产生地转风V_g0，由于海面摩擦影响，实际风V_g0会偏向低压一侧，而锋区O点附近由于气压梯度−ÑP₁最大，造成该处的地转风V_g1和实际风V₁分别比V_g0、V₀大。在O、B之间的区域，V₁与V₀沿锋区走向的分量差会在M点产生气旋性切变涡度，V₁与V₀沿跨锋区走向的分量差在M点形成风速辐合，从而使得M点附近(黄色椭圆区)出现上升运动和强降水。与此相反，在A、O点之间的区域(浅蓝色椭圆区)有反气旋性切变涡度、风速辐散、下沉运动和弱降水区，暖水区上升、冷水区下沉的跨锋区的次级环流圈也由此产生(橙色虚线)。与Minobe et al.(2008)给出的湾流锋区气压调整机制示意图相比，图 6考虑了春季东海大尺度气压背景场的影响，对风的辐散(合)以及气旋性(反气旋性)涡度的产生原因给予了物理解释，从而细化了Chelton and Xie(2010)提出的理论。

图 6

Fig. 6

图 6 大气对春季东海黑潮锋响应的气压调整机制示意图（春季气候态下，紫色粗实线SST代表东海黑潮暖舌，深蓝色粗实线SSTF（Sea Surface Temperature Front）表示东海黑潮锋，黑色实线P1、P2、P3、P4为等压线，跨锋区直线AB分别与SSTF、SST线相交于O、M点；A、B点的地转风均为Vg0，实际风均为V0，气压梯度均为–∇P0，O点的地转风、实际风、气压梯度分别为Vg1、V1、–∇P1；黄（浅蓝）色椭圆表示气旋性（反气旋性）切变涡度、风速辐合（辐散）、上升（下沉）运动和强（弱）降水区；橙色虚线表示跨锋区的次级环流圈，其上的黑色箭头代表次级环流方向。在年际尺度上，东海黑潮锋偏强年叠加的异常量均用红色符号表示，其中ΔP表示叠加的气压，–∇ (ΔP)、ΔVg、ΔV分别表示O点叠加的气压梯度、地转风和实际风，橙色虚线上的红色箭头表示叠加的跨锋区次级环流圈） Fig. 6 Schematic diagram of the SLP adjustment mechanism in the atmospheric response to the spring KF. Climatologically in spring, the SST (purple bold line) denotes the Kuroshio warm tongue; SSTF (blue bold line) is the KF; and P1, P2, P3 and P4 (black thin lines) are isobars. AB represents a cross-frontal line on which points O and M intersect with lines SSTF and SST, respectively. The geographic winds, real winds and SLP gradient over points A and B (point O) are marked with Vg0, V0 and –∇P0 (Vg1, V1 and –∇P1), respectively. The yellow (light blue) shaded oval represents cyclonic (anticyclonic) shear vorticity, convergence (divergence) in wind speed, ascending (descending) motion and strong (weak) precipitation. The orange dashed diamond is the secondary circulation across the front, with black arrows for its direction. On the interannual time scale, all anomalous quantities during strong years of the SSTF are represented by red symbols, of which ΔP is anomalous SLP, and –∇ (ΔP), ΔVg and ΔV are the anomalous SLP gradient, geographic winds and real winds over point O, respectively. The red arrows on the orange dashed diamond indicate the enhanced secondary circulation

下面从年际时间尺度上进一步讨论春季东海黑潮锋气候效应的气压调整机制。根据图 1中选取的矩形框范围，计算了该区域平均的海温梯度大小，得到标准化的1982～2010年逐年春季的黑潮锋强度(图 7a)，发现其年际变化明显。以±0.7为标准将黑潮锋划分为强、弱年，强年有1983、1984、2007、2008、2009、2010年6年，弱年有1990、1996、1997、1998、2000、2001、2002年7年。

图 7

Fig. 7

图 7 1982～2010年（a）春季黑潮锋强度的标准化序列及（b）强、弱年的海表面温度及其梯度沿直线AB的剖面（O、M点分别代表AB线上海温梯度、海表面温度最大处） Fig. 7 (a) Standardized spring KF intensities during 1982–2010. (b) Curves of SST (red) and its gradient (blue) along line AB for strong (solid) and weak (dashed) years of the spring KF. Points O and M on line AB denote maximum |∇SST| and SST, respectively

图 7b给出了东海黑潮锋强、弱年合成的海温及其梯度沿直线AB的剖面。对于海温变化曲线，强年(红色实线)在锋区附近比弱年(红色虚线)更陡，即强年在锋区东南(西北)侧的暖(冷)水区海温要比弱年高(低)。锋区强、弱年的差异更清楚地体现在海温梯度曲线上，强年(蓝色实线)的海温梯度最大可超过4.5°C(100 km)⁻¹，而弱年(蓝色虚线)最大仅为3°C(100 km)⁻¹左右。

东海黑潮锋强、弱年水平风场的响应存在显著差异。图 8为锋区强、弱年的CFSR 10 m风的水平分布及其沿直线AB的剖面。虽然强(图 8a)、弱(图 8b)年锋区附近的矢量风速均达最大，表现为与图 2a气候态相似的分布形势，但图 8a与图 8b之间的差异十分明显，强年时锋区附近的矢量风速较弱年明显增强，说明海洋锋强度的变化对其所在海面的矢量风速有直接影响。从矢量风速沿AB剖面的变化曲线(图 8c)也清楚地反映出了该特征，强年 锋区附近的矢量风速为2.7 m s⁻¹，而弱年只有2.1 m s⁻¹。

图 8

Fig. 8

图 8 东海黑潮锋（a）强、（b）弱年的CFSR 10 m水平风速和风矢量以及（c）水平风速沿AB剖面。（a、b）中填色表示水平风速，单位：m s-1；箭头表示风矢量，图中还叠加了23°C、24°C海温（红线）和3°C (100 km)-1以上的海温梯度（蓝线）。（c）中实线表示黑潮锋强、虚线表示弱年的矢量风速 Fig. 8 (a) CFSR wind vectors (arrows) and horizontal wind speeds at 10 m (color shading; m s-1) during strong years of the KF. (b) As in (a), but for weak years of the KF. (c) Curves of horizontal wind speeds along line AB during strong (solid) and weak (dashed) years of the KF. The red contours are for SSTs at 23°C and 24°C, and the blue contours are for |∇SST| greater than 3°C (100 km)-1 in (a, b). Points O and M on line AB in (c) denote maximum |∇SST| and SST, respectively

东海黑潮锋强、弱年大气响应的差异还表现在散度和降水、涡度、垂直运动上。对于散度和降 水(图 9a、b)，强年锋区东南侧暖舌附近的辐合和降水均比弱年强。对于涡度场(图 9c、d)的差 异，锋区东南侧为西南—东北走向的正涡度带，在海洋锋强年其数值明显大于弱年。再看垂直运动(图 9e、f)，强年暖舌附近(M点)的上升运动和锋区(O点)西北侧的下沉运动均比弱年强，因此跨锋区次级环流圈在强年表现的更为明显。

图 9

Fig. 9

图 9 东海黑潮锋强（左列）、弱（右列）年的散度和降水分布（上）、涡度分布（中）、垂直速度沿AB剖面（下）：（a、b）中黑色等值线表示散度（负值表示辐合，单位：10-5 s-1），填色表示降水（mm d-1）；（c、d）中填色表示涡度（单位：10-5 s-1）；（a–d）中还叠加了23°C、24°C海表面温度（红线）和3°C (100 km)-1以上的海表面能温度梯度（蓝线）；（e、f）中的负值表示上升运动，单位：10-1 m s-2，O、M点分别代表AB线上海表面温度梯度、海表面温度最大处 Fig. 9 (a) Wind divergences at 10 m (black contours, negative for convergence; 10-5 s-1) and precipitation (color shading; mm d-1) for strong years of the KF. (b) As in (a), but for weak years of the KF. (c) Wind vorticities at 10 m (color shading; 10-5 s-1) for strong years of the KF. (d) As in (c), but for weak years of the KF. The red contours are for SSTs at 23°C and 24°C, and the blue contours are for |∇SST| greater than 3°C (100 km)-1 in (a–d). (e) Vertical section of vertical velocities along line AB for strong years of the KF (negative for upward motion; 10-1 m s-2). Points O and M on line AB denote maximum |∇SST| and SST, respectively. (f) As in (e), but for weak years of the KF

上面分析的东海黑潮锋强、弱年大气响应的差异也可以由气压调整机制得到解释。图 10给出了黑潮锋强、弱年的海平面气压及其梯度的分布和海平面气压梯度沿AB的剖面。锋区强、弱年对应的锋区附近的气压梯度方向基本相同(均由西北指向东南)，但大小却不同，强年可达0.45 hPa(100 km)⁻¹，而弱年只有0.3 hPa(100 km)⁻¹，说明在气压调整机制的作用下，偏强的海温梯度会造成偏强的气压梯度，从而激发出偏强的水平风场，这将进一步导致散度、涡度、垂直速度和降水的改变。

图 10

Fig. 10

图 10 东海黑潮锋（a）强、（b）弱年的海平面气压及其梯度分布和（c）气压梯度沿AB剖面。黑色等值线表示海平面气压，单位：hPa；填色表示海平面气压梯度，单位：hPa (100 km)-1；矢量表示海平面气压梯度场 Fig. 10 (a) SLP (black contours; hPa), SLP gradients [arrows; hPa (100 km)-1], and magnitude of SLP gradients (color shading) during strong years of the KF. (b) As in (a), but for weak years of the KF. (c) Curves of magnitude of SLP gradients along line AB during strong (solid) and weak (dashed) years of the KF. The red contours are for SSTs at 23°C and 24°C, and the blue contours are for |∇SST| greater than 3°C (100 km)-1 in (a, b). Points O and M on line AB in (c) denote maximum |∇SST| and SST, respectively

为进一步说明气压调整机制的作用，图 11给出了黑潮锋强、弱年的海表温度、1000～850 hPa厚度和海平面气压这三个物理量的Laplace。可以看出，－ѲSST、－ѲH和ѲSLP 的正大值带均位于锋区东南侧暖舌附近，且与图 9中的辐合带位置吻合，强年的数值明显大于弱年。这是由于锋区偏强(弱)年，锋区东南侧暖水区与西北侧冷水区的海温梯度偏强(弱)，导致两侧的1000～850 hPa厚度差偏大(小)，即两侧的低层气温差偏大(小)，从而使得锋区附近的气压梯度加大(减小)，风速也随之加大(减小)，说明在年际时间尺度上气压调整机制仍起作用。

综合图 7到图 11的结果，可将年际时间尺度上的气压调整机制(图 6)概括为：东海黑潮锋偏强年，锋区东南侧的海温异常偏高将使等压线由P₂降低为P₂-DP，而锋区西北侧的海温异常偏低将使等压线由P₃升高为P₃+DP，由此导致O点的气压梯度由-ÑP₁加大为-ÑP₁-Ñ(DP)，地转风也随之由V_g1增强为V_g1+DV_g，实际风由V₁增强为V₁+DV。这时A、B两点的气压梯度和实际风仍维持气候 态下的和不变，于是在O、B之间的区域，V₁+DV与V₀沿锋区走向的分量差会在M点产生更强的气旋性切变涡度，V₁+DV与V₀沿跨锋区走向的分量差在M点形成更强的风速辐合，从而使得M点出现更强的上升运动和降水。与此相反，在A、O点之间的区域有更强的反气旋性切变涡度、风速辐散、下沉运动和更弱的降水，跨锋区次级环流圈也更强。东海黑潮锋偏弱年的情况则相反。

本文采用QuickSCAT、AVHRR、TRMM等一系列高分辨率卫星资料及CFSR再分析资料，从气候态及年际变化的角度研究了大气对春季东海黑潮锋响应的气压调整机制。得到以下结论：

(1)春季气候态下大气对东海黑潮锋响应的气压调整机制为：东海黑潮锋位于黑潮暖舌的西北侧且呈西南—东北走向，这与大尺度气压背景场的等压线走向一致，于是锋区东南侧的暖水与西北侧的冷水之间产生的局地气压梯度与大尺度气压梯度形成同向叠加，使得锋区附近的气压梯度达到最大且为西北指向东南方向，由此造成海表面矢量风速也在锋区达到最大，并在海面摩擦的作用下形成NNE风。锋区与其东南侧的NNE风之间沿锋区走向(跨锋区走向)的分量差，会在锋区东南侧的暖舌附近产生气旋性切变涡度(风速辐合)，由此产生上升运动和强降水；而在锋区西北侧的冷水区情况正好相反，有反气旋性切变涡度(风速辐散)，并伴有下沉运动和弱降水，从而形成跨锋区的次级环流圈。

(2)春季东海黑潮锋偏强(弱)年，锋区东南侧的暖水与西北侧的冷水之间的局地气压梯度也偏强(弱)，与大尺度气压梯度同向叠加后形成偏强(弱)的NNE风，造成锋区东南侧暖舌附近的气旋性切变涡度、风速辐合、上升运动和降水偏强(弱)，而锋区西北侧冷水区的反气旋性切变涡度、风速辐散和下沉运动偏强(弱)，跨锋区次级环流圈偏强(弱)，这表明在年际时间尺度上气压调整机制仍起作用。

本文的研究局限于采用卫星观测资料和再分析资料讨论气压调整机制，所得以上结论需用数值模式进行验证。春季东海黑潮锋所处的大尺度气压背景场与锋区的局地气压梯度正好形成同向叠加，这有利于凸显气压调整机制的作用，但对于其他季节，大尺度气压背景场将发生改变，这时的气压调整机制如何发挥作用？另外，不同的大尺度气压背景场下，气压调整机制与垂直混合机制的相对重要性是否也不同？这些问题均需进一步的研究。