海气相互作用过程中，海洋和大气谁处于主导地位一直是人们探究的热点。Bjerknes(1964)曾指出，由于海洋巨大的热惯性和相对缓慢的动力作用，中纬度大洋可以影响太平洋—北美遥相关(PNA)、北大西洋涛动(NAO)等大气低频变率。但长久以来关于热带外海气相互作用的气候变率始终无法达成一致，观测表明至少在一阶尺度上是大气驱动海洋的(Kwon et al.，2010)。随着卫星微波遥感技术的提升，人们在某些区域观测到海表面温度(SST)与表层风速存在正相关，这被认为是海洋对大气的影响(Nonaka and Xie，2003)。由于海洋副热带环流和副极地环流携带着温差较大的海水在中纬度大洋西边界汇合并快速向东流动，因此形成很强的海表面温度锋(下称SST锋)。在全球海洋温度锋区普遍存在SST与海表面风应力的正相关关系，即高(低)海温区域附近的海表面风速大(小)，这可以反映海洋对大气的强迫作用(徐海明等，2008)。Kwon et al.(2010)提出，大洋锋区内的SST具有很强的年代际尺度变化，锋区的经向移动会产生低频的海表面温度异常(SSTA)，从而加热(冷却)近表层大气。

近年来有学者通过观测和数值模式证明，不同地区的海表面温度锋会通过“气压调整机制”等方式影响大气(Xu et al.，2010；Shimada and Minobe，2011)。Minobe et al.(2008)利用卫星观测资料进一步发现，跨湾流区的强经向SST梯度不仅能导致表面风场辐合，还可以产生强的上升运动，从而影响整层大气。在北半球两大洋海表面温度锋上空的对流层低层，均可观测到风暴轴的核心区域(Nakamura and Kazmin，2003)，二者在位置上具有很好的匹配关系。数值模式进一步证明，若消除中纬度SST锋区，则涡度振幅和风暴轴核心区强度均显著减弱(Sampe et al.，2010)。无论是模式试验还是观测结果，都表明大洋温度锋对风暴轴的强度和位置有重要影响。

20世纪70年代，Blackmon(1976)首次利用500 hPa位势高度场的天气尺度(2.5～6 d)带通滤波数据，发现滤波数据的均方差在北半球两个大洋上空存在纬向拉长的大值区，这两个区域被命名为“风暴路径(storm track)”，也称“风暴轴”。风暴轴体现了中纬度强烈的天气尺度瞬变涡动活动，与温带气旋/反气旋的移动密切相关。Hoskins and Hodges(2002)将风暴轴的诊断方法归纳为两种：第一种着眼于拉格朗日法，从19世纪末起直至计算机出现前，这是研究风暴轴的最主要途径，通过手动分析每日天气图来追踪天气系统的位置，统计其分布情况，进而分析风暴轴的变化(Klein，1957)；第二种则着眼于欧拉方法，通过分析变量在天气尺度范围内的方差研究风暴轴(Blackmon，1976)，由于数值天气预报格点分析已经覆盖了全球范围，因此该方法更容易实现，较为常用。

多年来，国内外众多学者对风暴轴的时空演变特征展开深入研究，得到的结论可以大致概括如下：(1) 北半球风暴轴具有显著的月际和季节变化，在冬季最强，位置偏南，夏季最弱，位置偏北，春、秋季处于过渡状态(邓兴秀和孙照渤，1994)。(2) 在年际时间尺度上，北半球风暴轴的变化与大气环流变异主模态紧密联系。北大西洋风暴轴的年际变化与北大西洋涛动(NAO)和北极涛动(AO)密切相关。在NAO和AO正位相时期，北大西洋风暴轴强度在下游区域明显加强(Nie et al.，2008)。(3) 在年代际时间尺度上，北半球两大洋的风暴轴在1970年代发生由弱到强的转变(Lee et al.，2012；张颖娴等，2012)。

风暴轴的产生和维持与斜压性和大洋西边界流等因素关系密切。从斜压性的分布情况来看，风暴轴东、西两端的结构存在明显差异，其西端为强的斜压性结构，到了东端逐渐转变为相当正压结构，前者对应于风暴轴的建立初期，后者则对应于风暴轴的衰亡阶段(孙照渤和朱伟军，1998)。Trenberth(1991)发现，中纬度大洋上空的涡度活动在风暴轴区域达到最大值。Hoskins and Valdes(1990)研究发现，大洋西边界流充足的水汽供应可以加强风暴轴区域的非绝热加热，其激发的行星波可以使该区域斜压性加强，有利于风暴轴的维持，同时，风暴轴也会驱动暖的西边界流。

基于上述分析，本文试图探究北大西洋海表面温度锋和风暴轴的主要气候变率的时空变化特征，分析二者在不同时间尺度上的共变关系，并诊断分析SST锋锚定风暴轴的内在机制；同时，基于风暴轴与NAO的相互作用关系，对北大西洋SST锋与NAO的关系展开进一步分析，从而掌握北大西洋SST锋与风暴轴、大气环流异常(特别是NAO)的基本相互作用关系，加深我们对海气相互作用的理解。

本文选用大气资料为美国国家环境中心(NCEP)提供的1948年1月1日至2015年3月2日位势高度、海平面气压(SLP)、水平风速、垂直风速、气温的逐日和月平均再分析资料，空间分辨率均为2.5°(纬度)×2.5°(经度)；海表面温度(SST)资料选用哈德莱中心海冰和海表面温度数据集(HadISST)中的月平均资料，该资料的空间分辨率为1°(纬度)×1°(经度)，与大气资料相对应，本文选取1948年1月至2015年3月的SST资料进行分析。同时，还使用了美国国家气象局气候预测中心(CPC)提供的1950年1月至2015年3月NAO月指数序列。

在分析北大西洋地区(20°N～60°N，100°W～0°)SST锋时，参考任雪娟等(2007)的研究方法，运用公式$ {{({{g}_{\text{SST}, y}})}_{i, j}}=({{T}_{i, j\text{-1}}}-{{T}_{i, j\text{+1}}})/2 $计算海表面温度(T)的南北梯度，其中i，j分别表示格点在x轴和y轴上的坐标位置，取向东和向北为正方向。得到北大西洋海表面温度梯度的空间分布，将温度梯度的大值区作为海表面温度锋区。

对于风暴轴的定义，本文采用欧拉方法，运用Trenberth(1986)设计的七点简易高通滤波器，对北大西洋地区(20°N～80°N，100°W～0°)500 hPa位势高度场逐日资料进行滤波，得到天气尺度2.5～6 d位势高度场带通滤波数据，根据方差公式$ H{{'}^{2}}={{[\sum\limits_{t=1}^{n}{(Z{{'}_{t}}}-\overline{Z'})}^{2}}]/n $(其中，$ Z{{'}_{t}}$表示滤波后的位势高度场逐日数据，$ \overline{Z'} $表示一段时间内滤波数据的平均值)，对1948～2015年每个网格点逐年按月计算当年当月的滤波数据方差，来表示当年当月的风暴轴，对该空间范围内的滤波方差求多年平均，来代表风暴轴的气候态分布型。由于斜压不稳定是中纬度天气尺度扰动发生发展的主要物理机制，本文在进行风暴轴变率的机制分析时引入Sampe et al.(2010)定义的最大Eady波增长率作为斜压性强度指数，其具体表达式为$ {{\sigma }_{\text{BI}}}=0.31f|\partial \overline{U}/\partial z|{{N}^{-1}} $，其中，f表示科里奥利参数，U表示纬向风速的时间平均，z表示垂直高度，N表示布伦特—维赛拉频率。

本文采用经验正交函数分解(EOF)提取风暴轴和SST锋区的主要变率模态，进行分析的所有序列均已移除了季节循环。此外，为了得到风暴轴和SST锋强度和位置的主要振荡信号，我们进一步对风暴轴异常场和SST锋异常场的EOF标准化时间序列(共806个月)做奇异谱分析(SSA)。SSA的重要功能是从包含噪声的有限长度的序列中过滤掉噪声，识别和提取主要周期振荡的信息。吴洪宝和吴蕾(2005)指出，通常SSA分析的窗口长度M越大，谱分辨率越灵敏。经过一些试验表明，当窗口长度为M(M不应超过资料序列长度的1/3)时，能较好地识别出周期为M/5～M的振荡。本文在对风暴轴异常场和SST锋异常场EOF的标准化时间序列做SSA分析时，选用的窗口长度为260。

在分析SST锋与风暴轴及大气大尺度环流之间的共变关系时，运用了多锥度—奇异值分解方法(MTM-SVD)，该方法将谱分析的多锥度方法(MTM)和变量场的奇异值分解(SVD)方法结合起来，兼有MTM方法对时间序列进行谱分析和SVD方法提取变量场耦合优势信号的能力，可以有效地从包含噪声的背景场中识别出窄带信号，并通过识别格点数据中异常集中的窄带数据方差来获取耦合模态，其得到的局部方差比(LFV)谱，在给定频率处的波峰预示着数据在此频率处振荡的一个潜在重要的时空信号，可以更加直观、简便的显示出变量场不同时间尺度的变化特征。尽管该方法是从频率域中获取信号，但它还可以重建任何时间潜在信号和空间模态，以便更直观地分析和描述不同时间尺度振动的时间—空间演变特征和过程(Park et al.，1987；Mu et al.，2011；魏凤英，2007；王春学和李栋梁，2012)。Mann and Park(1999)研究发现，当时间序列长度为上百个点时，选取带宽p=2，锥度K=3能够在谱分辨率和信噪比之间获取最优平衡。由于本文进行MTM-SVD分析的变量时间序列为806个月，因此同样设定参数p=2，K=3。此外，我们还对所有时间序列进行非参数化解靴带运算，获得了对应50%、90%、95%、99%信度水平的阈值，并对通过检验的显著周期信号重建对应的空间模态。

图 1a给出了1948～2015年北大西洋上空500 hPa风暴轴和位势高度的气候态。可以看出，风暴轴中心位于(50°N，52.5°W)，呈东北—西南走向，这种倾斜主要是由于北美大陆和落基山脉造成的(Brayshaw et al.，2011)。风暴轴的入口区位于北美大槽附近，出口区位于冰岛附近，对应一个半永久性大气活动中心——冰岛低压；而在北大西洋副热带地区还存在另一个半永久性大气活动中心——亚速尔高压，这两个活动中心有利于促进南北和海陆之间的热量、水汽和动量交换，二者气压反向变化的现象正是NAO(李崇银，2000)。NAO可以反映大气环流低频变率的重要特征。Luo et al.(2007a)研究表明，NAO与上游天气尺度波之间存在共生关系，对于NAO不同位相，天气尺度波的强迫都是一个重要机制，而风暴轴正是NAO上游天气尺度波的主要来源。张冬斌等(2011)提出，当北大西洋地区瞬变涡旋活动对涡度(能量)的传输与气旋(反气旋)异常配置合适时，会使天气尺度的能量转化为低频尺度的能量，因此当涡旋活动强度出现峰值后几天会伴随NAO模态增强，而随着NAO的增强，涡旋能量回落。

图 1

Fig. 1

图 1 1948～2015年北大西洋多年平均风暴轴和SST锋区分布：（a）500 hPa风暴轴（填色，单位：dagpm2）和位势高度场（粗黑等值线，等值线起始值为524 dagpm，间距为8 dagpm）；（b）SST锋（单位：℃ /110 km） Fig. 1 North Atlantic climatological-mean distribution of storm track and SST (Sea Surface Temperature) frontal zone from 1948 to 2015: (a) 500-hPa storm track (shaded in color, units: dagpm2) and geopotential height (thick black contours, starting from 524 dagpm, contour interval is 8 dagpm); (b) SST frontal zone (℃ /110 km)

风暴轴入口区下方为北大西洋西边界，墨西哥湾暖流和拉布拉多寒流从南北携带着温差较大的海水恰好在此相遇，形成强烈的SST梯度，即SST锋。北大西洋SST锋区(图 1b)主要集中在(35°N～46°N，40°W～80°W)范围内，多年平均的SST南北温度梯度最大值为3.1℃ /110 km。SST锋区附近的海气温度和湿度差异会导致近表层大气压力和稳定性，以及潜热和感热通量发生改变，且锋区两侧感热差异对于维持近表层强烈的大气斜压性至关重要，它可以促进斜压性涡度的发展，对风暴轴具有锚定作用(Sweet et al.，1981；Nakamura and Shimpo，2004；Small et al.，2008)。在月际和季节尺度上，北大西洋风暴轴和SST锋区的强度具有显著的共变现象(图略)。

为了获得SST锋异常场的主要时空变化特征，我们对1948年1月至2015年2月共806个月的SST梯度异常进行EOF分析，得到其前三个模态的空间分布型及其对应的标准化时间系数(模态的时间系数在下文中用PC代替)。

SST梯度异常场的EOF1(图 2a)在大洋西边界呈北负南正的偶极子型分布，该模态方差贡献为9.8%。当标准化时间系数PC1 > 0时，SST锋区偏南，反之SST锋区偏北，因此可以用EOF1表征大洋西边界SST锋区的南北移动。需要指出的是SST锋这一模态并非SST锋的季节信号，对该模态的SSA分析显示其主要振荡信号的周期均在3年以上；而且从图 2d可见，PC1存在明显年代际变化特征，即1950年代中期至1980年代初大洋西边界SST锋区偏南，1990年代初至今SST锋区偏北。

图 2

Fig. 2

图 2 北大西洋SST锋异常场的主要EOF模态：(a−c)分别为第一(EOF1)、第二(EOF2)和第三模态(EOF3)的空间分布型，实线为正值，虚线为负值，等值线间距为0.04；(d−f)为对应的标准化时间系数PC1、PC2和PC3 Fig. 2 Primary EOF modes of North Atlantic SST front anomalies:(a−c)Spatial patterns of the first three leading EOF modes(EOF1, EOF2, and EOF3), solid contours indicate positive values, and dashed contours indicate negative values, the contour interval is 0.04;(d−f)normalized time coefficients of the first three leading EOF modes(PC1, PC2, and PC3)

SST梯度异常场的EOF2(图 2b)在大洋西边界呈正—负—正的三极子分布，方差贡献为7.3%。当PC2 < 0时，SST锋异常在40°N～45°N以单支形式加强；PC2 > 0时，SST锋异常在40°N～45°N纬带南北发生分支，因此可以用此模态表征SST锋区在40°N～45°N附近的分支与合并。PC2(图 2e)在1970年代初和1970年代末出现过转变，分别对应40°N～45°N附近的SST梯度发生由弱到强，和由强到弱的转变，而前者恰好与风暴轴在1970年代初发生的由弱到强的跃变相吻合。1980年代中期至今，EOF2以负位相居多，期间伴随小幅度的振荡。

SST梯度异常场的EOF3(图 2c)在52°W附近的小范围海域呈北负南正的偶极子分布，其标准化时间系数PC3(图 2f)在1990年代中期之前具有年际尺度的振荡，1996年开始至今，以正位相为主，即中部SST锋区偏南，这与EOF1恰相反，对于这一现象，EOF3的方差贡献小(4.6%)，仅反映SST锋区在湾流东向射流出口区的南北摆动。

将上述SST锋EOF分析得到的标准化时间系数大于一个标准差(即PC > 1和PC < −1)的时刻分别定义为该模态典型正负位相时刻，从而分类合成对应同一模态在两种典型位相下的风暴轴，并比较二者异常场差异的显著性，即PC > 1时合成的风暴轴异常场减去PC < −1时合成的风暴轴异常场，从而获得SST锋典型模态时的风暴轴变化特征。

图 3表示PC1 > 1与PC1 < −1时风暴轴的合成分布，可以看出风暴轴在两种情况下具有显著差异，差异主要集中在50°N以北区域(图 3c)。PC1 > 1时，SST锋区偏南，此时合成的风暴轴中心偏西南，位于大洋西边界附近(47.5°N，57.5°W)，中心最大值为36.80 dagpm²(图 3a)。PC1 < −1时，大洋西边界SST锋区偏北，此时合成的风暴轴中心偏东北，位于(60°N，32.5°W)，中心最大值为39.39 dagpm²(图 3b)。可以看出，风暴轴大值中心与大洋西边界SST锋区的南北移动有同步变化的特点。

图 3

Fig. 3

图 3 风暴轴关于SST锋典型模态的合成场：(a)SST锋异常场PC1 > 1时合成的风暴轴；(b)SST锋异常场PC1 < −1时合成的风暴轴；(c)PC1 > 1与PC1 < −1合成的风暴轴异常场的差值场，等值线间距为2 dagpm2，实线为正值，虚线为负值，点状阴影部分表示通过了0.05的差异显著性检验 Fig. 3 Composite storm tracks according to typical modes of the SST front:(a)Composite storm track when the SST gradient anomaly PC1 > 1;(b)composite storm track when the SST gradient anomaly PC1 < −1;(c)differences in the storm track anomaly between PC1 > 1 and PC1 < −1, the contour interval is 2 dagpm2, solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values, areas shaded in black dots indicate the values are significant at/above the 0.05 level

图 4c表明，PC2 > 1和PC2 < −1两种情况下的风暴轴异常通过了差异的显著性检验，差值场由北向南呈正—负—正的三极子分布。PC2 > 1时，40°N～45°N附近的SST锋区分为南北两支，此时合成的风暴轴(图 4a)体现出北强南弱两个中心，分别位于纽芬兰岛附近和冰岛西南部，且在冰岛西南部更强。PC2 < −1时，40°N～50°N附近的SST锋区合并成一支，此时合成的风暴轴(图 4b)只有一个中心，位于(50°N，45°W)，中心最大值为41.30 dagpm²。上述结果表明，40°N～45°N附近SST锋区的分支与合并影响着风暴轴中心的个数和位置。

图 4

Fig. 4

图 4 风暴轴关于SST锋典型模态的合成场：(a)SST锋异常场PC2 > 1时合成的风暴轴；(b)SST锋异常场PC2 < −1时合成的风暴轴；(c)PC2 > 1与PC2 < −1合成的风暴轴异常场的差值场，等值线间距为2 dagpm2，实线为正值，虚线为负值，点状阴影部分表示通过了0.05的差异显著性检验 Fig. 4 Composite storm tracks according to typical modes of SST front:(a)Composite storm track when the SST gradient anomaly PC2 > 1;(b)composite storm track when the SST gradient anomaly PC2 < −1;(c)differences in storm track anomaly between PC2 > 1 and PC2 < −1, the contour interval is 2 dagpm2, blacksolid contours are for positive values, black dashed contours are for negative values, areas shaded in black dots indicate the values are significant at/above the 0.05 level

PC3 > 1和PC3 < −1时风暴轴的显著差异主要体现在北大西洋海盆中部偏东，差值呈北负南正的偶极子分布(图 5c)。PC3 > 1时，湾流出口区SST锋偏南，风暴轴中心位置偏西南，位于(47.5°N，57.5°W)，中心最大值为36.80 dagpm²(图 5a)。PC3 < −1时，湾流东向出口区SST锋偏北，此时合成的风暴轴(图 5b)最大值为37.22 dagpm²，中心位于(57.5°N，32.5°W)。这一结果与图 3类似，体现出风暴轴的南北移动与SST锋区有共变关系。

图 5

Fig. 5

图 5 风暴轴关于SST锋典型模态的合成场：(a)SST锋异常场PC3 > 1时合成的风暴轴；(b)SST锋异常场PC3 < −1时合成的风暴轴；(c)PC3 > 1与PC3 < −1合成的风暴轴异常场的差值场，等值线间距为1.5 dagpm2，实线为正值，虚线为负值，点状阴影部分表示通过了0.05的差异显著性检验 Fig. 5 Composite storm tracks according to typical modes of SST front:(a)Composite storm track when the SST gradient anomaly PC3 > 1;(b)composite storm track when the SST gradient anomaly PC3 < −1;(c)differences in storm track anomaly between PC3 > 1 and PC3 < −1, the contour interval is 1.5 dagpm2, solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values, areas shaded in balck dots indicate the values are significant at/above the 0.05 level

上述合成分析均体现出一个共同结果：风暴轴大值区与SST锋区在空间位置上有较好的对应关系，二者的南北移动体现出共变现象，且对应SST锋主要模态的正负位相，风暴轴具有显著差异。为了更好的分析SST锋与风暴轴共变关系的内在机制，我们进一步对风暴轴异常场进行EOF分析。

类似于上述对SST锋异常场的分析，我们对于风暴轴异常在同一时段进行了EOF分析，如图 6所示。

图 6

Fig. 6

图 6 北大西洋风暴轴异常场的主要EOF模态：(a−c)分别为EOF1、EOF2和EOF3的空间分布，图中实线为正值，虚线为负值，等值线间距为0.02；(d−f)为对应的标准化时间系数PC1、PC2和PC3 Fig. 6 Primary EOF modes of North Atlantic storm track anomalies:(a−c)Spatial patterns of EOF1, EOF2, and EOF3, solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values, contour interval is 0.02;(d−f)normalized time coefficients of PC1, PC2, and PC3

风暴轴EOF1(图 6a)的方差贡献为22.4%，主体位于中纬度大洋上空，呈东北—西南走向，与风暴轴的气候态分布型相近，其中心位于(60°N，33°W)附近，较风暴轴气候态的中心偏东北。EOF1可以表征风暴轴强度的变化，其标准化时间系数PC1(图 6d)呈现出年际和年代际变化特征，即1960年代初至1970年代初，风暴轴偏弱，1972年发生由弱到强的转变，之后持续偏强。风暴轴EOF2(图 6b)的方差贡献为13.7%，以60°N为界呈北正南负的偶极子型分布，它表征风暴轴位置的南北移动。PC2的振荡频率相对较高，体现出年际变化特征。风暴轴EOF3(图 6c)的方差贡献为8.7%，由北向南呈正—负—正的三极分布型，主要表征风暴轴在经向方向的分支和合并。在发生分支时，南北分支强度变化具有不对称性，通常位于冰岛以北的分支较弱。

以上对风暴轴异常场的EOF分析表明，北大西洋风暴轴异常场的强度和位置变化除了我们已知的月际、季节变化外，还具有年际和年代际尺度的周期。风暴轴的月际和季节循环主要与不同月份和季节的大气驻波振幅强弱、平均流的转变、非绝热加热差异、纬向平均温度梯度差异等因素有关(Chang and Zurita-Gotor，2007)。关于风暴轴年代际尺度的振荡，有学者(Huang et al.，2010；Lee et al.，2012；Qu and Huang，2012)认为1970年代中期全球风暴轴活动的加强，一方面是因为太平洋和大西洋上空平均经向温度梯度增大为斜压性涡度增长提供了有利条件，另一方面与黑潮和湾流区表层感热和潜热通量的增加有关。无论在季节还是年代际尺度上，风暴轴的变化都与其下方的大洋西边界流，以及海表面温度锋关系密切。

风暴轴和SST锋区的气候平均态在位置上具有较好的对应关系，但二者异常变化之间的相关性尚不明确，因而本节基于前述EOF分析，分别计算风暴轴异常场与SST梯度异常场之间不同PC之间的相关系数，如表 1所示。

表 1 (Table 1)

表 1 风暴轴异常场与SST锋异常场之间标准化时间序列的相关系数 Table 1 Correlation coefficients of standardized time series between storm track anomaly and SST gradient anomaly 相关系数 风暴轴异常PC1 风暴轴异常PC2 风暴轴异常PC3 SST锋异常PC1 −0.1843* −0.1347* 0.0952* SST锋异常PC2 −0.1311* 0.2837* 0.0309 SST锋异常PC3 −0.1560* −0.0984* 0.1731* *表示通过了0.01的显著性检验。

表 1 风暴轴异常场与SST锋异常场之间标准化时间序列的相关系数 Table 1 Correlation coefficients of standardized time series between storm track anomaly and SST gradient anomaly

由于风暴轴和SST锋异常场均具有不同时间尺度的变化，为了结合时间尺度探讨它们的相关性，分别对二者的PC做SSA分析，得到其振荡周期。对风暴轴异常场的PC1做SSA分析，周期为2.2月和2.7年，振荡通过了0.05的显著性检验，这说明风暴轴的强度变化除了具有季节变化周期外，还具有2.2月和2.7年的年际变化。PC2的SSA分析显示了风暴轴南北移动变化特征，即便被分析序列已经被移除了季节循环信息，PC2仍然具有周期为准半年(6.3月)、准一年(11.2月和1.1年)以及准2年(1.7年)和4年(4.2年)的显著振荡信号。SSA分析表明，风暴轴异常场PC3存在周期为3.2月、4.6月、6.4年的振荡，说明风暴轴在经向的分支和合并具有季节尺度和年际振荡特征。风暴轴异常场的SSA分析进一步表明，北大西洋风暴轴异常场的强度和位置变化具有月际、季节、年际尺度的周期。对SST锋异常场PC1做SSA分析，得到3.2年、5.6年、7.6年的振荡周期，显示大洋西边界SST锋区的南北移动具有年际尺度振荡。PC2具有2.9年和13.9年的变化周期，体现出40°N～45°N附近SST锋的分支与合并具有年际和年代际尺度的周期。PC3具有2.1年、2.7年、10.4年的变化周期，反映了SST锋在湾流东向射流出口区南北摆动的年际和年代际尺度振荡。

表 1给出了风暴轴与SST锋主要模态之间的两两相关关系。结合上述SSA分析发现，风暴轴异常场前两个PC和SST锋异常场的前三个PC均具有3年左右的振荡周期，这种相近的周期变化使二者在时间尺度上具有一致性。风暴轴的强度(PC1)与大洋西边界和湾流出口区的SST锋区位置存在显著负相关，即SST锋区偏北(南)对应风暴轴在冰岛西南部加强(减弱)。风暴轴的南北移动(PC2)与SST锋异常场PC1和PC3具有显著负相关，结合其各自的EOF空间模态可知，这说明风暴轴与SST锋区的南北位置有共变特征；同时，风暴轴的南北移动(PC2)与SST锋异常场PC2具有很强的正相关，即40°N～45°N附近的单支型(双支型)SST锋对应风暴轴在大洋中部偏强(偏弱)。风暴轴在经向的分支和合并(PC3)与SST锋在湾流东向射流出口区的南北位置(PC3)正相关很强，说明湾流出口区SST锋偏北(偏南)时，风暴轴在经向合并(分支)，大值区位于北大西洋海盆东北部(西南)；风暴轴异常场PC3与40°N～45°N附近的锋区相关性弱，这可能与二者所涉及物理过程在时间变化尺度上差异较大有关。

尽管风暴轴变率的时间尺度较SST锋短，但上述相关分析依然显示二者可能在年际尺度上存在共变关系，即风暴轴与大洋西边界和湾流出口区SST锋的南北移动具有显著的共变特征，40°N～45°N附近的SST锋区强度与大洋中部风暴轴的强度具有显著正相关，这与3.2节中风暴轴的合成分析结论吻合。为了获得风暴轴与SST锋的共变模态以及共变的时间尺度，我们进一步选取(0.5°W～90°W，25°N～80°N)和(40.5°W～80.5°W，29.5°N～60.5°N)分别作为风暴轴和SST锋的关键区，对二者的标准化异常场(剔除季节循环)做MTM-SVD分析，所得LFV如图 7所示。可以看出，LFV谱值主要体现出年际尺度的振荡，尽管年循环已从两个变量场中移除，但仍然有显著(0.01)的准一年振荡，同时在准3年和准4年周期的峰值也通过0.05的显著性检验。此外，图 7在11.4年和19.8年周期的峰值还显示其存在显著(0.01)的年代际振荡和趋势信号(f=0)。

图 7

Fig. 7

图 7 风暴轴异常场与SST锋异常场的LFV谱分析(虚线表示对应的置信度) Fig. 7 The LFV(Local Fractional Variance)spectra of storm track anomaly and SST gradient anomaly(dashed lines indicate the corresponding confidence levels)

图 8～10给出了各频段主要共变信号的空间模态。从图 8可知，1.0年信号的SST锋变率主要体现为南北的分支和合并，其空间结构在湾流延伸体入口区以西类似于SST锋的EOF2(图 2b)，其主要变率靠近西边界区域；而风暴轴异常模态同样主要体现为经向弱三极型结构和偶极型之间的转换。类似于T=1.0年共变信号，T=2.9年、T=4年和T=11.4年信号的SST锋变率也主要体现为南北分支和合并，但其空间位置由大洋西边界延伸至湾流东向射流出口区(图略)；风暴轴异常模态同样体现为经向三极型和偶极型的转换，其中T=11.4年信号的风暴轴变率空间型与图 8a-8d相似，而T=2.9年和T=4年信号的风暴轴变率三极型则呈东北—西南分布(图略)。周期为1.2年和1.7年的信号空间型具有类似特征，如图 9所示，相对于T=1.0年信号(图 8e−8h)，T=1.7年信号的SST锋变率呈偶极型分布且更靠近大洋内区，主要体现为在湾流东向射流出口区的南北移动，这与SST锋EOF3的空间型(图 2c)类似，与此对应，风暴轴异常场也同步体现出较强偶极型和弱三极型结构。图 10为周期19.8年信号的空间型，其中风暴轴异常主要为单极型，体现其在大洋西边界和内区的强度变化；SST锋变率则同时体现出EOF前三个模态的空间型(图 2a− 2c)。趋势信号(f=0)的空间型与图 10类似，但风暴轴变率的主模态位于45°N以北区域，对应风暴轴的强度变化，大洋西边界和湾流东向射流出口区SST锋相应发生南北移动及分支合并(图略)。

图 8

Fig. 8

图 8 风暴轴异常与SST锋异常的1.0年共变信号(实线为正值，虚线为负值)：(a−d)为风暴轴异常在半个周期(0～T/2)内不同位相的典型空间模态，等值线间距为0.6 dagpm2；(e−h)为对应的SST锋异常典型模态，等值线间距为0.1℃/110 km Fig. 8 Covariant cycle of 1.0 a of storm track anomaly and SST gradient anomaly(solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values):(a−d)Spatial modes of storm track anomaly in 0−T/2 phase, the contour interval is 0.6 dagpm2; (e−h)corresponding spatial modes of SST gradient anomaly, the contour interval is 0.1℃/110 km

图 9

Fig. 9

图 9 风暴轴异常与SST锋异常的1.7年共变信号(实线为正值，虚线为负值)：(a−d)为风暴轴异常在半个周期(0～T/2)内不同位相的典型空间模态，等值线间距为0.5 dagpm2；(e−h)为对应的SST锋异常典型模态，等值线间距为0.025℃/110 km Fig. 9 Covariant cycle of 1.7 a of storm track anomaly and SST gradient anomaly(solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values):(a−d)Spatial modes of storm track anomaly in 0−T/2 phase, the contour interval is 0.5 dagpm2; (e−h)corresponding spatial modes of SST gradient anomaly; the contour interval is 0.025℃/110 km

图 10

Fig. 10

图 10 风暴轴异常与SST锋异常的19.8年共变信号(实线为正值，虚线为负值)：(a−d)为风暴轴异常在半个周期(0～T/2)内不同位相的典型空间模态，等值线间距为1 dagpm2；(e−h)为对应的SST锋异常典型模态，等值线间距为0.1℃/110 km Fig. 10 Covariant cycle of 19.8 a of storm track anomaly and SST gradient anomaly(solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values):(a−d)spatial modes of storm track anomaly in 0−T/2 phase, the contour interval is 1 dagpm2; (e−h)corresponding spatial modes of SST gradient anomaly; the contour interval is 0.1℃/110 km

为了探究SST锋影响风暴轴的内在机制，与3.2节类似，本节围绕SST锋主要模态的不同位相，对大气斜压性参数σ_BI，经向热量通量v′T′，垂直热量通量ω′T′异常场在SST锋异常的PC > 1与PC < −1时进行合成和差异分析。

由图 11可知，两种位相下700 hPa至500 hPaσ_BI、850 hPa v′T′、500 hPa ω′T′异常场均存在显著差异，σ_BI和v′T′的差值场呈北负南正的分布型，ω′T′的差值场相反。当PC1 > 1，即大洋西边界SST锋区偏南时，三者均在50°N以南偏强(ω < 0表示上升运动)，说明锋区附近的大气斜压性和热量通量均偏强，该区域也与PC1 > 1时合成的风暴轴大值区对应(图 3a)；PC1 < −1时，大气斜压性、热量通量和风暴轴(图 3b)的大值区均随大洋西边界SST锋区北移。

图 11

Fig. 11

图 11 大气变量关于SST锋典型模态的差异分布(实线为正值，虚线为负值，点状阴影部分表示通过了0.05的差异显著性检验)：(a)SST梯度异常场PC1 > 1与PC1 < −1时700 hPa至500 hPa σBI异常场的差值场，等值线间距为0.03 d−1；(b)SST梯度异常场PC1 > 1与PC1 < −1时850 hPa v′T′异常场的差值场，等值线间距为1 K m s−1；(c)SST梯度异常场PC1 > 1与PC1 < −1时500 hPa ω′T′异常场的差值场，等值线间距为0.01 K m s−1 Fig. 11 Atmospheric elements distributions according to typical modes of SST front(solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values, areas shaded in black dots indicate the values are significant at/above the 0.05 level):(a)Differences of 700 hPa to 500 hPa σBI anomaly between SST gradient anomaly PC2 > 1 and PC2 < −1, the contour interval is 0.04 d−1, (b)differences of 850-hPa v′T′anomaly with the contour interval of 1 K m s−1, (c)differences of 500-hPa ω'T' anomaly between SST gradient anomaly PC2 > 1 and PC2 < −1, the contour interval is 0.01 K m s−1

PC2在典型正负位相下，700 hPa至500 hPa σ_BI、850 hPa v′T′、500 hPa ω′T′同样存在显著差异(图 12)。σ_BI的差值场由北向南呈正—负—正的三极子分布，v′T′和ω′T′的大值区则集中在高纬度地区。这说明40°N～45°N附近的SST锋区分为南北两支时(PC2 > 1)，大气斜压性和热量通量的大值区随之偏北，此时的风暴轴在大洋中部减弱，冰岛附近加强(图 4a)；反之，大洋中部的大气斜压性和热量通量偏强，风暴轴在该区域加强(图 4b)。

图 12

Fig. 12

图 12 大气变量关于SST锋典型模态的差异分布（实线为正值，虚线为负值，点状阴影部分表示通过了0.05的差异显著性检验）：（a）SST梯度异常场PC2 > 1与PC2 <−1时700 hPa至500 hPa异常场的差值场，等值线间距为0.04 d-1；（b）SST梯度异常场PC2 > 1与PC2 <−1时850 hPa v′T′异常场的差值场，等值线间距为1 K m s−1；（c）SST梯度异常场PC2 > 1与PC2 <−1时500 hPa ω′T′异常场的差值场，等值线间距为0.01 K m s−1 Fig. 12 Atmospheric elements distributions according to typical modes of SST front (solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values, areas shaded in black dots indicate the values are significant at/above the 0.05 level): (a) Differences of 700 hPa to 500 hPa anomaly between SST gradient anomaly PC2 > 1 and PC2 <−1, the contour interval is 0.04 d−1, (b) differences of 850-hPa v′T′anomaly with the contour interval of 1 K m s−1, (c) differences of 500-hPa ω'T' anomaly between SST gradient anomaly PC2 > 1 and PC2 <−1, the contour interval is 0.01 K m s−1

PC3在两种位相下，700 hPa至500 hPaσ_BI、850 hPa v′T′、500 hPa ω′T′同样存在显著差异(图 13)，差值场的分布与图 11类似，但相对偏东，集中在大洋中部海盆。这表明湾流出口区SST锋偏南(PC3 > 1)时，大气斜压性和热量通量的大值区随之南移，此时合成的风暴轴(图 5a)中心偏西南，位于大洋西边界附近。

图 13

Fig. 13

图 13 大气变量关于SST锋典型模态的差异分布（实线为正值，虚线为负值，点状阴影部分表示通过了0.05的差异显著性检验）：（a）SST梯度异常场PC3 > 1与PC3 <−1时700 hPa至500 hPa σBI异常场的差值场，等值线间距为0.04 d-1；（b）SST梯度异常场PC3 > 1与PC3 <−1时850 hPa v′T′异常场的差值场，等值线间距为1 K m s−1；（c）SST梯度异常场PC3 > 1与PC3 <−1时500 hPaω′T′异常场的差值场，等值线间距为0.01 K m s−1, Fig. 13 Atmosphere elements distributions according to typical modes of SST front (solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values, areas shaded in black dots indicate the values are significant at/above the 0.05 level): (a) Differences of 700 hPa to 500 hPa σBI anomaly between SST gradient anomaly PC3 > 1 and PC3 <−1, the contour interval is 0.04 d−1; (b) differences in 850 hPa v′T′anomaly between SST gradient anomaly PC3 > 1 and PC3 <−1, the contour interval is 1 K m s−1; (c) differences in 500-hPa ω′T′anomaly between SST gradient anomaly PC3 > 1 and PC3 <−1, the contour interval is 0.01 K m s−1

上述合成分析表明，SST锋区附近的大气斜压性强度、经向热量通量、垂直热量通量均明显偏强，再次印证风暴轴中心与SST锋区的南北移动具有共变现象。结合邓兴秀和孙照渤(1995)、孙即霖和杨超(2011)对风暴轴附近的能量分析可知：SST锋区上空的近表层大气斜压性和经向温度梯度偏强，因此斜压性涡动活动和平均有效位能均较强，而经向热量通量v′T′的向北输送使大气经向温度梯度减小，这一过程可以从平均气流中获得能量，增加涡动有效位能。同时，下垫面海洋的非绝热加热促进了大气垂直向上运动，产生更强的垂直热量通量ω′T′，这两种热量通量的输送导致平均有效位能转换成涡动有效位能，进而转换成涡动动能，表现为该区域的风暴轴加强。

此外，风暴轴的经向移动和强度变化还强烈受到其下游NAO的低频偶极子模态的位相以及NAO异常与气候驻波相对位置的影响(Luo et al.，2007a)。研究发现(Luo et al.，2007b，2007c；姚遥和罗德海，2014)，NAO负位相时，北大西洋对应的气压分布呈北高南低的偶极子型，北(南)部的高(低)压对应反气旋式(气旋式)环流，北大西洋平均西风和风暴轴由于更多受到阻塞环流的影响，分为南北两支，通常北支更强。NAO正位相时，北部为气旋式环流，南部为反气旋式环流，此时对应的西风急流和风暴轴是单支型结构。

前文已经分别分析了风暴轴与SST锋和NAO的关系，为了更好的探究三者的相互联系，下文就SST锋和NAO的关系进一步展开分析。

前述关于SST梯度异常场的SSA分析表明，SST锋异常的强度和位置主要体现出2～15年的振荡周期。为了解SST锋与NAO在这一时间尺度上的相关性，本文对NAO月指数序列进行2～15年的带通滤波并分别与SST锋三个模态的PC求相关系数。由表 2可知，NAO与PC1的相关性弱，与PC2和PC3呈显著负相关，说明NAO事件与大洋西边界SST锋的南北移动关系不大，而与40°N～45°N纬带SST锋的分支和合并，以及大洋内区SST锋在湾流出口区的南北摆动关系密切。图 14给出了SST锋异常场PC2和PC3在典型正负位相时刻的NAO正负事件日数，可以看出SST锋异常PC2 < −1和PC3 < −1，即40°N～45°N纬带SST锋以单支型加强，以及湾流出口区SST锋区偏北时，NAO＋日数偏多；反之，40°N～45°N附近SST锋分为南北两支，以及湾流出口区SST锋区偏南时，NAO−日数偏多，这一结果与表 2的负相关关系吻合。

表 2 (Table 2)

表 2 2～15年带通滤波后的NAO月指数序列与SST锋异常场标准化时间序列的相关系数 Table 2 Correlation coefficients between NAO index after 2-15-a bandpass filter and standardized time coefficients of SST gradient anomaly 相关系数 SST锋异常PC1 SST锋异常PC2 SST锋异常PC3 滤波后的NAO月指数 −0.0593 −0.1078* −0.2100* *表示通过0.01的显著性检验。

表 2 2～15年带通滤波后的NAO月指数序列与SST锋异常场标准化时间序列的相关系数 Table 2 Correlation coefficients between NAO index after 2-15-a bandpass filter and standardized time coefficients of SST gradient anomaly

图 14

Fig. 14

图 14 SST锋典型正负位相时刻的NAO正负位相日数：(a)SST锋异常场PC2 > 1与PC2 < −1时的NAO正负位相日数；(b)PC3 > 1与PC3 < −1时的NAO正负位相日数 Fig. 14 Days of NAO according to typical modes of SST front:(a)Days of NAO positive and negative phases when the SST gradient anomaly PC2 > 1 and PC2 < −1;(b)days of NAO positive and negative phases when the SST gradient anomaly PC3 > 1 and PC3 < −1

为获取SST锋异常与大气大尺度环流异常的共变信号，我们同样选取区域(25°N～80°N，0.5°W～90°W)和(29.5°N～60.5°N，40.5°W～80.5°W)分别作为500 hPa位势高度场和SST锋的关键区，对二者的标准化异常场(剔除季节循环)做MTM-SVD分析，得到LFV谱如图 15所示。可以看出，SST锋与大气大尺度环流异常主要体现年际尺度的振荡，具有准一年(0.97～1.02年，通过0.01显著性检验)和准3年(2.59～2.67年，通过0.05显著性检验)的显著共变周期。下文将主要探讨SST锋异常和500 hPa位势高度异常场在1.0年和2.6年共变周期的典型模态。

图 15

Fig. 15

图 15 SST锋异常场与500 hPa位势高度异常场的LFV谱分析(虚线表示对应的置信度) Fig. 15 The LFV spectra of SST gradient anomaly and 500-hPa geopotential anomaly(dashed lines indicate the corresponding confidence levels)

图 16显示1.0年共变信号的SST锋变率在大洋内区呈三极型分布，500 hPa位势高度异常场则为偶极型，且在SST锋为明显的分支(图 16e)或合并(图 16h)时，大气环流异常为中高纬度地区的经向偶极子型异常的位相转换，这对应了典型的NAO模态(图 16a、16d)。2.6年共变信号(图 17)的SST锋变率主要体现其在湾流东向射流出口区的南北移动，500 hPa位势高度异常场则表现为经向弱三极型和偶极型的转换，SST锋区的位相反转并不同步对应偶极子型环流异常的位相反转，因此该模态不对应典型的NAO变率。

图 16

Fig. 16

图 16 500 hPa位势高度异常场与SST锋异常场的1.0年共变信号(实线为正值，虚线为负值)：(a−d)为位势高度异常在半个周期(0～T/2)内不同位相的典型空间模态，等值线间距为5 dagpm；(e−h)为对应的SST锋异常典型模态，等值线间距为0.1℃/110 km Fig. 16 1.0 a of storm track anomaly and SST gradient anomaly(solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values):(a−d)Spatial modes of storm track anomaly in 0−T/2 phase, the contour interval is 5 dagpm; (e−h)corresponding spatial modes of SST gradient anomaly, the contour interval is 0.1℃/110 km

图 17

Fig. 17

图 17 500 hPa位势高度异常场与SST锋异常场的2.6年共变信号(实线为正值，虚线为负值)：(a−d)为位势高度异常在半个周期(0～T/2)内不同位相的典型空间模态，等值线间距为3 dagpm；(e−h)为对应的SST锋异常典型模态，等值线间距为0.05℃/110 km Fig. 17 Covariant cycle of 1.0 a of storm track anomaly and SST gradient anomaly(solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values):(a−d)Spatial modes of storm track anomaly in 0−T/2 phase, the contour interval is 3 dagpm; (e−h)corresponding spatial modes of SST gradient anomaly, the contour interval is 0.05℃/110 km

结合前文关于SST锋异常与风暴轴异常的MTM-SVD分析可知，SST锋异常与风暴轴异常和大气大尺度环流异常之间均存在时间尺度为1～3年左右的共变振荡。尽管在分析时均已移除了各场季节循环，但上述变量间依然存在准一年的共变信号。在该时间尺度上，当湾流延伸体入口区附近SST锋分支(合并)时(图 16e、16h)，大洋西边界和内区风暴轴发生南北分支(合并)(图 8a、8d)，此时对应NAO负(正)位相(图 16a、16d)(姚遥和罗德海，2014)。

为探究SST锋与NAO的相互作用关系，将500 hPa高度异常场和海表面气压(SLP)异常场分别回归到SST梯度异常场的前三个PC上，结果如图 18所示。

图 18

Fig. 18

图 18 (a−c)500 hPa高度异常场和(d−f)海表面气压(SLP)异常场对SST锋异常场前三个PC的回归(实线为正值，虚线为负值，点状阴影部分表示回归系数通过了0.05的显著性检验)：(a、d)PC1；(b、e)PC2；(c、f)PC3 Fig. 18 Regression of SST gradient anomaly on(a−c)500-hPa geopotential height anomaly and(d−f)SLP anomaly(solid contours indicate positive values, dashed contours indicate negative values, areas shaded in black dots indicate the values are significant at/above the 0.05 level):(a, d)PC1;(b, e)PC2;(c, f)PC3

500 hPa位势高度异常场和SLP异常场关于SST锋异常PC1的回归结果均集中在大洋中部(图 18a、18d)，说明大洋西边界S ST锋区偏南(北)时，500 hPa高度场和SLP在大洋中部出现负(正)异常，这一异常环流的位置对应了冰岛低压南部和亚速尔高压北部，它对这个构成NAO偶极子型的两个负正异常中心大致具有接近的削弱(增强)作用，这种削弱(增强)并不会对反应偶极子南北对比的NAO指数产生显著影响，这也正是表 2中SST锋PC1与NAO指数无显著相关的可能原因。

500 hPa位势高度异常场和SLP异常场关于PC2的回归呈北正南负的偶极子型(图 18b、18e)，表明当40°N～45°N附近的SST锋区分支(合并)时，对流层位势高度场和SLP在45°N以南减弱(加强)，以北加强(减弱)。位势高度场南北梯度减小(增大)对应NAO负(正)位相，此时风暴轴分为南北两支且北支较强(单支)。当SLP异常场出现南负北正的分布时，意味着冰岛附近海表面具有反气旋式风应力异常，而亚速尔地区具有气旋式风应力异常，这会对海洋副极地环流和副热带环流分别产生负和正异常的涡度输入，这将导致副极地环流和副热带环流均减弱，从而减少高纬度冷水和低纬度暖水在锋区的输入，造成SST锋区梯度减小，SST梯度在40°N～45°N附近减小则造成SST锋区的经向分支；而当SLP异常场出现北负南正分布时，上述过程则相反。

500 hPa位势高度异常场和SLP异常场对PC3的回归以55°N附近为界呈北正南负的偶极子分布，这与SST锋异常场EOF3的空间分布相反，该结果与PC3和NAO指数的显著负相关一致。说明当大洋内区SST锋偏南(北)时，500 hPa位势高度场和SLP在中纬度大洋减弱(加强)，在高纬度加强(减弱)，则位势高度场和SLP的南北梯度均减小(增大)，此时对应偏东北的NAO负(正)位相，风暴轴为双支型(单支型)。SLP在南北两侧的变化使55°N附近以北具有反气旋式(气旋式)风应力异常，以南具有气旋式(反气旋)风应力异常，关于55°N存在北负南正(北正南负)异常涡度输入海洋，从而导致来自副极地环流和副热带环流的冷暖水输入均减弱(加强)，SST锋区梯度减小(增大)并南移(北移)。

本文运用大气和海温再分析资料，以及北大西洋涛动(NAO)月指数序列，通过EOF分析、奇异谱分析、多锥度—奇异值分解、合成分析、回归分析等方法，揭示了北大西洋海表面温度锋的主要气候变率及其与北大西洋风暴轴和大气大尺度环流异常的关系；同时，从能量角度诊断分析了海表面温度锋锚定风暴轴的内在机制。

研究表明，北大西洋SST锋异常的强度和位置主要体现出2～15年左右的年际和年代际变率，剔除季节循环后锋区的南/北移动会促使其上空风暴轴随之产生西南/东北移动。SST锋区位置变化与大气大尺度环流异常的关系可以概括如下：SST锋南(北)移→跨海盆的位势高度负(正)异常→北大西洋海平面气压(SLP)的正(负)异常→反气旋式(气旋式)环流异常→海表面风对大洋副极地环流的负(正)涡度异常输入→减弱(加强)高纬度上层冷水向SST锋区的输送。40°N～45°N附近锋区在南北方向的分支和合并是北大西洋SST锋的另一个主要模态，该区域SST锋与风暴轴和大气低频变率NAO之间的关系可概括如下：40°N～45°N附近SST锋合并(分支)→单支型(双支型)风暴轴→NAO正(负)位相→北负南正(北正南负)SLP异常→海洋副极地环流和副热带环流加强(减弱)→SST梯度加强(减弱)→SST锋区进一步合并增强(分支)。多变量场的联合谱分析同样证实了这一海气耦合模态，与之相联系的过程在准一年尺度上尤为明显，而该年信号并非由季节循环所引起。

在上述相互作用过程中，SST锋区对风暴轴的锚定作用是由于锋区上空的近表层大气斜压性和经向温度梯度偏强，使斜压性涡动活动和平均有效位能均较强，经向热量通量的向北输送使平均有效位能转化为涡动有效位能；海洋的非绝热加热促进大气的垂直上升运动，产生更强的垂直热量通量，有利于涡动有效位能释放成为涡动动能，表现为该区域的风暴轴建立或加强，并进一步影响风暴轴中的天气尺度扰动与下游大尺度环流异常的相互作用过程。