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1 June 2014 OKAJIMA ET AL. 3889

评估2011年夏秋季强迫大气异常对中纬度北太平洋突出的海温暖异常的重要性

Okajima Satoru

日本东京东京大学高等科学技术研究中心

HISASHI NAKAMURA

东京大学高等科学技术研究中心，日本横滨，JAMSTEC全球变化研究所

KAZUAKI NISHII和TAKAFUMI MIYASAKA

日本东京东京大学高等科学技术研究中心

AKIRA KUWANO-YOSHIDA

地球模拟器中心，JAMSTEC，日本横滨

（手稿于2013年3月11日接收，最终形成于2013年12月21日）

摘要

进行了一系列大气环流模型（AGCM）实验，以评估在北太平洋中纬度地区观测到的海表温度（SST）突出的正异常在2011年夏季和秋季强迫持续的盆地尺度反气旋环流异常及其下游影响的重要性。10月份观测到的反气旋异常很好地再现了AGCM的强烈反应，这种反应仅受到与太平洋中纬度向极地移位的海洋锋区相关的SST暖异常的影响。 北太平洋上的等效正压反气旋异常在强烈的瞬态涡旋反馈强迫下保持与极向偏转的风暴轴道相关联。 由于异常的下游影响，10月份在美国北部和加拿大南部观察到的异常温暖和干燥也在一定程度上得到再现。 北太平洋对热带海温异常的相应AGCM响应相似，但实质上较弱且不太稳健，这表明突出的中纬度海温异常对于强迫2011年10月观测到的大尺度大气异常具有重要意义。相比之下，模型夏季观测到的大气异常的再现是不成功的。 这似乎是由于这样一个事实，即与10月不同，中纬度SST异常伴随着海洋热量和水分释放的减少，表明大气热力学强迫SST异常。 此外，AGCM对SST暖异常的独特季节性也可能是由背景西风和风暴轴道的季节性造成的。

介绍

众所周知，热带地区的海洋 - 大气变化耦合，包括El Nino-Southern

通讯作者地址：Satoru Okajima，东京大学高等科学技术研究中心，日本东京都目黑区：Komaba 4-6-1 153-8904。

电子邮件：Okajima @atmos.rcast.u-tokyo.ac.jp

振荡（ENSO）通过大气遥相关对温带气候条件产生广泛影响。 相比之下，长期以来人们认为温带海表温度（SST）异常对大尺度温带大气环流的影响在热带地区（Lau 1997; Alexander et al.2002）和内部大气变化（Frankignoul 1985; Kushnir et al.2002）普遍存在的主导远距离影响下是微不足道的。

DOI：10.1175 / JCLI-D-13-00140.1

copy;2014美国气象学会

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FIG_.1. 在2011年（a）7月，（b）8月，（c）9月和（d）10月观察到的SST异常（℃;颜色）被规定为MID的模型边界条件。 气候SST与等高线（每2℃）叠加。（e）如（d）中所述，但对于TROP省略了气候SST的等高线。

事实上，Robinson（2000）报道了在大气环流模型（AGCM）实验中难以产生对规定的中纬度SST异常的系统大气响应。 最近有人提出（例如，Taguchi等人，2012），然而北太平洋亚北极锋区（SAFZ）持续的海温异常可以在正反馈强迫天气的异常活动时强迫冬季的盆地尺度大气异常。沿附近的风暴路径规模迁移扰动（参见Kushnir等人，2002）。 由于SAFZ形成了温暖的黑潮和凉爽的Oyashio水域之间的边界，具有气候紧密的SST，由进入的海洋Rossby波产生的SAFZ的经向位移产生经向限制的持续SST异常（Seager等人2001; Schneider等人2002; Nakamura和Kazmin 2003）。与大多数北太平洋盆地不同，SAFZ中的SST暖（冷）异常倾向于增强（减少）向大气中的热释放，从而在表层覆盖大气上施加热力学的热量强迫（Tanimoto等人2003; Taguchi等人2009年，

2012）。 Frankignoul等人（2011）也提出SAFZ的暖季SST异常可以迫使大气异常，但其具体机制尚未发现。

2011年夏季，美国和加拿大经历了严重的热浪和干旱，这个事件发生在秋季（Crouch等人，2012; Whitewood和Phillips，2012）。 同时在北太平洋中纬度地区，明显的大尺度反气旋异常持续存在，突出的温暖海温异常从夏季的中太平洋逐渐向秋季的西太平洋转移（图1a-d）。自1982年以来，海温异常最为严重，其最大值在8月份超过158℃，在10月份达到138℃。

本研究探讨了在北太平洋观测到的那些突出的海温暖异常的可能性，以迫使表层覆盖的大气异常及其对美国和加拿大南部异常天气状况的远程影响。 为此，我们进行了一对集合AGCM实验，注意了它的季节演变

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FIG_.2. 海表面辐射和显热和潜热净上升通量的月异常的基于2011年的JRA-25数据Hovmoller图平均超过37°-47°N（W m^-2;颜色如图所示，等值线为plusmn;80,plusmn;65,plusmn;50,plusmn;35，plusmn;20和plusmn;65W m^-2）。红色等值线表示plusmn;1和plusmn;3°C（阴影线）的月平均SST异常。

、背景西风和迁移涡旋活动。 此外，相对于La Nina-like cool SST在热带太平洋的异常（图1e）的远程影响，评估了中纬度SST异常对强迫大气异常的重要性，

最近的研究指出了其对北美暖季降水异常的重要性（Ruiz-Barradas和Nigam，2010; Wang等，2010）。

数据和数值实验

观测数据

本研究中使用的月平均SST数据来自国家海洋和大气管理局（NOAA）最佳插值海表温度（OISST）数据集，其中自1981年11月以来混合了来自卫星观测和现场观测的SST数据（Reynolds和Smith,1994）。该数据分配在0.25°x0.25°网格上，可以解决SAFZ中SST异常的精细结构。最终的OISST产品主要用于本研究，但初步产品代替了模型实验时最终产品不可用的时期。10月份北太平洋最终产品中最强的SST正异常发现比用于我们的数值实验的初期产品略强（大概低于10％）

FIG.3.（a）2011年10月每月Z250的异常图（每20米一条等值线;虚线表示负值）和相关的波活动通量（箭头），并且由Takaya和Nakamura（2001）制定，基于JRA-25数据底部按比例缩放。（b）基于JRA-25数据，2011年10月的每月SLP异常（每1 hPa一条等值线;虚线为负异常）。红色阴影表示SST异常比气候态高出plusmn;1°C以上。 （c）,（d）如（a）,（b）中所述，但主要是对于MID的集合反应。颜色阴影表示基于t统计量在95％置信水平下局部响应显著。

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FIG.4.（a）作为风暴轴活动的度量，高通滤波Z250（m）的气候态（等值线）和异常态（着色）的RMS。 （b）基于高通滤波的250 hPa风速的异常涡度通量散度（10^-5s^-1天^-1;如所示着色），叠加在高通滤波的Z250的异常RMS上[米; 从（a）中复制，但用等值线绘制; 虚线为负异常]。（a）和（b）中的结果是基于JRA-25数据的2011年10月。 红色阴影表示SST异常比气候态高出plusmn;1°C以上。（c），（d）如（a），（b）中所述，但表述的是对于MID中的集合响应。

这意味着下面展示的AGCM响应可能会被轻微低估。

大气变量，包括海平面气压（SLP），位势高度，气温，风速和湍流热通量，都来自日本1982-2011年共25年的再分析计划（JRA-25; Onogi等人，2007年）。 此外，使用基于气候预测中心（CPC）合并降水分析（CMAP; Xie和Arkin，1997）的降水数据。 这些数据可在2.5°x2.5°的网格上获得。

AGCM实验

本研究中使用的模型是地球模拟器的AGCM（AFES; Ohfuchi等人2004,2007; Kuwano-Yoshida等人2010），水平分辨率为T119谱截断（相当于125-km网格间隔）和高达0.1-hPa的56个垂直层。使用这种水平分辨率，如果规定为模型边界条件，

显著的SST梯度和在SAFZ中经向限制的SST异常就可以得到相当合理的解决。AFES采用的对流参数化基于Emanuel（1991）和Emanuel和Zˇivkovic-Rothman（1999）。

我们总共用AFES进行了三组集合实验。在对照实验（CTRL）中，AFES被迫采用气候平均月SST和海冰覆盖。在CTRL中观测到的北太平洋气候平均大气状态的再现已被证实。此外，还进行了一组灵敏度实验。 其中一个是中纬度后报试验midlatitude hindcast experiment（MID），其中AFES的SST场以这样一种方式重建，即于2011年暖季期间观测到的强于plusmn;0.5℃的温暖异常仅在中纬度北太平洋（25°-50°N，140°E-129°W）内被添加到气候平均场，以此代表该地区观测到的SST场。另一个是热带后报实验tropic hindcast experiment（TROP），

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FIG.5.如图3所示，但反映的是2011年7月。

其中观测的SST仅分配在25°S和25°N之间的整个热带地区，以及气候平均SST被分配到其他任何地方。 图1显示了2011年7月，8月，9月和10月为MID和2011年10月为TROP指定的SST异常。

三个实验中的每一个都包含10个成员，其初始条件取自2011年5月27日至6月5日个别日的JRA-25数据。所有成员都整合到10月底，且每日SST场从每月SST场线性插入。MID和TROP中模拟的集合平均大气场与CTRL中集合平均大气场的偏差分别被视为对中纬度和热带海温异常的模拟大气响应，并且通过t统计量局部评估其健壮性（robustness）。

应该指出的是，给定经度的气候平均SST的纬度剖面比在各年观察到的相应剖面更趋于平滑。由于其轴向纬度的变化，这种趋势应该在海洋锋区周围特别明显，SST梯度明显在该海洋锋区上。因此，人们可能想知道CTRL是否可能低估了通过SAFZ的锋面SST梯度对大气的可能影响，因此被定义为MID和CTRL之间差异性的可能的大气响应

也许被高估了。 最后一节将讨论此问题。

结果

a.观测和模型中的净表面热通量异常

图2显示了基于JRA-25的净表面热通量中经向平均异常（37°-47°N）的时间 - 经度剖面。7月份海盆东部和9月份西部地区SST异常周围出现了向下的净表面热通量异常，表明大气热力对海温暖异常有影响，这有助于其形成。然而，在MID中，SST暖异常上模拟出的异常净表面热通量在整个夏季和秋季是向上的（未展示出）。热通量异常的这种差异源于这样的事实：在AGCM实验中海洋被认为具有无限的热容量，而实际上，海洋热容量是有限的并且在夏季特别小。 在观测到的和模拟的异常表面热通量不一致的情况下，将观测到的大气异常解释为对北太平洋海温异常的响应是不恰当的。 出于这个原因，我们主要关注的是

FIG.6.如图3所示，但反映的是2011年8月。

下面观察和模拟的10月份的大气异常。

10月份真实的中纬度大气响应的结构

图3展示了2011年10月北太平洋SLP和250 hPa高度（Z250）的月平均异常（JRA-25）以及MID实验中的相应响应。在北太平洋中纬度地区，对流层低层和高层都观测到明显的盆地尺度反气旋异常（图3a，b）。反气旋异常的归一化幅度在Z250中约为0.7，在SLP中约为0.9。 虽然在对流层上部有些高估，但作为对潜在的SST暖异常的强烈响应（图1d），异常在MID中很好地再现（图3c，d），且包括其随着高度的轻微向西的相位倾斜。这种反气旋异常是一种强大的模型响应，它可以在10个集合成员中的任何一个中进行模拟。 作为另一个强大的响应，MID还可以再现在反气旋异常西北方向观测到的气旋异常。以与JRA-25数据一致的方式，MID模拟SAFZ内的温暖SST异常上的异常向上湍流热通量（未示出），表明它们在上覆大气中的热力学强迫

（Tanimoto等人，2003; Taguchi等人2009年，2012年）。事实上，与静止Rossby波的局部群速度平行的波动活动通量（Takaya和Nakamura 2001），在观测过程和AGCM中，在北太平洋中纬度区域发生明确定义的反气旋异常（分别参考图3a和3c）。

下面，从涡度平衡的角度讨论10月份反气旋异常的维持机制。 异常在气候平均西风周围被观察和模拟，沿着“风暴轴”，迁移天气尺度涡旋的活动特别强，因此标记为近似每周（subweekly）Z250波动的RMS最大值带。如图4a和4c所示，近似每周Z250波动的RMS基本上沿着反气旋异常的北翼增强到SST暖异常的北部，同时在AFES和观察中都略

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