东中国海海域潜热通量长期变化特征及其影响因素

东中国海海域潜热通量长期变化特征及其影响因素

海气界面的潜热是热量从海洋表面到大气的重要方法，其变化会影响海气中的水和热含量。相反，海表的温度变化很大，影响了海气的湿度，从而加强或减弱了潜热。潜热通量是海气系统相互作用的重要过程,也是海洋感受大气强迫的主要方式。东中国海包括渤海、黄海以及东海海域,其中黑潮作为太平洋西边界流流经中国东部陆架边缘海,其带来的大量暖水,加大了东海海域的海气湿度差,使得沿黑潮主轴海域成为东中国海中失热最多的海区,同时也是太平洋海域失热最多的海区。刘衍蕴等通过分析北太平洋海气热通量的年际、年代际变化特征,发现北太平洋冬季热通量的低频变化中心在黑潮及其延伸体区。Yu和Weller研究发现西边界流区如湾流和黑潮及其延伸体海区,是全球潜热通量季节变化最大的地方,同时也是1990年代比1970年代全球蒸发量增加最多的区域。东中国海黑潮流域通过海表面潜热通量对大气的加热会改变低纬度和高纬度大气之间的温度差和位势高度差,从而对大气环流产生影响。Latif等人研究表明,在北太平洋气候系统中,包括海洋环流动力在内的热带外海气相互作用会导致自我维持的年代际振荡。通过对近40a海洋观测站的资料进行分析,郭伟其等发现东海沿岸的海表面温度(SST)总体呈上升趋势。在海气热交换过程中,虽然SST对其会有影响,但是大气是通过热通量尤其是潜热通量直接与海洋相互作用的,因此,东中国海潜热通量是否同样存在长期增加的趋势?Yasuda和Kitamura研究发现黑潮延伸体区海表面热通量的变化是对副热带海洋环流的响应。但是以往关于东中国海热通量的变化多是针对其季节变化特征,关于潜热通量长期的变化特点并不清楚。为了更好的了解东中国海潜热通量变化的特点,进而理解控制气候时间尺度上东中国海海气相互作用的机制,本文对东中国海潜热通量的长期变化特征进行分析,并探讨潜热通量变化的影响因素。1数据基本组成本文使用的1958—2006年的月平均潜热通量资料(LH),距海表面高度为10m的平均风速(U)和近海面空气比湿(qa)资料均来自WoodsHole海洋研究所OAFlux热通量数据。OAFlux热通量产品是由客观分析海气热通量(OAFlux)项目开发的全球海表面热通量数据,它由1个卫星反演的最优混合数据和3个大气再分析数据构成,综合了多套数据的优点,应用改进的基本变量场和基于观测发展而来的最先进的热通量算法COARE3.0最新生成,其全球水平分辨率为1(°)×1(°),时间跨度为1958—2006年。本文研究的东中国海海区范围是117.5°E~130.5°E,23.5°N~41.5°N。当潜热通量为正值时,表示海洋释放热量;为负值时,表示海洋吸收热量。本文中用到的海表面比湿(qs)由饱和比湿和海表面温度根据算法COARE3.0计算得到,公式为:qs=0.98qsat(Ts)其中qsat是海表面温度为Ts时纯水的饱和比湿,其计算中使用了NCEP再分析资料1958—2006年北太平洋海平面气压(SLP)数据和OAFlux数据中北太平洋海表面温度(ts)资料。另外本文在分析潜热通量长期变化成因中,用到的北太平洋海表面风应力数据来自于NCEP再分析资料1958—2006年风应力场。2潜热通量与时间的关系整个东中国海海域平均的年平均潜热通量时间序列在1958—2006年间表现为显著的增加趋势(见图1),从1964年的最低值93.7W·m-2到2005年的最大值135.1W·m-2,平均每年增加大约0.65W·m-2·a-1,相对于1958—2006年平均值的年际变化的标准差为10.5W·m-2。东中国海海域近50a里失热在不断增多,与Yu和Weller研究表明1981—2005年全球平均的潜热通量增加的趋势一致,说明东中国海潜热通量的增加,放热增多是全球潜热通量增加的一部分。为了研究不同纬度上潜热通量随时间的变化情况,图2为纬向平均的年平均潜热通量距平在1958—2006年随时间的变化图。34.5°N以南的海域即东海海域潜热通量,在1982年前后由负距平转为正距平,海洋向大气放热不断增加。渤海、黄海海域,潜热通量在1972年由负距平转为正距平,1979年又由正距平转为负距平,之后潜热通量不断增加到1990年代出现正距平。整个东中国海海域负距平的最小值小于-20W·m-2,最大正距平超过20W·m-2,都出现在29.5°N附近,即日本岛西南端黑潮主轴流经的海域。可见,在近50a中东中国海海域潜热通量不断增加,且增幅最大。图3为东中国海海域潜热通量1958—2005年间长期变化的线性趋势,由年平均的潜热通量场计算得到。明显的,东中国海海域潜热放热在近50a里整体表现出增加的趋势。有趣的是东中国海潜热增加最显著的区域恰好沿着西边界流黑潮主轴流经的海域,最大增加速率超过1.2W·m-2·a-1,东海潜热线性趋势的等值线平行于黑潮分布,随着远离黑潮主轴而减小。同时,在渤海和黄海海域潜热通量的增幅远小于黑潮海域,大约为0.2~0.4W·m-2·a-1之间。综上可知,在1958—2006年间,与东海海表面温度增加的趋势一致,东中国海年平均潜热通量呈总体增长的趋势,海洋向大气释放的热量在近50a中不断增多,沿黑潮主轴流经的海域增幅最大,增速最快。3东中国海潜热通量与海表面湿度差的关系计算海表面潜热通量的块体空气动力学表达式为:LH=ρLeceU(qs-qa)=ρLeceUΔq其中ρ是空气密度,Le是蒸发潜热,ce是水汽湍流交换系数,U是相对于海表面高度10m处的平均风速,qs和qa分别是海表面比湿和近海表面空气比湿,qs和qa之差用Δq表示。潜热通量会随着风速U和海气比湿差Δq的增加而增加。由于海表面潜热通量的变化会反映海气比湿差Δq和风速U的变化,在东中国海海域哪个变量的变化是影响潜热通量的变化的主要因素呢?以下内容将从海气比湿差Δq和风速U入手,分析导致东中国海潜热通量增加及其分布情况的影响因素。从纬向平均的海气比湿差距平和风速距平随时间变化分布(见图4a~b)中明显可见海气比湿差在1982年前后由负距平转变为正距平,呈现连续增长的趋势,在34.5°N以南东海海域增幅最大,与潜热通量变化趋势一致。而东中国海海域纬向平均的风速在1958—2006年期间正距平和负距平交替出现,没有出现一致增长的趋势。可见海气比湿差是决定东中国海海表面潜热通量长期增长的关键变量,风速的变化对潜热的长期增长贡献较小。海气比湿差是海表面温度的函数,表示为dq=qs(SST)-qa(SST+ΔT),其中ΔT是海气温度差,海表面温度不只决定了海表面比湿qs,而且会调整大尺度近海表面空气比湿qa的分布。纬向平均的年平均海表面温度距平(见图4c)同样表现为在1982年前后由负距平转变为正距平,呈现一致增长的趋势,表明东中国海海域海表面温度的增加使得海气湿度差加大,进而使海表面潜热通量不断增大。海表面湿度差(见图5a)和海表面温度(见图5c)的线性趋势在整个东中国海均表现出增加的趋势,都是在黑潮主轴海域增加最多。通过比较,海表面湿度差和海表面温度的线性趋势与潜热通量的线性趋势空间分布非常一致。海表面湿度差是将潜热通量线性增长(见图3)和海表面温度的线性增长联系起来的关键变量。与海表面湿度差不同,风速的变化对潜热通量的增加贡献较小,虽然在东海海域为增加的趋势,在渤海黄海海域甚至出现减小的趋势。东中国海海表面温度的增加通过改变海气比湿差进而使潜热通量呈现增加的趋势,加大了海气界面的水汽和热量交换。由于北太平洋风场的加强会强化副热带环流,西边界流输送的热量增多,使沿着西边界流及其延伸体的SST升高,接下来将从控制大尺度海表面风场环流的海平面气压场和风应力旋度场来进一步分析导致东中国海潜热通量变化的机制。根据Sverdrup(1947)理论,风应力旋度的变化会导致海洋环流的动力调整。在Sverdrup平衡βVg=fρ0k⋅∇×(τf)中,Vg为垂直积分的经向地转流,k是垂直方向的单位矢量,τ是风应力矢量。在副热带海区,风场呈顺时针分布,由风应力旋度将负的相对涡度输入到海洋中,使得海水产生向北的流动。风应力旋度的符号只代表方向,为了便于比较,在关于北太平洋风场的讨论中,将分析负的风应力旋度的长期变化及其影响。图6a为海平面气压(SLP)在1970—1979年和1990—1999年间的差值分布。从SLP的年代际变化明显的看出北太平洋阿留申低压系统在1990年代之后更加强大,阿留申低压核心区的位置发生了显著的东移,核心最低压降低超过了3mb。阿留申低压区的这种变化会使与其相关的西风带发生相应的变化。在30°N以北的北太平洋大部分海域海表面风应力旋度加强,与低压中心有关的西风带得到加强,并向南扩展。阿留申低压控制的海域风应力旋度加强最明显(见图6b)。与此不同的是,在东中国海大部分海域1990年代比1970年代的平均风速是减小的。由于1970年代之后,北太平洋海表面阿留申低压加强,风应力旋度增加,在风应力旋度对海洋环流的动力调整下,黑潮延伸体南侧向东的地转流在1980年代比1970年代有所加强。Miller等利用海洋模式研究了在观测的风场和热通量异常强迫下,同样得到北太平洋副热带环流在1980年代比1970年代增加了大约10%,指出黑潮的加强是对北太平洋风场变化的响应。Qiu和Joyce利用日本气象厅在1967到1988年期间沿137°E断面进行的1年2次的观测数据,计算了在日本南部相对于1.25km深度的向东的黑潮地转输运,图7中可以看出从1970年代中期到1980年代初期黑潮的输运不断增加,从1970—1980年到1982—1988年黑潮输运年代际增加了10.8Sv,在1981年以后出现正的距平。1976年气候大跃迁之后,北太平洋风应力旋度场加强导致的黑潮体积输运的增加。而来自低纬度海域的黑潮体积输送强弱对黑潮热输送变化的贡献占第一位,因此黑潮体积输运的增加导致的黑潮经向热输送增加,使黑潮海洋海表面温度升高,海气湿度差加大。阿留申低压区(30°N~60°N,160°E~140°W)平均的SLP时间序列(见图8b)在1976年前后发生了突变,由正距平转为负距平,阿留申低压加强;在1988—1991年间又出现正距平,之后的年份里以负距平为主。阿留申低压区对应的风应力旋度变化与海平面气压场呈现较好的负相关,当阿留申低压加强即气压降低时风应力旋度增大,阿留申低压减弱即气压增高时,风应力旋度减小。东中国海潜热通量(见图8a)和海气比湿差(见图8c)长期变化具有明显的一致性,进一步说明了东中国海海气比湿差的变化决定了潜热通量的变化。通过对比图8b和图8d,明显可见,东中国海海气比湿差和潜热通量的年代际变化与阿留申低压区风应力旋度的年代际变化有着显著的一致性。在1958—2006年间均呈现缓慢增加的趋势,都在1970年代末1980年代初发生了一次跃迁,由负距平转变为正距平。东中国海海气比湿差或潜热通量发生跃迁的时间在1982年前后,而阿留申低压区海平面气压的跃迁发生在1978年前后,东中国海海气比湿差或由其决定的潜热通量的变化相对于北太平洋风应力旋度场的变化延迟了4a左右。将1958—2006年经过3a滑动平均的东中国海年平均海气比湿差以及经过3a滑动平均的阿留申低压区年平均风应力旋度进行超前和滞后相关分析(见图9),发现二者存在显著的正相关。阿留申低压区的风应力旋度超前东中国海海气比湿差4a时二者的相关系数最大,达到0.52,通过了置信水平为95%的检验。这意味着,阿留申低压的异常加强或减弱时,副热带环流将经过4a左右时间的调整,通过黑潮流量的变化使东中国海海域海气比湿差增加或减少,进而使潜热通量得到加强或减弱。这与Deser等研究表明西边界流处温跃层的变化比海盆尺度的风应力旋度变化存在大约4~5a的延迟现象非常一致,他认为这种延迟时由于风应力改变后,副热带环流通过斜压Rossby波进行调整所需要的时间。通过以上的分析可以看出,在1976年以后太平洋海域阿留申低压加强,其对应的海表面风应力旋度增加。在风场异常强迫下,使包括黑潮在内的北太平洋副热带环流得到加强,黑潮的经向热输送增加,海表面温度升高,加大了海气湿度差,从而表现为东中国海域潜热通量的增加。由于副热带环流的调整需要时间,东中国海潜热通量的变化会比太平洋阿留申低压处的风场变化存在4a左右的延迟。4海域潜热通量的长期变化本文利用OAFlux热通量数据,分析了近50a来东中国海海域潜热通量的长期变化,并通过局地的风速、海气比湿差、SST和北太平洋大尺度海平面气压和风场的变化,探讨了东中国海海域潜热通量长期变化的可能成因,主要结论如下:(1)东中国海海域潜热通量在近50a里存在显著的增加趋势,沿黑潮主轴海域增幅最大,最大增加速率超过1.2W·m-2·a-1。(2)导致东中国海海域潜热通量长期增加的主要原因可能是北太平洋风应力旋度场的加强,而不是东中国海