徐蜜蜜 徐海明 朱素行 周林義

1 南京信息工程大學氣象災害省部共建教育部重點實驗室，南京 210044

2 南京信息工程大學大氣科學學院，南京 210044

3 江蘇省氣象科學研究所，南京 210008

我國東部海洋溫度鋒區(qū)對大氣的強迫作用
——季節(jié)變化

徐蜜蜜1，2徐海明2朱素行2周林義3

1 南京信息工程大學氣象災害省部共建教育部重點實驗室，南京 210044

2 南京信息工程大學大氣科學學院，南京 210044

3 江蘇省氣象科學研究所，南京 210008

采用一系列高分辨率的衛(wèi)星資料研究了我國東部海區(qū)的海洋溫度鋒對局地大氣的強迫作用及其季節(jié)變化。分析表明，當春季海洋鋒增強時，海溫與海表面風速之間存在明顯的正相關關系，并且在海洋鋒的暖 （冷）側形成海表風的輻合 （輻散），表現為海洋對大氣的強迫作用。海溫對表面風場的影響程度與海洋鋒的強度成正比，春季影響程度最大，夏、秋季最小。海洋鋒對其附近的總降水、對流、層云降水均有影響，尤其在春季海洋鋒暖側的降水強度增大，對流降水的頻次增多，“雨頂”高度也有明顯的抬升。暖流對大氣的影響不僅局限在邊界層，其影響可達整個對流層。另外，分析發(fā)現對流降水對海溫的響應比層云降水更加敏感。研究還表明，暖流上空高、低云呈現相反的年循環(huán)特點，冬季多0.5～2km的邊界層云，夏季多云底在10km以上的高云。深對流云集中出現在3～6月，從冬季到初夏，30%以上的云量中心抬高了接近8km。春季和初夏在海洋鋒的暖側頻繁地出現深對流活動。

衛(wèi)星資料 海洋鋒 海洋對大氣的影響 季節(jié)變化

1 引言

近年來，隨著一系列全天候、高分辨率氣象衛(wèi)星的上天，與強海流相聯(lián)系的海洋鋒區(qū)附近的海氣相互作用特征正受到人們越來越多的關注。已有的研究發(fā)現，這種水平尺度較小的海氣相互作用特征完全不同于海盆尺度，表現為海洋對大氣的強迫作用 （Xie，2004）。

早期大量的研究關注于邊界層大氣對海洋鋒的響應，發(fā)現在全球海洋溫度鋒區(qū)附近普遍存在著海溫與海表面風速的同位相變化關系。比如，Chelton et al.（2001）用QuickSCAT等衛(wèi)星資料揭示了東太平洋熱帶不穩(wěn)定波動 （TIW）上海溫擾動與海表面風速擾動存在正相關關系，指出風場散度正比于下風方向的海溫梯度，風場渦度正比于橫風方向的海溫梯度。Nonaka and Xie（2003）用熱帶測雨衛(wèi)星（TRMM）的TMI資料發(fā)現春季在日本以東的黑潮延伸區(qū)，海溫的正 （負）異常對應于表面風速的高 （低）值。Vecchi et al.（2003）發(fā)現在西南季風期間，西阿拉伯海的海洋鋒上存在著大氣對海溫的響應，并且引起海表面潛熱通量的顯著改變。Tokinaga et al.（2005）用衛(wèi)星和海洋觀測資料揭示了Brazil－Malvinas合流區(qū)附近的海洋鋒區(qū)上風速與海溫的正相關，發(fā)現海溫對近表面風場的影響在氣候平均和年際時間尺度上都存在著。至于邊界層大氣響應海洋鋒的機制，目前主要有兩種，一種是1989年 Wallace et al.（1989）和 Heys et al.（1989）提出的近表面動量垂直混合機制，也就是高海溫使邊界層大氣變得不穩(wěn)定，垂直混合增強，引起邊界層中高層大的動量往下傳，導致表面風速增加，反之，冷海水區(qū)大氣的穩(wěn)定度增大，垂直混合受到抑制，海表面風速減小。另一種是1987年Linzen and Nigam（1987）提出的海平面氣壓調整機制，高海溫使空氣增暖，海平面氣壓降低，反之海溫降低使空氣變冷，海平面氣壓升高，這樣就給穿越鋒區(qū)的空氣施加了一個附加的氣壓梯度力的作用，驅動氣塊由冷水區(qū)向暖水區(qū)加速。有研究表明，在大氣響應海溫變化的過程中這兩種機制都在起作用（Xu et al.，2010）。

近期的研究發(fā)現，海洋鋒對大氣的影響不僅僅局限于大氣邊界層，它能夠引起整個對流層大氣的調整。Minobe et al.（2008）發(fā)現在墨西哥灣流上空對應著海表面風場的輻合和降水大值區(qū)以及一直伸展到200hPa的上升運動，認為在海洋鋒的暖側，由增加的海表面感熱和潛熱通量所表征的大氣的不穩(wěn)定導致了深對流，使灣流的影響達到整個對流層。Tokinaga et al.（2009）用一系列船舶觀測資料和衛(wèi)星資料分析了黑潮延伸區(qū)附近云的三維結構，發(fā)現在暖流上空，云頂高度相比周圍的冷海水區(qū)明顯增加，并且對應于頻繁的閃電活動。Kuwano－Yashida et al.（2010）用大氣環(huán)流模式 （GCM）研究了降水對墨西哥灣流的響應，指出灣流影響對流性降水，海洋溫度鋒通過影響海表蒸發(fā)率和大氣底層的水汽通量輻合對局地的水汽收支有顯著貢獻。Minobe et al.（2010）發(fā)現在不同季節(jié)，墨西哥灣流的不同區(qū)域對大氣的加熱作用存在兩種不同的類型，冬季在Gulf Stream Proper上空主要表現為低層加熱，夏季在Florida Current上空為中層加熱。

我國東部海區(qū)存在著強度僅次于墨西哥灣流的強大的西邊界流——黑潮，它與東海大陸架冷水相遇而形成的海洋溫度鋒區(qū)是我國黃海、東海最顯著的水文特征。有研究表明在春季東海黑潮鋒對邊界層大氣有顯著的影響 （徐蜜蜜等，2010），那么，這種影響是否能夠伸展到自由大氣，以及其他季節(jié)大氣對黑潮鋒的響應如何，這些問題還需要進一步研究。本文的目的是用一系列最新的高分辨率衛(wèi)星資料揭示出在我國東部海區(qū)大氣對海洋溫度鋒的響應特征及其季節(jié)變化。

2 資料和方法

1999年7月，美國宇航局發(fā)射了一顆專門用來觀測全球海表面風場的Quick Scatterometer（簡稱QuickSCAT）衛(wèi)星，該衛(wèi)星搭載的微波散射儀通過測量海面粗糙度反演出全球海表面10m高度處的中性風速和風向 （Liu et al.，2000）。本文選取QuickSCAT 1999年12月至2008年11月月平均的資料，水平分辨率為0.25°×0.25°。

本文的海表面溫度來自AVHRR（Advanced Very High Resolution Radiometer）月平均的資料，資料的時間范圍與QuickSCAT資料一致，水平分辨率為0.25°×0.25°。AVHRR是 NOAA 系列衛(wèi)星的主要探測儀器，它是一種5光譜通道的紅外掃描輻射儀，其探測的全球海表面溫度被廣泛應用于各種空間尺度的海洋環(huán)境研究（Roozekrans，1997；Ragner et al.，2003；方立新等，2004）。

1997年發(fā)射升空的熱帶測雨衛(wèi)星 （Tropical Rainfall Measuring Missing，簡稱TRMM）是第一顆專門用于定量測量熱帶和亞熱帶降雨的氣象衛(wèi)星。TRMM衛(wèi)星的觀測范圍在南北緯40°之間，它為氣象工作者們提供了大量熱帶、亞熱帶海洋降水、云中液態(tài)水含量、潛熱等數據 （何會中等，2004）。近年來，TRMM數據被用于區(qū)域降水的季尺度特征分析、季尺度降水日變化研究以及對模式水凝物模擬能力的檢驗等方面 （傅云飛等，2008；Yang and Smith，2008；衡志煒等，2011）。關于TRMM衛(wèi)星及其產品的詳細介紹可訪問其網站http：∥trmm.gsfc.nasa.gov。本文所用的數據從2009年6月開始下載，為第6版的TRMM資料。有研究表明相比上一版本，第6版的反演算法對降水的分型更加客觀可靠 （Awaka et al.，2007）。本文使用了TRMM的第3代產品3B43和第2代產品2A25，都是由Goddard空間飛行中心發(fā)布的標準資料。3B43數據混合了TRMM衛(wèi)星、其它衛(wèi)星以及地面雨量計觀測的結果，提供最優(yōu)的近地表月平均的降水率估計，其空間分辨率為0.25°×0.25°，資料時長選為與 QuickSCAT資料一致。2A25數據提供經反演得到的沿軌道的三維空間的降水率，其水平分辨率為4.5km，垂直方向在0～20km有80層，每層250m。根據TRMM測雨雷達的降水反演方案 （Stelner et al.，1995；Awaka et al.，1998），2A25把降水分為層云降水、對流降水和“其他”3種類型。如果雷達回波在凍結層出現亮帶，則該降水廓線定義為層云降水，如果回波無亮帶，但回波中一旦出現超過39dBZ的信號，該廓線定義為對流降水，非上述兩種情況的定義為“其他”類型。由于 “其他”類型的樣本所占總樣本的比例很小，本文不考慮它。2A25資料的時間范圍選為1999年12月1日至2008年11月30日。為了便于處理，我們將逐軌道的數據水平插值到0.1°×0.1°的網格上。

我們選用美國Woods Hole海洋研究所提供的海氣間熱通量客觀分析數據集 （OA＿FLUX），水平分辨率為1°×1°，它結合了衛(wèi)星資料和3種大氣再分析資料，通過利用最優(yōu)的海表面氣象數據結合最優(yōu)算法改進海表面熱通量 （Yu et al.，2008）。本文選用該資料月平均的海表面感熱、潛熱通量以及海氣間的溫度差，資料時段與QuickSCAT一樣。

此外，本文還利用CloudSat衛(wèi)星資料分析東海黑潮上空四季云的相關特性。CloudSat是世界上第一顆載有毫米波測云雷達的衛(wèi)星，于2006年4月在美國加州范登堡空軍基地發(fā)射升空，它為云的綜合分析和三維重建提供了一種基于主動遙感數據的全新方法。CloudSat與其他幾顆衛(wèi)星在同一軌道上共同組成A－Train衛(wèi)星星座，實現準同步主被動多波段對地球的觀測。CloudSat上搭載的云廓線雷達 （CPR）能提供云體的垂直廓線和云中粒子的相關特性。CPR工作在94GHz的高頻微波波段，在這個波段雷達信號幾乎沒有被削弱，能夠探測到90%的冰云和80%的水云 （Stephens et al.，2002）。資料的橫軌分辨率為1.4km，沿軌分辨率為2.5km，垂直分辨率為500m。本文使用它的標準資料2B－GEOPROF和2B－CLDCLASS，時間為2006年6月15日至2010年5月31日。2B－GEOPROF中的雷達反射率 （Radar＿Reflectivity）數據提供了每條廓線上的CPR回波值，與之對應的Height數據提供了在垂直方向上由平均海平面向上至30km處所獲得的雷達回波高度值。CPR Cloud＿mask數據則提供了與每一回波值相對應的回波有效性判斷，其值越大表明云的回波信號越強越可靠 （Mace et al.，2007；Kahn et al.，2008）?？紤]到會有多層云系存在的情況，根據每條廓線上有效回波的連續(xù)性確定云體，將連續(xù)云體的第一個有效回波和最后一個有效回波對應的高度值作為這段云體的云頂高度和云底高度。2B－CLDCLASS產品提供了云分類信息，把云分為卷云、高層云、高積云、層云、層積云、積云、雨層云和深對流云8類（Wang and Sassen，2007）。本文在此基礎上把云分為高云 （Ci）、中云 （As、Ac）、低云 （St、Sc、Cu、Ns）和深對流云。

3 海表面風場對海洋鋒的響應

圖1給出了四季氣候平均的AVHRR海表面溫度以及QuickSCAT 10m中性風速、風矢量和散度的空間分布。在我國東部海區(qū)，黑潮從臺灣以東洋面沿著東海大陸架的邊緣向東北流向日本九州島，在琉球群島附近，黑潮還分出一支流向黃海和渤海，形成黃海暖流。黑潮暖水與黃、東海大陸架冷水相遇形成了海溫水平梯度很大的海洋溫度鋒區(qū)，表現為臺灣與日本之間的SST等值線密集帶。我國東部海區(qū)的SST表現出中緯度典型的季節(jié)變化特征：冬、春季海溫低，夏、秋季海溫高。SST梯度也存在明顯的季節(jié)變化：春季梯度最大，冬季其次，夏、秋季最小。冬、春季在東海大陸架與琉球群島之間存在SST暖舌，這支暖舌在春季尤其明顯。而在靠近中國東部大陸的海區(qū)，由于冬半年冷空氣爆發(fā)對海水的降溫以及淺水區(qū)強垂直混合作用 （Xie et al.，2002），形成了一片相對冷的海溫區(qū)。春季從123°E～127.5°E這幾百公里的范圍內，海溫變化超過10℃。夏、秋季隨著黃、東海大陸架水溫的升高，SST分布變均勻，海洋鋒的強度顯著下降，變化相同的范圍SST的改變只有3～4℃。

隨著冬、夏季風的轉換，東中國海多年季節(jié)平均的風向存在近似反向的變化。冬、春、秋三季的平均風向與冬季風的盛行風向一致，為北風或東北風，夏季為東南風。春季當盛行的偏北風從靠近中國大陸的東海冷水區(qū)穿過海洋鋒吹向SST暖舌上空時，海表面風速經歷了一個明顯的加速過程。QuickSCAT 10m中性風速與SST在空間上是一一對應的同位相變化的關系，如SST暖舌上的風速比東海冷水上空大2～2.5m／s，表現為海洋對大氣的強迫作用。鋒區(qū)附近海溫與海表面風速同位相的程度與SST的梯度成正比，在SST水平梯度最大的3～5月正相關最顯著。除風速外，海表面風的散度也受到海溫控制。春季沿著SST鋒的暖側是一條海表風速的輻合帶，在東海SST冷舌上空為海表面風的輻散。不同季節(jié)風場散度的大小有很大差異。春季輻合／輻散最大；冬季在東海冷海溫區(qū)和SST鋒區(qū)上存在較弱的輻散。在鋒區(qū)暖側，原春季此處的輻合場幾乎完全消失，只在臺灣島附近有較弱的輻合；夏、秋季表面風散度進一步減小，并且與SST的分布也沒有明顯的對應關系。除夏季外，臺灣島西南角的風影區(qū)存在比較明顯的輻合，表現出地形的效應。

為了更清楚地揭示我國東部海區(qū)SST影響大氣的年循環(huán)特征，圖2給出了沿垂直于海洋鋒區(qū)的直線AB（見圖1b）方向的SST梯度、風速梯度以及散度的時間演變。海溫梯度在海洋鋒區(qū)達到最大，它的大小代表海洋溫度鋒的強弱變化：從冬季到春季，海洋鋒逐漸增強，于3～5月達到最強。5月以后海洋鋒強度迅速減弱，8～9月為全年最弱，10月以后又開始漸漸恢復。由前面SST與風速的正相關可推斷出海溫梯度與風速梯度應該有一致的年循環(huán)規(guī)律。對比圖2中的兩個梯度可以發(fā)現它們都在鋒區(qū)上達最大。兩者的極大值都出現在3～5月，極小值出現在夏季。此外，海溫梯度最大值出現的時間超前于中性風速約半個月左右，這在一定程度上驗證了SST對海表風的強迫作用。在鋒區(qū)冷側除夏季外有海表面風速輻散，在黑潮主軸上空［約 （28.875°N，127.625°E）］，從3月開始為風速輻合。輻合／輻散的大小與黑潮鋒的強度有類似的季節(jié)演變特點：兩者都在冬半年強，夏半年弱，SST鋒最強的3～5月，海洋鋒冷 （暖）側的輻散（輻合）達到全年最大值。

由于大氣調整的空間范圍 （～1000km）比SST鋒的水平尺度 （～100km）大得多，當春季從大陸吹來的冷空氣穿越強海洋鋒區(qū)時，氣溫無法立即向不斷變化的海溫做出調整。在鋒區(qū)附近氣溫的水平分布比SST平滑，水溫與海表面2m處氣溫的差異Ts－Ta（見圖3）由鋒區(qū)冷側向暖側增大，在冷水區(qū)低層大氣為弱穩(wěn)定層結，黑潮暖水上空為強不穩(wěn)定的大氣。圖3中用Ts－Ta沿直線AB的梯度大小來表示海洋鋒兩側大氣穩(wěn)定度的差異?？梢钥吹剑杭?（3～5月）SST鋒區(qū)上空邊界層大氣不穩(wěn)定度的增長最快。根據 Wallace et al.（1989）的假說，SST鋒暖（冷）側大氣不穩(wěn)定（穩(wěn)定）的層結會導致垂直混合和海表面風速的加強 （減弱）。暖海水區(qū)海氣間的溫度差使海洋向大氣放出更多熱量，海表面熱通量的增大驅動湍流，促進海洋大氣邊界層 （MABL）高層大的動量向下傳輸，加速海表面的風速，冷水區(qū)則相反。通過海氣間的熱量和水汽交換，SST鋒暖 （冷）側的邊界層大氣得到（失去）更多的熱量和水汽，低層空氣增溫增濕 （減溫減濕），海平面氣壓降低 （升高），在暖水和冷水上空分別形成海表面風的輻合和輻散。海平面氣壓的變化還會增加SST鋒區(qū)上空的氣壓梯度，對由冷向暖穿過鋒區(qū)的空氣提供加速度。事實上，有研究表明春季東海黑潮鋒附近SST能夠明顯改變鋒區(qū)兩側MABL的溫、濕結構和垂直混合的強弱。由SST梯度產生的附加的氣壓梯度力對空氣由冷水區(qū)向暖水區(qū)的加速也有重要的貢獻。黑潮鋒附近海溫與風速的正相關是海平面氣壓調整機制和垂直混合機制共同作用的結果 （徐蜜蜜等，2010）。從本文的結果可知，黃、東海的海洋溫度鋒在春季最強，海洋對MABL的強迫作用也是在春季最明顯。

圖1 2000～2008年多年平均的QuickSCAT 10m中性風散度 （彩色陰影，單位：10－5 s－1）、風矢量 （箭頭，單位：m／s）、風速 （紫紅色等值線，單位：m／s）和AVHRR海溫 （黑色等值線，間隔：1℃）：（a）冬季；（b）春季；（c）夏季；（d）秋季Fig.1 Seasonal mean AVHRR SST（black contours at 1℃interval），QuickSCAT 10－m neutral equivalent wind velocity（magenta contours，units：m／s），divergence（shaded），and wind vector（black arrows）in（a）winter（Dec－Feb），（b）spring（Mar－May），（c）summer（Jun－Jul），and（d）autumn（Sep－Oct）of 2000－2008

圖2 2000～2008年多年平均的沿圖1b中直線AB的AVHRR海溫梯度（彩色陰影，單位：℃／km）、QuickSCAT 10m中性風速梯度（白線，單位：m·s－1·km－1）和散度 （黑線，單位：10－5s－1）隨月份的演變。風速梯度和散度均省略了零線Fig.2 Time evolution of AVHRR SST gradients（shaded），QuickSCAT 10－m wind speed gradients（white contours，units：m·s－1·km－1），and divergence（black contours，units：10－5 s－1）averaged over 2000－2008.Gradients are computed along line AB in Fig.1bwith zero contours omitted

圖3 OA＿FLUX 2000～2008年多年平均的沿直線AB的Ts－Ta（白色等值線，間隔：1℃）及其梯度 （彩色，單位：℃／km）和海表面感熱加潛熱通量梯度 ［黑色等值線 （已省略零線），單位：W·m－2·km－1］隨月份的演變Fig.3 Time evolution of OA＿FLUX Ts－Ta （SST minus 2－m air temperature，white contours at 1℃interval）and its gradient（shaded）as well as sea surface sensible＋latent heat flux gradient（black contours，units：W·m－2·km－1，zero contour omitted）averaged over 2000－2008

4 海洋鋒區(qū)附近的降水結構特征及季節(jié)變化

4.1 近地表的降水率

從前文的分析可知，我國東部海區(qū)的海洋鋒對其上邊界層大氣有顯著的影響，并且這種影響在春季最明顯。那么，海洋鋒對局地大氣的影響是否能夠超越MABL到達自由大氣？這一節(jié)將分析鋒區(qū)附近降水結構的特點，從而進一步探討黑潮暖流對局地大氣的強迫作用及其季節(jié)變化。

圖4給出了多年四季季節(jié)平均的近地表3B43總降水率和2A25對流、層云降水率的空間分布。冬季，我國東部大陸和海洋上空的總降水很少，降水率一般在0.15mm／h以下。在海洋鋒區(qū)附近，最大的降水率出現在鋒區(qū)的暖側、琉球群島西北部，雨強在0.2～0.25mm／h之間。從鋒區(qū)暖側向西北方向，隨著SST的降低，近地表的總降水逐漸減少，黃海海域冬季平均的降水率只有不到0.05mm／h，為全年最低值。冬季整個研究區(qū)域內對流降水甚少，最大的對流降水率只有0.08mm／h左右，海洋上的對流雨強略大于大陸，其中臺灣東部沿岸的對流降水相對較大。冬季層云降水大多集中在25°N～35°N之間，呈緯向帶狀分布，從27°N以北的SST鋒區(qū)至日本東南沿海出現了大于0.1mm／h的降水中心。

春季總降水的分布區(qū)域與冬季相比更加寬廣，0.1mm／h以上的降水范圍明顯增大。在我國東部海區(qū)，從SST與降水率的空間分布來看，總降水率與SST的空間配置有很好的對應關系，即降水率的大值區(qū)沿著黑潮暖流分布，在黃、東海的SST冷舌上空對應的是弱降水。海洋鋒兩側的降水率差異達到0.2mm／h左右。對比圖1b可知，春季SST鋒區(qū)暖（冷）側的強（弱）降水與海表風的輻合（輻散）相對應，根據質量連續(xù)性原理，暖水區(qū)低層空氣輻合對應上升運動，有利于形成降水，冷水區(qū)低層輻散產生下沉運動，不利于降水的發(fā)生。已有的研究表明，墨西哥灣流附近的SST梯度不僅可以引起海表風的輻合輻散，還造成鋒區(qū)兩側整層大氣的上升和下沉運動 （Minobe et al.，2008）。春季黑潮鋒區(qū)附近的SST、海表風散度和雨帶的空間配置與Minobe et al.的研究結果相一致。由此可見，海洋鋒通過影響低層大氣的散度控制了雨帶的分布，海洋對大氣的強迫作用不僅局限在MABL，可以向上擴展到整個對流層。春季近地表分雨型的降水與總降水的分布基本一致，都是在SST鋒的暖側達到最大。仔細對比圖4e、f不難發(fā)現，對流降水與SST的對應關系相比層云降水更好，且強對流降水在空間上更加集中，在圖中表現為一個個小的高值中心，反映出水平尺度較小的中尺度對流系統(tǒng)的影響，層云降水的高值中心較少，降水率空間分布更加均勻，并且層云降水與總降水的空間分布型很像，表明層云降水對總降水強度的貢獻占主導作用。

夏季，整個區(qū)域近地面均位于東南氣流的控制之下 （見圖1c），雨區(qū)十分寬廣，降水量顯著增多。陸地上的降水強度明顯高于洋面，其中在中國華南沿海、臺灣島以及日本九州島至朝鮮半島南部一帶的區(qū)域中出現了降水率大于0.45mm／h的強降水中心。在海洋上，130°E以西我國近海的降水率大于130°E以東的西北太平洋。20°N以南的總降水高于副熱帶和中緯度海面。在SST鋒區(qū)附近，降水分布比較均勻，雨強相對較大的海域出現在琉球群島附近，降水率約為0.12～0.16mm／h。夏季不但海洋鋒弱，季節(jié)平均的降水強度與SST之間也沒有出現春季那樣一一對應的空間分布。對流降水多分布在低緯度地區(qū)，尤其是臺灣島附近。夏季層云降水在高低緯度之間沒有出現對流雨那樣明顯的差異，在我國近海呈現大片均勻分布，降水率約0.1～0.16mm／h。

秋季陸地上的總降水顯著下降，海洋上的降水強度普遍大于陸地，降水率最大的地方出現在臺灣以東海面至巴士海峽一帶和日本東南沿海。在我國東部海區(qū)，雖然秋季海洋溫度鋒不明顯，但降水率與SST之間仍然存在正相關的空間分布，鋒區(qū)冷側黃海的降水率與暖流上空相比偏小近0.1mm／h。中國東部大陸和黃、東海冷水區(qū)的對流和層云降水弱于其東南方的暖洋面。對流雨的極大值中心出現在臺灣東部海域，雨強高達0.24mm／h以上，為這一區(qū)域全年最高值。

為了對比對流降水和層云降水對總降水的貢獻，圖5給出了四季近海表對流降水率占總降水率的百分比。由圖5可見，對流降水在總降水中所占比例大于50%的區(qū)域較少，主要分布在25°N以南的暖海面。在我國東部海區(qū)，層云降水在總降水中占的比例更大。冬、春季對流降水的貢獻明顯低于夏、秋季，季節(jié)差異最明顯的地區(qū)在海洋鋒區(qū)及其冷側的黃海和東海，此處冬、春季對流降水的比例一般低于15%，夏季增多至35%～50%，秋季再下降至30%以下。春季黑潮暖流上空對流降水對總降水的貢獻比周圍海區(qū)偏高20%左右，表明暖海溫有利于其上空對流運動的發(fā)展。

圖4 2000～2008年四季季節(jié)平均的3B43近地表的總降水率 （a、d、g、j）、2A25近地表對流降水率 （b、e、h、k）和層云降水率 （c、f、i、l）以及 AVHRR海溫 （等值線，間隔：1℃）：（a－c）冬；（d－f）春；（g－i）夏；（j－l）秋Fig.4 Seasonal means of（a，d，g，j）the near surface 3B43total precipitation rate（shaded），the near surface 2A25（b，e，h，k）convective precipitation rate（shaded）and（c，f，i，l）stratiform precipitation rate（shaded）in（a－c）winter，（d－f）spring，（g－i）summer，and（j－l）autumn of 2000－2008.Seasonal mean AVHRR SST is also plotted（contours at 1℃interval）

4.2 對流降水和層云降水的頻次

圖6給出了四季對流降水與層云降水的頻次分布。降水頻次是指季尺度內0.1°網格中測到的對流／層云的降水次數與總觀測次數之比 （用百分比表示）。不論在哪個季節(jié)，整個區(qū)域內的層云降水頻次遠遠大于對流降水頻次，季尺度對流降水頻次一般小于2%，最大頻次僅為2%～3%，出現在夏、秋季的低緯海洋上。大部分地區(qū)層云降水的頻次大于3%，最高可超過8.5%。冬、春季對流雨發(fā)生的次數少于夏、秋季。冬季對流雨多發(fā)生在海洋鋒的暖側和西太平洋。臺灣島嶼地形對對流活動的影響十分明顯，在臺灣以東沿海存在對流降水頻次的極大值。當冬季盛行的東北季風吹向臺灣島上南北走向的中央山脈時，在迎風坡空氣被強迫抬升，導致了對流活動的頻繁發(fā)生。此外，海陸風也是導致這里對流發(fā)展活躍的另一個可能原因。春季在25°N以南，對流降水頻次呈緯向分布，且隨緯度的升高而減少。在25°N以北，對流降水頻次與SST的空間分布十分吻合，頻次的大值區(qū)沿著黑潮暖水分布。在暖流的兩側，對流降水的頻次迅速減少，但130°E以東的西太平洋的對流降水仍然要多于黃、東海冷水區(qū)。在黃、東海對流雨發(fā)生的次數由東南至西北隨SST的降低而減少。春季臺灣島地形對對流降水頻次的影響依然存在，但程度不如冬季。夏季對流雨發(fā)生的次數明顯增多，25°N以南的對流降水頻次高于25°N以北。秋季對流降水除了在陸地上和黃海冷海溫區(qū)有明顯的減少以外，與夏季相差不大。層云降水頻次的季節(jié)變化不如對流降水明顯。冬、春季層云降水主要發(fā)生在30°N附近，層云雨帶從我國東部大陸至日本以南海面呈現東北—西南走向的帶狀分布。春季層云降水的高頻區(qū)分布在我國東南部大陸上空和東海黑潮的北部、九州島以南的海區(qū)，層云雨帶在東海冷海水區(qū)斷裂。綜上所述，不論從季節(jié)平均的降水率還是降水頻次的空間分布來看，春季海洋鋒對雨帶的影響最明顯，對流降水與海溫的吻合程度相比層云降水更好。

圖5 2000～2008年2A25近地表對流降水率在總降水率中占的百分比（彩色）和季節(jié)平均的AVHRR海溫（等值線，間隔：1℃）：（a）冬季；（b）春季；（c）夏季；（d）秋季Fig.5 The ratios of convective precipitation amounts to total precipitation amounts for（a）winter，（b）spring，（c）summer，and（d）autumn of 2000－2008（shaded）.Seasonal mean AVHRR SST （℃）is plotted in contours

圖6 2000～2008年四季2A25對流降水頻次 （a、c、e、g）和層云降水頻次 （b、d、f、h）以及季節(jié)平均的AVHRR海溫 （等值線，間隔：1℃）：（a、b）冬；（c、d）春；（e、f）夏；（g、h）秋Fig.6 Climatology of occurrence frequency（shaded）for convective（a，c，e，g）and stratiform （b，d，f，h）precipitation during 2000－2008 for（a，b）winter，（c，d）spring，（e，f）summer，and（g，h）autumn.Seasonal mean AVHRR SST is also plotted（contours at 1℃interval）

4.3 降水率的垂直剖面

圖7是冬、春、夏、秋四季季節(jié)平均的總降水率沿垂直于SST鋒區(qū)直線AB（見圖1b）的垂直剖面。由于海洋溫度鋒的強度不同，其對總降水垂直結構的影響也存在明顯的季節(jié)差異。春季海洋鋒對降水垂直結構的影響最明顯：從冷水 （A）至暖水（B），“雨頂”高度提升，在黑潮上空最大，SST鋒區(qū)兩側 “雨頂”高度相差接近2.5km，遠大于其他季節(jié)“雨頂”高度的落差。從降水強度來看也是春季SST鋒區(qū)兩側雨強的差異最大。春季在黑潮暖流上空，不僅近地表的降水最強，而且降水率的垂直梯度也大。東海冷水區(qū)近地表的降水率與暖水區(qū)相比偏小0.25mm／h以上，且降水率在4km以下基本不隨高度變化。“雨頂”高度和低層降水強度在鋒區(qū)上空增加迅速，在西太平洋暖水上空減小緩慢。夏季在海洋鋒區(qū)附近不僅降水強度整體變大，“雨頂”也明顯升高。有趣的是，盡管海洋鋒強度很弱，但是它對總降水的影響依然存在，表現在鋒區(qū)兩側“雨頂”高度和降水率的變化上。由前文分析可知，對流降水對海溫變化的響應比層云降水更敏感，因此夏季海洋鋒區(qū)附近降水結構的變化可能與夏季對流降水在總降水中所占比例偏高有關。與春季不同的是，夏季在西太平洋上空，“雨頂”高度的水平變化大于SST鋒區(qū)。秋季 “雨頂”高度下降，尤其是在冷水區(qū)更明顯。海溫從A至B不斷遞增，黑潮暖流在海表溫度上的反映是四季中最模糊的，與SST的變化相似，秋季 “雨頂”高度和降水率也是從A至B不斷增大，最大的降水率和降雨高度并非出現在黑潮上空，而是在西太平洋。冬季，降水率和 “雨頂”高度均有明顯的下降，近地表鋒區(qū)暖側的降水率大于冷側?？偟膩砜?，總降水垂直結構的季節(jié)變化有2個主要特征：一是海洋鋒兩側“雨頂”高度和降水強度的差異在春季最大，說明春季降水對海洋鋒的響應顯著；二是由冬至夏，海洋鋒附近整體 “雨頂”抬升，至少表明在降水方面，暖流對大氣的影響冬季淺薄，夏季深厚。

圖7 2000～2008年季節(jié)平均的TRMM 2A25總降水率沿圖1中直線AB的垂直剖面 （彩色陰影，單位：mm／h）：（a）冬季；（b）春季；（c）夏季；（d）秋季。下方小圖為對應季節(jié)沿直線AB的AVHRR海溫 （單位：℃）Fig.7 Vertical cross sections of seasonal mean TRMM 2A25total precipitation rates（shaded）along line AB shown in Fig.1bfor（a）winter，（b）spring，（c）summer，and（d）autumn of 2000－2008.AVHRR SST variation（℃）along line AB is also shown in each season（curves）

圖8 2006年6月～2010年5月黑潮上空 （25°N～30°N，125°E～130°E）高云 （a）、中云 （b）、低云 （c）以及深對流云 （d）出現次數隨月份的演變Fig.8 Time evolution of the occurrence frequency（sample numbers）for（a）high，（b）middle，（c）low，and（d）deep convective clouds over Kuroshio Current（25°N－30°N，125°E－130°E）during the period from Jun 2006to May 2010

5 東海黑潮對云的影響

5.1 云的頻次

黑潮上空 （25°N～30°N，125°E～130°E）高、中、低云以及深對流云出現次數的時間演變見圖8。從年平均來看，深對流云出現次數遠少于其他3類云。高云和低云頻次相差不大，中云略多。高云和低云的季節(jié)變化剛好相反，從冬季至夏季，高云（卷云）逐漸增多，低云在冬季最多，夏季很少出現。中云的季節(jié)變化不明顯。暖流上空深對流云大多集中在3～6月。6月深對流云的頻次為全年最大值?？紤]到春末夏初正是東亞梅雨季節(jié)，初夏東海黑潮上空深對流云突然增多的現象很可能是受梅雨雨帶的影響。根據Tokinaga et al.（2009）的研究，日本以東6月平均的雨帶位于黑潮延伸區(qū)SST鋒的暖側，與底層大氣的輻合區(qū)和整層大氣的上升運動位置相重合，反映出海洋鋒對梅雨的可能影響。東海黑潮區(qū)6月大量深對流云的出現可能與梅雨雨帶上 MCS（Meso－scale Convective System）的活動有關。全年各類云頻次的季節(jié)變化規(guī)律是從冬到夏漸漸由低云過渡到高云，春季和初夏暖流上深對流活動最頻繁。

5.2 云量

CloudSat資料用cloudmask參量來表示每個雷達距離分辨體積 （RRV）是否有云存在，其值在30～40之間表示確實觀測到了水凝物。本文對云量的計算參考了國內外學者處理CloudSat資料的做法 （Sassen et al.，2008；Luo et al.，2009；王帥輝等，2010）。對于二維云量，用網格內探測到有 （某種）云的廓線數除以總的有效廓線數 （不論有無云存在）。對于三維云量，先把垂直方向0～30km分為間隔1km的30層，然后分別統(tǒng)計出每個立方體內有（某種）云的RRV數目m和總的RRV數目n，用它們的比值m／n表示該體積內的云量。

美國資源管理局將保護性耕作定義為，“耕種后至少50%地表覆蓋有秸稈，以減少水蝕的耕作方法；或在風蝕嚴重的地區(qū)，在風蝕易發(fā)生地表的谷物秸稈覆蓋量不少于1820 kg/hm2，且覆蓋均勻平整的耕作方法”。簡單地說，保護性耕作就是指任何能比傳統(tǒng)耕作法減少土壤流失的耕作法。

圖9a是黑潮上空總云量的時間—高度剖面。冬半年 （11月至次年2月）以高度為0.5～2km的低云主導，云量約40%左右，經統(tǒng)計這些低云中絕大多數是層積云 （Sc），即海洋邊界層云。20世紀90年代以前，人們就發(fā)現冬季在西邊界流如黑潮和灣流區(qū)存在大量的層云和層積云。Sc云是在邊界層頂穩(wěn)定而下層有湍流運動時形成的，在湍流交換所達到的高度內其上部的空氣會冷卻，假使同時有水分被湍流移送到上部時就有可能產生層云和層積云。另一方面，下沉運動建立云蓋逆溫，把來自洋面的水汽通量和熱通量局限在一個淺層內，有利于海洋Sc云的形成。冬季在SST鋒區(qū)，尤其是有冷空氣爆發(fā)時大陸上干而冷的空氣沿著SST梯度平流到暖海水上空，強風速以及海氣間明顯的溫度、濕度對比產生海面向上大量的感、潛熱和水汽通量，使MABL迅速變厚，不穩(wěn)定度增加，上下層之間湍流交換加強。同時東移氣旋后部的下沉運動在MABL頂產生逆溫，形成有利于產生Sc云的條件 （Norris and Iacobellis，2005）。2005年 KESS（Kuroshio Extension System Study）試驗期間，Tanimoto et al.（2009）使用各種高分辨率的氣象儀器成功地觀測到黑潮延伸區(qū)（KE）附近低云的變化：伴隨著北風平流，在KE鋒區(qū)的暖側形成Sc云并且云底高度隨SST增大而升高，證明了海洋鋒對低云形成有重要作用。春季黑潮上空的云穿過邊界層頂向高處發(fā)展。3～5月總云量的大值區(qū)變高變厚，32%以上的云量中心從3km附近升高到10km以上，而低云的云量逐漸減少。

春季東海黑潮區(qū)云在垂直方向的發(fā)展與沿黑潮鋒暖側海表面風速的輻合 （圖1b）、海表面熱通量的增加（圖3）相對應的現象類似于墨西哥灣流區(qū)的觀測結果 （Minobe et al.，2008），讓人容易聯(lián)想到海平面氣壓調整假說：SST引起的表面熱通量加熱低層大氣，使氣壓降低，表面風輻合上升，對流運動加強，有利于云向上發(fā)展。6月對流層中高層的總云量明顯增加，最大云量超過40%，并且大云量區(qū)同時向高低空擴展，表現為深對流的特點。SST梯度對6月東海梅雨云帶的影響途徑可能為：由暖海溫引起的低層空氣輻合產生上升運動，同時風場輻合對水汽通量輻合也會有貢獻。另外，通過海氣間熱量交換，SST的水平梯度增加大氣的斜壓性，促使斜壓擾動發(fā)展。

圖9 2006年6月～2010年5月 （a）黑潮上空 （25°N～30°N，125°E～130°E）月平均總云量 （%）的時間—高度剖面圖以及 （b）深對流云云量占總云量的百分比沿圖1a中直線AB的時間剖面圖Fig.9 （a）Time－h(huán)eight cross section of monthly mean total cloud amounts over Kuroshio Current（25°N－30°N，125°E－130°E）from Jun 2006to May 2010；（b）time evolution of the ratio of deep convective cloud amount to total cloud amount along line AB shown in Fig.1bcalculated from Jun 2006to May 2010

盛夏和初秋，東海黑潮區(qū)處在西太平洋副高控制之下，以下沉運動為主，中低層云量減少，只在對流層上部的高云較多。SST對深對流云的影響以及季節(jié)變化可以更清楚地反映在深對流云量在總云量中占的比例 （圖9b）。在黑潮鋒暖側全年深對流云量的比例與周圍地區(qū)相比都較大，尤其是在春季和初夏，最大值出現在5～6月，表明SST鋒的存在促使鋒區(qū)暖側對流發(fā)展，深對流在春末夏初最頻繁。

圖10 2006年6月～2010年5月黑潮區(qū) （25°N～30°N，125°E～130°E）1～12月云頂高度和云底高度的歸一化聯(lián)合頻率分布。橫、縱坐標：層底、層頂高度 （單位：km）Fig.10 Normalized joint frequency distribution of cloud base height and cloud top height over Kuroshio Current（25°N－30°N，125°E－130°E）for each month of a year calculated from Jun 2006to May 2010

5.3 云頂、云底高度和厚度

圖10顯示黑潮區(qū)各個月份云層的層頂高度和層底高度的歸一化聯(lián)合頻率分布?？梢钥吹?，12月～2月云層出現的最大高度比夏季偏低接近4 km，而且層底高度＜2km，層頂高度＜3km的云發(fā)生頻率有最大值，表示黑潮上空冬季多低而薄的云層。從3月開始圖10中左下角的頻率減少，主對角線上的頻率增大，說明低云減少，在對流層不同高度上都有物理厚度較薄的云存在，且隨著時間推移，頻率大值有沿著主對角線向右上角移動 （云層逐漸變高）的趨勢。3～6月云底＜2km的云層其最大云頂高度出現的頻率向高層增多，云層逐漸變厚。5、6月份頂部位于對流層上層（10～16km）的云的發(fā)生頻率有2個極大值，分別位于層底高度在12km附近和近海面，代表卷云／云砧和深對流云。云砧可能是深對流發(fā)生時上層水凝物卷出形成的。另外，4～6月云的頻率在圖10中分布均勻，而不是集中在某一段高度，反映了在對流旺盛的情況下更容易出現比較復雜的水凝物垂直分布。7月的頻率集中分布在右上角，為高而薄的云層。秋季云層的最大高度漸漸下降，低層水凝物增多，向冬季的形態(tài)過渡。

6 結論和討論

本文利用QuickSCAT、TRMM、CloudSat等一系列高分辨率的衛(wèi)星資料，從氣候態(tài)的角度研究了我國東部海區(qū)的海洋溫度鋒對局地大氣的強迫作用及其季節(jié)變化，得出以下結論：春季受黑潮暖流影響，在東中國海有一支強且狹窄的海溫暖舌從臺灣以東延伸至日本東南部，并與靠近中國東部大陸的冷海水形成SST水平梯度很大的海洋溫度鋒區(qū)。海洋鋒區(qū)附近SST與海表面風速有明顯的同位相關系，SST暖舌上的風速比鋒區(qū)冷側大2～2.5m／s。海表面風場散度也受到SST控制，在海洋鋒的暖 （冷）側對應于海表風的輻合 （輻散）。SST對表面風場的影響程度與海洋鋒的強度成正比。在SST梯度最大的3～5月海溫與表面風速同位相變化的程度以及鋒區(qū)暖 （冷）側的輻合 （輻散）均達到全年最強。在海洋鋒最弱的夏季，風速、散度與SST之間沒有明顯的對應關系。海洋鋒通過控制MABL的大氣層結和海表面熱通量的變化來影響局地風場。3～5月由SST鋒冷側至暖側大氣不穩(wěn)定度和海面向上的感、潛熱通量的增長最快，有利于垂直混合機制和海平面氣壓調整機制起作用，使海洋鋒對MABL的強迫作用在春季最明顯。

我國東部海區(qū)四季均以層云降水為主。春季近地表的總／對流／層云降水的降水率與SST之間在空間上存在很好的對應關系，降水率的大值區(qū)出現在黑潮鋒的暖側，在黃海、東海冷水上空為弱降水，與鋒區(qū)兩側海表風的散度相對應。這種低層大氣散度、降水與海溫的空間配置完全符合海平面氣壓調整機制。海洋對大氣的強迫作用不僅局限在MABL，可以向上伸展到整層大氣。春季對流降水與海溫的相關程度比層云降水更好，對流降水的高頻區(qū)與暖海溫的分布十分吻合。層云降水的頻次在30°N附近從我國東部大陸至日本東南部呈東北—西南走向的帶狀分布。夏季東中國海的總降水和對流降水顯著增多，對流雨多發(fā)生在低緯度的暖洋面上。秋季總降水集中在臺灣以東洋面至巴士海峽一帶和日本東南沿海。西太平洋暖水上空的對流、層云降水均大于黃東海冷水區(qū)。冬季東中國海的降水尤其是對流降水甚少，對流降水頻次受臺灣島地形影響明顯。海洋鋒區(qū)附近降水垂直結構的季節(jié)變化特點是：海洋鋒兩側 “雨頂”高度和降水強度的差異在春季最大；由冬季至夏季，鋒區(qū)附近整體 “雨頂”高度抬升，暖流對降水的影響冬季較淺薄，夏季較深厚。

在東海黑潮上空高云和低云呈現出相反的年循環(huán)特征，冬季絕大多數的云為0.5～2km之間低而薄的云層，夏季主要出現12～16km的卷云。深對流云多集中在3～6月。從3月開始總云量的大值區(qū)逐漸變高變厚。春季SST暖舌上空云垂直發(fā)展與海表風的輻合以及海表面熱通量的增加相一致。5、6月份SST鋒暖側深對流云量占總云量的比例達到全年最大值。6月對流層中高層的云量迅速增加，大云量區(qū)同時向高低空擴展，表現為明顯的深對流特點，反映出海洋鋒對梅雨雨帶的可能影響。

最近，Xu et al.（2011）通過診斷分析和數值模擬研究了春季東海黑潮對降水的影響，表明春季在黑潮上空頻繁地出現深對流，這種沿暖海溫的深對流活動被衛(wèi)星觀測到的閃電頻數和再分析資料中的大氣加熱場所證實，通過一個溫帶氣旋東移入海的個例模擬證實了暖流的存在使對流降水強度增大，持續(xù)時間延長。暖流區(qū)海表面熱通量的增大以及大氣對流有效位能的增長是春季東海黑潮上空雨帶形成的主要原因。本文從海表面風場、降水和云的角度綜合分析了海洋鋒對局地大氣的強迫作用，側重于揭示季節(jié)變化特征。從本文的結果來看，MABL受局地SST影響很大，海溫通過調節(jié)MABL的穩(wěn)定度和SLP完全控制了海表面風速和散度的季節(jié)變化。我們對鋒區(qū)附近逐月的降水和海溫之間的關系進行過分析，發(fā)現黑潮對降水的影響不僅存在于春季，初夏6月也有顯著的影響。從本文對云的分析也可看出黑潮區(qū)深對流發(fā)展最活躍的時期在5、6月份，即春末夏初。而6月海洋鋒的強度已經開始減弱，為什么對流活動依然對海洋鋒會有如此響應，值得進一步研究。它至少表明相比MABL，影響云和降水的因子更加復雜。Minobe et al.（2010）發(fā)現對于夏季Florida Current上空的降水，局地的蒸發(fā)僅提供了一半的水汽量，其余的水汽來源于北大西洋副高西南側的水汽平流。因此，海洋鋒對降水的影響可能不僅取決于局地的海溫條件，還需跟大尺度的環(huán)流場相配合。本文對CloudSat資料的初步分析發(fā)現，東海黑潮鋒對梅雨雨帶有一定的影響。我們下一步的工作將就此問題進行更深入的研究，以探討海洋溫度鋒對東亞梅雨鋒的結構有何具體的影響以及影響的物理機制。

致謝感謝兩位審稿人提出寶貴意見。感謝美國Goddard空間飛行中心提供了TRMM資料和美國NASA CloudSat數據處理中心（Data Processing Center）提供了CloudSat資料。

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Ocean－to－Atmosphere Forcing in the Vicinity of the Sea Surface Temperature Front in the East China Sea—Seasonal Variations

XU Mimi1，2，XU Haiming2，ZHU Suxing2，and ZHOU Linyi3
1KeyLaboratoryofMeteorologicalDisasterofMinistryofEducation，NanjingUniversityofInformationScienceandTechnology，Nanjing210044
2DepartmentofAtmosphericScience，NanjingUniversityofInformationScienceandTechnology，Nanjing210044
3JiangsuInstituteofMeteorologicalScience，Nanjing210008

A suite of high－resolution satellite measurements are used to investigate local atmospheric response to a sea surface temperature（SST）front over the East China Sea and its seasonal variation.The analyses reveal a significant in－phase relationship between SST and 10－m neutral wind velocity，accompanied by convergence（divergence）on the warmer（colder）flank of the front during spring time when the oceanic front is intensified，indicative of ocean－to－atmosphere influences.The extent of the influence on near surface wind field by SST is proportional to the strength of the SST front with its maximum in spring and minimum in summer and autumn.The satellite observations detect direct responses of total，convective，and stratiform precipitation to the Kuroshio front.Especially in spring and early summer，enhanced rainfall and the frequent occurrence of convective precipitation are collocated on the warmer flank of the SST front.Furthermore，considerable increase in the cloud top height is observed across the front from cold to warm water.The distribution and structure of precipitation suggest that the influence of warm ocean current in the East China Sea penetrates above the MABL（Marine Atmospheric Boundary Layer）to reach the entire troposphere.The results also show that convective precipitation is more sensitive to SST variation than stratiform precipitation.High and low clouds over the Kuroshio Current exhibit opposite annual cycle，low clouds ranging from 0.5－2km prevail in winter，while high clouds with the cloud base above 10km dominate in summer.The area with cloud amount larger than 30%is elevated by nearly 8km from winter to early summer.Deep convective clouds mainly concentrate during March to June，indicating that deep convection frequently occurs on the warmer flank of the SST front in spring and early summer.

satellite observations，oceanic front，ocean－to－atmosphere influence，seasonal variation

1006－9895（2012）03－0590－17

P461

A

10.3878／j.issn.1006－9895.2011.11113

徐蜜蜜，徐海明，朱素行，等.2012.我國東部海洋溫度鋒區(qū)對大氣的強迫作用——季節(jié)變化 ［J］.大氣科學，36（3）：590－606，

10.3878／j.issn.1006－9895.2011.11113. Xu Mimi，Xu Haiming，Zhu Suxing，et al.2012.Ocean－to－atmosphere forcing in the vicinity of the sea surface temperature front in the East China Sea—Seasonal variations［J］.Chinese Journal of Atmospheric Sciences（in Chinese），36（3）：590－606.

2011－06－13，2011－11－18收修定稿

國家自然科學基金資助項目40975024，全球變化研究國家重大科學研究計劃2012CB955600，江蘇省研究生培養(yǎng)創(chuàng)新計劃CX10B＿286Z

徐蜜蜜，女，1984年出生，博士研究生，主要從事海氣相互作用研究。E－mail：amy1086＠163.com