南極海冰濤動對北半球夏季大氣環(huán)流的影響

王爽 吳其岡 ,2 劉師佐 梁涵洲 戶元濤 康彩燕 包曉軍 高艷

1 復旦大學大氣與海洋科學系, 上海 200438

2 海氣系統(tǒng)監(jiān)測與預測創(chuàng)新中心/珠海復旦創(chuàng)新研究院, 珠海 519000

3 南京大學大氣科學學院, 南京 210023

4 廣東納睿雷達科技股份有限公司, 珠海 519000

5 寧夏氣象臺, 銀川 750002

1 引言

近幾十年來，伴隨著全球變暖，北極海冰顯著減少，南極海冰面積卻呈上升趨勢（Holland, 2014;Hobbs et al., 2016; Kwok et al., 2017），而2016年春季，南極海冰面積（sea ice extent）則急劇下降（Wang et al., 2019）。海冰一方面受到局地和大尺度大氣的影響，同時具有顯著的反饋作用；過去研究揭示了冬季南極海冰異常通過冰氣相互作用對冬春季南半球大氣環(huán)流南極濤動（Antarctic Oscillation，AAO）有顯著影響（Wu and Zhang, 2011），但目前關于南極海冰異常對北半球氣候的影響研究還較少。本研究利用觀測資料診斷分析南半球冬季南極海冰變異與北半球大氣環(huán)流的關聯(lián)，預期結果為進一步開展與此有關的數(shù)值模擬研究、尋找南極對我國短期氣候影響的強預測信號等提供有用的信息。

南極海冰作為冰雪圈系統(tǒng)的重要組成部分，是南半球表面季節(jié)性變化特征最顯著的區(qū)域之一。南半球季節(jié)轉(zhuǎn)換期是南極海冰變化最為劇烈的時期，也是冰—氣相互作用最顯著的時期。對北半球夏季前后（MJJ–JAS）南極海冰進行EOF（empirical orthogonal function）分析，得到其第一模態(tài)的空間分布及對應的時間序列（PC）如圖1、圖2所示?？臻g模態(tài)的主要正負異常中心分別位于別林斯高晉海/阿蒙森海和威德爾海，在東南極南印度洋一帶也有兩個弱的負值中心。1979年后環(huán)南極海冰變化趨勢也表現(xiàn)出類似的特征（圖略）。這種南極半島兩側(cè)海冰密集度反向變化的特征被稱為南極海冰濤 動（Antarctic Sea Ice Oscillation）（程 彥 杰 等,2002; 卞林根和林學椿, 2008）或者南極偶極子（Antarctic Dipole，ADP；Wu and Zhang, 2011）。ADP現(xiàn)象與南半球海溫和大氣環(huán)流異常有關，通常南極濤動正相位對應ADP的加強（Yuan and Martinson, 2001）。正位相南極濤動有利于繞極西風增強，南大洋西風增強會使得海洋向大氣釋放的潛熱通量增加，從而使得南大洋海表面溫度（sea surface temperature，SST）降低，SST降低會有利于 海 冰 的 生 成（Swingedouw et al., 2008）。而ENSO事件則可以通過激發(fā)太平洋—南美洲遙相關（Pacific-South America，PSA）影響南極海冰的分布（Karoly, 1989）。

圖2 1979～2018年不同季節(jié)的南極海冰EOF1對應的時間序列（PC1）：（a）5～7月（MJJ）；（b）6～8月（JJA）；（c）7～9月（JAS）；（d）8～10月（ASO）Fig. 2 Principal component time series (PC1) associated with the EOF1 of seasonal Antarctic sea ice anomaly during 1979–2018: (a) MJJ; (b) JJA;(c) JAS; (d) ASO

當南極海冰出現(xiàn)異常變化后，會通過冰氣之間的相互作用直接影響局地的大氣環(huán)流狀況（吳仁廣和陳烈庭, 1994）；海冰的高反照率和隔絕海氣熱量和動量交換作用會對南半球?！獨庀嗷プ饔卯a(chǎn)生重要影響（Cavalieri et al., 2003）。研究顯示，南極海冰的異常變化首先使局地大氣環(huán)流（如繞南極低壓帶和極地渦旋）發(fā)生改變，隨后經(jīng)由南極濤動的串聯(lián)作用，將高緯度的異常傳遞到中緯度，導致南大洋副熱帶高壓也發(fā)生變化，最后導致經(jīng)向氣壓梯度的改變，造成中緯度西風強度的改變和南北位置的偏移（竇挺峰, 2009）。南極海冰所在的緯度帶正好是Ferrel環(huán)流上升支所在的位置，上升氣流可以將海冰異常引起的熱通量異常和溫度異常由上升氣流帶到對流層中上層，改變Ferrel環(huán)流的強度，因此間接地影響南緯30°附近地區(qū)的氣候，這就是中低緯對南極海冰變化異常遙響應的機制之一（竇挺峰和效存德, 2013）。李璠（2009）利用NCAR的CAM3.1氣候模式，對南極海冰異常對南半球大氣環(huán)流影響的物理過程進行了數(shù)值模擬，異常試驗的數(shù)值模擬結果表明南極海冰增加確實會導致經(jīng)向溫度梯度以及氣壓梯度加大，南極濤動增強以及南半球副熱帶高壓偏南、澳大利亞高壓偏南，高緯西風加強，中緯度東風加強。

早期理想數(shù)值模擬試驗和觀測分析顯示，南極海冰的變化異?？梢杂绊懕卑肭虼髿猸h(huán)流和東亞氣候。楊修群和黃士松（1992）移去南極海冰的加熱作用，減弱南極極渦，進而通過高緯度經(jīng)向環(huán)流影響繞極低壓帶，緊接著通過羅斯貝波頻散作用于越赤道氣流，最終影響到北半球夏季大氣環(huán)流以及夏季東亞季風氣候。Miao and Chen（1997）利用1982～1983年觀測的南極海冰強迫大氣環(huán)流模式，結果顯示南極海冰異常變化可能通過赤道緯向環(huán)流異常，在西太平洋激發(fā)自南向北傳播的一串渦列。魏立新等（2003）模擬南極海冰比氣候分布向北擴展四個緯度的氣候效應，發(fā)現(xiàn)7月南半球冬季南大洋繞極低壓帶北移和強度增加，南半球大氣響應以強經(jīng)向環(huán)流為主，越赤道氣流在印度洋上加強，但在太平洋上減弱，通過經(jīng)向熱交換的變化影響到北半球夏季大氣環(huán)流，引起亞洲季風和北美氣候異常。馬麗娟等（2006, 2007）利用觀測分析揭示了南極海冰異常和我國夏季溫度及降水顯著關聯(lián)。

本文主要利用觀測分析探討南極海冰濤動異常對北半球夏季大氣環(huán)流的影響。由于南半球冬春季南極海冰濤動異常顯著影響AAO（Wu and Zhang,2011），而南極濤動等異常環(huán)流可以通過印度洋通道和太平洋通道等機制影響北半球大氣環(huán)流和東亞氣候（Sun et al., 2009; 錢卓蕾, 2014）。過去許多研究表明，與南極濤動有關的南半球環(huán)流異常能夠借助“海洋橋”傳播到熱帶印度洋和南海地區(qū)，再通過局地海氣相互作用調(diào)控東亞氣候，從而構建了印 度 洋 路 徑（Zheng et al., 2015; 馬 浩 等, 2016）；另一方面，南半球環(huán)流異常能夠激發(fā)經(jīng)向遙相關波列、引發(fā)太平洋大氣經(jīng)圈環(huán)流調(diào)整，從而引起西太平洋暖池和西太平洋副熱帶高壓異常，最終導致東亞氣候變異，從而構建了太平洋路徑（Fan and Wang, 2004; 薛峰, 2005; 孫淑清等, 2007; 馬浩等,2016）。范可（2006）研究發(fā)現(xiàn)，南半球副熱帶高壓異常在春、夏兩季存在很好的持續(xù)性，使得SAM（Southern Annular Mode）異常能夠從春季持續(xù)到夏季，并在夏季激發(fā)出從南半球太平洋地區(qū)到北半球東亞沿岸地區(qū)的經(jīng)向遙相關波列。所以我們預期此過程為：南極海冰濤動首先通過冰氣相互作用引起南極濤動大氣環(huán)流異常，進一步對北半球的大氣環(huán)流和氣候變化產(chǎn)生間接的影響。因此，南極海冰對南半球乃至北半球氣候變化的機理研究和趨勢預測具有重要的指示意義。

2 資料與方法介紹

本文使用的地面氣象要素場資料，如海平面氣壓場、對外長波輻射、熱通量，以及其他不同高度層氣溫、位勢高度、經(jīng)向風及緯向風資料來自于歐洲氣象中心推出的ERA5月平均再分析資料及日資料，空間分辨率為0.25°×0.25°，垂直分層為32層；表面溫度場資料采用美國航空航天局（NASA）推出的GISS表面溫度資料，空間分辨率為2°×2°；降水資料來自于美國全球降水氣候中心（GPCP），空間分辨率2.5°×2.5°；AAO指數(shù)下載自美國氣候預測中心（CPC），其定義的方法是對南半球20°S以南月均700 hPa位勢高度場進行EOF，得到第一模態(tài)的時間序列，即為各月AAO指數(shù)；南半球海冰資料利用英國Hadley中心的全球月平均海冰密集度資料，空間分辨率1°×1°，考慮到1979年之后衛(wèi)星觀測技術的利用，本文研究時段選為1979年1月至2018年12月，共40年。

本文使用的方法主要為常見的氣象統(tǒng)計方法，例如經(jīng)驗正交分解（EOF）、回歸分析、相關分析等。首先對海冰場去線性趨勢，并根據(jù)Wu（2008）的方法去除ENSO的影響（將海冰場與前幾個月Ni?o3.4指數(shù)進行回歸分析，從原始場中減去擬合值，從而濾除熱帶太平洋的影響。選取前6個月內(nèi)的最大回歸系數(shù)作為去除ENSO的回歸系數(shù)）。其次，針對四個季節(jié)（MJJ、JJA、JAS、ASO），利用月平均觀測南極海冰資料異常（40 a×3月a?1=120月）進行EOF分析，得到南極海冰的首要變化模態(tài)及其對應的時間序列（PC），需要格外說明的是，計算過程中是將季節(jié)內(nèi)的三個月份銜接起來，而不是求三個月平均（即每個季節(jié)有三個樣本資料而非一個）。第一EOF模態(tài)（EOF1）表現(xiàn)為南極半島兩側(cè)海冰反相變化關系，為南極偶極子或南極海冰濤動。然后，利用每個季節(jié)EOF1的PC時間序列作為南極海冰濤動指數(shù)，與各氣象要素進行統(tǒng)計診斷，分析大氣環(huán)流對海冰偶極子異常信號的響應；其中在計算風暴活動有關擾動動能和瞬變通量時，首先對觀測日資料進行2～8天帶通濾波處理，按照相應公式計算每日的動能和通量，然后取月平均；另外回歸分析和相關分析均采用t檢驗標準進行雙側(cè)顯著性檢驗。最后進行物理機制分析，以期理解南極海冰影響氣候尤其是北半球夏季氣候的可能機理。

對于季節(jié)的選擇，趙宗慈和王紹武（1979）研究了南北半球大氣環(huán)流與氣候的相互作用，發(fā)現(xiàn)在夏半球與冬半球的相互作用中，冬半球常常處于主導地位，而夏半球的大氣環(huán)流則深受冬半球的影響。目前在氣象上已經(jīng)達到共識的是：南北半球的相互作用主要是冬半球影響夏半球為主（范可, 2006）。因此，本文選取南半球冬季前后（MJJ、JJA、JAS、ASO）南極海冰進行統(tǒng)計診斷，分析同期及滯后一到兩個月全球大氣環(huán)流的響應，診斷南極海冰對北半球夏季氣候的可能影響，探討跨半球相互作用的機理，以期為北半球夏季氣候預測提供一定的基礎。

3 南極海冰濤動對北半球夏季大氣環(huán)流的可能影響

對南半球冬季前后（MJJ–ASO）40°～90°S范圍內(nèi)的南極海冰進行EOF分析，得到其EOF1空間分布及對應的時間序列（PC1）如圖1、圖2所示。EOF1正負異常中心分別位于別林斯高晉海/阿蒙森海（南極半島西側(cè)）和威德爾海（南極半島東側(cè)）。將MJJ一直到ASO各個季節(jié)的PC1交叉求相關系數(shù)，結果（表1）顯示：滯后一個月時相關系數(shù)高達0.9左右，滯后兩個月時相關系數(shù)仍高于0.7，均達到0.01的顯著性水平，表明南極海冰偶極子異常在南半球冬季前后有很好的持續(xù)性，可以為上方大氣提供持續(xù)性的強迫。

表1 1979～2018年各個季節(jié)的南極海冰濤動指數(shù)之間的相關系數(shù)R（均通過1%顯著性水平）Table 1 Correlation coefficients (R, all R pass the 1%significance level) of Antarctic sea ice oscillation indices of seasons during 1979–2018

接下來，為了詳細分析大氣對南極海冰濤動即海冰首要空間模態(tài)的響應，將各季節(jié)（MJJ–ASO）的PC1作為南極海冰濤動指數(shù)，診斷其對各氣象要素場的影響。由于這四個季節(jié)結果基本類似，只是MJJ的影響相對較為顯著，因此文中僅展示MJJ的結果。

3.1 南極海冰濤動對南半球冬季大氣環(huán)流的影響

南極海冰濤動的變化首先通過表面反照率和表面熱量、水汽和動量通量的變化影響局地大氣環(huán)流，進而通過冰氣相互作用顯著影響南半球大尺度大氣環(huán)流（吳仁廣和陳烈庭, 1994; Cavalieri et al., 2003;Wu and Zhang, 2011）。南半球冬季由于日照較低，海冰反照率效應受到抑制。為了確定圖1中所述偶極子型海冰異常與熱量通量變化的關系，我們在圖3a–c中展示了熱量通量對MJJ南極海冰濤動指數(shù)（SIC_MJJ_PC1）同期和滯后回歸的結果，其中正值表示海洋向大氣傳遞熱量。結果顯示，最大的熱通量變化發(fā)生在冰緣附近，那里的熱通量變化要比開闊海域上大得多；正向上的熱通量異常與威德爾海的海冰覆蓋減少有關，并且有利于在下游方向形成向下熱量通量異常；負向下的熱通量異常與別林斯高森海、阿蒙森海和南印度洋的海冰覆蓋增加有關，其有利于在下游方向形成相反的變化，這與過去的研究結果一致（Wu and Zhang, 2011; Bader et al., 2013），表現(xiàn)同期（圖3a）在阿蒙森海冰緣附近有明顯的正熱通量異常，跨度超過10個緯度，滯后1～2個月時，顯著的正異常逐步向外擴展至南太平洋；并且這種異常在同期和滯后1～2個月時都比較顯著，說明上述海冰異常能夠持續(xù)性地對大氣熱量產(chǎn)生影響。

研究發(fā)現(xiàn)，強的瞬變渦旋（eddy）強迫對于解釋熱帶外環(huán)流對中緯度海溫和海冰異常的響應具有重要意義（Deser et al., 2004）。

本文通過計算300 hPa瞬變渦旋動量通量、700 hPa向北的瞬變渦旋熱通量和300 hPa瞬變渦旋動能對MJJ南極海冰濤動指數(shù)的回歸系數(shù)，來探討與ADP相關的風暴軌跡變化以及對緯向平均緯向風（[U]）的影響。與同期回歸相比，滯后回歸可以解釋為eddy對海冰異常的響應。圖3d顯示，eddy熱通量在南極周圍的高緯度以負值為主，向極的熱量輸送將有利于高緯風暴活動增加；在中緯度和副熱帶海洋以正異常為主，將減少中緯風暴活動；并且在滯后1～2個月的回歸結果（圖3e、f）中，eddy熱通量的響應都能夠維持，這種持續(xù)性的能量通量響應支持了風暴路徑活動向南極偏移變化，即圖3j–l中高緯度擾動動能增加，中低緯擾動動能以減少為主，與風暴活動的變化相伴隨的是西風急流的向極偏移（圖4d–f）。而圖3g–i的結果與前述類似，表明南極海冰濤動異常將有利于高緯度（中緯度）向極（向赤道）的eddy動量通量輸送，異常渦旋動量通量在副熱帶地區(qū)的輻散和高緯度輻合反映了渦旋對緯向平均流的強迫作用（Lorenz and Hartmann, 2003），圖中向極的渦旋動量通量與緯向平均氣流相互作用，維持著中緯度西風帶的緯向位移，造成60°S附近[U]的增加，35°S附近[U]的減少，表現(xiàn)為典型正位相AAO時[U]的異常特征。

圖3 1979～2018年（a、b、c）地表熱量通量（單位：W m?2）、（d、e、f）700 hPa瞬變渦旋經(jīng)向熱通量（單位：K m s?1；間隔：0.2 K m s?1）、（g、h、i）300 hPa瞬變渦旋動量通量（單位：m2 s?2；間隔：1 m2 s?2）和（j、k、l）300 hPa瞬變渦旋動能（單位：m2 s?2；間隔：1.25 m2 s?2）對MJJ南極海冰濤動指數(shù)的同期（左）、大氣滯后海冰一個月（中）、大氣滯后海冰兩個月（右）的回歸系數(shù)。圖d–l中陰影表示通過90%置信水平的顯著性檢驗Fig. 3 Regression coefficients of (a, b, c) surface energy heat flux (units: W m?2), (d, e, f) 700-hPa transient eddy meridional heat flux (units: K m s?1;interval = 0.2 K m s?1), (g, h, i) 300-hPa transient eddy momentum flux (units: m2 s?2; interval = 1 m2 s?2), and (j, k, l) 300-hPa transient eddy kinetic energy (units: m2 s?2; interval = 1.25 m2 s?2) on the Antarctic sea ice oscillation index in MJJ in the same period (left), the atmosphere lags behind sea ice by one month (middle), the atmosphere lags behind sea ice by two months (right) during 1979–2018. In Figs. d–l, the shadings indicate the regression coefficients are statistically significant above the 90% confidence level

圖4 1979～2018年（a–c）緯向平均的位勢高度場（單位：gpm，間隔：2 gpm）、（d–f）緯向風速（單位：m s?1，間隔：0.2 m s?1）和（g–i）溫度（單位：K，間隔：0.05 K）對MJJ南極海冰濤動指數(shù)的同期（左）、大氣滯后海冰一個月（中）、大氣滯后海冰兩個月（右）回歸系數(shù)的緯度—高度剖面Fig. 4 Latitude–height cross sections of the regression coefficients of (a–c) zonally averaged geopotential height (units: gpm; interval = 2 gpm), (d–f)zonal wind speed (units: m s?1; interval = 0.2 m s?1) and (g–i) temperature (units: K; interval = 0.05 K) on the Antarctic sea ice oscillation index in MJJ in the same period (left), the atmosphere lags behind sea ice by one month (middle), the atmosphere lags behind sea ice by two months (right) during 1979–2018

為了進一步探究南極海冰濤動對南極濤動的影響，首先將MJJ一直到ASO的各個季節(jié)的PC1與同期及滯后一個月的AAO指數(shù)求相關系數(shù)（表2）。結果顯示，同期PC1與AAO相關系數(shù)在0.4～0.6之間，達到0.01顯著性水平；滯后一個月相關系數(shù)在0.3～0.4之間，達到0.05顯著性水平。以上結果表明：南極海冰偶極子異常從MJJ到JAS具有良好的持續(xù)性，通過冰氣相互作用引起表面熱量、水汽，及大氣向南極的動量和熱量輸送等的變化，對南半球冬春季節(jié)大氣環(huán)流產(chǎn)生持續(xù)性的強迫作用，有利于激發(fā)南半球冬季似于AAO的大氣環(huán)流異常。這也與前人的研究結果保持一致（Wu and Zhang,2011; 竇挺峰和效存德, 2013）。

表2 1979～2018年不同季節(jié)的南極海冰濤動指數(shù)（ASIOI）與南極濤動指數(shù)（AOI）的相關系數(shù)及顯著性水平（括號內(nèi)數(shù)字）Table 2 Correlation coefficients and significance levels(numbers in brackets) of Antarctic sea ice oscillation indices(ASIOI) and Antarctic oscillation indices (AOI) of seasons during 1979–2018

3.2 南極海冰濤動對北半球夏季大氣環(huán)流的影響

為了分析南極海冰濤動對北半球夏季大氣環(huán)流的影響，首先將MJJ南極海冰濤動指數(shù)與90°S～90°N緯向平均的高度場、緯向風速場和溫度場進行回歸分析（圖4）。同期高度場回歸結果（圖4a）呈現(xiàn)較為典型的南極濤動型響應，這種響應具有明顯的正壓結構，從對流層到平流層低層都有反映，且表現(xiàn)為南極濤動的正位相，即高緯繞南極低壓加深的同時，中緯海洋高壓加強，使得高中緯度之間的氣壓梯度加大，有利于高緯西風加強。滯后1～2個月高度場回歸結果（圖4b、c）顯示，南半球中高緯之間的反向變化關系仍能維持，只是強度和顯著性略有降低。同期緯向風速回歸結果（圖4d）顯示，緯向平均緯向風呈現(xiàn)明顯的正負相間的分布，其中南半球極地為東風異常，高緯60°S左右為顯著的西風異常，中緯40°S左右為顯著的東風異常，表現(xiàn)出正位相AAO異常的平均緯向風速變化的典型特征（Thompson and Wallace, 2000），赤道附近中高層存在較弱的西風異常，其結構為準正壓，并且能維持一到兩個月（圖4e、f），作用顯著的區(qū)域順著對流層高層逐步擴展到北半球。緯向風速回歸滯后兩個月時（圖4f），在北半球30°N附近為東風異常，60°N附近為顯著的西風異常，北極極地為東風異常。這種南北傳遞性，最終引起北半球高緯西風加強。上述從南極到北極緯向風正負相間的分布，被稱作經(jīng)向遙相關（Fan and Wang, 2004;范可和王會軍, 2006a, 2006b, 2007），是在對AAO強弱年500 hPa緯向風進行合成分析時，最早提出這項概念。而溫度場回歸結果（圖4g–i）顯示，不論同期還是滯后，在對流層中低層，60°S以南和以北分別呈現(xiàn)降溫和增溫響應，特別是中緯度增溫顯著且持續(xù)，與圖4a–c中的熱通量正異常有關，如此增大了高中緯度之間的溫度差異，提高了溫度梯度，即是前述風速異常的原因。

上述分析表明南極海冰濤動強迫的南半球的緯向風異常能夠影響隨后北半球的緯向風異常，其結果是南北半球高緯度西風急流都得到顯著加強，并且環(huán)流異常具有一定的持續(xù)性。南北半球之間的經(jīng)向遙相關反映了緯圈平均的緯向風從南極到北極的正負相間分布，具有準正壓的結構。緊接著，將中低層（以700 hPa為例）和高層（以150 hPa為例）高度場和風場分別與MJJ海冰指數(shù)做回歸，結果分別見圖5和圖6。

從中低層同期的回歸結果（圖5a）來看，南半球中高緯度分別存在正負異常，正異常中心分布在南印度洋、南大西洋及西南太平洋上，負異常中心位于阿蒙森海一帶，其中南大西洋正異常中心位置較為偏南，這些都是AAO響應在700 hPa高度場上的表現(xiàn)。在南半球熱帶地區(qū)（南非、熱帶南太平洋和大西洋）均出現(xiàn)負異常中心。在正負異常中心分別出現(xiàn)異常反氣旋和氣旋結構（圖5b），大氣滯后海冰1～2個月時（圖5c、e），南印度洋及西南太平洋上的正異常中心仍能維持，阿蒙森海一帶的負異常則逐漸向北移動至南緯30°附近。另外，值得關注的是，從澳大利亞北部海洋性大陸區(qū)域，一直延伸到菲律賓海一帶，出現(xiàn)顯著的負異常（圖5a），而在風場上澳大利亞北部及菲律賓附近分別呈現(xiàn)出一個明顯的氣旋性結構（圖5b）。大氣滯后海冰時（圖5b–e），日本附近出現(xiàn)顯著的正異常中心，對應于水平風場上該區(qū)域也存在一個持續(xù)的反氣旋結構，鄂霍次克海—阿留申群島一帶出現(xiàn)帶狀的負異常，這種等壓面上看到的位勢高度正負中心的相間分布，即東亞沿岸從低緯到高緯南北走向的“? + ?”波列，對應負位相的PJ（Pacific–Japan）波列，或者EAP（East Asian–Pacific）型遙相關（Nitta, 1987; Xie et al., 2016），是經(jīng)向遙相關除緯向風場外的另外一種表現(xiàn)形式。

除了東亞地區(qū)，同期的回歸（圖5a）在北美洲到西大西洋低緯度一帶、北大西洋至歐洲分別存在兩個顯著的負位勢高度異常中心和一個正位勢高度異常中心，對應于風場上的氣旋—反氣旋—氣旋性結構，大氣滯后海冰1～2個月時（圖5c、e），該結構仍能維持，且通過顯著性檢驗，尤其是北美和熱帶大西洋的負異常得到加強，它與北大西洋上的正異常構成一個類似于西大西洋型遙相關（Western Atlantic，WA）的結構（Wallace and Gutzler,1981），也是經(jīng)向遙相關在大西洋上的體現(xiàn)。

另外，圖5中顯示從MJJ到JAS（從同期到滯后兩個月）的700 hPa高度場和風場在非洲大陸和熱帶西印度洋上有顯著的負異常和氣旋性環(huán)流響應；MJJ在歐洲南部和JJA在歐洲大部均有顯著的正異常和反氣旋環(huán)流響應，JJA和JAS在西伯利亞及北極則分別有顯著的負異常和正異常環(huán)流響應。以上非洲—印度洋及歐洲至北極的大氣環(huán)流響應，也很可能是經(jīng)向遙相關在以上區(qū)域的體現(xiàn)，與南極濤動影響北半球氣候的印度洋路徑（Zheng et al.,2015; 馬浩等, 2016）相對應。

圖5 1979～2018年700 hPa（a、c、e）位勢高度場（單位：gpm；間隔：3 gpm）、（b、d、f）水平風場（單位：m s?1）對MJJ南極海冰濤動指數(shù)的同期（上）、大氣滯后海冰一個月（中）、大氣滯后海冰兩個月（下）的回歸系數(shù)Fig. 5 Regression coefficients of (a, c, e) geopotential height (units: gpm; interval = 3 gpm) and (b, d, f) horizontal winds (units: m s?1) at 700 hPa on the Antarctic sea ice oscillation index in MJJ in the same period (upper), the atmosphere lags behind sea ice by one month (middle), the atmosphere lags behind sea ice by two months (lower) during 1979–2018

從高層的回歸結果（圖6）來看，南半球中、高緯度依然分別以正、負異常為主，說明中高緯度這種蹺蹺板式的變化是很深厚的。與低層稍有不同的是，正異常中心分布在南大西洋及西南太平洋上，南印度洋正異常較弱甚至出現(xiàn)負異常。在正負異常中心分別出現(xiàn)異常反氣旋和氣旋。另外，值得關注的是，從同期回歸結果（圖6a）來看，赤道低緯度出現(xiàn)顯著的負異常，環(huán)繞全球呈帶狀分布，反映出赤道低壓帶的加深；而大氣滯后海冰1～2個月時（圖6c、e），這種負異常在澳大利亞以北至海洋性大陸一帶依舊能夠維持，且存在大范圍通過顯著性檢驗的區(qū)域，表明了該區(qū)域響應的持續(xù)性，而日本中北部也維持著一個正異常中心，從風場（圖6d、f）來看存在一個明顯的氣旋性結構，與低層正異常保持一致；相比之下，北美—大西洋一帶通過顯著性檢驗的范圍有所減小，不過北大西洋的正異常和中部大西洋的負異常仍然一直存在，位置較低層有些許偏移。另外，JJA和JAS（圖6c、e）在熱帶南印度洋、熱帶北印度洋、中亞和非洲地區(qū)為持續(xù)性的負異常。

圖6 同圖5，但為150 hPa位勢高度場和水平風場對MJJ南極海冰濤動指數(shù)的回歸系數(shù)Fig. 6 As in Fig. 5, but for geopotential height and horizontal winds at 150 hPa on the Antarctic sea ice oscillation index in MJJ

與以上高度場和風場相對應，南極海冰濤動異常和熱帶及北半球許多地區(qū)的降水和溫度也存在顯著的關聯(lián)。MJJ回歸結果（圖7a、b）顯示，在熱帶地區(qū)，赤道中部太平洋及赤道印度洋存在顯著的降水和海溫負異常，海洋性大陸至澳大利亞以東洋面、南美洲巴西和熱帶南大西洋有顯著的降水和海溫正異常。以上響應持續(xù)到JJA和JAS，雖然強度和顯著性有所減弱（圖7c–f）。而在赤道東太平洋，在滯后1～2月則出現(xiàn)顯著降水正異常。值得關注的是，從同期到滯后1～2月，西北太平洋至我國東部沿海地區(qū)存在顯著降水正異常，原因是我國南海至日本南部有一顯著的氣旋式大氣環(huán)流異常區(qū)（圖5b、d、f），同時以上地區(qū)有顯著的降溫，表明南極海冰對我國夏季短期氣候具有一定的預測意義，這也印證了前人“南極海冰異常和我國夏季溫度及降水存在顯著關聯(lián)”的觀點（馬麗娟等,2006, 2007）。

除此之外也可看出，南極濤動海冰異常與非洲中部一帶的下沉運動和降水減少引起的干旱（圖5b，圖7a、c）緊密相關；中東至地中海地區(qū)存在持續(xù)性的表面溫度正異常；日本北部呈現(xiàn)增溫異常，東西伯利亞—鄂霍次克海—阿留申群島一帶呈現(xiàn)降溫異常，并且由同期至滯后兩個月強度和顯著性逐漸增大，表明了異常信號逐漸北傳的特征，與前文高度場的響應特征相匹配（圖5a、c、e）；北美中部—北大西洋溫度異常呈現(xiàn)東西偶極子型分布（圖7b、d、f），這與前文所提到的北美負異常與北大西洋正異常構成一個類似于西大西洋型遙相關相匹配（圖5a、c、e）。前述眾多結果表明，南極海冰濤動異常與北半球同期及滯后的溫度降水存在顯著的聯(lián)系，具有一定的預報潛力。

圖7 1979～2018年（a、c、e）降水量（單位：mm month?1）和（b、d、f）地表氣溫（單位：K）對MJJ南極海冰濤動指數(shù)的同期（上）、大氣滯后海冰一個月（中）、大氣滯后海冰兩個月（下）的回歸系數(shù)。打點區(qū)域通過90%置信水平的顯著性檢驗Fig. 7 Regression coefficients of (a, c, e) precipitation (units: mm month?1) and (b, d, f) surface air temperature (units: K) on the Antarctic sea ice oscillation index in MJJ in the same period (upper), the atmosphere lags behind sea ice by one month (middle), the atmosphere lags behind sea ice by two months (lower) during 1979–2018. Dotted areas pass the significance test above the 90% confidence level

3.3 經(jīng)圈環(huán)流調(diào)整機制

從以上回歸和相關分析結果來看，南極海冰變異不僅具有顯著的局地效應，并且還可能影響南半球中高緯及熱帶低緯乃至北半球大氣環(huán)流，特別是澳大利亞以北至海洋性大陸一帶和熱帶大西洋至北大西洋一帶，存在持續(xù)性的、高低層一致的顯著響應，反映出以上兩區(qū)域是南極海冰濤動的敏感性區(qū)域和實現(xiàn)南北半球相互作用的關鍵通道。趙宗慈和王紹武（1979）也曾指出，南北半球之間的相互作用在澳大利亞到東亞一帶最為活躍，并建議在研究北半球氣候變異時，應當充分考慮南半球的作用，以便更好地開展短期氣候預測。

關于這種跨半球的相互作用，Wu et al.（2009）研究發(fā)現(xiàn)，南半球環(huán)狀模異常能夠引發(fā)經(jīng)圈環(huán)流調(diào)整。當SAM正異常時，南半球西風急流向極偏移，從而造成南半球中緯度風速減小，引起海溫升高，而這一區(qū)域恰好正是南半球Hadley環(huán)流的下沉支，海溫升高引發(fā)南半球Hadley環(huán)流異常，通過三圈環(huán)流環(huán)環(huán)相扣的聯(lián)動作用，進一步導致北半球Hadley環(huán)流異常，從而引發(fā)東亞氣候調(diào)整。從宏觀視角來看，經(jīng)圈環(huán)流調(diào)整的傳遞效應是SAM影響低緯度乃至北半球氣候的一個十分簡潔而有效的途徑（馬浩等, 2016; Dou and Wu, 2018）。受此啟發(fā)，接下來主要從經(jīng)圈環(huán)流的角度對南極海冰濤動的影響機理展開分析。

選取上文所述的敏感性區(qū)域，即西太平洋所處的110°～150°E經(jīng)度范圍，計算緯向平均的經(jīng)向及垂直風速與MJJ南極海冰濤動指數(shù)的相關系數(shù)，研究該區(qū)域經(jīng)圈環(huán)流的響應。從同期相關圖（圖8a）來看，F(xiàn)errel環(huán)流上升支（南半球高緯度藍色區(qū)域）軸線呈現(xiàn)上升異常、Ferrel環(huán)流下沉支（南半球中緯度紅色區(qū)域）附近以下沉異常為主，反映了該經(jīng)度范圍內(nèi)Ferrel環(huán)流增強以及向南偏移的傾向；Ferrel環(huán)流下沉支也即是Hadley環(huán)流下沉支，相應地，Hadley環(huán)流上升支（約10°S～30°N藍色區(qū)域）存在大范圍的上升異常，表明同期Hadley環(huán)流上升運動加強。從滯后1～2個月的相關圖（圖8b、c）中，也能觀察到這種上升異常，表明這種上升運動的增強具有一定的持續(xù)性，在該經(jīng)度范圍內(nèi)，Hadley環(huán)流上升支對應于地面的海洋性大陸區(qū)域。圖8a–c顯示副熱帶30°～55°N出現(xiàn)持續(xù)性的上升運動，而大約60°N以北則為持續(xù)性的下沉運動。這表明，通過經(jīng)圈環(huán)流調(diào)整的傳遞效應，南半球高緯的異常通過海洋性大陸通道，得以傳遞到低緯度乃至北半球東亞和北太平洋地區(qū)。

圖8 1979～2018年（a–c）西太平洋（110°～150°E）、（d–f）西大西洋（30°～80°W）緯向平均的經(jīng)向風、垂直風速與MJJ南極海冰濤動指數(shù)的同期（左）、大氣滯后海冰一個月（中）、大氣滯后海冰兩個月（右）的相關系數(shù)（箭頭）。垂直方向的相關系數(shù)是原值的2倍；彩色陰影表示緯向平均垂直速度的氣候平均場（單位：Pa s?1），負值為上升運動Fig. 8 Latitude–height cross sections of the correlation coefficients (vectors) between the zonally averaged meridional wind speed, vertical velocity and the Antarctic sea ice oscillation index in MJJ of (a–c) western Pacific (110°–150°E) and (d–f) western Atlantic (30°–80°W) in the same period(left), the atmosphere lags behind sea ice by one month (middle), the atmosphere lags behind sea ice by two months (right) during 1979–2018. The correlation coefficient in the vertical direction is twice the original value. The shaded areas indicate the climatological zonally averaged vertical wind speed (units: Pa s?1), the negative values denote upward motion

海洋性大陸（Maritime Continent，MC）是指由新幾內(nèi)亞島、印度尼西亞群島、菲律賓群島等島嶼及淺海組成的區(qū)域，該地區(qū)地處亞洲與大洋洲、太平洋與印度洋的連接地帶。MC是連接太平洋和印度洋、低緯度和中高緯度大氣環(huán)流以及對流層和平流層的重要紐帶，是全球大氣環(huán)流系統(tǒng)中極其重要的能量源區(qū)。MC地區(qū)也是赤道上最大的大氣對流活動中心，存在貫穿整個對流層深厚的熱帶對流活動，對流凝結釋放的巨大能量驅(qū)動了全球大氣環(huán)流，并通過激發(fā)羅斯貝波列向高緯度傳播，進一步對北半球中高緯度產(chǎn)生影響。

MC地區(qū)大尺度的上升運動也是Walker環(huán)流上升支的重要組成部分（王鑫等, 2016）。為了研究對流活動對南極海冰濤動的響應，將MJJ海冰指數(shù)與向外長波輻射（OLR）進行回歸（圖9a、c、e），從回歸結果來看，海洋性大陸區(qū)域為明顯OLR負距平區(qū)，表明對流活動偏強，特別是菲律賓海東北部，對流正異常能夠持續(xù)到滯后兩個月。熱帶OLR的響應也與前文降水的響應相匹配（圖7a、c、e），即OLR負異常所在的區(qū)域往往對應降水正異常，均能說明對流活動的變化。

除了上述OLR之外，從垂直速度和勢函數(shù)的角度來看亦是如此?；貧w結果（圖9b、d、f）顯示，海洋性大陸地區(qū)500 hPa垂直速度以負異常為主，特別是菲律賓附近，負異常明顯且滯后一到兩個月仍能維持（圖9d、f）,表明該區(qū)域上升運動持續(xù)加強；該區(qū)域處在200 hPa勢函數(shù)負值中心，而東西兩側(cè)的太平洋和印度洋則存在勢函數(shù)正值中心，表明MC在高層向兩側(cè)輻散。以上兩種結果都說明了該區(qū)域熱帶對流活動的加強。而前人的研究（Kosaka and Nakamura, 2010; Xie et al., 2016）已經(jīng)發(fā)現(xiàn)，菲律賓周邊的對流減弱和偏少的降水，會激發(fā)出PJ波列（菲律賓周邊—日本—鄂霍次克海），從南向北傳播，將熱帶低緯度的信號傳遞到中高緯；而在菲律賓周圍對流偏強的時候，正負距平分布幾乎相反，有利于激發(fā)出負位相的PJ波列，分布型態(tài)基本與前文圖5一致。由此，圖5中東亞沿岸從低緯到高緯南北走向的? + ?波列的形成機制得以解釋，即海洋性大陸區(qū)域特別是菲律賓附近的熱帶對流活動偏強，起到了將熱帶信號傳遞到北半球中高緯的橋梁作用。

圖9 1979～2018年（a、c、e）向外長波輻射（單位：W m?2）、（b、d、f）500 hPa垂直速度（陰影，單位：10?3 Pa s?1）、200 hPa勢函數(shù)（等值線，單位：m2 s?1，間隔：106 m2 s?1）對MJJ南極海冰濤動指數(shù)的同期（上）、大氣滯后海冰一個月（中）、大氣滯后海冰兩個月（下）的回歸系數(shù)。打點表示通過90%置信水平的顯著性檢驗Fig. 9 Regression coefficients of (a, c, e) outgoing longwave radiation (units: W m?2), (b, d, f) 500-hPa vertical velocity (shadings, units: 10?3 Pa s?1),and 200-hPa potential function (contours, units: m2 s?1, interval = 106 m2 s?1) on the Antarctic sea ice oscillation index in MJJ in the same period(upper), the atmosphere lags behind sea ice by one month (middle), the atmosphere lags behind sea ice by two months (lower) during 1979–2018.Dotted areas pass the significance test above the 90% confidence level

西大西洋所處的30°～80°W經(jīng)度范圍也值得關注，同樣計算緯向平均的經(jīng)向及垂直風速與MJJ南極海冰濤動指數(shù)的相關系數(shù)，研究該區(qū)域經(jīng)圈環(huán)流的響應（圖8）。結果顯示，同期（圖8d）高緯度60°S呈現(xiàn)上升異常，中緯30°S附近呈現(xiàn)下沉異常，對應Ferrel環(huán)流和Hadley環(huán)流的下沉支加強，低緯10°S和赤道附近則呈現(xiàn)上升異常，對應于同期OLR回歸結果（圖8a）中熱帶南大西洋顯著的負異常區(qū)，表明該區(qū)域?qū)α骰顒釉鰪?，熱帶大西洋Hadley環(huán)流上升支顯著加強；而滯后1個月（圖8e）時，10°S附近的上升異常擴展至約20°N，滯后2個月（圖8f）時，30°～40°N出現(xiàn)明顯的上升運動，對應于圖8b和圖8c中顯著負OLR異常區(qū)逐漸由赤道大西洋北移至熱帶北大西洋加勒比海及其外圍，同時在熱帶大西洋持續(xù)存在負勢函數(shù)中心（圖9b、d、f），同樣也印證了熱帶大西洋對流活動的增強。前人研究已經(jīng)發(fā)現(xiàn)，熱帶大西洋對流異?？杉ぐl(fā)向中高緯度傳播的Rossby波，引起在北大西洋和歐洲地區(qū)大氣環(huán)流異常（Cassou et al., 2004; 梅笑冬, 2015），與圖5中對流層低層類似于WA型遙相關相吻合。

4 結論和討論

本文重點分析了南極海冰偶極子型異常即南極海冰濤動對南半球乃至北半球大氣環(huán)流的可能影響，并且提出了南極海冰跨半球影響的物理機理。主要的結論有：

（1）南極海冰偶極子異常在所研究的時段內(nèi)（MJJ–ASO）有很好的持續(xù)性，可以為上方大氣提供持續(xù)性的強迫，通過冰氣相互作用，對南大洋熱通量和大氣瞬變活動有關的動量熱量通量產(chǎn)生顯著影響，有利于激發(fā)持續(xù)性的AAO型大氣環(huán)流異常。

（2）從高度場回歸結果來看，呈現(xiàn)較為典型的正位相南極濤動型響應，從對流層到平流層低層都有反映，高緯繞南極低壓加深的同時，中緯海洋高壓加強，使中緯度和極地及熱帶之間的氣壓梯度加大，有利于高緯西風和低緯度東南信風加強。從風場回歸結果來看，從南極到北極，緯向平均緯向風呈現(xiàn)明顯的正負相間的經(jīng)向遙相關型分布。

（3）大氣滯后海冰異常一到兩個月時，日本附近出現(xiàn)顯著的正異常中心，鄂霍次克?！⒘羯耆簫u一帶出現(xiàn)帶狀的負異常，這種等壓面上看到的位勢高度正負中心的相間分布，即東亞沿岸從低緯到高緯南北走向的“? + ?”負位相PJ波列或者EAP遙相關，是經(jīng)向遙相關除緯向風場外的另外一種區(qū)域表現(xiàn)形式；北美洲到大西洋低緯度一帶存在的負位勢高度異常和北大西洋附近存在的正位勢高度異常中心，構成一個類似于西大西洋型遙相關

（WA）的結構，而在非洲和熱帶印度洋到歐洲地區(qū)也分別存在負異常和正異常響應，也很可能都是經(jīng)向遙相關的區(qū)域表現(xiàn)形式。與以上高度場和風場相對應，南極海冰濤動異常和熱帶及北半球許多地區(qū)的降水和溫度也存在顯著的關聯(lián)。例如，在熱帶地區(qū)，赤道中部太平洋及赤道印度洋存在顯著的降水和海溫負異常；西北太平洋至我國東部沿海地區(qū)存在顯著降水正異常和溫度負異常。南極濤動海冰異常與非洲中部一帶的干旱、中東地區(qū)及日本北部的增溫、北美中部—北大西洋東西偶極子型溫度異常也有顯著的聯(lián)系，具有一定的預報潛力。

（4）海洋性大陸一帶和熱帶大西洋至北大西洋一帶是南極海冰濤動顯著影響低緯乃至北半球大氣環(huán)流，實現(xiàn)南北半球相互作用的關鍵通道。持續(xù)性的南極海冰濤動異常強迫導致海洋性大陸區(qū)域特別是菲律賓附近的熱帶對流活動偏強，起到了將南半球和熱帶信號傳遞到北半球東亞沿岸的橋梁作用；熱帶大西洋對流持續(xù)增強并具有向北傳遞的特征，也起到了將南大西洋和熱帶大西洋信號傳遞到北大西洋的橋梁作用。

需要強調(diào)的是，基于相關分析得到的結論有待利用模式加以驗證。南極海冰濤動指數(shù)和全球大氣同期和滯后回歸結果反映出南極海冰異常對南半球及北半球大氣環(huán)流的可能影響，還缺乏數(shù)值模擬支持。同樣關鍵機制中經(jīng)向遙相關和經(jīng)圈環(huán)流調(diào)整目前只是基于觀測資料從統(tǒng)計關系的角度做出的解釋，所得到的結果也是初步的，為了探討這些機制的具體物理過程，還需要今后借助數(shù)值模式和氣候動力學理論開展更深入的研究（范可和王會軍，2006b；張樂英等，2017）。南極海冰影響全球大氣環(huán)流過程中涉及其他重要過程，如能量傳播和季節(jié)內(nèi)演變特征等，也需要在今后的研究中詳細討論和進一步加強。

已有的很多研究強調(diào)了南半球中緯度海表面溫度在南半球環(huán)流影響北半球氣候中的重要作用（鄭菲 和 李 建 平，2012；Wu et al., 2015）；Li et al.（2010）也曾指出印度洋海表面溫度在串聯(lián)南北半球環(huán)流系統(tǒng)中扮演重要角色。綜合考慮海洋在海冰氣候效應中的作用途徑，是筆者接下來的主要任務。此外，與南極海冰濤動相聯(lián)系的環(huán)流異常是大范圍系統(tǒng)性的，本文僅從北半球西太平洋及大西洋上方的大氣異常研究了海冰跨半球影響的可能過程。至于與南極海冰濤動有關的其他環(huán)流系統(tǒng)，如圖5圖6中赤道中東太平洋的位勢異常（張樂英等,2017）等，也需要今后進一步細致研究。