冬季NAO驱动的海冰异常的反馈外文翻译资料

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冬季NAO驱动的海冰异常的反馈

J. Garciacute;a‑Serrano1，2 · C. Frankignoul1

收稿日期：2015年4月2日/接受日期：2015年11月13日/在线发布：2015年11月2日

copy;Springer-Verlag Berlin Heidelberg 2015

摘要：利用1979–2013年从卫星获得的海冰密度（SIC）和大气再分析数据，分析了冬季北大西洋涛动（NAO）驱动的海冰异常对大气的潜在反馈作用。最大协方差分析表明，这种反馈可以用月数据检测到。当SIC超前时，2月的大西洋SIC与欧洲—大西洋大气环流之间的协变性具有统计学意义，但存在季节内的差异：12月SIC影响主要由格陵兰东部格陵兰海（GS）最大振幅引起的异常造成；而1月SIC影响主要由格陵兰岛西部戴维斯海峡拉布拉多海（DL）地区异常引起。滞后的大气异常同样是不同的。12月份GS的SIC减少，使得2月在接近地表附近产生负NAO型模式和对流层上层的半球影响，因此可以视为负反馈。另一方面，使东大西洋型呈现出正位相的北大西洋上大气异常伴随有1月DL区SIC的减少。通过对这些大气中的异常动力作用的描述，表明瞬变扰动可能会对解决大范围型模式起到作用。并对随之出现的北大西洋表面温度异常的作用进行了讨论。

关键词：海冰变化·海气相互作用·NAO·EA

1 概述

冬季北大西洋涛动（NAO）对欧洲——大西洋年际大气变率起主导作用，并对促进区域气候变率有重大影响（Hurrell等，2003；Hurrell 和Deser，2009）。冬季NAO还通过地表风和热通量变化驱动海冰浓度（SIC；如Fang和Wallace，2009；Deser等，2000）和海面温度（SST；如Cayan，1992；Visbeck等，2003）发生很大变化。这些由NAO引起的SIC和SST波动可能反馈到大气层，并且它们的持久性可能有助于开展气候可预测性研究（如Walsh和Johnson，1979；Frankignoul，1985）。本研究的目的是分析观测到的冬季NAO驱动的海冰异常引起的反馈作用，并探讨其季节内行为。

之前的研究已经表明，冬季NAO对大西洋SIC的影响包括格陵兰东部和西部之间的偶极子，正NAO导致格陵兰——巴伦支海海冰减少和戴维斯海峡——拉布拉多海地区海冰增加，负NAO则情况相反（Fang and Wallace，2009；Deser等，2000；Wu and Zhang，2010；Frankignoul等，2014）。大气环流模型（AGCM）实验已经被用于研究这种NAO驱动的SIC偶极子的响应，结果显示平衡环流异常对NAO模式有影响（Alexan-der等，2004；Deser 等，2004；Magnusdottir et al.，2004），这种影响在环流异常发生约2个月内产生（Deser等，2007）。他们突出强调了由强的SIC变化引起的地表热通量，以及瞬变扰动在改变初始压力响应使之达到等效正压性NAO型响应的重要作用。他们的结果也指出，这种对大气的反馈是负反馈：即响应的NAO位相与强迫海冰异常的NAO位相相反。

两项基于观测结果的研究已经确认了这种海冰负反馈，与AGCM结果一致（Strong等，2009；Frankignoul等，2014）。通过在延长冬季（12月至4月）规定偶极SIC异常和NAO模式，Strong等（2009）发现，由于偶极类SIC异常的持续性（超过2个月），反馈作用得以发生。Frankignoul等（2014）在没有对空间模式进行先验假设的情况下解决了这个问题，并且获得了一个显著的NAO型环流异常——滞后6—8周的SIC偶极子；但是，他们采用与Strong等（2009）相同的延长冬季，这造成在大气可预测性中不能筛选出关键的SIC月。在这项研究中，我们改进他们的分析，并考虑在SIC和大气层中单独的月异常，即侧重于季节内的时间尺度。我们发现在不同月份格陵兰东西方的SIC异常与欧洲——大西洋部分的不同环流异常相关。我们还分析了大气环流滞后于NAO驱动的海冰变化所涉及的动力学因素。

2 方法和数据

通过逐月北大西洋SIC和海平面气压（SLP）异常之间的滞后最大协方差分析，冬季SIC异常对大气的潜在影响被首次确定（MCA；Bretherton等，1992；Czaja和Frankignoul，2002）。MCA方法是将两个场之间的（面积加权的）协方差矩阵的奇异值分解，并且为每个协方差模式提供一对空间模式和相关联的标准化时间序列（以下称为扩展系数），其特征在于其平方协方差（SC），平方协方差分数（SCF）和扩展系数（COR）之间的相关性。利用基于100次仅改变气压场（SLP）置换的Monte-Carlo试验评估MCA模式的统计显著性；信号水平由超过被测试实际值的随机值的数量给出。因为MCA将协方差最大化，统计学意义上的测试主要是SC的测试（Gan和Wu，2015）；SCF和COR通常产生较低的显著性水平（表1）。定义面积平均SIC指数作为分析滞后于海冰变化的大气异常的参数。为了便于与以前的研究进行比较，所有SIC和MCA-SIC时间序列都选择的是目标区域中海冰减少的区域。

本研究使用国家冰雪数据中心（NSIDC；Comiso 2012）提供的由NOAA / NCDC被动微波监测所得的1979-2013年北半球的逐月SIC数据。没有设置海冰存在/不存在的阈值，即考虑了连续分数。SST数据利用了用NOAA扩展重建的SST v3b（Smith等，2008）。所有气压场都来自于欧洲中期天气预报中心（ECMWF；Dee等，2011）的ERA中期再分析资料（ERA-int）。除了SLP之外，还用了200 hPa（Z200；代表对流层上层）和50 hPa（Z050；代表平流层下层）的逐月位势高度场。逐日资料用于分析内部动力学的作用：200hP的瞬变扰动动量通量（uv）被认为可以分析正压过程中的涡流和平均流量（例如Hoskins等，1983；Trenberth，1986）；而850 hPa的瞬变扰动热通量（vT）被认为可以评估压力波过程的影响和低水平波的变化（Andrews等，1987；Wallace等，1988）。使用24小时差分滤波器（例如Wallace等，1988；Chang和Fu，2002），从过滤的每日数据计算月平均协变量。表面湍流热通量的变化以及每天两次（00，12h）初始化的3小时预测累积的显热和潜热通量用来评估对流层低层的异常加热。所有月异常数据由月数据减去相应的气候态得出。为了减少长期非线性趋势的影响，在每个网格点处用最小二乘拟合，用于从所有数据中移除三阶多项式（即，立方趋势）。从而验证了结果对该特定标准不敏感。

3 结果

3.1 确定滞后的海冰影响

对给定月份的大西洋SIC异常和每月SLP异常之间的协变性检查采用与Strong等（2009）以及Frankignoul等（2014年）相同的延长季节，即12月至4月的SIC。图1总结了在三个不同的SIC域的主要模式协变性的SCMCA统计结果：北冰洋的大西洋盆地（ATL；图1a）及其亚盆地东部（eG；图1b）和西部（wG；图1c）。若使得SIC波动的大气强迫占支配地位，MCA分析开始于滞后零点，即同期关系（Deser等，2000；Frankignoul，2014）。如下面的图5所示，处于滞后零点的第一MCA模式描述了与NAO强迫（未标出）相关联的SIC异常。正的滞后代表引起SLP异常的SIC变化。当包括了大气对SIC异常的预期响应时间（例如Deser等人，2007）的超前2个月时，12月SIC变率和2月的欧洲——大西洋大气之间存在一个预期的SC峰值，有95％的显著性水平，并且主要表现在eG区（图1a，b，绿色）的SIC异常；这种滞后的关系在3.2进行讨论。在wG 区1月SIC变率对2月大气环流也有潜在影响，有90％的显著性水平（图1c，蓝色）。这种滞后的关系在3.3进行讨论。当超前的时间超过可预计的大气反应时间，有一些指标反映在wG 区SIC对4月（图1c，蓝色）和7月（图1c，黄色）大气环流的潜在影响。由于本研究关注的是寒冷季节，所以没有对这些信号进行讨论。

根据图1，接下来研究的目标月份为SIC异常的12月/1月和大气异常的1月/2月。了解12月/1月SIC变率对欧洲——大西洋大气环流的潜在影响的第一步是评估其持久性。图2通过显示12月（左）和1月（右）异常之间的网格点相关图和滞后异常，说明了大西洋盆地冬季SIC异常的局部持久性。最大的相关区在边缘冰区，围绕气候海冰边缘（绿色轮廓）。在2个月的滞后期，12月SIC异常在格陵兰和巴伦支海强烈维持，超过了戴维斯海峡，而拉布拉多海的异常消失（图2a，b）。在1个月的滞后期，当1月SIC异常在气候边缘扩张和变率增加之后（图2d，e），在格陵兰以西产生了比12月SIC异常更宽阔和更强的持续区域（图2a，c）。这些结果与Strong等人研究结果显示的冬季NAO驱动的SIC异常的长期衰变时间尺度一致（2009），这使得能够在季节的后期检测其对大气的反馈。

3.2 12月海冰对大气的影响

图3（左）显示了12月份eG区的SIC异常和2月北大西洋—欧洲地区SLP异常之间的主要的MCA模式（图1b，绿色；表1）。SIC模式（图3a）类似于由正NAO（参见下面的图5c）诱发的为我们熟知的偶极特征，伴随着格陵兰海中海冰最大幅度的减少（〜30％）。SLP模式（图3c）类似于NAO的负相位，这是2月中SLP的第一个EOF模式（图4a）。 这个MCA结果显示了大气异常超前和滞后于12月格陵兰东部SIC异常引起的NAO类极性的变化。

为了使MCA框架独立，考虑面积平均SIC指数。该区域为20°W-0°E / 68°N-80°N，代表格陵兰海（以下称为SIC-GSDEC）。相关的SIC型（图5a）几乎与图3a相同，各时间序列之间的相关系数为0.92。这种模式说明了由于NAO强迫，格陵兰两岸SIC异常的强耦合性（图5c）。在格陵兰海，向大气增加的热释放（图5e）是由海冰的减少产生的一个无冰的海洋区域。在其他地方，地表热流量异常主要反映了正NAO型模式的特征（Cayan，1992）。

1个月后的1月份，与SIC-GSDEC相关的SLP异常已经出现一个负的NAO型模式的信号，在北纬大洋中纬度地区存在正异常，而在北大西洋中纬度地区存在负异常，尽管它们较弱且不具有统计意义（图6e）。最引人注目的特征是与欧洲地区相当的低的正压性，其具有向西的倾斜，充分表明了罗斯贝波传播的特征（图6左）。对流层上层异常（图6c）与Deser等报道的指定海冰变化的瞬态响应具有一定的相似性（2007）。同样，在eG / wG区的热偶极异常，增加/减少热释放（图7e），反映了在其他AGCM研究中发现的SIC阻尼（Alexander等人2004；Deser等人2004；Magnusdottir等人，2004）。海湾区域上的表面热流异常也对NAO相关的SST异常形成负反馈作用（参见图5e与7e）。这表明1月与SIC-GSDEC相关的环流异常可能是由海冰和与之相关的SST变化驱动或调节（参见第4节的讨论。）

在2月，建立了与SIC-GSDEC相关的负NAO型模式（图6f）。这种模式与MCA-SIC/eGDEC分析的区域模型（图3c）一致。有趣的是，这种现象在整个对流层和低层平流层的尺度上是半球形的（图6右），但极涡的变化几乎没有统计学意义（图6b）。对流层异常（图6d，与Deser等人对大西洋盆地指定海冰的平衡响应研究一致。（2007）。基于SIC-GSDEC指数的plusmn;1SD的综合分析得出了类似的结果（未标出）。负的NAO型模式的信号控制与SIC-GSDEC相关的表面热流异常（参见图4c与7f），尽管在格陵兰东部还保留着一些剩余的异常热释放。

关于NAO型模式的稳定性，从1月到2月，涡流活动整体上有一个强化（图7，上中），表明正涡流反馈增大，并造成大规模大气异常（Deser等人，2004，2007）。SIC-与北大西洋西部涡流热和动量流动的减少有关（图7b，d），这与负NAO型模式一致，表明了其入口处的急流减弱。在欧洲，与南部异常西风动量积累（图7b）和低层波动向南传播（图7d）相关，表示其尾部的急流减弱。

3.3 1月海冰对大气的影响

图3右显示的是1月wG区的SIC异常和2月欧洲—大西洋大气环流（图1c，蓝色；表1）的滞后协方差。SIC模式（图3b）表明，与12月eG区的SIC变化相关的浅薄异常（图3a，5a）相比，戴维斯海峡—拉布拉多海（DL）区域的信号变宽，这在—定程度反映了季节性的增加和变化（图2d，e）。在DL上海冰减少之后的SLP模态与东大西洋（EA）模式（图3d）有关，这是2月份SLP的第二个EOF模式（图4b）。因此，12月（NAO型；图3c）和1月（EA型；图3d）的大气环流有季节内变化，滞后于SIC的异常。

为了评估MCA结果的可靠性，在65°W-50°W / 52°N-68°N区域上计算平均SIC指数，其覆盖大部分DL区域SIC-）。相关的SIC模式（图5b）与图3b的模式一致。因为它们相应的时间序列高度相关（0.99），并且主要由NAO（图5d）驱动。如之前所述，除了在北大西洋中/亚极地纬度（例如Cayan 1992）的表面热流中的强NAO信号之外，与该区域上的热释放增加相关的SIC-海冰已经退缩（图5f）。

1个月后的2月，格陵兰岛西部的异常放热仍然很强（图8f）。SIC-再次引起正EA型的SLP模式，这种模式在MCA-SIC/wGJ

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