由于温室气体效应引起的北大西洋涛动的变化与欧洲上空风暴轴的增强外文翻译资料

 2022-12-20 21:21:36

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由于温室气体效应引起的北大西洋涛动的变化与欧洲上空风暴轴的增强

U. Ulbrich M. Christoph

摘要：根据其他一些一般的环流模式实验，大气-海洋耦合GCM ECHAM OPYC3 模拟了东大西洋和西欧上空的高空风暴轴活动增加随着温室气体强迫增加而增加。本文讨论的是北大西洋涛动（NAO）对这些变化的影响，这与西太平洋延伸到欧洲的风暴轴的强度密切相关。NAO指数基于模式中北大西洋300年的海平面气压的波动，结果仅仅显示了在240年运行中有微弱的增长。相比之下，欧洲西北部的风暴轴活动稳步的增长已经超过了160年后的控制运行定义的标准差。这种影响与NAO模式的变化有关。根据经验正交函数确定其后10年周期的活动中心显示，NAO的北方变化中心系统地向东北移动，从靠近格陵兰东海岸的位置移动到挪威海，该活动中心也位于控制区内。

  1. 介绍

这种活动通常由500hPa的带通（2.5-8天）滤波位势场的变异性来量化。这种量化在北方冬季表现出两个主要的最大值，一个在北大西洋上空（被称作大西洋风暴轴）另一个在北太平洋的上空（太平洋风暴轴）。由于风暴轴是大气环流大尺度现象，一般大气环流模型GCMs，能够很好的模拟风暴轴路径；参见DAndrea 等人。因此风暴轴可以成为一个很好的特征去评估由于人类活动产生的温室气体对中纬度气候变化的影响。

风暴轴的增强通过了观测数据的不同GCM模式的检验，Cubasch 等人(1997)考虑了二氧化碳三重浓度对风暴轨迹强度的变化影响。东大西洋和欧洲上空平均风暴轴强度的增加是模式运行过程中一个非常常见的现象。这是针对不同的GCM模式(the LMD gridpoint model, Sadourny and Laval 1984, the ECHAM spectral model, Roeckner et al. 1992)在不同的分辨率（t21,t42）和采用不同的海洋强迫(fully coupled; pre- scribed SST)的结果。这种相似的结果同样也被Carnell 等人，(1996)用英国气象大气－海洋耦合模式发现。因此这种趋势似乎是许多GCM模拟的稳定特征，尽管至少有一个特例：Zhang and Wang (1997)发现在使用NCAR CCM1和混合层海洋模式中，增加一倍的二氧化碳的含量就会使天气形式的活跃程度减弱（对于欧洲的风暴轴大约可以减少了20%）。Carnell et al. (1996), Lunkeit et al. (1996), Cubasch et al. (1995), Hall et al. (1994) and by Gregory and Mitchell (1995)。等人报道了欧洲上空西风和冬季降水的强度增加可能与当地温室气体中斜压波的增加有关。

与欧洲气候变化有关的另一个现象是北大西洋涛动。北大西洋涛动通常被量化为亚速尔群岛上空标准气压的异常。德凡特在1924年提出北大西洋与欧洲当地气候变化的相关关系。最近关于 NAO 重要性的工作主要有阿尔卑斯山气候的研究（Wanner 等人1997 年）和欧洲冬季降雨 (Hurrell and van Loon 1997；Hurrell 1995a)，特别是伊比利亚半岛和摩洛哥（例如 Ulbrich et al.1999 年；Rodo 等人1997 年；Zorita 等人1992 年；Lamb 和 Peppler，1987 年）。据指出，NAO 近年来的增加可能对观测到的冬季半球增温趋势有很大贡献，而 NAO 变率已成为 WMO的气候变异和预测研究方案的关键问题之一 (CLIVAR 1997)。

研究表明，NAO 和大西洋风暴轴密切相关 (Hurrell and van Loon 1997；Rogers 1990；Hurrell 1995b)。在 NAO 的正相位，风暴轴加强并向北移动。Rogers (1997) 描述了这种关系的另一个方面，即东北大西洋和欧洲上空斜压波活动的增加与亚极区低层和副热带高压的东北偏移的关系。他还指出，斜压波活动的增加伴随着中心之间平均压力梯度的增加。Glowienka (1985) 和 Ma Kchel 等人 (1998) 发现冰岛低和亚速尔群岛高的位置、强度与压力梯度之间存在显著的相关性。这些观测结果证实了采用简化数值模式的研究产生了模拟风暴轴东北的低平均地面气压区（Frisius 等人Hoskins 和 Valdes，1990 年）。这表明风暴轴和平均气压模式可能相互依赖。

NAO、斜压波活动、主要压力中心的位置与欧洲气候的密切关系也反映了东大西洋和欧洲最近的气候趋势：NAO 从 20 世纪 70 年代初的负值上升到 90 年代初的正值 (Hurrell and van Loon 1997；Hurrell 1995a；Schmutz and wanner 1998)。在同一时期，在东北大西洋上空可以发现斜压波活动的增加，这可以在诸如气旋核心压力（如 Haak and Ulbrich 1996;Stein and Hense 1994;Schinke 1993）和海平面压力 (SLP) 变化中检测到（Schmith et al.1998 年；Rogers 1997 年；Bo 和 Flohn 1997 年；Bo 1996 年）。Scho Knwiese 等人（1993 年）报告称，1961 年至 1990 年期间，南欧北部的冬季 SLP 均值逐渐降低。这与北方冬季西风低潮的频率增加相对应 (Schmutz and Wanner 1998；Bardossy and Caspary 1990)。就风速而言，最近北欧的风力有增加的趋势，与气压梯度和斜压活动的增加相对应（The WASA Group，1998 年）。然而这种影响是区域性的。例如，在北欧整体的风力有增大的趋势，但在该天气模式下瑞士上空的风速却是减小的趋势（Schiesser 等人1997 年）。

很明显，在过去几十年里观察到不同参数的趋势代表了大气变化的一种趋势。然而，尚不清楚这种模式是否由温室气体浓度增加所激发。NAO、欧洲大西洋风暴轴和平均 SLP 的近期趋势也可能是常规变异的一部分，并非人类活动的影响。欧洲上空的模拟气候信号可能是一个在大气环流模式中大气变率谱的低频部分的采样效应。在这项工作中，我们通过调查控制运行为当今的气候模式（Sect3）和一个相同的耦合大气-海洋 GCM 的温室气体 (sect4)温室气体（GHG）情景来解决最后一个问题。计算 NAO 指数、风暴轴活动和平均 SLP 的非线性趋势，以证明它们与瞬态温室气体强迫的关系。这为北方涛动变率中心向东北移动提供了证据。

2、数据

我们使用了 300 年的 ECHAM4 OPYC3 耦合海洋大气 GCM 来模拟今天的气候（也见 Bacher 等人1998 年）。大气部分在水平维度上的光谱分辨率为 T42，距地面至30hPa的垂直方向上的光谱分辨率为19层。为了避免气候漂移，耦合涉及年平均流量的校正，仅限于热量和淡水流量。

240 年的瞬变实验从平衡条件出发用现代温室气体浓度旋转的海洋模型（Roeckner 等人1998 年）。人为的温室气体强迫是利用 1860 年至 1990 年期间的观测资料规定的。此后，使用了IPCC IS92a 温室气体辐射强迫情景（IPCC1992）模拟中单独处理了二氧化碳，甲烷，氧化亚氮，和氟氯化碳等温室气体，而没有考虑来自硫酸盐气溶胶和对流层臭氧的作用。用现在的数值而不是工业生产前的数值进行初始化，是为了避免耦合系统的冲击和不可避免的漂移，耦合系统的海洋成分在现在的条件下已经运行了 1000 年。在整个模拟过程中，气候模拟初始状态中的热偏差保持不变，而不是气候趋势的影响（Roeckner 等人1998 年）。然而，值得注意的是，与第一个十年 (353 ppmv) 相比，在过去十年 (946 ppmv) 的瞬态实验中，CO2 浓度的绝对值几乎增加了两倍。Roeckner 等给出了本研究所用模型和模拟设计的更多细节。（1998 年）。两种模式的异常场都是根据控制运行的气候周期得到的，并对考虑的每个物理量计算出冬季平均值的时间序列（12月至2月）。

3.模式运行中的北大西洋涛动和风暴轴

NAO 指数是两个区域月平均海平面气压 (SLP) 异常和归一化月平均海平面气压 (SLP) 异常之间的关系。所选区域代表北大西洋上空的冬季 SLP 的遥相关中心（定义见 Wallace and Gutzler 1981），其遥相关中心位置位于葡萄牙西北和冰岛上空。它们与 Wallace 和 Gutzler (1981) 所观察到的遥相关中心完全一致。与观测数据一样，在北大西洋上空 SLP 的 EOF 分析获得的变率最大值附近发现了遥相关最大值。第一个 EOF（解释冬季总方差的 46）产生了典型的 NAO 模式，其北极中心具有带状拉长结构（图 1，上图），格陵兰岛东南部的初级最大值和冰岛的次级最大值。这一结构与北大西洋地区 1 月份观测 SLP 数据的主要 EOF (Glowienka-Hense 1990) 很吻合。

所得NAO的时间序列，用 4 年低通-lter 平滑，显示更清晰，如图 1（下图）所示。频谱分析（未显示）显示在所有频率下频谱密度几乎相等（见 Christoph 等人1998 年，供进一步讨论）。特别是在对照运行NAO时间序列中没有任何趋势。

用递归带通-lter 计算模拟风暴轴（Christoph 等人1995 年）。整个模式运行中的所有北方冬季的平均值如图 2 所示（上图）。显然，大西洋和太平洋风暴轴的位置得到了现实的再现。强度比相同分辨率的 ERA（ECMWF 再分析）数据计算值低约 10%。

回归系数和NAO指数每增加一个标准差，就相当于冰岛以南风暴轴强度增加 3 gpm 以上，也相当于葡萄牙西南部风暴轴强度减少 1.5 gpm 以上。它分别解释了亚热带和亚极区总变率的 40%和 50%以上。这证明 NAO 指数和大西洋风暴轴强度之间有密切关系，图 3 中的模式表明 NAO 指数的增加与风暴轴的北移有关，这与观察结果一致。

为了研究 NAO 模式可能随着欧洲西北部风暴轴活动而发生变化（平均40-70北纬），我们对冬季10个月平均SLP场进行了EOF分析，根据 EOF确定的北部中心位置均靠近整个运行的中心，即在格陵兰东南部。发现南部中心在其位置的经度方面有更大的变化，数十年的强风暴轴在西经20度到东经30度（即更接近亚速尔地区），在数十年的弱风暴轴在西经0度到西经20度（即朝向比斯开湾）。

4 、在模式运行中 NAO 和风暴轴的变化

我们通过比较 NAO 指数相对于控制运行是否有系统的变化来开始我们的场景运行的研究。为了提供与对照运行指数的最佳可比性，我们使用相同的面积进行平均，并用对照运行的 SLP 标准差而不是那些场景运行的标准差进行标准化。时间序列（图 4）显示 NAO 指数随着温室气体的增强而增长，但并不是在运行结束之前，数据的二次曲线（这里这种类型最能代表非线性趋势）从控制运行的标准偏差的频带出现。然而，指数值超过条带上限的冬季数在接近结束时远大于运行开始时（图 4）。

我们计算了从方案运行中选择的 20 年风暴轴强度（图 4 和图 5 中的水平条标记）的相对变化（图 2，下图）。这些时期分别代表了 ~1.2W/ m2 和 ~6W /m2 的人为强迫，CO2 浓度在第二个十年中大约是第一个十年的两倍。

尽管在北海地区风暴轴活动增加了 10 -15%（与其他几个温室气体情景模拟一致，见 Cubasch 等.1997），应用于每个单独网格点的双侧 t 检验显示，信号在 95% 置信水平时无统计学显著性。缺乏统计意义，这显然是由于图 5 中可见的风暴轴活动的强烈的年际变化。然而选择的20年样本反映了长期趋势的时间演变。考虑到风暴轴活动增加的潜在物理机制，我们发现根据 Eady 最大增长率估计，整个东北大西洋斜压性增加（详见 Hoskins 和Valdes. 1990）。区分对流层上部和下部的增长率值揭示了对流层上部变化的主导地位（未显示）。另外，在风暴跟踪区发现降水率增加，这表明非绝热加热作用也促进了斜压波活动的增加。

方案运行中西北欧洲风暴轴活动的完整时间序列（图 5）表明运行的前几十年数值下降，随后风暴轴活动稳步增加。初始阶段的数值降低在对照实验的相应时间序列中也可见，这可能归因于长期变异性（图略）。图 5 中所示数据的二次曲线出现在 ~3W/ m2 人为强迫下的对照实验中的变异性谱带中，因此信号的显著性比 NAO 早很多。

NAO 指数随温室气体强迫增加的变化远不如欧洲风暴轴活动明显，这一事实可能与 NAO 空间特征的变化有关。因此，我们对随后的 10 年进行了 24 次 EOF 分析，每个分析包括从情景运行中获得的 120 个月平均值，并确定变异中心。这些变异中心如图 6 所示。前几十年的中心（具有小到中等的强迫）用圆圈标记，后十年的中心（具有中等到强烈的强迫）用点标记。只要温室气体的驱动力很小，NAO 变化的亚极地中心就靠近整个控制运行确定的中心（见图 1，顶部），格陵兰东南部以灰色方块标记。2020 年前后，当人为强迫超过 ~3W/ m2 时，北部中心向偏东的位置移动。我们想提及的是，尽管已从数据集中删除了季节性周期，但不能事先排除图 6 所示 NAO 中心转移的夏季月份数的可能性。然而，仅根据 2020 年至 2099 年冬季月份进行的 EOF 分析显示，变异中心的位移在冬季十分明显（图 7）。同样需要注意的是，这种偏移不仅仅是在所有 EOF 中发现的相同细长结构的两个极大值之间的转换，而是模式的实际位移（比较图 1 顶部和图 7）。因此，仅考虑空间固定的 NAO 指数不足以评估温室气体引起的变化。

为了进一步评估欧洲上空温室气体引起的风暴轨迹变化，我们对所有 240 个北方冬季的 10

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