2021, Vol. 79
中国气象学会主办。
文章信息
- 段升妮, 姜智娜. 2021.
- DUAN Shengni, JIANG Zhina. 2021.
- 冬季北半球大气对秋冬季巴伦支海海冰异常的敏感性研究
- Sensitivity of the boreal winter atmosphere to sea ice anomalies in autumn and winter over Barents Sea
- 气象学报, 79(2): 209-228.
- Acta Meteorologica Sinica, 79(2): 209-228.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2021.018
文章历史
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2020-07-16 收稿
2020-12-11 改回
近年来，特别是2000年以后，北极海冰呈现出快速减少和大幅度波动的趋势（Comiso，et al，2008；Simmonds，2015），其中巴伦支海是冬季北极海冰密集度变率最大的区域（Serreze，et al，2009；Screen，et al，2010；Parkinson，et al，2013；李一玲，2018），同时也是观测到的湍流热通量变化最强的海域（Makshtas，1991）。由此可见，巴伦支海是冬季北极海-气相互作用的关键区。
伴随着北极海冰的减少，北极地区经历了快速变暖（Kug，et al，2015；Wang，et al，2020a），而中纬度大陆极寒天气频发，产生所谓的“暖极地冷大陆（WACS）”模态，这一现象已引起气象学家的广泛关注（Overland，et al，2010；Francis，et al，2012；Inoue，et al，2012；Outten，et al，2012；Cheung，et al，2013；Sato，et al，2014）。秋季及初冬季巴伦支海海冰异常减少被认为是近年来中纬度欧亚大陆寒冬的主要驱动因子（Tang，et al，2013；武炳义等，1999；武丰民等，2014）。Honda等（2009）指出巴伦支海海冰融化后会产生异常向上的湍流热通量，从而激发一种罗斯贝波列，使得西伯利亚高压增强，最终导致欧亚大陆降温。然而，Sorokina等（2016）的研究表明，当冬季欧亚大陆偏冷时，巴伦支海海冰的确有减少趋势，但地面湍流热通量多表现为异常向下的特征。也就是说，海冰减少主要是由大气异常驱动所致（Blackport，et al，2019），且海冰的减少未必对应西伯利亚高压的增强（Warner，et al，2020）。例如，2006年9月，巴伦支海域海冰密集度为负异常，但其后冬季，西伯利亚高压异常偏弱。2012年9月，北极海冰范围达到有卫星观测记录以来的最低值，但随后冬季的西伯利亚高压强度却接近正常值。Wang等（2020b）进一步发现夏末秋初北极海冰与冬季西伯利亚高压强度的关系在20世纪90年代中期存在显著的年代际变化，并在1997—2017年变得不显著。Petoukhov等（2010）指出，高纬度大气环流对巴伦支—喀拉海（Barents-Kara Sea，BKS）海冰减少的响应是高度非线性的，海冰减少是否对应西伯利亚高压增强及欧亚降温与海冰减少的幅度有关（Grassi，et al，2013）。
此外，Mori等（2014）指出，巴伦支海海冰减少能够导致欧亚阻塞环流的发生更加频繁，从而使得冷空气更易侵入欧亚大陆，造成极端冷冬。同时，巴伦支—喀拉海的变暖会加强乌拉尔阻塞的准静止状态，导致欧亚大陆出现大范围的冷事件（Luo，et al，2016；Yao，et al，2017；Li，et al，2019）。然而，一些观测及模式研究却认为，没有足够的证据能说明海冰减少会对阻塞和欧亚冬季温度产生影响（Screen，et al，2013；Woollings，et al，2014）。在北极海冰持续减少的情况下，阻塞型环流发生的频率无显著的上升趋势，较强海冰融化对中纬度冷事件强度的影响也是有限的（Barnes，2013；Peings，et al，2014）。欧亚大陆变冷是由于大气内部变率导致的，与海冰减少无显著关联（McCusker，et al，2016），Sun等（2016）也强调了内部变率，而非海冰的减少引起了欧亚大陆的变冷。
同时，还有一些研究探讨了北极海冰变化对北大西洋涛动（North Atlantic Oscillation，NAO）/北极涛动（Arctic Oscillation，AO）的影响。研究（Magnusdottir，et al，2004；Deser，et al，2004）表明，海冰密集度偏低会在晚冬时诱发NAO/AO的负位相（NAO−/AO−），有利于欧亚气温降低。具体地，巴伦支—喀拉海海冰减少会激发行星波上传，并在平流层发生波破碎，从而削弱平流层极涡，减弱的平流层极涡将下传至对流层，并诱发NAO−/AO−，最终导致欧亚大陆产生低温异常（Kim，et al，2014；Nakamura，et al，2015）。但是，也有研究指出，海冰改变所引起的北大西洋涛动位相变化幅度相较于大气内部变率弱很多（Alexander，et al，2004），且响应对海冰异常的位置、强度以及所分析的时段高度敏感，用该机制来解释海冰偏少与欧亚大陆低温异常的关系尚显不足（Vihma，2014）。
由此可见，北极海冰异常与欧亚大陆天气、气候的联系仍然存在很大的不确定性。目前基于数值模拟探讨大气环流对海冰异常敏感性的研究（Deser，et al，2004，2007；Honda，et al，2009；Peings，et al，2014；Petoukhov，et al，2010；Liptak，et al，2014）大多采用气候模式，在气候态海冰分布上叠加扰动，通过长时间积分来考察大气环流平均状态的变化情况。海冰扰动通常采用近几十年的海冰变化趋势或真实的极端多/少海冰年的异常海冰。但实际上，海冰在季节内具有很大的日变率，可以在几天内快速消融（Dammann，et al，2013）。因此，考虑这种具有真实日变化的海冰扰动非常必要。此外，仅考虑大气平均状态的响应也不足以全面了解大气环流的具体变化情况。
基于以上问题的考虑，利用全球气候模式，根据少海冰年产生的真实具有日变化的海冰扰动进行敏感性试验，以此探讨海冰减少引起的地面湍流热通量以及大气的变化情况。此外，对长期数值模拟试验而言，长时间的模式积分可以消除初值对试验结果的影响（Petoukhov，et al，2010；Screen，et al，2013；Liptak，et al，2014；Suo，et al，2016；Sui，et al，2017；Peings，et al，2014）。文中为获取足够多的样本，进行了100年的数值模式积分。而针对大气对海冰异常响应研究结论的不一致，试图从大气环流对海冰减少响应的季节依赖以及非线性特征来解释，设计了不同季节海冰异常和不同幅度海冰异常试验，不仅考察冬季不同月份大气的平均响应情况，同时也研究中高纬度大气典型模态的变化。从而有利于加深对北极海冰变化与冬季北半球天气、气候关系的认识。
2 资料、试验设计及方法 2.1 资 料选用1979—2018年ERA-Interim逐日再分析资料，包括海冰密集度（Sea Ice Concentration，简称SIC）、海表温度（Sea Surface Temperature，简称SST），分辨率均为1°×1°。
2.2 模式和试验设计研究所用模式是地球气候系统模式（Community Earth System Model，CESM）中的大气模块（Community Atmosphere Model version 4，CAM4）（Hurrell，et al，2013），其垂直方向有26层，最高可达0.02917 hPa（Grassi，et al，2013），水平分辨率为1.9°×2.5°。
从给出的1979—2018年冬季（12月—次年2月）海冰密集度的标准差（图1a）可以看到，冬季海冰密集度在北极各边缘海域都有较大的日变率，其中巴伦支海和白令海变化尤为突出，巴伦支海海冰变化与欧亚天气、气候有密切的联系（Petoukhov，et al，2010；Yang，et al，2012；Han，et al，2020）。因此，本研究关注的海冰异常区域为巴伦支海，具体范围为（70°—80°N，15°—65°E）（图1a中红色扇形区域）。图1b给出了冬季巴伦支海海冰异常指数（SIC anomaly index，SIA）的年变化情况，海冰异常指数通过计算巴伦支海海冰密集度去掉季节循环的距平场的区域平均得到；巴伦支海海冰密集度指数（SIC index，SI）则通过计算巴伦支海海冰密集度的区域平均得到。可以看到，冬季巴伦支海海冰存在明显的减少趋势，该趋势在2000年以后更加显著。已有研究（邵勰等，2016；武炳义等，2016；Zhang，et al，2016）表明，2015年全球平均地面温度是有气象记录以来最高的，冬季北极和亚洲大陆北部出现大范围偏暖区域。基于这种气候特殊性，本研究利用巴伦支海2015年这个少海冰年的海冰作为强迫，考察海冰变化对北半球大气环流的影响。
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| 图 1 1979—2018年冬季 （a） 海冰密集度的标准差 （红色扇形区域为巴伦支海域 （70°—80°N，15°—65°E）），（b） 1979—2000 （蓝色折线） 及2000—2018 （橙色折线） 年巴伦支海海冰异常指数的年变化 Fig. 1 （a） Standard deviation of SIC in the winters （DJF） of 1979—2018，and the Barents Sea is denoted by the red frame （70°—80°N，15°—65°E），（b） Time evolution of the Barents Sea ice anomaly index during 1979—2000 （blue polyline） and 2000—2018 （orange polyline） |
文中共进行了7个试验，包括1个对照试验（CTRL）、5个冬季海冰扰动试验（WPERT）和1个秋季海冰扰动试验（APERT）。所有试验积分时长均为100年，为了避免模式起始积分不稳定带来的偏差，舍弃前30年的数据，分析后70年的结果。对照试验中海表温度和海冰密集度均采用1979—2018年的气候态，扰动试验则只对巴伦支海域的海冰进行了更改，具体设置见表1。
| 试验名称 | 巴伦支海SIC | SI扰动/SI控制 | |SIA扰动/SI控制| |
| CTRL | SICclim | ||
| WPERT1 | SICclim + （SIC2015 − SIC clim） × 3/2 | 34% | 66% |
| WPERT2 | SICclim + （SIC2015 − SICclim） × 1.0 | 44% | 56% |
| WPERT3 | SIC |
56% | 43% |
| WPERT4 | SICclim + （SIC2015 − SIC clim） × 1/2 | 69% | 30% |
| WPERT5 | SICclim + （SIC2015 − SIC clim） × 1/6 | 88% | 12% |
| APERT | SICclim + （SIC2015 − SIC clim） × 1.0 | 7% | 92% |
图2是对照试验及5个冬季扰动试验中巴伦支海海冰密集度指数的逐日演变。北极冬季是结冰季，从对照试验中的海冰密集度指数可以明显看到海冰的增长趋势（红线所示），平均而言12月处于最低水平，1—2月逐渐增多。但从扰动试验的结果可以发现，虽然2015年巴伦支海冬季海冰整体偏少，但具有明显的日变化特征，1月上旬的海冰增长过程以及1月底至2月初的海冰减少过程尤为显著。若海冰异常的振幅减小，则逐日变率相对也减弱。Dammann等（2013）指出来自于海冰的这种高频变率对大气状态的影响是不容忽视的。结合表1和图2可见，从WPERT1到WPERT5，海冰减少的幅度在逐渐缩小（|SIA扰动/SI控制|减小）。
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图 2 对照试验及冬季扰动试验对应的巴伦支海冬季逐日海冰指数 （SIdaily） 变化
Fig. 2 Daily evolution of sea ice index （ |
文中主要考察了西伯利亚高压（Siberian High，SH）以及北大西洋涛动的响应情况。西伯利亚高压强度采用侯亚红等人（2008）定义的方法来刻画，即选取（20°—60°N，60°—130°E）海平面气压最大处为高压主中心，高压主中心的海平面气压值记为西伯利亚高压的强度，具体如下
| $ {\rm{SHS}} = {\rm{Max}}({{\rm{SLP}}_i}) $ | (1) |
式中，SHS为强度指数，
西伯利亚高压的位置改变用西伯利亚高压中心经、纬度指数描述
| $ {\rm{SHE}} = \frac{{\sum {{{\rm{SLP}}_i}} {\text •}{{\rm{Lon}}_i}}}{{{{\rm{SLP}}_i}}}\;\;\;\;\;{\rm{SHN}} = \frac{{\sum {{{\rm{SLP}}_i}} {\text •}{{\rm{Lat}}_i}}}{{{{\rm{SLP}}_i}}} $ | (2) |
式中，SHE为中心经度指数，指数值越大代表位置越偏东；SHN为中心纬度指数，指数值越大代表位置越偏北。
北大西洋涛动指数（NAOI）参考Li等（2003）定义的方法进行计算，具体为
| ${\rm{NAOI}} = {\rm{SLP}'}_{\!\!35^\circ {\rm N}} - {\rm{SLP}'}_{\!\!65^\circ {\rm N}}$ | (3) |
式中，SLP在80°W—30°E进行纬向平均，
连续型随机变量在某个确定取值点附近的可能性可以用概率密度函数（Probability density function，PDF）来表示。假设
| $p\left({a {\text{≤}} x {\text{≤}} b} \right) = \mathop \int \nolimits_a^b f\left(x \right){\rm d}x$ | (4) |
从冬季海冰扰动试验的平均海冰异常场和地面湍流热通量异常场（图3）可见，当巴伦支海冬季平均海冰密集度减小时，对应区域的冬季平均热通量显著异常向上，且异常的强度和范围随着海冰偏少幅度的减小而减弱，与观测统计分析（Wu，et al，2010；Inoue，et al，2012；Kim，et al，2014）及数值试验（Koenigk，et al，2009；Screen，et al，2013；Cassano，et al，2014；Liptak，et al，2014）结果一致，说明海冰减少可通过感热和潜热释放影响低层大气。
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| 图 3 冬季海冰扰动试验 （WPERT1—WPERT5） 对应的平均 （12月—次年2月）（a—e） 海冰异常场及 （f—j） 湍流热通量异常场 （单位：W/m2）（正值代表方向向上；图中打点区域代表通过90%的显著性t检验；黑色扇形区域为巴伦支海域，下同） Fig. 3 Winter means （December—February） of （a—e） anomalous SIC and （f—j） anomalous surface turbulent heat flux （unit：W/m2；positive means upward） in the WPERT1—WPERT5 （Dotted areas are for values exceeding the 90% confidence level according to the Student’st-test；The black sectors represent the Barents Sea （the same hereafter）） |
从冬季海冰扰动试验逐月地面温度异常场和海平面气压异常场（图4）可见，巴伦支海海冰减少带来的最直接影响是近地面温度显著升高，且局地变暖的强度与海冰减少的幅度成正比（Serreze，et al，2009）。欧亚大陆温度在12月略有偏高，但不显著，1月则显著偏高，但在不同试验中偏高强度并不与巴伦支海海冰减少幅度（图3a）成正比，且区域也不尽相同，即大气对巴伦支海海冰减少的响应具有非线性特征。在WPERT2和WPERT5试验中欧亚大陆暖异常的强度最强，覆盖区域最广，对应海平面气压负异常也最显著。这与任菊章等（2003）的研究结果一致，即亚洲大陆冷高压减弱，有利于亚洲冬季大范围增暖。值得注意的是，2月，从WPERT1到WPERT5，随着海冰偏少幅度的减小，贝加尔湖以南的亚洲大陆西部部分区域逐渐出现冷异常，且WPERT4试验中冷异常最显著，说明冬季欧亚地面温度对巴伦支海海冰异常的响应不仅是非线性的且在不同月份具有不同特征。因此，后文主要关注1月与2月的大气响应情况。
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| 图 4 冬季海冰扰动试验 （WPERT1—WPERT5） 对应的12 （a1—e1）、1 （a2—e2） 和2 （a3—e3） 月地面温度异常场 （色阶，单位：K） 和海平面气压异常场 （等值线，单位：hPa）（图中打点区域和加粗的等值线代表通过90%的显著性t检验） Fig. 4 Anomalous surface temperature （shaded，unit：K） and anomalous sea level pressure （contours，unit：hPa） for the WPERT1—WPERT5 in December （a1—e1），January （a2—e2） and February （a3—e3） （The dotted areas and thick contours indicate values exceeding the 90% confidence level according to the Student's t-test） |
为了解海冰减少后巴伦支海域及欧亚大陆的水汽变化情况，图5给出WPERT1至WPERT5五个试验对应的1、2月整层水汽含量、整层水汽通量及其散度的异常场。对比可见，在巴伦支海域，水汽含量在1月无显著异常，而在2月显著偏多，且随海冰减少振幅的增大而增强。同时，大气环流的水汽输送在该地不显著，表明海冰减少后局地蒸发对该地大气水汽含量增加起重要作用。这与Screen等（2010）和Liu等（2012）的结论一致，即局地海冰减少，会导致北极地区冬季大气水汽含量增加，且在海冰下降幅度最大的月份增加最多。但在欧亚大陆，水汽含量增加抑或减少主要取决于水汽输送的辐合或辐散，同时也与局地升温抑或降温一致。
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| 图 5 WPERT1—WPERT5试验对应的1 （a1—e1）、2 （a2—e2） 月整层水汽含量 （等值线，实/虚线代 表正/负值）、整层水汽通量 （箭头，单位：kg/（m·s）） 及其散度 （色阶，单位：10−5 kg/（m2·s）） 异常场 （打点区域、等值线和箭头均通过了90%的显著性t检验） Fig. 5 Anomalous vertically integrated water vapor content （contours，solid/dashed lines mean positive/negative values），anomalous moisture flux （vectors，unit：kg/（m·s）） and its divergence （shaded，unit：10−5 kg/（m2·s）） for the WPERT1—WPERT5 in January （a1—e1） and February （a2—e2） （The dots，contours and vectors indicate that the values exceed the 90% confidence level according to the Student's t-test） |
为进一步了解海冰减少引起的对流层低层大气环流变化情况，图6给出850 hPa水平风及位势高度异常场。可以看到，1月，在巴伦支海东南部存在异常的气旋式环流，这主要与巴伦支海域热异常有关。气旋式环流的南侧有异常的西南气流存在，将会给欧亚大陆输送温暖的大西洋空气，有利于该区域温度的升高。但环流的强度与海冰减少振幅的关系是非线性的，在WPERT2及WPERT5试验中，该低压异常最为显著，对应欧亚大陆的升温最明显。该结果与Petoukhov等（2010）用ECHAM5进行的巴伦支—喀拉海区域海冰密集度设置为1%—40%的试验结果相似。2月，西太平洋上的异常高压东移至欧亚大陆东北部，并在WPERT4试验中高压异常达到最强，对应偏北风异常最强（图6d），因此，贝加尔湖以南的亚洲大陆西部的低温异常也达到最强。
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| 图 6 Fig. 6 Continued |
从5个冬季扰动试验对应的100—1000 hPa位势高度及温度的高度-经度垂直剖面异常场（图7）可以看到，中纬度系统具有深厚结构，中心位于对流层上层。1月，WPERT2和WPERT5试验欧亚大陆中部40°—100°E范围内的位势高度负异常较显著，对应欧亚大陆东部100°—120°E的高温异常也最强。2月，位势高度异常的剖面呈纬向偶极子结构，欧亚大陆西部0°—40°E范围内位势高度整层都为正异常，中东部为负异常。在WPERT4试验中正异常最强，对应冷空气向南的输送也达到最强，欧亚大陆地面低温异常最显著，且这种低温异常延续高度很高，可达300 hPa。
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| 图 7 WPERT1—WPERT5试验对应的1 （a1—e1）、2 （a2—e2） 月100—1000 hPa位势高度 （色阶，单位：gpm） 和温度（等值线，单位：K） 在30°—60°N平均的剖面异常场 Fig. 7 Longitude-height cross section along 30°—60°N of anomalous geopotential （shaded，unit：gpm） and anomalous temperature （contours，unit：K） for the WPERT1—WPERT5 in January （a1—e1） and February （a2—e2） |
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| 图 7 Fig. 7 Continued |
巴伦支—喀拉海区域海冰密集度变化引起的局部异常气旋/反气旋式大气响应是整个北半球大气环流重新布局的原始触发器（Petoukhov，et al，2010）。如上述冬季试验，巴伦支海海冰的异常减少会通过增加向上的湍流热通量来加热低层大气，从而引起局地温度的升高以及水汽含量升高，这种局地响应将会通过大气环流调整，对中纬度气候产生影响。但对于不同幅度的海冰异常，大气环流响应呈非线性变化。冬季海冰减少虽然会引起局地升温，但对下游大陆而言却是不可确定的，只有巴伦支—喀拉海地区出现深层暖异常时，冬季欧亚大陆出现冷异常的概率才更大（Sellevold，et al，2016）。当巴伦支海的暖异常只局限于对流层底时（图略），暖信号对极地与中高纬度之间气压梯度和西风的影响都较弱，不能产生有利于冷空气向南爆发的环流形势，中纬度的暖异常主要由欧亚大陆的高压决定（Cohen，et al，2020），因此，1月欧亚大陆温度表现为暖异常。2月由于西太平洋上的异常高压东移至欧州大陆，促使冷空气向南输送，亚洲大陆西部有异常低温出现。
3.2 中高纬度典型模态对冬季海冰扰动的响应情况为了解中高纬度大气典型模态的变化情况，采用概率密度函数分别对西伯利亚高压强度、位置指数（具体定义见式（1）、（2））进行拟合。从西伯利亚高压强度指数的概率密度函数分布（图8a）可以看到，12月，扰动试验的概率密度函数曲线较对照试验曲线偏右，表明扰动试验中西伯利亚高压偏强的概率较大。1月，扰动试验代表的概率密度函数曲线与对照试验相比，波峰虽高，但尾部狭窄，表明扰动试验中西伯利亚高压不仅偏强的概率较大，且变率较小，WPERT3和WPERT4试验对应的概率密度函数曲线尾部向右延伸的范围较大，即西伯利亚高压强度为极端正异常的概率较大。而在2月，从扰动试验对应的概率密度函数曲线的峰值中可以明显看到西伯利亚高压异常偏弱的概率较大。也就是说，即使在冬季，不同月份西伯利亚高压强度的变化对巴伦支海海冰减少的响应也是不一致的，且西伯利亚高压强度的异常变化与巴伦支海海冰偏少的幅度不存在线性对应关系。
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| 图 8 WPERT1—WPERT5试验对应的12 （a1—d1）、1 （a2—d2） 和2 （a3—d3） 月西伯利亚高压强度指数 （a1—a3）、中心经度指数 （b1—b3）、中心纬度指数 （c1—c3）、北大西洋涛动指数 （d1—d3） 的概率密度函数分布 Fig. 8 Probability density distributions of （a1—a3） Siberian High strength index，（b1—b3） central longitude index，（c1—c3） central latitude index，（d1—d3） NAO index for the WPERT1—WPERT5 during December （a1—d1），January （a2—d2） and February （a3—d3） |
从西伯利亚高压位置指数（中心经、纬度指数）的概率密度函数（图8b、c）可见，与对照试验相比，12和1月，WPERT2试验曲线峰值较高，尾部延伸范围较宽，说明西伯利亚高压偏东偏北的概率较大且变率较大。而在2月，位置则更易偏西，且偏北的概率也不如初冬大。
从北大西洋涛动指数的概率密度函数分布（图8d）可以看到，12月，与对照试验相比，WPERT2和WPERT5试验曲线的尾部向右延伸范围较大，即发生北大西洋涛动正位相的概率偏大，利于高温异常的维持。1月，WPERT2和WPERT5试验对应曲线峰值较对照试验偏小，即北大西洋涛动负位相出现的概率减小，不利于低温异常的维持，这是12和1月试验中暖异常较为显著的原因之一。2月，扰动试验的北大西洋涛动指数负值的概率更大，有利于欧亚大陆出现低温异常，其中WPERT4试验的曲线尾部向左延伸范围最大，即发生北大西洋涛动负位相的概率最大，表现在地面温度异常场低温异常最显著。通过分析同样发现，冬季不同月份北大西洋涛动位相的倾向变化也是不一致的。
4 北半球大气对秋季海冰扰动的响应情况 4.1 冬季平均大气对秋季海冰扰动的敏感性已有研究表明，前期秋季北极海冰异常偏少与冬季大气环流有密切的关系（Francis，et al，2009；Wu，et al，2010），但大气环流在北半球中高纬度地区对于秋季和冬季海冰减少的响应是不同的，冬季海冰减少对大气环流的影响更强、范围更广（Tang，et al，2013）。为考察冬季大气环流对前期秋季海冰异常的敏感性，设计了秋季海冰扰动（APERT）试验。与冬季海冰扰动试验中的WPERT2相比，秋季海冰扰动的SI扰动/SI控制值低至7%，即海冰消退比冬季更明显，巴伦支海几乎处于无冰状态。
图9是秋季海冰扰动试验中冬季平均大气环流异常情况。结果发现，在初冬（12月）巴伦支海热通量异常显著向下，虽然1、2月热通量异常向上，但振幅明显弱于冬季海冰扰动试验（WPERT2）（图9a、3g）。从整层水汽含量异常场来看，巴伦支海整层水汽含量在12月显著偏多，1、2月水汽偏少但不显著。可能是秋季海冰减少后，局地蒸发增强，大气中水汽含量增大并持续到初冬，从而抑制了初冬巴伦支海的潜热释放，即秋季巴伦支海海冰的异常可持续到初冬影响局地气候（武丰民，2015）。而到1月，大气环流异常导致巴伦支海水汽辐散、欧亚大陆水汽辐合，进而使得两地整层水汽含量减弱和异常偏多（图9b）。
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| 图 9 秋季海冰扰动试验对应的12 （a1—e1）、1 （a2—e2） 和2 （a3—e3） 月 （a） 热通量异常场 （单位：W/m2），（b） 整层水汽含量 （等值线，实/虚线分别代表正/负值 ）、整层水汽通量 （箭头，单位：kg/（m·s）） 及其散度 （色阶，单位：10−5 kg/（m2·s）） 异常场，（c） 地面温度异常场 （色阶，单位：K） 和海平面气压异常场 （等值线，单位：hPa），（d） 850 hPa位势高度异常场 （色阶，单位：gpm） 及水平风异常场 （箭头，单位：m/s），（e） 100—1000 hPa位势高度 （色阶，单位：gpm） 和温度 （等值线，单位：K） 在30°—60°N平均的剖面异常场 （图中打点区域、箭头和加粗的等值线代表通过90%的显著性t检验） Fig. 9 （a） Anomalous surface sensible and latent heat fluxes （unit：W/m2），（b） anomalous vertically integrated water vapor content （contours，solid/dashed lines mean positive/negative values），anomalous moisture flux （vectors，unit：kg/（m·s）） and its divergence （shaded，unit：10−5 kg/（m2·s）），（c） anomalous surface temperature （shaded，unit：K） and anomalous sea level pressure （contours，unit：hPa），（d） anomalous geopotential height （shaded，unit：gpm） and anomalous horizontal wind （vectors，unit：m/s） at 850 hPa，（e） longitude-height cross section along 30°—60°N of anomalous geopotential （shaded，unit：gpm） and anomalous temperature （contours，unit：K） for the APERT1 during December （a1—e1），January （a2—e2） and February （a3—e3）（The dots，vectors and thick lines indicate values exceeding the 90% confidence level according to the Student’s t-test） |
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| 图 9 Fig. 9 Continued |
从近地面温度异常分布（图9c）可以看到，巴伦支海只在初冬有异常偏高现象，但不如冬季海冰扰动试验（WPERT2）显著。此外，理论上，冬季海冰作为冬季欧亚大陆最直接的影响因子，其影响应该比秋季海冰的影响更加显著（武丰民，2015）。但实际上，与Tang等（2013）用观测资料所得的结论不同，欧亚大陆温度及环流异常场结构虽与冬季海冰扰动试验（WPERT2）相似，但强度更强、范围更广（图9c、b）。这也佐证了武丰民（2015）的结论，秋季海冰除了可通过持续到冬季这一途径影响冬季气候外，还可以独立地对欧亚大陆的冬季气候产生影响。同时，整个环流结构北极涛动正位向相似（图9c、d），限制了北极地区冷空气向南扩展，从而使得欧亚的暖异常更易维持（12与1月）。2月暖中心东移至亚洲大陆，欧洲大陆出现弱的冷异常但不显著。综合来看，巴伦支海海冰在不同季节的减少对冬季巴伦支海局地湍流热通量、温度、水汽含量以及欧亚大陆温度等都会产生不同的影响。
从温度及位势高度异常的垂直分布（图9e）来看，中纬度系统结构深厚。12月，欧亚大陆西部0°—40°E范围内整层位势高度都为负异常，对应西南风增强，欧亚大陆中东部40°—110°E范围内出现高温异常。1月，随着负异常系统东移加强，对应温度偏暖区也东移加强。2月，0°—40°E范围内位势高度显著的正异常则会驱动冷空气的南输，使得欧亚大陆中南部出现低温异常。
与以往研究不同，在秋季海冰异常偏少的情况下，西伯利亚高压（40°—60°N，80°—20°E）并未表现出异常偏强特征，甚至在2月出现减弱（图9c）（Honda，et al，2009；Wu，et al，2010；Inoue，et al，2012；Liptak，et al，2014）。这可能与试验中海温的设置有关，Balmaseda等（2010）曾指出，大气环流对北极海冰异常的响应与海表温度密切相关，冬季北极海冰密集度和海表温度异常的综合影响是导致冬季西伯利亚高压出现异常的原因（武炳义等，2011）。此外，也有研究（Warner，et al，2020；Wang，et al，2020b）认为，再分析数据以及模式数据中海冰与北大西洋涛动或西伯利亚高压强度之间的相关性并不一定代表因果关系。如Warner等（2020）指出秋季巴伦支—喀拉海地区的海冰与北大西洋涛动指数之间的相关性是由内部变率引起的；Wang等（2020b）认为夏末秋初海冰变化与乌拉尔阻高（西伯利亚高压）强度之间的联系可能是由于二者共同受到发端于北美东岸的遥相关波列的影响。
4.2 中高纬度典型模态对秋季海冰扰动的响应从秋季海冰扰动试验对应的西伯利亚高压强度、位置指数的概率密度函数曲线分布情况（图10a、b和c）可见，12月，西伯利亚高压强度偏强、位置偏东偏北的概率较大，1月情况类似，但2月，西伯利亚高压强度出现显著负异常、位置偏西偏北的概率较大。该结果与冬季海冰扰动试验（WPERT2）相似，但不同的是，秋季海冰减少后，对应初冬西伯利亚高压位置变率较小，即更易稳定维持在欧亚大陆。
从北大西洋涛动指数的概率密度函数分布（图10d）来看，12月，扰动试验的曲线相较于控制试验更陡峭，尾部延伸范围较窄，即发生北大西洋涛动正、负位相的概率都在减小，对应地面温度无显著异常。而在1和2月，扰动试验的曲线峰值偏高，即发生北大西洋涛动负位相的概率较大，但强负位相的概率较低。
5 结论与讨论利用CESM模式进行了巴伦支海不同季节海冰异常和不同幅度海冰异常试验，分析了冬季北半球不同月份平均大气对不同振幅及不同季节海冰扰动的敏感性，考察了中高纬度大气典型模态的分布变化情况。得出如下主要结论：
（1）冬季巴伦支海海冰异常减少，会通过增加向上的湍流热通量来加热低层大气，促使局地异常变暖及大气中水汽含量的异常升高，这与以往结论（Inoue，et al，2012；Liptak，et al，2014；Liu，et al，2012）一致。此外，扰动试验表明相关异常的强度和范围随着海冰偏少幅度的减小而减弱。这种局地响应会通过大气环流调整扩散开来，产生远程影响，但对欧亚大陆而言，水汽含量的变化主要由水汽输送决定，地面温度的响应是非线性，这与Petoukhov等（2010）的研究结果一致。同时，试验结果揭示，初冬和晚冬的响应是不同的，当巴伦支海海冰异常只局限于对流层底时，欧亚大陆的暖异常可能持续存在。
（2）相对冬季海冰扰动试验，秋季海冰减少虽未引起冬季局地显著的温度异常，且在整个冬季，局地湍流热通量主要与整层水汽含量成反相关关系，并未表现出一致的异常向上特征，但欧亚大陆大气环流对秋季巴伦支海海冰减少的响应比对冬季海冰减少的响应更强、范围更广，这与Tang等（2013）指出的冬季极端天气对冬季海冰异常响应更显著的研究结果不同，表明秋季海冰可以独立地对冬季中纬度大气产生影响。
（3）冬季，不同月份西伯利亚高压强度、位置对巴伦支海海冰减少的响应不一致。12和1月，西伯利亚高压强度更易偏强、位置易偏东，2月则与之相反。这验证了Wang等（2020b）的结论，即秋季或初冬季节海冰减少，西伯利亚高压不一定在整个冬季都表现出异常偏强的特征。此外，试验结果还表明，与冬季相比，秋季海冰偏少时，西伯利亚高压更易稳定维持在欧亚大陆。
（4）冬季，北大西洋涛动位相的倾向变化对不同季节、不同振幅巴伦支海海冰减少的响应不相同。冬季海冰减少时，初冬发生北大西洋涛动负位相的概率偏小，但12月出现极端负位相的概率较大。而秋季海冰减少时，晚冬发生北大西洋涛动负位相的概率增加，但出现极端负位相的概率减少。
以上工作主要分析了北半球冬季大气对巴伦支海不同强度、不同季节的海冰扰动的整体响应情况。但实际上，由于海冰在季节内具有很大的日变率，月平均会忽略环流的日变化信号。因此，下一步工作有必要针对冬季及秋季试验，从日变化的角度来分析大气的瞬时响应情况，以期对秋、冬季海冰对后期大气影响的差异性及原因有更加深入的了解。此外，也可以通过分析天气事件（如乌拉尔阻塞）的变化情况来了解欧亚极端冷事件产生的原因。
致 谢：感谢NCAR提供的CESM模式，ECMWF提供的ERA-Interim再分析资料（https://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-daily）。
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