北極濤動對熱帶太平洋和熱帶大洋對流活動及降水的影響

1北極濤動與中日天氣的關系北極熱流（ao）是北半球其他層至平原層空氣循環變化率的第一個模型區。伴隨北極濤動的強弱變化,北半球中緯度地區與北極地區之間氣壓和大氣質量呈蹺蹺板式準正壓性的反向變化,當北極濤動處于正位相時,中緯度地區氣壓上升而極地下降,中緯度盛行緯向環流;反之,處于負位相時盛行經向環流(Thompson,etal,1998,2000)。大量的研究表明,北極濤動的強弱變化顯著影響北半球氣候,包括區域性的氣溫、濕度和降水,北極及副極地地區的海冰,對流層低層環流以及極端氣候等(Hurrell,1995;Thompson,etal,2000a,200b,2001;Cutlip,2000;Wu,etal,2002;Wettstein,etal,2002),包括東亞地區的季風、溫度和降水等氣候要素(Gong,etal,2002;龔道溢等,2003)。當北極濤動指數處于偏強正位相時,北歐、阿拉斯加以及中國大部分地區冬季氣溫偏高,降水偏多,而美國加州、歐洲中南部、地中海和中東等地區偏干。近幾十年,伴隨北極濤動偏強的趨勢,北美和歐亞部分地區平均溫度也明顯升高(Thompson,etal,2001)。北極濤動對大西洋地區的氣候影響與月季平均環流以及高頻風暴軸的異常變動有密切關系(Rogers,1997)。除了北半球中高緯度地區外,近來一些研究也注意到北極濤動與熱帶地區氣候也有一定關聯(Miller,etal,2003;Zhou,etal,2005;Larson,etal,2005;Nakamura,etal,2006,2007;Gong,etal,2009)。如Miller等(2003)討論了全球尺度范圍內北極濤動和地氣系統向外長波輻射(OLR)的關系,發現在強的北極濤動正位相年,中太平洋和大西洋低緯度地區向外長波輻射值偏低,說明對流活動較旺盛,但其并沒有給出相應的解釋機制。Nakamura等(2006,2007)研究了春季北極濤動對隨后ENSO活動的可能影響,發現在北極濤動正位相時通常伴隨赤道西太平洋低層異常西風爆發,然后在夏季和秋季異常西風向東擴張,進而引發厄爾尼諾的生成。此外有研究表明,7—9月西太平洋熱帶氣旋活動也可能受北極濤動的影響(Choi,etal,2010),從月季平均環流看,在北極濤動高值年有異常強烈的反氣旋出現在東亞中緯度地區(日本、韓國和西太平洋),在低緯度中國南海和菲律賓一帶則為氣旋活動活躍區域,這種中低緯度的配置有利于西太平洋熱帶氣旋的生成,但不利于氣旋北上至日本和韓國;在北極濤動低值年情況相反。Larson等(2005)認為墨西哥海岸一帶高達20%的夏季降水是由登陸的熱帶氣旋帶來的,并分析了1950—2000年8—10月登陸美國和墨西哥的熱帶氣旋的年際變化,發現夏季北極濤動與大西洋地區熱帶氣旋活動的聯系比ENSO與氣旋活動的關聯更為顯著,相關系數達到+0.4。Zhou等(2005)認為北極濤動在影響熱帶氣候的同時,熱帶的信號也有可能對北極濤動的強弱產生影響,分析了北半球冬季北極濤動和熱帶季節內振蕩(MJO)的相互關系,發現伴隨季節內振蕩高(低)位相的出現,北極濤動位相很可能也出現偏強(弱)的情況;而季節內振蕩對熱帶外環流的影響比北極濤動對熱帶環流的影響更為明顯。熱帶地區降水及其潛熱釋放和輸送對全球氣候有重要作用,有組織的對流系統在北太平洋和北印度洋區域的降水貢獻超過八成(Tsakraklides,etal,2003)。北極濤動是否影響熱帶對流和降水,以及影響的可能機制等問題,目前的研究尚少。本文旨在檢查冬季(1—3月)北極濤動活動與同期和滯后熱帶太平洋和熱帶大西洋對流活動的統計關系,以及對應的大氣環流的變化特點。2向外來波輻射的影響使用的大氣環流資料取自美國國家環境預測中心/國家大氣研究中心(NCEP/NCAR)再分析資料(Kalnay,etal,1996),包括逐月風場和垂直速度場,水平分辨率均為2.5°×2.5°。海溫場資料是哈得來中心的月平均海表溫度場HadISST1(Rayner,etal,2003),分辨率為1°×1°。計算距平時的參考時段取為1971—2000年。在研究中使用日平均向外長波輻射資料來反映對流活動,資料取自美國國家海洋和大氣局的內插向外長波輻射數據(Liebmann,etal,1996),空間分辨率為2.5°×2.5°。由于對流發展地區向外長波輻射主要決定于云頂的溫度,而云頂的溫度又決定于對流強度,表現為向外長波輻射值越小,云頂溫度越低,對流發展越強烈;反之亦然。因此,向外長波輻射常用來表征熱帶對流活動,高的向外長波輻射值對應較弱的對流活動,低的向外長波輻射值對應較強的對流活動(Waliser,etal,1993;Liebmann,etal,1996;Kidson,etal,2002;Collimore,etal,2003;Lu,etal,2005)。除向外長波輻射外,還利用了CMAP的逐月降水資料(Xie,etal,1997),分辨率為2.5°×2.5°。向外長波輻射和降水資料時段為1979—2008年,分析前處理為對整個時段的距平。北極濤動指數來自美國氣候預測中心(CPC),定義為北半球熱帶外1000hPa高度場經驗正交函數分析第一模態的時間系數。考慮到1—3月是北極濤動最強的季節(Thompson,etal,2000a),將這3個月的北極濤動指數取平均,作為冬季北極濤動指數。為方便計算和比較,對數據做了標準化處理,標準化數據的參考時段取為1971—2000年。低緯度氣候及中高緯度大氣環流均受ENSO的影響,這可能會影響到北極濤動與對流活動關系分析結果的可靠性,因此,在分析中需要盡可能去除ENSO影響。由于月季尺度的環流對ENSO的響應具有較明顯的準線性特征,在冷、暖事件中表現為相反性質的距平(Hoerling,etal,1995;何溪澄等,20083北極波浪與太平洋和大西洋之間的統計關系3.1北極濤動與方向長度的相關分析由冬季北極濤動指數與向外長波輻射相關系數的分布(圖1a—c)可以看出,北極濤動與向外長波輻射整體呈負相關,其中顯著區有兩個:一個位于中太平洋區,包括13°—20°N、160°E—170°W區域,相關系數信度水平超過95%(圖1a陰影所標識);另外一個位于熱帶大西洋,顯著區覆蓋的范圍大體包括5°—20°N、15°—70°W。從相關系數的空間分布特點看,負相關呈連續的大面積分布,表明與北極濤動相關的對流活動異常并不是單點個別現象,而是大洋尺度的大范圍變化。圖1的結果說明北極濤動偏強的情況下,熱帶大西洋和熱帶太平洋對流活動均趨于活躍。仔細比較兩個大洋的情況,可以發現兩者還有些不同的特點。負相關在大西洋上明顯強于太平洋,顯著區域范圍也明顯大于太平洋;在空間分布上,北太平洋呈圓形且面積較小,大西洋呈東北—西南傾斜的走向,范圍要大得多。Miller等(2003)基于較短(1979—1999年)的向外長波輻射資料,去除ENSO影響后,根據高、低北極濤動指數對全年的向外長波輻射記錄進行了合成分析。本文分析的太平洋和大西洋上相關系數的分布特點,與他們合成分析的距平分布結果有較高的相似度。此處分析使用的資料更長,得到相似的結果,從一個側面說明北極濤動與向外長波輻射的關系是穩定的,而存在的差別可能主要與分析的季節不同有關。此外還注意到,在南半球熱帶區域北極濤動與向外長波輻射的關聯很弱,這可能與北極濤動是北半球中高緯的系統有關,北極濤動對南半球熱帶對流活動的影響不是很明顯。為了檢查北極濤動與向外長波輻射的可能滯后聯系,進一步分析冬季北極濤動與隨后不同月份向外長波輻射的相關系數。對比圖1a和1b可以發現,冬季北極濤動與2—4月對流活動的相關系數分布與同期非常類似。熱帶中西太平洋和大西洋仍然是強對流的相關區,與同期相比,太平洋上相關區的中心西移至(23°N,165°E)附近,負值區整體有北移的趨勢,并且顯著區域大幅度縮小;大西洋負相關區范圍與形狀變化很小。但到3—5月,太平洋和大西洋顯著區域明顯消失,說明春季對流活動的活躍程度與北極濤動關系已經很微弱。分析逐月的北極濤動與向外長波輻射的關系,發現4月顯著區域消失。這些結果說明冬季北極濤動與北半球大洋對流活動的強相關集中在1—3月,即冬季北極濤動與向外長波輻射的關聯主要是同期的,其相關隨時間后移很快減弱或者消失。向外長波輻射值的高低表征對流活躍程度,高的向外長波輻射值意味著對流活動偏弱,低的向外長波輻射值對應偏強的對流活動,而對流活躍與否必然伴隨有降水的異常波動。北極濤動與向外長波輻射的顯著負相關,在降水場上是否有一致的反應呢?為了分析降水的相應變化,計算了降水場與冬季北極濤動指數的相關,包括同期和滯后相關(圖1d—f)。從圖1d中可以發現,1—3月低緯度太平洋和大西洋大部分地區均表現出正相關,太平洋降水高相關的中心區位于16°N、175°W的中太平洋;大西洋中心在15°N、30°W附近,且正值區域呈西北—東南走向,從北非沿大洋延伸至南美北部。對比熱帶大洋降水和向外長波輻射相關系數的分布特點,可以發現兩者無論是格局還是強弱分布均具有很高的相似性,向外長波輻射的負相關中心區對應降水的正相關中心區。不過,降水與北極濤動的相關強度稍弱于向外長波輻射與北極濤動的相關強度。在2—4月降水相關圖(圖1e)中,太平洋上顯著區域范圍縮小,大西洋上顯著區則消失。到3—5月(圖1f),降水與北極濤動的相關更弱。這些特點與向外長波輻射的特點也是類似和一致的。上面的統計分析說明,當冬季北極濤動處于偏強的正(負)位相的時候,太平洋和大西洋的對流活動趨于活躍(減弱),降水偏多(偏少);對流活動強的區域同時也是降水高值區。向外長波輻射和降水的變化與同期(1—3月)的北極濤動關系最強,隨時間后移它們的相關迅速減弱,在3—5月幾乎消失。因此,后面的對流及環流分析中,時段均集中在1—3月(即同期)。3.2北極濤動指數的統計特征從上述可知,北太平洋和北大西洋熱帶地區的冬季向外長波輻射與同期北極濤動指數存在顯著相關。前面分析向外長波輻射時使用的是季節平均值,而熱帶對流活動的特征時間尺度是以小時計。季節的平均值忽略了單個的熱帶強對流事件個例及強度。為了更細致地分析對流活動的異常與北極濤動的關系,使用每日的向外長波輻射資料統計了每年冬季強對流的頻次和強度。為方便分析,定義了一個強對流活動面積指數和一個強度指數。首先,如果某一格點某一日的向外長波輻射值低于220W/m2,則定為一次強對流事件。給定某個固定區域,計算出給定日期中所有強對流事件的頻次,即為當日的強對流面積指數。在此基礎上再計算強度指數,用220W/m2減每次強對流事件的向外長波輻射值,將所得到的差值相加,其和即為當日的強對流強度指數。這樣,面積指數可表征強對流所占格點的多少,強度指數則反映強對流中心區域加權累積對流強度。將1—3月中所有天再平均,即得到該季的平均面積指數和平均強度指數。具體計算時,固定的統計區域分別取北太平洋和北大西洋的顯著相關中心區,包括:(1)太平洋中心區(10°—30°N,160°E—160°W),共153個格點,(2)大西洋中心區(0°—20°N,70°—20°W),共189個格點。這樣可以將研究的關注點集中到與北極濤動相關的強對流關鍵區,將得到的逐年冬季的強對流指數標準化,去除ENSO影響,再進行相關分析。表1給出了冬季北極濤動指數與太平洋和大西洋強對流活動面積指數以及強度指數的相關系數,包括同期(1—3月)和時間滯后的相關(2—4和3—5月)?？梢园l現:(1)所有相關系數均為正值,表示北極濤動強的正位相時,大西洋和太平洋關鍵區的對流活動面積指數偏大、強度指數偏高,兩者的變化位相相同;(2)所有相關系數中以1—3月大西洋對流活動面積指數與北極濤動的相關最高,達到0.53,同時1—3月兩個大洋的相關都明顯高于2—4月的相關;(3)比較大西洋和太平洋,可知大西洋對流與北極濤動的相關強度均高于太平洋,這說明在統計相關上,北極濤動與大西洋對流活動的聯系要更強一些;(4)面積指數與北極濤動的相關,均高于強度指數的相關。簡而言之,北極濤動指數與太平洋和大西洋關鍵區對流活動均存在顯著正相關,且大西洋地區的相關高于太平洋,面積指數的相關強于強度指數,同期相關強于滯后相關。對向外長波輻射、降水、強對流面積和強度指數這幾個指標的統計分析,均顯示出冬季北極濤動與同期對流活動具有顯著的相關性,為了更加直觀地比較近30年來北極濤動和對流活動的時間變化特征,圖2給出了1979—2008年冬季北極濤動指數與同期太平洋和大西洋對流面積和強度指數的時間序列。對比圖2a和2b,可以發現面積指數和強度指數呈同位相變化,而且這兩個指數同北極濤動序列的變動在年際和年代際變率上均具有較高的一致性。4統計相關性診斷和驗證冬季北極濤動活動與同期太平洋和大西洋熱帶地區對流活動存在顯著的統計相關性,至于其相關是否存在物理上的聯系、以及聯系的可能途徑等,尚需分析相關物理場進行診斷和驗證。在此重點檢查低空風場(850hPa)以及對流層大氣的垂直運動狀況。4.18異常環流形勢與環流特征分析通過計算1—3月850hPa風場與同期北極濤動的回歸系數分析與北極濤動相關的低層風場的變化特點。另外,考慮到熱帶海洋大氣過程的非線性,為避免線性回歸結果可能的不足,同時還分析了異常北極濤動年份風場的合成距平,即高北極濤動年風場距平值與低北極濤動年風場距平值的差值。異常北極濤動年的選取是依據圖3所示的30年冬季北極濤動和Nino3.4區海溫距平指數的時間序列挑選出來的。將1—3月平均海溫距平超過正(負)0.5℃的年份定為ENSO事件年,去掉所有ENSO事件年后,從剩余年份中挑選出北極濤動指數高于(低于)0.8個標準差的年份,分別定義為異常偏高(低)北極濤動年。挑選出來的異常偏高北極濤動年有1990、1993、1997和2002年,異常偏低北極濤動年有1979、1980、2001和2004年,合成圖用高值年減低值年表示。從1—3月850hPa風場與同期北極濤動的回歸系數分布(圖4a)看,整個北太平洋中緯度為異常反氣旋控制,而熱帶太平洋存在異常氣旋性環流,這種太平洋中緯和低緯出現反氣旋與氣旋對的配置與Choi等(2010)研究結果一致。如圖4a所示,在30°N附近存在較強的異常東風,向西延伸到120°E,然后在熱帶西太平洋逐漸轉為異常偏北風,最后在赤道附近成為異常西風。并且,異常西風在160°E—160°W區域顯著偏強。對比高低北極濤動年份的環流合成圖(圖4c),發現氣旋和反氣旋對的強度和位置與回歸分析的結果是吻合的,說明伴隨北極濤動的變化,不管是線性變化部分還是極值的偏差,低層大氣環流的異常特征均是穩定和顯著的。對比前面向外長波輻射和降水的變化,可以看到圖1中強對流和降水變化顯著區域正好對應西太平洋異常氣旋的中心區。熱帶低層異常氣旋性風場產生的輻合上升運動,是熱帶強對流活動的一個重要的有利環流背景條件,這在一定程度上說明北極濤動與太平洋對流和降水的顯著聯系與熱帶太平洋的異常氣旋性環流系統有關。圖4b給出的是大西洋區域的風場變化,可以看出,風場的結構與太平洋上的完全不同。大西洋上15°N以北的熱帶區域(即異常反氣旋南側)為異常東風氣流,而不是熱帶太平洋上的異常氣旋環流和異常西風氣流;大西洋和太平洋的這種風場結構的不同在Thompson等(2000a)全年表層風場與北極濤動的回歸圖中也有體現。對比圖4a和4b,可以發現,大西洋的這個異常反氣旋環流的范圍、強度及其與北極濤動的相關顯著性,均要強于熱帶太平洋的異常環流。這與表1中大西洋上的對流活動與北極濤動有更強的相關是一致的。伴隨異常反氣旋,30°N以南的熱帶大西洋有強的異常偏東風。這可能會導致熱帶有偏強的輻合和水平切變。在圖4b中大體沿7°N處存在明顯的風切變,7°N以南為偏西風,以北為偏東風,是明顯的氣旋性切變。同時在30°W處出現一個異常槽,其東側為異常偏南風,其西側為異常偏北風。這些均可導致降水和對流的加強,形成圖1a和1d中熱帶大西洋的高相關區,以及30°W附近向外長波輻射和降水變化的相關極值區。合成圖也得到與回歸分析類似的結果(圖4d)。北太平洋和北大西洋的大氣環流異常的空間型態,不管是線性回歸和合成方法,都有類似的結果,從另外一個側面也說明冬季北極濤動與熱帶大氣環流相關關系的穩定性。注意到Choi等(2010)在研究夏季西北太平洋熱帶氣旋活動和北極濤動關系時也比較過低層環流場的變化。在去除ENSO影響的情況下,他們分析了北極濤動高低值年850hPa風場異常(北極濤動高值年減去北極濤動低值年),發現在西太平洋中緯度出現異常反氣旋、低緯出現異常氣旋,并且,反氣旋南側異常東風能夠深入到菲律賓附近的異常氣旋之中,這種異常環流場的配置在北極濤動高值年得到加強,能夠顯著影響西北太平洋熱帶氣旋的活動。整體上來看,高北極濤動年份熱帶太平洋活躍的對流活動和偏多的降水,很可能與熱帶太平洋對流層低層的異常氣旋性環流有關,而大西洋的強對流和降水的增加很可能與熱帶大西洋的異常大氣環流輻合和切變有關。4.2環流形勢和回歸系數特征對流活動通常伴隨強烈的空氣垂直運動。伴隨北極濤動的變化熱帶大西洋和熱帶太平洋空氣垂直運動是否也存在大尺度的異常呢?這里分析各層大氣垂直運動的變化,重點關注與北極濤動顯著相關的對流活動關鍵區。圖5為1—3月北極濤動指數與同期850hPa垂直運動(ω)的相關系數分布,負相關表示當北極濤動為偏強正位相時有異常上升運動,正相關表示異常下沉運動。從圖5中可以看到,熱帶太平洋中部與熱帶大西洋存在大范圍異常上升區域,與圖4a太平洋異常氣旋中心區、大西洋異常輻合和切變區是一致的,也與向外長波輻射和降水的相關極值中心(圖1a和圖1d)分布一致。為了更為細致地分析上升運動的垂直結構特征,計算了幾條不同經線不同高度上三維風場的變化。根據前面的分析結果,在太平洋區域取180°經線,大西洋區域取30°W經線,計算等壓面從1000hPa往上到100hPa(共12層)各層環流異常,結果均以同期北極濤動指數的回歸系數來表征(圖6)。圖6a是太平洋區域沿180°經線剖面的水平風場(u和v)和垂直速度場(w)的回歸系數分布,在圖1a和1d中可以看到沿180°經線對應的均是太平洋對流和降水活動顯著區域,選擇該經線剖面可以了解中太平洋地區強對流活躍區大氣運動的特點。圖中v和w以風矢量的形式表示,u用等值線表示,正值為西風,負值為東風。從圖6a中可以看到在太平洋低緯度地區(5°—12.5°N),從低層到高層200hPa均存在上升氣流,平均上升強度為3.9×10-4m/s;顯著的上升區域是在7.5°—10°N的低層大氣(700hPa及其以下),在10°N的700hPa達到最強,為4.8×10-4m/s。顯著上升區較對流活躍區偏南5個緯度。在對流層低層,10°N以南為西南風,10°N以北是東北風,與圖4a中的太平洋異常氣旋南部的偏西北氣流和氣旋北部的偏東南氣流也是吻合的,值得注意的是這種氣旋性質的環流特征可以從對流層低層一直維持至對流層中層(400hPa),同時異常上升氣流也可達到400hPa的高度。此外還計算了太平洋不同經線上的垂直剖面,發現在160°E—170°W的垂直剖面均有上述類似的特征(圖略)。圖6b是沿30°W經線剖面的水平風場(u和v)和垂直速度場(w)的回歸系數分布,該經線剖面可以反映大西洋地區強對流活動的大氣風場的垂直結構特點。從圖中可以發現10°—17.5°N都存在強烈的異常上升運動,平均強度可以到達6.0×10-4m/s,在300hPa(15°N)處垂直運動最強烈,達到1.26×10-3m/s;顯著的異常上升運動從1000hPa向上可延伸到200hPa。顯著上升區也與對流活躍區吻合。同時,注意到對流層整層在15°—25°N有南北風的切變,切變區位置隨著高度的上升向北傾斜,低層位于15°N,中層位于20°N,高層位于25°N。從高層到近地面,切變區以南有異常偏南風,切變區以北有異常北風,這也對應于經向環流的異常輻合。同時在300hPa以上氣流有明顯的輻散。這些環流異常都有利于強的深對流活動。簡而言之,伴隨北極濤動的變化,熱帶太平洋和大西洋大氣也同時存在大尺度的異常垂直運動。太平洋熱帶異常氣旋性風場中心區域,有顯著的上升運動;在大西洋熱帶異常反氣旋風場南部,經向風場的水平輻合和切變伴隨有強烈的上升運動,顯著上升區域向上延伸到對流層上層。從兩個大洋異常上升運動的分布特點看,大西洋的上升運動明顯強于太平洋,這與向外長波輻射和降水反映的對流活動的強度在大西洋偏強的特點也是相符合的。5與大氣環流相關的海溫場景除了合適的大氣環流場外,海溫也是影響熱帶對流活動和降水的一個重要因子,通常情況下偏高的海溫有利于對流活動的發展。北極濤動可能通過影響熱帶海溫,進而影響對流。另一方面,異常降水和對流,又會影響海溫。這使得要判斷海溫對降水和對流的影響變得十分復雜。這里通過對一些物理量的診斷和模擬,嘗試對與北極濤動相關的海溫的可能影響進行簡要討論。首先,簡單分析了海溫隨北極濤動的變化情況。圖7是與1—3月北極濤動對應的同期海溫的變化,為求客觀,這里同時分析了相關系數和距平合成場。從相關系數分布(圖7a)來看,熱帶大西洋地區顯示出的是偶極型的分布;低緯度地區(5°—20°N,15°—70°W)為大片顯著負相關區,與對流和降水顯著異常區相對應,中緯度為正相關區。距平合成圖(圖7b)上正、負距平區大體上對應上面的正、負相關系數分布區域,不過負距平區略偏北。整個北大西洋的海溫變化(圖略),從高緯至低緯表現為負-正-負典型的三極型態。大量觀測分析結果表明,這種三極型態在其他相關物理場上也有一致的表現(Marshall,etal,2001)。Watanabe等(2000)的模擬結果表明與北大西洋濤動相關的大氣環流是導致三極型海溫距平分布的一個重要原因。那么,與北極濤動有關的海溫的這種變化是否也是與風場或大氣環流的異常有關呢?前面大氣環流場的分析表明,在北大西洋15°—30°N地區有顯著的異常東北風,15°N以南風速變化較小。低緯度地區強的東風導致的蒸發加強、強的垂直混合、強的海水上涌均會導致海溫的偏低。在北極濤動異常偏高年15°N以北東風加強對應海溫偏低。同時中緯度地區加強的偏南氣流帶來的暖平流可能是導致中緯度海溫出現正異常的原因。在熱帶太平洋區域,對流和降水異常區的海溫(15°N、180°W附近)與北極濤動有弱的負相關,低緯赤道區域和中緯度地區則為正相關(圖7a)。從距平合成圖(圖7b)上看,這種海溫的變化更為明顯。15°N以北的中太平洋地區海溫為負距平,中心達-0.3℃;15°N以南的中東太平洋存在中心達到0.3℃的正距平區域。這與偏高的海溫有利于對流發展的關系看起來似乎并不符合。但是這種海溫分布與大西洋很類似,從高緯度至低緯度同樣出現了負-正-負的分布,很有可能海溫的這種變化同大西洋上海溫變化一樣,是與風場的異常變化有關的。為了驗證上述海溫異常與大氣環流的關系,利用觀測大氣強迫海洋模式進行了模擬。使用的海洋模式是中國科學院大氣物理研究所大氣科學和地球流體力學數值模擬國家重點實驗室發展的氣候海洋模式LICOM(劉海龍,2002;劉海龍等,2004)。使用模式版本的水平分辨率1°×1°(Yu,etal,2002),垂直方向共30層,其中海水上層150m每10m一層(Wu,etal,2005),水平平流方案采用兩步保形平流方案(肖潺等,2006),海表面熱通量條件采用塊體公式型計算方案(Large,etal,2004)。用于驅動海洋模式的大氣變量取自ERA40的逐日資料,積分20年(1980—1999年)。在此只分析模擬月平均海溫,包括回歸系數和合成分析。由于模擬資料長度較觀測要短,合成分析時只取其中高北極濤動年份進行合成。圖8為模擬的同期海溫場與北極濤動指數的相關