南极海冰涛动对北半球夏季大气环流的影响

王爽 吴其冈 ,2 刘师佐 梁涵洲 户元涛 康彩燕 包晓军 高艳

1 复旦大学大气与海洋科学系, 上海 200438

2 海气系统监测与预测创新中心/珠海复旦创新研究院, 珠海 519000

3 南京大学大气科学学院, 南京 210023

4 广东纳睿雷达科技股份有限公司, 珠海 519000

5 宁夏气象台, 银川 750002

近几十年来，伴随着全球变暖，北极海冰显著减少，南极海冰面积却呈上升趋势（Holland, 2014;Hobbs et al., 2016; Kwok et al., 2017），而2016年春季，南极海冰面积（sea ice extent）则急剧下降（Wang et al., 2019）。海冰一方面受到局地和大尺度大气的影响，同时具有显著的反馈作用；
过去研究揭示了冬季南极海冰异常通过冰气相互作用对冬春季南半球大气环流南极涛动（Antarctic Oscillation，AAO）有显著影响（Wu and Zhang, 2011），但目前关于南极海冰异常对北半球气候的影响研究还较少。本研究利用观测资料诊断分析南半球冬季南极海冰变异与北半球大气环流的关联，预期结果为进一步开展与此有关的数值模拟研究、寻找南极对我国短期气候影响的强预测信号等提供有用的信息。

南极海冰作为冰雪圈系统的重要组成部分，是南半球表面季节性变化特征最显著的区域之一。南半球季节转换期是南极海冰变化最为剧烈的时期，也是冰—气相互作用最显著的时期。对北半球夏季前后（MJJ–JAS）南极海冰进行EOF（empirical orthogonal function）分析，得到其第一模态的空间分布及对应的时间序列（PC）如图1、图2所示。空间模态的主要正负异常中心分别位于别林斯高晋海/阿蒙森海和威德尔海，在东南极南印度洋一带也有两个弱的负值中心。1979年后环南极海冰变化趋势也表现出类似的特征（图略）。这种南极半岛两侧海冰密集度反向变化的特征被称为南极海冰涛 动（Antarctic Sea Ice Oscillation）（程 彦 杰 等,2002; 卞林根和林学椿, 2008）或者南极偶极子（Antarctic Dipole，ADP；
Wu and Zhang, 2011）。ADP现象与南半球海温和大气环流异常有关，通常南极涛动正相位对应ADP的加强（Yuan and Martinson, 2001）。正位相南极涛动有利于绕极西风增强，南大洋西风增强会使得海洋向大气释放的潜热通量增加，从而使得南大洋海表面温度（sea surface temperature，SST）降低，SST降低会有利于 海 冰 的 生 成（Swingedouw et al., 2008）。而ENSO事件则可以通过激发太平洋—南美洲遥相关（Pacific-South America，PSA）影响南极海冰的分布（Karoly, 1989）。

图2 1979～2018年不同季节的南极海冰EOF1对应的时间序列（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

当南极海冰出现异常变化后，会通过冰气之间的相互作用直接影响局地的大气环流状况（吴仁广和陈烈庭, 1994）；
海冰的高反照率和隔绝海气热量和动量交换作用会对南半球海—冰—气相互作用产生重要影响（Cavalieri et al., 2003）。研究显示，南极海冰的异常变化首先使局地大气环流（如绕南极低压带和极地涡旋）发生改变，随后经由南极涛动的串联作用，将高纬度的异常传递到中纬度，导致南大洋副热带高压也发生变化，最后导致经向气压梯度的改变，造成中纬度西风强度的改变和南北位置的偏移（窦挺峰, 2009）。南极海冰所在的纬度带正好是Ferrel环流上升支所在的位置，上升气流可以将海冰异常引起的热通量异常和温度异常由上升气流带到对流层中上层，改变Ferrel环流的强度，因此间接地影响南纬30°附近地区的气候，这就是中低纬对南极海冰变化异常遥响应的机制之一（窦挺峰和效存德, 2013）。李璠（2009）利用NCAR的CAM3.1气候模式，对南极海冰异常对南半球大气环流影响的物理过程进行了数值模拟，异常试验的数值模拟结果表明南极海冰增加确实会导致经向温度梯度以及气压梯度加大，南极涛动增强以及南半球副热带高压偏南、澳大利亚高压偏南，高纬西风加强，中纬度东风加强。

早期理想数值模拟试验和观测分析显示，南极海冰的变化异常可以影响北半球大气环流和东亚气候。杨修群和黄士松（1992）移去南极海冰的加热作用，减弱南极极涡，进而通过高纬度经向环流影响绕极低压带，紧接着通过罗斯贝波频散作用于越赤道气流，最终影响到北半球夏季大气环流以及夏季东亚季风气候。Miao and Chen（1997）利用1982～1983年观测的南极海冰强迫大气环流模式，结果显示南极海冰异常变化可能通过赤道纬向环流异常，在西太平洋激发自南向北传播的一串涡列。魏立新等（2003）模拟南极海冰比气候分布向北扩展四个纬度的气候效应，发现7月南半球冬季南大洋绕极低压带北移和强度增加，南半球大气响应以强经向环流为主，越赤道气流在印度洋上加强，但在太平洋上减弱，通过经向热交换的变化影响到北半球夏季大气环流，引起亚洲季风和北美气候异常。马丽娟等（2006, 2007）利用观测分析揭示了南极海冰异常和我国夏季温度及降水显著关联。

本文主要利用观测分析探讨南极海冰涛动异常对北半球夏季大气环流的影响。由于南半球冬春季南极海冰涛动异常显著影响AAO（Wu and Zhang,2011），而南极涛动等异常环流可以通过印度洋通道和太平洋通道等机制影响北半球大气环流和东亚气候（Sun et al., 2009; 钱卓蕾, 2014）。过去许多研究表明，与南极涛动有关的南半球环流异常能够借助“海洋桥”传播到热带印度洋和南海地区，再通过局地海气相互作用调控东亚气候，从而构建了印 度 洋 路 径（Zheng et al., 2015; 马 浩 等, 2016）；
另一方面，南半球环流异常能够激发经向遥相关波列、引发太平洋大气经圈环流调整，从而引起西太平洋暖池和西太平洋副热带高压异常，最终导致东亚气候变异，从而构建了太平洋路径（Fan and Wang, 2004; 薛峰, 2005; 孙淑清等, 2007; 马浩等,2016）。范可（2006）研究发现，南半球副热带高压异常在春、夏两季存在很好的持续性，使得SAM（Southern Annular Mode）异常能够从春季持续到夏季，并在夏季激发出从南半球太平洋地区到北半球东亚沿岸地区的经向遥相关波列。所以我们预期此过程为：南极海冰涛动首先通过冰气相互作用引起南极涛动大气环流异常，进一步对北半球的大气环流和气候变化产生间接的影响。因此，南极海冰对南半球乃至北半球气候变化的机理研究和趋势预测具有重要的指示意义。

本文使用的地面气象要素场资料，如海平面气压场、对外长波辐射、热通量，以及其他不同高度层气温、位势高度、经向风及纬向风资料来自于欧洲气象中心推出的ERA5月平均再分析资料及日资料，空间分辨率为0.25°×0.25°，垂直分层为32层；
表面温度场资料采用美国航空航天局（NASA）推出的GISS表面温度资料，空间分辨率为2°×2°；
降水资料来自于美国全球降水气候中心（GPCP），空间分辨率2.5°×2.5°；
AAO指数下载自美国气候预测中心（CPC），其定义的方法是对南半球20°S以南月均700 hPa位势高度场进行EOF，得到第一模态的时间序列，即为各月AAO指数；
南半球海冰资料利用英国Hadley中心的全球月平均海冰密集度资料，空间分辨率1°×1°，考虑到1979年之后卫星观测技术的利用，本文研究时段选为1979年1月至2018年12月，共40年。

本文使用的方法主要为常见的气象统计方法，例如经验正交分解（EOF）、回归分析、相关分析等。首先对海冰场去线性趋势，并根据Wu（2008）的方法去除ENSO的影响（将海冰场与前几个月Niño3.4指数进行回归分析，从原始场中减去拟合值，从而滤除热带太平洋的影响。选取前6个月内的最大回归系数作为去除ENSO的回归系数）。其次，针对四个季节（MJJ、JJA、JAS、ASO），利用月平均观测南极海冰资料异常（40 a×3月a−1=120月）进行EOF分析，得到南极海冰的首要变化模态及其对应的时间序列（PC），需要格外说明的是，计算过程中是将季节内的三个月份衔接起来，而不是求三个月平均（即每个季节有三个样本资料而非一个）。第一EOF模态（EOF1）表现为南极半岛两侧海冰反相变化关系，为南极偶极子或南极海冰涛动。然后，利用每个季节EOF1的PC时间序列作为南极海冰涛动指数，与各气象要素进行统计诊断，分析大气环流对海冰偶极子异常信号的响应；
其中在计算风暴活动有关扰动动能和瞬变通量时，首先对观测日资料进行2～8天带通滤波处理，按照相应公式计算每日的动能和通量，然后取月平均；
另外回归分析和相关分析均采用t检验标准进行双侧显著性检验。最后进行物理机制分析，以期理解南极海冰影响气候尤其是北半球夏季气候的可能机理。

对于季节的选择，赵宗慈和王绍武（1979）研究了南北半球大气环流与气候的相互作用，发现在夏半球与冬半球的相互作用中，冬半球常常处于主导地位，而夏半球的大气环流则深受冬半球的影响。目前在气象上已经达到共识的是：南北半球的相互作用主要是冬半球影响夏半球为主（范可, 2006）。因此，本文选取南半球冬季前后（MJJ、JJA、JAS、ASO）南极海冰进行统计诊断，分析同期及滞后一到两个月全球大气环流的响应，诊断南极海冰对北半球夏季气候的可能影响，探讨跨半球相互作用的机理，以期为北半球夏季气候预测提供一定的基础。

对南半球冬季前后（MJJ–ASO）40°～90°S范围内的南极海冰进行EOF分析，得到其EOF1空间分布及对应的时间序列（PC1）如图1、图2所示。EOF1正负异常中心分别位于别林斯高晋海/阿蒙森海（南极半岛西侧）和威德尔海（南极半岛东侧）。将MJJ一直到ASO各个季节的PC1交叉求相关系数，结果（表1）显示：滞后一个月时相关系数高达0.9左右，滞后两个月时相关系数仍高于0.7，均达到0.01的显著性水平，表明南极海冰偶极子异常在南半球冬季前后有很好的持续性，可以为上方大气提供持续性的强迫。

表1 1979～2018年各个季节的南极海冰涛动指数之间的相关系数R（均通过1%显著性水平）Table 1 Correlation coefficients (R, all R pass the 1%significance level) of Antarctic sea ice oscillation indices of seasons during 1979–2018

接下来，为了详细分析大气对南极海冰涛动即海冰首要空间模态的响应，将各季节（MJJ–ASO）的PC1作为南极海冰涛动指数，诊断其对各气象要素场的影响。由于这四个季节结果基本类似，只是MJJ的影响相对较为显著，因此文中仅展示MJJ的结果。

3.1 南极海冰涛动对南半球冬季大气环流的影响

南极海冰涛动的变化首先通过表面反照率和表面热量、水汽和动量通量的变化影响局地大气环流，进而通过冰气相互作用显著影响南半球大尺度大气环流（吴仁广和陈烈庭, 1994; Cavalieri et al., 2003;Wu and Zhang, 2011）。南半球冬季由于日照较低，海冰反照率效应受到抑制。为了确定图1中所述偶极子型海冰异常与热量通量变化的关系，我们在图3a–c中展示了热量通量对MJJ南极海冰涛动指数（SIC_MJJ_PC1）同期和滞后回归的结果，其中正值表示海洋向大气传递热量。结果显示，最大的热通量变化发生在冰缘附近，那里的热通量变化要比开阔海域上大得多；
正向上的热通量异常与威德尔海的海冰覆盖减少有关，并且有利于在下游方向形成向下热量通量异常；
负向下的热通量异常与别林斯高森海、阿蒙森海和南印度洋的海冰覆盖增加有关，其有利于在下游方向形成相反的变化，这与过去的研究结果一致（Wu and Zhang, 2011; Bader et al., 2013），表现同期（图3a）在阿蒙森海冰缘附近有明显的正热通量异常，跨度超过10个纬度，滞后1～2个月时，显著的正异常逐步向外扩展至南太平洋；
并且这种异常在同期和滞后1～2个月时都比较显著，说明上述海冰异常能够持续性地对大气热量产生影响。

研究发现，强的瞬变涡旋（eddy）强迫对于解释热带外环流对中纬度海温和海冰异常的响应具有重要意义（Deser et al., 2004）。

本文通过计算300 hPa瞬变涡旋动量通量、700 hPa向北的瞬变涡旋热通量和300 hPa瞬变涡旋动能对MJJ南极海冰涛动指数的回归系数，来探讨与ADP相关的风暴轨迹变化以及对纬向平均纬向风（[U]）的影响。与同期回归相比，滞后回归可以解释为eddy对海冰异常的响应。图3d显示，eddy热通量在南极周围的高纬度以负值为主，向极的热量输送将有利于高纬风暴活动增加；
在中纬度和副热带海洋以正异常为主，将减少中纬风暴活动；
并且在滞后1～2个月的回归结果（图3e、f）中，eddy热通量的响应都能够维持，这种持续性的能量通量响应支持了风暴路径活动向南极偏移变化，即图3j–l中高纬度扰动动能增加，中低纬扰动动能以减少为主，与风暴活动的变化相伴随的是西风急流的向极偏移（图4d–f）。而图3g–i的结果与前述类似，表明南极海冰涛动异常将有利于高纬度（中纬度）向极（向赤道）的eddy动量通量输送，异常涡旋动量通量在副热带地区的辐散和高纬度辐合反映了涡旋对纬向平均流的强迫作用（Lorenz and Hartmann, 2003），图中向极的涡旋动量通量与纬向平均气流相互作用，维持着中纬度西风带的纬向位移，造成60°S附近[U]的增加，35°S附近[U]的减少，表现为典型正位相AAO时[U]的异常特征。

图3 1979～2018年（a、b、c）地表热量通量（单位：W m−2）、（d、e、f）700 hPa瞬变涡旋经向热通量（单位：K m s−1；
间隔：0.2 K m s−1）、（g、h、i）300 hPa瞬变涡旋动量通量（单位：m2 s−2；
间隔：1 m2 s−2）和（j、k、l）300 hPa瞬变涡旋动能（单位：m2 s−2；
间隔：1.25 m2 s−2）对MJJ南极海冰涛动指数的同期（左）、大气滞后海冰一个月（中）、大气滞后海冰两个月（右）的回归系数。图d–l中阴影表示通过90%置信水平的显著性检验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

图4 1979～2018年（a–c）纬向平均的位势高度场（单位：gpm，间隔：2 gpm）、（d–f）纬向风速（单位：m s−1，间隔：0.2 m s−1）和（g–i）温度（单位：K，间隔：0.05 K）对MJJ南极海冰涛动指数的同期（左）、大气滞后海冰一个月（中）、大气滞后海冰两个月（右）回归系数的纬度—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

为了进一步探究南极海冰涛动对南极涛动的影响，首先将MJJ一直到ASO的各个季节的PC1与同期及滞后一个月的AAO指数求相关系数（表2）。结果显示，同期PC1与AAO相关系数在0.4～0.6之间，达到0.01显著性水平；
滞后一个月相关系数在0.3～0.4之间，达到0.05显著性水平。以上结果表明：南极海冰偶极子异常从MJJ到JAS具有良好的持续性，通过冰气相互作用引起表面热量、水汽，及大气向南极的动量和热量输送等的变化，对南半球冬春季节大气环流产生持续性的强迫作用，有利于激发南半球冬季似于AAO的大气环流异常。这也与前人的研究结果保持一致（Wu and Zhang,2011; 窦挺峰和效存德, 2013）。

表2 1979～2018年不同季节的南极海冰涛动指数（ASIOI）与南极涛动指数（AOI）的相关系数及显著性水平（括号内数字）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 南极海冰涛动对北半球夏季大气环流的影响

为了分析南极海冰涛动对北半球夏季大气环流的影响，首先将MJJ南极海冰涛动指数与90°S～90°N纬向平均的高度场、纬向风速场和温度场进行回归分析（图4）。同期高度场回归结果（图4a）呈现较为典型的南极涛动型响应，这种响应具有明显的正压结构，从对流层到平流层低层都有反映，且表现为南极涛动的正位相，即高纬绕南极低压加深的同时，中纬海洋高压加强，使得高中纬度之间的气压梯度加大，有利于高纬西风加强。滞后1～2个月高度场回归结果（图4b、c）显示，南半球中高纬之间的反向变化关系仍能维持，只是强度和显著性略有降低。同期纬向风速回归结果（图4d）显示，纬向平均纬向风呈现明显的正负相间的分布，其中南半球极地为东风异常，高纬60°S左右为显著的西风异常，中纬40°S左右为显著的东风异常，表现出正位相AAO异常的平均纬向风速变化的典型特征（Thompson and Wallace, 2000），赤道附近中高层存在较弱的西风异常，其结构为准正压，并且能维持一到两个月（图4e、f），作用显著的区域顺着对流层高层逐步扩展到北半球。纬向风速回归滞后两个月时（图4f），在北半球30°N附近为东风异常，60°N附近为显著的西风异常，北极极地为东风异常。这种南北传递性，最终引起北半球高纬西风加强。上述从南极到北极纬向风正负相间的分布，被称作经向遥相关（Fan and Wang, 2004;范可和王会军, 2006a, 2006b, 2007），是在对AAO强弱年500 hPa纬向风进行合成分析时，最早提出这项概念。而温度场回归结果（图4g–i）显示，不论同期还是滞后，在对流层中低层，60°S以南和以北分别呈现降温和增温响应，特别是中纬度增温显著且持续，与图4a–c中的热通量正异常有关，如此增大了高中纬度之间的温度差异，提高了温度梯度，即是前述风速异常的原因。

上述分析表明南极海冰涛动强迫的南半球的纬向风异常能够影响随后北半球的纬向风异常，其结果是南北半球高纬度西风急流都得到显著加强，并且环流异常具有一定的持续性。南北半球之间的经向遥相关反映了纬圈平均的纬向风从南极到北极的正负相间分布，具有准正压的结构。紧接着，将中低层（以700 hPa为例）和高层（以150 hPa为例）高度场和风场分别与MJJ海冰指数做回归，结果分别见图5和图6。

从中低层同期的回归结果（图5a）来看，南半球中高纬度分别存在正负异常，正异常中心分布在南印度洋、南大西洋及西南太平洋上，负异常中心位于阿蒙森海一带，其中南大西洋正异常中心位置较为偏南，这些都是AAO响应在700 hPa高度场上的表现。在南半球热带地区（南非、热带南太平洋和大西洋）均出现负异常中心。在正负异常中心分别出现异常反气旋和气旋结构（图5b），大气滞后海冰1～2个月时（图5c、e），南印度洋及西南太平洋上的正异常中心仍能维持，阿蒙森海一带的负异常则逐渐向北移动至南纬30°附近。另外，值得关注的是，从澳大利亚北部海洋性大陆区域，一直延伸到菲律宾海一带，出现显著的负异常（图5a），而在风场上澳大利亚北部及菲律宾附近分别呈现出一个明显的气旋性结构（图5b）。大气滞后海冰时（图5b–e），日本附近出现显著的正异常中心，对应于水平风场上该区域也存在一个持续的反气旋结构，鄂霍次克海—阿留申群岛一带出现带状的负异常，这种等压面上看到的位势高度正负中心的相间分布，即东亚沿岸从低纬到高纬南北走向的“− + −”波列，对应负位相的PJ（Pacific–Japan）波列，或者EAP（East Asian–Pacific）型遥相关（Nitta, 1987; Xie et al., 2016），是经向遥相关除纬向风场外的另外一种表现形式。

除了东亚地区，同期的回归（图5a）在北美洲到西大西洋低纬度一带、北大西洋至欧洲分别存在两个显著的负位势高度异常中心和一个正位势高度异常中心，对应于风场上的气旋—反气旋—气旋性结构，大气滞后海冰1～2个月时（图5c、e），该结构仍能维持，且通过显著性检验，尤其是北美和热带大西洋的负异常得到加强，它与北大西洋上的正异常构成一个类似于西大西洋型遥相关（Western Atlantic，WA）的结构（Wallace and Gutzler,1981），也是经向遥相关在大西洋上的体现。

另外，图5中显示从MJJ到JAS（从同期到滞后两个月）的700 hPa高度场和风场在非洲大陆和热带西印度洋上有显著的负异常和气旋性环流响应；
MJJ在欧洲南部和JJA在欧洲大部均有显著的正异常和反气旋环流响应，JJA和JAS在西伯利亚及北极则分别有显著的负异常和正异常环流响应。以上非洲—印度洋及欧洲至北极的大气环流响应，也很可能是经向遥相关在以上区域的体现，与南极涛动影响北半球气候的印度洋路径（Zheng et al.,2015; 马浩等, 2016）相对应。

图5 1979～2018年700 hPa（a、c、e）位势高度场（单位：gpm；
间隔：3 gpm）、（b、d、f）水平风场（单位：m s−1）对MJJ南极海冰涛动指数的同期（上）、大气滞后海冰一个月（中）、大气滞后海冰两个月（下）的回归系数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

从高层的回归结果（图6）来看，南半球中、高纬度依然分别以正、负异常为主，说明中高纬度这种跷跷板式的变化是很深厚的。与低层稍有不同的是，正异常中心分布在南大西洋及西南太平洋上，南印度洋正异常较弱甚至出现负异常。在正负异常中心分别出现异常反气旋和气旋。另外，值得关注的是，从同期回归结果（图6a）来看，赤道低纬度出现显著的负异常，环绕全球呈带状分布，反映出赤道低压带的加深；
而大气滞后海冰1～2个月时（图6c、e），这种负异常在澳大利亚以北至海洋性大陆一带依旧能够维持，且存在大范围通过显著性检验的区域，表明了该区域响应的持续性，而日本中北部也维持着一个正异常中心，从风场（图6d、f）来看存在一个明显的气旋性结构，与低层正异常保持一致；
相比之下，北美—大西洋一带通过显著性检验的范围有所减小，不过北大西洋的正异常和中部大西洋的负异常仍然一直存在，位置较低层有些许偏移。另外，JJA和JAS（图6c、e）在热带南印度洋、热带北印度洋、中亚和非洲地区为持续性的负异常。

图6 同图5，但为150 hPa位势高度场和水平风场对MJJ南极海冰涛动指数的回归系数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

与以上高度场和风场相对应，南极海冰涛动异常和热带及北半球许多地区的降水和温度也存在显著的关联。MJJ回归结果（图7a、b）显示，在热带地区，赤道中部太平洋及赤道印度洋存在显著的降水和海温负异常，海洋性大陆至澳大利亚以东洋面、南美洲巴西和热带南大西洋有显著的降水和海温正异常。以上响应持续到JJA和JAS，虽然强度和显著性有所减弱（图7c–f）。而在赤道东太平洋，在滞后1～2月则出现显著降水正异常。值得关注的是，从同期到滞后1～2月，西北太平洋至我国东部沿海地区存在显著降水正异常，原因是我国南海至日本南部有一显著的气旋式大气环流异常区（图5b、d、f），同时以上地区有显著的降温，表明南极海冰对我国夏季短期气候具有一定的预测意义，这也印证了前人“南极海冰异常和我国夏季温度及降水存在显著关联”的观点（马丽娟等,2006, 2007）。

除此之外也可看出，南极涛动海冰异常与非洲中部一带的下沉运动和降水减少引起的干旱（图5b，图7a、c）紧密相关；
中东至地中海地区存在持续性的表面温度正异常；
日本北部呈现增温异常，东西伯利亚—鄂霍次克海—阿留申群岛一带呈现降温异常，并且由同期至滞后两个月强度和显著性逐渐增大，表明了异常信号逐渐北传的特征，与前文高度场的响应特征相匹配（图5a、c、e）；
北美中部—北大西洋温度异常呈现东西偶极子型分布（图7b、d、f），这与前文所提到的北美负异常与北大西洋正异常构成一个类似于西大西洋型遥相关相匹配（图5a、c、e）。前述众多结果表明，南极海冰涛动异常与北半球同期及滞后的温度降水存在显著的联系，具有一定的预报潜力。

图7 1979～2018年（a、c、e）降水量（单位：mm month−1）和（b、d、f）地表气温（单位：K）对MJJ南极海冰涛动指数的同期（上）、大气滞后海冰一个月（中）、大气滞后海冰两个月（下）的回归系数。打点区域通过90%置信水平的显著性检验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 经圈环流调整机制

从以上回归和相关分析结果来看，南极海冰变异不仅具有显著的局地效应，并且还可能影响南半球中高纬及热带低纬乃至北半球大气环流，特别是澳大利亚以北至海洋性大陆一带和热带大西洋至北大西洋一带，存在持续性的、高低层一致的显著响应，反映出以上两区域是南极海冰涛动的敏感性区域和实现南北半球相互作用的关键通道。赵宗慈和王绍武（1979）也曾指出，南北半球之间的相互作用在澳大利亚到东亚一带最为活跃，并建议在研究北半球气候变异时，应当充分考虑南半球的作用，以便更好地开展短期气候预测。

关于这种跨半球的相互作用，Wu et al.（2009）研究发现，南半球环状模异常能够引发经圈环流调整。当SAM正异常时，南半球西风急流向极偏移，从而造成南半球中纬度风速减小，引起海温升高，而这一区域恰好正是南半球Hadley环流的下沉支，海温升高引发南半球Hadley环流异常，通过三圈环流环环相扣的联动作用，进一步导致北半球Hadley环流异常，从而引发东亚气候调整。从宏观视角来看，经圈环流调整的传递效应是SAM影响低纬度乃至北半球气候的一个十分简洁而有效的途径（马浩等, 2016; Dou and Wu, 2018）。受此启发，接下来主要从经圈环流的角度对南极海冰涛动的影响机理展开分析。

选取上文所述的敏感性区域，即西太平洋所处的110°～150°E经度范围，计算纬向平均的经向及垂直风速与MJJ南极海冰涛动指数的相关系数，研究该区域经圈环流的响应。从同期相关图（图8a）来看，Ferrel环流上升支（南半球高纬度蓝色区域）轴线呈现上升异常、Ferrel环流下沉支（南半球中纬度红色区域）附近以下沉异常为主，反映了该经度范围内Ferrel环流增强以及向南偏移的倾向；
Ferrel环流下沉支也即是Hadley环流下沉支，相应地，Hadley环流上升支（约10°S～30°N蓝色区域）存在大范围的上升异常，表明同期Hadley环流上升运动加强。从滞后1～2个月的相关图（图8b、c）中，也能观察到这种上升异常，表明这种上升运动的增强具有一定的持续性，在该经度范围内，Hadley环流上升支对应于地面的海洋性大陆区域。图8a–c显示副热带30°～55°N出现持续性的上升运动，而大约60°N以北则为持续性的下沉运动。这表明，通过经圈环流调整的传递效应，南半球高纬的异常通过海洋性大陆通道，得以传递到低纬度乃至北半球东亚和北太平洋地区。

图8 1979～2018年（a–c）西太平洋（110°～150°E）、（d–f）西大西洋（30°～80°W）纬向平均的经向风、垂直风速与MJJ南极海冰涛动指数的同期（左）、大气滞后海冰一个月（中）、大气滞后海冰两个月（右）的相关系数（箭头）。垂直方向的相关系数是原值的2倍；
彩色阴影表示纬向平均垂直速度的气候平均场（单位：Pa s−1），负值为上升运动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

海洋性大陆（Maritime Continent，MC）是指由新几内亚岛、印度尼西亚群岛、菲律宾群岛等岛屿及浅海组成的区域，该地区地处亚洲与大洋洲、太平洋与印度洋的连接地带。MC是连接太平洋和印度洋、低纬度和中高纬度大气环流以及对流层和平流层的重要纽带，是全球大气环流系统中极其重要的能量源区。MC地区也是赤道上最大的大气对流活动中心，存在贯穿整个对流层深厚的热带对流活动，对流凝结释放的巨大能量驱动了全球大气环流，并通过激发罗斯贝波列向高纬度传播，进一步对北半球中高纬度产生影响。

MC地区大尺度的上升运动也是Walker环流上升支的重要组成部分（王鑫等, 2016）。为了研究对流活动对南极海冰涛动的响应，将MJJ海冰指数与向外长波辐射（OLR）进行回归（图9a、c、e），从回归结果来看，海洋性大陆区域为明显OLR负距平区，表明对流活动偏强，特别是菲律宾海东北部，对流正异常能够持续到滞后两个月。热带OLR的响应也与前文降水的响应相匹配（图7a、c、e），即OLR负异常所在的区域往往对应降水正异常，均能说明对流活动的变化。

除了上述OLR之外，从垂直速度和势函数的角度来看亦是如此。回归结果（图9b、d、f）显示，海洋性大陆地区500 hPa垂直速度以负异常为主，特别是菲律宾附近，负异常明显且滞后一到两个月仍能维持（图9d、f）,表明该区域上升运动持续加强；
该区域处在200 hPa势函数负值中心，而东西两侧的太平洋和印度洋则存在势函数正值中心，表明MC在高层向两侧辐散。以上两种结果都说明了该区域热带对流活动的加强。而前人的研究（Kosaka and Nakamura, 2010; Xie et al., 2016）已经发现，菲律宾周边的对流减弱和偏少的降水，会激发出PJ波列（菲律宾周边—日本—鄂霍次克海），从南向北传播，将热带低纬度的信号传递到中高纬；
而在菲律宾周围对流偏强的时候，正负距平分布几乎相反，有利于激发出负位相的PJ波列，分布型态基本与前文图5一致。由此，图5中东亚沿岸从低纬到高纬南北走向的− + −波列的形成机制得以解释，即海洋性大陆区域特别是菲律宾附近的热带对流活动偏强，起到了将热带信号传递到北半球中高纬的桥梁作用。

图9 1979～2018年（a、c、e）向外长波辐射（单位：W m−2）、（b、d、f）500 hPa垂直速度（阴影，单位：10−3 Pa s−1）、200 hPa势函数（等值线，单位：m2 s−1，间隔：106 m2 s−1）对MJJ南极海冰涛动指数的同期（上）、大气滞后海冰一个月（中）、大气滞后海冰两个月（下）的回归系数。打点表示通过90%置信水平的显著性检验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

西大西洋所处的30°～80°W经度范围也值得关注，同样计算纬向平均的经向及垂直风速与MJJ南极海冰涛动指数的相关系数，研究该区域经圈环流的响应（图8）。结果显示，同期（图8d）高纬度60°S呈现上升异常，中纬30°S附近呈现下沉异常，对应Ferrel环流和Hadley环流的下沉支加强，低纬10°S和赤道附近则呈现上升异常，对应于同期OLR回归结果（图8a）中热带南大西洋显著的负异常区，表明该区域对流活动增强，热带大西洋Hadley环流上升支显著加强；
而滞后1个月（图8e）时，10°S附近的上升异常扩展至约20°N，滞后2个月（图8f）时，30°～40°N出现明显的上升运动，对应于图8b和图8c中显著负OLR异常区逐渐由赤道大西洋北移至热带北大西洋加勒比海及其外围，同时在热带大西洋持续存在负势函数中心（图9b、d、f），同样也印证了热带大西洋对流活动的增强。前人研究已经发现，热带大西洋对流异常可激发向中高纬度传播的Rossby波，引起在北大西洋和欧洲地区大气环流异常（Cassou et al., 2004; 梅笑冬, 2015），与图5中对流层低层类似于WA型遥相关相吻合。

本文重点分析了南极海冰偶极子型异常即南极海冰涛动对南半球乃至北半球大气环流的可能影响，并且提出了南极海冰跨半球影响的物理机理。主要的结论有：

（1）南极海冰偶极子异常在所研究的时段内（MJJ–ASO）有很好的持续性，可以为上方大气提供持续性的强迫，通过冰气相互作用，对南大洋热通量和大气瞬变活动有关的动量热量通量产生显著影响，有利于激发持续性的AAO型大气环流异常。

（2）从高度场回归结果来看，呈现较为典型的正位相南极涛动型响应，从对流层到平流层低层都有反映，高纬绕南极低压加深的同时，中纬海洋高压加强，使中纬度和极地及热带之间的气压梯度加大，有利于高纬西风和低纬度东南信风加强。从风场回归结果来看，从南极到北极，纬向平均纬向风呈现明显的正负相间的经向遥相关型分布。

（3）大气滞后海冰异常一到两个月时，日本附近出现显著的正异常中心，鄂霍次克海—阿留申群岛一带出现带状的负异常，这种等压面上看到的位势高度正负中心的相间分布，即东亚沿岸从低纬到高纬南北走向的“− + −”负位相PJ波列或者EAP遥相关，是经向遥相关除纬向风场外的另外一种区域表现形式；
北美洲到大西洋低纬度一带存在的负位势高度异常和北大西洋附近存在的正位势高度异常中心，构成一个类似于西大西洋型遥相关

（WA）的结构，而在非洲和热带印度洋到欧洲地区也分别存在负异常和正异常响应，也很可能都是经向遥相关的区域表现形式。与以上高度场和风场相对应，南极海冰涛动异常和热带及北半球许多地区的降水和温度也存在显著的关联。例如，在热带地区，赤道中部太平洋及赤道印度洋存在显著的降水和海温负异常；
西北太平洋至我国东部沿海地区存在显著降水正异常和温度负异常。南极涛动海冰异常与非洲中部一带的干旱、中东地区及日本北部的增温、北美中部—北大西洋东西偶极子型温度异常也有显著的联系，具有一定的预报潜力。

（4）海洋性大陆一带和热带大西洋至北大西洋一带是南极海冰涛动显著影响低纬乃至北半球大气环流，实现南北半球相互作用的关键通道。持续性的南极海冰涛动异常强迫导致海洋性大陆区域特别是菲律宾附近的热带对流活动偏强，起到了将南半球和热带信号传递到北半球东亚沿岸的桥梁作用；
热带大西洋对流持续增强并具有向北传递的特征，也起到了将南大西洋和热带大西洋信号传递到北大西洋的桥梁作用。

需要强调的是，基于相关分析得到的结论有待利用模式加以验证。南极海冰涛动指数和全球大气同期和滞后回归结果反映出南极海冰异常对南半球及北半球大气环流的可能影响，还缺乏数值模拟支持。同样关键机制中经向遥相关和经圈环流调整目前只是基于观测资料从统计关系的角度做出的解释，所得到的结果也是初步的，为了探讨这些机制的具体物理过程，还需要今后借助数值模式和气候动力学理论开展更深入的研究（范可和王会军，2006b；
张乐英等，2017）。南极海冰影响全球大气环流过程中涉及其他重要过程，如能量传播和季节内演变特征等，也需要在今后的研究中详细讨论和进一步加强。

已有的很多研究强调了南半球中纬度海表面温度在南半球环流影响北半球气候中的重要作用（郑菲 和 李 建 平，2012；
Wu et al., 2015）；
Li et al.（2010）也曾指出印度洋海表面温度在串联南北半球环流系统中扮演重要角色。综合考虑海洋在海冰气候效应中的作用途径，是笔者接下来的主要任务。此外，与南极海冰涛动相联系的环流异常是大范围系统性的，本文仅从北半球西太平洋及大西洋上方的大气异常研究了海冰跨半球影响的可能过程。至于与南极海冰涛动有关的其他环流系统，如图5图6中赤道中东太平洋的位势异常（张乐英等,2017）等，也需要今后进一步细致研究。