南极温度、风和降水变化对南极涛动的响应外文翻译资料

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南极温度、风和降水变化对南极涛动的响应

Michiel R. van den BROEKE,¹ Nicole P. M. van LIPZIG^2*

乌特勒支海洋大气研究所P.O. Box 80.005, 乌特勒支大学，

Princetonplein 5, 3508 TA Utrecht，The Netherlands

E-mail: broeke@phys.uu.nl

荷兰皇家气象研究所. Postbus 201, 3730 AE De Bilt, The Netherlands

摘要：高分辨率（55公里55公里）区域大气气候模式进行14年积分的结果用于研究南极近地表气候对南极涛动（AAO）的响应，南极涛动反映了南半球的绕极旋涡周期性的强弱。尽管记录相对较短，但风、温度和降水显示出广泛和重要的AAO相关信号。当涡流强烈（高AAO指数）时，西北气流异常导致南极半岛（AP）和西南邻近地区以及Weddell海相邻区域变暖。相反，冷却发生在南极洲东部、Ross冰架东部和Marie Byrd地区的部分地区。大部分年气温信号来自3月至8月，降水响应对AAO变化的空间分布并不反映在温度变化上，而是相对于南极地形出现的环流异常方向的一阶近似。当涡旋强烈（高AAO指数）时，南极半岛的西部变得更加湿润，而南极西部地区的Ross 冰架、部分南极洲西部地区、 Lambert冰川盆地和南极洲东部地区则变得更干燥。

1. 介绍

最近几十年，温度趋势在南极洲并不统一。南极半岛强烈变暖(在过去的45年为2.58 ℃)(沃恩等,2001;King等,2003)导致北部冰架迅速瓦解(Vaughan和Doake,1996)，可能是由于增加的融水和相关冰架的减弱（Scambos等，2000）。另一方面，1986年至2000年间，迅速冷却已在Dry 谷、Victoria 陆地和南极洲东部（多兰等,2002）发出信号。按月计算，南半球热带循环的主要变异模式是南极振荡（AAO）（Thompson和Wallace，2000; Hall and Visbeck，2002）。 AAO代表了南极洲大陆对流层西风带环流涡旋周期性的强弱。它也被称为南半球环状模，因为它具有近似的极对称结构。AAO是一种真正的站立模式，即它不像南极附近的传播波（White and Peterson，1996），后者解释了南极气候变率在多年度时间尺度上的重要部分（White，2004）。

不幸的是,气象观测在南极洲遇到各种问题:台站密度低，台站位置严重偏向于海岸,气象变量和地形梯度的最大值对当地有很大的潜在影响。南极的观测记录相对较短（小于50年），自然气候变化较大，降低了趋势的显着性。为了构建南极气候记录，显然我们必须借助于建模和遥感技术。

许多研究人员利用美国国家环境预测中心/国家大气研究中心（NCEP / NCAR）再分析资料（1948-2002）（NRA）来研究南半球气候变率（Kalnay等，1996）。不幸的是，没有1968年前的南极观测数据可以用在分析中，1970年前NRA在南部高纬度地区遭受了非物质质量损失（Hines等，2000）。与无线电高空测候器数据的比较显示，NRA数据在南极地区有精确的限制（Marshall，2002年）。 鉴于在卫星时代之前观测资料的不足，未来任何对在二十世纪七十年代初期之前南极气候的再分析仍将是不确定的。

近期研究使用遥感的南极温度来解决南极大陆数据覆盖率不佳的问题。Comiso（2000）从卫星热红外观测编制了南极表面温度数据集。King和Comiso（2003）使用这些数据研究了南极半岛（AP）变暖的空间一致性，Kwok和Comiso（2002）分析了南极气温对AAO和南方EL nino的振荡响应。 Schneider and Steig （2002）使用南极冰盖微波亮度温度来研究南极气候变率。问题的特殊在于遥感温度数据在时间和空间上的联系是云层热红外线（Shuman和Comiso，2002）、亮度温度下微波发射率的积雪渗透和非平稳度。在这篇文章中，我们要对区域大气气候模式（RACMO / ANT1; Van Lipzig，1999）的输出进行回归分析，更加详细地研究AAO对南极近地表温度、风和降水的影响。

图1.模型域和地形， 描点区域：冰架；浅阴影区：七月平均海冰面积；深阴影影区：一月平均海冰面积； 表面高程（m a.s.l.）每500 m轮廓一次； RIS，Ross冰架 ，FRIS，Filchner-Ronne冰架

图2.时间序列退化的月平均AAO指数，1980-1993

1. 模型和数据

RACMO / ANT1基于马克斯·普朗克气象学院的ECHAM4模型。RACMO / ANT1是122 x130个网格点覆盖了南极大陆和部分周围海洋地区。图1大约55公里 55公里的水平分辨率可以准确地代表海岸冰坡和海岸边缘的冰架。在垂直方向上，使用20个混合层，包括在表面以上6-7米处的附加层，用来更好地获取地表附近强烈的温度和风速梯度。在外围边界，欧洲中程天气预报中心（ECMWF）（1980 - 1993，ERA 15）迫使RACMO / ANT1进行再分析。海冰冰盖和海面温度的日变化由观测值记录，在Van Lipzig和Van den Broeke（2002）中更详细地描述了建模技术。RACMO / ANT1的性能对早期型号有了很大的改进，例如：在使用更复杂的湍流方案的RACMO / ANT1中不存在ERA 15中发生的强稳定性条件下最低大气层的去耦。Van Lipzig（1999）和Van Lipzig等（1999）在对台站数据进行详细比较后，发现年平均气温、风速和方向常数有1.5K，2ms-1和 0.12的均方根误差，这是由于RACMO / ANT1模型区域太小以至于无法计算半球环流指数，所以我们使用1980-93年月平均AAO指数，其指数基于NRA 热带高度场850hPa的第一主成分（20-908 S;Thompson and Wallace，2000）。因为这个AAO指数显示出与南部高纬度地区非物理大气质量损失相关的上升趋势（Hines等，2000），我们使用了1980-93年退化的AAO时间序列（图2）。可以看出，AAO在月度时间尺度上是非常可变的，而且没有表现出任何一致的年际行为。高 AAO指数表示极地前方强的绕极涡旋和低振幅的Rossby波，而低AAO指数表明弱的绕极涡旋和高振幅的Rossby波。

图3. （a）1980-93年模拟年平均海平面气压hPa

（b）10m矢量风和风速（背景颜色）m s-1

（c）表面潜在温度K

（d）年降水量mm

3.现代气候的模拟

图3a-d显示了模拟年均值（1980-93）的表面压力（注：仅在海洋上）、10m风速和矢量V_10m、、地表潜热温度s和总降水量P。在这里，我们给出的是s而不是绝对温度Ts，因为后者由高原效应控制。然而，使用Ts执行所有后续回归可以避免s对压力的依赖性。为了使后面的部分能够更好的理解，下面简单讨论一下主要的气候特征。

该模型以三个气压的最小值充分再现了表面压力中绕极环流槽（CPT）的结构（图3a）。我们发现在CPT的北部，表面附近盛行强劲的西风，而在CPT南部的有东风（图3b）。在沿海冰盖上，我们看到有一个强盛的重力波系统，年平均10 m的风速在10 - 15 m s - 1。在没有大的斜坡来强制重力风的情况下，平坦的冰盖穹顶和冰架的特点是风速相对较低，通常为5 m s-1。不切实际的低于10m风速模拟，在动量表面粗糙度模型上具有重要的次网格地形图形组件（跨太平洋山脉，Dronning Maud Land和AP地区），这些值不应该与本地观测值进行比较。在海岸冰盖上发现了高的地表潜热温度值s（图3c）。这些重力风的“温暖标签”混合着相对温暖的空气吹向地面（Bromwich，1989; Van den Broeke等，1999）。在平坦的冰盖内部、冰架和海冰上发现低值，这些区域的特征是地表温度的反演（Connol-ley，1996）。注意到大规模环流与这些“冷空气库”之间的密切关系，以及北海冰川的范围：在气候低压地区的西部，发现最大的向北海冰，促进了北向对流的冷空气。在 Ross and Weddell海，这些流通系统被称为 Ross and Weddell回旋。 这些地区形成的南极底水在推动全球海洋循环方面发挥着重要作用。 这些“回旋”强度的变化对于南极温度大规模循环变化的敏感性有很重要的作用。

在南半球西部，南极洲西部沿海和Wilkes沿海，发现了南极最大的年降水量（约1000-1500毫米）（图3d）。这些区域的特征在于冰盖地形与大规模流动的强相互作用从而导致强对流。南极洲东部的内陆降水小于100毫米 a-1，没有获得南极观测降水的地图，但是模拟到的降水减去升华（P-E;未显示）与最近南极物质平衡的汇编（Vaughan等，1999）是定性一致的。南极所有的降水都是以降雪的形式，除了南极半岛报告中最北端的偶然降雨事件。

图4.（a）地表压力的AAO回归斜率 hPa

（b）10m矢量风和风速（背景颜色） m s-1

（c）地表潜在温度K

（d）年降水量 % 值对应于AAO的1个标准偏差异常，虚线轮廓包围的是达到99％置信水平的区域

1. AAO回归结果

我们将1980年至1993年月平均表面异常压力P、表面温度Ts、降水P、10米风速和风矢量分量(U10m V10m)的月平均反向趋势AAO指数（N = 168）回归到的月平均反向趋势中。因此，本节中提出的数字代表了极地附近环流涡旋的强度（从低到高的AAO指数），线性回归的斜率乘以AAO指数的标准偏差（0.81）得到了有因变量单位和1个标准偏差AAO指数的相关异常场（图4a-d）。虚线轮廓描绘了相关置信度达到99％的区域。图2中AAO指数的时间序列没有显示出显著的自相关，因此就没有应用校正。

地表气压和10m风

地表压力的异常模式（图4a）表示了南极大陆大的负值和较低纬度地区的正值，这是AAO的共同特征。除了围绕零点变化的小波段之外，所有地区达到99％的置信水平都没有表示出来。尽管AAO有“环状”特征，而图4a中的形式远离纬向对称性，因为南极处在气候低压中心的周围（图3a）。在图4a中，在Amundsen海中发现了明显的地表压力下降，这与南极半岛的“变异极点”是一致的，并且与Amundsen-Bellingshausen海低位变化的位置相关（Connolley，1997）。在南极东部的Wilkes地区发现了最小的区域，地表压力异常场的最大梯度出现在南极海岸线北部，代表了约2 m s-1的地转纬向风的增加。在500 hPa，纬向风增加了这个数的两倍（未显示），表明在极性条件下正AAO水平经向温度梯度的增强。

图4b显示了10米风的异常，表示了由各个水平分量异常组成的向量，背景颜色表示了绝对风速的变化。根据地表压力异常的环形特征（图4a），发现南极北部西风增加了1 m s-1，即地表地转风速变化了一半左右。大陆上有一些与区域对称的重大偏差：流量异常指向南极洲西部，在那里流量穿过南极西部的冰裂，并且Ross冰架有下降趋势。在 Weddell海域,北流异常在 南半球的东海岸、Filchner-Ronne冰架和南极东部的高原上。这代表了南极半球东部边界持续不断的南极流动弱化，Schwerdtfeger（1975）将其视为障碍风。Ross冰架和Dronning Maud 地区西部出现了异常的南极地转流。

风速异常的符号（图4b中的背景颜色）取决于矢量风异常是否在局部气候风向的方向上或与其相反的方向上（参见图3b和4b中的矢量）。例如，在海洋和海冰上，压力异常场增强了CPT以北的西风高达1m s-1，但削弱了沿南极东面海岸的沿海东风的相似数。在冰盖上，气候风向主要由下坡方向的下坡力量起决定作用，这是由于摩擦产生了近地表面下坡分量的横坡风（图3b）（Van den Broeke等，2002）。

近地面重力风场对斜坡的依赖性解释了图4b中内陆Dronning Maud地区和南极洲西部所见到的10m风速变化的偶极子模式。在Wilkes 地区，大规模的气压梯度力（PGF）和下坡 PGF通常以相同的方向（即下坡）起作用。在这个地区，PGF在近地面动量计算中变得同样重要（Parish和Cassano，2001; Van den Broeke和Van Lipzig，2003）。由于大规模的PGF扰动与平均的大规模PGF相反，在该区域中发现近地表风速显著降低（图4b）。

地表温度

更强的极地附近环形涡旋（高AAO指数）在南极洲东部地区引起显著的降温，并在整个AP上有显着升温（图4c）。这种模式非常类似于Kwok和Comiso（2002）提出的利用热红外图像（1982-99）的地表温度。在冬季，Van den Broeke和Van Lipzig（2002）说，在强涡流条件下，南极洲东部的冷却有两部分组成：整个南极洲东部的对流层大气冷却约为2K，这可能是由于经向的空气交换被迫引起的，另外，地表附近的冷却地区近地表风的减弱加剧了地表温度的反演。从图4c可以看

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