北大西洋涛动指数的比较及其变率

大尺度大气环流变化对北半球冬季温度的影响龚道溢（北京大学地球物理系北京100871）摘要行星尺度的大气环流的变化对北半球冬季温度有很重要的影响，NAO和NPO都是行星尺度大气环流在区域的特殊表现形式。

当处于高指数时期时，则温度偏高，当处于低指数时期时，则温度偏低。

西风强度及NAO 和NPO能解释近50年来北半球冬季温度变化方差的27.2%。

关键词大气环流北半球温度1 前言全球气候变化及其区域特征与大气环流的作用有密切的关系。

近来人们认识到，要更好地理解气候变率及其区域特点，必须要首先了解大气环流变化的特征及其对全球气候的影响。

北大西洋涛动(NAO)和北太平洋涛动(NPO)，是北半球中高纬地区最为突出的大尺度大气环流因子，所以受到高度关注。

Hurrell和van Loon[1]及Hurrell[2]认为最近北大西洋海表温度的变冷及亚欧大陆的变暖很大一部分可由NAO的变化得到解释。

但是，NPO和NAO都是一个区域性的大气现象，如NAO对北大西洋及邻近的大陆地区气候异常有直接的控制作用，这是早为人们所认识的事实[3]，但区域性的NAO如何显著影响亚欧大陆及北半球平均温度的呢？并未有满意的解释。

近半个世纪来的全球温度的变化表现出有很大的空间尺度，其尺度远大于NAO和NPO，那么全球或北半球的温度变化是否与与之相匹配的行星尺度大气环流的异常有关呢？很早人们就发现，北半球近地面大气环流变化最基本的特征是中纬度和高纬海平面气压的反向变化，这本质上反映了中、高纬度之间大气质量的交换[4,5]，这种大气质量间的交换及其相应的热量的传输与交换，对行星尺度的气候异常有直接的控制作用。

因此人们用35︒N与55︒N(或40︒N与60︒N)间纬圈平均SLP或位势高度差定义西风指数来反映纬向风的强弱，西风指数高的时候为高指数状况，反之为低指数状况。

高低指数的循环的结果就表现为中纬度和高纬度海平面气压的反向关系，不管是南半球还是北半球，这种关系在中高纬表现出明显的纬向对称性，其变化对半球的气候有重要意义[5~8]。

因此，本文首先将分析北半球的西风指数所反映的行星尺度大气环流与北半球温度变化的关系，其次对其与NAO及NPO的关系进行分析。

2 资料与指标考虑到温度和气压资料的覆盖面及可靠性，本文中使用的资料都只用到1940年以来的50多年，不过考虑到这段时期中既包括了1980年代以来的暖期也包括了1960-70年代的相对冷期，所以也有一定的代表性。

这些资料包括全球5︒纬度⨯5︒经度格点温度，来源见Jones(1994) [9]和Parker等(1995) [10]的详细说明,最新补充到到1997年。

北半球5︒纬度⨯10︒经度海平面气压，由英国东安格利亚大学气候研究中心(CRU/UEA)提供，原始资料到1995年，以后由NCEP/NCAR再分析资料补充。

西风指数（I W）用35︒N与55︒N纬圈平均海平面气压差表示，即I W=P35︒N-P55︒N。

因为要比较西风指数与NAO和NPO的关系，而目前NAO和NPO又没有统一的定义，所以本文还根据EOF分析1)以及相关分析（见图1），确定NAO和NPO的变化中心，再定义冬季NAO和NPO指数，NAO指数=P*(35︒N，10︒W~10︒E)-P*(65︒N，；NPO指数=P*(20︒N，180︒~160︒W)-P* (60︒N，180︒~160︒W)，其中P表示海平面气压，*表示标准化。

这些环流指10︒~30︒W)数及北半球温度都统一取自1940/41年到1996/97年冬季，对1961-1990年求距平。

图1北大西洋地区及北太平洋地区冬季海平面气压的相关系数分布(北大西洋地区是与65︒N，10︒~30︒W三个格点平均气压间的相关；北太平洋地区是与65︒N，180︒~160︒W三个格点平均气压间的相关；资料为NCEP/NCAR再分析SLP，从1958年冬到1997年冬；图中相关系数都已乘100)图2 Iw(a)、北半球冬季平均温度(b)及用NAO、NPO和Iw拟合的北半球冬季温度(c)3 结果与讨论根据1940年以来的57个冬季资料，计算I W与北半球平均温度的相关系数，为0.45，而北半球平均温度与NAO和NPO的相关分别为0.40和0.35，这说明如果考虑西风指数这一个因子，则能解释北半球冬季温度变化方差的20.3%，比单独用NAO或NPO所能解释的方差都要多。

I W是如何影响温度的呢？西风指数的强弱变化直接影响低纬度地区与高纬度地区的热量交换[4]，因此影响1)EOF分析范围为：北太平洋地区(130︒E~130︒W，0~90︒N)，北大西洋地区(70︒W~30︒E，0~90︒N)。

北太平洋地区EOF1即NPO，解释方差为47.0%；北大西洋地区EOF1即NAO，解释方差为48.1%，图略。

中、高纬度温度及温度梯度的变化。

I W与30︒N-40︒N平均温度的相关系数为0.38，与50︒N-60︒N平均温度的相关系数为0.50，这说明高纬度地区在强西风指数时的增温及弱西风指数时的降温比中纬地区更为显著，变化幅度也更大。

如果以30︒N-40︒N平均温度与50︒N-60︒N平均温度的差来表示这种温度梯度，则温度梯度与I W 的相关系数达-0.41，也非常显著。

而统计表明，中、高纬间温度梯度与北半球平均温度间相关达-0.69，相当于温度梯度变化1个标准差时，可以造成北半球平均温度发生相应变化幅度为0.12︒C，即当温度梯度减小1︒C 时，则北半球平均温度升高0.17︒C，反之亦然。

图3 中高纬温度梯度与北半球平均温度的关系与I W相联系的温度变化的空间分布格局是，欧亚大陆及北美大陆中高纬地区温度与I W是显著的正相关，北大西洋高纬地区及格陵兰、北太平洋高纬地区为显著负相关。

这在高西风指数与低西风指数年冬季温度的合成图上也很清楚。

图4a是5个最高指数年与5个最低指数年平均冬季温度的差。

I W最强的5年依次为1989年，1988年，1945年，1982年和1991年；最的弱5年依次为1968年，1962年，1955年，1946年和1967年。

I W影响温度的空间特征，同其他作者发现的NAO与温度的相关关系的分布很相似（参照文献[1]的图6），我们认为这与NAO同西风指数的密切统计关系有关。

I W、NAO和NPO反映的都是纬向风，只不过I W反映的尺度是行星尺度；而NAO和NPO一方面也是西风环流的一部分，所以NAO和NPO都与I W有较高的相关（分别为0.61和0.51），同时由于受局地海陆分布等的影响，NAO和NPO更多地表现出区域特征，所以NAO和NPO之间相关仅为0.08。

图4b中是5个强西风指数冬季和5个弱西风指数冬季海平面气压差值的分布，图中NAO和NPO非常清楚，而且不仅如此，在对流层中上层大气遥相关的变化也与指数循环的强弱有关[11]。

因此，亚欧大陆广大地区（特别是亚洲大陆中高纬度地区）温度与NAO的高相关，可能并不说明NAO对这些地区有直接的控制，而实际上反映的是西风指数强弱变化对大尺度范围温度变化的影响。

因此，用行星尺度的西风指数来反映整个北半球温度的变化更为合理，当然，区域性尺度的NAO和NPO 对温度的变化也有一定的贡献。

考虑到三个环流指标相互间并不独立，所以刨除其共同的贡献，则I W与NAO 和NPO三者加起来能解释北半球平均温度方差的27.2%，用I W、NAO和NPO对温度进行拟合的结果见图2c。

这些解释的方差主要是在年际尺度上，另外，从1940年代到1970年代初温度的下将，及以后的增温的趋势也都拟合出来了。

不过拟合的趋势及低频变率比观测值要弱，这与没有考虑到其它因子如ENSO、火山活动、人类活动及西伯利亚高压等的影响有关。

需要指出的是，大气环流能影响温度，而温度的改变同样会对大气环流产生影响，因此大气环流与温度的关系可能存在非线性的相互作用，本文只是从大气环流这一个侧面来考察温度的可能响应，而要真正分析环流与温度的相互关系及各自影响的程度，还必须借助各种气候模式进行更深入的研究。

图4 高指数年与低指数年冬季温度(a)及SLP(b)的合成图(负值用虚线表示，(a)单位为︒C，(b)单位为hPa;阴影区为t检验95%信度水平显著区，(a)中75︒N以北地区及15︒N以南地区资料较少，未参与统计)致谢本研究得到国家自然科学基金(49635190)及“我国重大气候灾害的机理和预测理论研究”资助。

参考文献1 Hurrell J W, van Loon H. Decadal variations in climate associated with the North Atlantic Oscillation.Climte Change,1997,36:301-3262 Hurrell J W. Influence of variations in extratropical wintertime teleconnections on northern hemispheretemperature. Geophy. Res. Lett., 1996, 23:655-6683 Hurrell J W. Decadal trends in the North Atlantic Oscillation: regional temperatures and precipitation.Science, 1995, 269:676-6794 Namias J. The Index Cycle and its rule in the general circulation. J Meteor.,1950,7:130-1395 Lorenz E N. Seasonal and irregular variations of the northern hemisphere sea-level pressure profile. J.Meteor., 1951,8:52-596 Kutzbach J E. Large-scale features of monthly mean northern hemisphere anomaly maps of sea-levelpressure. Mon. Wea. Rev.,1970,98:708-7167 Thompson D W J, Wallace J M. The Arctic Oscillation signature in the wintertime geopotential height andtemperature fields. Geoph. Res. Lett., 1998, 25(9):1297-13008 龚道溢,王绍武. 南极涛动. 科学通报, 1998,43(3):296-3019 Jones P D. Hemispheric surface air temperature variations: A reanalysis and update to 1993. J. Climate,1994,7:1794-180210 Parker D E, Folland C K, Jackson M. Marine surface temperature: observed variations and datarequirements. Climatic Change, 1995,31:559-60011 Wallace J M, Hsu H-H. Another look at index cycle. Tellus,1985, 37A:478-486Large-scale Atmospheric Circulation and Winter Temperature in theNorthern HemisphereGong DaoyiDepartment of Geophysics, Peking University, 100871 BeijingAbstract: Large-scale atmospheric circulation plays very important role in the northern hemispheric winter temperature variation. Index cycle is the most important monitor index that measures the basic atmospheric circulation status. The difference of zonally averaged sea level pressure (or geopotential heights) between 35︒N and 55︒N( or between 40︒N and 60︒N) was usually used to measure the “high index” or “low index” for the northern hemisphere. In the high index state, the northern he mispheric temperature is high, and vice versa. About 27.2% annual variance of the temperature can be accounted for by the zonally western wind, North Atlantic Oscillation and North Pacific Oscillation in the northern hemisphere during the last 50 winters.Key words: atmospheric circulation, northern hemisphere, temperature[ ]。