两类El Niño事件盛期南大洋海冰异常的对比分析

王卓凡 韩哲 李双林 李国平 孙雪倩

1 成都信息工程大学大气科学学院，成都 610225

2 中国科学院大气物理研究所，北京 100029

1 引言

南极作为全球两极冷源之一，在全球热收支平衡中起到重要作用。由于南极地区的海冰、大气和海洋之间存在复杂的相互作用，它不仅可以作为全球气候变化的指示器，而且也能反过来影响全球气候变化和极地的生态环境。与北极海冰不同，南极海冰的变化更为复杂。从长期趋势来看，尽管全球处于增暖的状态，但是南极海冰却表现出弱的增加（IPCC, 2019）。更为复杂的是，海冰的增加速率存在很大的区域差异，罗斯海、威德尔海和南极大陆东部沿岸海域，海冰在逐年增加；而在别林斯高晋海和阿蒙森海海域，海冰却在减少（Cavalieri and Parkinson, 2012; Fan et al., 2014）。尤其是最近十年，南极海冰表现出剧烈的年际变化，2012～2014年南极海冰范围不断出现自卫星观测记录以来的最大值，随后急剧减少，并在2016年末出现自卫星观测以来的最小值，且这一偏少状态一直维持到2020年。南极海冰变化的成因已成为当前气候领域的研究热点之一，国内外学者围绕这个问题也开展了很多的研究。

前人的研究表明，南极海冰的变化可能受到季节内、年际以及年代际多个气候系统变率的影响，使得海冰在不同时间尺度上都表现出明显的变率。在天气尺度上，南极海冰受到气旋活动的强烈影响（Wang et al., 2014; Turner et al., 2020; Yu et al.,2021）。年际尺度上，大气系统中的南半球环状模，阿蒙森低压、纬向3波模态等对海冰年际变化都有非常大的影响 （Yuan and Li, 2008; Simpkins et al.,2015），而海洋中的ENSO、印度洋偶极子等能够通过大气遥相关影响南极海冰（Song et al., 2011;Wang et al., 2019）。在年代际尺度上，PDO（Pacific Decadal Oscillation）、AMO（Atlantic Multidecadal Oscillation）等都是影响南极气候的重要因素（Li et al., 2004; Meehl et al., 2016）。本研究主要关注的是海冰的年际变化。ENSO事件是气候系统中最强的年际变率，它能够通过激发向热带外传播的罗斯贝波影响南半球高纬的大气环流，进而可能影响南极的海冰变化（程彦杰等, 2002; 陈锦年等,2004）。但早期的这些研究，没有区分ENSO事件的类型。众所周知，热带太平洋存在两种不同类型且相对独立的El Niño事件（Larkin and Harrison,2005; Ashok et al., 2007; Kao and Yu, 2009; Kug et al., 2009; Yeh et al., 2009; Ren and Jin, 2011）。一种是传统的、海表面温度异常最大中心出现在热带东太平洋的，东部型El Niño事件（Eastern-Pacific，EP），另一种是海表面温度异常最大中心出现在热带中太平洋的，中部型El Niño事件（Central-Pacific，CP）（符淙斌和弗莱彻, 1985）。这两类不同El Niño事件对南极海冰的影响是否存在差异呢？这一问题在近十年来引起了人们的关注。

Song et al.（2011）利用 1948～2010 年海温与海冰数据，利用合成分析方法，比较了EP型与CP型对南极海冰的影响，研究发现：对应两类事件，南极地区都出现一种被称为南极海冰偶极子（ADP）的海冰异常型。南极海冰偶极子（ADP）是南半球高纬度太平洋扇区（150°W～120°W）和大西洋扇区（50°W～20°W）海冰密集度的跷跷板式变化（Yuan and Martinson, 2001），是南半球夏季海冰变化的主导模态。但是，两类事件期间相比而言，ADP的强度与分布存在差异，与EP相联系的海冰偶极子比与CP相联系的海冰偶极子要弱。这种不同厄尔尼诺类型与ADP强弱的对应关系，和不同厄尔尼诺类型与大气环流异常强弱的对应关系，二者之间似乎矛盾。因为与EP相联系的大气环流异常强度比与CP相联系的大气环流异常强度要强（Song et al., 2011）， 考虑到与ADP有关的海冰异常在很大程度上是受大气环流异常（表面风场）动力驱动，强的大气环流异常对应着更大的海冰异常。这意味着，EP期间，而不是CP期间，海冰偶极子应该更强。Song et al.（2011）用海冰—反照率的正反馈来解释这一看似矛盾的现象。他们认为，前期春季对应CP的海冰异常强于对应EP的海冰异常， 导致后期夏季CP期间更大（更小）的反照率，有利海冰增多（减少），遂形成正反馈，引起下一个季节对应CP型，海冰异常更明显。Yu et al.（2015）的合成研究结果与Song et al.（2011）类似，解释也基本相同。Song et al.（2011）的解释本质上是基于海冰的跨季节持续性，即前一季节的海冰异常能够持续到下一个季节，尽管这是非常可能的，但还存在一定的不确定性。一方面是资料质量的问题。Song et al.（2011）所用的资料时段为1948～2011年，在1979年之前由于缺乏卫星观测，海冰资料存在很大的误差。另一方面，他们用的是合成分析，所用分析的个例数比较少，EP事件只有7个，CP事件只有6个。由于中高纬大气自身年际变化具有很强的内部变率，这些少的个例合成难以得到可靠的结果，较少个例合成的结果可能包含其他年际尺度信号的影响。尤其是对于CP事件，由于其强度比较小、信号弱，少的个例合成结果可靠性更是问题。综上所述，前人关于两类El Niño事件对海冰影响的研究结果，存在不确定性，需要用更长时间的资料和更多的样本去分析验证。这是本文的研究目的所在。

本研究基于相对更可靠的1979年之后的海冰资料，利用考虑了分析资料序列每年信号的回归分析方法，而不是几个例子的合成，重新分析了两类El Niño事件对南极海冰异常的影响。此外，研究主要关注的是海冰的年际变化异常，其中天气尺度活动的影响在求季节平均时已相互抵消，而年代际变化的影响则通过滤波的方法去除掉。本文得到的结果与前人有所不同，但物理上似乎更为合理。这对于认识南极海冰变异，进行海冰预测，具有重要的科学意义和实际价值。

2 资料与方法

（1）本文所用的资料包括：英国Hadley中心海冰密集度（SIC）数据，网格精度为1°（纬度）×1°（经度）。美国国家环境预测中心/美国国家大气研究中心的月平均高度场、10 m风场和热通量资料等大气再分析资料（NCEP1），空间分辨率2.5°（纬度）×2.5°（经度）。本文所有数据的时间段为1979年1月到2018年12月，分析之前首先去除了气候平均值，即1981～2010共计30年的平均，然后去除9年的滑动平均，仅保留年际变化信号。如无特别说明，本文中的季节是指南半球，例如夏季为12月至2月。

（2）关于El Niño事件的分类，方法较为多样。出于不同的目的，不同的学者设计了不同的指标来定性判断两类El Niño事件。早期有学者根据海温异常中心出现的时间来划分两类事件（符淙斌和弗莱彻, 1985; 臧恒范和王绍武, 1991; 林学椿和于淑秋, 1993; Xu and Chan, 2001），近年来多数研究是基于海温异常中心出现的位置来划分两类事件（Larkin and Harrison, 2005; Ashok et al., 2007; Kug et al., 2009; Ren and Jin, 2011; Wang et al., 2018）。

本文参考了2017年2月中国气象局颁布的气象行业标准《厄尔尼诺/拉尼娜事件判别方法》（中国气象局, 2017），该标准定义东部型厄尔尼诺指数IEP和中部型厄尔尼诺指数ICP如下：

其中，INiño3为 Niño3 指数，表示 Niño3 区（5°S～5°N，150°W～90°W）的 SSTA 的平均值；INiño4为Niño4 指数，表示Niño4 区（5°S～5°N，160°E～150°W）的 SSTA 的平均值（单位：°C）。当INiño3×INiño4＞0 时，α=0.4；当INiño3×INiño4≤0 时，α=0；α的取值由历史经验得到。此组指数不仅可以较好地区分开两类El Niño事件的海温分布特征，而且两个指数的滑动超前滞后相关也较好地反映了20世纪70年代末海温突变特征（Ren and Jin, 2011）。

（3）线性斜压模式（LBM）

为了分析ENSO有关的热带热源强迫引起的热带外直接大气响应，本文使用线性斜压模式（Linear Baroclinic Model，LBM）进行试验。 LBM是对大气环流和气候异常进行诊断的有力工具，它处理非绝热加热和瞬变涡动强迫为独立强迫，通过积分线性化的平均运动方程，可以获得在一定的背景环流态下，大气对稳定热源和瞬变涡动强迫的平衡态响应（Li, 2004）。这里进行试验的背景态是根据再分析资料计算得到的，1981～2010年南半球夏季（12月、1月和2月）的平均气候。为了获得稳定的响应，在动量方程和热力学方程中，瑞利摩擦和牛顿阻尼以及双谐波扩散和热扩散系数的设置与Li（2004）相同。在这些阻尼或耗散设置下，LBM响应需要大约35天才能达到稳定状态，我们选择40天积分的最后5天来表示大气对强迫的平衡态响应。

3 EP和CP事件中的海冰异常

从南半球夏季海冰密集度异常场对标准化的EP和CP指数的回归可以看出（图1a和1b），两类El Niño事件期间南极海冰异常的空间分布尽管定性上是相似的，但是也存在明显差异。两者类似的是，罗斯海和阿蒙森海的海冰减少为主，威德尔海海区的海冰增多为主，东西呈现跷跷板式变化，与Yuan and Martinson（2001）提出的南极偶极子特征相似。两者之间的差异是，EP事件中海冰异常的更强，包括罗斯海和阿蒙森海的海冰减少，以及威德尔海北部的海冰增多和南部的海冰减少。而在CP事件中，海冰异常要弱一些。此外，与EP事件中的海冰异常相比，CP事件中威德尔海海域的海冰增加偏东偏南，而罗斯海和阿蒙森海的海冰范围偏小、强度偏弱。海冰由于其热容量大维持时间长，所以也受到前期海冰异常持续性的影响，尤其是在夏半年，这种效应可以通过海冰—反照率的正反馈机制放大。在前期11月，CP事件中的海冰异常在罗斯海、阿蒙森海和威德尔海也呈现偶极型分布（图1c和1d），这种异常分布对夏季罗斯海、阿蒙森海地区的海冰减少和威德尔海的海冰增加起到正的贡献。然而在EP事件中，罗斯海、阿蒙森海和威德尔海海冰异常在11月与后期夏季完全不同。

图1 （a、b）南半球夏季（12月至2月）和（c、d）前期11月海冰密集度异常到同期（a、c）EP指数和（b、d）CP指数的回归（斜线区表示通过95%置信度检验）Fig.1 Regression of (a, c) EP (Eastern-Pacific El Niño event) and (b, d) CP (Central-Pacific El Niño event) indexes to anomalies of sea ice concentration during the (a, b) Southern Hemisphere summer (December to February) and the (c, d) previous November (slanting lines represent statistical significance exceeding the 95% confidence level)

4 EP和CP事件中海冰异常差异的成因

EP和CP事件中，海冰异常最主要的差异是EP事件中的海冰异常比CP事件中的海冰异常偏强。自然而然可以想到的是，这是否与两类事件自身的强度有关呢？图2为夏季（12月至2月）海表面温度异常场回归到标准化的EP和CP指数上，可以看出两者的海温异常确实存在差异。EP事件的增温位置主要位于热带东太平洋，向西延伸至日界线附近，增温幅度较大，最大约为1.12°C。而CP事件的增温区域主要在热带中太平洋（160°E～120°W）。与EP事件相比，CP事件中海温的增暖幅度偏弱，最大约为0.87°C，这与前人的结果一致（Song et al., 2011; Zhao et al., 2016; Xu et al., 2019）。如何衡量热带海温异常强度对两类El Niño事件中海冰分布差异的影响呢？本文中采用了一个比较简单的方法，由于海冰和海温异常回归场都是代表1个标准差的EP和CP指数对应的海冰和海温异常，因此将海冰异常回归场（图1a和1b）除以了海温振幅，海温振幅定义为热带太平洋地区海温异常的最大值（图2中EP和CP事件海温异常场的最大值分别为 1.12 和 0.87），即 1.12°C 和 0.87°C。结果表明，EP和CP海冰异常的强度趋于一致（图3），所以海温异常强度是导致海冰异常差异的一个重要原因。

图2 南半球夏季（12月至2月）（a）EP指数和（b）CP指数对海表面温度异常场的回归系数分布（阴影区表示通过95%置信度检验的区域）Fig.2 Regression of (a) EP and (b) CP indexes to SST anomalies during the Southern Hemisphere summer, with shaded areas indicating statistical significance exceeding the 95% confidence level

图3 （a）EP事件和（b）CP事件中的海冰密集度异常回归场分别除以海温振幅1.12和0.87Fig.3 Sea ice concentration anomalies during (a) EP event and (b) CP event divided by SST amplitudes of 1.12 and 0.87, respectively

4.1 动力作用

热带海温是如何引起热带外大气环流异常的呢？过去的研究表明，热带海温通过加热异常激发了向极地传播的罗斯贝波，并与高纬的天气尺度波相互作用形成的。首先分析了由热带海温异常引起的对流加热异常，热带降水和对外长波辐射异常都能够反映由海温异常引起的对流加热异常。由图4可见，EP和CP引起的对流加热异常中心位于海温暖异常中心的西侧。EP事件中，降水场异常和对外长波异常主要位于热带100°E～140°W，CP事件中的主要异常区域位于100°E～170°W，加热正异常区域相对CP略微偏西，这与前人的研究一致（Sun et al., 2013; Wilson et al., 2014, 2016; Ciasto et al.,2015）。

图4 南半球夏季（12月至2月）EP指数和CP指数回归的（a、b）降水场异常场（单位：mm）和（c、d）对外长波辐射异常场（单位：W/m2)：（a、c）EP事件；（b、d）CP事件。阴影区为通过95%置信度检验的区域Fig.4 Regression of EP and CP indexes to (a, b) precipitation anomalies (units: mm) and (c, d) OLR anomalies (units: W/m2) during Southern Hemisphere summer: (a, c) EP event; (b, d) CP event.The shaded areas represent statistical significance exceeding the 95% confidence level

过去的研究表明，太平洋海温度异常引起的加热异常能在对流层上层激发向极地方向传播的罗斯贝波，形成类似太平洋—南美（PSA）的遥相关型，造成南半球中高纬地区乃至南极的天气气候异常（Karoly, 1989）。从这一思路出发，分析了与EP和CP相联系的大气环流异常，图5为对标准化的EP和CP指数回归500 hPa高度场异常分布。EP事件中新西兰岛南侧为显著低压异常，南太平洋为显著高压异常，高压异常范围非常广，南美大陆东侧为低压异常，这一环流异常分布与南半球PSA非常相似。从风场来看（图6），海冰减少和增多的区域分别出现在具有较强北风和南风异常的区域，反映了大气对海冰的动力输送作用。罗斯海、阿蒙森海海域为东北风异常，使得海冰减少，同时由于海冰向极地输送，使得海冰在靠极地的海域增加，但是范围小于海冰减少的区域。威德尔海为南风异常，从南极大陆吹向海洋的冷风使得海冰在威德尔海北部堆积增加，在南部减少。CP事件中，高压异常相对EP偏弱，尤其是罗斯海区域。罗斯海的高压异常不明显可能与从海洋性大陆向极地的罗斯贝波传播较弱有关。所以CP事件中北风异常在罗斯海和阿蒙森海相对EP事件偏弱，由此导致的海冰减少也相对偏弱。在威德尔海，海表风场为西风异常，通过动力输送对海冰增加起到一定的贡献。EP和CP事件中威德尔海的海表风场异常存在较大的差异，可能是因为CP事件引起的大气环流异常包含为纬向对称的异常，而EP引起的大气环流异常主要表现为纬向非对称，这与前人的研究也是一致（Yu et al., 2015）。

图5 南半球夏季（12月至2月）（a）EP指数和（b）CP指数回归的500 hPa位势高度场异常分布（单位：gpm)。阴影区为通过95%置信度检验的区域Fig.5 Regression of the (a) EP and (b) CP indexes to geopotential height anomalies (units: gpm) at 500 hPa during Southern Hemisphere summer.The shaded areas represent statistical significance exceeding the 95% confidence level

图6 南半球夏季（12月至2月）（a）EP指数和（b）CP指数回归的10 m风场异常分布（单位：m/s）。阴影区为通过95%置信度检验的区域Fig.6 Regression of (a) EP and (b) CP index to 10-m wind anomalies (units: m/s) during Southern Hemisphere summer.The shaded areas represent statistical significance exceeding the 95% confidence level

为了验证上述大气环流与热带加热异常的关系，利用线性理论模式模拟了南半球大气环流对两类El Niño事件引起的热源异常的响应。模式积分35天后达到平衡态，继续积分至第40天，选取最后5天的平均表示大气对外强迫的响应。该数值试验中，热源加热异常位于热带太平洋，如图7所示，垂直方向的加热中心约为400 hPa，在对流层顶接近于零（图7c），其他格点的加热垂直廓线形状与黑点处相同。模式中的气候态为1981～2010年12月至2月的平均。图8为500 hPa位势高度场对加热场的响应，EP事件中，大气响应在赤道东太平洋（0°，160°W）附近为正中心，新西兰东南侧为负异常，南太平洋（60°S，120°W）附近为正，位势高度异常存在一个“正—负—正”的响应。这一热带加热激发的波列与观测结果非常相似，说明观测中与EP相联系的大气环流主要是由热带加热异常引起。CP事件中大气对热源异常的响应相对于EP事件偏弱一些，尤其是在罗斯海区域，这与观测结果基本一致。但是，CP事件中的大气响应在南极半岛附近与观测存在一些差异，这可能是因为线性模式没有考虑天气尺度瞬变波的反馈，而天气尺度瞬变波在CP型海温对大气的影响中也起到重要作用（Yu et al., 2015）。

图7 （a）EP事件、（b）CP事件线性斜压模式试验中加入的热源强迫（单位：K d-1，黑点为热带太平洋中一点）；（c）黑点处的加热垂直廓线Fig.7 Heating source forcing (units: K d-1) added in the linear baroclinic mode in (a) EP event and (b) CP event (the black spot is a point in the tropical Pacific); (c) vertical profile of the black spot

图8 （a）EP事件、（b）CP事件中500 hPa位势高度（单位：gpm）对线性斜压模式试验中加入的热源强迫的响应Fig.8 Response of the geopotential height (units: gpm) at 500 hPa to the heating source forcing added in the linear baroclinic mode in (a) EP event and (b) CP event

4.2 局地热力作用

大气桥的除了通过动力作用影响海冰外，还可以影响海冰和大气之间的热收支，进而影响海冰的变化，此外海冰变化也改变了局地的海气热量交换，进而对海冰变化产生反馈。海表面热通量是表征海洋—大气相互作用的一个重要参数，它通过影响大气边界层结构来影响海洋（褚健婷等, 2006）。PSA遥相关型的高压中心西侧位于罗斯海，东侧位于威德尔海靠极地大陆一侧，使得罗斯海至威德尔海呈反气旋环流，产生下沉气流，引起气温增加，使得该地区海冰减少（图9）。此外，高压西侧的北风异常带来的暖平流输送，抑制了感热和潜热释放，使得罗斯海海冰减少，而高压东侧的南风异常带来的冷平流输送，增强了感热和潜热释放，使得威德尔海海冰增加（图10）。对比感热通量、潜热通量、短波辐射和长波辐射，可以看出夏季太阳短波辐射起主导作用，短波辐射对南极夏季海冰异常分布的贡献远远大于其他三者（图10）。尤其是CP事件中威德尔海海冰的增加，虽然动力作用的贡献可能比较弱，但是前期11月份海冰的增多造成海冰和太阳短波之间的正反馈效应，使得夏季海冰持续增多。

图9 南半球夏季（12月至2月）（a）EP指数和（b）CP指数回归的热通量异常分布（单位：W/m2）。负（正）值代表向下的热通量减少（增加），斜线区通过95%置信度检验Fig.9 Regression of EP and CP indexes to heat flux anomalies (units: W/m2) during summer, where the negative (positive) value represents decreased (increased) downward heat flux: (a) EP event, (b) CP event.The slash indicates statistically significance exceeding the 95% confidence level

图10 （a）EP事件、（b）CP事件区域平均的感热通量（shtlf）、潜热通量（lhtfl）、净短波辐射（nswrs）和净长波辐射（nlwrs）。灰色为威德尔海区域（60°S～70°S，40°W～50°W）的区域平均值，黑色为罗斯海和阿蒙森海区域（60°S～70°S，130°W～140°W）的区域平均值Fig.10 Area-averaged sensible heat flux (shtlf), latent heat flux (lhtfl), net short wave radiation (nswrs), and net longwave radiation (nlwrs) (units:W/m2): (a) EP event; (b) CP event.The gray columns are the area average in the Weddell Sea (60°S-70°S, 40°W-50°W), and the black columns are the area average in the Ross Sea and Amundsen Sea (60°S-70°S, 130°W-140°W)

5 结论

利用有可靠卫星观测记录以来（1979～2018年）的海冰数据，采用提取了逐年信号的回归分析方法，分析了两类El Niño事件对南极海冰的影响及差异，得到了一些有别于前人的新结果。总结如下：

两种类型El Niño事件引起的南极夏季海冰异常表现出一定的相似性，但也存在明显差异。相似性：两类事件中海冰异常分布都呈现偶极子型（ADP）分布，即罗斯海和阿蒙森海海冰以减少为主，威德尔海海冰以增加为主。差异性：EP事件对应的罗斯海和阿蒙森海海冰异常要强于CP事件，且位置偏东一些；在威德尔海，EP事件对应的海冰增多强于CP事件，同时最大异常中心位置偏西偏北。前期11月， EP事件对应阿蒙森海海冰增多，威德尔海海冰减少，CP事件相反。

EP和CP事件期间热带中东太平洋海温异常本身强度的不同，是造成海冰差异的重要原因，尤其是对罗斯海和阿蒙森海而言。EP和CP事件影响海冰主要是通过激发向南极传播的罗斯贝波列，调制了太平洋—南美遥相关型。线性模式模拟表明，热带海温加热异常确实能够激发这样的大气环流异常，且EP导致的环流异常强于CP导致的环流异常，与观测分析基本一致。

EP事件激发的遥相关波列使得罗斯海出现北风异常，导致海冰在罗斯海北部减少，南部增加；威德尔海出现南风异常，从南极大陆吹向海洋的冷风使得海冰在威德尔海北部堆积，进而增加。CP事件中，威德尔海东部受一个显著的低压中心控制，在靠近极地一侧产生东风异常，风的动力作用使得海冰在该区域堆积增加。

除了动力作用外，热力作用也起到了重要作用，特别是太阳短波辐射。通过海冰—反照率的正反馈效应，太阳短波辐射加强了海冰异常。特别地，CP事件中，前期11月份威德尔海海冰已经出现正异常，海冰和短波辐射之间的正反馈效应使得海冰在接下来的夏季更容易持续增多。

以前的研究显示，EP事件导致的海冰异常弱于CP事件（Song et al., 2011; Yu et al., 2015）。该结果与EP事件SSTA异常强度大、引起的热带外大气环流异常信号强，受动力驱动海冰异常强度也应该大——这一自然的推理相矛盾。本文的研究显示，EP事件导致的海冰异常强于CP事件，尽管不同于以前的结果，但海温异常强度、大气环流异常强度与海冰异常强度之间，彼此相互验证，物理上更为合理。此外，本文从动力和热力两个方面，揭示了EP和CP事件影响海冰差异的机理。前人结果与本文有所差异，分析来看主要是我们只采用1979年有可靠卫星观测以来的海冰数据，相比以前剔除了1979年之前的质量问题较大的海冰资料。此外，我们使用的是回归分析。相比个例合成，回归分析能够提取逐年的信号，相当于使用了更多的样本数据，减小了中高纬大气自身噪音的干扰影响。换句话说，春季海冰异常还会受到其他年际信号的影响，如引言中讨论的南半球环状模、阿蒙森低压等，当合成所用个例数少时，其他年际信号的影响可能难以消除。综上所述，本文的结论可能更为可信。但是，观测资料时间长度毕竟是有限的，未来将进一步利用CMIP6的多模式历史试验检验当前的观测结果。