介绍
大气低频变化的大范围、地理固定、反复出现的模式称为遥相关模式1 , 2。它们的波动是温带西风急流增强、减弱和蜿蜒的表现，有时会引发极端天气事件3、4。因此，阐明其产生和维持机制对于更熟练的预测和更好的未来气候预测至关重要。低频变化的主要模式（即遥相关模式），包括北大西洋涛动 (NAO) 1 , 2 , 3 , 5和太平洋/北美（PNA）模式1 , 2，其存在本质上归因于温带大气固有的动态6 , 7 , 8 , 9 , 10 , 11，即使在气候海洋条件下也可以模拟表面温度 (SST) 12 , 13。然而，热带地区的海表温度变化通过罗斯贝波传播14触发变化15、16，从而使其变得突出。

许多理论、观测和建模研究表明，温带海洋也会影响上覆大气低频变率，但与热带海洋相比，其影响较小17 , 18 , 19。然而，除了海洋锋面区域，海洋可以主动影响大气19 , 20 , 21，盆地规模的温带海温主要通过异常地表湍流热通量、近地表混合和埃克曼海流对大规模大气波动做出被动响应13 , 22 , 23 , 24 , 25 ,26、27、28。​​​​ 然后，异常湍流热通量对大气起到热阻尼作用，使其达到热平衡。因此，在可调节海洋下，如在实际耦合系统中，表面空气温度异常的阻尼预计将弱于假设的具有无限热容的不可调节海洋下的阻尼29。这种类型的基于温度调节的无源大气-海洋耦合30（称为减小的热阻尼31 ）预期会产生低频表面温度变化18、31、32的增加。

20世纪90年代末和2000年代初，一些使用水平分辨率相对较粗的大气环流模式（GCM）19（网格尺寸大于100公里，没有尖锐的海洋锋）的模拟研究表明，温带大气-海洋耦合可以增强上覆大气低频变化29 , 33 , 34 , 35 , 36 , 37 , 38。然而，各项研究的结果并不一致34 , 39 , 40 , 41，可能是由于温带大气中的能量内部变化可能掩盖了微妙的信号18 , 41。此外，大多数研究都没有考虑海洋动力学的影响。因此，被动的大气-海洋耦合在多大程度上增强了大气低频变率仍不清楚。此外，目前还不清楚表面耦合如何增强延伸到对流层深度的遥相关模式。因此，在这项研究中，我们使用大型集合模拟和中等分辨率的最先进的全耦合气候模型重新审视这些问题，重点关注北半球冬季（十二月至二月）温带大气的逐年变化。北半球。

我们进行了两组大型集成实验（参见“方法”）。一种是采用大气-海洋-陆地耦合GCM（CGCM）的耦合实验（简称C-run），另一种是采用同一CGCM的大气成分（AGCM）的非耦合实验（A-run）。C 运行基于耦合模型比对项目第 6 阶段 (CMIP6) 的历史和情景模拟，从 1979 年到 2020 年，有 50 名集成成员参与。对于 A 运行的每个成员，AGCM 受到从 C 运行的 50 个成员中每个成员获得的月平均海温和海冰边界条件的影响。因此，两个相应实验之间的月平均海温和海冰是相同的。然而，A-run 不包括每个模型时间步长的双向海空相互作用。所以，

结果
有和没有海气耦合的北半球冬季大气变化的差异
图 1比较了 C 运行和 A 运行之间北半球 DJF 平均 500 hPa 位势高度 (Z500) 和海平面气压 (SLP) 异常的年际方差。对于这两个变量，C 运行在方差局部最大值附近显示出显着较高的值，特别是在北太平洋、北大西洋副极地和巴伦支海-喀拉海周围的欧亚大陆北部（图 1a-d）。在这些区域中，从地表到对流层上层的增量增量超过 10%（补充图 1 ））。这种增加表明大气-海洋耦合的存在（不存在）显着增强（抑制）温带地区的对流层变化。北大西洋增加的 Z500 方差与 Bladé (1997) 35的结果一致，他将 AGCM 与海洋混合层模型耦合的模拟与由气候海表温度驱动的非耦合 AGCM 模拟进行了对比（即，没有 El尼诺南方涛动（ENSO）相关信号）。尽管幅度较弱，但其他一些区域的方差也显着减小，特别是在北太平洋西部、欧亚大陆中部和北大西洋中纬度部分地区。

为了了解大气环流模式的差异导致方差变化，我们对模拟中的 DJF 平均 Z500 异常和日本 55 年再分析 (JRA-55) 数据应用了经验正交遥相关 (EOT) 分析42、43（参见“方法”）。与经验正交函数分析不同，EOT 分析不受空间正交性约束的影响，因此即使在高阶模式下也可能提取物理上有意义的模式43。图 2显示了北半球冬季 Z500 变化的三种主要 EOT 模式。在 JRA-55 中，第一个模式 EOT1 代表 NAO 1 , 2 , 3，5，也称为北半球环形模44。第二模式EOT2对应于PNA模式1、2。第三种模式，EOT3，描述了其主要作用中心在地表乌拉尔周围的变化（补充图 2）。该模式最近引起了人们的关注，并且在文献中被以不同的名称提及，例如俄罗斯（RU）模式43、暖北极冷欧亚/东亚（WACE）模式45、46，也可能是对应于欧亚类型 1 (EU1) 模式2。EOT环流异常模式显着影响周围区域3、4、5、43、45的地表和对流层低层温度变化（图2和补充 图2  ）。耦合和非耦合模拟都很好地捕获了这些主模态的空间结构（图 2 和补充图 3），但在再现其幅度方面存在偏差，并且第一模态和第二模态的顺序颠倒了。也就是说，与 JRA-55 相比，MIROC6 模型中的 PNA 变异性被高估，而 NAO 和 WACE 较弱。PNA 和 NAO 震级偏差在最近的气候模型中很典型47、48。​​

比较 C 和 A 运行之间每个 EOT 模态所解释的方差表明，海气耦合的存在显着增强了三个主模态（图 3）和第 8 模态的 Z500 方差，其对应于北太平洋涛动1、49、50 （ NPO ，补充图 4b）。在其他更高的模式中没有发现显着差异，包括第四模式，其对应于西太平洋（WP ）模式1、49、51、52（补充图4a  ））。方差的显着增加是由于这些 EOT 模式异常幅度的增加，而不是其空间结构的微小变化。事实上，即使 EOT 分别应用于 C 和 A 运行，耦合也不会改变模式的顺序，并且它们的空间结构在两次运行之间几乎无法区分（补充图 5）。总之，大气-海洋耦合选择性地影响三种主要模态（和第八模态）的强度，同时保留它们在非耦合运行中的空间结构。我们下文将这种现象称为选择性增强。

与选择性增强一致，C 运行中的三种主导模态在 SLP、地面气温 (SAT) 和 850hPa 温度 (T850) 方面显示出比 A 运行中更明显的异常（图 2 和补充 图2  ） , 3 ). 因此，我们仅根据三种主要模式重建了每次模拟的 Z500 和 SLP 方差。重建的 Z500 方差的 C 游程和 A 游程之间的差异解释了由于耦合良好而导致的总方差的增加（图 1c、e）。这同样适用于相关的 SLP 方差（图 1d，f）。图1c、d中北太平洋、北大西洋和欧亚大陆北部方差差异显着 可以通过 PNA、NAO 以及 WACE 和 NAO 的增强来解释（补充图 6）。因此，大气-海洋耦合导致的冬季大气低频方差的增加（图 1a-d）主要归因于三种主要变率模式的选择性增强。

为了阐明哪些时间尺度的变异性导致了方差差异，我们对每种 EOT 模式的时间序列应用了谱分析（“方法”）。虽然 NAO 和 WACE 没有显示显着的谱峰（图 4b、c），但 PNA 模式具有对应于 ENSO 频率 的（4-8 年） -1的显着峰值（图4a），与观测估计值一致53。这表明 PNA 模式的一部分是由 ENSO 强制的8 , 14 , 34 , 39 , 40 , 41。C 和 A 运行之间的频谱比较表明，由于耦合而导致的方差增强主要是通过低于 PNA 的 (2.8 年) -1和NAO的 (2.4 年) -1左右的低频频带来实现的（图 4a、b）。因此，PNA 和 NAO 的增强源于年际至年代际变化的增强。相比之下，WACE 的方差增加主要是在高频段高于（3.2 年）-1 的年际变化中实现的（图 4c）。

我们强调，只有使用大样本才能稳健地识别选择性增强。事实上，图 5表明，PNA、NAO 和 WACE 的稳健方差差异无法分别在少于 25、15 和 30 个集合成员的情况下检测到（请注意，每个成员包含 41 个冬天）。这意味着耦合效应通常小于年际变化的范围，因此很容易被掩盖（即低信噪比18）。然而，它不一定可以忽略不计，因为它解释了 PNA、NAO 和 WACE 各自模式中总方差的大约 13%、11% 和 10%（ 图3、5 ）。

为了了解耦合改变主模态方差的机制，我们首先检查热带地区的远程影响。由于冬季平均 PNA 模式的年际变化对 ENSO 强制大气变化有很大的投影8 , 14 , 34 , 39 , 40 , 41，我们首先关注 C- 和 A- 之间 PNA 模式的差异运行。请注意，厄尔尼诺和拉尼娜事件在 C 轮和 A 轮中同时发生。补充表 1显示了ENSO和PNA指数之间的相关系数（即EC1 C和EC1 A; “方法”）。该模型中的 PNA 在 C 和 A 运行中显示出与 Niño 4 指数的最高相关性，分别为 0.66 和 0.64，这表明 ENSO 最多解释了这些模拟中 43% 和 40% 的 PNA 方差。因此，上述对 PNA 变化的耦合效应（PNA 总方差的 13%）不能用两次运行之间热带地区 ENSO 相关强迫的差异来解释。同样，也不能用DJF（附表2）、之前的SON（附表 3）和JJA（附表 4）期间其他热带地区影响的差异来解释。 ）季节。这些结果表明，温带大气-海洋耦合对于 PNA 方差的增加至关重要。NAO 和 WACE 也是如此（补充表 1 – 4）。

有耦合和无耦合的 PNA 的差异
接下来，我们研究温带大气-海洋耦合的影响。从图6a、b可以清楚地看出 ，与 PNA 相关的 SLP 和 T850 异常几乎呈正交关系，表明对流层低层 PNA 模式的斜压结构。PNA的正位相（阿留申低气压更深）将更冷、更干燥的气团从副极地东亚大陆带入中纬度太平洋中部（图 6b中的等值线）。在C运行中，以35°N为中心的异常地表西风带（图 6b）通过加剧气候西风风速和海气温差，导致向上湍流热通量（THF；潜热和感热通量）增加。和湿度（图 6a）23、24、34、40、41。​ 这种向上的THF异常使近地表大气变暖，同时使海洋表面变冷，以减少海气热差，导致凉爽干燥的大陆气团的热阻尼。正的PNA还将更温暖、更湿润的气团从副热带东太平洋带到北美大陆西海岸（图 6b）。相关的下降 THF 异常也起到了温暖和潮湿气团的热阻尼作用。

与 C 运行相比，尽管大气环流异常较弱，但非耦合 A 运行中 35°N 附近太平洋中部的 THF 异常更强（图 6d）。它表明 A 运行中的热阻尼更强，其中只允许大气调整至空气-海洋热平衡。因此，中太平洋中纬度地区的T850负距平较C运行弱（图 6e）。

上述解释也适用于符号相反的 PNA 的负相位。因此，两次运行之间的热阻尼差异由THF方差的差异来描述（图 6f），这表明大气-海洋耦合降低了热阻尼并增加了大范围区域内热异常的方差。中纬度太平洋。这种减小的热阻尼机制31最初源自简单的一维能量平衡方程，似乎是解释由于温带大气-海洋耦合而导致的 PNA 方差增加的关键机制（图 6f 中的轮廓 ））。这与我们的光谱分析一致，光谱分析显示了年际到年代际时间尺度上的耦合增强（图 4a）。然而，减少的热阻尼机制解释了由于耦合而导致的地表空气温度变化的增加，但不能解释任何特定动力（即大气环流）异常的加剧。这一点将在下一节中进行研究。

在A-run中，SST不允许响应大气波动。然而，SST与PNA变化显着相关，呈现马蹄形异常模式（图 6e ））如 C 运行中那样。这是因为 PNA 方差的一部分是由 C 运行和 A 运行之间的共同 ENSO 强迫引起的。当 ENSO 强制出现类 PNA 异常，从而在 C 运行中产生中纬度海温异常时，所产生的海温异常会在相应的 A 运行中给出。因此，如果 PNA 在 A 运行和 C 运行中同时被激发，则即使没有耦合，前者也将与中纬度海温异常相关。因此，由于我们的实验设计，温带耦合效应部分包含在 A 运行中，因此总的温带耦合效应应该比 C 运行和 A 运行比较中建议的更强。

海洋埃克曼热传输是影响海气温差的另一个重要因素，特别是在海洋锋区28、41。在C运行中，与正PNA相关的地面风应力异常导致异常赤道（极地）埃克曼输运到中（北）太平洋北纬40°以南，极大地促进了那里有冷（暖）海温异常（图 6c）。这种异常的埃克曼热传输对海温异常的影响与 THF 异常的影响相当甚至更大28 , 41。因此，海洋动力学对于减小海气温差（即减小热阻尼）也起着至关重要的作用。然而，由于实验设计，受 Ekman 热传输影响的 SST 被规定给 AGCM。因此，Ekman 热传输的部分影响也隐含在 A 运行中，因此 C 和 A 运行之间的差异可能不足以代表实际的耦合效应。具体来说，PNA 在非耦合模拟中会受到更强的阻尼，例如，在中纬度地区规定了气候海表温度。

有耦合和无耦合的 NAO 差异
接下来，我们关注 C 和 A 运行之间 NAO 的差异（图 7）。分析表明，与 PNA 一样，降低的热阻尼机制从根本上来说很重要，但模型偏差使得检测其影响变得具有挑战性。正如方差差异所示，NAO 相关的 SLP 和 T850 异常在 C 运行中的幅度比 A 运行中更为突出（图 7a、b、d、e）。NAO的正位相（冰岛低压和亚速尔群岛高压更强）通过更强的西风带将更冷、更干燥的气团从加拿大带入包括拉布拉多海在内的北大西洋副极地环流区域（图 7b、e中的等值线）。在两次运行中，地表西风异常（图 7b、e中的向量）），以55°N为中心，增加该区域向上的THF，以减少海气温湿度差异（图 7a，d）。该THF异常热阻尼进入的较冷且较干燥的气团，并且仅在C运行中同时冷却海洋表面22、23、24、25、26、27。因此，副极地环流区域的海温异常在 C 运行中整体变为负值（图 7b）。相反，它们在 A 运行中表现出与 NAO 的相关性较弱（图 7e ））。因此，在副极地环流区域，C 运行对大气的热阻尼被认为比 A 运行弱。然而与这一推论相反，在[50°W，55°N]附近的部分副极地环流区域，C 运行中THF 异常较强（图 7a、d、f）。这是由模型偏差引起的，如下所述。

在C运行中， 在[50°W，55°N]周围区域模拟了 观测中未发现的正海温异常（补充图7a ）（图7b）。该区域对应于混合层深度异常达到最大值的位置（补充图 7b）。该模型偏差可归因于气候海洋温度垂直剖面的偏差（补充图 7a）。在模型中，随着NAO加深海洋混合层，较温暖的地下水不断输送到地表（补充图 7b）。C 运行中产生的不切实际的正海温异常似乎会导致过多的热量释放到大气中（图 7a、d）），导致该区域的热阻尼比 A 运行更强（图 7f）。尽管如此，我们会发现在 850hPa 时该区域的净热阻尼在 A 运行中比在 C 运行中更大，如下一节所述。这种模型偏差可能导致模拟 NAO 的变异性过弱（图 3）。

在 C 运行中，与正 NAO 相关的地面风应力异常导致异常的赤道埃克曼输运至 40°N 以北，导致在海洋锋区周围形成冷海温异常，其中经向海温梯度在气候学上很明显(图 7c ) 25、26、54 。​​​ 这种效应与 THF 相当（图 7a），因此不可忽略25。由此产生的冷海温异常削弱了海气温差，从而有助于减少副极地环流区南部大气异常的热阻尼。因此，海洋动力学在形成两次运行之间的热阻尼差异方面也发挥着重要作用。

有耦合和无耦合的 PNA 和 NAO 的能量学
为了了解大气-海洋耦合如何通过热阻尼的变化动态增强环流变异性，我们研究了 C 运行和 A 运行之间 PNA 和 NAO 的能量差异（“方法”）。动能（KE）在这些模式的总能量中所占的比例比可用势能（APE）更大（图 8a，c）。然而，对流层中下层和中层的情况恰恰相反，反映了 PNA 和 NAO 的斜压结构，特别是在对流层下层55、56、57。总能量表明 PNA 和 NAO 在 C 运行中比在 A 运行中更有能量（图 8a、c）），与方差差异一致（图 3）。

我们比较能量转换效率，以评估产生这种能量差异的各种过程的相对重要性（图 8b、d）。注意，通过将能量转换项除以空间积分55、58之后的总能量来评估的能量转换效率与图案的大小无关（“方法”）。前面几节中讨论的通过与海洋热交换产生的热阻尼包含在 APE 预算方程（方程 ( 3））。因此，耦合直接影响对流层低层的CQ（简称CQ*）效率。因此，对于 PNA 和 NAO，净 CQ* 在两次运行中都是负值（即 APE 上的阻尼），并且其幅度在对流层低层的 C 运行中较小（图 8b、  d中的彩色条）。

然后我们检查 850hPa 的 CQ 空间格局。C 运行中的 PNA 显示，中纬度太平洋中部（北纬 35° 左右）和阿拉斯加湾附近有显着的 APE 损失，在 [60°N，150°W] 附近产生显着但狭窄的 APE（图 1）。  9a）。例如，对于正 PNA，中太平洋的负 CQ 表明对流层低层冷异常被异常非绝热加热减弱（见图 6a、b）。将 CQ 分解为各个物理过程的贡献表明，垂直扩散（通过湍流）、积云和浅对流是该区域加热异常的主要贡献者（补充图 8 ）），暗示表面THF的影响。阿拉斯加湾附近的负CQ主要是由浅对流和云物理加热引起的，而[60°N，150°W]附近的正CQ主要是由垂直扩散和大范围凝结加热引起的（补充图8  ））。两次运行之间的 CQ 差异表明，在太平洋中部的 C 运行中，APE 的阻尼较弱（图 9b）。这主要是由于垂直扩散加热的差异（补充图 8），说明了耦合导致的表面感热通量差异的关键作用，其影响延伸到自由对流层。

对于 NAO，拉布拉多海周围 C 运行中的 850hPa CQ 为负值，主要是由于垂直扩散加热异常（图 9c和补充图 9）。这表明海洋对APE的阻尼作用到达了对流层低层。C 和 A 运行之间的 CQ 差异表明，该区域 C 运行中的净阻尼较弱（图 9d），这主要是由于垂直扩散加热的差异。[50°W, 55°N] 周围有一个狭窄区域，C 运行中的阻尼更强。这是由于模型偏差而观察到过多 THF 异常的区域（参见上一节和图 7 ））。不过，这种贡献相当小，而且大气-海洋耦合的净效应也降低了 NAO 中对流层低层的 APE 阻尼。值得注意的是，与 NAO 相关的低对流层 APE 在最强热阻尼附近达到最大值（图 9c和补充图 10b）。类似地，与 PNA 相关的对流层低层 APE 的局部最大值也位于热阻尼相对较强的位置（图 9a和补充图 10a），这表明其斜压结构对于有效达到对流层影响的潜在重要性。海面热量交换到自由对流层。

如图 8b、d所示，在两次运行中，PNA 和 NAO 主要由对流层上层6、8、11的正压能量转换（CK*）和中下层的斜压能量转换（CP*）维持。对流层55 , 57 . 来自调制风暴路径活动的反馈强迫，特别是 CK HF *，也有助于维持 PNA 7 , 9 , 10 , 57和 NAO 7 , 9 , 55 , 56 , 57，尽管净反馈（CK HF* + CP HF *) 相当小。改进的 APE 阻尼通过循环异常的轻微结构变化引起整体能量传递的变化。例如，对于 PNA，C 运行中净 APE 生成 (CP* + CP HF * + CQ*) 的转换效率总和较高，这被从 KE 到 APE 的较低转换效率所抵消（负CPK*)。CPK* 的这种变化意味着 KE 的阻尼更小，这反过来又有助于 C 运行中更大的 KE。C 运行中较大的 CK* 也有助于较大的 KE；可能存在一种机制，通过该机制，由修改的CQ*触发的能量平衡的变化增强了CK*。对于 NAO，净 APE 生成的转换效率之和 (CP* + CP HF* + CQ*) 在 C 运行中也较高，这被从 APE 到 KE 的较高转换效率（正 CPK*）所抵消。CPK* 的这种变化意味着 C 运行中的净 KE 增益更大，从而有助于更大的 KE。总之，温带大气-海洋耦合通过减少 APE 阻尼导致控制模式内能量传递的动态平衡发生变化，从而导致 KE 和 APE 增加。

图 10显示了单个集合成员获得的 APE 和 KE 的散点图。由于模态的随机性，成员之间的能量分布很大，但 APE 和 KE 对于三个主导模态均高度相关。这意味着 APE 的变化可以导致 KE 的变化，反之亦然，并且 KE 和 APE 在总能量中的比例大致由控制模态的动力学预先确定，并且在模态之间变化；KE在PNA中所占比例最高，其次是NAO，然后是WACE。同时，如上一节所示，耦合导致模态内能量传递的变化，从而导致能量的系统变化，表现为两次运行之间KE和APE的系综平均值之差（ΔKE和ΔAPE）（图 10）。那么，系统变化的方向似乎不会显着偏离由控制模式的动力学确定的线性回归线。这与耦合效应不足以显着改变模式的空间结构这一事实是一致的。所有通过大气-海洋耦合选择性增强的EOT模式（图 3）都具有正的ΔAPE，其中对流层中下层和中层的贡献显着（补充图 11）。这表明来自海面的 APE 净增益（以 APE 阻尼减小为代表）是 ΔKE 增加的关键，从而选择性增强环流变率。


讨论
温带大气-海洋耦合选择性地增强了大气低频变率的三种主要模态和第八模态，同时保留了它们的空间结构并使其突出。这种选择性增强的发生是因为盆地尺度的温带海温是被动的，因此可以根据大范围的大气异常进行调节。我们的结果表明，由于耦合而导致的热阻尼减小，导致温带大气固有的动力学过程之间的能量平衡发生调制，从而决定了 PNA 和 NAO 的结构。结果，总能量 (KE + APE) 以及图案的方差增加。因此，这个过程是大气和海洋之间的调整而不是反馈。然而，31、35、36、37。​​​​​​ 我们的结果表明，温带大气-海洋耦合还涉及动态调整以实现特定模式的能量平衡。

虽然以前的模型研究也证明了耦合增强了大气低频变化，但这种现象背后的定量有效性和潜在机制仍不清楚18 , 41。例如，Bladé (1997) 35通过将 AGCM 与板状海洋混合层模型相结合的永久一月积分与由气候海表温度驱动的 AGCM 积分进行比较，显示了类似 NAO 的变率的增强，但来自温带海洋的局部影响没有考虑 ENSO 的动态或远程影响。通过使用类似的模型配置，Lau 和 Nath (1996) 34证明温带大气-海洋耦合增强了对 ENSO 的类 PNA 响应，但研究之间存在不一致39、40、41 ，被认为是由于样本量不足41。此外，虽然表面空气温度变化的增强可以通过减少热阻尼机制来解释31 , 35 , 36 , 37，表面耦合如何增强整个对流层的环流变化尚不清楚。本研究基于最先进的全耦合模型的大型集成模拟，稳健地量化了耦合效应。此外，据我们所知，它首次揭示了耦合如何选择性地增强多种主要变异模式，不仅是热力学上的，而且是动态上的。

与热带海洋一样，可调节的温带海洋有助于突出大气低频变化的主要模式。然而，与直接激发模式环流的热带海洋不同，温带海洋通过减少 APE 阻尼，有助于先前存在的环流异常的持续存在。相比之下，最近使用可以解决小规模海洋涡流和尖锐海洋锋面的高分辨率模型的研究表明，海洋对大气的活跃影响19 , 20 , 21，而我们的模型并不能代表这种精细尺度的过程。此外，我们注意到我们的结果并不排除大气-海洋正反馈的存在，正如之前的观测所争论的那样32、59和建模研究38。当这种主动耦合和反馈与本研究中讨论的被动耦合共存时会发生什么仍然是一个悬而未决的问题。

阐明耦合增强模式的决定因素是一个关键问题。对流层中低层和中层通过海气耦合产生的 APE 变化在模式之间并不均匀。仅在三种主模和第 8 模中识别出明显的 APE 增加（补充图 11b ）），表明减小的 APE 阻尼仅对这些模式有效。它们特定的空间结构、形成/维持的主导过程和/或它们与中纬度海洋锋区的相对位置可能决定它们对减少的 APE 阻尼的敏感性，但需要进一步研究以澄清细节。此外，与主导模式相关的更大幅度的大气环流异常也可能导致在 PNA、NAO 和 WACE 中观察到的显着耦合效应。它们的幅度越大，相关的 THF（即热阻尼）越强，导致 C 运行和 A 运行之间的差异更大。因此，温带海气耦合导致了 PNA、NAO 和 WACE 的主导地位。

众所周知，WACE 模式与北极巴伦支海-喀拉海的海冰波动密切相关45、46。目前的结果表明，大气-海洋-海冰耦合增强了 WACE 的方差。尽管如此，还需要进一步探索大气-海洋-海冰耦合如何调节 WACE 的能量。同样，为了简洁起见，尽管表明了显着的耦合效应，但本文无法对 EOT8（对应于 NPO 1,49,50 ，补充图 4）进行详细分析 。在未来的研究中需要进一步调查。

这项研究通过大型集合模拟对耦合对大气主模式方差的影响进行了稳健的量化，但估计值可能取决于所使用的模型，因为模型的物理参数化决定了 APE 的阻尼（即非绝热加热）。此外，即使在最先进的 CGCM 中，低频变异性主要模式（例如 PNA、NAO 和 WACE）的再现性也存在模型偏差47、48。这些模式的再现性和边界层60中的风变化也可能影响耦合效应的定量评估。此外，有人指出模型可能低估了海温和海冰对大气的影响61。事实上，我们的模型存在海洋过度抑制 NAO 的偏差。因此，实际的耦合效应和信噪比可能大于我们的估计。对耦合效应的更稳健的估计需要不断改进 GCM。

最后，我们强调对流层低层的 APE 阻尼（CQ）具有特征模式。这种与地理相关的 APE 阻尼可能表明存在特定于模式的最佳点，其中海洋可以有效地调节模式的行为。最佳点中预先调节的 SST 异常可以通过改变热阻尼效率来调节模态强度和/或模态发生的可能性。为了更全面地了解温带大气-海洋耦合对大气低频变率的影响，并做出更好的预测和未来预测，仍需要付出很大的努力。

方法
模型实验
我们使用了大气-海洋-陆地耦合的GCM，命名为第六版气候跨学科研究模型（MIROC6）62。大气成分的水平分辨率为T85光谱截断（约1.4°网格间隔），垂直分辨率由81级组成。模型顶压为0.004hPa。海洋组件基于具有 62 个垂直级别的三极坐标系。经向网格间距为1°，经向网格间距从赤道附近的约0.5°到中纬度地区的1°变化。

基于CMIP6协议63 ，进行了1850-2014年的50成员集合历史模拟64和随后的2015-2100年的SSP5-8.5情景模拟65 。在这项研究中，我们使用了连接两个实验数据集的 1979-2020 年数据，称为耦合模拟或 C 运行。这种情景的选择不太可能影响我们的结果，因为在情景模拟开始时（我们分析的六年）情景强迫的差异非常小。

由 50 名成员组成的集合大气-海洋非耦合模拟（称为 A 运行）也是由 MIROC6 模型的大气组件执行的，该模型从 1979 年到 2020 年由与 C 运行中使用的外部强迫相同的外部强迫驱动。从 C 运行获得的月平均海温、海冰浓度和厚度场在 A 运行中规定。对于 C 运行的一名成员，我们执行了 A 运行的一名相应成员。然后，调整66对规定的月平均海温和海冰值进行了线性插值，以确保耦合模拟的原始月平均值与 AGCM 中的对应值完全匹配。 AGCM 中的值。因此，在超过一个月的时间尺度上，耦合模拟和相应的非耦合模拟之间的海温和海冰变化是相同的。相比之下，两次模拟的海温和海冰的次月尺度变化不同。在 AGCM 中，插值的每日海表温度和海冰的变化与大气变化无关，而在 CGCM 中，它们通过与大气的相互作用而波动。次月尺度海温和海冰的变化往往很小，因此两个实验之间的方差差异也很小。因此，次月尺度变化差异的影响，即使被大气环流的混乱性质放大，也可能与温带大气剧烈的内部变化无法区分，因此不太可能表现为两个实验之间的系统差异。因此，耦合和非耦合模拟之间大气变化的长期统计差异可以解释为由于存在或不存在大气-海洋耦合而引起。可能与温带大气中剧烈的内部变化无法区分，因此不太可能表现为两个实验之间的系统差异。因此，耦合和非耦合模拟之间大气变化的长期统计差异可以解释为由于存在或不存在大气-海洋耦合而引起。可能与温带大气中剧烈的内部变化无法区分，因此不太可能表现为两个实验之间的系统差异。因此，耦合和非耦合模拟之间大气变化的长期统计差异可以解释为由于存在或不存在大气-海洋耦合而引起。

先前使用 GCM 的研究主要通过比较气候海表温度驱动的 AGCM 实验和 AGCM 与板片海洋模型耦合的实验来评估耦合效应。然而，本研究设计了实验以确保 CGCM 和 AGCM 的月平均海温和海冰相同。支持采用这种设计的三个原因。首先，这种实验配置可以显着减少 CGCM 和 AGCM 之间气候平均状态的差异。两次实验在气候学上的相似性消除了大气变率长期统计结果的差异是由于大气基本状态差异造成的可能性。其次，由于 CGCM 包括海洋动力学，中纬度海温异常不仅包含大气驱动的成分，还包含海洋驱动的成分。在这种情况下，将气候海表温度驱动的 AGCM 实验的差异直接视为耦合效应可能会变得具有挑战性。第三，即使两个实验中的月平均海表温度和海冰相同，根据耦合的存在与否，证明大气低频变化的显着差异被认为是有意义的。