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由观测SST强迫的北极平流层冬季增暖

胡永云和潘林芳

摘要：观测结果显示，过去几十年来北极平流层在初冬月份的变暖趋势与主要由于臭氧消耗造成的冬季后期的降温趋势形成对比。为了检查观测到的变暖趋势是否由海面温度（SST）升高所引起的，我们分析了由观测到的随时间变化的SST强迫的AMIP模拟结果。结果表明在北极的平流层下，所有的AMIP模拟都展现了变暖趋势。 它也显示出北极极地涡旋的减弱和对极地变暖的反应。 经验正交函数（EOF）分析显示环状模式的负极性呈下降趋势。 进一步的分析表明，北极平流层变暖与热带外波活动增加和波通量辐合增强有关，这也表明极地变暖是由海表温度升高所导致的波驱动的绝热加热所引起的。

1. 介绍

观测显示，自20世纪70年代末以来，北极地区初冬(11月和12月)的变暖趋势，与冬季末或春季主要由臭氧消耗引起的冷却趋势形成对比。与极地变暖相对应，北半球环向模式(NAM)呈负趋势，极夜急流减速，北半球中高纬度波动增加。南极平流层在南半球冬季和早春也有变暖趋势。极地变暖对极地臭氧的恢复具有重要意义，由于极地变暖会减少极地平流层云的形成，减缓了非均相化学反应的速度，从而有利于极地臭氧的恢复，特别是对南极臭氧空洞而言。

过去几十年的极地变暖不能用平流层的辐射强迫来解释，因为臭氧消耗和温室气体增加的辐射效应导致平流层冷却。基于对国家环境预测中心和国家大气研究中心的研究结果的再分析，表明初冬北极变暖与平流层波动增加有关。因此。他们认为北极变暖是由于波驱动的绝热加热所致。这是因为波活动的增加会导致Brewer-Dobson环流在极区平流层向下的分支增强。他们进一步指出，波动的增加可能是由于海面温度(SST)变暖所致。因为海面温度增加是由于温室气体增加而产生的温室效应，所以观测到的平流层极地变暖很可能是全球温室变暖的一个部分。利用大气环流模型(GCM)模拟，Butchart和Scaife[2001]，Eichelberger和Hartmann[2005]，Butchart以及其他人.[2006]表示Brewer-Dobson环流已被放大，这表明极地平流层变暖。在研究南极平流层在南半球冬季和早春变暖时，Hu和FU[2009]发现，观测到的南极变暖趋势与海面温度，特别是热带海面温度有着密切的相关性。

为了检验观测到的北极平流层变暖是否是由海温强迫造成，以及海温强迫是否能在冬季产生更多的平流层波动，我们分析了在SST强迫下GCM模拟的结果。第二节描述了本研究中使用的模拟数据，第三节是结果，第四节是结论和一些讨论。

1. 数据和方法

本研究所使用的数据是来自AMIP(大气模式比对方案）的GCM模拟结果。AMIP是为了模拟上世纪80年代至90年代期间观测到的全球平均海温和海冰分布序列的大气反应，以及太阳常数和大气二氧化碳浓度的标准化值。使用的数据仅来自10个全球气候变化机制。其中，5个GCM模拟的所有成份(GISS、IAP、IPSL、MIROC和MPI)，另外5个则是单一的模拟(CNRM、GFDL、MRI、NCAR和UKMO)。我们分别从集合平均模拟组和单个模拟组选择MPI和NCAR作为所以模式的代表。这些GCM的模拟周期略有不同。为了避免这种差异，我们只选用了20年(大约1980-1999年)。所以我们采用摄氏度作为统一的单位。而利用AMIP模式研究平流层气候变化的一个缺点是这些模型都没有完整的平流层和最高只到10hPa。然而，由于GCM能很好地模拟平流层下部的气候，所以模拟结果对于我们所感兴趣的平流层下部是可靠的。

图1 50hPa的20年温度趋势(a) MPI and (b) NCAR

1. 结果

图1a和b分别显示了从MPI和NCAR模拟得到的12月、1月、2月期间50 hPa平均温度的趋势。在MPI模拟中，NH高纬地区以变暖趋势为主，在极地20年的时间里，最大增暖幅度达到3.5°C。相反，低纬度地区的冷却能力相对较弱。NCAR模拟还显示了北极的变暖趋势和中纬度地区的降温趋势，其变暖面积较小，但变暖幅度更大。模拟的12月至1月最大变暖趋势在整体模拟和单次模拟中都与再分析中的趋势相当，表明在过去的21年（1979 - 1999）的11月和12月的平均最大升温约为3.5°C。

表1统计了所有10次GCM在50hPa处的最大极地变暖趋势。让我们先来看看季最大变暖。在集合平均模拟中，MPI在20年中产生了最高的最大变暖量，约为3.5°C，GISS是最小的0.5°C，其余3种最打升温约为2.1°C。平均而言，集成平均模拟了20年来的最大变暖为2°C，比再分析中要弱。对于单个模拟，NCAR、UKMO和MRI产生的最大增温约为4-5°C，而GFDL和CNRM的最大增温相对较弱，约为1-2°C。5种GCM的平均值约为3.5度C，与再分析中的平均值相同。对于月平均而言，集合平均模拟产生的最大极地变暖变化范围为2.5-5.5°C，单个模拟产生的最大变暖范围为5.5-7.0°C。在集合平均模拟中变暖的减弱是因为集合平均降低了单个模拟中的升温幅度，而单个模拟中主要是混乱的非线性大气相互作用。从第三栏中可以发现，最大的极地变暖可以发生在任何冬季月份(11月至2月)，这与11月和12月主要发生变暖，而北半球春季因臭氧消耗而降温的观测结果不同。这表明，在没有臭氧消耗的情况下，海面温度变暖倾向于在整个冬季月份产生北极平流层变暖。

极地变暖意味着极涡减弱，从而呈负极性的下降趋势。为了证明这一点，我们对冬季(10-3月)50 hPa位势高度进行了经验正交函数(EOF)分析。图2a和b分别显示了从MPI和NCAR模拟得到的第一个EOF模式的正相位的空间模式。它们都是具有低极地，中纬度高的弧形图案，与观察到的NAM相似。第一次EOF模式可以解释为MPI和NCAR模拟中50 hPa中地势高度变化为31.2%和40.8%，这两个百分比都低于NCEP/NCAR再分析中的54%。图2c和d为主成分的时间序列，两个都在过去20年呈现负趋势。MPI统计产生显著负趋势。学生的t检验值等于3.74。NCAR模拟的负趋势由于单次模拟的年际波动较大而具有较低的统计意义。

为了显示大气对其他级别海面温度强迫的反应，图3a和b显示了12月至1月NH区域的平均温度趋势垂直横截面。对于MPI来说，变暖趋势主要在北极地区(50 hPa左右)极地下平流层，高纬对流层(50 °N-80 °N)及副热带对流层(20 °N-30 °N)，最大升温大于3°C。对于NCAR，北极低平流层也显示出变暖的趋势，但是由于年际波动较大，变暖趋势不太明显。

表1 50 hPa极地最大变暖趋势和所有AMIP GCM纬向平均最大风趋势综述

表的顶部是了集合平均模拟，而底部是了单个模拟。第二栏显示极地地区12月至1月平均最大升温。第三栏是每月最大升温，括号中提供最大升温的月份。第四列是中高纬平流层平均最大纬向平均纬向风趋势。

图2 (顶部)50 hPa位势高度的第一EOF模式和主分量(底部)时间序列的空间模式。对趋势的t检验值标注在右上角。

极地平流层变暖必然导致极地地区与中纬度地区的温度降低。根据热风关系，在亚极区，由于极夜急流，温度降低并导致纬向风减速.为了证明这一点，我们计算了纬向平均纬向风的趋势，分别如图3c和d所示。对于MPI来说，有显著的负面趋势出现在平流层中间和高纬度地区。在过去20年，纬向风的最大减速速度约为6ms，与再分析相同。NCAR的趋势与MPI相似，只是负趋势不太明显。12月至1月纬向风的趋势和其他模式的平均纬向风见表1(第三行)。除GISS和GFDL外，它们一般表现为纬向风减速，而GISS和GFDL在纬向风中表现出很弱的趋势。

一个重要的问题是，在海温强迫条件下，模拟北极变暖是否是由波动的绝热变暖引起的。因此，在AMIP模拟中，研究波通量的变化，即EP通量的变化是非常重要的。EP通量通常利用日风和温度资料计算。由于AMIP模拟只有每月的数据可用，这里的EP通量相当于准平稳波通量。

图3 （a，b）纬向平均温度和（c，d）纬向平均纬向风的趋势

图4 EP通量矢量和EP通量发散的趋势：(A)MPI和(B)NCAR图4显示了EP通量矢量(箭头)和EP通量散度(等高线)的趋势。在MCI和NACP中40~70 °N之间的向上箭头表示波向上增强，赤道上空的对流层上层的赤道箭头表示赤道波的传播增强。这些表明，对流层和平流层波动增加，波动增加的来源在40-70°N之间。与波动增加相对应的是MPI中高纬平流层EP通量收敛性增强，NCAR对流层外对流层和平流层EP通量收敛增强。 EP通量和EP通量散度的增加与观测结果一致。根据波-流相互作用理论，对流层外平流层EP通量辐合的增强将导致纬向风减速，Brewer-Dobson环流增强，从而在北极平流层中产生强绝热变暖。与图3的结论一致。

1. 结论和讨论

利用AMIP模拟结果，我们发现，观测到的全球时变SST强迫可以合理地再现过去几十年初冬的观测到的北极平流层变暖。1979年至1999年的12月至1月，有5个GCM的平均平均最大升温速率约为2.0°C，比观测值弱；其他5个单次模拟的GCM显示出真实的最大升温幅度，约为3.5°C。模拟结果还显示，极夜急流减速，NAM显示趋向负极性的趋势。研究发现，北极平流层变暖与海温变暖之间的联系是通过大气波动的变化来实现的。分析表明，对流层和平流层的EP通量都有增加。它是由于波通量的增加和EP通量辐合，导致平流层由于波动绝热变暖。这些结果证实了海面温度增加确实是造成北极平流层变暖的一个主要因素。

AMIP模拟的平流层北极变暖与Brewer-Dobson环流的模拟结果一致。虽然所有的模拟结果都认为北极变暖或Brewer-Dobson环流加强是由波通量增加引起的，但它们是由于不同的强迫机制所致。在Eichelberger和Hartmann的GCM模拟中，外部的强迫作用是增加温室气体，增加的波动是对热带对流层变暖的反应。在热带对流层变暖导致增加相对较强的中纬度斜压，从而导致行星波动的增加。Butchart与Scaife [2001] 和 Butchart et al. [2006]的GCM模拟都是完整的平流层。在这些模拟中，外部强迫包括不断增加的温室气体和观测到的或模拟的随时间变化的海面温度。因此，波动的增加是由这两种因素引起的。相反，AMIP模拟只存在海面温度强迫。

在AMIP模式模拟和再分析资料中，关于EP通量矢量趋势有一个明显的差异：在AMIP模式模拟中，EP通量矢量趋势的水平分量在热带外大致指向赤道方向，而在在分析资料中指向极地方向。这一差异表明了波动增加的不同来源。AMIP模拟显示了热带对流层波源活动增加的来源。相比之下，再分析的结果表明热带地区有一个来源。. Hoerling et al. [2001], Li et al. [2006], Li [2009]认为温带大气的年代际变化主要来源于热带海温的强迫，而其他地区的海温变化对大气的强迫作用较小。他们认为，热带海温变暖，通过深对流和强潜热释放，将激发热带外的强波，从而调节温带外的大气环流。无论波动增加的来源是在热带还是热带外，都需要进一步研究，其中必须包括瞬变波的作用。

引用文献：

Butchart, N., and A. A. Scaife (2001), Removal of chlorofluorocarbons by increased mass exchange between the stratosphere and troposphere in a changing climate, Nature, 410, 799– 802.

Butchart, N., et al. (2006), Simulations of anthropogenic change in the strength of the Brewer-Dobson circulation, Clim. Dyn., 27, 727–741.

Eichelberger, S. J., and D. L. Hartmann (2005), Changes in the strength of the Brewer-Dobson circulation in a simple AGCM, Geophys. Res. Lett.,32, L15807, doi: 10.1029/2005GL022924.

Gates, W. L., et al. (1999), An overview of the results of the atmospheric model intercomparison project (AMIP I), Bull. Am. Meteorol. Soc., 80, 29– 55.

Hoerling, M. P., W. Hurrell, and T. Xu (2001), Tropical origins for recent North Atlantic climate change, Science, 292, 90–92.

Hu, Y., and Q. Fu (2009), Antarctic stratospheric warming since 1979, Atmos. Chem. Phys. Discuss., 9, 1 – 24.

Hu, Y., and K. K. Tung (2003), Possible ozone induced long-term changes in planetary wave activity in late winter, J. Clim, 16, 3027–3038.

Hu, Y., K. K. Tung, and J. Liu (2005), A closer compari

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