冬季冬奥会爆发性增温对大气环流和大气成分的影响

冬季冬奥会爆发性增温对大气环流和大气成分的影响

1增温和增温作用中的极豫变化结果表明，ssw是流层的滑动波向上传播的，与平均流相互作用，突然增加了临界层附近的温度。之后许多学者开始根据行星波的变化从不同角度利用不同方法来研究SSW的增温机制,Labitzke通过1978/1979年冬季行星波振幅的研究提出:行星波1波的增幅是强增温爆发的特征先决条件,同时2波振幅达最小值,而极涡的崩溃常常伴随着1波振幅的迅速减弱和2波振幅的增强。Tao用等熵模式研究SSW,提出平均纬向环流的变化可以作为行星波从向低纬传播转为向高纬传播的状态变化的先决条件。Taguchi在2003年利用简单的全球环流模式给出的数据综合分析了132个SSW事件,也证实了Labitzke的论点,他还认为在增温后期增暖信号下传到较低平流层。近年,邓淑梅等提出了SSW期间行星波活动的3种类型,进一步证明行星1波的增强是SSW爆发的前提,行星2波变化特征的不同决定了增温期间极涡变化型的不同。行星波产生于对流层,在适宜的条件下逐渐向上传播到平流层。Eliassen等提出用波的能量通量Eliassen-Palm通量(简称E-P通量)来研究波的传播,此后E-P通量发展成为诊断波流相互作用的有利工具。Palmer指出在SSW期间E-P通量的传输方向会发生多次改变,当中纬度平流层的E-P通量有正的向极并且是向上的分量时,纬向平均环流减速剧烈;相反,当E-P通量是向赤道传输时,环流减速最小。近期陆春晖等研究发现,SSW的增温强度和增温影响的高度取决于纬向东风形成的高度和维持的时间,纬向东风带作为行星波传播的屏障可以将能量在其下层堆积,造成强烈的增温和环流变化,并向下作用到大气低层。SSW过程中强烈的行星波向上、向极传播会引起经圈次级环流即剩余环流的变化。剩余环流是中层大气中主要的经向—垂直环流,它对于平流层—对流层相互作用和物质交换起着十分重要的作用。Andrews等曾指出平流层变形欧拉平均剩余环流可以用来表示拉格朗日平均环流,而物质输送是沿着拉格朗日环流进行的,所以SSW过程中伴随着平均剩余环流的变化,平流层与对流层之间的物质输送也发生了改变。对于冬季处于极夜状态的北半球高纬度地区来说,平流层大气中化学成分的输送对其含量和分布有着十分重要的影响,同样对于中纬度地区来说,大气化学成分特别是不同浓度臭氧的注入或输出直接影响着辐射能量平衡的改变,从而直接影响了平流层和对流层大气的变化。本文以2003—2004年冬季北半球发生的一次强爆发性增温为例,着重分析了SSW过程中平流层、对流层大气环流的变化(第3节),以及SSW对平流层物质分布与输送的影响(第4节)。文中分析用到的MIPAS卫星资料和NCAR最新的化学输送模式MOZART-3在第2节进行介绍。2数据和模式介绍2.1垂直剖面位置及资料来源本文利用ECMWF提供的气象分析资料进行诊断分析,其水平分辨率为1.875°×1.875°;垂直方向上具有60层,从地面到达中间层低层(0.1hPa);资料的时间间隔为6小时。资料主要包括:水平风速、垂直速度、温度、比湿、位势高度以及地面气压等物理变量。在本研究中,这一气象资料还同时用来驱动化学输送模式。2.2常规大气辐射观测MIPAS(MichelsonInterferometerforPassiveAtmosphericSounding)被动大气探测迈克耳逊干涉仪是搭载在欧洲环境卫星(ENVISAT)上的高分辨率傅立叶红外光谱仪,可以对中层大气进行临边观测。由于MIPAS利用大气中红外谱段辐射进行观测,因此即使是在极夜期间也可以得到高时空分辨的观测数据,这是过去HALOE等卫星探测仪器所无法实现的。目前,欧洲空间局(ESA)所提供的业务化二级产品主要包括温度以及H2O、CH4、N2O、O3、HNO3与NO2的体积混合比资料,这些卫星遥感产品已经得到探空、雷达等其他观测资料的验证,其中MIPAS对流层上层至平流层中下层的臭氧垂直廓线同北京的臭氧探空资料具有很高的相关性。本文采用经过验证的(ConsolidatedDataset)Level2观测数据中的O3、N2O、CH4及H2O的浓度的逐日资料。2.3热化学成分与大气地层耦合本文中,我们使用了美国NCAR/ACD的平流层—对流层大气化学输送模式MOZART-3(ModelforOzoneandRelatedChemicalTracers,version3),其中包括了涉及106种化学成分的260种热化学与18种异相化学过程,涵盖了中层大气中主要的物理、化学过程,因此尤其适合研究平流层动力—化学耦合过程。同时,MOZART模式考虑了NOx、CO、NMHCs等的地面排放、飞机排放的NOx与CO以及闪电产生的NOx。近年来的研究表明,MOZART-3在对流层顶过渡区域(UTLS区域)同样具有较好的模拟能力。3冬季，北半球平原的爆发性增温过程ssw3.1极群的恢复及传播特征进一步梳理2003—2004年冬季,在北半球平流层发生了一次强烈的爆发性增温事件,根据欧洲中心(ECMWF)的60层数值模式资料分析,这次增温最早发生在平流层高层的0.3hPa,最大增温中心出现在12月23日的1hPa高度。在增温最大值出现前,平流层高层出现了纬向东风并随着高温一起从上向下传播,当纬向东风下传到10hPa高度时,维持了长达一个半月的时间;从这一年冬季纬向平均风和温度在高纬地区的分布图中(图1)可以看出,自2004年1月1日起,纬向东风带在10hPa高度维持,一直到2月中旬结束;同期10hPa以上的温度场、风场逐渐恢复。极涡的分布图中平流层高层的极涡在1月1日后逐渐恢复,而增温在10hPa以下继续,平流层中、下层极涡逐渐减弱、偏转、变形直到分裂;当中、下层极涡彻底分裂时上层极涡已经恢复,表1给出了SSW过程中平流层不同高度极涡的变化特征。2003—2004年增温过程的3个主要特征为:(1)增温从平流层高层向下影响的程度和范围大,增温信号一直影响到对流层。(2)纬向东风在10hPa维持了1个半月,是以往SSW事件中东风持续时间最长的一次。(3)当10hPa纬向东风维持时平流层高层极涡开始恢复,增温中后期形成上层极涡恢复、下层极涡分裂的特殊现象。这些特征为研究平流层爆发性增温过程、特别是增温过程中平—对流层相互作用提供了新的素材。Matsuno提出的平流层爆发性增温的机制:对流层上传的行星波向平流层基本环流输送大量能量和动量,波动和基本气流的相互作用引起了平流层中短时间内的温度激增和纬向风偏转。Eliassen-Palm通量是研究行星波传播的有效诊断工具。图2给出了增温过程中行星1波在平流层高层的E-P通量分布,在增温初期,行星1波有很强的向极、向上传播,一直发展到3hPa;而在1月,行星1波作用的高度明显下降,主要作用于10hPa以下气层;随着增温过程的发展行星1波的强度逐渐减弱、作用高度逐渐下降,此时行星2波为继续增温提供能量和动量,对1波进行补充。行星波的这一传播特征与纬向风的分布特征完全一致。根据传播条件:行星波只能在小于Rossby临界速度的纬向西风中传播,1月份纬向东风带出现并在10hPa高度维持,将行星波限制在其下气层,使波动携带的能量堆积在10hPa以下气层,造成增温影响到比以往SSW更低的对流层中;而上层大气由于没有持续波动能量,极涡开始重建、恢复。这一特殊的环流变化过程对平、对流层中化学成分的变化有着特殊的贡献,在后一部分作进一步的分析。3.2极菌扰动的传播特征北半球冬季整层大气中主要的分布形式是北半球环状模(NAM),它的特点是在亚热带和中纬度地区热力、动力场都呈环状的秋千式振荡分布,并且能维持几个星期到几个月的时间,它的地面信号是北大西洋涛动(AO)。根据Holton等提出的波流相互作用理论:当平流层中发生爆发性增温时,中纬度地区对流层生成的行星波上传到平流层,向基本气流输送大量的向西的动量,造成了平流层中极涡的减弱和西风急流的减速,这一过程对应了NAM的负阶段;SSW过程中极涡的扰动会引起高纬度地区平流层异常,其表现为多种形式的响应向下传播,对应了NAM的正阶段。很多学者也对SSW过程中极涡扰动引起的环流变化进行了研究,发现在这一过程中,中高纬地区有纬向风异常的向极输送;在热带地区存在为期40～50天的角动量异常的向极、向下输送;近期,Cai等的研究指出:在极涡扰动过程中,平流层中存在着一对位涡及环流异常向极、向下的传播模态。这些研究突破了传统观点:平流层只能被动接受其下方对流层内的能量及波动,表明平流层大气可以将下层上传来的无序波动重新组织起来引起平流层环流的持续异常,而这些异常又反馈给对流层并影响天气气候。通过建立半拉格朗日的二维等熵位涡(θ-PVLAT)坐标,可以分析平流层爆发性增温期间强极涡扰动过程中的环流变化特征。θ-PVLAT坐标由垂直方向的等熵面和经向的位涡纬度(PVLAT)组成,等熵面作为物质面具有位温和位涡守恒的性质,非常适用于有关物质输送的研究,而由位涡分布确定的位涡纬度经检验也能更加真实地描述大气的热力学、动力学特性。在θ-PVLAT坐标中对北半球的位涡距平场作EOF分析得到SSW过程中的极涡扰动指数,由极涡扰动指数对等熵面和等压面上的纬向风场、温度场作超前/滞后回归分析,得到SSW过程中极涡扰动对平、对流层环流输送的影响。图3给出了回归分析后的纬向风场的高度和纬度分布,在极涡扰动过程中平流层中存在明显的纬向风异常(不论信号正、负)在全球范围内的向极输送,这一向极的输送在热带低纬度地区和极地高纬度地区相对较快、中纬度地区较慢,在整个极区,向极输送的不同信号的纬向风异常引起了极涡强度的扰动;随着高度的下降,各纬度带上向极输送的纬向风异常信号逐渐减弱,在低纬度地区还出现了向赤道输送的异常信号,到了对流层中,向赤道输送异常信号的范围逐渐扩大,在5km以下高度这一趋势占据了整个北半球,其中对流层顶在上、下层不同方向的经向输送中起到了分隔面的作用。SSW的极涡扰动过程中除了存在着环流场异常的经向输送,在不同纬度还存在着明显的垂直输送,图3中可以看出纬向风正负异常中心最早出现在高层,随着SSW的发展正、负异常信号交替着向下传播,其中在极地高纬地区传播最快,中低纬地区速度较慢,但向下传播的趋势最早开始于热带低纬地区,这些特征反映出SSW极涡扰动过程中环流场异常的经向、垂直输送在时间上存在着一定的联系,两者的共同作用为平流层大气环流的巨大扰动做出了贡献。平流层爆发性增温作为平流层中最为显著的结构变化过程,对它的深入研究有利于了解平流层大气环流变化以及平流层—对流层相互作用机制。分析表明半拉格朗日的θ-PVLAT坐标为这一研究提供了新的方法和思路,今后的研究中可以通过提高等熵面资料的精确度,进一步量化经圈质量环流在整个SSW极涡活动中的作用和平流层极涡变化对对流层大气环流的影响。4北半球爆发性增温ssw对平流层化学成分分布和输送的影响4.1模拟结果与观测结果分析爆发性增温事件对应着平流层环流结构突变过程,而其中变化最为剧烈的系统就是平流层极涡。极涡是北半球冬季平流层中最为显著的行星尺度环流系统,其外围强大的极夜急流造成极涡内外空气在物理性质与组成成分等方面都具有显著区别。因此,当极涡稳定的条件下,平流层极涡对应着半球尺度上的温度与位势高度低值中心;同时,欧洲空间局(ESA)ENVISAT卫星上搭载的MIPAS传感器的观测资料还表明,极涡中心还对应着平流层多种微量气体浓度的极值中心;在冬季平均情况下,平流层中层850K等熵面上,极涡内分别对应着臭氧(O3)、氧化亚氮(N2O)的低浓度中心以及水汽(H2O)、硝酸(HNO3)的高浓度中心。而在爆发性增温过程中,随着极涡在行星波动的扰动下发生了显著的变形、分裂,上述各种化学成分的浓度中心也发生了相应的变化。为了更加详细和定量地研究这次增温事件对于平流层O3的影响,我们使用MOZART-3模式对这一过程进行了数值模拟,将模拟结果与观测进行对比分析。此外,为了区别平流层动力与化学对于化学成分分布的影响,同时选取相对惰性的N2O进行分析。图4与图5分别给出了2003—2004年爆发性增温过程前、后平流层N2O与O3体积混合比浓度垂直与水平分布的观测与模拟结果,图中的MPV(ModifiedPV)等值线用来表示极涡的位置。图4与图5中平流层N2O的模拟结果与观测分布基本一致。SSW出现前,整个平流层极涡稳定的位于北极地区,N2O浓度的低值中心与平流层极涡位置吻合得很好:2003年12月15日,极涡内N2O浓度较低,强大的极夜急流在中高纬度地区形成稳定的经向输送障碍,从而造成极涡边缘存在显著的N2O水平浓度梯度(图4a,b),类似分布特征在30km高度上的水平分布图中也同样清楚(图5a,b)。2004年1月初,平流层极涡逐渐偏离极地地区,强烈的向极运动将中低纬度地区高浓度的N2O空气输送进入极地,从而造成北极地区N2O浓度显著增加。1月下旬,平流层中层极涡崩溃,与极涡对应的低N2O浓度中心也分裂成多个中心,并与中纬度空气发生混合和稀释(图5c,d);同时,平流层高层极涡发生了快速的恢复过程,这主要由于平流层中低层纬向东风的长期维持限制了行星波的进一步上传。平流层O3分布的变化特征与N2O具有很多相似性。极涡稳定时,平流层中层(24～40km)由低纬度伸向极地的臭氧高值带被阻挡在极涡以外(图4e,f),这种特征在水平分布图中也有所体现(图5e,f)。增温现象出现后,随着行星波扰动的强烈发展,极涡偏离北极并移至中纬度地区;同时,行星波引起的向极运动将高浓度臭氧空气占据北极地区(图4g,h;图5g,h)。此外,爆发性增温过程中温度的变化还会显著减少极地平流层云(PSCs)的出现频率,从而减少冬、春季节极地平流层臭氧的异相化学损耗。然而,平流层O3浓度的水平分布与N2O也存在一些不同点。其中最为显著的是,在30km高度上北太平洋—北美地区存在一个O3浓度的次低值中心(图5e,f),这种与平流层反气旋相联系的臭氧低值一般被称为“Low-ozonepockets”。当极涡崩溃后,极涡内低浓度的O3空气混和进入中纬度地区,造成这一臭氧低值带的进一步增强(图5g,h)。以上对比分析还表明,卫星观测与MOZART-3模拟的平流层中低层O3分布具有高度的一致性,因此我们将在4.3节中利用MOZART-3的模拟结果进一步对这次爆发性增温事件中上对流层—下平流层(UTLS)区域臭氧通量的变化特征进行定量分析。4.2ch4和ho的垂直分布平流层中甲烷(CH4)与水汽(H2O)是平流层中H元素总量的主体部分,且都具有较长的寿命,因此这两种气体的浓度分布可以作为平流层中较好的动力示踪物。图6是北极地区(60°N以北)平均的平流层CH4、H2O随时间演变图,从图中可以发现:增温出现以后(2003年12月中旬至2004年1月上旬),平流层中上层CH4表现出高浓度逐渐“向上输送”的特征;而平流层中上层H2O在不同高度上则具有不同的演变特征:上层增加,而下层减少,从而表现为H2O高值带发生整体“向上输送”。进一步分析表明,平流层中层CH4、H2O的“向上输送”特征在时间上与北极平流层中层的上升运动基本一致;考虑到极地平流层中CH4与H2O浓度的垂直梯度,可以认为上述CH4、H2O的垂直演变特征主要是由极涡内部的上升运动所造成的。从图6中还可以发现,平流层高层CH4的“上升”特征要超前于平流层中层,这主要是由于行星波造成的向极输送在高层具有超前性(图7)。爆发性增温过程中的这种向极输送运动,可以将中低纬度地区的空气(温度和CH4浓度高)向高纬输送,因而造成北极平流层地区增温的同时,CH4等微量成分的浓度显著增加。此外,极地与中低纬度地区之间水汽的经向浓度梯度在平流层中低层和高层是相反的,因此向极输送运动造成极地水汽在不同高度分别表现出不同的演变特征:平流层中低层极地水汽浓度减少,而高层极地水汽浓度随时间增加,最终造成极地水汽浓度表现为整体的“向上输送”特征。4.3垂直臭氧下沉通量和等熵输送通量的变化为了进一步分析SSW事件对于UTLS区域臭氧通量的影响,选取两个北半球爆发性增温冬季(2002—2003年,2003—2004年)以及一个强极涡冬季(1999—2000年)进行对比研究。同时,在MOZART-3模拟过程中,将每个模式网格上的三维臭氧通量进行逐日输出。热带外地区100hPa上的垂直臭氧通量近似对应着平流层低层(lowerstratosphere)与平流层底层(lowermoststratosphere)之间的臭氧通量,它基本可以表示“overworld”与“middleworld”之间的臭氧通量。定量计算的结果表明,在3个冬季中,北半球垂直臭氧通量的下沉区都位于东亚地区上空(40～65°N,80～150°E),这种下沉通量主要与中层大气Brewer-Dobson环流的向下输送相联系。由于这一经圈环流主要是由平流层中行星波的拖曳作用所驱动,而SSW期间行星波活动发生剧烈变化,因此必然会造成平流层Brewer-Dobson环流以及与其相关的臭氧下沉通量显著变化。而2003—2004年SSW事件中,中高纬地区平流层中低层纬向东风的持续限制了行星波的上传,因此造成这一年冬季的臭氧下沉通量(171Tg)比2002—2003年同期通量(186Tg)偏低10%,这一通量值甚至低于强极涡年(1999—2000)冬季同期的数值(173Tg)。同时,为了区分UTLS区域的不同输送过程,分别用30～90°N区域中穿越290hPa等压面的垂直臭氧净通量和100～290hPa等压面之间穿越30°N的经向臭氧净通量作为热带外地区穿越对流层顶的臭氧通量(Cross-TropopauseOzoneFlux,CTOF)。对CTOF的定量分析结果表明:SSW事件造成高纬度地区(60～90°N)CTOF比强极涡冬季增加10倍以上,而在中纬度地区(30～60°N)减少20%～40%。此外,2002—2003年冬季增温期间,100～290hPa之间由北向南穿越30oN的经向臭氧净通量比强极涡年(1999—2000)冬季同期增加了2倍,这种水平臭氧通量可以近似看作“middleworld”区域中跨对流层顶的等熵臭氧输送,它与对流层顶附近行星波活动有密切联系;而2003—2004年冬季,由于行星波活动受到纬向东风的限制,这种等熵输送通量与1999—2000冬季相当。上述分析还表明,SSW年