用观测的海表温度强迫的北极平流层冬季增暖外文翻译资料

 2022-12-26 18:50:47

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题 目 用观测的海表温度强迫的北极平流层冬季增暖

摘要：观测结果显示，过去几十年来北极平流层初冬表现为变暖趋势，与之相对晚冬为变冷趋势，这主要是由于臭氧消耗引起的。为了检验观测到的变暖趋势是否是由海面温度（SST）引起的，我们分析了基于时变SST的AMIP模式结果。我们发现所有的AMIP模式反映了北极平流层低层的变暖趋势。它还显示了对应极地增暖，北极极地涡旋削弱。经验正交函数（EOF）分析显示出一个负极性下降趋势的环状模式。进一步的分析表明，北极平流层增暖与波动的增强和热带平流层波通量聚集密切相关。表明极地增温的主要原因是SST增加造成的波动绝热加热。

引用：胡永云 潘玲芬(2009), 用观测的海表温度强迫的北极平流层冬季增暖,地球物理研究报告,36, L11707, doi:10.1029/2009GL037832.

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观测结果显示，过去几十年来冬季初期北极平流层的变暖趋势与冬季末的降水趋势形成对比，主要是由于臭氧消耗。为了检查观察到的变暖趋势是否是由海面温度（SST）引起的，我们分析了AMIP模拟的结果，这是由观察到的时变SST强制的。发现所有的AMIP模拟显示北极低平流层的变暖趋势。它还显示了北极极地涡旋的削弱，以应对极地变暖。经验正交函数（EOF）分析显示出朝向环状模式的负极性的下降趋势。进一步的分析表明，北极平流层变暖与增加的波浪活动和增强的波通量收敛在热带平流层，表明极地升温是由增强的波驱动绝热加热由于SST增加引起的。引文：Hu，Y。和L. Pan（2009），由观测的SST引起的北极平流层冬季变暖，Geophys。 Res。 Lett。，36，L11707，doi：10.1029 / 2009GL037832。窗体顶端

1介绍

观察显示，自20世纪70年代后期以来，冬季初期（11月和12月）平流层北极呈变暖趋势(Hu et al.,2005)，与之相对，由于臭氧消耗，引起晚冬季节或春季的降温趋势(Randel and Wu,1999)。相应于极地增温，北半球环状模式（NAM）显示出负向趋势，北半球（NH）中高纬度地区极夜急流减弱，波动增强（Hu and Tung, 2003; Karpetchko and Nikulin, 2004; Hu et al., 2005）。平流层南极冬季和早春的也存在变暖趋势（Johanson and Fu, 2007; Hu and Fu, 2009）。平流层极地增温对极地臭氧回收有重要意义，特别是对于南极臭氧空洞，因为极地增温将减少极地平流层云的形成，这会减缓合成物化学反应的速率，从而有利于极地臭氧的回收利用（World Meteorological Organization, 2007; Hu and Fu, 2009）。

过去几十年的极地变暖不能通过平流层上的辐射强迫来解释，因为臭氧减少和温室气体增加的辐射效应导致平流层冷却。基于国家环境预测中心的结果,国家大气研究中心（NCEP / NCAR）进一步分析（Kalnay et al., 199）和Hu et al.,（2005） 表明，初冬北极变暖与平流层中波动的增强有关。因此，他们认为北极变暖是由于增强的波动绝热加热。其原因是由于增强的波动导致了Brewer-Dobson循环在平流层极地中具有向下分支。他们进一步提出波动的增强可能是由于海表温度（SST）增加。由于温室气体变暖是由于温室气体升温引起的温室效应(Intergovernmental Panelon Climate Change,2007)，所观测到的平流层极地变暖可能是全球温室气候变暖的组成部分。利用大气环流模式（GCM）模拟，Butchart和Scaife (2001)，Eichelberger和Hartmann (2005)和Butchart et al.,(2006)表明，Brewer-Dobson循环加强，意味着极地平流层变暖。在南极冬季和早春平流层变暖研究中，Hu和Fu(2009)发现，观测到的南极变暖趋势与SST，特别是热带SST有密切的相关系。

为了研究SST强迫观测到的平流层北极变暖是否受到强迫，冬季SST强迫是否会在平流层产生波浪活动增加，我们用SST强迫分析GCM模拟结果。在本研究中使用的模拟数据在第2节中描述。结果在第3节中给出。结论和讨论总结在第4节中。

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2资料和方法

本研究中使用的数据是来自AMIP（大气模型比较项目）的GCM模拟结果（Gates et al., 1999）。AMIP是为了模拟大气对20世纪80年代至90年代每月平均全球SST和海冰分布，以及太阳常数和大气CO2浓度的标准化值的响应。在线可用数据仅来自10个GCM模式。 其中，5个GCM模式具有多个模拟（GISS，IAP，IPSL，MIROC和MPI），其他5个模式只有单个模拟（CNRM，GFDL，MRI，NCAR和UKMO）。我们分别选择集合平均模拟和单个模拟的MPI和NCAR结果代表完整模式。这些GCM的模拟周期略有不同。 为了避免误差，我们将所有变化趋势改为20年期间（大约1980-1999年）。那么，温度变化的单位是℃每20年。其他变量也是一样的道理。 使用AMIP模拟研究平流层气候变化的缺点是这些模式都没有包含完整的平流层，最高输出水平为10 hPa。然而，模拟结果对于研究我们感兴趣的平流层低层是可靠的，因为GCM都可以模拟气平流层低层的气候变化。

3结果

图1(a)和1(b)分别表示了MPI和NCAR模拟的50 hPa12-1-2月（DJF）平均温度趋势。MPI集合平均模拟显示，NH高纬度主要是增温，在极地20年温度最大升高约3.5℃。相反地，低纬度温度显示较弱的下降。 NCAR单一模式还显示北极的升温趋势和中纬度的降温趋势，其中增暖区域较小，但增暖幅度较大。再分析DJF多个和单个模式气温最大增暖,可发现21年（1979年至1999年）11月和12月平均最大升温约3.5℃。

图1：50 hPa每20年温度变化趋势：（a）MPI和（b）NCAR。 实线，上升趋势; 虚线，下降趋势。 等值线间隔为每20年0.5℃。阴影区域表示90％置信水平以上的变化（例如，学生的t检验值大于1.7）。

10个GCM极区50hPa的最大增暖变化总结在表1中。让我们先看看最大季节增暖。对于集合平均模拟，20年MPI升温最大，最大升温3.5℃，GISS升温最小，最小升温0.5℃，而其他3个模式最大升温约2℃。平均来说，集合平均模拟20年最大增暖2℃，比再分析低。 对于单个模拟，NCAR，UKMO和MRI最大升温约4-5℃，而GFDL和CNRM具有约1-2℃的相对较弱的最大升温。5个GCM的平均值为约3.5℃，与再分析中的相同。对于月平均，集合平均模拟极地最大增暖2.5-5.5℃，单个模拟5.5-7.0℃。集合平均模拟中增暖小是因为集合平均没有单个模拟非线性大气相互作用的加热。（Hoerling et al., 2001）从第三列，可以发现极地极大变暖可以发生在每个冬季（11月 - 2月）。这不同于变暖主要发生在11月和12月，并且由于臭氧损耗在北极春季气温下降的观测，（Randel and Wu, 1999; Hu and Tung, 2003; Hu et al., 2005）。这表明在没有臭氧消耗的情况下，SST变暖趋势在所有冬季都会产生北极平流层变暖。

表1所有AMIP GCMsa在50 hPa最大区域平均纬向风的最大极地变暖汇总

表的顶部表示集合平均值模拟，底部表示单个模拟。第二列表示极区中的DJF平均最大变暖。 第三列表示月最大变暖，括号中表示发生最大变暖的月份。第四列表示了中高纬度平流层中DJF平均最大纬向平均纬向风变化。

极地增暖表明极涡的减弱，也表明了NAM的负极性呈下降趋势。为了说明这一点，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2b分别表示MPI和NCAR模拟的第一EOF模式的正交空间模式。它们都显示跷跷板模式，在极地区低，在中纬度高。 空间模式类似于观察到的NAM的空间模式。第一个EOF模式可以分别解释MPI和NCAR模拟的50 hPa位势高度的31.2％和40.8％的方差。这两个百分比都低于约为54％的NCEP / NCAR再分析，（Thompson and Wallace, 2000）。图2c和2d示出了主分量的时间序列。 两者都显示了20年来的下降趋势。MPI表现为统计学显著的下降趋势。学生的t检验值等于3.74。 由于单个模拟中的年际波动相对较大，NCAR模拟中的下降趋势具有较低的统计意义。

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图2.（上）50 hPa位势高度的第一个EOF模式的空间模态和对应主要的（底部）时间序列。 变化的学生t检验值标在右上角。

为了验证大气对其他水平的SST强迫反应，在图3a和3b中，我们给出了NH中区域平均温度的DJF变化的垂直横截面。对于MPI，增暖主要发生在极地平流层低层，高纬度对流层（50N-80N）和亚热带对流层（20N-30N），最大变暖大于增暖3°C 的北极平流层（约50 hPa）。对于NCAR，北极平流层低层也表现出变暖趋势。然而，由于年际波动大，变暖趋势不太显著。

极地平流层变暖必定导致极地和中纬度之间的温差。 根据热成风关系，这个温差将在亚极地区域（即极夜急流）中引起纬向风减弱。为了证明这一点，我们计算了纬向平均纬向风的变化，分别如图3c和3d所示。对于MPI，在平流层的中高层发现显着的负趋势，这表明极夜急流减弱。20年间纬向风的最大减速度约为6ms-1，类似于再分析（见 Hu et al., 2005, 图4a）。NCAR的趋势与MPI中的趋势相似，除了负趋势不太显着。表1（第三列）给出了其他模型中DJF纬向平均纬向风的变化。它们一般显示区域风减速，除了GISS和GFDL纬向风显示相对非常微弱的变化。

一个重要的问题是模拟的北极变暖是否是由SST强迫条件下的波动绝热增暖引起的。因此，检查波通量的变化是很重要的，即检查在AMIP模拟中的Eliassen-Palm（EP）通量。EP通量通常使用每天的风和温度数据计算，包括瞬时和准稳态波的贡献。因为AMIP模拟只有每月数据可用，这里的EP通量等效于准驻波通量。

图4显示了EP通量矢量（箭头）和EP通量散度（廓线）的变化趋势。对于MPI和NCAR，约40N和70N之间的向上箭头表示增强的向上波传播，而热带对流层上部的赤道向箭头表示增强的赤道波传播。这些表明，在热带对流层和平流层中都有增加的波动，增加的波动大约在40N和70N之间的对流层低层。MPI中高纬度平流层和NCAR热带对流层和平流层增强的EP通量收敛为对应增加的波活动。定性的说EP通量和EP通量散度的增加与观察结果一致（参见 Hu et al., 2005, 图6a）。根据波浪流动相互作用的理论，在热带平流层中的EP通量收敛的增强将导致纬向风减速，加强Brewer-Dobson环流，因此在北极平流层中的有更强的绝热变暖。与图3的比较表明了平流层北极的EP通量和变暖趋势以及中纬度平流层纬向风减速的一致性。

图3.（a，b）纬向平均温度和（c，d）纬向平均纬向风的变化。 实线，上升趋势; 虚线，下降趋势。 阴影区域表示高于90％置信水平的变化。

图4 EP通量矢量和EP通量散度的趋势：（a）MPI，和（b）NCAR。箭头指示EP通量矢量中的变化趋势。箭头的缩放长度，1英寸或2.54cm，表示每20年1.5times;108m3s-2。EP通量除以背景空气密度，并且EP通量矢量的垂直分量乘以100。周线是EP通量散度的变化。 实线，上升趋势; 虚线，下降趋势。等值线间隔为每25年5m2s-2。 阴影区域表示EP通量散度高于90％置信水平的变化趋势。

4结论与讨论

通过AMIP模拟结果，我们知道，在过去几十年的早冬观测到的平流层北极变暖可以通过观察到的全球时变SST强迫合理地表现。5个多个平均模拟GCM在1979年至1999年期间在DJF中产生约2.0℃的平均最大升温，比观察低，并且其他5个单个模拟GCM显示最大升温的实际量值为约3.5℃。模拟还显示极夜急流减弱，并且模拟的NAM显示出朝向负向的趋势。发现平流层北极变暖与SST变暖之间的联系是通过大气波活动的变化。我们的分析表明，在对流层和平流层的EP通量有增加。它是波通量的增加和EP通

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