歐洲一次非典型爆發性增溫過程的動力學診斷分析

1增溫機制和剩余環流平流層的爆發性增溫（ssw，下同）是冬季北半球平流層中最重要的動力學現象之一，通常伴隨著極軸的變形和崩潰。SSW發生時,極區溫度會突然上升,幾天內溫度可以增加幾十度,同時繞極的西風環流明顯減弱,甚至變為東風。在較強的SSW期間,平流層中風場和溫度場的這種變化可以伸展到對流層,引起對流層溫度場和環流場的變化,進而引起對流層天氣和氣候的變化。以往的一系列研究表明,SSW與行星波的活動有著密切關系。1971年,Matsuno(1971)就提出:SSW是由于對流層行星波向上傳播、并與平均流相互作用,在臨界層附近發生的一種溫度突然增加的現象。之后,越來越多的人們開始根據行星波的變化從不同角度利用不同方法來研究SSW的增溫機制,例如:Labitzke(1981)通過1978/1979年冬季行星波振幅的研究提出:行星波1波的增幅是強增溫爆發的特征先決條件,同時,2波振幅達最小值;極渦的崩潰經常伴隨著1波振幅的迅速減弱和2波振幅的增強。Tao(1994)用等熵模式研究SSW,提出平均緯向環流的變化可以作為行星波從向低緯傳播轉為向高緯傳播的狀態變化的先決條件。鄧淑梅等(2006)提出了SSW期間行星波活動的三種類型。行星波產生于對流層,在適宜的條件下逐漸向上傳播到平流層。Eliassenetal.(1961)提出用波的能量通量Eliassen-Palm通量(簡稱E-P通量)來研究波的傳播,此后,E-P通量發展成為不僅可以表征行星波的傳播,也可以作為診斷波流相互作用的有利工具。同時,當行星波向上傳播到平流層時,會引起這一高度剩余環流的變化,Andrewsetal.(1976)認為平流層變形歐拉平均剩余環流(下面簡稱為平均剩余環流)可以用來表征物質輸送的拉格朗日平均環流,所以SSW過程中還伴隨著平均剩余環流的變化,從而引起了平流層與對流層之間物質輸送的變化,對于冬季處于極夜狀態的北半球高緯度地區來說,平流層大氣中化學成分的輸送對其含量和分布有著十分重要的影響,同樣對于中緯度地區來說,大氣化學成分特別是不同濃度臭氧的注入或輸出直接影響著輻射能量平衡的改變,從而直接影響了平流層和對流層大氣的變化。2003～2004年冬季的爆發性增溫是一次持續時間長、強度大的SSW過程,Manney(2005)已經對這次SSW的增溫特性和增溫時的氣象要素變化進行了詳細的討論。本文利用歐洲氣象中心60層模式資料,從E-P通量和剩余環流出發,對爆發性增溫過程中的動力過程進行重點討論。首先,采用黃榮輝(1983)、Chenetal.(2002)和陳文等(2005)推導證明的E-P通量及其散度在球坐標p系下的表達式,來計算E-P通量及散度,并通過Andrewsetal.(1978)給出的變形歐拉平均動量方程來診斷行星波在整個SSW過程中的作用。其次,采用Andrewsetal.(1978)提出的平均剩余速度的計算公式,計算和分析SSW期間平均剩余環流的變化,為進一步探求平流層結構變化對對流層變化的指示作用打下基礎。2增溫和重溫之間的關系平流層爆發性增溫(SSW)是指在10hPa及其以下的平流層里,短期內溫度突然升高,沿60°N緯圈平均溫度與極點間溫度的梯度發生反轉,同時相應的位勢高度梯度反轉為北高南低,60°N以北地區的緯向平均西風也發生明顯的變化甚至轉變為東風的現象。在1963年,世界氣象組織給出了SSW的官方規定,按照增溫強度將SSW分為強增溫(Majorwarming)和弱增溫(Minorwarming)兩類。根據上述定義,采用平均溫度梯度ΔT和平均地轉風ˉUUˉˉˉ兩個指標來表征爆發性增溫。ΔT為北極點和60°N緯度之間的平均溫度梯度、ˉUUˉˉˉ為北極點和60°N緯度之間的平均地轉緯向風。當ΔT由負變正,ˉUUˉˉˉ由正變負時,它們的相位同時發生反轉即為一次強爆發性增溫事件;如果ΔT由負變正,ˉUUˉˉˉ不改變符號,則作為一次弱爆發性增溫。本文使用了歐洲氣象中心模式輸出資料作為動力診斷分析的基本資料,包括從地面到0.01hPa垂直60層、水平分辨率為T42,主要變量同ECMWF再分析資料一致。從圖1中可以看出:在10hPa高度上,ΔT在2003年的12月21日開始增大,出現了兩次增溫高峰期,增溫過程一直持續到2004年的2月26日;而ˉU在2004年1月1日前一直是西風,1月1日后風向轉為東風并維持到2月底,其后恢復為西風。圖1中可以看出0.1hPa上增溫首先發生在2003年的12月6日,比10hPa高度上的增溫起始時間早了半個月,且持續了20天左右,在12月26日,這一高度的增溫結束,出現了長達一個月的降溫期,直到2004年1月27日再次出現增溫,這一增溫波動的現象與行星波的上傳在平流層中層受阻,能量無法傳到高層有關(后文將進行詳細討論)。在60°N～80°N緯向平均溫度的高度時間分布圖(圖2a)上可以清楚地看出,增溫現象從平流層高層向下傳播到平流層中層,速率約為1km/d,在12月24日1hPa高度上出現了增溫的最大值。對比圖1和圖2中10hPa溫度和風的變化可知,從12月初開始到12月底,隨著溫度的增加平均緯向西風逐步減弱,在2004年1月開始轉向為東風。由熱成風關系VΤ=-gfΔzˉΤ?hˉΤ×Κ,(1)兩邊同除以Δz,然后再取Δz→0的極限,則得到?Vg?z=-gfˉΤ?hˉΤ×Κ,(2)將(2)式中的矢量風分解,得到緯向風隨高度的變化同等壓面上溫度變化的關系?ug?z=-gfˉΤ?ˉΤ?y,(3)其中,VT表示熱成風,f表示科氏參數,Δz表示兩層大氣間的高度差,ˉΤ表示兩層大氣間的平均溫度,?hˉΤ表示平均溫度的水平變化,K表示垂直方向的單位矢量,Vg表示地轉風矢量,ug表示地轉緯向風。在SSW期間,溫度梯度發生了反轉,極地即高緯地區的溫度大幅升高,使得?ˉΤ/?y>0,所以?ug/?z<0,緯向風隨著高度的增加而減小,且溫度變化的越大,緯向風減速越快,當減小到負值時,即西風轉為東風。因為SSW期間增溫最早出現在平流層高層且逐漸向下傳播,所以SSW中東風帶率先出現在高層,并隨著增溫的下傳逐漸向下傳播。圖2和圖1b正說明了增溫的下傳和東風帶的生成、下傳在時間上的配合,高溫在2004年1月初下傳到10hPa高度,而10hPa上東風帶的形成正是在2004年1月1日。在等熵位渦分布圖(圖3)上,12月15日時平流層高層(1700K)極渦出現收縮和偏心運動,到12月27日,高層極渦分裂、東風帶形成,而中層(850K)極渦則是從12月19日開始收縮、偏心,在高層極渦分裂時,中、低層的極渦已明顯偏心,但強度并未減小。1月份后中層極渦強度開始減弱,1月8日時已拉長并在50°N附近形成很弱的月牙形區域,到1月11日中層極渦徹底分裂,極地地區被高溫氣團控制,而此時高層極渦卻已逐漸恢復并在1月24日恢復到增溫前水平,直到3月中旬才會有所減弱;低層(520K)極渦在1月中旬后逐漸減弱并遠離極地,在2月4日時完全分裂,直到2月17日才重新合并;這段時間里,中層極渦恢復、強度逐漸增大,到3月中下旬后形成一個異常強大的極渦。在2004年3月,中、低層極渦緩慢恢復,高層極渦(1700K和1250K)在3月中旬再次出現擾動、偏心,預示著高層可能發生末期增溫。從行星波1、2波振幅在平流層各個高度的變化(圖4)中可以看出,極渦的變化主要是受行星波上傳的影響。在平流層高層(1hPa),1波、2波的最大振幅都出現在2003年12月中下旬,造成了高層極渦的分裂,而在1～2月中旬兩者都較弱,有助于極渦的恢復,在3月16日,1波的振幅再度加強并出現大值中心對應著極渦的再次減弱;在平流層中層(10hPa)1波的振幅大值中心出現在12月中下旬,2波的大值中心出現在1月10日,正好是中層極渦分裂的時間,這說明在中層極渦的分裂中2波起主要作用,到了3月1波、2波的振幅都有所增強為最后一次增溫提供能量。在平流層低層(100hPa),在極渦分裂前(2月1日)1波、2波都有很強的振幅,共同作用促成極渦分裂并維持了半個月的時間。在中高緯地區行星1波和2波振幅隨高度的變化分布圖(略)上看出,行星1波的振幅在12月中下旬在平流層加大并達到極值,延伸到了對流層上部300hPa高度,2004年1月后在整個高度都迅速減小;而2波振幅在12月上旬SSW發生前在平流層迅速發展并達到極值,且延伸到了對流層上部,但在隨后的20多天時間里它異常減小且只維持在平流層高層,直到1波振幅開始減小的2004年1月,2波振幅再次迅速增大,且一直延伸到了對流層800hPa高度。由以上的分析可以看出,本次增溫的幾個重要特征:(1)增溫時間長,增溫最早發生在2003年12月6日平流層高層0.1hPa,然后逐漸向下傳播并發展增強,一直持續了近3個月的時間,到2004年的2月下旬結束;(2)增溫強度大,在10hPa緯向平均風的反轉出現在2004年1月,一直持續了一個半月的時間,根據WMO的標準,這是強增溫的重要標志;(3)增溫由上向下傳播,但在高層出現了溫度變化的波動,以0.1hPa高度為例,增溫最早出現,但卻在2003年12月底中斷,并持續了近一個月的時間,然后又在2004年的1月底再次開始增溫,但這次增溫的強度明顯小于第一次。這一現象與行星波的上傳,以及行星波上傳后與基本氣流間發生的相互作用有關,后文將對其進行詳細分析。3能量特性分析眾多研究都已表明SSW的發生是由于對流層行星波的上傳并與平流層基本氣流相互作用引起的,而E-P通量是研究行星波傳播最好的工具,本文采用Chenetal.(2002)給出球坐標系下(垂直方向為氣壓坐標)E-P通量的表達式來對SSW過程中行星波的變化進行分析。行星波的上傳需要滿足一定的條件,在準地轉假設前提下可用下列公式表示:0<ˉU<β[(k2+l2)+f204Ν2Η2]-1=Uc,(4)其中,ˉU是平均緯向氣流,N為布倫特維薩拉頻率,在平流層中它近似于常數,k和l分別是垂直和經向的波數,Uc稱為Rossby臨界速度。在SSW發生過程中,當平均緯向風ˉU為西風并且小于羅斯貝臨界速度Uc時,行星波向上傳播,進入平流層后,由于平流層上層的空氣稀薄、密度小,它在上傳過程中振幅加大,并率先在高層與基本氣流發生作用,使基本氣流(北半球冬季為西風)及其切變減小(ˉu和?ˉu/?Y,?ˉu/?Ζ),在5～0.1hPa高度還可能出現ˉU=0的層,甚至轉變為東風。因此,當行星波向上和向極地傳播到達ˉU=0層時,就不能再向上傳了,于是行星波帶上去大量的動量和熱量就在ˉU=0層下面堆積,并轉換成大氣的位能和內能,引起溫度增加和等壓面抬升,使極渦減弱或變形、分裂。隨著該層風的變化,ˉU=0層將逐漸下移,動量和熱量的堆積區也將下移。因此,增溫區逐漸下降。為研究行星波上傳對平流層大氣影響的具體過程,采用諧波分析的方法將行星波分解為1波和2波,通過考察E-P通量及其散度的變化來分析1波和2波各自的作用。上一部分已經得到極渦首先在平流層高層分裂。分析100hPa～0.1hPa行星1波、2波的E-P通量及其散度分布圖可知,在12月10～28日,行星1波有很強的向上向極輸送,以12月19日行星1波的E-P通量及散度分布圖(圖5a、b)為例,可以看出在100hPa～10hPa高度上有很強的渦動熱通量ˉv′θ′向上輸送,同時伴隨著渦動動量通量ˉu′v′向極地的輸送,在10hPa以上出現了向低緯輸送的趨勢,但向極地輸送的分量仍然不弱,并且維持著一定強度的向上分量直到2hPa,這一特點說明行星波能量可以傳播到2hPa的平流層高層,為SSW在高層的發生提供了能量條件,且因為越往高空大氣的密度越低,行星波的能量給基本氣流帶來的影響就越大。經過近20天的波動能量堆積使得高緯地區高層大氣溫度迅速升高、南北向溫度梯度發生反轉,根據熱風原理促進了下層緯向西風的反轉。根據歐拉方程:?ˉu/?t-fˉv*-ε=(r0cosφ)-1??F,(5)其中,ˉv*是經向剩余速度,方程右邊表示E-P通量的散度,左邊可以表示平均流的變化。從E-P通量散度分布圖(圖5b)中可以看出,在40°N到極地區域內10hPa到0.5hPa都存在很強的E-P通量輻合,結合方程(5),這有利于緯向西風向東風的反轉。12月27日極渦在高層崩潰分裂,東風帶在3hPa以上率先形成并向下傳播,東風帶的出現抑制了行星波的上傳[行星波上傳條件為式(4)],所以27日后行星波只能傳播到10hPa以下高度。在1月上旬又出現了一次1波的上傳過程(圖5c),在20hPa～5hPa之間出現了向低緯輸送的分量,同前一次過程相比上傳行星波與基本流的相互作用的高度明顯降低,10多天以后中層極渦開始崩潰分裂,東風帶在70hPa以上平流層形成且持續了很長一段時間(圖2)。從E-P通量散度的分布圖上(圖5d)也可以看出在10hPa高度有強烈的E-P通量輻合,有利于西風轉向、東風帶的形成和極渦的崩潰。東風帶形成后,它上層的平流層大氣不再接收行星波上傳上來的動量和能量,由地轉適應理論,這部分大氣的溫度梯度和緯向風逐漸調整、恢復到平流層大氣的一般狀態,極渦也慢慢在高層重建、恢復。在1波的E-P通量散度圖(圖5f)上10hPa高度有一很大的正值中心,以上高度也都為正值(輻散),這一特點也有利于緯向風由東風帶恢復為西風帶。從平均緯向風的高度分布圖(圖2)上也可以看出,1月11日之后5hPa以上的緯向西風恢復并逐漸向下傳播。行星2波在平流層高層的向上向極傳播比1波弱了很多,但值得關注的是,2波主要的上傳期是在2004年的1月份,而這一時期尤其是1月中下旬正是行星1波上傳衰減的時期,說明這次SSW過程在平流層上層中行星2波雖然強度不及1波,但是它的作用與1波同向,且比1波的時間晚一些,正好是對1波作用的有效補充。極渦在上層、中層先后崩潰分裂后,由于東風帶阻礙行星波的作用主要位于平流層的中低層,在300hPa～10hPa的E-P通量分布圖中可以看出,在1月10日后,行星1波的上傳逐漸減弱、2波逐漸加強。圖6給出了1月24日2波的E-P通量及其散度的高度-緯度分布,從圖中可以看出在50°N～70°N有大量的渦動熱通量ˉv′θ′由對流層向平流層輸送,且其輸送量在100hPa高度最強,同時伴隨著渦動動量通量ˉu′v′向極地的輸送,并產生了堆積,促使平流層低層極渦在2月1日的崩潰分裂,東風帶在低層也已形成。在1波和2波的E-P通量分布圖中,2月中上旬兩者向上的輸送都較弱,且都集中在100hPa高度以下,使得不多的能量都集中在低層維持著極渦的分裂,而平流層中、上層則由于沒有外部能量的注入逐漸回到增溫前狀態,到2月下旬這一次的增溫過程基本結束。行星波在對流層激發后向上向極傳播首先作用于它能達到的最高層,它帶來的大量熱量和動量作用于高層的極渦,逐漸將極渦擠出極地甚至崩潰分裂,原來中低緯地區的高溫氣團進入極地高緯區域,導致南北溫度梯度和緯向風的反轉,而東風帶在高層的形成阻擋了行星波的進一步上傳,使得行星波的作用集中于東風帶以下,導致中、下層極渦的崩潰分裂,而東風帶上層大氣逐漸恢復到行星波上傳前的狀態,這與Manney(2005)的結論一致(增溫后平流層高層極渦迅速恢復)。整個SSW過程表現為高溫、東風帶從上往下傳播,實際是在行星波作用下極渦從上往下逐層崩潰,又從上往下逐層恢復。WMO制定的標準實際是描述了極渦變化的程度,極渦偏心則表現出溫度梯度的反轉;極渦崩潰分裂,原來中緯度的高溫氣團占據極地,則表現為緯向風的反轉。4剩余環流分布平流層爆發性增溫(SSW)的發生是由于行星波的上傳并與平均流相互作用而引起的,上一部分從行星波即E-P通量理論上來診斷分析爆發性增溫。變形歐拉平均動量方程(5)式中的經向剩余速度ˉv*通過連續方程與垂直剩余速度ˉw*(在p坐標系中為ˉω*)相聯系,它們分別表示為:ˉv*=ˉv-(ˉv′θ′/ˉθp)p,(6)ˉω*=ˉω+(acos?)-1(cos?ˉv′θ′/ˉθp)?.(7)由(5)式可知,在平均流和行星波活動變化的同時,剩余環流也在發生相應的變化,而剩余環流是由經向剩余速度[式(6)]和垂直剩余速度[式(7)]構成的平流層經向-垂直環流,它對于對流層-平流層相互作用和物質交換起著十分重要的作用。Andrewsetal.(1978)曾指出平流層變形歐拉平均剩余環流可以用來表示拉格朗日平均環流,而物質輸送是沿著拉格朗日環流進行,因此利用剩余環流研究平流層爆發性增溫期間平流層的物質輸送過程是十分有益的。圖7給出了平流層高層增溫盛期(12月23日)和增溫后期(1月11日)剩余環流隨緯度和高度的分布,可以看出:增溫期間剩余速度ˉv*(圖7a)、ˉw*(圖7c)的值在50°N以北要比50°N以南強,也就是說剩余速度的極值區主要集中在高緯,并且在0.5hPa以上剩余經向速度為強的向南輸送,同時伴隨著中高緯度地區強烈的下沉運動;在0.5hPa以下到2hPa之間,剩余經向速度為強烈的向北輸送并伴隨著極區附近較強的上升運動;而到了3hPa以下,剩余經向速度又轉為向南的輸送,但強度沒有上層的大,同時伴隨著中高緯地區的下沉運動。在增溫后期,在50°N以北0.2hPa以下的剩余經向速度ˉv*(圖7b)基本為向南的輸送占據了整個平流層,而垂直剩余速度ˉw*(圖7d)在2hPa以上極區附近為強烈的下沉運動,2hPa以下的中高緯地區為較強的上升運動。即增溫盛期在較高層的環流在0.5～3hPa流向北,然后在2hPa以上高度在極地附近上升中緯地區下沉,形成一個逆時針的環流;而在2hPa以下高度在中高緯地區都為強烈的下沉(圖7a),在下層5hPa附近有較強的向南輸送,也構成了一個順時針的環流;在增溫后期形成的是與增溫期間相反的兩個環流圈(圖8b),在2hPa以上極地中高緯地區為下沉氣流,占據了整層的向南運動在35°N附近與來自于赤道地區的向北氣流輻合,由質量守恒定律可知,在這一輻合地區存在著向上或向下的空氣運動,于是在上層形成了一個順時針的環流,在2hPa以下極地區域為上升運動,配合高緯地區整層的向南運動,形成了一個逆時針的環流。這與Gille(1987)的計算結果有著相同的特點:爆發性增溫前后,平流層剩余環流圈會發生反轉。只是這里的結果在上下兩個環流的分界高度上有所不同。SSW過程前后環流分布的變化會給化學物質的經向-垂直輸送帶來重大的影響,在增溫期間上層逆時針、下層順時針的環流分布會把大量低緯度地區的化學物質輸送到高緯度地區,并在上下環流分界高度向上向下重新分配;而增溫后期上層順時針、下層逆時針的環流分布又會把重新分配過的高緯度化學物質輸送到低緯度地區,并在上下環流分界高度進行重新分配。這一環流變化給整個平流層化學物質的分配帶來的影響是必然的,但影響大小取決于剩余環流的大小和區域。而在垂直速度和經向速度的時間序列分布(圖略)上也可以看出隨著緯度的升高,剩余速度的強度逐級增大,且在平流層高層高緯度地區下沉運動占據了主要位置,而經向速度隨著緯度的升高變化的時間更加集中,總的來說,剩余速度在SSW發展期間(2003年的12月中下旬)變化最為劇烈。5ssw過程的特征本文由歐洲中心60層模式資料出發,對2003～2004年冬季強度大、持續時間長的爆發性增溫進行了動力診斷分析,從SSW前后風場、溫度場、行星波振幅和極渦的變化,行星1波2波和平流層基本氣流的相互作