平流层极涡是南北半球冬季重要的环流系统.受到辐射加热作用的影响, 平流层环流变化有明显的季节性特征, 南北半球在冬半年都基本盛行西风, 极区为强大的气旋性极涡系统; 夏半年则为绕极的反气旋环流.一般而言, 南半球冬季的极涡持续时间较长, 并且极涡强度比北半球强, 这使得南半球容易形成强大的绕极环流, 不仅对中纬度的扰动有一定阻隔作用, 而且强极地涡旋的活动可造成的极区局地极端低温(南极平流层温度可达-84℃以下), 从而使得南极地区形成特有的极地平流层冰晶云(PSCS), 这种PSCS对破坏臭氧的化学反应起催化作用, 造成臭氧的严重破坏, 甚至出现臭氧空洞^[1].

受到上传行星波的影响, 冬季北半球平流层极涡有较强的扰动^[2].当扰动达到一定程度, 极涡内外温度梯度发生翻转, 形成爆发性增温^[3].爆发性增温是平流层所特有的现象, 由于南半球与北半球相比没有复杂的地形和海陆差异, 南半球的行星波活动没有北半球的强烈, 因此与上传行星波有关的平流层爆发性增温在南半球较为少见, 2002年的一次南半球爆发性增温因其强度较强和持续时间较长而特别引起了广泛关注^[4-6].

平流层极涡在秋季建立、春季崩溃, 这是南北半球平流层极涡所共有的特征.南北半球平流层极涡崩溃的时间具有很强的年际变化特征, 20世纪90年代以后极涡持续的时间有逐渐增长的趋势^[7-10].有研究发现, 在南北半球平流层极涡崩溃过程中波动的活动和辐射加热都起到了重要作用^[11].北半球平流层极涡崩溃偏早和偏晚时极涡结构的变化不同, 极涡崩溃早年极涡崩溃后残余的位涡结构持续时间较长, 而极涡崩溃晚年这种结构会很快消失^[12].北半球平流层极涡崩溃往往伴随着平流层与对流层的动力耦合过程, 从而极涡崩溃后对流层环流会延续平流层的异常信号^[13-14], 其结果是北半球平流层对对流层的天气气候具有重要的影响作用^[15-19].

事实上, 南半球平流层与对流层也存在一定的耦合, 尤其在南半球春季, 平流层信号下传能够造成对流层环流持续近两个月的异常^[20].然而相比于北半球, 关于南半球平流层极涡崩溃过程的研究目前还不够深入, 南半球平流层极涡崩溃偏早和偏晚时的环流异常特征及其与上传行星波和ENSO等外界因素的关系等问题还没有得到很好的解答.本文拟对上述问题展开进一步的研究和讨论, 以便对其有较为深刻的认识.

本文采用了NCEP/NCAP逐日再分析资料.该资料共62年(1948-2009年), 由于在1979年后南半球才有卫星资料的引入^[21], 因此本文只使用了1979年到2009年共31年的资料.资料水平分辨率为2.5°×2.5°, 在垂直方向有17层, 最高层次为10hPa, 资料包括温度场、位势高度场、纬向风场、经向风场和垂直速度场.

平流层极涡崩溃时间的定义方法有很多种, 参考魏科等^[22]的方法, 这里我们定义南半球极涡崩溃的时间为10hPa高度上60°S平均纬向风最后一次由西风转为东风的时间.经统计分析得到了31年极涡崩溃时间序列(图 1), 该序列与魏科等^[22]使用ECMWF再分析资料集(ERA-40)定义的南半球极涡崩溃时间的结果基本一致.从南半球极涡活动的长期线性趋势来看, 南半球平流层极涡持续时间有增长特征, 这与已有的研究结果也是吻合的.确定极涡崩溃日期以后, 我们取极涡崩溃的前40天到后40天作为极涡崩溃的时间周期.另外, 通过计算31年极涡崩溃时间的标准化序列, 我们以大于(标准差)+1和小于-1分别定义为极涡崩溃的晚年和早年, 这样选取了5次极涡崩溃异常早年和7次极涡崩溃异常晚年, 其平均极涡崩溃时间分别为11月5日和12月6日, 相差达一个月左右.

图 1

Fig. 1

图 1 1979-2009年南半球极涡崩溃时间序列(红线为线性趋势) Fig. 1 Tim eseries of Antarctic vortex breakup time from 1979 to 2009(red line represents the linear trend)

为了研究上传行星波对南半球极涡崩溃的影响, 我们以60°S以南, 100hPa到10hPa平均的EP通量垂直分量表示上传行星波的大小.其中EP通量计算公式为:

其中ρ是空气密度, a是地球半径, φ是纬度, R是空气常数, f是地转参数, H是大气标高, u和v分别是纬向风和经向风, T是温度, N为浮力频率, 取纬向波数1~3表示行星波.

本文主要使用了小波分析、EOF分析、合成分析和回归分析等常用的气候诊断分析方法.此外, 本文还利用了英国Hadley气候中心的全球月平均海表温度资料(HadISST1)计算了Niño3.4指数.

分析表明, 南半球平流层极涡的崩溃过程都伴随着南半球平流层高纬地区位势高度场、温度场以及风场的调整.图 2分别是极涡崩溃前后10hPa高度上60°S与70°S纬向平均位势高度场差值的变化和60°S平均纬向风的变化.可以看到60°S平均纬向风在极涡崩溃的前后是非常明显的由西风转为东风的过程.极涡内外位势高度场差值反映出了极涡崩溃前后极涡内外的位势高度梯度由外指向内变为内指向外的过程.我们注意到极涡崩溃前后无论60°S平均纬向风场还是60°S和70°S纬向平均位势高度差值的变化都有显著的不同特征, 南极极涡崩溃前60°S平均纬向风场以及60°S和70°S纬向平均位势高度场差值的变化振幅大、频率高, 而极涡崩溃之后其变化的幅度明显减小.这些不同特征与极涡崩溃前后大气环流场的变化有关, 极涡崩溃之前平流层高纬地区处于冬季西风环流的控制中, 由对流层上传的行星波可以通过西风气流向平流层高纬传播^[2], 使得平流层环流受到较强波动的作用, 形成了较强的振荡现象.而极涡崩溃之后平流层高纬地区处于东风环流控制中, 对流层行星波难以通过东风气流向平流层高纬传播, 平流层主要处于辐射平衡的控制之下, 环流相对稳定.

图 2

Fig. 2

图 2 极涡崩溃前后10hPa高度上60°S和70°S平均位势高度差值(a)、60°S平均纬向风(b)的时间演变(阴影部分是31次极涡崩溃、蓝线是45年平均、红线是崩溃异常晚年平均、绿线是崩溃异常早年平均). Fig. 2 Zonal average geopotential height deviation between 60°S and 70°S (a)、average zonal wind at 60°S (b) on the 10hPa (Shading shows the range for 1979-2009;Blue line shows the 45 year average; Red line shows the years with early decay and green line shows the years with lated ecay).

为了更清楚地显示南半球平流层极涡崩溃前后大气环流场的变化特征, 我们作了60°S到90°S平均的温度场、纬向风、位势高度场时间偏差的垂直分布(图 3).各变量的时间偏差由各个时刻的值减去极涡崩溃过程周期(81天)的平均值得到, 通过时间偏差图可以更直观地看出极涡崩溃前后环流场的差异.从图 3可以看到, 无论是崩溃偏早年还是崩溃偏晚年, 崩溃前后的环流场都有很明显的变化.从垂直方向来看, 这种变化还具有准正压的结构特征, 即从低层到高层变化一致.也就是说极涡崩溃前后, 平流层环流发生了明显转变, 同时对流层环流也随之发生了变化.极涡崩溃过程中各个场的时间偏差0线都从上到下呈倾斜状, 这表明极涡崩溃无论是在偏早年还是偏晚年大气环流场的变化都是高层先于低层.另外, 从极涡崩溃前后各个变量偏差的大小来看(最大值和最小值之差), 在极涡崩溃早年, 其崩溃前后环流的差异要大于极涡崩溃晚年.也就是说, 极涡崩溃早年极涡崩溃过程中大气环流的变化更为剧烈.

图 3

Fig. 3

图 3 极涡崩溃早年(左)和晚年(右)60°S以南区域平均温度场(a, 单位:℃)、位势高度场(b, 单位:gpm)、纬向风(c, 单位:m·s-1)时间偏差的垂直分布 Fig. 3 Vertical sections of the averaged deviations of temperature (a, ℃), geopotential height (b, gpm), zonal wind (c, m·s-1) at south of 60°S in early (left) and late (right) breakup years

南半球平流层极涡崩溃偏早年和偏晚年极涡崩溃前后大气环流异常场(距平场)也有明显的不同特征.图 4中极涡崩溃偏早年在极涡崩溃前后平流层温度场距平、纬向风场距平和位势高度场距平都表现为整层一致的变化特征, 即都为正温度异常、正位势高度异常和负纬向风异常.我们知道, 极涡崩溃是平流层冬季环流和夏季环流转换的标志, 极涡崩溃前以绕极西风气流为主, 极涡崩溃后绕极东风取代了绕极西风.极涡崩溃偏早年极涡崩溃前的正温度异常、正位势高度异常和负纬向风异常表明极涡崩前40天, 南半球平流层极涡已经开始逐渐减弱, 并且这种极涡减弱表现为平流层整层的一致变化特征.此外, 我们还注意到纬向风异常呈波动的特征比较明显, 表现为在-35天和0天左右有负异常极值出现在平流层高层, 其中0天左右负异常最大, 说明极涡经历了两次减弱的过程, 最终彻底转变为东风控制.由于极涡崩溃后平流层为夏季环流, 极涡崩溃偏早年极涡崩溃后的正温度异常、正位势高度异常和负纬向风异常则表示极涡崩溃后夏季环流异常增强.极涡崩溃偏晚年极区环流异常与极涡崩溃偏早年基本呈相反的分布.极涡崩溃偏晚年, 负温度异常、负位势高度异常和正纬向风异常表明极涡崩溃偏晚年极涡崩溃前冬季环流偏强, 而极涡崩溃后夏季环流偏弱.与极涡崩溃偏早年不同, 温度场异常没有表现为平流层整层一致的变化特征, 而是平流层高层为正温度异常、中低层为负温度异常.极涡崩溃偏晚年极涡崩溃前纬向风异常也有波动特征, 在-30天、-20天和-5天左右有极值, -5天到0天左右极值最大.

图 4

Fig. 4

图 4 南极极涡崩溃偏早年(左)和偏晚年(右)60°S以南区域平均温度(a, 单位:℃)、位势高度(b, 单位:gpm)和纬向风(c, 单位:m·s-1)异常随时间的变化(阴影区表示超过0.1的信度) Fig. 4 Time-height sections of the averaged temperature (a, ℃), geopotential height (b, gpm) and zonal wind (c, m·s-1) anomalies at the south of 60°S in early (left) and late (right) breakup years (Shading denotes the region above 90% significance level)

已有的关于北半球平流层极涡崩溃的研究发现极涡崩溃伴随着平流层与对流层的相互作用过程, 北半球极涡崩溃前20天北极涛动处于正位相最大值^[13], 而极涡的崩溃将通过平流层环流异常的下传造成对流层产生一个形变的北半球环状模(NAM)结构^[13-14].为了研究南半球平流层极涡崩溃过程中低层大气环流场的变化特征, 这里给出了南半球平流层极涡崩溃偏早年和偏晚年极涡崩溃前后30天平均的1000hPa位势高度异常(图 5).极涡崩溃偏早年极涡崩溃前30天1000hPa极区附近为正位势高度异常, 中纬度为环绕极区的负异常带.这种极区高纬度正异常与中纬度负异常的反相分布表明, 极涡崩溃偏早年极涡崩溃前南极涛动为负模态.极涡崩溃偏早年极涡崩溃后30天1000hPa位势高度异常的分布与崩溃前保持一致, 极区为正异常、中纬度为负异常, 并且正负异常中心的位置保持不变.这说明极涡崩溃偏早年极涡崩溃后南极涛动也为负模态.而极涡崩溃偏晚年极涡崩溃前与崩溃后1000hPa位势高度异常与极涡崩溃偏早年呈相反的分布, 即极区高纬度地区为负位势高度异常、中纬度为正异常.这种位势高度异常的分布使得极涡崩溃偏晚年极涡崩溃前后南极涛动为正模态.实际上, 极涡崩溃偏早年和偏晚年极涡崩溃前后这种异常模态从对流层一直延伸到了平流层(图略).

图 5

Fig. 5

图 5 极涡崩溃偏早年(a)和偏晚年(b)极涡崩溃前(上)、后(下)30天平均1000hPa位势高度异常(单位:gpm)(阴影区为通过0.1的信度检验区域) Fig. 5 30 days averaged geopotential height anomalies (gpm) at 1000hPa before (above) and after (below) the early (a) and late (b) breakup (Shading denotes the region above 90% significance level)

由于行星波能够在西风气流中传播到平流层, 因此北半球冬季和南半球冬季平流层环流都在一定程度上受到上传行星波的影响.这里我们以60°S以南100hPa到10hPa平均的EP通量垂直分量来表示行星波上传, 并分析极涡崩溃偏早年和极涡崩溃偏晚年的差异情况.图 6给出了极涡崩溃偏早年、极涡崩溃偏晚年以及31年平均的南半球上传行星波的月变化特征.从图中可以看到, 极涡崩溃偏早年和偏晚年与31年平均的上传行星波有相同的变化趋势, 从1月开始上传行星波逐渐增加, 到7月之后行星波上传增强更明显, 9月达到最大, 随后逐渐减小.南半球行星波上传最大值并不是在6、7、8月传统的南半球冬季, 而是在8、9月份.在极涡崩溃偏早年上传行星波在6月开始增加, 在9月达到最大值后逐渐减弱.而极涡崩溃偏晚年行星波在4月略有增加, 但是到了6月后开始减小, 到8月再逐渐增强.极涡崩溃偏早年上传行星波比极涡崩溃偏晚年强, 并且开始早、持续时间长.上传行星波的强度和持续时间与南极极涡崩溃的早晚存在一定的对应关系:上传行星波较强则极涡持续时间短, 极涡崩溃早; 上传行星波弱则极涡持续时间长, 极涡崩溃晚.

图 6

Fig. 6

图 6 60°S以南100hPa到10hPa平均的EP通量垂直分量的逐月变化(单位:m3·s-2, 黑线为极涡崩溃偏早年, 红线为极涡崩溃偏晚年, 蓝线为31年平均) Fig. 6 Temporal variation of averaged vertical EP flux from 100hPa to 10hPa in the south of 60°S (m3·s-2, Blue line shows the 31 year average; Red line for the late years and blac kline for the early years)

已有研究表明, 上传的行星波通过与基本气流的相互作用能够使得平流层高纬地区增暖, 造成平流层极涡减弱^[3].从图 6中我们发现在极涡崩溃偏早年上传行星波异常强, 而在极涡崩溃偏晚年上传行星波异常弱.基于波流相互作用原理, 我们可以认为在南半球行星波上传峰值期的8月和9月之后, 由于上传行星波的异常可能造成极涡崩溃偏早年和偏晚年平流层环流有不同的异常特征.这里, 我们进一步分析了极涡崩溃偏早年和偏晚年10月的纬向平均位势高度异常(图 7).从图中可以看到, 极涡崩溃偏早年平流层高纬地区为正的位势高度异常, 正异常的中心位于平流层高层, 说明异常强的行星波上传导致了极涡的异常减弱.而极涡崩溃偏晚年平流层高纬地区为负的位势高度异常, 负异常的中心位于平流层中层, 说明弱的上传行星波使得极涡异常增强.这一结果与我们利用波流相互作用理论推论的结果是一致的.结合前面的分析, 可以认为前期行星波上传的异常特征将会造成10月平流层高纬的环流异常, 而这种环流异常将持续保持并最终造成南半球平流层极涡崩溃的偏早和偏晚.

图 7

Fig. 7

图 7 极涡崩溃偏早年(a)和偏晚年(b)10月纬向平均位势高度异常的纬度-高度剖面(单位:gpm)(阴影区为通过0.1的信度检验区域) Fig. 7 Latitude-height section of geopotential height anomalies (gpm) in October of the early (a) and late (b) breakup years (Shading denotes the region above 90% significance level)

准定常行星波是由大地形或者海陆热力差异激发所形成的^[2], 行星波在冬季平流层扰动以及平流层与对流层相互作用的过程中起到了重要作用^[23-25].有研究表明ENSO事件能够影响上传行星波, 并进一步对北半球极涡造成影响^[26-28].从前面的分析我们知道南半球极涡崩溃受到行星波上传的影响, 那么ENSO事件是否会在南半球极涡崩溃过程起到一定的作用呢?下面将就这个问题开展讨论.

首先, 我们分别对极涡崩溃偏早年和极涡崩溃偏晚年的6月到次年2月海温距平场进行合成分析, 图 8给出了极涡崩溃偏晚年6月、8月、10月、12月和次年2月合成的海温距平分布.从图中可以看到, 从6月开始在赤道中东太平洋出现了负的海温异常, 这个负异常随时间逐渐增强, 12月时达到最强.这种赤道中东太平洋的负海温异常的分布形势有些类似La Niña事件, 并且这个海温异常的发生时间和发展过程都与La Niña的一般发展过程有很好的一致.

图 8

Fig. 8

图 8 极涡崩溃偏晚年6月(a)、8月(b)、10月(c)、12月(d)和次年2月(e)合成的海温距平分布(单位:℃)(阴影区为通过0.1的信度检验区域) Fig. 8 Composite sea surface temperature anomalies (℃) in June (a), August (b), October (c), December (d) of late breakup year and February (e) in the next year (Shading denotes the region above 90% significance level)

通过前面的分析我们发现南半球上传到平流层的行星波最强一般出现在8月和9月, 上传行星波通过波流相互作用, 造成后期10月南半球平流层环流的异常.而从图 8可以看出极涡崩溃偏晚年的海温异常与La Niña事件的海温异常有较为相似的分布特征.那么对应La Niña事件, 平流层的EP通量有怎样的特征呢?这里, 我们在图 9中进一步给出了对La Niña年8月、9月Niño3.4指数回归的同期EP通量的分布形势.从图 9可以清楚看到, EP通量的主要特征是由平流层指向对流层、尤其是在60°S纬度带附近.这种EP通量的特征分布表明, 对应La Niña年8月、9月份, 平流层的行星波主要表现为下传, 或者说La Niña年的海温异常使得南半球上传行星波减弱.而这种La Niña年的海温异常使得南半球上传行星波减弱, 正好与极涡崩溃偏晚年行星波的异常特征一致.因此可以认为, 南半球平流层极涡崩溃偏晚与La Niña事件可能有一定的联系, La Niña事件所造成的行星波异常, 将进一步影响南半球极涡的崩溃过程.

图 9

Fig. 9

图 9 对La Niña年8月、9月Niño3.4指数回归的EP通量(m3·s-2)的分布 Fig. 9 Regression map for EP flux (m3·s-2) on Niño3.4 index in August and September of La Niña years

但是, 在我们对极涡崩溃偏早年的海温距平进行合成分析时并没有看到比较显著的海温分布形势出现, 似乎南半球平流层极涡崩溃偏早并不与ENSO有明显的关系.因此, 虽然极涡崩溃偏晚与La Niña有较好的对应关系, 但是海温异常或者ENSO事件与南半球平流层极涡崩溃之间并不存在一一对应的确定关系.这或许是不少研究所提到的"ENSO影响的不对称性"的又一表现, 因为已有研究表明ENSO影响的不对称性既表现在El Niño和La Niña的影响造成的大气环流异常形势并非为反相特征, 还表现为它们影响的演变过程也并非相反^[29-31].

2002年之前的资料研究结果显示南半球极涡持续时间在逐渐增长, 也就是说从20世纪90年代中后期开始南半球平流层极涡崩溃时间有逐渐推迟的趋势^[7-10].我们利用1979年到2009年共31年的NCEP再分析资料, 得到了较长时期(31年)南半球平流层极涡崩溃的时间序列.本文使用的资料延长到了2009年, 所得到的结果更具有代表性, 进一步揭示和证实了南半球极涡崩溃的过程和特征.

南半球平流层极涡的崩溃过程反映的是南半球平流层环流由冬季向夏季的转换, 伴随着南半球平流层高纬地区位势高度场、温度场以及风场的调整.我们以1个标准差作为阈值, 分别选取了5个极涡崩溃异常偏早年和7个极涡崩溃异常偏晚年, 利用合成分析研究极涡崩溃偏早年和偏晚年的环流特征.极涡崩溃偏早年和偏晚年极涡崩溃前后环流异常场(距平场)有明显的不同特征, 极涡崩溃偏早年在极涡崩溃前后平流层温度场距平、纬向风场距平和位势高度场距平都表现为整层一致的变化特征, 为正温度异常、正位势高度异常和负纬向风异常.而极涡崩溃偏晚年极区环流异常基本与极涡崩溃早年的异常相反.

从对应的不同的气候背景来分析, 极涡崩溃偏早年极涡崩溃前的冬季环流异常弱, 极涡崩溃后夏季环流异常强; 而极涡崩溃偏晚年极涡崩溃前的冬季环流异常强, 极涡崩溃后夏季环流异常弱.另外, 极涡崩溃偏早年和偏晚年极涡崩溃之前的纬向风异常都具有明显的波动式变化特征.在关于北半球极涡崩溃过程的研究中发现, 极涡崩溃前后纬向风距平相反^[13-14], 南半球极涡崩溃过程与其有明显的不同, 不存在极涡崩溃前后纬向风距平相反的特征.此外, 南半球平流层极涡崩溃偏早年和偏晚年对流层也延续了平流层环流异常在极涡崩溃前后一致的特点, 10hPa上极涡崩溃偏早年极涡崩溃前后都为南极涛动负模态, 而极涡崩溃偏晚年为南极涛动正模态.

上传行星波对冬季平流层环流具有重要的影响, 我们以60°S以南100hPa到10hPa平均的EP通量垂直分量来表示行星波上传.其结果表明从1月开始上传行星波逐渐增加, 到7月行星波上传明显增强, 9月达到最大, 随后逐渐减小.并且极涡崩溃偏早年的上传行星波比极涡崩溃偏晚年强, 持续的时间也长.上传行星波能够通过波流相互作用使得平流层极涡减弱, 在南半球行星波上传的峰值期(8月和9月)之后的10月, 分别对极涡崩溃偏早年和偏晚年所做的分析表明, 平流层高纬度地区分别存在正的位势高度异常和负的位势高度异常.前期行星波异常通过波流相互作用能造成10月份平流层高纬度地区的环流异常, 而这些异常环流的持续维持将影响南半球极涡崩溃的早晚.可以认为, 行星波造成了前期南半球极涡的强弱, 而前期10月极涡的强弱异常最终造成了极涡崩溃的早晚.

过去已有研究认为ENSO事件通过上传行星波对平流层环流异常有一定的影响^[26-28], 本文的合成分析结果显示, 极涡崩溃偏晚年从6月开始在赤道中东太平洋出现了La Niña型的负海温异常, 这个负异常随时间逐渐增强, 在12月达到最强.这说明极涡崩溃偏晚与La Niña事件之间可能存在一定的联系.并且, 回归分析进一步表明La Niña年8月和9月的海温异常能够造成同期上传行星波的减弱, 这与极涡崩溃偏晚年行星波的异常特征一致.但是, 南半球平流层极涡崩溃偏早年与太平洋海温异常没有明显关系, 可能是ENSO影响的不对称性的一种表现.实际上, 辐射平衡过程在平流层极涡崩溃过程中也有重要的作用^[11], 它与ENSO构成了南半球平流层极涡崩溃过程中极涡自身动力过程和外界强迫影响的复杂性.单纯的资料分析难以进一步确定南半球平流层极涡崩溃过程中ENSO及其它外界因素影响的物理过程和动力机制, 数值模拟有可能帮助我们更好地揭示这其中的联系, 相关的研究工作将在今后进一步开展.