2006, 17 (6): 743-755
南极和北极位于地球的南北两端, 大部分地区终年为冰雪所覆盖, 是地球上的气候敏感地区, 也是多个国际科学计划研究全球气候变化的关键地区[1-2]。南极、北极是地球气候系统的重要单元, 包含了大气、海洋、陆地、冰雪和生物等多圈层相互作用的全部过程。南、北极所处的特殊的地理位置, 特有的生态、气候和自然环境变化, 在全球变化, 尤其是在全球及区域气候变化中有重要作用。极地大气科学考察研究是极地科学研究重要组成部分, 不仅具有深远的政治意义, 而且在气象学、冰川学、海洋学、地质学、生物学、地理学及环境科学等研究领域具有重要的科学意义; 同时对我国国家安全保障、经济发展、社会进步和可持续发展也会产生影响, 具有潜在的经济和社会效益。
中国气象科学研究院 (以下简称为气科院) 的极地大气科学考察和研究是伴随中国极地考察和极地考察站的建设发展起来的[3-5]。中国的极地考察和研究由国家南极考察委员会 (现为国家海洋局极地考察办公室) 归口管理。秦大河参加了“1990年国际徒步横穿南极考察队”, 是第一个徒步横穿南极考察的中国科学家。1984年, 在筹备组织我国首次南极考察时, 国家气象局在气科院设立了“南极气象研究室”, 专门承担南极气象站的建设和南极气象科学考察与研究的任务; 1987年“南极气象研究室”改名为“极地气象研究室”, 工作范围从南极扩大到南北极。
从1984年到2006年, 作为国家行为, 我国组织了23次南极考察、2次北冰洋考察和3次北极站考察。1985年和1989年在南极建立了长城气象站 (89058, 62°13′S, 58°58′W, 海拔10 m) 和中山气象台 (89573, 69°22′S, 76°22′E, 海拔14.9 m); 2004年在北极建立了黄河科学考察站 (78°55′N, 11°56′E, 海拔11 m); 2002年和2005年在从中山站到南极冰盖最高点的大陆冰盖上, 设置了LGB-69(89576, 70°50′S, 77°04′E; 海拔1850 m)、Dome A (89577, 80°22′S, 77°22′E; 海拔4093 m) 和飞鹰 (Eagle) (89578, 76°25′S, 77°01′E; 海拔2852 m) 等3个中-澳合作无人自动气象站。
目前, 我国南北极气象站的业务维持由中国气象科学研究院承担, 参加极地考察的气象人员由中国气象科学研究院和国家海洋环境预报中心推荐派出, 气象考察人员的业务培训和常规观测资料审核、整编、归档由气科院极地气象研究室负责。到2006年底, 中国气象科学研究院派出参加南北极考察的人员共96人次 (北极13人次):其中气科院人员57人次, 中国气象局其他单位12人次, 13省市气象局27人次。气科院极地气象研究室参加和组织极地大气科学考察, 进行了常规地面气象、Brewer大气臭氧、近地面物理、冰雪和大气化学等观测, 获得了较为系统的极地大气环境第一手资料[6], 并开展了有关极地大气科学和全球变化的研究。由中国气象科学研究院极地气象研究室整编的长城站和中山站1992年前逐日常规气象资料及1993—1994年辐射和大气臭氧资料, 以《南极考察资料报告》的形式由气象出版社出版[7-13]。由南极气象业务获得的气象数据已收入我国“地球科学数据系统 (WDC-D)-气象学科部分”、“中国极地科学数据库系统”和国际南极研究科学委员会 (SCAR) 整编的南极气候资料中, 这些资料都可以通过国际互联网进行查询。
1 极地大气科学与全球变化研究概况气科院与极地有关的大气科学研究始于20世纪80年代, 张家诚讨论了极冰的冷源作用对季风的影响, 认为极地和热带组成了大气的第一类热机, 极冰在第一类热机及行星风系的形成中起重要作用[14]; 张家诚还以斯匹次卑尔根冰量与我国北方及长江流域夏季降水的关系为例, 指出可以利用北极某些海域的温度和冰量来制作我国夏季降水的长期预报[15]。
近25年, 气科院的极地大气科学研究主要经历了1990年前和1990年后两个阶段。
1990年前是我国极地科学研究的起步阶段, 极地科学研究领域没有承担国家级的科研项目, 有关南北极的研究主要是由各单位分散进行的。气科院极地气象研究室承担了国家气象局“南极气象考察与研究 (1984—1990)”和自然科学基金“南极地区近地面层物理学的观测分析研究”等项目; 在第一次南极大气科学学术讨论会 (1986年9月, 北京)[16]、第一届中国南极冰川学学术会议 (1986年8月, 兰州)[17]、南极研究国际学术讨论会 (1989年5月, 中国杭州)[18]、中国第一届南大洋考察学术讨论会 (1989年5月, 中国杭州)[19]和国际南半球气象和海洋等学术讨论会[20]上, 交流了与南极气象有关的学术论文。
1985年和1989年, 我国建成了中国南极长城站气象站和中山站气象台, 为开展南极实地气象考察和研究创造了条件。特别是南极中山站建立后, 我国南极考察和研究的重点由以考察站建设为主转向以开展极地科学研究为主。气科院极地气象研究室在进行极地考察的同时, 开展了有关极地气象和全球变化、地-气相互作用物理过程等考察和研究工作[4-5]。
1990年后, 在全球变化思想指导下, 围绕国家级科研项目, 多学科协同合作, 共同攻关, 我国极地大气科学研究进入了快速发展阶段。“八五”期间, 国家南极考察委员会组织了国家科技攻关“中国南极考察科学研究”项目, 气科院牵头承担第5课题“南极与全球气候环境相互作用和影响“的研究[21-22]。在“九五”期间, 国家海洋局极地考察办公室组织的国家科技攻关项目“南极地区对全球变化的响应与反馈作用研究”中, 中国气象科学研究院和中国极地研究所一起承担有关大气和高层大气的课题“南极大气和空间物理过程及其对全球变化响应”的研究[23]。1999年的中国首次北极科学考察时, 开展了多学科的“北极海洋环境与海气相互作用研究”, 气科院主持“北冰洋夏季海气相互作用与大气物理过程”的研究[24-25]。在“十五”期间的科技部社会公益研究专项“南极地区地球环境监测与关键过程研究”中, 气科院承担与大气有关的“南极地区气候异常过程及其对我国气候变化的影响”研究。2003年的中国第二次北极科学考察, 以“北极变化及其对我国气候环境的影响”为主要科学目标, 气科院承担了“北极海冰变化过程和海气交换通量”、“北冰洋大气边界层和大气环境”等现场考察和研究[26]。
近5年国家自然科学基金委员会资助了与南北极大气科学有关的16个项目, 涉及极地大气科学研究的各个领域。其中气科院主持的有4项, 分别为:重点项目“北极苔原和海冰地区边界层物理过程的观测研究”(400333032) 和面上项目“南北极地区地气相互作用过程的研究”(49975006)、“过去500年东、西南极冰盖高分辨率气候记录及其变化机理研究”(40305077)、“南极海冰与ENSO互动关系及其机理研究”(40575033) 等。
气科院进行的极地大气科学考察和研究中, “南极气象考察与研究 (1984—1990)”获1992年国家气象局气象科技进步二等奖。气科院作为主要参加者的“八五”攻关项目“中国南极考察科学研究”先后获1996年国家海洋局海洋科技进步特等奖和1998年国家科技进步二等奖; “九五”攻关项目“南极地区对全球变化的响应与反馈作用研究”获2002年国家海洋局海洋创新成果一等奖; 国家专项“中国首次北极科学考察”获2003年国家海洋局海洋创新成果一等奖, “第二次北极科学考察与研究”荣获了2006年国家海洋局海洋创新成果一等奖。
2 极地大气科学和全球变化研究进展无论是国外的极地大气科学考察与研究, 还是我国的极地大气科学考察与研究, 从一开始都是在全球变化的框架内进行的。极地大气科学考察研究是25年来在气科院有较大进展的科学领域。在南极研究方面, 对南极地区的天气气候特征、气候变化的时空多样性; 南极臭氧和紫外辐射变化、长城站和中山站及临近地区的辐射平衡特征、南极不同下垫面大气边界层结构特征; 南极冰雪、地球化学等代用资料序列的建立及研究; 极冰变化、南极海冰涛动及其对我国降水和温度异常的影响、南极冰异常影响中国地区的天气气候的遥相关机制; 南极海冰变化规律及海冰监测、气象预报服务等研究方面作出了很好成果。在北极研究方面, 揭示了考察航线上紫外UV-B辐射和地面臭氧的时空变化特征, 北极地区大气气溶胶和大气化学特征; 在北冰洋联合冰站, 用国际先进的观测仪器获得了海面和浮冰区辐射和湍流交换的第一手资料; 研究了北冰洋地区夏季大气边界层结构和下垫面能量平衡各个分量的变化特征; 指出了北冰洋夏季海-气和冰-气之间边界层物理过程有明显差异, 取得了新的进展[4]。
2.1 极地天气气候特征及气候变化时空多样性研究利用我国在南北极建立的3个有人气象站、3个无人自动气象站资料, 赴南北极航途及2次北冰洋浮冰站考察资料, 以及国外极地站和气象卫星遥感等资料, 对极地天气气候特征及气候变化多样性进行了研究[27-50], 其中包括极地天气气候的时空变化特征[27,32-33,35,40]、南极极地气旋路径[3]、影响我国考察站的天气过程[21]、极地气旋的卫星云图特征[21]、中国南极考察的业务天气预报等[3,36]。利用实地考察资料研究了东南极冰盖格罗夫山地区夏季的天气特征[37]和北冰洋浮冰区的气象要素特征[38]。
南极长城气象站和中山气象台是我国南极考察和研究的重要基地, 分别建在西南极乔治王岛和东南极拉斯曼丘陵。与长城站相比, 中山站的温度低, 干燥、云量和降水少, 风大、大风天数也多[40]。北极黄河站建在北极斯瓦尔巴群岛新奥尔松地区, 由于受北大西洋暖流的影响, 该地是北极同纬度温度最高的地区。岛上气候温暖湿润, 即使在隆冬季节, 日平均气温都可以升至0 ℃以上, 全年平均风速不大, 大风天数也很少[48]。南极长城站、中山站和北极黄河站的纬度都高于60°, 因而温度年变化都有极地特有的“无心冬季 (Coreless Winter)”和“短暂夏季 (Pointed Summer)”的变化特点。
南极地区大气振荡特征的谱分析表明, 准1周和准2周振荡是南极地区各层次温压参数和大气臭氧普遍存在的2种主振荡周期, 不同年份其振荡强度也有所不同。在中山站-昭和站地区准1周和准2周振荡都是由西向东传播的。准1周和准2周振荡都可以由上而下或由下而上地穿越对流层顶, 与南极平流层和对流层的中期振荡有着密切的关系。在南极地区, 大气的准2周振荡可能是极涡本身固有振荡的反映, 而周期较短的准1周振荡则可能是外来扰动强迫振荡的反映[5,27]。
南极和北极的天气气候变化存在明显的时间和空间上的多样性特点。在南极和邻近地区, 以温度为代表的常规气候特征变化并不一致, 存在着罗斯湾 (Ⅰ区)、南极半岛 (Ⅱ区)、东南极 (Ⅲ区)、南太平洋 (Ⅳ区) 和东南极西部 (Ⅴ区) 5个温度变化不同的区域[32]; 海冰变化的区域划分基本上与温度变化一致[33,43]。上述南极地区气候变化时空多样性的提出为进一步研究南极地区对全球变化的响应提供了重要线索。
50年来, 北极与全球一样, 都在显著增温; 而南极和邻近地区的温度变化趋势恰与全球平均并不一致。虽然1957年以来南极和邻近地区的增温幅度, 大于近40年全球平均增温幅度, 但1957—1979年当全球平均温度无明显增暖倾向时, 南极和邻近地区增温幅度却较高; 而在1980年后, 当全球平均温度迅速上升时, 在南极和邻近地区温度变化并不明显, 甚至还有微弱的降温倾向[32]。南极地区的增暖主要发生在南极半岛地区, 在南极大陆主体并不明显, 近十余年还有降温趋势; 近年来西南极频繁发生的冰架融化和崩塌, 在东南极也没有发生。我国南极长城站和中山站正好处于南极半岛和东南极两个不同的气候区, 中国南极长城气象站和中山气象台常规气象观测及与气象有关的科学考察资料也证实了这一点[40]。这种变化和差异很难简单地用全球温室效应来解释, 也难以说明南极是对全球温室效应响应最强烈的地区。目前还没有足够的依据能说, 近50年南极和邻近地区的温度变化是由于温室效应加强的结果, 这种变化在很大程度上仍可能是由于气候系统内部变化的结果。对南北半球温度短期气候变化趋势的差异, 以及20多年来南极半岛以外的南极若干地区出现降温倾向的气候学意义应予以重视[32,40,43]。
2.2 极地海冰变化和南极海冰涛动研究在极区, 季节变化最大, 备受大气科学家关心的下垫面特征是海冰[51]。与温度一样, 极地海冰变化也存在明显的区域性变化特征。近年来, 气科院开展了有关极地海冰变化和南极海冰涛动研究[51-60]。
对海冰北界月平均变化距平序列的聚类分析结果表明, 南极海冰也可以划分成5个短期气候变化相似的区域, 且海冰的分区大体上与温度分区一致[33]。海冰气候特征在时间和空间上的差异明显, 其中威德尔海及其下游区和罗斯海及其下游区年振幅最大, 变化最剧烈。此种区域划分在时间上是稳定的, 海冰资料长短并不影响对区域划分的结果[57]。
通过对南极海冰密集度距平场的EOF和SVD分析发现, 南极半岛西侧的别林斯高晋海及罗斯海外围是一对具有“翘翘板”特征、与ENSO有紧密联系的关键区, 其首要模态的正负距平分布与聚类分区结果一致, 也反映了南极海冰变化的区域差异。由此定义的南极海冰涛动指数 (ASOI) 或海冰北界涛动指数 (ASEOI) 与SOI, Nino3指数的变化有密切关系。可用这2个涛动指数来讨论海冰状况和南极海冰关键区的活动; 南极海冰涛动指数的建立, 将为进一步认识南极海冰变化对大气环流及中国天气气候影响的研究提供新的思路, 为中国短期气候预测提供新的线索[55-57]。
近30年, 南极海冰的季节变化特点是海冰融化速度远大于凝结速度, 而北极海冰融化速度与凝结速度基本相同; 南极海冰存在着明显的年际变化, 海冰面积指数呈增加趋势, 而北极海冰年际变化则相反, 呈减少趋势; 南极海冰涛动指数能代表南极地区近1/3的海水变化, 是南极海冰变化的重要指数, 具有10年、3~5年和2年左右的准振荡周期[60]。
极地海冰变化不仅与大气温度有关[53-56], 与极地大气环流特征关系也十分密切。南极海冰变化与极涡指数有关[52]; 与冬季北极海冰运动主模态有直接关系的海平面气压变化主要发生在北极海盆及其边缘海区[58]; 北极大气偶极子异常是驱动冬季北冰洋海冰和冷空气进入巴伦支海、北欧诸海以及北部欧洲的重要机制[59]。
2.3 极地近地面物理特征和海-冰-气相互作用研究极地近地面物理特征和海-冰-气相互作用研究是气科院极地大气科学考察和全球变化研究的重要内容, 并取得了较大进展[61-94]。我国南极长城站和中山站分别位于西南极和东南极, 纬度差异并不大, 但由于气候状况, 特别是天空云量不同, 长城站到达地面的总辐射仅为中山站的50%左右; 在冬半年, 长城站和中山站有积雪覆盖时地面反射率为40%~60%、而无积雪覆盖时地面反射率仅20%左右。两站净辐射夏半年为正, 冬半年为负。就全年而言, 净辐射均大于0, 地面对大气而言为热源[75,40]。
我国黄河站在北极斯瓦尔巴群岛的新奥尔松地区, 纬度比长城站高17°, 由于云的影响, 该地在极昼期间的日照百分率仅为32.2%。3—5月下垫面为积雪, 地面反射率一直稳定在78%左右; 7—8月下垫面为典型的北极苔原, 反射率平均仅为15%。南极长城站和中山站的下垫面主要为沙砾, 长城站仅有少量苔藓或地衣, 中山站则很少有植被, 因而, 夏季12月—次年1月 (裸露地表) 的平均地表反射率分别为22%和19%[40,75], 都比黄河站地区高。新奥尔松全年累计的净辐射为正值, 地面相对大气而言仍是热源; 虽地面接收的太阳辐射比长城站多, 但净辐射收入 (仅占总辐射年总量的2.7%) 比长城站还要少, 这可能是因为新奥尔松一年中大部分时间为冰雪下垫面, 地表反射率较大的缘故[94]。
在北极浮冰区, 总辐射和净辐射都有明显日变化, 净辐射日平均在夏季为正值, 冰面有净的辐射能收入。地面有效辐射、大气逆辐射及冰面放出长波辐射的日变化和日际变化都不明显。夏季北极浮冰考察站的冰面反射率大致为70%, 低于新奥尔松地区冬季积雪表面的反射率[38,82]。
在中山站地区紫外辐射 (290~385 nm) 占总辐射的比值各月变化不大, 紫外辐射年总量大致为总辐射的5.6% (1993—1994年), 与北极Bergen地区 (60°24′N, 5°19′E, 海拔45 m) 的5.1% (1991年) 大致相近, 而略高与青藏高原那曲地区 (31°29′N, 92°03′E, 海拔4507 m) 的4.2% (1992—1993年)。在极昼期的12月, 中山站总辐射月总量和紫外辐射月总量, 都大于青藏高原那曲地区6月份的相应值。对极地辐射气候的这一特征应予以重视[47,73]。
长城站地区的平均感热通量小于中山站地区; 平均潜热通量, 则大于中山站地区, 这与长城站云量多、降水多、湿度大是一致的[40]。在夏季, 地面主要以潜热输送的方式加热大气。夏季长城站的热状况特征与我国青藏高原东部地区进入雨季后的情况相近[40,63,66]。
在中山站地区, 各月感热通量的绝对值都大于潜热通量; 夏半年感热和潜热通量大于0, 感热和潜热输送的数值相当; 冬半年感热和潜热通量都小于0, 大气通过湍流感热和潜热失去热量, 与感热相比, 潜热输送数值很小; 感热通量的年总量为负值, 潜热通量的年总量为正值, 在中山站潜热通量年总量的绝对值大于感热通量, 地面仍以湍流热通量的方式加热大气[47,66]。在中山站附近的冰盖上, 下降风特征十分明显, 湍流强度比较弱, 感热通量有明显的日变化。夏季, 雪面全天以感热方式损失的热量大于所获得的热量[77]。
在北极浮冰区, 海-气和冰-气边界层物理过程的差异十分明显。冰面净辐射还不到海面净辐射的1/10, 且主要消耗于感热输送和冰面融化过程; 而海面净辐射大致有一半消耗于潜热输送过程, 水中热通量和感热输送量大致相当 (各占净辐射的1/4);海冰的存在大大地抑制了海洋与大气间的热量交换[82,84]。在北冰洋大气边界层参数化方案中, 应对冰-汽相互作用过程和无冰海面的边界层过程的差异予以足够的重视[84]。
近地面湍流感热输送能力是用拖曳系数 (CD) 来表征的。南极中山站地区CD年平均为1.11×10-3, CD月平均值的年变化并不大; 长城站地区夏季的拖曳系数CD为1.21×10-3, 基本与夏季中山站 (1.19×10-3) 及南极瑞穗附近的冰雪覆盖面上 (0.8×10-3~1.5×10-3) 的值相近。在青藏高原唐古拉地区, 冬季的CD为1.18×10-3, 与夏季中山站和长城站相差不多。再次说明在夏季, 南极大陆的边缘地区和亚南极地区, 近地面的湍流交换能力较弱, 仅相当于冬季青藏高原某些地区的湍流交换能力[40,70]。
北冰洋夏季近地层大气以 (近) 中性层结为主, 动量和热量交换系数分别为1.24×10-3和1.12×10-3, 与在格陵兰东侧浮冰上获得的结果较为接近。从总体上来说, 极地洋面的CD值小于极地陆地上的观测值。其中, 夏季浮冰区的CD值与南极大陆沿海地区大致相近; 而在开阔洋面则为1.0×10-3, 略小于海冰区[82,84]。
北极苔原表面CD随稳定度参数Z/L的增加而减小; 中性层结时, 3.5 m和8 m高度处的动量总体输送系数CD分别为3.75×10-3和2.68×10-3[92]。在北极苔原地区, 苔原表面的CD大于洋面和浮冰表面, 夏季地面向大气输送的感热通量要大于洋面和浮冰表面。
用湍流统计的多尺度理论解释了南极地区近地层大气逆温较强时, 也可出现的热量自下向上输送的逆梯度输送现象, 并指出, 在此过程中浮力湍涡的穿越能力起了主要作用[81]。
针对极地近地面稳定层结多的特点, 利用实测资料, 对用空气动力学方法计算湍流通量时, 常用的普适函数方案进行了讨论, 指出Holtslag普适函数的计算结果明显优于其他方案, 其结果可望为进一步优化北冰洋浮冰区边界层参数化方案和提高计算精度提供依据[90]。
2.4 中山站臭氧变化特征、南极臭氧洞和大气化学研究全球变暖和全球臭氧减少是目前人们关心的两大热点问题, 极地是进行这方面研究的关键地区, 气科院开展了中山站臭氧变化特征、南极臭氧洞和大气化学研究[95-126]。中山站Brewer大气臭氧总量观测结果与同期气象卫星TOMS反演结果的对比分析表明:两者的变化有很好的一致性, 说明中山站Brewer观测结果是可靠的, 有国际可比性[103,117,119]。极地地基臭氧观测对卫星遥感结果的定标和反演结果的优化起了重要的、不可取代的作用。
中山站地区9—10月的平均大气臭氧总量都低于220 DU, 是该地上空春季南极臭氧洞最强的时候, 经常出现低于200 DU的大气臭氧总量低值[103,119]。大气臭氧总量有着十分显著的逐日变化, 这种变化与中山站位于臭氧洞边缘, 受南极平流层极地涡旋摆动与伸缩的动力过程影响有关。大气臭氧总量的变化与平流层的环流系统有着密切的关系。UV-B的辐射强度与臭氧斜程柱总量之间存在着负指数关系, 且负指数系数随着波长的减小而增大[103,111]。讨论了南极臭氧洞期间中山站和日本昭和站大气臭氧的自谱特征及其相互关系、氧总量和大气温压参数振荡的相互关系及大气振荡的垂直结构[106]; 10余年来中山站大气臭氧总量与全球臭氧变化一样, 也有明显的下降趋势。
对南极地区大气臭氧总量的短期气候变化特征的研究[117]表明。近50年南极地区的大气臭氧有一个较明显的减少趋势, 且1970年前后为一转折点, 在此前南极地区臭氧是增加的, 而在此后则是减少的; 从季节上来说, 臭氧亏损主要发生在春季, 在下半年, 大气臭氧总量的年递减率几乎为零。这说明南极地区大气臭氧显著的损耗现象主要是由南极臭氧洞的形成与发展所造成的[33]。虽然50年来, 南极地区的大气臭氧总量的变化与全球大气臭氧总量变化趋势相同, 但也有其时空多样性的特点[117]。
数值模拟结果表明, 臭氧洞的产生与人类活动排放到大气中的污染物 (CFCs, Halons, NOx等) 在平流层低温条件下气溶胶冰晶云 (PSC) 表面的非均相反应密切相关。春季臭氧低值的出现, 与极夜结束后, 人类活动排放到大气中的氟氯烃 (CFCS) 和溴化烃 (alons) 等含氯和溴的化合物, 在平流层低温条件下形成的冰晶云 (PSCs) 或液态硫酸气溶胶表面, 通过光化学反应大量消耗臭氧有关。在南极春季, 极地平流层冰晶云的形成增加了氯化物浓度, 降低了臭氧的生成速率, 使奇氯成分对臭氧的损耗占主导地位, 这是南极臭氧洞形成的直接原因。除氟里昂外, 大气中氮氧化物等污染物也对南极臭氧洞形成有重要影响[110]。由此可见, 南极臭氧洞是大气动力、光化学和平流层冰晶云等因素相互作用和影响的产物。平流层中氟里昂和溴化烃等人造污染物质的存在, 是南极臭氧洞发生的充分条件; 春季南极平流层极地涡旋中的低温, 是形成平流层冰晶云和南极臭氧洞的必要条件[106,110,117,122]。2001年和2002年8—12月, 中山站上空出现的大气臭氧总量的异常偏低及偏高, 是南极臭氧洞年际变化的反映, 与南极平流层极地涡旋和温度的变化异常有关。由此也可以解释, 目前春季臭氧洞只出现在南极, 而不出现在北极。
在南极除春季臭氧洞外, 秋季也出现臭氧低值。秋季相对低值的出现, 主要与南半球夏至 (12月22日) 以后, 南极地区天文日照时数减少有关, 该低值的产生机理与臭氧洞不同[117]。
除采用南极中山站与国际接轨的Brewer臭氧观测仪, 获得了大气臭氧及二氧化氮柱总量的连续资料外, 通过Umeker (逆转法) 反演也得到了大气臭氧垂直分布廓线[116]。平流层二氧化氮与臭氧柱总量变化的关系密切, 平流层二氧化氮的减少是南极臭氧洞形成的主要原因之一[118,110]。
利用“雪龙号”赴极地考察的机会, 获得了从75°N~70°S极地考察航线上的紫外辐射和地面臭氧观测资料。总体上讲, 北半球的平均地面臭氧浓度大于南半球, 且地面臭氧浓度的相对高值区都出现在航线接近大陆处; 北半球地面臭氧浓度的平均日变化幅度大于南半球, 低纬是考察航线上地面臭氧日变幅最大的地区, 而在两极地区平均日变化幅度很小[121]。到达地面的UV-B随着纬度增加而减少, 且北半球平均UV-B小于南半球; 在极地夏季地方时中午前后, 冰雪表面反射率很大的地方, 有时能观测到接近于赤道地区的最大UV-B辐照度 (垂直太阳光线面上)。在中山站附近海域, 到达地面UV-B的增大与高层大气臭氧减少密切相关, 而与地面臭氧浓度变化关系不大[83]。
在考察航线和南北极考察站, 都进行过有关大气气溶胶的考察, 对南极地区气溶胶中的硫酸盐、磷酸盐、硝酸盐的浓度及其来源也进行了研究[124-125]。用气相色谱和非红外色散分析方法, 分析了中国第二次北极科学考察路线上采集到的气体样品中温室气体 (CO2和CH4) 的浓度, 对不同纬度带上CO2和CH4平均浓度变化特征进行了研究[126]。
2.5 气候代用资料获取和古气候环境研究极地冰雪中包含了气候变化的重要信息, 气科院开展了从冰雪样品中获取气候代用资料工作, 并进行古气候环境研究[127-131]。通过对南极冰芯资料的分析和解读, 在发现“南极绕极波”信号、恢复南印度洋历史海平面气压、东南极气候分界线的发现和过去700年南极“穿极指数的重建方面有新的进展。
利用1996年中国南极考察期间在东南极冰盖Princess Elizabeth地区钻取的冰芯, 对1745—1996年冰芯δ180和海盐气溶胶离子变化进行了分析研究, 研究表明可以用主要化学离子的经验正交函数分析第一特征向量 (EOF1) 代表海盐气溶胶传输强度, 是南印度洋准稳态低压带平均海面气压 (SLP) 的代用指标; δ180则反映该低压带中海表气温 (SST) 的变化。冰芯近20年的记录反映了SST和SLP的4次连续波列, 分别对应于NCEP/NCAR资料再现的4次“环南极波”(ACW), 且冰芯中SST和SLP代用指标间存在的1~2年位相差也与ACW中SST和SLP间的位相差一致。NCEP/NCAR再分析资料和DT001冰芯记录表明1958—1980年间没有连续和显著的ACW信号。因此ACW极可能是1980年前后气候发生转折后新出现的气候波类型[129]。
南极GB65冰芯252年雪冰化学经验正交函数 (EOF) 的第一特征向量 (EOF1) 反映了南印度洋海平面气压 (SLP) 的变化。δ180则反映了SST的变化。由此恢复南印度洋252年历史海平面气压。EOF1与反映南极涡变化的穿极指数 (TPI) 之间具有高度相关, 并具有22年周期, 证明南印度洋SLP变化主要受太阳Hale周期影响[127]。
Lambert冰盆两侧冰芯记录的气温和积累率变化反映了过去50年截然相反的趋势, 东侧气温、积累率均呈上升趋势, 西侧均呈下降趋势, 位于冰盆东、西两侧的Davis站和Mawson站也记录了这一趋势。Lambert冰川流域是东南极最明显的气候分界线[130]。
采用东南极Siple Dome (SD) 和Law Dome (LD) 两支冰芯雪冰化学EOF分析的第一特征向量 (SD EOF1, LD EOF1) 构建了反映南极涡中心东、西向振荡的穿极指数 (SDLD TPI), 重建了过去700年南极穿极指数, 把基于台站建立的TPI序列 (100年) 和基于树木年轮建立的TPI序列 (250年) 向前延长到700年。TPI是一个反映年代际气候变化较好的指数, SDLD TPI的近代序列与台站建立的TPI以及树轮建立的TPI之间具有良好对应, 南极涡的东、西向振荡与太阳活动密切相关[131]。
采用自动气象站对东南极冰盖Lambert冰盆-Amery冰架雪面相对高程 (SSH) 变化进行了连续监测, 精确分析了冰盖LGB69地点和Amery冰架G3地点SSH的年内变化过程。根据2002年2月至2003年1月资料得出, LGB69全年积累量为0.68 m, 与花杆网阵所得结果接近[128]。
2.6 极地大气环境变化对东亚环流和中国天气气候影响的研究南极冷暖和冰雪状况的变化及其对全球大气环流和天气气候的影响一直是气象学者十分关心的重要问题[132-145]。南极海冰与赤道海温、西太平洋副热带高压及台风有一定的关系[3]。北半球夏季的环流形势及我国夏季降水和温度状况与前期南极大陆的温度状况、南极海冰变化与我国汛期降水存在着遥相关关系。南极大陆冷空气活动和越赤道气流异常对我国灾害性天气有重大影响; 南极地区热汇强度, 冰雪消涨与越赤道气流及季风区的环流有显著的相互关系[138]。
天气学相关分析表明, 南极地区夏季温度变化与我国夏季降水有着显著的关系, 特别是南极大陆是南极温度与我国降水相关的最敏感的区域, 而南半球夏季则是对我国夏季降水产生影响的敏感季节; 我国东北地区夏季温度的变化与前期南极大陆的温度也存在显著的遥相关关系[133]。
南极海冰与极涡指数的时空变化也存在一定的关系[52]。南极海冰变化对大气热量传输和大气环流会有影响, 南极海冰面积偏大可以引起南极大气冷源偏强, 副热带高压在极地海冰与全球大气环流的联系中起关键作用[3]。
南极海冰的变化和全球大气环流关系密切。南极各区海冰的不同变化, 对南北半球大气环流有着不同的影响。南极罗斯海区和威德尔海区海冰对我国夏季天气气候均具有指示意义。罗斯海区是影响我国夏季东北地区降水的海冰关键区, 而威德尔海区是影响我国夏季东北温度的海冰关键区[142]。
数值模拟表明:南极地区海温、海冰等大气环境特征异常, 先是通过赤道纬向环流异常, 然后在西北太平洋自南向北能激发一串涡列, 影响中国地区的天气气候, 这可能就是南极温度及南极冰异常对大气环流影响的遥相关机制[136-137]。
北大西洋涛动和北极涛动能对东亚气候变化发生影响。北大西洋涛动 (NAO) 是除南方涛动外影响气候年际变化的主要源地。长期以来, NAO研究主要强调它对欧洲和北极气候变化的影响, 很少研究它与东亚以及北太平洋气候变化之间的联系。近年来, 我国学者研究了冬季NAO极端异常对东亚冬季风的影响, 指出冬季NAO强 (弱) 则西伯利亚高压弱 (强)、东亚冬季风也弱 (强), NAO能通过影响西伯利亚高压进而影响东亚冬季风[144]。
用观测资料诊断分析和数值模拟方法, 研究了春季白令海和鄂霍次克海的海冰范围极端异常与东亚夏季风降水变率之间的关系和相关的动力学机制, 结果表明:当春季白令海和鄂霍次克海的海冰范围偏少时, 夏季东亚高纬度地区存在一个异常高压, 该异常高压使我国南方冷空气活动频繁, 阻止了东亚副热带夏季风向北推进, 使梅雨锋及其降水加强, 其中欧洲陆面过程是连接春季海冰与东亚夏季风之间的桥梁[141]。
3 结语25年来, 在国内除中国气象科学研究院外, 中国科学院大气物理研究所、寒区旱区环境与工程研究所和国家海洋局有关机构也在极地大气科学和全球变化研究领域取得了较大进展, 特别是“八五”计划以来, 我国在极地大气科学研究领域的地位不断提高, 一些学科已初步形成国际影响力, 研究成果、队伍建设和技术支撑方面也有所改善, 研究力量已经具备进入国际竞争并形成区域优势的潜力。但是, 我国的极地活动与国际主流研究的差距依然较大, 我国极地科学研究的总体水平有待提高, 制约我国取得国际领先水平成果的限制因素依然存在, 因此, 我国极地考察事业仍面临诸多需要解决的重要问题。例如:由于历史、经济、社会等诸多方面的原因, 我国的极地大气科学考察和研究的水平总体上与发达国家相比仍然存在较大差距, 极地大气科学基础研究仍十分薄弱, 还没有建立起完善的极地大气科学研究体系; 我国从“七五”计划开始, 启动了一系列与全球气候变化问题相关的项目, 取得了不少成果, 但在国际上有影响力的成果还不多, 成果水平还有待提高。基础理论研究未受到应有的重视, 投入不足, 很难建设和维持一支较为稳定的、从事极地大气科学研究的高层次科技人才队伍; 极地大气动力学、大气物理与大气化学等基础研究与国际前沿水平的差距较大, 极地基础观测资料既不完整也不系统; 研究极地与全球变化所必需的观测试验及其长期监测网系统的建设仍处于初级水平, 中国的南北极气候和环境变化业务化体系还在计划和建设之中, 气象卫星探测资料的利用率还有待进一步提高。极地大气科学观测资料的收集、分析与分发, 及数据库系统的建设尚未完全开展; 以卫星资料为代表的非常规资料的应用是我国极地大气科学研究的薄弱环节, 极地数值模拟的初始场与实际的大气状态偏差较大, 造成数值模拟质量不高; 我国极地气候系统模式的开发还处于刚刚起步阶段, 大气化学、陆面过程、云-辐射相互作用、海洋生态过程参数化、动力学海冰模型, 以及海-陆-气-冰的耦合技术是主要薄弱环节, 对气候系统的模拟能力和预测水平尚需提高。此外, 我国还没有建立起完善的极地气候变化的预测理论、预测系统以及气候变化影响评估体系。
在未来10年中, 全球变化研究将进入一个全面认识地球系统科学的新阶段。IGBP重新设计6个研究计划, 重点研究地球系统中大气、海洋和陆地等3个圈层及其界面、地球系统分析模拟 (GAIM) 和过去全球变化 (PAGES)。在全球变化领域内, 国际地圈生物圈计划 (IGBP) 和国际全球环境变化在人类方面的计划 (IHDP)、世界气候研究计划 (WCRP) 及国际生物多样性计划 (DIVARSITAS) 一起组成了地球系统科学联盟 (ESSP), 将碳循环、水资源和食物系统列为当前全球变化和有关全球可持续发展的3大关键问题。在地球系统科学中, 极地大气科学研究备受重视。2004年国际科联南极研究科学委员会 (SCAR) 提出的今后5~10年五大国际合作科学计划中, 南极与全球气候系统研究计划 (AGCS)、南极气候演变研究计划 (ACE) 和南北半球日-地和高层大气的共轭效应研究计划 (ICESTAR) 等3个计划就直接与大气科学有关[146-148]。
为进一步推动极地科学发展, 由国际科联 (ICSU) 和世界气象组织 (WMO) 发起的“IPY 2007—2008” (国际极地年) 即将全面展开, 掀起了新一轮极地科学研究的热潮。“IPY 2007—2008”将是我国在境外开展大型地球科学考察研究、推动我国全球变化研究走向国际前沿的难得机遇和挑战。随着“IPY 2007—2008”的临近, 中国亟需强化能体现国家综合国力的科学行动, 紧紧围绕南极冰盖中山站—Dome A断面的综合考察研究和赴南北极考察途中的海上综合考察研究, 开展南极地区全球变化研究, 并带动相关技术进步, 大幅度提升我国极地与全球变化研究的水平。
在南北极地区, 进一步加强国际合作, 继续监测包括近地面温度在内的大气要素的变化, 提高极地气象业务水平, 拓展极地气象业务和大气科学考察研究领域; 积极获取气候代用资料; 进一步量化和认识极地在全球变化中的作用, 及其对我国天气气候和国民经济可持续发展的影响; 建立起完善的极地大气科学研究体系, 提高极地大气科学研究水平, 仍将是气科院极地大气科学与全球变化研究的重要内容之一。
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