臭氧损耗和全球变暖相互作用能产生快速的气候变化吗？外文翻译资料

 2022-12-02 19:41:09

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臭氧损耗和全球变暖相互作用能产生快速的气候变化吗？

Dennis L.Hartmann，John M.Wallace,Varavut Limpasuvan,David W.J.Thompson,and James R.Holton

大气科学，华盛顿，西雅图，华盛顿州98195-1640大学部

由Susan Solomon, 国家海洋和大气管理,Boulder CO,1996年12月16日批准，1999年10月29日收到审查。

摘要：大气层显示出变化的模式，其结构在两个半球的中高纬度地区表现出一种强大的纵向对称（环形）分量，从地表延伸到平流层。在过去的30年中，这些模式表现出似乎大于其自然背景变化的趋势，并可能与人类对平流层臭氧和/或大气温室气体浓度的影响有关。过去几十年的气候趋势模式表现为两个半球极地低层平流层迅速冷却和臭氧消耗，加上冬季西风极涡强度增加，西风带在地球表面极向移动。环境变异模式基本上是气候系统内部动态反馈的结果，因此可以对适度的外部强迫作出较大反应。这些模式的动力学和热力学是这样的，即平流层臭氧消耗和温室气候变暖之间的强协同作用是可能的。这些相互作用可能是过去几十年观测到的对流层和平流层气候明显变化的原因。如果这些趋势继续下去，它们可能对21世纪的气候产生重要影响。

近30年来，全球气候记录最近出现了一个清晰可辨的但意想不到的趋势模式。 究竟是什么造成的，以及它对21世纪气候的预期仍然不确定。这种新模式的第一个迹象可以追溯到1990年政府间气候变化专门委员会（IPCC）对全球变暖状况的评估，报告指出，相对于1951年至1980年的相关时期，欧洲北部和西伯利亚的冬季和春季气温在20世纪80年代相当暖和（1）。最初，这些温度升高被认为是气候模型预测的温室暖化“指纹”的组成部分。然而，自那时以来，这些地区的升温与北半球环状模式（NAM）的“高指数”极性观测趋势相关联（2,3）。

NAM是与北大西洋涛动（4-6）密切相关的冬季气候异常（偏离正常）的周期性模式，也被称为北极涛动（7,8）。其时间变异性可以用海平面气压（SLP）场的主要主成分来表示，SLP是整个半球（7,9,10）（图1）中SLP网格点值的加权平均值。不同站点的SLP与这种模式相关地升高和降低，就像鼓室根据其偏好的振荡模式（即空间模式）上下移动一样。然而，与波动趋于周期性的鼓面不同，NAM相关的气候波动是不规则的，并发生在大范围的时间尺度上。一个类似的结构，在这里被称为南半球环形模式（SAM），已被确定为南半球变化的主导模式（11-14）。

NAM的表面模式与平流层表现之间的关系可以通过比较NAM SLP模式和它在冬季50 hPa高度场上的回归来看到（图1）。通过比较NAM SLP模式和其在冬季50 hPa高度场上的回归，可以看出NAM的表面模式与平流层表现的关系（图1）。表面模式的回归与平流层极涡的主要变化模式有很强的相似性（15,16）。NAM的高指数状态意味着一个异常强烈的极涡，反之亦然（16-18）。根据在低平流层（约20 km）高度包围极地地区的西风急流的强度对冬季月份进行分类，发现这种“极涡”异常强烈的水平与高指数月份 NAM时对流层西风带沿55°N异常强烈。这种关系已经在数值模型的实验中被模拟（15,19）。

从1970年左右开始，NAM呈现出一种明显的系统性趋势，即高指数极性。（3,20,21）。北极地区的压力下降（22），且在低纬度地区压力上升，而西风在极地纬度加强，在低纬度地区有所减弱。这些变化在各个层次和所有季节都很明显，但在冬季较低的平流层水平上最明显（3）。 SAM近年来似乎也呈现出高指数状态的趋势（23,24）。

环形变异模式的基本结构来自大气的内部动力学。观测到的对流层中NAM和SAM的结构，振幅和时间尺度可以用气候海面温度分布的大气候模式模拟（19,25-27）。这意味着环形模式是自由的，对流层变率的内部模式将在没有任何外部强迫的情况下发生。这种环形变化是由于时间平均流量和叠加在其上的热量之间的强烈相互作用造成的。特别是，极向涡旋通量与纬向流强烈相互作用，以维持中纬度西风带的南北向位移。在南半球，相互作用主要发生在纬向流与瞬变斜压涡之间，周期在2天到7天之间，环形模式变化发生在所有季节（14）。在北半球，短暂的涡旋也是重要的，但大西洋部分的准静止波动量通量似乎主导了地球动量预算（25,26,28）。

在本文中我们认为，对流层和平流层的环内变率之间的动力学联系是非常复杂的，对流层顶上或下的变化会影响各级环形模式的行为。我们显示的证据表明，对流层环形模式与行星波振幅流向极地平流层的强流调制有关。当处于高指数状态时，热带气旋向气候位置偏移，高纬度对流层和平流层的垂直切变增加，行星波活动远离极地区。与对流层环形模式相关的地表风变化也会改变行星波的强迫。特别是，行星际波的源纬度随对流层风向极移，而向上行星波通量的分布则从纬向波数1向波数2移动，表明各级涡旋形状存在差异。当纬向风偏向极端时，行星波源和传播中的这两种变化都有利于平流层更冷更强的极涡。 因此，自1970年以来平流层和对流层的趋势与这一机制联系在一起的想法是一致的。这些趋势的原因可能是平流层臭氧消耗，温室气体（GHG）增加，天然气候变异性或三者的某种组合。

图1.月平均海平面气压[以1000 hPa高度（左）和50 hPa高度（右）为单位]回归到NAM模式指数的11月至4月月平均值。 单位是每个标准偏差模式幅度的米数。

平流层的趋势

极地冬季平流层的温度受高纬度绝热压缩引起的动力加热，全球尺度波力驱动下的经圈环流的下沉分支和辐射冷却之间的平衡控制。辐射冷却速度取决于温室气体的浓度，并且在阳光照射的地区对臭氧的浓度，紫外线吸收太阳能。经向环流的强度也意味着行星波活动向上流入平流层（29），这在北半球（NH）更强烈，因为那里的地形和海陆热能较强。因此，南极平流层的温度在整个冬季更冷，更接近辐射平衡，因为它们足够冷，以支持极地平流层云的形成，这些平流层的云滴是将含氯和溴物质转化为光化学活性形式的化学反应场所。强涡旋的存在隔离了冷的，化学改性的极地空气（30）。随着早春日光回归，氯和溴催化的光化学反应破坏了南极极地区域的平流层臭氧。在20世纪年代后期形成的春季“臭氧空洞”正是由于人类活动引起的大气中氯含量的增加所导致的（31-33）。

图2. NH（左）和SH（右）中平流层极涡下的季节周期。 彩色圆圈表示从50-70°纬度（ms“1）50 hPa纬向风的强度，数字的外圈表示MSU-4数据（93）在极帽上的平均18年温度趋势（60-90 °）（单位°K！18年）数字的内圈表示50小时平均高度场的平均值（104平方米）的日变化。

南半球平流层（SH）与NH之间的差异表明了动力学，辐射和化学之间的重要相互作用。由于平流层非常接近地转平衡和静力平衡状态，冬季西风涡旋向极地区域的旋转强度与极地地区和低纬度地区的温度对比成正比。与极地地区较低的温度相一致，冬季的SH极涡比其NH对应物强得多，并且更长，如图2中较深的蓝色所示。冬季平流层极地涡旋形成比秋季早一个月，而大约持续2个月后才到春季（34）。

冬季西风涡与行星波活动的通量强烈相互作用，从下方进入平流层（29,35）。如果涡旋得到适当调节或行星波强度足够强，从热带地区向上传播的行星波会引起冬季温度突然的升高。行星波在SH中的强迫弱得多，并且冬季的涡旋变异性比在NH中少得多（图2，数字的内环）。SH冬季较弱的波力驱动的经向环流反映了该季节热带对流层顶的相对温暖（36）。

随着近几十年NAM高指数极性的趋势，NH平流层冬季涡旋越来越冷，越来越强（3，37-40），并在春季持续时间更长（41-43），反映出冬季温暖的发生率下降（44）。如图2中外圈数字所示，在西风涡旋发生崩溃的活动期间，降温趋势最大。与较冷的环境条件一致，在NH（45-47）中出现了初期臭氧空洞的迹象。臭氧在二十世纪八十年代（48）和九十年代（九十九）中有部分下降，这是由于臭氧运输减少导致行星波活动减少。其他微量气体的分布变化也表明近年来平流层的近边缘减速（50,51）。在冬季，SH极地涡旋表现出的变化很小，因为它可能已经像它可以获得的一样强壮和寒冷。然而，春季臭氧洞的涡旋甚至会在晚些时候持续存在。

图3.在12月 - 3月期间，NAM指数的高低区间及其区别（左，中，右）的复合图。 纬 向风复合体位于顶部（单位为ms“1），纬向波数1至3之和的EP通量截面在底部。正的等值线为红色。

对流层驱动平流层环向变率？ 与环形模式相关的纬向风变率的特征是纬向中纬度纬向上的经向位移，北半球纬度35和55度纬度以及南半球40和60度纬度纬向风强度变化相反（3,13,26）。从对流层顶到平流层的波能量的最大通量在两个半球的纬度接近60度（52）。NAM纬向风速极大值在纬度接近60°纬度的最大向上行星波流的纬度（图3）附近具有较大幅度和垂直切变，接近极地。线性波认为行星波从对流层向平流层的向上传播是由对流层顶附近纬向风的静稳定性和垂直梯度所导致的（53）。Limpasuvan和Hartmann（26）表明，NAM显着地调节了该区域对流层顶附近行星波的折射指数，Chen和Robinson（53）显示，这对控制行星波从对流层到平流层的传播至关重要。研究表明行星波性质与环形变化有关的重要变化（54,55）。

表1. 100 hPa时的向前涡流热量和动量通量，对于纬向波数1和2，冬季从45°N到极点的纬度带的面积平均值

第一列是所有数据的季节均值（DJF），其次是1.5标准差高组合（高），低组合（低），以及它们之间的差异（Hi-Lo）。 单位为°K·ms“1表示热通量，m2表示”2“形式的通量。

图3显示了在北半球冬季（12 -2月）当NAM指数基于海平面气压数据超过1.5标准偏差以上（高指数，极向喷射位移）和以下（赤道喷射位移）时的纬向风环流通量横截面平均值。这里使用的数据来自1958-1998国家环境预测中心/国家大气研究中心再分析资料（56）。EP通量矢量接近波活动通量的方向，而发散指示波产生的纬向流加速度的大小（57）。EP截面显示的是纬向波数1至3的总和。较长的波1和2几乎占200 hPa以上的所有通量。对流层上层和平流层下层的EP通量矢量在高指数周期内弯曲较多，表明当风向偏移和涡旋强时，行星波偏离极涡。当平流层中的涡旋扩张而较弱时，波更有可能向极地方向弯曲。 由于赤道指向EP通量矢量对应于极向经度涡动量通量，涡旋扩张时涡旋西风动量通量异常朝向高指数状态和赤道方向。这些动量通量有助于在高相位维持强烈的极涡，并在低相位中扩散和削弱极涡。 高减低差图中正极辐射通量辐散的等值线表明，当风较强时，高空通量异常驱动极地低层平流层的西风异常。

行波活动的向上通量与极向涡流热通量成正比。表1显示了高低NAM时段100 hPa纬向波1和2的涡旋热量和通量。在NAM高低周期内总热通量大致相同，但当涡流较强时，通量从波1向波2转变。波2比波1（58）向上传播和向下传播的效果较差，因此从波1向波2向上行星波通量的转换可能对解释与高NAM极性相关的较强涡旋很重要。在高NAM复合体中，波1和波2的极向动量通量要大得多，并且这些通量用于加强极涡。

图4. 1958-1998年12月 - 3月期间主要的冬冬季平流层变暖条件天数，作为NAM指数年平均值的函数。

冬季平流层变暖和NAM

由于NAM与冬季各级纬向风的变化有关，人们可能会预期冬季中期平流层变暖与NAM指数较低有关。我们将冬季变暖定义为60°N以北的极区在70°hPa以上区域的纬向风场偏东风。我们将考虑限制在12月-2月期间，以排除样本中的春季涡旋破坏。图4是一个柱状图，显示了这些年代中正在进行冬季变暖的天数与NAM SLP指数。当NAM指数为负数（227）时，主要变暖天数比1958-1998年期间的正数（92）大得多。对于NAM指数比其平均值低1.5个标准偏差的日子，有63个主要升温天数，而当每日NAM指数比其平均值高1.5个标准偏差时，只有4个升温天数。北半球平流层变暖与NAM SLP指数的低值之间存在非常显着的关系。这种关系与近期NAM高指数和平流层突然不温暖的趋势一致（44）。

平流层能否影响地表气候？

从上面的讨论可以清楚地看到，对流层和平流层的纵向对称变化密切相关。有大量的理论和观测证据支持对流层变率可以驱动平流层变率的观点。平流层可以对对流层事件产生重要影响的观点不太普遍。研究火山爆发的大气响应的科学家们首先提供了证据，证明平流层极涡的加强可能会影响地球表面的气候。在大火山爆发后（59-62），在冬季，观察到漩涡异常寒冷而强烈。火山气溶胶加热过程中的经向梯度会导致更强的涡旋。火山气溶胶吸收太阳辐射并加热低层平流层，但在太阳光不能到达极点的冬季，极地地区不会发生这种加热。均匀分布的平流层气溶胶 因此会增强赤道到极地的温度下降幅度，导致冬季在次极平流层中形成更强的纬向风（63,64）。这些增强的西风可能会将行星波导入热带，导致平流层进一步动态冷却。由于地表地表NAM指数的异常高值（65），大型火山喷发也往往会在下一个冬季出现。火山气溶胶也影响臭氧浓度（66），这可能会在平流层较低的地方留下长期的影响，光化学和运输时间尺度可能比季节长。由于火山碎屑岩对全球大气圈的影响只有很小的直接影响，因此有人认为NAM对火山爆发的明显响应是由对流层水平的过程引起的。

Baldwin和Dunkerton（44）提供了进一步的证据表明平流层可以影响对流层，Baldwin和Dunkerton利用40年的国家环境预报中心国家大气研究中心的再分析资料表明，在10 hPa（30 km 高度）与大约3周后对流层中的环形模式变化最为相关。在其他研究中也发现了平流层事件和对流层事件之间的这种明显的时间滞后（67,68）。对于一些模拟的变暖事件，平流层变暖事件向下传播到热带地区也会发生（69）。一

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