半球间耦合引起的极地中层云的季节内变异性外文翻译资料

 2022-11-28 15:23:53

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半球间耦合引起的极地中层云的季节内变异性

B. Karlsson, C. E. Randall, S. Benze, M. Mills, V. L. Harvey, S. M. Bailey, and J. M. Russell III

夜光云（PMC）的观测表明，近极区中层顶区域的年际变化可以被冬季平流层行星波活动影响。我们使用来自冰高层大气的中间层（AIM）的卫星数据来调查2007–2008与北极冬季平流层和南极夏季PMC变化之间的耦合。我们发现，哥达德地球观测系统的纬向平均PMC频率与北极冬季纬向风平均之间有很高的相关性，微波测深仪的纬向平均温度也一样。在冬季平流层的变化和连接反应在PMCs滞后从2天到8天不等的时间。我们认为，时差的差异与整个季节的云层高度的变化有关。这里的结果是第一个显示季节内pmc变化被南北半球间的耦合所影响的证据。引用：Karlsson, B., C. E. Randall, S. Benze, M. Mills, V. L. Harvey, S. M. Bailey, and J. M. Russell III (2009), 极地中层云由于半球间耦合的季节内变化。Geophys. Res. Lett., 36, L20802, doi:10.1029/2009GL040348。

  1. 介绍

夜光云，地球大气层中最高的云是在寒冷的极地夏季中层顶区域形成的。观测表明，PMC形态有显著的半球差异：北半球（NH）的发生频率高于南半球（SH）。[Bailey et al.，2005 ]。在北半球夜光云更加明亮[DeLand et al., 2006]且季节变化比南半球更加明显 [Bailey et al.., 2007]. Karlsson et al.. [2007]。表明今年在PMC粒子半径年变化与行星波（PW）在冬季平流层和对流层的活动有关。此外，他们表明在两半球之间的不对称PW活动可以解释北半球和南半球夜光云的差异，以更动态的北半球冬季对流层贡献更多的PMC变异、观察。这个半球间的连接首先被指出并在Becker et al.. [2004] and Becker and Fritts [2006]. Karlsson et al.. [2009, hereafter K09]的模型模拟中进行了讨论。研究背后的耦合机制使用的加拿大中层大气模式（CMAM）。他们发现，在冬季平流层下部的E-P通量的垂直分量和在夏季中间层的温度之间的相关性有统计学意义的日常，从滞后时间高度依赖使用相关分析得出。

在这项工作中，我们讨论了在SH 2007 – 2008年冬季平流层对季节内PMC变化的影响。中层大气高空冰探测（AIM）夜光云的观测[Russell et al.，2009 ]可以从NASA微波边缘探测器（MLS）[Schwartz et al.，2008 ]得到的全球气温和从哥达德地球观测系统（GEOS-5）[Reinecker et al.，2008 ]得到的纬向风的背景下解释。我们发现，PMC数据中观察到的季节内特征可以追溯到冬季的动力条件，在2到8天之间有滞后时间的平流层。我们将滞后时间的差异与季节内的PMC高度漂移联系起来。

2.半球间耦合

中间层的全球平均经向环流主要由重力波(GWs)驱动的。背景纬向风(U)在平流层中决定GW光谱的哪一部分传播到中间层。[Lindzen, 1981]。在夏季的半球，平流层的U是偏东的，因此东相速度的GWs可以传播到中间层和裂隙，从而导致赤道流。通过连续性，这个中圈经向环流引起向上运动，在高纬度的夏季中间层中绝热地冷却空气。在冬季的半球，平流层U是西风，所以向西相速度的波会传播到中间层和裂隙，导致向内和向下流动。当空气下沉时，它会绝热地加热较低的极地冬季中间层。从70 - 90公里，平均环流的特征是从夏季极点到冬季极点的经向流。

背景纬向气流过滤的重力波是跨半球耦合的基本机制。在低大气中，由PWs引起的U的变化产生了中圈GW阻力的变化，从而改变了中圈经向流。

在夏季平流层PWs中，相对于平均纬向流的西相速度，不能垂直传播。

因此，夏季平流层仍然保持平静。在冬季对流层和平流层的高PW活动，使高纬度平流层和低纬度的中间层经历了变暖，而高纬度的中间层和低纬度平流层则经历了冷却。

图一：目标PMC观测:(a)在5个纬度回收箱中，CIPS PMCoccurrence相对于冬至日频率，(b) SOFIE PMC相对于冬至日平均峰值。灰色平滑曲线说明了时间的平均峰值高度变化

这四极结构可以解释如下:

PWs减速U，导致净GW阻力的净减少，驱动中圈经向循环[Becker et al.， 2004]。因此，冬季中圈经向流减弱，在高纬度地区减少了绝热加热。因此，高纬度的冬季中间层在低层大气中的高PW活动中异常的冷。通过连续性，冬季中间层中较弱的坡向质量流也会导致赤道中间层的上升流减少，从而导致温度(T)异常场变暖。在冬季平流层中，PWs产生了增强的Brewer-Dobson循环，从而使高纬度地区变暖，使赤道地区变冷。温度场的四极响应与低PW活动的事件相反(K09)。

赤道T异常响应的上半部分被认为是信号从冬半球到夏季中期的“载体”(K09)。简单地说，在低纬度的中间层中T的变化导致了夏季中间层低纬度和高纬度之间的T梯度的变化。通过热风平衡，这种T梯度的变化引起了夏季中间层U的变化。在响应中，GW阻力，因此，夏季中间层的赤道向中间层经向流被修改(K09;h . Kouml;rnich et al .,手稿,2009)。反过来，温度，也可能是水和凝结核的供应，在极地夏季中间层发生了改变，影响了PMCs的形成和性质。以下参数,一个异常温暖(冷)的冬季平流层高(低)PW活动将被关联到一个异常温暖(冷)的夏天中气层顶,因此更少(多)和更弱(更亮)云[7]K09发现系统增加冬季PW活动之间的时间滞后和响应在夏季中间层降低高度,和相关的用GW 阻力反馈类似发生在QBO[Campbell and Shepherd,2005]。响应的高度依赖性对本文的研究至关重要。

  1. 方法

AIM成像和粒子尺寸(CIPS)仪器[McClintock et al.， 2009]是一个4-摄像头全景UV 最低点成像器，在265 nm处测量散射阳光。我们分析了来自太阳的指向“PX”相机的测量，它观察向前散射，因此对PMCs最敏感。本文用Benze等[2009]描述了PMC检测算法。图1a显示在2007 - 2008年夏季期间，PMC发生频率平均在55 - 85S的5个纬度箱内。在此期间，在所有纬度都可以观测到PMC频率的大变异性。PMC检测在高纬度地区具有较高的信噪比，而PMCs较亮，因此本研究仅采用PMC频率为70年代的PMC频率。数据系列在第50天突然结束，当时AIM进入了一个暂时的安全区。

AIM太阳掩星冰试验(SOFIE)测量冰层消失剖面，垂直分辨率为1 - 2公里(例如:，Gordley et al.， 2009;Hervig et al .,2009)。图1b显示了PMC峰值的冰消高度为3.064 mm;PMCs从12月上旬的87公里下降到1月下旬的84公里。

MLS温度[Schwartz等，2008]用于研究半球间耦合特征。垂直分辨率为1 hPa 8 km，在0.1 hPa时为9 km。此外，我们还使用了来自地理-5数据同化系统的纬向平均风数据[Reinecker et al.， 2008]。地球-5的分析扩展到80公里，但是只有在平流层才会被观测到，所以中间层的不确定性更大。

  1. 结果和讨论

图2展示了冬季和夏季平流层的不同动力活动以及与夏季中间层的连接。日平均温度(q)为800 - 1200 K (10 - 5 hPa)和59.75 - 61.25纬度，在2007 - 2008年夏季期间，两个半球的平均温度均为70 S。在60度的纬度，这个高度区域是冬季平流层变化的一个很好的指标。相比之下，在南半球选择同一地区。从图2中可以明显看出，在NH(冬季)平流层中U的变量比SH(夏季)要大得多。还要注意PMC可变性的相似性和北半球12月2(虚线框),PMC频率,改变在时间2天,这种冬季strato-spheric美国1月(图2 b,虚线框)最高的相关性被发现当PMC数据转移落后7天时间相对于北半球U。

图二：(a)纬向风，U，平均超过59.75 - 61.25 N和800 - 1200 K(纯灰色)，U在60和5 hPa(灰度灰)和SH PMC频率，70 S的poleward，偏移2天。(b)与图2a相同，但连续7天倒转。(c)从图2a的方框中过滤的低频数据。(d)图2b中所示的低频过滤数据。

为了研究这两个季节的冬季U和PMC变化之间的相关性，这两个数据集必须是“非季节性的”，因为整体的季节变化将在其他方面构成相关的重要部分。我们通过去除低频变异性来实现这一目标，这是通过应用Hodrick-Prescott滤波器的平滑因子l = 300 [Hodrick and Prescott, 1997]得出的。在本文中，过滤后的数据集被称为与“日常”变化相关的“异常”，而不是由于季节性而发生的变化。图2c和2d显示了图2a和2b中每个盒子里的PMC和冬季U异常。在99%置信水平上，PMC频率与图2c(图2d)中NH U的相关系数为0.74(0.91)，基于35(31)个数据点。

如第1和2节所述，K09指出，半球耦合信号的时滞是高度依赖的，在夏季西半球，随高度的降低，其滞后增加。这为图2中相关性的滞后时间的差异提供了解释。如图1b所示，在12月，云层比1月高3公里，因为高海拔地区首先对半球耦合产生响应，所以在PMC季节早期的滞后时间较短。这与CMAM研究(K09)中所见的滞后时间的高度依赖性是定性一致的。为了量化这一点，我们现在建立了一个简单的关系，在滞后时间和PMC高度之间，基于图1b中PMC高度的SOFIE观测和图2的时间滞后分析。CIPS PMC发生频率响应NH U，其滞后时间从平均PMC高度为86.5 km(初季)到7天，PMC平均高度为84.35 km(后期)。这表明信号在5天内传播约2.25公里，即0.45公里/天。假设一个线性向下的传播信号会导致这种关系

z0 = 87.5;这个方程适用于z在图1b中，云发生频率的滞后高度依赖于云发生频率，如图1b所示。我们现在将这种依赖与式(1)结合起来，在与NH U数据集进行相关性之前，将PMC数据的时间设置平稳。

图三：(a) U的平均值为59.75 - 61.25 N和800-1200 K(纯灰色)和滞后调整的PMC频率。(b)与图3a相同，但低频变异性被移除。

这个调整的结果如图3所示。从图3b的异常数据计算出，在U和滞后的PMC频率之间的Pearson相关系数为0.84，其显著性水平为99%。在5到30天的时间内，通过移动块的引导来确定两个时间序列中可能的序列依赖程度，从而确定了显著性水平。

图四：PMC异常与(a) U异常场和(b) T异常场相关，无滞后。(c和d)与图4a和4b相同，但滞后调整的PMC异常。

最后，我们研究了与全局U和T域的相关性。图4显示了在全球范围内PMC发生频率异常、U异常场和T异常场之间的相关性，从第25天到第49天。黑色轮廓图4中表示plusmn;0.6和0.7plusmn;相关系数(r)。在夏天中间层和降低热大气层,在冬季平流层lrl gt; 0.6在99%显著水平;冬季中间层的高相关性区域在95%的水平内，使用块长度为10。在图4a和4b中显示的是瞬时PMC - U和PMC - T相关性。如图4a所示，PMC与U场之间没有很强的瞬时相关性。在图4b中，在云存在的区域中存在很强的反相关性，在高海拔75公里到90公里之间。这是由于温度是PMC形成和生长的驱动力之一。在PMCs以上高度的正相关关系与热球中的反向经向流有关，这导致了PMCs上方的下降和绝热加热。也有交替的区域。NH极性中间层和热球的正、负相关;这是下面要讨论的。请注意，MLS数据有很大的不确定性，超过95 km [Schwartzet al.，2008]，因此应该谨慎解释。

在图4c和4d中，PMC异常经过调整，以补偿季节中PMC高度的变化。与U场正相关的大区域现在可见，在NH冬季有更强的相关性。冬季平流层U与PMC发生频率的正相关关系与第2节中描述的半球耦合机制一致。在夏季的半球，PMCs与U的高度相关性是由于冬季平流层的动力学影响了夏季平流层的流动。这一相关性也被K09发现，但被排除在mesopause区域的可变性的可能来源;夏季的U型变化太小，不足以显著改变下面的重力波通量。不幸的是，在耦合发生的中间层，U与U之间的相关性，由于U数据的缺乏或不准确而受到阻碍。

如图4d所示，调整后的PMC - T相关性显示了第2节中讨论的四极结构的部分。高纬度平流层与赤道地区正相关的负相关关系与前人研究结果一致[Karlsson et al.， 2007;K09]。因此，这一分析表明，在2 - 8天前的相反(冬季)半球，PMCs和T的日常变化之间的相关性最强。

图4b显示PMC的可变性与T在冬季的中间层中没有滞后调节也有很强的相关性。我们推测，这种相关性是由于PMCs和冬季中球对低层大气中行星波活动变化的反应，但有不同的滞后时间。因此，我们认为PMCs的日常变化来源于几天前冬季平流层的变化，如图4c和4d中的强相关性特征，而不是来自冬季中间层的瞬时变化(4a和4b)。

  1. 结论

我们将2007 - 2008年夏季PMC季节的季节内变化与NH冬季平流层的变化联系起来。这种半球间的耦合在季节性的PMC波动中尤其明显，当冬季的半球出现较大的变化时，例如2007 - 2008年冬季。

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