臭氧在北大西洋涛动太阳活动周期调整中的作用。外文翻译资料

 2022-12-03 14:40:56

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臭氧在北大西洋涛动太阳活动周期调整中的作用。

Yuhji Kuroda,Koji Yamazaki, and Kiyotaka Shibata

通过对1978年至2000年的气象和臭氧数据资料分析，研究了臭氧对冬季平均北大西洋涛动（NAO）的11年太阳活动周期调制的影响。研究发现，与冬季NAO有关的显著臭氧异常仅仅出现在高太阳（HS）年冬季，并且异常从春季持续到夏季，通过辐射增温在平流层低层形成巨大的温度异常。平流层中的这种温度异常会造成夏季低层相反的温度异常和对流层极区纬向风异常，相关的地面信号与夏季北极涛动（Summer-AO）非常相似，本文还研究讨论了夏季AO的形成机制。

1.引言

由于太阳辐射是气候系统唯一的能量输入，人们普遍认为太阳辐射的变化对气候有很大的影响that the solar variation has a large impact on the climate [Haigh，2003; Pap和Fox，2004]。 事实上，最近的观测表明，对于较短的紫外线波长，它与11年周期的太阳辐射通量的变化超过10％[Rottman，1988; Lean等人，1997]，并且在平流层上部发现了一个显著的温度变化。[Hood等人，1993; McCormack 和 Hood，1996]。

最近的观测还表明，与平流层相关的对流层气候“模式”显示出11年太阳活动周期的重大结构调整。。 Kodera [2002,2003]和Ogi等人[2003]发现，冬季平均北大西洋涛动（NAO）显示出与太阳循环相关重大调整。他们发现，与“冬季平均NAO”有关的海平面气压（SLP）的变化与“北极涛动”（AO）一样半球化[Thompson和Wallace，1998]，并延伸到平流层上层，一直持续到次年夏天太阳活动频繁（HS），然而它是对流层的局部变化，并且在太阳活动较弱的时候（LS）具有较小的持续性。此外，Kuroda和Kodera [2005]发现冬末平均南半球环状模（SAM）表现出与冬季NAO类似的太阳活动周期调整。他们还提出，HS年的较长持续性是源于平流层下部的臭氧异常，这是由冬末Brewer Dobson环流调整产生。化学气候模式也很好地模拟了这种SAM调整chemistry-climate model 。[Kuroda和Shibata，2006]。

关于冬季NAO信号持续存在于HS年的夏季，Ogi等人 [2003]认为，诸如雪，海冰和海表温度（SST）等表面状况可以记录冬季NAO。这种表面存储与臭氧存储形成对比[Kuroda and Kodera，2005]。本次研究的目的是讨论平流层中的臭氧是否和南半球的SAM一样，成为冬季NAO结构调整源。

2.资料和计算方法

我们在本次研究中使用的气象资料来自是来自欧洲中期天气预报中心（ERA40）的40

年再分析资料[Uppala等，2005]， 我们使用了从1978年到2000年的23年数据，在所有分析中使用了月平均数据。 含有二阶效应的量如E-P通量或剩余速度是从日常数据计算出来的，然后每月进行平均。 如Kuroda和Kodera [2001]所述，通过求解在0.5 hPa垂直剩余速度为零的欧拉变换方程来估计高于100 hPa的剩余速度，并将它们与直接从100 hPa及以下的风和涡流计算得到的结果相结合。

我们使用的臭氧数据是Randel和Wu [2007]描述的月度数据。 这是从平流层气溶胶和气体实验（SAGE）I和II [Wang等人，2002]的两个卫星资料和极地地区的臭氧探测资料合并而来的。这些卫星观测资料的纬度范围仅为55S-55N，臭氧探空资料高度达30hPa，卫星资料的外推在60纬度的极地。通过包括年代际趋势，太阳活动周期和准两年振荡（QBO）在内的多种回归方法生成连续数据。 请参阅Randel和Wu [2007]了解更多细节。 由于数据涵盖了从1979年到2005年的数据，而1978年12月的数据不存在，我们从1979年到1983年的12年数据的5年平均数据构建了这一数据。

根据气象和臭氧数据资料，我们用气象研究所化学气候模型中使用的辐射代码计算了太阳升温率[Shibata 等，2005]。 Lean等人[2001]获得的数据考虑了紫外线（UV）辐照度的变化。在本研究中使用的NAO指数与Kodera [2002,2003]和Ogi等人[2003]使用的指标相同。它是Hurrell [1996]计算的Lisbon和Stykkisholmur两地的月平均SLP标准化的差异。在这项研究中，我们使用冬季平均NAO指数作为12月、1月、、2月的平均值（DJF）。 图1给出了冬季平均NAO指数和太阳活动周期指数的时间序列。

图1.本研究中使用的冬季平均NAO指数（上）和标准化F10.7指数（下）的时间系数，下图的实心（空心）圆圈表示高（低）太阳年。年对应于每年1月份。

首先，我们根据12月至3月（DJFM）平均10.7厘米的太阳辐射通量将每年定义为HS或LS：如果一年的通量高于（低于）平均值，则该年被归类为HS（LS）年。这样，10（12）个冬季被选为HS（LS）年（参见图1的标注）。 然后根据Kodera [2002,2003]和Ogi等人[2003]类似的方法，基于DJF平均NAO指数，分别对HS和LS年进行相关性分析。

虽然ERA40数据可以从地表延伸到1 hPa，但我们把分析局限在更可靠的地区，从地表到10 hPa。

本文大多数数据与DJF平均NAO指数呈现相关或回归的关系，这意味着这些数据与DJF平均NAO指数正向相关。

3.结果

在进行相关分析之前，研究气候学是很有用的，为此，我们研究了HS和LS年基本量的气候学及其差异。图2给出了HS和LS年12月1月（DJ）到6月7月（JJ）2个月平均纬向风的气候学特征及其差异。可以看出，HS和LS年的气候纬向风非常相似。但是，它们之间存在显著差异，DJ中平流层异常纬向风的经向偶极子结构和AM中对流层异常极地风都是突出的。如果使用月数据（未显示），则冬季信号表明异常纬向风随着时间显着向极和向下的移动，DJ信号可以发现这一点。这种信号应该与太阳信号密切相关[Kuroda and Kodera，2002; Kodera和Kuroda，2002]。在整个周期内，平流层纬向风的变率在LS年稍大一点。研究表明，对流层纬向风在JJ中的差异相当小，但在高纬度地区，无论在HS和LS年都有较大的变化。

图3显示了除臭氧密度之外的同一张图。可以看出，随着海拔高度的增加，臭氧密度趋于增大。在平流层低层密度随纬度增加而增大，但在平流层中部随纬度增加而减小。冬季通常变化较大，春季至夏季则变化较小。 尽管臭氧密度的气候学值在HS和LS年间非常相似，但它们之间存在显著差异，如下图所示。 事实上，HS年的臭氧密度往往会在整个周期在平流层中增加约2-4％[Soukharev和Hood, 2006]。值得注意的是，HS和LS年的气候学差异略大于每年的标准差。

图4显示了纬向平均纬向风与DJF平均NAO指数的相关性，分别计算了所有年，HS和LS年， 计算从DJ到JJ的2月平均值。相关性大于0.6以0.1为步长画等值线，相关性大于0.5的区域被阴影化。 由于统计95％显著性水平对应HS（LS）年样本的0.63（0.57）相关性，所以相关区域大于0.6对应大约95％的显著性水平。 相关区域0.5的对应约90％的显著性水平。 由于在“所有年份”情况下0.5和0.6的相关性对应的显著性水平要高得多，因此同一样本与HS年和LS年都要进行比较。

在“所有年份”的相关性中，一个突出的信号出现在DJ中，但之后没有。 在DJ中，对流层出现一个以55N和35N为中心的经向偶极子信号。 虽然低纬度信号局限于对流层低层，但高纬度信号延伸至大约50hPa。

当我们根据太阳周期分层进行相同的分析时，情况完全不同。 在HS年中，较大区域的显著相关性进一步扩展到DJ平流层上层，并在之后减少，然后信号再次出现在JJ中。尽管它更局限于高纬度地区并且没有延伸至平流层高层，但它具有相同的极性。注意到，在JJ中，60°N的极值正相关意味着冬季的正NAO与次年夏季较强的西风涡旋有关。 然而，LS年，既没有表现出DJ在平流层的延伸，也没有表现出JJ的再现。

图2.HS年（上），LS年（中）和其差值（下）的气候纬向平均纬向风。 等值线间隔在上部和中部为10 m/s，在下部为2 m/s。 上图和中图的阴影表示标准偏差（浅色阴影区

1 m/s，过渡阴影区2 m/s，深色阴影区5 m/s）。 下图中的阴影表示95％显著性水平。

图3.与图2相同，只是显示臭氧密度。上图和中图的等值线间隔为1 ppmv，下图为间隔为0.05 ppmv。 在上图和中图中，浅色阴影区为0.05ppmv，过渡阴影区为0.1ppmv，深色阴影区为0.2ppmv。

图4.所有年份（上），HS年（中）和LS年（下）的12月-2月平均NAO指数与每个格点在1978-2000年期间的两个月平均纬向平均纬向风之间的滞后相关系数。 等值线间隔为0.1，绘制等值线绝对值大于或等于0.6或等值线为0，阴影表示相关绝对值大于0.5的区域，虚线表示负值。

为了研究HS和LS年差异来源，当冬季NAO信号差异更明显时，我们比较了12月到4月。图5比较了HS（上图）和LS年（下图）中的E-P通量及其差异（第一排和第三排）以及臭氧密度和剩余速度（第二排和第四排）。可以看出，仅在HS年，1月份平流层中层中纬度地区到平流层低层高纬度地区臭氧的负相关性正在剧烈发展，这意味着冬季NAO正指数与HS年臭氧负异常有关。 HS年臭氧的巨大相关性对应Brewer-Dobson环流的减弱，由12月和1月在30hPa 30-40N附近朝赤道方向的箭头以及1月份200-30hPa在靠近70N的向上箭头所示。这种剩余环流异常应该由这些层次以上的E-P正异常驱动，这在HS年更为明显。 这种E-P通量散度差异应该源自E-P通量差异，因此它们的存在意味着HS年温带平流层向上波的传播减少，而1月份的LS年则相反。

在HS年4月臭氧相关性的扩大也与Brewer-Dobson环流的减弱相一致，由在200-30hPa 70-80N附近的向上和赤道箭头所示，这是由EP通量在平流层辐散所造成的。

这种臭氧相关性在HS年从春季持续到夏季，而在LS年完全没有。值得注意的是，在HS年，从春季到夏季，持续存在明显的温度信号，但在LS年没有出现（不显示）。

图5.与图4相同，不同之处在于HS年（上）和LS年（下）的12月到4月的EP通量及其散度（第一和第三行）以及剩余速度和臭氧密度（第二和第四行））。 E-P通量和剩余速度的相关性用箭头表示。 只绘制相关性绝对值大于0.6的箭头。

为了研究在HS年夏季类似AO的信号如何随时间演变，我们比较了从5月到8月纬向风回归，温度，臭氧密度和太阳热能（图6）。5月份平流层太阳升温明显减少对应于臭氧的负值异常。尽管由于变化较大，使得显著相关性小，但这种太阳加热能够很好地与平流层中的温度异常相对应。平流层较冷的温度信号在6月变得更加重要和持久。尤其是中心在65N的温度异常垂直偶极型结构，一个在平流层，另一个在对流层。这种偶极子结构缓慢的向赤道传播，一直持续到8月份。对流层较高温度的中心伴随着一个向下欧拉流动的区域，这与集中在300hPa 70N附近的异常欧拉力学强迫中心有关（不显示）。 6月份中心在300hPa 75N附近的纬向风异常通过热成风关系与对流层高温异常相对应。对流层顶附近的波浪强迫是通过延伸到平流层的纬向风异常对波传播的修正而形成的。因此，在对流层顶的波力，温度的垂直偶极结构，以及极地地区的带状风，在夏季得到了积极的反馈。

图6.与图4相同，除了显示HS年从5月到8月EP通量（箭头）与纬向平均纬向风（第一排）、温度（第二排）、臭氧密度（第三排）和太阳能加热（第四排）的滞后回归。 纬向风，温度，臭氧密度和太阳能加热的等值线间隔分别为0.5 m/s， 0.2 K，0.02 ppmv和0.005 K/d，阴影表示相关性绝对值大于0.5的区域，仅绘制相关性绝对值大于0.5的E-P通量，它们由压力的倒数平方根缩放。

图7显示了从6月至8月对流层低层和平流层的温度回归的水平结构。 可以看出，与图6所示的温度垂直偶极子信号相关联，对流层低层较暖区域仅存在于平流层低层较冷区域的正下方。同样值得注意的是，水平模式显示了几乎是带状的3号结构。这些清楚地表明在这一时期平流层和对流层之间存在着强大的联系。

HS年夏季极地地区的地表信号与Ogi等人[2004年]提出的夏季北极涛动（SAO）或夏季北半球环状模非常相似。这些类似AO的结构将由波驱动的经向环流形成，与冬季AO[Kuroda, 2005, 2007a]类似。 因此，我们比较了HS年与冬季平均NAO相关的退化波作用力强迫（上图）和夏季AO（下图）所引起的纬向平均SLP（第一排和第三排）和潜在地面气压变化（PPC）（第二和第四排），定义PPC为如果不存在摩擦和非绝热效应下的表面压力变化，并且通过Kuroda [2005]使用的球体上的纬向平均准地转模型来评价。 有关该模型的详细信息请参阅附录A。

图7. HS年12月至2月平均NAO指数与6月至8月50 hPa（上）和1000 hPa（下）的月平均温度之间的滞后回归系数，50和1000 hPa的温度等值线间隔分别为0.2 K和0.5 K。

图8中的红线表示PPC仅在机械强迫（由涡旋动量通量引起的强迫）500 hPa及以上时计算。从SLP和PPC的比较中可以看出，虽然稍微修改了冬季平均NAO在6月份的信号，但由于65°N附近有较大的向下流动，所以它们在夏季AO和冬季平均NAO的信号中大致成比例。单独使用PPS产生SLP异常大约需要8 天

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