基于COSMIC衛(wèi)星觀測數(shù)據(jù)的平流層重力波的全球分布特征研究

梁晨，薛向輝，陳廷娣

1 中國科學技術大學近地空間環(huán)境重點實驗室，合肥 230072 2中國西昌衛(wèi)星發(fā)射中心，四川 西昌 615000

1 引言

重力波是大氣中最基本的波動形式之一，在全球的氣象學、氣候學、化學以及中高層大氣與低層大氣動力學中扮演著十分關鍵的角色（Fritts and Alexander，2003）.低層大氣中由地形、對流、風剪切等誘發(fā)的重力波攜帶著動量和能量上傳，在傳播過程中與背景大氣相互作用，達到臨界層時會破碎，動量及能量將釋放在背景中改變背景大氣的溫度以及風場（Li et al.，2007；Zhang et al.，2010；Tang et al.，2014），因此重力波對全球大氣運動的貢獻是不可忽略的，特別是在全球大氣模式中必須使用重力波參數(shù)化的方法加入重力波的影響.利用各類觀測手段獲取的數(shù)據(jù)提取全球大氣重力波信息并統(tǒng)計其分布特征就成為了準確構建全球大氣模式的前提條件（張云等，2011；Xue et al.，2012）.伴隨著空間科學技術的快速發(fā)展，衛(wèi)星探測技術被廣泛用于全球大氣觀測中，F(xiàn)etzer和Gille（1994）最早利用LIMS（Limb Infrared Monitor of the Stratosphere）的數(shù)據(jù)研究了全球中高層大氣重力波活動的分布特點，并分析了風場對重力波的影響.近年來，人們利用臨邊掃描技術及掩星技術觀測的溫度數(shù)據(jù)研究了全球中高層大氣重力波的分布特征.Ern等（2014）利用SABER（Sounding of the Atmosphere using Broadband Emission Radiometry）的11年觀測數(shù)據(jù)以及HIRDLS（High Resolution Dynamics Limb Sounder）兩年的觀測數(shù)據(jù)研究了重力波在赤道QBO變化過程中的貢獻值，在風場QBO變化的過程中重力波提供的拖曳力與行星波拖曳力大小接近.De la Torre等（2006a）利 用 CHAMP（Challenging Minisatellite Payload）衛(wèi)星連續(xù)五年的觀測研究了重力波活動強度在赤道地區(qū)以及中緯度地區(qū)的變化特征，發(fā)現(xiàn)在赤道地區(qū)重力波勢能變化與風場QBO密切相關，在中緯度則表現(xiàn)為明顯的季節(jié)變化.盡管上面的一些結果已經很詳盡，但仍有些許不足，SABER垂直分辨率在2km左右，因此它對短垂直波長的重力波不敏感，而CHAMP數(shù)據(jù)密度則太小，全球每天測量溫度剖線僅有100條左右（Ratnam et al.，2004a）.與上面二者相比較COSMIC（Constellation Observing System for Meteorology Ionosphere and Climate）觀測數(shù)據(jù)在平流層具有更好的數(shù)據(jù)精度、垂直分辨率以及數(shù)據(jù)密度，因此COSMIC衛(wèi)星數(shù)據(jù)更適用于全球平流層大氣重力波的研究.當前COSMIC衛(wèi)星的觀測數(shù)據(jù)被廣泛用于區(qū)域的或者短期的重力波的研究（Alexander et al.，2008；McDonald，2012；Wang and Alexander，2009），但仍缺少基于COSMIC衛(wèi)星長期觀測的平流層大氣重力波活動的研究.

本文利用2007年1月至2012年12月連續(xù)六年的溫度剖線數(shù)據(jù)，從中提取了3～10km垂直波長的溫度擾動，計算了重力波的勢能，統(tǒng)計分析了勢能隨緯度、經度、高度及時間的變化規(guī)律，并結合ECMWF（European Centre for Medium－Range Weather Forecasts）的風場數(shù)據(jù)討論了風場對重力波活動分布的影響.

2 數(shù)據(jù)與方法

COSMIC全稱Constellation Observation System for Meteorology，Ionosphere and Climate，即氣象電離層氣候觀測系統(tǒng)，由美國和臺灣聯(lián)合發(fā)射，主要由NCAR（National Center for Atmospheric Research）完成技術設計，2006年4月15日在加利福尼亞州范登堡空軍基地發(fā)射成功（Rocken et al.，2000）.每個COSMIC衛(wèi)星上都攜帶著一臺GPS掩星接收器，在運行時COSMIC衛(wèi)星會接收來自GPS衛(wèi)星的信號，當滿足掩星實驗條件時可以根據(jù)信號的相位變化等信息獲取信號的彎曲角，從而推導得到每一個切點層的折射率，進一步處理可以得到與電離層、平流層、對流層等有關的物理量（Anthes et al.，2008）.每顆LEO衛(wèi)星每天滿足掩星實驗條件的升降次數(shù)在500次左右，這樣每天能夠發(fā)生的掩星事件次數(shù)大概為3000個，但是并不是每次事件都能得到合理的大氣物理量剖線，因此實際每天能夠獲得的大氣溫度剖線約為2000個（Liou et al.，2007）.COSMIC探測剖線的時間和空間分布特征如圖1所示.從圖1f可以看出，在兩個極區(qū)緯度大于80°的剖線很少，因此我們處理數(shù)據(jù)時舍去80°～90°的溫度剖線.

圖1 COSMIC探測剖線的時間和空間分布（a）中黑色線為2007—2012年六年期間每日掩星事件獲取溫度剖線的個數(shù)，藍色線為COSMIC3星每日掩星事件獲取的溫度剖線個數(shù)；（b）2009年1月23日單日溫度剖線經緯度分布；（c、d、e、f）分別為2007年全年溫度剖線地方時、世界時、經度、緯度的統(tǒng)計分布.Fig.1 Temporal and spatial distributions of temperature profiles obtained by COSMIC satellite from January 2007to December 2012（a）Daily number of all profiles（black solid line）and profiles obtained by cosmic satellite No.3（blue solid line）；（b）Distribution of 2409 profiles of January 23，2009；（c，d，e，f）is local time distribution，universal time distribution，longitude distribution and latitude distribution of all profiles of 2007，respectively.

本文我們利用的是干溫假設條件下獲取的溫度剖線，在8～14km高度以上該假設幾乎對所有剖線均成立，因此干溫假設獲取的溫度剖線在此高度以上可以代表大氣實際溫度，而在5km以下干溫假設得到的溫度與實際溫度差異很大（Foelsche et al.，2008），因此我們在后續(xù)處理時選取12km以上區(qū)域作為研究對象.CDAAC（COSMIC Data Analysis and Archive Center）提供的干溫剖線包含0～60km的溫度、氣壓、折射率等信息，垂直分辨率在對流層為0.5km，40km處約為1.4km，水平分辨率150km，10～40km的溫度探測精度為1K左右，較SABER等紅外探測技術獲得的溫度剖線具有更高的精度及垂直分辨率（Schreiner et al.，2007）.

每一條溫度剖線都可以視作包含背景溫度、行星波、重力波、潮汐等成分的整體測量結果.如果能有效獲取背景溫度及行星波相關信息并從溫度剖線中減除，同時盡量抑制潮汐成分的影響，則可以提取出由重力波引起的溫度擾動信息（John and Kumar，2012）.由重力波能量理論可知，重力波能量密度E0可以表示為

其中，Ek，Ep分別為動能及勢能.

其中g為重力加速度，TB為擬合的背景溫度，CP為定壓比熱容.

在重力波中頻近似下，動能與勢能的比值可以認為是常數(shù)（Zhang et al.，2012）.因此我們可以利用溫度剖線求出重力波勢能并以此代表重力波活動強度.盡管在中高緯度中頻近似條件由于慣性頻率增大可能被破壞（Xiao and Hu，2010），但我們在做大量統(tǒng)計時，仍然認為勢能可以很好地代表重力波活動強度.

我們首先將原始剖線利用線性插值獲取12～40km區(qū)間內間隔為200m的溫度剖線，然后將溫度剖線按經度×緯度×時間為15°×10°×3天進行網格化，同一網格內所有溫度剖線求平均作為該網格中心點的特征溫度曲線.進而對處于同一緯度圈的溫度利用最小二乘法在每一個高度上利用公式（5）擬合（John and Kumar，2013），擬合誤差選取0.02，得到背景溫度和緯向波數(shù)1～6的行星波振幅.

其中，A0為背景溫度，φ為網格中心點緯度，為波數(shù)為i的行星波振幅（i取1，2，…，6）.根據(jù)擬合的參數(shù)獲得掩星剖線實際位置背景溫度TB，利用公式T′＝T－TB計算溫度殘差.得到的溫度殘差不含有定常行星波，潮汐成分也一定程度上被平均濾除，但是依然含有噪音、長波長溫度變化趨勢以及長周期傳播行星波成分.我們利用六階巴特沃斯帶通濾波器對求得的殘差濾波，帶寬選取3～10km.參照Tsuda等（2000）提到的方法，利用2km窗口平滑計算T′（z）2：

其中z1、z2為窗口的上下高度.

將公式（4）、（6）計算的結果代入（3）式即可求得勢能剖線.

圖2是我們利用上面步驟獲取的溫度、殘差、浮力頻率以及勢能剖線.從圖2c我們可以看出，過大的負溫度梯度會帶來負的或者較小正值浮力頻率，這會給勢能計算帶來負值或者較大值，因此在統(tǒng)計中我們舍去所有的負值以及大于50J／kg（取T＝220K，T′＝5K，N2＝5×10－4）的勢能值.

3 重力波勢能分布特征

我們按照上述處理方法處理了2007—2012年的溫度數(shù)據(jù)，統(tǒng)計分析了重力波勢能的變化特征.為了能夠獲取更高的空間分辨率，我們將勢能剖線再次網格化，網格大小5°×5°.在下文中我們著重分析重力波活動的三個主要特征，即不同緯度地區(qū)重力波勢能的時間變化特征，重力波勢能經度－緯度分布的季節(jié)變化特征以及重力波勢能緯度－高度分布的季節(jié)變化特征.

3.1 不同緯度地區(qū)重力波勢能的時間變化特征

我們選取了0°N—5°N代表赤道地區(qū)，40°N—50°N代表中緯度，70°N—80°N、－70°S—－80°S代表兩個極區(qū).對處于所選取緯度范圍內的勢能剖線按月求平均后，其結果如圖3所示，圖中相應的緯向平均風場等值線由歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）的再分析資料給出.

圖2 溫度（a）、殘差（b）、浮力頻率（c）、重力波勢能（d）剖線圖（C001.2007.001.00.05.G14），其中圖b中虛線為未濾波殘差，實線為濾波后殘差Fig.2 The temperature and corresponding results of file C001.2007.001.00.05.G14

圖3 不同緯度地區(qū)重力波勢能高度－時間變化（5°N，50°N，80°N，－80°S）風場數(shù)據(jù)為ECMWF－Interim平均緯向風，藍色實線表示西風，黑色虛線為東風，紅色破折線為零風場線，單位m·s－1.Fig.3 Height－month variation of Epnear to the equator and other three latitude bands.Contour lines represent the mean zonal wind.The black dashed（blue solid）line indicates westward（eastward）wind.Red dashed line indicates zero wind

由圖可見，赤道地區(qū)的重力波活動（圖3a）表現(xiàn)出明顯的準兩年變化（QBO），最大值出現(xiàn)在東風區(qū)且總是位于零風場線以下，最小值出現(xiàn)在東風區(qū)，這與de la Torre等（2006a）利用CHAMP的結果一致.此外，我們還發(fā)現(xiàn)在赤道高平流層區(qū)域還存在較明顯的半年振蕩（SAO），利用小波分析發(fā)現(xiàn)在2008年1月至2011年1月重力波的半年變化最為顯著.中緯度地區(qū)的重力波活動（圖3b）表現(xiàn)出明顯的季節(jié)變化，冬季最強，而夏季最弱，最大值在冬季35km以上區(qū)域出現(xiàn)，勢能最小值則出現(xiàn)在每年的夏季20～25km處，這與其他學者利用SABER（Yamashita et al.，2013）、HIRDLS（Ern et al.，2011）等衛(wèi)星以及瑞利激光雷達（Li et al.，2010）的結果相似.對于這一現(xiàn)象的解釋，Lindzen認為是由在臨界高度處背景風場引起的重力波濾波導致的，在夏季對流層為西風，而在20km附近風場出現(xiàn)反轉，所以一些由地形引起的準靜態(tài)重力波會達到臨界高度而被過濾，因此能夠觀測到的重力波活動強度降低，而在冬季不存在風場的反轉，這些波動可以向上傳播不被過濾，直到其達到飽和狀態(tài)（Lindzen and Holton，1981）.兩個極區(qū)的重力波活動（圖3c、圖3d）整體特點基本一致，與中緯度相似，表現(xiàn)出冬季強夏季弱的特點.北極勢能最大值出現(xiàn)在西風向東風過渡的月份35km以上區(qū)域，而南極則存在兩個較大值（除2010年），除了風向轉變的月份，西風最強的月份同樣存在較大值，這可能是由于強的極夜急流激發(fā)的重力波，我們在3.3節(jié)中討論這一現(xiàn)象.

3.2 重力波勢能經度－緯度分布的季節(jié)變化

我們將計算得到的勢能剖線按照季節(jié)平均，定義3、4、5月為春季（以下均指北半球季節(jié)），6、7、8月為夏季，9、10、11月為秋季，12月及次年1、2月為冬季，這樣2007—2012六年共有23個完整的季節(jié).圖4是23個季節(jié)期間全球平流層重力波勢能在20～30km高度范圍內平均值的季節(jié)變化.從圖4我們可以看出，重力波勢能在20～30km的分布表現(xiàn)為三個主要特點：首先較大勢能基本都出現(xiàn)在關于赤道對稱的25°N與25°S間的熱帶地區(qū)，這些區(qū)域與對流活動較強區(qū)也有非常好的對應關系，如印度尼西亞群島、印度洋、東大西洋、南美洲中北部等，這說明強對流是赤道地區(qū)重力波的一個重要的激發(fā)源；其次，冬季半球較夏季半球有更強的重力波活動，北半球在12、1、2月份表現(xiàn)出明顯的增強，特別是在中國東北部以及蒙古高原地區(qū)，我們認為這與該區(qū)域冬季活動頻繁的天氣系統(tǒng)有關，南半球則在6—11月都有較強的活動；第三，在北半球冬季陸地重力波活動比海洋更強.

在安第斯山以東除南半球夏季（12、1、2月）外都存在較強的重力波活動，Alexander等利用CHAMP衛(wèi)星數(shù)據(jù)研究了該區(qū)域重力波的統(tǒng)計特征以及個例分析，該區(qū)域重力波活動主要由兩種機制誘發(fā)，即山地波和急流誘發(fā)的慣性重力波（Alexander et al.，2010；De la Torre et al.，2006b；De la Torre and Alexander，2005）.另一個類似區(qū)域位于喜馬拉雅山系北段山脈以東區(qū)域，但我們僅在2007—2008以及2009—2010兩年的冬季發(fā)現(xiàn)了較強的重力波活動，該區(qū)域山地走向偏南北成分較多，山脈方向與掩星事件夾角跟安第斯山觀測類似，因此我們推測該區(qū)域觀測到的重力波可能是地形引起的重力波或者亞熱帶急流引起的慣性重力波.

圖5 2007年3月—2012年11月30～35km處重力波勢能全球分布的季節(jié)變化Fig.5 Global distribution of Epat 30～35km from March 2007to November 2012

圖5是30～35km高度范圍內勢能平均值的季節(jié)變化特征.與圖4特征不同，該高度范圍內勢能最大值不只是出現(xiàn)在赤道地區(qū)，兩個極區(qū)的冬季同樣有較強的重力波活動.北半球在2007—2008，2010—2011，2011—2012年冬季歐洲大陸與格陵蘭島附近存在勢能大于4.8J／kg的強活動，而在2008—2009年冬季明顯偏弱，最大值只有3.6J／kg，在2009—2010年冬季該區(qū)域沒有出現(xiàn)明顯的強重力波活動，這種現(xiàn)象可能與平流層爆發(fā)性增溫（SSW）有關，其可能作用機制我們認為包括兩個方面：（1）在2009年2月以及2010年2月期間各發(fā)生了一次Major型增溫，背景風場發(fā)生轉向使得在20km處出現(xiàn)零風層，零風場對一些準靜態(tài)的重力波具有很強的過濾作用，這些重力波不能傳播到我們研究的高度.（2）在極區(qū)，極夜急流是重力波的一種可靠的激發(fā)源，西風急流被破壞一定程度上減少了這類重力波對勢能值的貢獻.在南半球，我們研究的這六年中并未發(fā)生SSW事件，極夜急流的穩(wěn)定存在使得重力波強度在南半球分布形態(tài)保持穩(wěn)定.最大值的出現(xiàn)也比較有規(guī)律，在2007、2009、2011年出現(xiàn)在春季，2008、2010、2012年出現(xiàn)在冬季，這與Hei（2008）和 Namboothiri等（2008）的最大值總是出現(xiàn)在南半球的春季結果不同，但無論哪種情形最大值總是出現(xiàn)在南極半島與德雷克海峽之間.

3.3 重力波勢能緯度－高度分布的季節(jié)變化特征

圖6是2007年重力波勢能緯度－高度的季節(jié)變化及ECMWF的200～3hPa緯向平均風場.從圖中我們可以看出存在三個比較穩(wěn)定的區(qū)域表現(xiàn)出很強的重力波活動，分別為對流層頂以下、近赤道地區(qū)25～35km以及極區(qū)30km以上區(qū)域.對流層頂以下區(qū)域由于是過小的浮力頻率計算帶來的不可靠信息，在此我們不做討論.20km以上則反映出明顯的季節(jié)變化.春季兩個半球勢能分布基本對稱，中高緯地區(qū)表現(xiàn)為勢能隨高度增大而增大的趨勢；到了夏季，南半球勢能明顯增強，特別是極區(qū)極夜急流軸內側的上空；秋季南半球極夜急流高度下降，強度降低，勢能開始減?。欢緞t變成北半球高空明顯增強，不過在強度上北半球要比南半球的小，對比兩個半球冬季的風場我們能夠發(fā)現(xiàn)南極極夜急流軸可以下降到35km，風速超過80m·s－1，而北極極夜急流軸只能影響到40km，軸心風速也只有40m·s－1，因此我們猜測冬季30km以上區(qū)域勢能強度不同可能與極夜急流的強度有關.

在緯度－高度的時間變化中，第一個引起我們關注的現(xiàn)象是赤道地區(qū)重力波勢能較大區(qū)的高度變化.春季20km以上受東風控制，勢能較小，勢能較大區(qū)存在于35km以上區(qū)域，能量為4J／kg.到了夏季東風區(qū)被壓縮，上層區(qū)勢能中心向下傳播，勢能中心高度在32km，中心值4.8J／kg.秋季上層勢能區(qū)繼續(xù)向下傳播，東風區(qū)被壓縮且中心高度到了23km附近，勢能中心在27km，到了冬季東風區(qū)更小，中心高度下降到20km，勢能中心下降到24km.在這個過程中勢能中心總是處在零風場以下的區(qū)域，向下發(fā)展的速度約為1km／月，這與同時期風場QBO下行速度基本一致.

另一個引起我們關注的現(xiàn)象發(fā)生在南半球的春季，－60°S附近的重力波活動明顯強于南北兩側的.

圖7為2007—2012六年期間9—11月的勢能分布緯度－高度變化.南半球春季，極夜急流中心軸可以下降到25km，中心位置在－60°S附近，風速為40m·s－1，在急流軸心以上存在著一個較大的重力波活動區(qū)并且向極區(qū)沿著風場等位線傳播，隨著高度的增加勢能不斷增大，到達35km時勢能超過5.2J／kg，我們認為這是由于急流誘發(fā)的重力波，在北極并不存在類似的現(xiàn)象.

Alexander等（2008）利用COSMIC 2006年12月的數(shù)據(jù)研究了重力波勢能緯度－高度的分布，他們認為赤道地區(qū)較大值是由于對流層頂較大溫度梯度引起的，而中緯度則存在一個由副熱帶急流引起的較強活動區(qū).他們選取了20°寬的一個經度范圍作為研究對象，提出由副熱帶急流引起的重力波具有向上且向高緯度傳播的特點，這與Soto等（1994）關于急流誘發(fā)的重力波觀點一致.風場對這種機制產生的重力波過濾作用很強，因此這種傳播方向取決于風場的零風層分布，同時Alexander等（2008）還指出副熱帶急流誘發(fā)的重力波較強的活動區(qū)主要位于急流與赤道之間，而我們的計算在副熱帶急流的高度上與其存在著較大的誤差，因此我們并不能確定副熱帶急流引起的重力波真實的活動強度.另外，Alexander等（2008）的計算中卻不存在在冬季半球極區(qū)的大勢能區(qū)，而 Ratnam 等 （2004b）利用CHAMP、Tsuda等（2000）利用 GPS／MET均觀測到30km以上冬季半球極區(qū)存在較大勢能的現(xiàn)象，這些區(qū)別可能在于數(shù)據(jù)處理方式上的不同，Alexander等（2008）的研究只選用了130°E—150°E這個比較窄的經度范圍，回顧圖5我們可以看到，30～35km高度較大勢能多出現(xiàn)在中國東北部及蒙古高原而非日本上空，區(qū)域的選擇使他們的處理過濾掉了相關信息.

4 結論

本文利用COSMIC的2007—2012年連續(xù)六年觀測的溫度反演了重力波的勢能，得到了以下結論：

（1）時間尺度上重力波變化與風場變化密切相關.在赤道地區(qū)，重力波勢能變化與QBO幾乎同速度向下發(fā)展.最大支出現(xiàn)在東風區(qū)的零風場線以下，出現(xiàn)這種分布特征的原因主要與臨界層現(xiàn)象有關.我們作中頻近似，重力波相速度與垂直波長以及浮力頻率的關系可以表示為

圖6 2007年13～38.8km處重力波勢能的緯度－高度分布季節(jié)變化風場數(shù)據(jù)為ECMWF－Interim平均緯向風，紅色實線表示西風，黑色虛線為東風，橙色破折線為零風場線，單位m·s－1.Fig.6 Latitude variation of Epobserved in 13～38.8km in different seasons during Mar 2007－Feb 2008 Contour lines represent the mean zonal wind.The black dashed（red solid）line indicates westward（eastward）wind.

圖7 2007—2012年9—11月13～38.8km處重力波勢能的緯度－高度分布風場數(shù)據(jù)為ECMWF－Interim平均緯向風，紅色實線表示西風，黑色虛線為東風，橙色破折線為零風場線，單位m·s－1.Fig.7 Latitude variation of Epobserved in 13～38.8km during September to November of 2007—2012 Contour lines represent the mean zonal wind.The black dashed（red solid）line indicates westward（eastward）wind.

對于平流層我們取N＝2×10－2，λz＝10km，可以計算出最大相速度32m·s－1.當風場為東風時，風速較大，我們研究的重力波在傳到零風場線以前大部分都可以達到臨界層，且在東向風剪切時具有更大的風場梯度，較多的重力波可以集中在該區(qū)域達到臨界層.由臨界層理論可知，重力波振幅在該區(qū)域會變大并且最終破碎，動量及能量釋放在破碎區(qū)改變局地風場結構.而對于西風區(qū)，最大風速只有20m·s－1，且在零風層附近西向風剪切梯度較小，我們研究的重力波并不是集中達到臨界層，也就沒有了明顯的增大現(xiàn)象.同時我們還發(fā)現(xiàn)在近赤道地區(qū)的平流層上部存在明顯的半年變化.中高緯度表現(xiàn)為冬季強夏季弱的年變化特點.這與零風層的存在有關，零風層對一些由地形激發(fā)的準靜態(tài)重力波具有很強的過濾作用，在中高緯夏季重力波活動較弱的一個可能原因就在于此.極地年變化特點與中高緯基本一致，也是風場的過濾作用引起的年變化，但是在南極35km以上區(qū)域是重力波的活動隨著急流的形成與破壞而變化，在急流最強時勢能最大，這說明極夜急流南極30km以上區(qū)域是重力波活動的重要激發(fā)源.

（2）高度分布上，不同高度的重力波活動強度不同，在30km以下活動較強區(qū)域主要集中在赤道地區(qū)，而且與對流強區(qū)保持一致，這些說明對流在赤道地區(qū)是重力波形成的一個重要激發(fā)源.喜馬拉雅山以東區(qū)域個別月份同樣存在較強的活動，除了2007—2008年及2009—2010年兩年冬季以外，其他時間并未觀測到較強的活動，這需要當?shù)氐囊恍┢渌麛?shù)據(jù)來研究這種現(xiàn)象產生的具體原因.30km以上區(qū)域重力波活動較強的區(qū)域不只是出現(xiàn)在赤道地區(qū)，中高緯地區(qū)同樣存在較強的活動，活動較強區(qū)域分布與SSW存在一定的聯(lián)系.

（3）緯度分布上，低緯度地區(qū)全年活動都較強，赤道地區(qū)上層較強活動區(qū)的下行發(fā)展與風場QBO向下發(fā)展速度基本一致，而且總處在零風場線以下，這與5°N的勢能分布在時間變化上一致，說明了重力波變化與風場QBO存在聯(lián)系.南半球60°S緯度帶上存在一個重力波源，極夜急流的強西風激發(fā)了重力波并沿著風場等位線向極區(qū)上空傳播.

致謝 感謝CDACC（COSMIC Data Analysis and Archive Center）提供COSMIC衛(wèi)星溫度探測數(shù)據(jù)以及歐洲中尺度氣象中心提供了ECMWF—Interim風場數(shù)據(jù).

Alexander S P，Tsuda T，Kawatani Y.2008.COSMIC GPS observations of Northern Hemisphere winter stratospheric gravity waves and comparisons with an atmospheric general circulation model.Geophysical Research Letters，35（10），

10.1029／2008GL033174.

Alexander S P，Luna D，Llamedo P，et al.2010.A gravity waves study close to the Andes mountains in Patagonia and Antarctica with GPS radio occultation observations.Annales Geophysicae，28（2）：587－595.

Anthes R A，Ector D，Hunt D C，et al.2008.The COSMIC／FORMOSAT－3mission：Early results.Bulletin of the American Meteorological Society，89（3）：313－333.

De la Torre A，Alexander S P.2005.Gravity waves above Andes detected from GPS radio occultation temperature profiles：Mountain forcing？Geophysical Research Letters，32（17），doi：10.1029／2005GL022959.

De la Torre A，Schmidt T，Wickert J.2006a.A global analysis of wave potential energy in the lower stratosphere derived from 5 years of GPS radio occultation data with CHAMP.Geophysical Research Letters，33（24），doi：10.1029／2006GL027696.

De la Torre A，Alexander P，Llamedo P，et al.2006b.Gravity waves above the Andes detected from GPS radio occultation temperature profiles：Jet mechanism？Geophysical Research Letters，33（24），doi：10.1029／2006GL027343.

Ern M，Preusse P，Gille J C，et al.2011.Implications for atmospheric dynamics derived from global observations of gravity wave momentum flux in stratosphere and mesosphere.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，116（D19），doi：10.1029／2011JD015821.

Ern M，Ploeger F，Preusse P，et al.2014.Interaction of gravity waves with the QBO：A satellite perspective.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，119（5）：2329－2355.

Fetzer E J，Gille J C.1994.Gravity－wave variance in lims temperatures.Part I：Variability and comparison with background winds.Journal of the Atmospheric Sciences，51（17）：2461－2483.Foelsche U，Borsche M，Steiner A K，et al.2008.Observing upper troposphere－lower stratosphere climate with radio occultation data from the CHAMP satellite.Climate Dynamics，31（1）：49－65.

Fritts D C，Alexander M J.2003.Gravity wave dynamics and effects in the middle atmosphere.Reviews of Geophysics，41（1），doi：10.1029／2001RG000106.

Hei H，Tsuda T，Hirooka T.2008.Characteristics of atmospheric gravity wave activity in the polar regions revealed by GPS radio occultation data with CHAMP.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，113（D4），doi：10.1029／2007JD008938.

John S R，Kumar K K.2012.TIMED／SABER observations of global gravity wave climatology and their interannual variability from stratosphere to mesosphere lower thermosphere.Climate Dynamics，39（6）：1489－1505.

John S R，Kumar K K.2013.A discussion on the methods of extracting gravity wave perturbations from space－based measurements.Geophysical Research Letters，40（10）：2406－2410.

Li T，She C Y，Liu H L，et al.2007.Evidence of a gravity wave breaking event and the estimation of the wave characteristics from sodium lidar observation over Fort Collins，CO（41degrees N，105degrees W）.Geophysical Research Letters，34（5），doi：10.1029／2006GL028988.

Li T，Leblanc T，McDermid I S，et al.2010.Seasonal and interannual variability of gravity wave activity revealed by long－term lidar observations over Mauna Loa Observatory，Hawaii.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，115（D13），doi：10.1029／2009JD013586.

Lindzen R S，Holton J R.1981.Turbulence and stress owing to gravity wave and tidal breakdown.Journal of Geophysical Research：Oceans，86（C10）：9707－9714.

Liou Y A，Pavelyev A G，Liu S F，et al.2007.FORMOS AT－3／COSMIC GPS radio occultation mission：Preliminary results.IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing，45（11）：3813－3826.

McDonald A J.2012.Gravity wave occurrence statistics derived from paired COSMIC／FORMOSAT3observations.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，117（D15），doi：10.1029／2011JD016715.

Namboothiri S P，Jiang J H，Kishore P，et al.2008.CHAMP observations of global gravity wave fields in the troposphere and stratosphere.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，113（D7），doi：10.1029／2007JD008912.

Ratnam M V，Tsuda T，Jacobi C，et al.2004a.Enhancement of gravity wave activity observed during a major Southern Hemisphere stratospheric warming by CHAMP／GPS measurements.Geophysical Research Letters，31（16），doi：10.1029／2004GL019789.Ratnam M V，Tetzlaff G，Jacobi C.2004b.Global and seasonal variations of stratospheric gravity wave activity deduced from the CHAMP／GPS satellite.Journal of the Atmospheric Sciences，61（13）：1610－1620.

Rocken C，Kuo Y H，Schreiner W S，et al.2000.COSMIC system description.Terrestrial，Atmospheric and Oceanic Sciences，11（1）：21－52.

Sato K，Hasegawa F，Hirota I.1994.Short－period disturbances in the equatorial lower stratosphere.J.Meteor.Soc.Japan，72（6）：859－872.

Schreiner W，Rocken C，Sokolovskiy S，et al.2007.Estimates of the precision of GPS radio occultations from the COSMIC／FORMOSAT－3mission.Geophysical Research Letters，34（4），doi：10.1029／2006GL027557.

Tang Y H，Dou X K，Li T，et al.2014.Gravity wave characteristics in the mesopause region revealed from OH airglow imager observations over Northern Colorado.Journal of Geophysical Research：Space Physics，119（1）：630－645.

Tsuda T，Nishida M，Rocken C，et al.2000.A global morphology of gravity wave activity in the stratosphere revealed by the GPS occultation data （GPS／MET）.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，105（D6）：7257－7273.

Wang L，Alexander M J.2009.Gravity wave activity during stratospheric sudden warmings in the 2007—2008Northern Hemisphere winter.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，114（D18），doi：10.1029／2009JD011867.

Xiao C Y，Hu X.2010.Analysis on the global morphology of stratospheric gravity wave activity deduced from the COSMIC GPS occultation profiles.GPS Solutions，14（1）：65－74.

Xue X H，Liu H L，Dou X K.2012.Parameterization of the inertial gravity waves and generation of the quasi－biennial oscillation.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，117（D6），doi：10.1029／2011JD016778.

Yamashita C，England S L，Immel T J，et al.2013.Gravity wave variations during elevated stratopause events using SABER observations.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，118（11）：5287－5303.

Zhang S D，Yi F，Huang C M，et al.2010.Latitudinal and seasonal variations of lower atmospheric inertial gravity wave energy revealed by US radiosonde data.Annales Geophysicae，28（5）：1065－1074.

Zhang Y，Xiong J G，Wan W X.2011.Analysis on the global morphology of middle atmospheric gravity waves.Chinese Journal of Geophysics （in Chinese），54（7）：1711－1717，doi：10.3969／j.issn.0001－5733.2011.07.003.

Zhang Y，Xiong J G，Liu L，et al.2012.A global morphology of gravity wave activity in the stratosphere revealed by the 8－year SABER／TIMED data.Journal of Geophysical Research：Atmospheres，117（D21），doi：10.1029／2012JD017676.

附中文參考文獻

張云，熊建剛，萬衛(wèi)星.2011.中層大氣重力波的全球分布特征.地球物理學報，54（7）：1711－1717，doi：10.3969／j.issn.0001－5733.2011.07.003.