利用ERA－Interim資料對(duì)平流層Brewer－Dobson環(huán)流變化趨勢(shì)的分析

王衛(wèi)國(guó)，楊芳園，王顥樾，楊韜，余珂，梁蜀昆，樊雯璇

1云南大學(xué)大氣科學(xué)系，昆明 650091

2昆明市氣象局，昆明 650034

3玉溪市氣象局，玉溪 653100

4云南省氣象信息中心，昆明 650034

1 引言

Brewer（1949）和Dobson（1952）的研究表明，平流層中化學(xué)示蹤物的分布變化是受全球尺度環(huán)流的影響，這一環(huán)流在平流層中是緩慢的、半球尺度的單圈經(jīng)向環(huán)流.它從熱帶對(duì)流層頂上升進(jìn)入平流層，然后在中高緯度向極向下運(yùn)動(dòng)，最后下沉回到對(duì)流層，稱為Brewer－Dobson（BD）環(huán)流，通常也稱作平流層經(jīng)向剩余環(huán)流.BD環(huán)流通過耦合作用影響著平流層－對(duì)流層的物質(zhì)和能量交換，從而改變著平流層、對(duì)流層的熱力和動(dòng)力結(jié)構(gòu)，以及大氣中各種痕量成分的含量分布，進(jìn)而影響全球的氣候變化（王衛(wèi)國(guó)等，2006；Roscoe，2006）.因此，探究BD環(huán)流的空間分布特征及時(shí)間演變規(guī)律，對(duì)進(jìn)一步認(rèn)識(shí)平流層－對(duì)流層之間的相互作用和物質(zhì)（特別是水汽、氣溶膠、臭氧等痕量氣體成分）交換，以及對(duì)全球氣候變化的預(yù)測(cè)都具有十分重要的科學(xué)意義.

由于BD環(huán)流被描述為拉格朗日運(yùn)動(dòng)，而直接測(cè)量拉格朗日平均運(yùn)動(dòng)是難以實(shí)現(xiàn)的.直接利用拉格朗日方法來得到真實(shí)的環(huán)流形勢(shì)，以及定量估算出環(huán)流的強(qiáng)度變化也是非常困難的（Rosenlof，1995）.為此，Andrews等（1987）通過研究，給出了變換歐拉平均（transformed Eulerian－mean，TEM）方程，用于代替計(jì)算平流層中的拉格朗日平均運(yùn)動(dòng).同樣，Haynes等（1991）提出了利用向下控制（downward control，DC）原理來估算剩余平均環(huán)流，并指出中緯度波的強(qiáng)迫以及來自對(duì)流層的行星波和重力波，在上傳過程中的破碎或消散是驅(qū)動(dòng)經(jīng)向環(huán)流的機(jī)制.Holton（1990）、Rosenlof等（1993，1995）的研究表明，熱帶向上以及熱帶外向下的質(zhì)量通量隨季節(jié)而變，最大值出現(xiàn)在北半球冬季，最小值則出現(xiàn)在北半球夏季.Roscoe（2006）的研究指出，BD環(huán)流在1970s是增強(qiáng)的，而在1990s有一個(gè)弱的減弱，其環(huán)流的變化趨勢(shì)與NO2，N2O，H2O，CO2等氣體成分的含量變化有關(guān).Seviour等（2012）利用1989—2009年的ERA－Interim資料，通過積分研究了熱帶70hPa等壓面向上的質(zhì)量通量，結(jié)果顯示BD環(huán)流在近20a呈現(xiàn)出減弱的趨勢(shì).

陳文和黃榮輝（1995）對(duì)比研究了行星波定常保守時(shí)和非定常時(shí)的剩余環(huán)流形勢(shì).且指出只有當(dāng)耗散的行星波傳播到平流層，強(qiáng)迫出剩余環(huán)流后，行星波對(duì)大氣中的臭氧才有明顯的輸送.同時(shí)，他們還構(gòu)造了一個(gè)34層球坐標(biāo)原始方程的波－流相互耦合譜模式，用于研究定常流下（陳文和黃榮輝，1996a）和非常定流下（陳文和黃榮輝，1996b）行星波通過剩余環(huán)流對(duì)臭氧的輸送作用.張弘等（2001）還研究了準(zhǔn)兩年振蕩（quasi－biennial oscillation，QBO）在不同位相下，剩余環(huán)流的變化及其對(duì)臭氧輸送的影響.陳權(quán)亮和陳月娟（2007）利用NCEP資料通過計(jì)算剩余速度，分析了平流層BD環(huán)流的季節(jié)、年際變化以及長(zhǎng)期變化趨勢(shì).鄧淑梅（2007）的研究表明，BD環(huán)流在北半球以及中高緯度地區(qū)的演變受平流層爆發(fā)性增溫的影響.

王衛(wèi)國(guó)等（2013）曾利用DC原理研究了BD環(huán)流的季節(jié)和年際變化特征.由于DC原理在赤道及春秋季節(jié)的局限性，以及重力波拖曳力（gravity wave drag，GWD）對(duì)BD環(huán)流的重要性.本文將嘗試?yán)昧硗庖环N方法，即由TEM方程通過積分剩余速度來研究BD環(huán)流的時(shí)空演變規(guī)律，且將其與DC原理研究的結(jié)果進(jìn)行比較.同時(shí)，還將探討平流層溫度與BD環(huán)流之間的相互聯(lián)系，以進(jìn)一步驗(yàn)證環(huán)流的變化趨勢(shì).

2 資料與方法

選用 ERA－Interim 的1979—2011年 每 天12∶00UTC時(shí)次逐日的全球U，V，ω風(fēng)場(chǎng)及T溫度場(chǎng)網(wǎng)格化的再分析資料，資料的時(shí)間序列長(zhǎng)度為33a.由于日平均資料所產(chǎn)生的平滑效應(yīng)使其精確度不夠，故此僅選用12∶00UTC時(shí)次的高時(shí)間分辨率資料，能對(duì)大氣進(jìn)行更加廣泛而精確的描述.歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心（European Center for Medium－range Weather Forecasts，ECMWF），最新提供的從1979年至今覆蓋全球大氣的再分析資料ERA－Interim，與ERA－40再分析資料類似，但在原有的基礎(chǔ)上進(jìn)行了一些改進(jìn).在數(shù)據(jù)同化中使用了ECMWF積分預(yù)報(bào)系統(tǒng)（Integrated Forecast System，IFS）模式，同時(shí)還使用了4維變量資料同化系統(tǒng)（4D－Var）.資料的時(shí)間分辨率為6h，1天提供4個(gè)時(shí)次的數(shù)據(jù)，即00，06，12，18UTC.空間水平分辨率為1.5°（經(jīng)度）×1.5°（緯度），垂直方向的分辨率為37層（1000～1hPa等壓面）.

根據(jù)TEM方程，p坐標(biāo)系下的剩余速度（Edmon et al.，1980）定義為

流函數(shù)的單位為kg·m－1·s－1.

通過方程（2）獲得的流函數(shù)Ψ值，以及根據(jù)Holton（1990）給出的計(jì)算垂直質(zhì)量通量的公式，則可計(jì)算穿越某一等壓面，從緯度φ0到極地的質(zhì)量通量總量.利用Ψ在極地為零的邊界條件，熱帶外南北兩半球凈向下的質(zhì)量通量是由｜Ψ｜取最大值的緯度所決定的，在這一緯度上剩余垂直速度的方向也剛好發(fā)生改變.因此，可將該緯度稱為“轉(zhuǎn)向緯度”（turnaround latitudes，TLs），并令φS和φN分別表示南北兩半球Ψ達(dá)到極值時(shí)的TLs.很顯然，南北兩半球熱帶外質(zhì)量通量的表達(dá)式分別為

根據(jù)質(zhì)量守恒定理，熱帶凈向上的質(zhì)量通量應(yīng)等于熱帶外南北兩半球凈向下的質(zhì)量通量總和，則有

3 Brewer－Dobson環(huán)流的空間演變

從圖1中可看出，在4個(gè)不同的季節(jié)里BD環(huán)流的上升中心隨季節(jié)而變動(dòng).在對(duì)流層中DJF和JJA期間，上升中心分別位于南北緯度10°附近.而在平流層中，DJF期間上升中心位于30°S附近，高度可到達(dá)1hPa等壓面，且BD環(huán)流在北半球的形勢(shì)要明顯強(qiáng)于南半球.JJA期間環(huán)流的上升中心已移至25°N—30°N附近，其中心強(qiáng)度以及上升高度稍弱于DJF期間北半球的形勢(shì).但仍可看到，JJA期間南半球的環(huán)流形勢(shì)要強(qiáng)于北半球.換而言之，BD環(huán)流在冬半球的形勢(shì)要明顯強(qiáng)于夏半球.在MAM與SON期間上升中心均位于赤道—5°N附近，上升高度大約在10hPa等壓面附近，環(huán)流在南北兩半球呈對(duì)稱形勢(shì).這與利用DC原理分析的結(jié)果（王衛(wèi)國(guó)等，2013）相一致.

圖1 1979—2011年不同季節(jié)平均剩余環(huán)流流函數(shù)的緯度－高度剖面圖（單位：kg·m－1·s－1），等值線的間隔是±10，±20，±40，±60，±80，±100，±200，±500，±1000，±1500，±2000Fig.1 Latitude－altitude cross section of residual circulation stream function calculated for 1979—2011（unit：kg·m－1·s－1）.The contour levels are±10，±20，±40，±60，±80，±100，±200，±500，±1000，±1500，±2000

對(duì)流層的環(huán)流上升區(qū)在赤道—15°附近，而在15°—30°間為下沉區(qū).且在30°—60°又呈現(xiàn)出上升運(yùn)動(dòng)，隨后從60°—極地再轉(zhuǎn)為下沉運(yùn)動(dòng)，并表現(xiàn)出低緯度的上升運(yùn)動(dòng)強(qiáng)度要大于中高緯度.在平流層中，DJF期間環(huán)流的上升區(qū)位于30°S—30°N間，JJA期間則在15°N—赤道附近為上升區(qū)，MAM與SON期間上升區(qū)在赤道附近，4個(gè)季節(jié)里的下沉運(yùn)動(dòng)區(qū)均大約存在于30°—極地間.由此給出的BD環(huán)流形勢(shì)與應(yīng)用模式（Rosenlof and Holton，1993；Rosenlof，1995），以及利用再分析資料通過積分剩余速度（Seviour et al.，2012）估算出的BD環(huán)流形勢(shì)是相類似的.

4 Brewer－Dobson環(huán)流的時(shí)間演變

4.1 質(zhì)量通量的季節(jié)變化

表1給出了不同季節(jié)穿越南北兩半球熱帶外100hPa等壓面，向下的質(zhì)量通量和流函數(shù)達(dá)到極值時(shí)所在緯度的分布.同時(shí)，表中還將這一計(jì)算結(jié)果與利用CCM2模式輸出的（Rosenlof and Holton，1993），以及通過 UKMO（1979—1989年）數(shù)據(jù)考慮重力波得到的結(jié)果進(jìn)行比較.為了消除不同時(shí)間段資料所造成的差異性，在表1和表2中給出的是對(duì)1979—1989年同一時(shí)間段質(zhì)量通量的計(jì)算結(jié)果.從表1中看到，用3種不同方法計(jì)算的結(jié)果，在北半球有類似的季節(jié)變動(dòng)，而在南半球季節(jié)的變動(dòng)則存在一些差異.由方程（3）計(jì)算出的北半球質(zhì)量通量最大值在DJF期間達(dá)13.9×109kg·s－1，最小值則出現(xiàn)在JJA期間為3.7×109kg·s－1，年平均為8.83×109kg·s－1.南半球質(zhì)量通量最大值出現(xiàn)于JJA期間為9.9×109kg·s－1，最小值在DJF期間為2.1×109kg·s－1，年平均值為5.88×109kg·s－1.其他兩種方法給出的最大值和最小值均分別出現(xiàn)在MAM與DJF期間.從表1中還可看出，北半球質(zhì)量通量的最大值遠(yuǎn)大于南半球的最大值，這與行星波在北半球冬季更加強(qiáng)盛相一致.

表1 1979—1989年熱帶外不同季節(jié)100hPa等壓面向下的質(zhì)量通量變化及其與Rosenlof和Holton（1993）的計(jì)算結(jié)果對(duì)比（單位：109 kg·s－1）Table 1 Extratropical downward mass flux at 100hPa，compared with the results from Rosenlof and Holton（1993）calculated for 1979—1989（unit：109kg·s－1）

表2是不同季節(jié)穿越熱帶地區(qū)100hPa等壓面向上的質(zhì)量通量的計(jì)算結(jié)果比較.由方程（4）計(jì)算的向上質(zhì)量通量最大值出現(xiàn)在DJF期間為15.9×109kg·s－1，最小值為JJA期間13.6×109kg·s－1，平均值為14.68×109kg·s－1.通過對(duì)比可知，3種數(shù)據(jù)計(jì)算得到的熱帶地區(qū)質(zhì)量通量均有同樣的季節(jié)波動(dòng)特征.

質(zhì)量通量在熱帶以及熱帶外南北兩半球隨季節(jié)變動(dòng)的特征，與圖1所示的BD環(huán)流隨季節(jié)的分布變化形勢(shì)是一致的，表現(xiàn)為冬半球的質(zhì)量通量要強(qiáng)于夏半球.通過表1和表2中3種方法的對(duì)比表明，不同數(shù)據(jù)計(jì)算得到的質(zhì)量通量有同樣的季節(jié)波動(dòng)特征，但在緯度和質(zhì)量通量的具體數(shù)值方面仍存在一定的差異性.造成這些差異的原因是多方面的，首先是計(jì)算方法的差異性，另外從資料的來源和資料的誤差上也存在著差異性等.

表2 1979—1989年熱帶區(qū)域100hPa等壓面向上的質(zhì)量通量（單位：109 kg·s－1），與表1類似Table 2 Tropical upward mass flux at 100hPa calculated for 1979—1989（unit：109 kg·s－1），as in Table 1

4.2 質(zhì)量通量的年際變化

對(duì)BD環(huán)流演變趨勢(shì)的探討，可通過質(zhì)量通量隨時(shí)間的變化而再現(xiàn)其演變特征.圖2給出了熱帶和熱帶外穿越100hPa和50hPa等壓面，向上及向下的質(zhì)量通量時(shí)間序列距平圖.從圖中可看出，1979—2011年的33a間從對(duì)流層進(jìn)入平流層下層，以及由平流層下層進(jìn)入對(duì)流層的質(zhì)量通量都呈現(xiàn)出減弱的趨勢(shì).在圖2a—2c中1979—1983年間，100hPa等壓面附近向上和向下的質(zhì)量通量都較強(qiáng)，且呈現(xiàn)出先增強(qiáng)再減弱的變化過程.熱帶與熱帶外北半球的最大值均出現(xiàn)在1982年，南半球最大值出現(xiàn)在1980年.從1983—1999年間，質(zhì)量通量呈減弱趨勢(shì)，最小值均出現(xiàn)在1999年，期間質(zhì)量通量在1995，1997年出現(xiàn)了一個(gè)明顯的增強(qiáng)過程.2009—2011年質(zhì)量通量有微弱的增強(qiáng)趨勢(shì)，且都高于33a的平均值，但仍處于自1979年以來的低值區(qū).由圖2d—2f看到，在50hPa等壓面附近質(zhì)量通量從1979—1999年呈現(xiàn)減弱趨勢(shì)，最大值出現(xiàn)在1979年，但2000年有明顯的增強(qiáng)，2000—2011年間質(zhì)量通量的減弱更加顯著.

表3給出了圖2中的質(zhì)量通量距平序列的回歸系數(shù)及相關(guān)系數(shù).可以看到，33a間熱帶100hPa等壓面的質(zhì)量通量減弱了1.79×109kg·s－1，而50hPa等壓面的質(zhì)量通量減弱了1.90×109kg·s－1.在熱帶外北半球100hPa等壓面上質(zhì)量通量減弱了0.41×109kg·s－1，50hPa等壓面減弱了0.60×109kg·s－1.熱帶外南半球100hPa等壓面上質(zhì)量通量減弱了1.38×109kg·s－1，50hPa等壓面減弱了1.30×109kg·s－1.由此可見，隨著高度的增加，熱帶及熱帶外北半球質(zhì)量通量減弱的幅度有所增加，而熱帶外南半球質(zhì)量通量減弱的幅度減少.僅除熱帶及熱帶外北半球100hPa等壓面的區(qū)域，其余區(qū)域質(zhì)量通量的趨勢(shì)變化均通過了95%的顯著性檢驗(yàn).

表3 100hPa與50hPa等壓面上質(zhì)量通量距平序列的回歸系數(shù)（單位：107 kg·s－1·a－1）以及相關(guān)系數(shù)Table 3 The regression and correlation coefficients of the departure of mass flux（units：107 kg·s－1·a－1）at 100hPa and 50hPa

為進(jìn)一步研究BD環(huán)流在不同季節(jié)里，各高度上的年際變化趨勢(shì)，表4給出了不同季節(jié)100hPa和50hPa等壓面上質(zhì)量通量距平序列的回歸系數(shù)及相關(guān)系數(shù).通過分析可知，質(zhì)量通量的變化在不同季節(jié)的不同高度上均存在差異.除不同區(qū)域的少數(shù)季節(jié)外，不同高度上質(zhì)量通量都呈減弱趨勢(shì).且在50hPa等壓面上通過95%顯著性檢驗(yàn)的季節(jié)，較100hPa等壓面偏多.50hPa等壓面上不同季節(jié)的質(zhì)量通量變化趨勢(shì)是顯著的.

綜上所述，在過去33a間100hPa及50hPa等壓面附近的質(zhì)量通量，在熱帶及熱帶外均呈減弱趨勢(shì)，由此顯現(xiàn)出BD環(huán)流在近33a中呈減弱趨勢(shì).在平流層中下層的減弱趨勢(shì)尤其顯著，這與Seviour等（2012）的研究結(jié)果是相一致的.但BD環(huán)流在不同季節(jié)的不同高度，以及不同年際和年代際時(shí)間段的變化趨勢(shì)則又有所不同.

表4 不同季節(jié)100hPa和50hPa等壓面上質(zhì)量通量的距平序列回歸系數(shù)（單位：107 kg·s－1·a－1）以及相關(guān)系數(shù)Table 4 The regression and correlation coefficients of the departure of mass flux（units：107 kg·s－1·a－1）at 100hPa and 50hPa in different seasons

5 與DC原理的對(duì)比研究

從圖中還可看出，通過積分計(jì)算的剩余流函數(shù)，在北半球4個(gè)季節(jié)中的不同高度上達(dá)到極值的緯度位置，大約在20°N—30°N.在南半球除JJA期間外，極值出現(xiàn)在10°S—15°S，而JJA期間則位于赤道附近.這與利用模式 （Rosenlof and Holton，1993；Rosenlof，1995）估算的JJA期間，剩余流函數(shù)在南半球出現(xiàn)極值的位置存在一定的差異，引起差異的原因有待于進(jìn)一步的分析研究.

圖3 積分剩余經(jīng)向速度（實(shí)線）以及利用DC原理（虛線）計(jì)算的1979—2011年不同季節(jié)100hPa等壓面剩余環(huán)流流函數(shù)分布比較Fig.3 Residual circulation stream function at 100hPa calculated for 1979—2011in different seasons，calculated by integrating（solid line）and the method of DC（dashed line）

由于DC原理是利用變換的歐拉方程，通過求解E－P通量（Eliassen－Palm flux）得到的流函數(shù)，而積分是直接采用風(fēng)場(chǎng)資料通過積分求解出的流函數(shù).通過對(duì)比研究?jī)煞N方法計(jì)算得到的BD環(huán)流形勢(shì)和剩余流函數(shù)，在100hPa等壓面的分布形勢(shì)發(fā)現(xiàn)，除在平流層中部分環(huán)流形勢(shì)沒有DC原理給出的規(guī)整外，環(huán)流的整體變化形勢(shì)是類似的.由積分剩余速度方法給出的熱帶地區(qū)環(huán)流的上升中心，隨季節(jié)的南北變動(dòng)更加清晰.而且該方法在計(jì)算剩余流函數(shù)時(shí)，直接積分方程（1）計(jì)算得到剩余速度，并沒有忽略GWD的作用.Seviour等（2012）指出70%的年平均上升質(zhì)量通量是由波驅(qū)動(dòng)引起的，在利用ERA－Interim積分剩余速度的計(jì)算中，其他的緯向強(qiáng)迫（如，GWD）僅為4%，由此得到的環(huán)流形勢(shì)更接近真實(shí)情況.需指出的是，在計(jì)算過程中兩種方法均會(huì)產(chǎn)生相應(yīng)的誤差，且兩種方法得到的結(jié)果有所不同，至于哪種方法計(jì)算的結(jié)果與實(shí)際情況更為符合接近，有待于進(jìn)一步的驗(yàn)證.

6 緯向平均溫度的時(shí)間演變

平流層溫度場(chǎng)的分布變化與臭氧、水汽、氣溶膠和溫室氣體等痕量成分的含量變化有著十分密切的聯(lián)系.臭氧吸收太陽紫外輻射使得溫度升高，而溫室氣體的輻射效應(yīng)將導(dǎo)致溫度的降低.同時(shí)，平流層動(dòng)力與大氣化學(xué)過程也將影響著平流層溫度的變化.然而，在全球尺度中影響平流層緯向平均溫度分布的主要?jiǎng)恿^程是BD環(huán)流（Young et al.，2011）.全球平流層溫度的變化又將引起大氣痕量成分含量分布的改變，進(jìn)而導(dǎo)致平流層重力波和行星波等的相應(yīng)變化，并可使BD環(huán)流的分布形勢(shì)發(fā)生改變.在平流層中溫度的分布變化與動(dòng)力過程、大氣化學(xué)反應(yīng)之間存在著非常重要的反饋機(jī)理.

已有的研究表明，熱帶及熱帶外平流層溫度的異常變化與BD環(huán)流的變化息息相關(guān).當(dāng)環(huán)流弱（強(qiáng)）于平均年份時(shí)（Randel et al.，2002），熱帶的溫度場(chǎng)異常的暖（冷），而熱帶外則異常的冷（暖）.圖5給出了不同高度的不同緯度帶緯向平均溫度的距平時(shí)間序列圖.同時(shí)，表5給出了緯向平均溫度距平變化趨勢(shì)的回歸系數(shù)及相關(guān)系數(shù).如圖所示，1979—2011年的33a間熱帶地區(qū)100hPa等壓面附近（圖5a），溫度是逐年明顯升高的，幅度為0.81K.特別是2001—2011年間升溫更明顯，這與前面分析的100hPa等壓面附近熱帶地區(qū)環(huán)流的減弱趨勢(shì)相匹配.然而，在熱帶地區(qū)平流層中下層（圖5d），溫度出現(xiàn)了明顯的下降趨勢(shì)，幅度達(dá)1.70K.這與此高度上熱帶地區(qū)環(huán)流的長(zhǎng)期減弱趨勢(shì)不相一致.

圖4 1979—2011年不同季節(jié)50hPa等壓面上兩種方法計(jì)算的剩余環(huán)流流函數(shù)分布比較，與圖3相同F(xiàn)ig.4 Residual circulation stream function at 50hPa calculated for 1979—2011in different seasons，calculated by two methods，as in Fig.3

在100hPa和50hPa等壓面上南北兩半球中高緯度，緯向溫度的長(zhǎng)期變化均呈下降趨勢(shì)（圖5b，5c，5e，5f）.由表5可知，溫度的下降趨勢(shì)不是很顯著.在北半球，100hPa等壓面降溫幅度僅為0.05K，50hPa等壓面為0.86K.可見，隨著高度的增加，降溫幅度更大.而南半球與之相反，100hPa等壓面降溫幅度為1.96K，50hPa等壓面則是0.62K.結(jié)果表明，溫度在南北兩半球中高緯度長(zhǎng)期的變化趨勢(shì)與南北兩半球BD環(huán)流的長(zhǎng)期減弱趨勢(shì)是相匹配的.

同樣，對(duì)不同高度的不同緯度帶緯向溫度隨季節(jié)變化趨勢(shì)的分析（圖略），結(jié)果表明，在不同季節(jié)的不同高度緯向溫度變化也存在差異性，更進(jìn)一步反映了平流層溫度與BD環(huán)流是相互影響的.

由以上的分析顯現(xiàn)出，當(dāng)BD環(huán)流呈減弱趨勢(shì)時(shí)，與熱帶100hPa等壓面緯向平均溫度的升高，以及南北兩半球中高緯度100hPa，50hPa等壓面緯向平均溫度的下降趨勢(shì)相匹配.這進(jìn)一步論證了利用TEM方程通過積分剩余速度，得出的全球BD環(huán)流呈減弱趨勢(shì)的結(jié)果.而環(huán)流的減弱與熱帶50hPa等壓面溫度的下降趨勢(shì)不相匹配，正如前面所提及的平流層的溫度變化與臭氧含量、溫室氣體等有關(guān).因此，需進(jìn)一步研究這些大氣成分對(duì)平流層溫度的影響，進(jìn)而解釋引起二者不一致的具體影響機(jī)制.Seviour等（2012）的研究同樣表明，熱帶地區(qū)70hPa等壓面附近溫度的下降趨勢(shì)與70hPa等壓面向上的質(zhì)量通量的減弱趨勢(shì)之間也存在著不相匹配的現(xiàn)象，且解釋為ERA－Interim再分析數(shù)據(jù)中沒有考慮到臭氧對(duì)各氣象要素的影響是引起二者不一致的原因.

表5 100hPa和50hPa等壓面緯向平均溫度距平序列的回歸系數(shù)（單位：10－2 K·a－1）以及相關(guān)系數(shù)Table 5 The regression and correlation coefficients of the departure of zonal mean temperature（unit：10－2 K·a－1）at 100hPa and 50hPa

圖5 100hPa和50hPa等壓面不同緯度帶緯向平均溫度的距平時(shí)間序列圖（a）100hPa，15°N—15°S；（b）100hPa，45°N—90°N；（c）100hPa，45°S—90°S；（d）—（f）為50hPa，與（a）—（c）對(duì)應(yīng)的區(qū)域相同.Fig.5 Time series of the departure of zonal mean temperature in different latitudinal band at 100hPa and 50hPa（a）100hPa，15°N—15°S；（b）100hPa，45°N—90°N；（c）100hPa，45°S—90°S；（d）—（f）as（a）—（c），except for 50hPa.

7 結(jié)論與討論

（1）BD環(huán)流的上升中心隨季節(jié)變動(dòng).在平流層DJF期間上升中心位于30°S附近，JJA期間環(huán)流的上升中心移至25°N—30°N之間，環(huán)流在冬半球的形勢(shì)明顯強(qiáng)于夏半球.MAM與SON期間上升中心位于赤道—5°N附近，環(huán)流在南北兩半球呈對(duì)稱形勢(shì).然而，在不同高度上的不同大氣環(huán)流系統(tǒng)之間的季節(jié)轉(zhuǎn)換及其相互作用，也將影響著BD環(huán)流上升中心季節(jié)移動(dòng)的快慢，以及最終可能到達(dá)的最南或最北的經(jīng)緯度位置，從而導(dǎo)致了BD環(huán)流上升中心位置隨季節(jié)和年際的變動(dòng)呈現(xiàn)出差異性.由于BD環(huán)流的上升運(yùn)動(dòng)能使大氣低層的物質(zhì)和能量向高層輸運(yùn)，因而影響著全球天氣和氣候系統(tǒng)的變化.特別是人類活動(dòng)可通過BD環(huán)流上升中心的季節(jié)移動(dòng)，而導(dǎo)致全球氣候的改變.

（2）由于平流層行星波存在著顯著的季節(jié)變化，使得BD環(huán)流也有類似的季節(jié)變動(dòng).在熱帶和熱帶外北半球質(zhì)量通量的最大值均出現(xiàn)在DJF期間，最小值則出現(xiàn)在JJA期間.熱帶外南半球質(zhì)量通量最大值出現(xiàn)在JJA期間，最小值出現(xiàn)在DJF期間.在熱帶和熱帶外100hPa和50hPa等壓面向上和向下的質(zhì)量通量均為減弱趨勢(shì)，且質(zhì)量通量在平流層中下層的減弱趨勢(shì)是顯著的.但在不同季節(jié)的不同高度上，質(zhì)量通量的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)則有所不同.因此，BD環(huán)流在不同季節(jié)的不同高度上的變化趨勢(shì)也并不完全相一致，存在著隨季節(jié)性的變動(dòng).

（3）除熱帶50hPa等壓面緯向平均溫度的變化趨勢(shì)外，在熱帶100hPa等壓面及熱帶外南北兩半球中高緯度100hPa和50hPa等壓面緯向平均溫度的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)，與BD環(huán)流的長(zhǎng)期減弱趨勢(shì)相匹配.因此，揭示出全球BD環(huán)流是呈現(xiàn)減弱趨勢(shì)的.同時(shí)，不同高度上不同緯度帶的緯向平均溫度也存在著隨季節(jié)性的變動(dòng).

（4）利用 GCMs模式（Butchart et al.，2006）研究表明，近些年來平流層BD環(huán)流是增強(qiáng)的.根據(jù)DC原理利用CCSR／NIES CCM REF2模式數(shù)據(jù)（Okamoto et al.，2011），研究了21世紀(jì)以來BD環(huán)流的長(zhǎng)期演變趨勢(shì)，結(jié)果表明BD環(huán)流也是增強(qiáng)的.王衛(wèi)國(guó)等（2013）通過應(yīng)用DC原理分析的BD環(huán)流在過去的33a間也呈微弱的增強(qiáng)趨勢(shì).但是為了與模式研究的BD環(huán)流的長(zhǎng)期變化結(jié)果相比較，一些學(xué)者使用示蹤物資料對(duì)環(huán)流進(jìn)行了相關(guān)研究，結(jié)果顯示環(huán)流并沒有出現(xiàn)增強(qiáng)的現(xiàn)象.從1990年在南極進(jìn)行的 NOy測(cè)量（Cook and Roscoe，2009），并沒有觀測(cè)到BD環(huán)流有明顯的增強(qiáng)趨勢(shì).利用六氟化硫（SF6）和CO2混合比（Engel et al.，2009）通過估算平流層痕量氣體成分壽命表明，從1975—2005年BD環(huán)流并沒有增強(qiáng)的現(xiàn)象.采用1980—2009年的ERA－Interim資料（Seviour et al.，2012）研究的BD環(huán)流也呈現(xiàn)減弱的趨勢(shì).這與我們的研究結(jié)果相一致.Iwasaki等（2009）的研究表明，不同的研究方法以及數(shù)據(jù)中存在的差異性，使得BD環(huán)流的趨勢(shì)估算不可靠.盡管我們通過積分估算出的BD環(huán)流的分布形勢(shì)及長(zhǎng)期變化趨勢(shì)，與一些學(xué)者運(yùn)用其他方法和資料所得到的結(jié)果比較類似，但在未來的工作中，仍需要進(jìn)一步研究來提高趨勢(shì)變化估算的可靠性.

致謝感謝 European Center for Medium－range Weather Forecasts提供的數(shù)據(jù).

Andrews D G，Holton J R，Leovy C B.1987.Middle Atmosphere Dynamics.San Diego，Calif.：Academic，489PP.

Brewer A W.1949.Evidence for a world circulation provided by the measurements of helium and water vapour distribution in the stratosphere.Quart.J.Roy.Meteor.Soc.，75（326）：351－363.

Butchart N，Scaife A A，Bourqui M，et al.2006.Simulations of anthropogenic change in the strength of the Brewer－Dobson circulation.ClimateDynamics，27（7－8）：727－741.

Chen Q L，Chen Y J.2007.Stratospheric residual circulation and its temporal and spatial evolution.JournalofAtmosphericSciences（in Chinese），31（1）：137－144.

Chen W，Huang R H.1995.The dynamics planetary wave transport on ozone in the atmosphere.ScientiaAtmosphericaSinica（in Chinese），19（5）：513－524.

Chen W，Huang R H.1996a.The numerical study of seasonal and interannual variabilities of ozone due to planetary wave transport in the middle atmosphere.Part I：The case of steady mean flows.ScientiaAtmosphericaSinica（in Chinese），20（5）：513－523.

Chen W，Huang R H.1996b.A numerical study of seasonal and interannual variabilities of ozone due to planetary wave transport in the middle atmosphere.Part II.The case of waveflow interaction.ScientiaAtmosphericaSinica（in Chinese），20（6）：703－712.

Cook P A，Roscoe H K.2009.Variability and trends in stratospheric NO2in Antarctic summer，and implications for stratospheric NOy.AtmosphericChemistryandPhysics，9（11）：3601－3612.

Deng S M.2007.Study on the dynamical process of stratospheric sudden warming and its effects on the distribution of trace gases［Ph.D.thesis］（in Chinese）.Hefei：University of Science and Technology of China.

Dobson G M B.1952.Ozone in the Earth′s atmosphere.Endeavour，11：215－219.

Edmon H J Jr，Hoskins B J，McIntyre M E.1980.Eliassen－Palm cross sections for the troposphere.JournaloftheAtmospheric Science，37（12）：2600－2616.

Engel A，M?bius T，B?nisch H，et al.2009.Age of stratospheric air unchanged within uncertainties over the past 30years.NatureGeosci.，2（1）：28－31.

Haynes P H，McIntyre M E，Shepherd T G，et al.1991.On the“downward control”of extratropical diabatic circulations by eddy－induced mean zonal forces.JournaloftheAtmospheric Sciences，48（4）：651－678.

Holton J R.1990.On the global exchange of mass between the stratosphere and troposphere.JournaloftheAtmospheric Sciences，47（3）：392－395.

Iwasaki T，Hamada H，Miyazaki K.2009.Comparisons of Brewer－Dobson circulations diagnosed from reanalyses.J.Meteor.Soc.Japan，87（6）：997－1006.

Okamoto K，Sato K，Akiyoshi H.2011.A study on the formation and trend of the Brewer－Dobson circulation.J.Geophys.Res.，116：D10117.

Randel W J，Garcia R R，Wu F.2002.Time－dependent upwelling in the tropical lower stratosphere estimated from the zonal－mean momentum budget.J.Atmos.Sci.，59（13）：2141－2152.

Roscoe H K.2006. The Brewer－Dobson circulation in the stratosphere and mesosphere－Is there a trend？Advancesin SpaceResearch，38（11）：2446－2451.

Rosenlof K H，Holton J R.1993.Estimates of the stratospheric residual circulation using the downward control principle.JournalofGeophysicalResearch，98（D6）：10465－10479.

Rosenlof K H.1995.Seasonal cycle of the residual mean meridional circulation in the stratosphere.JournalofGeophysicalResearch，100（D3）：5173－5191.

Seviour W J M，Butchart N，Hardiman S C.2012.The Brewer－Dobson circulation inferred from ERA－Interim.Quarterly JournaloftheRoyalMeteorologicalSociety，138（665）：878－888.

Wang W G，F(xiàn)an W X，Wu J，et al.2006.A study of spatialtemporal evolvement of the global cross－tropopause ozone mass flux.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），49（6）：1595－1607.

Wang W G，Yang F Y，Zheng J M，et al.2013.A study on the trend of the Brewer－Dobson circulation in light of the downward control principle.JournalofYunnanUniversity（NaturalSciences）（in Chinese），35（3）：328－337.

Young P J，Thompson D W J，Rosenlof K H，et al.2011.The seasonal cycle and interannual variability in stratospheric temperatures and links to the brewer－Dobson circulation：an analysis of MSU and SSU data.JournalofClimate，24（23）：6243－6258.

Zhang H，Chen Y J，Wu B Y.2001.Impact of the quasi－biennial oscillation on the distribution of the trace gases in the stratosphere.JournalofAtmosphericSciences（in Chinese），24（1）：103－110.

附中文參考文獻(xiàn)

陳權(quán)亮，陳月娟.2007.平流層剩余環(huán)流及其時(shí)間演變特征.大氣科學(xué)，31（1）：137－144.

陳文，黃榮輝.1995.準(zhǔn)定常行星波對(duì)大氣中臭氧輸運(yùn)的動(dòng)力作用.大氣科學(xué)，19（5）：513－524.

陳文，黃榮輝.1996a.中層大氣行星波在臭氧的季節(jié)和年際變化中輸運(yùn)作用的數(shù)值研究I.常定流的情況.大氣科學(xué)，20（5）：513－523.

陳文，黃榮輝.1996b.中層大氣行星波在臭氧的季節(jié)和年際變化中輸運(yùn)作用的數(shù)值研究II.波流相互作用的情況.大氣科學(xué)，20（6）：703－712.

鄧淑梅.2007.平流層爆發(fā)性增溫的動(dòng)力學(xué)過程及其對(duì)微量氣體分布影響的研究［博士論文］.合肥：中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué).

王衛(wèi)國(guó)，樊雯璇，吳澗等.2006.全球平流層－對(duì)流層之間臭氧通量的時(shí)空演變研究.地球物理學(xué)報(bào)，49（6）：1595－1607.

王衛(wèi)國(guó)，楊芳園，鄭建萌等.2013.利用向下控制原理對(duì)Brewer－Dobson環(huán)流變化趨勢(shì)的研究.云南大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），35（3）：328－337.

張弘，陳月娟，吳北嬰.2001.準(zhǔn)兩年振蕩對(duì)大氣中微量氣體分布的影響.大氣科學(xué)，24（1）：103－110.