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平流层纬向风的变化, 20-65 km, 1961-1971

A. D. BELMONT, D. G. DARTT AND G. D. NASTROM

Control Data Corporation, Minneapolis, Minn. 55440

(Manuscript received 25 September 1974, in revised form 27 January 1975)

摘要

观测得到的11年间从80°N-70°S和20-65 km区间月平均纬向风的变化模式，可以用长期均值，准两年期，半年期以及年度的成分模式来解释。年际变化以11年的月平均高度部分显示，北半球-南半球的差异可以由11年平均的每10km纬向-月际部分中看出来。赤道11年的平均高度-月际部分显示了低层次的东风状态向最高层次的西风状态的转变。夏季东风在30到50公里高度从赤道延伸到极地，但冬季西风只在60km高度从赤道延伸大约700公里。此外，在昼夜平分点期间，只有60公里高度处有两极之间的西风带。发现对流层较强的南半球西风环流延伸到至少40公里高度，甚至可能延伸至60公里。南半球夏季东风与北半球基本一致，也存在强于北半球的情况。改进纬向火箭网络覆盖对南半球来说是十分必要的。同时更精细的时间分辨率对于获得昼夜变化至关重要。

引言

本文的目的是检验研究观测到的平流层纬向风场的变化机制与纬度，海拔，月和年的函数关系，并通过参考构件时间和空间的正弦变化来描述其特征。在呈现数据的多种可行方式中，这里只讨论以下的方式：

纬度-时间（年和月）呈现为五个层级和十一年间变化

纬度-逐月数据合并呈现年际变化，分为五个层级

高度-逐月数据合并呈现年际变化。

这些观测到的组合西风和东风的模式对于轨迹和通量计算十分重要，但是为了对它们建模，了解它们是如何由其在平流层中分量波的时空变化产生的是十分必要的。Belmont和Dartt在1961 - 67年期间提出了40和50 km高度月平均纬向风模式的时间 - 纬度剖面。（1971）在本文中，这些图表延伸至1971年，并且还准备了20,30和60公里的层级。对每10纬度的11年时间尺度读取的网格点值进行定期分析。解决了长期均值，准两年振荡（QBO）和年际波动六次谐波的图表; 然而，由于它们只是Belmont等人提出分析的平稳版本。（1974a），他们不在这里转载。

—— 本文的部分结果于1974年1月在澳大利亚墨尔本举行的IAMAP大会上发表。

最初尝试模拟平流层上部平均夏季和冬季纬向风场的是Kellogg和Schilling（1951）；随后Murgatroyd（1957），Batten（1961,1964），Kantor和Cole（1964），CIRA（1965）和Groves（1971）分别对其进行了改进。随着该区域其他观测结果的使用，所绘制的图表能够显示出更多的细节。虽然本文只对Groves可用的数据增加了大约三年的数据，但现在的观察数量是当时的1.5到4倍。【见Belmont和Dartt的表2（1973）】

数据

主要数据来源是气象火箭网络（MRN）在40-60公里层级的公开数据刊物。在20公里高度主要是探空数据，在30公里处搭配使用了火箭和气球数据。详情见附录。许多火箭站点常在一天内进行多次上升探测。首先将这些值平均形成单个值，然后对每日的数值进行平均，以获得更好的月均值估算值。当在给定纬度上有多个站可用时，选择最接近80°W的站，使纵向可变性最小化。然而在南半球，由于数据非常稀少，当无法得到南美洲数据时则使用了澳大利亚站的数据。分析考虑了每个均值的标准偏差和观察次数，将每月平均数据绘制在图表中指示的刻度线上; 因此这些勾代表每个月的中间（长勾是图1至图1中的1月15日）。阴影表示所有图中来自西方的风。

必须认识到较短的周期波动，可能极大地影响在观测数量相对较小的某些高度和纬度处显示的月平均值。同时由于缺乏足够的观测资料，没有尝试考虑昼夜潮汐变化。 这里的目的是分析更大的时间和空间尺度现象的特性。

结果

1. 时间部分 (图. 1—5)

年度波动是所有水平和除热带以外的所有纬向变化中最突出的。在有限的物理意义上，平流层的“季节性逆转”仅指年度波的幅度和相位，对应于日照加热的年变化。在气候意义上，“季节性逆转”可能指的是在本议题中在配套文件中所提到的可观测总循环量的变化，这里不再进一步讨论。

首先将讨论20和30 km的时间部分，因为它们基于更大的数据样本，所以在它们上观察到的模式应该是最可靠的。热带地区的准两年振荡以及温带地区的夏季东风带和冬季西风带的年度周期是这两个图最突出的特征（图1和图2）。在赤道附近，20公里处的长期平均值为东风速约为4米/秒，而30公里处的长期平均值约为12米/秒。准两年振荡的振幅在20 km附近接近12米/秒，在30 km处接近17米/秒。因此平均值和准两年振荡在20公里处的综合影响似乎东风和西风的大致相同，但在30公里处，它通常表现为长期的东风，以及相对较短的西风状态。

在这些年的20公里高度处，热带地区有两种基本的东风和西风模式，这取决于准两年振荡的情况：当准两年振荡来自东部时，各个半球的夏季东风与其合并，通常形成三瓣三角形和南半球的三角形。在西风准两年振荡阶段，东风的三角形向北环绕赤道西风带。

北半球的年度东西向周期循环经常在高纬度地区30km高度（图2）被众所周知的隆冬突然增暖中断。虽然这些在很大程度上可以通过使用月平均值得到平滑处理，但是在1970年底西风带在60°N附近加速到超过40米/秒，随后在短时间内迅速减少到接近零或甚至是东风的事件提供了一个很好极地涡旋发展但未达到初冬观察到的强度的例子。在20公里处也可以看到同样的情况（图1）。

虽然在南半球数据中突发的变暖并不显着，但在可获得密集数据的时期通常可以看到月平均数据在冬季中期的减少（见附录）：例如1968年和1971年30公里高度和1967年在20公里处。这些层结更引人注目的是南半球的高强度循环系统，同时夏季东风的持续时间更短，这将在后面讨论。

在40,50和60公里高度（图3,4,5），赤道流动模式由热带半年波控制。这种模式在50公里处特别明显，其中长期平均值几乎为零。它似乎是夏季东风进入冬半球昼夜平分点附近西风桥的变换延伸。Meyer（1970）认为这个波是动量通量的昼夜潮汐差异产生的结果。

北极半年波在60公里处十分明显（图5）可以在较低层次辨别。在夏季的东风和冬季中期变暖的东风时，这个波最小值的出现可能不仅仅是巧合。然而迄今为止，所有对平流层变暖进行建模的尝试都存在缺陷[见Trenberth（1973）的评论]。 Trenberth提出有部分可能是由于对上边界条件的定义不充分。Belmont等（1974b）假设北极半年波是由突然变暖产生的而不依赖的物理过程。这与Trenberth达成一致，如果考虑到高海拔极地地区独有的其他物理过程，未来对突然变暖进行建模的尝试可能会更成功。

1. 合并时间部分 (图. 6—10)

在图1-5中已经取得11年期间的平均值，以获得“平均”变化从而能够比较半球。在20和30公里处（图6和图7），通过使用合并年份的数据，热带准两年振荡被完全抑制。由于地球 - 太阳距离的年周期变化，赤道上出现了一个可能真实存在的较弱的年度周期，而由于准两年振荡阶段相对于固定日历的变化，长期平均值是有较强记录周期能力的函数。在图1和图2中使用月平均值已经很大程度上平滑了高纬度冬季中期增温的情况，同时作为合并年份的结果它们在图6和图7中完全消失。由于对长期平均值（在高纬度和低纬度）的使用可能会导致误差，因为这些值的发生概率低于高值和低值，这是由于数据的分布可能不是高斯分布或者以12个月为周期的谐波。

从图1和图2中观察到南半球的西风环流比北半球相对较强，保留了图6和图7的合并结果。在40和60km（图8和10）处可以检测到，但是在50km处不存在（图9）。值得注意的是这种强度差异在20和30 km时似乎最强。在谐波分解中这被认为是由于西风平均值较强和较低层结的南半球年度分量较大（Belmont等，1974a中的图1和图4）。从表1中我们注意到，在数据可获得的范围内，冬季最大风在两个半球的最高纬度处的20公里高度，并且倾向于保持在南半球的高纬度地区40公里高度。北半球和南半球冬季最大风力的平均差异，无论纬度或月份如何，均为图1和图2所示的11年数据中在表2中所列出的部分。这表明平均而言，南半球冬季西风在冬季各个层次都明显较强，除了北半球显然更强的50公里（如果南半球毗邻纬度缺乏数据的不确定性可以接受）。但是这不一定对于任何一个年份适用。在夏季，两个半球的最大风速纬度和常见速度几乎相同。南半球较强的西风是对流层长期以来的特征，但据我们所知，以前没有在平流层中测量过它。由于这种效应随平流层的高度而减小，所以很可能平流层下部环流的相当大一部分能量来自对流层向上传播，尽管一些差异可能是由于原位过程造成的。

有几个原因可以解释为什么南半球的年周期应该更强。首先，南半球夏季的辐射量比北半球夏季高出约7％（List，1963），导致南半球一年内日照更为强烈，影响地表和臭氧层加热情况。其次，永久的南极洲大陆冰川比北冰洋和格陵兰岛更冷，更多的海洋使得南半球的温度变化不如北半球剧烈。同时由于地形障碍较少，由此产生的纬向环流在南半球对流层受到的干扰较少，因此与北半球相比，经向和纬向分量较小，即使每个半球的热梯度相同。增加南半球热梯度的另一个因素是南极冷源的纬度较大，这减少了与温热赤道的有效距离，尽管北半球冬季陆地抵消了部分影响。此外，暖洋流和暖空气穿透北极纬度的能力较强从而降低了北极的热梯度。这些影响导致南半球地区从极地到赤道的热梯度强于北半球。由此产生的强大的对流层西风急流延伸到平流层下部，甚至在南半球的夏季也经常持续。

因此，在20公里高度（图6），南半球的夏季东风通常不会出现在50到60°S之间。 在在两个半球所有其他高度，夏季东风从赤道延伸到极地。 随着海拔的升高，东风从赤道上撤退并范围缩小，除非它们在高纬度地区得到扩张。在北极风在冬末50公里高度向东，但在春分点60公里高度恢复西风，使得半年波的幅度增加。 秋分时的西风是由年波和半年波的耦合引起的。 因此，在昼夜平分点期间，只有60公里处才能有两极间的西风带。

从最后一个例子可以看出，对分量波观测情况的解释取决于分量波的复杂特性。

1. 赤道的高度与月际部分（图.11）

赤道地区最有趣的是准两年振荡和半年波的独特重叠。 由于对Gan的观测太少而不能可靠地显示赤道模式，因此我们根据11年的时间序列包括了一个合并的高月部分（图1-5）。 如上所述准两年振荡因合并而丢失; 然而平均风和半年波的相互作用的结果是非常明显的。 在35公里以上，这种每年两次的振荡在昼夜平分点期间以西风的形式出现。 在50公里（长期平均值几乎为零）高度。需要注意的是在南半球夏季出现的东风在30公里以上的各层级都比在北半球夏季发生的更强，对赤道西风也是如此（见图3和图8）。

1. 30°，50°和70°高度与月际部分（图.12—14）

30°N，50°N和70°N纬度上与上述类似的高度月际部分将分别在图12，13和14中给出。夏季东风带和冬季西风带的年度波是这些图表中最引人注目的特征，尽管半年波也可以在图12和14中看到。 在图12中，它显示在35-55km处呈现出了西风在冬季中期减弱，在图14中，它在50km高度以上产生了冬季中期的东风。 在50°N时没有半年波的迹象（图13）。 请注意，夏季20公里高度东风带持续时间最短的为50°N，这可能是由于中纬度对流层射流的影响，下文将对季节性逆转进一步讨论。

图1，图2：1961-71年20km（顶部）和30km（底部）高度月平均纬向风速（m/s）

西风为阴影部分

图3，图4：40km（顶部）和50km（底部）高度月平均纬向风速（m/s）

图5：60km高度月平均纬向风速（m/s）

表1.月平均最大风速所在纬度

表2.月平均最大纬向风的半球差异（南半球—北半球），忽略纬度和月份

图6：月平均纬向风速（m/s），11年平均，20km高度

图7：月平均纬向风速（m/s），11年平均，30km高度

图8：月平均纬向风速（m/s），11年平均，40km高度

图9：月平均纬向风速（m/s），11年平均，50km高度

图10：月平均纬向风速（m/s），11年平均，60km高度

图11：赤道月平均纬向风速（m/s），11年平均

图12：30°N月平均纬向风速（m/s），11年平均

图13：50°N月平均纬向风速（m/s），11年平均

图14：70°N月平均纬向风速（m/s），11年平均

结论

1）南半球平流层的年际波大于北半球至少50公里。这可能是由于地球轨道的偏心率以及半球接收的辐射差异造成的。

2）多年来，南半球对流层的冬季西风环流强烈，在这里可以在20,30和40公里处继续进入平流层，也可能在60公里处。夏季东风与北半球夏季相同甚至更强。

3）在北半球，在一个月或更长时间尺度上的纬向风变化的主要特征现在得到了很好的解决。 主要的观测需求是改善南半球的纬度覆盖范围，以及更精细的时间分辨率，特别是在各

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