本文利用全大氣公共氣候模式(WACCM,Whole Atmosphere Community Climate Model)進(jìn)行了氣候系統(tǒng)對(duì)異常紫外線響應(yīng)的數(shù)值模擬研究,通過設(shè)計(jì)敏感性實(shí)驗(yàn)?zāi)M了不同變幅下紫外線對(duì)地球氣候系統(tǒng)的影響。首先,紫外線對(duì)地球氣候最直接的影響是平流層臭氧,分析模式模擬結(jié)果發(fā)現(xiàn)臭氧在大氣中的分布對(duì)紫外線變化十分敏感,紫外線增強(qiáng)后,由于不同高度臭氧的光化學(xué)反應(yīng)不同,在中低緯度10-30km臭氧含量增加,30km以上區(qū)域臭氧減少。紫外線對(duì)臭氧分布的二次調(diào)整必然會(huì)引起溫度的變化,而模式模擬結(jié)果顯示中間層以下區(qū)域溫度皆會(huì)升高,升溫的極值中心位于中低緯度35-50km,增溫的分布與大氣中臭氧含量的氣候態(tài)分布相對(duì)應(yīng),說明紫外線對(duì)臭氧的直接加熱是主要作用。紫外線減弱后,臭氧和溫度的響應(yīng)基本與紫外線增強(qiáng)的結(jié)果相反。其次,溫度發(fā)生變化會(huì)導(dǎo)致風(fēng)場的改變,紫外線加強(qiáng)之后,通過臭氧的加熱機(jī)制,導(dǎo)致赤道極地溫度梯度加大,致使緯向風(fēng)發(fā)生變化,而緯向風(fēng)的變化在中高緯度平流層和對(duì)流層上層最明顯,緯向風(fēng)的異常會(huì)向極向下傳播,在冬季北半球引起海平面氣壓發(fā)生變化,形成一個(gè)AO的正位相,同時(shí)對(duì)應(yīng)著東亞溫度的升高。使用歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心觀測數(shù)據(jù)與模式模擬結(jié)果進(jìn)行對(duì)比驗(yàn)證,發(fā)現(xiàn)二者還存在不同的特點(diǎn),可能由于觀測數(shù)據(jù)不夠長,也可能是因?yàn)闆]有完全搞清紫外線影響氣候的具體機(jī)制,需要進(jìn)一步的思考和探究。紫外線改變之后,全球平均表面溫度的變化很小,但東亞區(qū)域的響應(yīng)十分明顯,說明紫外線對(duì)地球氣候存在著間接影響�；谇叭说难芯亢捅疚哪M結(jié)果發(fā)現(xiàn)冬季紫外線增強(qiáng)會(huì)改變北半球中高緯度地區(qū)的風(fēng)場,在北半球高緯度海平面形成一個(gè)類AO的正位相,繼而對(duì)中低緯度地表溫度造成影響,為了繼續(xù)探究紫外線對(duì)東亞氣候的間接影響,利用NCEP/NCAR的再分析資料和哈德萊中心的海表面溫度資料,探討了冬季AO對(duì)于東亞表面溫度的影響,統(tǒng)計(jì)分析了冬季北極濤動(dòng)對(duì)東亞表面溫度的影響。研究發(fā)現(xiàn)冬季AO正相位時(shí),東亞大槽減弱,西伯利亞高壓減弱,低層風(fēng)場異常偏南,東亞冬季風(fēng)減弱,東亞冬季風(fēng)區(qū)溫度升高,而負(fù)相位時(shí)情況相反。冬季高緯度大氣變率大,冬季逐月AO與東亞冬季溫度的關(guān)系表明1月、2月AO分別和東亞表面溫度的相關(guān)關(guān)系皆可持續(xù)2個(gè)月以上;AO正相位時(shí),西太平洋海表面溫度和東亞表面溫度均有所升高,海洋運(yùn)動(dòng)和變化的緩慢性和持續(xù)性,致使西太平洋海溫可以承載長達(dá)4個(gè)月AO的信號(hào),西太平洋海溫可以持續(xù)影響東亞地區(qū)的溫度,AO持續(xù)影響東亞表面溫度也得以實(shí)現(xiàn),紫外線對(duì)東亞地區(qū)持續(xù)的間接影響亦得到體現(xiàn)。
【學(xué)位單位】：中國氣象科學(xué)研究院
【學(xué)位級(jí)別】：碩士
【學(xué)位年份】：2015
【中圖分類】：P422.62;P461
【部分圖文】：

常變化對(duì)氣候系統(tǒng)影響的數(shù)值模擬性實(shí)驗(yàn)與控制實(shí)驗(yàn)緯度-高度剖面臭氧差值的百分比，從圖 3.1a、3.10-30km 的平流層臭氧含量隨 UV 增強(qiáng)而升高，且 UV 越強(qiáng)，臭氧含量于熱帶上空 20km 處，但紫外線改變 5%（圖 3.1a），該極值中心并沒有驗(yàn)；中低緯度上空 30-60 km、80-90km 出現(xiàn)兩個(gè)負(fù)值中心，說明臭氧而減少，極值中心位于 40-50km 處。造成圖 3.1 中臭氧分布變化的主高度臭氧的光化學(xué)反應(yīng)不同（Barnett et al.，1975），中間層低層臭氧Marsh et al.，2007），中間層低層氧原子的主要流失與 HOx 的反應(yīng)有臭氧光分解加強(qiáng)，如此更多的氧離子與氫氧根結(jié)合，臭氧也由于與氫結(jié)合而減少（Grenfelletal.,2006），繼而更多的紫外線傳輸?shù)狡搅鲗又陆猱a(chǎn)生更多的平流層臭氧。紫外線減弱后臭氧變化與紫外線增強(qiáng)相反似的結(jié)論（圖 3.1c、3.1d）。

13圖 3.2 控制實(shí)驗(yàn)緯度-高度剖面 10 年平均臭氧分布圖（a）為夏季（JJA）（b）為冬季（D敏感性試驗(yàn)與控制試驗(yàn)緯度-高度剖面 10 年平均溫度的差值圖（c）為夏季（JJA）紫外線增強(qiáng) 5%，（d）為冬季（DJF）紫外線增強(qiáng) 5%,，（e）為夏季（JJA）紫外（f）為冬季（DJF）紫外線減弱 5%。Haigh 等（2010）模擬了第 23 個(gè)太陽周光譜的改變對(duì)平流層的影響，發(fā)2007 年紫外線強(qiáng)度的下降期，在平流層 45km 以上臭氧含量增多，45km 以下而本文中（圖 3.1c 所示），在減弱紫外線，平流層臭氧上層含量增多，下層含與 Haigh 等（2011）得到結(jié)果類似，但是臭氧含量增加和減少的臨界高度約

來定量的分析低緯度地區(qū)臭氧對(duì)紫外線的響應(yīng)，從圖3.3 可注意到平流層低層臭氧含量變化的極值中心高度約為 100hPa，UV 增強(qiáng) 5%和 10%后熱帶平均臭氧含量分別升高約 3.5%和 7%，而 UV 減弱 5%和 10%后熱帶平均臭氧含量分別降低約 1.5%和 3.3%。相比 UV 增強(qiáng)，UV 減弱后臭氧含量變化的幅度減小。圖 3.3 敏感性實(shí)驗(yàn)與控制實(shí)驗(yàn)低緯度地區(qū)（30°S-30°N）10 年平均臭氧差值的廓線圖（單位：%）。（實(shí)線為 UV 減弱 10%，虛線為 UV 減弱 5%，點(diǎn)線為 UV 增強(qiáng) 5%，點(diǎn)虛線為 UV 增強(qiáng) 10%）

【參考文獻(xiàn)】

相關(guān)期刊論文 前1條

1 李維京;李怡;陳麗娟;趙振國;;我國冬季氣溫與影響因子關(guān)系的年代際變化[J];應(yīng)用氣象學(xué)報(bào);2013年04期

本文編號(hào)：2823901