本文關(guān)鍵詞：海溫和臭氧變化對平流層氣候的影響，，由筆耕文化傳播整理發(fā)布。

【摘要】：利用衛(wèi)星觀測資料、再分析資料、多個(gè)大氣化學(xué)氣候模式(CCMs)資料,結(jié)合大氣化學(xué)氣候模式WACCM,系統(tǒng)分析了海溫和臭氧變化對平流層氣候的影響,重點(diǎn)分析了其對平流層溫度、環(huán)流、波活動、平流層對流層物質(zhì)交換(STE)及痕量氣體等的影響,并探討其可能的影響機(jī)理。主要得到以下幾點(diǎn)結(jié)論：(1)本文首先利用WACCM模式設(shè)計(jì)一系列敏感性數(shù)值試驗(yàn),分析了平流層大氣溫度和環(huán)流對均勻和非均勻海溫變化的響應(yīng)。研究發(fā)現(xiàn)海溫均勻增加和海溫經(jīng)向梯度增加都會增強(qiáng)副熱帶西風(fēng)急流且減弱北半球極渦。全球海溫均勻增加對南半球平流層的影響更為顯著,但海溫經(jīng)向梯度增加對北半球平流層的影響更大。南北半球極地平流層對海溫經(jīng)向梯度變化的不對稱響應(yīng)主要與南北半球中不同類型的波活動及波傳播過程有關(guān)。雖然海溫增加使得波活動增強(qiáng),但海溫增加導(dǎo)致波活動垂直傳播的變化隨著高度和緯度有所不同,且波傳播變化對海溫經(jīng)向梯度的變化更加敏感。(2)本文進(jìn)一步利用WACCM模式的數(shù)值試驗(yàn),探討了平流層臭氧損耗和預(yù)期的恢復(fù)對全球12月、1月和2月波傳播的影響。在南半球,平流層臭氧損耗導(dǎo)致南極平流層溫度降低,環(huán)流加強(qiáng),而臭氧的恢復(fù)導(dǎo)致相反的結(jié)果。但在北半球,平流層臭氧損耗和恢復(fù)對極地平流層的影響并不是完全相反的。平流層臭氧恢復(fù)引起北極極渦變冷和變強(qiáng)。北極極渦的變冷主要是由于平流層臭氧增加對波活動的動力影響所導(dǎo)致。通過對北半球波折射指數(shù)和EP通量的分析,結(jié)果表明平流層波折射不能完全解釋平流層臭氧變化引起的北極平流層波通量的變化,而且臭氧變化能引起北半球中緯度對流層波傳播的變化,并進(jìn)一步影響北半球平流層波通量。比較有意思的現(xiàn)象是平流層臭氧變化對北半球定常波和瞬變波具有相反的影響。在南半球,平流層臭氧損耗(恢復(fù))引起的輻射冷卻(變暖),中緯度上對流層產(chǎn)生大(小)的經(jīng)向溫度梯度,伴隨著大(小)的緯向風(fēng)切變和浮力頻率垂直梯度,因此有更多(更少)的瞬變波傳入平流層。平流層臭氧減少(增加)導(dǎo)致的動力變暖(冷卻)部分抵消臭氧損耗引起的輻射冷卻(變暖)。(3)多個(gè)大氣化學(xué)氣候模式模擬試驗(yàn)結(jié)果的集合平均顯示,Brewer-Dobson(BD)環(huán)流在過去(1979-2000年)和未來(2000-2050年)都有增強(qiáng)趨勢,但BD環(huán)流熱帶上升支在2000-2050年間的增強(qiáng)趨勢小于1979-2000年間的增強(qiáng)趨勢,主要是由于BD環(huán)流熱帶上升支在未來JJA和DJF增強(qiáng)趨勢有所減緩導(dǎo)致。南半球BD環(huán)流下沉運(yùn)動在2000-2050年間的增強(qiáng)趨勢小于1979-2000年間的增強(qiáng)趨勢,且主要是由于未來DJF南半球BD環(huán)流下沉運(yùn)動減弱導(dǎo)致。而北半球BD環(huán)流下沉運(yùn)動在2000-2050年間的增強(qiáng)趨勢大于1979-2000年間的增強(qiáng)趨勢,該增強(qiáng)趨勢主要是由未來JJA北半球BD環(huán)流下沉運(yùn)動增強(qiáng)所致。WACCM數(shù)值模式結(jié)果還表明,均勻或非均勻的海溫增加都會導(dǎo)致BD環(huán)流的增強(qiáng)。與全球海溫均勻增加1 K相比,60°S到60°N海溫梯度增加使平流層年齡更年輕,熱帶上涌更強(qiáng)。但在不考慮海溫變化,僅有溫室氣體增加的試驗(yàn)中,熱帶上涌并沒有顯著的變化。溫室氣體的增加引起的大氣平均年齡的變化與同樣幅度溫室氣體減少引起的大氣平均年齡的變化存在不同的相位和幅度。溫室氣體減少對大氣平均年齡和穿越對流層頂質(zhì)量通量的影響比相同幅度的溫室氣體增加對其的影響更顯著。另外,平流層臭氧減少也會導(dǎo)致BD環(huán)流的加強(qiáng),更多的熱帶向上穿越對流層頂?shù)馁|(zhì)量通量,且南半球熱帶外平流層向下質(zhì)量通量顯著增加。而平流層臭氧恢復(fù)導(dǎo)致BD環(huán)流減弱,熱帶向上穿越對流層頂?shù)馁|(zhì)量通量減少,北半球熱帶外平流層向上質(zhì)量通量也顯著減少。(4)本文還利用衛(wèi)星觀測資料和再分析資料分析了熱帶緯向平均的對流層頂?shù)淖兓厔?發(fā)現(xiàn)熱帶緯向平均冷點(diǎn)對流層頂(CPT)在1979-2000年間有抬升冷卻趨勢,而在2000-2012年熱帶緯向平均CPT出現(xiàn)了降低變暖趨勢。造成對流層頂這種變化的主要原因是熱帶低平流層溫度在2000年左右發(fā)生轉(zhuǎn)折。而熱帶低平流層溫度的轉(zhuǎn)折主要是由熱帶低平流層臭氧濃度在1979-2000年間呈負(fù)的變化趨勢,而在2000-2012年間出現(xiàn)正的變化趨勢所導(dǎo)致的。另外,多個(gè)CCMs模擬試驗(yàn)的集合平均結(jié)果和MERRA再分析資料結(jié)果都顯示,1979-2000年熱帶CPT存在抬升冷卻、對流層頂層變薄的趨勢,而2000-2050年間熱帶CPT依然是抬升冷卻、對流層頂層變薄的趨勢,但抬升趨勢和變薄趨勢均小于1979-2000年間的。(5)利用衛(wèi)星資料和MERRA再分析資料,結(jié)合WACCM4模式對熱帶對流層頂?shù)倪M(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn)：熱帶對流層頂(包括對流層頂上邊界,對流層頂下邊界和對流層頂層厚度)在1979-2012年的變化趨勢存在緯向不對稱特征,即熱帶中東太平洋區(qū)域?qū)α鲗禹斏线吔缣雠?對流層頂下邊界降低增暖,該區(qū)域?qū)α鲗禹斪兒�；但熱帶中東太平洋以外區(qū)域的對流層頂?shù)纳线吔绾拖逻吔缍际翘兝?且對流層頂層厚度變薄。WACCM4的敏感試驗(yàn)證明該緯向不對稱變化主要與海溫變化影響動力過程變化有關(guān)。熱帶印度洋和西太暖池的海溫升高,中東太平洋海溫冷卻引起熱帶太平洋海平面氣壓梯度的增強(qiáng)(中東熱帶太平洋氣壓正變化趨勢,印度洋和西太暖池負(fù)的變化趨勢),沃克環(huán)流增強(qiáng),伴隨著熱帶印度洋和西太暖池對流活動的加強(qiáng),加強(qiáng)的對流活動導(dǎo)致對流層頂?shù)纳线吔绾拖逻吔缣鋮s。熱帶中東太平洋處于沃克環(huán)流的下沉支區(qū)域,沃克環(huán)流的下沉加強(qiáng)通過動力增暖導(dǎo)致該區(qū)域?qū)α鲗禹斚逻吔缃档妥兣?6)利用16個(gè)CCMs模擬試驗(yàn)的結(jié)果,分析了中下平流層水汽在1980-2005年的變化趨勢。通過CCMs模擬試驗(yàn)結(jié)果和ERA-Interim再分析資料結(jié)果的對比發(fā)現(xiàn),大多數(shù)的CCMs模擬的中下平流層水汽的變化與再分析資料結(jié)果一致,都顯示中下平流層水汽在1980-2005年間有增加趨勢,且該趨勢隨高度增加而增加。CCMs模擬試驗(yàn)集合平均的結(jié)果顯示,全球中下平流層水汽的變化趨勢約為0.003 ppmv/10yr,約為再分析資料中水汽水汽變化趨勢的2倍。利用不包含化學(xué)過程的大氣環(huán)流模式進(jìn)行模擬試驗(yàn),結(jié)果表明溫室氣體的增加導(dǎo)致熱帶CPT抬升變暖和BD環(huán)流加強(qiáng),進(jìn)而引起中下平流層水汽的增加；臭氧損耗會導(dǎo)致熱帶CPT抬升變冷和BD環(huán)流加強(qiáng),中下平流層水汽的減少。中下平流層水汽濃度的變化對熱帶對流層頂變化的響應(yīng)更敏感。臭氧損耗和溫室氣體增加的共同作用會增暖對流層頂和增強(qiáng)BD環(huán)流,進(jìn)而增加中下平流層水汽濃度,且溫室氣體變化對中下平流層水汽濃度變化的貢獻(xiàn)大于臭氧損耗的貢獻(xiàn)。
【關(guān)鍵詞】：海溫梯度 臭氧損耗和恢復(fù) 波傳播 平流層對流層交換 熱帶對流層頂 平流層水汽
【學(xué)位授予單位】：蘭州大學(xué)
【學(xué)位級別】：博士
【學(xué)位授予年份】：2015
【分類號】：P461
【目錄】：

• 中文摘要3-6
• Abstract6-13
• 第一章 緒論13-27
• 1.1 引言13-16
• 1.2 相關(guān)研究回顧16-23
• 1.2.1 平流層氣候研究進(jìn)展16-18
• 1.2.2 海溫變化對平流層氣候的影響18-20
• 1.2.3 臭氧變化對平流層氣候的影響20-22
• 1.2.4 氣候變化對對流層頂及平流層水汽的影響22-23
• 1.3 主要研究內(nèi)容和研究思路23-25
• 1.4 論文主要創(chuàng)新點(diǎn)25-27
• 第二章 數(shù)值模式、資料與計(jì)算方法27-36
• 2.1 數(shù)值模式27-29
• 2.1.1 WACCM3模式27-29
• 2.1.2 WACCM4模式29
• 2.2 資料29-32
• 2.2.1 再分析資料29-30
• 2.2.2 觀測資料30-31
• 2.2.3 模式資料31-32
• 2.3 計(jì)算方法32-36
• 2.3.1 大氣平均年齡32-33
• 2.3.2 BD環(huán)流33-34
• 2.3.3 質(zhì)量通量34
• 2.3.4 Eliassen-Palm(EP)通量34
• 2.3.5 折射指數(shù)34-36
• 第三章 海溫變化對平流層溫度和環(huán)流的影響36-56
• 3.1 引言36-37
• 3.2 數(shù)值試驗(yàn)介紹37-39
• 3.3 溫度和環(huán)流對海溫梯度變化的響應(yīng)39-46
• 3.3.1 海溫變化對平流層溫度的影響39-42
• 3.3.2 海溫變化對平流層環(huán)流的影響42-46
• 3.4 海溫變化影響平流層溫度和環(huán)流的可能機(jī)理46-49
• 3.5 溫室氣體變化對平流層溫度和環(huán)流的影響49-52
• 3.6 海溫和溫室氣體變化對對流層頂?shù)挠绊?/span>52-54
• 3.7 小結(jié)54-56
• 第四章 平流層臭氧損耗和恢復(fù)對平流層波傳播的影響56-79
• 4.1 引言56-58
• 4.2 大氣臭氧的變化特征及趨勢58-60
• 4.3 數(shù)值試驗(yàn)設(shè)計(jì)60-63
• 4.4 平流層臭氧損耗和恢復(fù)對大氣溫度和環(huán)流的影響63-68
• 4.5 平流層臭氧損耗和恢復(fù)導(dǎo)致波通量的變化68-72
• 4.6 平流層臭氧損耗和恢復(fù)對波傳播的影響72-77
• 4.7 小結(jié)與討論77-79
• 第五章 海溫和臭氧變化對平流層對流層物質(zhì)交換的影響79-95
• 5.1 引言79-81
• 5.2 資料和數(shù)值試驗(yàn)81
• 5.3 平流層BD環(huán)流的變化趨勢81-87
• 5.4 海溫和溫室氣體變化對STE的影響87-92
• 5.5 臭氧變化對平流層BD環(huán)流的影響92-93
• 5.6 小結(jié)93-95
• 第六章 熱帶對流層頂?shù)淖兓俺梢蚍治?/span>95-117
• 6.1 引言95-97
• 6.2 對流層頂定義及數(shù)值試驗(yàn)介紹97-100
• 6.2.1 對流層頂定義及對流層頂變化特征97-99
• 6.2.2 數(shù)值試驗(yàn)介紹99-100
• 6.3 熱帶緯向平均對流層頂變化趨勢100-107
• 6.4 熱帶對流層頂變化趨勢的緯向非對稱特征107-113
• 6.4.1 熱帶對流層頂緯向非對稱變化趨勢107-109
• 6.4.2 熱帶對流層頂緯向非對稱變化趨勢的成因分析109-113
• 6.5 熱帶對流層頂變化對熱帶低平流層水汽的影響113-115
• 6.6 小結(jié)115-117
• 第七章 多模式模擬的中下平流層水汽變化117-131
• 7.1 引言117-119
• 7.2 數(shù)據(jù)、模式及數(shù)值試驗(yàn)介紹119-120
• 7.3 中下平流層水汽的變化趨勢120-126
• 7.4 中下平流層水汽變化原因：與臭氧和溫室氣體的聯(lián)系126-129
• 7.5 小結(jié)129-131
• 第八章 總結(jié)與討論131-136
• 8.1 論文主要結(jié)論131-134
• 8.2 討論與展望134-136
• 參考文獻(xiàn)136-150
• 附錄Ⅰ：英文名稱縮寫列表150-151
• 附錄Ⅱ：在學(xué)期間的研究成果151-152
• 致謝152-153

【參考文獻(xiàn)】

中國期刊全文數(shù)據(jù)庫 前10條

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本文編號：255746