相對瞬變氣候態的氣候異常

錢維宏,武凱軍,梁浩原

① 中國氣象局 廣州熱帶海洋氣象研究所/廣東省區域數值天氣預報重點實驗室,廣東 廣州 510641;② 中國民航大學 航空氣象系,天津 300300;③ 廣西師范大學 地理與規劃學院,廣西 南寧 530001

*聯系人，E-mail:qianwh@pku.du.cn

氣候正常與異常是人類生存和社會發展進程中極為重要的氣象科學問題。我們的祖先早在兩千多年前首先確定了以春分、夏至、秋分、冬至4個天文時間固定點的節氣,又在兩兩天文節氣之間等分內插出了20個時間點,最后得到了24節氣。24節氣描述的是我國中原地區的正常年循環氣候,是指導人們生產生活的工具,也是可獲得收成的預期。后來,人們又從24節氣中內插出了每5 d平均的全年72候的地方正常年循環氣候。無論是半月時間平均間隔的24節氣氣候,還是5 d時間平均間隔的72候氣候,它們描述的是兩個不同時間分辨率的正常年循環氣候,或參考態。把古人從歷史觀測中總結出的24節氣和72候季節年循環氣候稱為古代氣候鐘(杜鈞和錢維宏,2014)。每5 d的實況天氣或每半月的實況氣候相對氣候參考態是有偏差的。這樣的偏差稱為極端天氣和異常氣候,它們才是防御氣象災害的重要信息。

科學和技術發展到今天,氣象部門積累了大量覆蓋全球大氣高時空分辨率的觀測變量數據,這為人們建立更高時空分辨率的年循環氣候提供了基礎。近20 a來,國際上已經有了多套覆蓋全球的大氣再分析資料。利用任意一套多年的大氣再分析資料都可以仿照我們祖先的做法,構造出一個時空分辨率達到逐小時,甚至逐分鐘的瞬變氣候。物理上,在確定的天文年循環日期和在確定日循環的太陽高度角時刻,地球大氣中任一個固定空間點上的輻射強迫與下墊面環境之間達到了動力與熱力平衡時的狀態,反映的是一個時空點上的氣候。這個天文上具有年的365 d循環和日的24 h循環的8 760個時次的狀態稱為瞬變氣候(錢維宏,2012;Qian,2017)。那么,相對這種瞬變氣候,每個未來時刻在每個空間點上觀測到的大氣變量,要么落在瞬變氣候態上,要么與瞬變氣候態之間有一個大小不等的正、負偏差。相同符號,但不同范圍和不同持續時間的偏差可形成不同的極端天氣或異常氣候,它們才是需要檢測分析和提前預報的。

由此可見,氣象科學在中國的發展已經有了至少兩千多年的歷史,其重大的貢獻是認識了氣候參考態。氣候參考態,簡稱為氣候態,它是具有確定性的動力學依據的,并且是唯一存在的,即在已知的確定太陽輻射與已知的確定地球自轉速度和下墊面海陸分布及地面物理特征分布下的大氣變量分布形態。大氣環流就是大氣變量在風場上的運動形態。本文主要分為以下幾個部分:1)用一個例子說明,瞬變氣候態是定量區分天氣擾動和氣候異常包括季節內異常、年際異常和長期趨勢(或年代際異常)的參考態(或參考大氣);2)氣候態中客觀存在著大氣經向剖面中的年平均四圈環流、水平空間上環流系統的季節變化和季節內準周期變化;3)通過多年空間變量的分析,綜合對比南北半球氣候長期趨勢分布中的不對稱性。

圖1 基于遼寧本溪站(54346)1980—2019年觀測資料計算的年循環氣候逐日降水(綠柱;單位:mm)、最高氣溫(紅線;單位:℃)和最低氣溫(藍線;單位:℃)年循環氣候變化Fig.1 The annual cycle of daily precipitation(green bar;unit:mm),daily maximum temperature (Tmax,red line;unit:℃) and daily minimum temperature (Tmin,blue line;unit:℃) based on daily observation from 1980—2019 at station of Benxi(54346)

1 天氣和氣候的定義

什么是天氣?什么是氣候?在一般的氣候研究中,人們常常用30 a的月、季或年平均的大氣變量,如溫度、降水、氣壓、風和濕度等作為平均氣候(Peixoto et al.,1992;van den Dool,2007),而把實際的某月、某季或某年平均的變量相對多年平均氣候的偏差作為氣候異常,又把某月、某季或某年平均變量的趨勢作為氣候變化。為了研究天氣尺度事件,人們提出了大氣變量異常度的概念,即用一個時刻的大氣變量觀測減去多年該時刻的平均氣候再除以該時刻該變量的方差 (Grumm and Hart,2001;Hart and Grumm,2001)。異常度也稱為相對異常,而直接用大氣變量觀測減去多年該時刻平均氣候值的差稱為絕對異常。一個天氣尺度的極端降水和極端高溫(低溫)事件多對應于對流層至平流層中的一個確定的天氣尺度擾動型,所以絕對異常在日常應用中更直觀方便(Jiang et al.,2016)。

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用一個例子說明極端天氣與異常氣候的不同。圖1是用遼寧本溪站1980—2019年40 a觀測資料計算出的年循環逐日氣候降水和年循環逐日氣候最高氣溫與逐日氣候最低氣溫。由于取用了日平均降水和日最高、最低氣溫,該站每天24 h的降水氣候特征,如可能的氣候夜雨現象,氣溫24 h循環的不對稱分布等,在圖1中都沒有得到體現。圖1中的降水反映出了氣候季節變化,最大的峰值在7月,降水低值在1月底,而在4月有一個降水的次峰值。降水在7月前是逐漸增加的,但在8月中旬降水突然減小。這種有規律的降水峰、谷值和降水的漸變與突變是與氣候態的大氣環流變化聯系在一起的。最高溫度和最低溫度的年循環氣候變化在峰值與低值之間也不是對稱的。每個站點上的氣候年循環變化是客觀存在的,是要認識的,并不需要預報。

圖2 遼寧本溪站2010年1月1日—2019年12月31日逐日觀測最高溫度相對瞬變氣候態的異常序列(細黑實線;單位:℃)、趨勢(藍線;單位:0.33 ℃/(10 a))、30 d濾波(粗黑實線;單位:℃)和180 d濾波(黃線;單位:℃)(a;A和B分別指示最高溫度的年際低溫事件和年際高溫事件);2019年2月1日—3月31日逐日觀測最高溫度(黑實線;單位:℃)、氣候態最高溫度(藍實線;單位:℃)和最高溫度異常(紅實線;單位:℃)(b;W1、W2和W3是三次連續的高溫天氣擾動,而W是三次高溫擾動形成的季節內異常高溫氣候事件,C是一次低溫天氣擾動)Fig.2 Daily anomalous series of observational Tmax at the station of Benxi.(a)Daily Tmax anomalous series(fine black line;unit:℃),trend(blue line;unit:0.33 ℃/(10 a)),30-day(heavy black line;unit:℃) and 180-day(yellow line;unit:℃) filtering series from 1 January 2010 to 31 December 2019(letters A and B indicate inter-annual events of Tmax);(b)Daily observational Tmax series(black line;unit:℃),daily climatic Tmax series(blue line;unit:℃) and daily Tmax anomaly series(red line;unit:℃) from 1 February to 31 March 2019(Letters W1,W2,W3 and C indicate warm and cold anomalies associated with anomalous synoptic systems,while W is an intra-seasonal warm event combined by three warm anomalies)

取遼寧本溪站2010年1月1日—2019年12月31日的逐日觀測最高溫度,去除瞬變氣候,得到的是最高溫度距平或它的異常序列(圖2a)。這條序列看上去非常混亂。對它做30 d的和180 d的濾波,其中可以分辨出強度不同的年際高溫A、低溫B事件。顯然,年際事件出現的峰值時間和強度大小會因濾波的天數不同而不同,具有任意性。此外,序列中還存在著長期增暖的趨勢0.33 ℃/(10 a)。這個趨勢值依賴于所取資料的長度,它也許是多年代變化中的一個上升期階段。

再取2019年2月1日—3月31日逐日觀測最高溫度,分析它的異常部分。圖2b中,W1、W2、W3是三個相對瞬變氣候的正的短期高溫波動,與天氣尺度大氣擾動有聯系。這三個波動又是同符號的,它們形成了一個接近20 d的季節內偏暖氣候異常W事件,與大氣中滑動平均的低頻擾動有聯系。2019年2月6—9日出現了一個與天氣尺度擾動有聯系的低溫事件C。

從這個例子的分析看出,本溪站觀測的最高溫度序列中除了具有堅實物理含義的年循環逐日變化外,余留的部分是天氣擾動和氣候異常上的季節內異常、年際異常和長期趨勢(或年代際異常)。天氣擾動的時間尺度是幾天。在氣候異常的分析中,對包括季節內異常、年際異常和長期趨勢三分量的分解并沒有一套客觀的方法,而很多一維時間序列正交展開的數學方法以及經驗正交函數分解的數學方法得到的每個分量也不具有物理含義(Dommenget and Latif,2002)。實際上,沒有必要把氣候異常再人為地分解成沒有物理意義的幾項和多項。簡單地,把觀測變量分解成瞬變氣候和瞬時擾動的兩個分量,它們各自是有物理意義的。在瞬變氣候中,氣候溫壓風三者變量之間是滿足靜力平衡和地轉平衡之間的動力學關系的。同樣在瞬時擾動中,擾動溫壓風三者變量之間也是滿足靜力平衡和地轉平衡之間的動力學關系的(Qian,2017)。很多例子表明,對流層大氣的擾動強度與地面極端天氣強度之間有著直接的聯系(Chen et al.,2017;Shi et al.,2020)。

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預報員要做的是對瞬時擾動A′的預報。

2 氣候態中的環流系統

氣候態中的一種表現形式就是行星尺度的大氣環流,即風的定向運動。氣象學界對大氣環流的認識是在不斷發展中完善的。早在1686年和1735年,天文學家哈雷和氣象學家哈德萊(Hadley,1735)分別提出了南北方向(經向)上的單圈環流模型,即赤道與極地之間熱力差異驅動的直接環流。1855年,海洋學家莫里提出了一個經向兩圈環流模型,一個閉合的環流在半球內的熱帶,另一個跨越熱帶外到極地。1856年,氣象學家費雷爾考慮到了地球自轉偏向力對行星尺度風系的影響,提出了經向三圈環流模型(Ferrel,1856),后來他又把中低緯度的兩個環流改成了上下疊置的環流模型(Ferrel,1859),但現代被人們認可的仍然是1856年的原先模型。著名氣象學家Lorenz(1967)回顧了此前的大氣環流研究過程。1921年,氣象學家皮葉克尼斯父子推測北半球存在經向四圈環流(Bjerknes,1921)。1982年,氣象學教師阿倫斯在他多次再版的《現今天氣學》教材中,根據地球自轉偏向力隨緯度增加而增大的動力學原理推測,一個位于南北緯60°的上升氣流不可能像赤道上的上升氣流那樣跨越30個緯度后到極地才形成下沉氣流(Ahrens,2012)。他懷疑高緯度的第三圈環流不可能到達北極。直至2015—2016年,這個經向四圈環流模型才被北京大學季風與環境研究組用多套再分析資料得到了證實(Qian et al.,2015,2016)。

現在地球表面的三分之二部分為海水覆蓋,其他的部分為陸地,存在著海陸的不規則分布。在地球為水球的假定下,對流層大氣中的基本運動形態是由垂直剖面上的經向環流和水平帶狀波動環流組成的。經向環流的數目與赤道與極地之間的熱力對比和地球自轉速度有關。當有南北走向的大陸帶分隔水球海洋后,對流層垂直剖面中的洋盆尺度緯向環流就會形成。垂直剖面上的經向環流、緯向環流和水平帶狀波動環流,這三者是在確定的地球自轉速度分布下太陽輻射與下墊面動力與熱力達到平衡時的大氣狀態。即使在實際的海陸分布的地球大氣中,丑紀范指導的博士研究生論文也早就給出過“大氣環流三型分解”的描述,即中高緯地區的羅斯貝波、低緯度的哈德萊環流和沃克環流(徐明,2001;胡淑娟,2006;胡淑娟等,2020)。三維空間中的經向環流、緯向環流和水平帶狀波動環流反映的都是瞬變氣候,而相對瞬變氣候的異常或擾動才是極端天氣和氣候異常的直接制造者。在確定的大氣外部強迫環境下,瞬變氣候是要認識的,大氣內部擾動及其形成的極端天氣和異常氣候才是需要預報的。

瞬變氣候可以用包含年循環、半年循環、準雙周振蕩和日循環等不同周期特征的大氣要素進行描述。瞬變氣候中的年循環和半年循環與各地的太陽輻射季節變化有關:在極地的太陽輻射有一個最大值和一個最小值,表現為明顯的年循環;在赤道上太陽輻射每年有兩次最大值,表現為明顯的半年循環。相對地理赤道,南北半球的海陸分布是不對稱的,因此太陽輻射下的大氣環流和氣候分布也是不對稱的。利用美國的再分析資料,計算得到的年平均經向環流(圖3)也是相對赤道不對稱的。熱帶上的最大上升氣流并不在赤道上,而是在10°N附近。對稱的是,南北半球各有四圈環流。北半球有哈德萊環流(Hadley cell)、費雷爾環流(Ferrel cell)、極區環流(Polar cell)和北極環流(Arctic cell)。南半球的第四圈環流稱為南極環流(Antarctic cell)。南北半球的四圈環流對應的強度和位置不是對稱的,熱帶地區和高緯度大氣中的東西風在強度和位置上相對赤道也不是完全對稱的。圖3證實了皮葉克尼斯父子的推測和阿倫斯的懷疑。

圖3 美國再分析風計算出的30 a(1981—2010年)緯圈平均全球經向八圈環流流線分布和東西風分量(陰影為西風風速,5 m/s間隔;紅等值線為東風風速,2 m/s間隔),南北兩極上空的環流分別稱為南極環流(AS,Antarctic cell)和北極環流(AN,Arctic cell),其他的H、F和P分別是哈德萊環流(Hadley cell)、費雷爾環流(Ferrel cell)和極區環流(Polar cell)Fig.3 Zonally averaged meridional cells described by the pressure-latitude section of flown and westerly wind (shading,5 m/s interval) or easterly wind (red line,2 m/s interval) averaged over 30 years (1981—2010) using the reanalysis product of NCEP R1.Symbols of HN,FN,PN,and AN indicate the Hadley,Ferrel,Polar,and Arctic cells in the Northern Hemisphere (NH),while HS,FS,PS,and AS indicate the Hadley,Ferrel,Polar,and Antarctic cells in the Southern Hemisphere (SH)

現在認識的南北半球四圈環流,每個環流都凝聚了科學家的心血,也反映了氣象科學的發展進程,更反映了觀念的建立、打破和再建立的過程。推動氣象科學發展的是那些對現狀的懷疑論者,如教學并著書的阿倫斯教授。如果半球大氣中是三圈環流,那么極地就應該是一支下沉氣流對應的高壓系統,在水平天氣圖上是一個反氣旋式環流。可是,在每天使用的等壓面天氣圖上是低壓環流,稱為極渦。極渦也受到不對稱的海陸地形分布影響,位置和強度會發生相對地理上極地對稱氣候態的偏移。教科書上的三圈環流模型與實況天氣圖上極渦的矛盾也是值得人們在實際工作中懷疑的科學問題。

由于多尺度海陸分布對太陽輻射加熱的重新分布,水平等壓面上的環流系統和位勢高度場就不是沿緯度帶分布的了,而會出現相對緯度帶平均的偏差。圖4中分別給出的是第3候(北半球冬季)和第44候(北半球夏季)的1 000 hPa層氣候風偏差和地面氣壓偏差分布。冬季的地面上(圖4a),北半球中高緯度帶有兩個大陸高壓中心和兩個海洋低壓中心,呈現的是沿緯度帶的兩波偏差結構。夏季的地面(圖4b)上,北半球中高緯度仍然是沿緯度帶的兩波偏差結構,只是兩個高壓中心移動到了海洋上,而低壓中心出現在了大陸上。這樣的氣壓偏差兩波形態是隨季節逐日連續變化的,是北半球兩個大陸和兩個海洋熱力對比隨季節變化的結果。北半球夏季,南亞低壓西側、南側和東側出現了等壓線上的小波動,是半島海陸地形影響的結果。冬季和夏季南半球的那些高低壓中心的形成也與海陸地形分布有關。這樣的高低壓偏差結構在北半球大氣的對流層都以兩波的結構存在,而到平流層成了一波結構。

圖4 1 000 hPa層的氣候風相對緯帶平均的偏差(矢量單位:m/s)和地面氣壓相對緯帶平均的偏差(實線和虛線,4 hPa間隔;字母G/D指示高/低壓中心) (Qian(2017)):(a)第3候(1月11—15日);(b)第44候(8月4—8日)Fig.4 The climatic departure of wind(m/s) at 1 000 hPa and surface level pressure (solid line,4 hPa interval) in (a)pentad 3 (11—15 January) and (b)pentad 44 (4—8 August)(Letters G/D indicate high/low centers,Qian(2017))

圖5 北半球300 hPa上準雙周振蕩在1月1日(a)、3日(b)、5日(c)和7日(d)的位勢高度偏差(實線和虛線,1×10 gpm 間隔) 和溫度偏差(陰影,1 ℃間隔)(字母 G/D 指示高/低壓中心,Qian(2017))Fig.5 Daily biweekly cycle height(solid and dashed lines,1×10 gpm interval) and temperature (shading,1 ℃ interval) at 300 hPa on (a)1,(b)3,(c)5 and (d)7 January in the NH(letters G and D indicate the daily centers of positive and negative biweekly cycle height,Qian(2017))

大氣中確定位置上的瞬變氣候量可以大體再分解成:年循環分量+半年循環分量+準雙周振蕩(季內偏差)三個分量。前兩個分量與太陽輻射到達地球表面的季節分布有關,而第三個分量與不同區域下墊面的熱力對比隨季節的變化有關。圖5是氣候上1月1—7日的準雙周振蕩中北半球300 hPa上高度偏差和溫度偏差隨時間的演變,其中的偏差中心是可以跟蹤的。位勢高度的高值中心(G)和低值中心(D)可以跟蹤1—2周,它們的循環出現好似氣候韻律。在沒有擾動天氣系統的時候,這些偏差系統也在逐日天氣圖上移動,但它們不是表達的極端天氣(或異常氣候)。西北太平洋副熱帶高壓在次季節內的多次南北移動和我國東部氣候降水的幾個氣候峰值反映的正是這樣的氣候特征(Qian et al.,2002),它們是要認識的,并不需要預報。

3 氣候趨勢

極端天氣是實況天氣中相對瞬變氣候態的短時(或短期)內發生的嚴重偏離部分,氣候異常是連續多日的實況天氣偏離了瞬變氣候態,也可以是年際的和長期趨勢上的偏離。依據不同的再分析資料及其多年時間長度,圖6分別給出了北半球北極環流、極區環流、費雷爾環流和哈德萊環流的年平均質量流函數序列。不同的再分析資料均表現出,哈德萊環流是長期增強的(圖6d),這與早期的研究結果一致(Hu and Fu,2007)。圖6還給出了北半球的其他三圈環流的強度具有不同的長期趨勢和年際異常(Qian et al.,2016)。費雷爾環流在1989年前是長期增強的,但1990年以來強度幾乎不變(圖6c)。極區環流的強度在1989年之前變化不大,但之后是增強的(圖6b)。北極環流在1989年前稍有增強,之后明顯地減弱了(圖6a)。對北半球的四圈環流強度,不同的再分析資料都表現出相同的年際異常。近20 a來,哈德萊環流的增強和費雷爾環流強度的不變,表明前者的寬度在增加。極區環流的持續增強和極地環流的持續減弱也發生在近20 a中,同樣反映了極地環流遭受到了極區環流強度的擠壓。

圖6 1949—2011年年平均質量流函數(MSF)(106 t/s)的序列(計算基于美國(NCEP R1和NCEP R2)、歐洲(ERA Interim)、日本(JRA-55)、20世紀(20CR)等5套再分析資料及其合成,虛線指示趨勢;Qian et al.(2016)):(a)北極環流;(b)極區環流;(c)費雷爾環流;(d)哈德萊環流Fig.6 Annual mean central MSF(106 t/s) series of (a)the Arctic cell,(b)the Polar cell,(c)the Ferrel cell,and (d)the Hadley cell from 1948 to 2011 in the NH(for each cell,the strength series are calculated by utilizing the annual mean MSF from the five reanalysis products of NCEP R1,NCEP R2,ERA-Interim,JRA-55,20CR and their composites.Dashed lines denote the linear patterns for diverse periods and various products.The heavy black-dashed lines denote 1989 in (a) and (b),and 1990 in (c).Qian et al.(2016))

從北半球四圈環流的質量流函數看,1989年是一個轉折年(圖6)。圖7給出1989—2015年,北半球緯圈年平均的和四個季節平均的位勢高度趨勢與溫度趨勢。近26 a來(圖7a),北半球高緯度對流層出現了整層的位勢高度增加的顯著趨勢,這導致了環北極高緯度地區對流層下部的顯著增溫,但增溫的最大中心并不在地面上。與北極對流層大氣中的溫壓場趨勢相反,南半球的極地對流層頂有一個位勢高度趨勢的負值中心,其下的對流層為降溫的趨勢中心,降溫的最大值也不在地面。北極高緯度地區位勢高度增強和對流層整層增溫的趨勢可歸因于圖6b中極區環流的增強。同樣,北半球副熱帶地區對流層上部位勢高度的增加趨勢和對應的副熱帶對流層大氣增暖也與北半球哈德萊環流的增強有關(圖6d)。

圖7 基于歐洲再分析資料計算的1989—2015年緯度帶年平均(a),北半球春季平均(b),夏季平均(c),秋季平均(d)和冬季平均(e)位勢高度趨勢(等值線,5 gpm/(10 a)間隔)和溫度趨勢(陰影,0.1 ℃/(10 a)間隔)(字母H/L和W/C分別是高度趨勢和溫度趨勢正/負中心和冷/暖中心;紅色斜線和黑點處為達到95%信度的區域)Fig.7 The zonal-mean GPH trends(black solid contours,5 gpm per decade interval) and temperature trends(shading,0.1 ℃ per decade interval) in the vertical-latitude section derived from the ERA Interim dataset in (a)annual mean,boreal (b)spring mean,(c)summer mean,(d)autumn mean and (e)winter mean during 1989—2015(Letters H and L are the centers of expanding and diminishing GPH trends.Letters W and C are the centers of warming and cooling temperature trends.The red oblique lines and black dots demonstrate the GPH patterns and temperature patterns reaching 95% confidence level by the F-test)

南北半球八圈環流的強度變化趨勢是有季節差異的。南半球的秋季(圖7b)和春季(圖7d),高緯度位勢高度趨勢較小,對應低層大氣中的降溫趨勢也弱。南半球的冬季(圖7c),高緯度位勢高度降低的趨勢最大,對應的對流層降溫趨勢也最顯著,南半球高緯度的夏季次之(圖7e)。北半球對流層高緯度位勢高度增加趨勢最大的是在冬季,對應對流層下部的增暖也最強烈(圖7e)。其次,北半球極地低層大氣的增暖也出現在了秋季(圖7d)。事實上,北半球高緯度各個季節的對流層低層大氣都在增暖,而以冬季和秋季的增暖最強。北半球的四季中,副熱帶對流層位勢高度增強與那里對流層大氣溫度的增加對應。北半球冬季中緯度對流層上層和低層大氣中各有一個位勢高度趨勢的負值中心,其中低層的負值中心能否解釋北半球極地外地區的冬季降溫和雨雪冰凍天氣的頻發呢?

關注南北半球地表面的溫度變化趨勢。圖8中給出了南北半球40°向極地區的地面溫度趨勢。圖8a和圖8b直接顯示出了年平均地面溫度在南北半球之間的相反變化趨勢。北半球的增暖覆蓋了60°N以北的高緯度地區,尤其以北極增暖最大,而在亞洲高緯度地區和北歐-北大西洋地區有降溫的趨勢。南半球除了南極大陸上有局部的增溫趨勢外,南半球廣大邊緣海地區是降溫的。在四季的地面溫度變化趨勢中,最大的增暖是在北半球冬季的北冰洋地區(圖8f),而歐亞,特別是亞洲有顯著的降溫,那里是冬季歐亞頻繁發生低溫和雨雪冰凍天氣的地區。其次兩個北極增暖的季節是秋季(圖8e)和春季(圖8c),夏季的增暖中心并不在北極,而是在北極外的格陵蘭和西伯利亞北部(圖8d)。在南半球的四季降溫分布中,南半球冬季的降溫范圍最大,主要集中在邊緣海附近(圖8h)。其次,南半球兩個邊緣海降溫的季節是春秋二季(圖8i和圖8g),并與南極大陸上的局部增暖形成了強烈對比。南半球的夏季,沒有強烈的冷暖趨勢對比中心,但地面溫度是普遍偏低的(圖8j)。

圖8 基于歐洲再分析資料計算的1989—2015年年平均和季平均的表面溫度趨勢(陰影,0.4 ℃/(10 a)間隔;黑交叉線和點分別指示趨勢達到99%和95%的F檢驗信度水平,字母指示不同的海區):(a)北半球年平均;(b)南半球年平均;(c)北半球春季平均;(d)北半球夏季平均;(e)北半球秋季平均;(f)北半球冬季平均;(g)南半球春季平均;(h)南半球夏季平均;(i)南半球秋季平均;(j)南半球冬季平均Fig.8 The surface air temperature trends(shading,0.4 ℃ per decade interval) of annual means in (a)the NH and (b)the SH;the seasonal means in (c)the NH spring,(d)the NH summer,(e)the NH autumn,(f)the NH winter;the seasonal means in (g)the SH spring,(h)the SH summer,(i)the SH autumn,(j)the SH winter during 1989—2015(The black crosses and dots demonstrate the patterns reaching 99% and 95% confidence levels respectively by the F-test.Letters indicate different sea zones)

觀測事實表明,在全球增暖的趨勢中,北半球增暖大于南半球,北半球的冬季大于夏季,北極冬季增暖是最大的(Graversen et al.,2008;Richter-Menge et al.,2008)。北極冬季地面增暖的歸因一直是氣候變化研究中受到特別關注的問題。作為北冰洋上的氣溫增暖,可能的原因會自下而上,或自上而下。自下而上的原因是來自深海的海洋增暖、海冰融化和冰雪受到輻射影響的減少(Serreze and Barry,2011;Screen et al.,2012)。如果是自下而上的影響,那么地面溫度應該比對流層低層的溫度趨勢值大。但是,實況如北半球冬季的圖7e和其他的季節所示,北半球高緯度的大氣增暖中心在850～925 hPa層,甚至北極上空的對流層大氣中有多層增暖分布。南北半球的最大反對稱特征是,南半球高緯度地面降溫趨勢上空的對流層大氣也是氣柱式的降溫,并且最大的降溫趨勢中心在500～850 hPa。顯然,這樣的北半球地面增暖和南半球地面降溫的趨勢不能用來解釋對流層中低層大氣的增暖和降溫趨勢中心,因為它們之間出現了非梯度溫度趨勢層次。倒是反過來,后者的溫度趨勢可以順梯度影響到地面的溫度趨勢。持續性的地面高溫和低溫異常事件也正是上部大氣溫度異常的直接影響(Qian,2017)。南北半球對流層大氣中的增暖和降溫趨勢是滿足溫壓場之間的靜力平衡關系的,即可用高度趨勢計算出溫度趨勢,表明與四圈環流的強度趨勢有密切的聯系。

近年來,北極增暖對應的北冰洋海冰濃度降低(海冰減少)與南半球環南極洲邊緣海的海冰增多得到了氣候變化研究者的廣泛關注(Turner et al.,2009;Holland and Kwok,2012;National Academies of Sciences,Engineering,and Medicine,2017)。如圖9中所示,1989—2015年期間北冰洋邊緣海的海冰減少與南極洲邊緣海的海冰增多形成了反對稱的趨勢分布。同樣的問題是,南北半球海冰相反變化趨勢的原因是什么呢?來自低層海洋的增暖作用?來自表層輻射變化作用?來自上部大氣溫度變化的作用?還是大陸架冰融化后的長距離漂移輸送?注意到,在北美洲東部邊緣海上,海冰減少發展到最南的季節是在冬季(圖9f),對應的是地面溫度增暖趨勢最大和位置最南的季節也在冬季(圖8f)。北冰洋邊緣海海冰減少趨勢最大的是在秋季(圖9e),它與那里地面增暖也集中在秋季是完全一致的(圖8e)。南半球海冰增多趨勢最顯著的是在南半球的秋季,特別集中在Ross海和Weddell海兩個區域,并與Bellingshausen 海和Amundsen海形成了相反的海冰濃度變化趨勢。南半球邊緣海的季節海冰濃度趨勢,在強度、位置,甚至區域相反的趨勢上,都與區域地面溫度趨勢有聯系。

為了解釋南極洲不同區域邊緣海上的海冰濃度變化的相反趨勢,給出了沿邊緣海(60°～70°S)對流層位勢高度趨勢和溫度趨勢在年平均和南半球秋季平均的趨勢分布(圖10;Qian et al.,2019)。從年平均趨勢(圖10a)看,對流層低層大氣中有一個最大的降溫趨勢中心和兩個弱的降溫趨勢中心,只有一個增溫的趨勢中心。最大的降溫趨勢中心就在Ross海那里,對應地面上的降溫(圖8b中的RS)處和海冰增多(圖9b中的RS)處。圖10a中近地面的唯一增暖趨勢中心的下方對應地面圖8b的增暖AS處和圖9b的海冰減少AS處。

由圖10b可見,對流層下部有三個降溫中心和一個增暖中心。但只有分別位于0°和180°E附近的兩個大的降溫中心能夠到達地面,所以與圖8d中WS和RS處的降溫區,與圖9d中WS和RS處的海冰增多區對應。圖10b中唯一的一個增暖中心在120°W處,與圖8d中AS處地面增暖和圖8d中AS處海冰減少對應。這些關系說明,區域對流層大氣中的溫壓場趨勢也是滿足靜力平衡關系的。地面區域增暖(或降溫)與區域海冰減少(或增多)是對流層大氣溫壓場趨勢的影響結果,反映的是局地大氣環流的異常。

4 結語

在地球相對太陽的自轉和公轉過程中,大氣所接受到的太陽輻射在不同時空點上的分布與地表特征的動力與熱力耦合形成了具有24 h日循環和365 d年循環的瞬變氣候。瞬變氣候可以通過多年相同太陽天文高度角時刻的觀測大氣基本變量的平均得到,即平均掉了該時刻的正負擾動。瞬變氣候中包括可用三維風場表示的經向垂直剖面內的環流、緯向垂直剖面內的環流和水平帶狀波動環流,以及半球尺度的季風環流、半島尺度的局地環流、海陸交界處的海陸風環流和山谷風環流。瞬變氣候中的基本氣候量,風、壓和溫度是滿足靜力平衡和地轉平衡動力學關系的。

圖9 同圖8,但是基于NOAA NSIDC氣候資料集V3計算的1989—2015年年平均和季平均的海冰濃度(SIC)趨勢(陰影;北半球SIC趨勢為5%間隔,南半球SIC趨勢為3%間隔)Fig.9 Same as in Fig.8 except the sea-ice concentration(SIC) trends(2% per decade interval) during 1989—2015.The SIC data is utilized from the NOAA NSIDC Climate Data Record of Passive Microwave Sea Ice Concentration_V3.The SIC trend in the NH is shaded by 5% interval while SIC trend in the SH is shaded by 3% interval

圖10 同圖7,但為1979—2015年年平均(a)和秋季平均(b)緯度帶(60°～70°S)對流層位勢高度趨勢(等值線,1 gpm/(10 a)間隔) 和溫度趨勢(陰影,0.1 ℃/(10 a)間隔) (Qian et al.,2019)Fig.10 Same as in Fig.7 except the trends of tropospheric GPH(contour,1 gpm per decade interval) and temperature(shading,0.1 ℃ per decade interval) in vertical-longitude segment averaged over 60°—70°S in (a)annual mean and (b)austral autumn during 1979—2015(Qian et al.,2019)

在行星尺度上,瞬變氣候態中的半球范圍內的經向四圈環流是隨季節發生強度和位置變化的,這種變化是可以認識的,并不需要預報。由瞬變氣候做候平均、月平均、季平均和年平均的經向環流仍然存在(圖3)。沿不同的緯度帶上,由于海陸分布的差異,對流層大氣中存在著隨季節變化的緯向環流,在熱帶地區是所謂的沃克環流。在全球等壓面上存在隨季節和日循環變化的大氣潮,在北半球中高緯度垂直剖面的對流層表現為兩波結構(圖4),也就是所謂的大氣活動中心隨季節的變化,在對流層上部和平流層上為一波結構。這些行星尺度的波動結構隨季節的變化與太陽輻射強迫的年循環和半年循環有關。此外,半島尺度海陸分布和大地形對太陽輻射的調整作用形成了大氣中的次季節變化,類似逐日天氣圖上的高低壓系統,但它們確實屬于需要認識的氣候部分(圖5)。

相對于瞬變氣候態中的北半球經向四圈環流、緯向瓦克環流和水平帶狀波動環流,它們的強度會出現季節內、年際和年代際的偏離瞬變氣候態的多時間尺度異常變化,其中的長期趨勢也屬于異常變化(圖6)。經向環流的數目與極-赤溫差和地球自轉速度大小有關。地球自轉越快,氣流運動受到的地轉偏向力越大,經向環流數目會增多。在現今的極-赤溫差和自轉速度下,南北半球內的經向環流各有四個。只有南北半球的第四圈環流才能解釋兩極極渦的存在。在極鋒以內的中低緯大氣中存在哈德萊環流和費雷爾環流,在極鋒以外的高緯度大氣中存在極區環流和極地環流,它們形成了兩對環流,由直接環流和間接環流組成。當直接環流明顯增強的時候,間接環流范圍會減弱。

全球八圈環流的強度和位置出現的年際和長期趨勢會直接改變大氣的溫壓場結構和強度趨勢(圖7)。近20 a年來,北極高緯度地區對流層大氣中的位勢高度出現了增強的趨勢,于是大氣溫度,特別是對流層低層的大氣溫度出現了增暖的中心,比地面增暖的幅度還要大。相反的,南極洲邊緣海附近的對流層大氣位勢高度出現了下降的趨勢中心,其下方出現了比地面降溫更強的趨勢中心。這樣就解釋了南北半球高緯度地區反對稱的地面溫度變化趨勢(圖8)和南北半球邊緣海上海冰濃度反對稱的變化趨勢(圖9)。不僅如此,在不同的緯度帶上,特別是北半球極地與極地外地區冬季的相反地面溫度變化趨勢,北極冬季的極大增暖與歐洲大陸冬季頻繁發生的低溫雨雪冰凍事件,它們也是大氣環流異常反映到對流層溫壓場變化上的表現。

全球增暖是兩個半球不同季節和不同緯度帶上不同溫度趨勢的綜合結果,也是不同緯度帶上不同地區相反溫度趨勢的累加結果。在環南極洲大陸的邊緣海上,大氣降溫趨勢的范圍和強度大于大氣增暖的范圍和強度,于是綜合緯度帶平均對流層低層以降溫為主(圖10)。這些大氣降溫和增暖的區域正是海冰增多和減少的海域。于是,研究全球氣候異常必須把每個區域上的大氣環流和溫壓場異常分布認識清楚。

致謝:感謝艾陽幫助繪制了圖1和圖2.