王衛(wèi)國，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，最后下沉回到對流層，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－對流層的物質(zhì)和能量交換，從而改變著平流層、對流層的熱力和動力結(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)國等，2006；Roscoe，2006）.因此，探究BD環(huán)流的空間分布特征及時間演變規(guī)律，對進(jìn)一步認(rèn)識平流層－對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，以及對全球氣候變化的預(yù)測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，而直接測量拉格朗日平均運(yùn)動是難以實現(xiàn)的.直接利用拉格朗日方法來得到真實的環(huán)流形勢，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，用于代替計算平流層中的拉格朗日平均運(yùn)動.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有一個弱的減弱，其環(huán)流的變化趨勢與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.

陳文和黃榮輝（1995）對比研究了行星波定常保守時和非定常時的剩余環(huán)流形勢.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，行星波對大氣中的臭氧才有明顯的輸送.同時，他們還構(gòu)造了一個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)流的變化及其對臭氧輸送的影響.陳權(quán)亮和陳月娟（2007）利用NCEP資料通過計算剩余速度，分析了平流層BD環(huán)流的季節(jié)、年際變化以及長期變化趨勢.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，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)一步驗證環(huán)流的變化趨勢.

2 資料與方法

選用 ERA－Interim 的1979—2011年 每 天12∶00UTC時次逐日的全球U，V，ω風(fēng)場及T溫度場網(wǎng)格化的再分析資料，資料的時間序列長度為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時次的高時間分辨率資料，能對大氣進(jìn)行更加廣泛而精確的描述.歐洲中期天氣預(yù)報中心（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)報系統(tǒng)（Integrated Forecast System，IFS）模式，同時還使用了4維變量資料同化系統(tǒng)（4D－Var）.資料的時間分辨率為6h，1天提供4個時次的數(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）給出的計算垂直質(zhì)量通量的公式，則可計算穿越某一等壓面，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個不同的季節(jié)里BD環(huán)流的上升中心隨季節(jié)而變動.在對流層中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.但仍可看到，JJA期間南半球的環(huán)流形勢要強(qiáng)于北半球.換而言之，BD環(huán)流在冬半球的形勢要明顯強(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稱形勢.這與利用DC原理分析的結(jié)果（王衛(wèi)國等，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，隨后從60°—極地再轉(zhuǎn)為下沉運(yùn)動，并表現(xiàn)出低緯度的上升運(yùn)動強(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個季節(jié)里的下沉運(yùn)動區(qū)均大約存在于30°—極地間.由此給出的BD環(huán)流形勢與應(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)流形勢是相類似的.

4 Brewer－Dobson環(huán)流的時間演變

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)到極值時所在緯度的分布.同時，表中還將這一計算結(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.為了消除不同時間段資料所造成的差異性，在表1和表2中給出的是對1979—1989年同一時間段質(zhì)量通量的計算結(jié)果.從表1中看到，用3種不同方法計算的結(jié)果，在北半球有類似的季節(jié)變動，而在南半球季節(jié)的變動則存在一些差異.由方程（3）計算出的北半球質(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）的計算結(jié)果對比（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)量通量的計算結(jié)果比較.由方程（4）計算的向上質(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.通過對比可知，3種數(shù)據(jù)計算得到的熱帶地區(qū)質(zhì)量通量均有同樣的季節(jié)波動特征.

質(zhì)量通量在熱帶以及熱帶外南北兩半球隨季節(jié)變動的特征，與圖1所示的BD環(huán)流隨季節(jié)的分布變化形勢是一致的，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種方法的對比表明，不同數(shù)據(jù)計算得到的質(zhì)量通量有同樣的季節(jié)波動特征，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BD環(huán)流演變趨勢的探討，可通過質(zhì)量通量隨時間的變化而再現(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)量通量時間序列距平圖.從圖中可看出，1979—2011年的33a間從對流層進(jìn)入平流層下層，以及由平流層下層進(jìn)入對流層的質(zhì)量通量都呈現(xiàn)出減弱的趨勢.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，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，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，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)量通量的趨勢變化均通過了95%的顯著性檢驗.

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，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.且在50hPa等壓面上通過95%顯著性檢驗的季節(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，由此顯現(xiàn)出BD環(huán)流在近33a中呈減弱趨勢.在平流層中下層的減弱趨勢尤其顯著，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間段的變化趨勢則又有所不同.

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原理的對比研究

從圖中還可看出，通過積分計算的剩余流函數(shù)，在北半球4個季節(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（實線）以及利用DC原理（虛線）計算的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)場資料通過積分求解出的流函數(shù).通過對比研究兩種方法計算得到的BD環(huán)流形勢和剩余流函數(shù)，在100hPa等壓面的分布形勢發(fā)現(xiàn)，除在平流層中部分環(huán)流形勢沒有DC原理給出的規(guī)整外，環(huán)流的整體變化形勢是類似的.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)的南北變動更加清晰.而且該方法在計算剩余流函數(shù)時，直接積分方程（1）計算得到剩余速度，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)動引起的，在利用ERA－Interim積分剩余速度的計算中，其他的緯向強(qiáng)迫（如，GWD）僅為4%，由此得到的環(huán)流形勢更接近真實情況.需指出的是，在計算過程中兩種方法均會產(chǎn)生相應(yīng)的誤差，且兩種方法得到的結(jié)果有所不同，至于哪種方法計算的結(jié)果與實際情況更為符合接近，有待于進(jìn)一步的驗證.

6 緯向平均溫度的時間演變

平流層溫度場的分布變化與臭氧、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，平流層動力與大氣化學(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動力過程是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)流的分布形勢發(fā)生改變.在平流層中溫度的分布變化與動力過程、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（Randel et al.，2002），熱帶的溫度場異常的暖（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間序列圖.同時，表5給出了緯向平均溫度距平變化趨勢的回歸系數(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，幅度達(dá)1.70K.這與此高度上熱帶地區(qū)環(huán)流的長期減弱趨勢不相一致.

圖4 1979—2011年不同季節(jié)50hPa等壓面上兩種方法計算的剩余環(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，緯向溫度的長期變化均呈下降趨勢（圖5b，5c，5e，5f）.由表5可知，溫度的下降趨勢不是很顯著.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期的變化趨勢與南北兩半球BD環(huán)流的長期減弱趨勢是相匹配的.

同樣，對不同高度的不同緯度帶緯向溫度隨季節(jié)變化趨勢的分析（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)流呈減弱趨勢時，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與70hPa等壓面向上的質(zhì)量通量的減弱趨勢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.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稱形勢.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)和年際的變動呈現(xiàn)出差異性.由于BD環(huán)流的上升運(yùn)動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.特別是人類活動可通過BD環(huán)流上升中心的季節(jié)移動，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.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，且質(zhì)量通量在平流層中下層的減弱趨勢是顯著的.但在不同季節(jié)的不同高度上，質(zhì)量通量的長期變化趨勢則有所不同.因此，BD環(huán)流在不同季節(jié)的不同高度上的變化趨勢也并不完全相一致，存在著隨季節(jié)性的變動.

（3）除熱帶50hPa等壓面緯向平均溫度的變化趨勢外，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期變化趨勢，與BD環(huán)流的長期減弱趨勢相匹配.因此，揭示出全球BD環(huán)流是呈現(xiàn)減弱趨勢的.同時，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.

（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)流的長期演變趨勢，結(jié)果表明BD環(huán)流也是增強(qiáng)的.王衛(wèi)國等（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.但是為了與模式研究的BD環(huán)流的長期變化結(jié)果相比較，一些學(xué)者使用示蹤物資料對環(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測量（Cook and Roscoe，2009），并沒有觀測到BD環(huán)流有明顯的增強(qiáng)趨勢.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.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)流的分布形勢及長期變化趨勢，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).

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