李 琳，潘 靜，李崇銀，

1解放軍理工大學(xué)氣象學(xué)院，南京 211101

2中國科學(xué)院大氣物理研究所LASG，北京 100029

1 引 言

平流層極渦是南北半球冬季重要的環(huán)流系統(tǒng).受到輻射加熱作用的影響，平流層環(huán)流變化有明顯的季節(jié)性特征，南北半球在冬半年都基本盛行西風(fēng)，極區(qū)為強(qiáng)大的氣旋性極渦系統(tǒng)；夏半年則為繞極的反氣旋環(huán)流.一般而言，南半球冬季的極渦持續(xù)時間較長，并且極渦強(qiáng)度比北半球強(qiáng)，這使得南半球容易形成強(qiáng)大的繞極環(huán)流，不僅對中緯度的擾動有一定阻隔作用，而且強(qiáng)極地渦旋的活動可造成的極區(qū)局地極端低溫（南極平流層溫度可達(dá)－84℃以下），從而使得南極地區(qū)形成特有的極地平流層冰晶云（PSCS），這種PSCS對破壞臭氧的化學(xué)反應(yīng)起催化作用，造成臭氧的嚴(yán)重破壞，甚至出現(xiàn)臭氧空洞［1］.

受到上傳行星波的影響，冬季北半球平流層極渦有較強(qiáng)的擾動［2］.當(dāng)擾動達(dá)到一定程度，極渦內(nèi)外溫度梯度發(fā)生翻轉(zhuǎn)，形成爆發(fā)性增溫［3］.爆發(fā)性增溫是平流層所特有的現(xiàn)象，由于南半球與北半球相比沒有復(fù)雜的地形和海陸差異，南半球的行星波活動沒有北半球的強(qiáng)烈，因此與上傳行星波有關(guān)的平流層爆發(fā)性增溫在南半球較為少見，2002年的一次南半球爆發(fā)性增溫因其強(qiáng)度較強(qiáng)和持續(xù)時間較長而特別引起了廣泛關(guān)注［4－6］.

平流層極渦在秋季建立、春季崩潰，這是南北半球平流層極渦所共有的特征.南北半球平流層極渦崩潰的時間具有很強(qiáng)的年際變化特征，20世紀(jì)90年代以后極渦持續(xù)的時間有逐漸增長的趨勢［7－10］.有研究發(fā)現(xiàn)，在南北半球平流層極渦崩潰過程中波動的活動和輻射加熱都起到了重要作用［11］.北半球平流層極渦崩潰偏早和偏晚時極渦結(jié)構(gòu)的變化不同，極渦崩潰早年極渦崩潰后殘余的位渦結(jié)構(gòu)持續(xù)時間較長，而極渦崩潰晚年這種結(jié)構(gòu)會很快消失［12］.北半球平流層極渦崩潰往往伴隨著平流層與對流層的動力耦合過程，從而極渦崩潰后對流層環(huán)流會延續(xù)平流層的異常信號［13－14］，其結(jié)果是北半球平流層對對流層的天氣氣候具有重要的影響作用［15－19］.

事實上，南半球平流層與對流層也存在一定的耦合，尤其在南半球春季，平流層信號下傳能夠造成對流層環(huán)流持續(xù)近兩個月的異常［20］.然而相比于北半球，關(guān)于南半球平流層極渦崩潰過程的研究目前還不夠深入，南半球平流層極渦崩潰偏早和偏晚時的環(huán)流異常特征及其與上傳行星波和ENSO等外界因素的關(guān)系等問題還沒有得到很好的解答.本文擬對上述問題展開進(jìn)一步的研究和討論，以便對其有較為深刻的認(rèn)識.

2 資料與方法

本文采用了NCEP／NCAP逐日再分析資料.該資料共62年（1948—2009年），由于在1979年后南半球才有衛(wèi)星資料的引入［21］，因此本文只使用了1979年到2009年共31年的資料.資料水平分辨率為2.5°×2.5°，在垂直方向有17層，最高層次為10hPa，資料包括溫度場、位勢高度場、緯向風(fēng)場、經(jīng)向風(fēng)場和垂直速度場.

平流層極渦崩潰時間的定義方法有很多種，參考魏科等［22］的方法，這里我們定義南半球極渦崩潰的時間為10hPa高度上60°S平均緯向風(fēng)最后一次由西風(fēng)轉(zhuǎn)為東風(fēng)的時間.經(jīng)統(tǒng)計分析得到了31年極渦崩潰時間序列（圖1），該序列與魏科等［22］使用ECMWF再分析資料集（ERA－40）定義的南半球極渦崩潰時間的結(jié)果基本一致.從南半球極渦活動的長期線性趨勢來看，南半球平流層極渦持續(xù)時間有增長特征，這與已有的研究結(jié)果也是吻合的.確定極渦崩潰日期以后，我們?nèi)O渦崩潰的前40天到后40天作為極渦崩潰的時間周期.另外，通過計算31年極渦崩潰時間的標(biāo)準(zhǔn)化序列，我們以大于（標(biāo)準(zhǔn)差）＋1和小于－1分別定義為極渦崩潰的晚年和早年，這樣選取了5次極渦崩潰異常早年和7次極渦崩潰異常晚年，其平均極渦崩潰時間分別為11月5日和12月6日，相差達(dá)一個月左右.

為了研究上傳行星波對南半球極渦崩潰的影響，我們以60°S以南，100hPa到10hPa平均的EP通量垂直分量表示上傳行星波的大小.其中EP通量計算公式為：

圖1 1979—2009年南半球極渦崩潰時間序列（紅線為線性趨勢）Fig.1 Time series of Antarctic vortex breakup time from 1979to 2009（red line represents the linear trend）

其中ρ是空氣密度，a是地球半徑，φ是緯度，R是空氣常數(shù)，f是地轉(zhuǎn)參數(shù)，H是大氣標(biāo)高，u和v分別是緯向風(fēng)和經(jīng)向風(fēng)，T是溫度，N為浮力頻率，取緯向波數(shù)1～3表示行星波.

本文主要使用了小波分析、EOF分析、合成分析和回歸分析等常用的氣候診斷分析方法.此外，本文還利用了英國Hadley氣候中心的全球月平均海表溫度資料（HadISST1）計算了Ni?o3.4指數(shù).

3 南半球平流層極渦崩潰早晚的對比分析

分析表明，南半球平流層極渦的崩潰過程都伴隨著南半球平流層高緯地區(qū)位勢高度場、溫度場以及風(fēng)場的調(diào)整.圖2分別是極渦崩潰前后10hPa高度上60°S與70°S緯向平均位勢高度場差值的變化和60°S平均緯向風(fēng)的變化.可以看到60°S平均緯向風(fēng)在極渦崩潰的前后是非常明顯的由西風(fēng)轉(zhuǎn)為東風(fēng)的過程.極渦內(nèi)外位勢高度場差值反映出了極渦崩潰前后極渦內(nèi)外的位勢高度梯度由外指向內(nèi)變?yōu)閮?nèi)指向外的過程.我們注意到極渦崩潰前后無論60°S平均緯向風(fēng)場還是60°S和70°S緯向平均位勢高度差值的變化都有顯著的不同特征，南極極渦崩潰前60°S平均緯向風(fēng)場以及60°S和70°S緯向平均位勢高度場差值的變化振幅大、頻率高，而極渦崩潰之后其變化的幅度明顯減小.這些不同特征與極渦崩潰前后大氣環(huán)流場的變化有關(guān)，極渦崩潰之前平流層高緯地區(qū)處于冬季西風(fēng)環(huán)流的控制中，由對流層上傳的行星波可以通過西風(fēng)氣流向平流層高緯傳播［2］，使得平流層環(huán)流受到較強(qiáng)波動的作用，形成了較強(qiáng)的振蕩現(xiàn)象.而極渦崩潰之后平流層高緯地區(qū)處于東風(fēng)環(huán)流控制中，對流層行星波難以通過東風(fēng)氣流向平流層高緯傳播，平流層主要處于輻射平衡的控制之下，環(huán)流相對穩(wěn)定.

圖2 極渦崩潰前后10hPa高度上60°S和70°S平均位勢高度差值（a）、60°S平均緯向風(fēng)（b）的時間演變（陰影 部分是31次極渦崩潰、藍(lán)線是45年平均、紅線是崩潰異常晚年平均、綠線是崩潰異常早年平均）.Fig.2 Zonal average geopotential height deviation between 60°S and 70°S（a）、average zonal wind at 60°S（b）on the 10hPa（Shading shows the range for 1979—2009；Blue line shows the 45year average；Red line shows the years with early decay and green line shows the years with late decay）.

為了更清楚地顯示南半球平流層極渦崩潰前后大氣環(huán)流場的變化特征，我們作了60°S到90°S平均的溫度場、緯向風(fēng)、位勢高度場時間偏差的垂直分布（圖3）.各變量的時間偏差由各個時刻的值減去極渦崩潰過程周期（81天）的平均值得到，通過時間偏差圖可以更直觀地看出極渦崩潰前后環(huán)流場的差異.從圖3可以看到，無論是崩潰偏早年還是崩潰偏晚年，崩潰前后的環(huán)流場都有很明顯的變化.從垂直方向來看，這種變化還具有準(zhǔn)正壓的結(jié)構(gòu)特征，即從低層到高層變化一致.也就是說極渦崩潰前后，平流層環(huán)流發(fā)生了明顯轉(zhuǎn)變，同時對流層環(huán)流也隨之發(fā)生了變化.極渦崩潰過程中各個場的時間偏差0線都從上到下呈傾斜狀，這表明極渦崩潰無論是在偏早年還是偏晚年大氣環(huán)流場的變化都是高層先于低層.另外，從極渦崩潰前后各個變量偏差的大小來看（最大值和最小值之差），在極渦崩潰早年，其崩潰前后環(huán)流的差異要大于極渦崩潰晚年.也就是說，極渦崩潰早年極渦崩潰過程中大氣環(huán)流的變化更為劇烈.

圖3 極渦崩潰早年（左）和晚年（右）60°S以南區(qū)域平均溫度場（a，單位：℃）、位勢高度場（b，單位：gpm）、緯向風(fēng)（c，單位：m·s－1）時間偏差的垂直分布Fig.3 Vertical sections of the averaged deviations of temperature（a，℃），geopotential height（b，gpm），zonal wind（c，m·s－1）at south of 60°S in early（left）and late（right）breakup years

南半球平流層極渦崩潰偏早年和偏晚年極渦崩潰前后大氣環(huán)流異常場（距平場）也有明顯的不同特征.圖4中極渦崩潰偏早年在極渦崩潰前后平流層溫度場距平、緯向風(fēng)場距平和位勢高度場距平都表現(xiàn)為整層一致的變化特征，即都為正溫度異常、正位勢高度異常和負(fù)緯向風(fēng)異常.我們知道，極渦崩潰是平流層冬季環(huán)流和夏季環(huán)流轉(zhuǎn)換的標(biāo)志，極渦崩潰前以繞極西風(fēng)氣流為主，極渦崩潰后繞極東風(fēng)取代了繞極西風(fēng).極渦崩潰偏早年極渦崩潰前的正溫度異常、正位勢高度異常和負(fù)緯向風(fēng)異常表明極渦崩前40天，南半球平流層極渦已經(jīng)開始逐漸減弱，并且這種極渦減弱表現(xiàn)為平流層整層的一致變化特征.此外，我們還注意到緯向風(fēng)異常呈波動的特征比較明顯，表現(xiàn)為在－35天和0天左右有負(fù)異常極值出現(xiàn)在平流層高層，其中0天左右負(fù)異常最大，說明極渦經(jīng)歷了兩次減弱的過程，最終徹底轉(zhuǎn)變?yōu)闁|風(fēng)控制.由于極渦崩潰后平流層為夏季環(huán)流，極渦崩潰偏早年極渦崩潰后的正溫度異常、正位勢高度異常和負(fù)緯向風(fēng)異常則表示極渦崩潰后夏季環(huán)流異常增強(qiáng).極渦崩潰偏晚年極區(qū)環(huán)流異常與極渦崩潰偏早年基本呈相反的分布.極渦崩潰偏晚年，負(fù)溫度異常、負(fù)位勢高度異常和正緯向風(fēng)異常表明極渦崩潰偏晚年極渦崩潰前冬季環(huán)流偏強(qiáng)，而極渦崩潰后夏季環(huán)流偏弱.與極渦崩潰偏早年不同，溫度場異常沒有表現(xiàn)為平流層整層一致的變化特征，而是平流層高層為正溫度異常、中低層為負(fù)溫度異常.極渦崩潰偏晚年極渦崩潰前緯向風(fēng)異常也有波動特征，在－30天、－20天和－5天左右有極值，－5天到0天左右極值最大.

圖4 南極極渦崩潰偏早年（左）和偏晚年（右）60°S以南區(qū)域平均溫度（a，單位：℃）、位勢高度（b，單位：gpm）和緯向風(fēng)（c，單位：m·s－1）異常隨時間的變化（陰影區(qū)表示超過0.1的信度）Fig.4 Time－h(huán)eight sections of the averaged temperature（a，℃），geopotential height（b，gpm）and zonal wind（c，m·s－1）anomalies at the south of 60°S in early（left）and late（right）breakup years（Shading denotes the region above 90%significance level）

已有的關(guān)于北半球平流層極渦崩潰的研究發(fā)現(xiàn)極渦崩潰伴隨著平流層與對流層的相互作用過程，北半球極渦崩潰前20天北極濤動處于正位相最大值［13］，而極渦的崩潰將通過平流層環(huán)流異常的下傳造成對流層產(chǎn)生一個形變的北半球環(huán)狀模（NAM）結(jié)構(gòu)［13－14］.為了研究南半球平流層極渦崩潰過程中低層大氣環(huán)流場的變化特征，這里給出了南半球平流層極渦崩潰偏早年和偏晚年極渦崩潰前后30天平均的1000hPa位勢高度異常（圖5）.極渦崩潰偏早年極渦崩潰前30天1000hPa極區(qū)附近為正位勢高度異常，中緯度為環(huán)繞極區(qū)的負(fù)異常帶.這種極區(qū)高緯度正異常與中緯度負(fù)異常的反相分布表明，極渦崩潰偏早年極渦崩潰前南極濤動為負(fù)模態(tài).極渦崩潰偏早年極渦崩潰后30天1000hPa位勢高度異常的分布與崩潰前保持一致，極區(qū)為正異常、中緯度為負(fù)異常，并且正負(fù)異常中心的位置保持不變.這說明極渦崩潰偏早年極渦崩潰后南極濤動也為負(fù)模態(tài).而極渦崩潰偏晚年極渦崩潰前與崩潰后1000hPa位勢高度異常與極渦崩潰偏早年呈相反的分布，即極區(qū)高緯度地區(qū)為負(fù)位勢高度異常、中緯度為正異常.這種位勢高度異常的分布使得極渦崩潰偏晚年極渦崩潰前后南極濤動為正模態(tài).實際上，極渦崩潰偏早年和偏晚年極渦崩潰前后這種異常模態(tài)從對流層一直延伸到了平流層（圖略）.

圖5 極渦崩潰偏早年（a）和偏晚年（b）極渦崩潰前（上）、后（下）30天平均1000hPa位勢高度異常（單位：gpm）（陰影區(qū)為通過0.1的信度檢驗區(qū)域）Fig.5 30days averaged geopotential height anomalies（gpm）at 1000hPa before（above）and after（below）the early（a）and late（b）breakup（Shading denotes the region above 90%significance level）

圖6 60°S以南100hPa到10hPa平均的EP通量垂直分量的逐月變化（單位：m3·s－2，黑線為極渦崩潰偏早年，紅線為極渦崩潰偏晚年，藍(lán)線為31年平均）Fig.6 Temporal variation of averaged vertical EP flux from 100hPa to 10hPa in the south of 60°S（m3·s－2，Blue line shows the 31year average；Red line for the late years and black line for the early years）

由于行星波能夠在西風(fēng)氣流中傳播到平流層，因此北半球冬季和南半球冬季平流層環(huán)流都在一定程度上受到上傳行星波的影響.這里我們以60°S以南100hPa到10hPa平均的EP通量垂直分量來表示行星波上傳，并分析極渦崩潰偏早年和極渦崩潰偏晚年的差異情況.圖6給出了極渦崩潰偏早年、極渦崩潰偏晚年以及31年平均的南半球上傳行星波的月變化特征.從圖中可以看到，極渦崩潰偏早年和偏晚年與31年平均的上傳行星波有相同的變化趨勢，從1月開始上傳行星波逐漸增加，到7月之后行星波上傳增強(qiáng)更明顯，9月達(dá)到最大，隨后逐漸減小.南半球行星波上傳最大值并不是在6、7、8月傳統(tǒng)的南半球冬季，而是在8、9月份.在極渦崩潰偏早年上傳行星波在6月開始增加，在9月達(dá)到最大值后逐漸減弱.而極渦崩潰偏晚年行星波在4月略有增加，但是到了6月后開始減小，到8月再逐漸增強(qiáng).極渦崩潰偏早年上傳行星波比極渦崩潰偏晚年強(qiáng)，并且開始早、持續(xù)時間長.上傳行星波的強(qiáng)度和持續(xù)時間與南極極渦崩潰的早晚存在一定的對應(yīng)關(guān)系：上傳行星波較強(qiáng)則極渦持續(xù)時間短，極渦崩潰早；上傳行星波弱則極渦持續(xù)時間長，極渦崩潰晚.

已有研究表明，上傳的行星波通過與基本氣流的相互作用能夠使得平流層高緯地區(qū)增暖，造成平流層極渦減弱［3］.從圖6中我們發(fā)現(xiàn)在極渦崩潰偏早年上傳行星波異常強(qiáng)，而在極渦崩潰偏晚年上傳行星波異常弱.基于波流相互作用原理，我們可以認(rèn)為在南半球行星波上傳峰值期的8月和9月之后，由于上傳行星波的異常可能造成極渦崩潰偏早年和偏晚年平流層環(huán)流有不同的異常特征.這里，我們進(jìn)一步分析了極渦崩潰偏早年和偏晚年10月的緯向平均位勢高度異常（圖7）.從圖中可以看到，極渦崩潰偏早年平流層高緯地區(qū)為正的位勢高度異常，正異常的中心位于平流層高層，說明異常強(qiáng)的行星波上傳導(dǎo)致了極渦的異常減弱.而極渦崩潰偏晚年平流層高緯地區(qū)為負(fù)的位勢高度異常，負(fù)異常的中心位于平流層中層，說明弱的上傳行星波使得極渦異常增強(qiáng).這一結(jié)果與我們利用波流相互作用理論推論的結(jié)果是一致的.結(jié)合前面的分析，可以認(rèn)為前期行星波上傳的異常特征將會造成10月平流層高緯的環(huán)流異常，而這種環(huán)流異常將持續(xù)保持并最終造成南半球平流層極渦崩潰的偏早和偏晚.

圖7 極渦崩潰偏早年（a）和偏晚年（b）10月緯向平均位勢高度異常的緯度－高度剖面（單位：gpm）（陰影區(qū)為通過0.1的信度檢驗區(qū)域）Fig.7 Latitude－h(huán)eight section of geopotential height anomalies（gpm）in October of the early（a）and late（b）breakup years（Shading denotes the region above 90%significance level）

4 ENSO對南半球平流層極渦崩潰的影響

準(zhǔn)定常行星波是由大地形或者海陸熱力差異激發(fā)所形成的［2］，行星波在冬季平流層擾動以及平流層與對流層相互作用的過程中起到了重要作用［23－25］.有研究表明ENSO事件能夠影響上傳行星波，并進(jìn)一步對北半球極渦造成影響［26－28］.從前面的分析我們知道南半球極渦崩潰受到行星波上傳的影響，那么ENSO事件是否會在南半球極渦崩潰過程起到一定的作用呢？下面將就這個問題開展討論.

首先，我們分別對極渦崩潰偏早年和極渦崩潰偏晚年的6月到次年2月海溫距平場進(jìn)行合成分析，圖8給出了極渦崩潰偏晚年6月、8月、10月、12月和次年2月合成的海溫距平分布.從圖中可以看到，從6月開始在赤道中東太平洋出現(xiàn)了負(fù)的海溫異常，這個負(fù)異常隨時間逐漸增強(qiáng)，12月時達(dá)到最強(qiáng).這種赤道中東太平洋的負(fù)海溫異常的分布形勢有些類似La Ni?a事件，并且這個海溫異常的發(fā)生時間和發(fā)展過程都與La Ni?a的一般發(fā)展過程有很好的一致.

通過前面的分析我們發(fā)現(xiàn)南半球上傳到平流層的行星波最強(qiáng)一般出現(xiàn)在8月和9月，上傳行星波通過波流相互作用，造成后期10月南半球平流層環(huán)流的異常.而從圖8可以看出極渦崩潰偏晚年的海溫異常與La Ni?a事件的海溫異常有較為相似的分布特征.那么對應(yīng)La Ni?a事件，平流層的EP通量有怎樣的特征呢？這里，我們在圖9中進(jìn)一步給出了對La Ni?a年8月、9月Ni?o3.4指 數(shù) 回 歸 的 同期EP通量的分布形勢.從圖9可以清楚看到，EP通量的主要特征是由平流層指向?qū)α鲗印⒂绕涫窃?0°S緯度帶附近.這種EP通量的特征分布表明，對應(yīng)La Ni?a年8月、9月份，平流層的行星波主要表現(xiàn)為下傳，或者說La Ni?a年的海溫異常使得南半球上傳行星波減弱.而這種La Ni?a年的海溫異常使得南半球上傳行星波減弱，正好與極渦崩潰偏晚年行星波的異常特征一致.因此可以認(rèn)為，南半球平流層極渦崩潰偏晚與La Ni?a事件可能有一定的聯(lián)系，La Ni?a事件所造成的行星波異常，將進(jìn)一步影響南半球極渦的崩潰過程.

但是，在我們對極渦崩潰偏早年的海溫距平進(jìn)行合成分析時并沒有看到比較顯著的海溫分布形勢出現(xiàn)，似乎南半球平流層極渦崩潰偏早并不與ENSO有明顯的關(guān)系.因此，雖然極渦崩潰偏晚與La Ni?a有較好的對應(yīng)關(guān)系，但是海溫異常或者ENSO事件與南半球平流層極渦崩潰之間并不存在一一對應(yīng)的確定關(guān)系.這或許是不少研究所提到的“ENSO影響的不對稱性”的又一表現(xiàn)，因為已有研究表明ENSO影響的不對稱性既表現(xiàn)在El Ni?o和La Ni?a的影響造成的大氣環(huán)流異常形勢并非為反相特征，還表現(xiàn)為它們影響的演變過程也并非相反［29－31］.

圖8 極渦崩潰偏晚年6月（a）、8月（b）、10月（c）、12月（d）和次年2月（e）合成的海溫距平分布（單位：℃）（陰影區(qū)為通過0.1的信度檢驗區(qū)域）Fig.8 Composite sea surface temperature anomalies（℃）in June（a），August（b），October（c），December（d）of late breakup year and February（e）in the next year（Shading denotes the region above 90%significance level）

5 結(jié)論與討論

2002年之前的資料研究結(jié)果顯示南半球極渦持續(xù)時間在逐漸增長，也就是說從20世紀(jì)90年代中后期開始南半球平流層極渦崩潰時間有逐漸推遲的趨勢［7－10］.我們利用1979年到2009年共31年的NCEP再分析資料，得到了較長時期（31年）南半球平流層極渦崩潰的時間序列.本文使用的資料延長到了2009年，所得到的結(jié)果更具有代表性，進(jìn)一步揭示和證實了南半球極渦崩潰的過程和特征.

圖9 對La Ni?a年8月、9月Ni?o3.4指數(shù)回歸的EP通量（m3·s－2）的分布Fig.9 Regression map for EP flux（m3·s－2）on Ni?o3.4 index in August and September of La Ni?a years

南半球平流層極渦的崩潰過程反映的是南半球平流層環(huán)流由冬季向夏季的轉(zhuǎn)換，伴隨著南半球平流層高緯地區(qū)位勢高度場、溫度場以及風(fēng)場的調(diào)整.我們以1個標(biāo)準(zhǔn)差作為閾值，分別選取了5個極渦崩潰異常偏早年和7個極渦崩潰異常偏晚年，利用合成分析研究極渦崩潰偏早年和偏晚年的環(huán)流特征.極渦崩潰偏早年和偏晚年極渦崩潰前后環(huán)流異常場（距平場）有明顯的不同特征，極渦崩潰偏早年在極渦崩潰前后平流層溫度場距平、緯向風(fēng)場距平和位勢高度場距平都表現(xiàn)為整層一致的變化特征，為正溫度異常、正位勢高度異常和負(fù)緯向風(fēng)異常.而極渦崩潰偏晚年極區(qū)環(huán)流異?；九c極渦崩潰早年的異常相反.

從對應(yīng)的不同的氣候背景來分析，極渦崩潰偏早年極渦崩潰前的冬季環(huán)流異常弱，極渦崩潰后夏季環(huán)流異常強(qiáng)；而極渦崩潰偏晚年極渦崩潰前的冬季環(huán)流異常強(qiáng)，極渦崩潰后夏季環(huán)流異常弱.另外，極渦崩潰偏早年和偏晚年極渦崩潰之前的緯向風(fēng)異常都具有明顯的波動式變化特征.在關(guān)于北半球極渦崩潰過程的研究中發(fā)現(xiàn)，極渦崩潰前后緯向風(fēng)距平相反［13－14］，南半球極渦崩潰過程與其有明顯的不同，不存在極渦崩潰前后緯向風(fēng)距平相反的特征.此外，南半球平流層極渦崩潰偏早年和偏晚年對流層也延續(xù)了平流層環(huán)流異常在極渦崩潰前后一致的特點，10hPa上極渦崩潰偏早年極渦崩潰前后都為南極濤動負(fù)模態(tài)，而極渦崩潰偏晚年為南極濤動正模態(tài).

上傳行星波對冬季平流層環(huán)流具有重要的影響，我們以60°S以南100hPa到10hPa平均的EP通量垂直分量來表示行星波上傳.其結(jié)果表明從1月開始上傳行星波逐漸增加，到7月行星波上傳明顯增強(qiáng)，9月達(dá)到最大，隨后逐漸減小.并且極渦崩潰偏早年的上傳行星波比極渦崩潰偏晚年強(qiáng)，持續(xù)的時間也長.上傳行星波能夠通過波流相互作用使得平流層極渦減弱，在南半球行星波上傳的峰值期（8月和9月）之后的10月，分別對極渦崩潰偏早年和偏晚年所做的分析表明，平流層高緯度地區(qū)分別存在正的位勢高度異常和負(fù)的位勢高度異常.前期行星波異常通過波流相互作用能造成10月份平流層高緯度地區(qū)的環(huán)流異常，而這些異常環(huán)流的持續(xù)維持將影響南半球極渦崩潰的早晚.可以認(rèn)為，行星波造成了前期南半球極渦的強(qiáng)弱，而前期10月極渦的強(qiáng)弱異常最終造成了極渦崩潰的早晚.

過去已有研究認(rèn)為ENSO事件通過上傳行星波對平流層環(huán)流異常有一定的影響［26－28］，本文的合成分析結(jié)果顯示，極渦崩潰偏晚年從6月開始在赤道中東太平洋出現(xiàn)了La Ni?a型的負(fù)海溫異常，這個負(fù)異常隨時間逐漸增強(qiáng)，在12月達(dá)到最強(qiáng).這說明極渦崩潰偏晚與La Ni?a事件之間可能存在一定的聯(lián)系.并且，回歸分析進(jìn)一步表明La Ni?a年8月和9月的海溫異常能夠造成同期上傳行星波的減弱，這與極渦崩潰偏晚年行星波的異常特征一致.但是，南半球平流層極渦崩潰偏早年與太平洋海溫異常沒有明顯關(guān)系，可能是ENSO影響的不對稱性的一種表現(xiàn).實際上，輻射平衡過程在平流層極渦崩潰過程中也有重要的作用［11］，它與ENSO構(gòu)成了南半球平流層極渦崩潰過程中極渦自身動力過程和外界強(qiáng)迫影響的復(fù)雜性.單純的資料分析難以進(jìn)一步確定南半球平流層極渦崩潰過程中ENSO及其它外界因素影響的物理過程和動力機(jī)制，數(shù)值模擬有可能幫助我們更好地揭示這其中的聯(lián)系，相關(guān)的研究工作將在今后進(jìn)一步開展.

（

）

［1］ Solomon S.Stratospheric ozone depletion：A review of concepts and history.Rev.Geophys.，1999，37（3）：275－316.

［2］ Charney J G，Drazin P G.Propagation of planetary－scale disturbances from the lower into the upper atmosphere.J.Geophys.Res.，1961，66（1）：83－109.

［3］ Matsuno T.A dynamical model of the stratospheric sudden warming.J.Atmos.Sci.，1971，28（8）：1479－1494.

［4］ Charlton A J，O’Neill A，Lahoz W A，et al.The splitting of the stratospheric polar vortex in the Southern Hemisphere，September 2002：Dynamical evolution and impacts on ozone.J.Atmos.Sci.，2005，62（3）：590－602.

［5］ Newman P A，Nash E R.The unusual Southern Hemisphere stratosphere winter of 2002.J.Atmos.Sci.，2005，62（3）：614－628.

［6］ Orsolini Y J，Randall C E，Manney G L，et al.An observational study of the final breakdown of the Southern Hemisphere stratospheric vortex in 2002.J.Atmos.Sci.，2005，62（3）：735－747.

［7］ Zurek R W，Manney G L，Miller A J，et al.Interannual variability of the north polar vortex in the lower stratosphere during the UARS mission.Geophys.Res.Lett.，1996，23（3）：289－292.

［8］ Zhou S T，Gelman M E，Miller A J，et al.An interhemisphere comparison of the persistent stratospheric polar vortex.Geophys.Res.Lett.，2000，27（8）：1123－1126.

［9］ Waugh G D，Pawson S，Newman P A，et al.Persistence of the lower stratospheric polar vortices.J.Geophys.Res.，1999，104（D22）：27191－27201.

［10］ Waugh G D，Randel W J.Climatology of Arctic and Antarctic polar vortices using elliptical diagnostics.J.Atmos.Sci.，1999，56（11）：1594－1613.

［11］ 魏科.北半球平流層極渦年際和季內(nèi)變異及其對東亞冬季風(fēng)的影響［博士論文］.北京：中國科學(xué)院研究生院，2008.

Wei K.Interannual and intraseasonal variabilities of the Stratospheric polar vortex in the Northern Hemisphere and their influence on the East Asian winter monsoon［Ph.D.thesis］（in Chinese）.Beijing：Graduate University of the Chinese Academy of Sciences，2008.

［12］ Waugh D W，Rong P P.Interannual variability in the decay of lower stratospheric Arctic vortices.J.Meteor.Soc.Japan，2002，80（4B）：997－1012.

［13］ Black R X，Mcdaniel B A，Robinson W A.Stratospheretroposphere coupling during spring onset.J.Climate，2006，19（19）：4891－4901.

［14］ Black R X，Mcdaniel B A.The dynamics of Northern Hemisphere stratospheric final warming events.J.Atmos.Sci.，2007，64（8）：2934－2946.

［15］ Baldwin M P，Dunkerton T J.Propagation of the Arctic oscillation from the stratosphere to the troposphere.J.Geophys.Res.，1999，104（D24）：30937－30946.

［16］ Baldwin M P，Stephenson D B，Thompson D W J，et al.Stratospheric memory and skill of extended－range weather forecasts.Science，2003，301（5633）：636－640.

［17］ Baldwin M，Dunkerton T.Stratospheric harbingers of anomalous weather regimes.Science，2001，294（5542）：581－584.

［18］ 李崇銀，顧薇，潘靜.梅雨與北極濤動及平流層環(huán)流異常的關(guān)聯(lián).地球物理學(xué)報，2008，51（6）：1632－1641.

Li C Y，Gu W，Pan J.Mei－yu，Arctic Oscillation and stratospheric circulation anomalies.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2008，51（6）：1632－1641.

［19］ 李琳，李崇銀，譚言科等.平流層爆發(fā)性增溫對中國天氣氣候的影響及其在ENSO影響中的作用.地球物理學(xué)報，2010，53（7）：1529－1542.

Li L，Li C Y，Tan Y K，et al.Stratospheric sudden warming impacts on the weather／climate in China and its role in the influences of ENSO.ChineseJ.Geophys.（in Chinese），2010，53（7）：1529－1542.

［20］ Thompson D W J，Baldwin M P，Solomon S.Stratosphere－Troposphere coupling in the southern hemisphere.J.Atmos.Sci.，2005，62（3）：708－715.

［21］ Kalnay E，Kanamitsu M，Kistler W，et al.The NCEP／NCAR 40－year reanalysis project.Bull.Amer.Meteor.Soc.，1996，77（3）：437－471.

［22］ 魏科，陳文，黃榮輝.渦動在南北半球平流層極渦崩潰過程中作用的比較.大氣科學(xué)，2008，32（2）：206－219.

Wei K，Chen W，Huang R H.Comparison of the roles of wave activities in the breakup of the stratospheric polar vortex between the southern and northern hemispheres.ChineseJournalofAtmosphericSciences（in Chinese），2008，32（2）：206－219.

［23］ Cohen J，Barlow M，Kushner P，et al.Stratospheretroposphere coupling and links with Eurasian land surface variability.J.Climate，2007，20（21）：5335－5343.

［24］ Baldwin M P，Holton J R.Climatology of the stratospheric polar vortex and planetary wave breaking.Amer.Meteor.Soc.，1988，45（7）：1123－1142.

［25］ Chen W，Takahashi M，Graf H F.Interannual variations of stationary planetary wave activity in the northern winter troposphere and stratosphere and their relations to NAM and SST.J.Geophys.Res.，2003，108（D24），4797，doi：10.1029／2003JD003834.

［26］ Li C Y，Long Z X.Evolution of QBO and the influence of ENSO.Chin.Sci.Bull.，1991，36（12）：1016－1020.

［27］ Calvo F N，García R R，García H R，et al.Analysis of the ENSO signal in Tropospheric and Stratospheric temperatures observed by MSU，1979－2000.J.Climate，2004，17（20）：3934－3946.

［28］ Taguchi M，Hartmann D L.Increased occurrence of stratospheric sudden warmings during El Ni?o as simulated by WACCM.J.Climate，2006，19（3）：324－332.

［29］ Hoerling M P，Kumar A，Xu T.Robustness of the nonlinear climate response to ENSO′s extreme phases.J.Climate，2000，14（6）：1277－1293.

［30］ Li C Y，Zhou W，Jia X L，et al.Decadal／interdecadal variations of the Ocean temperature and its impacts on climate.Adv.Atmos.Sci.，2006，23（6）：964－981.

［31］ Wang X，Wang D X，Zhou W，et al.Interdecadal modulation of the influence of La Ni?a events on Mei－yu rainfall over the Yangtze River Valley.Adv.Atmos.Sci.，2012，29（1）：157－168，doi：10.1007／s00376－011－1021－8.