对流层顶是对流层与平流层的过渡层, 该层次内大气的热力层结结构快速变化。受地面及大气层温度以及地球旋转的影响(Thuburn et al, 1997, 2000), 对流层顶热带最高, 极地最低。通常以150 hPa高度为分界线, 可将对流层顶划分为热带对流层顶和极地对流层顶。在中纬度地区(30°—45°S和30°—45°N), 对流层顶高度剧烈变化, 经常出现两类对流层顶重叠的现象, 也称该地区为多对流层顶区或对流层顶断裂带(周顺武等, 2010; Danielsen, 1968; Reed, 1955)。根据对流层顶附近所存在的大气动力、热力及化学结构等的变化特征, 可以从几种不同的角度来确定对流层顶(Hoinka, 1998; Seidel et al, 2001)。最为常用的热力学对流层顶是以温度递减率(WMO, 1957)或温度最低点为判断标准(Highwood et al, 1998)。此外, 还有基于等位涡线定义的动力学对流层顶(Danielsen et al, 1980, 1987; Reed, 1955)和以臭氧浓度定义的臭氧对流层顶(Bethan et al, 1996)。以往的研究表明, 对流层顶的变化有时可作为各种天气过程变化的指示器(王卫国等, 2008；杨双艳等, 2010)。同时, 对流层顶作为不同性质大气的分界面, 其存在还成为表征对流层与平流层水汽、气溶胶和臭氧等物质及能量交换的重要界面。因此, 探究对流层顶变化规律是理解对流层-平流层相互作用的关键途径之一(杨健等, 2004; Haynes et al, 1995)。

青藏高原作为冬季北半球最强的行星波强迫源, 事关高空急流的位置状态以及东亚环流的季节性转变(Yeh, 1950)。夏季其热源作用可直接加热对流层中层大气, 从而增强青藏高原区域与周围大气的热力对比(周秀骥等, 2009；Flohn, 1957; Ye, 1981; Yeh, 1982)。夏季青藏高原的强大热力作用, 还使得青藏高原周边深对流引起物质成分的垂直输送和交换, 成为夏季平流层-对流层物质交换(STE)的重要途径(陈斌等, 2010；周秀骥等, 1995, 2004；Chen et al, 2012; Fu et al, 2006; Park et al, 2007; Xu et al, 2008)。然而, 强烈且不可逆(气团穿越对流层顶后可在特征层内滞留足够长时间)的平流层-对流层物质交换一般都与平流层极涡振荡及其所引发的经向(质量)环流(Brewer-Dobson环流)(Brewer, 1949; Dobson, 1956)异常、与波动引起的大尺度混合和交换以及对流层顶折叠等动力过程密切相关(郭冬等, 2007；吕达仁等, 2008；杨健等, 2003)。因此, 研究青藏高原及周边平流层-对流层相互作用的动力过程, 认识青藏高原区域对流层顶的时空变化特征, 是理解青藏高原区域和全球平流层-对流层物质交换过程必不可少的基础, 更是进一步认识青藏高原气候效应的重要途径之一。

青藏高原位于副热带至中纬度地区, 全年大部分季节为热带对流层顶和极地对流层顶共存的多对流层顶结构(对流层顶断裂带所在)。但夏季在青藏高原加热和西风急流的共同作用下, 对流层顶断裂带北移, 青藏高原上空平均为单一的热带对流层顶所控制(周顺武等, 2010; Chen et al, 2011; Sprenger et al, 2003)。夏季青藏高原上空对流层顶抬高以及对流层顶断裂带北移, 伴随着青藏高原区域等熵面的剧烈下凹以及等位涡面的急剧抬高(任荣彩等, 2014)。刘新等(2001)研究指出, 夏季在地表摩擦以及对流非绝热加热的作用下, 青藏高原成为强大的负位涡制造源, 等位涡面的抬升对应青藏高原上空强大的反气旋中心(南亚高压)。任荣彩等(2014)的初步分析结果表明, 夏季青藏高原上空密集陡峭的等熵面与剧烈下凹的等位涡面几乎垂直相交, 青藏高原东部及东亚地区, 在南亚高压东缘盛行的偏北气流作用下可形成显著的沿等熵面的位涡输送, 亦即位于较高纬度的平流层高位涡气团可被持续地向低纬度地区的对流层输送。根据位涡理论, 这种来自平流层的高空高位涡的侵袭可促进底层气旋性环流的发生、发展, 可能对东亚天气、气候产生重要影响(黄彬等, 2011；姚秀萍, 2007；Hoskins et al, 1985)。然而, 伴随青藏高原热源的显著季节变化(王同美等, 2008；吴国雄等, 2002；宇婧婧等, 2011a, 2011b), 青藏高原上空所存在的对流层-平流层动力交换过程也必然存在显著的时空变化。其时空变化特征如何？与其他地区相比有怎样的独特性？特别是其与青藏高原热源状况变化存在怎样的联系？此外, 青藏高原上空这种对流层-平流层动力交换过程时空变化对区域天气、气候的季节演变有怎样的气候意义？目前对这些问题均尚无确切的结论。对这些问题的深入研究将是认识青藏高原影响对流层-平流层交换以及相互作用问题的基础, 也是认识青藏高原影响东亚气候格局形成机理的新的重要途径之一。

本研究针对青藏高原及周边区域对流层顶的空间和季节演变特征, 通过动力和热力诊断, 以及与北半球其他地区的对比, 拟系统揭示青藏高原周边对流层-平流层动力相互作用的时空特征, 分析其形成的原因, 并试图说明青藏高原周边对流层-平流层耦合过程的动力影响与区域气候天气特征的联系。

采用1979年1月1日—2014年12月31日逐日NCEP/NCAR第一套等压面再分析资料, 包括大气温度场、风场和对流层顶温度场、气压场(Kalnay et al, 1996; Kistler et al, 2001)。垂直方向(1000—10 hPa)共分17层, 水平网格分辨率为2.5°×2.5°。为了确定NCEP/NCAR对流层顶资料的合理性, 还依据热力学对流层顶定义(WMO, 1957), 同时基于1979—2014年的ERA-Interim逐日再分析资料(Dee et al, 2011), 计算得到对流层顶气压的逐日年循环场, 在确定所得结果与NCEP/NCAR对流层顶资料具有较强的一致性后, 文中关于对流层顶及环流场的分析, 主要采用NCEP/NCAR再分析资料。

还分析了大气中垂直加热率廓线的分布特征。由于NCEP/NCAR和ERA-Interim垂直加热率资料的时间长度和垂直层次不能满足分析的要求, 加热率分析所用资料为1979年1月—2014年12月月平均的JRA55等压面场再分析资料(Gettelman et al, 2002), 包括绝热加热率、长波辐射加热率、短波辐射加热率、感热加热率、大尺度凝结加热率和深对流加热率。垂直方向1000—1 hPa共分37层, 水平分辨率为1.25°×1.25°。文中所用的气候平均降水量资料来自1979—2014年的GPCP月平均降水资料(Adler et al, 2003; Huffman et al, 1997), 其水平分辨率为2.5°×2.5°。

图 1给出了多年气候平均北半球纬向平均和青藏高原区域对流层顶位势高度的纬度-时间演变以及二者的差异。由图 1a可见, 北半球平均的对流层顶高度总是呈南高北低的特征, 在中纬度(25°—50°N)地区则总存在一对流层顶高度的经向梯度大值带(对应对流层顶断裂带), 随着季节演变, 中纬度断裂带会发生南北移动, 冬季位于30°N附近, 夏季则北移到40°N附近, 且冬季断裂带的经向梯度要强于夏季。配合对流层顶断裂带的季节南北推进, 冬季(1—2月)在断裂带的北部, 有一对流层顶高度负距平中心出现, 中心强度可达-160 dagpm。至夏季(7—8月), 中纬度地区对流层顶抬升, 使得对流层顶断裂带北移, 在断裂带以南地区出现对流层顶高度的正距平中心, 最高距平可达160 dagpm。但由于夏季热带地区的对流层顶高度相比冬季略有降低, 因而夏季对流层顶断裂带区域的高度梯度略弱于冬季。此外还注意到, 热带、中纬度和高纬度对流层顶高度季节演变各有特点, 热带冬春偏高, 夏秋偏低；中纬度冬春偏低, 夏秋偏高；而高纬度则是冬夏偏高, 春秋偏低, 但季节变化幅度以中纬度最大。

图 1 多年气候平均的北半球纬向平均(a)和沿青藏高原区域(75°—105°E)经度带平均(b)的对流层顶位势高度(等值线，单位：dagpm)及其时间距平场(色阶)，以及青藏高原区域和北半球纬向平均时间距平场差值(色阶)(c)的纬度-时间演变 Figure 1 Latitude-time cross-sections of the climatological zonal-mean geopotential height of the tropopause (contours, unit: dagpm) and its temporal deviations (shaded) (a) across the Northern Hemisphere; (b) over the Tibetan Plateau area (75°-105°E); and (c) the difference in temporal deviation between (b) and (a)

图选项

相比北半球平均场, 青藏高原区域对流层顶平均高度(图 1b)也基本呈南高北低的规律, 但青藏高原地区对流层顶断裂带在各季节均比北半球平均更为狭窄, 表现出更为剧烈的对流层顶高度经向变化, 且夏季与冬季强度相当。以1200与1500 dagpm等值线的间距来表征断裂带的宽度, 青藏高原区域对流层顶断裂带的宽度始终小于10个纬距, 比北半球平均冬季的断裂带宽度略窄。从季节演变可见, 冬季(1—2月)青藏高原北部对流层顶高度负距平中心强度超过-180 dagpm。夏季, 由于青藏高原南部对流层顶剧烈抬升, 青藏高原地区的对流层顶高度的正距平中心强度超过240 dagpm, 造成夏季青藏高原地区的对流层顶断裂带依然狭窄与冬季相当。特别是, 夏季青藏高原区域对流层顶的高度甚至超过了热带, 为同经度甚至北半球范围对流层顶的高脊。将青藏高原区域的对流层顶位势高度时间距平场与北半球纬向平均场做差(图 1c), 可以清楚看出, 在中纬度青藏高原所处区域(25°—45°N)存在显著的差异中心, 高纬度和低纬度则无明显中心存在。冬季青藏高原地区对流层顶低于纬向平均, 最低处与纬向平均相差150 dagpm, 5月青藏高原开始高于纬向平均高度, 至8月达最高, 此时与纬向平均场最大高度差达240 dagpm。相比纬向平均场, 青藏高原区域对流层顶冬季偏低, 夏季偏高。为了进一步揭示青藏高原地区对流层顶的分布特征, 说明其独特性以及成因, 下面选取同纬度的落矶山、伊朗高原和太平洋区域几个典型区域做对比分析。

根据冬、夏季对流层顶及其断裂带分布特征的显著对比, 图 2给出了冬、夏季青藏高原、落矶山、伊朗高原和太平洋区域纬向平均的对流层顶高度-纬度分布。首先, 与图 1一致, 冬季各区域对流层顶高度相近, 除落矶山地区外, 断裂带所在位置及陡峭程度也基本一致, 其中以太平洋地区的对流层顶断裂带陡峭程度略强。断裂带的形成与急流中心的强度、位置有关, 而急流中心的形成与南北温度梯度有关(张耀存等, 2008)。配合温度场和纬向风场分布可见, 冬季除落矶山外, 其他3个区域在对流层顶断裂带南部对流层中均存在温度正偏差中心, 有利于对流层顶抬高, 断裂带北部对流层多存在冷中心, 因而有利于对流层顶降低。相比纬向平均态, 这3个区域的经向温度梯度和纬向急流中心都更强, 对流层顶断裂带也更为陡峭。而落矶山区域则在断裂带南部的对流层存在负偏差中心, 北部反而为正偏差, 对应的经向温度梯度和纬向急流中心强度较弱, 断裂带陡峭程度也较弱。夏季青藏高原和伊朗高原区域对流层顶在副热带地区剧烈抬升, 高度超过100 hPa, 超过热带对流层顶高度成为同纬度带最高。落矶山和太平洋地区副热带对流层顶高度虽然在夏季也有抬升, 但抬升程度较弱, 并未超过热带对流层顶高度。受对流层顶高度分布的影响, 夏季青藏高原和伊朗高原区域对流层顶断裂带仍十分陡峭, 与冬季强度相当, 太平洋和落矶山区域断裂带则几乎消失。从温度场分布看, 夏季青藏高原和伊朗高原上空均有一中心强度达6℃的大气正偏差中心存在, 位于250 hPa附近, 增强了青藏与伊朗两个高原北部经向温度梯度。这样的温度场分布, 与两个高原上空剧烈抬升的对流层顶及北移的断裂带相对应。相比而言, 落矶山区域仅在地表 500 hPa以下高度有一弱的正偏差存在, 太平洋区域则是负偏差。与温度偏差场对应, 夏季青藏高原以及伊朗高原区域副热带西风急流的中心位置更偏北, 强度虽然弱于冬季, 但明显强于落矶山和太平洋区域。

图 2 多年气候平均的冬季(1—2月)(a1—d1)、夏季(7—8月)(a2—d2)沿青藏高原(75°—105°E)(a)、伊朗高原(55°—67.5°E)(b)、落矶山(110°—122.5°W) (c)和太平洋区域(160°E—160°W)(d)经度带平均的对流层顶(粗实线)，温度纬向偏差(色阶)和纬向风场(细实线，单位：m/s)的高度-纬度分布(灰色阴影区域标出了各区域地形) Figure 2 Height-latitude cross-sections of climatological zonal-mean tropopause (heavy line), zonal temperature deviation (shaded), and zonal wind (thin lines, unit: m/s) over the Tibetan Plateau (75°-105°E) (a), the Iranian Plateau (55°-67.5°E) (b), the Rocky Mountains (110°-122.5°W) (c), and the Pacific region (160°E-160°W) (d) in the winter (Jan-Feb)(a1-d1) and summer (Jul-Aug)(a2-d2) (Areas shaded in grey show the topography)

图选项

为了进一步揭示各个区域对流层顶高度季节演变情况及其差异, 图 3给出了各区域对流层顶的季节演变。与全球平均一致, 4个区域对流层顶平均高度均表现为冬低夏高的特征。冬季各区域对流层顶的最低高度基本一致, 约在200 hPa附近；而夏季青藏高原和伊朗高原区域对流层顶明显高于其他两个地区, 最高超过100 hPa, 落矶山和太平洋区域对流层顶最高则仅至130 hPa。对比各区域对流层顶高度的季节演变可见, 青藏高原区域对流层顶从春季4月开始快速抬升, 7—8月达到最高, 10月开始逐渐回落；伊朗高原对流层顶则比青藏高原要晚1个月开始抬升, 早1个月回落, 但与青藏高原地区同时在夏季7—8月达到最高。落矶山和太平洋区域的对流层顶都是4月开始抬升, 10月回落, 但抬升和回落速度均比较缓慢。总体而言, 两个高原地区对流层顶高度季节变化幅度大, 落矶山和太平洋地区季节变化幅度小。对流层顶高度季节变化幅度与大气温度季节变化幅度有关。从温度纬向偏差场看, 青藏高原地区大气的正偏差中心4月开始出现, 对应着春季对流层顶的加速抬升, 7月暖中心达最强(6℃), 对流层顶也最高。10月开始青藏高原地区转为负偏差(最强负偏差中心-2℃), 对流层顶也快速回落。伊朗高原地区大气正偏差中心5月开始出现, 9月转为负偏差, 7月的最强正中心强度与青藏高原相当, 对应两个高原地区对流层顶高度也相当。两个高原区域相比同纬度其他地区, 冬季偏冷, 夏季偏暖, 温度季节变化幅度大, 对应的对流层顶高度季节变化幅度大, 冷暖季节高度差达75 hPa。与两个高原区域不同, 落矶山地区上空大气全年都呈现正偏差, 但夏季最强的正偏差中心强度仅到4℃左右, 冬季则仍维持2℃左右正偏差, 温度季节变化幅度小, 对应对流层顶高度季节变化较平缓。受海、陆热力性质影响, 与同纬度其他地区相比, 太平洋地区大气冬季偏暖, 夏季偏冷, 造成温度季节变化幅度小, 对流层顶高度变化最为平缓。

图 3 27.5°—40°N范围内对青藏高原(75°—105°E)(a)、伊朗高原(55°—67.5°E)(b)、落矶山(110°—122.5°W) (c)和太平洋区域(160°E—160°W)(d)进行区域平均后的多年气候态对流层顶(粗实线)以及温度纬向偏差(细线, 负值区用灰色阴影表示，单位：℃)的季节演变(白色阴影区域标出了各区域地形) Figure 3 Seasonal evolutions of the climatological tropopause (heavy lines) and zonal temperature deviation (thin lines, negative areas are shaded in grey, unit:℃) over the Tibetan Plateau (27.5°-40°N, 75°-105°E) (a), the Iranian Plateau (27.5°-40°N, 55°-67.5°E) (b), the Rocky Mountains (27.5°-40°N, 110°-122.5°W) (c), and the Pacific region (27.5°-40°N, 160°E-160°W) (d) (The topography is shown by areas shaded in white)

图选项

由上述分析可知, 青藏高原区域上空大气的热力条件及其变化, 与对流层顶的结构变化有重要对应关系。为了理解上述各区域热力条件形成的原因, 下面对各区域各类加热场的分布及其季节演变进行分析。

图 4为图 3中4个区域平均的辐射加热率(长波和短波加热率之和)、非辐射加热率(感热和潜热加热率之和)以及绝热加热率纬向偏差场的高度-时间演变。首先, 从辐射加热率(图 4a₁—d₁)分布可见, 除了青藏高原和伊朗高原两个区域在5—10月地表存在较强的辐射加热率偏差正中心(达3 K/d)外, 各区域辐射加热率季节变化都不显著, 辐射加热率偏差强度在-0.6—0.6 K/d, 以纬向负偏差中心为主, 且各区域强度相近。这表明除了夏季两个高原地表热源通过长波辐射使低层大气受到加热外, 副热带上空大气在大多数月份都是通过射出长波辐射而失去热量的。由于各区域之间辐射加热率强度的差异较小, 各区域上空大气冷暖状况的显著差异应主要与非辐射非绝热加热以及绝热加热的差异有关。

图 4 去除纬向平均后沿27.5°—40°N纬度范围内青藏高原(75°—105°E)(a)、伊朗高原(55°—67.5°E)(b)、落矶山(110°—122.5°W) (c)和太平洋区域(160°E—160°W)(d)区域平均的气候态辐射加热率纬向偏差(a1—d1)，非辐射加热率纬向偏差(a2—d2)，以及总绝热加热率纬向偏差(a3—d3)的高度-时间演变(等值线，负值区用灰色阴影表示，单位：K/d；白色阴影区域标出了各区域地形) Figure 4 Height-time cross-sections of zonal deviations (within 27.5°-40°N) of climatological zonal-mean radiative heating rate(a1-d1), non-radiative heating rate (a2-d2) and adiabatic heating rate (contours, negative areas are shaded in grey, unit: K/d) (a3-d3) averaged over the Tibetan Plateau (75°-105°E) (a), the Iranian Plateau (55°-67.5°E) (b), the Rocky Mountains (110°-122.5°W) (c), and the Pacific region (160°E-160°W) (d) (The topography is shown by areas shaded in white)

图选项

从非辐射加热率纬向偏差(图 4a₂—d₂)的分布可以看出, 青藏高原区域的近地面从春季开始有正中心出现, 表征着春季青藏高原感热的发展(吴国雄等, 1995；周连童等, 2008), 7月正中心已迅速发展到对流层高层(达150 hPa), 强度达3 K/d, 体现了夏季青藏高原上空强大的非绝热凝结潜热的作用；值得注意的是, 太平洋区域的非辐射加热纬向偏差基本全年为正, 且冬季最强, 最大正偏差中心强度约2 K/d, 主要出现在对流层中低层, 反映了冬季暖海面上空弱对流产生的潜热作用。受伊朗高压控制, 夏季伊朗高原盛行动力下沉运动(Zhang et al, 2002), 其上空非绝热加热率分布与落矶山区域相似, 在对流层中高层非辐射加热率纬向偏差全年为负, 夏季最强；700 hPa以下的高度则以非辐射加热率正偏差中心为主, 且伊朗高原区域的加热强度大于落矶山地区, 表现出两地区春、夏季以感热加热为主的特征。总之, 与青藏高原区域非辐射非绝热加热率夏季强、冬季弱的季节演变特征不同, 其他3个区域的非辐射非绝热加热率均表现为冬强而夏弱。因此, 夏季青藏高原区域非绝热加热为各区域中最强。Wu等(2015)的研究结果指出, 夏季青藏高原大气正偏差中心的存在, 正是主要受到潜热加热影响的结果。这进一步说明夏季青藏高原上空强大的大气正中心主要是非绝热凝结加热的结果。

不同于非绝热加热率, 伊朗高原和落矶山区域绝热加热率纬向偏差全年为正, 为各区域最强(图 4a₃—d₃), 夏季最强中心均可达2 K/d, 但夏季伊朗高原绝热加热率正偏差中心仅存在700 hPa以上高度。青藏高原地区夏季以上升气流为主, 绝热加热率纬向偏差为负, 冬季时盛行下沉气流, 绝热加热率纬向偏差为正。太平洋区域全年绝热加热率纬向偏差为负, 仅夏季在700 hPa以下高度有弱的正值中心出现。因此, 与青藏高原区域夏季以强非绝热加热作用为主不同, 伊朗高原区域夏季中高层大气变暖主要靠绝热加热作用, 在低层以感热和辐射加热作用为主。落矶山地区虽然夏季以绝热加热为主, 但其大气加热率季节变化幅度小, 而太平洋地区大气加热率则是冬强夏弱, 因此, 这两个区域上空大气温度的季节波动小, 夏季升温幅度弱。

对流层顶是对流层-平流层物质能量交换的关键区域, 对流层顶的结构变化与对流层-平流层耦合过程密切相关。为了探究青藏高原区域独特的对流层顶结构对此耦合过程的影响, 图 5首先给出了冬夏季节在上述各区域对流层顶、等熵面和等位涡面的高度-纬度分布。由图可见, 冬季时各区域等熵面高度的经向分布基本一致, 在200 hPa以下的对流层中, 等熵面由热带向高纬度逐步抬升。在青藏高原、伊朗高原和太平洋经度区域受低纬度大气热源影响, 在断裂带以南的对流层中, 等熵面的经向分布较为陡峭。沿落矶山的经度范围, 等熵面经向分布则较为平缓。与此对应, 除了落矶山区域等位涡面由赤道向极地逐步降低变化较为平缓外, 各经度带内等位涡面高度在对流层顶断裂带以南都明显抬高(1 PVU面可达150 hPa), 使断裂带附近的位涡经向梯度明显更强。夏季, 随着热力场的发展, 各区域对流层顶抬升的同时伴随着等熵面的下凹。特别是青藏高原和伊朗高原地区, 与强热源和大气暖中心对应, 等熵面的下凹最为强烈, 由图 5a₂、b₂可见, 在两个高原区域, 320 K等熵面可下凹至700 hPa以下, 其在青藏高原区域甚至和地表相交。配合位涡分布可见, 在两个高原区域, 20°—40°N的等位涡面剧烈抬升与两个高原上空位涡的强烈减小相对应, 反映了夏季两个高原作为强大负位涡源的作用(刘新等, 2001)。强烈抬高的等位涡面造成青藏高原北部等位涡面呈近乎垂直分布, 经向位涡梯度剧烈加强, 经向位涡梯度大值区与对流层顶断裂带所在位置接近。相对而言, 落矶山区域的等熵面在副热带的下凹程度弱得多, 320 K等熵面仅下凹至600 hPa, 1 PVU等位涡面也仅微弱地抬升至约200 hPa。类似地, 太平洋地区等熵面虽有下凹, 但经向变化相对平缓, 仍基本呈自热带向高纬度逐步升高的特征, 等位涡面分布则与落矶山相近。

图 5 多年气候平均的冬季(1—2月)(a1—d1)和夏季(7—8月)(a2—d2)沿青藏高原(75°—105°E)(a)、伊朗高原(55°—67.5°E)(b)、落矶山(110°—122.5°W) (c)和太平洋区域(160°E—160°W) (d)经度带平均的对流层顶(粗实线为NCEP/NCAR对流层顶资料，粗虚线由Interim资料计算得到)，等熵面(红色虚线，单位：K)，等位涡面(蓝色实线，单位：PVU=10-6 m2K/(s·kg))的高度-纬度分布(灰色阴影区域标出了各区域地形) Figure 5 Height-latitude cross-sections of climatological zonal-mean tropopause (heavy solid lines: extracted from the NCEP1 tropopause dataset; heavy dashed lines: calculated from ERA-Interim dataset), the isentropic surface (red dashed lines, unit: K) and the isentropic potential vorticity surface (blue solid lines, unit: PVU=10-6 m2K/(s·kg)) averaged over the longitudal bands of the Tibetan plateau (75°-105°E) (a), the Iranian plateau (55°-67.5°E) (b), the Rocky Mountains (110°-122.5°W) (c) and the Pacific region (160°E-160°W) (d) in the winter (Jan-Feb) (a1-d1) and summer (Jul-Aug) (a2-d2) (The topography is shown by grey shaded areas)

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对比图 5中等熵面与等位涡面的分布不难发现, 夏季青藏高原与伊朗高原区域强烈抬升的等熵面和剧烈下凹的等位涡面形成了近乎垂直相交的结构, 这种近乎垂直的特征为其他地区所不具有。图 6更清楚地展示了夏季在副热带地区对流层顶抬高而等熵面下凹的相对演变现象。可见青藏高原和伊朗高原区域有同步发展、并同步减弱的对流层顶气压低值中心和等熵面气压高值中心。青藏高原区域对流层顶在4月开始快速抬升, 等熵面则同时快速下降, 对流层顶气压低值中心和等熵面气压高值中心同时在夏季7月达到最强, 之后同步开始减弱。夏季最强时60°—105°E范围内对流层高度可超过100 hPa, 350 K等熵面高度可低于330 hPa, 这与图 5中两个高原区域夏季近乎垂直相交的等熵面和等位涡面相对应；10月开始, 两个中心均趋于减弱。在伊朗高原地区, 上述演变约滞后青藏高原地区1个月。此外, 夏季落矶山地区也存在较弱的对流层顶低值中心和等熵面高值中心, 但两个中心均从6月才开始出现, 且中心强度弱得多, 对流层顶在7月最高仅到115 hPa, 350 K等熵面最低高度仅至220 hPa, 等熵面与对流层顶之间也远未出现垂直相交的状态。

图 6 沿30°N纬圈的对流层顶气压(a)和350 K等熵面气压(b)的季节演变 Figure 6 Seasonal evolutions of the meridional mean pressure at the tropopause (a) and the 350 K isentropic surface (b) along 30°N

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由夏季北半球沿350 K等熵面的环流场分布(图 7)可见, 青藏高原、伊朗高原以及落矶山区域上空都被反气旋环流(即副热带高压系统)控制, 其中青藏高原和伊朗高原地区被强大的南亚高压所覆盖, 可从大西洋中部(0°)一直延伸到日本东部地区(150°E)。不难发现, 夏季青藏高原东部地区(90°E以东)位于南亚高压的东缘, 偏北风盛行, 在上述等熵面与等位涡面的相对空间配置条件下, 有利于绝热条件下位于对流层顶断裂带以北的平流层高位涡大气, 沿着下凹的等熵面向南输送到低纬度的对流层中(Ren et al, 2014)。与青藏高原相比, 伊朗高原位于南亚高压的西部, 在伊朗高原西侧有偏南气流, 将有利于沿等熵面从低纬度对流层向高纬度平流层的低位涡输送。

图 7 北半球气候平均的夏季(7月)350 K等熵面上环流场(流线)及等熵位涡(色阶，单位：PVU=10-6m2K/(s·kg))分布 Figure 7 Spatial distributions of climatological streamline (streamline) and the isentropic potential vorticity (shaded, unit: PVU=10-6m2K/(s·kg)) on the 350 K isentropic surface in the summer (July) of the northern hemisphere

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为了进一步揭示夏季副热带地区平流层-对流层动力交换在上述几个区域的异同特征, 说明这种特征在青藏高原地区的独特性, 下面将以沿等熵面的经向位涡平流来表征经向位涡输送。首先给出夏季青藏高原、伊朗高原、落矶山以及太平洋区域对流层顶、350 K等熵面以及沿该等熵面经向位涡输送的三维立体分布。图 8更为形象地表明, 夏季对流层顶抬升同时伴随等熵面急剧下凹的特征, 的确在青藏高原和伊朗高原地区相对最为明显, 尤其是青藏高原区域, 对流层顶最高隆起超过100 hPa, 350 K等熵面下凹最低处接近400 hPa, 并与青藏高原相交。相比之下, 落矶山和太平洋区域的等熵面的下凹弱得多。此外, 受南亚高压(图 8中流线)控制, 青藏高原东部区域为偏北风, 伊朗高原西部为偏南风, 与此对应, 青藏高原东部区域有强的经向等熵位涡输送正中心存在(图 8a, 阴影), 而且强的位涡输送正中心沿剧烈下凹的等熵面一直延伸至对流层400 hPa高度, 表征了在该地区存在的平流层高位涡向较低纬度对流层的输送；同时, 在伊朗高原西部可见经向位涡输送的负中心存在。而副热带太平洋区域由于以偏西风为主, 基本不存在位涡的经向输送。落矶山区域由于高空的高压环流相对较弱, 在其东部区域仅有较弱的正经向位涡输送存在, 输送强度和范围都不及青藏高原区域。

图 8 气候态7月青藏高原和伊朗高原区域(60°W—150°E)(a)、太平洋区域(150°E—140°W)(b)以及落矶山区域(140°—60°W)(c)对流层顶(黄色网格面)、350 K等熵面(填色面)以及等熵面上环流场(流线)和经向位涡输送(色阶，单位：PVU/s)的三维空间分布(灰色是三维地形) Figure 8 Three-dimensional spatial distributions of the climatology of the tropopause (yellow mesh surface), the 350 K isentropic surface and the streamlines on it, and the meridional transport of isentropic potential vorticity (shaded, unit: PVU/s) over the Iranian-Tibetan plateau region (60°W-150°E) (a), the Pacific region (150°E-140°W) (b), and the Rocky Mountains region (140°-60°W) (c) in July (The three dimensional terrains are shaded in gray)

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为了进一步揭示青藏高原东部经向位涡输送的季节特征, 图 9分别给出了冬季(1月)、春季(4月)、夏季(7月)和秋季(10月)青藏高原东部90°—115°E范围内平均经向位涡输送的高度-纬度分布。可以看出, 青藏高原东部由平流层向对流层的正等熵位涡输送仅存在于夏季, 位于对流层顶断裂带以南(25°—40°N)对流层中的大范围位涡输送正中心清楚可见。而在另外3个季节, 较大的经向位涡输送正中心则仅出现在对流层顶断裂带北部(40°N以北)的平流层中, 在断裂带以南的对流层则几乎不存在。结合前文的分析可知, 夏季平流层向对流层高位涡输送的存在, 是夏季青藏高原上空特定的热力和动力条件的恰当配置所决定的。冬、春和秋季, 青藏高原上空南亚高压不复存在, 青藏高原上空为西风急流带所控制, 青藏高原上空的热力条件也同时决定了平流层的高位涡无法通过沿等熵面的输送, 影响到对流层。

图 9 气候态冬季1月(a)、春季4月(b)、夏季7月(c)和秋季10月(d)沿90°—115°E经度带平均的经向位涡输送(色阶，单位：PVU/s)、等熵面(细实线，单位：K)和对流层顶(粗实线)的高度-纬度分布(灰色阴影区域标出了青藏高原地形) Figure 9 Height-latitude cross-sections of the meridional transport of the isentropic potential vorticity (shaded, unit: PVU/s), the isentropes (thin lines, unit: K), and the tropopause (heavy lines) averaged along 90°-115°E in the winter (January) (a), spring (April) (b), summer (July) (c) and autumn (October) (d) (Tibetan Plateau is shown by grey shaded areas)

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从青藏高原东部经向位涡输送的季节演变(图 10)可以清楚看出, 经向位涡输送的正中心仅在暖季(5—10月)可以延伸到对流层顶断裂带(以1—3.5 PVU等位涡面近似表示)以南区域(约40°N以南), 在其他月份则基本局限于对流层顶断裂带以北的平流层(约40°N以北)。对流层顶断裂带以南对流层中正的位涡传输中心的出现, 恰好对应着南亚高压5月北移上至青藏高原, 而位涡输送正中心的消失, 也恰好对应10月南亚高压减弱向南退出青藏高原。

图 10 在400—100 hPa范围内对青藏高原东部(90°—115°E)区域进行区域平均后的经向位涡输送(色阶，单位：PVU/s)和在300—150 hPa范围内平均的位势涡度特征线(等值线, 单位： PVU=10-6m2K/(s·kg))的时间-纬度分布 Figure 10 The time-latitude cross-section of the meridional transport of isentropic potential vorticity (shaded, unit: PVU/s) averaged over the eastern Tibetan Plateau (90°-115°E) from 400 to 200 hPa, and critical contours of the isentropic potential vorticity (contours, unit: PVU=10-6m2K/(s·kg)) averaged from 300 to 150 hPa

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理论研究指出, 较弱的天气尺度位涡异常就能够引起整层的大气风场和温度场异常, 对流层高层的正的位涡异常能够影响其下方直至地面的风场和温度场, 有利于低层辐合以及垂直上升运动的发展(Hoskins et al, 1985; Hoskins, 1997)。在东亚地区有研究发现, 在江淮地区梅雨开始前, 就存在对流层顶下降以及来自平流层的高位涡冷空气的下侵现象(雒佳丽等, 2012)。因此, 夏季青藏高原东侧存在的高位涡向对流层入侵, 应该与春、夏季对流层降水的发生、发展存在密切联系。图 11给出了中低纬度区域经向位涡输送以及所对应的对流层降水量的季节演变。可见从5月开始, 伴随青藏高原东缘及东亚地区(105°—120°E)经向位涡输送正中心的出现, 有降水中心的快速发展加强, 7月青藏高原东缘及其下游地区(90°E—180°)经向位涡输送正中心达最强(约0.3 PVU/s), 同时相应区域的降水量中心也达到最强, 中心强度超过13 mm/d, 10月之后, 随着经向位涡输送正中心的减弱消失, 降水量大值中心也逐渐消失。尽管落矶山及其以东地区(75°—105°W)的经向位涡输送正中心弱得多, 覆盖范围也小得多, 但也存在与之相伴随的降水中心季节演变。这表明, 夏季青藏高原东部地区由于特定的动力和热力条件及对流层顶的特定分布特征, 决定了该区域平流层-对流层相互作用的独特性, 这可能成为造成东亚地区夏季季风强盛, 降水更强于同纬度其他地区的重要原因之一。

图 11 在400—200 hPa范围内沿20°—30°N经圈对经向位涡输送(色阶，单位：PVU/s)和月平均降水量(等值线，单位：mm/d)做区域平均后的时间-经度分布 Figure 11 The time-longitude cross-section of the meridional transport of isentropic potential vorticity (shaded, unit: PVU/s) averaged over (20°-30°N, 400-200 hPa) and monthly mean precipitation (contours, unit: mm/d)

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利用多年平均的季节演变资料, 诊断分析了青藏高原对流层顶分布特征, 及与之相关的平流层-对流层动力交换的分布及其季节演变。通过与多个地区的对比分析, 指出了青藏高原作为北半球最高的大地形, 其上空对流层顶的分布以及平流层-对流层动力交换, 具有异于同纬度其他区域的独特特征, 并且可能与东亚地区独特的夏季气候异常相关联。

研究发现, 与位于同纬度的落矶山以及太平洋区域相比, 青藏高原和伊朗高原区域对流层顶的季节变化幅度更大, 主要体现在夏季两高原地区的对流层顶高度更高, 对应的对流层顶断裂带更为陡峭。冬季时, 对流层顶断裂带位于两高原上空, 春季随着加热场的发展, 两个高原区域对流层顶快速抬升, 夏季时两个高原区域对流层顶成为同纬度带最高(超过100 hPa), 甚至超过热带对流层顶高度, 致使对流层顶断裂带北移到两个高原以北地区, 呈几乎垂直的陡峭分布。进一步的诊断表明, 由春到夏迅速发展的热力作用使两个高原上空大气剧烈升温, 成为两个高原区域对流层顶独特分布特征的主要原因, 但青藏高原与伊朗高原大气热力场的成因并不相同。春季青藏高原地区感热最先发展, 夏季时以凝结潜热为主, 强烈的非绝热加热造成青藏高原上空大气气柱剧烈升温；与青藏高原不同, 夏季伊朗高原上空盛行下沉运动, 其上空大气因强烈的绝热加热而升温。

夏季随着青藏高原和伊朗高原区域大气柱的升温, 负位涡源发展(刘新等, 2001), 高空位涡明显降低, 两个高原上空剧烈抬升的等位涡面与显著下凹的等熵面成近乎垂直相交分布, 这与同纬度其他区域平缓分布的等熵面和等位涡面形成了鲜明对比。更为重要的是, 夏季青藏高原东部地区恰好位于高层南亚高压的东缘, 在盛行的偏北气流作用下, 位于对流层顶断裂带以北平流层中的高位涡大气得以沿着下凹的等熵面被输送到低纬度的对流层中, 从而在该区域形成夏季独特的平流层-对流层动力交换现象。此时伊朗高原西部则在偏南风的作用下存在由对流层向高纬度平流层的低位涡输送。夏季落矶山区域高空也有弱高压存在, 但由于对流层顶以及等位涡面的平缓分布, 其东部正位涡输送则弱得多。进一步研究发现, 青藏高原东部区域这种沿等熵面的正位涡经向输送的发生、发展以及减弱和消失, 恰与青藏高原东部降水中心的发展、加强以及减弱和消亡, 有基本同步的关系。这充分表明, 夏季青藏高原东部独特的动力和热力条件以及对流层顶的分布特征, 所造成的独特的平流层-对流层动力交换特征, 可能成为理解东亚区域夏季降水更为强盛的重要途径之一。

需要指出的是, 目前关于青藏高原影响区域和全球平流层-对流层动力相互作用的事实和过程, 还不十分清楚, 有待今后通过更多的资料诊断和数值模拟进行研究。