2016, 27 (4): 445-453
2. 中山大学大气科学学院，珠海 519082
2. School of Atmospheric Sciences, Sun Yat-Sen University, Zhuhai 519082
对流层顶是对流活跃的对流层和相对稳定的平流层之间的过渡层。在对流层，温度随着高度递减，而在平流层，温度随着高度递增，世界气象组织 (WMO)[1]根据温度递减率定义对流层顶。对流层顶的高度、厚度等属性在很大程度上影响着物质和能量的传输[2-3]，从而直接和间接地影响地-气系统的能量平衡，对天气和气候起着重要作用[4-7]。
许多学者利用不同资料和方法对对流层顶与天气气候的关系等方面开展研究。刘敏等[8]利用2000—2007年全国120个探空站的探空资料对不同天气系统下的对流层顶高度进行统计分析，结果表明：梅雨锋形成期间和暴雨前期，对流层顶上升，寒潮、暴雨天气过程结束后对流层顶高度较之前下降。赵亮等[9]指出梅雨期40°N，120°E对流层顶折叠处有明显的位涡输送和质量交换。Škerlak等[10]利用ERA-Interim资料对1979—2012年全球的对流层顶折叠统计发现，阵风极值出现在折叠带上游并靠近赤道方向，降水极值则出现在折叠带东部并远离赤道方向，另外，20%的浅折叠和33%的深折叠与地面强风或强降水有关。Rimbu等[11]统计分析了1962—2010年罗马尼亚的极端降水后，认为较低的对流层顶通常与高位涡值的空气南侵、强的上升运动和水汽输送相伴随，进而快速生成强对流和强降水。总的来说，目前针对对流层顶的研究很多使用的都是卫星反演资料[12-14]或再分析资料[15-17]，即使采用探空资料，也只是对有限站点的研究[18-20]。
我国受青藏高原和季风的共同影响，大气湿度场和云场具有其独特性[21-23]，天气和气候与其他地区存在一定差异。Son等[14]研究指出亚洲夏季风期对流层顶的温度和气压存在显著的季节内变化。Gettelman等[24]发现全球热带地区向平流层输送的水汽中的75%来自于南亚季风区和青藏高原。在过去的30年，东亚地区成为受人为因素影响的天气和气候变化显著的区域[25]，且被视为向全球输送污染物的一大区域[26-28]。因此，有必要研究中国地区对流层顶的特征，从而加深对东亚季风区对流层天气和气候效应的认识。先前关于对流层顶的研究主要集中在青藏高原和热带地区，本文着眼于东亚夏季风对对流层顶的影响，利用全国120个探空站2008—2014年的L波段探空资料，探讨了夏季风不同季风期和不同地区对流层顶的分布特征。
1 资料与方法 1.1 资料研究表明，高时空分辨率的资料能够更加清楚地揭示出对流层顶的细致结构[14]。本文所用资料为中国气象局气象探测中心提供的L波段探空资料。L波段高空探测系统是我国自行研制的高空气象探测系统，于2007年1月开始统一编报上传并存储[29]，至2008年全国共有85个探空站，2009—2010年共增加34个，至2011年5月达到120个。探测气球在上升的过程中每秒采集1组数据，生成1个观测记录，具有极高的垂直分辨率，在对流层顶附近的垂直分辨率约为10 m。本文所使用的资料时间段为2008—2014年，每日两个观测时次，共120个站，分布如图 1所示。图 1中由北至南的3条黑线分别代表中国东北部、中东部和南部区域。
|
|
| 图 1. L波段探空站点分布 Fig 1. Location of L-band radiosonde stations | |
本文还使用了2008—2014年ERA-Interim月平均再分析资料[30]，要素包括温度和垂直速度，水平分辨率为0.5°×0.5°，垂直分辨率为37层，顶层可至1 hPa。
1.2 方法本研究使用WMO[1]给出的定义计算第一对流层顶 (下文简称对流层顶)，即温度递减率减至2℃/km或以下的最低高度，并在此高度至其上2 km内任一高度范围内的平均温度递减率不超过2℃/km。为避免近地面扰动和逆温层的影响，选用地面6 km以上的数据计算对流层顶。图 2为2014年5月1日20:00(北京时，下同) 海南省三亚探空廓线，按照上述计算过程得到的对流层顶由粗实线标出。可以看出，在对流层温度随着高度递减，对流层顶以上，有一段等温层，之后温度随高度递增；水平风场在近地面以上至对流层顶为一致的东风，在对流层顶附近开始转变为东北风，向上逐渐转为西风；而相对湿度在对流层低层 (5 km以下) 可达80%以上，随着高度上升，相对湿度急速减小，在对流层顶以下已减小到5%，并随着高度增长不再变化，这是由于湿度传感器在低温时探测偏干，探测性能下降[31-32]。
|
|
| 图 2. 2014年5月1日20:00三亚的一次探空廓线 Fig 2. Sounding profiles of Sanya at 2000 BT 1 May 2014 | |
2 对流层顶高度变化特征 2.1 空间分布特征
根据中国国家气候中心2008—2014年的夏季风爆发及撤退时间，将第28候 (5月15日) 至第57候 (10月20日) 定为2008—2014年平均的夏季风期间。图 3显示的是东亚夏季风爆发前后平均的对流层顶高度及其变化。可以看出，对流层顶高度随纬度变化明显，这种分布形式与先前使用卫星反演资料或是再分析资料所取得的结果一致[14, 33], 这主要是因为低纬度对流旺盛，对流层顶高度受对流影响，强对流使对流层顶抬升，对流云在对流层顶平衍成砧状，砧状云顶的卷云甚至可以延伸至下平流层[34]。夏季风爆发前，对流层顶高度最高值位于28°N以南 (16 km以上)，东北地区对流层顶高度最低 (10 km以下)，30°~40°N等值线密集，这与此处冬春季节常有副热带急流导致的对流层顶折叠有关，从而造成南北对流层顶高度的强梯度[35](图 3a)。夏季风爆发后，全国对流层顶高度的高值区向北推进至长江以北，最高值位于青藏高原南部及其东南部地区，东北地区的对流层顶高度可达11 km，比夏季风爆发前上升3 km左右 (图 3b)。夏季风爆发后，28°N以北地区对流层顶高度均有所上升，最大增幅区位于35°~40°N，可达4 km，且这种增幅主要随纬度变化，不同经度之间差异不大 (图 3c)。
|
|
| 图 3. 不同阶段的对流层顶高度 (a) 夏季风爆发前的对流层顶高度，(b) 夏季风爆发后的对流层顶高度，(c) 夏季风爆发后对流层顶高度的变化 Fig 3. The mean tropopause height of different stages (a) tropopause height before summer monsoon break, (b) tropopause height after summer monsoon break, (c) increments after summer monsoon break | |
图 4为夏季风爆发前后的对流层顶高度梯度分布 (经向梯度以向南为正，纬向梯度以向东为正)。在夏季风爆发前，全国对流层顶高度向南递增，递增幅度大值区在30°~40°N之间，最大值为1.2 km/(°) 以上 (图 4a)。夏季风爆发后，经向递增幅度大值区北移至40°~50°N，最大值位于塔里木盆地和吐鲁番盆地的南侧，此处地形差异较大 (图 4b)。而长江流域以南和青藏高原南部的对流层顶高度则向南略微减小，减小幅度约-0.1 km/(°)。图 4c、图 4d反映了对流层顶高度的纬向梯度，可以看到，纬向梯度虽不像经向梯度一样随纬度 (经度) 单一变化，但类似的是，夏季风爆发后纬向梯度大值区也由中部地区北移至北部地区。
|
|
| 图 4. 不同阶段对流层顶高度的向南和向东梯度 (a) 夏季风爆发前对流层顶高度向南梯度，(b) 夏季风爆发后对流层顶高度向南梯度，(c) 夏季风爆发前对流层顶高度向东梯度，(d) 夏季风爆发后对流层顶高度向东梯度 Fig 4. Southward and eastward gradients of tropopause height of different stages (a) southward gradient before summer monsoon break, (b) southward gradient after summer monsoon break, (c) eastward gradient before summer monsoon break, (d) eastward gradient after summer monsoon break | |
中国区域对流层顶高度的年际变化具有十分明显的区域性[17]，为便于研究不同区域的对流层顶特征，本文由北至南共选取了3条纬度带分别代表中国东北部、中国中东部和中国南部 (简称东北部、中东部和南部)(图 1)，3条纬度带的信息及其所对应的对流层顶高度如表 1。夏季风爆发前，东北部对流层顶高度最低 (10.15 km)，南部最高 (16.72 km)，中东部仅次于南部 (15.27 km)；夏季风爆发后，东北部和中东部的对流层顶高度均有所升高，其中东北部的升高幅度较大 (约4 km)，而南部的对流顶高度有所降低 (-0.33 km)。夏季风爆发前后，代表东北部的纬度带上的各站点的对流层顶高度变化较大，而代表南部地区的纬度带上的各站点变化较小，代表中东部地区纬度带上的各站点在夏季风爆发后对流层顶高度变化更为稳定。对于3个区域而言，东北部的平均地形高度最高，而其对流层顶高度在夏季风爆发前后均为最低，说明地形高度不是影响对流层顶高度的主要因素。
|
表 1 中国东北部、中东部和南部的对流层顶高度特征 Table 1 Tropopause height over northeast China, central-east China and southern China |
2.2 中国东北部、中东部和南部对流层顶高度比较
图 5为代表中国东北部、中东部和南部的3条纬度带上的站点在夏季风爆发前后的对流层顶高度分布图。南部的平均对流层顶最高，中东部地区次之，东北部最低，3个区域的对流层顶高度东西向差异 (即不同地形间的差异) 较小，与表 1的结果一致。东北部地区的对流层顶高度在夏季风爆发前后变化明显，夏季风爆发后，对流层顶高度上升至14 km左右 (图 5a)，而中东部地区上升幅度较小 (约2 km)(图 5b)，南部地区基本无变化，甚至有所下降 (图 5c)。此外，在夏季风爆发前，东北部地区的对流层顶高度在不同经度上差异很小，而在夏季风爆发后，不同经度间的差异增大，这可能是由于夏季风爆发后，对流层顶高度大幅上升，不同纬度间差异明显，而实际选择站点构成代表东北部的纬度带时不能做到完全同一纬度。不同的是，中东部地区各站点的对流层顶在夏季风爆发后不同经度间的差别减小。
|
|
| 图 5. 不同地区在夏季风爆发前后的对流层顶高度 (a) 中国东北部，(b) 中国中东部，(c) 中国南部 Fig 5. The mean tropopause height above different regions before and after summer monsoon break (a) northeast China, (b) central-east China, (c) southern China | |
2.3 成因分析
东亚夏季风爆发前后3条纬度带上的站点平均的大气温度廓线如图 6所示。夏季风爆发前，东北部地区的温度廓线呈双峰结构，通常存在双对流层顶，根据WMO定义得到的对流层顶高度位于较低位置的峰值以下 (10 km左右)，即为第一对流层顶[36]；夏季风爆发后，大气中低层加热，双峰结构消失，对流层顶高度向上抬升至14 km左右。除南部地区外，在夏季风爆发后，对流层和平流层的大气温度均有所上升，而在对流层-平流层过渡区域的大气温度则有所下降，对应对流层顶高度上升；而南部地区在夏季风爆发后整层大气温度均上升，对应对流层顶高度下降。这是因为对流层中低层温度升高和对流层-平流层过渡区域温度下降导致上下温度差增大，大气温度梯度增大，符合某一高度的温度递减率减至2℃/km或以下，且在此高度至其上2 km内任何一个高度范围内的平均温度递减率不超过2℃/km的标准的高度将更高，即对流层顶高度升高，所以中东部和东北部地区的对流层顶高度在夏季风爆发后升高，而南部地区的对流层顶高度下降。
|
|
| 图 6. 夏季风爆发前后的大气温度廓线 Fig 6. The mean temperature profile before and after summer monsoon break | |
利用2008—2014年ERA-Interim月平均再分析资料，对中国东北部、中东部及南部3条纬度带上的温度场和垂直速度场平均后的结果见图 7。将6—10月视为东亚夏季风爆发后，11月—次年4月视为东亚夏季风爆发前。东亚夏季风爆发前，3个区域的大气中高层为下沉运动。南部地区低层的上升运动始终存在，且在2—6月最强，5月开始，中高层上升运动加强，这与南亚高压的形成和维持所带来的高层强辐散、低层强辐合有关[37]。冬季低纬度地区与高纬度地区相比太阳辐射较强，地表温度高，持续存在的低层上升运动使得大气温度年变化较小，这与图 6的结果一致 (图 7c)。而东北部和中东部地区，夏季风爆发后的上升运动使地表热量向上输送，中高层大气温度明显升高，对流层顶抬高 (图 7a、图 7b)。
|
|
| 图 7. 不同地区的平均温度场 (等值线，单位：℃) 和平均垂直速度场 (阴影) 的年变化 (a) 中国东北部，(b) 中国中东部，(c) 中国南部 Fig 7. Annual cycle of the mean temperature (the contour, unit:℃) and vertical velocity (the shaded) of different regions (a) northeast China, (b) central-east China, (c) southern China | |
3 小结
受青藏高原和东亚季风的影响，中国区域的天气和气候与其他地区有着显著的差异。本文利用2008—2014年的全国高垂直分辨率的L波段探空资料，探讨了中国区域不同夏季风期和不同地区对流层顶高度的分布特征，得到如下结论：
1) 夏季风爆发前对流层顶高度呈南北向分布，夏季风爆发后，对流层顶高度高值区向北推进至长江以北，高值中心位于青藏高原南部及其东南部。
2) 夏季风爆发前，对流层顶高度向南递增，向南梯度的最大值区位于30°~40°N；夏季风爆发后，对流层顶高度的向南梯度大值区向北移动至40°~50°N。向东梯度变化没有向南梯度明显。
3) 3条代表性的纬度带上对流层顶高度受东西向地形高度影响小，在夏季风爆发前后变化存在一定差异：东北部和中东部的对流层顶高度在夏季风爆发后升高，其中东北部地区上升明显，而南部地区的对流层顶高度在夏季风爆发后反而略降低。
4) 受南北地表加热及上升运动影响，东亚夏季风爆发前后对流层顶高度变化明显。夏季风爆发后，东北部和中东部的大气温度垂直梯度增加，对流层顶升高；南部整层大气在夏季风爆发后温度均有所升高，升高幅度较小，对流层顶略微下降。
基于长时间的高垂直分辨率的直接观测资料，本文分析了东亚季风区不同时期不同区域的对流层顶特征，得到由北至南的不同区域在夏季风爆发前后的对流层顶特征。然而，本文所使用的探空资料为每日两次观测，受限于资料的时间分辨率，很难分析对流层顶的日变化特征。此外，在关于对流层顶高度的梯度分析时，可以看到类似于“波”的特征，这种梯度的分布特征还需研究。今后的工作将结合其他观测资料，如再分析资料、卫星反演资料，进一步研究中国区域的对流层顶特征。
| [1] | WMO. Meteorology-A three-dimentional science:Second session of the commission for aerology. WMO Bulletin, 1957, 4: 134–138. |
| [2] | Holton J R, Haynes P H, McIntyre M E, et al. Stratosphere-troposphere exchange. Rev Geophys, 1995, 33, (4): 403–439. DOI:10.1029/95RG02097 |
| [3] | Gettelman A, Hoor P, Pan L L, et al. The extratropical upper troposphere and lower stratosphere. Rev Geophys, 2011, 49: RG3003. DOI:10.1029/2011RG000355 |
| [4] | Randel W J, Jensen E J. Physical processes in the tropical tropopause layer and their roles in a changing climate. Nature Geosci, 2013, 6, (3): 169–176. DOI:10.1038/ngeo1733 |
| [5] | Wang S, Camargo S J, Sobel A H, et al. Impact of the tropopause temperature on the intensity of tropical cyclones:An Idealized study using a mesoscale model. J Atmos Sci, 2014, 71, (11): 4333–4348. DOI:10.1175/JAS-D-14-0029.1 |
| [6] | 贾喆, 闻新宇, 胡永云, 等. 平流层信号在冬季短期气候预测中的应用. 应用气象学报, 2014, 25, (1): 107–111. DOI:10.11898/1001-7313.20140111 |
| [7] | 杨莲梅, 张庆云. 新疆夏季降水年际变化与亚洲副热带西风急流. 应用气象学报, 2008, 19, (2): 171–179. DOI:10.11898/1001-7313.20080231 |
| [8] | 刘敏, 薛小宁. 天气形势影响对流层顶高度分析. 陕西气象, 2011, (1): 7–10. |
| [9] | 赵亮, 丁一汇. 梅雨期高位涡源区及其传播过程. 应用气象学报, 2008, 19, (6): 697–709. DOI:10.11898/1001-7313.20080609 |
| [10] | Škerlak B, Sprenger M, Pfahl S, et al. Tropopause folds in ERA-Interim:Global climatology and relation to extreme weather events. J Geophys Res:Atmospheres, 2015, 120, (10): 4860–4877. DOI:10.1002/2014JD022787 |
| [11] | Rimbu N, Stefan S, Busuioc A, et al. Links between blocking circulation and precipitation extremes over Romania in summer. Inter J Climatol, 2015, 36, (1): 369–376. |
| [12] | Gettelman A, Salby M L, Sassi F. Distribution and influence of convection in the tropical tropopause region. J Geophys Res, 2002, 107, (D10): 4080. DOI:10.1029/2001JD001048 |
| [13] | 王鑫, 吕达仁. 利用GPS掩星数据分析青藏高原对流层顶结构变化. 自然科学进展, 2007, 17, (7): 913–919. |
| [14] | Son S W, Tandon N F, Polvani L M. The fine-scale structure of the global tropopause derived from COSMIC GPS radio occultation measurements. J Geophys Res:Atmospheres, 2011, 116: D20113. DOI:10.1029/2011JD016030 |
| [15] | Santer B D, Wehner M F, Wigley T M L, et al. Contributions of anthropogenic and natural forcing to recent tropopause height changes. Science, 2003, 301, (5632): 479–483. DOI:10.1126/science.1084123 |
| [16] | Guo D, Lu D, Sun Z. Seasonal variation of global stratosphere-troposphere mass exchange. Progress in Natural Science, 2007, 17, (12): 1466–1475. |
| [17] | 刘慧, 韦志刚, 魏红, 等. 近51年我国对流层顶高度的变化特征. 高原气象, 2012, 31, (2): 351–358. |
| [18] | 卞建春, 陈洪滨, 吕达仁. 用垂直高分辨率探空资料分析北京上空下平流层重力波的统计特性. 中国科学D辑:自然科学, 2004, 34, (8): 748–756. |
| [19] | 路传彬, 陈娟, 华行祥, 等. 皖北地区对流层顶气象特征分析. 沙漠与绿洲气象, 2014, 8, (1): 28–31. |
| [20] | 何立富, 王遂缠, 张志刚. 珠穆拉玛峰地区气象要素特征观测研究. 应用气象学报, 2010, 21, (6): 641–648. DOI:10.11898/1001-7313.20100601 |
| [21] | Yin J, Wang D, Zhai G. An evaluation of ice nuclei characteristics from the long-term measurement data over North China. Asia-Pac J Atmos Sci, 2012, 48, (2): 197–204. DOI:10.1007/s13143-012-0020-8 |
| [22] | Yin J, Wang D, Zhai G. A comparative study of cloud-precipitation microphysical properties between east Asia and other regions. J Meteor Soc Japan, SerⅡ, 2013, 91, (4): 507–526. DOI:10.2151/jmsj.2013-406 |
| [23] | 李双双, 杨赛霓, 张东海, 等. 近54年京津翼地区热浪时空变化特征及影响因素. 应用气象学报, 2015, 26, (5): 545–554. DOI:10.11898/1001-7313.20150504 |
| [24] | Gettelman A, Kinnison D, Dunkerton T J, et al. Impact of monsoon circulations on the upper troposphere and lower stratosphere. J Geophys Res:Atmospheres, 2004, 109: D22101. DOI:10.1029/2004JD004878 |
| [25] | Qian Y, Gong D, Fan J, et al. Heavy pollution suppresses light rain in China:Observations and modeling. J Geophys Res:Atmospheres, 2009, 114: D00K02. DOI:10.1029/2008JD011575 |
| [26] | Fu R, Hu Y, Wright J S, et al. Short circuit of water vapor and polluted air to the global stratosphere by convective transport over the Tibetan Plateau. PNAS, 2006, 103, (15): 5664–5669. DOI:10.1073/pnas.0601584103 |
| [27] | Randel W J, Park M, Emmons L, et al. Asian monsoon transport of pollution to the stratosphere. Science, 2010, 328, (5978): 611–613. DOI:10.1126/science.1182274 |
| [28] | Jensen E J, Pfister L, Ueyama R, et al. Investigation of the transport processes controlling the geographic distribution of carbon monoxide at the tropical tropopause. J Geophys Res:Atmospheres, 2015, 120, (5): 2067–2086. DOI:10.1002/2014JD022661 |
| [29] | 奉超. 浅谈L波段探空系统资料及在预报中的应用. 气象研究与应用, 2007, 28, (2): 84–87. |
| [30] | Dee D P, Uppala S M, Simmons A J, et al. The ERA-Interim reanalysis:Configuration and performance of the data assimilation system. Quarter J Royal Meteor Soc, 2011, 137, (656): 553–597. DOI:10.1002/qj.v137.656 |
| [31] | 李伟. 国产HS02型湿敏电容湿度传感器性能分析. 高原气象, 2012, 31, (2): 568–580. |
| [32] | 王英, 熊安元. L波段探空仪器换型对高空湿度资料的影响. 应用气象学报, 2015, 26, (1): 76–86. |
| [33] | Santer B D, Sausen R, Wigley T M L, et al. Behavior of tropopause height and atmospheric temperature in models, reanalyses, and observations:Decadal changes. J Geophys Res, 2003, 108, (D1): 4002. DOI:10.1029/2002JD002258 |
| [34] | Dessler A E. Clouds and water vapor in the Northern Hemisphere summertime stratosphere. J Geophys Res, 2009, 114: D00H09. DOI:10.1029/2009JD012075 |
| [35] | Hoinka K P. Temperature, humidity, and wind at the global tropopause. Mon Wea Rev, 1999, 127, (10): 2248–2265. DOI:10.1175/1520-0493(1999)127<2248:THAWAT>2.0.CO;2 |
| [36] | 周顺武, 杨双艳, 张人禾, 等. 青藏高原两类对流层顶高度的季节变化特征. 大气科学学报, 2010, 33, (3): 307–314. |
| [37] | 叶笃正, 张捷迁. 青藏高原加热作用对夏季东亚大气环流影响的初步模拟实验. 中国科学, 1974, 3: 301–320. |