大气科学  2019, Vol. 43 Issue (1): 183-201   PDF    
夏季青藏高原地区水汽向平流层的等熵绝热和非绝热传输的气候学特征及其与落基山地区的对比
唐南军1,2, 任荣彩2,1, 邹晓蕾1, 吴国雄1,2     
1 南京信息工程大学资料同化研究与应用中心, 南京 210044
2 中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室, 北京 100029
摘要: 夏季亚洲季风区是对流层向平流层物质输送的主要通道,其对平流层水汽的变化有重要贡献。以往的研究表明亚洲季风区向平流层的水汽传输主要在青藏高原及周边地区。本文利用多年平均的逐日ERAi、MERRA再分析数据和微波临边观测仪(Microwave Limb Sounder,MLS)数据,首先对比分析夏季青藏高原周边上空水汽的分布特征,再利用再分析资料分析了对流层—平流层水汽传输的特征。结果表明:青藏高原周边特定的等熵面和对流层顶结构分布有利于水汽向平流层的绝热输送;在南亚高压的东北侧,从青藏高原到中太平洋地区,340~360 K层次存在最为显著的水汽向平流层的纬向等熵绝热输送通道,7~8月平均输送强度可达约7×103 kg s-1。此外,在伊朗高原及南亚高压的西部,350~360 K层次也存在一支水汽向平流层的经向等熵绝热输送通道,但强度相对较弱(约2.5×103 kg s-1)。在青藏高原南侧370~380 K层次存在强的水汽向平流层的非绝热输送,主要由深对流和大尺度上升运动引起,7~8月平均输送强度约0.4×103 kg s-1。落基山以东到大西洋西部,350~360 K层次存在水汽向平流层的纬向等熵绝热输送通道,但强度也弱得多(约2.5×103 kg s-1)。
关键词: 青藏高原    水汽传输    绝热和非绝热    
Characteristic of Adiabatic and Diabatic Water Vapor Transport from the Troposphere to the Stratosphere over the Tibetan Plateau and its Comparison with the Rocky Mountains in the Summer
TANG Nanjun1,2, REN Rongcai2,1, ZOU Xiaolei1, WU Guoxiong1,2     
1 Center for Data Assimilation Research and Applications, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044
2 State Key Laboratory of Numerical Modeling of Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029
Abstract: The Asian summer monsoon regions are mainly atmospheric composition transport pathways from the troposphere to the stratosphere, and have large contribution to the variation of the stratospheric water vapor. Previous research show that the Tibetan Plateau (TP) and its surround regions contribute most water vapor transport from the troposphere to the stratosphere over Asian summer monsoon regions. The multi-year average Aura Microwave Limb Sounder (MLS) satellite observations, and the ERAi and MERRA reanalysis datasets are used to diagnose the water vapor maintenance and quantify the water vapor transport from the troposphere to the stratosphere over the TP and the Rocky Mountains (RM) in July and August. The three-dimensional structure of isentropic surfaces and the tropopause is favorable for adiabatic water vapor transport from the troposphere to the stratosphere over the TP. According to the quantified result from ERAi, there is a significant zonal adiabatic water vapor transport pathway from the northeast of the South Asian high to the central Pacific at 340-360 K, and the averaged water vapor mass flux is nearly 7×103 kg s-1 during July and August. Strong diabatic water vapor transport pathway is found in the southern flank of the TP at 370-380 K, which is controlled by deep convection and large-scale ascending motion, and the averaged flux is about 0.4×103 kg s-1 during July and August. Besides, at 350-360 K, there is a weak meridional adiabatic water vapor transport pathway from the Iranian Plateau to western flank of the TP, and a weak zonal adiabatic water vapor transport pathway is also found from the eastern flank of the RM to the western Atlantic, where the water vapor mass flux is about 2.5×103 kg s-1.
Keywords: Tibetan Plateau    Water vapor transport    Adiabatic and diabatic    
1 引言

尽管平流层的水汽含量相对于对流层少得多,但其变化对全球气候系统有重要的反馈作用(Dessler et al., 2013)。水汽通过吸收太阳短波辐射和向外的长波辐射影响大气辐射收支,因此平流层水汽增加会导致平流层变冷,而对流层变暖,增强年代际时间尺度的地表温度增暖(Solomon et al., 2010)。平流层中的水汽是氢氧自由基(hydroxyl radical,OH)的主要来源,而OH涉及平流层臭氧的损耗(Anderson et al., 2012)和平流层甲烷氧化等众多的平流层光化学过程。研究表明,平流层低层(下平流层)水汽的变化对大气辐射的影响最为显著(Forster and Shine, 2002Gettelman et al., 2011)。此外,平流层水汽还可以作为示踪物用于分析大尺度环流和物质交换。因此,研究平流层水汽变化对理解全球气候变化有重要意义(吕达仁等,2009)。

平流层中高层的水汽主要来源于甲烷的氧化(Schoeberl et al., 2013),而平流层下层的水汽则主要源自对流层的输送。以往的研究认为,对流层向平流层的水汽传输主要依赖于非绝热过程,分为直接的对流注入和缓慢的非绝热上升两类(Uma et al., 2014),前者主要指热带和季风区的深对流输送(Wright et al., 2011Randel et al., 2012),以及热带外地区的天气尺度波动引起的上升运动,如暖输送带(Stohl et al., 2003),后者主要在热带地区由多布森—布鲁尔(Brewer-Dobson)环流的上升支完成(Brewer,1949),表现为“大气磁录机制”(Mote et al., 1996)。热带水汽向中高纬度的等熵绝热输送称为“水平大气磁录机制”(Jiang et al., 2015)。动力诊断结果表明,经向的等熵绝热输送以涡动作用为主导(Schneider et al., 2006Ploeger et al., 2013),对应的传输机制主要是罗斯贝波破碎(Rossby Wave Breaking,RWB)(Homeyer and Bowman, 2013)。传输通道往往是RWB事件的高发区(Jin et al., 2013)。

夏季季风区是对流层—平流层交换的活跃区(Chen,1995),其中亚洲季风区是热带外重要的水汽源和物质传输通道(Fu et al., 2006郭东等,2007Randel et al., 2010卞建春等,2011Fadnavis et al., 2013)。数值试验的结果也表明,亚洲季风区对平流层水汽的变化有重要贡献(Gettelman et al., 2004)。亚洲季风区上对流层—下平流层(upper troposphere and lower stratosphere,UTLS)高水汽含量的形成和维持,主要是对流垂直输送以及亚洲季风反气旋(即南亚高压)的水平输送和围困作用共同的结果(陈洪滨等,2006James et al., 2008; Park et al., 2008陈斌等,2011)。亚洲季风反气旋的强度变化和位置移动与亚洲季风区UTLS水汽分布和水汽向平流层的输送密切相关(Dethof et al., 1999Randel and Park, 2006Garny et al., 2013)。也有研究指出,尽管亚洲季风反气旋本身的变化与东南亚的深对流密切相关,但亚洲季风区平流层下层中水汽的变化,应主要是大尺度环流和温度作用的结果,与对流的关系并不明显(陈斌等,2012Randel et al., 2015)。

夏季青藏高原的加热作用是高原地区对流层—平流层水汽交换的主要驱动因子(占瑞芬和李建平,2012田红瑛等,2014)。利用Wei公式(Wei,1987)和轨迹模式(Stohl et al., 2003)的研究结果表明,青藏高原及周边是对流层向平流层物质输送的重要区域(杨健和吕达仁,2004周秀骥等,2004Berthet et al., 2007)。有研究指出,向平流层的质量输送主要在青藏高原南侧和孟加拉湾地区(丛春华等,2001樊雯璇等,2008吕达仁等,2008陈斌等,2010; 王卫国等,2010),而该地区向平流层的水汽输送也很强(占瑞芬和李建平,2008陈斌等,2009)。

任荣彩等(2014)夏昕等(2016)对对流层—平流层位涡动力传输的研究结果表明,夏季由于青藏高原上空强烈的非绝热加热,对流层顶在高原上空剧烈抬升,南北剧烈倾斜的等熵面从对流层顶断裂处穿过,这形成了对流层—平流层等熵绝热交换的有利背景,可能成为季风区对流层水汽向平流层输送的另一重要途径。以往有研究指出,发生双对流层顶(即对流层顶断裂)频率很高的青藏高原北侧,对流层向平流层的物质传输也较多(Randel et al., 2007Yang et al., 2016)。然而,以往的研究多强调了青藏高原地区的垂直输送过程,对上述等熵绝热传输研究较少。青藏高原地区的水汽等熵绝热传输是否存在?特征如何?以及其与非绝热传输的关系和相对重要性如何?关于这些目前还缺少确切的结论。此外,北美季风区对平流层也有强增湿作用(Uma et al., 2014),落基山周边的水汽传输与青藏高原周边地区有怎样的差异?除了这两个高原地区外,北半球还有哪些区域存在水汽向平流层的等熵绝热传输?这些都还缺乏系统的证据。

本文第2部分介绍所用的资料和方法。第3部分对比青藏高原及周边和同纬度带落基山地区水汽分布的气候特征。第4部分给出对流层向平流层的水汽等熵绝热和非绝热输送的分布,并对不同区域和不同层次水汽等熵绝热和非绝热输送的作用进行了分析。第5部分是对全文的总结和讨论。

2 资料和方法 2.1 资料

本文所用的卫星反演数据为Aura卫星微波临边观测仪(Microwave Limb Sounder,MLS)3.3版本的逐日水汽和温度二级产品(Read et al., 2007),资料时段为2005年1月至2013年12月。水汽资料的垂直使用范围为316 hPa到0.002 hPa,在316~68 hPa,垂直分辨率为2.5~3.1 km,水平分辨率为210~240 km;温度资料的垂直使用范围为261 hPa到0.001 hPa,在261~56 hPa,垂直分辨率为5~3.8 km,水平分辨率为165~170 km。MLS水汽资料在316~121 hPa的误差范围为12%~20%,在100~68 hPa层次误差范围小于10%;温度资料的误差范围在261~56 hPa小于2.5 K。

所采用的大气三维风场、温度、比湿以及地面数据来自ERAi(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts Interim Re-Analysis)和MERRA(Modern Era Retrospective-analysis for Research and Applications),再分析资料的时段为1979年1月至2013年12月。它们的时间分辨率分别为6 h和3 h,水平分辨率分别为1°×1°和1.25°×1.25°。ERAi的垂直范围从1000 hPa到1 hPa共37层,MERRA垂直范围从1000 hPa到0.1 hPa共42层。

前期研究对多套再分析资料的性能评估指出,这两套资料对青藏高原地区UTLS水汽分布及传输特征的表征,是相对较好的;两套资料的水汽值与MLS相比有差异,但分布特征与MLS相近(Davis et al., 2017唐南军等,2018)。除了ERAi和MERRA再分析资料,本文还用到同时段的NCEP(Nation Centers for Environmental Prediction)对流层顶气压数据,其时间分辨率为6 h,水平分辨率为2.5°×2.5°。

2.2 方法 2.2.1 等熵要素计算

等熵坐标下的水汽质量收支方程可写为

$\frac{{\partial mq}}{{\partial t}} = - \frac{1}{{R\cos \phi }}\frac{{\partial muq}}{{\partial \lambda }} - \frac{1}{{R\cos \phi }}\frac{{\partial mvq\cos \phi }}{{\partial \phi }} - \frac{{\partial mq\dot \theta }}{{\partial \theta }} + S, $ (1)

其中,$\lambda $ 为经度,$\phi $ 为纬度,$\theta $为位温,m是空气质量,q是比湿,R是地球半径,uv分别是纬向风和经向风,S为源汇项,$\dot \theta {\text{ = d}}\theta {\text{/d}}t$ 为非绝热加热率。

$F_u^{{\rm{ad}}}({\theta _i}) = \int_0^1 {{m_\sigma }qu} \Delta yH({\theta _i}{\text{, }}{\theta _{i + 1}}{\text{, }}\theta (\sigma)){\rm{d}}\sigma, $ (2)
$F_v^{{\rm{ad}}}({\theta _i}) = \int_0^1 {{m_\sigma }qv} \Delta xH({\theta _i}{\text{, }}{\theta _{i + 1}}{\text{, }}\theta (\sigma)){\rm{d}}\sigma, $ (3)
$ F_\theta ^{\rm{d}}({\theta _i}) = \int_0^1 {{m_\sigma }q} {\dot \theta _m}\Delta x\Delta yH({\theta _{i - 1/2}}, {\theta _{i + 1/2}}, \theta (\sigma)){\rm{d}}\sigma, $ (4)

其中,纬向等熵绝热水汽质量通量分量$F_u^{{\rm{ad}}}$ 和经向等熵绝热水汽质量通量$F_v^{{\rm{ad}}}$ 为相邻两个整数层${\theta _{i + 1}}$${\theta _i}$之间的通量累加,并以较低的等熵面标号代表。非绝热水汽质量通量$F_\theta ^{\rm{d}}$ 为相邻两个半层${\theta _{i + 1/2}}$${\theta _{i - 1/2}}$ 之间的通量累加,用相邻两个半层水汽质量权重平均的非绝热加热率${\dot \theta _m}$ 得到,结果代表穿越整数层${\theta _i}$ 的非绝热水汽质量通量。$\Delta x{\text{ = }}R\Delta \phi $$\Delta y = R\cos \phi \Delta \lambda $ 分别为纬向和经向网格距;${m_\sigma } = {p_s}/(g \times 200)$ 是相邻两个$\sigma $ 层的单位体积质量,ps 为地面气压,g为重力加速度;当x1xx2H (x1, x2, x) =1,否则H (x1, x2, x)=0。各个格点上的等熵绝热水汽质量通量散度,是通过相邻两个格点的等熵绝热水汽质量通量差值得到,而非绝热水汽质量通量散度则由相邻两个整数层的非绝热水汽质量通量的差值得到。依据水汽质量收支方程(1),采用Yu et al.(2014)计算大气质量通量的方法,可得到等熵绝热的和非绝热的水汽质量通量:首先利用三维风场和温度计算出位温和非绝热加热率,然后利用$\sigma $坐标在垂直方向上将大气从1到0等分为200层,并通过地面气压得到每层的气压值,再将风场,位温和比湿等物理量线性插值到这200个$\sigma $ 层上;最后根据插值得到的位温,依照(2)~(4)式,将所有相邻等熵面之间的水汽质量通量进行累加,得到各等熵层的纬向等熵绝热水汽质量通量分量$F_u^{{\rm{ad}}}$ ,经向等熵绝热水汽质量通量分量$F_v^{{\rm{ad}}}$ 和穿越等熵面的非绝热水汽质量通量分量$ F_\theta ^{\rm{d}}$ 。定义${\theta _{i + 1}}$ 为300 K到390 K以10 K为间隔共10个等熵面为“整数层”,相应地定义${\theta _{i + 1/2}}$ 为295 K到395 K以10 K为间隔共11个等熵面为“半层”。

另外,某等熵面上的任意变量X,定义为两个整数层之间的质量权重平均:

$X = \frac{{\int_0^1 {{m_\sigma }XH({\theta _i}{\text{, }}{\theta _{i + 1}}, \theta (\sigma)){\rm{d}}\sigma } }}{{\int_0^1 {{m_\sigma }H({\theta _i}{\text{, }}{\theta _{i + 1}}, \theta (\sigma)){\rm{d}}\sigma } }}.$ (5)

由于$\sigma $ 层是大气质量等分的,所以变量X相当于两个整数层间所有$\sigma $层次的算术平均。

MLS资料中的等熵面的水汽含量,通过相似的方法得到。即由MLS的温度计算得到位温,在垂直方向上将位温落在两个整数层间的所有水汽数据的平均,定义为较低层等熵面的水汽含量。为便于分析,将计算得到的MLS等熵面的水汽数据匹配到2.5°×2.5°的水平网格上。

2.2.2 对流层顶及穿越对流层顶的水汽质量通量定义

对流层顶是对流层和平流层之间的过渡区域,该区域内有着复杂的动力和化学过程(Gettelman et al., 2011)。对流层—平流层物质交换的多少与对流层顶的位置密切相关。本文选择温度递减率定义的热力对流层顶(WMO,1957),即温度递减率小于2 K km−1的最低高度,且与该层及以上2 km内任意一层间的平均递减率不超过2 K km−1。为了减少再分析数据垂直分辨率不足对计算结果的影响,本文选用Reichler et al.(2003)的方法,利用再分析的温度和位势高度确定热力对流层顶高度。

估算对流层—平流层交换的方法包括Wei方法(Wei,1987)、轨迹法(Stohl et al., 2003James et al., 2008)、等值线平流方法(Dethof et al., 2000)、拉格拉日方法(Sprenger and Wernli, 2003Škerlak et al., 2014)和体积法(Appenzeller et al., 1996Olsen et al., 2004)等。除此之外,还可以通过对流层顶折叠、RWB(杨健和吕达仁,2003Kunz et al., 2015Li and Bian, 2015)等单个交换事件进行估计。本文利用等熵绝热和非绝热水汽质量通量逐日分布,由对流层顶两侧临近格点的水汽通量值,通过线性内插来估算穿越对流层顶的水汽质量通量,用以表示向平流层的水汽输送强度。

文中大气水汽含量用体积混合比$Q = q/0.622$(单位:ppm,1 ppm=10−6)表示。通过将各要素场的逐日数据进行多年平均,得到ERAi、MERRA、MLS的多年平均的逐日数据,用于本文的分析。在分析水汽含量纬向差异时,我们用水汽含量纬向偏差百分比:

$ {\rm{d}}{Q_\lambda } = \frac{{{Q_\lambda } - \overline {{Q_\lambda }} }}{{{Q_\lambda }}} \times 100\%, $ (6)

其中,${Q_\lambda }$ 为纬度带平均的水汽含量,$\overline {{Q_\lambda }} $${Q_\lambda }$的纬向平均值。

3 夏季青藏高原和落基山上空气柱水汽含量分布的气候特征 3.1 纬向特征差异

青藏高原地区水汽含量及对流层顶和等熵面的高度有显著的季节变化,在夏季7~8月高原上空水汽含量最高,等熵面下凹最强,对流层顶高度也相对较高(唐南军等,2018),因此本文主要以7~8月作为研究时段。

图 1给出了7~8月青藏高原纬度带(25°~40°N)水汽含量纬向偏差百分比、等熵面和对流层顶的纬向—垂直分布。由图可见,MLS、ERAi和MERRA具有相似的结果,相对于同纬度带其他地区,青藏高原和落基山两个高原地区气柱水汽含量高,对流层顶更高,气柱也更暖(等熵面下凹),尤其是青藏高原地区,上述特征最为显著。在对流层中两个高原上空及其下游均存在高水汽气柱的延伸,相比而言,高层延伸更显著使最大水汽中心随高度向东倾斜。青藏高原下游的高水汽柱偏差(达100%)延伸到中太平洋地区;落基山下游的高水汽柱偏差值低得多(<60%),延伸的经度也小得多(60个经度以内)。相应地,青藏高原地区对流层顶最高,等熵面下凹也最显著,在高原下游中太平洋地区(140°E~160°W),逐渐下降的对流层顶与逐渐上抬的等熵面呈相交的特征。落基山地区因为对流层顶抬升并不明显,上述相交特征也不明显。在东太平洋(160°~120°W)和东大西洋(60°W~30°E)上空,逐渐上升的对流层顶和逐渐下降的等熵面相交,意味着这些区域也是UTLS等熵绝热物质交换的可能性区域。

图 1 1979~2013年平均的7~8月沿青藏高原纬度带(25°~40°N)水汽含量的纬向偏差百分比(填色)、位温(黑色实线, 单位:K)和对流层顶(粉色虚线)的气压-经度剖面:(a) MLS资料; (b) ERAi资料; (c) MERRA资料。图a中的对流层顶数据来源于同时段的NCEP对流层顶数据 Figure 1 Height-longitude cross sections of percentage (shadings) of water vapor content difference relative to zonal mean, potential temperature (black solid lines, units:K), and tropopause (pink dashed lines) averaged over the Tibetan Plateau latitude belt (25°-40°N) in July-August during 1979-2013 based on data (a) MLS (Microwave Limb Sounder), (b) ERAi (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts Interim Re-Analysis), (c) MERRA (Modern Era Retrospective-analysis for Research and Applications).The tropopause data in Fig.a are derived from the NCEP dataset for the same period

类似地,由图 2中等熵坐标下水汽含量纬向偏差百分比、对流层顶和等压线的纬向—垂直分布可见,三套资料对夏季青藏高原纬向最大水汽含量的表征也基本相似。青藏高原地区340~360 K层次(150~300 hPa)水汽含量纬向偏差百分比最大,MLS中大于230%,在ERAi和MERRA中大于400%。相应地,落基山地区由于等熵面高度相对偏高,在360 K以下基本不存在高水汽含量偏差。在370~390 K层次中,青藏高原地区为UTLS,落基山地区则已经是下平流层。MLS中显示两高原地区均为高水汽含量区,偏差值约15%,但两套再分析资料仅对落基山下平流层的高水汽含量区表征较好,对青藏高原UTLS水汽含量的表征与MLS存在差异。与MLS不同,两套再分析资料都在青藏高原下游的太平洋地区(为下平流层区),显示出一个高水汽中心。

图 2图 1,但为等熵坐标下的结果,黑色实线为气压(单位:hPa) Figure 2 As in Fig. 1, but in isentropic coordinate, and black lines denote pressure (units:hPa)
3.2 两高原所在经度带气柱水汽含量经向分布特征

图 3给出了7~8月青藏高原(70°~105°E)和落基山(120°~100°W)经度带水汽含量、等熵面和对流层顶的经向—垂直分布。由图可见,MLS、ERAi和MERRA中的分布极为相似,从对流层到平流层青藏高原地区水汽含量为经向上最高区,高原以北水汽含量迅速降低,南北水汽梯度明显。同时330~360 K等熵面在青藏高原地区下凹,在高原北侧迅速抬升穿过西风急流和断裂的对流层顶区进入平流层。落基山地区水汽含量随纬度一致递减,高原上不存在水汽含量的最大值。同时等熵面和对流层顶随纬度变化平缓,等熵面和对流层顶相切的分布特征已不如青藏高原地区明显。

图 3 1979~2013年平均的7~8月沿(a-c)青藏高原(70°~105°E)和(d-f)落基山(120°~100°W)经度带大气水汽含量(填色, 单位:ppm, 1 ppm=10−6)、位温(黑色实线, 单位:K)、纬向风(红色实线, 单位:m s−1)和对流层顶(粉色虚线)的气压-纬度剖面:(a、d) MLS; (b、e) ERAi; (c、f) MERRA。图a、d中对流层顶和纬向风分别来源于同时段的NCEP对流层顶数据和ERAi纬向风数据 Figure 3 Height-latitude cross sections of water vapor content (shadings, units:ppm, 1 ppm=10−6), potential temperature (black lines, units:K), zonal wind (red lines, units:m s−1), and tropopause (pink dashed line) averaged over (a-c) the Tibetan Plateau (70°-105°E) and (d-f) the Rocky Mountains (120°-100°W) in July-August during 1979-2013 based on data (a, d) MLS, (b, e) ERAi, (c, f) MERRA.The tropopause data and zonal wind data in Fig.a and Fig.d are derived from the NCEP and ERAi datasets for the same period, respectively
3.3 UTLS水汽水平分布特征

以上给出了水汽含量的垂直结构,下面分析水汽含量的水平分布。由图 4夏季7~8月水汽含量在340~370 K层次的水平分布可见,尽管ERAi和MERRA中水汽含量相比MLS显著偏高,但三套资料都一致表明,北半球水汽含量的高值区位于亚洲季风区和北美季风区,其中亚洲季风区水汽含量最高位于青藏高原地区。从340 K到370 K,MLS资料中青藏高原地区水汽含量最高分别为320 ppm、140 ppm、20 ppm和8 ppm,而ERAi和MERRA资料中分别为3100~3500 ppm、650~800 ppm、55~75 ppm和10~16 ppm。同时,北美季风区水汽含量最高也在落基山及周边地区,从340 K到370 K,MLS资料中水汽含量最高分别为150 ppm、30 ppm、10 ppm和8 ppm;在ERAi和MERRA资料中最高水汽含量则分别为500~600 ppm、40~60 ppm、5~18 ppm和9~12 ppm。最高水汽含量所在区域在MLS中与在ERAi和MERRA资料中的差异较小。

图 4 1979~2013年平均的7~8月大气水汽含量(填色, 单位:ppm)、风场(矢量, 单位:m s−1)、气压(白色实线, 单位:hPa)和对流层顶(粉色实线)在340 K、350 K、360 K、370 K层的水平分布:(a-d) MLS; (e-h) ERAi; (i-l) MERRA。图a中的水平风场和对流层顶分别来源于同时段的ERAi水平风场数据和NCEP对流层顶数据 Figure 4 Horizontal structures of water vapor content (shadings, units:ppm), wind (vectors, units:m s-1), tropopause (pink solid lines), and pressure (white solid lines, units:hPa) averaged at 340 K, 350 K, 360 K, and 370 K in July-August during 1979-2013 based on (a-d) MLS, (e-h) ERAi, (i-l) MERRA.The wind data and tropopause data in Fig.a are derived from the ERAi and NCEP datasets for the same period, respectively
4 水汽收支及向平流层传输特征

ERAi与MERRA关于水汽等熵绝热和非绝热传输的主要特征基本一致,但ERAi数据在上对流层的垂直分辨率更高,有利于更准确地描述水汽非绝热传输特征。因此,下文中将利用ERAi数据来分析水汽收支和水汽向平流层的传输。

4.1 水汽收支 4.1.1 青藏高原地区水汽收支

图 5分别给出青藏高原经度带(70°~105°E)等熵绝热和非绝热水汽质量通量散度的经向—垂直分布。由图 5a-c可见,在青藏高原近地面330 K以下层次为水汽非绝热散度的辐散(正值)与水汽等熵绝热散度的辐合(负值)所主导,水汽散度值超过40×104 kg s−1,表现为水平运动和垂直对流运动对水汽收支的相反贡献和平衡关系。在青藏高原地区330~360 K的自由大气中则相反,表现为水汽等熵绝热散度的辐散和水汽非绝热散度的辐合。水汽经向等熵绝热散度的辐合主要出现在35°N以北。在更高的370~390 K层次,水汽纬向和经向等熵绝热散度基本趋于相反,并伴有弱的水汽非绝热散度的辐合。由水汽收支垂直廓线的分布(图 5d)来看,近地面300~320 K层次,以水汽纬向(−0.3×108 kg s−1)和经向(−1.1×108 kg s−1)等熵绝热输送为辐合,水汽非绝热输送为辐散(1.0×108 kg s−1);在330~360 K层次则相反,水汽非绝热输送值超过水汽纬向和经向等熵绝热输送之和。这表明在夏季青藏高原地区,330 K以下近地面的高水汽主要来自强的水汽等熵绝热输送,水汽非绝热输送则将水汽向高空输送,对低层高水汽分布起抵消和平衡作用;而330~360 K层次的高水汽主要来自水汽非绝热输送,水汽等熵绝热输送则主要使水汽向周边辐散。在370~390 K层次,水汽非绝热输送依然存在,但较弱。

图 5 1979~2013年平均的7~8月沿青藏高原经度带(70°~105°E) ERAi资料的水汽质量通量散度各分量(填色, 单位:104 kg s−1)和对流层顶(粉色实线)的等熵-纬度剖面:(a)纬向绝热分量; (b)经向绝热分量; (c)非绝热分量。(d)青藏高原地区(25°~40°N, 70°~105°E)水汽质量通量散度累加的垂直廓线, 红色为纬向分量, 蓝色为经向分量, 黑色为非绝热分量。图d中不同层次水汽质量通量散度的单位:300~360 K层单位为108 kg s−1; 370~390 K层单位为104 kg s−1 Figure 5 Height-latitude cross sections of (a) zonal adiabatic component, (b) meridional adiabatic component, and (c) diabatic component of water vapor mass fluxes divergence (shadings, units:104 kg s−1) and the tropopause (pink solid lines) averaged over the Tibetan Plateau longitude belt (70°-105°E) in July-August during 1979-2013 based on ERAi.(d) Vertical profiles of water vapor mass fluxes divergence components accumulated over the Tibetan Plateau (25°-40°N, 70°-105°E), red line denotes zonal adiabatic component, blue line denotes meridional adiabatic component, and black line denotes diabatic component.In Fig.d, units of water vapor mass fluxes divergence in 300-360 K layer:108 kg s−1, units of water vapor mass fluxes divergence in 370-390 K:104 kg s−1
4.1.2 落基山地区水汽收支

与青藏高原地区不同,在落基山地区(120°~100°W),由图 6ab可见水汽纬向和经向等熵绝热散度在300~360 K呈相反的分布。而与青藏高原地区类似地,在落基山地区水汽非绝热散度在低层(320 K以下)为辐散,高层(330~360 K)为辐合,平流层中(370~390 K)水汽非绝热散度的辐合也很弱(图 6c)。水汽收支垂直廓线的分布(图 6d)也表明,落基山地区的水汽在330~350 K也主要来自水汽非绝热输送,但水汽非绝热输送比青藏高原地区弱。同样的,水汽等熵绝热输送在310~340 K也主要使水汽向周边辐散,但在350 K等熵层,水汽纬向等熵绝热输送为辐合。在360~390 K层次,水汽非绝热输送非常弱,此时水汽主要来自纬向等熵绝热输送,水汽经向等熵绝热输送则起辐散的作用。

图 6 1979~2013年平均的7~8月沿落基山经度带(120°~100°W) ERAi资料的水汽质量通量散度(填色, 单位:104 kg s−1)和对流层顶(粉色实线)的等熵-纬度剖面:(a)纬向绝热分量; (b)经向绝热分量; (c)非绝热分量。(d)落基山地区(25°~45°N, 120°~100°W)水汽质量通量散度累加的垂直廓线, 红色为纬向分量, 蓝色为经向分量, 黑色为非绝热分量。图d中不同层次水汽质量通量散度的单位:300~340 K层单位为108 kg s−1; 350~390 K层单位为103 kg s−1 Figure 6 Height-latitude cross sections of (a) zonal adiabatic component, (b) meridional adiabatic component, and (c) diabatic component of water vapor mass fluxes divergence (shadings, units:104 kg s−1) and the tropopause (pink solid lines) averaged over the Rocky Mountains longitude belt (120°-100°W) in July-August during 1979-2013 based on ERAi.(d) Vertical profiles of water vapor mass fluxes divergence components accumulated over the Rocky Mountains (25°-45°N, 120°-100°W), red line denotes zonal adiabatic component, blue line denotes meridional adiabatic component, and black line denotes diabatic component.In Fig.d, units of water vapor mass fluxes divergence in 300-340 K layer:108 kg s−1; units of water vapor mass fluxes divergence at 350-390 K:103 kg s−1
4.2 对流层向平流层的水汽输送 4.2.1 水汽输送空间特征

上文分析了两个高原地区水汽分布特征的成因,接下来将分析水汽向平流层的输送。由图 7中370 K和350 K上经向等熵绝热水汽质量通量和等熵绝热水汽质量通量矢量的水平分布可见,370 K层(图 7a),除青藏高原地区以外,其他大部分地区位于平流层,此时对流层水汽向平流层的经向等熵绝热输送主要出现在伊朗高原、青藏高原西部(80°E)以及亚洲东部地区。在青藏高原以南的低纬度地区,还存在水汽向热带平流层的经向等熵绝热输送。而在350 K层,水汽向平流层的经向等熵绝热输送主要发生在5个区域,即伊朗高原区域(20°~55°E)、青藏高原区域(65°~115°E)、亚洲东部区域(110°~140°E)、落基山地区(120°~100°W)和大西洋的西岸区域(70°~40°W)。从图 7b中绝热水汽质量通量矢量的分布可见,在太平洋地区以及落基山以东的北美地区,350 K层还可能存在纬向的向平流层的水汽输送(见图 7b框区),关于这一点,我们将在后文中详细分析。

图 7 1979~2013年平均的7~8月ERAi资料的经向绝热水汽质量通量(填色, 单位:104 kg s−1)、绝热水汽质量通量矢量(矢量, 单位:104 kg s−1)和对流层顶位置(粉色实线)在(a)370 K和(b)350 K层的水平分布。图b中黑框表示水汽向平流层纬向输送的区域 Figure 7 Horizontal structures of meridional adiabatic water vapor mass fluxes (shadings, units:104 kg s−1), adiabatic water vapor mass fluxes vector (units:104 kg s−1), and the tropopause location (pink solid lines) averaged at layers (a)370 K and (b)350 K based on ERAi in July-August during 1979-2013.In Fig.b, the black boxes denote the regions of meridional water vapor transport from the troposphere to the stratosphere

图 8给出的是非绝热水汽质量通量的纬向—垂直分布。由图可见,在青藏高原北侧(40°~50°N),主要的水汽非绝热输送高度较低,主要表现为平流层向对流层的输送(图 8a)。在30°~40°N,水汽向平流层的非绝热传输主要在青藏高原和落基山地区,前者发生的层次最高可达380~390 K(图 8b)。在20°~30°N,青藏高原南侧到太平洋中部(180°附近)和落基山地区,对流层高层存在水汽向平流层的非绝热输送,其中青藏高原地区的水汽非绝热输送主要发生在370~380 K层次,而太平洋和落基山地区,则主要出现在较低的360~370 K层次(图 8c)。

图 8 1979~2013年平均的7~8月沿(a)40°~50°N、(b)30°~40°N和(c)20°~30°N经度带ERAi资料的非绝热水汽质量通量(填色, 单位:104 kg s−1)和对流层顶(粉色实线)的等熵-经度剖面 Figure 8 Height-longitude cross sections of diabatic water vapor mass fluxes (shadings, units:104 kg s−1) and tropopause (pink solid lines) averaged over (a) 40°-50°N, (b)30°-40°N, and (c)20°-30°N based on ERA in July-August during 1979-2013
4.2.2 水汽等熵绝热输送与非绝热输送强度对比

上文分析了水汽等熵绝热和非绝热输送的主要区域,下文将分析它们的输送强度。图 9给出了340~390 K层次累加的对流层向平流层水汽输送强度的水平分布。由图可见,北半球夏季7~8月对流层向平流层的水汽输送以等熵绝热输送为主,非绝热输送反而相对较弱,尤其是在中纬度地区(40°~60°N),反映了等熵绝热输送的重要性。具体来看,中纬度地区最强的水汽纬向等熵绝热输送在落基山东北侧80°W附近(超过1.4×104 kg s−1),中纬度的太平洋和大西洋地区以及青藏高原北部强度次之(1.0×104~1.2×104 kg s−1)(图 9a)。水汽经向等熵绝热输送主要出现在伊朗高原北部、青藏高原到中太平洋地区、落基山北部以及大西洋的西岸地区,其中在落基山北部的输送强度最强(均超过1.0×104 kg s−1)。落基山北部强的水汽经向等熵绝热输送主要是强的经向风造成的(见图 4)。青藏高原东南部(90°~120°E)有较弱的水汽向热带平流层的经向等熵绝热输送,强度约为0.05×104 kg s−1图 9b)。由图 9c可知,水汽向平流层的非绝热输送,中纬度地区主要在青藏高原和落基山东北及其下游的两大洋地区,以青藏高原东北的水汽非绝热输送最强(0.12×104~0.18×104 kg s−1),其余地区的水汽非绝热输送强度与热带印度洋、西太平洋和大西洋西部地区相当。对比图 8c可以得知,热带(中纬度)的对流层高层和下平流层,夏季多盛行的是上升(下沉)运动,因此平均而言,在热带地区净的水汽非绝热输送是由对流层向平流层,而在中纬度地区则是平流层向对流层。

图 9 1979~2013年平均的7~8月ERAi资料的穿越对流层顶向平流层的水汽输送强度(单位:104 kg s−1)在340~390 K层次内的累加:(a)纬向等熵绝热; (b)经向等熵绝热; (c)非绝热。水平分辨率为5°×5° Figure 9 Mean water vapor transport (units:104 kg s−1) from the troposphere to the stratosphere accumulated from 340-K layer to 390-K layer at 5°×5° horizontal resolution from ERAi in July-August during 1979-2013:(a) Zonal adiabatic component along isentropes; (b) meridional adiabatic component along isentropes; (c) diabatic component

上述分析表明,向平流层的水汽输送,中纬度地区以等熵绝热输送为主导,热带地区非绝热输送更强。下面我们分析上述向平流层的水汽传输主要发生在哪些层次。图 10给出了水汽向平流层输送的主要层次及其强度的相对大小分布。相对大小用强度偏差百分比$r = ({F_q} - \overline {{F_q}})/\overline {{F_q}} \times 100\% $ 表示,其中${F_q}$为某格点的水汽传输强度,$\overline {{F_q}} $ 为区域平均的水汽输送强度。由图 10a可见,在青藏高原以北的中纬度地区,随着对流层顶高度由340 K等熵面向南向西逐步升高到高原西部的380 K等熵面以上(图 10a),水汽向平流层的纬向等熵绝热输送的主要层次也由高原北部东部的340 K向南向西逐渐移到高原西部上空的390 K层。350~390 K层次内的水汽纬向等熵绝热输送在青藏高原北部及东北部伸展到中太平洋地区最强(r≥200%)。落基山及其以东地区较低的350~370 K层次,也存在很强的水汽纬向等熵绝热输送(r≥100%)。

图 10 1979~2013年平均的7~8月ERAi资料中340~390 K层次内水汽向平流层的输送的层次(填色)及其强度的相对大小(实心圆点):(a)纬向等熵绝热分量、(b)经向等熵绝热分量、(c)非绝热分量。水汽输送强度的相对大小用相对于(0°~60°N, 0°~180°~0°)区域平均的强度偏差百分比r表示。黑色圆点表示50%≤r < 100%, 蓝色圆点表示100%≤r < 200%, 白色圆点表示r≥200%。黑色实线为各等熵层上对流层顶的位置 Figure 10 Layers (shadings) and relative intensity (solid dots) of water vapor transport components from the troposphere to the stratosphere in 340-390 K layers from ERAi in July-August during 1979-2013:(a) Zonal adiabatic component along isentropes; (b) meridional adiabatic component along isentropes; (c) diabatic component.The percentage (r) water vapor transport difference relative to the transport averaged over (0°-60°N, 0°-180°-0°) denote the relative intensity of water vapor transport.Black dots indicate 50%≤r < 100%, blue dots indicate 100%≤r < 200%, and white dots denote r≥200%.Black lines denote the tropopause location on respective isentropic surfaces

关于水汽经向等熵绝热输送(图 10b),在伊朗高原、青藏高原和亚洲东部所在区域的北部,强输送主要发生在340~380 K层次。在中太平洋和大西洋西岸,较强的水汽经向等熵绝热输送主要在340~350 K层次,在落基山及其以西的太平洋地区水汽经向等熵绝热输送主要发生在340~360 K层次。另外,青藏高原东南部向热带平流层的水汽经向等熵绝热输送主要发生在较高的370~380 K层次。

图 10c可见,较强的水汽非绝热输送主要出现在青藏高原和落基山及其周边。在青藏高原及其南侧上空水汽向平流层的非绝热输送主要发生在370~380 K层次;而在青藏高原东南的热带洋面上,强的水汽非绝热输送主要发生在较低的360 K层。值得注意的是,落基山地区的上空的水汽非绝热输送相对弱,范围也小得多,主要出现在350~370 K层次。美国东部到热带和大西洋上空在360 K层也存在水汽非绝热输送。另外,在中纬度地区340 K层高度,虽然存在强的水汽非绝热输送区,但由图 8已知,平均而言,这些地区为下沉运动所主导,传输的方向为平流层向对流层。

为了进一步说明水汽向平流层输送过程中各分量的相对贡献,图 11给出了10°~60°N纬度带内各分量的相对大小的垂直分布,由前文的分析可知,水汽向平流层的等熵绝热输送在副热带和中纬度地区相对更强,因此这里的水汽等熵绝热输送的相对大小,主要体现了这两个地区的传输贡献。由图 11a可见,强的水汽纬向等熵绝热输送主要在青藏高原地区的高层、中太平洋和大西洋地区。具体地,在370 K以下层次,最强的水汽纬向等熵绝热输送分别在太平洋中部和大西洋地区(1.0%~1.4%),370 K层上较强的水汽纬向等熵绝热输送在伊朗高原到青藏高原西侧、太平洋150°E附近和落基山以东90°W附近(0.8%~1.0%)。而在更高的380~390 K层次,强的水汽纬向等熵绝热输送则主要在青藏高原及周边地区。

图 11 1979~2013年平均的7~8月ERAi资料中向平流层的水汽输送强度在10°~60°N纬度带的相对大小:(a)纬向等熵绝热分量、(b)经向等熵绝热分量、(c)非绝热分量。相对大小用各分量在纬度带的累加相对于所有水汽输送分量纬向累加的百分比表示。黑色圆点表示该水汽输送分量的百分比大于另外两个水汽输送分量 Figure 11 The relative intensity of water vapor transport from troposphere to stratosphere within (10°-60°N) from ERAi in July-August during 1979-2013:(a) Zonal adiabatic component along isentropes; (b) meridional adiabatic component along isentropes; (c) diabatic transport component.The relative intensity is expressed by percentages of individual troposphere to stratosphere water vapor transport components relative to all transport components zonally accumulated. The black dots denote the percentage of the transport component larger than those of the other two transport components

图 11b可见,除了中太平洋和大西洋上空存在的水汽经向等熵绝热输送外,从低层到高层,与水汽纬向等熵绝热输送和水汽非绝热输送相比,较强的水汽经向等熵绝热输送在青藏高原和落基山的西侧(20°~50°E和150°~120°W)最为明显。其中青藏高原西侧这种经向等熵绝热传输从低层一直到390 K依然存在。水汽非绝热输送的强度相对较弱,尽管在青藏高原上空390 K层存在强的水汽非绝热输送,但与纬向和经向的水汽等熵绝热输送相比,其贡献是相对次要的。

5 结论与讨论

本文利用ERAi、MERRA再分析数据和MLS卫星观测数据,分析了夏季7~8月青藏高原及周边地区水汽的分布特征及其成因,并分析水汽向平流层输送的气候学特征,并与落基山地区对比,主要结果如下。

青藏高原上空在纬向和经向上是水汽含量的高值区,高水汽的形成是近地层强的水汽等熵绝热辐合和上空强的水汽非绝热输送的结果。落基山地区高水汽的成因与青藏高原地区相同,但水汽非绝热输送强度明显弱于青藏高原地区。

对水汽传输的分析结果表明,在南亚高压东北侧,从青藏高原到中太平洋地区,340~360 K层次为水汽向平流层的纬向和经向等熵绝热输送的主要通道。青藏高原南侧370~380 K存在水汽向平流层的非绝热输送,反映了深对流和大尺度上升运动的作用;青藏高原北侧存在的水汽向平流层的非绝热输送发生在较低的340~350 K层次。350~360 K层次,在伊朗高原及南亚高压西部和落基山东侧到大西洋西部地区,分别存在水汽向平流层的经向等熵绝热输送通道和纬向等熵绝热输送通道,这两个通道的水汽输送强度相对较弱。

各水汽输送分量的强度对比结果表明,在青藏高原地区的高层、中太平洋和落基山东侧到大西洋地区,水汽纬向等熵绝热输送占主导。在青藏高原和落基山西侧,则是水汽经向等熵绝热输送占主导。相比等熵绝热输送,水汽非绝热输送贡献小。

本文结果指出了青藏高原地区等熵绝热输送过程对水汽向平流层输送的重要意义。所给出的时空分布特征,为理解青藏高原影响水汽向平流层传输,提供了新证据,是进一步研究青藏高原地区水汽向平流层传输的各时间尺度变率的基础,也为理解平流层水汽的变化提供了新途径。此外,与水汽传输类似,本文结果也为理解青藏高原地区各类物质向平流层传输提供了参考。然而,这些都还需具体的研究结果来证实。

致谢 感谢NASA的JPL提供的MLS卫星观测反演数据。感谢ECMWF和NASA的GMAO提供的ERAi和MERRA再分析资料。

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