2012, Vol. 55
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
2. State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics (LASG), Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029, China
对流层和平流层有着完全不同的热力、动力和化学成分特性，这两个区域之间的物质和化学成分的交换是控制自然和人为排放的化学微量物质对大气成分影响的主要过程，其化学效应还会影响上对流层-下平流层(Upper Troposphere and Lower Stratosphere, UTLS)的辐射通量平衡[1-5]，因而对引起全球气候变化的辐射强迫有重要影响.
20世纪40年代以前，人们普遍认为平流层处于辐射平衡之中，而其化学成分仅仅受到对流层向上扩散的影响[6]，即所谓的一维交换观点.然而在分析平流层极干现象时，Brewer[6]发现所有进入平流层的空气都必须穿越冷热带对流层顶，在其冻干作用下水汽混合比降低.因此提出平流层-对流层交换的二维图像，即空气穿越热带对流层顶后在平流层向下、向极方向移动，由于质量连续的约束，在热带外是一支进入对流层的返回流.1956 年Dobson进一步指出[7]，这种向极、向下的环流与中纬度下平流层臭氧偏高是对应的.这一理论在定性上被后来的大量观测数据所证实[8]，但在量值上与实际不符.为了弥补这一不足，Newell和Gould-Stewart[9]提出了平流层“喷泉"机制，认为进入平流层的空气具有强的地域依赖性和时域锁相，即仅仅是在最冷的地区最冷的时间进入平流层.然而，随着卫星资料的广泛应用和平流层-对流层交换的深入研究，该机制也受到了诸多质疑[10].1995 年Chen[11]首次强调夏季风环流在平流层-对流层交换中的作用，此后很多工作[12-16]都指出亚洲季风区/青藏高原是对流层向平流层输送的重要通道.计算表明[14]，在对流层顶附近7-9月占热带地区面积8%的亚洲季风区/青藏高原地区，其对流层向平流层水汽输送占热带总的净输送的75%.Evans等[17]和Smith等[18]也提出假说，认为季风对流的加强可能可以部分解释平流层水汽的增加.
国内STE 研究与国际上对这一问题的关注几乎同步开展，但规模要小得多[5].早在20 世纪50年代，赵九章等老一辈科学家就开始关注臭氧探测和平流层研究.周秀骥等[19]对青藏高原臭氧低值区的发现及其成因研究曾是1999 年我国十大科学新闻之一.郑向东等[20]根据大气臭氧探空资料进行研究，指出臭氧分布与天气系统之间的联系；崔宏等[21]估算了东亚地区一次平流层-对流层交换过程导致的穿越对流层顶的臭氧通量；王卫国等[22-23]利用Wei方法诊断了全球STE 时空变化特征；而许多学者[3， 24-28]分析北半球或全球STE 后强调了亚洲季风区/青藏高原地区的STE 对全球平流层、对流层交换研究的重要性.进一步，占瑞芬和李建平[27]指出，亚洲地区STE 整体上具有明显的年代际变化特征，且其年代际变化主要与青藏高原和西北太平洋大气热源的年代际转型有关.
由上述可知，平流层-对流层交换在地气辐射平衡和光化学反应中具有重要作用，而亚洲地区作为平流层-对流层交换的主要通道，可能在全球气候变化中扮演着积极的角色.这些研究刻画了平流层-对流层交换的关键环节，然而大多或以某些特殊年份进行分析，或对气候态进行研究，对水汽交换的年际变化涉及较少，尤其是其物理成因的研究还尚不多见，平流层-对流层水汽交换的过程与定量化是一个仍未解决的重要问题.为此，本文主要对平流层-对流层水汽交换的年际变化进行分析，并探讨不同季风子系统在其年际变化中的作用，以期对深入认识平流层-对流层交换过程进而对认识全球气候变化有所帮助.
2 资料和方法 2.1 资料本文所使用的资料主要有:
(1) 欧洲中期数值天气预报中心(ECMWF)1958-2001年的一日四次和逐月ERA40全球再分析资料，水平格距为2.5°×2.5°经纬度，垂直层选取1000hPa到10hPa共18个标准等压面.
(2) 美国国家海洋和大气管理局(NOAA)1958-2001年2°×2°的EXRSST 全球逐月海表温度资料.
(3) 美国宇航局 (NASA) Aqua卫星携带的大气红外传感器(AIRS)提供的上对流层水汽混合比资料.AIRS在3.7~15.4μm 有2378 个光谱通道，其中6.23~7.63μm 和3.63~3.83μm 两个波段共41个光谱通道用于湿度扩线反演，AIRS拥有极高的光谱分辨率，结合先进的微波探测器(AMSU)，可以在部分云的条件下对大气做精确的温、湿度廓线反演.AIRS垂直范围从地面到50hPa(约20km)，水平分辨率为1°×1°经纬度，全球共360×180 个网格点.本文垂直层选取500hPa到100hPa共7 个标准等压面，时间选取2003-2005年.AIRS上对流层水汽产品主要是把两个等压面平均的水汽混合比作为较低等压面的数据，例如200hPa水汽混合比实际上是指200hPa和150hPa两个等压面上水汽混合比的平均值.
(4) 美国高层大气研究卫星(UARS)卤素掩星试验(HALOE)提供的水汽混合比资料.HALOE是一个掩星红外临边探测器，其宽带辐射技术可以从6.61μm 光谱通道对10~85km 高度进行湿度反演，水平精度为200~400km.本文选取的垂直层为100~10hPa, 为了与欧洲中心资料一致，选取的时段为1993-2001年.该数据是轨道数据，为此我们利用Cressman内插函数将其插值到24°×4°经纬网格上，时间也处理成逐月平均.
需要说明的是，AIRS水汽数据在500~100hPa热带地区与飞机探测和探空气球观测数据的误差在25%以内[29]，在300hPa以下，大致有10% 的偏干[30]，而在100hPa 以上则有明显的湿偏差[31].Montoux等[32]在对UTLS 中常用的几种卫星观测的水汽资料进行评估后认为，在20km 以上的平流层，HALOE 精度最高；16~20km 之间精度随高度下降，偏差大致为10%；在上对流层，由于水汽混合比变化较大，包括HALOE 资料在内的遥感观测失去了可靠性，AIRS 观测可信度最高.因此在讨论上对流层水汽分布时，本文主要利用AIRS数据，而在讨论下平流层水汽分布时，则主要根据HALOE 数据.此外，从下文分析中也可以看出，两种卫星资料所揭示夏季风的影响是一致的，即夏季风区水汽均是偏多的.
2.2 平流层-对流层水汽交换的计算方法(Wei方法)根据Wei公式[33]，p坐标系下平流层-对流层空气质量交换公式为:
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(1) |
平流层-对流层水汽交换公式可写为:
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(2) |
其中ω 为垂直速度，Vh 为水平风场，Ptp 为对流层顶气压，q为比湿，g是重力加速度，FAM(FAQ)为空气运动引起的质量(水汽)交换，FTM(FTQ)为对流层顶运动引起的质量(水汽)交换.正值表示对流层向平流层输送，而负值表示平流层向对流层输送.为减小时空算法上的误差，本文在利用(1)、(2)式时采用了Siegmund[34]提出的平流方案.
应当指出的是，上述公式对资料的时空分辨率比较敏感，原因之一是由于平流层-对流层之间存在较小尺度的交换.前人结果表明[4， 34]，若资料的时空分辨率过粗，则估算结果虚假偏大.对于时间分辨率，如果从3小时减小到6小时，局地瞬时的通量没有显著变化，但当进一步减小到12 小时，通量将会发生显著变化；对于水平分辨率，由8°×10°增加到4°×5°时，净通量变化一倍，当进一步增加到2.5°×2.5°时，净通量只变化10%.因此他们认为如果研究小尺度过程应该采用1°×1°、6 小时时空分辨率资料，但在研究大尺度特征时采用2.5°×2.5°、6小时时空分辨率资料是既经济又合理的.本文就将选取空间分辨率为2.5°×2.5°，时间分辨率为6 小时的ERA40全球再分析资料来计算通量，后处理成相应的时空尺度.
2.3 ERA40 再分析资料集中UTLS 水汽资料的可靠性分析考虑到卫星观测的水汽数据年限较短，且时空连续性很差，不适合用来研究水汽交换的气候问题，本文主要利用ERA40再分析资料计算平流层-对流层水汽交换.ERA40的风场和温度场数据同化了大量的观测资料，可靠性非常高；但相对来说水汽数据同化的观测资料较少，通常被认为是模式输出数据[35]，因此在进行通量计算前有必要对其可靠性进行讨论.又因为平流层-对流层水汽交换主要发生在UTLS层，且本文关注的是热带和副热带地区，所以下面主要讨论热带和副热带地区UTLS水汽的精度.
Oikonomou和O′Neill[36]利用多种卫星资料和飞机探测资料对ERA40水汽资料进行了详细地评估.他们指出，在热带和副热带上对流层，ERA40均较飞机观测偏湿，前者偏湿20%~30%左右，后者偏湿幅度为20%；在热带下平流层，ERA40较卫星观测偏湿10%~20%，在副热带地区则是偏干10%；而在热带对流层顶附近，ERA40水汽值与MLS卫星观测较为一致，前者仅偏湿几个百分比.虽然在数值上ERA40水汽数据在UTLS地区具有一定的不确定性，但是其空间分布和垂直分布型与卫星观测却较为一致[36-37]，尤其是在亚洲季风区ERA40水汽数据与卫星观测数据非常类似[38].此外，研究表明在年际尺度上ERA40资料很好地揭示了UTLS水汽与印度夏季风[34]及ENSO 之间的关系[37].
本文主要研究亚洲夏季风强弱对平流层-对流层水汽交换的影响，而并不是关注其交换的绝对值问题，因此从上述分析可知，本文利用ERA40 的水汽数据进行研究是可行的.
2.4 其它方法类似于占瑞芬和李建平[27]，本文主要选取对流层顶的热力学定义.此外，本文还使用功率谱分析、9点高斯滤波、相关分析、合成分析等方法来分别考察水汽交换的年际变化特征、年际尺度上水汽交换和亚洲季风的关系及可能影响机理.其中在探讨不同季风子系统在水汽交换年际变化中的作用之前，我们利用高斯滤波器滤去各要素的年代际变化，仅对10年以下周期的年际分量进行讨论.
3 上对流层-下平流层水汽分布特征图 1为赤道地区和季风区HALOE 水汽混合比的时间-高度剖面.与Mote等[39]提出的磁带记录信号(Taperecorder)一致，两个地区下平流层水汽都具有明显的年循环，且冬夏水汽信号随时间呈e-折指数减弱向上传播，表明通过磁带记录信号的传播水汽交换变化可以影响下平流层水汽的多寡.然而，不同地区传播的速度和到达的高度有所不同.对于赤道地区(图 1a)，2月份，水汽混合比在100hPa达最小，后干舌随时间向上传播，在滞后大致7个月后上升到50hPa附近，14~15 个月后到达20hPa左右，后逐渐消失；而9 月份，水汽混合比在100hPa达最大，大致为4.2μL/L，且湿舌也随时间向上伸展，其速度与干舌相当.对于季风区(图 1b)，冬春季较赤道地区偏干，且干舌传播高度仅到40hPa左右；而夏秋季明显较赤道地区偏湿，且湿舌伸展的高度较高范围较广.
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图 1 1993-2001年沿40°E-180°E 平均的(a)赤道地区(5°S-5°N)和(b)季风区(10°N-25°N)HALOE 水汽混合比(单位:μL/L)的时间-气压剖面(阴影≥3.7μL/L) Fig. 1 Time-pressure sections of water vapor mixing ratio (unit: pL/L) from HALOE satellite data averaged over (a) the equator (5°S-5°N，40°E-180°E) and (b) theAsian monsoon region (10°N -25°N，40°E -180°E) for the period 1993-2001.Areas in which the water vapor mixing ratio is more than 3.7 fiL/L are shaded |
图 2为40°E-180°E 平均的夏季上对流层水汽纬度-高度剖面图.可以看出，总体上随着高度升高，水汽迅速减少，且水汽极轴偏向北半球的季风区，即季风区水汽较其它地区偏多.对赤道地区而言，水汽混合比等值线在对流层顶附近密集，且穿越对流层顶之后迅速减小，这与对流层顶强脱水作用有关.值得注意的是，夏季北半球季风区对流层顶较赤道地区更高，对流层顶温度更冷(图略)，但是在对流层顶附近，水汽并没有急剧减少，其等值线穿越对流层顶直接进入到下平流层，即季风区高的水汽分布可以直接跨越对流层顶进入到下平流层.这种分布与另一微量气体HCN 的分布基本是类似的，可能与该地区季风活跃、穿越对流层顶的物质输送偏强有关[40].
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图 2 2003-2005年沿40°E-180°E 平均的夏季AIRS水汽(实线，单位:μL/L)和对流层顶(粗虚线)的纬度-高度分布 Fig. 2 Latitude-pressure section of water vapor mixing ratio (solid line, unit: jlxL/L) and tropopause (dash-thick line) from AIRS satellite data averaged over 40°E-180°E in boreal summer for the period 2003-2005 |
亚洲地区可分为以下四个关键区:高原大地形(75°E-105°E，25°N-40°N)、南亚地区(70°E-100°E，0°-25°N)、东亚地区(110°E-125°E，20°N-35°N)和西北太平洋关键地区(120°E-160°E，10°N-20°N).我们首先分析上述四个区域夏季(6-8 月)水汽净交换的时间序列(图 3)，图中横线为各自44年的平均值，曲线为11 年滑动平均结果.由图可见，各个区域夏季平流层-对流层水汽交换具有显著的年际变化和年代际变化，其中前三个区域具有明显的减弱趋势，而西北太平洋关键区水汽交换则具有明显的上升趋势，表明西北太平洋区域在平流层-对流层交换中作用加强，显示出了其独特性，这与文献[27]的结论是一致的.分别对四个区域夏季水汽交换的时间序列进行功率谱分析(图 4)，可以看到，四个区域除了具有明显的年代际周期外，也具有显著的年际周期，主要集中在2-4年，此外，西北太平洋关键区水汽交换也具有明显的6-10年周期.
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图 3 夏季(6-8月)区域平均的平流层-对流层水汽交换(单位:10-9 kg·m-2·s-1)的年际序列(柱图)及11年滑动平均序列(实线).(a)青藏高原(75°E-105°E，25°N-40°N)；(b)南亚(70°E-100°E，0°-25°N)；(c)东亚(110°E-125°E，20°N-35°N)；(d)西北太平洋(120°E-160°E，10°N-20°N) Fig. 3 Interannual variability (bar) and 11-yr running mean (solid line) of stratosphere-troposphere exchange (STE) of water vapor in boreal summer (June-August) over (a) the Tibetan Plateau (75°E -105°E，25°N-40°N)，(b) South Asia (70°E-100°E, 0°-25°N)，(c) East Asia (110°E-125°E, 20°N-35°N)，and (d) the western North Pacific (120°E-160°E，10°N-20°N).Unit: 10-9 kg • m-2 • s-1 |
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图 4 对图 3时间序列的功率谱分析.图中长虚线表示95%置信水平的白噪声检验曲线.横坐标单位:年 Fig. 4 The power spectra for time series in Fig.3.The long dashed lines are the 95% confidence curve, and abscissa presents the period of year |
以上分析表明，夏季平流层-对流层水汽交换具有显著的年际变化和年代际变化.关于夏季水汽交换的年代际变化我们已另文进行了详细分析[27]，这里主要关注其年际变化特征，并试图探讨不同季风子系统在其年际变化中的作用.在分析之前，我们利用高斯滤波器滤去各要素的年代际变化，仅对10年以下周期的年际分量进行讨论.
5 年际尺度上平流层-对流层水汽交换与亚洲夏季风的关系亚洲夏季风作为全球最显著的季风系统，不仅与亚洲地区天气和气候密切相关，而且也是影响全球大气环流的重要因子之一.那么水汽交换的年际变化与亚洲夏季风强弱之间是否存在内在的联系?如果存在，其影响机理又是什么?下面我们将试图对上述问题作出回答.
5.1 亚洲夏季风指数定义亚洲季风主要由南亚季风和东亚季风组成，而东亚季风又可分为南海-西太平洋热带季风和东亚副热带季风，其中南海夏季风可以很好地指示东亚副热带夏季风和西北太平洋夏季风.研究表明[41]，南亚季风和东亚季风既有联系又有区别，是亚洲季风系统中两个独立的子系统，因此它们与水汽交换的关系也可能存在异同.本文利用Li和Zeng[42]定义的南亚季风指数(SASM)和南海季风指数(SCSSM)来探讨年际尺度上水汽交换与亚洲夏季风强弱之间的关系.南亚夏季风指数定义为夏季(6-8月)850hPa面上区域(5°N-22.5°N，35°E-97.5°E)平均的标准化季节变率；南海夏季风指数定义为夏季(6-8 月)925hPa 面上区域(0°-25°N，100°E-125°E)的标准化季节变率.标准化季节变率δm，n*的计算公式为:
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(3) |
其中V1 是1月气候平均风矢量，V 是1月和7月气候平均风矢量的平均，Vm，n是某年(n)某月(m)的月平均风矢.
我们选择上述季风指数进行研究原因有三，其一是该指数能统一表征不同区域季风活动，因此便于比较南亚夏季风和南海夏季风的相对贡献；其二是该指数与其它季风指数有很好的正相关关系，李建平和曾庆存[43]计算了几个常用季风指数之间的相关，发现该指数的总体表现最好，代表性更高；其三是该指数与全球各海区夏季降水和海平面气压异常有较好的大范围统计相关，因此在区域代表性上可能更优.由NCEP/NCAR 再分析资料计算得到的各区域季风指数可以从网页上下载(http://web.lasg.ac.cn/staff/ljp/index.html)，而本文使用的季风指数是根据(3)式利用ERA40 再分析资料计算得到的.
图 5为计算得到的南亚夏季风和南海夏季风指数年际分量的标准化时间序列.如果把大于(小于)1个标准化单位的年份作为典型正(负)异常年，则对于南亚季风区典型正异常年共包括9 年:1961，1967，1972，1982，1985，1990，1994，1997，1999；负异常年共包括7 年:1973，1980，1983，1988，1995，1996，1998.对于南海季风区，典型正异常年共包括6年:1961，1978，1980，1984，1990，1994；负异常年共包括8 年:1969，1972，1979，1983，1987，1988，1992，1998.
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图 5 1958-2001年(a)南亚夏季风和(b)南海夏季风年际分量的标准化时间序列 Fig. 5 Normalized time series of the interannual components for (a) the South Asian summer monsoon (SASM) and (b) the South China Sea summer monsoon (SCSSM) during 1958-2001 |
由图 5可见，亚洲夏季风在1994年偏强，1995年偏弱，因此首先选取这两年进行个例分析.图 6为亚洲季风区6-9月平均的HALOE 水汽混合比高度剖面.可以看到，强季风年100hPa及以上层明显较弱季风年偏湿，偏湿幅度大约在0.2μL/L.进一步计算该地区平流层-对流层水汽交换值，发现1994年夏季水汽交换通量为0.8×10-9 kg·m-2·s-1，而1995年夏季水汽交换通量仅为1994年夏季的近一半.也就是说，季风偏强可能有利于季风区上层丰富的水汽穿越对流层顶进入到下平流层，从而使得季风区UTLS层水汽含量增加.
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图 6 强弱季风年(1994 年和1995 年)6-9 月季风区(10°N-25°N，40°E-180°E)平均的HALOE水汽混合比(单位:μL/L)气压剖面 Fig. 6 Vertical sections of water vapor mixing ratio(unit: fiL/L) from HALOE satellite data averaged over theAsian monsoon region (10°N -25°N，40°E -180°E) in the years 1994 and 1995 |
分别计算年际尺度上南亚夏季风指数和南海夏季风指数与夏季平流层-对流层水汽交换的相关，结果如图 7所示.从图 7a可以清楚看到，在年际尺度上南亚夏季风与亚洲大部分地区的水汽交换都具有很好的正相关关系，尤其在印度北部-高原南部、孟加拉湾及150°E-160°E，15°N-30°N 的西太平洋地区二者正相关尤为显著，表明南亚夏季风偏强有利于这些地区对流层向平流层异常的水汽输送.此外，在阿拉伯海、印度半岛中部、菲律宾北部及东亚大部二者为较强的负相关，表明南亚夏季风增强有利于这些地区平流层水汽的向下输送.从图 7b 可以发现，在年际尺度上，南海夏季风与水汽交换在130°E 以东的中西太平洋、阿拉伯海及印度西部有大范围的正相关，而在阿拉伯半岛、印度东部-青藏高原、中南半岛东部、菲律宾及其邻近海域以及30°N以北的西北太平洋地区为显著的负相关.需要说明的是，我们也计算了东亚夏季风指数与水汽交换的相关(图略)，其分布与图 7b极为类似，表明南海夏季风在水汽输送中的作用与东亚夏季风类似，因此再次验证用南亚季风指数和南海季风指数定量分析亚洲夏季风的作用是合理的.
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图 7 (a)南亚夏季风和(b)南海夏季风年际分量与亚洲地区夏季平流层-对流层水汽交换年际分量的相关分布 深色(浅色)阴影区表示通过95%置信度检验的正(负)相关区. Fig. 7 Correlations of the summer STE of water vapor over Asia with (a) the SASM and (b) the SCSSM on interannual scale The positive (negative) correlations significant at 95% confidence level are heavy (light) shaded. |
进一步研究发现，图 7a 与水汽交换年际分量EOF分析的第一模态(图略)较为一致，南亚夏季风指数与EOF第一特征向量对应的时间系数之间的相关系数可达0.45，通过了99%置信度检验，因此可以认为，在年际尺度上南亚夏季风对夏季平流层-对流层水汽交换的影响最为重要.此外，图 7b与EOF分析第三模态(图略)几乎接近反位相，且南海夏季风指数与第三模态时间系数之间的负相关达到-0.41，也通过了99%置信度检验，因此可以认为，在年际尺度上南海夏季风与水汽交换的关系也是密切的，但是与南亚夏季风相比，其作用明显较弱.
5.3 亚洲夏季风影响水汽交换的可能机制分析以上分析表明，亚洲地区平流层-对流层水汽交换的年际变化与亚洲夏季风的强弱有密切的关系，尤其与南亚夏季风的关系更为显著，那么，在年际尺度上亚洲夏季风是如何影响水汽交换的?不同季风子系统其影响范围是否具有区域性?下面我们就将进一步分析其可能的影响机制.
5.3.1 南亚夏季风强弱变化对水汽交换年际变化的影响图 8为强、弱南亚夏季风年对应的夏季高低层环流场合成差.由图 8a可见，南亚季风异常偏强年，对流层低层从我国华南到热带中太平洋地区维持一强大的异常气旋，而我国江淮流域至日本以东为一异常反气旋，这表明西太平洋副热带高压偏弱偏北，有利于热带西太平洋对流活跃和日本海附近下沉运动的加强.此外，索马里越赤道气流异常加强，经阿拉伯海后向东穿越孟加拉湾和中南半岛，最后进入到热带西太平洋地区，这一环流型有利于这些地区对流层水汽的输送.需要特别注意的是，在阿拉伯半岛有异常强的偏北风进入到阿拉伯海西岸，将有利于这一地区水汽偏少.在对流层高层(图 8b)，异常风场最明显的特征就是南亚反气旋增强，且有两个异常中心，一个位于青藏高原上空，一个位于日本海上空.以往研究表明[16， 44]，由南亚反气旋引起的对流过射和缓慢上升运动是上对流层物质进入到下平流层的两种有效方式.因此，南亚夏季风偏强时对应的高层异常流场有利于上对流层水汽输送到平流层.
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图 8 南亚夏季风强、弱年(a)850hPa和(b)200hPa夏季风场年际分量合成差(单位:m·s-1)阴影区表示通过95%置信度检验的区域. Fig. 8 Composite differences between strong and weak SASM years in the interannual componentsof summer wind (unit: m • s-1) at (a) 850 hPa and (b) 200 hPa Areas significant at 95% confidence level are shaded. |
图 9a-9c分别为强、弱南亚夏季风年对应的地面~300hPa垂直积分的水汽通量散度、夏季150hPa垂直速度(ω>0 表示下沉运动，ω<0 表示上升运动)和垂直积分视热源年际分量的合成差分布.可以看到，南亚夏季风偏强年，水汽通量辐合区(小于0的区域)主要集中在青藏高原、孟加拉湾西北部、南海及10°N-25°N 之间的广大中西太平洋一带(图 9a)，同时这些地区也对应强的异常热源(图 9c)和上升运动(图 9b).在这些地区的两侧则为水汽通量辐散区、异常强的冷源区和下沉区.事实上图 9a-9c的分布也类似于图 7a的相关分布，表明南亚夏季风的加强或减弱对应了季风热源的增强或减弱，而热源的变化能激发出异常的垂直运动、季风环流和水汽辐合辐散，从而有利于水汽向上或向下传输.
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图 9 南亚夏季风强、弱年(a)地面~300hPa积分的水汽输送通量散度(单位:10-9kg·m-2·s-1)，(b)150hPa夏季垂直速度(单位:10-3 Pa·s-1)，(c)夏季视热源Q1(单位:W·m-2)和(d)前期(春季)海温(单位:℃)合成差 深色(浅色)阴影区表示通过95%置信度检验的正(负)差值区. Fig. 9 Composite differences between strong and weak SASM years in (a) water vapor flux divergence integrated from surface to 300 hPa (unit: 10-9 kg • m-2 • s-1)，(b) 150 hPa vertical velocity (unit: 10-3 Pa • s-1)，(c) the mean atmospheric heat sources anomalies integrated from surface to 100 hPa (Ql, unit: W • m-2) in boreal summer, and (d) sea surface temperature anomaly (SSTA) in previous season (spring, unit: C) Positive (negative) areas significant at 95% confidence level are heavy (light) shaded. |
图 9d为强、弱南亚夏季风年前期海温的异常分布.可以看出，强季风年，前期海温为典型的LaNiña型分布:赤道东太平洋海表温度异常偏冷，而赤道西太平洋地区异常偏暖，西太平洋暖池热源加强.此外印度洋和中国邻近海域异常偏冷，结果有利于海陆热力差异增大.事实上，研究表明这种海温分布型确实是有利于随后南亚夏季风的增强和相应海域热源的加强或减弱[45].
总之，前期海温为LaNiña型分布有利于南亚夏季风的增强，结果激发出异常的垂直运动和大气环流，影响水汽的水平和垂直输送，最终影响平流层-对流层之间水汽的交换.
5.3.2 南海夏季风强弱变化对水汽交换年际变化的影响南海夏季风强弱变化对水汽交换年际变化也有一定的影响.类似地，我们给出了强、弱南海夏季风年对应的夏季对流层高低层环流合成差值场(图 10).低层风场显示(图 10a)，南海夏季风偏强时，从中国东部到热带西太平洋地区有一强大的异常气旋存在，而此气旋以北为一异常反气旋环流.这表明南海季风槽加强，而副高偏弱偏北.高层风场(图 10b)则显示在30°N 以北为一异常反气旋，且中心主要位于东亚地区.
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图 10 同图 8，但为南海夏季风强弱年风场合成差 Fig. 10 The same as Fig.8，but for composite differences between strong and weak SCSSM years in wind fields |
图 11a-11c为强、弱南海夏季风年对应的地面~300hPa垂直积分的水汽通量散度、夏季150hPa垂直速度和垂直积分视热源年际分量的合成差分布.由图可见，南海夏季风增强时，我国华南地区-菲律宾以东洋面为显著的水汽辐合、异常上升和热源区，尤其是在菲律宾以东洋面，热源非常显著，因而有利于在这一地区激发出气旋性异常环流、上升运动和产生水汽辐合.而在青藏高原、印度东部-孟加拉湾、中南半岛及赤道西太平洋地区为显著的异常下沉和水汽辐散区，这可能与这些地区异常冷源分布有关.将图 11a-11c和图 7b 的相关分布进行比较，不难发现异常热源激发出的气旋和上升运动大致对应着强的正相关区，而冷源激发出的异常反气旋和下沉运动基本对应着显著的负相关区.此外需要注意的是，图 11a-11c除了80°E 以东，25°N 以南地区是通过显著性检验，其它通过显著性检验的区域较零星.这些表明南海夏季风热源的变化对平流层-对流层水汽交换也具有重要作用，尤其是中南半岛以东地区其作用较显著，而以西地区作用较弱，进一步说明了南海夏季风的影响具有局地性.
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图 11 同图 9，但为南海夏季风强弱年合成差场 Fig. 11 The same as Fig.9，but for composite differences between strong and weak SCSSM years |
图 11d给出的是强、弱南海夏季风年前期海温的异常分布.从图中可以看出，前期海温主要表现为弱的LaNiña型分布，并且印度洋和中国东部海域为负海温距平.菲律宾以东洋面为正海温距平，这个地区正好对应着夏季的强热源区，而南赤道印度洋-南赤道西太平洋的负海温距平则对应了夏季强的冷源区.这表明前期海温异常导致异常冷热源的存在，并且冷源和热源可一直维持到夏季，使南海夏季风加强或减弱，从而通过改变低层环流和高层垂直运动对平流层-对流层水汽交换产生重要影响.
总之，在年际尺度上南亚夏季风和南海夏季风的强弱变化对亚洲地区夏季水汽交换都有重要作用，但具体来说，南亚夏季风的作用更为显著，且影响的范围较广；南海夏季风作用稍弱，且其作用范围仅限于中南半岛以东地区，具有一定的局地性.亚洲夏季风对水汽交换的影响机制大致如图 12所示，可以概括为:前期海温为LaNiña型分布有利于相应地区热源的变化，春季到夏季热源的维持使得随后南亚夏季风和南海夏季风增强，在不同的亚洲夏季风子系统影响下，亚洲地区出现异常的垂直运动和大气环流，从而影响平流层-对流层之间水汽的交换.在西太平洋地区，南亚夏季风和南海夏季风的作用一致，均有利于该地区5°-25°N 范围内向上水汽交换的加强；而在中南半岛以西地区，水汽交换主要受南亚夏季风影响.
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图 12 亚洲夏季风影响平流层-对流层水汽交换机制示意图 Fig. 12 Schematic diagram showing the modulation of the summer Asian monsoon in the STE |
本文对亚洲地区夏季平流层-对流层水汽分布及水汽交换特征进行了分析，重点着眼于年际尺度，并探讨了其与亚洲夏季风的联系.结果表明，通过磁带记录信号的传播水汽交换变化可以影响下平流层水汽的多寡，且季风区下平流层-上对流层水汽均较赤道地区偏多.
在年际尺度上，水汽交换与亚洲季风强弱变化有密切联系，尤其与南亚夏季风的关系更为显著.南亚夏季风与亚洲大部分地区的水汽交换都具有很好的正相关关系，尤其在印度北部-高原南部、孟加拉湾及150°E-160°E，15°N-30°N 的西太平洋地区二者正相关尤为显著；南海夏季风与水汽交换在130°E 以东的中西太平洋、阿拉伯海及印度西部有大范围的正相关，而在阿拉伯半岛、印度东部-青藏高原、中南半岛东部、菲律宾及其邻近海域以及30°N以北的西北太平洋地区为显著的负相关.亚洲夏季风影响水汽交换的可能机制为:前期海温为LaNiña型分布有利于相应地区热源的变化，而热源从春季到夏季的维持使得随后南亚夏季风和南海夏季风增强，在强的亚洲夏季风影响下，亚洲地区出现异常的垂直运动和大气环流，从而影响平流层-对流层之间水汽的交换.在西太平洋地区，南亚夏季风和南海夏季风的作用一致，均有利于该地区5°N-25°N范围内向上水汽交换的加强；而在中南半岛以西地区，水汽交换主要受南亚夏季风影响.
应该看到，虽然本文对亚洲地区夏季平流层-对流层水汽交换的年际变化及可能影响机理进行了研究，但还有很多重要问题值得进一步深入.例如，影响中高纬地区水汽交换的因子是什么?在外强迫上本文仅分析了前期海温的影响，事实上，其它外强迫，如青藏高原积雪、海冰等对亚洲季风环流的年际变化也有重要的作用，因此亚洲地区水汽交换的影响机理还需要进一步深入及利用模式作进一步验证.
致谢感谢两位匿名审稿人为本文的修改提出了宝贵意见.
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