Plateau Meteorology

Plateau Meteorology >

2020 , Vol. 39 >Issue 2: 333 - 346

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00054

Influence of the South-North Displacement of South Asia High on the Distribution of Atmospheric Composition in the Upper Troposphere-Lower Stratosphere over the Asian Monsoon Region

  • Houwang TU , 1, 3 ,
  • Hongying TIAN , 2 ,
  • Xiran XU 2 ,
  • Ruhua ZHANG 2
Expand
  • 1. College of Meteorology and Oceanography r，National University of Defense Technology，Changsha 410073，Hunan，China
  • 2. Key Laboratory of Semi-Arid Climate Change of the Ministry of Education，College of Atmospheric Sciences，Lanzhou University，Lanzhou 730000，Gansu，China
  • 3. College of Computer，National University of Defense Technology，Changsha 410073，Hunan，China

Received date: 2019-05-14

  Revised date: 2019-08-31

  Online published: 2020-04-28

Fold

Highlights

Using the ERA-Interim reanalysis data provided by the European Centre for Medium-range Numerical Prediction (ECMWF) and the atmospheric composition data provided by the Microwave Limb Sounder (MLS)， the impacts of the south-north displacement in the South Asia High (SAH) on the distribution of water vapor， ozone (O3) and carbon monoxide (CO) in the UTLS of the Asian monsoon region are analyzed.The results show that： (1) Water vapor and CO at 200 hPa are higher over the Iranian plateau， northeastern Tibetan Plateau and northeastern China during northward displaced SAH (NSAH) than those during southward displaced SAH (SSAH)， except in the north of the Bay of Bengal and in the northern part of the Indochina Peninsula.At 100 hPa， the water vapor in the SAH range during NSAH is higher than those during SSAH， while the CO is higher during SSAH than those during NSAH.At 68 hPa， CO in the SAH range during NSAH are weaker than those during SSAH.The distribution of ozone at different heights is roughly opposite to those of CO.(2) During NSAH the convection activities in the west and north side of SAH is stronger than those during SSAH and the intensity of SAH north of the 30°N is also stronger than those during SSAH.Stronger convection during NSAH leads to more lower-tropospheric air transporting upwards， resulting in the higher (lower) values of water vapor and CO (O3) at 215 hPa over the Iranian plateau and Qinghai-Tibet Plateau to the northeastern China than those during SSAH.(3) At 100 hPa， the geopotential height in the south of the anticyclonic circulation is higher and the vertical ascending motion is stronger during SSAH than those during NSAH.Thus， tropospheric air with high concentration water vapor and CO and low concentration ozone are transported upward.As a result， the concentration of 100-hPa CO (O3) at 100 hPa is stronger (lower) during SSAH than that during NSAH.For the water vapor， the tropopause temperature in the SAH area is lower during SSAH.Effected of “condensation and dehydration”， the 100-hPa water vapor in the SSAH is lower than that in the SSAH.(4) The “trapping” effect during SSAH is weaker than those during NSAH， causing the stronger ascending motion and transporting more air with high (lower) concentrated CO (O3) to 68 hPa.

Cite this article

Houwang TU , Hongying TIAN , Xiran XU , Ruhua ZHANG . Influence of the South-North Displacement of South Asia High on the Distribution of Atmospheric Composition in the Upper Troposphere-Lower Stratosphere over the Asian Monsoon Region[J]. Plateau Meteorology, 2020 , 39(2) : 333 -346 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00054

1 引言

南亚高压（South Asia High， SAH）作为北半球夏季亚洲季风区对流层上层和平流层低层的大型反气旋性环流系统（Mason et al， 1963； 陶诗言等， 1964； Krishnamurti et al， 1973）， 是亚洲夏季风环流系统的重要子系统之一（Rosenlof et al， 1997； Gettelman et al， 2004； Li et al， 2005a； Randel et al， 2006； Fu et al， 2006； Park et al， 2007， 2008， 2009； Bannister et al， 2012； Chen et al， 2012； 董敏等， 2018）。夏季南亚高压与其他系统相互影响（Zhang et al， 2005； Huang et al， 2011）， 尤其是与印度夏季风、 东亚夏季风、 降水和急流等相互作用（Wei et al， 2014， 2015， 2017）， 对整个北半球夏季的大气环流演变和亚洲季风区乃至全球天气气候变化有着重要的影响（朱福康等， 1980； 罗四维等， 1982； 王斌等， 2011）。早期对南亚高压空间分布特征的研究已指出， 南亚高压脊线存在季节性的南北位移， 且这种南北变化不是孤立发生的， 它与全球大气环流变化以及中国的天气气候变化密切相关。由冬入夏， 南亚高压的季节性北跳与东亚夏季风的建立以及我国东部雨带的推进有很好的对应关系（He et al， 2006； 何金海等， 2011； 赵勇等， 2018； 桓玉等， 2018）。张新荣等（2004）研究表明南亚高压登上高原的日期， 与西太平洋副热带高压第一次北跃和西北地区转入多雨期密切相关。南亚高压脊线位置偏南有利于长江流域梅雨的长时间维持， 当南亚高压位置偏北时， 长江流域梅雨期结束， 降水偏少（朱福康等， 1980； 梁必琪， 1995； 黄燕燕等， 2004； 王秀文等， 2006）。南亚高压偏北对应着高层西风急流以及中层西太平洋副热带高压偏北， 使得我国东部整个雨带偏北（魏维， 2012a）。南亚高压南北位移指数可作为预测我国夏季区域降水的重要指标（魏维等， 2012b）。
夏季， 南亚高压不仅影响天气气候变化， 通过持续性深对流活动对上对流层-下平流层（Upper Troposphere Lower Stratosphere， UTLS）区域大气化学成分的分布也有重要的影响， 所伴随的物质输送对平流层-对流层物质交换有重要作用 （Dethof et al， 1999； Bannister et al， 2012； Gettelman et al， 2004； Guo et al， 2012， 2015， 2017）。卫星观测资料显示， 夏季， 南亚高压反气旋内在对流层顶和平流层底部是对流层示踪物的高值区（如水汽、 CO、 甲烷、 氮氧化物、 氰化氢、 气溶胶等）（Randel et al， 2001， 2010； Rosenlof et al， 1997； Park et al， 2004； Li et al， 2005a； Vernier et al， 2011）和平流层示踪物的低值区（如O3）（Randel et a1， 2001）。南亚高压反气旋内大气成分极值中心存在的主要原因是南亚高压反气旋的“围困”作用（trapping）， 即强大的南亚高压使得UTLS区域内的空气在较长时间内停留在反气旋中， 无法扩散到反气旋外面（Li et al， 2005b； Randel et al， 2006）。水汽和O3是温室气体， 它们产生的辐射强迫会改变整个地气系统的能量平衡（Piers et al， 1999； Zou， 1996）； CO 是平流层中一种重要的大气污染物， 它可以通过与O3 的一系列化学反应间接影响辐射平衡（Novelli et al， 1998）， 因此南亚高压反气旋内大气成分的变化可以进一步通过大气辐射、 微物理、 化学等过程对区域甚至全球气候变化产生重要影响。而南亚高压的中心位置发生变化时， 也会影响UTLS区域的大气成分分布。研究表明， 南亚高压中心偏西时， 伊朗高原上空对流层示踪物（如水汽、 CO）为正距平， 平流层示踪物（如O3）为负距平， 青藏高原上空则相反（周任君等， 2005； 舒斯等， 2011； Yan et al， 2011）。屠厚旺等（2018）的研究指出， 南亚高压中心的东西偏向对100 hPa水汽高值中心的强度和位置均有较强的影响， 对70 hPa的水汽分布影响较小。Luo et al（2011）研究表明， 南亚高压反气旋内化学物质的分布与传输在100 hPa主要受反气旋环流东西振荡的影响， 而在215 hPa与深对流活动有关。可见， 南亚高压中心位置的东西变化对反气旋内UTLS区域大气成分的分布有重要影响。陈斌（2009）研究认为， 青藏高原及其周边区域的夏季对流抬升和南亚高压闭合环流的作用是影响UTLS区域水汽及其大气痕量成分分布、 变化的主要动力过程。郭栋等（2012）使用数值模式研究了南亚高压对青藏高原臭氧谷（臭氧谷一般指夏季6 -9月高原上空臭氧总量的低值区）的动力作用， 指出150~50 hPa， 南亚高压上高原时， 纬向输送使青藏高原臭氧谷加深； 南亚高压稳定在高原上空时， 南北输送使青藏高原臭氧谷变浅。张肖剑等（2018）研究了全新世南亚高压南北移动及其与亚洲夏季风降水的关系发现， 南亚高压偏北时， 东亚北部上空产生异常反气旋， 有利于低层空气辐合上升， 降水增加； 而在中低纬地区产生异常东风带， 减弱孟加拉湾的水汽输入， 从而使得东亚南部和西南季风区降水减少； 并认为南亚高压的南北振荡可以部分解释亚洲夏季风降水的显著空间差异。然而， 南亚高压的南北位移与反气旋内UTLS区域大气成分分布的关系的研究尚不多见， 其影响机制也不清楚。
本文将利用MLS卫星资料和ERA-Interim再分析资料， 研究南亚高压南北位移时亚洲季风区UTLS 区域大气成分（如水汽、 CO和O3）的分布特点以及反气旋垂直输送的细节， 探讨其可能的影响机制。

2 资料来源与方法介绍

2.1　资料来源

微波临边探测仪（MLS）可探测到对流层上层和平流层中大气成分的垂直廓线， 例如水汽、 CO、 O3等要素， 在垂直方向上有效探测范围为316~0.002 hPa， 资料已被广泛用于对流层上层和平流层成分分析中（Li et al， 2005a, 2005b； 陈斌等， 2009； Luo et al， 2011）。Bian et al（2002）基于中国北京上空臭氧探空仪的观测验证指出， MLS 的臭氧产品在UTLS区域存在一个较小的正偏差。在平流层和对流层上层CO与观测结果较为一致， 观测误差在20×10-9 kg·kg-1以内（Livesey et al， 2007）。对水汽来说， 在不同等压面上， 如215 hPa、 100 hPa和68 hPa， 其单个廓线的精度对应的分别是0.9 ppmv、 0.5 ppmv和0.2 ppmv（Livesey et al， 2005； 田红瑛等， 2013； Sridharan et al， 2016）。本文采用的水汽、 CO 、 O3 资料为4.0版的MLS 二级标准产品， 时间为2005 -2016年盛夏（7 -8月）的逐日资料， 考虑到研究气体成分需要较为精确的分辨率， 将南亚高压偏北天和南亚高压偏南天的大气成分资料插值到4°×4°的经纬度网格点上。UTLS区域在垂直方向上选取215 hPa、 100 hPa和68 hPa共三层， 分别代表对流层上层、 对流层顶附近以及平流层下层。
本文采用的资料还有欧洲中期数值预报中心（ECMWF）提供的ERA-Interim再分析资料， 水平分辨率为1°×1°， 使用的物理量为日平均的位势高度、 位涡、 水平和垂直风场。时间为2005 -2016年， 异常场为南亚高压偏北天和南亚高压偏南天减去气候平均态后的分布， 并利用线性插值将ERA-Interim资料中的位势高度场插值到与卫星资料相同的高度上（215 hPa、 100 hPa和68 hPa）。此外还采用了NCEP/NCAR提供的水平分辨率为2.5°×2.5°的向外长波辐射（Outgoing Long-wave Radiation， OLR）资料， 时间长度为2005 -2016年。文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2016）1561的世界地图制作， 底图无修改。

2.2　方法介绍

南亚高压面积指数 x S A H为研究区域内位势高度 H i , j大于基准线 y  的总格点数； 强度指数 I S A H为研究区域内位势高度大于   y  的所有格点的位势高度值与   y  之差的总和除以面积指数； 位势高度基准线 y（单位： gpm）， 200 hPa   y  取12500 gpm， 100 hPa y  取16760 gpm， 70 hPa   y 取18820 gpm。（谭晶等， 2005； 魏维， 2012a）。
x S A H = ∑ i , j δ ( H i , j - y ),
I S A H = ∑ i = 1 m ( H i , j - y ) / x S A H.
本文选用200 hPa南亚高压中心纬度变化来表征南亚高压南北位移指数， 将南亚高压南北位移指数进行标准化， 指数大于1时表示南亚高压位置异常偏北， 指数小于-1则表示SAH 的位置异常偏南。

3 南亚高压南北位移对亚洲季风区UTLS区域大气成分分布的影响

图1给出了利用ERA-Interim 再分析资料计算得到的2005 -2016年南亚高压南北位移指数的标准化序列， 以及南亚高压偏北和偏南天215 hPa、 100 hPa 和68 hPa 的位势高度场合成。在215 hPa， 南亚高压偏北时反气旋中心在（89°E， 33°N）， 偏南时反气旋中心在（83°E， 27°N）， 南亚高压偏南时其中心也偏西。随着高度的升高， 南亚高压有向北倾斜的趋势， 这与南亚高压的空间结构有关。在100 hPa， 南亚高压偏北时， 高压中心位于青藏高原上空； 而偏南时， 高压中心向西移到伊朗高原上空， 位势高度高值区范围较小， 中心强度也较小。
图1 利用ERA-Interim资料计算的2005 -2016年夏季逐日南亚高压南北位移指数的标准化时间序列（a）， 以及夏季南亚高压偏南（红线）和偏北（蓝线）时不同高度的位势高度场合成（b~d， 等值线， 单位： gpm）

Fig.1 The standardized time series of the day-to-day SAH South-North Displacement Index calculated from ERA-Interim data during 2005 -2016 (a)， and the composite geopotential height field at different heights in summer (b ~ d， contour， unit： gpm).In Fig.1(b)~(d)， red and blue lines represent SSAH and NSAH， respectively

从夏季南亚高压偏北和偏南天 215 hPa、 100 hPa和68 hPa水汽浓度及其异常场的合成（图2）可以看出， 在215 hPa， 南亚高压偏北天与偏南天水汽分布形态相似， 水汽高值中心位于南亚高压东南部， 只不过南亚高压偏南时的水汽高值区比偏北时范围更小[图2(a)， (b)]。可见在对流层上层， 水汽主要是从反气旋环流的东南部涌上高原及邻近地区。南亚高压偏北时， 在南亚高压北部地区水汽浓度异常偏高， 而偏南时在高压控制范围内的西部和北部， 水汽均异常偏低， 仅在高压东部有范围较小的水汽异常高值区。从南亚高压偏北和偏南的差值场看到， 南亚高压偏北时水汽在伊朗高原、 青藏高原东北部至中国东北强于偏南时， 而在孟加拉湾以北和中南半岛北部反而弱于偏南时[图2(c)]。在100 hPa[图2(d)， (e)]， 偏北和偏南时水汽高值区的分布形态与南亚高压的分布形态基本一致， 水汽高值区在（20°N -40°N， 25°E -125°E）范围内呈带状分布， 主要是由于亚洲季风环流强度增加， 对流层向上输送的水汽不断积聚， 强大的反气旋环流抑制了反气旋内部与外界空气的混合， 从而导致该区域形成了水汽的高值区。南亚高压偏北时， 高压控制范围水汽异常偏高， 特别是在青藏高原及其东部地区， 而南亚高压以南水汽偏低[图2(d)]； 南亚高压偏南时， 高压范围内水汽异常偏低， 在伊朗高原上空尤其偏低， 高压控制范围以外水汽偏高[图2(e)]。这与前人的研究结果一致（Park et al， 2007, 2008； Yan et al， 2011； Tian et al， 2011）。100 hPa水汽差值场与215 hPa不同的是， 在（20°N -45°N， 40°E -120°E）范围内， 南亚高压偏北时的水汽浓度均强于偏南时， 而在20°N以南， 则是南亚高压偏北时水汽浓度较低[图2(f)]。在68 hPa， 水汽高值区位于高压中心南侧， 高值区相比100 hPa强度减小， 范围减弱[图2(g)， (f)]。与100 hPa水汽浓度差值场不同的是， 在68 hPa反气旋控制范围内， 南亚高压偏北时水汽浓度异常偏低， 只在我国东北地区偏高； 偏南时， 异常偏高， 但南亚高压偏北偏南的差异对水汽的影响没有通过90%的显著性检验[图2(i)]， 说明南亚高压对于68 hPa的水汽分布影响不显著， 因此不再讨论。
图2 南亚高压偏北（左）和偏南（中）时不同高度的水汽浓度（彩色区， 单位： ppmv）和水汽浓度异常值（黑色等值线， 实线为正值， 虚线为负值， 单位： ppmv）以及偏北与偏南水汽浓度的差值（右， 彩色区， 单位： ppmv）分布

215 hPa和100 hPa高度填充绿色等值线为该高度位势高度场， 68 hPa高度上填充绿色等值线为100 hPa位势高度场（单位： gpm）； 加点区域为通过了90%的置信度检验的显著区域

Fig.2 The composites of water vapor concentration (color area， unit： ppmv) and its anomalies (black contour， unit： ppmv) for NSAH (left) and SSAH (medium)， and the water vapor differences (right， color area， unit： ppmv) between NSAH and SSAH.Green contours represent geopotential height field (unit： gpm) at 215 hPa in Fig.2(a)~(b)， and geopotential height field (unit： gpm) at 100 hPa in Fig.2(d)~(e) and (g)~(h).The dotted area is passing the significant test of 90%

由夏季南亚高压偏北天和偏南天 215 hPa、 100 hPa和68 hPa CO浓度分布和异常场的合成分布（图3）可知， 在215 hPa [图3(a)， (b)] CO的高浓度中心从孟加拉湾北部向东北方向延伸到日本海附近， 与水汽的高值中心分布不同的是， CO的高值并不是来自于南亚高压东南部， 可能与东亚地区地面的CO排放有关。南亚高压偏北与偏南的CO差值场[图3(c)]与水汽差值场分布相似， 南亚高压偏北时伊朗高原、 青藏高原东北部至中国东北部CO浓度偏高， 而孟加拉湾东北部和中南半岛西部CO浓度偏低。在100 hPa [图3(d)， (e)]， 偏北和偏南时CO的高值中心均位于南亚高压的南部， 相比100 hPa水汽的高值中心位置偏南， 范围也偏小， 并没有呈现在南亚高压控制范围内的带状分布特征。从异常分布来看， 南亚高压偏北时， 反气旋中心和南部CO浓度异常偏低； 而偏南时， 高压中心和南部CO浓度异常偏高， 这与水汽的异常分布恰好相反。偏北和偏南的差值场分布与水汽明显不同， 在35°N以北， 南亚高压偏北时CO浓度较高， 而在35°N以南的CO浓度高值区， 南亚高压偏南时CO浓度较高[图3(f)]。在68 hPa， 南亚高压偏北时， CO 的高浓度区位置比100 hPa偏北， 并且范围明显缩小[图3(g)]。南亚高压偏南时， CO高浓度区的位置与100 hPa相同， 只是范围缩小[图3(h)]。与68 hPa 的水汽差值场分布相似， 南亚高压偏北时CO高浓度区范围和强度仍然弱于偏南时。尽管CO 和水汽均源于对流层， 但是南亚高压中心的南北位置变化对CO和水汽的影响存在差异， 尤其在100 hPa附近。
图3 南亚高压偏北（左）和偏南（中）时不同高度的CO浓度（彩色区， 单位： ppbv）和CO浓度异常值（黑色等值线， 实线为正值， 虚线为负值， 单位： ppbv）以及偏北与偏南CO浓度的差值（右， 彩色区， 单位： ppbv）分布

215 hPa和100 hPa高度填充绿色等值线为该高度位势高度场， 68 hPa高度上填充绿色等值线为100 hPa位势高度场（单位： gpm）； 加点区域为通过了90%的置信度检验的显著区域

Fig.3 The composites of CO concentration (color area， unit： ppbv) and its anomalies (black contour， unit： ppbv) for NSAH (left) and SSAH (medium)， and the CO differences (right， color area， unit： ppbv) between NSAH and SSAH.Green contours represent geopotential height field (unit： gpm) at 215 hPa in Fig.3(a)~(b)， and geopotential height field (unit： gpm) at 100 hPa in Fig.3(d)~(e) and (g)~(h).The dotted area is passing the significant test of 90%

臭氧主要分布在平流层中， 属于平流层示踪物。图4为夏季南亚高压偏北天和偏南天215 hPa、 100 hPa和68 hPa O3浓度及其异常场的合成。在215 hPa， 南亚高压偏北和偏南时O3 的分布形态相似， 均呈现“北高南低”的特点， 南亚高压偏北时， 在南亚高压以北O3 浓度呈现负异常； 偏南时， 南亚高压东北部O3 浓度呈现正异常[图4(a)， (b)]。南亚高压偏北和偏南O3浓度的差值场表明， 在35°N以北， 南亚高压偏北时的O3浓度弱于偏南时， 而35°N以南， 在伊朗高原和中南半岛北部则是南亚高压偏北时O3浓度较高[图4(c)]。在100 hPa [图4(d)， (e)]， 南亚高压偏北和偏南时在反气旋南部均存在一个O3浓度低值区。不同的是， 南亚高压偏北时， 低值区O3 浓度异常偏高， 而反气旋以北O3 浓度异常偏低； 南亚高压偏南时， 反气旋南部的O3 浓度异常偏低， 而反气旋以北O3 浓度异常偏高。100 hPa偏北和偏南的差值场显示， 35°N以北O3 浓度异常分布与215 hPa几乎相同， 但是O3 浓度异常较215 hPa 大， 35°N以南的O3低值区在南亚高压偏南时浓度更低。在68 hPa 高度， O3的整体分布特征与100 hPa 相似， 热带地区的O3 低值区更加明显。
图4 南亚高压偏北（左）和偏南（中）时不同高度的O3浓度（彩色区， 单位： ppbv）和O3浓度异常值（黑色等值线， 实线为正值， 虚线为负值， 单位： ppbv）以及偏北与偏南O3浓度的差值（右， 彩色区， 单位： ppbv）分布

215 hPa和100 hPa高度填充绿色等值线为该高度位势高度场， 68 hPa高度上填充绿色等值线为100 hPa位势高度场（单位： gpm）； 加点区域为通过了90%的置信度检验的显著区域

Fig.4 The composites of O3 concentration (color area， unit： ppbv) and its anomalies (black contour， unit： ppbv) for NSAH (left) and SSAH (medium)， and the O3 differences (right， color area， unit： ppbv) between NSAH and SSAH (215 hPa in the first line， 100 hPa in the second line， 68 hPa in the third line).Green contours represent geopotential height field (unit： gpm) at 215 hPa in Fig.4(a)~(b)， and geopotential height field (unit： gpm) at 100 hPa in Fig.4(d)~(e) and (g)~(h).The dotted area is passing the significant test of 90%

4 南亚高压南北位移影响亚洲季风区UTLS区域大气成分分布的原因

随着南亚高压中心位置的南北位移， 亚洲季风区UTLS 区域大气成分浓度极值中心的位置和强度存在不同的变化， 为了进一步分析引起不同高度水汽、 CO和O3 分布变化的机制， 利用NCEP/NCAR提供的OLR资料合成了南亚高压偏北天和偏南天OLR的异常分布（图5）, 可以看出OLR能够用来表征对流强度， OLR的值越大， 说明对流越弱； 反之， 对流越强（Jun et al， 2000）。南亚高压偏北和偏南时， OLR异常的分布在南亚高压控制范围内几乎是完全相反的[图5(a)， (b)]。从OLR的差值场来看[图5(c)]， 阿拉伯半岛、 伊朗高原至青藏高原北部OLR为强的负异常， 说明此处南亚高压偏北时对流比偏南强， 较强的对流将对流层低层含有充足水汽和CO以及低浓度O3 的空气向上输送到上对流层， 对应于图2（c）和图3（c）中在南亚高压偏北时215 hPa水汽和CO的异常偏高， 以及图4（c）中215 hPa O3 在青藏高原东北部的异常减少。孟加拉湾中东部OLR为负异常， 对流偏强， 对应于南亚高压偏北时215 hPa水汽在孟加拉湾的异常增加， CO在印度半岛的异常增加， 以及臭氧在孟加拉湾和印度半岛北部的异常减少。由此可见， OLR显示的对流强度变化对上对流层215 hPa的水汽、 CO和O3在反气旋控制区的极值分布有着重要的影响。
图5 南亚高压偏北（a）和偏南时（b） OLR异常场以及偏北与偏南的差值场（c）分布（彩色区， 单位： W·m-2）

绿色等值线为215 hPa高度位势高度场（单位： gpm）， 加点区域为通过了90%的置信度检验的显著区域

Fig.5 The OLR (color area， unit： W·m-2) anomaly field for NSAH (a) and SSAH (b)， and their difference (c).Green contours represent geopotential height (unit： gpm) field at 215 hPa in Fig.5(a) and 5(b).The dotted area is passing the significant test of 90%

为了进一步了解南亚高压中心的南北位移对对流层顶附近大气成分的输送作用， 图6给出了UTLS 区域的垂直环流配置和位涡垂直剖面， 其中选取位涡值等于2.5 PVU（1 PVU=1×10-6 K·m2·kg-1·s-1）的等位涡面作为动力对流层顶（Hoinka， 1998； Sepúlveda et al， 2014）。图6（a）和（b）分别为南亚高压偏北天和偏南天UTLS 区域沿偏北和偏南时的高压中心经度89°E和83°E的垂直速度场和风场的经向垂直剖面。在南亚高压偏北天和偏南天， UTLS 区域南亚高压中心都以上升运动为主， 随着高度的增加， 垂直上升运动逐渐减弱， 反气旋内水平运动逐渐增强， 使上对流层的垂直风场呈“喷泉”式的环流特征， 这与Park et al（2009）得出的结论是一致的。从垂直环流的异常分布来看， 南亚高压异常偏北时， 高压中心及南部的上升运动在整个UTLS区域都是负异常， 说明此处的上升运动是减弱的， 从对流层输送到平流层的物质较少， 对应的对流层顶高度也较低[图6(c)， (e)]； 南亚高压偏南时， 高压中心的上升运动在整个UTLS区域都是增强的， 同时对流层顶高度也被抬升[图6(d)， (f)]， 可见南亚高压偏南时较强的上升运动可将更多的水汽、 CO和低浓度O3空气向上输送至对流层顶附近， 导致100 hPa高压控制区内CO浓度比偏北时高， O3浓度则偏低， 但是这并不能解释水汽在100 hPa附近的分布。
图6 南亚高压偏北时（a， c， 沿89°E）和偏南时（b， d， 沿83°E）UTLS 区域垂直速度（彩色区， 单位： -1×10-2 Pa·s-1）和风场[矢量， 由纬向风（单位： m ·s-1）与垂直速度（单位： -1×10-2 Pa·s-1）合成]的经向垂直剖面（a， b）、 垂直速度和风场异常的经向垂直剖面（c， d）， 以及南亚高压偏北天（e， 沿33°N）和偏南天（f， 沿27°N）的位涡纬向垂直剖面分布

绿色圆圈为反气旋中心， 加点区域为通过了90%的置信度检验的显著区域

Fig.6 The latitude-pressure cross sections of vertical velocity (colors area， unit： -1×10-2 Pa·s-1) and wind field [vector， combined by zonal wind (unit： m ·s-1) and vertical velocity (unit： -1×10-2 Pa·s-1)] during NSAH (a， c， along 89°E) and SSAH (b， d， along 83°E) and the longitude-pressure cross sections of potential vorticity during NSAH (e， along 33°N) and SSAH (f， along 27°N).In Fig.6(a)~(d)， green circles represent the anticyclonic centers. The dotted area is passing the significant test of 90%

从南亚高压偏北天和偏南天UTLS区域水平环流的异常场分布（图7）可以看出， 在215 hPa和100 hPa， 南亚高压偏北天[图5(a)， (d)]， 在30°N以北， 位势高度场为正异常， 异常风场为反气旋式环流， 而在20°N -30°N区域， 位势高度场为负异常， 异常风场为气旋式环流； 在南亚高压偏南时[图5(b)， (e)]刚好相反， 在25°N以北， 位势高度场为负异常， 异常风场为气旋式环流， 而在25°N以南， 位势高度场为正异常， 异常风场为弱的反气旋式环流。值得注意的是， 在100 hPa上CO和O3的极值中心位于南亚高压的南部， 相比于水汽的极值中心， CO 的高浓度中心在伊朗高原附近， 比高压中心偏西。Li et al（2005b）认为CO 的这种分布特征是由于亚洲夏季风对流和地形抬升使传输到对流层高层被南亚高压“俘获”的污染物主要来自南亚地区。南亚高压偏南时， 反气旋环流南部的位势高度偏高， 结合较强的垂直上升运动， 将对流层低层含有充足的水汽、 CO和低浓度O3的空气向上输送到对流层顶附近， 导致100 hPa上CO的高值中心浓度比偏北强， O3的低值中心浓度比偏北更低。然而， 100 hPa水汽的分布特点与CO不同， 在100 hPa 高度上， 南亚高压偏北时， 水汽浓度相对较高， 范围相对较广， 这与CO 恰恰相反。有研究指出， 温度对UTLS 区域的水汽分布有着重要的影响（Fueglistaler et al， 2005； Tian et al， 2006）， 上对流层低温会导致水汽在向上输送的过程中更容易达到饱和， 从而使水汽含量减少， 称为“冷凝脱水”作用（Rosenlof， 2003）。
图7 南亚高压偏北天（左）和偏南天（中）不同高度位势高度异常（彩色区， 单位： gpm）和风场异常（矢量， 单位： m ·s-1）以及偏北和偏南的位势高度异常（彩色区， 单位： gpm）和风场异常（矢量， 单位： m ·s-1）差值（右）分布

215 hPa和100 hPa高度填充绿色等值线为该高度位势高度场， 68 hPa高度上为100 hPa位势高度场（单位： gpm）， 加点区域为通过了90%的置信度检验的显著区域

Fig.7 The geopotential height (color area， unit： gpm) and horizontal wind (vector， unit： m ·s-1) anomalies during NSAH (left) and SSAH (medium) and their differences (right) at 215 hPa, 100 hPa and 68 hPa.In Fig.7(a)~(b)， green contours represent 215 hPa height field (unit： gpm)， in Fig.7(d)~(e) and (g)~(h) green contours represent 100 hPa height field.The dotted area is passing the significant test of 90%

基于ERA-Interim 位涡和温度资料计算的夏季南亚高压偏北天和偏南天对流层顶（PV=2.5 PVU）温度场的异常分布[图8(a)， (b)]显示， 南亚高压偏北时， 100 hPa南亚高压反气旋环流中心南部的对流层顶温度为正异常， 而南亚高压偏南时反气旋环流中心南部的对流层顶温度为负异常。从南亚高压偏北天和偏南天沿南亚高压中心经度在UTLS区域温度异常的垂直剖面图也可以看到， 南亚高压偏北时对流层顶附近高压中心以南均为正的温度异常。南亚高压偏南时刚好相反， 在对流层顶附近高压中心及以南主要为负的温度异常。这说明在南亚高压偏南时， 尽管上升运动强， 更多的水汽能够输送到对流层顶附近， 但对流层顶的异常低温会导致“冷凝脱水”作用的发生， 从而有利于100 hPa反气旋内异常偏低的水汽的形成和维持[图2(e)]。南亚高压偏北时， 对流层顶温度较高， “冷凝脱水”作用弱于偏南时， 并且南亚高压强度较强， 尽管上升运动弱， 但仍有大量水汽被输送到100 hPa， 因此在100 hPa 反气旋控制的区域， 南亚高压偏北时的水汽无论是范围还是浓度均要强于偏南时。
图8 ERA-Interim 资料计算的南亚高压偏北天（a）和偏南天（b）对流层顶温度异常场（彩色区， 单位： K）以及南亚高压偏北天沿91°E（c）和南亚高压偏南天沿59°E（d）温度异常（彩色区， 单位： K）的经向垂直剖面分布

绿色等值线为100 hPa位势高度场（单位： gpm）， 绿以圆圈为反气旋中心， 加点区域为通过了90%的置信度检验的显著区域

Fig.8 The tropopause temperature anomaly field (color area， unit： K) during NSAH (a) and SSAH (b) and the latitude-pressure cross sections of temperature anomalies (color area， unit： K) during NSAH along 91°E (c) and SSAH along 59°E (d).In Fig.8(a)~(b)， green contours represent the 100 hPa geopotential height field (unit： gpm).Green circle is the center of the anticyclone.The dotted area is pass the significant test of 90%

夏季， 南亚高压作为行星尺度的深厚水平环流系统， 对对流层中上部物质的向上输送存在着“围困”作用。上升运动随着高度的增加逐渐减弱， 大量的缓慢上升气流无法继续抬升， 在强大的南亚高压反气旋作用下只能顺时针沿高压中心向周围输送， 源源不断的对流层低层空气先被抬升再以反气旋中心为轴在反气旋内进行水平输送， 无法扩散到反气旋外， 只有少量的空气能够进入平流层。表1给出了利用ERA-Interim资料计算的南亚高压偏北天和偏南天100 hPa和70 hPa南亚高压面积指数和强度指数。从表1中可以看到， 在100 hPa和70 hPa， 南亚高压的面积指数和强度指数均表现为南亚高压偏北时强于偏南。这表明， 在100 hPa， 南亚高压偏北时， 南亚高压“围困”作用较强， 100 hPa垂直上升运动较弱， 反气旋内的空气无法扩散到反气旋外面， 能够穿透对流层顶到达68 hPa 的水汽和CO也较少， 因此偏北时68 hPa亚洲季风区的水汽和CO的浓度和范围均弱于偏南时； 而南亚高压偏南时“围困”作用较弱， 100 hPa的上升运动较强， 将水汽和CO向上输送到68 hPa， 导致反气旋及以南的区域（15°N -35°N， 40°E -100°E）水汽和CO的范围和浓度均要强于偏北时。O3 主要来自平流层， 盛夏反气旋上方的O3 被向上输送的低浓度O3空气不断地“稀释”而出现低浓度区（图4）， 这与CO 的分布相反。
表1 南亚高压偏北天和偏南天的面积指数和强度指数

Table 1 Area Index and Strength Index of the NSAH and SSAH

高度 指数 南亚高压偏北天 南亚高压偏南天
100 hPa 面积指数 1923 1087
强度指数 49.84 33.02
70 hPa 面积指数 3117 2913
强度指数 91.28 42.01

5 结论与讨论

利用2005 -2016 年ECMWF 提供的ERA-Interim 再分析资料和Aura卫星上MLS 观测的大气成分资料及NCEP/NCAR提供的OLR资料， 分析了南亚高压南北位移时亚洲季风区UTLS 区域水汽、 CO和O3的分布特征， 探讨了南亚高压南北位置变化影响亚洲季风区UTLS区域不同大气成分异常分布的可能机制， 主要结论如下：
（1） 在215 hPa， 南亚高压偏北时， 水汽和CO在伊朗高原、 青藏高原东北部至中国东北地区比偏南时高， 仅在孟加拉湾以北和中南半岛北部比偏南时低。O3 的分布均呈现“北高南低”的特点， 南亚高压偏北时， 高压以北O3 浓度呈现负异常； 偏南时， 高压东北部O3 浓度呈现正异常。在100 hPa， 南亚高压偏北时， 反气旋控制范围内水汽比偏南高， 而CO则是偏南时偏高。反气旋南部均存在一个O3浓度低值区， 35°N以南的O3低值区在南亚高压偏南时浓度更低。到了下平流层68 hPa， 南亚高压控制范围内偏北时的CO弱于偏南时。在对流层顶附近， 南亚高压偏北和偏南时， CO和O3极值中心相比水汽极值中心偏南、 偏西。
（2） 南亚高压偏北时， 反气旋西部及北部对流比偏南时强， 30°N以北南亚高压强度也较强， 将对流层低层富含水汽和CO的空气向上输送， 导致上对流层215 hPa的水汽和CO浓度在伊朗高原、 青藏高原东北部至中国东北地区比偏南时高。
（3） 在100 hPa， 南亚高压偏南时， 反气旋环流南部的位势高度偏高， 同时反气旋环流中心垂直上升运动较强， 将含丰富的水汽和CO以及低浓度O3的空气向上输送， 导致100 hPa上CO的高值中心浓度比偏北强， O3则被稀释成为低值中心， 并且南亚高压偏南时O3的低值中心浓度比偏北更低。南亚高压偏南时对流层顶高度更高， 温度比偏北时低， 对流层顶附近的低温使抬升的水汽在100 hPa 附近“冷凝脱水”， 从而导致100 hPa 的水汽在偏北时浓度更低。
（4） 100 hPa南亚高压强度在偏南时比偏北弱， 因此南亚高压偏南时“围困”作用较弱， 上对流层垂直运动强， 将更多高浓度的CO以及低浓度O3的空气向上输送到68 hPa， 使68 hPa 的CO呈现比偏北时范围更广、 浓度更高的分布特点。南亚高压偏北时， 反气旋较强， “围困”作用也更强， 垂直运动弱， 进入下平流层的空气更少， O3 “稀释”程度比南亚高压偏南时弱， 因此O3 浓度仍比偏南时高。
需要指出的是， 本文的研究只是基于再分析资料和卫星资料， 关于南亚高压南北位移对亚洲季风区UTLS区域大气成分输送机制的合理性还需要利用其他观测资料进一步地验证。另外， 影响平流层大气成分分布的内在机制比较复杂， O3 与CO的相互影响尚难定量研究, 利用数值模拟进行深入的研究是有必要的。

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