引用本文
刘玮, 田文寿, 舒建川, 张健恺, 胡定珠. 热带平流层准两年振荡对热带对流层顶和深对流活动的影响. 2015, 30(6): 724-736
Liu Wei, Tian Wenshou, Shu Jianchuan, Zhang Jiankai, Hu Dingzhu. Effects of Quasi-biennual Oscillation on Tropical Tropopause and Deep Convective Activities. Advances in Earth Science, 2015, 30(6): 724-736  
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热带平流层准两年振荡对热带对流层顶和深对流活动的影响
刘玮1,2, 田文寿1,*, 舒建川3, 张健恺1, 胡定珠1
1.半干旱气候变化教育部重点实验室,兰州大学 大气科学学院,甘肃 兰州 730000
2.青海省气象服务中心,青海,西宁,810000
3.中国气象局成都高原气象研究所,四川,成都,610072
*通讯作者：田文寿(1968-),男,甘肃武威人,教授,主要从事大气对流、大气化学与气候模拟研究. E-mail: wstian@lzu.edu.cn

刘玮（1990-）,女,青海乐都人,助理工程师,主要从事气象服务方面的研究. E-mail: liuweill@lzu.edu.cn

基金:国家自然科学基金面上项目“平流层准两年振荡对平流层对流层物质交换的影响”（编号：41175042）; 国家杰出青年科学基金项目“大气化学与气候的相互作用以及平流层对流层物质交换”（编号：41225018）资助
摘要

利用NCEP/NCAR再分析资料通过合成分析的方法研究了热带平流层准两年振荡（QBO）影响热带对流层顶及深对流活动的基本特征及可能的物理机制。研究发现,QBO对对流层顶和大气射出长波辐射（OLR）的影响存在明显的季节和空间上的差异。QBO对对流层顶和OLR的影响在冬、秋季最大,春、夏季相对较弱。与QBO造成的对流层顶高度和温度异常所不同是,QBO造成的OLR异常并没有呈现出一样的沿热带的带状分布特征,OLR异常沿赤道区域有正有负。另外,QBO对OLR的影响主要在热带对流活跃区域,尤其是在印度尼西亚和西太平洋区域,QBO东风位相下的对流活动要强于QBO西风位相下的对流活动。QBO造成的OLR异常和对流层顶异常在水平分布上有显著的差异,表明QBO对对流层顶的影响主要是与QBO风切变的异常有关,QBO影响热带深对流活动进而影响对流层顶温度的作用是次要的。进一步研究QBO影响对流活动可能的机制发现,QBO造成的浮力频率异常和对流层有效位能（CAPE）异常与OLR异常在水平分布上有较一致的变化,说明QBO不仅通过调节对流层顶高度和温度影响热带的深对流活动,还可以通过调节对流层的静力稳定度、CAPE来影响热带地区深对流活动。

关键词: 热带平流层准两年振荡（QBO）; 深对流活动; 对流层顶; 热带
中图分类号:P421.3 文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2015)06-0724-13
Effects of Quasi-biennual Oscillation on Tropical Tropopause and Deep Convective Activities
Liu Wei1,2, Tian Wenshou1, Shu Jianchuan3, Zhang Jiankai1, Hu Dingzhu1
1. Key Laboratory of Semi Arid Climate Change Ministry of Education College of Atmospheric Sciences Lanzhou University Lanzhou730000 China
2. Meteorological Service Center of Qinghai Bureau Xining810000 China
3. Chengdu Plateau Meteorological Institute of China Meteorological Administration Chengdu 610072 China
Abstract

Using NCEP reanalysis data and composite method, the effects of the QuasiBiennual Oscillation (QBO) on tropical tropopause and deep convection were analyzed and the possible mechanisms were investigated. The analysis indicates that the effects of the QBO on tropical tropopause and Out going Longwave Radiation (OLR) have significant seasonal and spatial variations. The effects of the QBO on tropical tropopause and OLR are most significant in winter and autumn while relatively insignificant in spring and summer. The tropical tropopause height and temperature anomalies associated with the QBO exhibit a belted distribution in the tropics while the OLR anomalies have both positive and negative anomalies along the equator. The effect of the QBO on OLR is most significant within the convection active regions within the tropics. In Indonesia and tropical western pacific regions, in particular, the convective activities are stronger during the QBO east phase than that during the QBO west phase. The difference of the horizontal distribution between the QBO-induced tropical tropopause height anomalies and OLR anomalies implies that the effect of the QBO on tropical tropopause is mainly due to the downward propagation of zonal wind shear anomalies induced by the QBO and the indirect QBO effect on tropopause via modulating tropical convective activities is a secondary factor. Further analysis of the possible mechanisms responsible for the effect of the QBO on OLR reveals that the buoyancy frequency anomalies and Convective Potential Energy (CAPE) anomalies associated with the QBO are spatially in accordance with the QBO-induced OLR anomalies, suggesting that the QBO can affect tropical convective activities not only via modulating the tropical tropopause, but also through modulating the static stability and the CAPE in the tropical troposphere.

Keyword: Quasi-biennial Oscillation; Deep convection activities; Tropopause; Tropics.
1. 引言

热带平流层内存在东西风交替下传的振荡现象, 周期约为2年, 称之为准两年振荡（QBO）。在过去几十年内, 国内外学者对QBO的演变特征及其物理机制做了大量的研究并有了较为系统明确的认识[1~5]。但是, QBO对对流层大气的影响一直是一个颇受争议的问题。Plumb等[6]的研究指出, QBO导致的温度异常与风切变存在热成风关系, 这意味着QBO会在平流层产生异常经向环流, 并向下传播影响到对流层顶附近甚至对流层上层进而对对流层大气产生影响[7], 另一些研究则发现QBO能使对流层顶高度和温度发生变化：当平流层低层为东风切变（西风切变）时, 赤道地区的对流层上层有异常的上升运动（下沉运动）, 对应高而冷（低而暖）的对流层顶, 而副热带地区由于空气的补给, 在QBO西风切变下有冷而高的对流层顶, QBO东风切变下有暖而低的对流层顶[8~13]。Zhou 等[11]和施春华等[14]的研究也发现QBO通过影响对流层顶温度, 可以改变进入平流层的水汽量。

这些以往的研究充分表明, QBO对对流层顶的影响是存在的。另一方面, 近年来的研究发现QBO可以影响热带地区的深对流活动[15, 16]。然而, QBO是否会通过调节热带地区对流层顶的高度和温度影响深对流活动的发展和演变目前还不清楚。Ho 等[17]指出, 在QBO西风位相下, 到达中国东海的西北太平洋热带气旋多, 而在东风位相下, 到达日本东海岸的热带气旋多, 这种结果与QBO导致的赤道外大气环流异常有关。Fadnavis等[18]发现QBO会调节孟加拉湾的热带气旋的路径, 在QBO东风位相下的气旋发生数比西风位相下多。但是, QBO影响深对流层活动的物理机制是什么, 目前还没有一个统一的认识。

热带地区的对流层顶以及深对流活动不仅受QBO的调节, 而且也与El Niñ o和南方涛动（ENSO）等活动有关[19, 20]。Randel等[9]的研究结果表明, ENSO事件与QBO活动在调节对流层顶中虽然显示出不同的空间特征, 但是具有相同的量级, 并且ENSO与QBO活动之间也有着较为密切的相互作用[ 8, 21~23]。热带地区对流活动中ENSO信号的存在, 使得QBO对深对流活动的影响很难被准确的评估, 以往利用不同统计方法分析QBO对深对流活动的影响所得到的结果差别也较大[15, 16]。如何从观测资料中有效分离QBO调节深对流活动的净效果, 并进一步理解QBO影响热带深对流活动的物理机制, 是一个值得深入研究的问题。

Collimore等[15]在归纳以往研究成果的基础上指出, 在不同QBO位相下对流层顶高度的变化、上对流层下平流层区域的风切变以及上对流层的相对涡度的变化都可能影响热带的深对流活动的发展和演变。然而上述结论都基于统计相关分析, 还需要进一步的验证。此外, 与对流活动直接相关的衡量指标, 例如, 浮力频率, 对流有效位能（CAPE）, 在QBO不同位相下的变化特征在以往的研究中也没有被讨论过。在本文的工作中, 我们将基于卫星观测资料和再分析资料, 深入分析QBO对热带对流层顶以及深对流活动的影响, 探讨QBO影响深对流活动的内在物理机制。

2．资料介绍和分析方法

本文所用的NCEP/NCAR再分析资料, 垂直方向从1 000~10 hPa共分为17层。资料的水平分辨率是2.5o× 2.5o（纬度× 经度）。利用该资料1979— 2010年对流层顶温度和高度的月平均资料来分析不同QBO位相下对流层顶高度和温度的变化特征。QBO的不同位相由1979— 2010年NCEP/NCAR纬向风月平均资料来确定。文中同时采用NOAA卫星观测的1979— 2010年大气上界射出长波辐射（OLR）资料作为深对流活动的一个指标, 该资料的水平分辨率为2.5o× 2.5o（纬度× 经度）。

本文主要采用合成分析的方法研究在QBO不同位相下的OLR异常以及其它与对流活动有关的物理量的异常。以往的研究大多选取某个平流层内高度, 例如QBO振幅最大的高度20 hPa上的纬向风来区分QBO东西位相[24, 25]。Collimore等[15]则利用赤道地区50~70 hPa纬向风切变来区分不同的QBO位相。本文选取接近对流层顶的风场来划分QBO的不同位相, 应该可以较好的表征QBO对对流层顶的影响, 同时下平流层的风切变与对流层顶高度的扰动也有直接的联系[2]。因此我们以50~70 hPa风切变异常作为区分QBO位相的指标, 定义当50~70 hPa风切变异常大于1.5 m/(s· 20 hPa)时为QBO西风位相, 小于-1.5 m/(s· 20 hPa)为QBO东风位相。这里的风切变异常是指滤除了季节变化后的50~70 hPa风切变值。

3. 结果与分析
3.1 QBO对对流层顶层的高度和温度的影响

图1首先给出了用1979— 2010年NCEP/NCAR再分析资料合成的QBO西风位相下与东风位相下季节平均的对流层顶高度差值的水平分布。从图1 可以看出, 4个季节的对流层顶高度异常都沿赤道呈明显的带状分布。在热带地区, 东风位相下的对流层顶高于西风位相下的对流层顶, 而在副热带地区出现相反的情况, 这一特征跟以往的研究结果是一致的[15], QBO导致的对流层顶高度异常主要是由纬向风切变异常造成的：当平流层下层为西风（东风）切变异常时, 会导致赤道地区的对流层顶有异常下沉（上升）运动, 并有绝热加热（冷却）, 造成暖（冷）而低（高）的对流层顶。图2给出了热带平流层垂直速度（5° N~5° S平均）时间— 高度剖面图, 从图2可以清楚的看出热带平流层大气的垂直运动存在准周期的变化和下传特征。当热带平流层为西风切变异常时, 赤道地区的平流层有下沉运动, 当热带平流层为东风切变异常时, 赤道地区的平流层有上升运动, 这种异常的上升和下沉运动可缓慢下传至平流层下部约70 hPa高度。

从图1还可以看出QBO对热带地区对流层顶高度的调节有明显的空间变化特征, 东、西风位相下对流层顶高度的最大差值出现在印度尼西亚以及西太平洋区域附近。此外, QBO对对流层顶高度的调节在不同季节强度也不同, 其中, 在冬季QBO不同位相下, 对流层顶高度的变化最为显著。这可能是由于对流活动影响对流层顶高度导致的, 这在3.2节会进一步讨论。

图1 不同季节QBO西风位相下对流层顶高度与QBO东风位相下的对流层顶高度的差值（a）冬季, （b）春季, （c）夏季, （d）秋季; 黑色实线内表示常年对流旺盛区域（OLR的季节平均值小于240 W/m2）, 虚线区域表示对流层顶高度的差值通过95%的Student-t显著性检验Fig.1 Composited differences of the tropopause height between QBO west phase and east phase(a) Winter, (b) Spring, (c) Summer, (d) Autumn; The region with the seasonal mean value of OLR less than 240 W/m2 is enveloped by the thick black solid line. The regions with the tropopause height differences statistically significant at 95% confidence level under Studentt test is enveloped by dashed lines

为了更进一步评估QBO对对流层顶的影响, 我们分析了对流层顶温度在不同QBO位相下的变化。图3为QBO西风位相与东风位相下对流层顶温度差值的水平分布图。与图1对流层顶高度异常类似, 对流层顶温度的变化也呈现出明显的带状分布特征。西风位相下热带地区对流层顶的温度高于东风位相下的, 而在副热带地区出现相反的现象。西风位相下, 对流层顶温度增暖最为明显的也在冬季, 并且最大值中心也位于西太平洋与印度尼西亚附近, 这与对流层顶高度变化最大的区域是一致的。

图2 1979— 2010年赤道地区（5° N~5° S）去除季节变化的平流层纬向平均垂直速度的时间— 高度剖面图Fig.2 The time-height cross-section of the zonal mean vertical velocities (in unit of 10-4Pa/s) averaged over latitude band 5° N~5° S

图3 不同季节QBO西风位相下对流层顶温度与QBO东风位相下的对流层顶温度的差值（a）冬季, （b）春季, （c）夏季, （d）秋季; 黑色实线内表示常年对流旺盛区域（OLR的季节平均值小于240 W/m2）, 虚线区域表示对流层顶高度的差值通过95%的 Student-t显著性检验Fig.3 Composited differences of the tropopause temperature between QBO west phase and east phase(a) Winter, (b) Spring, (c) Summer, (d) Autumn; The region with the seasonal mean value of OLR less than 240 W/m2 is enveloped by the thick black solid line. The regions with the tropopause temperature differences statistically significant at 95% confidence level under Student-t test is enveloped by dashed lines

在前面的讨论中已指出, 可以用不同的指标划分QBO的不同位相。在近一步分析QBO对热带对流活动的影响之前, 有必要澄清用不同指标划分QBO的位相是否会在合成分析时产生不同的结果。我们利用QBO振幅最大的高度20 hPa的热带平均纬向风作为指标分析对流层顶的变化, 并且分别使用3个不同标准来判定QBO东风（小于0 m/s, -2 m/s, -5 m/s）及西风位相（大于0 m/s, 2 m/s, 5 m/s）。结果表明以热带纬向风的大小来划分QBO的不同位相, 合成的对流层顶高度和温度异常在空间分布上是相似的, 只是在振幅上存在差异, 纬向风判据为5 m/s时, 对流层高度和温度异常的振幅最大, 纬向风判据为0 m/s时, 振幅最小。但是以纬向风作为判据划分QBO的东西风位相, 合成的对流层顶高度和温度的异常在空间分布与图1中的结果存在显著的差异。图4给出了以-5 m/s与5 m/s为判据的QBO东、西风位相下对流层顶高度异常的变化特征。可以看出, 若以20 hPa纬向风作为判据, 对流层顶高度异常在冬春季节并没有出现图1中的带状分布, 且对流层顶高度的异常信号在统计上也不显著, 特别值得注意的是, 在印度尼西亚区域, 图4和图1中对流层顶高度异常在符号上是相反的。图4中夏、秋季节对流层顶高度的异常虽然与图1中的分布相似, 但是赤道附近的负异常范围更广, 秋季负异常中心向南移, 负异常甚至覆盖到澳大利亚北部。

图4 QBO西风位相下对流层顶高度的季节平均值与QBO东风位相下的季节平均值差值分布（a）冬季, （b）春季, （c）夏季, （d）秋季。黑色实线内表示常年对流区域（OLR的季节平均值小于240 W/m2）, 虚线区域表示差值通过了95%的Student-t显著性检验; 选取20 hPa纬向平均纬向风大于5 m/s, 小于-5 m/s分别作为划分QBO西风位相和东风位相的标准Fig.4 Composited differences of the tropopause height between QBO west phase and east phase(a) Winter , (b) Spring , (c) Summer , (d) Autumn. The region with the seasonal mean value of OLR less than 240 W/m2 is enveloped by the thick black solid line. The regions with the tropopause temperature differences statistically significant at 95% confidence level under Student-t test is enveloped by dashed lines. 20 hPa zonal mean zonal wind (u) is used to determine QBO phases with u> 5 m/s being the west phase and u< -5 m/s being the east phase

用不同指标划分QBO位相导致不同的合成分析结果, 其主要原因与QBO东西风切变异常随时间下传有关。在同一个时间, 不同高度上QBO对应的位相是不同的。如果对20 hPa纬向风异常和50~70 hPa风切变异常的时间序列进行22~40个月带通滤波, 滤波后50~70 hPa风切变序列比20 hPa纬向风序列位相滞后大约π /2, 在这种情况下, 同一个冬季或春季用2个不同的指标确定的QBO位相大部分是相反的, 而在同一个秋季或夏季, 2个指标确定的QBO位相大部分是相同的。因此, 在冬、春季用2种不同指标合成的对流层顶高度异常在印度尼西亚地区出现了相反的分布, 而在夏、秋季用2种不同的QBO位相判定指标合成的结果基本相同。由于下平流层的风场与对流层顶附近的大气过程的关系更为直接, 在下面的分析中我们用50~70 hPa的纬向风切变来划分QBO的不同位相, 进行合成分析。

3.2 QBO对热带深对流活动的影响

为了探讨QBO对热带地区对流活动的影响, 我们用OLR作为反映对流活动强弱的一个指标。图5给出了OLR在QBO东、西风位相下差值的水平分布图。从图5可以看出, 除了夏季以外, 春、秋、冬3个季节在热带对流活跃区域（OLR多年的季节平均值小于240 W/m2的区域）, 尤其是在印度尼西亚和西太平洋区域QBO东风位相下的对流活动要强于QBO西风位相下的对流活动。另外, 还可看出冬、秋季OLR的异常最大, 最大值中心出现在印度尼西亚附近, 最小值中心出现在中东太平洋。春季有所不同, OLR异常的最大值较冬、秋季略为偏东。上述特征与Collimore等[15]用高反射云（HRC）和OLR资料分析得到的结果基本一致。QBO引起的夏季OLR异常与其他3个季节正好相反, 在印度尼西亚和西太平洋QBO西风位相下的对流活动强于东风位相下的对流活动。从图也可以看出, 除夏季外, 在其他三个季节在热带对流旺盛区域的OLR异常均通过统计显著性检验。图1中对流层顶高度异常的局地差异与图5中OLR异常的局地差异有较好的对应。在QBO东风位相下, 秋、冬季在印尼及西太平洋区域的对流活动较QBO西风下的强, 所以在此区域QBO东风位相时对流层顶比QBO西风位相下对流顶高。这从一个侧面反映出QBO可以通过影响热带对流活动进一步影响该区域的对流层顶高度和温度。此外, 在冬、秋季的合成图中看上去有明显的ENSO信号, 印尼及西太平洋区域有较大的OLR正异常, 在中东太平洋则有很强的OLR负异常, 这与ENSO事件导致的海温异常分布相一致。

以往的研究表明, ENSO对对流层顶温度的影响存在着与图5中OLR异常大致相同的分布特征, 即ENSO导致的对流层顶温度异常最大值位于印尼, 最小值位于中东太平洋, 并指出这种冷的对流层顶区域向东延伸是由于与ENSO有关的对流活动东移造成的[26]。同时, 热带海洋的ENSO信号在北半球冬季强而夏季弱, 从图5可以看出, 秋、冬季节在印尼和中东太平洋的OLR异常也明显较春、夏季节的OLR异常显著。因此, 图5中的OLR异常可能也有ENSO的贡献。

图5 不同季节QBO西风位相下OLR与QBO东风位相下OLR的差值分布（a）冬季, （b）春季, （c）夏季, （d）秋季; 黑色实线内表示常年对流区域（OLR的季节平均值小于240 W/m2）, 虚线区域表示OLR差值通过了95%的Student0-t显著性检验Fig.5 Composited differences of OLR between QBO west phase and east phase(a) Winter, (b) Spring, (c) Summer, (d) Autumn; The region with the seasonal mean value of OLR less than 240 W/m2 is envelopedby the thick black solid line. The regions with the OLR differences statistically significant at 95% confidence level under Student-t test is enveloped by dashed lines

要了解QBO对热带对流活动的净的影响, 需要考虑剔除ENSO的作用。Collimore 等曾用旋转的经验正交函数分解REOF(Rotated Empirical Orthogonal Function)方法分离出OLR资料中的ENSO模态并将其去除, 进而分析剔除了ENSO信号的OLR序列, 但得到的结果与剔除之前的结果相比没有显著的变化。Liess[16]等通过年份剔除的方法, 分析了全球降水计划GPCP（Global Precipitation Climatology Project）的地表降水资料中的QBO信号, 结果表明剔除ENSO信号后, QBO造成的降水异常与剔除前的结果对比, 差异较大。本文中我们采用年份剔除和多元回归分析的方法分别剔除ENSO对对流活动的影响。年份剔除法的具体步骤是首先将NINO3 区海平面温度异常SSTA (sea surface temperature anomaly）大于等于0.5 ℃(代表El Niñ o事件）或小于等于-0.5 ℃（代表La Nina事件）的月份全部剔除, 然后将QBO东风位相对应负海温的月份个数削减到38个（与西风位相下的负海温月份个数相同）, 大约每隔3个月去除1个月份, 将QBO西风位相时对应正海温的月份个数削减到28个（与东风下的正海温月份个数相同）, 每隔5个月去除1个月份, 并且保证东西风位相下的海温平均值基本相同, 通过这样处理, 在QBO东、西风位相下海温的差异将最小化, 从而滤除了海温变化对对流活动的影响。图6a, 6b分别给出了未剔除ENSO影响的OLR时间序列合成的在QBO东、西位相下差异以及用年份剔除法滤去ENSO影响后的OLR时间序列合成的QBO东、西风位相下的OLR异常。对比图6a和图6b可以看出, 剔除了OLR序列中的ENSO信号后, 中东太平洋大部分区域的OLR负异常中心消失, 印尼及西太平洋OLR正异常加大, 说明ENSO 的作用减弱, 并且原本在西太平洋的OLR正负异常交替出现的特征消失, 变成两条沿赤道对称的负异常分布。

用年份剔除的方法尽管粗略的滤除了海温异常对对流活动的影响。但是研究表明, 热带太平洋对流活动除了受ENSO和QBO的影响外, 还与热带对流层的准两年振荡（TBO）以及太平洋10年际振荡（PDO）等因子相关[16]。为了进一步确证图6b中将OLR异常中的ENSO影响减少到最低程度。我们选取PDO, TBO, ENSO, QBO作为回归的因子, 用多元线性回归的方法, 来分离QBO对OLR的影响。以新加坡站点探空资料50 hPa和30 hPa纬向风表征QBO, 因为这是QBO分解出的前2个正交模态, 采用印度热带气象研究所的印度降水指数AIRI（all-Indian rainfall index）的月平均资料表征TBO[27], PDO指标是北太平洋20oN以北逐月海温异常的第一模态的时间系数, 这里采用美国大气海洋联合研究所（JISAO）提供的数据(http://jisao.washington.edu/pdo/PDO.latest)。下面是考虑了上述因子的OLR多元线性回归方程：

OLRt=μ+αtrend×t+αQBO30×u30hPat+αQBO50×u50hPat+αNINO3×ENSOt+αPDO×PDOt+αTBO×TBOt+ε(t)

μ代表30 hPa赤道纬向风, u50hPa(t)代表50 hPa赤道纬向风, ENSO(t)代表NINO3指数, PDO(t)代表PDO指数, TBO(t)代表TBO指数, αQBO30, αQBO50, αNINO3, αTBO, αPDO分别为其对应的系数, ε (t)表示残差项。图6c给出了用多元线性回归的方法滤除ENSO等影响后的OLR时间序列合成的QBO东、西风位相下的OLR异常。从图中可看出, 线性回归得出的与QBO有关的OLR异常与用年份剔除法滤去ENSO影响后合成的OLR异常分布非常相似。近一步分析ENSO对对OLR的影响后发现ENSO对对流活动的影响最显著区域在中东太平洋（图略）, 因此从OLR序列中去除ENSO的影响后, QBO在中东太平洋造成OLR负异常减弱。

图6 未剔除ENSO与剔除ENSO后的QBO东、西风位相下OLR的平均值的差值(a)QBO西风位相下OLR的平均值减去东风位相下的平均值的水平分布, （b）用年份剔除法剔除了ENSO影响后QBO东、西位相下OLR差值的水平分布, （c）用多元线性回归方法分离ENSO等影响后QBO东、西位相下OLR差值的水平分布; (a), (c)中虚线区域表示差值通过95%的显著性检验, （b）中虚线区域表示差值通过90%的显著性检验; 黑色实线内表示常年对流旺盛区域（OLR的季节平均值小于240 W/m2）Fig.6 Composited differences of OLR between QBO west-phase and east phase before excluding ENSO events and after excluding ENSO events(a) Composited differences of OLR between QBO west phase and east phase; (b) Composited differences of OLR between QBO west phase and east phase after excluding ENSO events using month-eliminating method; (c) Composited differences of OLR between QBO west phase and east phase after excluding ENSO events using multiply linear regression method. The regions in (a), (c)with OLR differences statistically significant at 95% confidence level under Student-t test is enveloped by dashed lines, the same as in (b)but for 90% confidence level.The region with the seasonal mean value of OLR less than 240 W/m2 is enveloped by the thick black solid line

我们用上述相同的方法剔除对流层顶温度序列中的ENSO 信号然后分别对QBO东、西风位相进行合成。图7a, 7b分别给出了用未剔除ENSO影响的对流层顶温度时间序列合成的在QBO东、西位相下差异的以及用年份剔除法滤去ENSO影响后的对流层顶温度时间序列合成的QBO东、西风位相下的对流层顶高度异常, 图7c则给出了用多元线性回归方法滤去ENSO影响后的合成结果。对比图7a 和7b可以发现, 剔除ENSO影响后的对流层顶温度在西太平洋和印度尼西亚区域的正异常明显减弱, 说明ENSO在这片区域的暖效应被剔除。对比图7b和图7c看出, 线性回归和资料剔除的结果基本是一致的。对比图6和图7则可以看出QBO造成的OLR异常和对流层顶温度异常在水平分布上有显著的差异, 说明QBO对对流层顶温度的影响主要是与QBO风切变的异常有关, QBO通过影响热带对流活动进而影响对流层顶温度并不是主要的机制。

图7 未剔除ENSO与剔除ENSO后的QBO东、西风位相下对流层顶温度平均值的差值（a）QBO西风位相下对流层顶温度的平均值与QBO东风位相下的对流层顶温度的平均值差值; （b）用年份剔除法剔除了ENSO影响后QBO东、西位相下对流层顶温度差值的水平分布; （c）用多元线性回归方法分离出的QBO东、西位相下对流层顶温度差值的水平分布; 黑色实线内表示常年对流旺盛区域（OLR的季节平均值小于240 W/m2）; (a), (c)中虚线区域表示差值通过95%的显著性检验, （b）中虚线区域表示差值通过90%的显著性检验Fig.7 Composited differences of the tropopause temperature between QBO west phase and east phase before exclu ding ENSO events and after excluding ENSO events(a)Composited differences of the tropopause temperature between QBO west phase and east phase; (b) Composited differences of the tropopuase temperature between QBO west phase east phase after excluding ENSO events using month eliminating method; (c) Composited differences of the tropopause temperature between QBO west phase and east phase after excluding ENSO events using multiply linear regression method. The region with the seasonal mean value of OLR less than 240 W/m2 is enveloped by the thick black solid line. The regions in (a), (c)with OLR differences statistically significant at 95% confidence level under Studentt test is enveloped by dashed lines, the same as in (b)but for 90% confidence level

3.3 QBO影响对流活动可能的机制

Collimore等[15]指出, QBO通过调节对流层顶来影响深对流, 是QBO影响深对流活动的主要机制。从前面的分析可知, 除夏季外, 在冬, 秋, 春三季QBO导致的对流层顶高度异常与OLR异常在西太平洋及印尼地区对应的都比较好, 而夏季呈相反的变化。这从一个方面反应出对流层顶的异常可能会导致热带深对流活动的异常, 从另一个方面也反应了对流活动的异常也会导致对流层顶高度的异常。以往的研究已表明QBO会导致次级环流异常, 平流层底层为西风切变（东风）时, 赤道附近下平流层产生异常的辐合（辐散）, 相应的导致下平流层出现异常的上升（下沉）运动（图2）, 伴随这种异常的上升和下沉运动, 温度场结构也会发生相应的改变[1, 8], 进而改变上对流层区域的静力稳定度, 从而影响对流活动的发展[28]。因此, 为进一步理解QBO影响热带对流活动的物理机制, 有必要分析QBO对大气静力稳定度和对流有效位能（CAPE）的潜在影响。我们用浮力频率（N2） 表征大气静力稳定度, 公式如下：

N2=gθdθdz

式中：g为重力加速度, θ 为位温, dθ /dz表示位温梯度的垂直变化。图8给出了4个不同季节QBO东、西风位相下浮力频率的垂直分布图, 从图中可以看出, 春、秋、冬3个季节热带中、上对流层下平流层区域的浮力频率总体上都是在QBO西风位相下较QBO东风位相下的高, 也即QBO西风位相下热带中、上对流层和下平流层区域的静力稳定度比东风下的高, 对流不易向更高的高度发展。但在夏季, 热带对流层中部QBO西风位相下静力稳定度比QBO东风位相下的要小。在副热带地区, 总体上, 中、上对流层在QBO西风位相下静力稳定度都比QBO东风位相下的小, 但在不同的季节, QBO对副热带中、上对流层静力稳定度的影响存在差异：夏、秋季南半球的中上对流层的浮力频率的负异常大于北半球, 冬、春季北半球的浮力频率的负异常大于南半球的, 也即夏、秋季南半球西风位相与东风位相的稳定性差别较大, 而冬、春季北半球西风位相与东风位相稳定性差别大。

图8 不同季节QBO西风位相下的浮力频率与东风位相下的浮力频率的差异的垂直分布（a）冬季, (b)春季, (c)夏季, (d)秋季Fig.8 Latitudeheight cross sections of composited differences of the buoyancy frequency between QBO west phase and east phase(a) Winter, (b) Spring, (c) Summer, (d) Autumn

图9进一步给出了不同季节QBO不同位相下浮力频率差异在850 hPa高度上的水平分布图。500 hPa和850 hPa高度上浮力频率差异的分布基本一致, 只是异常值略小。对比图5还可以看出, 4个季节的QBO东、西风位相下的浮力频率差异和OLR差异分布都有较好的对应。在冬、秋两季, 在印尼区域及西太平洋区域浮力频率异常值为正, 说明QBO西风位相下的稳定度大于QBO东风位相下的稳定度, 而对应区域的OLR异常也为正, 说明QBO西风位相下对流活动较东风位相下的弱, 而在东太平洋浮力频率为负异常, 也即QBO西风位相下的稳定度较QBO东风位相下的弱, 而对应区域的OLR也呈负异常, 说明QBO西风位相下对流活动较强。在春、夏季, 浮力频率异常与OLR异常也有较好的对应。由此可见, QBO可以通过调节环境大气的静力稳定度来影响深对流活动的发展。

图9 不同季节QBO西风位相下浮力频率与东风位相下的浮力频率的差值的水平分布图(a), (b), (c), (d)分别为850 hPa高度上的冬、春、夏、秋季浮力频率异常的分布, 黑色实线内表示常年对流旺盛区域（OLR的季节平均值小于240 W/m2）, 虚线区域表示差值通过95% 的Studentt显著性检验Fig.9 Horizontal distributions of composited differences of buoyancy frequency at 850 hPa between QBO west phase and east phase(a) Winter, (b) Spring, (c) Summer, (d) Autumn; The region with the seasonal mean value of OLR less than 240 W/m2 is enveloped by the thick black solid line. The regions with buoyancy frequency differences statistically significant at 95% confidence level under Student-t test is enveloped by dashed lines

图8、图9清楚地表明, QBO对热带上对流层和下平流层区域的静力稳定度存在影响。但是深对流层活动能否发展还依赖于对流有效位能CAPE的大小, 因此有必要分析QBO对CAPE是否也存在着影响。图10给出了东、西风位相下CAPE的差异, 从图10中可以看出, 除春季外, 夏、秋、冬三季在东太平洋辐合带区域QBO西风位相下的CAPE较东风位相的要大, 而在它的南北两侧呈相反的分布, 在印度尼西亚区域QBO东风位相下的CAPE较西风下的小。而春季呈相反的分布。这与QBO东、西风位相下OLR异常的分布较对应（图5）。对比图5与图10可以看出, 不同季节QBO东、西位相下OLR异常与CAPE异常都有较好的对应关系。另外, 从图10还可看出, 冬、秋季在赤道东太平洋辐合带和印尼区域的CAPE异常较大, 这是由于冬季的ENSO信号和QBO信号都比较强, 尤其在赤道东太平洋辐合带, 强的海温异常使得这里的CAPE变化较大。

图10 不同季节 QBO 西风位相下与东风位相下CAPE差值的水平分布(a）冬季, （b）春季, （c）夏季, （d）秋季; 黑色实线内表示常年对流旺盛区域（OLR的季节平均值小于240 W/m2）, 虚线区域表示CAPE差值通过95%的Student-t显著性检验Fig.10 Composited differences of the CAPE between QBO west phase and east phase(a) Winter, (b) Spring, (c) Summer, (d) Autumn; The region with the seasonal mean value of OLR less than 240 W/m2 is enveloped by the thick black solid line. The regions with the CAPE differences statistically significant at 95% confidence level under Student-t test is enveloped by dashed lines

4. 结论

本文利用NCEP/NCAR再分析资料通过合成分析的方法研究了QBO影响热带对流层顶及深对流活动的基本特征及可能的物理机制。得到以下几点主要的结论：

（1）利用20 hPa的热带平均纬向风和50~70 hPa纬向风切变异常作为指标分析对流层顶的变化, 合成的对流层顶高度异常存在显著的差异。进一步分析不同指标合成结果不同的原因, 发现可能与QBO东西风切变异常随时间下传有关。由于以往研究表明下平流层风切变与对流层顶附近的大气过程更为相关[2, 15]。且文中对比了用20 hPa纬向风指标和50~70 hPa风切变指标做合成的结果, 发现50~70 hPa纬向风切变指标的合成结果更合理, 所以本文采用50~70 hPa纬向风切变异常作为QBO指标。

（2）QBO调节下的对流层顶的变化沿赤道呈现带状分布, 在赤道附近（15° N~15° S）QBO东风下的对流层顶高度（温度）高于（低于）西风下的, 而在15° ~30° N和15° ~30° S西风下的对流层顶高度（温度）高于（低于）东风下的。QBO对对流层顶高度的影响存在明显的季节和空间上的差异。QBO对对流层顶高度和温度的影响在冬、秋季最大, 春、夏季相对较小。QBO造成的对流层顶高度和温度异常的最大值出现在印度尼西亚及西太平洋区域, 最小值则出现在中东太平洋。

（3）QBO对热带深对流活动也有明显的影响。与QBO对对流层顶高度和温度的影响所不同的是, QBO对OLR的影响并没有呈现沿热带的带状分布特征, 沿赤道区域, QBO造成的OLR异常有正有负。QBO对OLR的影响主要在热带对流活跃区域（OLR多年的季节平均值小于240 W/m2的区域）, 尤其是在印度尼西亚和西太平洋区域, QBO东风位相下的对流活动要强于西风位相下的对流活动。另外, QBO对OLR的影响也存在明显的季节变化, 冬、秋季节QBO造成的OLR异常最为显著。

（4）QBO引起的OLR异常和对流层顶异常在水平分布上有显著的差异, 说明QBO对对流层顶的影响主要是与QBO纬向风切变异常有关, QBO通过影响热带对流活动进而影响对流层顶温度的作用是次要的。QBO和ENSO对OLR的影响存在复杂的非线性叠加作用。剔除ENSO的影响之后, QBO造成的OLR异常明显变小, 特别是印度尼西亚和西太平洋区域以及赤道中东太平洋区域。

（5）QBO会通过影响对流层上层平流层下层的温度结构, 改变上对流层下平流层区域大气静力稳定度以及对流有效位能（CAPE）, 进而影响对流活动的发展。分析表明, QBO东风位相下的浮力频率在赤道附近区域（15° N~15° S）小于QBO西风位相下, 而在15° ~30° N和15° S~30° S呈现相反的变化。QBO造成的CAPE异常和OLR异常在水平分布上有较一致的变化, 说明QBO通过调节上对流层区域的稳定度、CAPE来影响热带地区深对流活动是一个重要的机制。

The authors have declared that no competing interests exist.

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