热带加热异常影响冬季平流层极涡强度的数值模拟

饶建 任荣彩 杨扬

1 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 中国科学院大学，北京100049

1 引言

北半球冬季平流层的主要特征是存在一个强度和结构不断变化的极地涡旋。北半球极涡振荡是与北极涛动（AO），北大西洋涛动（NAO）以及北半球环状模（NAM）相联系的极涡强度或位置的振荡过程（Baldwin and Dunkerton，1999，2001；Cai and Ren，2007；Ren and Cai，2007，Chen et al.,2010）。平流层高层的极涡振荡信号提前于平流层低层和对流层的振荡信号，有自上而下的传播趋势（Kodera et al., 1990；Baldwin and Dunkerton，1999；Cai and Ren，2007；Ren and Cai，2007）。因此，平流层极涡的振荡对于对流层的气候异常有一定的指示意义（Ren and Cai，2007；Baldwin and Dunkerton，2001）。平流层环流的异常变化，主要源于来自对流层的行星波活动的异常，以及由此引发的经向环流的异常，因此伴随着热带与热带外之间的物质和热量交换以及相互作用过程。虽然平流层环流异常变化的主导时间尺度是季节—季节内尺度（Ren and Cai，2006；Cai and Ren，2007），但平流层环流还受到诸多外部强迫因子的影响，如因ENSO异常引起的热带加热异常可以通过影响行星波活动的强度，对热带外平流层极涡的变化产生影响。研究发现，El Niño成熟的当年冬季乃至次年冬季，极涡明显偏弱。El Niño异常通过引起热带对流加强，导致热带外地区的行星波活动异常偏强，从而引起平流层极涡强度偏弱（Manzini et al., 2006；Xie et al., 2012；Garfinkel and Hartmann，2007，2008；Camp and Tung，2007a，2007b；Chen et al., 2003；Ren et al., 2011；任荣彩和向纯怡，2010；任荣彩，2012）。然而，要清楚揭示ENSO特别是热带加热异常影响冬季平流层极涡的过程，还需要更多的证据。

数值模式在逐步完善，其对平流层的模拟能力也在不断得到提高，为我们研究平流层环流异常成因提供了一条有效的途径。SAMIL/LASG是中国科学院大气物理研究所（IAP）大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室（LASG）发展的全球大气环流模式（Wu et al., 1996；吴国雄等，1997；Wu et al., 2003；王在志等，2005；Bao et al., 2010，2013；王军等，2012）。SAMIL及其耦合模式被广泛应用于气候及其变化研究。研究结果表明该模式在模拟东亚季风（Wang et al., 2004）、亚澳季风（张丽霞等，2008；吴波等，2009）、热带云辐射强迫（郭准等，2011）、热带年降水循环（张丽霞等，2011）、热带季节内振荡（胡文婷等，2011）、副热带高压（Liu et al., 2013）、气候态遥相关（Bao et al., 2013）以及海气相互作用效应（李博等，2009，2011）等方面，具有一定的能力。针对该模式平流层模拟水平的评估结果表明，其模拟的平流层极涡分布、极夜急流的位置以及极涡振荡的频率均与观测较为接近，与观测结果相比主要偏差在于，其所模拟的北半球冬季平流层极区“过冷”、极涡“过强”（Ren and Yang, 2012；刘玉镇等，2012；Ren et al.，2009）。这种极区“过冷”的模拟偏差存在于目前多数大气环流模式中（Charlton et al., 2007）。对于 SAMIL而言，引起这种模拟偏差的可能原因有多方面，包括其没有考虑甲烷、氮氧化物和氟氯烃等化学成分的辐射效应、重力波参数化方案还不够完善等。以往的研究已经证明，热带加热异常可以影响到冬季平流层极涡的强度，那么，模式中对热带加热模拟的偏差也可能是影响平流层冬季极涡模拟水平的原因之一。

积云对流参数化是气候模式中很重要的非绝热加热物理过程之一。积云对流一般为大尺度环流所强迫和控制，又通过潜热和动量输送等反馈过程影响大尺度环流，并直接影响着大气温度的垂直分布（周天军等，2005a；刘屹岷等，2007；李剑东等，2010；刘琨等，2010）。SAMIL模式中提供了三种对流参数化方案（周天军等，2005a；胡文婷等，2011）：Manabe对流参数化方案（Manabe et al.,1965）、Zhang积云对流参数化方案（Zhang and McFarlane, 1995）和Tiedtke（1989）质量通量方案。使用不同的对流参数化方案，不仅在模拟热带的大气环流方面存在较为明显的差异，而且从下文的分析我们还可以看出，在模拟热带外平流层大气环流方面也存在明显的差异。我们选用了对流加热有明显差异的Manabe和Tiedtke两种对流参数化方案进行数值模拟，发现与热带加热直接有关的对流参数化方案的不同，的确引起了北半球冬季平流层极涡强度的显著不同。热带的加热异常究竟是如何影响北半球冬季平流层极涡的强度变化的，其中的物理过程如何？回答这一问题将有助于加深我们对热带异常影响热带外平流层环流的过程和机理，以及平流层—对流层的耦合机理的认识，同时为改进模式参数化过程，提高模式对平流层环流的模拟能力，提供科学依据。本文的章节安排如下：第二部分简单介绍 SAMIL/LASG模式；第三部分给出采用两种对流参数化方案模式模拟的热带外冬季平流层的差异；第四部分阐明两种对流参数化方案情形下平流层环流差异与热带对流加热差异的联系过程；最后一部分为讨论与总结。

2 模式及对流参数化方案介绍

SAMIL 2.4.7是中国科学院大气物理研究所（IAP）大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室（LASG）发展的全球大气环流模式最新版本（Wu et al., 1996；吴国雄等，1997；Wu et al.,2003；王在志等，2005; Bao et al., 2010, 2013；王军等，2012），模式网格在水平方向为菱形截断42波（R42），相当于水平分辨率1.66°×2.81°，纬向为均匀分布的128个格点，经向为108个高斯格点，垂直方向采用26层的σ–p混合坐标，模式顶层气压大约为2.19 hPa。除了辐射过程，所有物理过程和动力过程的时间积分步长均为600 s。主要物理过程参数化方案包括：辐射过程采用 Sun-Edwards-Slingo方案（Edwards and Slingo，1996；Sun and Rikus，1999a，1999b；Sun，2011），该方案考虑了气溶胶的直接效应（Li et al., 2012）；有三种积云参数化方案可以选择。以 SAMIL做为大气分量的耦合模式系统为 FGOALS-s2（周天军等，2005a，2005b；Bao et al., 2013; Ren et al., 2009, Ren and Yang, 2012）。

本文所选用的Tiedtke质量通量方案（下文简称T方案）和Manabe对流参数化方案（下文简称M方案）主要区别在于，最大对流加热所在的高度明显不同。M方案采用了干、湿调整假设，对于干空气或不饱和空气而言，当某层温度垂直递减率超过了干绝热热递减率时，即假定自由对流的强度足以将温度调整为中性，由对流所转化而来的动能在调整的过程中瞬时转换成为热能；对于湿空气而言，当饱和区的垂直递减率超过了湿绝热递减率时，自由对流的强度足以把大气层调整为相当位温呈中性垂直递减率的层结。干、湿绝热调整前后，能量保持守恒（Manabe et al., 1965）。由这种方案所计算得到的平均热带对流高度较低。与 M 方案不同，T方案考虑了贯穿性深对流、浅对流以及中层对流三种对流类型，同时考虑了积云对流对于水平动量的垂直输送（Tiedtke，1989）。相对于M方案，由T方案所计算得到的平均热带对流高度较高。

本文设计了两组大气环流模式（AGCM）试验，分别积分 53年，两组试验唯一的差别是采用的对流参数化方案不同。外强迫场包括臭氧、温室气体、太阳常数、气溶胶和海温，均由 CMIP5提供（Taylor et al., 2012）。臭氧和海温均是气候场，主要是为了排除外强迫的年际变化带来的影响，所以这两组试验模拟的差异可以完全归因于对流方案的差异。为了减小大气内部变率的干扰，以下的分析数据均是模式积分后40年的平均结果。

3 两种对流参数化方案情形下SAMIL模拟的北半球平流层和对流层环流差异

图1给出了ERA-Interim再分析资料（图1a）和两种对流参数化方案时（图1b和c）SAMIL模拟的北半球冬季（DJF）纬向平均温度（阴影）和纬向平均纬向风（等值线）的分布，以及相应的两种方案的差值场（图1d）。首先，与 ERA-Interim资料比较可以发现，除了在热带外平流层依然存在的“过强”的极夜西风急流和“过冷”的极区温度偏差以外，两种对流参数化方案情形下 SAMIL基本上都可以较好地再现冬季大气环流的基本状态，包括热带对流层顶100 hPa的冷中心、对流层高层 200 hPa位于30°N附近的副热带急流中心以及位于70°N附近的平流层极夜急流。比较而言，模式采用T方案时模拟的副热带急流以及平流层极夜急流强度更接近再分析资料（图1a、b、c）。由T方案与M方案的差值场（图1d）可见，与极夜急流强度负偏差（T方案时急流较弱）相对应，在平流层热带为冷温度偏差，平流层热带外（和极区）地区为暖温度偏差，因此，平流层热带—热带外的经向温度梯度为负偏差。在对流层高层，温度偏差的经向分布情况刚好相反，热带地区为暖温度偏差，热带外为冷温度偏差，因此副热带温度梯度强度应为正偏差，对应的副热带急流强度亦为正的偏差。

图1 北半球冬季（DJF）气候平均的纬向平均纬向风（等值线，单位：m s-1）和纬向平均温度（阴影，单位：K）分布：（a）ERA-Interim再分析资料；（b）SAMIL，Manabe方案（M）；（c）SAMIL，Tiedtke方案（T）；（d）SAMIL，T方案与M方案的差异Fig. 1 Winter (DJF) climatology of the zonal-mean zonal wind (contours, units: m s-1) and zonal-mean temperature (shadings, units: K) from (a) ERA-Interim reanalysis data, (b) SAMIL model with Manabe scheme (SAMIL-M), (c) SAMIL model with Tiedtke scheme (SAMIL-T), and (d) the difference between SAMIL-T and SAMIL-M

上述采用T方案和M方案模拟的北半球冬季平流层环流的差异是否与前期的环流差异存在联系呢？图2给出了模式采用两方案时模拟的北半球平流层 30 hPa的纬向平均温度的季节演变（图2a–b）以及两种方案的纬向平均温度差异（图2c–d）的季节演变。为了直观的表征年循环特征，图2a、b和d中去除了相应的年平均值。由图可见，采用两种方案所模拟的30 hPa极区温度最冷均出现在1月（图2a–b），最暖均出现在7月。纬向平均温度的季节变化幅度均是在极区达到最大，这与极区接收的太阳辐射的季节变化最大有关。从30 hPa纬向平均温度差异图（图2c）可见，热带平流层在全年各个季节均为冷偏差，对应热带外平流层均为持续的暖偏差。由图2d可以更为清楚地看到，热带外平流层的暖温度偏差以冬季最强，这一最强的暖偏差信号可以追溯到之前的秋季，秋季时平流层最暖的信号位于中纬度。这说明平流层温度暖偏差信号可能最早出现在秋季的中纬度地区，随着秋冬季节行星波的活跃，通过经向交换而在冬季影响到极区，在后面的讨论中，我们将提供进一步的证据说明这一点。

图3给出了低纬（图3a）、中纬（图3b）和高纬（图3c）地区纬向平均的纬向风偏差（等值线）和温度偏差（阴影）的垂直—季节演变。由图可见，热带对流层中上层的温度暖偏差存在于全年各季节，所位于的等压面层次夏季最高，对应的平流层温度冷偏差在秋、冬和春季更强（图3a）；同时，中高纬度地区对流层中上层为温度冷偏差持续，对应平流层中纬度为温度暖偏差，并在9月至12月最强（图3b）。

图2 SAMIL模拟的北半球30 hPa纬向平均温度（单位：K）的季节演变：（a）M方案；（b）T方案；（c，d）T方案与M方案之差。其中图（a、b、d）中去除了相应的年平均值Fig. 2 Annual cycle of the zonal-mean temperature (units: K) at 30 hPa from (a) SAMIL-M, (b) SAMIL-T, and (c, d) the differences between SAMIL-T and SAMIL-M. Annual means were removed in (a, b, d)

图3 T方案与M方案模拟的纬向平均温度的差异（阴影，单位：K）及纬向平均纬向风的差异（等值线，单位：m s-1）的高度—季节演变：（a）30°S～30°N；（b）30°～60°N；（c）60°～90°NFig. 3 Vertical-temporal cross sections of the differences of the simulated zonal-mean temperature (shadings, units: K) and the simulated zonal-mean zonal wind (contours, units: m s-1) between SAMIL-T and SAMIL-M averaged over (a) 30°S–30°N, (b) 30°–60°N, and (c) 60°–90°N

平流层—对流层温度差异的这种反位相耦合，反映在等熵面高度的差异（图略）上可以理解为：对流层高层气层增暖时，可造成对流层下层等熵面下凹，上层等熵面上凸，对流层高层气层变厚，质量增加；相应的平流层气层变薄、质量减少，对应温度冷偏差。另外根据热力适应的理论（吴国雄和刘屹岷，2000），对流层高层的加热异常所对应的异常“过流”冷却效应，可引起平流层低层的温度冷偏差。与图2c–d相一致，极区平流层暖温度偏差在冬季最强，并呈现从平流层高层向低层逐步发展的趋势，因而平流层低层最强暖温度偏差出现在春季月份（图3c）。高纬度平流层暖温度偏差向下传播的同时，负的纬向风偏差也存在下传，且在时间上略有滞后，这一点与平流层极涡振荡过程中环流异常的配置特点（Ren and Cai, 2006, 2007; Cai and Ren, 2007 以及其中的引文）非常类似。

总之，平流层中纬度的暖温度差异最早出现在秋季，可能与冬季平流层极区的暖温度偏差有关联。具体地，热带加热差异造成对流层高层为持续的暖温度差异，热带平流层低层为冷的温度差异；夏季之后，冷温度差异在中纬度对流层高层出现并加强，对应着平流层中纬度出现暖的温度差异。随后平流层中纬度地区的暖温度偏差逐步向极区传播，与冬季极区的暖温度偏差相联系。平流层的暖温度偏差最先在高层发展并逐步向下层传播。

图4 T方案和M方案模拟的（a、e）夏季JJA、（b、f）秋季SON、（c、g）冬季DJF和（d、h）春季MAM 热带纬向平均温度的差异（a–d，阴影，单位：K）以及热带平均对流加热垂直廓线（e–h，单位：K d-1，红色：T方案，蓝色：M方案，绿色：T方案与M方案之差）Fig. 4 Differences of the simulated zonal-mean temperature (shaded, units: K) in the tropics (30°S～30°N) between SAMIL-T and SAMIL-M for (a) summer(JJA), (b) autumn (SON), (c) winter (DJF), and (d) spring (MAM); (e-h) the corresponding convective heating rate (units: K d-1) profiles from SAMIL-T (red),SAMIL-M (blue), and their differences (green)

4 热带对流加热差异影响平流层极涡强度模拟的过程

4.1 热带对流加热差异与热带温度偏差

图4给出了采用T方案与M方案时SAMIL模拟的热带地区（30°S～30°N）对流层（100 hPa以下）的纬向平均温度差异（图4a–d），以及两种方案在热带地区的平均垂直对流加热廓线及其差异（4e–h）。首先，由垂直加热廓线的对比可知，M方案对流凝结加热最强中心位置比T方案低，位于对流层下层，加热强度在对流层低层比T方案稍强。因此，相对于M方案，T方案在热带对流层低层平均的垂直凝结加热为负加热偏差，在对流层中上层为正的加热偏差。这种加热偏差存在于各季节，与模拟的热带纬向平均温度偏差一致（图4a–d），即热带对流层中上层温度暖偏差最显著，在对流层低层为温度的冷偏差。具体地，对流层下层的加热负偏差在夏季（JJA，图4a、e）达到最大，对应热带对流层下层温度冷偏差也在夏季最强，厚度最深；秋季（SON，图2b、f）之后，对流层下层的加热差异减弱，温度冷偏差厚度也变薄，而对流层中上层的温度暖偏差变强，厚度变深。

4.2 热带热力差异与中纬度环流差异的联系

为了说明热带加热差异与所模拟的热带外对流层环流差异的联系，图5给出了分别采用两种对流参数化方案时 SAMIL模拟的北半球对流层高层（200 hPa）位势高度偏差（等值线）和温度偏差（阴影）的逐月分布。在对流层高层，位势高度偏差和温度偏差的符号基本上保持一致，即位势高度场偏高时，温度也多偏暖，反之亦然。由图可见，相对于M方案，T方案时在热带对流层高层造成的纬向一致的温度暖偏差（高度正偏差）9月以后逐步增强，在秋冬月份最显著（图5c–f及图4）。与之对应，在热带外地区则为纬向一致的温度冷偏差和位势高度的负偏差。这种热带—热带外的温度和高度偏差的反位相分布，与热带—中纬度大气对ENSO海温异常的响应型式非常类似。具体地，在冬季ENSO暖位相峰值之后，热带印度洋和热带大西洋会在春季月份相继增暖，热带海洋表面温度纬向一致的暖异常，会在热带对流层高层造成纬向一致的温度暖异常和位势高度正异常；与之相对应，在中纬度地区的对流层高层则对应着纬向较为一致的温度的冷异常和位势高度的负异常（Kumar and Hoerling, 2003; Lau et al., 2005）。这说明T方案相对于 M 方案的热带对流层高层加热异常，所造成的热带—中纬度的大气热力响应与暖ENSO峰值之后的春季大气的热力响应类似。这种热带和中纬度地区温度和位势高度偏差中心的反位相耦合，将对流层高层热带地区的温度和位势高度异常与热带外地区的温度和位势高度异常联系了起来。Ren et al.（2012）利用ENSO对对流层大气的这种滞后效应，提出了ENSO对次年冬季平流层极涡振荡的滞后影响。

图6分别给出了8月到次年3月低纬度（图6a，30°S～30°N）、中纬度（图6b，30°～60°N）和高纬度（图6c，60°～90°N）地区平均的温度差异（阴影）和位势高度差异（等值线）的经度—高度的逐月分布。由图6a可见，与热带对流层高层的温度暖偏差相对应，平流层低层的温度冷偏差和高度负偏差，也存在于各个月份，并在秋冬季节最显著。重要地，我们发现平流层的环流差异还呈现显著的纬向不对称结构，最强的冷偏差中心位于热带太平洋地区，在冬季月份达到最强（与图3a一致），这显然与热带太平洋上空对流层高层暖温度偏差的纬向非均匀分布密切关联（图5和图6a）。与热带纬向非均匀的热力差异相匹配，平流层中纬度的暖温度差异也呈现以北太平洋区域为中心的纬向非对称分布，并在秋冬季节（10～12月份）达到最强（图6b）。由图6c可见，高纬度平流层的暖温度差异也在冬季节达到最强，并且也呈现显著的纬向非对称的结构特征，最强的温度暖偏差和高度正偏差也相应地位于太平洋到北美地区上空。在下面的部分我们将给出详细证据，说明这种纬向非对称的差异分布引起了两种参数化方案情形下平流层行星波活动的显著差异。

4.3 冬季热带外平流层行星波活动差异

在冬半年的平流层，行星波活动是实现高低纬度间热量、动量交换，引起平流层环流振荡的重要驱动力。图7给出了ERA-Interim再分析资料以及模式分别采用两种对流参数化方案模式模拟的冬季平流层 10 hPa位势高度纬向偏差以及行星波纬向1波和2波分量的分布。由图可见，无论采用M方案还是T方案，模式都能模拟出北半球冬季平流层位于北太平洋阿留申地区附近的高压系统和位于大西洋—北美地区的低压系统（图7a、b），且它们也正好与纬向1波（图7 d、e）的正负值中心相对应，表明北半球冬季平流层的纬向1波主导性质。比较再分析资料（图7a、b阴影）与模式结果（图7a、b等值线）可知，模式中纬向高度偏差的强度比再分析资料弱，反映了模式中行星波的强度总体偏弱。由两种方案情形下模式模拟的10 hPa位势高度纬向偏差的差值场（图7c）可以看出，阿留申地区东（西）侧为正（负）的差异，表明T方案时模式模拟的阿留申地区附近的高压系统中心稍向东偏，但强度更强，与再分析资料中位势高度的纬向偏差中心强度（图7b）更为接近。相应地，T方案时模式模拟的纬向1波（图7e等值线）中心也稍向东偏、但强度也比M方案（图7d等值线）更强，也与实际（图7d、e阴影）更为接近。由图7g、h可知，行星波2波的振幅总体比行星波1波（图7d、e）小得多，采用两种方案时模式模拟的行星波 2波（图7g、h等值线）的位相分布均与观测（图7g、h阴影）接近，只是M方案的纬向2波强度稍强，但2波强度的差异（图7i）相对1波强度的差异（图7f）小得多。总体而言，采用T方案时，模式模拟的平流层行星波强度相对较强，且主要表现为纬向1波更强。

行星波活动强度的差异，直接的效应是影响经向热量的输送，而经向热量的输送异常可直接影响极区的温度偏差和冬季极涡强度。为了说明行星波活动差异的效应，图8给出了ERA-Interim再分析资料（图8a）以及模式采用两种对流参数化方案时（图8b、c）模拟的沿60°N纬圈经向涡动热通量的季节演变。由图可见，向极涡动热通量从 10月份开始加强，12月到次年1月份达到年最大值。比较图8a和图8b、图8c可知，SAMIL模拟的行星波波动热通量强度总体而言比再分析资料偏弱（与图7吻合）。与行星波1波和2波的强度对比一致，行星波1波引起的向极涡动热通量的强度总体明显强于2波，这一对比特征在观测资料中尤其明显（图8a）。由两种方案的波动热通量的差异（图8d）可以看出，总体而言，采用T方案时行星波引起的波动热通量的强度强于M方案，且这种差异主要由1波效应的差异引起，这与图7中1波强度在T方案中明显偏强是一致的（图7h，比较图7f和图7g）。另外我们也注意到，行星波2波引起的向极涡动热通量的差异在1月份出现了负值，这与M方案时2波强度稍强相一致（图7l）。

图6 T 方案与M 方案模拟的8 月至次年3 月逐月位势高度场差异（等值线，单位：gpm）和温度场差异（阴影，单位：K）的经度—高度剖面：（a）30°S～30°N；（b）30～60°N；（c）60～90°NFig. 6 Longitude–pressure cross sections of the differences of the simulated geopotential height (contours, units: gpm) and temperature (shadings, units: K) from August to March between SAMIL-T and SAMIL-M averaged over (a) 30°S–30°N, (b) 30°–60°N, and (c) 60°–90°N

图7 北半球冬季（DJF）平均的10 hPa位势高度（a–c）纬向偏差及（d–f）纬向1波和（g–i）纬向2波分量（单位：gpm）：（a、d、g）M方案（等值线）和ERA-Interim（阴影）；（b、e、h）T方案（等值线）和ERA-Interim（阴影）；（c、f、i）T方案和M方案之差Fig. 7 Winter (DJF) (a–c) zonal deviation, (d–f) wavenumber-1 and (g–i) wavenumber-2 components of the geopotential height at 10 hPa (units: gpm) from(a, d, g) SAMIL-M (contours), (b, e, h) SAMIL-T (contours), and (c, f, i) the differences between SAMIL-T and SAMIL-M. Shadings in (a, d, g) and in (b, e,h) are the corresponding components from ERA-Interim reanalysis data

综上可知，两种参数化方案引起的热带对流加热差异，通过热带—热带外的耦合过程，引起热带外对流层的温度冷偏差，和热带外平流层的温度暖偏差。同时，上述热力差异的纬向不均匀分布还造成了秋冬季节热带外地区行星波强度及其效应的显著差异。行星波活动向极热量输送的显著差异，与冬季极涡强度的差异直接关联。

5 结论

本文利用大气环流模式SAMIL/LASG，通过选择两种对流参数化方案，研究了热带加热异常对热温度冷偏差，而热带外平流层则为持续的暖的温度偏差。随着秋冬季节行星波活动开始加强，中纬度的暖温度偏差向极区发展，冬季时整个极区为暖温度偏差。因此T方案时，模式模拟的平流层极区更暖，极涡较弱而更接近于观测。

对行星波活动强度的诊断表明，T方案时模式模拟的行星波强度及其引起的沿 60°N纬圈的向极涡动热量输送相对M方案更强，且主要表现为行星波1波及其效应的偏强。

总之，相对于M对流参数化方案，T方案中热带的最大对流加热高度高，强度强，夏季后热带对流层的暖温度差异可通过垂直耦合和热带—热带外的耦合过程影响热带外地区对流层到平流层的热力异常和环流，造成夏季后在平流层的中纬度地区有暖的温度差异维持；另外，T方案中强的热带对流层高层加热，还造成秋季之后行星波的活动偏强。平流层中纬度的暖异常，加上较强的行星波活动，采用T方案时模拟的冬季平均的向极热量通量更强，因此造成了冬季平流层极区偏暖、极涡偏弱。本文的结果不仅进一步揭示了热带热力异常影响冬季平流层环流的事实和过程，而且从另一个角度说明，提高模式对热带对流的描述和模拟能力，也是提高模式对热带外大气环流，特别是有效改善冬季平流层极涡模拟效果的一条重要途径。带外平流层模拟的影响。通过对比T方案和M 方案的模拟结果发现，T方案时热带对流加热高度偏高，M方案时热带对流加热高度偏低，两种方案的潜热加热廓线差异（T方案与M方案之差）表明，热带对流层高层为正的加热差异，表现在温度场上为暖的温度差异。热带对流层的热力差异通过热带—热带外的耦合，影响到热带外的环流差异，热带对流层高层自夏季开始为持续的暖偏差，且秋季月份开始逐步加强。与热带对流层中上层温度的暖偏差相对应，热带外对流层以及热带平流层为持续的

图8 10 hPa沿60°N纬向平均的行星波1波（长虚线）、2波（点线）以及1波和2波共同（粗实线）引起的经向涡动热通量输送（单位：K m s-1）的季节演变：（a）ERA-Interim再分析资料；（b）M方案；（c）T方案；（d）T方案与M方案之差Fig. 8 Seasonal evolution of the zonal-mean poleward planetary-wave heat flux across 60°N at 10 hPa (units: K m s-1) from (a) ERA-Interim reanalysis data, (b) SAMIL-M, (c) SAMIL-T, and (d) the differences between SAMIL-T and SAMIL-M

致谢 感谢中国科学院大气物理研究所何编博士和胡文婷博士提供模式运行手册。感谢两位匿名审稿人和编辑的耐心审阅和宝贵意见。

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