王子謙， 段安民， 李茂善， 何編

1 中山大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院， 廣州 510275 2 中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(LASG)， 北京 100029 3 中國科學(xué)院寒旱區(qū)陸面過程與氣候變化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 蘭州 730000

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基于WRF模式的青藏高原斜坡和平臺加熱影響亞洲夏季風(fēng)的模擬研究

王子謙1, 2， 段安民2， 李茂善3， 何編2

1 中山大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院， 廣州 510275 2 中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(LASG)， 北京 100029 3 中國科學(xué)院寒旱區(qū)陸面過程與氣候變化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 蘭州 730000

青藏高原大地形的熱力強(qiáng)迫作用對亞洲夏季風(fēng)的形成和發(fā)展具有重要的影響.本文利用較高分辨率的WRF區(qū)域模式，探討了高原不同區(qū)域(斜坡和平臺)的地形加熱分別對南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)的影響.結(jié)果表明：高原南部喜馬拉雅山脈的斜坡地形加熱對其周圍局地的環(huán)流形勢和降水影響十分明顯，是南亞夏季風(fēng)北支分量形成和維持的主導(dǎo)因子，也是斜坡上氣流爬坡和降水發(fā)生的必要條件.斜坡加熱對東亞夏季風(fēng)也有明顯的增強(qiáng)作用，它不僅加強(qiáng)了中國東部低空西南季風(fēng)環(huán)流，還會造成北部南下的異常干冷空氣的響應(yīng).斜坡上的地形加熱作用也是對流層高層暖中心位置維持在斜坡上空的一個(gè)重要原因.而高原平臺加熱對季風(fēng)環(huán)流和降水的影響雖然沒有喜馬拉雅山脈斜坡加熱那么顯著，但是對南亞夏季風(fēng)的影響范圍更廣，對經(jīng)向哈得來環(huán)流影響更明顯，能夠調(diào)控高原以外更遠(yuǎn)處熱帶洋面上的西南季風(fēng)環(huán)流.通過比較高原不同區(qū)域地形加熱條件下的多種季風(fēng)指數(shù)，進(jìn)一步表明了高原地形加熱對南亞和東亞夏季風(fēng)均有增強(qiáng)作用，但是高原不同區(qū)域的地形加熱對兩類夏季風(fēng)子系統(tǒng)又會產(chǎn)生不一樣的影響.

青藏高原； 地形加熱； 亞洲夏季風(fēng)； WRF模式

1 引言

亞洲夏季風(fēng)系統(tǒng)主要包括南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)兩個(gè)子系統(tǒng)，是全球最為典型的季風(fēng)系統(tǒng)，其異常活動直接影響著南亞及東亞地區(qū)各國的天氣氣候變化.在全球變暖的大背景下，亞洲夏季風(fēng)的演變規(guī)律變得更為復(fù)雜(Webster, 2006)，季風(fēng)區(qū)的極端天氣氣候事件也逐漸增多(Herring et al., 2014).夏季風(fēng)異常造成的洪澇、干旱、高溫等災(zāi)害常給人類帶來重大經(jīng)濟(jì)損失，因此其形成、維持以及變異的物理機(jī)制一直以來備受科學(xué)家的關(guān)注.

以往大量研究表明亞洲夏季風(fēng)所對應(yīng)的降水和環(huán)流變化與青藏高原(簡稱高原)的動力和熱力強(qiáng)迫作用有著密切的聯(lián)系(Flohn, 1957; 葉篤正等, 1979; Wu and Zhang, 1998; Zhao and Chen, 2001; 李躍清, 2003; 梁瀟云等, 2006; 于樂江和胡敦欣, 2008; Xu et al., 2010; Wang et al., 2014b).春夏季，由于高原的地表感熱加熱較強(qiáng)，使得其熱力作用對亞洲夏季風(fēng)的影響尤為重要(吳國雄等, 1997; 毛江玉和吳國雄, 2006; Wu et al., 2007; 何金海等, 2011).然而，近年來也有部分研究工作(Boos and Kuang, 2010, 2013; Molnar et al., 2010)對高原的熱力強(qiáng)迫作用提出了質(zhì)疑，強(qiáng)調(diào)影響南亞夏季風(fēng)的主導(dǎo)因子并非是高原的熱力作用.他們利用美國的CAM(Community Atmosphere Model)及CESM(Community Earth System Model)全球模式將高原的平臺部分去除而只保留狹長的喜馬拉雅山脈，模擬得到的南亞夏季風(fēng)和完整地形條件下的結(jié)果彼此相似，由此認(rèn)為南亞夏季風(fēng)形成和維持的主導(dǎo)因子是喜馬拉雅山脈的機(jī)械隔斷作用而不是高原的熱力作用.Wu等(2012)利用中國科學(xué)院大氣物理研究所的SAMIL(Spectral Atmospheric Model of IAP/LASG)全球大氣模式重新設(shè)計(jì)試驗(yàn)，所得結(jié)果仍然認(rèn)為高原熱力作用對南亞夏季風(fēng)的形成更為重要.該研究工作指出Boos和Kuang(2010)的試驗(yàn)設(shè)計(jì)中喜馬拉雅山斜坡上的感熱加熱依然存在，意味著保留了高原地形的感熱氣泵作用，因而不能由此否認(rèn)高原熱力作用對南亞夏季風(fēng)影響的主導(dǎo)地位.Wu等(2012)的模擬結(jié)果表明如果將高原的平臺部分去除而只保留其南側(cè)喜馬拉雅山脈，同時(shí)也去除喜馬拉雅山脈地表的感熱加熱，那么南亞夏季風(fēng)的北支分量就無法形成.

從以上研究背景可以看出，在南亞夏季風(fēng)的形成和維持上，高原的熱力和動力作用哪個(gè)是主導(dǎo)因子仍然存在爭議.同時(shí)，前人研究結(jié)果也表明只保留喜馬拉雅山脈就能得到全地形下的南亞夏季風(fēng)形態(tài)，這說明高原不同區(qū)域的熱力強(qiáng)迫會對南亞夏季風(fēng)或者其他亞洲夏季風(fēng)子系統(tǒng)造成不一樣的影響.高原南部斜坡上的地形加熱存在顯著影響的同時(shí)，喜馬拉雅山脈以北的平臺區(qū)域的地形加熱作用又會產(chǎn)生怎樣的影響？哪個(gè)區(qū)域的熱力強(qiáng)迫更重要一些？這些問題在以往研究中認(rèn)識的還十分有限.而且除了對南亞夏季風(fēng)的影響，不同區(qū)域的高原地形加熱對東亞夏季風(fēng)的影響也需進(jìn)一步探討.此外，值得提出的是，前人的數(shù)值模擬結(jié)果都是基于分辨率較粗(180～200 km)的全球氣候系統(tǒng)模式來分離喜馬拉雅山和高原平臺部分并研究其分別對南亞夏季風(fēng)的影響，這其中難免會出現(xiàn)由于模型過于粗糙而對模擬結(jié)果帶來不確定性，尤其是針對地形十分復(fù)雜的高原地區(qū).因此，本文將利用較高分辨率的WRF(Weather Research and Forecasting)區(qū)域模式來進(jìn)一步認(rèn)識高原大地形對亞洲夏季風(fēng)的影響，研究高原不同區(qū)域的地形加熱對其周邊季風(fēng)區(qū)大氣環(huán)流和降水的影響差異，并理解其中的物理過程.

2 模式和試驗(yàn)設(shè)計(jì)

相比于以往相關(guān)工作所用的全球模式，區(qū)域模式具有更高的分辨率以及更為合理的中小尺度動力和物理過程，是研究具有復(fù)雜地形的青藏高原以及復(fù)雜海陸分布的亞洲季風(fēng)區(qū)的有力工具.隨著WRF模式的不斷發(fā)展和完善，近年來越來越多的研究者將它作為區(qū)域氣候模式用于亞洲季風(fēng)的模擬(Kim and Hong, 2010; Yu et al., 2011; Yang et al., 2012; Wang et al., 2014a).本文選用WRF(Version 3.4.1, Skamarock et al., 2008)模式作為研究工具，所用到的具體物理參數(shù)化方案包括：WSM6微物理過程，Grell-Devenyi積云對流方案，Noah陸面模式，BouLac行星邊界層方案，Goddard短波輻射方案，以及RRTM長波輻射方案.模擬范圍覆蓋了大部分亞洲區(qū)域及鄰近海洋區(qū)域(圖1)，試驗(yàn)采用蘭伯特地圖投影，中心點(diǎn)位于(30°N，95°E)，模式水平分辨率為45 km，南北和東西方向格點(diǎn)數(shù)分別為133和195(模式邊界緩沖區(qū)為5個(gè)格點(diǎn))，垂直方向分35層，最頂層為50 hPa.模式初始場和邊界場均來源于NCEP提供的每日四次(世界時(shí)00時(shí)，06時(shí)，12時(shí)，18時(shí))及水平分辨率為1°×1°的全球最終分析場(NCEP-FNL)，積分過程中邊界條件每六小時(shí)更新一次.采用NOAA提供的高分辨率逐日最優(yōu)插值海表溫度(OISST)作為模式的海表強(qiáng)迫場，該資料水平分辨率為0.25°×0.25°.在對模擬結(jié)果驗(yàn)證時(shí)還用到了NASA提供的TRMM-3B42降水?dāng)?shù)據(jù)，其水平分辨率為0.25°×0.25°.

前人相關(guān)的研究在分離喜馬拉雅山脈試驗(yàn)設(shè)計(jì)中，將高原區(qū)域同一經(jīng)度的地形高度達(dá)到該經(jīng)度上最大值的2/3的北側(cè)全部設(shè)為0，剩下的地形則為喜馬拉雅山脈(Boos and Kuang, 2010; Wu et al., 2012)；或者直接以4 km地形高度為界，4 km分界線以南部分為喜馬拉雅山斜坡，而4 km以北為高原平臺部分(何編, 2012).在分辨率較高的WRF模式地形條件下，無論是每個(gè)經(jīng)度上海拔最大值的2/3還是直接4 km高度都要遠(yuǎn)低于喜馬拉雅山脈的最大高度，所以在本文的試驗(yàn)設(shè)計(jì)中有必要重新定義高原地區(qū)喜馬拉雅山脈及其以北平臺部分的劃分，以免低估高原南部斜坡的加熱作用.如圖2a所示，將每個(gè)經(jīng)度上地形高度最大的點(diǎn)作為邊界(如75°E和85°E)，如果最大高度所在的格點(diǎn)位于高原偏中部地區(qū)(即喜馬拉雅山脈以北)，那么就取該格點(diǎn)以南的第二最大高度為邊界(如92°E).利用該方法得到如圖2b所示的喜馬拉雅山脈斜坡地區(qū)和高原平臺地區(qū)，文章將以此來研究高原不同區(qū)域的地形加熱對亞洲夏季風(fēng)的影響.

針對高原不同區(qū)域的地形加熱設(shè)計(jì)了四組模擬試驗(yàn)(表1)，分別是參考試驗(yàn)(CTL)、高原南部喜馬拉雅山脈斜坡無地形加熱試驗(yàn)(HIM_NS)、高原平臺無地形加熱試驗(yàn)(PL_NS)以及整個(gè)高原無地形加熱試驗(yàn)(TP_NS).修改地形加熱的具體方案是保留地形本身不變的條件下，在模式的每個(gè)積分步上將所選區(qū)域格點(diǎn)上所釋放到大氣中的感熱加熱減為0，同時(shí)保持地表能量平衡不被破壞(也就是在大氣熱力學(xué)方程中地表溫度的垂直耗散項(xiàng)為0，模式積分過程中陸面模塊仍然計(jì)算感熱通量并允許其影響地表溫度).每組試驗(yàn)共包括從2003—2008年6個(gè)夏季，模式采用分段積分方式，從每年的5月1日00時(shí)(本文所用時(shí)間均為世界時(shí))開始積分，到當(dāng)年8月31日18時(shí)模擬結(jié)束，主要分析后三個(gè)月(夏季JJA)的模擬結(jié)果.圖3a—3d給出了各組試驗(yàn)中高原地區(qū)夏季的地表感熱分布情況，由參考試驗(yàn)CTL可知，夏季高原的地形抬升加熱大值區(qū)主要位于高原的西北部地區(qū)，超過100 W·m-2，而高原東南部由于季風(fēng)降水的影響導(dǎo)致地表感熱加熱較小，最小值小于40 W·m-2.

表1 試驗(yàn)方案設(shè)計(jì)Table 1 Detail of experimental design

圖1 WRF模式模擬區(qū)域和地形高度(陰影，單位：m)圖中虛線方框?yàn)楦咴舾行栽囼?yàn)區(qū).Fig.1 WRF model domain and terrain height (shading, unit: m)Dashed box is the area for sensitivity experiment over the Tibetan Plateau (TP).

圖2 (a) WRF模式中不同經(jīng)度上地形高度隨緯度的變化(箭頭標(biāo)注的是喜馬拉雅山脈北邊界)； (b) 高原地區(qū)(23°N—40°N, 70°E—105°E，對應(yīng)圖1中的虛線框)的地形高度(單位：m)，藍(lán)色三角形標(biāo)注的是每個(gè)經(jīng)度上地形的最高點(diǎn)，藍(lán)線為喜馬拉雅山脈和高原平臺的分界線， 分界線以南并且地形大于300 m的區(qū)域?yàn)橄柴R拉雅山脈斜坡區(qū)域(黑點(diǎn)區(qū))，分界線以北且地形大于1500 m的區(qū)域?yàn)楦咴脚_區(qū)域(白點(diǎn)區(qū))Fig.2 (a) Topography height at different longitude. Arrows denote the north boundary of the Himalayas (HIM). (b) Terrain height (unit: m) over the sensitivity experiment area (23°N—40°N, 70°E—105°E). Blue triangles denote the highest point along every longitude, and the blue curve presents the boundary between HIM and TP′s platform. The area over the south of blue curve and meanwhile topography is above 300 m denotes southern slope of HIM (black dotted region), and the area over the north of blue curve and meanwhile topography is above 1500 m denotes the TP′s platform (white dotted region)

圖3 各組試驗(yàn)高原地區(qū)夏季的感熱加熱分布及其差異(單位：W·m-2)，(a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, (d) TP_NS, (e) CTL減HIM_NS, (f) CTL減PL_NS, (g) CTL減TP_NS其中(e—g)中打點(diǎn)區(qū)表示差值通過95%信度檢驗(yàn).Fig.3 Summer mean surface sensible heating (unit: W·m-2) for experiments of (a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, and (d) TP_NS; (e) CTL minus HIM_NS; (f) CTL minus PL_NS; (g) CTL minus TP_NSDotted regions in (e—g) denote the statistical significance of differences above 95% level.

圖4 夏季降水(陰影，單位：mm·day-1)和850 hPa風(fēng)場(矢量，單位：m·s-1)，(a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, (d) TP_NS, (e) TRMM降水及NCEP-FNL風(fēng)場，(f) CTL減HIM_NS，(g) CTL減PL_NS，(h) CTL減TP_NS其中(f—h)中紅色矢量箭頭和打點(diǎn)區(qū)分別表示風(fēng)場和降水差異通過95%信度檢驗(yàn).Fig.4 Summer mean precipitation (shading, unit: mm·day-1) and wind field at 850 hPa (vectors, unit: m·s-1) for experiments of (a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, (d) TP_NS, and (e) OBS (wind is from NCEP-FNL, precipitation is from TRMM); (f) CTL minus HIM_NS; (g) CTL minus PL_NS; (h) CTL minus TP_NSDotted regions denote the statistical significance of precipitation anomalies above 95% level, and wind differences significant above 95% level are plotted in red color in (f—h).

3 模擬結(jié)果分析

3.1 高低層季風(fēng)環(huán)流、降水及溫度場的響應(yīng)

圖4給出觀測及各組試驗(yàn)?zāi)M的亞洲夏季風(fēng)降水和850 hPa低空環(huán)流場，由參考試驗(yàn)(圖4a)和觀測數(shù)據(jù)(圖4e)的結(jié)果可知，相比于粗網(wǎng)格的全球氣候系統(tǒng)模式(Boos and Kuang, 2010; Wu et al., 2012)，WRF模式能更好地模擬出阿拉伯海、孟加拉灣、南海以及東亞的夏季風(fēng)降水和環(huán)流特征.尤其在青藏高原區(qū)域，模式能再現(xiàn)高原南側(cè)的降水大值中心以及高原主體由東南向西北遞減的降水分布特征，這些結(jié)果在一定程度上可提高之后的敏感性試驗(yàn)的可靠性.從其他敏感性試驗(yàn)的模擬結(jié)果及其相對于參考試驗(yàn)CTL的差異場可以看出，高原不同區(qū)域的地形加熱作用對亞洲夏季風(fēng)具有不一樣的影響.參考試驗(yàn)CTL與無南坡地形加熱試驗(yàn)HIM_NS的差異場表明，喜馬拉雅山脈斜坡地形加熱對其周圍附近的環(huán)流形勢影響十分顯著，它主要加強(qiáng)了繞高原西側(cè)南下的干冷氣流以及高原以南地區(qū)暖濕氣流向北的輻合.從高緯南下的異常干冷空氣同時(shí)還增大了印度西北部及巴基斯坦地區(qū)的地表感熱加熱(圖3e)，導(dǎo)致該區(qū)域繞高原西南側(cè)的氣旋式環(huán)流進(jìn)一步加強(qiáng)，而異常干冷空氣的加強(qiáng)也造成印度西北部及巴基斯坦附近的降水明顯減少(圖4f).此外，圖4f同時(shí)也表明喜馬拉雅山脈斜坡加熱有利于高原南部暖濕氣流的爬坡輻合，進(jìn)而使得夏季高原南部的降水驟增，如果沒有喜馬拉雅山脈斜坡的加熱作用，高原南部的降水基本上消失(圖4b).至于東亞夏季風(fēng)的響應(yīng)，喜馬拉雅山脈斜坡加熱同樣加強(qiáng)了中國東部低空西南季風(fēng)環(huán)流，以及北部南下的異常干冷空氣，導(dǎo)致異常的冷暖氣流交匯，進(jìn)而使得中國東部的夏季風(fēng)降水增多(圖4f).北部南下的異常干冷空氣主要是由高原加熱在對流層中高層激發(fā)Rossby波列所引起(Wang et al., 2014b)，位于高原以東即中國北部上空的氣旋式異常環(huán)流具有相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)(圖6e).氣旋式異常環(huán)流西側(cè)盛行西北氣流，相應(yīng)的在低層華北地區(qū)出現(xiàn)南下的異常干冷空氣.

全球氣候模式的結(jié)果顯示高原平臺的熱力作用對850 hPa風(fēng)場影響不明顯，對南亞夏季風(fēng)環(huán)流的調(diào)控較弱(何編, 2012).從本文PL_NS試驗(yàn)結(jié)果來看，我們在該試驗(yàn)中將高原平臺的感熱加熱去除，其造成的南亞季風(fēng)環(huán)流和降水響應(yīng)強(qiáng)度的確沒有喜馬拉雅山脈斜坡加熱被抑制(HIM_NS)的試驗(yàn)結(jié)果那么顯著.但是，平臺加熱對南亞夏季風(fēng)的影響范圍更大，圖4g可以看出高原以外的阿拉伯海及孟加拉灣海洋上的西南氣流有明顯的加強(qiáng)，這樣造成更多的水汽輸送使得孟加拉灣北部、印度大陸北部以及印度西岸的降水都有所增加.同時(shí)，高原平臺加熱的去除直接導(dǎo)致平臺上局地的降水消失.與喜馬拉雅山斜坡加熱類似，平臺加熱同樣有利于東亞地區(qū)西南季風(fēng)環(huán)流的北上以及中國東部季風(fēng)降水的增強(qiáng)；但是對北方南下的異常干冷氣流影響不顯著，因而造成中國東部的降水差異沒有HIM_NS試驗(yàn)結(jié)果明顯.此外，當(dāng)整個(gè)高原的地形加熱去除后(圖4h)，其結(jié)果基本上是斜坡和平臺的綜合效應(yīng)；大地形加熱作用顯著增強(qiáng)了高原西側(cè)繞流南下的干冷空氣、熱帶海洋及南亞西南季風(fēng)氣流向高原南部輻合、以及中國東部北上的東亞夏季風(fēng)環(huán)流.這樣的環(huán)流形勢促使印度西北部以及巴基斯坦地區(qū)附近感熱加熱明顯增強(qiáng)(圖3g)以及降水減少，而高原及中國東部降水顯著增多.

基于以上分析可知高原的地形抬升加熱是造成高原降水的根本原因，一旦加熱被抑制，高原斜坡和平臺上的降水就基本消失.當(dāng)然，不難發(fā)現(xiàn)地形加熱抑制后高原斜坡上仍有少量的降水發(fā)生(圖4b和4d)，我們已有的研究表明這主要是由微物理相變過程造成的(Wang et al., 2015).圖5進(jìn)一步給出了高原地區(qū)及周邊的近地表(σ=0.98)環(huán)流場.同時(shí)，基于錢永甫等(1988)及張耀存和錢永甫(1999)在進(jìn)行高原動力作用數(shù)值試驗(yàn)中對模式近地面風(fēng)場所采取的計(jì)算方法，將地表環(huán)流分解為繞流分量和爬流分量.由圖5b可知，氣候平均狀態(tài)下高原近地表為一個(gè)氣旋式環(huán)流，高原南部喜馬拉雅山斜坡以及高原東側(cè)斜坡均存在明顯的爬流.尤其是高原南坡，來自熱帶海洋的暖濕氣流通過爬坡抬升，并在高原上空輻合進(jìn)而產(chǎn)生降水.當(dāng)喜馬拉雅山脈的感熱加熱去除后，高原南坡的爬流強(qiáng)度很快減弱(圖5d)，同時(shí)從孟加拉灣北上的暖濕氣流遇到高原地形后基本都轉(zhuǎn)變?yōu)槔@流，使得繞流強(qiáng)度明顯較CTL模擬結(jié)果更強(qiáng)(圖5a和5c).因此，沒有喜馬拉雅山脈的斜坡加熱，熱帶的暖濕氣流無法爬坡北上產(chǎn)生抬升運(yùn)動以及激發(fā)對流，進(jìn)而抑制高原南坡的降水發(fā)生.如果只去除平臺加熱而保留喜馬拉雅山脈的加熱，高原地表環(huán)流形勢轉(zhuǎn)變?yōu)橐粋€(gè)反氣旋式環(huán)流(圖5f)，說明夏季高原近地層的氣旋式環(huán)流場主要受平臺地表加熱所控制.然而，高原南部的爬流依然存在，進(jìn)而使得斜坡上的降水得以維持，但是爬流的強(qiáng)度明顯減弱；同時(shí)，平臺無加熱直接造成高原東側(cè)的爬流特征消失，切斷了平臺上東側(cè)的水汽輸送.如果整個(gè)高原的加熱均去除，高原近地表完全被反氣旋環(huán)流控制，并在邊界處向外輻散下滑，整個(gè)高原周邊的爬流基本消失，水汽無法向高原輸送，而南部的繞流也類似于HIM_NS試驗(yàn)結(jié)果將得到加強(qiáng)(圖5g和5h).

由于具有高海拔特征，高原的地形加熱效應(yīng)可以直接或間接影響到對流層中上層.所以，高原地形的熱力強(qiáng)迫作用除了影響低層的季風(fēng)環(huán)流和降水，同時(shí)也必然影響對流層高層的環(huán)流形勢和溫度場結(jié)構(gòu).根據(jù)參考試驗(yàn)CTL的模擬結(jié)果，夏季高原上空表現(xiàn)為強(qiáng)大的反氣旋式環(huán)流(南亞高壓)，其中心位于高原南坡上空，溫度場上對應(yīng)一個(gè)顯著的暖中心(圖6a).當(dāng)喜馬拉雅山脈的感熱加熱去除后，暖中心明顯減弱并往南移至印度大陸北部上空(圖6b)，可見斜坡上的地形加熱對高層的增暖起到了重要的貢獻(xiàn)作用，并且使得暖中心的位置維持在斜坡上空.從CTL和HIM_NS的差異場(圖6e)也可看出，喜馬拉雅山脈加熱主要位于高原南坡上空，并對應(yīng)一個(gè)反氣旋環(huán)流異常，即對南亞高壓有增強(qiáng)作用，同時(shí)該加熱中心在其下游東北方向激發(fā)出一個(gè)異常的氣旋式環(huán)流，這和以往研究結(jié)果類似，即高原的熱力強(qiáng)迫作用可激發(fā)大尺度波動并向下游傳播(Wang B et al., 2008a; Wang Z Q et al., 2014b).高原平臺的加熱作用在高層表現(xiàn)的范圍更廣，覆蓋了整個(gè)高原地區(qū)，且強(qiáng)度也比喜馬拉雅山脈的加熱大，異常中心位于高原的西部(這主要由夏季高原地表感熱大值區(qū)位于西北部決定的(圖3a和3b)).由于平臺加熱的范圍和強(qiáng)度都較大，這可能使得高原平臺的地形加熱可以影響到更大尺度范圍的海陸熱力差異以及經(jīng)圈環(huán)流，進(jìn)而造成之前圖3g所示的高原平臺加熱可以影響更遠(yuǎn)處的熱帶海洋上的西南季風(fēng)環(huán)流.此外，當(dāng)去除整個(gè)高原的地形加熱時(shí)，對高層的影響更為顯著，高層的暖中心降低超過4 K，南亞高壓的強(qiáng)度也被大大削弱(圖6d和6g).

圖6 夏季400～200 hPa質(zhì)量權(quán)重溫度場(陰影，單位：K)和風(fēng)場(矢量，單位：m·s-1)(a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, (d) TP_NS, (e) CTL減HIM_NS，(f) CTL減PL_NS，(g) CTL減TP_NS.其中(e—g)中深色矢量箭頭和打點(diǎn)區(qū)分別表示風(fēng)場和氣溫差異通過95%信度檢驗(yàn)區(qū).Fig.6 Mass-weighted vertical mean temperature (shading, unit: K) and wind (vectors, unit: m·s-1) for 400～200 hPa in summer time(a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, (d) TP_NS, (e) CTL minus HIM_NS, (f) CTL minus PL_NS, and (g) CTL minus TP_NS. Dotted regions in (e—g) denote the statistical significance of temperature anomalies above 95% level, and wind differences significant above 95% level are plotted in black color.

圖7 緯向(85°E—90°E)平均的垂直速度(陰影，單位：0.02 Pa·s-1)和垂直環(huán)流v&50×(-ω)(矢量箭頭，單位：0.02 m·Pa·s-2)的剖面圖(a) CTL; (b) HIM_NS; (c) PL_NS; (d) TP_NS.Fig.7 Pressure-latitude cross-sections of the vertical circulation (vectors, v and -50×ω, unit: 0.02 m·Pa·s-2) and vertical velocity (shading, unit: 0.02 Pa·s-1) averaged from 85°E to 90°E for the experiments

圖8 高原不同地形加熱條件下的各季風(fēng)指數(shù)(已標(biāo)準(zhǔn)化)(a) 南亞夏季風(fēng); (b) 東亞夏季風(fēng).Fig.8 Standardized monsoon indices in different experiments(a) South Asian summer monsoon (SASM); (b) East Asian summer monsoon (EASM).

3.2 季風(fēng)垂直結(jié)構(gòu)分布

高原不同區(qū)域的熱力強(qiáng)迫可引起對流層高層溫度場結(jié)構(gòu)的不同變化，隨之而變的溫度經(jīng)向梯度必然也會影響季風(fēng)的垂直環(huán)流結(jié)構(gòu).圖7是南亞季風(fēng)區(qū)緯向(85°E—90°E)平均的垂直環(huán)流場，由參考試驗(yàn)CTL的模擬結(jié)果可知，南亞夏季風(fēng)的垂直上升氣流分為南北兩支，南支位于20°N左右，而北支位于喜馬拉雅山脈的斜坡上.另外，高原北坡也有一上升支，但是其強(qiáng)度比南亞季風(fēng)的北支分量明顯偏弱，原因是北部的上升氣流主要來自高緯地區(qū)的干冷空氣，上升運(yùn)動伴隨著的降水及其釋放的凝結(jié)潛熱加熱較弱，這種降水加熱和上升運(yùn)動的正反饋?zhàn)饔脹]有高原南坡上空那樣顯著.圖7b是去除喜馬拉雅山脈斜坡地形加熱后的試驗(yàn)結(jié)果，和Wu等(2012)的結(jié)論一致，南亞季風(fēng)的北支分量基本消失，說明高原南部斜坡的熱力強(qiáng)迫的確對南亞夏季風(fēng)北支的形成和維持起主導(dǎo)作用.對于南支分量，海陸熱力差異對其起決定作用(Wu et al., 2012)，但是不難發(fā)現(xiàn)去除斜坡加熱后，南支分量相比于參考試驗(yàn)CTL明顯向北拓寬.這一現(xiàn)象與繞高原西側(cè)南下的干冷空氣減弱有關(guān)，喜馬拉雅山脈斜坡無加熱大大削弱了這支西北氣流(圖4f)，從而使得南部海洋上的暖濕氣流北推，最終造成南亞夏季風(fēng)的南支分量向北拓展.由圖4f的降水差異可知喜馬拉雅山脈無加熱反而增加了印度中部(20°N—25°N)的降水量，但這并不能認(rèn)為是整個(gè)南亞夏季風(fēng)的增強(qiáng)，其實(shí)這也是剛剛解釋的南支分量向北拓展造成的結(jié)果，而事實(shí)上這時(shí)候南亞季風(fēng)的北支分量已經(jīng)消失.如果只去除高原平臺的加熱(圖7c)，可以發(fā)現(xiàn)南亞夏季風(fēng)的南北支分量都依然存在，跟CTL模擬的結(jié)構(gòu)基本保持一致，只是上升氣流的強(qiáng)度有所改變.值得注意的是，無論是單獨(dú)去除喜馬拉雅山脈斜坡的加熱還是單獨(dú)去除高原平臺的加熱，均造成各自局地垂直上升環(huán)流的削弱或消失，同時(shí)還分別使得對應(yīng)保留地形加熱的平臺或斜坡上的垂直上升氣流增強(qiáng)，如圖7b所示高原平臺上的垂直上升氣流以及圖7c中高原南部斜坡上的上升氣流都比圖7a中CTL的結(jié)果要偏強(qiáng).不難發(fā)現(xiàn)，高原南部斜坡上的感熱氣泵效應(yīng)使得氣流在斜坡上升而同時(shí)在平臺上下沉，而平臺上的感熱氣泵作用使得氣流在平臺上為上升運(yùn)動同時(shí)在斜坡下沉，所以兩部分加熱同時(shí)存在會相互抵消一定強(qiáng)度的氣流上升運(yùn)動(圖7a)，王在志(2005)基于大氣環(huán)流模式的理想地形試驗(yàn)也得到了類似的結(jié)果.

當(dāng)整個(gè)高原地區(qū)的感熱加熱去除后，南亞夏季風(fēng)的北支分量基本被抑制，此時(shí)南支分量同樣向北拓展變寬，與HIM_NS的結(jié)果非常類似；當(dāng)然，不同于HIM_NS的是高原北部加熱的去除使得北坡的上升氣流也隨之消失(圖7d).另一方面，關(guān)于東亞夏季風(fēng)垂直環(huán)流的響應(yīng)相對簡單一些，與圖4中國東部低層偏南氣流的響應(yīng)類似，無論是喜馬拉雅山脈還是高原平臺，它們的地形加熱作用都使得東亞夏季風(fēng)垂直上升區(qū)向北加強(qiáng)，推進(jìn)季風(fēng)系統(tǒng)的向北發(fā)展(圖略).

3.3 不同季風(fēng)指數(shù)的對比

為了進(jìn)一步闡明高原不同區(qū)域的地形加熱對亞洲夏季風(fēng)強(qiáng)度的影響差異，我們還計(jì)算了幾種常用的夏季風(fēng)指數(shù)(圖8).SA1為夏季南亞區(qū)域(5°N—20°N, 60°E—110°E)平均的高低空(850 hPa減200 hPa)緯向風(fēng)差異(Webster et al., 1998)；SA2為印度季風(fēng)區(qū)及其東側(cè)區(qū)域(10°N—30°N, 70°E—110°E)平均的高低空(850 hPa減200 hPa)經(jīng)向風(fēng)差異(Goswami et al., 1999)；SA3為南印度(5°N—15°N, 60°E—80°E)和北印度(20°N—30°N, 70°E—90°E)之間低空850 hPa緯向風(fēng)差異(Wang et al., 2001).以上三種季風(fēng)指數(shù)代表了南亞夏季風(fēng)區(qū)不同的動力學(xué)特征，例如分別表征季風(fēng)緯向環(huán)流的反轉(zhuǎn)(SA1)、季風(fēng)經(jīng)向哈得來環(huán)流(SA2)以及印度季風(fēng)槽強(qiáng)度(SA3).另外，根據(jù)Wang等(2008b)的定義，東亞夏季風(fēng)指數(shù)可利用低空偏南風(fēng)來描述，EA1為夏季中國東部(20°N—40°N, 110°E—120°E)平均的850 hPa經(jīng)向風(fēng)速，這代表了向北的水汽輸送強(qiáng)度；EA2為中國東部南(20°N—30°N, 110°E—125°E)北(30°N—40°N, 110°E—125°E)之間850 hPa經(jīng)向風(fēng)差異，代表了東亞地區(qū)水汽輻合的強(qiáng)度及其南北位置.如果各組敏感性試驗(yàn)得出的季風(fēng)指數(shù)相比于參考試驗(yàn)變化的幅度越大，表明該區(qū)域的地形加熱對季風(fēng)的影響就越強(qiáng).由圖8可知，除了SA3印度季風(fēng)槽強(qiáng)度指數(shù)隨高原地形加熱的減弱而增大，其他季風(fēng)指數(shù)均變小(表明高原地形加熱對南亞和東亞夏季風(fēng)均有增強(qiáng)作用)，其中整個(gè)高原地形加熱去除后(TP_NS)指數(shù)的變化幅度最大，而各個(gè)指數(shù)在HIM_NS和PL_NS試驗(yàn)中的變化特征卻也不盡相同.通過對比HIM_NS和PL_NS試驗(yàn)中的各季風(fēng)指數(shù)表明，高原南部喜馬拉雅山脈斜坡加熱對南亞夏季風(fēng)緯向風(fēng)的垂直切變影響更大(SA1HIM_NS< SA1PL_NS)；而平臺加熱對經(jīng)向哈得來環(huán)流的調(diào)控更強(qiáng)(SA2HIM_NS> SA2PL_NS)，經(jīng)向環(huán)流的范圍更大，所以這也與前文的分析結(jié)果吻合(平臺加熱及其對環(huán)流的影響范圍更廣).至于SA3為什么會在高原地形加熱的削弱時(shí)反而增大，由前文圖4及圖5可知，高原的地形加熱削弱后，孟加拉灣北上的氣流爬坡減弱，而沿著高原南坡向西的繞流卻增強(qiáng)了，所以造成印度北部的季風(fēng)槽加強(qiáng)；且斜坡加熱造成的SA3變化幅度明顯強(qiáng)于高原平臺作用，這是因?yàn)槿コ逼录訜岷蠡疽种屏藲饬鞯呐榔?，進(jìn)而全部轉(zhuǎn)為繞流，大大加深了印度季風(fēng)槽.在東亞區(qū)域，因?yàn)樾逼录訜岵粌H加強(qiáng)了中國東部南方的偏南氣流，而且也激發(fā)了北方異常的偏北氣流南下(圖4f)，南北異常氣流的交匯使得EA1指數(shù)相比CTL變化幅度較?。欢脚_加熱沒有異常偏北氣流南下的響應(yīng)(圖4g)，所以平臺加熱PL_NS中EA1指數(shù)的變化幅度要大于HIM_NS.但是對于表示中國東部水汽輻合強(qiáng)度的EA2指數(shù)，HIM_NS的變化幅度要比平臺加熱PL_NS大，造成的降水差異也更為顯著(圖4f).

綜上所述，高原的大地形熱力強(qiáng)迫對亞洲夏季風(fēng)的形成和維持的確有很重要的影響，尤其是喜馬拉雅山脈斜坡的加熱，它對南亞夏季風(fēng)北支分量的形成起著決定性的作用.另外，多種季風(fēng)指數(shù)的比較也表明了高原不同區(qū)域的地形加熱分別對南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)有著不一樣的影響.

4 結(jié)論與討論

本文利用較高分辨率的WRF區(qū)域氣候模式，模擬研究了高原不同區(qū)域(高原南部喜馬拉雅山脈斜坡、高原平臺以及整個(gè)高原地區(qū))的地形加熱對南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)所對應(yīng)的大氣環(huán)流、降水以及溫度場結(jié)構(gòu)的不同影響.主要結(jié)論如下：

(1) 高原南部喜馬拉雅山脈的斜坡地形加熱對其周圍局地的環(huán)流形勢和降水影響十分明顯，是南亞夏季風(fēng)北支分量形成和維持的主導(dǎo)因子，也是斜坡上氣流爬坡和降水發(fā)生的根本原因.斜坡加熱對東亞夏季風(fēng)也有明顯的增強(qiáng)作用，它不僅加強(qiáng)了中國東部低空西南季風(fēng)環(huán)流，還會引起北部南下的異常干冷空氣的響應(yīng).此外，斜坡上的地形加熱作用也是對流層高層暖中心增強(qiáng)及其位置維持在斜坡上空的一個(gè)重要原因.

(2) 高原平臺加熱對季風(fēng)環(huán)流和降水的影響雖然沒有喜馬拉雅山脈斜坡加熱那么顯著，但是對南亞夏季風(fēng)的影響范圍更廣，對經(jīng)向哈得來環(huán)流影響更明顯，能夠調(diào)控高原以外更遠(yuǎn)處熱帶洋面上的西南季風(fēng)環(huán)流.同樣，平臺加熱對東亞夏季風(fēng)也有增強(qiáng)作用.

(3) 當(dāng)單獨(dú)去除高原南坡喜馬拉雅山脈斜坡加熱時(shí)，將造成斜坡局地垂直上升流的消失，同時(shí)又使得高原平臺上的垂直上升氣流增強(qiáng)；反之當(dāng)單獨(dú)去除高原平臺加熱時(shí)，將造成平臺局地的垂直上升流消失，同時(shí)使得高原南部斜坡上的上升支加強(qiáng).

(4) 通過比較高原不同地形加熱條件下的多種季風(fēng)指數(shù)，表明了高原地形加熱對南亞和東亞夏季風(fēng)均有增強(qiáng)作用(地表加熱的去除使得季風(fēng)指數(shù)均減小)，但是高原不同區(qū)域的地形加熱分別對兩類夏季風(fēng)子系統(tǒng)又會產(chǎn)生不一樣的影響.比如，高原南部的斜坡加熱對南亞季風(fēng)緯向環(huán)流的垂直切變指數(shù)(SA1)影響更大，而高原平臺加熱對表征經(jīng)向哈得來環(huán)流的SA2指數(shù)影響更顯著；平臺加熱對東亞夏季風(fēng)EA1指數(shù)的影響幅度更大，而斜坡加熱對表示中國東部水汽輻合強(qiáng)度的EA2指數(shù)影響更顯著.

文章結(jié)論指出高原地形加熱是局地降水發(fā)生的基本條件，一旦地表感熱加熱被抑制，降水就基本消失了.換句話說，高原感熱加熱的去除同時(shí)也削弱了與降水相關(guān)的凝結(jié)潛熱加熱，使得整個(gè)大氣熱源得到削弱.因?yàn)橄募靖咴值亟邓饕l(fā)生在斜坡上(圖4a)，當(dāng)斜坡上的地表感熱加熱去除后造成的大氣熱源異常要明顯強(qiáng)于平臺加熱去除后的大氣熱源異常，所以這也可以進(jìn)一步解釋為什么高原斜坡加熱的氣候響應(yīng)要強(qiáng)于平臺加熱.在今后的研究工作中有必要繼續(xù)探討高原上空單獨(dú)的潛熱加熱對亞洲夏季風(fēng)產(chǎn)生的影響.此外，本文的研究結(jié)果是基于WRF區(qū)域大氣模式得到的，模式中海表溫度是人為給定的強(qiáng)迫場，沒有考慮大氣對海洋的影響.然而，高原地形加熱導(dǎo)致的海面風(fēng)場變化(如圖4h)必然會引起海表溫度的改變，同時(shí)海溫的改變又會進(jìn)一步反饋于大氣，并造成季風(fēng)環(huán)流和降水的異常.那么，海氣耦合在高原影響亞洲夏季風(fēng)的過程中會發(fā)揮怎樣的調(diào)控作用？這種作用顯著嗎？針對這些問題，下一步利用海氣耦合模式來進(jìn)一步模擬研究高原大地形加熱對亞洲夏季風(fēng)的影響.

致謝 感謝中國科學(xué)院大氣物理研究所吳國雄院士對本研究提出的寶貴建議.

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(本文編輯 何燕)

Influences of thermal forcing over the slope/platform of the Tibetan Plateau on Asian summer monsoon: Numerical studies with the WRF model

WANG Zi-Qian1,2, DUAN An-Min2, LI Mao-Shan3, HE Bian2

1SchoolofAtmosphericSciences,SunYat-SenUniversity,Guangzhou510275,China2StateKeyLaboratoryofNumericalModelingforAtmosphericSciencesandGeophysicalFluidDynamics,InstituteofAtmosphericPhysics,ChineseAcademyofSciences,Beijing100029,China3KeyLaboratoryforLandSurfaceProcessandClimateChangeinColdandAridRegions,ChineseAcademyofSciences,Lanzhou730000,China

With global warming, the evolution of Asian summer monsoon (ASM) becomes more complicated, while the thermal effect of the Tibetan Plateau (TP) is an important forcing to the variability of weather and climate in ASM areas. The regional climate model (RCM) is a useful tool in research of the regional climate change and has higher resolutions that can represent topography and land surface processes more accurately compared with atmospheric general circulation models (AGCMs). In this study, the impact of thermal forcing over different terrains of TP on ASM (including South and East ASM (SASM and EASM)) is investigated using the Weather Research and Forecasting (WRF) models. Results indicate that the local circulation and precipitation around the Himalayas (HIM) are significantly influenced by the surface heating over the HIM′s southern slope, which is a dominant factor for the formation of the north branch of SASM. Meanwhile, the climbing moist airflow and precipitation over the southern slope of TP are mainly induced by HIM′s thermal forcing. Due to HIM′s slope heating, the upper-level troposphere warm center is steadily located over the HIM area and the EASM is also intensified obviously (characterized both by the enhanced low-level southwesterly over East China and the enhanced southward anomalous dry-cold northerly). As to the surface heating over the TP′s platform region (PL), although its influence on the summer monsoon circulation and precipitation is weaker than the HIM′s, it induces a wider response of SASM and a stronger influence on the meridional Hadley circulation. The PL′s heating is able to regulate low-level southwesterly over the remote tropical ocean. Furthermore, the comparison of multiple monsoon indices reveals that both HIM sloping heating and PL heating can intensify SASM or EASM, but the impacts of thermal forcing over different terrains on the two subsystems of ASM are distinct.

Tibetan Plateau; Thermal forcing; Asian summer monsoon; WRF model

10.6038/cjg20160904.

廣東省自然科學(xué)基金(2015A030310224)，國家重大科學(xué)研究計(jì)劃(2014CB953900)，國家自然科學(xué)基金(91337216, 41605038)共同資助.

王子謙，男，助理研究員，主要從事青藏高原氣候動力學(xué)及海-氣相互作用研究.E-mail：wangziq5@mail.sysu.edu.cn

10.6038/cjg20160904

P461

2015-09-27，2016-07-08收修定稿

王子謙， 段安民， 李茂善等. 2016. 基于WRF模式的青藏高原斜坡和平臺加熱影響亞洲夏季風(fēng)的模擬研究. 地球物理學(xué)報(bào)，59(9):3175-3187,

Wang Z Q, Duan A M, Li M S, et al. 2016. Influences of thermal forcing over the slope/platform of the Tibetan Plateau on Asian summer monsoon: Numerical studies with the WRF model.ChineseJ.Geophys. (in Chinese),59(9):3175-3187,doi:10.6038/cjg20160904.