基于WRF模式的青藏高原斜坡和平台加热影响亚洲夏季风的模拟研究

王子谦， 段安民， 李茂善， 何编

1 中山大学大气科学学院， 广州 510275 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(LASG)， 北京 100029 3 中国科学院寒旱区陆面过程与气候变化重点实验室， 兰州 730000



基于WRF模式的青藏高原斜坡和平台加热影响亚洲夏季风的模拟研究

王子谦1, 2， 段安民2， 李茂善3， 何编2

1 中山大学大气科学学院， 广州 510275 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(LASG)， 北京 100029 3 中国科学院寒旱区陆面过程与气候变化重点实验室， 兰州 730000

青藏高原大地形的热力强迫作用对亚洲夏季风的形成和发展具有重要的影响.本文利用较高分辨率的WRF区域模式，探讨了高原不同区域(斜坡和平台)的地形加热分别对南亚夏季风和东亚夏季风的影响.结果表明：高原南部喜马拉雅山脉的斜坡地形加热对其周围局地的环流形势和降水影响十分明显，是南亚夏季风北支分量形成和维持的主导因子，也是斜坡上气流爬坡和降水发生的必要条件.斜坡加热对东亚夏季风也有明显的增强作用，它不仅加强了中国东部低空西南季风环流，还会造成北部南下的异常干冷空气的响应.斜坡上的地形加热作用也是对流层高层暖中心位置维持在斜坡上空的一个重要原因.而高原平台加热对季风环流和降水的影响虽然没有喜马拉雅山脉斜坡加热那么显著，但是对南亚夏季风的影响范围更广，对经向哈得来环流影响更明显，能够调控高原以外更远处热带洋面上的西南季风环流.通过比较高原不同区域地形加热条件下的多种季风指数，进一步表明了高原地形加热对南亚和东亚夏季风均有增强作用，但是高原不同区域的地形加热对两类夏季风子系统又会产生不一样的影响.

青藏高原； 地形加热； 亚洲夏季风； WRF模式

1 引言

亚洲夏季风系统主要包括南亚夏季风和东亚夏季风两个子系统，是全球最为典型的季风系统，其异常活动直接影响着南亚及东亚地区各国的天气气候变化.在全球变暖的大背景下，亚洲夏季风的演变规律变得更为复杂(Webster, 2006)，季风区的极端天气气候事件也逐渐增多(Herring et al., 2014).夏季风异常造成的洪涝、干旱、高温等灾害常给人类带来重大经济损失，因此其形成、维持以及变异的物理机制一直以来备受科学家的关注.

以往大量研究表明亚洲夏季风所对应的降水和环流变化与青藏高原(简称高原)的动力和热力强迫作用有着密切的联系(Flohn, 1957; 叶笃正等, 1979; Wu and Zhang, 1998; Zhao and Chen, 2001; 李跃清, 2003; 梁潇云等, 2006; 于乐江和胡敦欣, 2008; Xu et al., 2010; Wang et al., 2014b).春夏季，由于高原的地表感热加热较强，使得其热力作用对亚洲夏季风的影响尤为重要(吴国雄等, 1997; 毛江玉和吴国雄, 2006; Wu et al., 2007; 何金海等, 2011).然而，近年来也有部分研究工作(Boos and Kuang, 2010, 2013; Molnar et al., 2010)对高原的热力强迫作用提出了质疑，强调影响南亚夏季风的主导因子并非是高原的热力作用.他们利用美国的CAM(Community Atmosphere Model)及CESM(Community Earth System Model)全球模式将高原的平台部分去除而只保留狭长的喜马拉雅山脉，模拟得到的南亚夏季风和完整地形条件下的结果彼此相似，由此认为南亚夏季风形成和维持的主导因子是喜马拉雅山脉的机械隔断作用而不是高原的热力作用.Wu等(2012)利用中国科学院大气物理研究所的SAMIL(Spectral Atmospheric Model of IAP/LASG)全球大气模式重新设计试验，所得结果仍然认为高原热力作用对南亚夏季风的形成更为重要.该研究工作指出Boos和Kuang(2010)的试验设计中喜马拉雅山斜坡上的感热加热依然存在，意味着保留了高原地形的感热气泵作用，因而不能由此否认高原热力作用对南亚夏季风影响的主导地位.Wu等(2012)的模拟结果表明如果将高原的平台部分去除而只保留其南侧喜马拉雅山脉，同时也去除喜马拉雅山脉地表的感热加热，那么南亚夏季风的北支分量就无法形成.

从以上研究背景可以看出，在南亚夏季风的形成和维持上，高原的热力和动力作用哪个是主导因子仍然存在争议.同时，前人研究结果也表明只保留喜马拉雅山脉就能得到全地形下的南亚夏季风形态，这说明高原不同区域的热力强迫会对南亚夏季风或者其他亚洲夏季风子系统造成不一样的影响.高原南部斜坡上的地形加热存在显著影响的同时，喜马拉雅山脉以北的平台区域的地形加热作用又会产生怎样的影响？哪个区域的热力强迫更重要一些？这些问题在以往研究中认识的还十分有限.而且除了对南亚夏季风的影响，不同区域的高原地形加热对东亚夏季风的影响也需进一步探讨.此外，值得提出的是，前人的数值模拟结果都是基于分辨率较粗(180～200 km)的全球气候系统模式来分离喜马拉雅山和高原平台部分并研究其分别对南亚夏季风的影响，这其中难免会出现由于模型过于粗糙而对模拟结果带来不确定性，尤其是针对地形十分复杂的高原地区.因此，本文将利用较高分辨率的WRF(Weather Research and Forecasting)区域模式来进一步认识高原大地形对亚洲夏季风的影响，研究高原不同区域的地形加热对其周边季风区大气环流和降水的影响差异，并理解其中的物理过程.

2 模式和试验设计

相比于以往相关工作所用的全球模式，区域模式具有更高的分辨率以及更为合理的中小尺度动力和物理过程，是研究具有复杂地形的青藏高原以及复杂海陆分布的亚洲季风区的有力工具.随着WRF模式的不断发展和完善，近年来越来越多的研究者将它作为区域气候模式用于亚洲季风的模拟(Kim and Hong, 2010; Yu et al., 2011; Yang et al., 2012; Wang et al., 2014a).本文选用WRF(Version 3.4.1, Skamarock et al., 2008)模式作为研究工具，所用到的具体物理参数化方案包括：WSM6微物理过程，Grell-Devenyi积云对流方案，Noah陆面模式，BouLac行星边界层方案，Goddard短波辐射方案，以及RRTM长波辐射方案.模拟范围覆盖了大部分亚洲区域及邻近海洋区域(图1)，试验采用兰伯特地图投影，中心点位于(30°N，95°E)，模式水平分辨率为45 km，南北和东西方向格点数分别为133和195(模式边界缓冲区为5个格点)，垂直方向分35层，最顶层为50 hPa.模式初始场和边界场均来源于NCEP提供的每日四次(世界时00时，06时，12时，18时)及水平分辨率为1°×1°的全球最终分析场(NCEP-FNL)，积分过程中边界条件每六小时更新一次.采用NOAA提供的高分辨率逐日最优插值海表温度(OISST)作为模式的海表强迫场，该资料水平分辨率为0.25°×0.25°.在对模拟结果验证时还用到了NASA提供的TRMM-3B42降水数据，其水平分辨率为0.25°×0.25°.

前人相关的研究在分离喜马拉雅山脉试验设计中，将高原区域同一经度的地形高度达到该经度上最大值的2/3的北侧全部设为0，剩下的地形则为喜马拉雅山脉(Boos and Kuang, 2010; Wu et al., 2012)；或者直接以4 km地形高度为界，4 km分界线以南部分为喜马拉雅山斜坡，而4 km以北为高原平台部分(何编, 2012).在分辨率较高的WRF模式地形条件下，无论是每个经度上海拔最大值的2/3还是直接4 km高度都要远低于喜马拉雅山脉的最大高度，所以在本文的试验设计中有必要重新定义高原地区喜马拉雅山脉及其以北平台部分的划分，以免低估高原南部斜坡的加热作用.如图2a所示，将每个经度上地形高度最大的点作为边界(如75°E和85°E)，如果最大高度所在的格点位于高原偏中部地区(即喜马拉雅山脉以北)，那么就取该格点以南的第二最大高度为边界(如92°E).利用该方法得到如图2b所示的喜马拉雅山脉斜坡地区和高原平台地区，文章将以此来研究高原不同区域的地形加热对亚洲夏季风的影响.

针对高原不同区域的地形加热设计了四组模拟试验(表1)，分别是参考试验(CTL)、高原南部喜马拉雅山脉斜坡无地形加热试验(HIM_NS)、高原平台无地形加热试验(PL_NS)以及整个高原无地形加热试验(TP_NS).修改地形加热的具体方案是保留地形本身不变的条件下，在模式的每个积分步上将所选区域格点上所释放到大气中的感热加热减为0，同时保持地表能量平衡不被破坏(也就是在大气热力学方程中地表温度的垂直耗散项为0，模式积分过程中陆面模块仍然计算感热通量并允许其影响地表温度).每组试验共包括从2003—2008年6个夏季，模式采用分段积分方式，从每年的5月1日00时(本文所用时间均为世界时)开始积分，到当年8月31日18时模拟结束，主要分析后三个月(夏季JJA)的模拟结果.图3a—3d给出了各组试验中高原地区夏季的地表感热分布情况，由参考试验CTL可知，夏季高原的地形抬升加热大值区主要位于高原的西北部地区，超过100 W·m-2，而高原东南部由于季风降水的影响导致地表感热加热较小，最小值小于40 W·m-2.

表1 试验方案设计Table 1 Detail of experimental design

图1 WRF模式模拟区域和地形高度(阴影，单位：m)图中虚线方框为高原敏感性试验区.Fig.1 WRF model domain and terrain height (shading, unit: m)Dashed box is the area for sensitivity experiment over the Tibetan Plateau (TP).

图2 (a) WRF模式中不同经度上地形高度随纬度的变化(箭头标注的是喜马拉雅山脉北边界)； (b) 高原地区(23°N—40°N, 70°E—105°E，对应图1中的虚线框)的地形高度(单位：m)，蓝色三角形标注的是每个经度上地形的最高点，蓝线为喜马拉雅山脉和高原平台的分界线， 分界线以南并且地形大于300 m的区域为喜马拉雅山脉斜坡区域(黑点区)，分界线以北且地形大于1500 m的区域为高原平台区域(白点区)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)

图3 各组试验高原地区夏季的感热加热分布及其差异(单位：W·m-2)，(a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, (d) TP_NS, (e) CTL减HIM_NS, (f) CTL减PL_NS, (g) CTL减TP_NS其中(e—g)中打点区表示差值通过95%信度检验.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.

图4 夏季降水(阴影，单位：mm·day-1)和850 hPa风场(矢量，单位：m·s-1)，(a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, (d) TP_NS, (e) TRMM降水及NCEP-FNL风场，(f) CTL减HIM_NS，(g) CTL减PL_NS，(h) CTL减TP_NS其中(f—h)中红色矢量箭头和打点区分别表示风场和降水差异通过95%信度检验.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 模拟结果分析

3.1 高低层季风环流、降水及温度场的响应

图4给出观测及各组试验模拟的亚洲夏季风降水和850 hPa低空环流场，由参考试验(图4a)和观测数据(图4e)的结果可知，相比于粗网格的全球气候系统模式(Boos and Kuang, 2010; Wu et al., 2012)，WRF模式能更好地模拟出阿拉伯海、孟加拉湾、南海以及东亚的夏季风降水和环流特征.尤其在青藏高原区域，模式能再现高原南侧的降水大值中心以及高原主体由东南向西北递减的降水分布特征，这些结果在一定程度上可提高之后的敏感性试验的可靠性.从其他敏感性试验的模拟结果及其相对于参考试验CTL的差异场可以看出，高原不同区域的地形加热作用对亚洲夏季风具有不一样的影响.参考试验CTL与无南坡地形加热试验HIM_NS的差异场表明，喜马拉雅山脉斜坡地形加热对其周围附近的环流形势影响十分显著，它主要加强了绕高原西侧南下的干冷气流以及高原以南地区暖湿气流向北的辐合.从高纬南下的异常干冷空气同时还增大了印度西北部及巴基斯坦地区的地表感热加热(图3e)，导致该区域绕高原西南侧的气旋式环流进一步加强，而异常干冷空气的加强也造成印度西北部及巴基斯坦附近的降水明显减少(图4f).此外，图4f同时也表明喜马拉雅山脉斜坡加热有利于高原南部暖湿气流的爬坡辐合，进而使得夏季高原南部的降水骤增，如果没有喜马拉雅山脉斜坡的加热作用，高原南部的降水基本上消失(图4b).至于东亚夏季风的响应，喜马拉雅山脉斜坡加热同样加强了中国东部低空西南季风环流，以及北部南下的异常干冷空气，导致异常的冷暖气流交汇，进而使得中国东部的夏季风降水增多(图4f).北部南下的异常干冷空气主要是由高原加热在对流层中高层激发Rossby波列所引起(Wang et al., 2014b)，位于高原以东即中国北部上空的气旋式异常环流具有相当正压结构(图6e).气旋式异常环流西侧盛行西北气流，相应的在低层华北地区出现南下的异常干冷空气.

全球气候模式的结果显示高原平台的热力作用对850 hPa风场影响不明显，对南亚夏季风环流的调控较弱(何编, 2012).从本文PL_NS试验结果来看，我们在该试验中将高原平台的感热加热去除，其造成的南亚季风环流和降水响应强度的确没有喜马拉雅山脉斜坡加热被抑制(HIM_NS)的试验结果那么显著.但是，平台加热对南亚夏季风的影响范围更大，图4g可以看出高原以外的阿拉伯海及孟加拉湾海洋上的西南气流有明显的加强，这样造成更多的水汽输送使得孟加拉湾北部、印度大陆北部以及印度西岸的降水都有所增加.同时，高原平台加热的去除直接导致平台上局地的降水消失.与喜马拉雅山斜坡加热类似，平台加热同样有利于东亚地区西南季风环流的北上以及中国东部季风降水的增强；但是对北方南下的异常干冷气流影响不显著，因而造成中国东部的降水差异没有HIM_NS试验结果明显.此外，当整个高原的地形加热去除后(图4h)，其结果基本上是斜坡和平台的综合效应；大地形加热作用显著增强了高原西侧绕流南下的干冷空气、热带海洋及南亚西南季风气流向高原南部辐合、以及中国东部北上的东亚夏季风环流.这样的环流形势促使印度西北部以及巴基斯坦地区附近感热加热明显增强(图3g)以及降水减少，而高原及中国东部降水显著增多.

基于以上分析可知高原的地形抬升加热是造成高原降水的根本原因，一旦加热被抑制，高原斜坡和平台上的降水就基本消失.当然，不难发现地形加热抑制后高原斜坡上仍有少量的降水发生(图4b和4d)，我们已有的研究表明这主要是由微物理相变过程造成的(Wang et al., 2015).图5进一步给出了高原地区及周边的近地表(σ=0.98)环流场.同时，基于钱永甫等(1988)及张耀存和钱永甫(1999)在进行高原动力作用数值试验中对模式近地面风场所采取的计算方法，将地表环流分解为绕流分量和爬流分量.由图5b可知，气候平均状态下高原近地表为一个气旋式环流，高原南部喜马拉雅山斜坡以及高原东侧斜坡均存在明显的爬流.尤其是高原南坡，来自热带海洋的暖湿气流通过爬坡抬升，并在高原上空辐合进而产生降水.当喜马拉雅山脉的感热加热去除后，高原南坡的爬流强度很快减弱(图5d)，同时从孟加拉湾北上的暖湿气流遇到高原地形后基本都转变为绕流，使得绕流强度明显较CTL模拟结果更强(图5a和5c).因此，没有喜马拉雅山脉的斜坡加热，热带的暖湿气流无法爬坡北上产生抬升运动以及激发对流，进而抑制高原南坡的降水发生.如果只去除平台加热而保留喜马拉雅山脉的加热，高原地表环流形势转变为一个反气旋式环流(图5f)，说明夏季高原近地层的气旋式环流场主要受平台地表加热所控制.然而，高原南部的爬流依然存在，进而使得斜坡上的降水得以维持，但是爬流的强度明显减弱；同时，平台无加热直接造成高原东侧的爬流特征消失，切断了平台上东侧的水汽输送.如果整个高原的加热均去除，高原近地表完全被反气旋环流控制，并在边界处向外辐散下滑，整个高原周边的爬流基本消失，水汽无法向高原输送，而南部的绕流也类似于HIM_NS试验结果将得到加强(图5g和5h).

由于具有高海拔特征，高原的地形加热效应可以直接或间接影响到对流层中上层.所以，高原地形的热力强迫作用除了影响低层的季风环流和降水，同时也必然影响对流层高层的环流形势和温度场结构.根据参考试验CTL的模拟结果，夏季高原上空表现为强大的反气旋式环流(南亚高压)，其中心位于高原南坡上空，温度场上对应一个显著的暖中心(图6a).当喜马拉雅山脉的感热加热去除后，暖中心明显减弱并往南移至印度大陆北部上空(图6b)，可见斜坡上的地形加热对高层的增暖起到了重要的贡献作用，并且使得暖中心的位置维持在斜坡上空.从CTL和HIM_NS的差异场(图6e)也可看出，喜马拉雅山脉加热主要位于高原南坡上空，并对应一个反气旋环流异常，即对南亚高压有增强作用，同时该加热中心在其下游东北方向激发出一个异常的气旋式环流，这和以往研究结果类似，即高原的热力强迫作用可激发大尺度波动并向下游传播(Wang B et al., 2008a; Wang Z Q et al., 2014b).高原平台的加热作用在高层表现的范围更广，覆盖了整个高原地区，且强度也比喜马拉雅山脉的加热大，异常中心位于高原的西部(这主要由夏季高原地表感热大值区位于西北部决定的(图3a和3b)).由于平台加热的范围和强度都较大，这可能使得高原平台的地形加热可以影响到更大尺度范围的海陆热力差异以及经圈环流，进而造成之前图3g所示的高原平台加热可以影响更远处的热带海洋上的西南季风环流.此外，当去除整个高原的地形加热时，对高层的影响更为显著，高层的暖中心降低超过4 K，南亚高压的强度也被大大削弱(图6d和6g).

图6 夏季400～200 hPa质量权重温度场(阴影，单位：K)和风场(矢量，单位：m·s-1)(a) CTL, (b) HIM_NS, (c) PL_NS, (d) TP_NS, (e) CTL减HIM_NS，(f) CTL减PL_NS，(g) CTL减TP_NS.其中(e—g)中深色矢量箭头和打点区分别表示风场和气温差异通过95%信度检验区.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.

图7 纬向(85°E—90°E)平均的垂直速度(阴影，单位：0.02 Pa·s-1)和垂直环流v&50×(-ω)(矢量箭头，单位：0.02 m·Pa·s-2)的剖面图(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

图8 高原不同地形加热条件下的各季风指数(已标准化)(a) 南亚夏季风; (b) 东亚夏季风.Fig.8 Standardized monsoon indices in different experiments(a) South Asian summer monsoon (SASM); (b) East Asian summer monsoon (EASM).

3.2 季风垂直结构分布

高原不同区域的热力强迫可引起对流层高层温度场结构的不同变化，随之而变的温度经向梯度必然也会影响季风的垂直环流结构.图7是南亚季风区纬向(85°E—90°E)平均的垂直环流场，由参考试验CTL的模拟结果可知，南亚夏季风的垂直上升气流分为南北两支，南支位于20°N左右，而北支位于喜马拉雅山脉的斜坡上.另外，高原北坡也有一上升支，但是其强度比南亚季风的北支分量明显偏弱，原因是北部的上升气流主要来自高纬地区的干冷空气，上升运动伴随着的降水及其释放的凝结潜热加热较弱，这种降水加热和上升运动的正反馈作用没有高原南坡上空那样显著.图7b是去除喜马拉雅山脉斜坡地形加热后的试验结果，和Wu等(2012)的结论一致，南亚季风的北支分量基本消失，说明高原南部斜坡的热力强迫的确对南亚夏季风北支的形成和维持起主导作用.对于南支分量，海陆热力差异对其起决定作用(Wu et al., 2012)，但是不难发现去除斜坡加热后，南支分量相比于参考试验CTL明显向北拓宽.这一现象与绕高原西侧南下的干冷空气减弱有关，喜马拉雅山脉斜坡无加热大大削弱了这支西北气流(图4f)，从而使得南部海洋上的暖湿气流北推，最终造成南亚夏季风的南支分量向北拓展.由图4f的降水差异可知喜马拉雅山脉无加热反而增加了印度中部(20°N—25°N)的降水量，但这并不能认为是整个南亚夏季风的增强，其实这也是刚刚解释的南支分量向北拓展造成的结果，而事实上这时候南亚季风的北支分量已经消失.如果只去除高原平台的加热(图7c)，可以发现南亚夏季风的南北支分量都依然存在，跟CTL模拟的结构基本保持一致，只是上升气流的强度有所改变.值得注意的是，无论是单独去除喜马拉雅山脉斜坡的加热还是单独去除高原平台的加热，均造成各自局地垂直上升环流的削弱或消失，同时还分别使得对应保留地形加热的平台或斜坡上的垂直上升气流增强，如图7b所示高原平台上的垂直上升气流以及图7c中高原南部斜坡上的上升气流都比图7a中CTL的结果要偏强.不难发现，高原南部斜坡上的感热气泵效应使得气流在斜坡上升而同时在平台上下沉，而平台上的感热气泵作用使得气流在平台上为上升运动同时在斜坡下沉，所以两部分加热同时存在会相互抵消一定强度的气流上升运动(图7a)，王在志(2005)基于大气环流模式的理想地形试验也得到了类似的结果.

当整个高原地区的感热加热去除后，南亚夏季风的北支分量基本被抑制，此时南支分量同样向北拓展变宽，与HIM_NS的结果非常类似；当然，不同于HIM_NS的是高原北部加热的去除使得北坡的上升气流也随之消失(图7d).另一方面，关于东亚夏季风垂直环流的响应相对简单一些，与图4中国东部低层偏南气流的响应类似，无论是喜马拉雅山脉还是高原平台，它们的地形加热作用都使得东亚夏季风垂直上升区向北加强，推进季风系统的向北发展(图略).

3.3 不同季风指数的对比

为了进一步阐明高原不同区域的地形加热对亚洲夏季风强度的影响差异，我们还计算了几种常用的夏季风指数(图8).SA1为夏季南亚区域(5°N—20°N, 60°E—110°E)平均的高低空(850 hPa减200 hPa)纬向风差异(Webster et al., 1998)；SA2为印度季风区及其东侧区域(10°N—30°N, 70°E—110°E)平均的高低空(850 hPa减200 hPa)经向风差异(Goswami et al., 1999)；SA3为南印度(5°N—15°N, 60°E—80°E)和北印度(20°N—30°N, 70°E—90°E)之间低空850 hPa纬向风差异(Wang et al., 2001).以上三种季风指数代表了南亚夏季风区不同的动力学特征，例如分别表征季风纬向环流的反转(SA1)、季风经向哈得来环流(SA2)以及印度季风槽强度(SA3).另外，根据Wang等(2008b)的定义，东亚夏季风指数可利用低空偏南风来描述，EA1为夏季中国东部(20°N—40°N, 110°E—120°E)平均的850 hPa经向风速，这代表了向北的水汽输送强度；EA2为中国东部南(20°N—30°N, 110°E—125°E)北(30°N—40°N, 110°E—125°E)之间850 hPa经向风差异，代表了东亚地区水汽辐合的强度及其南北位置.如果各组敏感性试验得出的季风指数相比于参考试验变化的幅度越大，表明该区域的地形加热对季风的影响就越强.由图8可知，除了SA3印度季风槽强度指数随高原地形加热的减弱而增大，其他季风指数均变小(表明高原地形加热对南亚和东亚夏季风均有增强作用)，其中整个高原地形加热去除后(TP_NS)指数的变化幅度最大，而各个指数在HIM_NS和PL_NS试验中的变化特征却也不尽相同.通过对比HIM_NS和PL_NS试验中的各季风指数表明，高原南部喜马拉雅山脉斜坡加热对南亚夏季风纬向风的垂直切变影响更大(SA1HIM_NS< SA1PL_NS)；而平台加热对经向哈得来环流的调控更强(SA2HIM_NS> SA2PL_NS)，经向环流的范围更大，所以这也与前文的分析结果吻合(平台加热及其对环流的影响范围更广).至于SA3为什么会在高原地形加热的削弱时反而增大，由前文图4及图5可知，高原的地形加热削弱后，孟加拉湾北上的气流爬坡减弱，而沿着高原南坡向西的绕流却增强了，所以造成印度北部的季风槽加强；且斜坡加热造成的SA3变化幅度明显强于高原平台作用，这是因为去除斜坡加热后基本抑制了气流的爬坡，进而全部转为绕流，大大加深了印度季风槽.在东亚区域，因为斜坡加热不仅加强了中国东部南方的偏南气流，而且也激发了北方异常的偏北气流南下(图4f)，南北异常气流的交汇使得EA1指数相比CTL变化幅度较小；而平台加热没有异常偏北气流南下的响应(图4g)，所以平台加热PL_NS中EA1指数的变化幅度要大于HIM_NS.但是对于表示中国东部水汽辐合强度的EA2指数，HIM_NS的变化幅度要比平台加热PL_NS大，造成的降水差异也更为显著(图4f).

综上所述，高原的大地形热力强迫对亚洲夏季风的形成和维持的确有很重要的影响，尤其是喜马拉雅山脉斜坡的加热，它对南亚夏季风北支分量的形成起着决定性的作用.另外，多种季风指数的比较也表明了高原不同区域的地形加热分别对南亚夏季风和东亚夏季风有着不一样的影响.

4 结论与讨论

本文利用较高分辨率的WRF区域气候模式，模拟研究了高原不同区域(高原南部喜马拉雅山脉斜坡、高原平台以及整个高原地区)的地形加热对南亚夏季风和东亚夏季风所对应的大气环流、降水以及温度场结构的不同影响.主要结论如下：

(1) 高原南部喜马拉雅山脉的斜坡地形加热对其周围局地的环流形势和降水影响十分明显，是南亚夏季风北支分量形成和维持的主导因子，也是斜坡上气流爬坡和降水发生的根本原因.斜坡加热对东亚夏季风也有明显的增强作用，它不仅加强了中国东部低空西南季风环流，还会引起北部南下的异常干冷空气的响应.此外，斜坡上的地形加热作用也是对流层高层暖中心增强及其位置维持在斜坡上空的一个重要原因.

(2) 高原平台加热对季风环流和降水的影响虽然没有喜马拉雅山脉斜坡加热那么显著，但是对南亚夏季风的影响范围更广，对经向哈得来环流影响更明显，能够调控高原以外更远处热带洋面上的西南季风环流.同样，平台加热对东亚夏季风也有增强作用.

(3) 当单独去除高原南坡喜马拉雅山脉斜坡加热时，将造成斜坡局地垂直上升流的消失，同时又使得高原平台上的垂直上升气流增强；反之当单独去除高原平台加热时，将造成平台局地的垂直上升流消失，同时使得高原南部斜坡上的上升支加强.

(4) 通过比较高原不同地形加热条件下的多种季风指数，表明了高原地形加热对南亚和东亚夏季风均有增强作用(地表加热的去除使得季风指数均减小)，但是高原不同区域的地形加热分别对两类夏季风子系统又会产生不一样的影响.比如，高原南部的斜坡加热对南亚季风纬向环流的垂直切变指数(SA1)影响更大，而高原平台加热对表征经向哈得来环流的SA2指数影响更显著；平台加热对东亚夏季风EA1指数的影响幅度更大，而斜坡加热对表示中国东部水汽辐合强度的EA2指数影响更显著.

文章结论指出高原地形加热是局地降水发生的基本条件，一旦地表感热加热被抑制，降水就基本消失了.换句话说，高原感热加热的去除同时也削弱了与降水相关的凝结潜热加热，使得整个大气热源得到削弱.因为夏季高原局地降水主要发生在斜坡上(图4a)，当斜坡上的地表感热加热去除后造成的大气热源异常要明显强于平台加热去除后的大气热源异常，所以这也可以进一步解释为什么高原斜坡加热的气候响应要强于平台加热.在今后的研究工作中有必要继续探讨高原上空单独的潜热加热对亚洲夏季风产生的影响.此外，本文的研究结果是基于WRF区域大气模式得到的，模式中海表温度是人为给定的强迫场，没有考虑大气对海洋的影响.然而，高原地形加热导致的海面风场变化(如图4h)必然会引起海表温度的改变，同时海温的改变又会进一步反馈于大气，并造成季风环流和降水的异常.那么，海气耦合在高原影响亚洲夏季风的过程中会发挥怎样的调控作用？这种作用显著吗？针对这些问题，下一步利用海气耦合模式来进一步模拟研究高原大地形加热对亚洲夏季风的影响.

致谢 感谢中国科学院大气物理研究所吴国雄院士对本研究提出的宝贵建议.

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(本文编辑 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.

广东省自然科学基金(2015A030310224)，国家重大科学研究计划(2014CB953900)，国家自然科学基金(91337216, 41605038)共同资助.

王子谦，男，助理研究员，主要从事青藏高原气候动力学及海-气相互作用研究.E-mail：wangziq5@mail.sysu.edu.cn

10.6038/cjg20160904

P461

2015-09-27，2016-07-08收修定稿

王子谦， 段安民， 李茂善等. 2016. 基于WRF模式的青藏高原斜坡和平台加热影响亚洲夏季风的模拟研究. 地球物理学报，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.