青藏高原和亞洲夏季風(fēng)動力學(xué)研究的新進(jìn)展

吳國雄 何編 劉屹岷 包慶 任榮彩 劉伯奇

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)值模擬國家重點實驗室（LASG），北京100029

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青藏高原和亞洲夏季風(fēng)動力學(xué)研究的新進(jìn)展

吳國雄 何編 劉屹岷 包慶 任榮彩 劉伯奇

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)值模擬國家重點實驗室（LASG），北京100029

摘 要亞洲夏季風(fēng)環(huán)流受海陸和伊朗高原—青藏高原大地形的熱力作用調(diào)控。亞洲季風(fēng)所釋放的巨大潛熱又對大氣環(huán)流形成反饋。這種相互反饋過程十分復(fù)雜，揭示其物理過程對理解氣候變化格局的形成和變化以及提高天氣預(yù)報及氣候預(yù)測的準(zhǔn)確率十分重要。夏季北半球副熱帶對流層上層環(huán)流的主要特征是存在龐大的南亞高壓（SAH）以及強大的對流層上層溫度暖中心（UTTM）。本文介紹了溫度—加熱垂直梯度（T–QZ）理論的發(fā)展，并用以揭示SAH和UTTM的形成機制。指出沿副熱帶歐亞大陸東部的季風(fēng)對流潛熱加熱及其中西部的表面感熱加熱和高層長波輻射冷卻是導(dǎo)致SAH和UTTM在南亞上空發(fā)展的原因。文中還介紹了Gill模型用于上部對流層研究的局限性及解決的辦法。

關(guān)鍵詞青藏高原 亞洲夏季風(fēng) 南亞高壓 對流層上層溫度暖中心

資助項目 國家自然科學(xué)基金項目91437219、41275088、41405091、91437105、91337110，中國科學(xué)院海洋專項XDA11010402，中國氣象局行業(yè)專項GYHY201406001

Funded by National Natural Science Foundation of China (Grants 91437219, 41275088, 41405091, 91437105, and 91337110), the Strategic Leading Science Projects of the Chinese Academy of Sciences (Grant XDA11010402), and the Special Industry Projects of China Meteorological Administartion (Grant GYHY201406001)

Recent Progresses on Dynamics of the Tibetan Plateau and Asian Summer Monsoon

WU Guoxiong, HE Bian, LIU Yimin, BAO Qing, REN Rongcai, and LIU Boqi

State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029

Abstract The activities of the Asian summer monsoon are modulated by large-scale land–sea thermal contrast and the thermal forcing of the Iranian Plateau–Tibetan Plateau. The vast quantity of latent heat released by Asian monsoon precipitation forms a kind of feedback to the atmospheric circulation. This feedback is so complicated that it is very important to reveal the physical processes involved. Doing so will help us to understand the formation and variation of the climate pattern, as well as improve the accuracy of weather predictions and climate forecasts. The main subtropical climate system existing in the upper troposphere in boreal summer is characterized by the huge South Asia High (SAH) and the Upper-Tropospheric Temperature Maximum (UTTM). This paper introduces the development of the theory of the temperature–vertical heating gradient (T–QZ), and uses it to explain the formation mechanism of the SAH and UTTM. It is proven that the latent heating over the subtropical eastern Eurasian continent, the sensible heating over the centralcontinent, and the longwave cooling in the upper troposphere are the causes of the development of the SAH and UTTM in the upper troposphere in South Asia. This paper also documents the limitation of the Gill model in studying upper-troposphere dynamics and provides a relevant solution.

Keywords Tibetan Plateau, Asian summer monsoon, South Asia high, Upper tropospheric temperature maximum

1 引言

五十七年前，葉篤正等（1957）在國際上首先證明了夏季青藏高原是大氣運動的熱源，開辟了青藏高原氣象學(xué)的新領(lǐng)域。國內(nèi)外學(xué)者在該領(lǐng)域不斷探索取得了豐富成果。本文作者不久前應(yīng)邀為《National Science Review》撰稿，介紹了青藏高原動力氣象學(xué)研究的進(jìn)展（Wu et al., 2014）。在《大氣科學(xué)》出版專輯紀(jì)念葉先生誕辰一百周年之際，恰逢我們有關(guān)亞洲夏季對流層高層強大暖中心形成機制的研究成果即將在《Climate Dynamics》發(fā)表，在此特圍繞這一核心問題，介紹青藏高原和亞洲夏季風(fēng)動力研究的最新進(jìn)展。本文著重介紹對流層上層溫度暖中心（UTTM）和南亞高壓（SAH）形成的溫度—加熱垂直梯度（T–QZ）機制，及其與青藏高原熱力強迫的聯(lián)系。文中還闡述應(yīng)用Gill模型在研究熱帶對流層上層動力學(xué)的局限性并提出克服的途徑，以此來紀(jì)念和緬懷葉篤正先生。

2 地形作用研究的歷史進(jìn)程回眸

2：重力波或者重力慣性波;

他指出地形激發(fā)的波動高壓總是出現(xiàn)在迎風(fēng)坡。Charney and Eliassen（1949）則指出，由于定常Rossby波的波長（）約為106m，而大氣中的行星波尺度為107m，因此用Queney （1948）相當(dāng)正壓模型所計算的行星波西行速度太快。他們在一個33個緯距的半波寬β平面中應(yīng)用Haurwitz方程，逼真地模擬了40°N附近大地形機械強迫所產(chǎn)生的行星波。

在二維平面空間上，Bolin（1950）和Yeh（1950）研究了地形的作用，證明大氣波動對地形水平尺度非常敏感：地形尺度減半則波動減幅超過90%；而且大地形對背景西風(fēng)有顯著的分流作用，分流在下游匯合，這對青藏高原下游東亞急流的形成起重要作用。周曉平和顧震潮（1958）首先研究了地形坡度（）效應(yīng)對Rossby波波速C的影響，得到：式中，A*是一個常數(shù)，k和l分別為x和y方向上的波數(shù)，Tη為地形溫度，R為干空氣比氣體常數(shù)，g為重力加速度。當(dāng)?shù)匦胃叨圈?0，上式與Haurwitz （1941）給出的波速相同；再令l＝0則為Rossby波速。因此當(dāng)波動沿西風(fēng)帶東傳遇到大地形時，其沿北側(cè)的傳播明顯地快于南側(cè)，導(dǎo)致南北向槽脊在地形西部斷裂，在過地形時出現(xiàn)東北—西南傾斜。這很好地解釋了大型天氣系統(tǒng)過天山—帕米爾—青藏高原時常見的型態(tài)變異。關(guān)于青藏高原機械作用對大氣環(huán)流影響的早期研究，葉篤正在《西藏高原氣象學(xué)》（楊鑒初等，1960）的第三篇中有全面回顧。

地形對波動的垂直傳播也有十分顯著的影響。Eliassen and Palm（1961）把“輻射邊條件”的概念引入該領(lǐng)域，證明大地形激發(fā)的行星波能夠像重力波一樣在垂直方向傳播能量，這種垂直波動能量通量的輻合量等價于基本流向波動的動能轉(zhuǎn)化。因此地形波的能源應(yīng)分為兩部分：其第一能源是地形表面的激發(fā)；而其第二能源則是基流向波動的動能轉(zhuǎn)化。他們還證明在西風(fēng)帶中，向極的熱量輸送伴隨著波動能量的向上輸送。因此，在數(shù)值模式中強加一個鋼蓋上邊界將會嚴(yán)重地減少對流層中行星波向極的熱量輸送（Shutts, 1983）。Charney and Drazin （1961）、Smith（1979）和Dickinson（1980）則研究了斜壓大氣中波的垂直傳播問題。他們發(fā)現(xiàn)在東風(fēng)基流中或者當(dāng)西風(fēng)太強時，向上傳播的波動能量將被截陷，只有在比臨界西風(fēng)小的西風(fēng)基流中，波動能量才能上傳。據(jù)此，只有緯向波數(shù)1和2至多是3的行星波才能從對流層上傳至平流層中。

近60年前，葉篤正先生和他的團(tuán)隊利用稀少的測站資料，計算了大氣熱量平衡方程中的各項，評估了它們在冬夏季節(jié)對大氣熱收支的貢獻(xiàn)。他們指出青藏高原在夏季是大氣的熱源，冬季除東南部外是冷源（葉篤正等，1957）。幾乎與此同時德國學(xué)者Flohn（1957）從探空資料發(fā)現(xiàn)夏季高原上空存在暖中心，由此推測青藏高原在夏季應(yīng)為大氣熱源（該暖中心形成的真正原因見下面分析）。從此人們認(rèn)識到地形不僅通過機械作用影響大氣運動，還通過其加熱作用影響大氣環(huán)流。由此青藏高原氣象學(xué)發(fā)展為一門新學(xué)科，青藏高原熱源對大氣環(huán)流和天氣氣候的影響從此成為氣象界研究的熱門課題。其早期的研究成果已在《青藏高原氣象學(xué)》（葉篤正和高由禧，1979）書中全面概述。

1980年代以來，隨著觀測資料、再分析資料、數(shù)值模擬以及動力理論的深入發(fā)展，關(guān)于青藏高原影響的研究逐漸進(jìn)入回答“為什么”的動力學(xué)研究階段。人們逐漸發(fā)現(xiàn)，盡管地形和海陸分布數(shù)千年來沒有顯著變化，但是作用于地形的大氣環(huán)流時刻在變化。因此大氣受地形的反作用也時刻在變化。理論研究（Held，1983）指出，在基流很強時地形的機械作用比熱力作用重要，在基流很弱時則地形的熱力作用更為重要。診斷分析支持這一理論：冬季青藏高原的機械作用激發(fā)出龐大的非對稱偶極型環(huán)流，導(dǎo)致亞洲中緯地帶內(nèi)陸氣溫比沿海暖，形成印度干旱和中南半島濕潤氣候以及華南持續(xù)春雨（Wu et al., 2007）。夏季青藏高原的熱力抽吸猶如巨大的氣泵（SHAP），與海陸熱力差異一起控制著亞洲夏季風(fēng)（Wu et al., 2012a），影響著我國不同時間尺度的氣候變異，與中國東部1980和1990年代持續(xù)“南澇北旱”（Liu et al., 2012；Wu et al., 2012b）密切相關(guān)。關(guān)于青藏高原動力氣象研究的近期進(jìn)展可以參見Wu et al.（2014）。

3 青藏高原在高低對流層環(huán)流耦合中的作用及溫度—加熱垂直梯度（T–QZ）的關(guān)系

圖1顯示夏季青藏高原和伊朗高原的熱力調(diào)控對南亞季風(fēng)北支和東亞季風(fēng)有決定性作用（Wu et al., 2012a），源于南半球的水汽輸送帶在熱帶受海陸分布作用抬升，形成南亞季風(fēng)的南支；在其東行過程中受伊朗高原和青藏高原的熱力抽吸作用抬升，形成南亞季風(fēng)的北支；在地形和海陸分布共同作用下最終向東亞輸送水汽形成東亞季風(fēng)。青藏高原夏季表面感熱加熱（SH）平均只有約30 W m?2，從1980年代到20世紀(jì)末減少量也只有約6 W m?2。但是與其相聯(lián)系的華南夏季降水同期增加了約1.5 mm d?1，相當(dāng)于約44 W m?2的加熱率。如果把高原感熱加熱看作為第一級的初步加熱，那么其所激發(fā)的第二級潛熱加熱釋放的能量更大。更為重要的是，表面感熱加熱只發(fā)生在近地層2公里左右，而季風(fēng)對流加熱發(fā)生在整個對流層，從而影響著整個對流層的環(huán)流變化。Wu et al.（2015）的研究表明，高原東南側(cè)和我國華南夏季的降水及其異常與SAH和上對UTTM的形成和變異密切相關(guān)。他們從下面的熱成風(fēng)平衡和Sverdrup位渦平衡出發(fā)：

導(dǎo)出副熱帶地區(qū)加熱垂直梯度（QZ）和溫度T分布之間（T–QZ）的因果關(guān)系，進(jìn)一步解出了副高脊線附近對流層中高層溫度分布與加熱場之間的位相關(guān)系（推導(dǎo)詳見Wu et al., 2015）：

其中，Q( x )和T( x )分別為Q和T的緯向分布，HQ是非絕對加熱的特征垂直尺度，H為大氣的標(biāo)高，φ為重力位勢，p為氣壓，v為經(jīng)向風(fēng)，ζ為相對渦度，zθ為靜力穩(wěn)定度，λ和γ為加熱項系數(shù)。加熱率Q和溫度T的正則模解已假設(shè)為

式中，L是溫度距平中心的特征水平尺度，T0為溫度振幅。（5）式表明，沿著副熱帶，溫度分布超前于加熱分布1/4位相：暖（冷）溫度中心的上游是冷源（熱源），其下游是熱源（冷源）。這個關(guān)系被定義為T–QZ關(guān)系。圖2給出了再分析資料ERA-40 （Uppala et al., 2005）中1979～1998年氣候態(tài)7月副熱帶對流層上層的氣溫和加熱分布，它和（5）式所表明的T–QZ關(guān)系是一致的。其動力原因可由圖3說明：在對流層上層，主要的加熱是深對流加熱，那里有；主要的冷卻為輻射冷卻，那里有。由渦度平衡（4）式可見，加熱區(qū)出現(xiàn)北風(fēng)型垂直切變，冷卻區(qū)出現(xiàn)南風(fēng)型垂直切變。再由熱成風(fēng)平衡（3）式可見，暖（冷）中心必須位于加熱區(qū)的西（東）側(cè)和冷卻區(qū)的東（西）側(cè)。簡而言之，亞洲季風(fēng)區(qū)的深對流加熱（藍(lán)色上升箭頭）形成垂直北風(fēng)切變（黑箭頭）；內(nèi)陸地區(qū)強烈的表面感熱和高層長波輻射冷卻形成垂直南風(fēng)切變（黑箭頭）。根據(jù)熱成風(fēng)平衡約束，UTTM和其上的南亞高壓形成于輻射冷卻區(qū)的東端和對流加熱區(qū)的西邊。

圖1 亞洲夏季風(fēng)受大地形和海陸分布的熱力控制示意圖（Wu et al., 2012a）Fig. 1 Schematic diagram showing the dominant control of the large-scale topography and land–sea distribution on the Asian summer monsoon (Wu et al., 2012a)

圖2 （a）7月（1979～1998年）平均的200～400 hPa高度上平均的非絕熱加熱分布（陰影；單位：K d?1）以及溫度對全球緯向平均溫度的偏差（紫線；單位：K）（黑色粗實線為副高軸線）；（b）同（a），但等值線為溫度對（180°W～0°）緯向平均溫度的偏差分布。[引自Wu et al. (2015)]Fig. 2 （a）July-mean (1979–1998) 200–400 hPa averaged diabatic heating (units: K d?1; shading), and air temperature deviation (units: K; purple contours) from the zonal mean (the heavy black curve indicates the subtropical ridge line), (b) the same as (a), but the purple contours denote the air temperature deviation from 180°W–0° mean values. [From Wu et al. (2015)]

圖3 對流層上層溫度暖中心（UTTM）形成的溫度—加熱垂直梯度（T–QZ）機制示意圖（Wu et al., 2015）Fig. 3 Schematic diagram of the T–QZmechanism contributing to the longitudinal location of the Upper-Tropospheric Temperature Maximum (UTTM) (Wu et al., 2015)

4 SAH和UTTM的形成

隨著青藏高原動力學(xué)研究的不斷開展，關(guān)于南亞上空對流層暖中心和南亞高壓的形成的認(rèn)識也逐漸深入。最初認(rèn)為是高原直接加熱或孟加拉灣北部的對流加熱所致（葉篤正和高由禧，1979；Li and Yanai, 1996）。Wu et al.（2009）利用更新的再分析資料從位渦理論出發(fā)，證明SAH的形成與夏季沿副熱帶的大陸尺度熱力強迫、局地海陸風(fēng)強迫和大地形的區(qū)域尺度強迫有關(guān)。Boos and Kuang（2010, 2013）則認(rèn)為印度大陸表面的高濕位能（用θse表示）的熱力強迫對UTTM的位置和強度的形成更為重要。為了探究原因，我們必須回答的問題是：θse和UTTM以及SAH的相對分布如何？為什么UTTM 和SAH出現(xiàn)在季風(fēng)區(qū)的副熱帶？

圖4 多年（1979～1998年）平均的經(jīng)圈環(huán)流（帶箭頭的線）、絕對渦度（彩色陰影；單位：10?5s?1）和緯向風(fēng)零線（白斷線）的氣壓—緯度分布 (灰色陰影為地形):（a）1月緯向平均；（b）7月緯向平均；（c）7月東太平洋（160°E～90°W）平均；（d）7月亞洲季風(fēng)區(qū)（70°～90°E）平均。Fig. 4 Cross sections of climate mean (1979–1998) meridional circulation (lines with arrows), absolute vorticity (color shading; units: 10?5s?1), and the zonal wind (u) line where u = 0 (white dashed line) for the (a) zonal mean in January, (b) zonal mean in July, (c) East Pacific (160°E–90°W) regional mean in July, and (d) Asian monsoon area (70°–90°E) regional mean in July, the gray shading denotes topography

圖4a和4b分別代表多年（1979～1998）平均的1月和7月的平均經(jīng)圈環(huán)流、副高脊線隨高度分布及絕對渦度的空間分布。1月（4月、10月與之類似）兩半球的副高脊線在地面位于副熱帶，隨高度向赤道傾斜。在熱帶0°～30°N區(qū)域，與Hadley環(huán)流對應(yīng)存在南風(fēng)型垂直切變。7月份（圖4b），北半球副高脊線位于30°N附近，隨高度不再往赤道傾斜，在300 hPa以上甚至向北傾斜，對應(yīng)著對流層中上部北暖南冷的氣溫分布。與此對應(yīng)，熱帶地區(qū)15°N以南出現(xiàn)北風(fēng)型垂直切變，與冬季正好相反。這種特征主要與季風(fēng)區(qū)對流加熱有關(guān)。圖4c 和4d分別為沿160°E～90°W和70°～90°E的垂直分布。東太平洋地區(qū)（圖4c）局地Hadley型經(jīng)圈環(huán)流位于10°N～35°N，在10°N以南為北風(fēng)型垂直切變，以北為南風(fēng)型垂直切變。這與該處赤道輻合帶在夏季向北移動有關(guān)；脊線出現(xiàn)高低層分離，主要是東北太平洋上空夏季受大洋高空低槽控制所致。而在亞洲季風(fēng)區(qū)（圖4d），脊線隨高度向北傾；在青藏高原以南為典型的季風(fēng)經(jīng)圈環(huán)流和一致的北風(fēng)型垂直切變。值得注意的是，在150～100 hPa熱帶對流層高層，絕對渦度出現(xiàn)均勻的小值區(qū)，這里正是南亞高壓所處的位置。那么為何SAH和UTTM發(fā)生在副熱帶呢？

已有的研究（Schneider and Lindzen, 1977; Schneider, 1977, 1987; Held and Hou, 1980）指出，大氣對于軸對稱加熱的響應(yīng)存在角動量守恒（angular momentum conservation, AMC）和熱力平衡（thermal equilibrium, TE）兩種狀態(tài)：中高緯地區(qū)行星渦度大，Rossby變形半徑小，盛行TE流型，溫度隨緯度增加而減少；另一方面熱帶行星渦度小，Rossby變形半徑大，擾動容易發(fā)展并誘發(fā)經(jīng)圈環(huán)流，盛行AMC型。Plumb and Hou（1992）指出，在副熱帶的對流強迫形成的AMC型環(huán)流是一種熱力強迫的熱帶季風(fēng)環(huán)流。值得注意的是，在這種季風(fēng)經(jīng)圈環(huán)流背景下，熱帶的緯向氣流在垂直方向出現(xiàn)東風(fēng)型切變。高層的東風(fēng)氣流意味著溫度應(yīng)當(dāng)隨緯度增加。于是最高溫度以及高度應(yīng)當(dāng)發(fā)生在AMC型和TE型交界的副熱帶地區(qū)。

圖5給出表面濕位溫θse、200～400 hPa平均氣溫及200 hPa緯向風(fēng)速在不同季節(jié)和不同區(qū)域的經(jīng)向曲線。1月（圖5a）全球平均的中高層暖中心和表面最高能量θse均出現(xiàn)在赤道附近，與高層高壓脊線（圖4a）和赤道輻合帶（ITCZ，圖2）大致重合；200 hPa熱帶受西風(fēng)控制，西風(fēng)最大值位于副熱帶。這是典型的Hadley流型（Held and Hou, 1980），對應(yīng)著熱帶高層的南風(fēng)垂直切變（圖4a），因此高層暖中心出現(xiàn)在西風(fēng)帶的南緣近赤道處，對應(yīng)著近地層ITCZ處強大的濕位能和對流活動。這時最大的西風(fēng)急流中心出現(xiàn)在AMC和TE轉(zhuǎn)化的副熱帶地區(qū)，因為那里的南北溫度梯度（紅線）最大。7月份全球平均的θse大值區(qū)出現(xiàn)在熱帶（圖5b），對應(yīng)高空的東風(fēng)垂直切變，上層溫度的南北梯度不顯著。在東太平洋區(qū)域的剖面分布特征（圖5c）與1月的緯向平均略為相似，但是整個分布向北移動超過10度，因為在該經(jīng)度范圍內(nèi)活躍的ITCZ帶向北移，局地“Hadley”型經(jīng)圈環(huán)流顯著發(fā)展（圖4c）。圖5d給出亞洲季風(fēng)區(qū)域曲線的分布狀況。與其他區(qū)域或其他季節(jié)顯著不同的是：上層暖中心位于副熱帶，與200 hPa等壓面上的高壓脊線（u=0）基本重疊；表面最高能量θse具有顯著的峰值，它位于熱帶的東風(fēng)型垂直切變區(qū)，在暖中心的南面靠近UTTM處，這在動力上與圖4d所示的在亞洲季風(fēng)區(qū)存在獨特的、與Hadley環(huán)流反向的季風(fēng)環(huán)流是一致的。這是因為低空跨赤道向北及高空跨赤道向南的經(jīng)向環(huán)流產(chǎn)生了東風(fēng)垂直切變。根據(jù)熱成風(fēng)關(guān)系，上對流層的暖中心應(yīng)該在該東風(fēng)切變北邊的副熱帶。該季風(fēng)經(jīng)圈環(huán)流還在熱帶低緯度提供了絕對渦度平流隨高度增加的環(huán)流，因此對流運動易于發(fā)生（，其中為w垂直速度，V為水平風(fēng)矢量），表面θse也就出現(xiàn)在低緯度的東風(fēng)垂直切變區(qū)。這就是說，對流層上層暖中心UTTM出現(xiàn)在副熱帶是季風(fēng)區(qū)的一個重要特征。上述分析和圖4及圖5的結(jié)果表明，在AMC流型盛行的熱帶地區(qū)，對流層上層最高溫度的分布還取決于緯向風(fēng)的垂直切變：對應(yīng)于局地“Hadley型”經(jīng)圈環(huán)流的西風(fēng)垂直切變，最高溫度出現(xiàn)在近赤道；對應(yīng)于局地“季風(fēng)型”經(jīng)圈環(huán)流的東風(fēng)垂直切變，最高溫度出現(xiàn)在副熱帶。

那么，沿著副熱帶為什么該暖中心UTTM位于季風(fēng)加熱區(qū)的西部和大陸冷卻區(qū)的東部呢？也就是說，上述的T–QZ平衡的物理本質(zhì)是什么？根據(jù)夏季副熱帶四葉型加熱理論（Wu and Liu, 2003; Wu et al., 2009），亞洲大陸的東部以潛熱加熱為主要特征，在中高空大氣穿越等熵面上升；而西部以強烈的表面感熱加熱和自由大氣的輻射冷卻為主要特征，在中高空大氣穿越等熵面下沉（圖6）。因此，東部為北風(fēng)型垂直切變而西部為南風(fēng)型的垂直切變［（4）式］。正如圖3所示，在熱成風(fēng)平衡（3）式約束下UTTM出現(xiàn)在加熱區(qū)的西部和冷卻區(qū)的東部，伴有SAH在其上方發(fā)展。這就是說T–QZ所表述的關(guān)于夏季副熱帶對流層上層暖中心形成的本質(zhì)是在位渦平衡和熱成風(fēng)平衡約束下，大氣環(huán)流對大氣加熱垂直分布的響應(yīng)。

圖5 表面濕位溫θse（藍(lán)線；單位：K）、200～400 hPa平均溫度（紅線；單位：K）以及200 hPa緯向風(fēng)（黑線；單位：m s?1，）的經(jīng)向分布：（a）1月緯向平均；（b）7月緯向平均；（c）7月東太平洋（160°E～90°W）平均；（d）7月亞洲季風(fēng)區(qū)（70°～90°E）平均Fig. 5 Meridional distribution of surface moist potential temperatureθse(units: K; blue line), 200–400 hPa mass-weighted mean air temperature (units: K; red line), and 200 hPa zonal velocity u (m s?1; black line) for the (a) zonal mean in January, (b) zonal mean in July, (c) East Pacific (160°E–90°W) regional mean in July, and (d) Asian monsoon area (70°–90°E) regional mean in July

圖6 氣候態(tài)7月（1980～1997年）平均的沿30°N的緯圈環(huán)流（流線，垂直速度已乘100）剖面分布圖。黑框表示北美大陸和非洲—歐亞大陸的位置；黑填色表示地形；彩色填色為p坐標(biāo)垂直速度（間隔2 Pa s?1）。[引自Wu et al. (2009)]Fig. 6 July mean (1980–1997) vertical cross section of subtropical zonal circulation (streamlines, vertical velocity has been amplified by a factor of 100) along 30°N, in which the black boxes indicate the locations of the North American and Afro–Eurasian continents, black shading indicates topography, and the color scale indicates the intensity of the p coordinate vertical velocity (interval: 2 Pa s?1). [From Wu et al. (2009)]

5 Gill模型在上部對流層的局限性及解決途徑

那么，T–QZ理論與Gill理論有什么區(qū)別呢？根據(jù)Gill（1980）模型：

其中，ε為瑞利摩擦系數(shù)和牛頓冷卻系數(shù)之和。Gill模型已被廣泛應(yīng)用于熱帶動力研究，成功解釋了許多近地層的動力問題。為了把其推廣到對流層上層，不妨假定ε=0，這時（7）式變?yōu)?/p>

由此可得渦度方程：

如果把模型（8）用于副熱帶地區(qū)，設(shè)y= y0, u = 0；且

圖7為解（11）的示意圖，其特征是沿副熱帶（u =0）緯度上，加熱引起的經(jīng)向風(fēng)與加熱同位相，而低氣壓（冷中心）出現(xiàn)在冷卻區(qū)下游和加熱區(qū)上游。這個解在對流層下層是合理的；但是不能用于對流層中高層，因為它與大氣中觀測到的沿副熱帶對流層上層的氣壓、溫度和加熱分布（圖2）以及位渦解即T–QZ理論解（5）式不一致。也就是說，在對流層上層從原來的Gill模型得到的解與位渦解存在不一致性。

Wu et al.（2015）仔細(xì)分析了Gill模型的特征，發(fā)現(xiàn)了導(dǎo)致上述不一致性的原因，并提出了克服的辦法。他們從原始的Gill模型（8）式出發(fā)，推導(dǎo)得到與Gill模型等價的渦度平衡方程為

通過把（12）式與渦度平衡方程（4）式比較發(fā)現(xiàn)，在Gill模型（8）式的連續(xù)方程（7.3）式中所定義的所謂“加熱率”項，其實應(yīng)該是渦度強迫項，它正比于?Q/ z?。如果把（7.3）式中的“加熱率”項Q修改為渦度強迫項?Q/ z?，修改后的Gill模型成為

則其所對應(yīng)的渦度方程

圖7 原來的Gill模型在無耗散情況下沿副熱帶高壓脊線所預(yù)示的加熱Q（紅線）、氣壓擾動p'（藍(lán)線）及經(jīng)向風(fēng)v（箭矢）沿緯圈的分布示意圖Fig. 7 Schematic diagram of the original Gill model, which predicts the zonal heating Q (red line), perturbed pressure P' (blue line), and meridional wind v (arrows) along the subtropical ridge line without considering dissipation

圖8 垂直非均勻?qū)α骷訜幔t色陰影）引起的對流區(qū)（綠色陰影）等位溫面變化的示意圖Fig. 8 Changes in the isentropic surface in convective regions (green shading) induced by vertical inhomogeneous convective heating (red shading)

就與從位渦理論獲得的渦度方程（4）一致了。從物理上而言，如果把淺水波方程中的厚度看成是兩個等熵面之間的厚度，則不同的非絕熱加熱的垂直梯度對等熵面厚度的影響也就不同。以對流加熱為例（圖8），雖然都是加熱，在最大加熱層以下等熵面2θ下凹最大，導(dǎo)致等熵面厚度減少、渦度增加（?Q/z?＞0）；其上等熵面厚度增加、渦度減少（?Q/z?＜0）。因此淺水模式厚度的變化應(yīng)當(dāng)是與渦度的變化緊密聯(lián)系的。Wu et al. (2015) 由此指出，原來的Gill模型的解當(dāng)Q和?Q/?z具有相同符號時，與位渦方程的解具有相似分布；而在Q 和?Q/?z 反號的區(qū)域，其解就會與位渦方程的解以及觀測事實相矛盾。注意到在對流層上層的加熱主要是對流加熱（Q＞0），那里加熱隨高度減?。?Q/? z ＜0）；而冷卻是長波輻射冷卻（Q＜0），它隨高度也是減弱的（?Q/ z?＞0）。這就是說，在對流層上層無論是加熱還是冷卻，Q和?Q/ z?都反號，因此在對流層上層應(yīng)用原來的Gill模型是不合適的。其解決辦法是采用修改后的Gill模型（13）式。

圖9 1991～2000年和1981～1990年兩個年代夏季6～8月平均的（a）降水量之差（單位：mm d?1）、（b）200 hPa位勢高度（單位：gpm）和（c）200～400 hPa平均溫度（單位：K）。（b）和（c）中的實線和虛線分別代表1981～1990和1991～2000年代平均。降水資料源于美國國家大氣海洋局開發(fā)的PREC/L降水資料；濕度和高度資料源于ERA-40再分析資料。[引自Wu et al. (2015)]Fig. 9 Summer (June–July–August) mean (a) precipitation difference ((1991–2000)－(1981–1990)) based on the NOAA's Precipitation Reconstruction over Land (PREC/L) dataset (units: mm d?1), (b) 200 hPa geopotential height (units: gpm), and (c) the 200–400 hPa mass-weighted temperature (units: K) based on ERA-40 data (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts 40-yr Reanalysis). Dashed and solid curves in (b) and (c) represent, respectively, the periods 1991–2000 and 1981–1990. [From Wu et al. (2015)]

即便如此，在上部對流層使用修改后的Gill模型（13）式還是應(yīng)十分小心，這是因為（13）式中包含有強的耗散。Wu et al.（2015）指出，這時方程組中有三個方程，三個未知數(shù)（u、v、p）。在這種場合，如果設(shè)定的一個解是不適定的，則會出現(xiàn)三個方程兩個未知數(shù)的矛盾方程組。例如，當(dāng)應(yīng)用（14）式去研究副熱帶高壓脊時，由于脊線上u =0，就會導(dǎo)致此矛盾問題。有趣的是，如果在（13）式中令ε=0，則修改后的無摩擦Gill模型變?yōu)?/p>

由此可得渦度平衡方程為

（16）式就是Sverdrup渦度平衡方程（4）的無量綱形式。用這個修改后的無摩擦Gill模型（15）也就可以導(dǎo)得與（5）式一致的T–QZ關(guān)系了。

6 總結(jié)和討論

Wu et al.（2015）根據(jù)T–QZ模型，應(yīng)用一個大氣環(huán)流模式在副熱帶東亞季風(fēng)區(qū)增強對流加熱，則其西部的SAH和UTTM也加強；如果施加一個60天周期的對流加熱振蕩，則其西部的SAH、UTTM及下沉運動也呈現(xiàn)顯著的60天周期振蕩。

他們檢驗1990年代和1980年代的氣候變化時發(fā)現(xiàn)：20世紀(jì)80年代以來，青藏高原表面感熱加熱持續(xù)下降，華南降水增多，同時伴有同期南亞高壓的增強和南亞上空暖中心的顯著加強（圖9）。利用ERA-40的再分析資料，他們也證明T–QZ的關(guān)系在年際變化中顯著存在。這就是說亞洲區(qū)域氣候異常的時空分布盡管很復(fù)雜，但它們是由確定的物理過程組織起來的。青藏高原熱狀況在其中扮演著重要的角色。

然而，是什么原因?qū)е虑嗖馗咴臒釥顩r產(chǎn)生變化至今尚不清楚。Duan and Wu（2008）、Yang et al.（2011）和Liu et al.（2012）都發(fā)現(xiàn)青藏高原表面風(fēng)速變化是影響高原熱狀況的關(guān)鍵因素。但是風(fēng)速的變化又是什么原因驅(qū)動的？龐大的海洋起著什么作用？這都是有待深入研究的問題。把氣候系統(tǒng)作為一個整體來研究青藏高原對天氣、氣候的影響將是我們面臨的最大挑戰(zhàn)。

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通訊作者何編，E-mail: heb@lasg.iap.ac.cn

作者簡介吳國雄，男，1943年出生，研究員，研究方向為天氣、氣候動力學(xué)。E-mail: gxwu@lasg.iap.ac.cn

收稿日期2015-02-11；網(wǎng)絡(luò)預(yù)出版日期 2015-04-03

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1504.15129

文章編號1006-9895(2016)01-0022-11

中圖分類號P434

文獻(xiàn)標(biāo)識碼A