劉振元,張 杰,陳 立

1 南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心/氣象災(zāi)害省部共建教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京 210044 2 天津市薊州區(qū)氣象局, 天津 300074 3 福建省氣候中心, 福州 350001

青藏高原位于中國的西南部,它是一種特殊的下墊面,其平均海拔在4000 m以上,地形地貌及自然景觀復(fù)雜。高原自身的熱效應(yīng)受到普遍的重視,而植被下墊面無疑對(duì)這種熱效應(yīng)有著重大的影響,所以植被的變化勢必會(huì)影響這種熱力作用[1]。青藏高原是氣候變化的敏感區(qū)和生態(tài)脆弱區(qū)[2],在全球氣候變暖和人類活動(dòng)的共同影響下,青藏高原不同區(qū)域的植被呈現(xiàn)出退化趨勢,特別是高原腹地植被退化趨勢明顯[3-5]。植被的退化直接改變了地表反照率、粗糙度和土壤濕度等地表屬性,從而影響了水平衡、輻射平衡和能量平衡等過程,進(jìn)而導(dǎo)致環(huán)流形勢、大氣濕度、大氣溫度及區(qū)域降水等氣候條件的變化[6-8]。因此我們比較關(guān)注的是青藏高原地區(qū)未來的環(huán)境變化及其上空大氣環(huán)流的變化,這些都有待我們進(jìn)一步的研究和考證。

20世紀(jì)以來高性能計(jì)算機(jī)飛速發(fā)展,數(shù)值模擬技術(shù)日趨成熟,數(shù)值模式被廣泛地應(yīng)用于下墊面異常對(duì)氣候影響的試驗(yàn)中。在國際上,Henderson-Sellers等[9]最早使用全球環(huán)流模式(GCM)進(jìn)行了熱帶雨林砍伐的試驗(yàn),得出當(dāng)亞馬遜流域森林被草地取代后,地表溫度變化不明顯,土壤濕度、蒸發(fā)和降水均出現(xiàn)不同程度的減少。在非洲撒哈拉地區(qū)也有很多研究[10-12],這些研究都證實(shí)撒哈拉地區(qū)的荒漠化加劇時(shí)會(huì)導(dǎo)致地表反照率增加,地表溫度升高,土壤濕度和降水減少。我國在植被變化對(duì)大氣反饋的研究方面起步較晚,并且研究主要集中在幾個(gè)氣候敏感區(qū)內(nèi)的植被變化對(duì)氣候的影響。在蒙古草原地區(qū),研究發(fā)現(xiàn)當(dāng)土地出現(xiàn)荒漠化之后,會(huì)導(dǎo)致北方降水的減少,華北、西北地區(qū)干旱的加劇,同時(shí)東亞夏季環(huán)流也隨之發(fā)生了變化,致使我國降水分布產(chǎn)生了明顯的變化[13-14]。鄭益群等[15]研究發(fā)現(xiàn),南方森林退化后對(duì)氣候的影響與蒙古地區(qū)荒漠化之后對(duì)氣候的影響比較接近。王蘭寧等[16]研究認(rèn)為當(dāng)青藏高原中西部地區(qū)植被退化為沙漠時(shí),中緯度地區(qū)緯向氣流減弱,經(jīng)向氣流增強(qiáng),東亞大槽削弱,導(dǎo)致整個(gè)東亞地區(qū)的季節(jié)轉(zhuǎn)換提前。梁玲等[17]對(duì)青藏高原地區(qū)的植被變化與氣候的影響關(guān)系進(jìn)行了模擬分析,分析發(fā)現(xiàn)植被退化對(duì)高原地區(qū)的氣候影響有較大的季節(jié)差異。

可以看出,大范圍的植被變化對(duì)區(qū)域環(huán)境和氣候的變化會(huì)產(chǎn)生影響,但這種影響的程度和敏感區(qū)域存在一定的時(shí)空差異。植被作為下墊面的重要組成部分,對(duì)氣候的變化有著相當(dāng)重要的作用,國內(nèi)外相關(guān)研究對(duì)植被變化的氣候效應(yīng)有了初步的認(rèn)識(shí),但是大多數(shù)研究直接將一種植被類型替換成其他類型或者直接將植被退化為荒漠,并不能夠反映真實(shí)的下墊面變化；另外,青藏高原的大地形動(dòng)力和熱力作用對(duì)全球大氣環(huán)流產(chǎn)生影響,其熱力和積雪異常對(duì)厄爾尼諾-南方濤動(dòng)現(xiàn)象(ENSO)、北大西洋濤動(dòng)(NAO)等對(duì)東亞季風(fēng)的影響具有調(diào)制作用[18-19],所以,高原對(duì)周邊環(huán)流的影響涉及到全球范圍內(nèi)的環(huán)流因子,因此,選用全球模式對(duì)青藏高原下墊面變化的研究有氣候?qū)W意義。本文在分析了青藏高原植被變化的基礎(chǔ)上,基于植被真實(shí)的退化情況,利用耦合了最新陸面模式4.0版(CLM4.0)的公共大氣模式5.1版(Community Atmosphere Model 5.1, CAM5.1)設(shè)計(jì)敏感試驗(yàn),探討了青藏高原植被退化對(duì)高原及其附近上空大氣環(huán)流的影響。

1 資料與方法

1.1 資料介紹

在驗(yàn)證CAM5.1的模擬能力時(shí),由于青藏高原觀測資料的不足,用到了國家環(huán)境預(yù)報(bào)中心(National Centers for Environmental Prediction,NCEP)和國家大氣研究中心(National Center for Atmospheric Research,NCAR)的NCEP/NCAR月平均再分析資料,再分析資料具有空間分布廣、連續(xù)性好和時(shí)間序列長的優(yōu)勢。不過模式的數(shù)值物理方法、水平和垂直分辨率以及其他隨時(shí)間變化的量都會(huì)給再分析過程帶來不均一的問題[20]。為了驗(yàn)證再分析資料在青藏高原地區(qū)的適用范圍和資料質(zhì)量,我國氣象工作者做了大量工作[21-22],發(fā)現(xiàn)再分析資料在青藏高原地區(qū)雖然存在系統(tǒng)性偏差,但是在探討青藏高原氣候變化中仍然具有一定的可信度。本文所選美國NCEP/NCAR的再分析資料,要素包括風(fēng)場、地表2 m空氣溫度、地表土壤溫度、地表感熱通量、地表潛熱通量,時(shí)間為1981—2010年共30 a的月平均資料,資料的水平分辨率為2.5°×2.5°,格點(diǎn)數(shù)為144×73,其中風(fēng)場垂直分辨率為17層。

1.2 模式介紹

CAM模式是由美國大氣研究中心(National Center for Atmospheric Research,NCAR)獨(dú)立開發(fā)的一款全球大氣模式,CAM5.1模式是由公共地球系統(tǒng)模式(Community Earth System Model, CESM)項(xiàng)目下的大氣模式工作組完成的,于2011年下半年由NCAR對(duì)外發(fā)布。CAM5.1共有4種可選的動(dòng)力框架：有限體積框架、譜模式框架、歐拉差分框架和半拉格朗日差分框架。本研究使用有限體積框架主要包括1.9°×2.5°,0.9°×1.25°等分辨率,模式垂直方向上采用σ-P混合坐標(biāo)系,近地面采用σ坐標(biāo),中間采用σ-P混合坐標(biāo)系,上層為純P坐標(biāo),分30層,模式層頂高度為3.643 hPa,水平分辨率1.9°×2.5°。CAM5.1既可以獨(dú)立運(yùn)轉(zhuǎn),亦可以作為CESM的大氣部分來運(yùn)轉(zhuǎn)。CAM作為獨(dú)立模式運(yùn)轉(zhuǎn)已有較長時(shí)間,即大氣模式耦合一個(gè)激活的陸面模式,一個(gè)僅考慮動(dòng)力學(xué)的海冰模式,以及一個(gè)海洋模式。所謂“CAM模擬”指的正是如上配置的CAM獨(dú)立運(yùn)轉(zhuǎn)。CLM是由生物圈-大氣圈傳輸方案陸面模式、中國科學(xué)院大氣物理研究所陸面過程模式和NCAR的陸面過程模式等模式發(fā)展而來的,它主要包括生物地球物理、水文循環(huán)、生物化學(xué)和動(dòng)態(tài)植被4個(gè)部分,CLM4.0對(duì)下墊面物理狀況的模擬更加準(zhǔn)確。綜上考慮,本文將CAM5.1與最新的陸面過程模式CLM4.0進(jìn)行耦合,研究了高原植被退化以后,給高原及其周邊地區(qū)大氣環(huán)流帶來的影響。

2 數(shù)值試驗(yàn)設(shè)計(jì)

2.1 控制試驗(yàn)

由于CAM5.1模式是較新的大氣環(huán)流模式,其在高原上的模擬效果還沒有得到驗(yàn)證,因此在進(jìn)行敏感性試驗(yàn)之前,首先設(shè)計(jì)了一個(gè)控制試驗(yàn)(CTRL),以說明該模式對(duì)高原及其附近地區(qū)環(huán)流場、溫度場等氣象要素場的模擬能力。

控制試驗(yàn)采用基于遙感反演的植被葉面積指數(shù)(leaf area index, LAI)產(chǎn)品以及氣候態(tài)的海溫海冰模式,連續(xù)積分該模式60 a,取后50 a的7月份各氣象要素場的時(shí)間平均場作為控制試驗(yàn)的結(jié)果。

2.2 敏感性試驗(yàn)

植被是陸面的重要特征,植被覆蓋的變化將改變地表反照率、粗糙度和土壤濕度等地表屬性,因此植被退化是下墊面變化的最直接表現(xiàn)。施能定義了一個(gè)要素序列的氣候趨勢相關(guān)系數(shù)[23],趨勢相關(guān)系數(shù)能定量給出某種要素時(shí)間序列的升降程度,當(dāng)系數(shù)為正時(shí),表示該要素所在計(jì)算的n年內(nèi)有線性增加的趨勢,且越接近1時(shí)上升趨勢越明顯；當(dāng)系數(shù)為負(fù)時(shí),表示有線性下降趨勢,且越接近-1時(shí)下降趨勢越明顯。圖1為青藏高原1982—2013年夏季(6—8月)歸一化植被指數(shù)(normalized differential vegetation index ,NDVI)趨勢相關(guān)系數(shù)小于零的區(qū)域,表示在這些區(qū)域內(nèi)植被NDVI出現(xiàn)不同程度的下降趨勢,在青藏高原北部、西部和東南部分別選取3塊不同的區(qū)域,分析發(fā)現(xiàn)青藏高原北部植被NDVI在近30年下降了5%—25%,青藏高原西部植被NDVI下降了10%—40%,青藏高原東南部的植被NDVI下降0—20%。

葉面積指數(shù)是表征植被冠層特征的重要參數(shù),它通過影響冠層的能量、水分平衡和光合作用以及碳的固定而決定植被的凈初級(jí)生產(chǎn)力和生態(tài)系統(tǒng)的整體功能,它是衡量生態(tài)系統(tǒng)與大氣能量和物質(zhì)交換強(qiáng)度的重要參數(shù)[24]。葉面積指數(shù)有多種定義方法[25],最普遍的定義是單位面積上總?cè)~面積的一半[26]。本文設(shè)計(jì)了一個(gè)敏感性試驗(yàn),針對(duì)下墊面變化產(chǎn)生的氣候效應(yīng)進(jìn)行數(shù)值模擬。本試驗(yàn)應(yīng)用控制試驗(yàn)中應(yīng)用的遙感產(chǎn)品植被月平均葉面積指數(shù),結(jié)合圖1,為使修改區(qū)域盡量的覆蓋青藏高原植被NDVI的下降比較明顯的區(qū)域,最終決定將修改區(qū)域選定為(27°—40°N, 75°—100°E)如圖1方框范圍,根據(jù)青藏高原3個(gè)不同區(qū)域植被的下降程度,將此區(qū)域內(nèi)的葉面積指數(shù)下調(diào)30%,敏感性試驗(yàn)連續(xù)積分60 a,取后50 a各個(gè)氣象要素的7月份的平均值作為試驗(yàn)結(jié)果。

圖1 青藏高原夏季植被下降區(qū)域和青藏高原夏季植被葉面積指數(shù)Fig.1 NDVI distributions in the regions with decline NDVI and monthly-LAI on the Tibet Plateau

3 試驗(yàn)結(jié)果分析

3.1 控制性試驗(yàn)結(jié)果分析

將模式輸出的控制試驗(yàn)結(jié)果與觀測資料1981—2010年7月平均各個(gè)氣象要素場進(jìn)行對(duì)比。分析CAM5.1對(duì)高原上空大氣環(huán)流和地表熱力場的模擬能力。

3.1.1 高度場和流場

由圖2可見,模式控制試驗(yàn)輸出的50a夏季7月份平均高度場的緯向分布特征、風(fēng)場的流型基本與NCEP/NCAR再分析資料的結(jié)果相一致,從對(duì)流層低層到高層,CAM5.1對(duì)高原及其附近地區(qū)7月份大氣環(huán)流的模擬均顯示出不錯(cuò)的效果。在對(duì)流層中層圖2(b),伊朗高壓的高值中心比再分析資料的結(jié)果要略高一點(diǎn),西太平洋副熱帶高壓中心位于120°E以東,高壓脊線出現(xiàn)在25°N附近,模式模擬的副熱帶高壓脊線略微偏北,對(duì)于青藏高原中心的熱低壓,CAM模擬結(jié)果要比再分析資料略強(qiáng)；如圖2(d)在200 hPa上南亞高壓略微西退且南北間距較寬,并且急流帶緯度都在45°N附近,模式模擬的結(jié)果急流以北強(qiáng)度略強(qiáng)且有偏北趨勢。

圖2 1981—2010年國家環(huán)境預(yù)報(bào)中心和國家大氣研究中心(NCEP/NCAR)再分析資料得到的平均7月份環(huán)流場和高度場在500hPa (a)和200hPa(c)與公共大氣模式5.1版(CAM5.1)模擬的多年平均控制試驗(yàn)結(jié)果(b,d)的對(duì)比Fig.2 The comparison of atmospheric circulation and height field between NCEP/NCAR reanalysis data averaged from 1981 to 2010 at 500hPa (a) and 200hPa (c) and simulation results of CTRL (b,d) in July

3.1.2 地表土壤溫度和地表2m空氣溫度

由圖3可見,模式輸出的地表土壤溫度場和NCEP/NCAR再分析資料的地表土壤溫度場,兩者在形式上大體一致,NCEP/NCAR再分析資料在高原周邊的20℃溫度閉合線和塔里木盆地附近25℃的溫度閉合線基本一致,并且在CAM5.1模式模擬結(jié)果中都能很好的表現(xiàn)出來。模式模擬的地表2 m空氣溫度的分布與再分析資料的結(jié)果基本相同(如圖3),個(gè)別區(qū)域地表溫度場有一定差異,除了和模式的模擬能力有關(guān)系之外,還可能與模式數(shù)據(jù)和NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)的分辨率存在差異有關(guān)系。另外,該模式對(duì)青藏高原地區(qū)的地表潛熱通量、地表感熱通量的高低值中心位置的模擬結(jié)果基本與NCEP/NCAR再分析資料的結(jié)果相同。

圖3 7月份平均的NCEP/NCAR地表土壤溫度與地表2m空氣溫度與CAM模擬多年平均控制試驗(yàn)的地表土壤溫度與地表2m空氣溫度的對(duì)比(粗灰色線為青藏高原2500米等高線)Fig.3 The comparison of soil temperature and 2 m air temperature between NCEP/NCAR and CAM5.1 simulation results in July (gray thick line is 2500m height line)

綜上所述,青藏高原及附近區(qū)域上空的高度場、流場和溫度場的模擬結(jié)果與NCEP/NCAR再分析資料相比十分接近,表明用CAM5.1模式對(duì)青藏高原植被變化所引起的氣候效應(yīng)的研究是可行的,可以進(jìn)行高原敏感性試驗(yàn)。

3.2 植被退化對(duì)高原地表熱力特征的影響

由控制試驗(yàn)和再分析資料作對(duì)比之后,得知CAM5.1模式對(duì)大氣環(huán)流場、溫度場等具有很好的模擬能力。在此基礎(chǔ)之上,將敏感性試驗(yàn)結(jié)果與相應(yīng)的控制試驗(yàn)結(jié)果進(jìn)行比較,分析青藏高原植被退化對(duì)高原地表熱力特征產(chǎn)生的影響,以下出現(xiàn)的差值場均為敏感性試驗(yàn)減去相應(yīng)的控制試驗(yàn)所得。

青藏高原地表植被退化以后,高原地表溫度場也隨之發(fā)生了明顯的變化。由圖4可以看出,青藏高原整體的地表土壤溫度升高,并且高原北部較高原南部地區(qū)增溫明顯,在高原西北部的昆侖山北翼地區(qū)和高原北部的柴達(dá)木盆地地區(qū)增溫最為明顯,中心區(qū)域溫度增加1.7℃左右。高原腹地的地表土壤溫度增加0.5℃左右。受青藏高原植被退化的影響,高原附近地區(qū)土壤溫度也發(fā)生了相應(yīng)的變化,新疆省內(nèi)除東部小部分地區(qū)以外,其余地區(qū)均表現(xiàn)為增溫現(xiàn)象,同時(shí)在青藏高原以外南部地區(qū)亦出現(xiàn)0.7℃的閉合增溫曲線。由圖4可以看出,青藏高原地表2 m空氣溫度的變化和地表土壤溫度的變化區(qū)域很是相近,在柴達(dá)木盆地附近地區(qū)地表2 m空氣溫度最大增幅為1.2℃左右,在昆侖山北翼地區(qū)溫度增加0.9℃左右,高原腹地溫度平均增加0.3℃。在高原附近新疆省內(nèi)2 m空氣溫度全部表現(xiàn)為增溫現(xiàn)象,在青藏高原以南的地區(qū)出現(xiàn)0.5℃的閉合增溫曲線。另外,由于高原植被退化,在我國東部地區(qū)地表土壤溫度和地表2 m空氣溫度全部表現(xiàn)為降溫現(xiàn)象,原因可能與高原植被退化引起東部環(huán)流異常有關(guān)。

圖4 青藏高原植被退化后月平均地表土壤溫度和2m高度空氣溫度的敏感性試驗(yàn)(SEN)與控制試驗(yàn)(CTRL)之間的差值場分布Fig.4 The difference distribution of surface soil temperature and 2m air temperature between sensitivity simulation (SEN) and control simulation (CTRL) under the condition of vegetation degradation

+青藏高原的動(dòng)力和熱力作用對(duì)我國氣候有著重要的影響,其熱力作用不僅與地形高度有關(guān),而且與下墊面植被狀況有著密切的關(guān)系。整體輸送法的感熱計(jì)算公式可以表示為：H=ρCpChV(Ts-Ta),其中H為感熱通量；ρ為大氣密度；Cp為定壓比熱；Ts為地表溫度；Ta為2m空氣溫度；Ch整體交換系數(shù),是一個(gè)經(jīng)驗(yàn)值,當(dāng)Ch確定以后感熱通量可以直接由公式計(jì)算[27]。該公式反映了感熱的主要影響因子。由圖4可以看出青藏高原北部地區(qū)地表土壤溫度和地表2m空氣溫度都在升高,但是地表土壤溫度的增溫幅度要大于地表2 m空氣溫度的增溫幅度,這樣植被退化就造成了青藏高原地-氣溫差的增加,由感熱的計(jì)算公式可以看出,如果地-氣溫差增加,就會(huì)對(duì)地表感熱變化有正的貢獻(xiàn),有可能會(huì)引起感熱的增加。從溫度的空間分布看出,兩個(gè)溫度的高值中心出現(xiàn)在高原的北部和西部,位于植被覆蓋度較小的區(qū)域,而植被覆蓋度高的東南部地區(qū)則不顯著。可能與氣候?qū)χ脖煌嘶捻憫?yīng)敏感度不同有關(guān),在植被覆蓋度較小的區(qū)域,植被葉面積減少30%后產(chǎn)生的效應(yīng)較東南部強(qiáng)。可以推測稀疏植被區(qū)域植被對(duì)氣候的調(diào)控能力較強(qiáng)。當(dāng)然,東南部植被變化也不容忽視,Zhang等認(rèn)為5月份高原南部的植被綠度對(duì)東亞夏季風(fēng)具有可預(yù)測性[28]。圖5給出模式輸出的感熱通量差值場分布,由圖可以看出,青藏高原整體地表感熱通量都在增加,并且高原北部地區(qū)比南部地區(qū)增加得更加明顯。在高原以外的新疆北部、西藏以南、蒙古高原附近以及江淮地區(qū)同樣出現(xiàn)了感熱增加的現(xiàn)象。青藏高原植被退化以后,直接導(dǎo)致地表反照率增加,而地表反照率的增加會(huì)引起凈短波輻射的減小,進(jìn)而影響地表凈輻射,使凈輻射降低。根據(jù)地表能量平衡方程,地表潛熱通量會(huì)發(fā)生相應(yīng)的變化,由圖5可以看出,受青藏高原植被退化影響,青藏高原大部分地區(qū)地表潛熱通量出現(xiàn)減少的現(xiàn)象,減小最明顯的區(qū)域在高原腹地地區(qū)。同時(shí)高原以外蒙古高原附近地區(qū)、新疆東部地區(qū)以及長江流域出現(xiàn)潛熱增加的現(xiàn)象。

圖5 與圖4相似,但是地表感熱通量和潛熱通量的差值場分布Fig.5 The same as figure 4, but for the difference of surface sensible heat flux and latent heat flux

Zhang等的試驗(yàn)表明：植被的退化會(huì)導(dǎo)致表層土壤含水量略增加而植物根層及以下的土壤含水量減少[29],使得土壤表面阻抗和冠層葉片阻抗增加,這會(huì)導(dǎo)致通過植物蒸騰釋放的潛熱通量降低,有助于地表潛熱通量降低。青藏高原地表潛熱通量的減小,直接造成高原上空對(duì)流層中層潛熱加熱的減少,受西風(fēng)帶緯向平流的作用,在我國東部地區(qū)出現(xiàn)大范圍的降溫現(xiàn)象。在植被退化以后,一方面,地表的有效輻射分配調(diào)整,潛熱通量減少有助于感熱通量增加,另一方面,土壤濕度降低有助于土壤熱容量降低,造成土壤增溫顯著和地-氣溫差加大,也有助于地表感熱通量增加。青藏高原地表感熱和潛熱的變化,使青藏高原地區(qū)的感熱與潛熱的波文比發(fā)生變化,青藏高原地區(qū)的地表能量在新的地表溫度下達(dá)到平衡。這種能量的調(diào)整過程勢必會(huì)對(duì)高原上空大氣環(huán)流產(chǎn)生影響。

3.3 植被退化區(qū)域南亞高壓的異常

青藏高原植被退化之后,不僅對(duì)高原上空環(huán)流場產(chǎn)生影響,還通過大尺度環(huán)流系統(tǒng)相互作用,影響青藏高原附近地區(qū)的環(huán)流[30]。如圖6(a)給出了青藏高原植被退化以后500 hPa環(huán)流場和位勢高度的差值場的變化情況,圖中明顯的特點(diǎn)是在青藏高原柴達(dá)木盆地地區(qū),高度場存在一個(gè)高壓異常,在相同位置對(duì)應(yīng)著一個(gè)反氣旋性環(huán)流異常。在我國南方附近地區(qū)受氣旋性環(huán)流異常的影響,該地區(qū)的反氣旋性環(huán)流將減弱,西太平洋副熱帶高壓減弱,并且我國南方地區(qū)位勢高度場也在減小。同時(shí)高原植被退化以后,在華北地區(qū)存在很強(qiáng)的北風(fēng)異常,不利于暖濕氣流向北輸送,反而促使更多的冷空氣南下,這將會(huì)對(duì)南北降水產(chǎn)生相反的影響。

與高原植被退化對(duì)低層環(huán)流場演變的影響相比,青藏高原植被退化對(duì)高層大氣環(huán)流演變的影響雖然有所不同,但同樣顯著。由圖6(b)可以看出,在200 hPa上青藏高原西北部以80°E、38°N為中心的區(qū)域有一個(gè)高壓異常,對(duì)應(yīng)此位置出現(xiàn)一個(gè)反氣旋性閉合環(huán)流差值,在青藏高原以外北部內(nèi)蒙古地區(qū)東南部,有一個(gè)以110°E、46°N為中心的低壓差值,對(duì)應(yīng)環(huán)流場出現(xiàn)一個(gè)氣旋性環(huán)流差值。從整體上看,由于青藏高原植被的退化使高原500 hPa高度場降低,200 hPa高度場升高。特別是200 hPa上存在的反氣旋性環(huán)流差值的存在,這有可能會(huì)造成南亞高壓的加強(qiáng)或移動(dòng)。

圖6 和圖4相似,但是500hPa (a)和200hPa (b)的高度場和流場的差值場分布(紅線和藍(lán)線分別為CTRL和SEN的12510-gpm特征線)Fig.6 The same as figure 4, but for the difference distribution of geo-potential height and flow field at 500hPa (a) and 200hPa (b) (red line and blue line is 12510-gpm contour from CTRL and SEN, respectively)

南亞高壓作為一個(gè)行星尺度的環(huán)流系統(tǒng),是天氣、氣候變化的一個(gè)強(qiáng)信號(hào)[31],南亞高壓對(duì)北半球大氣環(huán)流特別是對(duì)我國夏季大范圍旱澇分布及亞洲的天氣氣候均有影響[32-34],雖然許多研究發(fā)現(xiàn)南亞高壓強(qiáng)度最強(qiáng)的區(qū)域的在100—150 hPa之間[35],但是在200 hPa上南亞高壓也有清晰的反映,從天氣氣候影響的角度考慮,南亞高壓在200 hPa上的異常表現(xiàn)與低層環(huán)流、降水等異常情況關(guān)系更為密切[36],所以對(duì)南亞高壓的分析可以在200 hPa等壓面進(jìn)行,如圖6b所示,本文在200 hPa上畫出了南亞高壓的12510-gpm特征線(藍(lán)色線為敏感性試驗(yàn)；紅色線為控制性試驗(yàn)),可以清楚地看出,青藏高原植被退化以后,南亞高壓的強(qiáng)度變強(qiáng)了,高原北側(cè)12510-gpm特征線向北移動(dòng),在青藏高原西北部一個(gè)高壓差值中心特征線向北偏移最為明顯。青藏高原東南部強(qiáng)的偏東北風(fēng)異常和高原西南部強(qiáng)的偏東南風(fēng)異常,結(jié)合存在于高原及附近地區(qū)上空高度場的正異常,可以看出,高原植被整體退化有利于南亞高壓北擴(kuò)東伸。

3.4 植被退化對(duì)區(qū)域垂直環(huán)流的影響

為了分析青藏高原植被退化區(qū)域內(nèi)垂直環(huán)流的變化,本文選取包括高原主體范圍在(20°—50°N,85°—100°E)之間的區(qū)域,在此區(qū)域內(nèi)將控制試驗(yàn)(CTRL)和敏感試驗(yàn)(SEN)輸出的由σ坐標(biāo)系插值到P坐標(biāo)系,并計(jì)算了每一層的相對(duì)渦度,對(duì)相對(duì)渦度沿著85°—100°E進(jìn)行經(jīng)度平均做高度-緯度的剖面。圖7所示為控制試驗(yàn)的相對(duì)渦度的剖面,其中紅線為控制試驗(yàn)相對(duì)渦度零線,藍(lán)線為敏感性試驗(yàn)的相對(duì)渦度零線,實(shí)線為正值虛線為負(fù)值。由圖可以看出,由于青藏高原夏季的熱源效應(yīng),使高原主體對(duì)流層低層是正渦度,為氣旋性環(huán)流伴隨著輻合,高層是強(qiáng)大的負(fù)渦度,為反氣旋性環(huán)流伴隨著輻散,并且負(fù)渦度中心在高原上空200 hPa上,高層輻散低層輻合使高原成為強(qiáng)的垂直上升運(yùn)動(dòng)區(qū)。根據(jù)控制試驗(yàn)和敏感性試驗(yàn)的渦度零線可以看出,在青藏高原100 hPa以下敏感性試驗(yàn)的渦度零線比控制試驗(yàn)的渦度零線明顯偏北,這表明在青藏高原植被退化以后負(fù)的渦度向北擴(kuò)張,說明輻散氣流向北移動(dòng),由于底層的輻散氣流向北移動(dòng),致使下沉運(yùn)動(dòng)的范圍向北擴(kuò)張。除了高原主體出現(xiàn)正的相對(duì)渦度,高原外圍卻呈現(xiàn)負(fù)的相對(duì)渦度,原因可能與地表能量平衡有關(guān),在其他條件不變的情況下,高原感熱通量增加有助于低層氣旋性環(huán)流和正相對(duì)渦度異常和高層的反氣旋異常；然而,植被退化同樣減弱了潛熱通量,使得總的非絕熱加熱能力在高原外圍降低,導(dǎo)致高原出現(xiàn)氣旋性環(huán)流和正相對(duì)渦度異常的區(qū)域偏小,其他區(qū)域有反氣旋異常出現(xiàn)。

圖7 青藏高原控制試驗(yàn)的平均相對(duì)渦度以及敏感性試驗(yàn)(SEN)與控制試驗(yàn)(CTRL)之間的差值場沿85°—100°E的剖面圖(黑粗線和灰粗線分別為CTRL和SEN的零特征線)Fig.7 The profile distribution of CTRL relative vorticity and its difference distribution between SEN and CTRL, along 85°—100°E under the condition of vegetation degradation (thick black line and hick gray line is zero contour of vorticity from CTRL and SEN, respectively)

由圖7相對(duì)渦度差值圖可以看出,青藏高原植被退化以后,給青藏高原及其附近地區(qū)的垂直運(yùn)動(dòng)在水平方向上的分布帶來一定影響。在青藏高原南部(30°—35°N)對(duì)流層低層為渦度的正異常,正渦度在增大,氣旋性環(huán)流加強(qiáng),低層輻散加強(qiáng)；在對(duì)流層中高層為負(fù)渦度異常,負(fù)渦度在增大,反氣旋性環(huán)流加強(qiáng),高層輻散加強(qiáng)；這樣高層輻散加強(qiáng)低層輻合加強(qiáng),有利于高原南部上升運(yùn)動(dòng)的加強(qiáng)。在青藏高原北部(35°—40°N)對(duì)流層低層為負(fù)渦度異常,正渦度在減弱,氣旋性環(huán)流在減弱,低層輻散減弱；在對(duì)流層中高層為正渦度異常,負(fù)渦度在減小,反氣旋性環(huán)流在減弱,高層輻散減弱；這樣高層輻散減弱低層輻合減弱,使高原北部的上升運(yùn)動(dòng)減弱。在高原以北(40°—45°N)河西走廊附近地區(qū)低層為正渦度異常,表明當(dāng)植被退化之后負(fù)渦度在減小,反氣旋性環(huán)流減弱,低層輻散減弱；在對(duì)流層中高層為負(fù)渦度異常,正渦度減弱,氣旋性環(huán)流減弱,高層輻合減弱；這樣高層輻合減弱低層輻散減弱,導(dǎo)致高原以外北部地區(qū)的下沉運(yùn)動(dòng)減弱。

可以看出,青藏高原植被退化以后不僅僅影響高原上空的大氣環(huán)流,而且給高原附近地區(qū)也帶來了一定的影響,值得注意的是,在高原以外北部地區(qū),由于高原植被退化,此處的下沉氣流的范圍向北擴(kuò)大,不利于此地發(fā)生降水,這會(huì)導(dǎo)致高原以外北部地區(qū)的干旱帶向北擴(kuò)大。但在下沉氣流向北擴(kuò)張的同時(shí),下沉氣流的強(qiáng)度又在減弱,因而有利于緩解此地區(qū)的干旱,該結(jié)論與Huang等[37]最新研究成果干旱區(qū)擴(kuò)大相一致。

為了更好地理解青藏高原植被下墊面的變化與垂直環(huán)流場的對(duì)應(yīng)關(guān)系,我們?cè)?20°—50°N,85°—100°E)區(qū)域內(nèi),分析了經(jīng)向風(fēng)和垂直速度的變化,同樣進(jìn)行經(jīng)度平均做高度的剖面。如圖8(a)所示為控制試驗(yàn)的結(jié)果,在青藏高原南部地區(qū)對(duì)流層低層上升運(yùn)動(dòng)最強(qiáng),在高原北部地區(qū)對(duì)流層中高層為上升運(yùn)動(dòng)伴隨著輻散氣流。圖8(b)為敏感性試驗(yàn)與控制性試驗(yàn)的差值,在青藏高原南部(30°—35°N)對(duì)流層低層大氣輻合異常,與低層相對(duì)應(yīng)的對(duì)流層中高層出現(xiàn)了很強(qiáng)的差值上升運(yùn)動(dòng)。由于低層輻合,30°N以南的氣流流向輻合區(qū),使30°N以南出現(xiàn)下沉運(yùn)動(dòng)異常,并與高原南部的上升運(yùn)動(dòng)異常相作用在高原30°N上空出現(xiàn)氣旋性環(huán)流異常。在青藏高原35°N以北附近地區(qū)對(duì)流層中高層出現(xiàn)了差值下沉運(yùn)動(dòng)。

圖8 控制試驗(yàn)(a)垂直速度(×103Pa s-1)和經(jīng)向風(fēng)(m/s)垂直環(huán)流及其植被退化后的敏感試驗(yàn)(SEN)與控制試驗(yàn)(CTRL)之間的差值場(b)分布Fig.8 The vertical velocity-meridional wind velocity cross vertical circulation from CTRL and its difference distribution between SEN and CTRL (b) along 85°—100°E under the condition of vegetation degradation

可以看出:青藏高原植被退化改變了高原的加熱作用,使高原上空經(jīng)向垂直環(huán)流發(fā)生了明顯的變化,高原北部的上升運(yùn)動(dòng)減弱,南部上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng),使得高原南部上空大氣的抽吸作用更強(qiáng),進(jìn)而引起周邊地區(qū)的補(bǔ)償環(huán)流異常。本文僅考慮了植被退化過程中下墊面的變化對(duì)高原及周邊大氣環(huán)流的影響,由于高原的特殊性及復(fù)雜的下墊面情況,CAM5.1模式在高原地區(qū)的模擬還存在一定的局限性。

4 結(jié)論與討論

本文通過在CAM5.1模式中修改青藏高原(27°—40°N, 75°—100°E)植被葉面積指數(shù)的方法,探討了青藏高原地區(qū)植被退化給高原及其附近地區(qū)地表熱力特征、水平環(huán)流和垂直環(huán)流帶來的影響,結(jié)果表明：

(1)CAM5.1對(duì)夏季青藏高原及其附近地區(qū)對(duì)流層環(huán)流系統(tǒng)的位置和強(qiáng)度均具有很好的模擬能力,對(duì)高原及其附近地區(qū)的高度場,地表熱力特征的模擬也具有很高的可信度,但在高原以外個(gè)別區(qū)域的溫度場模擬上存在偏差,有待于模式的進(jìn)一步改進(jìn)。

(2)青藏高原植被退化以后,引起地表反照率增加,地表熱源也隨之改變。使青藏高原地表土壤溫度和地表2m空氣溫度升高,有助于高原整體地表感熱通量增加、潛熱通量減少,以及高原地區(qū)的波文比發(fā)生變化,地表能量在新的地表溫度條件下達(dá)到平衡。這種能量的調(diào)整過程改變了高原對(duì)其上空大氣的加熱作用,使得高原對(duì)對(duì)流層中層大氣的潛熱加熱減少,并且在西風(fēng)帶緯向平流的作用下,我國東部地區(qū)出現(xiàn)大范圍降溫現(xiàn)象。

(3)青藏高原地表熱力的異常直接導(dǎo)致高原地區(qū)500hPa高度場的降低和200hPa高度場的升高,在青藏高原上空200hPa存在的反氣旋性環(huán)流異常使得南亞高壓加強(qiáng)向北擴(kuò)張并東伸。高原的熱力異常致使華北地區(qū)存在很強(qiáng)的北風(fēng)異常,不利于暖濕氣流向北輸送,反而促使更多的冷空氣南下,這將會(huì)對(duì)南北降水產(chǎn)生相反的影響。

(4)青藏高原植被退化以后,地表感熱增加,導(dǎo)致高原南部(30°—35°N)地區(qū)上升運(yùn)動(dòng)增強(qiáng),北部(35°—40°N)上升運(yùn)動(dòng)減弱。青藏高原外40°N以北地區(qū)的下沉氣流在向北擴(kuò)張,而下沉氣流的強(qiáng)度在減弱,這會(huì)導(dǎo)致高原以北的干旱范圍在擴(kuò)大,但是此地區(qū)干旱的程度有所緩解。

[1] 周鎖銓, 陳萬隆. 青藏高原植被下墊面對(duì)東亞大氣環(huán)流影響的數(shù)值試驗(yàn). 南京氣象學(xué)院學(xué)報(bào), 1995, 18(4): 536-542.

[2] 鄭度, 姚檀棟. 青藏高原形成演化及其環(huán)境資源效應(yīng)研究進(jìn)展. 中國基礎(chǔ)科學(xué), 2004, 6(2): 15-21.

[3] 涂軍, 石承蒼. 青藏高原退化高寒草甸草原分類的遙感研究. 草地學(xué)報(bào), 1998, 6(3): 226-233.

[4] 李森, 楊萍, 高尚玉, 陳懷順, 姚發(fā)芳. 近10年西藏高原土地沙漠化動(dòng)態(tài)變化與發(fā)展態(tài)勢. 地球科學(xué)進(jìn)展, 2004, 19(1): 63-70.

[5] 王根緒, 胡宏昌, 王一博, 陳琳. 青藏高原多年凍土區(qū)典型高寒草地生物量對(duì)氣候變化的響應(yīng). 冰川凍土, 2007, 29(5): 671-679.

[6] 王蘭寧, 鄭慶林, 宋青麗. 青藏高原下墊面對(duì)中國夏季環(huán)流影響的研究. 南京氣象學(xué)院學(xué)報(bào), 2002, 25(2): 186-191.

[7] 劉曉東, 羅四維, 錢永甫. 青藏高原地表熱狀況對(duì)夏季東亞大氣環(huán)流影響的數(shù)值模擬. 高原氣象, 1989, 8(3): 205-216.

[8] Zhou D W, Fan G Z, Huang R H, Fang Z F, Liu Y Q, Li H Q. Interannual variability of the normalized difference vegetation index on the Tibetan Plateau and its relationship with climate change. Advances in Atmospheric Sciences, 2007, 24(3): 474-484.

[9] Henderson-Sellers A, Gornitz V. Possible climatic impacts of land cover transformations, with particular emphasis on tropical deforestation. Climatic Change, 1984, 6(3): 231-257.

[10] Dickinson R E, Henderson-Sellers A. Modeling tropical deforestation: A study of GCM land-surface parameterizations. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 1988, 114(480): 439-462.

[11] Dickinson R E, Kennedy P. Impacts on regional climate of Amazon deforestation. Geophysical Research Letters, 1992, 19(19): 1947-1950.

[12] Snyder P K, Delire C, Foley J A. Evaluating the influence of different vegetation biomes on the global climate. Climate Dynamics, 2004, 23(3/4): 279-302.

[13] 丁一匯, 李巧萍, 董文杰. 植被變化對(duì)中國區(qū)域氣候影響的數(shù)值模擬研究. 氣象學(xué)報(bào), 2006, 63(5): 613-621.

[14] Zhang J Y, Dong W J, Fu C B. Impact of land surface degradation in northern China and southern Mongolia on regional climate. Chinese Science Bulletin, 2005, 50(1): 75-81.

[15] 鄭益群, 錢永甫, 苗曼倩, 于革, 孔玉壽, 章東華. 植被變化對(duì)中國區(qū)域氣候的影響I: 初步模擬結(jié)果. 氣象學(xué)報(bào), 2002, 60(1): 1-16.

[16] 王蘭寧, 鄭慶林, 宋青麗. 青藏高原中西部下墊面對(duì)東亞大氣環(huán)流季節(jié)轉(zhuǎn)換影響的數(shù)值模擬. 高原氣象, 2003, 22(2): 179-184.

[17] 梁玲, 卓嘎. 植被退化對(duì)青藏高原冬夏季氣候影響的模擬研究. 高原山地氣象研究, 2011, 31(3): 1-7.

[18] Sato N, Takahashi M. Dynamical processes related to the appearance of quasi-stationary waves on the subtropical jet in the midsummer Northern Hemisphere. Journal of Climate, 2006, 19(8): 1531-1544.

[19] Wu Z W, Li J P, Jiang Z H, Ma T T. Modulation of the Tibetan Plateau snow cover on the ENSO teleconnections: from the East Asian summer monsoon perspective. Journal of Climate, 2012, 25: 2481-2489.

[20] Shea D J. An Introduction to Atmospheric and Oceanographic Datasets. Boulder, Colorado: National Center for Atmospheric Research, 1994.

[21] 何冬燕, 田紅, 鄧偉濤. 三種再分析地表溫度資料在青藏高原區(qū)域的適用性分析. 大氣科學(xué)學(xué)報(bào), 2013, 36(4): 458-465.

[22] 魏麗, 李棟梁. NCEP/NCAR 再分析資料在青藏鐵路沿線氣候變化研究中的適用性. 高原氣象, 2003, 22(5): 488-494.

[23] 施能. 北半球冬季大氣環(huán)流遙相關(guān)的長期變化及其與我國氣候變化的關(guān)系. 氣象學(xué)報(bào), 1996, 54(6): 675-683.

[24] 黃玫, 季勁鈞. 中國區(qū)域植被葉面積指數(shù)時(shí)空分布——機(jī)理模型模擬與遙感反演比較. 生態(tài)學(xué)報(bào), 2010, 30(11): 3057-3064.

[25] Jonckheere I, Fleck S, Nackaerts K, Muys B, Coppin P, Weiss M, Baret F. Review of methods for in situ leaf area index determination Part 1. Theories, sensors and hemispherical photography. Agricultural and Forest Meteorology, 2004, 121(1/2): 19-35.

[26] Chen J M, Black T A. Defining leaf area index for non-flat leaves. Plant, Cell & Environment, 1992, 15(4): 421-429.

[27] 王學(xué)佳, 楊梅學(xué), 萬國寧. 近60年青藏高原地區(qū)地面感熱通量的時(shí)空演變特征. 高原氣象, 2013, 32(6): 1557-1567.

[28] Zhang J Y, Wu L Y, Huang G, Zhu W Q, Zhang Y. The role of May vegetation greenness on the southeastern Tibetan Plateau for East Asian summer monsoon prediction. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 2011, 116(5): D05106.

[29] Zhang F W, Guo Z L, Li Y K, Lin L, Zhou G Y, Cao G M. Effect of soil temperature and volumetric moisture content on vegetation degeneration over the Achnatherum splendens Steppe around the Qinghai Lake, China. Arid Zone Research, 2013, 30(2): 219-225.

[30] Zuo Z Y, Zhang R H, Zhang P. The relation of vegetation over the Tibetan Plateau to rainfall in China during the boreal summer. Climate Dynamics, 2011, 36(5/6): 1207-1219.

[31] 蘇東玉, 李躍清, 蔣興文. 南亞高壓的研究進(jìn)展及展望. 干旱氣象, 2006, 24(3): 69-74.

[32] 黃櫻, 錢永甫. 南亞高壓與華北夏季降水的關(guān)系. 高原氣象, 2004, 22(6): 602-607.

[33] 鄭建萌, 張萬誠, 馬濤, 周建琴. 云南極端干旱和多雨年5月異常環(huán)流的合成特征. 高原氣象, 2014, 33(4): 916-924.

[34] 魏維, 張人禾, 溫敏. 南亞高壓的南北偏移與我國夏季降水的關(guān)系. 應(yīng)用氣象學(xué)報(bào), 2012, 23(6): 650-659.

[35] 李崇銀, 李琳, 譚言科. 南亞高壓在平流層的特征及ENSO影響的進(jìn)一步研究. 熱帶氣象學(xué)報(bào), 2011, 27(3): 289-298.

[36] 尤衛(wèi)紅, 段長春, 趙寧坤, 馬振鋒. 夏季南亞高壓年際變化的特征時(shí)間尺度及其時(shí)空演變. 高原氣象, 2006, 25(4): 601-608.

[37] Huang J P, Yu H P, Guan X D, Wang G Y, Guo R X. Accelerated dryland expansion under climate change. Nature Climate Change, 2015, 6(2): 166-171.