南極中山站夏季下降風數值模擬個例研究

孫啟振,張林,張占海,楊清華

（1 .國家海洋環境預報中心國家海洋局海洋災害預報技術研究重點實驗室,北京100081；2 .中國海洋大學海洋與大氣學院,山東青島266100；3 .中國極地研究中心國家海洋局極地科學重點實驗室,上海200136）

?

南極中山站夏季下降風數值模擬個例研究

孫啟振1,2,張林1,張占海3,楊清華1

（1 .國家海洋環境預報中心國家海洋局海洋災害預報技術研究重點實驗室,北京100081；2 .中國海洋大學海洋與大氣學院,山東青島266100；3 .中國極地研究中心國家海洋局極地科學重點實驗室,上海200136）

摘要:南極內陸地面輻射冷卻產生的近表層冷空氣,沿高原斜坡向下流動而形成下降風,其分布形態決定了南極大陸近表層風場的主要特征。我國南極中山站全年均受下降風的強烈影響。夏季晴天時,中山站的下降風一般在傍晚開始出現,風速在午夜達到極值,在次日中午之前逐漸減弱,風速有顯著的日循環特征。本文選取南極中山站2010年1月的夏季下降風個例,使用常規地面氣象觀測資料和Polar W RE極地大氣數值模式進行了分析研究。結果表明:中山站夏季夜間晴天出現偏東向的下降風時,近地面風速變化趨勢與地面氣溫呈負相關,相關系數為- 0.91。數值模擬發現,中山站下降風在距地面高度約100～150 m之間時風速最大,約為15～21 m/s。在下降風發生時,近地層大氣存在逆溫現象。下降風較強時,近地層逆溫也較強,逆溫層厚度約為200～300 m,逆溫強度約為4～6℃。在地面摩擦的作用下,中山站近地面下降風風向為東南,隨著高度的增加,風向逆時針偏轉,最終趨于與地形等高線平行。沒有太陽直接輻射時,南極大陸地區存在持續的逆溫層,逆溫層的出現加強了下降風氣流,隨著逆溫的增強,大風區逐漸西移,且面積不斷增加。在夏季太陽輻射造成的逆溫消失的短暫時間內,逆溫時產生的下降風尚不能完全消失,由此形成了較穩定的風向空間分布特征。關鍵詞:南極；下降風；數值模擬；Polar W RE

1 引言

在坡度較大的南極冰蓋地形上,冰面輻射冷卻使陸-氣界面存在向下輸送的感熱通量,引起斜坡高處近表層空氣溫度下降、密度增加,冷空氣在重力作用下沿斜坡加速向下坡方向流動,從而形成下降風。南極下降風的風向和風速較為穩定［1］,其分布形態決定了南極大陸近表層風場的主要特征。下降風在南極大陸廣泛分布,這種特性在南半球大氣環流中占有重要地位［2］。下降風到達沿岸地區時,與海冰、冰間湖及近海存在相互作用,可以影響海洋中的質量輸送和熱鹽環流。因此,南極的下降風是南半球高緯地區氣候系統中的關鍵因子之一［3］。

南半球下降風在前進過程中由于科氏力的作用而向左偏轉,此外還受地表摩擦力的影響。然而,南極地區地面氣象觀測站點稀疏,有限的測風資料難以表現大尺度的南極大陸地表風場的分布形態,因此數值模式成為了研究下降風的有力工具。Parish和Da-vid［4］使用Ball［5］的數值診斷模式給出了南極高分辨率冰蓋地形上的冬季平均表層風場,這是關于南極下降風最早的大尺度模擬結果。由于下降風是冷空氣在重力作用下的下坡氣流,因此隨著氣流的前進,風速越來越大,尤其在陡峭的南極大陸沿岸,風速遠遠大于內陸地區。由南極大陸近表層流場主要特征示意圖（圖1,根據Parish和David［6］繪制）可見,近地面強風主要集中在埃默里冰架（A mery Ice Shelf）附近和羅斯冰架（Ross Ice Shelf）等數個地區的南極大陸沿岸廣闊區域。強烈的下降風在這些地區的匯集現象,是由當地獨特的地形決定的。Grisogono和Axelsen［7］使用簡化的數值模型研究了下降風風速與地形的關系,認為溫度梯度在下降風形成過程中的作用不可忽視。除數值模式之外,雷達觀測數據近年來也被用于下降風的研究。Kouznetsov等［8］根據多普勒雷達觀測資料顯示的下降風風速和溫度廓線,發現下降風的厚度變化范圍很大,且與表層熱通量正相關。

我國南極中山站（69°22′S,76°22′E）坐落在南極埃默里冰架附近的拉斯曼丘陵上,受環極地低壓帶和南極大陸地面冷高壓的影響,常年盛行偏東風。高壓系統控制期間,往往會出現晴朗低溫天氣；低壓系統過境時則相反,氣旋在普里茲灣北部東移過程中,中山站溫度和濕度上升并常出現風雪天氣。中山站附近以南的廣闊地形是斜率約為10～15 m/k m的冰蓋斜坡,因此幾乎全年均受下降風的影響。在夏季（12月至翌年2月）晴天時,中山站的下降風一般在傍晚至夜間開始出現,此時地面觀測到的風速隨時間逐漸加大,風力短時間內可由靜風迅速增加至五六級。天氣越晴朗,下降風越強烈。下降風在夜間維持較高的速度,在次日中午之前逐漸減弱,具有顯著的日循環特征。受中山站東南方向大尺度地形的影響,該地區下降風的風向通常為偏東風。

圖1 南極大陸近表層流場主要特征示意圖（根據Parish和David［6］繪制）Eig .1 Abridged general view of main characteristics of streamlines over the surface of the Antarctic continent（adapted from Parish and David［6］）

中山站地區的下降風會給極地考察船舶、直升機作業以及科學考察隊員的野外活動帶來威脅,同時還可能引起普里茲灣浮冰的隨機漂移,從而給船載物資的卸運造成極大的障礙。由于我國的南極科學考察活動基本集中在南極夏季,因此研究中山站夏季的下降風顯得尤為迫切。迄今為止,對中山站的天氣氣候已有一定數量的研究［9—10］,但關于該地區下降風的研究較為缺乏。

常規氣象觀測資料僅能反映中山站觀測點的地面氣象要素狀況,無法用于分析研究下降風發生時的大氣廓線形態,更無法給出周邊地區下降風的空間分布特征。極地大氣數值模式可對選取的下降風個例發生過程進行模擬,以研究下降風垂直結構特征、發生發展過程及其與相關要素場關系。本文選取2010 年1月18 - 19日發生在中山站的夏季下降風個例,利用當地自動氣象站觀測數據分析其特征。并使用極地大氣數值模式對發生下降風時中山站附近地區的氣象要素場進行模擬研究,以探討中山站夏季下降風的空間結構和發生發展規律。

2 下降風個例實況

南極大陸沿岸的地表風可近似認為由梯度風分量和下降風分量組成［11］,其中梯度風的大小取決于氣壓梯度。在中山站所在的南極大陸沿岸地區,天氣晴朗并且氣壓梯度很小的時候,可以認為夜間地面風的主要組成部分是下降風；當站區受大陸沿岸的低壓系統支配時,天氣為多云或陰雪,不會出現明顯的下降風。

本文選取的下降風個例發生時間為2010年1月18 - 19日。這一時段內,普里茲灣海域北部的印度洋一直受穩定的高壓控制,普里茲灣海域無強氣旋活動（圖2）,附近西風帶的幾個氣旋中心基本固定在高壓控制區的兩側,對中山站地區幾乎沒有影響。此時,中山站及其東南方向的廣闊大陸地區無氣旋或低壓系統,也無云系發生發展,天氣晴朗,此時的風可認為是來自于南極內陸高原的下降風。此下降風個例發生期間,觀測到的地面以上10 m高度風速有明顯的日周期變化,夜間低溫時風速較大,白天溫度較高時風速較小,具有典型的下降風特征。

圖2 中山站當地時間2010年1月18日05時（a）和19日05時（b）印度洋平均海平面氣壓場實況圖（資料來源:澳大利亞氣象局http://w w w .bom .gov .au/australia/charts/indian_ocean .shtml）Eig .2 M SLP of the Indian Ocean at 05:00 18th January（a）and 05:00 19th January（b）,2010（local time,U T C + 5）（data from Australia Bureau of M eteorology:http://w w w .bom .gov .au/australia/charts/indian_ocean .shtml）

圖3為根據中山站氣象臺地面觀測資料繪制的2010年1月18日0時至19日24時（指中山站當地時間,時區為U T C + 5）的10 m風速和2 m氣溫變化曲線。由圖可見,中山站夏季晴天的風速和氣溫分布有明顯的日循環特征,在24 h內都呈現一峰一谷的形勢。風速在當地時間17時至18時前后開始增大,至次日6時前后達到最大值,此后逐漸減小,再至18時左右又開始增大。相應地,風速開始增大時氣溫開始下降,當風速最大時氣溫最低。隨著風速的減小,氣溫逐漸回升。風速與氣溫的變化趨勢幾乎完全相反,相關系數為- 0.91,且通過了1 %顯著水平下的顯著性檢驗。這表明,在本下降風個例中,中山站夏季晴天時的局地氣溫與下降風有顯著的負相關關系。

關于南極地區局地氣溫與下降風的關系,多位學者研究發現,南極下降風在不同地區會帶來增溫或降溫現象。Van den Broeke和Van Lipzig［12］的研究結果表明,在天氣尺度系統影響較弱的情況下,下降風會導致海冰和冰架上有冷空氣聚集,從而使這些地區降溫。但在一定的地形條件下,較強的下降風會加強對流層內的垂直混合,從而在近地層產生增暖現象［13］。中山站處于南極大陸邊緣,當地的下降風來自東南部的冰蓋斜坡高處。高處的近地層空氣受地面輻射冷卻影響而降溫,當冷氣流到達中山站地區時,就會使當地氣溫下降。

圖4為2010年1月18 - 19日觀測到的風向分布情況。正午至下午的短暫時段內風速較小,無固定風向；夜間風速較大時的風為下降風,由圖可知中山站下降風主要為東風。風速較大時,風向在絕大部分情況下集中在80°～110°之間。這與圖1描繪的埃默里冰架東側沿岸的地面流場相一致。近地層冷空氣從高處流向中山站沿岸地區時,一方面垂直于地形等高線,另一方面又受科氏力的影響而向左偏轉,同時還受地面摩擦力的影響,風向最終表現為東風或偏東風。

圖3 中山站當地時間2010年1月18日0時至19日24時實測10 m風速和2 m氣溫變化曲線Eig .3 The observed 10 m wind speed and 2 m air temperature at Zhongshan Station from 00:00 18th January to 24:00 19th January,2010（local time,U T C + 5）

3 下降風個例數值模擬

3.1 模式及數據

本文選用Polar W RE極地大氣數值模式進行下降風個例的數值模擬研究。Polar W RE模式由美國俄亥俄州立大學伯德極地研究中心在W RE模式（W eather Research and Eorecasting M odel）基礎上進行改進以使其適用于極地［14 - 16］。關鍵的改進內容有:優化了湍流參數化方案；啟用了Noah陸面模式中的一種微小海冰的描述方式；改善了對冰架上熱交換的處理方式并修正了Noah陸面模式能量平衡計算方案。Hines和Brom wich［14］通過分析格陵蘭島冰蓋上的表面狀況,評估了Polar W RE模式的性能,指出Polar W RE在地表能量平衡的模擬方面比Polar M M 5有所改進。Brom wich等［15］等分析了Polar W RE模式模擬北冰洋上空大氣環流的能力,認為此模式的模擬結果在實驗期間能很好地與觀測資料相符合,是研究極地氣象的有力工具。Steinhoff等［17—18］利用Polar W RE出眾的極地大氣環流模擬能力,研究了南極麥克默多地區焚風機制及其與大氣環流的聯系,得到了理想的結果。

圖4 2010年1月18 - 19日中山站風向玫瑰圖（底圖為以中山站所在經線為中軸線的南極地圖）Eig .4 The wind direction rose at Zhongshan Station from 18th January to 19th January,2010（base map is the Antarctica map with central axis on the longitude of Zhongshan Station）

本研究個例使用的模式模擬區域設置為三重嵌套（圖5）,最外層粗網格區域的格點數為130×100,分辨率為18 k m,第二層區域格點數為151×202,分辨率為6 k m,最內層嵌套細網格格點數為145×163,分辨率為2 k m。粗網格區域用于分析較大尺度的流場及其他要素場形勢,嵌套細網格區域用于刻畫分析小尺度空間分布特點并與觀測資料作對比。模式在垂直方向上設置為60層,為了更好地模擬下降風這種發生在近地面數百米高度之內的現象,模式在對流層底部進行加密,在中山站所在位置附近上空約1 000 m內有27層。模式頂層氣壓設置為10 hPa,此頂層氣壓高度可以更好地處理由地形引發的向上傳播的重力波［19］。本文模擬時采用的參數化方案為:微物理過程方案選取W S M 5方案,長波輻射選取R R M T方案,短波輻射方案選取Goddard方案,邊界層方案選取M YJ方案,積云方案選取Kain-Eritsh方案,陸面方案選取N O A H方案。

圖5 下降風個例數值模擬中Polar W RE模式嵌套區域Eig .5 Polar W RE nested domains designed in the numerical simulation of katabatic wind case

選用N CEP E N L全球客觀分析數據作為數值模式的初始場和邊界條件。本文所采用的E N L數據的空間分辨率為1°×1°,包含了26個等壓面層（1 000～10 hPa）、地表邊界層、某些sigma層以及對流層的信息,數據的時間間隔為6 h（00、06、12、18 U T C）。

3.2 模擬結果分析

本文選取2010年1月18日0時至19日24時（U T C）這一時段,對中山站所在的埃默里冰架附近區域各高度層大氣流場進行了數值模擬。模式運行時間開始于2010年1月17日12時,開始時間之所以比模擬時段早12 h,是因為模式需要一定時間來調整初始場平衡。模式結果對于最外層粗網格每3 h輸出一次,對于嵌套的兩層細網格每1 h輸出一次。

模式模擬得到的近地面風場分布形態（圖6）與Parish和David［6］給出的流場相符合。以中山站當地夜間的流場形態圖為例,當地時間18日23時（即18日18時U T C）在埃默里冰架東側,下降風風向為東,冰架南側下降風風向為東南,冰架西側風向為南向。模擬結果表明,南極大陸沿岸的下降風風速比內陸風速大。

圖6 中山站當地時間2010年1月18日23時中山站及其周邊地區表層風場模擬圖Eig .6 Surface wind field of Zhongshan Station and its neighborhood at 23:00 18th January,2010（local time,U T C + 5）,from Polar W RE simulation

為量化模式模擬結果的準確性,從最內層細網格模式中選取距離中山站最近的格點數據與實測風速數據相對比。此格點位于中山站附近的冰蓋上,與中山站的距離約為0.36 k m。中山站下降風個例發生的時段內,模式模擬結果中風速隨時間的分布、最值大小及其出現時間,與實測風速數據相比較為一致（圖7）。

圖7 中山站當地時間2010年1月18日0時至19日24時中山站風速的模擬值（實線）與實測值（虛線）Eig .7 The simulation（solid）and observed（dashed）wind speed at Zhongshan Station from 00:00 18th January to 24: 00 19th January,2010（local time,U T C + 5）

由模擬時段內中山站風在垂直方向上隨時間的分布圖（圖8）可見,在晴天的夜間至次日上午,即下降風發生時段內,近表層風向為東南風。結合地面風場圖（圖6）可見,風向隨高度的變化與地面摩擦有關。在近地層,摩擦作用處于主要地位,風向在中山站表現為東南風,與地形等高線約呈60°夾角；地面摩擦效應隨著高度的增加而減弱,因此科氏力變得越來越重要,在距地面300 m左右以上風向趨于與地形等高線平行,即為東北風。在晴天的正午至傍晚時段,當下降風減弱以后,500 m高度以下風向在短時間內迅速轉變為偏西風,距地面1 000 m附近高度的風向依然為偏東風,此時在中山站上空形成垂直環流形勢,即較弱的海陸風。

圖8 中山站當地時間2010年1月18日0時至19日23時（即1月17日19時至19日18時U T C）中山站風和氣溫隨高度-時間分布的模擬圖Eig .8 The height-time profile of wind and air temperature at Zhongshan Station from 00:00 18th January to 23:00 19th January,2010（local time,U T C + 5）

由模擬得到的中山站上空溫度隨時間的分布圖（圖8）可知,在上述兩個時段內,中山站上空出現了逆溫現象,逆溫層厚度分別為200 m和300 m左右,逆溫強度分別約為4℃和6℃。在逆溫層之上,溫度隨高度增加而降低,且溫度梯度約為（0.5～1℃）/（100 m）,這與對流層的常見氣溫垂直遞減率相一致。在這兩個時段之間的白天,氣溫隨高度的變化較為平緩,溫度梯度變化約為0.2℃/（100 m）,遠小于對流層氣溫平均垂直遞減率,這可能是因為南極大陸寒冷的屬性導致了其上空溫度廓線與其他大陸的不同之處。

已有研究指出,不同地區和季節的下降風有著不同的高度范圍。Phillpot和Zillman［20］認為下降風氣流的高度范圍在地面上數百米之內,有時是100～200 m［21］。M onti等［22］研究發現下降風的厚度范圍為10 ～100 m,Barry［23］的研究表明下降風最大風速出現的高度有時僅有數米。與溫度分布形勢相對應,圖8中風在垂直方向上隨時間的分布呈現出了類似的特點。在上述兩時段內,風速隨高度先增加后減小,最大值分別約為15 m/s和21 m/s,最大風速出現高度分別為100 m和150 m。在兩個時段之間的白天,風速隨高度變化很小,且最大風速僅為3 m/s左右。

將溫度廓線和風速廓線隨時間分布圖進行對比可以發現,在下降風發生時,近地層大氣存在逆溫現象,二者在時間分布上幾乎一致。下降風風速越大,近地層逆溫越強。在垂直方向上,風速的最大值與其出現高度相關；逆溫越強,逆溫層厚度也越大。在同一下降風個例中,風速最大值出現高度比逆溫層厚度要小,前者約為后者的二分之一。

從模式各垂直分層氣溫值中選取最高值,可以近似認為是對流層中的最高值,其與模式表層氣溫之差可近似為逆溫強度。圖9為模擬時段內距離中山站最近的模式格點地面10 m風速與逆溫強度的散點分布圖,可見逆溫強度和風速基本呈正相關關系。

圖9 中山站當地時間2010年1月18日0時至19日23時模式模擬的中山站地面10 m風速與逆溫強度的散點圖Eig .9 Scatter diagram of 10 m wind speed and inversion strength（approximately）from Polar W RE at Zhongshan Station from 00:00 18th January to 23:00 19th January,2010（local time,U T C + 5）

4 下降風與逆溫層關系

南極大陸的下降風總是伴隨逆溫存在。南極大陸高原絕大部分時間有持續存在的逆溫層,其中內陸地區的逆溫強度大于沿岸地區的逆溫強度。逆溫層的厚度隨季節和地點的不同而有所變化。在南極逆溫現象存在時,當地面氣溫降低,逆溫強度通常會增強［20］。

圖10為使用E N L資料繪制的2010年1月1日至2月28日平均的00、06、12、18 U T C四個時刻南極大陸的平均表層氣溫與2 m高度氣溫之差。雖然此溫差不等同于逆溫強度,但可在一定程度上反映出南極地表輻射冷卻降溫的程度。

由圖10可知,夏季南極大陸表層的輻射降溫場分布形態呈現出顯著的日循環特征,且與太陽方位相對應。在00時刻,太陽處于180°E經線附近,以90° W～90°E經線為分割線,圖10a中分割線上部的地區為夜間,由于缺少太陽直接輻射,該地區地面輻射冷卻導致近表層大氣降溫,形成逆溫層。與此相反,分割線以下地區為白天,大部分地區沒有出現逆溫現象。其他3個時刻南極大陸的逆溫分布形態與太陽方位也有同樣的關系。由于南極大陸地形特征為南極所屬東半球區域平均海拔較高,平均氣溫較低,因此其在18 U T C時刻有較強的逆溫現象,逆溫區分布面積較大（圖10d）。

在南極的冬季,例如2010年6月1日至7月31日期間,南極大陸絕大部分地區在上述4個時刻的平均表層氣溫與2 m高度氣溫之差均為負值（圖略）,表明南極大陸在冬季尤其是極夜期間,始終存在逆溫現象。這說明缺少太陽直接輻射的南極大陸地區存在持續的逆溫層。

逆溫形成的原因是冰面輻射系數大于大氣輻射系數,當地面吸收的太陽輻射較小時,冰面與大氣的輻射系數差異將導致逆溫的產生［24］。逆溫不僅作為南極地區的一種氣候特征而存在,而且是近表層風場的驅動力。即使在夏季,半數以上時間仍會出現逆溫現象。Dalrymple［25］及Lettau和Schwerdtfeger［26］曾指出南極大陸存在氣候態的逆溫現象,Phillpot和Ziu man［20］發現冬季南極點的平均逆溫強度為20℃左右,在大陸海拔最高地區,逆溫強度可達25℃。

數值模擬區域中最外層的2 m高度氣溫與地表氣溫之差以及10 m高度風場的模擬結果見圖11,分別是1月18日06 U T C、12 U T C、18 U T C以及19日的06 U T C、12 U T C、00 U T C（即中山站當地時間1月18 日11時、17時、23時以及19日05時、11時、17時）6個時刻的分布形態。當地時間1月18日11時,整個模擬區域的溫差幾乎均為負值,即2 m高度的氣溫小于地表氣溫,近地層沒有逆溫。在當地時間17時和23時,即該地區的傍晚至夜間,絕大部分面積都出現了逆溫現象,中山站附近區域的逆溫在當地時間夜間至凌晨較強（注意圖中區域跨越了多個時區）；在當地時間次日05時,隨著日出的到來,逆溫面積逐漸開始減少,因此具有日循環特征。圖中75°～105°E、海岸線至70°S這一地區,逆溫層的出現加強了下降風氣流,隨著逆溫的增強,大風區（在圖中用紅圈所示）逐漸西移,且其面積不斷增加,風速在下降風前進過程中逐漸增大,這是逆溫效應在一個日循環內不斷積累的結果。

圖10 2010年1月1日至2月28日期間南極大陸平均表層氣溫與2 m高度氣溫差Eig .10 The averaged difference between temperatures at surface and 2 m height on the Antarctica continent from 1st January to 28th Eebruary 2010

值得注意的是,圖11中6個時刻的風場有著相似的風向分布形勢,這說明,即使在夏季白天逆溫消失時,南極大陸的內陸地區也存在沿斜坡向下的持續氣流。這是由于夏季一個日循環內絕大部分時間存在逆溫現象,逆溫時產生的下降風在逆溫消失后的較短時間內尚不能完全消失,又在下一個日循環內得到了再次加強,由此形成了較穩定的風向空間分布特征。

5 結論與討論

我國南極中山站夏季晴天時會出現下降風現象,中山站的下降風通常為偏東風。本文選取南極中山站2010年1月的夏季下降風個例,使用常規地面氣象觀測資料和Polar W RE極地大氣數值模式,分析了中山站夏季一次典型下降風個例的空間結構和發生發展特點。

地面觀測資料分析結果表明:在夏季夜間天氣晴朗時,中山站沿岸地區有來自南極大陸高處近地面的下降風,風速較大時,風向在絕大部分情況下集中在80°～110°之間。下降風風速的變化趨勢與氣溫呈負相關,相關系數為- 0.91。

圖11 中山站當地時間2010年1月18 - 19日期間中山站及其附近區域風場和近似逆溫場的模式模擬圖Eig .11 The simulation of wind field and approximate inversion strength from Polar W RE at Zhongshan Station and its neighborhood from 18th January to 19th January,2010（local time,U T C + 5）

數值模擬結果表明,由于地面摩擦作用,中山站下降風在近地面風向為東南。隨著高度的增加,風向逆時針偏轉,并最終趨于與地形等高線平行。在垂直方向上,風速的最大值與其出現高度相關。模擬個例中,風速隨高度先增加后減小,最大值分別約為15～21 m/s,最大風速出現高度分別為100～150 m。在下降風發生時,近地層大氣存在逆溫現象。下降風風速越大的時段,近地層逆溫越強,二者基本呈正相關關系。中山站上空的逆溫層厚度約為200～300 m,逆溫強度約為4～6℃。在同一下降風個例中,風速最大值出現高度比逆溫層厚度要小,前者約為后者的1/2。下降風風速與近表層氣溫變化趨勢相反,風速較大時地表氣溫較低。

在中山站東南方向的廣闊大陸區域,逆溫層的出現加強了下降風氣流,隨著逆溫的增強,沿岸地區的大風區逐漸西移,且面積不斷增加。下降風的流場形勢基本不隨著時間變化,這說明夏季即使在白天逆溫消失時,南極大陸的內陸地區也存在沿斜坡向下的持續氣流。這可能因為夏季絕大部分時間存在逆溫現象,逆溫時產生的下降風在逆溫消失后尚不能完全消失,又在下一個日循環內得到了加強,由此形成了較穩定的風向空間分布形態。

致謝:國家海洋局極地考察辦公室提供南極現場考察機會；美國俄亥俄州立大學伯德極地研究中心極地氣象組（Ohio State U niversity,Byrd Polar Research Center,Polar M eteorology Group）提供Polar W RE極地大氣數值模式；桂林電子科技大學梁海協助繪制圖1示意圖。謹致謝忱！

參考文獻:

［1］ King J C,Turner J . Antarctic M eteorology and Climatology［M］. Cambridge:Cambridge U niversity Press,1997:409 .

［2］ Parish T R,David H B . Continental-scale simulation of the Antarctic katabatic wind regime［J］.Journal of Climate,1991,4（2）:135 - 146 .

［3］ Renfrew I A,Anderson P S . Profiles of katabatic flow in su m mer and winter over Coats Land,Antarctica［J］. Q J R M eteorol Soc,2006,132 （616 A）:779 - 802 .

［4］ Parish T R,David H B . The surface windfield over the Antarctic ice sheets［J］. Nature,1987,328（6125）:51 - 54 .

［5］ Ball E K . Winds on the ice slopes of Antarctica［C］//Antarctic M eteorology,Proceedings of the Symposiu m . Oxford:Pergamon Press,1960:9 -16

［6］ Parish T R,David H B . Reexamination ofthe near-surface airflow over the Antarctic Continent and implications on atmospheric circulations at high southern latitudes［J］. M onthly W eather Review,2007,135（5）:1961 - 1973 .

［7］ Grisogono B,Axelsen S L . A Note on the Pure Katabatic Wind M aximu m over Gentle Slopes［J］. Boundary-Layer M eteorol,2012,145（3）:527 -538 .

［8］ Kouznetsov P,Palo T T,Vih ma T . Evidence of very shallow su m mertime katabatic flows in dronning maud land,Antarctica［J］.J Appl M eteorol Climatol,2013,52（1）:164 - 168 .

［9］ 楊清華,張林,李春花,等.南極中山站氣象要素變化特征分析［J］.海洋通報,2010,29（6）:1 - 7 . Yang Qinghua,Zhang Lin,Li Chunhua,et al. Analysis on the variation tendencies of meteorological elements at Zhongshan Station,Antarctica［J］. M arine Science Bulletin,2010,29（6）:1 - 7 .

［10］ 許淙,萬軍,呂非.2002 - 2003年南極中山站地區風要素變化特征［J］.海洋預報,2004,21（4）:28 - 34 . Xu Zong,W an Jun,Lv Eei. Analysis of wind in Chinese Antarctic Zhongshan Station［J］. M arine Eorecasts,2004,21（4）:28 - 34 .

［11］ Streten N A .Some observations of Antarctic katabatic winds［J］. Aust M eteor M ag,1963,42:1 - 23 .

［12］ Van den Broeke M R,Van Lipzig N P M . Eactors controlling the near-surface wind field in Antarctica［J］. M onthly W eather Review,2003,131: 733 - 743 .

［13］ Vih ma T,Tuovinen E,Savijarvi H .Interaction of katabatic winds and near-surface temperatures in the Antarctic［J］.Journal of Geophysical Research,2011,116（D21）:1 - 14 .

［14］ Hines K M ,Brom wich D H . Development and testing of Polar W eather Research and Eorecasting（W R E）model.Part I:Greenland Ice Sheet meteorology［J］. M onthly W eather Review,2008,136（6）:1971 - 1989 .

［15］ Brom wich D H,Hines K M ,Bai L-S . Development and testing of Polar W eather Research and Eorecasting M odel:2 . Arctic Ocean［J］.Journal of Geophysical Research:Atmospheres,2009,114:D08122 .

［16］ Hines K M ,Brom wich D H,Bai L S,et al. Development and testing of Polar W R E . PartⅢ. Arctic land［J］.J Climate,2011,24:26 - 48 .

［17］ Steinhoff D E,Brom wich D H,M onaghan A J . Dynamics ofthe foehn mechanism in the Mc M urdo Dry Valleys of Antarctica from Polar W R E［J］. Q J R M eteorol Soc,2013,139（675）:1615 - 1631 .

［18］ Steinhoff D E,Brom wich D H,Speirs J C,et al. Austral su m mer Eoehn winds over the Mc M urdo Dry Valleys of Antarctica from Polar W R E［J］. Q J R M eteorol Soc,2014,140（683）:1825 - 1837 .

［19］ Guo Z,Brom wich D H,Cassano J J . Evaluation of Polar M M 5 simulations of Antarctic atmospheric circulation［J］. M onthly W eather Review, 2003,131（2）:384 - 411 .

［20］ Phillpot H R,Zillman J W . The surface temperature inversion over the Antarctic Continent［J］.Journal of Geophysical Research,1970,75（21）:4161 - 4169 .

［21］ Argentini S,M astrantonio G,Viola A,et al.Sodar performance and preliminary results after one year of measurements at Adelie Land coast,east Antarctica［J］. Bound-Layer M eteor,1996,81（1）:75 - 103 .

［22］ M onti P,Eernando H J S,Princevac M ,et al. Observations offlow and turbulencein the Nocturnal Boundary Layer over a slope［J］.Journal ofthe Atmospheric Sciences,2002,59（17）:2513 - 2534 .

［23］ Barry R G . M ountain W eather and Climate［M］. Cambridge:Cambridge U niversity Press,2008:506 .

［24］ Stephen R H,Richard E B . A look atthe surface-based temperatureinversion on the Antarctic Plateau［J］.J Climate,2005,18（11）:1673 - 1696 .

［25］ Dalrymple P C . A physical climatology of the Antarctic Plateau .Studiesin Antarctic M eteorology［J］. Antarctic Research Series,1966,9:195 -231 .

［26］ Lettau H H,Schwerdtfeger W . Dynamics of the surface-wind regime over the interior of Antarctica［J］. Antarct J U S,1967,2:155 - 158 .

中圖分類號:P732.2

文獻標志碼:A

文章編號:0253-4193（2016）03-0071-11

收稿日期:2015-02-09；

修訂日期:2015-06-10。

基金項目:國家自然科學基金（41206185,41076128）；南北極環境資源調查專項（C HIN A R E-2015）；國家海洋局極地考察辦公室對外合作項目（IC201312）。

作者簡介:孫啟振（1984—）,男,山東省日照市人,助理研究員,主要從事極地氣象研究及預報。E-mail:sunqizhen @ n mefc .gov .cn

孫啟振,張林,張占海,等.南極中山站夏季下降風數值模擬個例研究［J］.海洋學報,2016,38（3）:71 - 81,doi:10.3969/j.issn . 0253-4193.2016.03.007

Sun Qizhen,Zhang Lin,Zhang Zhanhai,et al. Numerical simulation of sum mer katabatic wind at Zhongshan Station,Antarctica:A case study［J］. Haiyang Xuebao,2016,38（3）:71 - 81,doi:10.3969/j.issn .0253-4193.2016.03.007

Numerical simulation of sum mer katabatic wind at Zhongshan Station,Antarctica:A case study

Sun Qizhen1,Zhang Lin1,Zhang Zhanhai3,Yang Qinghua1
（1 . Key Laboratory of Research on Marine Hazards Eorecasting,National Marine Environmental Eorecasting Center,Beijing 100081,China；2 .Collegeof Oceanic and Atmospheric Sciences,Ocean University of China,Qingdao 266100,China；3 .State O-ceanic Administration Key Laboratory for Polar Science,Polar Research Institute of China,Shanghai 200136,China）

Abstract:Katabatic winds are airflows that occur above a cold sloped surface . They are driven by gravity that causes colder and denser air masses to move downhill. Katabatic winds play a crucial role in the surface wind regime of Antarctica . Chinese Zhongshan Station,Antarctica,is strongly influenced by the katabatic wind allthe year round . In sunny su m mer days,the katabatic wind at Zhongshan Station usually beginsin the evening . The wind reachesits maximal speed at mid-night and then decreases before the next noon,with a significant diurnalcycle characteristics . The katabatic wind case in austral su m mer,January 2010,at Antarctic Zhongshan Station is analyzed with employing of conventional meteorological observations and the Polar W RE model. The results indicate that when katabatic wind emerges at nights of clear sky,the wind speed near the ground and surface air temperature trends are negatively correlated to - 0.91 .Simulations from Polar W RE show that the height of the maximu m speed of the katabatic wind,15 - 21 m/s,is between 100 and 150 m from the ground . Near surface air temperatureinversion always accompany with the katabatic wind . With the thickness of 200 to 300 m,the inversion has its strength of about 4 - 6℃. The near-ground katabatic wind at Zhongshan Station always blows from the southeast due to the ground friction . The wind direction deflects counterclockwise and eventually becomes parallel with the terrain contours while the heightincreasing . W hen thereis no direct solar radiation,continuousinversion presents at Antarctica continent and enhances the katabatic air flow . With the enhancement of the inversion,windy area gradually shifts westward and the acreage increases .In the short time when inversion disappears due to solar radiation in su m mer times,the katabatic wind would not completely disappear,thus forming a relatively stable spatial distribution of wind direction .

Key words:Antarctica；katabatic wind；nu merical simulation；Polar W RE