南極特拉諾瓦灣下降風特征

孫啟振 張占海 丁卓銘 沈輝 張林 孟上

(1物理海洋教育部重點實驗室, 中國海洋大學, 山東 青島 266100;2國家海洋環境預報中心, 極地環境研究預報室, 北京 100081;3國家海洋局極地科學重點實驗室, 中國極地研究中心, 上海 200136)

0 引言

南極大陸近表層風場的主要特征是: 由冰蓋表層冷卻作用產生的下降風風場在空間分布上極不均勻, 下降風在大陸邊緣少數地區匯合, 形成風向穩定的強下降風區。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[1-2]。南極下降風在水平方向上綿延數千千米, 而在垂直方向上僅到達數百米的高度[3]。下降風的風場特征具有空間上的穩定性和時間上的持續性, 早在20世紀60年代就引起了人們的研究興趣[4]; 20世紀80年代以來, 對南極大尺度下降風發生機制的研究越來越多。南極地區現場觀測資料少, 因此數值模式和衛星遙感已經成為研究下降風動力過程的重要手段[5-9],這些研究也涉及了下降風的質量輸送及其與中緯度大尺度環流之間的相互作用[10]。

南極羅斯海西岸的特拉諾瓦灣(Terra Nova Bay,TNB)及其附近地區地形環境復雜, 氣候特征鮮明,是下降風較強的地區之一[11]。來自南極大陸的下降風從橫貫南極山脈泄流而下, 流經特拉諾瓦灣西岸的冰川, 其長期的沖刷作用在該地區形成了面積廣闊的藍冰。強烈的下降風將特拉諾瓦灣的海冰向東推動, 特拉諾瓦灣南側的Drygalski冰舌阻擋了更高緯度地區的海冰向北漂移, 使得該海灣即使在冬季也經常處于無冰或少冰狀態, 這是特拉諾瓦灣冰間湖在冬季形成和維持的重要原因[12-17]。這些地形特征從衛星可見光圖像上清晰可辨(圖1)。

圖1 南極羅斯海特拉諾瓦灣及其附近地區地形和衛星可見光圖像.白色區域為南極冰蓋冰架, 曲線為間隔200 m的地形等高線, 黑色區域為冰間湖, 藍色區域為羅斯海Fig.1. The topography and visible satellite image of Terra Nova Bay and its surrounding areas, Antarctica. The ice sheet and ice shelf are indicated by white, polynyas by black, and the Ross Sea by blue. Black contours show topography with 200 m intervals

自20世紀80年代起, 國際上就開始了對南極特拉諾瓦灣下降風的研究[18-20]。美國和意大利先后在特拉諾瓦灣西側的Priestley冰川、Reeves冰川、難言島(Inexpressible Island)和富蘭克林島(Franklin Island)等地安裝了自動氣象站, 用以監測這些特殊地形環境下降風的分布情況[21-24]。這些研究工作歸納了特拉諾瓦灣西岸冰川的下降風特點, 發現下降風在Reeves冰川東部匯合加速并流經難言島地區, 在空間和時間上具有很強的穩定性[25]。從特拉諾瓦灣向東流向羅斯海的下降風可以向東延續達200 km, 還可能引發中尺度氣旋[26]。

除了利用現場觀測資料進行局地氣候研究之外, 衛星遙感、飛機觀測和數值模擬手段也被用于分析特拉諾瓦灣及其附近地區的大尺度下降風特征。由于下降風在垂直尺度上的混合作用不明顯,加之其下墊面海冰的熱力作用, 很難從衛星圖像上對下降風進行辨識和分析[27]。飛機觀測[28]發現, 在距離地面170 m高度的下降風風場仍然受到地形的強烈影響。對該地區下降風的數值模擬研究[29-30]發現, 特拉諾瓦灣地區的下降風起源于距離沿岸約180 km處的南極內陸, 下降風在南極內陸海拔大于1 500 m的地區風速較小, 在大陸邊緣陡峭地區開始加強。數值模擬研究還證實了下降風在特拉諾瓦灣冰間湖的出現過程中發揮了重要作用[31]。

特拉諾瓦灣由于其特殊的地理位置和豐富的科學研究資源, 吸引了國際上南極科學研究者的目光。繼意大利和韓國分別于1985年和2014年在特拉諾瓦灣建立考察站以來, 我國也已經開始在該海灣沿岸的難言島建設新的考察站。我國南極考察隊于2012年年底和2016年年初在難言島安裝了兩套自動氣象站, 用于長期觀測該地區的天氣特征, 這些氣象觀測數據對于當地氣象環境研究具有重要作用[32-33]。然而, 難言島的自動氣象站資料并不足以代表特拉諾瓦灣及其附近地區的下降風特征, 因此對特拉諾瓦灣及其附近地區氣象要素場的分析顯得尤其重要。在南極地區采用高分辨率數值天氣預報模擬技術, 有助于我們對特拉諾瓦灣地區的下降風特征開展深入研究。目前, 美國國家大氣研究中心和俄亥俄州立大學聯合開發的南極中尺度預報系統(Antarctic Mesoscale Prediction System,AMPS)在南極天氣數值預報方面處于國際領先地位[34-36]。AMPS自2000年開始為美國的南極科研計劃和國際南極科考隊提供天氣預報支持, 經過十幾年的發展, AMPS可提供的南極地區短期天氣預報產品的水平分辨率不斷提高, 其多年存檔數據也曾被用于南極大尺度下降風研究[37]。自2013年5月以來, AMPS在特拉諾瓦灣地區的數值天氣預報水平分辨率提升為1.1 km, 這為分析該地區下降風風場提供了可能。

我國即將在羅斯海西岸建設的常年考察站即位于特拉諾瓦灣沿岸的難言島上, 因此很有必要對該地區的下降風時空分布特征做一些分析研究。本文采用南極中尺度預報系統高分辨率資料和特拉諾瓦灣難言島自動氣象站實測數據, 分析特拉諾瓦灣及其附近地區的下降風特征。

1 數據

1.1 模式預報數據

AMPS是一個針對南極地區的實時數值天氣預報系統, 其核心是Polar WRF極地數值天氣預報模式[38], 自2000年10月開始為美國的南極科研計劃以及國際南極科考提供天氣預報支持。美國國家大氣研究中心負責每天兩次運行AMPS系統, 為國際預報團體提供模式產品、存檔預報產品并維護模式代碼; 俄亥俄州立大學伯德極地研究中心負責繼續發展Polar WRF模式的物理過程并評估模式性能。根據目前的數值預報模式配置方案, AMPS在南極地區設置5個嵌套預報區域, 其中最外層(Domain 1)分辨率為30 km, 包含南極大陸的預報區域(Domain 2)分辨率為10 km, 分辨率最高的區域(Domain 5)以羅斯島為中心, 覆蓋了羅斯冰架西北部分、維多利亞地東岸, 并向北延伸至特拉諾瓦灣地區(圖2)。

本文選取的數據為AMPS自2014年1月—2015年12月Domain 3和Domain 5的3 h預報數據和月平均數據, 包含10 m高度風、2 m高度氣溫和地面氣溫、地面氣壓等要素場數據, 并選取2016年7月10日06 UTC Domain 5預報數據分析下降風空間結構。

圖2 南極中尺度預報系統(AMPS)的部分區域設置示意圖. 本文采用的資料來自Domain 3和Domain 5, 分辨率分別為3.3 km和1.1 km; 填色表示地形高度, 南極內陸海拔高度按照紅色、白色、棕色、黃色和綠色的順序逐漸減小;Fig.2. The domains of Antarctic Mesoscale Prediction System (AMPS). Archive data from Domain 3 and Domain 5 are used in this study, and the resolution of Domain 3 and Domain 5 are 3.3 km and 1.1 km, respectively. Terrain heights are indicated by shaded colors, decreasing with the order of red, white, brown, yellow and green

1.2 現場實測數據

自20世紀50年代至今, 美國威斯康星大學在南極地區陸續建立了多套自動氣象站, 形成了南極地面氣象自動觀測網[39]。其中, 難言島南端的Manuela自動氣象站(74.946°S, 163.687°E)建立于1984年。該自動氣象站海拔高度78 m, 觀測要素有氣壓、氣溫、風速、風向和相對濕度等, 各傳感器距離地面高度為1.5 m, 采樣間隔為10 min。該站曾于1987年1月觀測到極端強風風速46.9 m·s–1,于1992年9月觀測到極端低溫–42.4℃。本文采用該站自2014年1月—2017年1月實測的1 h平均數據。

2 結果分析

2.1 難言島Manuela站氣候特征

2.1.1 日循環特征

難言島長寬僅分別為14 km和4 km, 面積不足40 km2, 但其地形復雜, 單點測站的數據并不足以代表整個難言島的總體氣候狀況, 風速的空間分布尤其如此。本文以2016年7月和2017年1月分別代表冬季和夏季, 以Manuela站的風速、風向、氣溫、相對濕度日平均曲線(圖3)來分析該站在這兩個季節的氣象要素日循環特征。該曲線圖中短豎線代表該月份31 d統計值的標準誤差。Manuela站在冬季7月份觀測到的風向穩定為西西南, 風力較大, 約為7—8級, 風速平均為16.3 m·s-1,統計顯示7月份不同日期的風速相差較大。夏季1月份的風速日變化較大, 當地時間傍晚至夜間(世界時08:00—12:00)風速較低, 僅有5 m·s–1左右, 中午前后風速稍大, 風力最高為4—5級。1月風力較小時, 不同日期的風向有顯著不同,但基本集中在南至西南這個風向范圍; 風力較大時, 風向與冬季一致, 穩定為西至西南。

與風速的季節特征類似, 不同季節的氣溫日平均變化特征差異較大。冬季7月不同日期的氣溫相差較大, 但平均氣溫日變化較小, 日溫差約為1℃, 這主要是因為極夜期間沒有日照。夏季1月份極晝期間, 氣溫日變化顯著, 凌晨氣溫最低,傍晚氣溫最高, 日溫差可達4℃。從圖3可見, 氣溫在冬季沒有顯著的日變化, 因為冬季氣溫與風速沒有較強的相關性。夏季1月份Manuela站的氣溫與風速均有顯著的日變化特點, 風速變化比氣溫變化滯后了約3 h, 例如日最高風速出現時間比日最低氣溫滯后約3 h。不同季節的相對濕度日變化特征相似, 均表現出了微弱的日循環特征,當地時間中午前后的濕度較低, 夜間至凌晨濕度較高。夏季的濕度日變化幅度比冬季高, 夏季當地時間凌晨濕度較高, 比下午高約9%, 而冬季日濕度差約為5%, 濕度最高值出現在夜間。

2.1.2 季節循環特征

AMPS在覆蓋難言島的Domain 5區域分辨率高達1.1 km, 可以較好地模擬當地天氣和氣候特征。此處取AMPS數據在Manuela站周圍4個格點的雙線性插值, 與自動氣象站觀測數據進行比較, 兩組數據時間范圍均為2014年1月—2015年12月。圖4為該時間段的月平均值。

由圖4和表1可見, AMPS對難言島地區的風速和氣溫有較好的模擬能力。總體而言, AMPS在難言島地區冬季的模擬風速稍高于實測值, 而夏季模擬值稍低于實測值, 但平均偏差僅為1.79 m·s–1。冬季氣溫模擬值稍低于實測值, 夏季氣溫模擬接近實測值。難言島地區風速從1月開始迅速增大,至4月份達到全年最高值, 接著在長達5個月的時間里, 風速均處于較高的范圍, 此時段內風力平均為8級以上, 9月份之后, 風速逐漸減弱。與之相對應, 氣溫從1月份開始迅速降低, 4—9月的氣溫處于–25—–30℃且變化幅度較小, 9月之后氣溫開始升高。

難言島面積較小但地形復雜, 其東南部分是較為開闊的平坦地形, 西北部分有海拔約400 m的山峰。AMPS在此地區雖然水平分辨率較高, 但仍然無法精確描述當地復雜的地形,因而對風向模擬的偏差不可避免。由圖4可見,AMPS模擬得到的風向比實測值偏西約30°,在夏季風速相對較小時, 風向的模擬值偏差更大。相對濕度是數值預報的難點之一, 尤其是極端氣象環境下的沿海地區。雖然AMPS對濕度的模擬能力弱于風速和氣溫, 但仍然處于可信賴的水平。

圖4 2014年1月—2015年12月難言島Manuela自動氣象站的各要素季節平均曲線圖. 實線為AMPS的1.1 km數據在Manuela站的插值結果; 虛線為Manuela自動氣象站的觀測數據Fig.4. Seasonal mean time series of wind speed, direction, temperature and humidity of Manuela AWS at Inexpressible Island from Jan. 2014 to Dec. 2015. Solid: AMPS 1.1 km; Dashed:AWS

表1 難言島Manuela自動氣象站所在位置的AMPS 1.1 km高分辨率模擬結果統計值(2014年1月—2015年12月)Table 1. Statistics of AMPS 1.1km simulations at the position of Manuela AWS on Inexpressible Island(from January 2014 to December 2015)

2.2 特拉諾瓦灣地區風場特征

上節以難言島的自動氣象站觀測數據為主,分析了局地氣候特征。本節討論特拉諾瓦灣及其附近地區的大尺度下降風特征。

2.2.1 水平分布特征

圖5為2014—2015年季節平均的羅斯海西岸近地層風場特征。總體來看, 該地區風向的空間分布在不同季節有相似的特征, 但風速有顯著的季節變化。近地層風從橫貫南極山脈和維多利亞地以西海拔較高的冰蓋流向沿岸, 冬季在特拉諾瓦灣西岸等幾處冰川地帶形成強風匯集區。特拉諾瓦灣的北部和維多利亞地東岸的風速相對較小。羅斯島地勢較高, 在地形阻擋作用下, 其以北的羅斯冰架地區形成了微弱的中尺度系統, 但風速較小。在夏季, 無論是冰蓋內陸還是沿岸的強風區, 風速都顯著減小, 但風場的形態與冬季相比變化不大。強風匯集區從特拉諾瓦灣向東延伸至羅斯海內的范圍,在夏季明顯縮小。

圖5 羅斯海西岸地區2014年1月—2015年12月季節性平均風場. 數據源于AMPS 3.3 km分辨率數據, MAM: 3—5月, JJA: 6—8月, SON: 9—11月, DJF: 12—2月Fig.5. Seasonal mean wind pattern of the western coast of the Ross Sea from January 2014 to December 2015. Data from AMPS 3.3 km, MAM: from March to May, JJA: from June to August, SON: from September to November, DJF: from December to February

圖6為特拉諾瓦灣及其附近地區的2014—2015年近地層月平均風場。來自南極大陸冰蓋斜坡的強下降風主要匯集區位于Reeves冰川,Reeves冰川的下降風在到達難言島附近地區時風速達到最大, 次要匯集區位于David冰川(各冰川位置見圖1)。這些冰川地區之所以成為下降風匯集區, 一是從圖1的地形等高線可見, Reeves冰川、David冰川及Larsen冰川等地區西部的高度落差較大, 下降風氣流從冰蓋內陸可以加速流下;二是冰川內部下墊面平坦, 且在冰川東部兩側的峽谷逐漸狹窄, 這種獨特的地形使得下降風在前進過程中不斷加速, 峽谷效應也增強了近地面風速。下降風氣流長期流經這些冰川, 在雪粒的摩擦作用下, 形成了從衛星圖像上可分辨的藍冰。從圖6還可以發現, 下降風氣流流經上述冰川時,其兩側邊緣界限非常明顯, 表明邊緣地區的風速梯度較大。

從季節變化特征來說, 強風區的風速在11月至次年1月較小, 2月和10月分別為風速增大和減小的過渡期, 3—9月風速較大。不同月份的風場空間分布形態相似, 風向穩定, 可見該地區下降風的形態特征主要來源于周邊地形的作用和下降風自身的形成機制, 很少受南大洋天氣尺度系統的影響。圖6表明, 來自Reeves冰川和David冰川的強風向東延伸至特拉諾瓦灣以東海域, 其延伸范圍隨季節而變化, 冬季可達100 km以上,夏季風力較弱時僅能向東延伸30—50 km。Drygalski冰舌東南方向的羅斯海海域基本不受下降風影響, 風速常年較小。

圖6 特拉諾瓦灣及其附近地區2014年1月—2015年12月的月平均風場. 數據源于AMPS 1.1 km分辨率數據Fig.6. Monthly mean wind pattern of the Terra Nova Bay(TNB) and its surrounding areas from January 2014 to December 2015. Data from AMPS 1.1 km

為了分析特拉諾瓦灣及其附近地區風向隨著時間變化的程度, 計算了無量綱的風向穩定度(wind directional constancy)DC, 即平均矢量風速與標量風速的比值。該風向穩定度值為1時表示風向完全穩定。風向穩定度由如下公式計算得到:

其中,

根據圖3不同季節的風速日變化曲線, 選取2015年1月各日21:00 UTC、09:00 UTC和2015年7月各日06:00 UTC、15:00 UTC數據進行計算,分別代表夏季風速較大時和較小時、冬季風速較大時和較小時的風向穩定度。圖7為4個時次的日平均風向穩定度。由該圖可見, 夏季1月份風速較大時, 上述特拉諾瓦灣地區各冰川強風匯集區及其西部大陸冰蓋上風向較為穩定, 1月份風速較小時, 風向分布不集中, 即夏季風速變化時,各地區風向有明顯變化。而在冬季7月份, 無論風速相對較大還是較小, 圖中大部分地區的風向穩定度都接近于1。值得注意的是, 圖3和圖6已經表明, 冬季風速的最低值仍然高于夏季風速的最高值。由此可見, 特拉諾瓦灣及其附近地區的風速較大時, 風向較為穩定。

為了更加精細地展現不同季節難言島的風場特點, 利用1.1 km水平分辨率的2014年1月—2015年12月AMPS數據繪制了不同季節難言島及其附近地區的平均風場形態。圖8表明, 難言島處于來自Reeves冰川的強下降風氣流的核心區。由于難言島最高海拔達400 m以上, 強下降風氣流在到達難言島之前風速有所減弱, 但越過難言島之后, 氣流再次加強。夏季(12—2月)該地區下降風較弱時, 這種地形阻擋作用不明顯。

圖7 特拉諾瓦灣地區2015年1月和7月風向穩定度分布圖. 數據源于AMPS 1.1 km分辨率數據; a),c)當月風速較大時的風向穩定度; b),d)當月風速較小時的風向穩定度Fig .7. The mean wind directional constancy (DC) of TNB and its surrounding areas of Jan. and July 2015. Data from AMPS 1.1 km; a) and c), DC of high wind apeed; b) and d), DC of low wind speed

地面位勢溫度場的空間分布特征可以反映出近地層大氣動力和熱力過程。圖9為各季節特拉諾瓦灣及其附近地區的地面位勢溫度場分布圖。在下降風較強的冬季(6—8月), Reeves冰川、Larsen冰川和David冰川所在地區的地面位勢溫度在空間上有著近似均一的分布特征, 即下降風從冰川西側開始匯集到流經冰川并加強的過程中, 地面位勢溫度變化幅度很小。這表明下降風在從冰川西部海拔較高處到沿岸地區海拔較低處的流動是干絕熱過程。位勢溫度場的這種分布形態還表明下降風主要取決于其內部的動力過程。在特拉諾瓦灣存在位勢溫度較大區, 是因為此處有面積較大的冰間湖。

由圖6可知, 特拉諾瓦灣附近冰川地區在冬季下降風的風速較大、范圍較廣。選取2016年7月10日06:00 UTC的AMPS 1.1 km分辨率預報數據為例, 分析Reeves冰川冬季強下降風匯集區的風速剖面特征。圖10a為A點至B點連線的風速剖面圖, 即沿著下降風流向的剖面; 圖10b為C點和D點連線的風速剖面圖, 即下降風風帶的橫截面, ABCD四點的位置見圖6g。

圖8 難言島及其附近地區2014年1月—2015年12月近地面風場季節平均圖. 數據源于AMPS 1.1 km分辨率數據;MAM: 3—5月, JJA: 6—8月, SON: 9—11月, DJF: 12—2月. 難言島位于圖的中心位置Fig.8. Monthly mean wind pattern of the Inexpressible Island and its surrounding areas from January 2014 to December 2015.Data is extracted from AMPS 1.1 km dataset; MAM: from March to May, JJA: from June to August, SON: from September to November, DJF: from December to February. The Inexpressible Island locates in the center of the plots

圖9 特拉諾瓦灣地區2014年和2015年6—8月平均的地表位勢溫度場. 數據來自AMPS 1.1 km分辨率數據Fig.9. Mean potential temperature of TNB and its surrounding areas from June to August in 2014 and 2015.Data from AMPS 1.1 km

2.2.2 垂直剖面特征

由圖10可見, 在空間結構上, Reeves冰川下降風匯集區的上邊界有清晰的分界線, 風速較強區的界線大約位于第11—12模式eta 層, 距離地面高度約為650—800 m, 其中, 圖10a中位于163.7°E附近的風速減弱過程是由于難言島山峰的阻擋作用,這與圖8一致。沿著下降風的流向(圖10a), 風速逐漸增大, 至冰川最窄處風速達到最大, 此后逐漸減弱。在風速的垂向分布上, 下降風在不同地區的風速最大值高度變化不大, 幾乎都位于距離地面50—200 m高度上。從橫截面圖(圖10b)看,Reeves冰川下降風的匯集區存在強風速核心區, 南北兩側均有明顯的界線, 其中北側有陡峭地形阻擋,南側與Larsen冰川下降風匯集區連接。

圖10 2016年7月10日06:00 UTC特拉諾瓦灣西岸Reeves冰川下降風匯集區空間剖面圖. a)A點至B點風速剖面圖;b)C點和D點風速剖面圖(ABCD四點位置見圖6)Fig.10. The profile of katabatic winds over Reeves glacier to the west of TNB at 06:00 UTC on 10 July 2016. a) Profile from A to B; b) Profile from C to D. The positions of A, B, C, and D are shown in Fig.6

3 結論

下降風是南極特拉諾瓦灣及其附近地區的主要氣候特征之一。對該地區下降風的研究將有助于為我國南極考察隊提供可靠的氣象保障。本文采用南極中尺度預報系統高分辨率資料和特拉諾瓦灣難言島自動氣象站實測數據, 分析了特拉諾瓦灣及其附近地區的下降風特征。

分析發現, 難言島地區風速從1月開始迅速增大, 自4月份開始的長達6個月的時間里, 風速均處于較高的范圍, 此時段內風力平均為8級以上。9月份之后, 風速逐漸減弱。與之相對應, 4—9月的氣溫介于–30—–25℃之間, 變化幅度較小; 氣溫從1月開始迅速降低, 9月開始升高。夏季1月份Manuela站的氣溫與風速均有顯著的日變化, 風速的變化滯后于氣溫變化約3 h。Manuela站在冬季7月份觀測到的風向穩定為西至西南, 風力較大, 約為7—8級, 風速平均為16.3 m·s-1。南極中尺度預報系統AMPS對難言島地區的風速和氣溫有較好的模擬能力, 但模擬的風向比實測值偏西約30°。

羅斯海西岸地區風向穩定, 其空間分布特征基本不隨季節而變化, 風向穩定度的統計顯示,特拉諾瓦灣及其附近地區的風速較大時, 風向更為穩定。但風速有顯著的季節性演變特征。近地層下降風從橫貫南極山脈和維多利亞地以西海拔較高的冰蓋流向沿岸, 冬季在特拉諾瓦灣西岸等幾處冰川地帶形成強風匯集區, 這些匯集區主要位于Reeves冰川、Larsen冰川和David冰川, 其中難言島處于Reeves冰川下降風匯集區核心區。下降風強風區的風速在11月至次年1月較小, 2月和10月分別為風速增大和減小的過渡期, 3—9月風速較大。

從空間結構來說, 特拉諾瓦灣及其附近地區下降風匯集區的上邊界和南北兩側均有清晰的分界線, 風速較強區從地面延伸至650—800 m高處。沿著下降風的前進方向, 下降風風速逐漸增大, 至冰川最窄處風速達到最大。在風速的垂向分布上, 下降風的匯集區存在強風速核心區, 風速最大值位于距離地面50—200 m高度上。由于難言島最高海拔達400 m以上, 來自Reeves冰川的強下降風氣流在到達難言島之前風速有所減弱,但越過難言島之后, 氣流再次加強。下降風從冰川西側開始匯集到流經冰川并加強的過程中, 地面位勢溫度變化幅度很小, 表明下降風在從內陸高原到沿岸地區的流動是干絕熱過程。該地區下降風的形態特征主要來源于周邊地形的作用和下降風自身的形成機制, 而很少受南大洋天氣尺度系統的影響。

1 PARISH T R, CASSANO J J. Diagnosis of the katabatic wind influence on the wintertime Antarctic surface wind field from numerical simulations[J]. Monthly Weather Review, 2003, 131(6): 1128—1139.

2 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.

3 BROMWICH D H, PARISH T R, PELLEGRINI A, et al. Spatial and temporal characteristics of the intense katabatic winds at Terra Nova Bay, Antarctica[M]//BROMWICH D H, STEARNS C R. Antarctic Meteorology and Climatology: Studies Based on Automatic Weather Stations. Washington DC: American Geophysical Union, 1993.

4 STRETEN N A. Some observations of Antarctic katabatic winds[J]. Australian Meteorological Magazine, 1963, 42: 1—23.

5 PARISH T R, BROMWICH D H. Continental-scale simulation of the Antarctic katabatic wind regime[J]. Journal of Climate, 1991, 4(2):135—146.

6 PARISH T R. Surface airflow over east Antarctica[J]. Monthly Weather Review, 1982, 110(2): 84—90.

7 PARISH T R. A numerical study of strong katabatic winds over Antarctica[J]. Monthly Weather Review, 1984, 112(3): 545—554.

8 REMY F, BROSSIER C, MINSTER J F. Intensity of satellite radar-altimeter return power over continental ice: a potential measurement of katabatic wind intensity[J]. Journal of Glaciology, 1990, 36(123): 133—142.

9 REMY F, LEDROIT M, MINSTER J F. Katabatic wind intensity and direction over Antarctica derived from scatterometer data[J].Geophysical Research Letters, 1992, 19(10): 1021—1024.

10 PARISH T R, BROMWICH D H. A case study of Antarctic katabatic wind interaction with large-scale forcing[J]. Monthly Weather Review, 1998, 126(1): 199—209.

11 BROMWICH D H, KURTZ D D. Katabatic wind forcing of the Terra Nova Bay polynya[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans,1984, 89(C3): 3561—3572.

12 MATHIOT P, BARNIER B, GALLéE H, et al. Introducing katabatic winds in global ERA40 fields to simulate their impacts on the Southern Ocean and sea-ice[J]. Ocean Modelling, 2010, 35(3): 146—160.

13 MASSOM R A, HARRIS P T, MICHAEL K J, et al. The distribution and formative processes of latent-heat polynyas in East Antarctica[J]. Annals of Glaciology, 1998, 27: 420—426.

14 PARMIGGIANI F. Is the katabatic wind the forcing factor of Terra Nova Bay polynya events?[C]//Proceedings of the SPIE Volume 8175, Remote Sensing of the Ocean, Sea Ice, Coastal Waters, and Large Water Regions 2011. Prague, Czech Republic: SPIE, 2011,8175: 817511.

15 VAN WOERT M L. Wintertime expansion and contraction of the Terra Nova Bay polynya[M]//SPEZIE G, MANZELLA G M R.Oceanography of the Ross SeaAntarctica. Milano: Springer, 1999: 145—164.

16 BROMWICH D H, KURTZ D D. Experiences of Scott's Northern Party: evidence for a relationship between winter katabatic winds and the Terra Nova Bay polynya[J]. Polar Record, 1982, 21(131): 137—146.

17 PARMIGGIANI F. Multi-year measurement of Terra Nova Bay winter polynya extents[J]. The European Physical Journal Plus, 2011,126(4): 39.

18 KURTZ D D, BROMWICH D H. A recurring, atmospherically forced polynya in Terra Nova Bay[M]//JACOBS S S. Oceanology of the Antarctic Continental Shelf. Washington DC: American Geophysical Union, 1985.

19 BROMWICH D H, KURTZ D D. Katabatic wind forcing of the Terra Nova Bay polynya[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans,1984, 89(C3): 3561—3672.

20 KURTZ D D, BROMWICH D H. Satellite observed behavior of the Terra Nova Bay polynya[J]. Journal of Geophysical Research:Oceans, 1983, 88(C14): 9717—9722.

21 BROMWICH D H. An extraordinary katabatic wind regime at Terra Nova Bay, Antarctica[J]. Monthly Weather Review, 1989, 117(3):688—695.

22 BROMWICH D H, PARISH T R, PELLEGRINI A. The katabatic wind regime near Terra Nova Bay, Antarctica[J]. Antarctic Journal,1990, 25(5): 267—269.

23 PARISH T R, BROMWICH D H. Automatic weather station observations of strong katabatic winds near Terra Nova Bay, Antarctica[J].Antarctic Journal, 1991, 26(5): 265—267.

24 DAVOLIO S, BUZZI A. Mechanisms of Antarctic katabatic currents near Terra Nova Bay[J]. Tellus A: Dynamic Meteorology and Oceanography, 2002, 54(2): 187-204, doi: 10.3402/tellusa.v54i2.12132.

25 BROMWICH D H, PARISH T R, PELLEGRINI A, et al. Spatial and temporal characteristics of the intense katabatic winds at Terra Nova Bay, Antarctica[M]//BROMWICH D H, STEARNS C R. Antarctic Meteorology and Climatology: Studies Based on Automatic Weather Stations. Washington DC: American Geophysical Union, 1993.

26 BROMWICH D H. Mesoscale cyclogenesis over the southwestern Ross Sea linked to strong katabatic winds[J]. Monthly Weather Review, 1991, 119(7): 1736—1753.

27 BROMWICH D H. Satellite analyses of Antarctic katabatic wind behavior[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 1989,70(7): 738—749.

28 PARISH T R, BROMWICH D H. Instrumented aircraft observations of the katabatic wind regime near Terra Nova Bay[J]. Monthly Weather Review, 1989, 117(7): 1570—1585.

29 PARISH T R. Numerical simulation of the Terra Nova Bay katabatic wind regime[J]. Antarctic Journal of the US, 1987, 22: 252—254.

30 BROMWICH D H, PARISH T R, ZORMAN C A. The confluence zone of the intense katabatic winds at Terra Nova Bay, Antarctica, as derived from airborne sastrugi surveys and mesoscale numerical modeling[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 1990,95(D5): 5495—5509.

31 MORELLI S, PARMIGGIANI F. Wind over Terra Nova Bay (Antarctica) during a polynya event: Eta model simulations and satellite microwave observations[J]. The European Physical Journal Plus, 2013, 128(11): 135.

32 丁明虎, 卞林根, 張林, 等. 中國南極維多利亞地新站氣象特征分析[J]. 極地研究, 2015, 27(4): 344—350.

33 趙杰臣, 程凈凈, 孟上, 等. 南極羅斯海恩克斯堡島短期氣候特征分析[J]. 極地研究, 2015, 27(2): 140—149.

34 POWERS J G, MANNING K W, BROMWICH D H, et al. A decade of Antarctic science support through AMPS[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 2012, 93(11): 1699—1712.

35 BROMWICH D H, MONAGHAN A J, MANNING K W, et al. Real-time forecasting for the Antarctic: an evaluation of the Antarctic Mesoscale Prediction System (AMPS)[J]. Monthly Weather Review, 2005, 133(3): 579—603.

36 孫啟振, 楊清華, 張林. 南極數值天氣預報應用與研究進展[J]. 極地研究, 2011, 23(2): 128—137.

37 PARISH T R, BROMWICH D H. Reexamination of the near-surface airflow over the Antarctic continent and implications on atmospheric circulations at high southern latitudes[J]. Monthly Weather Review, 2007, 135(5): 1961—1973.

38 BROMWICH D H, OTIENO F O, HINES K M, et al. Comprehensive evaluation of polar weather research and forecasting model performance in the Antarctic[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 2013, 118(2): 274—292.

39 LAZZARA M A, WEIDNER G A, KELLER L M, et al. Antarctic automatic weather station program: 30 years of polar observation[J].Bulletin of the American Meteorological Society, 2012, 93(10): 1519—1537.