1 引　言

东北亚地区阻塞高压（本研究主要指鄂霍次克海附近的阻塞高压）的稳定维持在一定程度上会造成夏季中国东部地区的气候异常（毕幕莹等，1992；吴国雄等，1994），它不仅是维持中国梅雨发生的大气环流背景，同时也是东亚夏季天气的重要影响系统之一（陶诗言等，1958；张庆云等，1998），其发生频次与中国江淮地区降水多寡、江淮梅雨期持续时间及梅雨量都存在正反馈关系（陆日宇等，1998；Wang，1992）。很多研究（赵汉光等，1990；张存杰等，2004；段廷扬等，1997；徐祥德等，1994）发现长江中下游洪涝灾害、盛夏华北地区的严重干旱、印度季风强弱、近海台风的路径等也与之有关。此外，东亚地区阻塞高压也是影响东北夏季低温、东北冷涡活动重要的环流系统之一，超过三分之二的东北冷涡与其发展变化有关（孙力等，1994；李尚锋等，2012），对东北冷涡及气温都有一定的指示作用（刘刚等，2012）。

目前，学者们对阻塞高压的研究已经从个例研究、统计分析、理论机理分析过渡到集合预报数值模拟分析，如果能利用中尺度模拟方法来模拟阻塞高压、通过敏感性试验尝试了解哪些因素能引起阻塞高压的强弱变化，对阻塞高压的数值模拟工作非常有意义。

20世纪40—50年代，Elliot等（1949）最先提出阻塞高压的定义并对北半球西风带阻塞活动做了系统的统计，研究发现中太平洋阻塞事件出现的数量是东北大西洋的两倍。之后诸多学者对阻塞高压的定义、活动频次及易发生区域、生命史的变化特征等进行了补充研究（Rex，1950a，1950b；Sanders，1953；Sumner，1954；Hartman，et al，1980；Treidl，et al，1981；Dole，1986；周晓平，1957；叶笃正等，1962；White，et al，1975）。汤懋苍（1957）统计1951—1956年各月500 hPa高度场100°—170°E区域阻塞形势及其对中国天气的影响，Okawa（1973）较早分析过东北亚阻塞形势中重要的地面系统—鄂霍次克海高压形成的机制，徐爱华等（1991）曾给出500 hPa鄂霍次克海高压的定义域，并分析6月的7个典型年鄂霍次克海高压，发现5月阿拉斯加高压脊能否建立与西退是鄂海阻塞高压形成的关键因素，并与北太平洋海温距平场形势有一定的联系。

随着科学技术发展，数值预报和模拟能力得到进一步提升，Charney等（1979）用高截断谱分解方法讨论了强迫耗散正压模式的多平衡态，推测出阻塞高压是一类准稳定的低指数平衡态。随后朱正心等（1982）采用高截断谱分解方法，运用能反映超长波特点的斜压模式，从非线性和纬向不对称热力强迫作用角度出发，得出阻塞高压是一种在纬向不对称强迫源作用下稳定的超长波非线性平衡态，推断出只有当纬向加热差异超过一定的临界值才有可能出现阻塞高压的结论，侧面验证了Charney等（1979）的猜想。朱正心（1984）、朱正心等（1984b，1985）开展了一系列基于准地转两层波谱模式的数值试验，并着重考虑了热力强迫作用、平流非线性作用以及实际地形情况，得出了纬向不对称热力强迫及平流非线性这两个物理因子共同作用下才会产生稳定维持的阻塞高压形势，温度平流在阻塞高压发展期间起重要作用，当热源强度增强时，阻塞高压中心强度增强，位置偏西，维持时间也略有延长的重要结论。罗哲贤（1989）运用强迫耗散KdV方程（Korteweg-de Vries equation）实施数值积分方法，指出了阻塞流型形成的3类因子。周学鸣等（1995）采用郭晓岚-钱永甫p-σ坐标系5层原始方程球带模式，研究了乌拉尔山阻塞高压对亚洲季风环流系统及中国东部旱涝分布的影响。Lu等（1996）采用IAP-GCM模式模拟发现导致东北亚阻塞形势形成和维持的一个重要原因是海温异常。陈希等（2002）利用 T63L9 大气环流模式，详细地研究了阻塞高压位于不同地区对中国东部及西太平洋副热带高压地区的大气环流影响。魏东等（2006）利用NCAR CAM3模式模拟发现初夏日本东部附近海域负的海温异常对鄂霍次克海高压的形成有重要贡献。

近年来集合预报迅速发展并广泛应用于阻塞高压的数值预报系统中，主要以检验和评估模式对阻塞高压的预报效果为主，Matsueda等（2009）利用各中心模式的集合预报资料检验了冬季阻塞形势的预报效果，发现模式对于欧洲—大西洋地区和太平洋地区的阻塞形势预报能力较高，而对于乌拉尔山地区阻塞形势的预报能力较低。潘婕等（2009）利用IAP T42L9全球大气环流谱模式对气候平均意义下的欧亚中高纬度环流由春入夏的演变规律进行模拟分析，模拟试验较成功地再现了北半球中高纬度的气候环流形势，只是槽、脊形势略强于实际结果。吴静等（2015）评估了耦合模式比较计划5（CMIP5）中17个气候模式对于20世纪北半球夏季气候态阻塞频数和振幅的模拟能力。此外，很多学者检验评估了NCEP全球谱模式、ECMWF集合预报系统、TIGGE延伸期天气预报模式、NCEP CFSv2气候模式对阻塞高压的模拟能力及检验阻塞高压的预报效果及技巧，得到了很多有意义的结果（Watson，et al，2002；Pelly，et al，2003；王毅等，2014；Jia，et al，2014；周宁芳等，2018）。

对于阻塞高压的数值模拟，有人利用多种数值模式做了很多研究、评估和检验工作，但鲜有学者运用WRF直接模拟阻塞高压，也甚少有学者在模拟阻塞高压的时候考虑有无冰相过程的微物理方案的选取对其持续时间及强度的影响。因为通常微物理方案主要用于降水、降雪等与天气现象相关的数值模拟，阻塞高压作为大尺度的环流背景，是否也对微物理方案中是否含有冰相物理过程有一定的敏感性和响应呢？

另外，Dole（1986）在研究北太平洋上空持续阻塞生命周期的垂直剖面结构时曾指出，“由于持续阻塞结构与受局地异常热源所强迫的扰动的垂直结构有明显区别，表明局地非绝热加热异常不太可能是它们（持续性阻塞高压）发展的最直接热源”。那么，紧邻亚洲大陆和北太平洋上空的东北亚阻塞高压，局地热源对其影响如何，也是本研究要进一步讨论的科学问题。

在2011年7月25日—8月3日的东北亚阻塞高压活动过程中，200、500 hPa的平均环流形势非常接近，高压中心上下游两侧处低压槽，形成了类似“Ω”的环流，在此次东北亚阻塞高压过程维持期间，中国出现东北—西南方向明显的干旱带，湖南、贵州、广西、重庆、云南等地干旱持续或发展，吉林东部、郑州—贵阳—昆明、长沙等地区甚至出现了不同程度大范围的重旱及特旱区域，给当地的农业生产及生活带来很大影响，

本研究利用WRF模式对此次阻塞高压过程进行模拟，用得到的高时、空分辨模拟资料对比分析两种微物理方案的阻塞高压强度及维持时间的模拟结果的差异，并讨论有无冰相物理过程的条件下，非绝热加热对阻塞高压强度及维持时间的影响，以及微物理过程潜热释放（局地热源）对阻塞高压强度及维持是否有影响。

2 资料及方法

所用资料为美国NCEP/NCAR提供的FNL全球再分析资料，时间分辨率为6 h，空间水平分辨率为1°×1°，时间为2011年7月25日00时—8月3日18时（世界时，下同）。

大气的非绝热加热分布状况可用视热源表示（Yanai，et al，1973）

${Q_1}{\rm{ = }}{c_p}\left[ {\frac{{{\text {∂}} T}}{{{\text {∂}} t}}} \right. + { V} {\text •} \nabla T + {\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)^\kappa } {\text •} \omega \left. {\frac{{{\text {∂}} \theta }}{{{\text {∂}} p}}} \right] = {c_p}({Q_{11}} + {Q_{12}} + {Q_{13}})$

(1)

式中， $\omega = {\rm d}p/{\rm d}t$ 为p坐标系下的垂直速度，其余为常见的气象参数， ${Q_{11}}$ 、 ${Q_{12}}$ 、 ${Q_{13}}$ 分别表示视热源的局地变化项、水平平流项、垂直输送项。

3 模式方案设计及模拟结果检验 3.1 模式方案设计

运用WRF模式，采取单层嵌套方案，模拟区域（图1）中心为（54°N，142°E），格点数为250×242，水平格距为20 km，模式顶层气压取为50 hPa，积分步长为60 s，地形数据采用的是分辨率为30＂的MODIS资料，输出时间间隔为1 h，模拟时段为2011年7月25日00时—8月3日18时，设计两组数值试验，对照试验和敏感性试验选取的微物理方案分别为WSM 6-Class方案（Hong，et al，2006a）和Kessler方案（Kessler，1969），两组试验其余参数化方案相同：积云对流参数化方案为Kain-Fritsch方案（Kain，2004），长波辐射为RRTM方案（Mlawer，et al，1997），短波辐射为Dudhia方案（Dudhia，1989），近地层为莫宁-奥布霍夫方案（Monin，et al，1954），陆面过程为Unified Noah方案（Tewari，et al，2004），边界层为YSU方案（Hong，et al，2006b）。

敏感性试验所采用的Kessler方案，实质上是一种非常基础而简单的暖云方案，主要用于云模式的理想试验研究，此方案所描述的物质较少，主要为水汽、云水和降雨3种物质，无任何冰相物质。对照试验所采用的WSM 6-Class方案与Kessler方案相比最大的不同是其囊括了多种冰相物质，主要为雨水、冰水、水汽、雪水、霰水、冰水等，属于复杂冰相方案过程。不仅如此，WSM6-Class方案还对计算的量级进行最优化处理，减小了对模式时间步长的敏感性。

3.2 模拟结果检验 3.2.1 500和200 hPa平均位势高度场的对比分析

图2为此次阻塞高压过程（7月25日—8月3日）500、200 hPa平均位势高度场实况（FNL资料）、对照试验模拟结果（CON）、敏感性试验模拟结果（SEN）的对比分析，为了使结果更直观，将500和200 hPa层上闭合高压等值线用红色标记。对照试验模拟结果（图2b）显示，500 hPa平均位势高度场上，大气呈现出“Ω”环流形式，存在闭合的高压等值线，强度为5840 gpm，中心位于（53°N，140°E）附近，在阻塞高压中心的上游有“西北—东南”方向的低压槽，低压中心的位势高度值约为5680 gpm，在阻塞高压中心的下游有一偏西向的狭长低压带，中心值为5780 gpm，与实况（图2a）几乎相同，可见对照试验对此次阻塞高压过程的整体环流形势、高压中心值、中心位置、强度以及中心上下游的低压槽强度有很好的模拟效果。

敏感性试验模拟结果（图2c）显示，500 hPa平均位势高度场虽然整体呈现出近似“Ω”环流形式，但阻塞高压中心值、高压位置、高压范围及上下游低压槽的强度较实况（图2a）整体偏弱，无闭合的高压等值线，高压中心强度仅为5800 gpm且高压范围缩小。

图2e—f分别为此次阻塞高压过程200 hPa平均位势高度场实况、对照试验模拟结果、敏感性试验模拟结果的对比，与500 hPa结果类似，对照试验在闭合高压等值线及上、下游低压槽的强度方面整体的模拟结果更接近于实况，敏感性试验模拟无闭合高压中心，且较实况值高出40 gpm，可见对照试验的模拟结果优于敏感性试验，另外对比850 hPa平均位势高度场（图略）可知，实况、对照试验模拟结果、敏感性试验模拟结果相似，这里不再赘述。

3.2.2 500和200 hPa的剖面对比分析

图3a—f依次为实况、对照试验、敏感性试验的500 hPa位势高度场和200 hPa位势高度场沿53°N经度-时间剖面，图中阴影部分代表阻塞高压的外围廓线，一定程度上可近似表征阻塞高压的持续时间。对比图3a—c可知，实况及对照试验结果显示二者描述阻塞高压维持时间较为接近，在8月2—3日间阻塞高压消亡，而敏感性试验模拟结果显示此次阻塞高压过程在7月28—29日前后就已经崩溃消亡，与阻塞高压实际维持时间出入很大。由此可见，在阻塞高压的维持时间方面，对照试验模拟结果更接近实况，敏感性试验模拟结果并不理想。由剖面图3d—f也可知，200 hPa模拟结果与500 hPa相似，对照试验的模拟结果显示阻塞高压的持续时间与实况相近，而敏感性试验模拟结果在8月3日18时后阻塞高压还一直维持，与实况不符。

基于以上分析可知，对照试验在模拟阻塞高压的强度、维持时间、高压中心位置等方面与实况较为接近，能够较好地模拟出位势高度随时间的变化趋势，且能把位势高度场随时间演变特征较好地表现出来，较好地模拟了此次阻塞高压过程。敏感性试验中层（500 hPa）模拟强度偏弱，持续时间短，高层（200 hPa）模拟强度偏强，持续时间偏长，模拟效果不理想。此数值模拟试验验证了WRF对阻塞高压演变过程也有很好的模拟能力，这也为进一步分析提供了时、空分辨率更高的数据。本研究将以500 hPa为代表层，分析其各项物理量的变化，简要分析两组试验模拟结果不同的原因。

4 不同微物理方案模拟结果差异分析 4.1 温度场差异分析

宏观上单位体积内空气柱温度升高或者降低会使气柱产生膨胀或者收缩，相应位势高度场也会伴随着出现升高或者降低的趋势。由于大气中加热场变化直接体现在温度的变化上，为了便于比较温度场的变化特征，将FNL资料中每层阻塞高压活动最外层闭合等压线内的区域平均温度定义为该层次上阻塞高压内的“温度”，对其进行时间平均（7月25日—8月3日）后的温度定义为该层阻塞高压过程的“平均温度”，计算FNL资料及两组数值试验逐层阻塞高压活动区域的“温度差值”（温差）及“温度距平”，距平的正负分布仅表示低于或高于该层次上平均温度的程度，图4给出阻塞高压活动区域内温差及温度距平的垂直分布随着时间的变化。

从两组数值试验与FNL在阻塞高压活动区域内的温差随时间变化（图4a、b）可知，对照试验中，除1000 hPa可能受近地层因素影响较多外，其余层次的温差几乎均在－1—1 K，变化幅度较小，29日前后在温差在“0”线附近，呈现出整层温差分布逐渐相反的趋势，温差由“－”变为以“＋”为主（图4a）。相较于对照试验，敏感性试验中温差梯度明显增强，温差分布多在＋5—－2 K，25—26日200 hPa附近的温差甚至达到了7 K，温差随时间变化幅度较大，29日前后高低空的温差分布由“＋－”转变为“－＋”为主（图4b），可知在敏感性试验中，29日前阻塞高压活动区域内高层相对大幅度变暖，中低层相对变冷，29日后高层相对变冷，中低层相对变暖。相应的，在29日前高层位势高度场升高，中低层位势高度场下降，29日后高层位势高度场下降，中低层位势高度场上升。另外，对比两组数值试验，对照试验模拟结果比敏感性试验的模拟结果更接近于FNL资料，更符合实际温度分布。

FNL的阻塞高压活动区域内温度距平（图略）与对照试验（图4c）整层温度距平的正、负区域分布较为相似，29日前，高层和中低层“温度距平”整体呈现出“－＋”的分布趋势，而29日后呈现出相反的分布趋势。敏感性试验（图4d）的整层温度距平与FNL和对照试验存在着明显的区别，29日前整层温度距平以“＋”为主，29日后高空-低空的温度距平呈现出“＋－”的分布特征。相较于对照试验的模拟结果，敏感性试验在400 hPa以上有明显的温度正距平区，尤其是200 hPa附近温度距平的最大值超过了10 K，而对照试验在此层次上的温度正距平最大值仅为1 K左右，说明在高层敏感性试验模拟温度高于对照试验。400 hPa以下，两组试验都存在着温度负距平区，不同的是随着时间推移，敏感性试验温度负距平的“强度”高于对照试验，且这种趋势越到阻塞高压活动后期愈加明显。即敏感性试验将400 hPa以上的高层模拟比对照试验偏暖，400 hPa以下比对照试验偏冷，冷暖幅度明显。如果把阻塞高压整体简单的比作一个气柱，在气柱中高层相对暖、中低层相对冷，会使得气柱高层气体膨胀，低层气体收缩，在一定程度上也会造成位势高度场下降，这也与前文中（图2）在整个阻塞高压过程中敏感性试验模拟500 hPa附近位势高度场偏低，200 hPa位势高度场模拟偏高相呼应。

由阻塞高压活动区域内温度差值和温度距平随时间的变化趋势可知，对照试验模拟结果更加接近实况，为更细致对比两组试验对阻塞高压过程的影响，用对照试验模拟结果输出的高分辨率精细资料代替实况资料，讨论分析导致两组试验的模拟差异的原因。

4.2 非绝热加热分布差异分析 4.2.1 非绝热加热分布差异分析

大气中非绝热加热是维持大气环流运转和发展天气系统的主要热力强迫因子（高丽等，2013）。阻塞高压活动区域内非绝热加热的变化对它的形成有重要作用，阻塞能否形成及阻塞过程的具体特点与这种热源强迫有很大关系（朱正心，1984；朱正心等，1984），前期一些数值试验也证明了如果不考虑这种强迫作用阻塞形势就会不存在（朱正心等，1982；朱正心，1983）。

由前文可知，对照试验和敏感性试验在此次阻塞高压模拟过程中温度场差异较为明显，这说明二者的大气加热场不同。纬向不对称热力强迫用Q^*表示（朱正心，1984）

$ {Q^ * } = \frac{{RQ}}{{{c_p}\sigma p_2^2{f_0}}} $

(2)

式中，Q为非绝热加热率，其他物理量为气象上常用的参数。由式（2）可知，纬向不对称热力强迫与非绝热加热关系密切，且同一地点，纬向不对称加热主要取决于非绝热加热。故计算阻塞高压实际活动区域内非绝热加热随时间的变化，探讨其对阻塞高压维持及崩溃的影响。

从阻塞高压活动区域内的非绝热加热变化（图5）可知，对照试验（图5a）非绝热加热日变化特征较为明显，尤其在28日前阻塞高压强度不断增强时期，整层大气的非绝热加热以正大值区为主，且中层500 hPa最大非绝热加热中心值大于6 K/d，说明此时大气整体上处于加热升温状态，有利于阻塞高压强度的增强。28—30日整层大气有明显的非绝热加热负值区，从200 hPa附近一直延伸到地面，说明此时大气整体上处于冷却降温状态，阻塞高压强度稍有减弱，高压中心也略有移动。30日后非绝热加热呈现出较为稳定的趋势，但量值较28日前弱。由阻塞高压实际活动情况可知，在28日前的非绝热加热正值区，阻塞高压在这段时间内闭合高压中心的强度不断增强，一度达到5900 gpm，29—30日非绝热加热的负值区间，阻塞高压中心强度减弱，但可能由于前期累积的热量较多，在此期间大气降温作用虽使得阻塞高压中心强度减弱，但不足以使此次阻塞高压过程崩溃。30日后，非绝热加热又转为正值区，但强度较28日前弱，阻塞高压活动得以继续维持。此外，1—2日、2—3日同样存在着一个非绝热加热的负值狭长地带，而且500 hPa附近（邻近层次）非绝热加热的正值也在减弱，说明非绝热加热对大气升温在逐渐减弱，阻塞高压过程在此时处于临近崩溃阶段。

敏感性试验（图5b）在阻塞高压活动区域内的非绝热加热随时间变化同对照试验分布较为类似，7月26—28日500 hPa最大非绝热加热中心值小于5 K/d，300—200 hPa最大非绝热加热中心值小于3 K/d。相较于同期的对照试验，大气升温幅度小，非绝热加热整体强度弱，此阶段大气累积的热量少，阻塞高压中心强度弱。28—30日，阻塞高压内整层大气的非绝热加热为强的负值区，最大非绝热加热中心值小于－6 K/d，大气冷却降温幅度大，不利于阻塞高压维持。此时模拟结果也显示，28—30日，阻塞高压的中心强度也迅速减弱，阻塞高压过程逐渐崩溃消亡。

另外，由二者的非绝热加热的差值分布（图5c）可进一步看出两组试验中非绝热加热的明显差异。1日前，整层的非绝热加热的差值以正值为主，说明对照试验比敏感性试验的非绝热加热强，对大气的加热升温作用也明显，有利于阻塞高压的维持。

由以上分析可知，非绝热加热随时间的变化同阻塞高压过程中心强度和持续时间的变化有很好的时间对应关系。在非绝热加热的正值时段，大气升温，阻塞高压中心加强，反之，在非绝热加热的负值时段，大气降温，阻塞高压中心减弱甚至阻塞高压过程崩溃消亡。总体上，非绝热加热的变化趋势对此次阻塞高压过程的强度和持续时间有一定正反馈作用。

4.2.2 非绝热加热的各项差异分析

非绝热变化由局地变化项、水平平流项、垂直输送项组成，由前文分析可知，阻塞高压活动区域内的非绝热加热对阻塞高压的强度和维持时间有明显的影响，本节主要讨论两组试验的非绝热加热的差异主要由哪项引起。

两组试验在阻塞高压活动区域内非绝热加热各项及差值分布（图6）表明，在阻塞高压过程中，对照试验的非绝热加热的局地变化项呈现出接近正、负相间的日变化趋势（图6a₁），这是导致非绝热加热日变化特征明显的主要因素。敏感性试验的局地变化项（图6b₁）存在较为明显的高层正值、中低层负值的分布特点，值得注意的是28—30日整层非绝热加热的局地变化项以负值为主，这与阻塞高压崩溃消亡的时间接近。由二者非绝热加热的局地变化项差值分布（图6c₁）也可知，局地变化项在400 hPa以下以正、负相间为主，400 hPa以上以负值为主，说明非绝热加热的局地变化项在400 hPa以下相对以加热大气为主，400 hPa以上相对以冷却大气为主。

两组试验非绝热加热的水平平流项的主要加热和冷却区域集中在大气的高层（300 hPa以上）以及低层（700 hPa以下），对照试验中非绝热加热的水平平流项在两个主要集中区域均以正值为主（图6a₂），说明水平平流项在高层和低层中均对大气起加热作用。敏感性试验的水平平流项在低层以正值为主，但强度明显弱于对照试验，对大气的加热作用不明显。30日前高层的水平平流项以负值为主，对大气有冷却降温作用，30日后转为正值（图6b₂）。由二者的差值分布场（图6c₂）可知，水平平流项在300 hPa以上及700 hPa以下对大气加热或冷却的作用明显强于中间层次，两侧中心加热最大值超过2 K/d，是中间层次的4倍左右，1—2日高层300—200 hPa出现了非绝热加热的负值，强度不断增强，并向低层传播。

从两组试验非绝热加热的垂直输送项的变化（图6a₃—b₃）可见，对照试验中非绝热加热的垂直输送项在整个阻塞高压活动演变过程中除29日前后外几乎全部为正值，敏感性试验在1日前非绝热加热的垂直输送项主要为高层负值、低层正值，负值起初是在高层300 hPa附近，随后扩展到整层大气中，延伸至地面，后又逐渐退到300 hPa附近。由两组试验的垂直输送项差值（图6c₃）也可看出，1日之前整层大气的垂直输送项以正值为主，大气相对被加热升温，相应阻塞高压的强度和持续时间也较强。垂直输送项的差值分布场与前文中非绝热加热的整体差值分布场（图5c）相似，说明在阻塞高压的演变过程中，垂直输送项对加热大气的作用显著。

综上所述，非绝热加热的变化对阻塞高压过程的强度和时间有很好的指示意义。非绝热加热整体的正、负相间的日变化特征主要由局地变化项引起，垂直输送项在整个阻塞高压过程中对大气加热作用显著，水平平流项的作用主要集中在300 hPa以上及700 hPa以下。

4.3 云冰含量及微物理潜热释放的分析

微物理过程的潜热释放也会对非绝热加热产生影响，一般情况下，成云、降水等天气过程的发生、发展离不开动力过程和热力过程的影响，二者主要靠云内的微物理过程来实现（廖菲等，2006）。微物理过程释放的潜热不仅对天气系统动力过程有影响，更能加速对流发展（Marwitz，1983）。以往研究结果表明，模式中引入了含有冰相过程微物理方案后，与未考虑冰相物理过程的微物理方案相比，其潜热变化会对云及某些动力过程产生较大的影响（Grabowski，1998）。冰相粒子的凝华、融化等过程必然伴随着热量的释放和吸收，从而引起大气温度的升降，以及热量的传递和释放。鉴于两种微物理方案最明显的区别就是冰相物理过程，本节主要分析云冰含量的背景场及阻塞高压活动过程内部及周围的潜热释放的差异可能对阻塞高压过程引起的影响。

从对照试验阻塞高压活动过程中45°—60°N内平均云冰含量随着高度的变化（图7）可知，云冰主要分布在700—300 hPa，在400 hPa层次上达到最大值，在阻塞高压较为强盛的500—300 hPa，云冰含量较其他层次高。此外，根据图8可知，在500及400 hPa平面上，云冰含量大值区只存在于阻塞高压的外围，尤其是阻塞高压的上游基本流分支点处，这些冰相物质在相变过程中伴随的潜热释放和吸收在一定程度上会对周围的大气温度起到加热或冷却作用，微物理潜热释放的热量的传输也可能对阻塞高压外围的大气温度产生影响。本次阻塞高压过程主要活动在45°—60°N区域，结合阻塞高压在500 hPa层次上活动活跃，因此比较了此层次上两组数值试验在该纬度带的平均潜热释放的经度-时间变化（图9a、b），探讨两种方案中微物理过程释放的潜热及差值分布情况。

整体上云冰的分布区域与微物理过程潜热释放的“大值区”相对应，两种微物理方案潜热释放大值区并不在阻塞高压的活动中心，而是在其外围（阻塞高压的上、下游），且对照试验的微物理过程潜热释放强度明显比敏感性试验强，从风场形势可知，微物理过程释放的热量被不断地输送到阻塞高压的活动中心（图9a、b），说明微物理过程释放的能量在阻塞高压活动区域内是不断汇合的，这对位势高度维持具有一定的正反馈作用，这可能也是阻塞高压一种自维持机制。

此外，对照试验潜热释放的最大值中心，无论是正值部分（加热）还是负值部分（冷却）的面积及程度均较敏感性试验强，这其中的差异，可能主要是对照试验中考虑了多种冰相物质的原因。可见在阻塞高压的这种大尺度环流系统的数值模拟中，大气中冰相物质的存在不容忽视。

为了更好地讨论微物理过程潜热释放对阻塞高压过程的影响，除纬向平均外，也应该讨论不同时间节点微物理过程潜热释放的水平分布，由前文分析可知在28—29日前后阻塞高压的非绝热加热存在一个明显的转折，故将25—29日作为第1时段，30—3日作为第2时段，分别计算两个时段内500 hPa上的平均微物理过程潜热释放量（图10）。

由图10可知，无论是对照试验还是敏感性试验，微物理过程潜热释放的大值区主要分布在阻塞高压的外围，主要集中在阻塞高压的外围及上游分支点附近，这与图8a中的云冰含量的主要位置有很好的对应关系。虽然两组试验的微物理过程潜热释放的主要区域大致相同，但二者的微物理过程潜热释放量级和强度明显不同，在两个时段内，对照试验的平均微物理过程潜热释放明显比敏感性试验所累积的热量多，对大气的升温作用也强，尤其在阻塞高压的上游，释放的热量随着风场被源源不断输送到阻塞高压内部，一定程度上有利于阻塞高压的维持。

5 结论与讨论

利用WRF模式，选用有无冰相物理过程的两种微物理方案，对2011年7月25日—8月3日东北亚阻塞高压过程进行数值模拟，探讨了其模拟结果的差异，并简要地从非绝热加热、潜热释放角度，阐述了微物理过程对阻塞高压强度和维持时间变化的作用，得到以下结论：

（1）WRF模式对阻塞高压过程的强度和维持时间有较好的模拟能力，无冰相物理过程的微物理方案模拟阻塞高压强度弱，持续时间短，有冰相物理过程的物理方案模拟结果更接近实况。有冰相物理过程的微物理方案对500及200 hPa整体阻塞高压的闭合环流形势、高压中心值、中心位置、强度以及中心上下游的低压槽强度均与实况接近，无冰相物理过程的方案模拟结果在500及200 hPa位势平均图上虽然整体呈现出近似的环流形势，但对于阻塞高压中心的强度和位置与实况有较大差异，500及200 hPa平均位势高度场上没有闭合的高值中心出现，且500 hPa阻塞高压强度弱，持续时间短，200 hPa则相反。

（2）两种微物理方案对阻塞高压模拟结果的差异主要是由非绝热加热不同引起的，它对阻塞高压强度及维持时间具有很好的指示意义。数值试验显示，局地变化项、垂直输送项对东北亚阻塞高压形成、发展和维持作用很重要，水平平流项作用次之。

（3）微物理过程潜热释放对阻塞高压过程也有一定影响，数值模拟结果显示微物理过程潜热的释放在阻塞高压活动区域的外围不断向高压中心汇合，这可能也是阻塞高压局地自我维持的一个原因，但潜热释放的强度对照试验明显大于敏感性试验，这可能也是造成两种微物理方案模拟阻塞高压强度及维持时间不同的原因之一。

本研究选取一次东北亚阻塞高压演变过程并开展数值模拟试验，得出了大气中相变过程引起的非绝热加热作用对阻塞高压模拟有重要影响的相关结论，具有一定的代表性，揭示了东北亚阻塞高压形成与垂直局地加热有重要的机理联系。但本研究仅仅限于个例讨论研究，阐述不同微物理过程可能引起的对阻塞高压演变过程模拟结果的差异，主要涉及热力因素的分析，而实际过程中，除了热力因素外，阻塞高压内部的大气内动力过程、地形强迫、上下游能量传输、波流相互作用等因素是十分复杂的，有些问题还需进一步探索和研究。