土壤湿度作为气候变化研究中的一个重要物理量一直受到科学家们的重视, 它的重要性表现在它能够通过改变地表的反照率、热容量以及向大气输送的感热、潜热通量等而影响区域气候。土壤和大气之间的反馈过程在气候系统中非常重要, 在副热带地区土壤的作用甚至可与热带地区的海洋相比^[1-2]。据统计, 陆地上的平均降水有65%来自于陆地表面的蒸发, 而仅有35%来自于海洋的水平输送^[3], 特别是在内陆地区, 陆地表面的蒸发在降水中所占的比例往往高于65%。陆地降水所需的水汽相当一部分来自地面蒸发^[4], 而蒸发又是一个与土壤湿度密切相关的量。因此, 认识土壤湿度和大气的相互作用过程, 并在模式中客观描述土壤湿度的变化特征在当前气候模拟研究中非常重要。

关于土壤湿度的影响在国内外已有一些研究, 但是由于土壤湿度的观测资料比较缺乏, 因此大多研究都依靠模式进行。Shukla等^[5]用数值模式研究了全球陆地充分湿润和完全干燥两种特殊情况下大气的响应, 结果表明:在赤道附近及东亚沿海离水源较近的地区, “干、湿土壤”试验中降水没有明显差别, 但在远离水汽源的大陆内地, “干土壤”试验区降水明显减少。朱乾根等^[6]指出对于我国季风区和非季风区, 土壤湿度的影响不同。王万秋^[7]研究认为, 土壤湿度的影响还可以长波波列的形式向异常区以外的地区传播, 使其他区域的降水、温度、湿度等发生变化。由于初始土壤湿度异常区域位置、范围不同以及大气初始条件不同, 目前的研究可比性差, 结果有较大的不确定性。另外, 对大气对初始湿度异常响应的时间尺度也不很清楚, Yeh等^[8]试验结果表明, 土壤灌水后导致的气候异常可持续3~5月, 且在中高纬地区持续的时间较长, 与Christoph等^[1]研究结果一致, 但也有一些研究认为土壤湿度的记忆不足1个月^[7,9]。因此, 有必要用具有较完整物理过程参数化方案的区域气候模式来研究关键区域土壤湿度异常的影响, 并试图从前期土壤湿度方面寻找与夏季降水有关的预测信号。

本研究模拟试验使用的是国家气候中心改进的高分辨率区域气候模式 (RegCM_NCC)^[10], 该模式是在NCAR/RegCM2 (1996年版本) 的基础上, 通过改进和发展物理过程参数化方案而形成的, 包含了更多的方案选择, 该模式在模拟东亚地区气候方面更具优势, 近年来已被应用于我国天气和气候事件的个例研究及短期气候预测业务中^[11-13]。

模式水平分辨率为60 km, 格点数为151×79, 区域中心位于37°N, 110°E, 基本覆盖了东亚及整个中国大陆, 模式中的积云对流参数化方案选用的是Betts-Miller方案, 辐射方案选用CCM3模式的辐射传输方案, 陆面过程采用了LPM2_NCC方案, 该方案是在BATS的基础上改进而成的。初始、边界条件由NCAR/NCEP再分析资料提供, 侧边界每12 h输入1次, 海温资料来源于美国海洋大气局 (NOAA) 的OI.v2海温资料, 每周更新1次。积分时间步长为3 min。

孙丞虎等^[14]对我国东部1990—2000年土壤湿度观测资料的分析发现, 我国东部地区春季土壤湿度的变化在淮河流域表现最为突出, 各层土壤湿度与前期和同期降水 (气温) 呈显著正 (负) 相关关系, 与约半年后的降水 (气温) 呈负 (正) 相关关系。1997/1998年前冬及春季, 江淮流域的土壤湿度异常偏大, 而1998年夏季, 长江流域地区发生了历史上罕见的洪涝灾害, 给国民经济造成了巨大的损失, 前期土壤湿度异常能否成为后期 (主要指夏季) 降水异常的一种潜在信号, 是短期气候预测中比较关注的问题。鉴于此, 在本研究中选取江淮流域 (27°~35°N, 110°~120°E) 为关键区, 探讨汛期来临前的初始土壤湿度对夏季区域气候的影响, 将土壤湿度初始异常时期选为1998年4月1日, 控制试验及敏感性试验的积分时间均从1998年4月1日开始至9月31日结束, 共6个月。敏感性试验中, 将模式中初始时刻土壤湿度气候值改变为异常值进行强迫, 在湿土壤试验中, 试验区域土壤湿度比原始值扩大50%, 在干土壤试验中, 该区域土壤湿度减小到原始值的10%, 模式的其他参数均保持不变。

将控制试验模拟的各区域降水和地表气温与我国台站实测资料相比发现 (图 1仅给出华中、华南地区降水、温度的模拟与实况比较), 模式对我国夏季降水的模拟在华中、华南等地偏小, 但在华北地区降水量偏大, 在其他区域降水量与实况比较接近。根据李巧萍等^[13]的分析, 这主要是由于模式对环流场的模拟存在一定的系统性误差, 导致模拟的夏季风偏强偏北, 从而影响了模式对我国东部地区夏季降水的模拟效果。另外, 模拟结果在较高地形附近出现了较大的地形性虚假降水。模式对区域平均地表气温的模拟误差较小, 与实测场基本一致。由于以下的土壤湿度敏感性试验中仅改变了模式中初始土壤湿度, 而且“干、湿”土壤的敏感性试验结果只与控制试验作差值比较, 因此, 上述误差原则上并不影响对土壤湿度短期气候效应特征的揭示。

图 1

图 1. 长江中下游 (a)、华南地区 (b) 区域平均降水, 长江中下游地区 (c)、华南地区 (d) 区域平均气温的模拟与实况比较 Fig 1. Comparison between simulation and observation of regional mean precipitation over the mid-lower Yangtze basins (a) and South China (b), regional mean temperature over the mid-lower Yangtze basins (c) and South China (d)

图 2给出了湿土壤试验与控制试验的逐月降水差值图, 可以发现, 从积分第1个月开始, 关键区域 (图中方框内) 的降水就有显著增加, 在前3个月之内, 降水变化明显, 以后降水差异迅速变小, 到第4、第5月的时候, 关键区内的降水差异基本为0, 但是关键区之外的其他区域仍存在一定的降水差异。另外还可以发现, 在第2和第3个月, 降水在关键区内的分布也有明显局地性, 如第2个月, 降水在关键区中央表现为显著增加, 但在其西北角和东南角却略有减少, 到第3个月, 关键区的南北两侧降水增加, 而中心区域的降水却有所减少。由此可见, 降水增加主要发生在土壤湿度出现异常后的2个月内, 对夏季降水的影响力已逐渐减弱, 从图 2f给出的夏季平均降水差值图来看, 降水增加的主要区域在试验区的北部及试验区以外的偏北方。

图 2

图 2. 湿土壤试验与控制试验的降水差值图 (单位: mm·d-1) (a) 4月, (b) 5月, (c) 6月, (d) 7月, (e) 8月, (f) 夏季平均 Fig 2. Rainfall difference between wet soil experiment and control run (unit:mm·d-1) (a) April, (b) May, (c) June, (d) July, (e) August, (f) summer mean

根据降水量的变化以及研究重点, 将模拟结果分两个阶段进行讨论, 即1998年4—5月 (第1时期) 作为降水明显变化时期, 1998年6—8月 (第2时期) 主要考察土壤湿度异常变化对夏季区域气候的影响。

图 3给出了上述两个时期湿土壤试验与控制试验的平均气温差值图, 可见, 在第1时期 (图 3a), 尽管在试验区内降水已有明显增加, 但地表气温的变化并不明显, 而且在试验区的东南部温度略有升高, 而在试验区及其外侧西北方的大片区域却表现为降温。而夏季平均气温在试验区内及其周围显著降低 (图 3b), 在试验区的东北角及其外侧的降温幅度达到1.5 ℃, 说明湿土壤对地面温度的影响具有一定的时间滞后。由于土壤湿度增大导致地面潜热输送增大, 土壤温度降低, 地表感热输送减少, 下层大气同样增湿减温, 同时, 云量增多, 地面接收的太阳辐射减少, 从而使地表温度及大气温度进一步降低, 形成一种正反馈。

图 3

图 3. 湿土壤试验与控制试验的地面气温差值图 (单位:℃) (a) 第1时期平均, (b) 第2时期平均 Fig 3. Temperature difference between wet soil experiment and control run (unit:℃) (a) mean during the first period, (b) mean during the second period

从关键区区域平均的各物理量的时间演变曲线来看 (图 4), 蒸发、地面空气湿度及地表径流与降水的变化趋势基本一致, 但是变化的幅度相对较小, 降水在积分的前20 d表现为显著增加, 但在后面的时段内却表现为以增加为主的波动性变化, 特别是7月和8月降水增加较明显, 地表空气湿度的增加也很显著。地面气温在积分前期并没有表现出明显降低, 其演变趋势 (包括最高和最低温度) 基本上与降水呈相反的变化, 即降水增加的时段温度呈下降的趋势, 降水减少的时段温度有所增加。

图 4

图 4. 试验区湿土壤试验与控制试验的平均物理量差值时间演变 (十字线为降水, 单位: mm·d-1; 空心圆圈线为地面空气湿度, 单位:g/kg; 实心圆圈线为地表径流, 单位: mm; 空心方框线为地面气温, 单位:℃) Fig 4. Time evolvement of average variables difference between wet soil experiment and control run (reticle curve denotes precipitation, unit: mm·d-1; open circle curve denotes surface humidity, unit: g/kg; solid circle curve denotes surface run off, unit: mm; open pane curve denotes surface air temperature, unit:℃)

土壤湿度异常导致的温度、湿度变化不仅仅局限于近地层, 下垫面土壤湿度变化除了对地表温度、湿度有重要影响外, 还会通过湍流传输使各层大气的温度、湿度发生明显变化。考察各个时期温度、湿度偏差的垂直分布情况 (图略) 可见, 土壤湿度的增加使试验区及其周围低层大气明显降温, 在第1时期温度降低的现象出现在试验区及其西侧的上方, 并随高度有向西、北的倾斜, 关键区东侧温度却略显升高, 但在第2时期, 降温随高度倾斜性有所减弱, 基本上位于异常区域的正上方至300 hPa的高度。与之相比, 土壤湿度异常对大气湿度的影响则主要表现在对流层低层, 而且局地性更加明显, 区域局限于试验区内。

下垫面土壤湿度的改变, 会使地-气间的水分、能量交换发生变化, 改变大气水平和垂直的温、湿结构, 并激发出偏差风环流。从850 hPa流场差值图可见 (图略), 第1时期, 在试验区及其附近有一气旋性偏差环流, 另外东北地区也有一个较弱的气旋性环流, 这两个环流与降水增加的中心位置基本吻合, 在第2时期, 关键区内的低层偏差风表现为偏北气流。而且, 在前期降水的增加时段, 这种气旋性环流的偏差在对流层中、上层都有一定的表现 (图略), 说明由于土壤湿度的湿异常在前3个月内诱发的关键区及其附近的气旋性环流可发展成为较为深厚的低压系统。

图 5给出了夏季平均垂直速度偏差的经向-高度剖面及纬向-高度剖面, 可见, 在关键区的北侧和东侧上空, 有上升运动加强, 而在另一侧表现为下沉运动的加强, 在关键区以外, 则表现为上升运动和下沉运动交替出现, 但与4—5月相比 (图略), 垂直速度偏差有明显减弱。造成垂直运动变化的主要原因是下垫面土壤湿度改变后, 导致地表温度的异常变化, 在温度升高的区域, 由于感热输送的增加, 下层大气增温, 地面气压随之下降, 下层辐合加强, 在该区域两侧则有辐散加强, 从而诱发了一个次级环流, 在温度升高的区域辐合上升, 而在外围则有补偿性下沉运动出现。在杜华武等^[15]的研究中就曾指出, 局地区域下垫面特征的变化对该区域及其临域短期降水、次天气尺度环流的强度和位置的影响是明显的, 其对自身的影响主要是通过改变地气系统的能量交换方式和在有利的大尺度环境条件下非均匀地表热力强迫的次级环流来实现的; 而对邻域的影响, 则主要是通过次级环流和大尺度平流过程的作用来实现。

图 5

图 5. 湿土壤试验中夏季平均垂直速度偏差的经向-高度剖面 (a) 和纬向-高度剖面图 (b) (单位: Pa·s-1) Fig 5. Meridional-height section (a) and zonal-height section (b) of vertical wind speed difference between wet soil experiment and control run (unit: Pa·s-1)

由前面的分析可见, 对于研究中所选的关键区, 初始时刻土壤湿度异常增加时, 对降水的影响较为显著, 关键区及南、北两侧附近的降水迅速增加, 地面空气湿度和蒸发随之增加, 并形成较为深厚的低压环流系统, 但对温度的影响时间滞后, 在后期才表现为明显降低。而且, 湿土壤异常引发的降水、温度变化不仅表现在关键区域之内, 在关键区周围均有明显的变化。

图 6给出了干土壤试验与控制试验的逐月降水差值图, 可见, 干土壤的初始化异常引起的降水变化在第1个月内表现为略有增加, 从第2个月开始在关键区内有明显减少, 到第3个月达到最大, 中心最大值可达到-15mm·d^-1, 且关键区西侧也有大片降水减少区, 从第4个月开始, 关键区降水与控制试验相比, 基本没有变化, 但在关键区西部或西北方向的区域却有降水减少的现象。与湿土壤初始化异常的试验相比, 可以看到在前3个月内土壤湿度异常引起的降水差值正负区的分布并非完全相反, 在某些区域还具有一致性, 而且湿度异常在关键区域内的响应随时间有较大的变化, 可见, 土壤湿度对降水的影响比较复杂。干土壤试验中在关键区内部引起的降水减少仍比较明显, 对于夏季平均降水偏差来看, 异常区内有1个6 mm·d^-1的负值中心, 河套地区到长江中游地区降水有所减少, 异常区北侧降水有略微增加的趋势。

图 6

图 6. 干土壤试验与控制试验的降水差值图 (单位: mm·d-1) (a) 4月, (b) 5月, (c) 6月, (d) 7月, (e) 8月, (f) 夏季平均 Fig 6. Rainfall difference between wet soil experiment and control run (unit: mm·d-1) (a) April, (b) May, (c) June, (d) July, (e) August, (f) summer mean

在干土壤的敏感性试验中, 温度在整个试验期内都以关键区为中心表现为一致性的增温 (图 7), 临近的其他区域温度变化较小, 夏季平均温度增加更为显著, 中心最大值可达2.5 ℃。从两个试验中的温度变化来看, 土壤湿度导致区域温度变化的持续时间比区域降水的持续性更为明显。蒸发和地面空气比湿均有显著的减少 (图略)。

图 7

图 7. 干土壤试验与控制试验的地面气温差值图 (单位:℃) (a) 第1时期平均, (b) 第2时期平均 Fig 7. Temperature difference between dry soil experiment and control run (unit:℃) (a) mean during the first period, (b) mean during the second period

从干土壤试验的各物理量演变曲线看 (图 8), 除最初的几候之内降水有增加的现象外, 在以后的其他时段里, 降水、径流、地面空气比湿等都表现为一致减少, 从第4个月 (7月) 开始, 除湿度仍表现为减少外, 其他的量 (特别是地表径流) 基本上与控制试验没有差别, 与湿土壤试验中不同的是, 在此试验中, 湿度的减少比降水减少更显著, 与此相反, 地面气温却表现为显著增加。两组试验相比较, 湿土壤导致的降水和温度变化均比较显著, 而干土壤试验中降水变化的幅度并不明显, 湿度和温度的变化更显著一些。

图 8

图 8. 试验区干土壤试验与控制试验的平均物理量差值时间演变 (十字线为降水, 单位: mm·d-1; 空心圆圈线为地面空气湿度, 单位: g·kg-1; 实心圆圈线为地面径流, 单位:mm; 空心方框线为地面气温, 单位:℃) Fig 8. Time evolvement of average variables difference between dry soil experiment and control run (reticle curve denotes precipitation, unit: mm·d-1; open circle curve denotes surface humidity, unit: g/kg; solid circle curve denotes surface run off, unit: mm; open pane curve denotes surface air temperature, unit:℃)

从温度、湿度的垂直剖面图上来看 (图略), 干土壤对大气温度的影响比湿土壤表现的更为明显, 在积分的第1个月内, 尽管区域内降水并没有减少, 但试验区及其上层温度却有明显增加, 这种现象表现在第2时期更加显著, 与湿土壤试验相比, 干土壤引起的大气温度增加的高度可到达200 hPa左右的大气层, 大气湿度的变化也与降水时期相对应, 在两个时段内, 大气低层空气湿度 (850 hPa以下) 迅速变干, 且持续至后面的几个月, 也就是说, 虽然降水在后期变化并不明显, 但大气温度、湿度变化的持续时间却较长, 就本研究来看, 至少要达几个月以上, 特别是温度的变化表现更为显著。

从夏季平均垂直速度偏差的经向-高度剖面和纬向-高度剖面可见 (图略), 在关键区的北侧和西侧上空上升运动明显, 其两侧为下沉运动, 在40°N附近上空也有明显的上升运动增强, 对应这一区域有降水的明显增加, 且干土壤异常导致的垂直运动变化在夏季更加显著。

关于干土壤试验在第1个月 (主要表现在积分20 d内) 降水在关键区内部略有增加, 究其原因, 可能与积分开始模式未达到平衡状态有关, 但从对应时期内850 hPa风场差值图上 (略), 这段时期关键区内也表现为气旋性偏差环流的增强, 造成这一现象的原因, 还需进一步探讨。夏季平均图上气旋性偏差环流移向关键区的东北方向, 关键区内主要表现为北风或偏西风加强。

总的来看, 初始干土壤异常将导致后期降水明显减少, 蒸发、地面空气湿度及地表径流都随之减少, 而地表温度及大气温度都明显上升。

土壤湿度变化后, 由于反照率、蒸发的表面抗阻等下垫面参数的改变及大气水汽含量和云量的变化使地-气系统的能量平衡关系发生显著调整。以下将从地表净吸收的太阳短波辐射、地表射出的净长波辐射、地-气间的感热通量、潜热通量这4个主要分量的变化方面进行地-气系统的能量平衡分析。图 9给出了干、湿土壤湿度异常试验与控制试验相比在关键区域地表能通量的时间演变图, 从图中可知, 在湿土壤异常的试验中, 地表净短波吸收、净长波辐射及地-气感热通量在整个试验期基本上表现为减少, 而潜热通量却表现为显著增加, 由于初始土壤湿度增加使得试验区地表反照率减少, 地表吸收的净辐射量减少, 而由于地表的温度降低, 使得地表感热通量也随之降低, 另外, 土壤含水量的增强, 增加了局地的水汽供应, 使得蒸发量加大, 因而导致潜热通量增加。在能量平衡过程中, 潜热能的增加主要由感热和长波辐射的减少来补偿, 而短波吸收的差别非常小, 仅在前1个月内有所变化, 到后期的变化几乎为零。从图 9b中可以发现, 上述几个物理量的变化几乎与“湿土壤”试验中的变化正好相反, 两个试验中由于土壤湿度变化导致的能量通量变化与Sellers^[16]在1992年研究中提出的土壤湿度导致气候效应的反馈机制相一致。从图中还可看到, 在“干”、“湿”土壤试验中, 潜热通量和感热通量变化幅度都很显著, 位相相反, 潜热通量的变化略大。两个试验中地面净短波吸收的变化并不明显, 这可能是由于土壤属性改变后导致地表反照率变化及云量、降水量变化对到达地表的短波辐射吸收的作用是相反的, 两者共同影响的结果是地表净短波吸收变化较小。

图 9

图 9. 试验区敏感性试验与控制试验的平均地表热平衡差值时间演变 (单位: W·m-2) (a) 湿土壤试验, (b) 干土壤试验 (十字线为净长波辐射, 空心圆圈线为地表净短波吸收, 实心圆圈线为感热通量, 空心方框线为潜热通量) Fig 9. Time evolvement of surface heat fluxes difference between experiments and control run (unit: W·m-2) (a) wet soil experiment, (b) dry soil experiment (reticle curve denotes net long wave radiation, open circle curve denotes net short wave radiation, solid circle curve denotes sensible heat flux, and open pane curve denotes latent heat flux)

土壤湿度异常变化对大气能量平衡状况的影响更加复杂, 因为靠近地表的低层大气主要受地表热通量变化的影响, 而中、高层大气还要受到降水凝结潜热释放、天空云量及辐射吸收等的影响, 因而使其温度变化特征与低层大气不一致, 在这里不做详细讨论。

通过对干、湿土壤湿度初始异常的模拟分析可见:

1) 土壤湿度对区域降水、温度的影响非常显著, 土壤湿度的正异常使得异常区域内降水在前期迅速增加, 同时地面空气增湿、蒸发加大, 地表气温明显下降, 最大降温幅度可达1.5 ℃。土壤湿度的负异常基本上有与之相反的结论。

2) 区域土壤湿度异常对区域降水的影响可以持续几个月, 土壤湿度异常导致的区域温度变化更加明显, 持续时间也更长。

3) 区域土壤湿度的影响不仅仅局限于异常区域, 还可以通过次级环流和大尺度平流过程影响到其他区域的降水、温度等变化, 并通过湍流传输使大气各层温度、湿度发生明显变化。

4) 土壤湿度的异常变化通过改变地表辐射通量和地-气系统的感热、潜热通量, 影响能量和水分平衡过程, 进而对区域气候产生重要影响。

可见, 土壤湿度对区域气候具有重要影响。但是, 土壤湿度分布有不同的时空特征, 其区域气候响应也有较大差异, 而目前模式所用的土壤湿度初始化方案主要考虑土壤类型和土壤湿度的气候有效值, 不能很好地描述土壤湿度的实际变化, 因此, 土壤湿度初始化方案的不合理也是造成区域气候模式对降水模拟较差的原因之一。另外需要指出的是, 土壤湿度因子在预测中虽然重要, 但是在目前的预测业务中基本上还没有可用的统计指标, 本研究只是对土壤湿度初始异常导致区域气候响应的敏感性研究, 研究揭示了土壤湿度在气候模拟中的重要作用, 但是模拟结果还受到所取异常区域的大小、地理位置以及大气初始状态的影响, 因此, 对于土壤湿度初始异常导致区域气候响应的特征、时间尺度及影响机理等的探讨, 还需要更多的研究来论证。