饒建 任榮彩 楊揚(yáng)

1 中國科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點實驗室，北京100029

2 中國科學(xué)院大學(xué)，北京100049

1 引言

北半球冬季平流層的主要特征是存在一個強(qiáng)度和結(jié)構(gòu)不斷變化的極地渦旋。北半球極渦振蕩是與北極濤動（AO），北大西洋濤動（NAO）以及北半球環(huán)狀模（NAM）相聯(lián)系的極渦強(qiáng)度或位置的振蕩過程（Baldwin and Dunkerton，1999，2001；Cai and Ren，2007；Ren and Cai，2007，Chen et al.,2010）。平流層高層的極渦振蕩信號提前于平流層低層和對流層的振蕩信號，有自上而下的傳播趨勢（Kodera et al., 1990；Baldwin and Dunkerton，1999；Cai and Ren，2007；Ren and Cai，2007）。因此，平流層極渦的振蕩對于對流層的氣候異常有一定的指示意義（Ren and Cai，2007；Baldwin and Dunkerton，2001）。平流層環(huán)流的異常變化，主要源于來自對流層的行星波活動的異常，以及由此引發(fā)的經(jīng)向環(huán)流的異常，因此伴隨著熱帶與熱帶外之間的物質(zhì)和熱量交換以及相互作用過程。雖然平流層環(huán)流異常變化的主導(dǎo)時間尺度是季節(jié)—季節(jié)內(nèi)尺度（Ren and Cai，2006；Cai and Ren，2007），但平流層環(huán)流還受到諸多外部強(qiáng)迫因子的影響，如因ENSO異常引起的熱帶加熱異常可以通過影響行星波活動的強(qiáng)度，對熱帶外平流層極渦的變化產(chǎn)生影響。研究發(fā)現(xiàn)，El Ni?o成熟的當(dāng)年冬季乃至次年冬季，極渦明顯偏弱。El Ni?o異常通過引起熱帶對流加強(qiáng)，導(dǎo)致熱帶外地區(qū)的行星波活動異常偏強(qiáng)，從而引起平流層極渦強(qiáng)度偏弱（Manzini et al., 2006；Xie et al., 2012；Garfinkel and Hartmann，2007，2008；Camp and Tung，2007a，2007b；Chen et al., 2003；Ren et al., 2011；任榮彩和向純怡，2010；任榮彩，2012）。然而，要清楚揭示ENSO特別是熱帶加熱異常影響冬季平流層極渦的過程，還需要更多的證據(jù)。

數(shù)值模式在逐步完善，其對平流層的模擬能力也在不斷得到提高，為我們研究平流層環(huán)流異常成因提供了一條有效的途徑。SAMIL/LASG是中國科學(xué)院大氣物理研究所（IAP）大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點實驗室（LASG）發(fā)展的全球大氣環(huán)流模式（Wu et al., 1996；吳國雄等，1997；Wu et al., 2003；王在志等，2005；Bao et al., 2010，2013；王軍等，2012）。SAMIL及其耦合模式被廣泛應(yīng)用于氣候及其變化研究。研究結(jié)果表明該模式在模擬東亞季風(fēng)（Wang et al., 2004）、亞澳季風(fēng)（張麗霞等，2008；吳波等，2009）、熱帶云輻射強(qiáng)迫（郭準(zhǔn)等，2011）、熱帶年降水循環(huán)（張麗霞等，2011）、熱帶季節(jié)內(nèi)振蕩（胡文婷等，2011）、副熱帶高壓（Liu et al., 2013）、氣候態(tài)遙相關(guān)（Bao et al., 2013）以及海氣相互作用效應(yīng)（李博等，2009，2011）等方面，具有一定的能力。針對該模式平流層模擬水平的評估結(jié)果表明，其模擬的平流層極渦分布、極夜急流的位置以及極渦振蕩的頻率均與觀測較為接近，與觀測結(jié)果相比主要偏差在于，其所模擬的北半球冬季平流層極區(qū)“過冷”、極渦“過強(qiáng)”（Ren and Yang, 2012；劉玉鎮(zhèn)等，2012；Ren et al.，2009）。這種極區(qū)“過冷”的模擬偏差存在于目前多數(shù)大氣環(huán)流模式中（Charlton et al., 2007）。對于 SAMIL而言，引起這種模擬偏差的可能原因有多方面，包括其沒有考慮甲烷、氮氧化物和氟氯烴等化學(xué)成分的輻射效應(yīng)、重力波參數(shù)化方案還不夠完善等。以往的研究已經(jīng)證明，熱帶加熱異常可以影響到冬季平流層極渦的強(qiáng)度，那么，模式中對熱帶加熱模擬的偏差也可能是影響平流層冬季極渦模擬水平的原因之一。

積云對流參數(shù)化是氣候模式中很重要的非絕熱加熱物理過程之一。積云對流一般為大尺度環(huán)流所強(qiáng)迫和控制，又通過潛熱和動量輸送等反饋過程影響大尺度環(huán)流，并直接影響著大氣溫度的垂直分布（周天軍等，2005a；劉屹岷等，2007；李劍東等，2010；劉琨等，2010）。SAMIL模式中提供了三種對流參數(shù)化方案（周天軍等，2005a；胡文婷等，2011）：Manabe對流參數(shù)化方案（Manabe et al.,1965）、Zhang積云對流參數(shù)化方案（Zhang and McFarlane, 1995）和Tiedtke（1989）質(zhì)量通量方案。使用不同的對流參數(shù)化方案，不僅在模擬熱帶的大氣環(huán)流方面存在較為明顯的差異，而且從下文的分析我們還可以看出，在模擬熱帶外平流層大氣環(huán)流方面也存在明顯的差異。我們選用了對流加熱有明顯差異的Manabe和Tiedtke兩種對流參數(shù)化方案進(jìn)行數(shù)值模擬，發(fā)現(xiàn)與熱帶加熱直接有關(guān)的對流參數(shù)化方案的不同，的確引起了北半球冬季平流層極渦強(qiáng)度的顯著不同。熱帶的加熱異常究竟是如何影響北半球冬季平流層極渦的強(qiáng)度變化的，其中的物理過程如何？回答這一問題將有助于加深我們對熱帶異常影響熱帶外平流層環(huán)流的過程和機(jī)理，以及平流層—對流層的耦合機(jī)理的認(rèn)識，同時為改進(jìn)模式參數(shù)化過程，提高模式對平流層環(huán)流的模擬能力，提供科學(xué)依據(jù)。本文的章節(jié)安排如下：第二部分簡單介紹 SAMIL/LASG模式；第三部分給出采用兩種對流參數(shù)化方案模式模擬的熱帶外冬季平流層的差異；第四部分闡明兩種對流參數(shù)化方案情形下平流層環(huán)流差異與熱帶對流加熱差異的聯(lián)系過程；最后一部分為討論與總結(jié)。

2 模式及對流參數(shù)化方案介紹

SAMIL 2.4.7是中國科學(xué)院大氣物理研究所（IAP）大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國家重點實驗室（LASG）發(fā)展的全球大氣環(huán)流模式最新版本（Wu et al., 1996；吳國雄等，1997；Wu et al.,2003；王在志等，2005; Bao et al., 2010, 2013；王軍等，2012），模式網(wǎng)格在水平方向為菱形截斷42波（R42），相當(dāng)于水平分辨率1.66°×2.81°，緯向為均勻分布的128個格點，經(jīng)向為108個高斯格點，垂直方向采用26層的σ–p混合坐標(biāo)，模式頂層氣壓大約為2.19 hPa。除了輻射過程，所有物理過程和動力過程的時間積分步長均為600 s。主要物理過程參數(shù)化方案包括：輻射過程采用 Sun-Edwards-Slingo方案（Edwards and Slingo，1996；Sun and Rikus，1999a，1999b；Sun，2011），該方案考慮了氣溶膠的直接效應(yīng)（Li et al., 2012）；有三種積云參數(shù)化方案可以選擇。以 SAMIL做為大氣分量的耦合模式系統(tǒng)為 FGOALS-s2（周天軍等，2005a，2005b；Bao et al., 2013; Ren et al., 2009, Ren and Yang, 2012）。

本文所選用的Tiedtke質(zhì)量通量方案（下文簡稱T方案）和Manabe對流參數(shù)化方案（下文簡稱M方案）主要區(qū)別在于，最大對流加熱所在的高度明顯不同。M方案采用了干、濕調(diào)整假設(shè)，對于干空氣或不飽和空氣而言，當(dāng)某層溫度垂直遞減率超過了干絕熱熱遞減率時，即假定自由對流的強(qiáng)度足以將溫度調(diào)整為中性，由對流所轉(zhuǎn)化而來的動能在調(diào)整的過程中瞬時轉(zhuǎn)換成為熱能；對于濕空氣而言，當(dāng)飽和區(qū)的垂直遞減率超過了濕絕熱遞減率時，自由對流的強(qiáng)度足以把大氣層調(diào)整為相當(dāng)位溫呈中性垂直遞減率的層結(jié)。干、濕絕熱調(diào)整前后，能量保持守恒（Manabe et al., 1965）。由這種方案所計算得到的平均熱帶對流高度較低。與 M 方案不同，T方案考慮了貫穿性深對流、淺對流以及中層對流三種對流類型，同時考慮了積云對流對于水平動量的垂直輸送（Tiedtke，1989）。相對于M方案，由T方案所計算得到的平均熱帶對流高度較高。

本文設(shè)計了兩組大氣環(huán)流模式（AGCM）試驗，分別積分 53年，兩組試驗唯一的差別是采用的對流參數(shù)化方案不同。外強(qiáng)迫場包括臭氧、溫室氣體、太陽常數(shù)、氣溶膠和海溫，均由 CMIP5提供（Taylor et al., 2012）。臭氧和海溫均是氣候場，主要是為了排除外強(qiáng)迫的年際變化帶來的影響，所以這兩組試驗?zāi)M的差異可以完全歸因于對流方案的差異。為了減小大氣內(nèi)部變率的干擾，以下的分析數(shù)據(jù)均是模式積分后40年的平均結(jié)果。

3 兩種對流參數(shù)化方案情形下SAMIL模擬的北半球平流層和對流層環(huán)流差異

圖1給出了ERA-Interim再分析資料（圖1a）和兩種對流參數(shù)化方案時（圖1b和c）SAMIL模擬的北半球冬季（DJF）緯向平均溫度（陰影）和緯向平均緯向風(fēng)（等值線）的分布，以及相應(yīng)的兩種方案的差值場（圖1d）。首先，與 ERA-Interim資料比較可以發(fā)現(xiàn)，除了在熱帶外平流層依然存在的“過強(qiáng)”的極夜西風(fēng)急流和“過冷”的極區(qū)溫度偏差以外，兩種對流參數(shù)化方案情形下 SAMIL基本上都可以較好地再現(xiàn)冬季大氣環(huán)流的基本狀態(tài)，包括熱帶對流層頂100 hPa的冷中心、對流層高層 200 hPa位于30°N附近的副熱帶急流中心以及位于70°N附近的平流層極夜急流。比較而言，模式采用T方案時模擬的副熱帶急流以及平流層極夜急流強(qiáng)度更接近再分析資料（圖1a、b、c）。由T方案與M方案的差值場（圖1d）可見，與極夜急流強(qiáng)度負(fù)偏差（T方案時急流較弱）相對應(yīng)，在平流層熱帶為冷溫度偏差，平流層熱帶外（和極區(qū)）地區(qū)為暖溫度偏差，因此，平流層熱帶—熱帶外的經(jīng)向溫度梯度為負(fù)偏差。在對流層高層，溫度偏差的經(jīng)向分布情況剛好相反，熱帶地區(qū)為暖溫度偏差，熱帶外為冷溫度偏差，因此副熱帶溫度梯度強(qiáng)度應(yīng)為正偏差，對應(yīng)的副熱帶急流強(qiáng)度亦為正的偏差。

圖1 北半球冬季（DJF）氣候平均的緯向平均緯向風(fēng)（等值線，單位：m s-1）和緯向平均溫度（陰影，單位：K）分布：（a）ERA-Interim再分析資料；（b）SAMIL，Manabe方案（M）；（c）SAMIL，Tiedtke方案（T）；（d）SAMIL，T方案與M方案的差異Fig. 1 Winter (DJF) climatology of the zonal-mean zonal wind (contours, units: m s-1) and zonal-mean temperature (shadings, units: K) from (a) ERA-Interim reanalysis data, (b) SAMIL model with Manabe scheme (SAMIL-M), (c) SAMIL model with Tiedtke scheme (SAMIL-T), and (d) the difference between SAMIL-T and SAMIL-M

上述采用T方案和M方案模擬的北半球冬季平流層環(huán)流的差異是否與前期的環(huán)流差異存在聯(lián)系呢？圖2給出了模式采用兩方案時模擬的北半球平流層 30 hPa的緯向平均溫度的季節(jié)演變（圖2a–b）以及兩種方案的緯向平均溫度差異（圖2c–d）的季節(jié)演變。為了直觀的表征年循環(huán)特征，圖2a、b和d中去除了相應(yīng)的年平均值。由圖可見，采用兩種方案所模擬的30 hPa極區(qū)溫度最冷均出現(xiàn)在1月（圖2a–b），最暖均出現(xiàn)在7月。緯向平均溫度的季節(jié)變化幅度均是在極區(qū)達(dá)到最大，這與極區(qū)接收的太陽輻射的季節(jié)變化最大有關(guān)。從30 hPa緯向平均溫度差異圖（圖2c）可見，熱帶平流層在全年各個季節(jié)均為冷偏差，對應(yīng)熱帶外平流層均為持續(xù)的暖偏差。由圖2d可以更為清楚地看到，熱帶外平流層的暖溫度偏差以冬季最強(qiáng)，這一最強(qiáng)的暖偏差信號可以追溯到之前的秋季，秋季時平流層最暖的信號位于中緯度。這說明平流層溫度暖偏差信號可能最早出現(xiàn)在秋季的中緯度地區(qū)，隨著秋冬季節(jié)行星波的活躍，通過經(jīng)向交換而在冬季影響到極區(qū)，在后面的討論中，我們將提供進(jìn)一步的證據(jù)說明這一點。

圖3給出了低緯（圖3a）、中緯（圖3b）和高緯（圖3c）地區(qū)緯向平均的緯向風(fēng)偏差（等值線）和溫度偏差（陰影）的垂直—季節(jié)演變。由圖可見，熱帶對流層中上層的溫度暖偏差存在于全年各季節(jié)，所位于的等壓面層次夏季最高，對應(yīng)的平流層溫度冷偏差在秋、冬和春季更強(qiáng)（圖3a）；同時，中高緯度地區(qū)對流層中上層為溫度冷偏差持續(xù)，對應(yīng)平流層中緯度為溫度暖偏差，并在9月至12月最強(qiáng)（圖3b）。

圖2 SAMIL模擬的北半球30 hPa緯向平均溫度（單位：K）的季節(jié)演變：（a）M方案；（b）T方案；（c，d）T方案與M方案之差。其中圖（a、b、d）中去除了相應(yīng)的年平均值Fig. 2 Annual cycle of the zonal-mean temperature (units: K) at 30 hPa from (a) SAMIL-M, (b) SAMIL-T, and (c, d) the differences between SAMIL-T and SAMIL-M. Annual means were removed in (a, b, d)

圖3 T方案與M方案模擬的緯向平均溫度的差異（陰影，單位：K）及緯向平均緯向風(fēng)的差異（等值線，單位：m s-1）的高度—季節(jié)演變：（a）30°S～30°N；（b）30°～60°N；（c）60°～90°NFig. 3 Vertical-temporal cross sections of the differences of the simulated zonal-mean temperature (shadings, units: K) and the simulated zonal-mean zonal wind (contours, units: m s-1) between SAMIL-T and SAMIL-M averaged over (a) 30°S–30°N, (b) 30°–60°N, and (c) 60°–90°N

平流層—對流層溫度差異的這種反位相耦合，反映在等熵面高度的差異（圖略）上可以理解為：對流層高層氣層增暖時，可造成對流層下層等熵面下凹，上層等熵面上凸，對流層高層氣層變厚，質(zhì)量增加；相應(yīng)的平流層氣層變薄、質(zhì)量減少，對應(yīng)溫度冷偏差。另外根據(jù)熱力適應(yīng)的理論（吳國雄和劉屹岷，2000），對流層高層的加熱異常所對應(yīng)的異?！斑^流”冷卻效應(yīng)，可引起平流層低層的溫度冷偏差。與圖2c–d相一致，極區(qū)平流層暖溫度偏差在冬季最強(qiáng)，并呈現(xiàn)從平流層高層向低層逐步發(fā)展的趨勢，因而平流層低層最強(qiáng)暖溫度偏差出現(xiàn)在春季月份（圖3c）。高緯度平流層暖溫度偏差向下傳播的同時，負(fù)的緯向風(fēng)偏差也存在下傳，且在時間上略有滯后，這一點與平流層極渦振蕩過程中環(huán)流異常的配置特點（Ren and Cai, 2006, 2007; Cai and Ren, 2007 以及其中的引文）非常類似。

總之，平流層中緯度的暖溫度差異最早出現(xiàn)在秋季，可能與冬季平流層極區(qū)的暖溫度偏差有關(guān)聯(lián)。具體地，熱帶加熱差異造成對流層高層為持續(xù)的暖溫度差異，熱帶平流層低層為冷的溫度差異；夏季之后，冷溫度差異在中緯度對流層高層出現(xiàn)并加強(qiáng)，對應(yīng)著平流層中緯度出現(xiàn)暖的溫度差異。隨后平流層中緯度地區(qū)的暖溫度偏差逐步向極區(qū)傳播，與冬季極區(qū)的暖溫度偏差相聯(lián)系。平流層的暖溫度偏差最先在高層發(fā)展并逐步向下層傳播。

圖4 T方案和M方案模擬的（a、e）夏季JJA、（b、f）秋季SON、（c、g）冬季DJF和（d、h）春季MAM 熱帶緯向平均溫度的差異（a–d，陰影，單位：K）以及熱帶平均對流加熱垂直廓線（e–h，單位：K d-1，紅色：T方案，藍(lán)色：M方案，綠色：T方案與M方案之差）Fig. 4 Differences of the simulated zonal-mean temperature (shaded, units: K) in the tropics (30°S～30°N) between SAMIL-T and SAMIL-M for (a) summer(JJA), (b) autumn (SON), (c) winter (DJF), and (d) spring (MAM); (e-h) the corresponding convective heating rate (units: K d-1) profiles from SAMIL-T (red),SAMIL-M (blue), and their differences (green)

4 熱帶對流加熱差異影響平流層極渦強(qiáng)度模擬的過程

4.1 熱帶對流加熱差異與熱帶溫度偏差

圖4給出了采用T方案與M方案時SAMIL模擬的熱帶地區(qū)（30°S～30°N）對流層（100 hPa以下）的緯向平均溫度差異（圖4a–d），以及兩種方案在熱帶地區(qū)的平均垂直對流加熱廓線及其差異（4e–h）。首先，由垂直加熱廓線的對比可知，M方案對流凝結(jié)加熱最強(qiáng)中心位置比T方案低，位于對流層下層，加熱強(qiáng)度在對流層低層比T方案稍強(qiáng)。因此，相對于M方案，T方案在熱帶對流層低層平均的垂直凝結(jié)加熱為負(fù)加熱偏差，在對流層中上層為正的加熱偏差。這種加熱偏差存在于各季節(jié)，與模擬的熱帶緯向平均溫度偏差一致（圖4a–d），即熱帶對流層中上層溫度暖偏差最顯著，在對流層低層為溫度的冷偏差。具體地，對流層下層的加熱負(fù)偏差在夏季（JJA，圖4a、e）達(dá)到最大，對應(yīng)熱帶對流層下層溫度冷偏差也在夏季最強(qiáng)，厚度最深；秋季（SON，圖2b、f）之后，對流層下層的加熱差異減弱，溫度冷偏差厚度也變薄，而對流層中上層的溫度暖偏差變強(qiáng)，厚度變深。

4.2 熱帶熱力差異與中緯度環(huán)流差異的聯(lián)系

為了說明熱帶加熱差異與所模擬的熱帶外對流層環(huán)流差異的聯(lián)系，圖5給出了分別采用兩種對流參數(shù)化方案時 SAMIL模擬的北半球?qū)α鲗痈邔樱?00 hPa）位勢高度偏差（等值線）和溫度偏差（陰影）的逐月分布。在對流層高層，位勢高度偏差和溫度偏差的符號基本上保持一致，即位勢高度場偏高時，溫度也多偏暖，反之亦然。由圖可見，相對于M方案，T方案時在熱帶對流層高層造成的緯向一致的溫度暖偏差（高度正偏差）9月以后逐步增強(qiáng)，在秋冬月份最顯著（圖5c–f及圖4）。與之對應(yīng)，在熱帶外地區(qū)則為緯向一致的溫度冷偏差和位勢高度的負(fù)偏差。這種熱帶—熱帶外的溫度和高度偏差的反位相分布，與熱帶—中緯度大氣對ENSO海溫異常的響應(yīng)型式非常類似。具體地，在冬季ENSO暖位相峰值之后，熱帶印度洋和熱帶大西洋會在春季月份相繼增暖，熱帶海洋表面溫度緯向一致的暖異常，會在熱帶對流層高層造成緯向一致的溫度暖異常和位勢高度正異常；與之相對應(yīng)，在中緯度地區(qū)的對流層高層則對應(yīng)著緯向較為一致的溫度的冷異常和位勢高度的負(fù)異常（Kumar and Hoerling, 2003; Lau et al., 2005）。這說明T方案相對于 M 方案的熱帶對流層高層加熱異常，所造成的熱帶—中緯度的大氣熱力響應(yīng)與暖ENSO峰值之后的春季大氣的熱力響應(yīng)類似。這種熱帶和中緯度地區(qū)溫度和位勢高度偏差中心的反位相耦合，將對流層高層熱帶地區(qū)的溫度和位勢高度異常與熱帶外地區(qū)的溫度和位勢高度異常聯(lián)系了起來。Ren et al.（2012）利用ENSO對對流層大氣的這種滯后效應(yīng)，提出了ENSO對次年冬季平流層極渦振蕩的滯后影響。

圖6分別給出了8月到次年3月低緯度（圖6a，30°S～30°N）、中緯度（圖6b，30°～60°N）和高緯度（圖6c，60°～90°N）地區(qū)平均的溫度差異（陰影）和位勢高度差異（等值線）的經(jīng)度—高度的逐月分布。由圖6a可見，與熱帶對流層高層的溫度暖偏差相對應(yīng)，平流層低層的溫度冷偏差和高度負(fù)偏差，也存在于各個月份，并在秋冬季節(jié)最顯著。重要地，我們發(fā)現(xiàn)平流層的環(huán)流差異還呈現(xiàn)顯著的緯向不對稱結(jié)構(gòu)，最強(qiáng)的冷偏差中心位于熱帶太平洋地區(qū)，在冬季月份達(dá)到最強(qiáng)（與圖3a一致），這顯然與熱帶太平洋上空對流層高層暖溫度偏差的緯向非均勻分布密切關(guān)聯(lián)（圖5和圖6a）。與熱帶緯向非均勻的熱力差異相匹配，平流層中緯度的暖溫度差異也呈現(xiàn)以北太平洋區(qū)域為中心的緯向非對稱分布，并在秋冬季節(jié)（10～12月份）達(dá)到最強(qiáng)（圖6b）。由圖6c可見，高緯度平流層的暖溫度差異也在冬季節(jié)達(dá)到最強(qiáng)，并且也呈現(xiàn)顯著的緯向非對稱的結(jié)構(gòu)特征，最強(qiáng)的溫度暖偏差和高度正偏差也相應(yīng)地位于太平洋到北美地區(qū)上空。在下面的部分我們將給出詳細(xì)證據(jù)，說明這種緯向非對稱的差異分布引起了兩種參數(shù)化方案情形下平流層行星波活動的顯著差異。

4.3 冬季熱帶外平流層行星波活動差異

在冬半年的平流層，行星波活動是實現(xiàn)高低緯度間熱量、動量交換，引起平流層環(huán)流振蕩的重要驅(qū)動力。圖7給出了ERA-Interim再分析資料以及模式分別采用兩種對流參數(shù)化方案模式模擬的冬季平流層 10 hPa位勢高度緯向偏差以及行星波緯向1波和2波分量的分布。由圖可見，無論采用M方案還是T方案，模式都能模擬出北半球冬季平流層位于北太平洋阿留申地區(qū)附近的高壓系統(tǒng)和位于大西洋—北美地區(qū)的低壓系統(tǒng)（圖7a、b），且它們也正好與緯向1波（圖7 d、e）的正負(fù)值中心相對應(yīng)，表明北半球冬季平流層的緯向1波主導(dǎo)性質(zhì)。比較再分析資料（圖7a、b陰影）與模式結(jié)果（圖7a、b等值線）可知，模式中緯向高度偏差的強(qiáng)度比再分析資料弱，反映了模式中行星波的強(qiáng)度總體偏弱。由兩種方案情形下模式模擬的10 hPa位勢高度緯向偏差的差值場（圖7c）可以看出，阿留申地區(qū)東（西）側(cè)為正（負(fù)）的差異，表明T方案時模式模擬的阿留申地區(qū)附近的高壓系統(tǒng)中心稍向東偏，但強(qiáng)度更強(qiáng)，與再分析資料中位勢高度的緯向偏差中心強(qiáng)度（圖7b）更為接近。相應(yīng)地，T方案時模式模擬的緯向1波（圖7e等值線）中心也稍向東偏、但強(qiáng)度也比M方案（圖7d等值線）更強(qiáng)，也與實際（圖7d、e陰影）更為接近。由圖7g、h可知，行星波2波的振幅總體比行星波1波（圖7d、e）小得多，采用兩種方案時模式模擬的行星波 2波（圖7g、h等值線）的位相分布均與觀測（圖7g、h陰影）接近，只是M方案的緯向2波強(qiáng)度稍強(qiáng)，但2波強(qiáng)度的差異（圖7i）相對1波強(qiáng)度的差異（圖7f）小得多?？傮w而言，采用T方案時，模式模擬的平流層行星波強(qiáng)度相對較強(qiáng)，且主要表現(xiàn)為緯向1波更強(qiáng)。

行星波活動強(qiáng)度的差異，直接的效應(yīng)是影響經(jīng)向熱量的輸送，而經(jīng)向熱量的輸送異?？芍苯佑绊憳O區(qū)的溫度偏差和冬季極渦強(qiáng)度。為了說明行星波活動差異的效應(yīng)，圖8給出了ERA-Interim再分析資料（圖8a）以及模式采用兩種對流參數(shù)化方案時（圖8b、c）模擬的沿60°N緯圈經(jīng)向渦動熱通量的季節(jié)演變。由圖可見，向極渦動熱通量從 10月份開始加強(qiáng)，12月到次年1月份達(dá)到年最大值。比較圖8a和圖8b、圖8c可知，SAMIL模擬的行星波波動熱通量強(qiáng)度總體而言比再分析資料偏弱（與圖7吻合）。與行星波1波和2波的強(qiáng)度對比一致，行星波1波引起的向極渦動熱通量的強(qiáng)度總體明顯強(qiáng)于2波，這一對比特征在觀測資料中尤其明顯（圖8a）。由兩種方案的波動熱通量的差異（圖8d）可以看出，總體而言，采用T方案時行星波引起的波動熱通量的強(qiáng)度強(qiáng)于M方案，且這種差異主要由1波效應(yīng)的差異引起，這與圖7中1波強(qiáng)度在T方案中明顯偏強(qiáng)是一致的（圖7h，比較圖7f和圖7g）。另外我們也注意到，行星波2波引起的向極渦動熱通量的差異在1月份出現(xiàn)了負(fù)值，這與M方案時2波強(qiáng)度稍強(qiáng)相一致（圖7l）。

圖6 T 方案與M 方案模擬的8 月至次年3 月逐月位勢高度場差異（等值線，單位：gpm）和溫度場差異（陰影，單位：K）的經(jīng)度—高度剖面：（a）30°S～30°N；（b）30～60°N；（c）60～90°NFig. 6 Longitude–pressure cross sections of the differences of the simulated geopotential height (contours, units: gpm) and temperature (shadings, units: K) from August to March between SAMIL-T and SAMIL-M averaged over (a) 30°S–30°N, (b) 30°–60°N, and (c) 60°–90°N

圖7 北半球冬季（DJF）平均的10 hPa位勢高度（a–c）緯向偏差及（d–f）緯向1波和（g–i）緯向2波分量（單位：gpm）：（a、d、g）M方案（等值線）和ERA-Interim（陰影）；（b、e、h）T方案（等值線）和ERA-Interim（陰影）；（c、f、i）T方案和M方案之差Fig. 7 Winter (DJF) (a–c) zonal deviation, (d–f) wavenumber-1 and (g–i) wavenumber-2 components of the geopotential height at 10 hPa (units: gpm) from(a, d, g) SAMIL-M (contours), (b, e, h) SAMIL-T (contours), and (c, f, i) the differences between SAMIL-T and SAMIL-M. Shadings in (a, d, g) and in (b, e,h) are the corresponding components from ERA-Interim reanalysis data

綜上可知，兩種參數(shù)化方案引起的熱帶對流加熱差異，通過熱帶—熱帶外的耦合過程，引起熱帶外對流層的溫度冷偏差，和熱帶外平流層的溫度暖偏差。同時，上述熱力差異的緯向不均勻分布還造成了秋冬季節(jié)熱帶外地區(qū)行星波強(qiáng)度及其效應(yīng)的顯著差異。行星波活動向極熱量輸送的顯著差異，與冬季極渦強(qiáng)度的差異直接關(guān)聯(lián)。

5 結(jié)論

本文利用大氣環(huán)流模式SAMIL/LASG，通過選擇兩種對流參數(shù)化方案，研究了熱帶加熱異常對熱溫度冷偏差，而熱帶外平流層則為持續(xù)的暖的溫度偏差。隨著秋冬季節(jié)行星波活動開始加強(qiáng)，中緯度的暖溫度偏差向極區(qū)發(fā)展，冬季時整個極區(qū)為暖溫度偏差。因此T方案時，模式模擬的平流層極區(qū)更暖，極渦較弱而更接近于觀測。

對行星波活動強(qiáng)度的診斷表明，T方案時模式模擬的行星波強(qiáng)度及其引起的沿 60°N緯圈的向極渦動熱量輸送相對M方案更強(qiáng)，且主要表現(xiàn)為行星波1波及其效應(yīng)的偏強(qiáng)。

總之，相對于M對流參數(shù)化方案，T方案中熱帶的最大對流加熱高度高，強(qiáng)度強(qiáng)，夏季后熱帶對流層的暖溫度差異可通過垂直耦合和熱帶—熱帶外的耦合過程影響熱帶外地區(qū)對流層到平流層的熱力異常和環(huán)流，造成夏季后在平流層的中緯度地區(qū)有暖的溫度差異維持；另外，T方案中強(qiáng)的熱帶對流層高層加熱，還造成秋季之后行星波的活動偏強(qiáng)。平流層中緯度的暖異常，加上較強(qiáng)的行星波活動，采用T方案時模擬的冬季平均的向極熱量通量更強(qiáng)，因此造成了冬季平流層極區(qū)偏暖、極渦偏弱。本文的結(jié)果不僅進(jìn)一步揭示了熱帶熱力異常影響冬季平流層環(huán)流的事實和過程，而且從另一個角度說明，提高模式對熱帶對流的描述和模擬能力，也是提高模式對熱帶外大氣環(huán)流，特別是有效改善冬季平流層極渦模擬效果的一條重要途徑。帶外平流層模擬的影響。通過對比T方案和M 方案的模擬結(jié)果發(fā)現(xiàn)，T方案時熱帶對流加熱高度偏高，M方案時熱帶對流加熱高度偏低，兩種方案的潛熱加熱廓線差異（T方案與M方案之差）表明，熱帶對流層高層為正的加熱差異，表現(xiàn)在溫度場上為暖的溫度差異。熱帶對流層的熱力差異通過熱帶—熱帶外的耦合，影響到熱帶外的環(huán)流差異，熱帶對流層高層自夏季開始為持續(xù)的暖偏差，且秋季月份開始逐步加強(qiáng)。與熱帶對流層中上層溫度的暖偏差相對應(yīng)，熱帶外對流層以及熱帶平流層為持續(xù)的

圖8 10 hPa沿60°N緯向平均的行星波1波（長虛線）、2波（點線）以及1波和2波共同（粗實線）引起的經(jīng)向渦動熱通量輸送（單位：K m s-1）的季節(jié)演變：（a）ERA-Interim再分析資料；（b）M方案；（c）T方案；（d）T方案與M方案之差Fig. 8 Seasonal evolution of the zonal-mean poleward planetary-wave heat flux across 60°N at 10 hPa (units: K m s-1) from (a) ERA-Interim reanalysis data, (b) SAMIL-M, (c) SAMIL-T, and (d) the differences between SAMIL-T and SAMIL-M

致謝 感謝中國科學(xué)院大氣物理研究所何編博士和胡文婷博士提供模式運(yùn)行手冊。感謝兩位匿名審稿人和編輯的耐心審閱和寶貴意見。

References)

Baldwin M P, Dunkerton T J. 1999. Propagation of the Arctic Oscillation from the stratosphere to the troposphere [J]. J. Geophys. Res., 104 (D24):30937–30946.

Baldwin M P, Dunkerton T J. 2001. Stratospheric harbingers of anomalous weather regimes [J]. Science, 294 (5542): 581–584.

Bao Q, Wu G X, Liu Y M, et al. 2010. An introduction to the coupled model FGOALS1.1-s and its performance in East Asia [J]. Adv. Atmos. Sci., 27(5): 1131–1142.

Bao Q, Lin P F, Zhou T J, et al. 2013. The Flexible Global Ocean-Atmosphere-Land System model, spectral version 2: FGOALS-s2[J]. Adv. Atmos. Sci., 30 (3): 561–576.

Cai M, Ren R C. 2007. Meridional and downward propagation of atmospheric circulation anomalies. Part I: Northern Hemisphere cold season variability [J]. J. Atmos. Sci., 64 (6): 1880–1901.

Camp C D, Tung K K. 2007a. Stratospheric polar warming by ENSO in winter: A statistical study [J]. Geophys. Res. Lett., 34 (4), doi:10.1029/2006GL028521.

Camp C D, Tung K K. 2007b. The influence of the solar cycle and QBO onthe late-winter stratospheric polar vortex [J]. J. Atmos. Sci., 64 (4):1267–1283.

Charlton A J, Polvani L M, Perlwitz J, et al. 2007. A new look at stratospheric sudden warmings. Part II: Evaluation of numerical model simulations [J]. J. Climate, 20 (3): 470–488.

Chen W, Takahashi M, Graf H F. 2003. Interannual variations of stationary planetary wave activity in the northern winter troposphere and stratosphere and their relations to NAM and SST [J]. J. Geophys. Res.,108 (D24), doi:10.1029/2003JD003834.

Chen Z Y, Chen H B, Lü D R, et al. 2010. Advances in researches on the middle and upper atmosphere in 2008–2010 [J]. Chin. J. Space Sci., 30(5): 456–463.

Edwards J M, Slingo A. 1996. Studies with a flexible new radiation code. 1.Choosing a configuration for a large-scale model [J]. Quart. J. Roy.Meteor. Soc., 122 (531): 689–719.

Garfinkel C I, Hartmann D L. 2007. Effects of the El Ni?o–Southern Oscillation and the Quasi-Biennial Oscillation on polar temperatures in the stratosphere [J]. J. Geophys. Res., 112 (D19): D19112, doi:10.1029/2007JD008481.

Garfinkel C I, Hartmann D L. 2008. Different ENSO teleconnections and their effects on the stratospheric polar vortex [J]. J. Geophys. Res., 113(D18): D18114, doi:10.1029/2008JD009920.

郭準(zhǔn), 吳春強(qiáng), 周天軍, 等. 2011. LASG/IAP和BCC大氣環(huán)流模式模擬的云輻射強(qiáng)迫之比較 [J]. 大氣科學(xué), 35 (4): 739–752. Guo Zhun, Wu Chunqiang, Zhou Tianjun, et al. 2011. A comparison of cloud radiative forcings simulated by LASG/IAP and BCC atmospheric general circulation models [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 35 (4): 739–752.

胡文婷, 段安民, 吳國雄. 2011. 積云對流參數(shù)化方案對熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩模擬的影響 [J]. 中國科學(xué): 地球科學(xué), 41 (9): 1341–1351. Hu Wenting, Duan Anmin, Wu Guxiong. 2011. Sensitivity of simulated tropical intraseasonal oscillations to cumulus schemes [J]. Science China Earth Sciences, 54 (11): 1761–1771.

Kodera K, Yamazaki K, Chiba M, et al. 1990. Downward propagation of upper stratospheric mean zonal wind perturbation to the troposphere [J].Geophys. Res. Lett., 17 (9): 1263–1266.

Kumar A, Hoerling M P. 2003. The nature and causes for the delayed atmospheric response to El Ni?o [J]. J. Climate, 16 (9): 1391–1403.

Lau N C, Leetmaa A, Nath M J, et al. 2005. Influences of ENSO-induced Indo–Western Pacific SST anomalies on extratropical atmospheric variability during the boreal summer [J]. J. Climate, 18 (15): 2922–2942.

Li J D, Sun Z A, Liu Y M, et al. 2012. A study on sulfate optical properties and direct radiative forcing using LASG-IAP general circulation model[J]. Adv. Atmos. Sci., 29 (6): 1185–1199.

李劍東, 劉屹岷, 吳國雄. 2010. 積云對流和云物理過程調(diào)整對氣候模擬的影響 [J]. 大氣科學(xué), 34 (5): 891–904. Li Jiandong, Liu Yimin,Wu Guoxiong. 2010. Impacts of adjustment among cumulus convection and cloud physics processes on climate simulation [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 34 (5): 891–904.

李博, 周天軍, 吳春強(qiáng), 等. 2009. 大氣環(huán)流模式和耦合模式模擬的降水—海溫關(guān)系之比較 [J]. 大氣科學(xué), 33 (5): 1071–1086. Li Bo, Zhou Tianjun, Wu Chunqiang, et al. 2009. Relationship between rainfall and sea surface temperature simulated by LASG/IAP AGCM and CGCM [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 33 (5): 1071–1086.

李博, 周天軍, 林鵬飛, 等. 2011. 冬季北太平洋海表面熱通量異常和海氣相互作用的耦合模式模擬 [J]. 氣象學(xué)報, 69 (1): 52–63. Li Bo,Zhou Tianjun, Lin Pengfei, et al. 2011. The wintertime North Pacific surface heat flux anomaly and air–sea interaction as simulated by the LASG/IAP ocean-atmosphere coupled model FGOALS_sl.0 [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 69 (1): 52–63.

劉琨, 劉屹岷, 吳國雄. 2010. SAMIL模式中Tiedtke積云對流方案對熱帶降水模擬的影響 [J]. 大氣科學(xué), 34 (1): 163–174. Li Kun, Liu Yimin, Wu Guoxiong. 2010. The impacts of the modified Tiedtke cumulus convective parameterization scheme on the tropical rainfall simulation in SAMIL model [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 34 (1): 163–174.

劉屹岷, 劉琨, 吳國雄. 2007. 積云對流參數(shù)化方案對大氣含水量及降水的影響 [J]. 大氣科學(xué), 31 (6): 1201–1211. Liu Yimin, Liu Kun, Wu Guoxiong. 2007. The impacts of the cumulus convective parameterization on the atmospheric water-content and rainfall simulation in SAMIL [J].Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 31 (6): 1201–1211.

Liu Y M, Hu J, He B, et al. 2013. Seasonal evolution of subtropical anticyclones in the climate system model FGOALS-s2 [J]. Adv. Atmos.Sci., 30 (3): 593–606.

劉玉鎮(zhèn), 任榮彩, 何編. 2012. 兩個大氣環(huán)流模式 SAMIL 和BCC_AGCM 對北半球冬季極渦振蕩的模擬對比 [J]. 大氣科學(xué), 36(6): 1191–1206. Liu Yuzhen, Ren Rongcai, He Bian. 2012. Comparison of SAMIL and BCC_AGCM simulations of the polar vortex oscillation in the Northern Hemisphere winter [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 36 (6): 1191–1206.

Manabe S, Smagorinsky J, Strickler R F. 1965. Simulated climatology of a general circulation model with a hydrologic cycle [J]. Mon. Wea. Rev., 93(12): 769–798.

Manzini E, Giorgetta M A, Esch M, et al. 2006. The influence of sea surface temperatures on the northern winter stratosphere: Ensemble simulations with the MAECHAM5 model [J]. J. Climate, 19 (16): 3863–3881.

Ren R C, Cai M. 2006. Polar vortex oscillation viewed in an isentropic potential vorticity coordinate [J]. Adv. Atmos. Sci., 23 (6): 884–900.

Ren R C, Cai M. 2007. Meridional and vertical out-of-phase relationships of temperature anomalies associated with the Northern Annular Mode variability [J]. Geophys. Res. Lett., 34 (7), doi:10.1029/2006GL028729.

Ren R C, Cai M, Xiang C Y, et al. 2011. Observational evidence of the delayed response of stratospheric polar vortex variability to ENSO SST anomalies [J]. Climate Dyn., 38 (7–8): 1345–1358.

Ren R C, Yang Y. 2012. Changes in winter stratospheric circulation in CMIP5 scenarios simulated by the climate system model FGOALS-s2 [J].Adv. Atmos. Sci., 29 (6): 1374–1389.

Ren R C, Wu G X, Cai M, et al. 2009. Winter season stratospheric circulation in the SAMIL/LASG general circulation model [J]. Adv.Atmos. Sci., 26 (3): 451–464.

任榮彩, 向純怡. 2010. 平流層極渦振蕩與 ENSO熱帶海溫異常的時空

聯(lián)系 [J]. 氣象學(xué)報, 68 (3): 285–295. Ren Rongcai, Xiang Chunyi.2010. Temporal and spatial connections of the stratospheric polar vortex oscillation to the ENSO tropical SST anomalies [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 68 (2): 285–295.

任榮彩. 2012. 過去60年中3—5年時間尺度的強(qiáng)ENSO過程與平流層環(huán)流異常的滯后耦合及其機(jī)理 [J]. 氣象學(xué)報, 70 (3): 520–535. Ren Rongcai. 2012. Study of the lag-coupling between the 3–5 year timescale ENSO events and the stratospheric circulation in the past 60 years and its mechanism [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 70 (3): 520–535.

Sun Z A, Rikus L. 1999a. Parametrization of effective sizes of cirrus-cloud particles and its verification against observations [J]. Quart. J. Roy.Meteor. Soc., 125 (560): 3037–3055.

Sun Z A, Rikus L. 1999b. Improved application of exponential sum fitting transmissions to inhomogeneous atmosphere [J]. J. Geophys. Res., 104(D6): 6291–6303.

Sun Z A. 2011. Improving transmission calculations for the Edwards–Slingo radiation scheme using a correlated-k distribution method [J]. Quart. J.Roy. Meteor. Soc., 137 (661): 2138–2148.

Taylor K E, Stouffer R J, Meehl G A. 2012. An overview of CMIP5 and the experiment design [J]. Bull. Amer. Meteor. Soc., 93 (4): 485–498.

Tiedtke M. 1989. A comprehensive mass flux scheme for cumulus parameterization in large-scale model [J]. Mon. Wea. Rev., 117 (8):1779–1800.

王軍, 包慶, 劉屹岷, 等. 2012. 大氣環(huán)流模式 SAMIL模擬的夏季全球加熱場和東亞夏季風(fēng) [J]. 大氣科學(xué), 36 (1): 63–76. Wang Jun, Bao Qing, Liu Yimin, et al. 2012. Performances of SAMIL on the global heating and the East Asian summer monsoon [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 36 (1): 63–76.

王在志, 吳國雄, 劉平, 等. 2005. 全球?！憽?dú)怦詈夏Ｊ酱髿饽Ｊ椒至康陌l(fā)展及其氣候模擬性能 I——水平分辨率的影響 [J]. 熱帶氣象學(xué)報, 21 (3): 225–237. Wang Zaizhi, Wu Guoxiong, Liu Ping, et al.2005. The development of GOALS/LASG AGCM and its global climatological features in climate simulation. I—Influence of horizontal resolution [J]. Journal of Tropical Meteorology (in Chinese), 21 (3): 225–237.

Wang Z Z, Wu G X, Wu T W, et al. 2004. Simulation of Asian monsoon seasonal variations with climate model R42L9/LASG [J]. Adv. Atmos.Sci., 21 (6): 879–889.

吳波, 周天軍, Li Tim, 等. 2009. 耦合模式FGOALS_s 模擬的亞澳季風(fēng)年際變率及 ENSO [J]. 大氣科學(xué), 33 (2): 285–299. Wu Bo, Zhou Tianjun, Li Tim, et al. 2009. Interannual variability of the Asian-Australian monsoon and ENSO simulated by an ocean-atmosphere coupled model [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese),33 (2): 285–299.

吳國雄, 劉屹岷. 2000. 熱力適應(yīng)、過流、頻散和副高 I. 熱力適應(yīng)和過流 [J]. 大氣科學(xué), 24 (4): 433–433. Wu Guoxiong, Liu Yimin. 2000.Thermal adaptation, overshooting, dispersion, and subtropical anticyclone.Part I: Thermal adaptation and overshooting [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 24 (4): 433–433.

吳國雄, 張學(xué)洪, 劉輝, 等. 1997. LASG全球海洋—大氣—陸面系統(tǒng)模式（GOALS/LASG）及其模擬研究 [J]. 應(yīng)用氣象學(xué)報, 8 (增刊): 15–28.Wu Guoxiong, Zhang Xuehong, Liu Hui, et al. 1997. Global ocean–atmosphere–land system model of LASG (GOALS/LASG) and its performance in simulation study [J]. Quarterly Journal of Applied Meteorology (in Chinese), 8 (S1): 15–28.

Wu G X, Liu H, Zhao Y C, et al. 1996. A nine-layer atmospheric general circulation model and its performance [J]. Adv. Atmos. Sci., 13 (1): 1–18.

Wu T W, Liu P, Wang Z Z, et al. 2003. The performance of atmospheric component model R42L9 of GOALS/LASG [J]. Adv. Atmos. Sci., 20 (5):726–742.

Xie F, Li J, Tian W, et al. 2012. Signals of Modoki in the tropical tropopause layer and stratosphere [J]. Atmos. Chem. Phys., 12 (11): 5259–5273.

Zhang G J, McFarlane N A. 1995. Sensitivity of climate simulations to the parameterization of cumulus convection in the Canadian climate centre general circulation model [J]. Atmosphere-Ocean, 33 (3): 407–446.

張麗霞, 周天軍, 吳波, 等. 2008. 氣候系統(tǒng)模式 FGOALS_s1.1對熱帶降水年循環(huán)模態(tài)的模擬 [J]. 氣象學(xué)報, 66 (6): 968–981. Zhang Lixia,Zhou Tianjun, Wu Bo, et al. 2008. The annual modes of tropical precipitation simulated by LASG/IAP ocean-atmosphere coupled model Fgoals_s1.1 [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 66 (6):968–981.

張麗霞, 周天軍, 曾先鋒, 等. 2011. 積云參數(shù)化方案對熱帶降水年循環(huán)模態(tài)模擬的影響 [J]. 大氣科學(xué), 35 (4): 777–790. Zhang Lixia, Zhou Tianjun, Zeng Xianfeng, et al. 2011. The annual modes of tropical precipitation simulated with LASG/IAP AGCM: Sensitivity to convection schemes [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 35(4): 777–790.

周天軍, 宇如聰, 王在志, 等. 2005a. 大氣環(huán)流模式 SAMIL 及其耦合模式 FGOALS-s [M]. 北京: 氣象出版社, 1–288. Zhou Tianjun, Yu Rucong, Wang Zaizhi, et al. 2005a. The AGCM SAMIL and Its Coupled Model FGOALS-s (in Chinese) [M]. Beijing: China Meteorological Press,1–288.

周天軍, 王在志, 宇如聰, 等. 2005b. 基于 LASG/IAP大氣環(huán)流譜模式的氣候系統(tǒng)模式 [J]. 氣象學(xué)報, 63 (5): 702–715. Zhou Tianjun,Wang Zaizhi, Yu Rucong, et al. 2005b. The climate system model FGOALS_s using LASG/IAP spectral AGCM SAMIL as its atmospheric component [J]. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 63 (5): 702–715.