海陸氣協(xié)同作用對(duì)華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂说挠绊?/h1>
2023-12-19 10:36:14楊凱馮信賢黃剛
氣候與環(huán)境研究 2023年6期
楊凱 馮信賢 黃剛
中國(guó)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(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029
1 引言
我國(guó)華北地區(qū)人口密集，氣候條件受到東亞季風(fēng)的影響。在全球變暖背景下，華北地區(qū)頻繁遭受高溫?zé)崂耸录挠绊懀o國(guó)家和人們帶來(lái)了嚴(yán)重的損失（Ding et al., 2010; Sun et al., 2014; Li et al.,2017; Johnson et al., 2018）。前人的研究指出華北地區(qū)高溫?zé)崂耸录诮鼛资瓿尸F(xiàn)增長(zhǎng)趨勢(shì)（Li et al., 2017; Chen et al., 2018; Zhang et al., 2020）。因此，如何提高對(duì)華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂说募竟?jié)預(yù)測(cè)水平是重要的科學(xué)問題。
華北地區(qū)高溫?zé)崂说男纬墒艿絹?lái)自海洋和陸面過程多方面因素的影響（Sun, 2012; 陳海山和周晶,2013; Wang et al., 2016; Deng et al., 2019; Zhang et al., 2020）。熱帶海溫如熱帶太平洋海溫和熱帶大西洋海溫可以通過影響東亞環(huán)流系統(tǒng)，在華北地區(qū)上空產(chǎn)生高壓異常（Wei et al., 2020; Zhang et al.,2020）。高壓系統(tǒng)可以導(dǎo)致局地盛行下沉氣流，抑制降水并減少云量，增加向下太陽(yáng)輻射，是高溫?zé)崂诵纬傻闹饕蛩?（Yang et al., 2019）。局地陸氣相互作用過程對(duì)高溫?zé)崂说男纬梢灿兄匾绊懀╖hang and Wu, 2011）。當(dāng)土壤偏干時(shí)，局地潛熱通量減少，感熱通量增加，進(jìn)而導(dǎo)致局地溫度升高（Zhang and Dong, 2010; Liu et al., 2014; Zeng et al., 2014）。在一些情況下，局地溫度升高可以加熱大氣并在對(duì)流層中層形成高壓異常；高壓異常又有利于下沉氣流和少云天氣，增加向下太陽(yáng)輻射并使局地氣溫進(jìn)一步升高，加劇高溫天氣的強(qiáng)度（Fischer et al., 2007a, 2007b）。另一方面，土壤濕度異常偏低時(shí)，地表蒸發(fā)減少并降低大氣中的水汽，不利于降水的形成；降水減少又可以進(jìn)一步導(dǎo)致土壤濕度的負(fù)異常，從而形成正反饋機(jī)制并加劇干熱天氣的發(fā)展（Meng and Shen, 2014; Zhong et al.,2018; Yuan et al., 2021）。土壤濕度與大氣之間的反饋過程在華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂说男纬蛇^程中起著重要作用（Wu and Zhang, 2015; Zhang et al., 2015;Chen et al., 2020）。
土壤濕度作為陸面過程的慢變量，對(duì)氣候異常條件具有一定的記憶能力 （Koster et al., 2014）。華北地區(qū)陸氣相互作用較強(qiáng)，且土壤濕度記憶時(shí)間較長(zhǎng)。前人的研究指出華北地區(qū)土壤濕度記憶可以達(dá)到3 個(gè)月甚至更長(zhǎng)（Wu and Dickinson, 2004），春季土壤濕度異常可以持續(xù)到夏季并影響夏季高溫?zé)崂说男纬?，為高溫?zé)崂说募竟?jié)預(yù)測(cè)提供了潛在的預(yù)報(bào)因子（郭維棟等, 2007; Wu and Zhang, 2015）。然而，在利用前期土壤濕度進(jìn)行極端高溫的季節(jié)預(yù)測(cè)時(shí)，一些研究發(fā)現(xiàn)不同環(huán)流條件下前期土壤濕度的影響可能不同 （Meng and Shen, 2014; Zhong et al., 2018; Zhu et al., 2021）。Quesada et al.（2012）在利用前冬春季節(jié)的土壤濕度預(yù)測(cè)夏季歐洲東南部的高溫?zé)崂藭r(shí)，發(fā)現(xiàn)前冬和春季的土壤濕度正異常（土壤較濕）往往可以抑制夏季歐洲東南部高溫?zé)崂说陌l(fā)生；但前冬和春季較干的土壤條件既有可能導(dǎo)致夏季產(chǎn)生高溫天氣，也有可能對(duì)應(yīng)一個(gè)氣溫較低的夏季。造成這一不對(duì)稱現(xiàn)象的原因是大氣環(huán)流條件的影響。當(dāng)夏季歐洲東南部上空大氣存在反氣旋環(huán)流異常時(shí)，下沉氣流和異常偏多的向下太陽(yáng)輻射抑制局地對(duì)流并提高局地溫度，有利于較干土壤條件的維持并激發(fā)土壤濕度—大氣之間的正反饋機(jī)制；然而，當(dāng)夏季歐洲東南部上空大氣存在氣旋式環(huán)流異常時(shí)，多云天氣和異常偏多的降水可以抑制土壤濕度—大氣之間的反饋過程，使得前期較干的土壤并不會(huì)導(dǎo)致夏季的高溫天氣。相反，當(dāng)前期土壤較濕時(shí)，無(wú)論夏季歐洲東南部上空大氣存在何種環(huán)流異常，高溫天氣均不易發(fā)生。還有研究提出在較濕的環(huán)流條件下，土壤濕度的記憶能力往往較弱（Song et al., 2019）。除了環(huán)流異常的影響以外，土壤干異常和濕異常的持續(xù)時(shí)間也存在不對(duì)稱性。在相同的環(huán)流條件下，土壤濕度的濕異常衰退相對(duì)較快，而干異常往往可以持續(xù)更久（Song et al.,2019）。
前人的研究指出華北地區(qū)春季土壤濕度可以作為夏季高溫?zé)崂说募竟?jié)預(yù)測(cè)因子（Wu and Zhang,2015）。然而，在進(jìn)行實(shí)際預(yù)測(cè)和量化分析時(shí)，一些研究發(fā)現(xiàn)觀測(cè)中華北地區(qū)前期土壤濕度異常與夏季高溫的關(guān)系并不穩(wěn)定（Wu et al., 2021）。本文的結(jié)果也表明華北地區(qū)5 月土壤濕度與夏季高溫指數(shù)雖然存在顯著相關(guān)，但相關(guān)系數(shù)較低，且5 月土壤濕度的負(fù)異常并不一定能夠?qū)е孪募井a(chǎn)生較強(qiáng)的高溫?zé)崂?。如前文所述，影響前期土壤濕度與后期高溫?zé)崂岁P(guān)系的過程有很多，包括局地環(huán)流條件的調(diào)控以及土壤濕度異常持續(xù)不對(duì)稱性等。導(dǎo)致華北地區(qū)土壤濕度和夏季高溫關(guān)系不穩(wěn)定的原因需要進(jìn)一步的研究。
本文的主要研究?jī)?nèi)容是結(jié)合統(tǒng)計(jì)分析和數(shù)值模式敏感性試驗(yàn)，揭示影響華北地區(qū)前期土壤濕度和夏季高溫?zé)崂岁P(guān)系的主要過程。指出夏季熱帶中東太平洋海溫可以通過影響西太平洋副熱帶高壓強(qiáng)度進(jìn)而影響華北地區(qū)夏季降水和土壤濕度異常的持續(xù)能力，調(diào)節(jié)華北地區(qū)前期土壤濕度和夏季高溫?zé)崂岁P(guān)系。
2 數(shù)據(jù)和方法
2.1 觀測(cè)和再分析資料
本文所用到的再分析資料包括ERA5（Fifth generation of the European Centre for Medium-Range Weather Forecasts atmospheric reanalyses; https://cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/dataset/reanalysis-era5-pressure-levels-monthly-means?tab=overview[2023-03-01]）資料1979～2020 年的日最高溫度、地表溫度、月土壤濕度、海表溫度（Sea Surface Temperature, SST）、位勢(shì)高度場(chǎng)、降水量等數(shù)據(jù)，水平分辨率為0.25°（緯度）×0.25°（經(jīng)度）。所有變量的異常值均是通過減去1979～2020 年的平均值計(jì)算得來(lái)。本文以高溫日數(shù)來(lái)表征華北地區(qū)高溫?zé)崂说淖兓卣?。以日最高氣溫大?0°C 為標(biāo)準(zhǔn)定義高溫日，高溫日數(shù)是指固定某個(gè)季節(jié)或月份高溫日的日數(shù)。高溫日數(shù)可以很好地描述華北地區(qū)高溫?zé)崂说淖兓卣?。利用絕對(duì)閾值和相對(duì)閾值計(jì)算得到的高溫日數(shù)變化特征基本一致（圖1）。我們同樣計(jì)算了高溫強(qiáng)度指數(shù)和高溫持續(xù)時(shí)間指數(shù)，兩者的定義分別為固定某個(gè)季節(jié)或月份內(nèi)所有高溫日的日最高氣溫平均值和固定時(shí)間內(nèi)高溫日持續(xù)兩天以上的次數(shù)。華北地區(qū)高溫日數(shù)與高溫強(qiáng)度指數(shù)以及高溫持續(xù)時(shí)間指數(shù)具有較高的相關(guān)，相關(guān)系數(shù)均超過了99%信度檢驗(yàn)。因此本文主要以高溫日數(shù)作為表征華北地區(qū)高溫?zé)崂俗兓卣鞯闹笖?shù)。
圖1 ERA5 再分析資料不同閾值計(jì)算的高溫日數(shù)的比較。以華北地區(qū)區(qū)域平均的日最高氣溫90%分位數(shù)為閾值（紅色線），以30oC 為閾值（藍(lán)色線），和以每個(gè)格點(diǎn)的90%分位數(shù)為閾值（黑色線）得出的華北地區(qū)區(qū)域平均高溫日數(shù)曲線Fig. 1 Comparison of hot day indices using different thresholds from ERA5 reanalysis data. Regional averaged hot day numbers in North China derived using the 90th percentile of the regional averaged daily maximum temperature in North China (red line), the threshold of 30oC(blue line), and the threshold of the 90th percentile of each grid point(black line)
2.2 控制試驗(yàn)
為了研究影響華北地區(qū)前期土壤濕度和夏季高溫?zé)崂岁P(guān)系的主要過程，本文利用Weather Research and Forecasting Model（WRF, version 4.2.0）區(qū)域氣候模式進(jìn)行了系列敏感性試驗(yàn)。采用ERA5 再分析資料為WRF 提供初始場(chǎng)和邊界場(chǎng)驅(qū)動(dòng)。首先進(jìn)行了1979～2020 共42 年的控制試驗(yàn)?zāi)M，主要分析1981～2020 年的結(jié)果。模擬區(qū)域如圖2a 所示，基本覆蓋東亞主要區(qū)域，模擬水平分辨率為30 km。通過多組參數(shù)化方案組合的短期模擬，并借鑒前人利用WRF 模式模擬東亞地區(qū)時(shí)所采取的參數(shù)化方案，最終采用的參數(shù)化方案包括：The Community Atmosphere Model (CAM) shortwave and longwave schemes （Collins et al., 2006），the Yonsei University (YSU) scheme （Hong et al., 2006b），the WRFSingle-Moment three-class (WSM3) micro-physics scheme （Hong et al., 2006a），the Kain-Fritsch cumulus parameterization scheme （ Kain, 2004）， Monin-Obukhov surface layer scheme，其中陸面模式為the Noah land surface model with multi-parameterization options（Chen and Dudhia, 2001; Niu et al., 2011）。
圖2 控制試驗(yàn)?zāi)M的（左列）和ERA5 資料中（右列）東亞地區(qū)1981～2020 年夏季（a、b）地表溫度和（c、d）降水量的平均值分布Fig. 2 Spatial patterns of (a, b) summer surface air temperature and (c, d) summer rainfall over East Asia from 1981 to 2020 simulated by WRF control experiment (left panel) and in ERA5 data (right panel)
模擬結(jié)果表明，控制試驗(yàn)較好地模擬出了東亞地區(qū)夏季氣候主要特征。如圖2a 和2b 所示，WRF 模式模擬的東亞地區(qū)夏季地表溫度空間分布與ERA5 資料的結(jié)果基本一致。在ERA5 中，我國(guó)夏季地表溫度表現(xiàn)出明顯的南北和東西向差異，青藏高原地區(qū)溫度最低而華南地區(qū)和西北地區(qū)溫度相對(duì)較高（圖2b）；聚焦華北地區(qū)，華北地區(qū)南部溫度高于北部，東部（河北和山東）溫度高于西部（山西），這些特征在控制試驗(yàn)中都有很好的體現(xiàn)（圖2a）。對(duì)于東亞夏季降水，雖然模式總體高估了東亞地區(qū)的降水量，但還是很好地重現(xiàn)了ERA5資料中南濕北干的空間分布特征（圖2c 和2d）。
2.3 敏感性試驗(yàn)
此外進(jìn)行了兩組敏感性試驗(yàn)?？紤]到華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂酥饕霈F(xiàn)在7 月（Wu et al., 2021），在進(jìn)行敏感性試驗(yàn)時(shí)，主要考慮了初始土壤濕度對(duì)7 月高溫?zé)崂说挠绊?。兩組敏感性試驗(yàn)分別為土壤濕度正異常組和土壤濕度負(fù)異常組。首先提取了控制試驗(yàn)1981～2020 年共40 年6 月26 日至7 月4 日（共360 d）的00:00（協(xié)調(diào)世界時(shí)，下同）時(shí)刻的土壤濕度數(shù)據(jù)，并計(jì)算華北地區(qū)的區(qū)域平均，選出其中最干和最濕的一天的土壤濕度數(shù)據(jù)。以最干天的00:00 時(shí)刻土壤濕度數(shù)據(jù)作為土壤濕度負(fù)異常組敏感性試驗(yàn)的初始土壤濕度條件，以最濕天的00:00 時(shí)刻土壤濕度數(shù)據(jù)作為土壤濕度正異常組敏感性試驗(yàn)的初始土壤濕度條件。利用控制試驗(yàn)每年7 月1 日的restart 文件進(jìn)行敏感性試驗(yàn)的模擬，積分時(shí)間均為1 個(gè)月，并進(jìn)行40 年的分別模擬。在兩組敏感性試驗(yàn)中，除修改4 層土壤濕度初始條件以外，其他均與控制試驗(yàn)相同。最終得到土壤濕度正異常組40 年×1 個(gè)月的模擬和土壤濕度負(fù)異常組40 年×1 個(gè)月的模擬。每組試驗(yàn)中，每年7月1 日土壤濕度的初始條件保持不變（最干或最濕天）。通過比較土壤濕度正異常組和負(fù)異常組的差異，來(lái)研究初始土壤濕度對(duì)華北地區(qū)7 月高溫?zé)崂说挠绊?。此外，?0 年的試驗(yàn)分為土壤濕度異常引起高溫?zé)崂烁弋惓Ｄ旰偷彤惓Ｄ?，通過比較兩組年份的特征來(lái)確定影響前期土壤濕度與高溫?zé)崂岁P(guān)系的主要過程。
3 結(jié)果
3.1 土壤濕度與高溫關(guān)系的模擬
ERA5 再分析資料中華北地區(qū)5 月土壤濕度與夏季高溫日數(shù)總體呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)，但在華北地區(qū)南部相關(guān)系數(shù)總體偏小且不顯著，相關(guān)系數(shù)大值區(qū)位于北京及其東部地區(qū)（圖3a）。這說明在華北地區(qū)南部，前期土壤濕度異常與夏季高溫的關(guān)系并不穩(wěn)定。聚焦6 月土壤濕度異常與7 月高溫日數(shù)，兩者在華北地區(qū)區(qū)域平均值的相關(guān)系數(shù)為-0.38，通過了95%信度檢驗(yàn)（圖3b）。然而，在一些6 月土壤較干的年份（如數(shù)值在0.2～0.25 m3/m3的年份），7 月的高溫日數(shù)依舊較低。說明6 月土壤濕度的干異常并不一定能夠?qū)е? 月高溫日數(shù)的增加。對(duì)控制試驗(yàn)的結(jié)果進(jìn)行相同的分析發(fā)現(xiàn)控制試驗(yàn)的結(jié)果與再分析數(shù)據(jù)的結(jié)果基本一致?？刂圃囼?yàn)中5月次表層土壤濕度與夏季高溫日數(shù)的高相關(guān)區(qū)域大致位于華北地區(qū)西北部，但高估了華北地區(qū)西南部?jī)烧叩南嚓P(guān)（圖3c）。在40 年的控制試驗(yàn)?zāi)M中，有兩年的6 月土壤濕度異常明顯偏離其他年份，導(dǎo)致40 年的6 月次表層土壤濕度與7 月高溫日數(shù)呈現(xiàn)較強(qiáng)相關(guān)（圖3d）。如果不考慮這兩個(gè)年份，則兩者的相關(guān)系數(shù)不再顯著。與再分析資料一樣，在控制試驗(yàn)中一些6 月土壤較干的年份，7 月的高溫日數(shù)依舊較低（圖3d）。因此模式總體能夠模擬出再分析資料中前期土壤濕度與高溫的關(guān)系。模式中的兩個(gè)土壤濕度異常偏強(qiáng)年（圖3d 中藍(lán)色點(diǎn)）對(duì)本文研究結(jié)果和主要結(jié)論并沒有顯著影響，因此之后的研究依舊基于所有年份展開。
圖3 1981～2020 年（a、b）ERA5 數(shù)據(jù)、（c、d）控制試驗(yàn)5 月次表層（第二層）土壤濕度與夏季高溫日數(shù)相關(guān)系數(shù)空間分布（左列）和華北地區(qū)（紅框區(qū)域?yàn)楸疚亩x的華北地區(qū)范圍）區(qū)域平均的6 月次表層土壤濕度與7 月高溫日數(shù)之間的關(guān)系（右列）。在40 年的控制試驗(yàn)中，有兩年的土壤濕度異常明顯偏離其他年份，導(dǎo)致整體6 月次表層土壤濕度與7 月高溫日數(shù)存在較強(qiáng)相關(guān)（藍(lán)色擬合線及參數(shù)）。如果不考慮這兩個(gè)年份，則兩者的相關(guān)系數(shù)不再顯著（紅色擬合線及參數(shù)）。圖3c 不包含圖3d 中兩個(gè)藍(lán)色點(diǎn)年份數(shù)據(jù)Fig. 3 Spatial distributions of the correlation between subsurface (second layer) soil moisture in May and the number of hot days in summer (left panel) and the relationship between Jun subsurface soil moisture and the number of hot days in Jul averaged over North China (red boxed shows the North China region defined in this study) (right panel) from (a, b) ERA5 data and (c, d) control experiment during 1981-2020. In two of the 40 years of the control experiment, the soil moisture anomaly deviates significantly from the other years, resulting in a strong correlation between the Jun subsurface soil moisture and the number of hot days in Jul (blue fitted line and parameters). If these two years are not considered, the correlation coefficient is no longer significant (red fitted line and parameters). The data of the two blue years in Fig. 3d are not included in Fig. 3c
通過比較兩組敏感性試驗(yàn)的結(jié)果發(fā)現(xiàn)，模式中7 月初土壤濕度的異常確實(shí)可以持續(xù)較長(zhǎng)時(shí)間，且次表層土壤濕度異常的持續(xù)能力強(qiáng)于表層（圖4a 和4b），與前人的研究結(jié)論一致。此外，兩組敏感性試驗(yàn)土壤濕度異常主要體現(xiàn)在華北地區(qū)南部（圖4a），這與圖3 中前期土壤濕度與高溫?zé)崂岁P(guān)系較為不穩(wěn)定的區(qū)域基本吻合。與傳統(tǒng)觀點(diǎn)一致，土壤濕度的負(fù)異常導(dǎo)致局地高溫日數(shù)增加（圖4c）。其主要過程是通過抑制地面蒸發(fā)，從而增強(qiáng)局地感熱通量（圖4d）并降低潛熱通量（圖4e），使得地面溫度整體升高，有利于高溫天氣的產(chǎn)生。不僅如此，與歐洲地區(qū)土壤濕度—大氣反饋特征一致 （Fischer et al., 2007a, 2007b），局地土壤濕度的負(fù)異常還可以通過加熱大氣，使得對(duì)流層中層（500 hPa）產(chǎn)生高壓異常并伴隨下沉氣流（圖4f和4g）。下沉氣流可以減少云量并增加到達(dá)地面的太陽(yáng)輻射，進(jìn)一步提升地面溫度，形成土壤濕度—大氣之間的正反饋機(jī)制。相比于對(duì)流層中層，土壤濕度異常在對(duì)流層低層（850 hPa）造成的局地環(huán)流異常相對(duì)較弱（圖4h）。
圖4 （a）土壤濕度負(fù)異常試驗(yàn)和土壤濕度正異常試驗(yàn)的表層7 月平均土壤濕度差異的空間分布；（b-h）同（a），但分別為（b）次表層（第二層）土壤濕度、（c）高溫日數(shù)、（d）感熱通量、（e）潛熱通量、（f）500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)、（g）500 hPa 垂直速度場(chǎng)、（h）850 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)Fig. 4 (a) Differences of the soil moisture in the surface layer in Jul between the negative soil moisture anomaly experiment and positive soil moisture anomaly experiment, (b-h) as in (a), but the variables are (b) subsurface (the second layer) soil moisture, (c) number of hot days, (d) sensible heat flux,(e) latent heat flux, (f) 500-hPa geopotential height field, (g) 500-hPa vertical velocity field, and (h) 850-hPa geopotential height field, respectively
3.2 土壤濕度異常對(duì)高溫的不同影響
按照土壤異常所引起的高溫日數(shù)變化幅度，將40 年分為高異常年（20 年）和低異常年（20年）。首先計(jì)算土壤濕度負(fù)異常試驗(yàn)和土壤濕度正異常試驗(yàn)華北地區(qū)7 月高溫日數(shù)區(qū)域平均的差值，然后根據(jù)此差值將40 年排序并分成兩組。通過比較高異常年和低異常年各變量場(chǎng)特征，確定影響前期土壤濕度和高溫之間關(guān)系的主要過程。
圖5 a 給出了高異常年和低異常年7 月高溫日數(shù)的差異，可以看出兩組年份的高溫日數(shù)差異主要出現(xiàn)在華北地區(qū)南部。高異常年份偏多的高溫日數(shù)與其偏干的土壤濕度異常有關(guān)（圖5b），說明在高異常年份土壤濕度的干異常持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)。圖6a展示了高異常年份和低異常年份華北地區(qū)區(qū)域平均的土壤濕度變化，可以看出初始時(shí)刻兩組年份的土壤濕度異常基本相同，但在第三天以后，高異常年土壤濕度明顯低于低異常年，這種差異一直保持到第20 天才逐漸縮小。土壤濕度差異主要與降水有關(guān)，高異常年7 月降水明顯少于低異常年（圖5c），并且這種差異從7 月第三天開始就有所體現(xiàn)，并基本可以延續(xù)到7 月底（圖6b）。土壤濕度的異?？梢酝ㄟ^調(diào)節(jié)局地水循環(huán)過程從而影響局地降水，但由于高異常年和低異常年初始時(shí)刻土壤濕度異常相同，因此造成兩者差異的主要原因并不是土壤濕度的影響。
圖5 敏感性試驗(yàn)中高異常年和低異常年7 月（a）高溫日數(shù)、（b）次表層土壤濕度、（c）降水量、（d）感熱通量、（e）潛熱通量、（f）500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)、（g）850 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)差異的空間分布Fig. 5 Differences between high and low anomaly years of the sensitivity experiments in the (a) number of hot days, (b) subsurface soil moisture,(c) precipitation, (d) sensible heat flux, (e) latent heat flux, (f) 500-hPa geopotential height field, (g) 850-hPa geopotential height field, and wind field
圖6 敏感性試驗(yàn)中高異常年和低異常年華北地區(qū)區(qū)域平均的7 月（a）次表層土壤濕度異常、（b）降水量異常、（c）感熱通量異常、（d）潛熱通量異常隨時(shí)間的變化Fig. 6 Variations of (a) subsurface soil moisture anomalies, (b) precipitation anomalies, (c) sensible heat flux anomalies, and (d) latent heat flux anomalies in Jul for the high and low anomaly years averaged over North China in the sensitivity experiments
3.3 環(huán)流對(duì)土壤濕度與高溫關(guān)系的調(diào)控
高異常年華北地區(qū)南部偏少的降水和偏干的土壤導(dǎo)致感熱通量偏高而潛熱通量偏低（圖5d 和5h）。感熱通量和潛熱通量異常的演變基本與土壤濕度異常的演變特征一致（圖6c 和6d）。進(jìn)一步比較高異常年和低異常年的對(duì)流層中層環(huán)流場(chǎng)，發(fā)現(xiàn)兩組年份500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)的差異主要表現(xiàn)在華北地區(qū)西部和東北地區(qū)，在本文重點(diǎn)關(guān)注的華北地區(qū)南部環(huán)流場(chǎng)的差異較小（圖5f）。相反，兩組年份對(duì)流層低層環(huán)流場(chǎng)的差異在華北地區(qū)中部和南部更為明顯。與高異常年相比，低異常年份華北地區(qū)中部和南部850 hPa 存在低壓異常，并伴隨較強(qiáng)（西進(jìn)）的西太平洋副熱帶高壓（西太副高），兩者共同導(dǎo)致華北南部盛行南風(fēng)氣流（圖5g）。西太副高是影響我國(guó)東部夏季降水的主要系統(tǒng)。當(dāng)其異常偏強(qiáng)時(shí)，西邊界可以延伸至我國(guó)東部地區(qū)并通過西側(cè)的南風(fēng)將熱帶海洋濕潤(rùn)的空氣向北輸送。濕潤(rùn)的南風(fēng)和北部干冷空氣相遇有利于降水的形成（Yang et al., 2022）。低異常年份對(duì)應(yīng)的偏強(qiáng)西太副高有利于局地降水增加，不利于土壤濕度干異常的持續(xù)，因此導(dǎo)致土壤濕度干異常對(duì)高溫的貢獻(xiàn)較弱。圖5f 也同樣體現(xiàn)了對(duì)流層中層西太副高的差異。
值得注意的是，土壤濕度異常所引起的局地環(huán)流異常主要體現(xiàn)在對(duì)流層中層（圖4f），而在對(duì)流層低層的影響很弱（圖4h）。因此高異常年和低異常年所對(duì)應(yīng)的對(duì)流層低層環(huán)流異常并不是由于土壤濕度的異常引起的。這一點(diǎn)可以通過比較控制試驗(yàn)的結(jié)果進(jìn)行驗(yàn)證。圖7a 展示了控制試驗(yàn)中高異常年和低異常年7 月850 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)差異的空間分布?？梢钥闯鲈诓豢紤]土壤濕度異常的情況下，相比于高異常年，控制試驗(yàn)中低異常年的環(huán)流場(chǎng)同樣表現(xiàn)出偏強(qiáng)的西太副高，華北地區(qū)中部和南部的低壓異常以及盛行南風(fēng)氣流（圖7a），與圖5g 基本一致。利用ERA5 數(shù)據(jù)進(jìn)行同樣的比較，也可以得到一樣的結(jié)果（圖7c）。控制試驗(yàn)和ERA5 資料中并沒有如敏感性試驗(yàn)中的土壤濕度異常，因此可以判定高異常年和低異常年對(duì)流層低層環(huán)流場(chǎng)的異常并不是由土壤濕度異常引起。進(jìn)一步比較再分析資料中高異常年和低異常年7 月海溫異常，發(fā)現(xiàn)高異常年對(duì)應(yīng)熱帶中東太平洋地區(qū)暖海溫異常（也就是El Ni?o），而低異常年對(duì)應(yīng)熱帶中東太平洋地區(qū)冷海溫異常，也就是La Ni?a 現(xiàn)象（圖7b）。前人的研究指出夏季熱帶中東太平洋La Ni?a 現(xiàn)象可以抑制局地對(duì)流，有利于西太副高西伸 （Yang et al., 2022），這與圖7a 和圖7c 的結(jié)果一致。
圖7 （a）控制試驗(yàn)、（c）ERA5 資料高異常年和低異常年7 月850 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)差異的空間分布；（b）ERA5 資料中高異常年和低異常年7 月海溫差異的空間分布；（d）控制試驗(yàn)和ERA5 資料中高異常年和低異常年華北地區(qū)區(qū)域平均的7 月降水量差值及根據(jù)Ni?o3.4 指數(shù)判定的熱帶中東太平洋海溫暖異常年和冷異常年華北地區(qū)區(qū)域平均的7 月降水量差值Fig. 7 Spatial distributions of the difference between the 850-hPa geopotential height field and wind field in Jul in the high and low anomaly years from (a) the control experiment and (c) the ERA5 data; (b) Spatial distribution of the difference between the SST anomalies in Jul in the high and low anomaly years in the ERA5 data; (d) Regional averaged North China July precipitation differences between the high and low anomaly years in the control experiment and ERA5 data, and differences of the regional averaged Jul precipitation in North China between tropical east-central Pacific SST warm anomaly years and cold anomaly years defined based on Ni?o3.4 index
另外需要確定的是引起圖5c 中高異常年和低異常年降水量差異的原因是環(huán)流系統(tǒng)異常還是土壤濕度異常。通過比較控制試驗(yàn)中高異常年和低異常年華北地區(qū)區(qū)域平均降水量差異，發(fā)現(xiàn)在不考慮土壤濕度異常影響的情況下，高異常年華北地區(qū)降水依舊偏少（圖7d）。這一現(xiàn)象同樣出現(xiàn)在ERA5資料中（圖7d）。這說明兩組年份華北地區(qū)降水異常并不是由于土壤濕度的異常造成的。以常用的Ni?o3.4 指數(shù)[定義為（5oS～5oN，170oW～120oW）區(qū)域的海溫異常]表征熱帶中東太平洋地區(qū)海溫異常，發(fā)現(xiàn)當(dāng)熱帶中東太平洋地區(qū)處于El Ni?o 位相（暖位相）時(shí)，華北地區(qū)降水相對(duì)偏少（圖7d），進(jìn)一步說明熱帶中東太平洋海溫暖異?？梢酝ㄟ^削弱西太副高強(qiáng)度，進(jìn)而減少華北地區(qū)暖濕南風(fēng)氣流并減少當(dāng)?shù)亟邓?，有利于華北地區(qū)初期土壤濕度干異常的持續(xù)并驅(qū)動(dòng)高溫天氣的產(chǎn)生。
4 總結(jié)和討論
我國(guó)華北地區(qū)是陸氣相互作用較強(qiáng)的區(qū)域，其高溫?zé)崂说男纬墒艿酵寥罎穸鹊汝懨孀兞康挠绊?。土壤濕度的記憶能力為華北地區(qū)高溫?zé)崂说募竟?jié)預(yù)測(cè)提供了潛在的預(yù)報(bào)因子。然而，華北地區(qū)前期土壤濕度與夏季高溫之間的關(guān)系并不穩(wěn)定，主要是受到來(lái)自對(duì)流層低層環(huán)流條件的影響?；诮y(tǒng)計(jì)分析和WRF 模式敏感性試驗(yàn)，本文指出熱帶中東太平洋海溫可以通過影響西太副高強(qiáng)度進(jìn)而調(diào)節(jié)華北地區(qū)降水，最終影響華北地區(qū)前期土壤濕度與夏季高溫之間的關(guān)系。當(dāng)熱帶中東太平洋海溫處于冷位相（La Ni?a）時(shí)，夏季西太副高強(qiáng)度較強(qiáng)，其西側(cè)南風(fēng)氣流為華北地區(qū)南部輸送大量水汽并造成該區(qū)域降水增加，不利于前期華北地區(qū)土壤濕度干異常的維持，削弱了土壤濕度干異常對(duì)高溫的貢獻(xiàn)。相反，當(dāng)熱帶中東太平洋海溫處于暖位相時(shí)，西太副高強(qiáng)度較弱，華北地區(qū)降水減少并在對(duì)流層低層形成高壓異常，使得土壤濕度干異常得以維持并造成較強(qiáng)的高溫?zé)崂?。此類情況下前期土壤濕度異常可以作為高溫?zé)崂说念A(yù)測(cè)信號(hào)。本文的研究結(jié)果表明局地陸氣相互作用及陸面變量的記憶能力會(huì)受到來(lái)自海氣過程主導(dǎo)的環(huán)流背景的調(diào)控，因此在進(jìn)行極端氣候事件的季節(jié)預(yù)測(cè)時(shí)，需要考慮海陸氣系統(tǒng)的協(xié)同作用。
需要注意的是，本文的研究也存在一些不足。雖然WRF 模式能夠較為準(zhǔn)確的描述出東亞地區(qū)夏季氣候特征，并模擬出華北地區(qū)土壤濕度與高溫之間的關(guān)系，然而本文的結(jié)果依舊有可能受到模式偏差的影響?？紤]到華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂酥饕l(fā)生在7 月，因此本文主要進(jìn)行了針對(duì)7 月高溫?zé)崂说拿舾行栽囼?yàn)，結(jié)論是否適用于6 月和8 月還需要進(jìn)一步研究驗(yàn)證。本文僅重點(diǎn)討論了土壤濕度干異常對(duì)增強(qiáng)高溫?zé)崂说呢暙I(xiàn)，而沒有討論土壤濕度干濕異常對(duì)高溫?zé)崂素暙I(xiàn)的不對(duì)稱性，前人的研究提出土壤濕度干濕異常的持續(xù)性可能存在不對(duì)稱性，這也可能影響土壤濕度與高溫之間的關(guān)系。此外，本文重點(diǎn)關(guān)注了熱帶海溫對(duì)華北地區(qū)環(huán)流條件的影響。前人的研究提出華北地區(qū)夏季環(huán)流和高溫?zé)崂伺c中緯度多種環(huán)流模態(tài)，如絲綢之路遙相關(guān)型等也有緊密聯(lián)系，后續(xù)研究應(yīng)關(guān)注除熱帶海溫以外的其他因素對(duì)華北地區(qū)土壤濕度—高溫?zé)崂岁P(guān)系的影響。
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楊凱 馮信賢 黃剛
中國(guó)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(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100029
1 引言
我國(guó)華北地區(qū)人口密集，氣候條件受到東亞季風(fēng)的影響。在全球變暖背景下，華北地區(qū)頻繁遭受高溫?zé)崂耸录挠绊懀o國(guó)家和人們帶來(lái)了嚴(yán)重的損失（Ding et al., 2010; Sun et al., 2014; Li et al.,2017; Johnson et al., 2018）。前人的研究指出華北地區(qū)高溫?zé)崂耸录诮鼛资瓿尸F(xiàn)增長(zhǎng)趨勢(shì)（Li et al., 2017; Chen et al., 2018; Zhang et al., 2020）。因此，如何提高對(duì)華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂说募竟?jié)預(yù)測(cè)水平是重要的科學(xué)問題。
華北地區(qū)高溫?zé)崂说男纬墒艿絹?lái)自海洋和陸面過程多方面因素的影響（Sun, 2012; 陳海山和周晶,2013; Wang et al., 2016; Deng et al., 2019; Zhang et al., 2020）。熱帶海溫如熱帶太平洋海溫和熱帶大西洋海溫可以通過影響東亞環(huán)流系統(tǒng)，在華北地區(qū)上空產(chǎn)生高壓異常（Wei et al., 2020; Zhang et al.,2020）。高壓系統(tǒng)可以導(dǎo)致局地盛行下沉氣流，抑制降水并減少云量，增加向下太陽(yáng)輻射，是高溫?zé)崂诵纬傻闹饕蛩?（Yang et al., 2019）。局地陸氣相互作用過程對(duì)高溫?zé)崂说男纬梢灿兄匾绊懀╖hang and Wu, 2011）。當(dāng)土壤偏干時(shí)，局地潛熱通量減少，感熱通量增加，進(jìn)而導(dǎo)致局地溫度升高（Zhang and Dong, 2010; Liu et al., 2014; Zeng et al., 2014）。在一些情況下，局地溫度升高可以加熱大氣并在對(duì)流層中層形成高壓異常；高壓異常又有利于下沉氣流和少云天氣，增加向下太陽(yáng)輻射并使局地氣溫進(jìn)一步升高，加劇高溫天氣的強(qiáng)度（Fischer et al., 2007a, 2007b）。另一方面，土壤濕度異常偏低時(shí)，地表蒸發(fā)減少并降低大氣中的水汽，不利于降水的形成；降水減少又可以進(jìn)一步導(dǎo)致土壤濕度的負(fù)異常，從而形成正反饋機(jī)制并加劇干熱天氣的發(fā)展（Meng and Shen, 2014; Zhong et al.,2018; Yuan et al., 2021）。土壤濕度與大氣之間的反饋過程在華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂说男纬蛇^程中起著重要作用（Wu and Zhang, 2015; Zhang et al., 2015;Chen et al., 2020）。
土壤濕度作為陸面過程的慢變量，對(duì)氣候異常條件具有一定的記憶能力 （Koster et al., 2014）。華北地區(qū)陸氣相互作用較強(qiáng)，且土壤濕度記憶時(shí)間較長(zhǎng)。前人的研究指出華北地區(qū)土壤濕度記憶可以達(dá)到3 個(gè)月甚至更長(zhǎng)（Wu and Dickinson, 2004），春季土壤濕度異常可以持續(xù)到夏季并影響夏季高溫?zé)崂说男纬?，為高溫?zé)崂说募竟?jié)預(yù)測(cè)提供了潛在的預(yù)報(bào)因子（郭維棟等, 2007; Wu and Zhang, 2015）。然而，在利用前期土壤濕度進(jìn)行極端高溫的季節(jié)預(yù)測(cè)時(shí)，一些研究發(fā)現(xiàn)不同環(huán)流條件下前期土壤濕度的影響可能不同 （Meng and Shen, 2014; Zhong et al., 2018; Zhu et al., 2021）。Quesada et al.（2012）在利用前冬春季節(jié)的土壤濕度預(yù)測(cè)夏季歐洲東南部的高溫?zé)崂藭r(shí)，發(fā)現(xiàn)前冬和春季的土壤濕度正異常（土壤較濕）往往可以抑制夏季歐洲東南部高溫?zé)崂说陌l(fā)生；但前冬和春季較干的土壤條件既有可能導(dǎo)致夏季產(chǎn)生高溫天氣，也有可能對(duì)應(yīng)一個(gè)氣溫較低的夏季。造成這一不對(duì)稱現(xiàn)象的原因是大氣環(huán)流條件的影響。當(dāng)夏季歐洲東南部上空大氣存在反氣旋環(huán)流異常時(shí)，下沉氣流和異常偏多的向下太陽(yáng)輻射抑制局地對(duì)流并提高局地溫度，有利于較干土壤條件的維持并激發(fā)土壤濕度—大氣之間的正反饋機(jī)制；然而，當(dāng)夏季歐洲東南部上空大氣存在氣旋式環(huán)流異常時(shí)，多云天氣和異常偏多的降水可以抑制土壤濕度—大氣之間的反饋過程，使得前期較干的土壤并不會(huì)導(dǎo)致夏季的高溫天氣。相反，當(dāng)前期土壤較濕時(shí)，無(wú)論夏季歐洲東南部上空大氣存在何種環(huán)流異常，高溫天氣均不易發(fā)生。還有研究提出在較濕的環(huán)流條件下，土壤濕度的記憶能力往往較弱（Song et al., 2019）。除了環(huán)流異常的影響以外，土壤干異常和濕異常的持續(xù)時(shí)間也存在不對(duì)稱性。在相同的環(huán)流條件下，土壤濕度的濕異常衰退相對(duì)較快，而干異常往往可以持續(xù)更久（Song et al.,2019）。
前人的研究指出華北地區(qū)春季土壤濕度可以作為夏季高溫?zé)崂说募竟?jié)預(yù)測(cè)因子（Wu and Zhang,2015）。然而，在進(jìn)行實(shí)際預(yù)測(cè)和量化分析時(shí)，一些研究發(fā)現(xiàn)觀測(cè)中華北地區(qū)前期土壤濕度異常與夏季高溫的關(guān)系并不穩(wěn)定（Wu et al., 2021）。本文的結(jié)果也表明華北地區(qū)5 月土壤濕度與夏季高溫指數(shù)雖然存在顯著相關(guān)，但相關(guān)系數(shù)較低，且5 月土壤濕度的負(fù)異常并不一定能夠?qū)е孪募井a(chǎn)生較強(qiáng)的高溫?zé)崂?。如前文所述，影響前期土壤濕度與后期高溫?zé)崂岁P(guān)系的過程有很多，包括局地環(huán)流條件的調(diào)控以及土壤濕度異常持續(xù)不對(duì)稱性等。導(dǎo)致華北地區(qū)土壤濕度和夏季高溫關(guān)系不穩(wěn)定的原因需要進(jìn)一步的研究。
本文的主要研究?jī)?nèi)容是結(jié)合統(tǒng)計(jì)分析和數(shù)值模式敏感性試驗(yàn)，揭示影響華北地區(qū)前期土壤濕度和夏季高溫?zé)崂岁P(guān)系的主要過程。指出夏季熱帶中東太平洋海溫可以通過影響西太平洋副熱帶高壓強(qiáng)度進(jìn)而影響華北地區(qū)夏季降水和土壤濕度異常的持續(xù)能力，調(diào)節(jié)華北地區(qū)前期土壤濕度和夏季高溫?zé)崂岁P(guān)系。
2 數(shù)據(jù)和方法
2.1 觀測(cè)和再分析資料
本文所用到的再分析資料包括ERA5（Fifth generation of the European Centre for Medium-Range Weather Forecasts atmospheric reanalyses; https://cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/dataset/reanalysis-era5-pressure-levels-monthly-means?tab=overview[2023-03-01]）資料1979～2020 年的日最高溫度、地表溫度、月土壤濕度、海表溫度（Sea Surface Temperature, SST）、位勢(shì)高度場(chǎng)、降水量等數(shù)據(jù)，水平分辨率為0.25°（緯度）×0.25°（經(jīng)度）。所有變量的異常值均是通過減去1979～2020 年的平均值計(jì)算得來(lái)。本文以高溫日數(shù)來(lái)表征華北地區(qū)高溫?zé)崂说淖兓卣?。以日最高氣溫大?0°C 為標(biāo)準(zhǔn)定義高溫日，高溫日數(shù)是指固定某個(gè)季節(jié)或月份高溫日的日數(shù)。高溫日數(shù)可以很好地描述華北地區(qū)高溫?zé)崂说淖兓卣?。利用絕對(duì)閾值和相對(duì)閾值計(jì)算得到的高溫日數(shù)變化特征基本一致（圖1）。我們同樣計(jì)算了高溫強(qiáng)度指數(shù)和高溫持續(xù)時(shí)間指數(shù)，兩者的定義分別為固定某個(gè)季節(jié)或月份內(nèi)所有高溫日的日最高氣溫平均值和固定時(shí)間內(nèi)高溫日持續(xù)兩天以上的次數(shù)。華北地區(qū)高溫日數(shù)與高溫強(qiáng)度指數(shù)以及高溫持續(xù)時(shí)間指數(shù)具有較高的相關(guān)，相關(guān)系數(shù)均超過了99%信度檢驗(yàn)。因此本文主要以高溫日數(shù)作為表征華北地區(qū)高溫?zé)崂俗兓卣鞯闹笖?shù)。
圖1 ERA5 再分析資料不同閾值計(jì)算的高溫日數(shù)的比較。以華北地區(qū)區(qū)域平均的日最高氣溫90%分位數(shù)為閾值（紅色線），以30oC 為閾值（藍(lán)色線），和以每個(gè)格點(diǎn)的90%分位數(shù)為閾值（黑色線）得出的華北地區(qū)區(qū)域平均高溫日數(shù)曲線Fig. 1 Comparison of hot day indices using different thresholds from ERA5 reanalysis data. Regional averaged hot day numbers in North China derived using the 90th percentile of the regional averaged daily maximum temperature in North China (red line), the threshold of 30oC(blue line), and the threshold of the 90th percentile of each grid point(black line)
2.2 控制試驗(yàn)
為了研究影響華北地區(qū)前期土壤濕度和夏季高溫?zé)崂岁P(guān)系的主要過程，本文利用Weather Research and Forecasting Model（WRF, version 4.2.0）區(qū)域氣候模式進(jìn)行了系列敏感性試驗(yàn)。采用ERA5 再分析資料為WRF 提供初始場(chǎng)和邊界場(chǎng)驅(qū)動(dòng)。首先進(jìn)行了1979～2020 共42 年的控制試驗(yàn)?zāi)M，主要分析1981～2020 年的結(jié)果。模擬區(qū)域如圖2a 所示，基本覆蓋東亞主要區(qū)域，模擬水平分辨率為30 km。通過多組參數(shù)化方案組合的短期模擬，并借鑒前人利用WRF 模式模擬東亞地區(qū)時(shí)所采取的參數(shù)化方案，最終采用的參數(shù)化方案包括：The Community Atmosphere Model (CAM) shortwave and longwave schemes （Collins et al., 2006），the Yonsei University (YSU) scheme （Hong et al., 2006b），the WRFSingle-Moment three-class (WSM3) micro-physics scheme （Hong et al., 2006a），the Kain-Fritsch cumulus parameterization scheme （ Kain, 2004）， Monin-Obukhov surface layer scheme，其中陸面模式為the Noah land surface model with multi-parameterization options（Chen and Dudhia, 2001; Niu et al., 2011）。
圖2 控制試驗(yàn)?zāi)M的（左列）和ERA5 資料中（右列）東亞地區(qū)1981～2020 年夏季（a、b）地表溫度和（c、d）降水量的平均值分布Fig. 2 Spatial patterns of (a, b) summer surface air temperature and (c, d) summer rainfall over East Asia from 1981 to 2020 simulated by WRF control experiment (left panel) and in ERA5 data (right panel)
模擬結(jié)果表明，控制試驗(yàn)較好地模擬出了東亞地區(qū)夏季氣候主要特征。如圖2a 和2b 所示，WRF 模式模擬的東亞地區(qū)夏季地表溫度空間分布與ERA5 資料的結(jié)果基本一致。在ERA5 中，我國(guó)夏季地表溫度表現(xiàn)出明顯的南北和東西向差異，青藏高原地區(qū)溫度最低而華南地區(qū)和西北地區(qū)溫度相對(duì)較高（圖2b）；聚焦華北地區(qū)，華北地區(qū)南部溫度高于北部，東部（河北和山東）溫度高于西部（山西），這些特征在控制試驗(yàn)中都有很好的體現(xiàn)（圖2a）。對(duì)于東亞夏季降水，雖然模式總體高估了東亞地區(qū)的降水量，但還是很好地重現(xiàn)了ERA5資料中南濕北干的空間分布特征（圖2c 和2d）。
2.3 敏感性試驗(yàn)
此外進(jìn)行了兩組敏感性試驗(yàn)?？紤]到華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂酥饕霈F(xiàn)在7 月（Wu et al., 2021），在進(jìn)行敏感性試驗(yàn)時(shí)，主要考慮了初始土壤濕度對(duì)7 月高溫?zé)崂说挠绊?。兩組敏感性試驗(yàn)分別為土壤濕度正異常組和土壤濕度負(fù)異常組。首先提取了控制試驗(yàn)1981～2020 年共40 年6 月26 日至7 月4 日（共360 d）的00:00（協(xié)調(diào)世界時(shí)，下同）時(shí)刻的土壤濕度數(shù)據(jù)，并計(jì)算華北地區(qū)的區(qū)域平均，選出其中最干和最濕的一天的土壤濕度數(shù)據(jù)。以最干天的00:00 時(shí)刻土壤濕度數(shù)據(jù)作為土壤濕度負(fù)異常組敏感性試驗(yàn)的初始土壤濕度條件，以最濕天的00:00 時(shí)刻土壤濕度數(shù)據(jù)作為土壤濕度正異常組敏感性試驗(yàn)的初始土壤濕度條件。利用控制試驗(yàn)每年7 月1 日的restart 文件進(jìn)行敏感性試驗(yàn)的模擬，積分時(shí)間均為1 個(gè)月，并進(jìn)行40 年的分別模擬。在兩組敏感性試驗(yàn)中，除修改4 層土壤濕度初始條件以外，其他均與控制試驗(yàn)相同。最終得到土壤濕度正異常組40 年×1 個(gè)月的模擬和土壤濕度負(fù)異常組40 年×1 個(gè)月的模擬。每組試驗(yàn)中，每年7月1 日土壤濕度的初始條件保持不變（最干或最濕天）。通過比較土壤濕度正異常組和負(fù)異常組的差異，來(lái)研究初始土壤濕度對(duì)華北地區(qū)7 月高溫?zé)崂说挠绊?。此外，?0 年的試驗(yàn)分為土壤濕度異常引起高溫?zé)崂烁弋惓Ｄ旰偷彤惓Ｄ?，通過比較兩組年份的特征來(lái)確定影響前期土壤濕度與高溫?zé)崂岁P(guān)系的主要過程。
3 結(jié)果
3.1 土壤濕度與高溫關(guān)系的模擬
ERA5 再分析資料中華北地區(qū)5 月土壤濕度與夏季高溫日數(shù)總體呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)，但在華北地區(qū)南部相關(guān)系數(shù)總體偏小且不顯著，相關(guān)系數(shù)大值區(qū)位于北京及其東部地區(qū)（圖3a）。這說明在華北地區(qū)南部，前期土壤濕度異常與夏季高溫的關(guān)系并不穩(wěn)定。聚焦6 月土壤濕度異常與7 月高溫日數(shù)，兩者在華北地區(qū)區(qū)域平均值的相關(guān)系數(shù)為-0.38，通過了95%信度檢驗(yàn)（圖3b）。然而，在一些6 月土壤較干的年份（如數(shù)值在0.2～0.25 m3/m3的年份），7 月的高溫日數(shù)依舊較低。說明6 月土壤濕度的干異常并不一定能夠?qū)е? 月高溫日數(shù)的增加。對(duì)控制試驗(yàn)的結(jié)果進(jìn)行相同的分析發(fā)現(xiàn)控制試驗(yàn)的結(jié)果與再分析數(shù)據(jù)的結(jié)果基本一致?？刂圃囼?yàn)中5月次表層土壤濕度與夏季高溫日數(shù)的高相關(guān)區(qū)域大致位于華北地區(qū)西北部，但高估了華北地區(qū)西南部?jī)烧叩南嚓P(guān)（圖3c）。在40 年的控制試驗(yàn)?zāi)M中，有兩年的6 月土壤濕度異常明顯偏離其他年份，導(dǎo)致40 年的6 月次表層土壤濕度與7 月高溫日數(shù)呈現(xiàn)較強(qiáng)相關(guān)（圖3d）。如果不考慮這兩個(gè)年份，則兩者的相關(guān)系數(shù)不再顯著。與再分析資料一樣，在控制試驗(yàn)中一些6 月土壤較干的年份，7 月的高溫日數(shù)依舊較低（圖3d）。因此模式總體能夠模擬出再分析資料中前期土壤濕度與高溫的關(guān)系。模式中的兩個(gè)土壤濕度異常偏強(qiáng)年（圖3d 中藍(lán)色點(diǎn)）對(duì)本文研究結(jié)果和主要結(jié)論并沒有顯著影響，因此之后的研究依舊基于所有年份展開。
圖3 1981～2020 年（a、b）ERA5 數(shù)據(jù)、（c、d）控制試驗(yàn)5 月次表層（第二層）土壤濕度與夏季高溫日數(shù)相關(guān)系數(shù)空間分布（左列）和華北地區(qū)（紅框區(qū)域?yàn)楸疚亩x的華北地區(qū)范圍）區(qū)域平均的6 月次表層土壤濕度與7 月高溫日數(shù)之間的關(guān)系（右列）。在40 年的控制試驗(yàn)中，有兩年的土壤濕度異常明顯偏離其他年份，導(dǎo)致整體6 月次表層土壤濕度與7 月高溫日數(shù)存在較強(qiáng)相關(guān)（藍(lán)色擬合線及參數(shù)）。如果不考慮這兩個(gè)年份，則兩者的相關(guān)系數(shù)不再顯著（紅色擬合線及參數(shù)）。圖3c 不包含圖3d 中兩個(gè)藍(lán)色點(diǎn)年份數(shù)據(jù)Fig. 3 Spatial distributions of the correlation between subsurface (second layer) soil moisture in May and the number of hot days in summer (left panel) and the relationship between Jun subsurface soil moisture and the number of hot days in Jul averaged over North China (red boxed shows the North China region defined in this study) (right panel) from (a, b) ERA5 data and (c, d) control experiment during 1981-2020. In two of the 40 years of the control experiment, the soil moisture anomaly deviates significantly from the other years, resulting in a strong correlation between the Jun subsurface soil moisture and the number of hot days in Jul (blue fitted line and parameters). If these two years are not considered, the correlation coefficient is no longer significant (red fitted line and parameters). The data of the two blue years in Fig. 3d are not included in Fig. 3c
通過比較兩組敏感性試驗(yàn)的結(jié)果發(fā)現(xiàn)，模式中7 月初土壤濕度的異常確實(shí)可以持續(xù)較長(zhǎng)時(shí)間，且次表層土壤濕度異常的持續(xù)能力強(qiáng)于表層（圖4a 和4b），與前人的研究結(jié)論一致。此外，兩組敏感性試驗(yàn)土壤濕度異常主要體現(xiàn)在華北地區(qū)南部（圖4a），這與圖3 中前期土壤濕度與高溫?zé)崂岁P(guān)系較為不穩(wěn)定的區(qū)域基本吻合。與傳統(tǒng)觀點(diǎn)一致，土壤濕度的負(fù)異常導(dǎo)致局地高溫日數(shù)增加（圖4c）。其主要過程是通過抑制地面蒸發(fā)，從而增強(qiáng)局地感熱通量（圖4d）并降低潛熱通量（圖4e），使得地面溫度整體升高，有利于高溫天氣的產(chǎn)生。不僅如此，與歐洲地區(qū)土壤濕度—大氣反饋特征一致 （Fischer et al., 2007a, 2007b），局地土壤濕度的負(fù)異常還可以通過加熱大氣，使得對(duì)流層中層（500 hPa）產(chǎn)生高壓異常并伴隨下沉氣流（圖4f和4g）。下沉氣流可以減少云量并增加到達(dá)地面的太陽(yáng)輻射，進(jìn)一步提升地面溫度，形成土壤濕度—大氣之間的正反饋機(jī)制。相比于對(duì)流層中層，土壤濕度異常在對(duì)流層低層（850 hPa）造成的局地環(huán)流異常相對(duì)較弱（圖4h）。
圖4 （a）土壤濕度負(fù)異常試驗(yàn)和土壤濕度正異常試驗(yàn)的表層7 月平均土壤濕度差異的空間分布；（b-h）同（a），但分別為（b）次表層（第二層）土壤濕度、（c）高溫日數(shù)、（d）感熱通量、（e）潛熱通量、（f）500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)、（g）500 hPa 垂直速度場(chǎng)、（h）850 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)Fig. 4 (a) Differences of the soil moisture in the surface layer in Jul between the negative soil moisture anomaly experiment and positive soil moisture anomaly experiment, (b-h) as in (a), but the variables are (b) subsurface (the second layer) soil moisture, (c) number of hot days, (d) sensible heat flux,(e) latent heat flux, (f) 500-hPa geopotential height field, (g) 500-hPa vertical velocity field, and (h) 850-hPa geopotential height field, respectively
3.2 土壤濕度異常對(duì)高溫的不同影響
按照土壤異常所引起的高溫日數(shù)變化幅度，將40 年分為高異常年（20 年）和低異常年（20年）。首先計(jì)算土壤濕度負(fù)異常試驗(yàn)和土壤濕度正異常試驗(yàn)華北地區(qū)7 月高溫日數(shù)區(qū)域平均的差值，然后根據(jù)此差值將40 年排序并分成兩組。通過比較高異常年和低異常年各變量場(chǎng)特征，確定影響前期土壤濕度和高溫之間關(guān)系的主要過程。
圖5 a 給出了高異常年和低異常年7 月高溫日數(shù)的差異，可以看出兩組年份的高溫日數(shù)差異主要出現(xiàn)在華北地區(qū)南部。高異常年份偏多的高溫日數(shù)與其偏干的土壤濕度異常有關(guān)（圖5b），說明在高異常年份土壤濕度的干異常持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)。圖6a展示了高異常年份和低異常年份華北地區(qū)區(qū)域平均的土壤濕度變化，可以看出初始時(shí)刻兩組年份的土壤濕度異常基本相同，但在第三天以后，高異常年土壤濕度明顯低于低異常年，這種差異一直保持到第20 天才逐漸縮小。土壤濕度差異主要與降水有關(guān)，高異常年7 月降水明顯少于低異常年（圖5c），并且這種差異從7 月第三天開始就有所體現(xiàn)，并基本可以延續(xù)到7 月底（圖6b）。土壤濕度的異?？梢酝ㄟ^調(diào)節(jié)局地水循環(huán)過程從而影響局地降水，但由于高異常年和低異常年初始時(shí)刻土壤濕度異常相同，因此造成兩者差異的主要原因并不是土壤濕度的影響。
圖5 敏感性試驗(yàn)中高異常年和低異常年7 月（a）高溫日數(shù)、（b）次表層土壤濕度、（c）降水量、（d）感熱通量、（e）潛熱通量、（f）500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)、（g）850 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)差異的空間分布Fig. 5 Differences between high and low anomaly years of the sensitivity experiments in the (a) number of hot days, (b) subsurface soil moisture,(c) precipitation, (d) sensible heat flux, (e) latent heat flux, (f) 500-hPa geopotential height field, (g) 850-hPa geopotential height field, and wind field
圖6 敏感性試驗(yàn)中高異常年和低異常年華北地區(qū)區(qū)域平均的7 月（a）次表層土壤濕度異常、（b）降水量異常、（c）感熱通量異常、（d）潛熱通量異常隨時(shí)間的變化Fig. 6 Variations of (a) subsurface soil moisture anomalies, (b) precipitation anomalies, (c) sensible heat flux anomalies, and (d) latent heat flux anomalies in Jul for the high and low anomaly years averaged over North China in the sensitivity experiments
3.3 環(huán)流對(duì)土壤濕度與高溫關(guān)系的調(diào)控
高異常年華北地區(qū)南部偏少的降水和偏干的土壤導(dǎo)致感熱通量偏高而潛熱通量偏低（圖5d 和5h）。感熱通量和潛熱通量異常的演變基本與土壤濕度異常的演變特征一致（圖6c 和6d）。進(jìn)一步比較高異常年和低異常年的對(duì)流層中層環(huán)流場(chǎng)，發(fā)現(xiàn)兩組年份500 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)的差異主要表現(xiàn)在華北地區(qū)西部和東北地區(qū)，在本文重點(diǎn)關(guān)注的華北地區(qū)南部環(huán)流場(chǎng)的差異較小（圖5f）。相反，兩組年份對(duì)流層低層環(huán)流場(chǎng)的差異在華北地區(qū)中部和南部更為明顯。與高異常年相比，低異常年份華北地區(qū)中部和南部850 hPa 存在低壓異常，并伴隨較強(qiáng)（西進(jìn)）的西太平洋副熱帶高壓（西太副高），兩者共同導(dǎo)致華北南部盛行南風(fēng)氣流（圖5g）。西太副高是影響我國(guó)東部夏季降水的主要系統(tǒng)。當(dāng)其異常偏強(qiáng)時(shí)，西邊界可以延伸至我國(guó)東部地區(qū)并通過西側(cè)的南風(fēng)將熱帶海洋濕潤(rùn)的空氣向北輸送。濕潤(rùn)的南風(fēng)和北部干冷空氣相遇有利于降水的形成（Yang et al., 2022）。低異常年份對(duì)應(yīng)的偏強(qiáng)西太副高有利于局地降水增加，不利于土壤濕度干異常的持續(xù)，因此導(dǎo)致土壤濕度干異常對(duì)高溫的貢獻(xiàn)較弱。圖5f 也同樣體現(xiàn)了對(duì)流層中層西太副高的差異。
值得注意的是，土壤濕度異常所引起的局地環(huán)流異常主要體現(xiàn)在對(duì)流層中層（圖4f），而在對(duì)流層低層的影響很弱（圖4h）。因此高異常年和低異常年所對(duì)應(yīng)的對(duì)流層低層環(huán)流異常并不是由于土壤濕度的異常引起的。這一點(diǎn)可以通過比較控制試驗(yàn)的結(jié)果進(jìn)行驗(yàn)證。圖7a 展示了控制試驗(yàn)中高異常年和低異常年7 月850 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)差異的空間分布?？梢钥闯鲈诓豢紤]土壤濕度異常的情況下，相比于高異常年，控制試驗(yàn)中低異常年的環(huán)流場(chǎng)同樣表現(xiàn)出偏強(qiáng)的西太副高，華北地區(qū)中部和南部的低壓異常以及盛行南風(fēng)氣流（圖7a），與圖5g 基本一致。利用ERA5 數(shù)據(jù)進(jìn)行同樣的比較，也可以得到一樣的結(jié)果（圖7c）。控制試驗(yàn)和ERA5 資料中并沒有如敏感性試驗(yàn)中的土壤濕度異常，因此可以判定高異常年和低異常年對(duì)流層低層環(huán)流場(chǎng)的異常并不是由土壤濕度異常引起。進(jìn)一步比較再分析資料中高異常年和低異常年7 月海溫異常，發(fā)現(xiàn)高異常年對(duì)應(yīng)熱帶中東太平洋地區(qū)暖海溫異常（也就是El Ni?o），而低異常年對(duì)應(yīng)熱帶中東太平洋地區(qū)冷海溫異常，也就是La Ni?a 現(xiàn)象（圖7b）。前人的研究指出夏季熱帶中東太平洋La Ni?a 現(xiàn)象可以抑制局地對(duì)流，有利于西太副高西伸 （Yang et al., 2022），這與圖7a 和圖7c 的結(jié)果一致。
圖7 （a）控制試驗(yàn)、（c）ERA5 資料高異常年和低異常年7 月850 hPa 位勢(shì)高度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)差異的空間分布；（b）ERA5 資料中高異常年和低異常年7 月海溫差異的空間分布；（d）控制試驗(yàn)和ERA5 資料中高異常年和低異常年華北地區(qū)區(qū)域平均的7 月降水量差值及根據(jù)Ni?o3.4 指數(shù)判定的熱帶中東太平洋海溫暖異常年和冷異常年華北地區(qū)區(qū)域平均的7 月降水量差值Fig. 7 Spatial distributions of the difference between the 850-hPa geopotential height field and wind field in Jul in the high and low anomaly years from (a) the control experiment and (c) the ERA5 data; (b) Spatial distribution of the difference between the SST anomalies in Jul in the high and low anomaly years in the ERA5 data; (d) Regional averaged North China July precipitation differences between the high and low anomaly years in the control experiment and ERA5 data, and differences of the regional averaged Jul precipitation in North China between tropical east-central Pacific SST warm anomaly years and cold anomaly years defined based on Ni?o3.4 index
另外需要確定的是引起圖5c 中高異常年和低異常年降水量差異的原因是環(huán)流系統(tǒng)異常還是土壤濕度異常。通過比較控制試驗(yàn)中高異常年和低異常年華北地區(qū)區(qū)域平均降水量差異，發(fā)現(xiàn)在不考慮土壤濕度異常影響的情況下，高異常年華北地區(qū)降水依舊偏少（圖7d）。這一現(xiàn)象同樣出現(xiàn)在ERA5資料中（圖7d）。這說明兩組年份華北地區(qū)降水異常并不是由于土壤濕度的異常造成的。以常用的Ni?o3.4 指數(shù)[定義為（5oS～5oN，170oW～120oW）區(qū)域的海溫異常]表征熱帶中東太平洋地區(qū)海溫異常，發(fā)現(xiàn)當(dāng)熱帶中東太平洋地區(qū)處于El Ni?o 位相（暖位相）時(shí)，華北地區(qū)降水相對(duì)偏少（圖7d），進(jìn)一步說明熱帶中東太平洋海溫暖異?？梢酝ㄟ^削弱西太副高強(qiáng)度，進(jìn)而減少華北地區(qū)暖濕南風(fēng)氣流并減少當(dāng)?shù)亟邓?，有利于華北地區(qū)初期土壤濕度干異常的持續(xù)并驅(qū)動(dòng)高溫天氣的產(chǎn)生。
4 總結(jié)和討論
我國(guó)華北地區(qū)是陸氣相互作用較強(qiáng)的區(qū)域，其高溫?zé)崂说男纬墒艿酵寥罎穸鹊汝懨孀兞康挠绊?。土壤濕度的記憶能力為華北地區(qū)高溫?zé)崂说募竟?jié)預(yù)測(cè)提供了潛在的預(yù)報(bào)因子。然而，華北地區(qū)前期土壤濕度與夏季高溫之間的關(guān)系并不穩(wěn)定，主要是受到來(lái)自對(duì)流層低層環(huán)流條件的影響?；诮y(tǒng)計(jì)分析和WRF 模式敏感性試驗(yàn)，本文指出熱帶中東太平洋海溫可以通過影響西太副高強(qiáng)度進(jìn)而調(diào)節(jié)華北地區(qū)降水，最終影響華北地區(qū)前期土壤濕度與夏季高溫之間的關(guān)系。當(dāng)熱帶中東太平洋海溫處于冷位相（La Ni?a）時(shí)，夏季西太副高強(qiáng)度較強(qiáng)，其西側(cè)南風(fēng)氣流為華北地區(qū)南部輸送大量水汽并造成該區(qū)域降水增加，不利于前期華北地區(qū)土壤濕度干異常的維持，削弱了土壤濕度干異常對(duì)高溫的貢獻(xiàn)。相反，當(dāng)熱帶中東太平洋海溫處于暖位相時(shí)，西太副高強(qiáng)度較弱，華北地區(qū)降水減少并在對(duì)流層低層形成高壓異常，使得土壤濕度干異常得以維持并造成較強(qiáng)的高溫?zé)崂?。此類情況下前期土壤濕度異常可以作為高溫?zé)崂说念A(yù)測(cè)信號(hào)。本文的研究結(jié)果表明局地陸氣相互作用及陸面變量的記憶能力會(huì)受到來(lái)自海氣過程主導(dǎo)的環(huán)流背景的調(diào)控，因此在進(jìn)行極端氣候事件的季節(jié)預(yù)測(cè)時(shí)，需要考慮海陸氣系統(tǒng)的協(xié)同作用。
需要注意的是，本文的研究也存在一些不足。雖然WRF 模式能夠較為準(zhǔn)確的描述出東亞地區(qū)夏季氣候特征，并模擬出華北地區(qū)土壤濕度與高溫之間的關(guān)系，然而本文的結(jié)果依舊有可能受到模式偏差的影響?？紤]到華北地區(qū)夏季高溫?zé)崂酥饕l(fā)生在7 月，因此本文主要進(jìn)行了針對(duì)7 月高溫?zé)崂说拿舾行栽囼?yàn)，結(jié)論是否適用于6 月和8 月還需要進(jìn)一步研究驗(yàn)證。本文僅重點(diǎn)討論了土壤濕度干異常對(duì)增強(qiáng)高溫?zé)崂说呢暙I(xiàn)，而沒有討論土壤濕度干濕異常對(duì)高溫?zé)崂素暙I(xiàn)的不對(duì)稱性，前人的研究提出土壤濕度干濕異常的持續(xù)性可能存在不對(duì)稱性，這也可能影響土壤濕度與高溫之間的關(guān)系。此外，本文重點(diǎn)關(guān)注了熱帶海溫對(duì)華北地區(qū)環(huán)流條件的影響。前人的研究提出華北地區(qū)夏季環(huán)流和高溫?zé)崂伺c中緯度多種環(huán)流模態(tài)，如絲綢之路遙相關(guān)型等也有緊密聯(lián)系，后續(xù)研究應(yīng)關(guān)注除熱帶海溫以外的其他因素對(duì)華北地區(qū)土壤濕度—高溫?zé)崂岁P(guān)系的影響。
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