青藏高原位于中国的西南部, 它是一种特殊的下垫面, 其平均海拔在4000 m以上, 地形地貌及自然景观复杂。高原自身的热效应受到普遍的重视, 而植被下垫面无疑对这种热效应有着重大的影响, 所以植被的变化势必会影响这种热力作用^[1]。青藏高原是气候变化的敏感区和生态脆弱区^[2], 在全球气候变暖和人类活动的共同影响下, 青藏高原不同区域的植被呈现出退化趋势, 特别是高原腹地植被退化趋势明显^[3-5]。植被的退化直接改变了地表反照率、粗糙度和土壤湿度等地表属性, 从而影响了水平衡、辐射平衡和能量平衡等过程, 进而导致环流形势、大气湿度、大气温度及区域降水等气候条件的变化^[6-8]。因此我们比较关注的是青藏高原地区未来的环境变化及其上空大气环流的变化, 这些都有待我们进一步的研究和考证。

20世纪以来高性能计算机飞速发展, 数值模拟技术日趋成熟, 数值模式被广泛地应用于下垫面异常对气候影响的试验中。在国际上, Henderson-Sellers等^[9]最早使用全球环流模式(GCM)进行了热带雨林砍伐的试验, 得出当亚马逊流域森林被草地取代后, 地表温度变化不明显, 土壤湿度、蒸发和降水均出现不同程度的减少。在非洲撒哈拉地区也有很多研究^[10-12], 这些研究都证实撒哈拉地区的荒漠化加剧时会导致地表反照率增加, 地表温度升高, 土壤湿度和降水减少。我国在植被变化对大气反馈的研究方面起步较晚, 并且研究主要集中在几个气候敏感区内的植被变化对气候的影响。在蒙古草原地区, 研究发现当土地出现荒漠化之后, 会导致北方降水的减少, 华北、西北地区干旱的加剧, 同时东亚夏季环流也随之发生了变化, 致使我国降水分布产生了明显的变化^[13-14]。郑益群等^[15]研究发现, 南方森林退化后对气候的影响与蒙古地区荒漠化之后对气候的影响比较接近。王兰宁等^[16]研究认为当青藏高原中西部地区植被退化为沙漠时, 中纬度地区纬向气流减弱, 经向气流增强, 东亚大槽削弱, 导致整个东亚地区的季节转换提前。梁玲等^[17]对青藏高原地区的植被变化与气候的影响关系进行了模拟分析, 分析发现植被退化对高原地区的气候影响有较大的季节差异。

可以看出, 大范围的植被变化对区域环境和气候的变化会产生影响, 但这种影响的程度和敏感区域存在一定的时空差异。植被作为下垫面的重要组成部分, 对气候的变化有着相当重要的作用, 国内外相关研究对植被变化的气候效应有了初步的认识, 但是大多数研究直接将一种植被类型替换成其他类型或者直接将植被退化为荒漠, 并不能够反映真实的下垫面变化；另外, 青藏高原的大地形动力和热力作用对全球大气环流产生影响, 其热力和积雪异常对厄尔尼诺-南方涛动现象(ENSO)、北大西洋涛动(NAO)等对东亚季风的影响具有调制作用^[18-19], 所以, 高原对周边环流的影响涉及到全球范围内的环流因子, 因此, 选用全球模式对青藏高原下垫面变化的研究有气候学意义。本文在分析了青藏高原植被变化的基础上, 基于植被真实的退化情况, 利用耦合了最新陆面模式4.0版(CLM4.0)的公共大气模式5.1版(Community Atmosphere Model 5.1, CAM5.1)设计敏感试验, 探讨了青藏高原植被退化对高原及其附近上空大气环流的影响。

1 资料与方法 1.1 资料介绍

在验证CAM5.1的模拟能力时, 由于青藏高原观测资料的不足, 用到了国家环境预报中心(National Centers for Environmental Prediction, NCEP)和国家大气研究中心(National Center for Atmospheric Research, NCAR)的NCEP/NCAR月平均再分析资料, 再分析资料具有空间分布广、连续性好和时间序列长的优势。不过模式的数值物理方法、水平和垂直分辨率以及其他随时间变化的量都会给再分析过程带来不均一的问题^[20]。为了验证再分析资料在青藏高原地区的适用范围和资料质量, 我国气象工作者做了大量工作^[21-22], 发现再分析资料在青藏高原地区虽然存在系统性偏差, 但是在探讨青藏高原气候变化中仍然具有一定的可信度。本文所选美国NCEP/NCAR的再分析资料, 要素包括风场、地表 2 m空气温度、地表土壤温度、地表感热通量、地表潜热通量, 时间为1981—2010年共30 a的月平均资料, 资料的水平分辨率为2.5°×2.5°, 格点数为144×73, 其中风场垂直分辨率为17层。

1.2 模式介绍

CAM模式是由美国大气研究中心(National Center for Atmospheric Research, NCAR)独立开发的一款全球大气模式, CAM5.1模式是由公共地球系统模式(Community Earth System Model, CESM)项目下的大气模式工作组完成的, 于2011年下半年由NCAR对外发布。CAM5.1共有4种可选的动力框架：有限体积框架、谱模式框架、欧拉差分框架和半拉格朗日差分框架。本研究使用有限体积框架主要包括1.9°×2.5°, 0.9°×1.25°等分辨率, 模式垂直方向上采用σ-P混合坐标系, 近地面采用σ坐标, 中间采用σ-P混合坐标系, 上层为纯P坐标, 分30层, 模式层顶高度为3.643 hPa, 水平分辨率1.9°×2.5°。CAM5.1既可以独立运转, 亦可以作为CESM的大气部分来运转。CAM作为独立模式运转已有较长时间, 即大气模式耦合一个激活的陆面模式, 一个仅考虑动力学的海冰模式, 以及一个海洋模式。所谓“CAM模拟”指的正是如上配置的CAM独立运转。CLM是由生物圈-大气圈传输方案陆面模式、中国科学院大气物理研究所陆面过程模式和NCAR的陆面过程模式等模式发展而来的, 它主要包括生物地球物理、水文循环、生物化学和动态植被4个部分, CLM4.0对下垫面物理状况的模拟更加准确。综上考虑, 本文将CAM5.1与最新的陆面过程模式CLM4.0进行耦合, 研究了高原植被退化以后, 给高原及其周边地区大气环流带来的影响。

2 数值试验设计 2.1 控制试验

由于CAM5.1模式是较新的大气环流模式, 其在高原上的模拟效果还没有得到验证, 因此在进行敏感性试验之前, 首先设计了一个控制试验(CTRL), 以说明该模式对高原及其附近地区环流场、温度场等气象要素场的模拟能力。

控制试验采用基于遥感反演的植被叶面积指数(leaf area index, LAI)产品以及气候态的海温海冰模式, 连续积分该模式60 a, 取后50 a的7月份各气象要素场的时间平均场作为控制试验的结果。

2.2 敏感性试验

植被是陆面的重要特征, 植被覆盖的变化将改变地表反照率、粗糙度和土壤湿度等地表属性, 因此植被退化是下垫面变化的最直接表现。施能定义了一个要素序列的气候趋势相关系数^[23], 趋势相关系数能定量给出某种要素时间序列的升降程度, 当系数为正时, 表示该要素所在计算的n年内有线性增加的趋势, 且越接近1时上升趋势越明显；当系数为负时, 表示有线性下降趋势, 且越接近-1时下降趋势越明显。图 1为青藏高原1982—2013年夏季(6—8月)归一化植被指数(normalized differential vegetation index, NDVI)趋势相关系数小于零的区域, 表示在这些区域内植被NDVI出现不同程度的下降趋势, 在青藏高原北部、西部和东南部分别选取3块不同的区域, 分析发现青藏高原北部植被NDVI在近30年下降了5%—25%, 青藏高原西部植被NDVI下降了10%—40%, 青藏高原东南部的植被NDVI下降0—20%。

叶面积指数是表征植被冠层特征的重要参数, 它通过影响冠层的能量、水分平衡和光合作用以及碳的固定而决定植被的净初级生产力和生态系统的整体功能, 它是衡量生态系统与大气能量和物质交换强度的重要参数^[24]。叶面积指数有多种定义方法^[25], 最普遍的定义是单位面积上总叶面积的一半^[26]。本文设计了一个敏感性试验, 针对下垫面变化产生的气候效应进行数值模拟。本试验应用控制试验中应用的遥感产品植被月平均叶面积指数, 结合图 1, 为使修改区域尽量的覆盖青藏高原植被NDVI的下降比较明显的区域, 最终决定将修改区域选定为(27°—40°N, 75°—100°E)如图 1方框范围, 根据青藏高原3个不同区域植被的下降程度, 将此区域内的叶面积指数下调30%, 敏感性试验连续积分60 a, 取后50 a各个气象要素的7月份的平均值作为试验结果。

3 试验结果分析 3.1 控制性试验结果分析

将模式输出的控制试验结果与观测资料1981—2010年7月平均各个气象要素场进行对比。分析CAM5.1对高原上空大气环流和地表热力场的模拟能力。

3.1.1 高度场和流场

由图 2可见, 模式控制试验输出的50a夏季7月份平均高度场的纬向分布特征、风场的流型基本与NCEP/NCAR再分析资料的结果相一致, 从对流层低层到高层, CAM5.1对高原及其附近地区7月份大气环流的模拟均显示出不错的效果。在对流层中层图 2(b), 伊朗高压的高值中心比再分析资料的结果要略高一点, 西太平洋副热带高压中心位于120°E以东, 高压脊线出现在25°N附近, 模式模拟的副热带高压脊线略微偏北, 对于青藏高原中心的热低压, CAM模拟结果要比再分析资料略强；如图 2(d)在200 hPa上南亚高压略微西退且南北间距较宽, 并且急流带纬度都在45°N附近, 模式模拟的结果急流以北强度略强且有偏北趋势。

3.1.2 地表土壤温度和地表 2m空气温度

由图 3可见, 模式输出的地表土壤温度场和NCEP/NCAR再分析资料的地表土壤温度场, 两者在形式上大体一致, NCEP/NCAR再分析资料在高原周边的20℃温度闭合线和塔里木盆地附近25℃的温度闭合线基本一致, 并且在CAM5.1模式模拟结果中都能很好的表现出来。模式模拟的地表 2 m空气温度的分布与再分析资料的结果基本相同(如图 3), 个别区域地表温度场有一定差异, 除了和模式的模拟能力有关系之外, 还可能与模式数据和NCEP/NCAR再分析数据的分辨率存在差异有关系。另外, 该模式对青藏高原地区的地表潜热通量、地表感热通量的高低值中心位置的模拟结果基本与NCEP/NCAR再分析资料的结果相同。

综上所述, 青藏高原及附近区域上空的高度场、流场和温度场的模拟结果与NCEP/NCAR再分析资料相比十分接近, 表明用CAM5.1模式对青藏高原植被变化所引起的气候效应的研究是可行的, 可以进行高原敏感性试验。

3.2 植被退化对高原地表热力特征的影响

由控制试验和再分析资料作对比之后, 得知CAM5.1模式对大气环流场、温度场等具有很好的模拟能力。在此基础之上, 将敏感性试验结果与相应的控制试验结果进行比较, 分析青藏高原植被退化对高原地表热力特征产生的影响, 以下出现的差值场均为敏感性试验减去相应的控制试验所得。

青藏高原地表植被退化以后, 高原地表温度场也随之发生了明显的变化。由图 4可以看出, 青藏高原整体的地表土壤温度升高, 并且高原北部较高原南部地区增温明显, 在高原西北部的昆仑山北翼地区和高原北部的柴达木盆地地区增温最为明显, 中心区域温度增加1.7℃左右。高原腹地的地表土壤温度增加0.5℃左右。受青藏高原植被退化的影响, 高原附近地区土壤温度也发生了相应的变化, 新疆省内除东部小部分地区以外, 其余地区均表现为增温现象, 同时在青藏高原以外南部地区亦出现0.7℃的闭合增温曲线。由图 4可以看出, 青藏高原地表 2 m空气温度的变化和地表土壤温度的变化区域很是相近, 在柴达木盆地附近地区地表 2 m空气温度最大增幅为1.2℃左右, 在昆仑山北翼地区温度增加0.9℃左右, 高原腹地温度平均增加0.3℃。在高原附近新疆省内2 m空气温度全部表现为增温现象, 在青藏高原以南的地区出现0.5℃的闭合增温曲线。另外, 由于高原植被退化, 在我国东部地区地表土壤温度和地表 2 m空气温度全部表现为降温现象, 原因可能与高原植被退化引起东部环流异常有关。

+青藏高原的动力和热力作用对我国气候有着重要的影响, 其热力作用不仅与地形高度有关, 而且与下垫面植被状况有着密切的关系。整体输送法的感热计算公式可以表示为：H=ρC_pC_hV(T_s-T_a), 其中H为感热通量；ρ为大气密度；C_p为定压比热；T_s为地表温度；T_a为2m空气温度；C_h整体交换系数, 是一个经验值, 当C_h确定以后感热通量可以直接由公式计算^[27]。该公式反映了感热的主要影响因子。由图 4可以看出青藏高原北部地区地表土壤温度和地表 2m空气温度都在升高, 但是地表土壤温度的增温幅度要大于地表 2 m空气温度的增温幅度, 这样植被退化就造成了青藏高原地-气温差的增加, 由感热的计算公式可以看出, 如果地-气温差增加, 就会对地表感热变化有正的贡献, 有可能会引起感热的增加。从温度的空间分布看出, 两个温度的高值中心出现在高原的北部和西部, 位于植被覆盖度较小的区域, 而植被覆盖度高的东南部地区则不显著。可能与气候对植被退化的响应敏感度不同有关, 在植被覆盖度较小的区域, 植被叶面积减少30%后产生的效应较东南部强。可以推测稀疏植被区域植被对气候的调控能力较强。当然, 东南部植被变化也不容忽视, Zhang等认为5月份高原南部的植被绿度对东亚夏季风具有可预测性^[28]。图 5给出模式输出的感热通量差值场分布, 由图可以看出, 青藏高原整体地表感热通量都在增加, 并且高原北部地区比南部地区增加得更加明显。在高原以外的新疆北部、西藏以南、蒙古高原附近以及江淮地区同样出现了感热增加的现象。青藏高原植被退化以后, 直接导致地表反照率增加, 而地表反照率的增加会引起净短波辐射的减小, 进而影响地表净辐射, 使净辐射降低。根据地表能量平衡方程, 地表潜热通量会发生相应的变化, 由图 5可以看出, 受青藏高原植被退化影响, 青藏高原大部分地区地表潜热通量出现减少的现象, 减小最明显的区域在高原腹地地区。同时高原以外蒙古高原附近地区、新疆东部地区以及长江流域出现潜热增加的现象。

Zhang等的试验表明：植被的退化会导致表层土壤含水量略增加而植物根层及以下的土壤含水量减少^[29], 使得土壤表面阻抗和冠层叶片阻抗增加, 这会导致通过植物蒸腾释放的潜热通量降低, 有助于地表潜热通量降低。青藏高原地表潜热通量的减小, 直接造成高原上空对流层中层潜热加热的减少, 受西风带纬向平流的作用, 在我国东部地区出现大范围的降温现象。在植被退化以后, 一方面, 地表的有效辐射分配调整, 潜热通量减少有助于感热通量增加, 另一方面, 土壤湿度降低有助于土壤热容量降低, 造成土壤增温显著和地-气温差加大, 也有助于地表感热通量增加。青藏高原地表感热和潜热的变化, 使青藏高原地区的感热与潜热的波文比发生变化, 青藏高原地区的地表能量在新的地表温度下达到平衡。这种能量的调整过程势必会对高原上空大气环流产生影响。

3.3 植被退化区域南亚高压的异常

青藏高原植被退化之后, 不仅对高原上空环流场产生影响, 还通过大尺度环流系统相互作用, 影响青藏高原附近地区的环流^[30]。如图 6(a)给出了青藏高原植被退化以后500 hPa环流场和位势高度的差值场的变化情况, 图中明显的特点是在青藏高原柴达木盆地地区, 高度场存在一个高压异常, 在相同位置对应着一个反气旋性环流异常。在我国南方附近地区受气旋性环流异常的影响, 该地区的反气旋性环流将减弱, 西太平洋副热带高压减弱, 并且我国南方地区位势高度场也在减小。同时高原植被退化以后, 在华北地区存在很强的北风异常, 不利于暖湿气流向北输送, 反而促使更多的冷空气南下, 这将会对南北降水产生相反的影响。

与高原植被退化对低层环流场演变的影响相比, 青藏高原植被退化对高层大气环流演变的影响虽然有所不同, 但同样显著。由图 6(b)可以看出, 在200 hPa上青藏高原西北部以80°E、38°N为中心的区域有一个高压异常, 对应此位置出现一个反气旋性闭合环流差值, 在青藏高原以外北部内蒙古地区东南部, 有一个以110°E、46°N为中心的低压差值, 对应环流场出现一个气旋性环流差值。从整体上看, 由于青藏高原植被的退化使高原500 hPa高度场降低, 200 hPa高度场升高。特别是200 hPa上存在的反气旋性环流差值的存在, 这有可能会造成南亚高压的加强或移动。

南亚高压作为一个行星尺度的环流系统, 是天气、气候变化的一个强信号^[31], 南亚高压对北半球大气环流特别是对我国夏季大范围旱涝分布及亚洲的天气气候均有影响^[32-34], 虽然许多研究发现南亚高压强度最强的区域的在100—150 hPa之间^[35], 但是在200 hPa上南亚高压也有清晰的反映, 从天气气候影响的角度考虑, 南亚高压在200 hPa上的异常表现与低层环流、降水等异常情况关系更为密切^[36], 所以对南亚高压的分析可以在200 hPa等压面进行, 如图 6b所示, 本文在200 hPa上画出了南亚高压的12510-gpm特征线(蓝色线为敏感性试验；红色线为控制性试验), 可以清楚地看出, 青藏高原植被退化以后, 南亚高压的强度变强了, 高原北侧12510-gpm特征线向北移动, 在青藏高原西北部一个高压差值中心特征线向北偏移最为明显。青藏高原东南部强的偏东北风异常和高原西南部强的偏东南风异常, 结合存在于高原及附近地区上空高度场的正异常, 可以看出, 高原植被整体退化有利于南亚高压北扩东伸。

3.4 植被退化对区域垂直环流的影响

为了分析青藏高原植被退化区域内垂直环流的变化, 本文选取包括高原主体范围在(20°—50°N, 85°—100°E)之间的区域, 在此区域内将控制试验(CTRL)和敏感试验(SEN)输出的由σ坐标系插值到P坐标系, 并计算了每一层的相对涡度, 对相对涡度沿着85°—100°E进行经度平均做高度-纬度的剖面。图 7所示为控制试验的相对涡度的剖面, 其中红线为控制试验相对涡度零线, 蓝线为敏感性试验的相对涡度零线, 实线为正值虚线为负值。由图可以看出, 由于青藏高原夏季的热源效应, 使高原主体对流层低层是正涡度, 为气旋性环流伴随着辐合, 高层是强大的负涡度, 为反气旋性环流伴随着辐散, 并且负涡度中心在高原上空200 hPa上, 高层辐散低层辐合使高原成为强的垂直上升运动区。根据控制试验和敏感性试验的涡度零线可以看出, 在青藏高原100 hPa以下敏感性试验的涡度零线比控制试验的涡度零线明显偏北, 这表明在青藏高原植被退化以后负的涡度向北扩张, 说明辐散气流向北移动, 由于底层的辐散气流向北移动, 致使下沉运动的范围向北扩张。除了高原主体出现正的相对涡度, 高原外围却呈现负的相对涡度, 原因可能与地表能量平衡有关, 在其他条件不变的情况下, 高原感热通量增加有助于低层气旋性环流和正相对涡度异常和高层的反气旋异常；然而, 植被退化同样减弱了潜热通量, 使得总的非绝热加热能力在高原外围降低, 导致高原出现气旋性环流和正相对涡度异常的区域偏小, 其他区域有反气旋异常出现。

由图 7相对涡度差值图可以看出, 青藏高原植被退化以后, 给青藏高原及其附近地区的垂直运动在水平方向上的分布带来一定影响。在青藏高原南部(30°—35°N)对流层低层为涡度的正异常, 正涡度在增大, 气旋性环流加强, 低层辐散加强；在对流层中高层为负涡度异常, 负涡度在增大, 反气旋性环流加强, 高层辐散加强；这样高层辐散加强低层辐合加强, 有利于高原南部上升运动的加强。在青藏高原北部(35°—40°N)对流层低层为负涡度异常, 正涡度在减弱, 气旋性环流在减弱, 低层辐散减弱；在对流层中高层为正涡度异常, 负涡度在减小, 反气旋性环流在减弱, 高层辐散减弱；这样高层辐散减弱低层辐合减弱, 使高原北部的上升运动减弱。在高原以北(40°—45°N)河西走廊附近地区低层为正涡度异常, 表明当植被退化之后负涡度在减小, 反气旋性环流减弱, 低层辐散减弱；在对流层中高层为负涡度异常, 正涡度减弱, 气旋性环流减弱, 高层辐合减弱；这样高层辐合减弱低层辐散减弱, 导致高原以外北部地区的下沉运动减弱。

可以看出, 青藏高原植被退化以后不仅仅影响高原上空的大气环流, 而且给高原附近地区也带来了一定的影响, 值得注意的是, 在高原以外北部地区, 由于高原植被退化, 此处的下沉气流的范围向北扩大, 不利于此地发生降水, 这会导致高原以外北部地区的干旱带向北扩大。但在下沉气流向北扩张的同时, 下沉气流的强度又在减弱, 因而有利于缓解此地区的干旱, 该结论与Huang等^[37]最新研究成果干旱区扩大相一致。

为了更好地理解青藏高原植被下垫面的变化与垂直环流场的对应关系, 我们在(20°—50°N, 85°—100°E)区域内, 分析了经向风和垂直速度的变化, 同样进行经度平均做高度的剖面。如图 8(a)所示为控制试验的结果, 在青藏高原南部地区对流层低层上升运动最强, 在高原北部地区对流层中高层为上升运动伴随着辐散气流。图 8(b)为敏感性试验与控制性试验的差值, 在青藏高原南部(30°—35°N)对流层低层大气辐合异常, 与低层相对应的对流层中高层出现了很强的差值上升运动。由于低层辐合, 30°N以南的气流流向辐合区, 使30°N以南出现下沉运动异常, 并与高原南部的上升运动异常相作用在高原30°N上空出现气旋性环流异常。在青藏高原35°N以北附近地区对流层中高层出现了差值下沉运动。

可以看出:青藏高原植被退化改变了高原的加热作用, 使高原上空经向垂直环流发生了明显的变化, 高原北部的上升运动减弱, 南部上升运动加强, 使得高原南部上空大气的抽吸作用更强, 进而引起周边地区的补偿环流异常。本文仅考虑了植被退化过程中下垫面的变化对高原及周边大气环流的影响, 由于高原的特殊性及复杂的下垫面情况, CAM5.1模式在高原地区的模拟还存在一定的局限性。

4 结论与讨论

本文通过在CAM5.1模式中修改青藏高原(27°—40°N, 75°—100°E)植被叶面积指数的方法, 探讨了青藏高原地区植被退化给高原及其附近地区地表热力特征、水平环流和垂直环流带来的影响, 结果表明：

(1) CAM5.1对夏季青藏高原及其附近地区对流层环流系统的位置和强度均具有很好的模拟能力, 对高原及其附近地区的高度场, 地表热力特征的模拟也具有很高的可信度, 但在高原以外个别区域的温度场模拟上存在偏差, 有待于模式的进一步改进。

(2) 青藏高原植被退化以后, 引起地表反照率增加, 地表热源也随之改变。使青藏高原地表土壤温度和地表 2m空气温度升高, 有助于高原整体地表感热通量增加、潜热通量减少, 以及高原地区的波文比发生变化, 地表能量在新的地表温度条件下达到平衡。这种能量的调整过程改变了高原对其上空大气的加热作用, 使得高原对对流层中层大气的潜热加热减少, 并且在西风带纬向平流的作用下, 我国东部地区出现大范围降温现象。

(3) 青藏高原地表热力的异常直接导致高原地区500hPa高度场的降低和200hPa高度场的升高, 在青藏高原上空200hPa存在的反气旋性环流异常使得南亚高压加强向北扩张并东伸。高原的热力异常致使华北地区存在很强的北风异常, 不利于暖湿气流向北输送, 反而促使更多的冷空气南下, 这将会对南北降水产生相反的影响。

(4) 青藏高原植被退化以后, 地表感热增加, 导致高原南部(30°—35°N)地区上升运动增强, 北部(35°—40°N)上升运动减弱。青藏高原外40°N以北地区的下沉气流在向北扩张, 而下沉气流的强度在减弱, 这会导致高原以北的干旱范围在扩大, 但是此地区干旱的程度有所缓解。