南极中山站夏季下降风数值模拟个例研究

孙启振,张林,张占海,杨清华

（1 .国家海洋环境预报中心国家海洋局海洋灾害预报技术研究重点实验室,北京100081；2 .中国海洋大学海洋与大气学院,山东青岛266100；3 .中国极地研究中心国家海洋局极地科学重点实验室,上海200136）



南极中山站夏季下降风数值模拟个例研究

孙启振1,2,张林1,张占海3,杨清华1

（1 .国家海洋环境预报中心国家海洋局海洋灾害预报技术研究重点实验室,北京100081；2 .中国海洋大学海洋与大气学院,山东青岛266100；3 .中国极地研究中心国家海洋局极地科学重点实验室,上海200136）

摘要:南极内陆地面辐射冷却产生的近表层冷空气,沿高原斜坡向下流动而形成下降风,其分布形态决定了南极大陆近表层风场的主要特征。我国南极中山站全年均受下降风的强烈影响。夏季晴天时,中山站的下降风一般在傍晚开始出现,风速在午夜达到极值,在次日中午之前逐渐减弱,风速有显著的日循环特征。本文选取南极中山站2010年1月的夏季下降风个例,使用常规地面气象观测资料和Polar W RE极地大气数值模式进行了分析研究。结果表明:中山站夏季夜间晴天出现偏东向的下降风时,近地面风速变化趋势与地面气温呈负相关,相关系数为- 0.91。数值模拟发现,中山站下降风在距地面高度约100～150 m之间时风速最大,约为15～21 m/s。在下降风发生时,近地层大气存在逆温现象。下降风较强时,近地层逆温也较强,逆温层厚度约为200～300 m,逆温强度约为4～6℃。在地面摩擦的作用下,中山站近地面下降风风向为东南,随着高度的增加,风向逆时针偏转,最终趋于与地形等高线平行。没有太阳直接辐射时,南极大陆地区存在持续的逆温层,逆温层的出现加强了下降风气流,随着逆温的增强,大风区逐渐西移,且面积不断增加。在夏季太阳辐射造成的逆温消失的短暂时间内,逆温时产生的下降风尚不能完全消失,由此形成了较稳定的风向空间分布特征。关键词:南极；下降风；数值模拟；Polar W RE

1 引言

在坡度较大的南极冰盖地形上,冰面辐射冷却使陆-气界面存在向下输送的感热通量,引起斜坡高处近表层空气温度下降、密度增加,冷空气在重力作用下沿斜坡加速向下坡方向流动,从而形成下降风。南极下降风的风向和风速较为稳定［1］,其分布形态决定了南极大陆近表层风场的主要特征。下降风在南极大陆广泛分布,这种特性在南半球大气环流中占有重要地位［2］。下降风到达沿岸地区时,与海冰、冰间湖及近海存在相互作用,可以影响海洋中的质量输送和热盐环流。因此,南极的下降风是南半球高纬地区气候系统中的关键因子之一［3］。

南半球下降风在前进过程中由于科氏力的作用而向左偏转,此外还受地表摩擦力的影响。然而,南极地区地面气象观测站点稀疏,有限的测风资料难以表现大尺度的南极大陆地表风场的分布形态,因此数值模式成为了研究下降风的有力工具。Parish和Da-vid［4］使用Ball［5］的数值诊断模式给出了南极高分辨率冰盖地形上的冬季平均表层风场,这是关于南极下降风最早的大尺度模拟结果。由于下降风是冷空气在重力作用下的下坡气流,因此随着气流的前进,风速越来越大,尤其在陡峭的南极大陆沿岸,风速远远大于内陆地区。由南极大陆近表层流场主要特征示意图（图1,根据Parish和David［6］绘制）可见,近地面强风主要集中在埃默里冰架（A mery Ice Shelf）附近和罗斯冰架（Ross Ice Shelf）等数个地区的南极大陆沿岸广阔区域。强烈的下降风在这些地区的汇集现象,是由当地独特的地形决定的。Grisogono和Axelsen［7］使用简化的数值模型研究了下降风风速与地形的关系,认为温度梯度在下降风形成过程中的作用不可忽视。除数值模式之外,雷达观测数据近年来也被用于下降风的研究。Kouznetsov等［8］根据多普勒雷达观测资料显示的下降风风速和温度廓线,发现下降风的厚度变化范围很大,且与表层热通量正相关。

我国南极中山站（69°22′S,76°22′E）坐落在南极埃默里冰架附近的拉斯曼丘陵上,受环极地低压带和南极大陆地面冷高压的影响,常年盛行偏东风。高压系统控制期间,往往会出现晴朗低温天气；低压系统过境时则相反,气旋在普里兹湾北部东移过程中,中山站温度和湿度上升并常出现风雪天气。中山站附近以南的广阔地形是斜率约为10～15 m/k m的冰盖斜坡,因此几乎全年均受下降风的影响。在夏季（12月至翌年2月）晴天时,中山站的下降风一般在傍晚至夜间开始出现,此时地面观测到的风速随时间逐渐加大,风力短时间内可由静风迅速增加至五六级。天气越晴朗,下降风越强烈。下降风在夜间维持较高的速度,在次日中午之前逐渐减弱,具有显著的日循环特征。受中山站东南方向大尺度地形的影响,该地区下降风的风向通常为偏东风。

图1 南极大陆近表层流场主要特征示意图（根据Parish和David［6］绘制）Eig .1 Abridged general view of main characteristics of streamlines over the surface of the Antarctic continent（adapted from Parish and David［6］）

中山站地区的下降风会给极地考察船舶、直升机作业以及科学考察队员的野外活动带来威胁,同时还可能引起普里兹湾浮冰的随机漂移,从而给船载物资的卸运造成极大的障碍。由于我国的南极科学考察活动基本集中在南极夏季,因此研究中山站夏季的下降风显得尤为迫切。迄今为止,对中山站的天气气候已有一定数量的研究［9—10］,但关于该地区下降风的研究较为缺乏。

常规气象观测资料仅能反映中山站观测点的地面气象要素状况,无法用于分析研究下降风发生时的大气廓线形态,更无法给出周边地区下降风的空间分布特征。极地大气数值模式可对选取的下降风个例发生过程进行模拟,以研究下降风垂直结构特征、发生发展过程及其与相关要素场关系。本文选取2010 年1月18 - 19日发生在中山站的夏季下降风个例,利用当地自动气象站观测数据分析其特征。并使用极地大气数值模式对发生下降风时中山站附近地区的气象要素场进行模拟研究,以探讨中山站夏季下降风的空间结构和发生发展规律。

2 下降风个例实况

南极大陆沿岸的地表风可近似认为由梯度风分量和下降风分量组成［11］,其中梯度风的大小取决于气压梯度。在中山站所在的南极大陆沿岸地区,天气晴朗并且气压梯度很小的时候,可以认为夜间地面风的主要组成部分是下降风；当站区受大陆沿岸的低压系统支配时,天气为多云或阴雪,不会出现明显的下降风。

本文选取的下降风个例发生时间为2010年1月18 - 19日。这一时段内,普里兹湾海域北部的印度洋一直受稳定的高压控制,普里兹湾海域无强气旋活动（图2）,附近西风带的几个气旋中心基本固定在高压控制区的两侧,对中山站地区几乎没有影响。此时,中山站及其东南方向的广阔大陆地区无气旋或低压系统,也无云系发生发展,天气晴朗,此时的风可认为是来自于南极内陆高原的下降风。此下降风个例发生期间,观测到的地面以上10 m高度风速有明显的日周期变化,夜间低温时风速较大,白天温度较高时风速较小,具有典型的下降风特征。

图2 中山站当地时间2010年1月18日05时（a）和19日05时（b）印度洋平均海平面气压场实况图（资料来源:澳大利亚气象局http://w w w .bom .gov .au/australia/charts/indian_ocean .shtml）Eig .2 M SLP of the Indian Ocean at 05:00 18th January（a）and 05:00 19th January（b）,2010（local time,U T C + 5）（data from Australia Bureau of M eteorology:http://w w w .bom .gov .au/australia/charts/indian_ocean .shtml）

图3为根据中山站气象台地面观测资料绘制的2010年1月18日0时至19日24时（指中山站当地时间,时区为U T C + 5）的10 m风速和2 m气温变化曲线。由图可见,中山站夏季晴天的风速和气温分布有明显的日循环特征,在24 h内都呈现一峰一谷的形势。风速在当地时间17时至18时前后开始增大,至次日6时前后达到最大值,此后逐渐减小,再至18时左右又开始增大。相应地,风速开始增大时气温开始下降,当风速最大时气温最低。随着风速的减小,气温逐渐回升。风速与气温的变化趋势几乎完全相反,相关系数为- 0.91,且通过了1 %显著水平下的显著性检验。这表明,在本下降风个例中,中山站夏季晴天时的局地气温与下降风有显著的负相关关系。

关于南极地区局地气温与下降风的关系,多位学者研究发现,南极下降风在不同地区会带来增温或降温现象。Van den Broeke和Van Lipzig［12］的研究结果表明,在天气尺度系统影响较弱的情况下,下降风会导致海冰和冰架上有冷空气聚集,从而使这些地区降温。但在一定的地形条件下,较强的下降风会加强对流层内的垂直混合,从而在近地层产生增暖现象［13］。中山站处于南极大陆边缘,当地的下降风来自东南部的冰盖斜坡高处。高处的近地层空气受地面辐射冷却影响而降温,当冷气流到达中山站地区时,就会使当地气温下降。

图4为2010年1月18 - 19日观测到的风向分布情况。正午至下午的短暂时段内风速较小,无固定风向；夜间风速较大时的风为下降风,由图可知中山站下降风主要为东风。风速较大时,风向在绝大部分情况下集中在80°～110°之间。这与图1描绘的埃默里冰架东侧沿岸的地面流场相一致。近地层冷空气从高处流向中山站沿岸地区时,一方面垂直于地形等高线,另一方面又受科氏力的影响而向左偏转,同时还受地面摩擦力的影响,风向最终表现为东风或偏东风。

图3 中山站当地时间2010年1月18日0时至19日24时实测10 m风速和2 m气温变化曲线Eig .3 The observed 10 m wind speed and 2 m air temperature at Zhongshan Station from 00:00 18th January to 24:00 19th January,2010（local time,U T C + 5）

3 下降风个例数值模拟

3.1 模式及数据

本文选用Polar W RE极地大气数值模式进行下降风个例的数值模拟研究。Polar W RE模式由美国俄亥俄州立大学伯德极地研究中心在W RE模式（W eather Research and Eorecasting M odel）基础上进行改进以使其适用于极地［14 - 16］。关键的改进内容有:优化了湍流参数化方案；启用了Noah陆面模式中的一种微小海冰的描述方式；改善了对冰架上热交换的处理方式并修正了Noah陆面模式能量平衡计算方案。Hines和Brom wich［14］通过分析格陵兰岛冰盖上的表面状况,评估了Polar W RE模式的性能,指出Polar W RE在地表能量平衡的模拟方面比Polar M M 5有所改进。Brom wich等［15］等分析了Polar W RE模式模拟北冰洋上空大气环流的能力,认为此模式的模拟结果在实验期间能很好地与观测资料相符合,是研究极地气象的有力工具。Steinhoff等［17—18］利用Polar W RE出众的极地大气环流模拟能力,研究了南极麦克默多地区焚风机制及其与大气环流的联系,得到了理想的结果。

图4 2010年1月18 - 19日中山站风向玫瑰图（底图为以中山站所在经线为中轴线的南极地图）Eig .4 The wind direction rose at Zhongshan Station from 18th January to 19th January,2010（base map is the Antarctica map with central axis on the longitude of Zhongshan Station）

本研究个例使用的模式模拟区域设置为三重嵌套（图5）,最外层粗网格区域的格点数为130×100,分辨率为18 k m,第二层区域格点数为151×202,分辨率为6 k m,最内层嵌套细网格格点数为145×163,分辨率为2 k m。粗网格区域用于分析较大尺度的流场及其他要素场形势,嵌套细网格区域用于刻画分析小尺度空间分布特点并与观测资料作对比。模式在垂直方向上设置为60层,为了更好地模拟下降风这种发生在近地面数百米高度之内的现象,模式在对流层底部进行加密,在中山站所在位置附近上空约1 000 m内有27层。模式顶层气压设置为10 hPa,此顶层气压高度可以更好地处理由地形引发的向上传播的重力波［19］。本文模拟时采用的参数化方案为:微物理过程方案选取W S M 5方案,长波辐射选取R R M T方案,短波辐射方案选取Goddard方案,边界层方案选取M YJ方案,积云方案选取Kain-Eritsh方案,陆面方案选取N O A H方案。

图5 下降风个例数值模拟中Polar W RE模式嵌套区域Eig .5 Polar W RE nested domains designed in the numerical simulation of katabatic wind case

选用N CEP E N L全球客观分析数据作为数值模式的初始场和边界条件。本文所采用的E N L数据的空间分辨率为1°×1°,包含了26个等压面层（1 000～10 hPa）、地表边界层、某些sigma层以及对流层的信息,数据的时间间隔为6 h（00、06、12、18 U T C）。

3.2 模拟结果分析

本文选取2010年1月18日0时至19日24时（U T C）这一时段,对中山站所在的埃默里冰架附近区域各高度层大气流场进行了数值模拟。模式运行时间开始于2010年1月17日12时,开始时间之所以比模拟时段早12 h,是因为模式需要一定时间来调整初始场平衡。模式结果对于最外层粗网格每3 h输出一次,对于嵌套的两层细网格每1 h输出一次。

模式模拟得到的近地面风场分布形态（图6）与Parish和David［6］给出的流场相符合。以中山站当地夜间的流场形态图为例,当地时间18日23时（即18日18时U T C）在埃默里冰架东侧,下降风风向为东,冰架南侧下降风风向为东南,冰架西侧风向为南向。模拟结果表明,南极大陆沿岸的下降风风速比内陆风速大。

图6 中山站当地时间2010年1月18日23时中山站及其周边地区表层风场模拟图Eig .6 Surface wind field of Zhongshan Station and its neighborhood at 23:00 18th January,2010（local time,U T C + 5）,from Polar W RE simulation

为量化模式模拟结果的准确性,从最内层细网格模式中选取距离中山站最近的格点数据与实测风速数据相对比。此格点位于中山站附近的冰盖上,与中山站的距离约为0.36 k m。中山站下降风个例发生的时段内,模式模拟结果中风速随时间的分布、最值大小及其出现时间,与实测风速数据相比较为一致（图7）。

图7 中山站当地时间2010年1月18日0时至19日24时中山站风速的模拟值（实线）与实测值（虚线）Eig .7 The simulation（solid）and observed（dashed）wind speed at Zhongshan Station from 00:00 18th January to 24: 00 19th January,2010（local time,U T C + 5）

由模拟时段内中山站风在垂直方向上随时间的分布图（图8）可见,在晴天的夜间至次日上午,即下降风发生时段内,近表层风向为东南风。结合地面风场图（图6）可见,风向随高度的变化与地面摩擦有关。在近地层,摩擦作用处于主要地位,风向在中山站表现为东南风,与地形等高线约呈60°夹角；地面摩擦效应随着高度的增加而减弱,因此科氏力变得越来越重要,在距地面300 m左右以上风向趋于与地形等高线平行,即为东北风。在晴天的正午至傍晚时段,当下降风减弱以后,500 m高度以下风向在短时间内迅速转变为偏西风,距地面1 000 m附近高度的风向依然为偏东风,此时在中山站上空形成垂直环流形势,即较弱的海陆风。

图8 中山站当地时间2010年1月18日0时至19日23时（即1月17日19时至19日18时U T C）中山站风和气温随高度-时间分布的模拟图Eig .8 The height-time profile of wind and air temperature at Zhongshan Station from 00:00 18th January to 23:00 19th January,2010（local time,U T C + 5）

由模拟得到的中山站上空温度随时间的分布图（图8）可知,在上述两个时段内,中山站上空出现了逆温现象,逆温层厚度分别为200 m和300 m左右,逆温强度分别约为4℃和6℃。在逆温层之上,温度随高度增加而降低,且温度梯度约为（0.5～1℃）/（100 m）,这与对流层的常见气温垂直递减率相一致。在这两个时段之间的白天,气温随高度的变化较为平缓,温度梯度变化约为0.2℃/（100 m）,远小于对流层气温平均垂直递减率,这可能是因为南极大陆寒冷的属性导致了其上空温度廓线与其他大陆的不同之处。

已有研究指出,不同地区和季节的下降风有着不同的高度范围。Phillpot和Zillman［20］认为下降风气流的高度范围在地面上数百米之内,有时是100～200 m［21］。M onti等［22］研究发现下降风的厚度范围为10 ～100 m,Barry［23］的研究表明下降风最大风速出现的高度有时仅有数米。与温度分布形势相对应,图8中风在垂直方向上随时间的分布呈现出了类似的特点。在上述两时段内,风速随高度先增加后减小,最大值分别约为15 m/s和21 m/s,最大风速出现高度分别为100 m和150 m。在两个时段之间的白天,风速随高度变化很小,且最大风速仅为3 m/s左右。

将温度廓线和风速廓线随时间分布图进行对比可以发现,在下降风发生时,近地层大气存在逆温现象,二者在时间分布上几乎一致。下降风风速越大,近地层逆温越强。在垂直方向上,风速的最大值与其出现高度相关；逆温越强,逆温层厚度也越大。在同一下降风个例中,风速最大值出现高度比逆温层厚度要小,前者约为后者的二分之一。

从模式各垂直分层气温值中选取最高值,可以近似认为是对流层中的最高值,其与模式表层气温之差可近似为逆温强度。图9为模拟时段内距离中山站最近的模式格点地面10 m风速与逆温强度的散点分布图,可见逆温强度和风速基本呈正相关关系。

图9 中山站当地时间2010年1月18日0时至19日23时模式模拟的中山站地面10 m风速与逆温强度的散点图Eig .9 Scatter diagram of 10 m wind speed and inversion strength（approximately）from Polar W RE at Zhongshan Station from 00:00 18th January to 23:00 19th January,2010（local time,U T C + 5）

4 下降风与逆温层关系

南极大陆的下降风总是伴随逆温存在。南极大陆高原绝大部分时间有持续存在的逆温层,其中内陆地区的逆温强度大于沿岸地区的逆温强度。逆温层的厚度随季节和地点的不同而有所变化。在南极逆温现象存在时,当地面气温降低,逆温强度通常会增强［20］。

图10为使用E N L资料绘制的2010年1月1日至2月28日平均的00、06、12、18 U T C四个时刻南极大陆的平均表层气温与2 m高度气温之差。虽然此温差不等同于逆温强度,但可在一定程度上反映出南极地表辐射冷却降温的程度。

由图10可知,夏季南极大陆表层的辐射降温场分布形态呈现出显著的日循环特征,且与太阳方位相对应。在00时刻,太阳处于180°E经线附近,以90° W～90°E经线为分割线,图10a中分割线上部的地区为夜间,由于缺少太阳直接辐射,该地区地面辐射冷却导致近表层大气降温,形成逆温层。与此相反,分割线以下地区为白天,大部分地区没有出现逆温现象。其他3个时刻南极大陆的逆温分布形态与太阳方位也有同样的关系。由于南极大陆地形特征为南极所属东半球区域平均海拔较高,平均气温较低,因此其在18 U T C时刻有较强的逆温现象,逆温区分布面积较大（图10d）。

在南极的冬季,例如2010年6月1日至7月31日期间,南极大陆绝大部分地区在上述4个时刻的平均表层气温与2 m高度气温之差均为负值（图略）,表明南极大陆在冬季尤其是极夜期间,始终存在逆温现象。这说明缺少太阳直接辐射的南极大陆地区存在持续的逆温层。

逆温形成的原因是冰面辐射系数大于大气辐射系数,当地面吸收的太阳辐射较小时,冰面与大气的辐射系数差异将导致逆温的产生［24］。逆温不仅作为南极地区的一种气候特征而存在,而且是近表层风场的驱动力。即使在夏季,半数以上时间仍会出现逆温现象。Dalrymple［25］及Lettau和Schwerdtfeger［26］曾指出南极大陆存在气候态的逆温现象,Phillpot和Ziu man［20］发现冬季南极点的平均逆温强度为20℃左右,在大陆海拔最高地区,逆温强度可达25℃。

数值模拟区域中最外层的2 m高度气温与地表气温之差以及10 m高度风场的模拟结果见图11,分别是1月18日06 U T C、12 U T C、18 U T C以及19日的06 U T C、12 U T C、00 U T C（即中山站当地时间1月18 日11时、17时、23时以及19日05时、11时、17时）6个时刻的分布形态。当地时间1月18日11时,整个模拟区域的温差几乎均为负值,即2 m高度的气温小于地表气温,近地层没有逆温。在当地时间17时和23时,即该地区的傍晚至夜间,绝大部分面积都出现了逆温现象,中山站附近区域的逆温在当地时间夜间至凌晨较强（注意图中区域跨越了多个时区）；在当地时间次日05时,随着日出的到来,逆温面积逐渐开始减少,因此具有日循环特征。图中75°～105°E、海岸线至70°S这一地区,逆温层的出现加强了下降风气流,随着逆温的增强,大风区（在图中用红圈所示）逐渐西移,且其面积不断增加,风速在下降风前进过程中逐渐增大,这是逆温效应在一个日循环内不断积累的结果。

图10 2010年1月1日至2月28日期间南极大陆平均表层气温与2 m高度气温差Eig .10 The averaged difference between temperatures at surface and 2 m height on the Antarctica continent from 1st January to 28th Eebruary 2010

值得注意的是,图11中6个时刻的风场有着相似的风向分布形势,这说明,即使在夏季白天逆温消失时,南极大陆的内陆地区也存在沿斜坡向下的持续气流。这是由于夏季一个日循环内绝大部分时间存在逆温现象,逆温时产生的下降风在逆温消失后的较短时间内尚不能完全消失,又在下一个日循环内得到了再次加强,由此形成了较稳定的风向空间分布特征。

5 结论与讨论

我国南极中山站夏季晴天时会出现下降风现象,中山站的下降风通常为偏东风。本文选取南极中山站2010年1月的夏季下降风个例,使用常规地面气象观测资料和Polar W RE极地大气数值模式,分析了中山站夏季一次典型下降风个例的空间结构和发生发展特点。

地面观测资料分析结果表明:在夏季夜间天气晴朗时,中山站沿岸地区有来自南极大陆高处近地面的下降风,风速较大时,风向在绝大部分情况下集中在80°～110°之间。下降风风速的变化趋势与气温呈负相关,相关系数为- 0.91。

图11 中山站当地时间2010年1月18 - 19日期间中山站及其附近区域风场和近似逆温场的模式模拟图Eig .11 The simulation of wind field and approximate inversion strength from Polar W RE at Zhongshan Station and its neighborhood from 18th January to 19th January,2010（local time,U T C + 5）

数值模拟结果表明,由于地面摩擦作用,中山站下降风在近地面风向为东南。随着高度的增加,风向逆时针偏转,并最终趋于与地形等高线平行。在垂直方向上,风速的最大值与其出现高度相关。模拟个例中,风速随高度先增加后减小,最大值分别约为15～21 m/s,最大风速出现高度分别为100～150 m。在下降风发生时,近地层大气存在逆温现象。下降风风速越大的时段,近地层逆温越强,二者基本呈正相关关系。中山站上空的逆温层厚度约为200～300 m,逆温强度约为4～6℃。在同一下降风个例中,风速最大值出现高度比逆温层厚度要小,前者约为后者的1/2。下降风风速与近表层气温变化趋势相反,风速较大时地表气温较低。

在中山站东南方向的广阔大陆区域,逆温层的出现加强了下降风气流,随着逆温的增强,沿岸地区的大风区逐渐西移,且面积不断增加。下降风的流场形势基本不随着时间变化,这说明夏季即使在白天逆温消失时,南极大陆的内陆地区也存在沿斜坡向下的持续气流。这可能因为夏季绝大部分时间存在逆温现象,逆温时产生的下降风在逆温消失后尚不能完全消失,又在下一个日循环内得到了加强,由此形成了较稳定的风向空间分布形态。

致谢:国家海洋局极地考察办公室提供南极现场考察机会；美国俄亥俄州立大学伯德极地研究中心极地气象组（Ohio State U niversity,Byrd Polar Research Center,Polar M eteorology Group）提供Polar W RE极地大气数值模式；桂林电子科技大学梁海协助绘制图1示意图。谨致谢忱！

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中图分类号:P732.2

文献标志码:A

文章编号:0253-4193（2016）03-0071-11

收稿日期:2015-02-09；

修订日期:2015-06-10。

基金项目:国家自然科学基金（41206185,41076128）；南北极环境资源调查专项（C HIN A R E-2015）；国家海洋局极地考察办公室对外合作项目（IC201312）。

作者简介:孙启振（1984—）,男,山东省日照市人,助理研究员,主要从事极地气象研究及预报。E-mail:sunqizhen @ n mefc .gov .cn

孙启振,张林,张占海,等.南极中山站夏季下降风数值模拟个例研究［J］.海洋学报,2016,38（3）:71 - 81,doi:10.3969/j.issn . 0253-4193.2016.03.007

Sun Qizhen,Zhang Lin,Zhang Zhanhai,et al. Numerical simulation of sum mer katabatic wind at Zhongshan Station,Antarctica:A case study［J］. Haiyang Xuebao,2016,38（3）:71 - 81,doi:10.3969/j.issn .0253-4193.2016.03.007

Numerical simulation of sum mer katabatic wind at Zhongshan Station,Antarctica:A case study

Sun Qizhen1,Zhang Lin1,Zhang Zhanhai3,Yang Qinghua1
（1 . Key Laboratory of Research on Marine Hazards Eorecasting,National Marine Environmental Eorecasting Center,Beijing 100081,China；2 .Collegeof Oceanic and Atmospheric Sciences,Ocean University of China,Qingdao 266100,China；3 .State O-ceanic Administration Key Laboratory for Polar Science,Polar Research Institute of China,Shanghai 200136,China）

Abstract:Katabatic winds are airflows that occur above a cold sloped surface . They are driven by gravity that causes colder and denser air masses to move downhill. Katabatic winds play a crucial role in the surface wind regime of Antarctica . Chinese Zhongshan Station,Antarctica,is strongly influenced by the katabatic wind allthe year round . In sunny su m mer days,the katabatic wind at Zhongshan Station usually beginsin the evening . The wind reachesits maximal speed at mid-night and then decreases before the next noon,with a significant diurnalcycle characteristics . The katabatic wind case in austral su m mer,January 2010,at Antarctic Zhongshan Station is analyzed with employing of conventional meteorological observations and the Polar W RE model. The results indicate that when katabatic wind emerges at nights of clear sky,the wind speed near the ground and surface air temperature trends are negatively correlated to - 0.91 .Simulations from Polar W RE show that the height of the maximu m speed of the katabatic wind,15 - 21 m/s,is between 100 and 150 m from the ground . Near surface air temperatureinversion always accompany with the katabatic wind . With the thickness of 200 to 300 m,the inversion has its strength of about 4 - 6℃. The near-ground katabatic wind at Zhongshan Station always blows from the southeast due to the ground friction . The wind direction deflects counterclockwise and eventually becomes parallel with the terrain contours while the heightincreasing . W hen thereis no direct solar radiation,continuousinversion presents at Antarctica continent and enhances the katabatic air flow . With the enhancement of the inversion,windy area gradually shifts westward and the acreage increases .In the short time when inversion disappears due to solar radiation in su m mer times,the katabatic wind would not completely disappear,thus forming a relatively stable spatial distribution of wind direction .

Key words:Antarctica；katabatic wind；nu merical simulation；Polar W RE