青藏高原大气热源/汇年际变化及其与大气环流的关系外文翻译资料

 2022-12-08 11:12

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青藏高原大气热源/汇年际变化及其与大气环流的关系

赵平 陈隆勋

摘要:本文使用1961~1995年逐月青藏高原地区大气视热量源/汇lt;Q1gt;资料、1961~1990年青藏高原地区积雪日数和积雪深度资料、美国NCEP/NCAR的再分析资料以及1975~1994年全球OLR资料,讨论了高原大气热状况年际变化及其与大气环流的关系,发现:高原地区大气热源年际变化明显,其中春季和秋季高原地区lt;Q1gt;的变率最大,并且水平分布很不均匀;当冬季高原冷源弱(或强)时,东亚大槽位置偏东(或西),对应着东亚强(或弱)的冬季风;夏季高原热源强(或弱)的年份,在高原及其邻近地区的对流层中、低层为偏差气旋环流(或反气旋环流),在中国长江流域低层为异常的西南风(或东北风),对应着东亚强(或弱)的夏季风,夏季高原热源强度还与南亚高压的强度和位置有关;春季4月的积雪状况与夏季高原大气热源强度有明显关系;夏季高原热源与同期青藏高原东南部、孟加拉湾、中南半岛、东南亚、中国西南部、长江流域和从黄海到到日本海一带对流有明显正相关。

关键词:青藏高原,视热量源汇,积雪,OLR

1.引言

东亚季风受到印度洋和亚洲大陆(包括大尺度地形,比如青藏高原)热力差异的深刻影响。Flohn(1957年)指出,由青藏高原表面的加热作用和北纬35度以南的温度气压梯度之间的反相关关系随季节性变化引起东亚环流的变化,并对印度季风的爆发起到了一定的作用。Yeh和Zhang(1974年)研究了青藏高原热力作用及其引起的对流对南亚高亚的维持作用。Chen等(1991年)指出在印度季风的中断期间,一个高空反气旋经常出现在青藏高原中部和雨量较多的青藏高原南部。利用1973年7月和1972年8月期间的逐月数据,Li等人(1982年)研究了多年以来强与弱的夏季印度季风的大气热源。他们发现,在强季风年,孟加拉湾上空有一个强大的大气中心存在并青藏高原表现冷源。在弱季风年,强烈的热力中心仍然在孟加拉湾,但次最大中心位于青藏高原通过核对1979年夏天青藏高原大气热源的结构和能源的收支,Chen等1985年指出,除了季风中断期间热源发生在青藏高原的东部以外,主要发生于多降水和冷源期间。Huang(1985年)研究了青藏高原热源异常对北半球大气环流的影响。Yanai等(1992年)指出,青藏高原感热和潜热作用维持水平温度梯度,使一个大规模的热驱动垂直环流被保持在高原上空。利用中国探空站1983年-1992年的资料,Luo与Zhu(1995年)计算出了青藏高原东部在夏季半年的热力条件,并讨论了热源与中国降水的关系。他们发现,当青藏高原热源剧烈时,长江上游和淮河流域降水量增加,而中国东部降水量减少。Li和Yanai(1996年)计算出1979年-1992年青藏高原的大气加热和湿度的热源/汇,并分析了与亚洲夏季风的年际变化和海陆热力差异的相关。本文论述了青藏高原大气热源/汇及其与大气环流关系的年际变化、积雪和OLR。

2. 数据与计算方法

计算空气柱的热源/热汇公式定义为:

lt; Q1 gt; = Fsh Rnet Hlp , (1)

其中,Fsh表示地表感热通量,Rnet表示大气净辐射,Hlp表示潜热通量。当<Q1>大于0时(小于0时)称为热(冷)源。接着有Zhao和Chen(2000年a,b)、Zhao(1999年),我们计算出了1961年至1995年青藏高原lt; Q1gt;的月平均值。在这项研究中选出青藏高原的西经90度到北纬33度之间海拔高于3000m的区域。所使用的数据还包括1961-1990年青藏高原及其附近积雪深度和148站(图略)的逐日资料,1961年至1995年月NCEP/NCAR资料按2.5*2.5分辨率再分析,并1975年至1994年月OLR 资料按2.5*2.5 分辨率(1978年和1988年的数据缺失)。

3. 青藏高原的lt;Q1gt;年际变化特征

偏差系数表示每月lt;Q1gt;的差异性。系数被定义为如下

图1:为1961-1995年期间青藏高原逐日的Cvn(%)(虚线表示为青藏高原300米的高度,下同)

其中xi(i= 1,2,hellip;,n)是时间序列和所有其他符号通常在气象环境中意义是一样的。通过使用1961年至1995年月平均的lt;Q1gt;数据,我们计算出每个月的偏差系数Cvn。图1表示了一月、四月七月和十月的Cvn分布。一月(图1a),几乎整个青藏高原的Cvn值超过了10%,并在青藏高原上、中、巴颜喀拉山、东部青藏高原的纽约州山和东昆仑山西南部甚至达到了30%,其最大值中约80%发生于东昆仑山脉和7%的最小值出现在北纬31度、东经97度处。在四月(图1b)的青藏高原C值一般超过50%。75%以上的数值出现在从唐古拉山山脉到四川西部和青藏高原的东北部区域。一个相对低值区域就是沿喜马拉雅山脉处,同四月相比,夏季的C值略小。七月(图1c)几乎整个青藏高原的Cvn值大于30%,特别是青藏高原西部地区大于75%,并在雅鲁藏布江河谷和柴达木盆地超过50%。该值开始在十月(图1d)再次增加。进一步的研究(图略)也显示,在其他月份lt;Q1gt;的变率是相当大的。因此,高原的lt;Q1gt;年际变化大,水平方向不均匀。

4. 多年冬季强与弱冷源的流场

4.1 复合式冬季冷源

从1961年至1995年青藏高原的lt; Q1 gt;平均时空变化(图略)中,我们选了六年分别对强和弱的冬季冷源进行分析,如下:

弱冷源的年数:1961、1962、1964、1983、1986、1989;

强冷源的年数:1966、1967、1969、1970、1977、1994。

图2:六年中有一个弱和强的复合式冬季冷源异常,单位为:W*m -2

图2显示出了不同六年的一个弱和强的复合式冬季冷源的lt;Q1gt;分布异常情况。可以看到,在弱冷源年(图2a)青藏高原东北部的祁连山被明显的负距平控制之外,几乎整个青藏高原都在正距平的控制之下。lt;Q1gt;的值大于20 W*m-2主要发生在青藏高原西南部和唐古拉山、巴颜喀拉山等一些地方,在拉萨(在29.7N〜91.1E)和当雄县(在30.5N〜91.1E)附近,特别是沿狮泉河(32N和79E)和沱沱河(在34N〜92E)区域发生超过50 W*m-2的异常现象。在强的复合式分布(图2b)显示出了对弱的一个大致相反的情况。强负距平年除了出现在西藏拉孜(29N~87.6E)和格尔木(36.4N~ 94E)以外,强度低于最低60 W*m-2情况出现在喜马拉雅山和唐古拉山、巴颜喀拉山的一些部分地区。

4.2 复合循坏

图3:分别为六年以来,在850hPa、500hPa和200 hPa层上强和弱的复合式冬季冷源的流线(阴影区是青藏高原;虚线为等压线,单位:米/秒)图

图3表示了6年一弱一强的冬季冷源在850hPa、500hPa和200hPa的复合式风场的异常情况。在微弱的情况下,850百帕(图3a)上气旋异常出现在青藏高原的南部,其中位于印度半岛北部,而一个反气旋异常出现在青藏高原的北部,其中心位于贝加尔湖附近。同时,在阿拉伯海向东的中国南海地区盛行西风异常。东或东北风从日本占上到中国大陆,这相当于冬季强烈的东亚季风。500hPa图形(图3b)具有跟一个850hPa大致的相似性。较强的气旋异常出现在500hPa以上的青藏高原,并它的两个中心分别位于青藏高原的西部和东部。200 hPa(图3c)上,有两个异常气旋波列分别位于北半球的温带和亚热带地区。三个温带异常反气旋波列的中心出现在贝加尔湖附近和青藏高原的东北部、北美州地区和西欧之间来回移动,其三大气旋中心依次出现在乌拉尔、北美东部地区和北美中东部地区。副热带高压波列具有一个跟上述相反的情况。在冬季强冷源年,850 hPa(图3d)上强异常反气旋位于青藏高原的南部并弱异常气旋出现在青藏高原东南部。一个大规模的异常气旋从青藏高原地面占到热带西太平洋东北部,其两个中心分别出现在贝加尔湖的东部和太平洋西部的阿留申群岛。异常南风出现在中国内地并胜于由中国北部到阿留申群岛区域的异常西风,它对应于冬季弱的东亚季风。500hPa特征(图3e)非常类似于850 hPa,与此同时,在200 hPa(图3f)上出现的一个温带气旋跟一个多年弱冷源温带气旋成负相关。

5. 多年的强与弱夏季热源的流场

5.1 复合式夏季热源

类似于冬季,我们选择了如下几年的一个强与弱的夏季热源。

强热源年:1993、1974、1980、1984、1987、1962;

弱热源年:1967、1972、1975、1977、1978、1986。

图4:分别为每六年的一个弱和强的复合式夏季热源lt;Q1gt;异常情况,单位:W*m-2

图4分别显示了4年以来一个强与弱的复合式夏季热源的lt;Q1gt;分布情况。图中可以看出,在夏季强热源的那些年(图4a)lt;Q1gt;值20 W*m-2以上出现在青藏高原东北部及北纬35以南,它们的中心位置出现在林芝(29.N〜94.5E)和理塘(30N〜100.2E),在青藏高原的西南部异常现象不显著。在多年的弱热源(图4b),除了申扎(30.9N〜88.6E)和拉孜(29.1 N〜87.6E)具有显着的正距平以外,青藏高原是由负距平为主。索县(31.9N〜93.8E)具有最低值-71 W*m-2,并青藏高原的西部无明显异常现象。

5.2 复合循坏

图5:分别为六年以来,在850、500和50 hPa上的强和弱的复合式夏季热源流线(阴影区是青藏高原;虚线为等压线,单位:米/秒)图

图5中分别给出了青藏高原异常风场在不同层次上的表现。从图5可以看出,在剧烈的情况下,850 hPa(图5a)上反气旋环绕高原对应着强的西南风(即强夏季风)从中南半岛快速移到中国大陆地区,这助于水汽的输送。一个异常气旋和反气旋分别出现在副热带太平洋中部和东太平洋上空。这些特征也出现在500 hPa(图5b)层次上,在500 hPa上从伊朗区域经过青藏高原到中国渤海仍存在围绕着高原的反气旋。从青藏高原100hPa上环流水平异常和相应的地层变得不同,到了70-50hPa的环流和低层变得完全相反。因此,一个强烈的青藏高原夏季热源在70hPa和50hPa上与位于其南部强大的南亚高压有着正相关。在50 hPa(图5c)上异常的反气旋影响着青藏高原的大范围地区,其中心位于青藏高原的西北部,这一形式也出现在70 hPa(图略)上。因此,一个强大的高原夏季热源在70和50hPa上与位于其南部的强大南亚高压有正相关。在弱热源的年份,在850 hPa(图5d)层上,整体而言,有一个异常反气旋包围着高原并在中纬度地区的西太平洋日界线也存在着一个异常反气旋。出现在中国大陆的异常东北风,对应于西南弱风,即弱夏季季风,这和强季风形成了一种对比。在这种弱势情况下处于850hPa的特征,也显示在500hPa(图5e),除了一个在青藏高原东北部集中的异常反气旋和一个在亚热带东部太平洋极为显著的异常气旋。在弱势情况下处于50hPa(图5f)的特征极大地不同于那些强大的热源,特别是中间的青藏高原和青藏高原北部的温带,这些地方的异常风在强烈的情况下是相反的。对于青藏高原的东北部是一个异常反气旋,它使得南亚高压位于正东方向。此外,多年来这个强大的热源,在50hPa(图5f)上有波列组成的三个异常反气旋,以及大多数异常气旋位于北半球。这些气旋,一个从伊朗高原通过青藏高原周围延伸至日本岛屿,其中心分别位于伊朗高原和符拉迪沃斯托克;另外两个分别集中在温带东太平洋和加拿大东北部。三个异常气旋中心分别位于西太平洋的中纬、西方北美和欧洲西北海岸。一个50hPa的异常东风,也位于全球低纬地区,超过2m/s的异常东风出现在非洲、赤道太平洋和美国南部的赤道。在弱势情况下,异常西风从非洲延伸至赤道东太平洋,在北半球温带没有出现明显的波列。从上面的分析,我们可以看到,在多年的强(或弱)的青藏高原热源,有一个异常气旋(反气旋)位于青藏高原上空对流层的中上层及其附近地区,在中国大陆的强(或弱)西南大风和一个位于亚热带东部太平洋的异常反气旋(气旋);低级的异常反气旋(气旋)涵盖了该地区从南海到西太平洋的范围;长江中下游是受异常的西南(东北)风的影响,可以运输更多(或更少)水分和导致更多(或更少)的降雨,这对应于强(或弱)东亚夏季季风。一个发生在平流层的强(或弱)赤道东风。青藏高原夏天热源与南亚高压的强度和位置有密切关系。热源的影响在高度上并不那么显著,如100hPa、70hPa和50hPa。

6. 青藏高原热源和积雪之间的影响

我们分别计算每月的相关系数异常值 lt; Q1 gt;和1961-1990年期间的青藏高原积雪深度/天。结果表明,春天的 lt; Q1 gt;值,与之前的

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