（气象学专业论文）青藏高原大气热源结构特征及其对中国降水的影响.pdf

中文摘要 a b s t r a c t 第一章 目录 绪论 i v 1 1 1 关于大气热源研究的进展1 1 1 1 大气热源的计算方法1 1 1 2 有关高原大气热源汇的特点2 1 1 3 有关大气热源汇计算的对比验证3 1 1 4 潜热、感热加热对高原大气热源的贡献4 1 2 高原的热力作用对东亚季风环流、季风爆发及异常的影响一6 1 2 1 高原热力作用对冬季风的影响6 1 2 2 高原热力作用对东亚夏季风的影响7 1 2 3 海陆热力差异对东亚夏季风首发地的影响8 1 3 高原热力作用对北半球环流及中国降水的影响。9 1 3 1 高原热力作用对北半球环流和海温异常的影响。1 0 1 3 2 高原热源对中国降水的影响l o 1 4 问题的提出1 2 1 5 主要研究内容及目标1 2 第二章大气热源的计算及其验证 2 l 2 1 引言2 l 2 2 资料和方法介绍2 3 2 3 高原大气加热廓线与卫星资料、单站资料的比较2 4 2 3 1 高原大气加热廓线与卫星资料的比较。2 4 2 3 2 高原加热廓线与单站资料的比较2 9 2 4 亚洲范围大气热源的比较和验证一3 1 2 4 11 9 7 9 - - 2 0 0 1 年夏季平均大气热源水平分布的对比分析3 1 2 4 219 9 8 年夏季平均大气热源水平分布的对比分析一3 5 2 5 结论与讨论3 7 第三章青藏高原大气热源结构特征3 9 3 1 引言3 9 3 2 青藏高原大气视热源水平分布特征4 1 3 2 1 青藏高原上空( q j ) 及其各项的逐月变化4 1 3 2 2 青藏高原上空整层( q 1 ) 多年平均的各月水平分布4 3 3 2 3 青藏高原上空整层热源汇的空间模态和时间演变4 6 3 2 4 小结4 8 3 3 青藏高原大气热源垂直分布特征4 9 3 3 1 青藏高原上空大气区域平均的垂直廓线分布5 0 3 3 2 高原大气垂直加热率的季节变化5 4 3 3 3 高原及其周围加热场经向垂直结构与环流的关系5 7 3 3 4 小结6 2 3 4 青藏高原最大加热层及其加热率分析6 2 3 4 1 青藏高原最大加热层高度及其加热率的水平分布6 2 3 4 2 小结6 4 3 5 总结6 4 第四章青藏高原大气热源的气候突变 4 1 引言6 8 4 2 青藏高原大气热量源汇季节进程的气候突变6 9 4 2 1 青藏高原大气热源逐侯的气候状况6 9 4 2 2 青藏高原大气热源高度和热源持续时间及强度的气候突变7 l 4 2 3 青藏高原大气热源高度的气候突变对江南降水的影响。7 6 4 3 夏季青藏高原大气热源气候突变与中国降水的关系8 2 4 3 1 夏季青藏高原大气热源与中国降水的s v d 分析。8 2 4 3 2 夏季高原大气热源的气候突变对大气环流的影响。8 6 4 4d 、结。9 0 第五章夏季青藏高原大气热源的年际变化及其与降水的关系 5 1 引言一9 3 5 2 夏季高原降水的气候平均概况一9 4 5 3 夏季高原大气热源的年际异常变化对大气环流和降水的影响9 6 5 3 1 夏季高原大气热源的年际变化9 6 5 3 2 夏季高原大气热源异常强( 弱) 年中国降水的异常变化。9 8 5 3 3 风场合成分析。9 9 5 4 结论。1 0 4 第六章春季纬向海陆热力差异对江南春雨的影响1 0 6 6 1j ； i 言10 6 6 2 资料和方法1 0 7 6 3 江南降水的气候特征1 0 8 6 4 江南春雨异常和大气热源季节转变的关系。1 1 2 6 5 春季西太平洋副热带海表面温度对我国江南春雨影响的数值模拟。1 1 6 6 5 1 模式及试验方案设计1 1 6 6 5 2 数值试验结果分析1 1 8 6 6 结论1 2 4 第七章总结和展望1 2 7 7 1 主要结论1 2 7 7 2 创新点1 2 8 7 3 问题与展望1 2 8 致谢 博士研究生期间发表的论文 u 1 3 0 1 3 1 中文摘要 本文利用n c e pi 、e c m w f ( e r a ) 逐日再分析资料计算了大气视热源，采用近年 来有关高原实验的实测资料，特别是垂直探空资料以及卫星遥感资料对高原视热源加热 率垂直廓线的合理性进行了客观的检验和判断。在此基础上，探讨了青藏高原大气热量 源汇的水平、垂直结构特征，揭示了其对我国天气气候的影响。主要结论如下： ( 1 ) 在3 公里以上的高原大部分地区以干对流为主，最大加热高度位于对流层中 层的近地面，感热加热的贡献大于潜热加热。在最大加热层上，亚洲季风区强度最大范 围最广的加热率中心位于青藏高原上空，而以潜热为主的整层积分的最大加热中心位于 孟加拉湾地区北部至高原南侧上空。 ( 2 ) 在高原范围，采用e r a 和n c e p n c a r 计算的加热廓线的垂直分布基本合理， e r a 计算的结果较n c e p 的更接近观测事实。月平均最大加热率高度基本位于5 0 0 - 6 0 0 h p a 之间，但逐日加热廓线却显示高原大气不仅存在低层加热还存在较高层加热。 ( 3 ) 高原热源汇的变率及热源高度季节进程的最强信号都表现为1 9 9 0 前后的气 候突变。突变前，高原大气热源高度偏高，冷源向热源的转换时间早，持续时间长，则 纬向海陆热力差异强度在春季偏强而夏季偏弱，江南降水春季偏早偏多，而夏季偏少。 突变后，情况相反。高原整层大气热源 的年际变率最强异常值出现在高原中部偏南 和高原的东南部。 ( 4 ) 数值试验表明，通过升高春季西太平洋副热带地区海表面温度可引起同期东 亚一西太平洋副热带纬向海陆热力差异减弱，进而引起3 - 4 月中国大陆东部2 0o - 3 0o n 范围内的8 5 0h p a 西南风强度减弱，与之相应的3 - 4 月发生在3 0o n 以南地区的降水量 明显减少。在此过程中，青藏高原东南侧的低涡强度减弱，该低涡与西太平洋副热带高 压之间的位势梯度减小，中低纬度西太平洋副热带高压强度减弱，其北侧的西南风强度 相应减弱，因此西南暖湿气流输送也随之减弱，造成江南地区的水汽通量辐合强度明显 减弱，这种环流分布状况将不利于出现较强的江南春雨，导致江南春雨强度明显减小。 关键词：青藏高原，大气热源，加热廓线，热源高度，降水 h i a b s t r a c t t h ep a p e ru s e dn c e pia n de c m w f ( e r a ) r e a n a l y s i sd a t a , c a l c u l a t e da t m o s p h e r i c a p p a r e n th e a ts o u l v , eb yi n v e r s ea l g o r i t h m ，a n de s t a b l i s h e dd a t as e to fd a i l yh e a ts o u r e 七f o r m a n yy e a r sa n dv e r i f i e di t sr e a s o n a b l e n e s s t h ep a p e re s p e c i a l l yv e r i f i e da n dm a d eo b j e c t i v e j u d g m e n to fv e r t i c a lp r o f i l eo fh e a t i n gr a t eo v e rt h ep l a t e a ua c c o r d i n gt oo b s e r v e dd a t ao f p l a t e a ut e s t s o nt h e s eb a s e s ，w ei n v e s t i g a t e t h eh o r i z o n t a la n dv e r t i c a ls t r u c t u r eo f q i n g h a i t i b e t a np l a t e a uh e a t i n g ，a n dr e v e a li t si m p a c t so nw e a t h e ra n dc l i m a t ei nc h i n a t h e m a j o rw o r ka n dc o n c l u s i o n sa r ea sf o l l o w s ： 1 ) a tt h em a x i m u mh e a ts o u r o gl a y e r , t h eh e a t i n gr a t ec e n t e r 、) i ，i t l lt h em o s ti n t e n s i t ya n d w i d e s te x t e n s i o ni ne a s ta s i al i e si nq i n g h a i - t i b e t a np l a t e a u w h i l et h et o t a li n t e g r a t i o no f t h eb i g g e s th e a tc e n t e rf o c m i n go nl a t e n th e a tl i e si nt h er e g i o nf r o mn o r t h e r na r e ai nt h eb a y o fb e n g a lt os o u t hp l a t e a u 2 ) a sf a ra st h eh e a t i n gv e r t i c a lp r o f i l e so v e rp l a t e a ua r ec o n c e r n e d , t h er e s u l t so fe r a a n dn c e pa p p e a rr e a s o n a b l e i nc o n t r a s t , t h ef o r m e ri sm o r ec l o s e dt ot h eo b s e r v a t i o n a lf a c t s t h em o n t h l ym e a nm a x i m u mh e a t i n gr a t eh e i g h to c c u r sd o m i n a n t l yb e t w e e n5 0 0 - 6 0 0h p a , b u tt h ed a i l yh e a t i n gp r o f i l es h o w st h a tt h e r ei sn o tm e r e l yt h el o w e rl a y e rh e a t i n g ，a n dt h e u p p e rl a y e rh e a t i n ga sw e l l 3 ) t h es t r o n g e s ts i g n a l sa b o u tt h ev a r i a b i l i t yo ft h eh e a ts o u r c s i n ka n dt h es e a s o n a l m a r c hh e a t $ o u r c 2h e i g h ta l et h ea b r u p tc l i m a t ec h a n g ea r o u n d19 9 0 t h es l l o n g e s tc e n t e r so f i n t e r a n n u a lv a r i a b i l i t yo f o v e rq i n g h a i - t i b e t a np l a t e a ua p p e a ro nt h es o u t hc e n t r a la n d s o u t h e a s tp l a t e a u 4 ) n u m e r i c a lt e s ti n d i c a t et h a t , w h e nt h et h e r m a ld i f f e r e n c eb e t w e e nt h ee a s ta s i aa n d t h ew e s t 蹦lp a c i f i ci ns p r i n gi sm i n i s h e d ，t h ei n t e n s i t yo fp r e c i p i t a t i o no v e rt h er e g i o nt os o u t h o f3 0 。nw i l ld e c r e a s ed u r i n gt h ep e r i o df r o mm a r c ht oa p r i l k e yw o r d s ：q i n 西l a i t i b e t a np l a t e a u , a t m o s p h e r i ch e a ts o u r c e ，h e a t i n gp r o f i l e ，h e a ts o u r c e h e i g h t ，p r e c i p i t a t i o n i v 第一章绪论 第一章绪论 素有。世界屋脊”之称的青藏高原位于欧亚大陆的中南部，北界昆仑山、祁连山，南 抵喜马拉雅山；西起帕米尔高原，东迄横断山脉。平均海拔4 0 0 0 m 以上，约达对流层 高度的1 3 ；其东西长约3 0 0 0 k m ，接近大气长波的半波长尺度；南北宽约1 6 0 0 k m ，相 当于大气长波的振幅尺度；总面积约2 9 0 万k m 2 ，它占西风带宽度三分之一以上，约占 我国陆地面积四分之一。青藏高原所处的中、低纬的地理位置，使它具有完全不同于南、 北极地区的温度和水分条件组合，形成了独特的高原山地的自然景观，如高寒灌丛草甸、 高寒草原、高寒荒漠和高寒座垫植被等，而有别于南、北极地区景色单调的冰雪世界， 受之无愧成为全球瞩目的“第三极 。 青藏高原的隆起改变了亚洲气候的格局( 吴国雄等，2 0 0 5 a ) ，并对其上空及其周围 地区的环流有重要影响( d i n g ，1 9 9 2 ) ，而青藏高原的气候变化又经常超前于中国其他 地区的气候变化( 吴池胜和王安宇，1 9 9 5 ：孙鸿烈和郑度，1 9 9 8 ：f e n g e ta l ，1 9 9 8 ；c h e n g e ta l ，1 9 9 9 ；张耀存和钱永甫，1 9 9 9 ) ，这表明中国乃至亚洲气候变化与青藏高原气候 和环境变化是分不开的，它直接影响中国大范围和长期的旱涝等天气气候的形成和演 变。 大气热源是指大气中的非绝热加热，它以感热、潜热和辐射加热的形式加热大气， 是大气环流的驱动力。青藏高原作为被抬升进入大气对流层中部的大气热源，其热力作 用一直是国内外气象学者重点研究的课题。青藏高原热源变化特征及其影响和可能机理 的研究将会为我国的天气气候预报预测提供科学依据，具有重要的应用价值。 1 1 关于大气热源研究的进展 1 1 1 大气热源的计算方法 关于高原热源汇的研究，正确的计算是研究的基础。目前计算大气热源的方法主 要有两种。一种为正算法( 或称直接算法) ，利用直接观测资料，分别计算感热加热、 辐射加热和凝结潜热加热，取三项和即为大气热源。另一种是倒算法( 或称间接算法) ， 利用气象常规资料( 风场，气温，位势高度) 通过热流入量方程从能量平衡来决定大气 南京信息工程人学博士学位论文 视热源。 正算法计算大气热源的局限性是：1 ) 、青藏高原上直接观测资料的获取非常困难， 大气热源汇的三维分布难以计算，用降水、地面温度、风场资料和卫星观测的资料仅 能估算各分量在大气中的总热量源汇。2 ) 、计算感热通量时所用的湍流交换系数和感 热交换系数的难以确定，参数的选取不一，所估算的热源强度差别很大，这也是结果正 确与否的关键。因此，采用正算法计算大气热量源汇，虽然各分量物理意义明确，但 具体计算仍存在不少问题。 倒算法不但能计算整层大气视热源( 垂直积分) ，也能计算大气加热率的垂直分布。 因该方法计算视热源相对较为方便，目前很多学者都采用倒算法进行计算，但是其结果 的可靠性很大程度上取决于气象常规资料。当前使用最多的气象常规资料是美国 n c e p n c a r 第一套和第二套再分析资料( 简称n c e pi ，n c e pi i ) 、欧洲中期天气预报中 心发布的e r a 一4 0 的再分析资料( 简称e r a ) 。 1 1 2 有关高原大气热源，汇的特点 早在2 0 世纪5 0 年代，中国科学家就开始研究大气热源汇。巢纪平( 1 9 5 6 ) 从涡度 方程出发，以常定两层模式为基础，由5 0 0 h p a 常定流型计算了冬季东亚地区的热源汇 分布，指出非绝热加热和冷却对东亚大气环流具有重要作用。叶笃正等( 1 9 5 7 ) 和f l o h n ( 1 9 5 7 ) 各自指出了青藏高原在夏季是大气的一个巨大热源，叶笃正还首次指出青藏高 原冬季是冷源。陈隆勋等( 1 9 6 5 ) 计算整个对流层9 ，证实高原上空对流层夏季为热源 而冬季为冷源。叶笃正和高由禧( 1 9 7 9 ) 根据陈隆勋等的计算结果估算了青藏高原上空 各月q i 值，并指出就全年平均而言，青藏高原大气是个热源，3 9 月高原大气都有净得 的能量，4 、5 月由于来自地面湍流对感热的输送，高原大气热量有个猛增。晚秋和冬季 是个冷源。青藏高原东西部相比，冬季冷源强度相似，但春、夏季西部大气热源强于东 部。他同时还深入地研究了夏季青藏高原热源及其对东亚大气环流的影响。正是由于这 些研究工作，国际上认可并接受了大地形热力作用的概念，为青藏高原气象学的建立奠 定了科学基础。 青藏高原毋庸置疑是对流层中层的巨大的大气热量源汇，然而相对于亚洲其它地 区，其热力作用是否还显著呢? 这成为争论的焦点之一。陈隆勋和李维亮( 1 9 8 1 ，1 9 8 2 ) 采用正算法计算了亚洲季风区夏季热源分布，指出夏季亚洲有两个大气热源中心，一个 2 第一章绪论 在孟加拉湾东北部、印度东北部和缅甸西北部，另一个在南海东部一西太平洋。首次提 出亚洲地区夏季最强9 不在高原上空，青藏高原大气夏季的热源也不是很强，其加热 率比孟加拉湾的约小1 倍，并且从春到夏的季节变化中，青藏高原上空大气不是最早形 成热源的地区，因而青藏高原在大气环流季节变化中的作用不能过高估计，引起争议。 y a n a i 、l i 和s o n g ( 1 9 9 2 ) 结合1 9 7 9 年夏季国际季风科学实验( m o n e x ) 及我国独立进 行的第一次夏季青藏高原科学实验( q x p m e x ) 观测资料做了该年的q j 计算，他们计算 的1 9 7 9 年夏季青藏高原大气热源值与陈隆勋和李维亮结果非常相似。s c h a a c k 和 j o h n s o n ( 1 9 9 4 ) 利用e c m w f t o g a 同化资料计算了1 9 8 6 1 9 8 8 年7 月平均全球大气热源 状况，得出7 月份最强热源位于孟加拉湾北部。随后，y a n a i 和t o m i t a ( 1 9 9 8 ) 利用 n c e p n c a r 再分析资料计算了1 9 8 0 - 1 9 9 4 年5 0 。n 一5 0 。s 之间的大气热源汇分布，他 们得出北半球夏季主要的大气热源分布在孟加拉湾沿岸、赤道西太平洋和中美洲地区。 以上的研究都显示，夏季青藏高原的大气热源( 整层) 相比孟加拉湾的要小得多。然而， 这并不能说明青藏高原热源不重要。k u o 和q i a n ( 1 9 8 2 ) 指出，孟加拉湾大气热源是在 青藏高原动力和热力作用影响下形成的。虽然孟加拉湾整层大气热源平均强度高于高原 地区，两者相差一倍，但在高原同高度及以上对流层和平流层大气中，高原和孟加拉湾 q j 强度可能大致相似，因此夏季青藏高原大气热源作为抬高了的热源( 即中高层热源) ， 仍可以对高原地区本身以及周围大气起到重要作用。另一方面，加热随高度的垂直变化 在全型涡度方程中是起重要作用的大项，直接影响涡度的发展( 吴国雄和张永生， 1 9 9 9 a ) ，因此对高原周边天气具有重要作用。 1 1 3 有关大气热源，汇计算的对比验证 关于青藏高原大气热源汇计算结果的准确性，近几年，很多学者基于不同再分析 资料计算的视热源结果以及再分析资料本身进行了大量的对比工作。蓝光东、温之平和 贺海晏( 2 0 0 5 ) 对比分析了e r a 和n c e p i i 两套再分析资料计算的大气视热源的年平均 值，通过对比其计算结果差别较大的某些地区发现，e r a 资料在这些地区估算的大气视 热源要优于n c e pi i 。但e r a 资料的连续性可能存在问题，因为1 9 8 5 1 9 9 2 年期间e r a 的预报一分析格式几经变更，另外用于计算大气热源的资料时间长度也相对比较短。 y a n a i 等( 1 9 9 8 ) 利用n c e pi 资料计算的1 9 8 0 一1 9 9 4 年的大气视热源和水汽汇，经分 析发现，n c e pi 资料也存在不少错误，特别是南半球的虚假资料问题( k a n a m i t s u2 0 0 2 ) 。 3 南京信息t 程大学博士学位论文 徐影、丁一汇和赵宗慈( 2 0 0 1 ) 指出n c e p n c a r 资料在我国东部和低纬度的可信度比我 国西部和高纬的高，且1 9 7 9 年以后的n c e p 资料的可信度高于前期。赵天保、艾丽坤和 冯锦明( 2 0 0 4 ) 通过对比中国站点观测资料，指出就季节变化而言，n c e p 再分析值在 夏季和年平均模拟的较好，冬季较差。e r a 再分析资料在季节平均的某些气候特征方面 要优于n c e p n c a r 的再分析资料，n e w m a n 、s a r d e s h m u k h 和b e r g m a n ( 2 0 0 0 ) 指出，e r a 的再分析资料在热带西太平洋暖池地区与观测到的降水和o l r 场比较接近。张博、陈隆 勋、何金海等( 2 0 0 8 ，2 0 0 9 a ) 基于n c e p n c a r ( i 和i i ) 、e r a 和日本g a m e 再分析资料， 采用倒算法计算了大气视热源，对结果的合理性做了较为全面的比较，指出n c e p n c a ri 的结果适合亚洲地区；n c e p n c a r i i 的结果不适合亚洲热带地区，其余地区较好；e r a - 4 0 适合亚洲热带地区；g a m e 适合热带、副热带大洋。 究竟何种再分析资料适合计算青藏高原大气视热源? 这需要可靠的观测资料的验 证。高原因其独特的高海拔、地表特征和气候环境，常规地基台站以及机载仪器难以进 行长时间和大范围的监测，资料的获取异常艰难。我国科学家先后在高原上进行了代号 为q x p m e x ( 1 9 7 9 年5 8 月) 、t i p e x ( 1 9 9 8 年5 8 月) 两次青藏高原大气科学实验，获 取了十分宝贵的资料。1 9 8 8 年启动了国际大规模科学实验一能量和水分循环试验( g l o b a l e n e r g ya n dw a t e rc y c l ee x p e r i m e n t ) ，简称g e w e x ，g e w e x 在中国进行的另一个与此 同步的试验代号为g a m e t i b e t ( t h eg e w e xa s i a nm o n s o o ne x p e r i m e n t ) ，其基地在西 藏那曲。中日科学家克服高原艰苦的环境，分别于1 9 9 7 年9 月和1 9 9 8 年5 - 9 月成功 实施了青藏高原云和降水的综合观测实验的预观测和加强期观测，这两次观测的气象仪 器主要设于那曲和安多，取得非常珍贵的单站探空资料。本世纪初，中国科学院青藏高 原研究所成立后，研究人员克服重重困难，在高寒缺氧、气候复杂多变的青藏高原上成 功建立起若干个定位观测站，甚至在海拔7 2 0 0 米的冰川上也建立了气象观测站，展现 了超人的勇气和探索自然奥秘的决心( 阳坤，2 0 1 0 ) 。这些珍贵的观测资料为我们揭开 一个个高原气象“谜团 ，也为我们热源计算结果的验证提供了可靠的判据。 i i 4 潜热、感热加热对高原大气热源的贡献 在讨论高原上空的冷热源问题上还涉及到一个重要的问题：在冷源或热源的分量中 是感热为主还是潜热为主( 丁一汇，2 0 0 5 ) 。很早，f l o h n 就提出青藏高原可以看作是 一抬高的感热源。他根据地表热平衡方程计算了半干旱的高原西部输送入大气的感热 4 第一章绪论 量，得到热通量约为1 2 0w 岔。但后来，f l o h n ( 1 9 6 8 ) 又考虑了对流的潜热释放，尤 其是在高原的东南部，他将高原东南角比作一部带有大烟囱的热机，其高原热力作用比 喻为“烟囱效应 。r i e h l ( 1 9 6 7 ) 也推测，高原东部大气热源的主要因子是潜热而不是 感热，这些工作都强调了潜热的重要性。叶笃正和高由禧等( 1 9 7 9 a ) 的工作表明，高 原西部和东部的加热性质有明显的差异，在季风或雨季到来之前，高原上以感热加热为 主，在夏季，潜热略大于感热。n i t t a ( 1 9 8 3 ) 用f 6 6 ei i - b 测站资料，分析了1 9 7 9 年 5 月底至9 月初的青藏高原东部的热源和水汽汇，指出在高原东部，深厚的对流层为加 热，并且与地面感热加热相比凝结潜热加热大得多。l u o 和y a n a i ( 1 9 8 4 ) 利用f 6 6 ei i - b 测站资料详细分析了青藏高原及其邻近地区的大尺度降水和加热以及水汽收支状况，其 结果表明：在高原上空存在深厚的加热层，且在高原上空2 0 0 - 5 0 0 h p a 之间的平均加热 率大约为3 k d a y ，其中地面感热加热和夏季降水产生的凝结潜热是主要部分，并且高 原西部以感热为主，东部感热和潜热同等重要。c h e n 、r e it e r 和f e n g ( 1 9 8 5 ) 利用q x p m e x 资料和n i m b u s 一7 卫星观测的大气顶辐射资料用正算法计算了1 9 7 9 年5 月1 9 日至8 月 3 1 日高原的大气热源( q j ) 和水汽汇( q ，并给出了月平均和旬平均的( q j ) 和( q ) 分布，指出雨季开始前，高原加热以感热为主，雨季首先在高原东部开始；雨季开始以 后，潜热加热超过感热加热的作用，高原西部的雨季比东部晚一个月左右，西部地区的 感热和潜热同等重要。z h a o 和c h e n ( 2 0 0 1 ) 利用1 9 7 9 年第一次青藏高原气象试验 ( q x p m e x ) 资料重新计算了青藏高原热源强度，证实高原陆面上表面感热输送的贡献很 大，而在雨季到来之后，凝结潜热的作用也增强，尤其是高原东部地区。干湿的分界东 部为5 月下旬，西部为6 月下旬( 周明煜等，2 0 0 0 ) 。刘新等( 2 0 0 0 ) 采用n c e p n c a r 再分析数据集中的加热率资料，比较了1 9 8 6 1 9 9 5 年1 0 年平均的7 月份青藏高原地区 及孟加拉湾上空大气的加热率廓线，指出高原上空最大加热层较低，接近高原表面，这 主要是由于地表的感热加热所致。而孟加拉湾上空的加热率随高度增加，最大加热层接 近3 0 0 h p a ，孟加拉湾地区上空大气加热主要来自凝结加热。正是因为这两个地区上空 加热特性的不同，而使它们两者上空环流场的结构也不同。吴国雄等( 2 0 0 2 ) 指出夏季 青藏高原上空的感热加热是高原上空特殊环流维持的根本原因。盛夏季节青藏高原上空 大气加热的年际变化主要是由潜热释放引起，它与亚洲乃至北半球的大气环流年际变化 密切相关。 s 南京信息工程犬学博士学位论文 1 2 高原的热力作用对东亚季风环流、季风爆发及异常的影响 2 0 世纪5 0 - 6 0 年代，中国气象学家已发现在亚洲大气环流中，东亚季风的特征及变 化与热带性质的印度季风有许多不同。2 0 世纪8 0 年代，陈隆勋( 1 9 8 3 、1 9 8 4 ) 、t a os h i y a n ( 1 9 8 5 ) 正式提出东亚季风环流系统的概念。朱乾根、何金海、王盘兴( 1 9 8 6 ) 、陈隆 勋( 1 9 9 1 ) 、d i n g ( 2 0 0 4 ) 明确提出东亚季风区可分为南海一西太平洋热带季风区( 简 称热带季风区) 和大陆一日本副热带季风区( 简称东亚副热带季风区) 。喻世华等( 1 9 8 6 ， 1 9 9 1 ) 也指出东亚季风环流由热带季风环流和副热带季风环流组成。由于副热带季风系 统和南方热带季风系统、北方中高纬系统相互影响( 陈隆勋等，2 0 0 6 ) ，东亚季风系统 变得更为复杂和特殊。 吴国雄等( 1 9 9 8 b ，2 0 0 4 a ，b ) 提出青藏高原热力作用像一个气泵调控着亚洲季风 变率。高原上空的空气在冬季下沉，夏季上升，进而影响地表季风气流。黄荣辉和严邦 良( 1 9 8 7 ) 用准地转球坐标模式讨论了地形与热源强迫对夏季风形成与维持的物理作用， 得出青藏高原东南部上空夏季的非绝热加热对亚洲夏季风形成与维持起到重要作用，其 影响远远大于地形的动力作用。 1 2 1 高原热力作用对冬季风的影响 冬季，青藏高原热汇异常强时可以激发出低空异常强反气旋环流( k r i s h n a m u r t i 等，1 9 7 3 ) ，形成了东亚沿海强冬季风，进而影响低纬对流异常，影响亚澳季风区向南 的经向分量增强，向南异常经向冬季风到达赤道后转向为异常强赤道西风，向东传播到 东太平洋赤道后引起s s t a 变暖即e 1n i n o 。z h a n ge ta l ( 2 0 0 9 b ) 讨论了冬季青藏高 原东部大气冷源的年际变化及其与大气海洋环流之间的关系发现：冬季青藏高原东部 冷源强度高于西部，冬季青藏高原东部强( 弱) 冷源可以使以后几个月我国东部地区维 持异常偏北( 南) 风，并诱发赤道太平洋地区大范围的异常偏西( 东) 风，从而可以影 响下一个冬季赤道中东太平洋的海表温度变暖( 变冷) 。而冬季赤道中东太平洋海表温 度的异常变化可以通过次年夏季西太平洋副热带高压的变化来影响下一个冬季青藏高 原东部的积雪深度和大气冷源强度。这样，冬季青藏高原东部大气冷源、中国东部冬春 经向风、赤道太平洋纬向风、赤道中东太平洋海表温度、西太平洋副热带高压、青藏高 原积雪厚度以及随后的青藏高原冷源变化组成一个海一地一气相互作用准4 年循环。诊 6 第一章绪论 断分析和数值试验都证实高原冬季热汇可以影响到全球大气环流和海洋环流( z h a oa n d c h c n ，2 0 0 0 ；c h c nc ta l ，2 0 0 1 ：z h a oc ta l ，2 0 0 1 ) 。 1 2 2 高原热力作用对东亚夏季风的影响 夏季，青藏高原的热力作用对南亚高压的形成和维持起到重要作用，高原夏季异常 强热源可以激发异常强高空南亚反气旋( f l o h n ，1 9 6 0 ，1 9 6 8 ；k r i s h n a m u r t i ，1 9 7 3 ： 叶笃正和张捷迁，1 9 7 4 ；g u a na n dy a m a g a t a ，2 0 0 3 ) 。叶笃正和张捷迁( 1 9 7 4 ) 用转盘 模拟实验证明了上述观点。青藏高原上空反气旋环流维持所需的负涡度来源，主要是空 间非均匀的非绝热加热造成的，或者说是非绝热加热制造的负位涡维持了高原上空负涡 度通量的辐散( 吴国雄、等，2 0 0 2 ) 。由于高原加热的变化，盛夏南亚高压的位置分布 呈现“青藏高压型”和“伊朗高压型 的双模态特征( 吴国雄、等，2 0 0 2 ) 。王跃男( 2 0 0 8 ) 指出当夏季高原东部热源偏强( 弱) 时，南亚高压偏东( 西) 偏南( 北) ，西太平洋副 热带高压偏西( 东) 偏南( 北) ，年际变化上南亚高压和西太平洋副热带高压在东西方 向上存在“相向而行，背向而去 的关系，而高原东部的热源强迫似乎是其一种解释。 南亚高压是夏季对流层上部最强大的环流系统，直接和间接地影响亚洲夏季风环流，对 我国乃至全球天气气候产生重要影响。 高原的热力作用对亚洲季风的爆发有重要的影响( 刘屹岷，2 0 0 7 ) 。y a n a ie ta l ( 1 9 9 2 ) 最早指出青藏高原春末近地层大气加热，可形成亚洲对流层中层一个暖中心， 并向东扩展，其温度平流可以影响南海夏季风爆发。张艳和钱永甫( 2 0 0 2 ) 也提出青藏 高原感热加热是南海夏季风爆发的触发机制，高原不同地区感热加热分布使高原和南方 的温度梯度反转时间不同，从而导致亚洲夏季风建立的区域时间差异。吴国雄和张永生 ( 1 9 9 8 ，1 9 9 9 a ) 则提出青藏高原的热力和机械强迫作用引发亚洲夏季风首先在孟加拉 湾地区出现，孟加拉湾季风环流又提供了有力的背景使南海夏季风随后爆发。青藏高原 非绝热加热的时间演变引起了海陆热力差异对比的变化，使副热带高压带首先在孟加拉 湾东部断裂，亚洲季风因而在孟加拉湾爆发，高原持续的感热加热为亚洲夏季风最早在 孟加拉湾东北部爆发提供了有利的背景条件( w uc ta l ，1 9 9 8 a ；吴国雄等，2 0 0 2 ) 。刘 新等( 2 0 0 2 ) 采用逐日n c e p n c a r 再分析资料分析了春夏过渡季节青藏高原非绝热加热 和大气环流季节变化的关系，强调了感热加热在过渡季节早期( 5 月中旬以前) 的环流演 变中的重要的作用。在春夏过渡季节，青藏高原非绝热加热的变化引起海一陆热力差异 7 南京信息工程大学博士学位论文 对比的变化，给亚洲夏季风的爆发建立了有利的背景环境，对亚洲夏季风爆发有明显的 影响。也就是说高原加热强迫促进了亚洲夏季风环流的建立，它是直接促进亚洲季节变 化和夏季风爆发的重要因子( 刘新等，2 0 0 2 ) 。随后，吴国雄等( 2 0 0 4 ) 模拟研究证实 了青藏高原感热对亚洲夏季风特殊重要性。由于降水是大气潜热加热的直接反应，巩远 发等( 2 0 0 4 ) 分别选择了极端弱和极端强的夏季风年( 巨0 1 9 9 3 年和1 9 9 4 年) 的高原夏季 降水量进行比较发现，高原东部夏季降水的第一次活跃期与东亚夏季风的爆发时间基本 一致，认为其可能的机理是：青藏高原夏季降水的时空分布不同导致高原及其周围地区 大气热源的时空分布发生变化，这种变化使大气环流发生相应的改变，最终导致东亚夏 季风爆发时间不同。 吴国雄等( 2 0 0 5 ) 指出不论青藏高原存在与否，亚洲季风都会发生。青藏高原的作 用是使得夏季高原西南侧的季风减弱南退，中亚的干旱加剧，高原东侧的东亚季风加强 北伸。夏季，青藏高原热源还加强了海陆的热力对比，使得5 0 0 h p a 上西太平洋副热带高 压加强，副热带高压西侧的西南气流也加强。由此推论，夏季青藏高原及其抬升加热对 大气环流的影响加强了欧亚大陆尺度的加热对大气环流的影响，对中亚的干旱和东亚的 季风起了放大器的作用。 可见，虽然国内外季风研究学者对高原加热如何影响夏季风爆发的机理尚未有一致 意见，但青藏高原的加热作用是夏季风爆发机制之一的意见是一致的。 1 2 3 海陆热力差异对东亚夏季风首发地的影响 目前关于东亚夏季风的首发地的观点存在分歧。一种观点认为，东亚夏季风的开始 以南海夏季风的建立为标志，大约为5 月底( 2 8 侯以后) 。吴国雄等( 2 0 0 5 b ) 利用气候 模式f - g o a l s 的大气谱分量s a m i l 设计了无、有欧亚地形的对比试验，发现欧亚地形对大 气环流和气候的影响随季节而变化，基本可分为冬季型( 1 1 月一次年4 月) 、夏季型( 6 - 9 月) 及转换期( 5 月、1 0 月) 。另一种观点是，东亚夏季风当“江南春雨 或称“副热 带雨季 开始时就已经开始了( t i a n 等，1 9 9 8 ；万日金，2 0 0 6 ；陈隆勋、等，2 0 0 0 ) 。 姚永红和王谦谦( 2 0 0 0 ) 分析了青藏高原感热通量的季节变化，提出其可分为冬季型( 1 0 月下旬一3 月上旬) 和夏季型( 3 月中旬- 1 0 月中旬) 。 那么，东亚夏季风从热带开始还是从副热带开始，二者之间又有何联系，经、纬向 海陆热力差异分别起了何作用，高原大气热源在期间扮演了什么角色? 很多学者就此展 8 第一章绪论 开了研究。 研究证明，亚洲季风在很大程度上受海一陆热力差异影响( 徐海明、何金海等，2 0 0 2 ： 任雪娟、钱永甫，2 0 0 2 ；金放华、何金海、陈隆勋等，2 0 0 6 ：梁潇云等，2 0 0 5 ；l i ue t a l ，2 0 1 0 ) ，许多研究都强调东亚地区经向海陆( 包括青藏高原) 热力差异是形成热带季 风的重要推动力( t a oe ta l ，1 9 8 7 ；陈隆勋，1 9 9 1 ；何金海，2 0 0 1 ；q i a n ，2 0 0 1 ；l i ， 2 0 0 3 ；丁一汇、李崇银、何金海，2 0 0 4 ) 。然而，在副热带地区，高原作为抬高了的热 源( 或冷源) ，增强了纬向海陆( 亚洲大陆一太平洋) 热力差异，使其季节转换更具敏感性 和特殊性。李艳和钱永甫( 2 0 0 2 ) 、钱永甫等( 2 0 0 4 ) 首先讨论了纬向海陆热力差异对 夏季风的影响。随后，祁莉等( 2 0 0 7 ) 首次讨论了东亚副热带季风环流和纬向海陆热力 差异的关系，指出东亚大陆( 含青藏高原) 和西太平洋纬向海陆热力差异的季节转换最早 发生在副热带，且强度最强；与其相伴随的对流层低层冬季盛行偏北风转变为夏季偏南 风，对流降水也同时出现，这可能标志着东亚副热带夏季风的建立。何金海等( 2 0 0 7 ) 分析了东亚副热带夏季风与热带夏季风的区别和联系，指出东亚副热带夏季风建立早于 热带夏季风，于3 月底4 月初已经开始建立。两者是相互独立的两个过程，热带夏季风的 建立时间取决于经向海陆热力差异转向，而东亚副热带夏季风则更依赖于纬向海陆热力 差异的逆转。赵平等( 2 0 0 9 ) 采用删5 v 3 中尺度区域大气模式，探讨了春季东亚热力差 异变化对我国南方西南风降水以及雨带南北进退的影响，当东亚大陆温度增加和其周边 海洋表面温度减少时，冬季型温度梯度更早地向夏季型转换。 可见，亚洲大陆( 含青藏高原) 与西太平洋之间的纬向海陆热力差异的的季节逆转 无论对东亚副热带夏季风还是热带夏季风均有重要作用( f q 金海等，2 0 0 7 ) 。 1 3 高原热力作用对北半球环流及中国降水的影响 从春到夏，由于高原的热源作用，大气被迅速增温，从而导致这一地区流型的突变。 初夏，副热带西风急流突然北跳，对流层上层南亚高压在高原上空形成；其南侧，高压 盛行的偏北风辐散气流导致东风急流形成，低层印度西南季风爆发：在高原东侧，中国 和日