西藏积雪,青藏高原季风和印度夏季风之间的关系外文翻译资料

 2022-11-26 07:11

英语原文共 4 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

西藏积雪,青藏高原季风和印度夏季风之间的关系

兆洪旭和g·w·k·摩尔

多伦多大学物理系,多伦多,加拿大安大略省

2004年3月19日收到;修订2004年4月28日,接受2004年6月22日,2004年7月28日出版

[1]一个多世纪前,布兰福德建议了在印度西北夏季降水和喜马拉雅山脉积雪之间的反比关系。最近发现,西藏积雪与印度夏季风降水(IMR)之间存在正相关关系,得到了与布兰福德相反的结果。在本文中,我们试图通过观察分析西藏积雪的时空变化及其与印度夏季风的关系调和这些矛盾。我们表明,1985左右在青藏高原积雪和IMR之间存在一个明显的东西方偶极状相关性模式。我们认为，在青藏高原季风的空间和时间的变化关系是负责西藏积雪和印度夏季风之间的关系。

索引词:1863水文:雪和冰(1827);3322气象和大气动力学:土地/大气相互作用;3374气象和大气动力学:热带气象学。

引文:赵H和g·w·k·摩尔(2004),在西藏积雪之间的关系,青藏高原季风和印度夏季风,地球物理学。卷：L14204,31日,gl020040 doi:10.1029/2004。

1引言

[2]青藏高原是最突出的地形地貌特征之一，其从中到西地表覆盖着一大片地区。在世界上任何地方的喜马拉雅山脉沿其南部的侧翼是最极端的海拔变化。亚洲季风系统作为热源在夏季和冬季散热器在高原中扮演一个重要的角色(Ye,1981年)。亚洲季风由几部分组成，如印度季风、东亚季风和西北太平洋季风[Wang and LinHo，2002 年]。有人建议,从青藏高原及周边低海拔陆地热对比结果存在一个单独的相对浅的青藏高原季风(TPM),最好在600 hPa表面定义(Tang and Reiter, 1984; Tang et al., 1998年)。观测表明，青藏高原西北部和东南部地区降水由于高原季风的影响，存在一种相对的对立倾向 [Tang et al., 1998年].

[ 3 ]印度夏季风是亚洲夏季风系统中最重要的组成部分之一。一个多世纪前，布兰福德[ 1884 年]表明，从1月到5月在印度西北夏季降水和喜马拉雅西部平均积雪的反相关关系。近年来,大量研究了印度夏季风降水和喜马拉雅山区包括欧亚大陆积雪之间的关系 [Hahn and Shukla, 1976; Bamzai and Shukla, 1999; Kripalani and Kulkarni, 1999; Liu and Yanai, 2002; Robock et al., 2003年]. 这些研究表明,冬季和春季积雪在欧亚大陆西部(欧亚大陆东部)是伴随有弱的(强的)印度夏季风。此外,一些人认为在青藏高原积雪和IMR之间存在正相关关系[Bamzai and Shukla, 1999; Robock et al., 2003年),与布兰福德的结果相反。同时,人们已经发现,最近在喜马拉雅西部积雪和IMR之间的关系有明显的变化(Kripalani et al .,2003年)。雪和夏季季风降雨可以看作是两个基本机制的结果之间的负相关关系：冰雪反照率反馈和积雪水文效应[[Yasunari et al., 1991 ]。雪和夏季季风降雨可以看作是两个基本机制的结果之间的负相关关系：冰雪反照率反馈和积雪水文效应。第一种机制发生时，由于它的高反射率的结果，当过多的积雪，减少的太阳辐射吸收的表面，并导致减少的表面温度。当在表面冷却和表面压力较高的情况下，一个反常的积雪质量的结果出现时，二次发生机制。通过两种机制，在随后的亚洲夏季风减弱导致西藏超低表面温度。

[4]在这篇文章中,我们将表明,在青藏高原积雪和IMR存在一个东西向偶极状模式之间的相关性。1985年左右,有一个信号变化的空间偶极状模式在青藏高原。我们认为这个偶极状模式及其年代际变化存在于高原季风。

2。数据和积雪指数

[5]研究青藏高原地区积雪和IMR之间的空间和时间的变化,我们使用一个1972–2000期间的来源于地表和卫星观测高分辨率积雪数据集([Armstrong and Brodzik, 2002]。积雪是一个领域和结果，存在一个气候信号，只有在该领域表现出较大的跨年度或跨季节变化的气候信号。在北半球青藏高原南部的积雪覆盖的南界是，一个包含有用气候信息的区域。对于这个工作，每月平均积雪数据集5度计算。作为IMR指数,我们使用所有的印度夏季风降水时间序列([Parthasarathy et al., 1992)。1871–2002期间，布兰福德研究了该地区的IMR和西北印度季风降水之间的相关系数，0.81表明两者之间存在着紧密的联系。我们用NCEP再分析月平均数据探讨积雪覆盖的变化和变率与TPM相关的循环[ kalnay et al.，1996 ]。

图1。地区区域,WP =高原西部 EP =高原东部,用于定义积雪指数。厚的轮廓显示海拔高度1500米和4000米。

[ 6 ]在前人工作基础上，我们对积雪和IMR之间相关系数分析（CCS），我们产生了独立的积雪指数在两个域构成青藏高原平均（图1）：高原东部（EP），它包括一个约4000米的平均海拔中部、青藏高原东部；高原西部（WP）包含与海拔范围从西北角的几百米到其东南部地区以及青藏高原西部和西南亚高山的约4000米。喜马拉雅西部，这是布兰福德[ 1884 ]的焦点，位于WP域东南角（图1）。Bamzai和 Shukla[1999]使用一个更广泛的区域,称为“喜马拉雅”领域,描述西藏积雪。这术语的定义,它覆盖了几乎所有的EP和WP域。在这篇文章中,我们排除南部喜马拉雅因为其极端的高度将该地区积雪与相邻地区的高原([Thompson et al., 2000; Zhao and Moore, 2002]。两者之间的CC积雪指数在完整的1972 - 2000年的数据是非常小的。这表明积雪的两个领域是相互独立的。接下来，我们看看这个独立延伸到与IMR的相关性。

  1. 青藏高原积雪和IMR之间的一个空间偶极子关系模式

[ 7 ]表1给出了IMR和两积雪指数之间的CCS，确定上述。关注第一列显示了在1972 - 2000年期间的CCs，我们看到IMR 与WP积雪指数的负相关,与布兰福德[1884]的结果一致。然而,IMR与EP积雪指数呈正相关,这是符合Bamzai和Shukla[1999]以及Robock et al.[2003]。这表明,在青藏高原积雪和IMR之间存在一个空间东西向偶极子模式的相关性。

表1。IMR和平均积雪指数之间的相关系数(1月至5月)

注意，EP =东部高原，WP =西部高原。表里的相关系数在90%的水平显着，而表里的下划线的是显着的在95%个水平。

[8]我们注意,IMR和积雪之间的CCs 在两个区域(EP和WP)的整个期间统计上不显著。意味着冬天春天积雪指数时间序列在这两个地区,积雪存在一段时间的低学盖约1985(没有显示)。此外,积雪指数和IMR之间似乎有逆转CC的符号跨越1985年。这是表1最后两列的确认,1985年前后计算积雪指数和IMR两者之间的CCs。除了EP积雪1985后,所有的相关性具有统计学意义在90或95%的水平。我们把这种逆转的证据的存与西藏积雪和IMR年代际时间尺度的变化的空间偶极子模式之间的关系。

  1. 高原季风

[ 9 ]我们假设确定以上空间偶极子模式及其年代际变化是对TPM的结果存在。由于高原的角色作为一个季节性的冷热源，冬季循环在高原上往往是反气旋、夏季是气旋性环流[唐等人，1998 ]。因此我们产生了青藏高原季风指数(TPMI)，通过NCEP再分析和计算之间的区别意味着在30-35N和80 - 100 e的位势高度平均冬季(DJF)和夏季环流在600 hPa最显著。500 hPa层面也得到了相似的结果表明符合Reiter和高[1982]的结果,TPM最好的观察是600 hPa高度。高值的指数表明强烈的热对比在高原冬季和夏季,反之亦然。我们在TPMI如图2所示,表明转折点在1967年和1985年。

图2。标准化TPMI时间序列。水平线的三个阶段:1949 - 1967;1968 - 1985和1986 - 1985。

图3。回归分析：a）冬季（DJF）b）夏季（6-8月）500 hPa高度场、风场对归一化的TPMI为1949–2000。阴影区域的高度回归是统计学上显着的95%个水平。风的回归仅显示在这些位置，其中至少有一个部分是显着的在95%个水平。

前者代表转变的TPM从强到弱的趋势，后者则是从弱小到强大的趋势。我们注意到，由于一个较弱的夏季环流，1985后的趋势是不是很强的。类似的转折点由被汤等[ 1998 ]使用海平面气压场所确定的。我们测试了两个趋势转移的取样本技术是基于相同的假设，合成时间序列生成的意义AR（1）统计为TPMI[格叔诺夫和巴内特，1998 ]。我们发现，在第一阶段（1948 - 1967）和二次和第三个时期（1986 - 2000）之间的过渡的幅度在95%置信水平都有统计学意义。应该指出的是，IMR有相似的年代际变化但过渡年是不完全相同的[Kripalani et al., 2003b]。这表明，在一般情况下，一个强大的TPM趋势相当于一个正常的IMR趋势，反之亦然。

【10】图3显示了冬天的回归（DJF）和夏季（6-8月）500 hPa高度和水平风场对TPMI超过1949–2000期的。如上所述，回归分析表明，高的TPMI值对应于冬季高原区中存在一个反气旋式高和夏季的气旋。在亚洲其它地区的回归意味着TPM与东亚和印度夏季季风呈正相关。这提供了一个解释，一个强大的TPM趋势通常有一个以上的正常IMR趋势有关。

[ 11 ]关于青藏高原积雪，我们计算了之间的TPMI和积雪覆盖指数以及EP和WP域的CCS。不同于IMR，CC的迹象在两个域中相同。1972–1985为 0.43 和1986–2000为0.22 。这表明，冬季和夏季的高原积雪和夏季环流之间的水文反照率与高原季风是有关系的。低于正常的雪覆盖，更强的TPM趋势由于异常反气旋下沉造成的高原会加剧季风形成而高于正常积雪从较弱的TPM数值影响气旋性上升运动异常导致高原会通过反馈机制导致夏季风减弱。

[ 12 ]探讨TPM对积雪和IMR之间的联系的影响，图4中所示的500 hPa冬春季回归分析（1-5月）平均高度场、风场对的积雪指数。图4清楚地表明，在EP高原积雪异常环流与气旋相关而WP积雪与反气旋相关。这些循环意味着，在高原地区积雪覆盖或高于平均水平与南风水汽输送到该区域。因此，除了显性的反照率和水文反馈机制外，冬季和夏季高原季风的TPM制度的转变导致了该区谁起的变化从一个有利的水汽输送在1985年之前偏向于东部高原1985年之后偏向西部高原。

5。讨论

[ 13 ]在这项研究中，我们已经确定了一个东西的空间反转之间的相关性西藏积雪和降雨与印度夏季风。这类偶极子模式显示的年代际变化与符号变化的证据发生在1985。这个空间的逆转的鉴定阐明存在Blanford [ 1884 ]的前期工作和近期的工作[ [Bamzai and Shukla, 1999; Robock et al., 2003]。特别是，早期的研究工作主要集中在喜马拉雅西部，其中包括在我们所指的西部高原（WP）。相反，最近的工作集中在我们称之为高原东部（EP）或两者混合的EP和WP [ [Bamzai and Shukla, 1999; Robock et al., 2003]。

[ 14 ]西藏积雪年代际时间尺度变化的相对短促积雪时间序列是很难作出定量评估定量评估的。然而，通过对青藏高原季风的考虑，我们发现之间的相关性在青藏高原积雪和IMR东部和西部地区有相反的符号。此外，有一个逆转的迹象，这些相关性发生在1985左右。我们认为这些逆转的统计从弱到强高原季风显着在过渡。我们的属性之间的一致性和强夏季TPM 强冬季TPM的水文反照率反馈机制之间的积雪和夏季风。正如我们已经指出的，夏天TPM具有自上世纪70年代以来表明它也可能是由其他因素如在亚洲区域哈德利环流的变化改性减弱（在区域哈德利和Walker环流·赵和G. W. K.穆尔）趋势表示，来自亚洲和非洲的降水记录的第二十世纪，后者在半年报气候、杂志2003）或ENSO和印度夏季季风的关系[Kumar et al., 1999].

[15]Kripalani和Kulkarni[1999]还发现偶极子的存在模式在欧亚积雪深度和IMR之间的关系。此外, Saito et al. [2004]发现,有一个明显的变化发生在1980年代中期在欧亚积雪和北极振荡之间的关系(AO)。因此,有必要探索TPM在多大程度上影响全球大气环流。

[16]致谢,这项研究由加拿大自然科学和工程研究委员会。积雪数据集是由美国国家冰雪数据中心提供。所有的印度夏季季风降水时间序列是由印度热带气象研究所。作者要感谢Dr. Xiaodong Liu, Hendra Adiwidjaja and Xieqiong Dong 的援助。

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[29828]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word

原文和译文剩余内容已隐藏，您需要先支付 30元 才能查看原文和译文全部内容！立即支付

以上是毕业论文外文翻译，课题毕业论文、任务书、文献综述、开题报告、程序设计、图纸设计等资料可联系客服协助查找。

您可能感兴趣的文章