青藏高原春季感热源的持续变暖趋势以及其对亚洲夏季风的影响外文翻译资料

 2022-12-16 11:12

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青藏高原春季感热源的持续变暖趋势以及其对亚洲夏季风的影响

摘要：本次研究添加了2004年2008年的数据对数据进行拓展，重新测试了1980-2008年青藏高原上73个气象站感热变化的趋势并且研究了其对周围地区季风雨量的影响。与气候变暖进行对比，在大部分高原感热减弱趋势是持续的，除了在2004年8月地表温度的明显升高。青藏高原上感热的减弱趋势主要是对亚洲大陆上非均匀的大尺度增暖的响应，非均匀性体现在中高纬度地区比热带和亚热带地区有更显著的增暖振幅。此外，由青藏高原感热控制的作为强迫源的抑制气泵效应导致高原东和南坡降水减少，印度东北部和孟加拉湾降水增加。青藏高原感热源与整个趋势或者亚洲东部和亚洲南部夏季风的年代际变化没有稳定的显著相关性。

  1. 引言

很多现有的研究已经讨论了青藏高原作为一个巨大的强烈的增加的热源对亚洲夏季风的形成和维持以及北方夏季气候模式的影响（Yeh etal. 1957; Flohn 1960; Hahn and Manabe 1975; Yanai etal. 1992; Zhao and Chen 2001; Duan and Wu 2005）。春季，季风形成前由于感热的主要贡献青藏高原上的空气柱由热汇变为热源。（Yeh and Gao 1979; Duan and Wu 2008, hereafterDW2008）。由青藏高原感热控制的气泵可以调节亚洲夏季风，这是因为斜坡面上的加热作用从周围区域通过穿过等温面并且补偿青藏高原地表的上升气流聚集了下层空气（Wu et al. 1997, 2007）。

随着全球变暖，青藏高原地表与对流层的实质性增温已经被证明。（Liu and Chen 2000; Zhu et al. 2001; Niu et al. 2004;Duanet al. 2006）。虽然从80年代开始在原位的感热通量开始显示出明显的减弱趋势，其中春季和夏季最显著。虽然潜热加热有小的增加趋势，但1980-2003年的春季青藏高原上大气热源显示出在强度上的减弱（DW2008）。

青藏高原热源对亚洲东部夏季风的影响能够很好的被记录下来。比如，春季青藏高原热源与随后位于长江和黄河流域的夏季风降水的明显正相关已被检测到，而春季青藏高原强度和中国北部夏季降水呈反相关关系（Zhao and Chen 2001; Duan et al. 2005）。Zhang et al. (2004)研究了春季青藏高原积雪深度的年代际变化以及其对亚洲东部夏季风的影响。结论显示青藏高原上3月-4月的积雪深度年代际增多和长江流域的夏季多雨、中国东南沿海以及中南半岛夏季少雨之间有密切的联系。Zhu et al. (2007)认为大气热源和青藏高原冬春雪通过中国东部夏季降水的年代际模式[一个典型的南湿北干的模式]的转变有很强的联系。但是，Wang et al. (2007)认为青藏高原东部春季热源和亚洲东部夏季风的反相关性只能从1978之前的时期看出；从这个数据中这个关系已经变得不明显了。这些研究结论之间的差异可能可以归因于数据的不同的来源和长度以及青藏高原地区NCEP-NCAR再分析资料中非绝热加热变量可靠性的整体内在局限。需要运用更长的观测资料得到更可靠的结论来证明青藏高原上加热状态对亚洲夏季风长期趋势以及年代际变化的可能影响。

本文的目标是重新估计青藏高原感热热源长期趋势并发现高原感热变化与亚洲夏季风年代际或长期变化趋势的可能联系。下文由一下部分构成：2.数据以及分析方法；3.介绍高原中部、东部和西部的新感热变化趋势；4.大尺度增温与感热变化趋势的关系；5.春季高原感热对亚洲夏季风年代际变化的可能影响；6.总结。

  1. 数据与方法

采用的数据如下：

  1. 中国国家气象局提供的青藏高原地区常规地面气象观测资料（经过质量控制）。数据包括4个时次[0200,0800,1400和2000 地方时；比世界时提前6小时]，变量包括地表大气温度（）,地表温度（），地表上10m的风速（）。在高原中部和东部，1979-2008年有71站1960-2008年有37站的资料是充分估计了区域内的趋势的可用数据。高原西部，普兰（30.288°N,81.258°E；海平面以上3900m）2004年8月的地表温度是不可用的；因此，1980-2008年间我们只计算两个站的感热：狮泉河(32.508°N, 80.088°E; 4278 m)和改则(32.158°N, 84.428°E; 4415 m)，1980-2008年与中部和东部一致。
  2. 月平均气温，位势高度和经向纬向风速资料由月平均NCEP–NCAR再分析资料（Kalnay et al. 1996），NCEP–NCAR再分析资料2 [NCEP/Department of Energy (DOE);Kanamitsu et al. 2002]，以及对25年资料进行再分析的日本气象局（JRA-25; Onogi et al. 2007)。NCEP–NCAR和NCEP/ DOE在17标准气压等级的水平分辨率为2.5°2.5°。JRA-25在23标准气压等级的水平分辨率是1.25°1.25。NCEP–NCAR再分析资料从1948年至今可用；NCEP/ DOE和JRA-25资料从1979年至今可用。对这些资料我们选取1979年12月到2009年2月的数据处理获得1980-2008年气温、气压、以及经向纬向风速的季节平均趋势（冬季取当年12月至下一年2月）。对于年代际变化，我们利用1960-2008年的NCEP–NCAR再分析资料。
  3. 月平均降水量数据选取1980-2008年的GPCP资料（Adler et al. 2003），分辨率2.5°2.5°；以及GPCC资料分辨率1.0°1.0°(Rudolf 2005)。前者包括全球陆地及海洋资料，后者只有陆地可用。

我们运用总体空气动力学方法对感热进行计算：

) (1)

恒压状态下干空气比热=1005;是密度，它随海拔增加呈指数降低；是传热阻力系数；为在地面上10m测量的风速。在这里我们取0.8(Yeh and Gao 1979),对高原中部和东部(Li et al. 1996)，对高原西部(Li et al. 2000)。对于一个已给位置，和跟随时间的改变的可能很小。

利用线性回归计算线性变化趋势，显著性t检验用于检验年代际相关性和突变点的显著性。除了特别规定，默认所有的变化在95％信度为显著。

  1. 春季青藏高原感热热源的新趋势

图1显示了1980-2008年春季[3月-5月的平均（MAM）]高原中部和东部，，-，，的71站平均值以及其对应的线性变化趋势（LVT）。与DW在2008年对1980-2003年所做的分析结论类似，在2004到2008年地表温度和大气温度呈上升趋势。在整个时段（1980-2008年）中大气温度和地表温度的LVTs分别为 0.43℃和0.61℃，都通过了99％的信度检验（表1）。对2004-2008年，地表温度（1.6℃）的LVT大于大气温度的(0.33℃)；因此，气表大气温度差有明显的上升趋势（1.6℃）。与风速（-0.36, 2004-2008年），对应的1980-2008年的LVT显然通过了信度检验。根据Eq.(1)，SH的时间变化或者导数由)d/dt和d)/dt决定。在图1中，)与是，并且前者总是大于后者，因此SH的趋势主要由的变化决定。即风速的降低将会导致青藏高原感热的减弱。以这种方法计算，1980-2008年春季高原中部和东部的感热LVT为-5.7W。高原西部的情况与中部、东部的情况略有不同。在2004-2008年间最暖的年份（2004年）地表温度与大气温度显示出很大的下降趋势。然而，SH的下降趋势还是与中部、东部的类似（图2）。在1980-2008年，西部两个测站之间的SH的平均呈现出减弱的趋势（-5.0W），以-10％每十年的相对变化在减弱。春季，，-，的趋势都通过了99％的信度，但是SH的信度低于95％，这是因为平均值相对较大。实际上，感热的减弱（通过了99％信度检验的）在高原中部东部的全年都有出现（表1），而在高原西部感热的变化只发生在夏季[6-8月（JJA）]和秋季[9-10月（SON）]。另外，高原西部感热在冬季的异常增加与DW在2008年得出的结论类似。

图1 春季高原中部和东部，，-，，的71站平均。实线和虚线分别表示1980-2008和2004-2008的线性变化。垂线表示了本次研究所增加的五年数据的起始点。

考虑到区域广泛和地形复杂问题，青藏高原上的趋势可能会出现空间变化。通过对各种气象变量的变化之间的比较，从图3可以看出1980-2008年间高原中部和东部，，-，还有SH的LVTs的空间分布。其上，的上升趋势与-，的下降趋势大体一致，并且SH比较明显的变化大致出现在中部和南部。实际上，对于，，-，和SH明显的趋势（通过95％信度）分别被65，54，59和46个测站所记录（总测站数：71）。

表1 1908-2008年高原上 ，，-，，和SH指数的变化趋势。通过95％和99％信度检验的分别标注了一个星号和两个星号。DJF=12月-2月

一般的，所有变量都与高度有关，高度越高振幅越大。在春季，这个关系对除了的其他变量大致都成立（表2），但在其他季节并不是总是很明显。比如，在夏季29站平均趋势（海拔：3000-4000m）是正相关而和SH是负相关；正相关对于海拔3000m一下以及4000m以上更明显（结论没有显示）。

  1. 感热变化与不均匀的大范围增温之间的关系

青藏高原上的气压大约为600hPa，且地面气流多由对流层中层的东亚副热带西风急流控制（EASWJ）。Duan 和Wu （2009）发现地面风速和与之相联系的高原感热与东亚副热带西风急流的变化有关。这证明了这个结论不以来于数据源。图4显示1980-2008年春季副热带西风急流指数的时空演变与对应的LVT，它被定义为区域内（25°-45°N，70°-120°E，图5左上所示）平均500hPa纬向风速。东亚副热带西风急流指数的减弱趋势体现在了三个再分析资料上，NCEP–NCAR资料（-0.27）通过了90％的信度检验，NCEP/ DOE资料和JRA-25资料（分别为-0.31，-0.39）通过了95％的信度检验。

图2 与图1相同，数据为春季高原西部两站的平均

图3 1980-2008年高原中部和东部 ，，和SH指数的LVT的年平均值的空间分布。站点LVT通过了95％信度检验在图中都有显示。空心点、实心点和星号分别表示站在所在海拔高度为低于3000、3000-4000以及4000-5000m。

由地砖平衡，纬向风速的大尺度变化是由于原位经向加速度的减少。图5显示了1980-2008年春季500hPa大气温度、位势高度、纬向风速和经向风速LVT的空间分布。在青藏高原北部贝加尔湖中部附近能够发现很明显的变暖趋势0.2℃-0.4℃。在亚洲热带地区有弱的增暖信号甚至是变冷信号。IPCC AR4（Solomon et al. 2007）也表示1979-2005年间在热带亚热带的中纬度地区在地表和对流层都出现了很大的增温。由于气温的改变，位势高度在暖区升高冷区降低，为了保持地转平衡，经向压力梯度力减弱，随后增暖中心南部的经向风速的减弱（Holton 1992）。因此，在青藏高原南部出现了

超过-0.2的减弱纬向风速。值得注意的是高原西部的减弱纬向风比高原其他地区的要大，这导致了高原上空辐散。类似的，东亚副热带地区的纬向压力梯度力的减弱主要是由太平洋西北部的变冷信号导致的，这可能是纬向风速减弱的原因。在中国东部和南部，我们发现了纬向风速-0.2到-0.6的减弱趋势。在850hPa也可以得到类似的结论，表明西南气流有减弱的趋势。

表2 1980-2008年春季高原中部和东部71站的，，和SH指数的变化趋势，通过高度进行分类。2000lt;Hlt;3000代表海平面上2000到3000m；3000lt;Hlt;4000表示海平面上3000到4000m；Hgt;4000表示高度高于4000m

在夏季，副热带和更高纬度的温度和环流的变化趋势和春季类似。在热带地区，青藏高原南部500hPa有一增强的纬向风速。因此，特征是中高纬大陆比热带以及副热带海洋趋势更明显的空间不均匀变暖是由热带和副热带东亚大陆上的经向纬向风的减弱趋势导致的。即东亚上空南风向北是东亚夏季风主要水汽输送，在进十年减弱了。

  1. 青藏高原感热变化对亚洲夏季风的反馈
  2. 亚洲季风区的降水趋势

作为大尺度不均匀的气候变暖的响应，高原感热的变化是否会对亚洲夏季风的长期趋势和年代际变化还有对应的降水模式和强度有影响？为了回答这一问题，我们现在考虑春季和夏季亚洲夏季风区的降水变化，然后比较高原感热指数的时空演变与东亚和南亚的夏季风指数。

独特的地貌和东亚的地形使东亚夏季风具有了独特的特征，其中包括了热带和副热带的子系统。东亚的季风环流系统具有高度的独立性，与南亚季风系统不同，虽然他们在时间上有联系（Tao and Chen 1987; Ding 1994; Lau et al. 2000）

南亚季风和印度夏季风是完全的热带季风系统。热带亚洲夏季风的爆发包括三个连续的阶段：五月上旬季风在孟加拉湾（BOB）东部爆发，五月二十日在中国南部海域爆发，最后南亚夏季风（SASM）七月十日在印度爆发。另外，季风的爆发与青藏高原的热机械强迫有直接联系（Wu and Zhang 1998）。在高原的南坡和东坡近地面等温面急剧下沉且与陡峭的地表相交。因此，高原上的感热特别是喜马拉雅山脉上的，作为一个高效的气泵运作导致高原上底层气流辐合。之后由于地面摩擦强的负涡度产生，使底层出现气旋高层

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