地球物理学报  2020, Vol. 63 Issue (2): 412-426   PDF    
21世纪初青藏高原感热年代际增强对中国东部季风雨带关键区夏季降水年代际转折的影响
王欢1, 李栋梁2     
1. 四川师范大学地理与资源科学学院, 成都 610101;
2. 南京信息工程大学 气象灾害预报预警与评估协同创新中心/气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室, 南京 210044
摘要:基于中国气象局提供的气象站点月值资料,NOAA、CMAP降水格点月值资料,NDVI卫星资料及再分析资料,利用统计方法分析了1961-2014年青藏高原感热与中国东部季风雨带关键区夏季降水的年代际变化,并根据热动力平衡方程结合CESM模式试验解释了21世纪初高原感热异常对关键区夏季降水的影响机理.结果表明:21世纪初,黄淮、江淮地区降水增加,而长江以南地区降水减少.同时,高原感热也发生年代际增强,当春季感热增强后,大气热能上传导致夏季高原近地面产生气旋性环流异常,大气辐合;高层产生反气旋性环流异常,大气辐散.黄淮、江淮地区在对流层中低层受异常偏南风控制,高层受高原上空的大尺度反气旋环流影响产生异常偏北风.此外,高原感热增强通过影响黄淮、江淮地区产生暖平流输送和非绝热加热正异常,该区域产生异常的上升运动,降水量增加.长江以南地区在对流层中低层存在一个异常的反气性环流,有来自海洋的冷平流输送,同时大气非绝热加热在该地区为负异常,产生异常的下沉运动,降水量减少.模式敏感性试验的结果证实了当高原感热发生年代际增强,黄淮、江淮地区水平温度平流及非绝热加热为正异常,而在华南地区为负异常,从而导致黄淮、江淮地区大气上升运动增强,降水增加;而华南地区下沉运动增强,降水减少.
关键词: 季风雨带关键区      夏季降水      青藏高原感热      21世纪初年代际变化      环流      热动力平衡      CESM模式试验     
Impacts of decadal variability in sensible heat over the Tibetan Plateau on decadal transition of summer precipitation over dominant regions of monsoon rainfall band in eastern China since the early 2000s
WANG Huan1, LI DongLiang2     
1. The faculty Geography Resources, Sichuan Normal University, Chengdu 610101, China;
2. Nanjing University of Information Science & Technology/Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters/Key Laboratory of Meteorological Disaster, Ministry of Education/International Joint Research Laboratory on Climate and Environment Change(ILCEC), Nanjing 210044, China
Abstract: This study utilizes monthly records of meteorological stations provided by China Meteorological Administration, NOAA and CMAP gridded monthly precipitation datasets, NDVI and reanalysis datasets to investigate decadal variations in summer precipitation over dominant regions of monsoon rainfall band in eastern China (SPEC) and sensible heat flux over the Tibetan Plateau (TPSH) during 1961-2014 using statistical methods, and illuminates the mechanism of how the abnormal TPSH influences the SPEC at the beginning of the 21st century based on thermodynamic energy equation combing CESM model simulation. Results show that the SPEC experienced a significant decadal change around 2003 demonstrating positive rainfall anomalies over the Yellow-Huai River valley (YHV) and the Yangtze-Huai River valley (CHV), and negative rainfall anomalies over south of the Yangtze River (SYR). Meanwhile, a conspicuous strengthening in the TPSH occured in the early 2000s on a decadal time scale. When the spring TPSH was abnormally strong, there was a stronger atmospheric heat source transferring to the upper layer, inducing an abnormal cyclonic circulation and airflow convergence at the TP surface and an anticyclonic circulation and airflow divergence in the upper layer in the forthcoming summer. It was controlled by mid-to lower-layer southerly and upper-layer northerly wind attributed to the large-scale anticyclonic circulation above the TP over the YHV and CHV. In addition, when the spring TPSH was enhanced, there was a stronger upward air motion due to the positive variations in the diabatic heating and the horizontal temperature advection over the YHV and CHV, which gave rise to positive rainfall amounts over these areas. On the contrary, accompanied by the negative diabatic heating, there was a mid-to lower-layer anticyclonic circulation and cold advection from the neighboring ocean over the SYR. As a result, a stronger downward air motion led to less rainfall in the corresponding area. The results of the CESM sensitivity simulation confirm that when the TPSH was enhanced, the variations in the diabatic heating and the horizontal temperature advection were positive over the YHV and CHV and negative over the SYR, leading to the stronger upward and downward air motions in the corresponding areas, respectively. As a consequence, the SPEC variations show positive rainfall anomalies over the YHV and CHV, and negative anomalies over the SYR.
Keywords: Dominant regions of monsoon rainfall band in eastern China    Summer precipitation    Sensible heat over the Tibetan Plateau    Decadal variations in the early 2000s    Circulation    Thermodynamic equilibrium    CESM simulation    
0 引言

中国东部夏季(6—8月)降水受季风变化的影响具有明显的带状分布以及多时间尺度的变化特征.前人通过对降水异常空间分布格局的分析,发现三个季风雨带的关键区(后文简称关键区),分别位于黄淮流域,长江流域及长江以南地区.5—9月,雨带自南向北推进,导致长江以南地区的前汛期降水,长江流域的梅雨以及黄淮地区的夏末降水(Zhu et al., 2011b).此外,三个区域夏季降水的变化特征并不一致,经常呈现出南北同相、南北反相或“三明治”型(长江流域多,黄淮、长江以南少)的分布特征(Yao et al., 2008).

季风降水不仅有季节变化、年际变化,而且还具有明显年代际变化特征(张人禾等,2008王艳姣和闫峰,2014).已有研究指出,关键区夏季降水在过去50年经历了几次明显的年代际转折:20世纪70年代末,江淮流域降水增加,长江以南降水减少(Gong and Ho, 2002杨修群等,2005Qian et al., 2007陈际龙和黄荣辉,2008Ding et al., 2008黄荣辉等,2011);90年代初,长江以南地区降水明显增加(Kwon et al., 2005, 2007陈际龙和黄荣辉,2008Ding et al., 2008Wu et al., 2010).与这两次年代际转折相比,由于资料长度的限制,对21世纪之后关键区降水年代际变化的研究相对较少,然而最近的研究也不断地给出了这次年代际变化的证据.例如,Zhu等(2011b)发现,2000—2008年与1979—1999年相比,黄淮流域降水增加而长江流域降水减少.也有学者指出,长江以南地区在2003年之后降水明显减少(Dai et al., 2015Ha and Zhong, 2015).

不同的外强迫对于关键区夏季降水异常有显著的影响.前人的研究证实了1970年代末与1990年代初中国东部夏季降水的变化与全球大尺度海温异常有关,海温变化导致热带及热带外地区大气环流明显改变,进而影响中国东部降水变化(Trenberth and Hurrell, 1994Chang et al., 2000a, bGong and Ho, 2002Yang and Lau, 2004Ma,2007Zhou et al., 2009Qian and Zhou, 2014Zhu et al., 2014, 2015).21世纪初,青藏高原春季地面感热,大气热源/汇经历了明显的年代际增强(Duan and Wu, 20052008Yang et al., 2011戴逸飞等,2016Zhu et al., 2017).同时,东亚地区大尺度环流背景也发生了明显的年代际尺度异常(Zhu et al., 2014).进而推断21世纪初关键区夏季降水异常可能与青藏高原感热引起的大尺度环流异常有关.前人研究已经证实:当高原感热增强,东亚夏季风增强(Yanai et al., 1992Hsu and Liu, 2003),季风雨带北移(Zhao and Chen, 2001Duan et al., 2005, 2013Wang et al., 2008张长灿等,2017).然而,对于高原感热年代际变化如何影响关键区夏季降水异常等问题还亟待解决,尤其针对21世纪初关键区夏季降水“南旱北涝”分布格局是否与高原感热年代际异常有关,影响机制如何等问题的研究相对较少.因此,本文旨在分析青藏高原感热与关键区夏季降水在21世纪初的年代际变化特征,分析二者之间的关系,并通过对相应区域热动力平衡的分析及模式敏感性试验解释相应联系机制.

1 资料及方法 1.1 资料简介

降水资料包括:1)中国气象局国家气候中心(CMA)提供的1961—2014年753个测站(图 1)月降水资料(http://data.cma.cn/en);2)美国国家大气海洋中心(NOAA)提供的1961—2014年月降水重建资料(Chen et al., 2002),水平分辨率为2.5°×2.5°(https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.prec.html);3)1979—2014年美国气候预测中心整合降水分析月值资料(CMAP;Xie and Arkin;1997),水平分辨率为2.5°×2.5°(http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/global_precip/html/wpage.cmap.html).如图 1所示,选取高原下游的中国东部季风雨带关键区范围(21°N—38°N,105°E—122°E),包括黄淮、江淮流域(30°N—38°N,105°E—122°E),以及长江以南地区(21°N—30°N,105°E—122°E).

图 1 中国753个气象站点分布(黑色点状标识),包括黄淮、江淮流域(红色实线框),长江以南地区(绿色实线框),以及青藏高原(红色多边形)70个气象站点分布(红色“*”状标识) Fig. 1 Distribution of the 753 meteorological stations in China (black points), including the Yellow-Huai and the Yangtze-Huai River valley (red solid box), south of the Yangtze River (green solid box) and 70 meteorological stations (red "*") across the Tibetan Plateau (red solid polygon)

高原感热计算方法同Duan和Wu(2008)

(1)

其中,βs是干空气密度(单位:kg·m-3),计算方法为βs=ps/RdTaps是台站气压(单位:hPa);Rd是干空气比气体常数,等于287.05 J·K-1·kg-1Ta是百叶箱温度计指示的空气温度(单位:K);cp是干空气在稳定气压下的绝对加热率,等于1004.07 J·K-1·kg-1Ts是0 cm地表温度(单位:K);V10是10 m高度风速(单位:m·s-1).这些参数都来源于高原70个气象观测站的月平均资料.Ch是地表拖曳系数,根据美国国家航空航天管理局(NASA)全球库存建模和映射研究(GIMMS)提供的1981年7月—2015年12月均一化地表植被指数(NDVI)资料(INDVhttps://nex.nasa.gov/nex/projects/1349/)计算,NDVI是植被生长状况和覆盖程度的最佳指示因子,几乎可以直接反应下垫面的状况.ChINDV的关系如下(戴逸飞等,2016):

(2)

其中,Iave为1982—2015年5—9月各站INDV的多年平均.

本文还使用了四种地表感热再分析月值资料,分别为1982—2015年美国国家环境预测中心再分析资料NCEP1(Kalnay et al., 1996, https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis.html)及NCEP2(Saha et al., 2010, https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.ncep.reanalysis2.html),水平分辨率为1.875°×1.875°;1982—2015年欧洲中心中期天气预测(ECMWF) ERA-Interim再分析资料(Berrisford et al., 2011, http://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-daily/levtype=sfc/),水平分辨率为0.75°×0.75°;1982—2012年日本气象厅JRA55再分析资料(Kobayashi et al., 2015, https://rda.ucar.edu/datasets/ds628.1/),水平分辨率为1.25°×1.25°.

选用1979—2016年NCEP2全球月平均再分析资料,包括风、气温、相对湿度、垂直速度、位势高度等要素,水平分辨率为2.5°×2.5°.

1.2 模式敏感性试验

选用地球系统耦合模式第1版(CESM1;Hurrell et al., 2013),其为美国国家大气研究中心(NCAR)于2010年7月推出的通用地球系统模式,配置通用大气模块第4版(CAM4;Neale et al., 2010);通用陆面模块第4版(CLM4;Oleson et al., 2010),其与CAM4的水平分辨率一致,为1.9°×2.5°;耦合不考虑海洋的动力作用及热量传输的海洋模块(Slab ocean;Bitz et al., 2012),该模块采用另一种偶极子网格,水平分辨率为1°×1°.模式结果以sigma坐标系26垂直层显示.

模式试验目的:诊断青藏高原感热年代际异常对关键区夏季降水年代际变化的影响,控制试验选用1850年工业革命前的排放状况为初始场,运行模式积分至2002年.敏感性试验设计参考观测资料计算的高原感热年代际变化特征,具体试验设计见第6节.

2 21世纪初关键区夏季降水及高原感热的年代际转折 2.1 关键区夏季降水的年代际转折

利用CMA、NOAA和CMAP三套降水资料计算的1961—2014年区域加权平均的关键区夏季降水年际变化之间相关系数均达到0.78以上(其中CMAP资料与其他两套资料的相关系数计算时段为1979—2014年,表略),均通过了a=0.001的显著性检验,这种高相关保证了资料的可信度.图 2a显示三套降水资料的时间演变特征也较为一致,均表明:黄淮、江淮流域的降水量在2003—2012年较前一时段(1993—2002年)发生年代际增长;相反,长江以南地区降水量则表现为年代际减少.但CMA资料相较其他两套资料表现出的黄淮、江淮地区的降水量变化幅度较大,长江以南地区的降水量较其他两套资料相比更少.表 1显示CMA资料反映的黄淮、江淮流域在2003—2012年的降水量平均值较1993—2002年增加了8.1%(0.37 mm·d-1),而长江以南地区降水的年代际平均值减少了16.8%(-1.42 mm·d-1);NOAA重建资料得到的黄淮、江淮流域降水的年代际增长特征较CMA资料更为显著,而CMAP资料得到的黄淮、江淮流域降水增长幅度小于CMA资料,且这两套资料反映的长江以南地区降水量的年代际减少没有CMA资料显著,尤其是CMAP资料的减少幅度仅有8.9%.

图 2 不同资料计算的关键区加权平均夏季降水(单位:mm·d-1)年变化时间序列(a)(水平短虚线表示不同区域三套资料1993—2002年及2003—2012年的平均值)及其对应的10a滑动t检验序列(b)(水平虚线表示a=0.05的显著性水平) Fig. 2 Time series of annual variations in region-weighted averages of summer rainfall (units: mm·d-1) over dominate regions calculated by different datasets. Horizontal short dashed lines denote decadal mean values during 1993—2002 and 2003—2012 averaged from the three different datasets (a); and statistics of a 10a moving t test for the corresponding time series. Horizontal dashed lines indicate the 95% confidence levels (b)
表 1 三套资料计算的关键区区域加权平均夏季降水在2003—2012年与1993—2002的差值(单位:mm·d-1)及差值百分比(单位:100%) Table 1 Decadal differences (units: mm·d-1) and percentages of difference (units: 100%) in region-weighted averages of summer rainfall over dominate regions between the periods of 2003—2012 and 1993—2002 calculated by three datasets

图 2b给出了1961—2014年三套资料的区域加权平均夏季降水10a滑动t检验结果(其中CMAP资料时段为1979—2014年).结果显示:黄淮、江淮流域降水量在1980年代中期由前一时段微弱的年代际增长转变为年代际减少,而在2003年开始,三套资料的结果均表现出了黄淮、江淮流域降水量的年代际增加,但仅有序列长度相对较短的CMAP资料的结果在2003年的转折通过了显著性检验.对于长江以南地区,CMA及NOAA资料均表现出该地区夏季降水经历了三次明显的年代际变化:分别为1983年开始的年代际减少,1993年开始的年代际增长,以及2003年开始的年代际减少;CMAP资料的结果也表现出了后两次年代际转折.但对于2003年的年代际转折,仅有CMA资料表现出了明显的年代际减少,而NOAA和CMAP资料的结果则未通过显著性检验.

为了更清晰地揭示关键区夏季降水在2003年发生年代际转折后的空间分布特征,图 3给出了不同资料得到的2003—2012年与1993—2002年夏季降水差值场.CMA资料(图 3a)与CMAP资料(图 3c)得到的分布型较为一致,均呈现出自北向南的“+ -”分布型,黄淮、江淮地区降水增加,长江以南地区降水减少.而NOAA资料(图 3b)得到的雨带略偏南,且黄淮流域部分地区的降水减少.此外,CMA资料得到的降水显著变化区域范围较大,黄淮和江淮地区降水显著增加的区域(增加值大于0.8 mm·d-1)位于宁夏、甘肃、陕西三省交界处和华东地区,而长江以南大部分地区都呈现显著减少特征,极值小于-2 mm·d-1;NOAA资料与CMAP资料由于分辨率的限制,得到的降水显著异常区域偏小,尤其在长江以南地区.对于黄淮、江淮地区,CMAP资料反映出了与CMA资料一致的两个降水显著增加的区域,而NOAA资料表现出的降水显著增加的区域较CMA的结果更为偏南,位于甘肃、陕西、河南、四川、重庆五省交界处.

图 3 利用CMA(a),NOAA(b)及CMAP(c)资料计算的2003—2012年与1993—2002年关键区夏季降水差值分布 CMA资料不包括台湾地区,“*”状标识表示通过a=0.05的显著性检验. Fig. 3 Decadal difference in spatial distribution of summer rainfall over dominate regions between 2003—2012 and 1993—2002 calculated by the CMA dataset (a), the NOAA dataset (b), and the CMAP dataset (c) Taiwan is not included in CMA dataset, "*" indicates significance at the 95% level.
2.2 高原感热的年代际转折

图 4a给出了利用CMA资料、NDVI采用公式(1)结合公式(2)计算的1982—2015年青藏高原季节平均(春季:3—5月,夏季:6—8月,秋季:9—11月,冬季:前一年12月—当年2月)及年平均感热变化,可以看出无论是全年还是各季节的高原感热变化都在21世纪初经历了明显的年代际增长.21世纪初之前,感热从正距平减小到负距平,而2003年开始,感热明显增强,由负距平逐渐增加到正距平.由图 4b的10a滑动t检验结果中也可以看出,高原四季感热及年平均感热在1990年代初之前较强,1990年代中期开始出现年代际减弱变化,至21世纪初,四季及年平均感热均由前一时段的减弱趋势转变为增强变化,且2003年为明显的转折点.

图 4 年平均及季节平均高原感热标准化时间序列(a),及其对应的10a滑动t检验序列(b),水平虚线表示a=0.05的显著性水平 Fig. 4 Normalized time series of annual and seasonal averaged TPSH (a), and statistics of a 10a moving t test for the corresponding time series (b), horizontal dashed lines indicate the 95% confidence levels

从高原四季感热的差异来看,不同季节感热年际变化的振幅和位相不完全相同,夏季和冬季的感热在21世纪中后期部分年份,如2008年,2012年,二者的年际变化的位相刚好相反(图 4a).这可能是由于高原在夏季是大气热源而在冬季是大气热汇(钟珊珊等,2009),使得年际尺度冬夏季感热变化特征存在差异.但整体来看,四季的高原感热变化自21世纪初的年代际增长趋势都是一致的.且从表 2中可以看出,除了冬夏两季,高原感热各季节的相关性较好,表明高原感热具有很好的持续性,前人的研究也证实春季感热会持续到夏季(Duan et al., 2005, 2013).从滑动t检验结果来看(图 4b),高原冬季感热在2003年的年代际转折并没有通过显著性检验,而其他季节及年平均的感热异常变化在2003年的转折通过了显著性检验.此外,2003年开始,高原春季及夏季感热呈现较显著的年代际增长变化,而秋季和冬季的感热年代际增长特征相对不明显.过去的研究主要针对大气环流及降水与高原夏季感热的同期关系,然而高原夏季感热不能作为预报同期降水的因子.此外,春季感热的转折点发生在2003年,与关键区夏季降水年代际转折的时间一致.因此推测二者在年代际尺度上应该具有很好的相关性.因此,后文主要针对高原春季感热进行详细的分析.

表 2 1982—2015年CMA资料计算的年平均及季节平均感热的相关矩阵 Table 2 Correlation matrix among the series of annual and seasonal averaged TPSH which are derived from the CMA dataset during the period of 1982—2015

由于CMA提供的高原站点多分布在其中东部,因此选用覆盖整个高原地区的再分析资料来进一步证明高原感热的年代际变化.首先对不同资料计算的青藏高原中东部(85°E—105°E, 28°N—40°N,后文简称高原)感热进行相关分析(表 3),发现除NCEP的两套再分析资料的高相关外,CMA的观测资料与ERA-Interim资料相关最好,相关系数为0.51,通过了a=0.01的显著性检验.此外,CMA资料与其他再分析资料的相关性也优于不同再分析资料之间的相关性.再分析资料的缺陷可能是由于其描述的地表温度是裸露地面的温度,但实际上高原中东部有植被覆盖,而NDVI则充分考虑了植被覆盖特征,利用其计算的感热更准确.

表 3 1982—2015年不同资料计算的高原春季感热序列的相关矩阵 Table 3 Correlation matrix among the series of spring TPSH calculated by the different datasets during the period of 1982—2015

图 5给出了利用不同资料计算的高原春季感热的时间变化序列.可以看出,ERA-Interim资料与CMA观测资料的结果较为一致,均表现出1980年代初的年代际减弱以及21世纪初的年代际增强,这种年代际变化也得到了前人的证实(Zhu et al., 2011a, 2017).然而,两个序列的转折时间不同步:ERA-Interim资料在1990年代末开始出现年代际增强,比CMA序列提前几年.两套NCEP再分析资料都表现出1990年代中期至21世纪的显著年代际减弱特征,然而NCEP2资料区别于NCEP1资料也表现出了21世纪初的感热年代际增强特征.NCEP资料的感热变幅相较其他资料更大,前人的研究认为NCEP资料由于格点与实际站点间的地形高度差异使得其结果变幅更大(魏丽和李栋梁,2003Zhu et al., 2011a).JRA55序列与其他资料的相关性最差(表 3),但也表现出了1990年代中期到末期的减弱趋势以及21世纪初至中期的增长趋势.总体来看,观测资料与再分析资料都证明了高原春季感热在21世纪初发生的年代际增强转折.

图 5 1982—2015年CMA资料及再分析资料计算的高原春季感热时间序列 Fig. 5 Time series of spring TPSH calculated by the CMA dataset and the reanalysis datasets from 1982 to 2015
3 高原春季感热与关键区夏季降水的年代际相关

为了进一步分析高原春季感热是否能引起关键区夏季降水发生年代际转折,利用CMA资料分析了1982—2014年关键区区域平均夏季降水与高原春季感热的11a滑动相关系数(图 6).高原春季感热与两个区域夏季降水在1990年代初开始维持相对稳定的相关性.黄淮、江淮地区夏季降水与高原感热的关系自1980年代中期开始一直维持正相关,且相关系数基本维持在a=0.05的显著性水平附近波动;长江以南地区夏季降水与高原春季感热的关系与黄淮、江淮流域相反,主要呈现负相关关系,仅在1990年代中期较短的一段时间内表现为弱的正相关,自21世纪初开始,二者又呈现负相关关系,相关系数在a=0.05的显著性水平附近波动.结合图 5中高原春季感热在21世纪的变化特征可以发现,21世纪初开始,高原春季感热增强,会引起黄淮、江淮流域夏季降水增加,长江以南地区降水量减少,与图 3给出的降水分布型非常一致,因而进一步推断高原春季感热在21世纪初的年代际变化可能会对关键区夏季降水产生显著影响.

图 6 1982—2014年高原春季感热与关键区区域平均夏季降水的11a滑动相关序列 1987年的值代表1982—1992年的相关系数,水平虚线表示a=0.05的显著性水平 Fig. 6 The 11-year moving correlations between spring TPSH and region-weighted averages of summer rainfall over dominate regions from 1982 to 2014 The value corresponding to 1987 is the correlation coefficient during the period 1982—1992. Horizontal dashed lines indicate the 95% confidence levels
4 高原春季感热影响关键区夏季降水年代际异常的机制

当高原感热增强时,高原上空的大气环流异常可以用热适应理论解释(Hoskins,1991吴国雄和刘屹岷,2000).图 7给出了2003—2012年与1993—2002年两个时段夏季200 hPa、500 hPa及850 hPa高度场和风场变化特征:高原上空高层(200 hPa)为一个异常的反气旋性环流中心(图 7a);高原近地面(500 hPa)为一个异常气旋性环流中心(图 7b).根据定常正压涡度方程,高原近地面大气辐合,高层大气辐散.这就意味着当高原春季感热增强,高原近地面增暖,大气热能量向上传播,低层气旋性环流异常,辐合特征明显;高层反气旋性环流异常,大气辐散.此外,高原上空200 hPa的高度场的正异常意味着南亚高压增强(图 7a中粗实线).而关键区至西太平洋地区对流层中层500 hPa的正变高意味着副热带高压增强(图 7b中粗实线).当副高增强,在对流层中低层(图 7bc),黄淮、江淮地区受异常偏南风控制,作为梅雨的驱动因子(Sampe and Xie, 2010),更多的水汽通过副高西北支被输送到该区域;长江以南地区存在一个异常的反气性环流,大气辐散.副热带地区夏季大尺度的无摩擦大气运动可以被看做是准水平的,另外,涡度平流也相对较小(毛江玉等,2002Duan et al., 2005),垂直运动方程可以写成:

图 7 2003—2012年与1993—2002年夏季200 hPa(a),500 hPa(b)及850 hPa(c)高度场(填色,只显示通过a=0.1显著性检验的区域)及风场差值场,绿色和蓝色粗实线分别表示1993—2002年和2003—2012年100 hPa高度1679 dagpm线(a)和500 hPa高度5860 dagpm线(b)的平均位置,绿色“*”状标识表示风场异常通过a=0.1的显著性检验 Fig. 7 Decadal differences in geopotential height (shaded; only show significant regions at the 90%) and wind fields at 200 hPa (a), 500 hPa (b) and 850 hPa (c) in summers between the periods of 2003—2012 and 1993—2002. Green and blue thick solid lines denote the average 1679 dagpm at 100 hPa (a) and 5860 dagpm at 500 hPa (b) for 1993—2002 and 2003—2012, respectively. Green "*" indicates significance at the 90% level for wind

(3)

式中的变量都是传统的气象学变量.黄淮、江淮地区在对流层低层出现异常偏南风(图 7c),而高层受高原上空的大尺度反气旋环流影响,产生异常偏北风(图 7a),根据方程(3),该区域上升运动增强(图 8a).而长江以南地区低层为反气旋辐散中心(图 7c),高层受异常东北风控制(图 7a),根据公式(3),该地区下沉运动增强(图 8a).此外,干空气的沉降作用通过抑制对流运动得到进一步增强,进而长江以南地区降水减少,与观测(图 3)一致.

图 8 2003—2012年与1993—2002年夏季500 hPa水平温度平流(方程(4)中D项)及垂直速度(符号与方程(4)中C项相同)(单位:10-2 Pa·s-1)差值分布(a),黑色“*”状和绿色“·”状标识分别表示水平温度平流和垂直速度的变化通过了a=0.1的显著性检验;夏季500 hPa非绝热加热场(方程(4)中B项)差值分布(b),“*”状标识表示非绝热加热的变化通过了a=0.1的显著性检验 Fig. 8 Decadal difference in (a) 500 hPa horizontal advection of temperature (D term in Equ.(4)) and vertical velocity (same sign as C term in Equ.(4)) (contours, units: 10-2 Pa·s-1), and (b) 500hPa diabatic heating (B term in Equ.(4)) in summers between the periods of 2003—2012 and 1993—2002, black "*" and green "·" in (a) indicate significance at the 90% level for horizontal advection of temperature and vertical velocity, respectively; "*" in (b) indicates significance at the 90% level for diabatic heating

另一方面,从冷暖平流输送的角度也可以进一步解释高原感热异常对关键区夏季降水异常的影响机制.从图 8a中可以看出,高原感热的增强使得其下游的黄淮、江淮地区对流层中层(500 hPa)有异常的暖平流输送;而中国的东南地区受异常的偏东风影响,且由于夏季海温低于陆表温度,所以有自海洋向大陆的冷平流输送.为了解释温度平流和垂直运动之间的关系,分析热动力平衡方程中各项变化特征.热动力平衡方程为

(4)

方程各项为传统气象学变量(Rodwell and Hoskins, 2001; Wang et al., 2014),上划线表示时间平均,角分号表示时间平均的偏离.当求时间平均后,温度趋势项(A)及瞬变项(E和F)数值较小,取为0.热动力平衡主要靠非绝热加热项(B),温度垂直输送项(C)及水平温度平流项(D)维持.由图 8b可知,500 hPa大气非绝热加热在黄淮、江淮地区为正异常,在长江以南地区为负异常,即非绝热加热与温度平流的变化符号相同.同号的B和D项必须要靠异号的温度垂直输送(C项)来维持热动力平衡,进而黄淮、江淮地区应为异常的上升运动(ω < 0),而长江以南地区应为异常的下沉运动(ω>0),与实际的变化特征(图 8a)一致.前人的研究也证实了这种高原感热增强引起温度平流输送异常进而导致异常的上升/下沉运动的机制(Sampe and Xie, 2010Wang et al., 2014).

此外,高原感热异常还会影响东亚夏季风环流系统.由图 7c可知,高原东南侧低层的西南风异常带来了更多自孟加拉湾的水汽,使得季风雨带北移,进而黄淮、江淮降水量增加.而长江以南地区低层的反气旋环流的东南支为东北风异常,由于局地850 hPa的风场通常用来定义南海季风强度(Wang et al., 2009),这就意味着南海夏季风减弱,长江以南地区的水汽输送减少,进而该区域降水减少.

5 高原感热变化对关键区夏季降水异常影响的模式敏感性试验

从CESM模式控制试验与NCEP2再分析资料1993—2002年夏季平均风场对比来看(图 9),对流层高低层的风场特征基本一致,850 hPa风场(图 9a9c)在中国东部表现为偏南风;200 hPa风场中(图 9b9d),高原地区及中国北方在西风带控制下,中国南方盛行偏北风.但模式得到的平均风速与再分析资料结果存在差别,模拟的850 hPa风速大于再分析资料结果,而200 hPa模拟风速比再分析资料的风速小.但整体来看,CESM模式对关键区气候特征描述较好,敏感性试验可行.

图 9 NCEP2资料和CESM控制试验得到的1993—2002年夏季850 hPa(a,c)与200 hPa(b,d)平均风场(单位:m·s-1),(a,b)为NCEP结果;(c,d)为CESM结果 Fig. 9 850 hPa winds (a, c) and 200hPa wind fields (b, d) (units: m·s-1) in summers during 1993—2002 derived from the NCEP2 dataset and CESM control run result, (a, b) for NCEP, (c, d) for CESM

此外,模式控制试验与观测的高原感热年变化特征非常相近(图 10a),从1月至5月,感热逐渐增强,增加幅度超过30 W·m-2,此后转为逐渐减弱,减弱至12月达到最低值.模式控制试验与观测结果的一致性保证了CESM模式对高原感热模拟的可靠性.进一步设计敏感性试验中高原感热变化曲线如图 10b所示:以控制试验1993年1月1日为初始场,减弱高原主体(70°E—105°E,25°N—40°N)的感热通量0.5 W·m-2,运行模式积分1年,得到1993年各月及1994年1月1日变量场,继而以1994年1月1日为初始场,继续减弱高原主体感热0.5 W·m-2,积分一年,得到1995年变量场,同上,继续运行逐年减弱的高原感热敏感性试验,运行至2003年;之后运行高原主体感热逐年增强1 W·m-2试验,运行至2012年.敏感性试验中关闭土壤能量平衡诊断命令来保证模式的正常运行,将其2003—2012年的结果与1993—2002年结果进行对比.

图 10 观测资料及CESM控制试验计算的1993—2012年平均的高原感热年变化(a)和观测资料计算的感热年际变化及模式敏感性试验设计(b) Fig. 10 Inter-monthly variation of 20-year averaged (a) TPSH during 1993—2012 calculated by the observational dataset and the CESM control run, and inter-annual variation of TPSH calculated by the observational dataset and designed by the sensitivity run (b)

敏感性试验得到的关键区夏季降水差值场(图 11)与观测结果(图 3)比较相近,黄淮、江淮地区降水显著增加,增加量级大于0.4 mm·d-1,且增加的极值区与观测结果也较为相近;华南降水减少,但变化不显著.与观测相比(图 3),降水增加范围略为偏南,长江以南地区降水减少的范围缩小至华南,但“北正南负”的分布型证实了高原感热的年代际增强会影响关键区夏季降水产生“南旱北涝”的年代际变化.

图 11 CESM敏感性试验2003—2012年与1993—2002年关键区夏季降水差值分布,“*”状标识说明同图 3 Fig. 11 Decadal difference in distribution of summer rainfall over dominate regions between 2003—2012 and 1993—2002 of the sensitivity simulation. "*" is the same as Fig. 3

虽然敏感性试验2003—2012年与1993—2002年各层高度场及风场的变化特征(图略)与观测结果不同,说明在敏感性试验中增强高原感热不能显著影响大尺度的环流异常.但从敏感性试验2003—2012年与1993—2002年500 hPa水平风场的变化(图 12b)可以看出,当高原感热增强后,江淮流域附近对流层中层的西风分量增强,使得高原上的能量传输到其下游地区,进而500 hPa水平温度平流(图 12a)在黄淮、江淮地区为正异常,华南地区水平温度平流为负异常.此外,非绝热加热在黄淮、江淮地区为正异常,而在华南为负异常(图 12b).水平温度平流与非绝热加热变化同号,正的B及D项必须与负的温度垂直输送项(C)相平衡.因此,黄淮、江淮地区大气上升运动增强(ω < 0),而华南地区下沉运动增强(ω>0),进而黄淮、江淮地区降水增加,华南降水减少.从与图 11的降水异常分布格局的对比来看,降水分布的正(负)异常区域与水平温度平流和非绝热加热的正(负)异常区域对应较好,这就说明当高原感热增强,确实可以通过影响其下游地区的冷暖平流输送和非绝热加热异常来影响降水异常分布.

图 12 敏感性试验2003—2012年与1993—2002年夏季500 hPa水平温度平流(方程(4)中D项)及垂直速度(符号与方程(4)中C项相同)(等值线单位:10-2Pa·s-1)差值分布(a),“*”状标识表示水平温度平流的变化通过了a=0.1的显著性检验;及夏季500 hPa非绝热加热场(方程(4)中B项)及水平风差值分布(b),“*”状标识表示非绝热加热的变化通过了a=0.1的显著性检验 Fig. 12 Difference in (a) 500hPa horizontal advection of temperature (D term in Equ.(4)) and vertical velocity (same sign as C term in Equ.(4)) (contours, units: 10-2 Pa·s-1), and (b) 500 hPa diabatic heating (B term in Equ.(4)) in summers between the periods of 2003—2012 and 1993—2002 of the sensitivity simulation, black "*" and green "·" in (a) indicate significance at the 90% level for horizontal advection of temperature and vertical velocity, respectively, "*" in (b) indicates significance at the 90% level for diabatic heating
6 结论与讨论

21世纪初,中国东部季风雨带关键区夏季降水经历了一次明显的年代际转折,黄淮、江淮流域降水增加,而长江以南地区降水明显减少.同时,青藏高原感热也在21世纪初发生了明显的年代际增强.通过分析他们之间的年代际变化关系及相应机理,可以得到以下结论:

(1) 21世纪初高原春季感热增强,其与黄淮、江淮流域以及长江以南地区夏季降水相关演变特征揭示了黄淮、江淮流域夏季降水增加,而长江以南地区夏季降水减少的年代际转折可能是对高原春季感热变化的响应.

(2) 高原感热是一个持续的信号,当春季感热增强后,大气热能上传导致夏季高原近地面产生气旋性环流异常,大气辐合;高层产生反气旋性环流异常,大气辐散.高原上空存在高度场的正异常,南亚高压增强;同时副热带高压增强使得黄淮、江淮地区在对流层中低层受异常偏南风控制,更多的水汽通过副高西北支被输送到该区域;而高层受高原上空的大尺度反气旋环流影响,产生异常偏北风,该区域上升运动增强.长江以南地区在对流层中低层存在一个异常的反气性环流,大气辐散;高层受异常东北风控制,该地区下沉运动增强.此外,高原感热异常通过影响东亚夏季风环流系统,使得高原东南侧低层的西南风异常带来更多的水汽,季风雨带北移,黄淮、江淮降水量增加;而长江以南地区低层的反气旋环流的东南支为东北风异常,南海夏季风减弱,该区域水汽输送减少,降水减少.

(3) 高原感热的增强使得在对流层中层,其下游的黄淮、江淮地区有异常的暖平流输送,而长江以南地区有异常的冷平流输送.同时,大气非绝热加热在黄淮、江淮地区为正异常,在长江以南地区为负异常,进而黄淮、江淮地区为异常的上升运动,而长江以南地区为异常的下沉运动.

(4) CESM模拟高原感热年代际转折的敏感性试验进一步验证了高原感热增强后,通过影响黄淮、江淮地区的冷暖平流输送和非绝热加热正异常,使得该区域产生异常增强的上升运动,降水增加;影响华南地区为温度平流及非绝热加热的负异常,下沉运动增强,降水减少.

青藏高原在气候变化中扮演的角色一直没有一致的结论,本文为高原感热影响21世纪初关键区夏季降水年代际变化提供了证据,作用机制可用高原感热对高原以及周围区域的热动力异常的影响来解释.但是,这个工作也还不能证明关键区夏季降水的区域气候效应完全是高原感热产生的,这种影响可能是一种间接效应.过去已有研究指出北大西洋早春(2—4月)的三极子型海温异常影响了副热带西风急流的强度,影响春季高原的加热效应(Cui et al., 2015).此外,李栋梁(2006)指出太阳黑子周期长度变长(太阳活动减弱)时, 青藏高原地面加热场强度减弱.同时,关键区夏季降水也会受到其他外强迫的影响,如海温协同配置(李景鑫等,2017),极地冰盖密度(张若楠等,2018),高原土壤湿度(王静等,2016)等.在这样的研究背景下,仍需要大量的工作来分析影响关键区夏季降水的不同因子的作用程度以及分析各个因子的协同影响.

References
Berrisford P, Dee D P, Poli P, et al. 2011. The ERA-interim archive Version 2.0. ERA report series. 1. Technical Report. ECMWF pp23.
Bitz C M, Shell K M, Gent P R, et al. 2012. Climate sensitivity of the community climate system model, Version 4. Journal of Climate, 25(9): 3053-3070. DOI:10.1175/JCLI-D-11-00290.1
Chang C P, Zhang Y S, Li T. 2000a. Interannual and interdecadal variations of the East Asian summer monsoon and tropical Pacific SSTs. Part Ⅰ: roles of the subtropical ridge. Journal of Climate, 13(24): 4310-4325. DOI:10.1175/1520-0442(2000)013〈4310:IAIVOT〉2.0.CO;2
Chang C P, Zhang Y S, Li T. 2000b. Interannual and interdecadal variations of the East Asian summer monsoon and tropical Pacific SSTs. part Ⅱ: meridional structure of the monsoon. Journal of Climate, 13(24): 4326-4340. DOI:10.1175/1520-0442(2000)013〈4326:IAIVOT〉2.0.CO;2
Chen J L, Huang R H. 2008. Interannual and interdecadal variations of moisture transport by Asian summer monsoon and their association with droughts or floods in China. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 51(2): 352-359.
Chen M Y, Xie P P, Janowiak J, et al. 2002. Global land precipitation: a 50-yr monthly analysis based on gauge observations. Journal of Hydrometeorology, 3(3): 249-266. DOI:10.1175/1525-7541(2002)003<0249:GLPAYM>2.0.CO;2
Cui Y F, Duan A M, Liu Y M, et al. 2015. Interannual variability of the spring atmospheric heat source over the Tibetan Plateau forced by the North Atlantic SSTA. Climate Dynamics, 45(5-6): 1617-1634. DOI:10.1007/s00382-014-2417-9
Dai X G, Liu Y, Wang P. 2015. Warm-dry collocation of recent drought in southwestern China tied to moisture transport and climate warming. Chinese Physics B, 24(4): 546-554. DOI:10.1088/1674-1056/24/4/049201
Dai Y F, Wang H, Li D L. 2016. Characteristics of surface sensible heat flux calculated from satellite remote sensing and field observations in the Tibetan Plateau. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40(5): 1009-1021. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1512.15225
Ding Y H, Wang Z Y, Sun Y. 2008. Inter-decadal variation of the summer precipitation in East China and its association with decreasing Asian summer monsoon. Part Ⅰ: Observed evidences. International Journal of Climatology, 28(9): 1139-1161. DOI:10.1002/joc.1615
Duan A M, Wu G X. 2005. Role of the Tibetan Plateau thermal forcing in the summer climate patterns over subtropical Asia. Climate Dynamic, 24(7): 793-807. DOI:10.1007/s00382-004-0488-8
Duan A M, Liu Y, Wu G. 2005. Heating status of the Tibetan Plateau from April to June and rainfall and atmospheric circulation anomaly over East Asia in midsummer. Science in China Series D: Earth Sciences, 48(2): 250-257. DOI:10.1360/02yd0510
Duan A M, Wu G X. 2008. Weakening trend in the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau during recent decades. Part Ⅰ: Observations. Journal of Climate, 21(13): 3149-3164. DOI:10.1175/2007JCLI1912.1
Duan A M, Wang M R, Lei Y H, et al. 2013. Trends in summer rainfall over China associated with the Tibetan Plateau sensible heat source during 1980—2008. Journal of Climate, 26(1): 261-275. DOI:10.1175/JCLI-D-11-00669.1
Gong D Y, Ho C H. 2002. Shift in the summer rainfall over the Yangtze River valley in the late 1970s. Geophysical Research Letters, 29(10): 78-1. DOI:10.1029/2001GL014523
Ha Y, Zhong Z. 2015. Decadal change in tropical cyclone activity over the South China Sea around 2002/03. Journal of Climate, 28(15): 5935-5951. DOI:10.1175/JCLI-D-14-00769.1
Hoskins B J. 1991. Toward a PV-h view of the general circulation. Tellus A: Dynamic Meteorology and Oceanography, 43(4): 27-36. DOI:10.3402/tellusa.v43i4.11936
Hsu H H, Liu X. 2003. Relationship between the Tibetan Plateau heating and East Asian summer monsoon rainfall. Geophysical Research Letters, 30(20): 2066. DOI:10.1029/2003GL01790
Huang R H, Chen J L, Liu Y, et al. 2011. Interdecadal variation of the leading modes of summertime precipitation anomalies over eastern China and its association with water vapor transport over East Asia. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 35(4): 589-606.
Hurrell J W, Holland M M, Gent P R, et al. 2013. The community earth system model: a framework for collaborative research. Bulletin of the American Meteorological Society, 94(9): 1339-1360. DOI:10.1175/BAMS-D-12-00121.1
Kalnay E, Kanamitsu M, Kistler R, et al. 1996. The NCEP/NCAR 40-year reanalysis project. Bulletin of the American Meteorological Society, 77(3): 437-472. DOI:10.1175/1520-0477(1996)077<0437:TNYRP>2.0.CO;2
Kobayashi S, Ota Y, Harada Y, et al. 2015. The JRA-55 reanalysis: general specifications and basic characteristics. Journal of the Meteorological Society of Japan. Ser. Ⅱ, 93(1): 5-48. DOI:10.2151/jmsj.2015-001
Kwon M, Jhun J G, Wang B, et al. 2005. Decadal change in relationship between East Asian and WNP summer monsoons. Geophysical Research Letters, 32(16): L16709. DOI:10.1029/2005GL023026
Kwon M, Jhun J G, Ha K J. 2007. Decadal change in East Asian summer monsoon circulation in the mid-1990s. Geophysical Research Letters, 34(21): L21706. DOI:10.1029/2007GL031977
Li D L. 2006. Relationship between variation of strength departure indices of surface heating fields over Qinghai-Xizang Plateau and sun activation. Plateau Meteorology (in Chinese), 25(6): 975-982.
Li J X, Ren H L, Lu B, et al. 2017. Collaborative effects of phase configurations of North Atlantic Oscillation and Southern Annular Mode on summer precipitation anomalies over Southern China. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 60(10): 3730-3744. DOI:10.6038/cjg20171004
Ma Z G. 2007. The interdecadal trend and shift of dry/wet over the central part of north China and their relationship to the Pacific Decadal Oscillation (PDO). Chinese Science Bulletin, 52(15): 2130-2139. DOI:10.1007/s11434-007-0284-z
Mao J Y, Wu G X, Liu Y M. 2002. Study on modal variation of subtropical high and its mechanism during seasonal transition part Ⅰ: Climatological features of subtropical high structure. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 60(4): 400-408.
Neale R B, Richter J, Jochum M, et al. 2010. Description of the NCAR Community Atmosphere Model (CAM 4.0). NCAR technical note, NCAR/TN-485+STR. Boulder, Colorado, USA: NCAR.
Oleson K W, Lawrence D M, Bonan G B, et al. 2010. Technical Description of version 4.0 of the Community Land Model (CLM): NCAR/TN-478+STR. Boulder: National Center for Atmospheric Research.
Qian C, Zhou T J. 2014. Multidecadal variability of north China aridity and its relationship to PDO during 1900—2010. Journal of Climate, 27(3): 1210-1222. DOI:10.1175/JCLI-D-13-00235.1
Qian W H, Lin X, Zhu Y F, et al. 2007. Climatic regime shift and decadal anomalous events in China. Climate Change, 84(2): 167-189. DOI:10.1007/s10584-006-9234-z
Rodwell M J, Hoskins B J. 2001. Subtropical anticyclones and summer monsoons. Journal of Climate, 14(15): 3192-3211. DOI:10.1175/1520-0442(2001)014〈3192:SAASM〉2.0.CO;2
Saha S, Moorthi S, Pan H L, et al. 2010. The NCEP climate forecast system reanalysis. Bulletin of the American Meteorological Society, 91(8): 1015-1058. DOI:10.1175/2010BAMS3001.1
Sampe T, Xie S P. 2010. Large-scale dynamics of the Meiyu-Baiu rainband: environmental forcing by the westerly jet. Journal of Climate, 23(1): 113-134. DOI:10.1175/2009JCLI3128.1
Trenberth K E, Hurrell J W. 1994. Decadal atmosphere-ocean variations in the Pacific. Climate Dynamic, 9(6): 303-319. DOI:10.1007/BF00204745
Wang B, Bao Q, Hoskins B, et al. 2008. Tibetan Plateau warming and precipitation changes in East Asia. Geophysical Research Letters, 35(14). DOI:10.1029/2008GL034330
Wang B, Huang F, Wu Z W, et al. 2009. Multi-scale climate variability of the South China Sea monsoon: A review. Dynamics of Atmospheres and Oceans, 47(1-3): 15-37. DOI:10.1016/j.dynatmoce.2008.09.004
Wang J, Qi L, He J H, et al. 2016. Relationship between spring soil moisture in the Tibetan Plateau and summer precipitation in the Yangtze River basin and its possible mechanism. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 59(11): 3985-3995. DOI:10.6038/cjg20161105
Wang Y J, Yan F. 2014. Regional differentiation and decadal change of precipitation in China in 1960—2010. Progress in Geography (in Chinese), 33(10): 1354-1363. DOI:10.11820/dlkxjz.2014.10.007
Wang Z Q, Duan A M, Wu G X. 2014. Time-lagged impact of spring sensible heat over the Tibetan Plateau on the summer rainfall anomaly in East China: case studies using the WRF model. Climate Dynamics, 42(11-12): 2885-2898. DOI:10.1007/s00382-013-1800-2
Wei L, Li D L. 2003. Evaluation of NCEP/DOE surface flux data over Qinghai-Xizang Plateau. Plateau Meteorology (in Chinese), 22(5): 478-487.
Wu G X, Liu Y M. 2000. Thermal adaptation, overshooting, dispersion, and subtropical anticyclone Part Ⅰ: thermal adaptation and overshooting. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 24(4): 433-446.
Wu R G, Wen Z P, Yang S, et al. 2010. An interdecadal change in southern China summer rainfall around 1992/93. Journal of Climate, 23(9): 2389-2403. DOI:10.1175/2009JCLI3336.1
Xie P P, Arkin P A. 1997. Global precipitation: a 17-year monthly analysis based on gauge observations, satellite estimates, and numerical model outputs. Bulletin of the American Meteorological Society, 78(11): 2539-2558. DOI:10.1175/1520-0477(1997)078〈2539:GPAYMA〉2.0.CO;2
Yanai M, Li C F, Song Z S. 1992. Seasonal heating of the Tibetan Plateau and its effects on the evolution of the Asian summer monsoon. Journal of the Meteorological Society of Japan. Ser. II, 70(1B): 319-351. DOI:10.2151/jmsj1965.70.1B_319
Yang F L, Lau K M. 2004. Trend and variability of China precipitation in spring and summer: linkage to sea-surface temperatures. International Journal of Climatology, 24(13): 1625-1644. DOI:10.1002/joc.1094
Yang K, Guo X F, He J, et al. 2011. On the climatology and trend of the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau: An experiments-supported revisit. Journal of Climate, 24(5): 1525-1541. DOI:10.1175/2010JCLI3848.1
Yang X Q, Xie Q, Zhu Y M, et al. 2005. Decadal-to-interdecadal variability of precipitation in North China and associated atmospheric and oceanic anomaly patterns. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 48(4): 789-797.
Yao C, Yang S, Qian W H, et al. 2008. Regional summer precipitation events in Asia and their changes in the past decades. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 113(D17): D17107. DOI:10.1029/2007JD009603
Zhang C C, Li D L, Wang H, et al. 2017. Characteristics of the surface sensible heat on the Qinghai Xizang Plateau in the spring and its influences on the summertime rainfall pattern over the Eastern China. Plateau Meteorology (in Chinese), 36(1): 13-23. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00028
Zhang R H, Wu B Y, Zhao P, et al. 2008. The decadal shift of the summer climate in the late 1980s over East China and its possible causes. Acta Meteorologica Sinica (in Chinese), 66(5): 697-706.
Zhang R N, Sun C H, Li W J. 2018. Relationship between the interannual variations of Arctic sea ice and summer Eurasian teleconnection and associated influence on summer precipitation over China. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 61(1): 91-105. DOI:10.6038/cjg2018K0755
Zhao P, Chen L X. 2001. Climatic features of atmospheric heat source/sink over the Qinghai-Xizang Plateau in 35 years and its relation to rainfall in China. Science in China Series D: Earth Sciences, 44(9): 858-864. DOI:10.1007/BF02907098
Zhong S S, He J H, Guan Z Y, et al. 2009. Climate characteristics of the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau during 1961—2001. Acta Meteorologica Sinica, 67(3): 407-416. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2009.03.007
Zhou T J, Gong D Y, Li J, et al. 2009. Detecting and understanding the multi-decadal variability of the East Asian summer monsoon recent progress and state of affairs. Meteorologische Zeitschrift, 18(4): 455-467. DOI:10.1127/0941-2948/2009/0396
Zhu L H, Huang G, Fan G Z, et al. 2017. Evolution of surface sensible heat over the Tibetan Plateau under the recent global warming hiatus. Advances in Atmospheric Sciences, 34(10): 1249-1262. DOI:10.1007/s00376-017-6298-9
Zhu X Y, Liu Y M, Wu G X. 2011a. An assessment of summer sensible heat flux on the Tibetan Plateau from eight data sets. Science China Earth Sciences, 55(5): 779-786. DOI:10.1007/s11430-012-4379-2
Zhu Y L, Wang H J, Zhou W, et al. 2011b. Recent changes in the summer precipitation pattern in East China and the background circulation. Climate Dynamics, 36(7): 1463-1473. DOI:10.1007/s00382-010-0852-9
Zhu Y L, Wang H J, Ma J H, et al. 2015. Contribution of the phase transition of Pacific Decadal Oscillation to the late 1990s' shift in East China summer rainfall. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 120(17): 8817-8827. DOI:10.1002/2015JD023545
Zhu Z W, Li T, He J H. 2014. Out-of-phase relationship between boreal spring and summer decadal rainfall changes in Southern China. Journal of Climate, 27(3): 1083-1099. DOI:10.1175/JCLI-D-13-00180.1
陈际龙, 黄荣辉. 2008. 亚洲夏季风水汽输送的年际年代际变化与中国旱涝的关系. 地球物理学报, 51(2): 352-359. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2008.02.007
戴逸飞, 王慧, 李栋梁. 2016. 卫星遥感结合气象资料计算的青藏高原地面感热特征分析. 大气科学, 40(5): 1009-1021. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1512.15225
黄荣辉, 陈际龙, 刘永, 等. 2011. 我国东部夏季降水异常主模态的年代际变化及其与东亚水汽输送的关系. 大气科学, 35(4): 589-606. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2011.04.01
李栋梁. 2006. 青藏高原地面加热场强度变化及其与太阳活动的关系. 高原气象, 25(6): 975-982. DOI:10.3321/j.issn:1000-0534.2006.06.001
李景鑫, 任宏利, 陆波, 等. 2017. 北大西洋涛动和南半球环状模不同位相配置对我国南方夏季降水的协同影响. 地球物理学报, 60(10): 3730-3744. DOI:10.6038/cjg20171004
毛江玉, 吴国雄, 刘屹岷. 2002. 季节转换期间副热带高压带形态变异及其机制的研究Ⅰ:副热带高压结构的气候学特征. 气象学报, 60(4): 400-408. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2002.04.002
王静, 祁莉, 何金海, 等. 2016. 青藏高原春季土壤湿度与我国长江流域夏季降水的联系及其可能机理. 地球物理学报, 59(11): 3985-3995. DOI:10.6038/cjg20161105
王艳姣, 闫峰. 2014. 1960—2010年中国降水区域分异及年代际变化特征. 地理科学进展, 33(10): 1354-1363. DOI:10.11820/dlkxjz.2014.10.007
魏丽, 李栋梁. 2003. 青藏高原地区NCEP新再分析地面通量资料的检验. 高原气象, 22(5): 478-487. DOI:10.3321/j.issn:1000-0534.2003.05.008
吴国雄, 刘屹岷. 2000. 热力适应、过流、频散和副高Ⅰ.热力适应和过流. 大气科学, 24(4): 433-446. DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2000.04.01
杨修群, 谢倩, 朱益民, 等. 2005. 华北降水年代际变化特征及相关的海气异常型. 地球物理学报, 48(4): 789-797. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2005.04.009
张长灿, 李栋梁, 王慧, 等. 2017. 青藏高原春季地表感热特征及其对中国东部夏季雨型的影响. 高原气象, 36(1): 13-23. DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00028
张人禾, 武炳义, 赵平, 等. 2008. 中国东部夏季气候20世纪80年代后期的年代际转型及其可能成因. 气象学报, 66(5): 697-706. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2008.05.004
张若楠, 孙丞虎, 李维京. 2018. 北极海冰与夏季欧亚遥相关型年际变化的联系及对我国夏季降水的影响. 地球物理学报, 61(1): 91-105. DOI:10.6038/cjg2018K0755
钟珊珊, 何金海, 管兆勇, 等. 2009. 1961—2001年青藏高原大气热源的气候特征. 气象学报, 67(3): 407-416. DOI:10.3321/j.issn:0577-6619.2009.03.007