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
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
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,2005;Qian et al., 2007;陈际龙和黄荣辉,2008;Ding 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,2008;Ding et al., 2008;Wu 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., 2015;Ha 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, 1994;Chang et al., 2000a, b;Gong and Ho, 2002;Yang and Lau, 2004;Ma,2007;Zhou et al., 2009;Qian and Zhou, 2014;Zhu 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, 2005,2008;Yang et al., 2011;戴逸飞等,2016;Zhu 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., 1992;Hsu and Liu, 2003),季风雨带北移(Zhao and Chen, 2001;Duan et al., 2005, 2013;Wang 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).
高原感热计算方法同Duan和Wu(2008):
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其中,βs是干空气密度(单位:kg·m-3),计算方法为βs=ps/RdTa;ps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-1;Ta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-1;Ts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(INDV,https://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.Ch与INDV的关系如下(戴逸飞等,2016):
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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 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 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.
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.
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.
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,2003;Zhu 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.
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.
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 7b,c),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,2002;Duan et al., 2005),垂直运动方程可以写成:
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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.
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
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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, 2010;Wang 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 9a,9c)在中国东部表现为偏南风;200 hPa风场中(图 9b,9d),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.
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.
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.
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.
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.
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