2017, Vol. 36
表1(Table 1)
2. 中国科学院大学, 北京 100049;
3. 成都信息工程大学大气科学学院, 成都 610225
青藏高原 (下称高原) 季风及其对气候影响的研究已有半个多世纪的历史。20世纪50年代中期, 叶笃正等 (1957)最先指出夏季贴近高原周围的风基本上是绕着高原做气旋式旋转的, 同时向高原辐合造成上升运动, 这种现象是由高原的热力作用所造成高温的直接结果。随后徐淑英和高由禧 (1962)提出对自由大气而言, 高原是一个特殊的热力系统, 其热力作用的季节变化可能引起类似海陆风现象和季节性的热力气压系统。在高原上, 由于冬夏冷热源的变化, 也将引起冷高压和热低压的季节变换, 这样就会引起像海陆间一样的季风现象。1962年在甘肃省气象学会年会上, 高由禧和汤懋苍 (1979)首次提出了“高原季风”的概念。其后汤懋苍等 (1979)、叶笃正和高由禧 (1979)公开发表了论著, 分析了高原季风的结构及其气压场、降水场和温度场的平均特征, 此后高原季风的概念广泛受到国内学者的关注。Tang et al (1984)在对美国西部高原季风的研究中发现其基本特征与高原季风一致。从此高原季风开始得到国际同行的认可。数值模拟结果也显示夏季高原的加热作用能够形成热低压和高原季风 (Kuo et al, 1981)。这样, 高原季风从事实分析和模拟实验两方面均得到了确认。
季风指数是衡量季风强弱的标准, 也是探讨季风演变规律的基础。而有关高原季风指数定义的研究已经开展了许多 (汤懋苍等, 1984; 齐冬梅等, 2009; 田俊等, 2010; Xun et al, 2012; 王颖等, 2015), 汤懋苍等 (1984, 1995) 从600 hPa高度场出发, 定义了一个传统高原季风指数 (TPMI), 初步分析了高原季风的年际和年代际变化特征, 指出高原季风存在94个月 (约8年) 的显著周期。随后白虎志等 (2001)以TPMI为基础定义了高原季风指数, 初步确定了高原季风开始和结束的时间。Xun et al (2012)在TPMI的基础上重新定义了新的高原季风指数, 探讨了高原季风与大气环流异常的联系。齐冬梅等 (2009)和田俊等 (2010)从夏季高原季风环流系统特点出发, 利用600 hPa风场定义了高原夏季风指数, 发现与TPMI相比, 新指数与川渝地区的夏季降水及气温相关更好。
土壤湿度是地球气候系统中陆-气相互作用过程中的一个关键物理量, 它能够通过改变地表的反照率、热容量以及向大气输送的感热、潜热通量等影响区域气候 (马柱国等, 2001)。且土壤湿度的变化会对地表水循环产生影响, 改变地表蒸发, 并且直接影响陆-气间的水分交换和能量交换 (Koster et al, 2001; 贾东于等, 2014)。
Douville et al (2000, 2001, 2002, 2003) 研究表明, 印度和非洲地区春季土壤湿度变化会明显地影响当地日降水和季风系统的年际变化强度, 且土壤湿度对季节气候的演变和季节时间尺度降水的预测也具有深远影响。乐益龙等 (2007)研究发现东亚夏季风和河套地区以及西南地区春季土壤湿度之间存在较大的正相关。Chow et al (2008)利用区域气候模式研究了春季青高原初始土壤湿度对1998年中国初夏夏季风系统的影响, 提出高原初始土壤湿度的增加使青藏高原地区空气温度、垂直速度、地表加热减少, 使长江中下游地区季风降水增加, 而华南地区降水减少。崔洋等 (2010)通过RegCM3.0区域气候模式研究探讨了春季高原陆面过程中土壤湿度变化对亚洲夏季风建立过程中高原地表热状况、大气环流及中国夏季降水的影响。Zhang et al (2011)研究表明春季土壤湿度 (4-5月) 主要通过改变地表热状况而对东亚夏季风环流 (6-8月) 和中国东部降水产生显著的影响, 其中长江流域中下游广阔地区的春季土壤湿度与中国东部夏季降水相关尤其显著。Liu et al (2012)研究了夏季土壤湿度对中国东部地区冬季气候的时滞效应, 发现早冬 (11月) 的东亚冬季风及中国东部地区的空气温度与前期夏季 (6-8月) 中国东部土壤湿度显著相关, 显著中心位于黄河下游地区。詹艳玲等 (2012)分析了6月长江中下游和春季东亚季风区土壤湿度的关系, 表明长江中下游6月降水与前期春季土壤湿度存在很显著的正相关关系。当晚春 (4-5月) 长江中下游地区土壤湿度偏高时, 使得6月夏季风较常年偏弱, 长江中下游降水量较常年偏多。
从以上论述可以看出, 国内外学者早已认识到对土壤湿度与高原季风研究的重要性, 在这方面已有不少有意义的研究成果, 但对于高原季风演变规律及其与高原土壤湿度之间关系的研究尚不多见。本文针对这一薄弱环节, 从高原季风的风场特征出发, 构建了一个更能反映高原季风演变特征的高原季风新指数, 并初步探讨高原春季 (4-5月) 土壤湿度与高原夏季风之间的联系, 对理解高原气候变化有重要参考价值。
2 资料与方法 2.1 资料选取利用1979-2014年水平分辨率为0.75°×0.75°的欧洲中期天气预报中心 (European Centre for Medium Range Weather Forecasts, ECMWF) 的ERA-Interim再分析资料, 包括逐日降水量、逐月2 m高空气温度、逐月土壤湿度、逐月经向风、纬向风以及月平均位势高度, 其中土壤湿度在垂直方向分为四层, 厚度分别为7, 21, 72和189 cm。
齐冬梅等 (2009)、华维等 (2012)和Xun et al (2012)均用ECMWF再分析资料计算了高原季风指数, 故而将ERA-Interim再分析资料用于高原季风研究是可行的。赵天宝等 (2006)研究表明ERA-40月平均2 m气温和降水能反映出中国区域的温度场和降水场的时空分布特征。对于土壤湿度而言, Li et al (2004)和张文君等 (2008)对多种土壤湿度再分析资料在中国区域的可信度进行了评估, 发现ERA-40资料能较好的反映中国土壤湿度的年际变化特征。Su et al (2013)利用高原那曲和玛曲地区土壤湿度实测资料对ECMWF再分析资料进行了评估, 发现在玛曲地区ECMWF能较好的反映季风时期的土壤湿度变化特征, 而在那曲地区则高估了土壤湿度; 若只考虑液态的土壤水分, 则ECMWF能够合理描述高原上的区域土壤湿度变化特征。刘川等 (2015)对土壤湿度的再分析资料和模式资料在高原地区的适用性进行了评估, 发现对于ERA-Interim, 大部分站点的相关系数>0.6, 通过了0.01显著性水平检验; 对比美国国家环境预报中心 (NCEP) 的CFSR再分析资料, ERA-Interim与观测值更接近。由于中国西部以及高原地区地面观测站少, 观测时间晚, 缺测较多, 数据的可利用性低, 且目前用于研究的观测资料大多约为10年的时间尺度。因此, 对于中国区域尺度或者长时间尺度的气候研究而言, 利用土壤湿度再分析资料成为研究工作的替代品 (左志燕等, 2008), 且ERA-40土壤湿度资料具有分布均匀、长时间尺度和高时空分辨率的优势, 而本文利用的ERA-Interim资料是欧洲中心最新的一套再分析资料, 采用与ERA-40一样的TESSEL (Tiled ECMWF Scheme for Surface Exchanges over Land) 陆面模式, 但在ERA-40的基础上升级为四维变分的同化算法, 更改了模型参数, 并应用了更多的卫星和地面观测资料进行资料修正, 提高了资料的精度和水平分辨率 (Dee et al, 2011)。
2.2 趋势检验和相关分析方法为揭示高原季风的演变规律, 本文主要应用Mann-Kendall非参数检验法和相关分析方法 (魏凤英, 1999; 李政等, 2009), 对1979-2014年高原季风指数的变化特征应用Mann-Kendall非参数检验法进行分析讨论。Mann-Kendall检验法可以对时间序列进行趋势检验以及突变分析, 其优点是不需要样本遵从一定的分布, 也不受少数异常值的干扰。这里不赘述趋势检验统计量Z以及突变检验统计量UF、UB的具体算法。对于Z, 当|Z|≥Z1-α/2, 其中±Z1-α/2为标准正态偏量, α为检验的置信水平, 表示在α置信水平上, 时间序列数据存在明显的上升或下降趋势, 反之, 则认为趋势不显著。对于UF和UB, 其突变统计序列UF和UB不但可以分析时间序列的趋势变化, 而且还可以明确突变的时间。如果UF>0, 表明序列呈上升趋势; UF < 0, 表示呈下降趋势; 当其超过临界直线时, 表明上升或下降趋势明显。如果UF和UB这两条曲线出现交点, 而交点在临界直线之间, 那么交点对应的时刻就是突变开始的时刻。为分析高原土壤湿度与高原季风的关系, 计算了高原土壤湿度与季风指数的相关系数, 显著性水平设为0.1。
2.3 高原季风指数目前对于高原季风指数的定义主要分为两类, 一种是从高度场角度出发定义的高原季风指数, 另一种是从风场角度出发定义的高原季风指数, 本文主要选取有代表性的汤懋苍等 (1984)、Xun et al (2012)以及齐冬梅等 (2009)定义的三种高原季风指数进行对比分析。
2.3.1 高原季风指数之一——TPM汤懋苍等 (1984)以 (32.5°N, 90°E) 为高原地形的中心点 (记为0点), 取 (32.5°N, 80°E)、(25°N, 90°E)、(32.5°N, 100°E)、(40°N, 90°E) 这4个点分别代表高原的西、南、东和北部, 计算出这5个点600 hPa高度场距平值TPMI为高原季风指数, 即:
| TPMI=H′1+H′2+H′3+H′4−4H′0 , | (1) |
TPMI正指数大, 表示高原夏季风强 (或冬季风弱); 负指数绝对值大表示高原冬季风强 (或夏季风弱)。
2.3.2 高原季风指数之二——DPMI在传统高原季风指数TPMI的基础上, Xun et al (2012)考虑了高原近地层 (600 hPa) 气压系统中心位置的变化, 定义了一个新的动力学高原季风指数DPMI:
| DPMI=TPMI(λ,φ)=H′1(λ+δλ,φ)+H′2(λ−δλ,φ) +H′3(λ,φ+δφ)+H′4(λ,φ−δφ)−4H′0(λ,φ) , |
其中: (λ, φ) 为低压系统中心位置的参数; (δλ, δφ) 为高原四侧点离中心位置 (λ, φ) 的距离, 这里取δλ=9°, δφ=6°。通过与TPMI指数的对比分析发现, DPMI指数能更精确地反映高原地区与高原夏季风异常有关的气象要素和气候变化特征。
2.3.3 高原夏季风指数之三——QPMI齐冬梅等 (2009)从夏季高原季风环流系统特点出发, 取6-8月27.5°N-30°N, 80°E-100°E范围600 hPa平均的西风分量距平与35°N-37.5°N, 80°E-100°E范围内平均的东风分量距平之差作为高原夏季风指数, 即:
| QPMI=U′600[27.5∘−30∘N,80∘-100∘E] −U′600[35∘−37.5∘N,80∘-100∘E] , | (3) |
其差值越大, 高原夏季风越强; 反之, 则高原夏季风越弱。该指数能更好的反映川渝地区的夏季降水和气温。
3 不同高原季风指数对比分析及高原季风演变 3.1 新构建的高原季风指数ZPMI在齐冬梅等 (2009)定义高原季风指数的基础上, 首先考虑到高原平均海拔在4000 m以上, 气压在600 hPa左右甚至更低, 有些高海拔地区600 hPa无风场; 其次, 高原在夏季是强热源, 空气在高原上受热上升, 低层空气辐合形成低压环流, 高层辐散形成高压环流 (即南亚高压)。在气压场上, 600 hPa以下整个高原为热低压控制, 500 hPa是过渡层, 400 hPa以上转变为暖高压, 南亚高压在150~100 hPa气层达到最强 (朱乾根等, 2000); 最后, 在考虑纬向风的基础上, 同时考虑经向风的影响。故而, 本研究选取550 hPa风场来定义新的高原季风指数。
从1979-2014年夏季和冬季平均高度场与风场分布 (图 1) 可以看出, 高原近地层在夏季是一个热低压, 风场呈气旋性旋转, 低层空气辐合形成低压环流。高原中心点 (32.5°N, 90°E) 南北两侧存在纬向风切变, 东西两侧存在经向风切变。而冬季高原近地层风场表现为一致的偏西风。将 (28°N-31°N, 85°E-95°E) 和 (34°N-37°N, 85°E-95°E) 区域内550 hPa平均纬向风距平之差的标准化值与 (30°N-35°N, 92.5°E-102.5°E) 和 (30°N-35°N, 77.5°E-87.5°E) 区域内平均的经向风距平之差的标准化值之和定义为高原季风指数ZPMI, 即:
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图 1 1979-2014年夏季 (a) 和冬季 (b) 高原550 hPa平均高度场 (单位: gpm) 及风场 (单位: m·s-1) 分布 Figure 1 Mean 550 hPa height field (unit: gpm) and horizontal wind field (unit: m·s-1) over the Qinghai-Xizang Plateau in summer (a) and winter (b) from 1979 to 2014 |
| ZPMI=std[U′[28∘−31∘N,85∘-95∘E]−U′[34∘−37∘N,85∘-95∘E]] +std[V′[30∘−35∘N,92.5∘-102.5∘E]] −V′[30∘−35∘N,77.5∘-87.5∘E] . | (4) |
ZPMI越大, 表明高原近地面南北两侧的纬向风切变和东西两侧的经向风切变越大, 高原近地面风场气旋性旋转越强, 高原夏季风越强; ZPMI越小则表明高原近地面风场气旋性旋转越弱, 高原冬季风越强。
3.2 高原季风的变化特征高原冬、夏季风爆发和撤退的时间是表征高原地区季风特征的重要指标。当高原季风指数为正值时, 高原上为热低压控制, 夏季风爆发, 而当季风指数为负值时, 冬季风爆发。从1979-2014年高原季风指数的年内变化 (图 2a) 可看出, 这几个高原季风指数均呈单峰型分布特征, 但其季节变化特征存在显著的差异, TPMI在3月以后大于零, 而ZPMI、DPMI分别在4、5月大于零, 表明这几个指数所定义的高原夏季风爆发的时间不一致; 6月这几个指数均达到峰值, 高原夏季风盛行, 而后季风指数逐渐减小, TPMI在9月以后小于零, 而DPMI和ZPMI在10月左右小于零, 表明不同指数所定义的夏季风撤退的时间也不一致。TPMI反映夏季风爆发和撤退的时间较ZPMI和DPMI提前1~2个月的时间, 且在高原夏季风盛行的6-9月TPMI明显弱于DPMI和ZPMI。高原夏季风爆发最明显的特征就是季风降水增多以及高原上风向的转变, 与高原降水的年变化特征 (图 2a) 比较, 发现ZPMI与DPMI能较好描述高原季风降水的年变化特征。一个好的季风指数不仅要能够准确地描述季风降水的年变化特征, 而且要能够较好地表征季风降水的年际变化特征。考虑到高原上雨季主要集中在夏季, 这里主要讨论高原上夏季降水的年际变化特征。从图 2b可看出, 高原夏季降水的年际和年代际变化特征与高原夏季风指数有较好的一致性。计算得出, 高原夏季降水和ZPMI, TPMI, DPMI, QPMI的相关系数分别为0.67, 0.52, 0.42, 0.62。相比TPMI和DPMI而言, ZPMI和QPMI能更有效的反映季风降水的年际变化特征。
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图 2 1979-2014年高原季风指数以及降水量 (单位: mm) 的年变化 (a) 以及高原夏季降水量与季风指数 (b) 和冬季风指数 (c) 的年际变化 Figure 2 Seasonal variation of precipitation (unit: mm) and plateau monsoon indices (a), and interannual variation of plateau summer precipitation and monsoon indices (b), and interannual variation of winter indices (c) during 1979-2014 |
选取夏季 (6-8月) 和冬季 (12月-次年2月) 高原季风指数, 分析得到1979-2014年高原夏季风指数 (图 2b) 和冬季风指数 (图 2c) 的年际变化曲线。可以发现, 这几个冬、夏季风指数具有相似的年际以及年代际变化特征, 总体均呈现上升的趋势, 且夏季风增强的趋势更明显。对高原夏季风指数和冬季风指数进行Mann-Kendal趋势检验 (表 1), 在给定的显著性水平α下, Z的临界值为±1.96。这4个夏季风指数的Z统计量均大于零, 表明夏季风总体呈现增强的趋势, 而其中ZPMI、TPMI以及QPMI夏季风指数的Mann-Kendal趋势检验统计量Z>1.96, 表明夏季风增强的趋势显著。对于冬季风指数, Mann-Kendal趋势检验统计量Z均大于零, 但没有通过0.05显著性水平检验, 证明冬季风增强的趋势不明显。
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表 1 1979-2014年高原季风指数的Mann-Kendal趋势检验的Z统计量 Table 1 Statistics Z of the Mann-Kendall trend test for plateau summer and winter monsoon indices from 1979 to 2014 |
为进一步揭示高原季风的变化特征, 采用Mann-Kendal突变性检验分析对高原夏季风以及冬季风指数的突变性进行研究。从ZPMI夏季风指数的UF和UB变化曲线 (图 3a) 可以看出, 在1979-2014年期间, 存在一个突变年, 即1998年高原夏季风的变化趋势由减弱转变为增强, 表明高原夏季低压在1998年发生了由弱到强的转变, 且在2004年以后UF值超过了0.05显著性水平线, 表明高原夏季风在2004年以后显著增强。图 3(b)为ZPMI冬季风指数的UF和UB变化曲线, 1990年以前高原冬季风出现减弱-增强-减弱的小波动变化特征, 变化趋势不显著, 随后出现24年的增强过程, 其中1995-2008年增强的趋势明显。对于TPMI夏季风指数 (图 3c), 高原夏季风在2002年发生了由弱到强的突变, 2009年以后高原夏季风显著增强。对于TPMI冬季风指数 (图 3d), 近36年出现了减弱-增强相间的变化趋势。图 3e是DPMI夏季风指数的UF和UB变化曲线, 除少数几个年份UF < 0, UF>0, 且UF和UB两条曲线均没有超过临界显著性水平线, 表明DPMI夏季风指数整体呈现增强的趋势, 但增强的趋势不明显。图 3f是DPMI冬季风指数的UF和UB变化曲线, 与TPMI的变化趋势比较一致。对于QPMI夏季风指数 (图 3g), 存在一个突变年, 即1997年高原夏季风出现了由弱到强的突变, 2003年以后增强的趋势显著。
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图 3 1979-2014年高原夏季风指数 (a、c、e、g) 和冬季风指数 (b、d、f) 的Mann-Kendall检验的变化曲线 虚线代表零线, 粗虚线代表0.05显著性水平临界值 Figure 3 UF and UB of Mann-Kendall test statistics of plateau summer monsoon indices (a, c, e, g) and plateau winter monsoon indices (b, d, f) during 1979-2014.The dotted line represent zero line, and the thick dash line represent the significance level of 0.05 |
季风的年变化特征是季风气候中重要的一方面 (Xun et al, 2012), 通过以上分析发现, ZPMI、DPMI能够较好的反映高原冬夏季风爆发和撤退的时间。而对于冬、夏季风的年际以及年代际变化特征, 发现其变化趋势比较一致, 冬、夏季风总体呈现增强的趋势, 且夏季风变化的趋势更明显。相比其他季风指数, ZPMI能更有效的反映高原季风降水的年变化以及年际变化特征。冬、夏季风指数的Mann-Kendal突变性检验分析结果表明, 对夏季风而言, ZPMI、TPMI、QPMI分别在1998、2002、1997年发生了由小到大的突变, 而DPMI没有发生突变; 对于冬季风, 均出现减弱—增强相间的变化趋势, 且ZPMI在1995-2008年增强趋势更显著。
3.3 高原季风与降水和气温相关分析一个合理的季风指数不仅能够反映季风环流特征, 而且要能解释与之相关的天气现象 (Li et al, 2002)。因此, 下面主要探讨高原夏季风指数与同期高原降水与气温的关系。
从ZPMI指数与同期高原夏季降水的相关分布 (图 4a) 可看出, 高原主体区域夏季降水与高原夏季风呈现显著的正相关, 正相关中心位于那曲及其邻近区域, 正相关中心数值高达0.77, 通过了0.01显著性水平检验; 负相关区域主要位于高原西北部地区。这表明当高原夏季风增强 (减弱) 时, 高原主体尤其是那曲及其邻近区域的降水量可能偏大 (小), 高原西北部地区的降水量可能偏小 (大)。高原主体 (30°-35°N, 85°-102°E) 范围内TPMI指数与同期高原夏季降水呈显著的正相关, 正相关中心数值为0.70;负相关区域主要位于高原西部地区 (图 4b)。对于DPMI指数 (图 4c), 相比ZPMI和TPMI, 正相关区域显著缩小, 正相关中心数值为0.64。对于QPMI指数 (图 4d), 其相关分布特征与ZPMI类似, 只不过正相关中心更靠近高原北部区域, 正相关中心数值为0.73。可以发现, 从风场角度出发定义的高原夏季风指数 (ZPMI, QPMI) 与高原夏季降水有更好的相关性, 其中ZPMI与高原夏季降水的相关性最好。
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图 4 1979-2014年高原夏季风指数与夏季降水的相关分布 阴影区表示通过0.10显著性水平检验 Figure 4 Correlation between the plateau summer monsoon indices and summer precipitation over Qinghai-Xizang Plateau during 1979-2014.(a) ZPMI, (b) TPMI, (c) DPMI, (d) QPMI.The shaded areas have passed the significance level at 0.10 |
从高原夏季风指数与高原夏季气温的相关分布 (图 5) 可以看出, 4个夏季风指数呈现相似的相关分布, 高原主体部分为正相关分布区域, 负相关区域主要位于高原西部边缘地区。其中, TPMI指数与气温的相关最好, 正相关中心数值高达0.74。这表明当高原夏季风增强 (减弱) 时, 高原主体的气温可能升高 (降低), 高原西侧边缘地区的气温可能降低 (升高)。
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图 5 1979-2014年高原夏季风指数与夏季2 m气温的相关分布 其余说明同图 4 Figure 5 Correlation between plateau summer monsoon indices and air temperature at 2 m above the ground surface in summer over Qinghai-Xizang Plateau during 1979-2014.Others are the same as Fig. 4 |
通过对比不同高原夏季风指数与同期高原降水与气温的相关分布可知, 其空间分布型均呈现出中部、东部为正相关, 西部边缘地区为负相关。这表明在强季风年, 高原中、东 (西) 部降水多 (少), 气温高 (低); 而弱季风年, 则与之相反。这与汤懋苍等 (1984)提出的结论一致。对于其可能的物理机制, Xun et al (2012)指出在强 (弱) 高原季风年, 高原上空出现异常气旋 (反气旋) 性环流, 导致高原上出现异常的上升 (下沉) 运动; 西南 (西北) 气流控制了高原及其邻近区域, 更多 (少) 的水汽到达高原; 这些因素使得高原中部和东部 (西部) 呈现降水多 (少)、气温高 (低) 的空间分布特征。总体而言, ZPMI夏季风指数能有效的表征高原上气象要素的变化特征。
4 高原晚春土壤湿度与夏季风之间的相关分析中纬度陆地地区以及中国区域的土壤湿度异常一般能持续1~2.5个月, 且异常持续时间呈现西北长、东南短的分布趋势 (Vinnikov et al, 1996; Entin et al, 2000), 而高原地区冬季土壤冻结, 为此, 下面主要研究高原晚春 (4-5月) 土壤湿度与夏季风 (6-8月) 之间的联系。从本文所定义的高原夏季风指数 (PSMI) 与晚春土壤湿度的相关分布 (图 6) 可以看出, 高原晚春7 cm (图 6a) 土壤湿度与高原夏季风指数存在显著的相关, 通过0.10显著性水平检验, 正相关区分布在高原中部以及东部地区, 正相关中心位于高原东北部以及东部边缘地区; 显著负相关区域主要分布在高原西部地区。这表明当高原中部、东部土壤湿度偏大, 西部土壤湿度偏小时, 高原夏季风可能偏强; 反之, 当高原中部、东部土壤湿度偏小, 西部土壤湿度偏大时, 高原夏季风偏弱的可能性偏大。高原夏季风指数与高原晚春21 cm (图 6b)、72 cm (图 6c) 和189 cm (图 6d) 土壤湿度的相关系数分布与7 cm的结果相似, 但其中72 cm、189 cm显著负相关区域的范围明显减小, 而显著正相关区域的范围明显增大。高原地区不同层次土壤湿度的分布特征不同, 土壤水分含量的垂直变化与局地下垫面条件、植被覆盖、海拔等因素密切相关, 上述现象可能与高原不同区域的土壤湿度的垂直分布特征有关 (卓嘎等, 2015)。
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图 6 1979-2014年高原夏季风指数 (6-8月) 与高原晚春 (4-5月) 土壤湿度的相关分布 (a) 7 cm, (b) 21 cm, (c) 72 cm, (d) 189 cm.阴影区表示通过0.10显著性水平检验 Figure 6 Correlation between the plateau summer monsoon indices (June-August) and soil moisture over Qinghai-Xizang Plateau in April and May during 1979-2014.(a) 7 cm, (b) 21 cm, (c) 72 cm, (d) 189 cm.The shaded areas have passed the significance level at 0.10 |
为进一步揭示青藏高原晚春土壤湿度与高原夏季风之间的联系, 从图 6a中选取正相关通过0.10显著性水平检验的区域 (36°N-38°N, 92°E-102°E), 即高原东北部地区, 以及负相关通过0.10显著性水平检验的区域 (30°N-36°N, 75°E-85°E), 即高原西部地区, 计算这两个区域平均的晚春土壤湿度。分析高原东北部、西部地区1979-2014年晚春土壤湿度的标准化时间序列和高原夏季风指数 (PSMI) 的标准化时间序列, 可以发现高原东北部区域土壤湿度和PSMI指数的年际变化 (图 7a) 基本一致, 两者的相关系数为0.50(通过了0.01显著性水平检验)。而高原西部地区土壤湿度和PSMI指数 (图 7b) 的相关系数为-0.52(通过了0.01显著性水平检验), 两者的年际变化基本相反, 进一步证实了高原地区前期土壤湿度对高原夏季风异常的显著影响。
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图 7 1979-2014年晚春 (4-5月) 高原东北部地区 (a) 和西部地区 (b) 土壤湿度和PSMI指数的标准化时间序列 Figure 7 Time series of normalized soil moisture over the northeastern region (a) and the western region (b) in April and May and PSMI over the Qinghai-Xizang Plateau during 1979-2014 |
许多研究 (Grimm et al, 2007; Liu et al, 2012; 詹艳玲等, 2012) 揭示了湿 (干) 的土壤使局地地表气温偏低 (高), 导致异常的下沉 (上升) 运动。高原西部晚春的土壤湿度异常可能起着以上所提及的作用, 进而导致后期高原季风的异常。岑思弦等 (2014)研究表明夏季高原主体东部与其以北地区存在明显的热力差异, 且此热力差异与高原夏季风存在明显的正相关关系。前期高原东北部和西南部的晚春土壤湿度异常会导致后期夏季高原主体东部与其以北地区存在显著的热力差异, 进而引起高原夏季风的异常变化。高原季风的异常是由多种因素所决定的, 土壤湿度是气候变化的重要因子, 土壤湿度异常通过影响地表蒸发、改变地表对大气的加热等对大气环流和气候产生显著影响 (缪启龙等, 2011)。土壤湿度异常具有一定的持续性, 不同纬度带的土壤湿度对后期降水和气温产生影响的时间尺度不同, 对相应地区的大气状态有较大的影响 (Yeh et al, 1983)。高原晚春土壤湿度可以通过影响地表反照率、热容量以及感热、潜热交换等而改变高原热状况和热性质, 对高原地区的陆-气相互作用过程产生影响, 进而改变后期的大气环流形势, 南亚高压的强弱和位置的变化等, 使得高原夏季风的强弱和影响区域发生变化。
5 结论利用ECMWF ERA-Interim再分析资料, 基于高原季风的风场特征, 构建了一个比较合理的高原季风新指数 (ZPMI), 据此分析了青藏高原季风的变化特征, 并初步探讨了青藏高原春季 (4-5月) 土壤湿度与高原夏季风的关系, 得出以下主要结论:
(1) 根据高原季风风场特征, 定义550 hPa高原南北两侧平均的纬向风距平之差的标准化值与高原东西两侧平均的经向风距平之差的标准化值之和为ZPMI指数。该指数能有效的表征高原上气象要素的变化特征, 即:在强季风年, 高原中、东 (西) 部降水多 (少), 气温高 (低); 而弱季风年, 则与之相反。
(2) 对比分析ZPMI与TPMI、DPMI的年变化特征, 发现TPMI反映的高原夏季风爆发和撤退的时间较TPMI、DPMI提前1~2个月左右, ZPMI能更好的表征高原降水的年以及年际变化特征。其冬、夏季风指数具有相似的年际、年代际变化特征, 总体均呈现上升的趋势, 且夏季风增强的趋势更显著。
(3) 冬、夏季风指数的Mann-Kendal突变性检验分析结果表明, 对高原夏季风而言, ZPMI、TPMI、QPMI分别在1998、2002和1997年发生了突变, 趋势由减弱转变为增强, 而DPMI没有突变年; 对于冬季风, 均出现减弱—增强相间的变化趋势, ZPMI在1995-2008年的增强趋势更显著。
(4) 初步探讨了高原春季 (4-5月) 土壤湿度与高原夏季风之间的相关关系, 发现4-5月高原土壤湿度与高原夏季风存在显著的相关, 当4-5月高原中部、东部土壤湿度偏大, 西部土壤湿度偏小时, 高原夏季风可能偏强, 反之亦然。
本文只是初步探讨了高原春季土壤湿度与夏季风之间的关系, 关于其相互影响机理和大气环流特征还有待进一步研究。
致谢 感谢欧洲中期天气预报中心 (ECMWF) 提供了风场、高度场等再分析数据的下载; 感谢中国科学院西北生态环境资源研究院中国科学院超级计算兰州分中心对本课题 (项目) 的支持。| Chow K C, Johnny C, Chan L, et al. 2007. Time-lagged effects of spring Tibetan Plateau soil moisture on the monsoon over China in early summer[J]. Internal J Climatol, 28(1): 55–67. DOI:10.1002/joc.1511 | |
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