2019, Vol. 38
青藏高原(下称高原)是世界海拔最高的高原, 被称为世界屋脊, 其特殊的下垫面以及独特的地势高度, 其动力和热力作用对大气环流有巨大的影响, 是研究全球气候变化不可忽视的区域。高原低涡是高原主要的降水天气系统(叶笃正等, 1979), 是水平尺度为300~500 km的α中尺度天气系统, 主要分布在500 hPa层。其发生、发展、移出将造成雷暴、强降水等灾害性天气(张顺利等, 2001; Yu et al, 2012), 特别是夏季在四川地区产生的暴雨天气过程(Kuo et al, 2009)。低涡东移出川时, 容易造成长江中下游、黄淮流域以及华北地区强降水(Kuo et al, 1984)。对高原低涡相关科学问题的研究, 揭示其发生发展的规律, 有利于高原及其周边灾害性天气的及时预警预报。
20世纪40年代, 就开始了高原天气系统的研究工作, 60年代提出高原低涡存在事实(吴永森等, 1964), 陈乾等(1964)首次对高原低涡进行研究指出, 高原低涡的水平尺度约为500 km, 垂直厚度2~3 km。随着两次青藏高原大气科学实验(QXPMEX, 1979; TIPEX, 1998)的实施和开展, 一方面丰富了青藏高原的观测资料, 加深了高原地区影响大气环流的热力和动力因素的研究, 另一方面对高原低涡和切变线的生成、发展及其影响都有较为深入的认识(Dell'Osso et al, 1986)。青藏高原地形的复杂和特殊性, 严重制约着气象资料的观测, 导致高原西部的资料缺乏, 对高原天气系统的研究产生了巨大阻碍。部分学者利用500 hPa天气图进行高原低涡的人工识别, 对高原低涡的研究有着重大的指导作用(李跃清等, 2010; 彭广等, 2011)。由于西部站点缺少, 导致人工识别结果不够全面。李国平等(2014)基于NCEP/NCAR再分析资料, 运用低涡人工识别判定条件(青藏高原气象科学研究拉萨会战组, 1981)进行高原低涡识别统计, 同时建立了高原低涡再分析资料数据集, 认为1981—2010年低涡生成频数呈现明显增多的趋势。虽然在资料上弥补了西部观测站点稀少的问题, 但人工识别过程仍不够客观。林志强等(2013)利用NCEP/NCAR再分析资料以及新定义的客观识别技术分析了2009年高原低涡的活动特征, 指出帕米尔高原东部和新疆西南部、西藏西北部、青海西南部和那曲西北部为主要的低涡生成源地, 并将识别结果与低涡年鉴结果进行对比, 得出了较年鉴结果涡源整体偏西的结论。张博等(2017)利用CFSR再分析资料对2001—2010年高原低涡进行客观分析, 认为涡源主要位于西藏的那曲、改则、双湖、申扎一带, 并主要向东北、正东和东南移动。
青藏高原是对流层中部的巨大热源, 地面感热是高原地区最主要的热量之一, 对我国乃至整个东亚的大气环流都具有重要影响, 是影响我国旱涝的关键因素。李栋梁等(2003)指出高原感热偏强的区域, 其年际变化也大。张长灿等(2017)研究发现高原春季地表感热空间分布呈现“西强东弱”的特征, 5月最强且年际变化最大。解晋等(2018)认为在季节尺度上, 感热通量与气象因子的季节相关性较好。程译萱等(2018)指出在对流层中下层, 高原地形边缘处, 大气热源越强, 则温度梯度越大。在高原感热研究的基础上, 李国平等(2002, 2016)通过求解涡旋模式的初值问题, 分析了高原低涡流场结构, 得出地面感热对高原低涡生成和发展的影响, 认为地面感热对低涡的发生发展起重要作用, 夏季高原低涡生成频数与地面感热呈显著正相关。
本文利用1979—2016年的CFSR高精度再分析资料对高原低涡进行客观分析, 挑选特征年份验证客观识别方法, 并与林志强等(2013)的结果以及年鉴结果进行比较, 讨论高原低涡生成源地以及年际变化, 为研究高原低涡活动特征及其生成的动力、热力条件打下基础。
2 资料与方法 2.1 资料所用资料取自CFSR 1979—2016年500 hPa高度场、风场、降水率的再分析资料, 空间分辨率为0. 5°×0. 5°经/纬度, 时间每6 h一次[00:00(北京时, 下同), 06:00, 12:00和18:00]。
水汽资料取自ERA-Interim 1979—2016年的月平均全气柱水汽含量(total column water vapour)再分析资料, 空间分辨率为0. 5°×0. 5°经/纬度。
2.2 高原低涡的识别标准基于人工识别低涡的判定标准以及低涡的高度场与风场特征, 定义了客观识别判定方法:选取76°E—100°E, 25°N—40°N为高原低涡的识别范围; 在500 hPa等压面上, 低涡中心位势高度低于周围8个格点的值; 低涡中心的位势高度值应在500 km内最小; 同一时刻, 500 km以内若同时出现2个及2个以上的低涡中心, 取位势高度值低的为低涡识别中心; 高原低涡的持续时间应在2个时次(12 h)以上; 定义t时次低涡中心5个经/纬距半径圆内的环境风场矢量之和的方向为环境风场方向, 利用t与t+1时次的低涡位置矢量差定义低涡的移动方向。若环境风场方向与低涡移动方向夹角小于90°, 且t与t+1时次低涡中心距离小于300 km, 即认为t与t+1时次的低涡为同一低涡, t时次低涡即初生低涡, t+1时次低涡为维持低涡。利用维持低涡与初生低涡的位置关系可以确定低涡移动路径; 参考王金虎等(2015)西南低涡客观识别的气旋性条件, 若某一点(i, j)周围8个格点的风向呈逆时针旋转, 且每个格点的风向角度都在气旋性环流的范围之内(图 1), 即: (i, j)表示格点位置(经度, 纬度), 箭头表示低涡中心周围各格点风向, (i+1, j)格点风向应在图中虚线B范围之内, (i+1, j+1)格点风向应在(i+1, j)与(i, j+1)格点风向角度(点虚线A)之间, 其他格点同理。符合这一条件的为一次闭合气旋式环流。
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图 1 高原低涡风向特征示意 Fig. 1 The diagram of Qinghai-Tibetan Plateau Vortex circulation characteristics |
对1979—2016年高原低涡进行客观识别, 建立38年的高原低涡数据集, 挑选出低涡个数最多的2008年和次最少且有年鉴记录的2009年作为特征年进行验证, 以证明所采用的客观识别方法的可行性, 并选取2008年和2009年青藏高原低涡切变线年鉴(李跃清等, 2010; 彭广等, 2011)作为标准进行验证。
3.1 高原低涡年变化客观识别的高原低涡生成个数在2008年全年绝大多数月份大于年鉴结果[图 2(a)], 就整个高原地区生成频数来看, 年鉴的低涡个数约为客观识别的一半; 两者在高原东部地区(高原90°E以东)的个数一致。比较2009年客观识别与年鉴低涡个数的变化[图 2(c), (d)]可以看出, 无论高原全区还是高原东部, 客观识别与年鉴的高原低涡个数均呈现出夏季增多冬季减少的变化规律。综合2008年和2009年的低涡比较, 说明在年鉴有低涡的区域, 客观识别的低涡个数与年鉴接近, 且生成频数年变化趋势也基本吻合。
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图 2 青藏高原低涡生成个数年变化比较 Fig. 2 The changes month by month of Qinghai-Tibetan Plateau Vortex initial frequency |
由此推断, 在相同区域与时间范围内对低涡频数的统计及其随时间的变化上, 客观识别与年鉴结果基本一致。可以认为, 客观识别方法用以分析低涡生成频数及其随时间的变化是可行的, 同时采用格点再分析资料可以弥补高原西部站点缺少的不足, 使得客观识别方法对高原低涡的分析更为全面。
3.2 高原低涡生成位置图 3为2008年、2009年高原低涡生成位置客观识别与年鉴的对比。2008年整个青藏高原客观识别出低涡106个, 其中90°E以东地区与年鉴相等, 均为47个。2009年客观识别出低涡46个, 90°E以东地区年鉴结果为55个, 客观识别出29个, 相对较少。从2008年整体分布情况来看, 由于高原气象观测站主要集中在高原东部地区, 年鉴结果全部分布在90°E及其以东地区, 而客观识别结果则分布在整个高原, 两种结果在高原中东部对应较好。2009年年鉴低涡发生位置同样集中于高原东部地区, 客观识别与年鉴低涡位置分布较为分散。比较两年的位置情况, 两种结果并没有一一对应, 产生差异可能是由于常规气象观测站与再分析资料格点的位置不同造成的。为更细致地探究客观识别和年鉴的差异, 本文接下来将进一步结合低涡生成时间与空间进行比较。
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图 3 高原低涡生成源地不同方法的比较 曲线轮廓表示高原地形边界(下同) Fig. 3 The different methods of Qinghai-Tibetan Plateau Vortex initial location comparison. The contour indicates the boundary of Plateau (same as after) |
利用高原探空站以及小球测风站的位置分布(王鑫等, 2009)分析得到高原气象站点的平均距离(简称站点距离)为3.2个经/纬距, 由于再分析资料格点较气象站点密集, 客观识别的低涡位置分布也更为密集。当客观识别与年鉴低涡位置差异小于站点距离时, 则其差异可认为是由于高原站点稀疏造成的, 即认为两者吻合, 识别的是同一低涡。
客观识别得到的高原低涡数据中2005—2014年的结果与同期年鉴结果进行对比(表 1), 在同一天内两者均识别出低涡, 则认为时间吻合; 在同一天内生成且两者识别的低涡中心距离小于站点平均距离, 则认为两者时空吻合; 定义时空吻合的低涡个数与时间吻合的低涡个数的比值即识别吻合率。吻合率即可在一定程度说明客观识别方法与年鉴方法的异同。
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表 1 2005—2014年青藏高原东部低涡发生频数的客观识别与年鉴比较 Table 1 The frequency comparison of Qinghai-Tibetan Plateau Vortex objective recognition and almanac recognition on east Plateau from 2005 to 2014 |
根据表 1, 高原东部10年间平均每年客观识别出34个低涡, 少于年鉴低涡个数48个; 客观识别出低涡中的61%发生的同一天有年鉴低涡记录, 在相同时间客观识别出的低涡中有66%(平均吻合率)可以在年鉴中找到。西部站点稀少, 部分低涡生成于高原西部, 随西风气流在下游地区被年鉴统计, 故高原东部客观识别的低涡个数少于年鉴个数, 由此, 年鉴反映的低涡位置不能准确反映低涡的初生位置, 在一定程度上, 客观识别年鉴低涡的准确率可能还会高于表 1的统计结果。
相同时间(客观识别日期与年鉴低涡日期为同一天)客观识别低涡位置及位势高度与年鉴对比(表 2)不难发现, 在年鉴低涡c0804、c0806、c0827、c0842、c0843和c0847的发生日期, 客观方法未识别出对应的低涡(表中记为-)。根据年鉴识别的判定条件(青藏高原气象科学研究拉萨会战组, 1981)中对高原低涡风场和高度场的特征描述, 利用CFSR再分析资料绘制出客观方法未识别出低涡的6个时刻的高度场和风场天气图(图 4), 运用年鉴识别的判定方法, 人工分析是否有高原低涡生成, 判断客观识别方法得到的低涡位置能否满足年鉴的识别标准。
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表 2 2008年高原低涡客观识别与年鉴结果的对照 Table 2 The comparison of Qinghai-Tibetan Plateau Vortex objective recognition and almanac recognition in 2008 |
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图 4 客观方法未识别出高原低涡所在时刻的500 hPa高度场(彩色区, 单位: dagpm)和风场(矢量, 单位: m·s-1)分布 A表示年鉴识别位置 Fig. 4 The wind (vector, unit: m·s-1) and height field (color area, unit: dagpm) at 500 hPa of missing Qinghai-Tibetan Plateau Vortex objective recognized date. The capital A indicates the location of almanac recognition |
对比年鉴低涡c0804、c0806、c0827、c0842、c0843和c0847的发生位置(A)与其发生日期对应的高度场与风场(利用客观识别低涡的风场高度场资料绘制), 分析图 4中的环流状况可知, 除图 4(a)中年鉴低涡位置(A)西北部出现了低压槽以外, 整个高原地区[图 4(b)~(f)]均未出现明显的低压天气系统, 因此利用年鉴识别的判定标准人工分析高度场与风场情况, 均未能在年鉴低涡位置(A)处分析出低涡。由此可以说明, 利用年鉴识别的判定方法未能在以CFSR再分析资料绘制的天气图上人工分析出低涡, 说明不同资料(包括不同的再分析资料)会产生一定的识别结果差异。
表 2中客观识别出的41个低涡日期中, 挑选出两种方法位置最为相近的6组绘制CFSR高度场与风场天气图, 利用年鉴判别方法人工分析低涡位置与客观识别位置的差异, 以说明再分析资料的适用性以及客观识别方法的可行性。
图 5中, R所示的客观识别位置均出现明显的低涡环流, 低涡中心与R所在位置对应较好。图 5(e)和5(f)中, 存在两个低涡, 其高度场与风场情况均满足低涡年鉴判定标准, 可以认为同时出现了两个低涡, 但两个低涡中仅有一个被识别出。由于年鉴利用一日两次(08:00和20:00)的历史天气图统计低涡, 为了与客观识别结果比较, 故定义低涡维持时间应在12 h及其以上。通过对前后6 h CFSR天气图的查阅, 图 5(e)和5(f)中偏西的低涡持续时间小于12 h, 故未被客观方法识别出。
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图 5 青藏高原低涡年鉴与客观识别的高原低涡发生日期的高度场(彩色区, 单位: dagpm)和风场(矢量, 单位: m·s-1)分布 A表示年鉴位置, R表示客观识别位置 Fig. 5 The wind (vector, unit: m·s-1) and height field (color area, unit: dagpm) of the initial location comparison of Qinghai-Tibetan Plateau Vortex objective recognition and almanac recognition at occurring date. The capital A indicates the location of almanac recognition, R indicates the location of objective recognition |
图 5所示年鉴低涡位置(A)与客观识别位置(R)对应较好, 人工分析两者的高度场、风场情况均满足年鉴识别判定标准, 说明客观识别方法在一定程度上可以补充年鉴上资料缺乏地区的不足, 也从侧面反映出本文采用的CFSR高精度再分析资料, 在高原地区具有较好的适用性, 可用于低涡的客观识别及其相关研究。
3.3 高原低涡移动路径李跃清等(2010)在《青藏高原低涡切变线年鉴2008》指出, 2008年全年47次高原低涡过程均造成降水, 除了影响青藏高原, 对中国其余地区有影响的高原低涡共有28个。其中c0831低涡是当年影响我国降水最强的高原低涡, 造成6个大于100 mm以上的降水中心区, 过程雨量达到245.7 mm。由此, 如能利用客观识别方法对c0831低涡进行识别追踪, 可以对低涡造成的强降水天气过程做出及时的预报预警, 保障人民的生命财产安全。下面将从c0831低涡个例的发生发展讨论客观识别与年鉴低涡移动情况的差异。
从图 5(d)中可以看出, 客观识别与年鉴的低涡发生位置基本吻合, 且均满足风场和高度场的判定条件。2008年7月19—21日, 年鉴和客观识别的低涡都呈现明显的向东移动, 在低涡的移动过程中, 客观识别移动路径(R, 识别时间依次为7月19日18:00、20日00:00、20日12:00和20日18:00)与年鉴结果(A, 识别时间依次为7月20日08:00、20日20:00和21日08:00)呈现出较好的重叠(图 6), 低涡消亡位置均对应较好, 且路径覆盖高原的范围大致相同。由此可以说明年鉴c0831所代表的高原低涡, 可以利用客观识别方法从发生时间和移动路径上被完整地识别追踪其发生、消亡及移动路径, 并能确定低涡产生的降水区域范围及移动方向, 对今后高原及其周边地区的强降水天气更加精确的预警、预报具有重要的科学价值。
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图 6 2008年7月19—21日低涡c0831客观识别与年鉴移动路径对照 折线表示客观识别(R)路径, 虚折线表示年鉴识别(A)路径 Fig. 6 The tracks comparison of objective recognition and almanac recognition of c0831 Vortex form 19 to 21 July 2008.The capital R indicates the tracks of objective recognition, A indicates the tracks of almanac recognition |
近年来, 再分析资料在气象上得到了广泛的应用, 许多专家学者利用格点再分析资料对高原低涡进行了客观识别与统计。基于人工识别的判别标准, 根据大气环流特征并运用动力学原理, 提出了不同的低涡判别条件。
林志强等(2013)利用NCEP/NCAR的6 h一次(08:00, 14:00, 20:00和次日02:00)风场、高度场再分析资料, 水平分辨率为1°×1°经/纬度, 从高度场、风场、低涡面积、低涡强度等方面定义了高原低涡判别标准, 在对低涡气旋性的判定上与本文标准不同, 林志强等(2013)认为低涡中心临近等值线外圈格点上的风在逆时针切向上的投影之和应为正, 即可认为低涡呈气旋性环流, 并规定了低涡强度为低涡中心位势高度值与中心同纬度60°E—120°E的位势高度之差乘以-1。林志强等(2013)利用该判定标准对2009年高原低涡的活动特征进行了分析。下面就2009年高原低涡活动特征本文与林的分析结果进行比较。
从纬向上看[图 7(b), 以北纬为正], 本文与林志强等(2013)的分析结果在纬度上偏差并不明显, 本文的纬度平均偏差为2.07°, 林志强等(2013)的偏差为2.21°, 基本相同。从经向偏差看[图 7(a), 以东经为正], 本文比林志强等(2013)的结果更接近于年鉴, 林志强等(2013)的结果偏差为7.65°, 本文偏差4.93°。总体来看, 本文客观识别结果相对于林的结果更接近于年鉴的位置。
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图 7 2009年高原低涡不同客观识别相对于年鉴低涡发生位置的经度(a)、纬度(b)偏差 Fig. 7 The latitude and longitude deviation of the different Qinghai-Tibetan Plateau Vortex objective recognized initial location relative to almanac recognized initial location in 2009 |
将经纬偏差结合, 年鉴位置作为对照基准点用坐标原点表示, 将本文和林识别的位置结果进行对比(图 8)。
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图 8 2009年高原低涡客观识别相对于年鉴的位置偏差[单位: (°)]由内到外圆的半径分别表示1倍、2倍和3倍于年鉴低涡的距离 Fig. 8 The location deviation of Qinghai-Tibetan Plateau Vortex objective recognized initial location relative to almanac recognized initial location in 2009.Unit: degree. The radius of round from the inside out indicate 1, 2, 3 times of the distance between almanac vortexes |
经过统计固定范围的低涡个数: 1倍站点距离的范围中, 林志强等(2013)占11.8%, 本文占37.5%; 2倍距离中, 林志强等(2013)占55.9%, 本文占62.5%;3倍距离中, 林志强等(2013)占73.5%, 本文占91.6%。总体来看, 相对于林志强等(2013)的结果, 本文与年鉴的识别位置更为接近, 特别是小于1倍站点的平均距离范围, 这说明本文识别结果与年鉴的误差较大程度是由于站点的稀疏造成的。第一、二、三、四象限分别表示相对于年鉴标定低涡位置的东北、西北、西南、东南方向。在这四个方向上, 林志强等(2013)的结果整体偏西, 占总数的88.2%, 其中西南最多占55.9%、东北和东南最少, 均为5.9%。本文较林志强等(2013)的结果分布更均匀, 相对于年鉴结果略为偏西, 占60%, 东南方向最少, 占12%。综上所述, 相对于林志强等(2013)的结果, 本文的客观识别方法更准确且没有明显的固定偏差。
根据低涡生成频数随时间的变化以及生成位置的分析, 初步验证了本文客观识别方法的可行性。通过识别位置的比较, 本文采用的方法相对于林志强等(2013)的结果, 可以更准确地判别低涡生成位置。
5 高原低涡的气候特征 5.1 高原低涡生成频数从本文客观识别的近38年的高原低涡总体变化(图 9)来看, 平均每年生成的高原低涡个数为71个(黑色代表生成个数大于71个, 灰色为少于71), 其年际变化随时间呈现出增加的趋势, 低涡平均每年增多0. 3个, 这与李国平等(2014)的研究结果相近。1981—1996年, 低涡生成个数偏少; 1997—2016年低涡生成个数明显偏多; 从MK检验图中可以看出, UB与UF曲线的交点出于1997年前后, 即表明1997年前后出现气候突变; UF曲线由1979—1995年小于0转变为1997年以后大于0, 意味着1996年以前高原低涡生成频数明显偏少, 1997年之后明显偏多, 呈现出增加的趋势。将低涡生成个数9年滑动平均后发现, 38年间呈现出先减后增的气候趋势(虚曲线), 且呈现出明显的年代际变化, 即由1980、1990年代偏少变为2000年代偏多, 2010年代低涡频数有下降趋势。最小值出现在1984年, 仅为45个, 最大值出现在1997年和2008年, 达到106个。
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图 9 1979—2016高原低涡生成个数(a)及其Mann-Kendall检验(b) Fig. 9 The Qinghai-Tibetan Plateau Vortex generated frequency (a) and Mann-Kendall test (b) from 1979 to 2016 |
从图 10(a)中可以看出, 高原低涡的生成位置较为集中, 主要有四个涡源位置, 分别位于青藏高原西北部那曲地区以及喜马拉雅山脉以南。高原主体低涡生成源地主要集中在那曲地区, 平均每年大约生成96个。这与章基嘉等(1988)以及近年来的研究结果吻合(王鑫等, 2009; 李国平等, 2014)。此外, 本文发现喜马拉雅山脉以南也可能是低涡生成源地。
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图 10 1979—2016年青藏高原年平均低涡生成个数(a, 单位:个)、年降水量(b, 单位: mm)及年平均大气水汽含量(c, 单位: kg·m-2) Fig. 10 The location of Qinghai-Tibetan Plateau Vortex generated frequency (a, unit: pc), mean annual precipitation (b, unit: mm), mean annual total column water vapour above Plateau (c, unit: kg·m-2) from 1979 to 2016 |
高原低涡是高原地区主要的降水天气系统, 高原地区的多年平均降水量[图 10(b)]和年平均大气水汽含量[图 10(c)]总体偏少, 喜马拉雅山脉及横断山脉以南是降水量和水汽含量的高值区, 这与图 10(a)所示的高原南部的低涡生成频数大值的位置较为吻合。高原东部以及四川盆地低涡生成频数偏多, 其降水和水汽含量也偏多, 表明在高原南侧和东侧受地形强迫和侧边界的动力效应形成的低涡为湿涡; 高原主体西北部的低涡生成主要源地水汽含量和降水均偏少, 因此在高原主体生成的低涡主要为干涡。综上表明, 在高原南侧由于地形强迫作用, 有利于生成低涡, 其不仅是低涡生成的源地之一, 而且生成的低涡以湿涡为主; 那曲地区水汽含量偏少且降水稀少, 其生成的低涡多为干涡。对于低涡的干湿性质, 将在今后的研究中, 将进一步深入讨论。
6 结论与讨论基于CFSR高空间分辨率再分析资料, 定义了高原低涡的客观识别方法, 并对其识别结果进行验证, 从而进一步分析了低涡活动特征。
(1) 客观识别的低涡在变化特征方面与人工识别(年鉴)的统计结果相近, 低涡中心位置较之前的研究(林志强等, 2013)更为接近年鉴结果, 识别精度尚待提高。
(2) 1979—2016年青藏高原年平均生成71个低涡, 最多生成106个(1997和2008年), 最少生成45个(1984年), 近38年低涡总体呈每10年3个的趋势在增加。在1997年前后低涡生成个数发生气候突变, 由之前的平均62个增加到77个。
(3) 高原主体西北部的那曲地区是低涡(干涡)生成源地的主要集中地; 喜马拉雅山脉南侧也是低涡生成地, 而且是湿涡生成的主要源地。
本文采用客观识别技术对低涡的统计相对于人工识别, 排除了人为主观因素, 也大大降低了工作量, 弥补了高原西部站点稀少导致的问题。通过选取2008年作为特征年, 对其年变化以及低涡生成位置的分析, 初步验证了客观识别方法对高原低涡识别的适用性。通过与林志强等(2013)对2009年低涡活动特征的对比, 本文的客观识别方法似乎更接近年鉴结果。
客观识别方法虽然在高原低涡的分析上具有一定的效果, 但由于青藏高原地形复杂, 观测资料较少, 再分析资料在高原上的准确性和适用性有待提高, 客观识别判定条件在以往的研究中并未有统一的标准, 本文的客观识别方法还需要在今后的工作中逐步改进和完善。
Dell'Osso L, Chen S J. 1986. Numerical experiments on the genesis of vortices over the Qinghai-Tibet plateau[J]. Tellus Series A-dynamic Meteorology & Oceanography, 38(3): 236–250.
|
|
Kuo Y H, Cheng L, Anthes R A. 2009. Mesoscale Analyses of the Sichuan Flood Catastrophe, 11 15 July 1981[J]. Monthly Weather Review, 114(11): 1984.
|
|
郁淑华, 高文良, 彭骏. 2012. 青藏高原低涡活动对降水影响的统计分析[J]. 高原气象, 31(3): 592–604.
|
|
陈乾, 1964.青藏高原地区500 hPa低涡的天气气候分析[C]//兰州: 兰州天动会议技术材料, 127-129.
|
|
程译萱, 范广洲, 张永莉, 等. 2018. 青藏高原及周边地区垂直温度梯度特征及其成因分析[J]. 高原气象, 37(2): 333–348.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2017.00057 |
|
解晋, 余晔, 刘川, 等. 2018. 青藏高原地表感热通量变化特征及其对气候变化的响应[J]. 高原气象, 37(1): 28–42.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2017.00019 |
|
李栋梁, 魏丽, 李维京, 等. 2003. 青藏高原地面感热对北半球大气环流和中国气候异常的影响[J]. 气候与环境研究, 8(1): 60–70.
|
|
李国平, 赵邦杰, 杨锦青. 2002. 地面感热对青藏高原低涡流场结构及发展的作用[J]. 大气科学, 26(4): 519–525.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2002.04.09 |
|
李国平, 卢会国, 黄楚惠, 等. 2016. 青藏高原夏季地面热源的气候特征及其对高原低涡生成的影响[J]. 大气科学, 40(1): 131–141.
|
|
李国平, 赵福虎, 黄楚惠, 等. 2014. 基于NCEP资料的近30年夏季青藏高原低涡的气候特征[J]. 大气科学, 38(4): 756–769.
|
|
林志强, 周振波, 假拉. 2013. 高原低涡客观识别方法及其初步应用[J]. 高原气象, 32(6): 1580–1588.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2012.00153 |
|
李跃清, 郁淑华, 彭骏, 等. 2010. 青藏高原低涡切变线年鉴2008[M]. 北京: 科学出版社.
|
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彭广, 李跃清, 郁淑华, 等. 2011. 青藏高原低涡切变线年鉴2009[M]. 北京: 科学出版社.
|
|
青藏高原气象科学研究拉萨会战组. 1981. 夏半年青藏高原500毫巴低涡切变线的研究[M]. 北京: 科学出版社, 1-122.
|
|
王金虎, 李栋梁, 王颖. 2015. 西南低涡活动特征的再分析[J]. 气象科学, 35(2): 133–139.
|
|
王鑫, 李跃清, 郁淑华, 等. 2009. 青藏高原低涡活动的统计研究[J]. 高原气象, 28(1): 64–71.
|
|
吴永森, 1964.高原夏季500 hPa低涡的初步研究[C]//青海省气象论文集(2).西宁: 青海人民出版社, 18-19.
|
|
叶笃正, 高由禧. 1979. 青藏高原气象学[M]. 北京: 科学出版社, 122-126.
|
|
张博, 李国平. 2017. 基于CFSR资料的高原低涡客观识别技术及其应用[J]. 兰州大学学报(自然科学版), 53(1): 106–111.
|
|
张顺利, 陶诗言, 张庆云, 等. 2001. 1998年夏季中国暴雨洪涝灾害的气象水文特征[J]. 应用气象学报, 12(4): 442–457.
DOI:10.3969/j.issn.1001-7313.2001.04.007 |
|
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[J]. 高原气象, 36(1): 13–23.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00028 |
|
章基嘉, 朱抱真. 1988. 青藏高原气象学进展[M]. 北京: 科学出版社.
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