2019, Vol. 38
2. 辽阳市气象局, 辽宁 辽阳 111000;
3. 内蒙古自治区气候中心, 内蒙古 呼和浩特 010000
青藏高原(下称高原)面积近240×104 km2, 占中国国土总面积的1/4左右, 平均海拔为4000~5000 m, 有“世界屋脊”和“第三极”之称。地表非绝热加热通常由感热, 潜热和有效辐射组成, 在高原, 感热和有效辐射项为地面输送给大气的主要非绝热项(叶笃正, 1979)。刘新等(2002)研究指出, 高原的热力性质的季节变化非常明显, 在过渡季节的早期, 高原的非绝热加热的演变特征与感热的演变趋势相似, 这说明了高原区的感热加热在部分季节变化中最敏感。夏季高原热力作用正异常产生的高原大气低层气旋加强, 有利于季风水汽向北输送(Wu et al, 1998); 加强了高层反气旋的异常和南亚高压的高原热泵作用(吴国雄等, 2002; 贲海荣等, 2017)。数值模拟表明大气环流及区域气候变化对高原地面感热的总体异常有显著响应(李栋梁等, 2003; 周秀骥等, 2009)。4—6月高原感热加热可以作为东亚地区, 尤其是中国江淮等地7月降水形势的预报因子(Duan et al, 2005; 于琳琳等, 2012; 解晋等, 2018)。高原东部降水凝结潜热与长江流域为很好的正相关, 而与西北地区东部-华北-东北地区以及华南地区为负相关, 因此当高原东部7月凝结潜热增加时, 可能引起北方少雨, 且具有1~2个月的持续效应(吴国雄等, 2005; 李栋梁等, 2007)。高原冬季地面感热通量对北方春季沙尘暴有显著影响(钟海铃等, 2004)。可见高原的热力作用对中国和东亚地区以及全球的大气环流演变都有极其重要的作用(蒋兴文等, 2010; 何金海, 2011)。
我国北方地区干旱化形势严峻, 位于气候和生态系统过渡带的半干旱区具有敏感性和可恢复性(符淙斌等, 2002; 张红丽等, 2016)。近几十年来, 随着全球气候变暖的不断加剧、大气环流格局发生调整, 全球干旱程度增加(李茂松等, 2003; Dai, 2011; 胡实等, 2015)。自20世纪80年代以来, 西北东部和华北以有干旱化趋势为主要特征, 这种干旱化的趋势在近15年不断加剧, 降水减少和气温升高是其产生的主要原因(李新周等, 2006)。我国北方旱涝特征同东亚夏季风以及大气环流异常特征在年代际尺度上是密切相关的(李新周等, 2006)。区域性的降水异常与大范围的环流异常场关系密切(黄荣辉等, 2013)。而高原西部热力正异常可以加强高原的低涡形成和移动, 可能对下游天气产生影响(刘新等, 2007)。高原非绝热加热的形态从春季到夏季有很好的持续性, 春季高原的加热与夏季东亚降水形式分布有很好的相关(刘新等, 2007; 张盈盈等, 2015)。高原前期地表加热与夏季降水的年际增幅异常间存在更为密切的联系, 而且显著相关的区域明显扩大(于琳琳等, 2012)。高原加热异常增加会加强东亚亚热带锋面雨的爆发(Wang et al, 2008), 高原东部热力和西部积雪对季风北边缘带有调制作用, 进而影响北方旱涝(Zhang et al, 2018b), 表明高原热力状况对夏季北方环流的影响存在时空差异。而在以往的分析中, 很少将高原分为不同的区域进行讨论, 由于高原地区复杂的地貌特征, 高原不同区域的热力状况对北方环流异常的影响不同, 因此, 有必要对高原不同气候区的地表非绝热加热异常对我国北方环流异常影响的结果和机制做进一步的探讨。
2 资料选取与方法介绍 2.1 资料选取研究范围选取青藏高原地区(69°E—105°E, 25°N—45°N)及我国北方地区(35°N以北)。本文建立的高原地表非绝热加热指数的时段为1958—2015年, 由于环流资料选择的影响, 热指数对我国北方环流异常的研究时段为1979—2013年。由于7月中旬前后, 影响我国北方旱涝异常的行星尺度系统在7月中旬前为西风带长波, 7月中旬后为东亚夏季风环流和西太平洋副热带高压(下称西太副高), 为了对比不同的行星尺度系统对我国北方环流异常影响的年际变化差异, 将夏季分为初夏(6—7月)和盛夏(7—8月)。
使用的资料包括:
(1) 计算地表非绝热加热时, 感热计算的参数参考高世仰等(2017a)高原非均匀下垫面热力输送系数的估算结果; 辐射资料采用美国宇航局NASA(National Aeronautics and Space Administration)搭载在近极地轨道卫星Terra和Aqua的CERES(Cloud and the Earth’s Radiant Energy System)传感器获取的CERES_SYN1deg _Ed3A产品(http://ceres.larc.nasa.gov/order_data.php), 选用了全天气条件下的地表向上长波辐射和大气逆辐射资料。选用时间范围为2000—2015年, 时间分辨率为月, 空间分辨率为1°×1°的资料进行研究。
(2) 对于高原地表非绝热加热指数的影响因子资料的选择, 尽管不同的再分析资料之间存在明显的数值差异, 但其年际变化比较一致, 其中ECMWF(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)资料与观测资料值相对比较接近(Zhu et al, 2012), 且可信度普遍高于其他再分析资料(赵天保等, 2006; 郑旭程等, 2012), 因此选用ECMWF再分析资料, 包括高原地区近地面10 m温度、地表温度、近地面2 m温度、以及500 hPa的相对湿度和温度资料。在分析高原地表非绝热加热指数对我国北方环流异常的影响时, 环流资料选取500 hPa的高度场, u、v风场。选用时间范围为1979—2013年, 时间分辨率为月, 空间分辨率为0.25°×0.25°。
2.2 方法介绍 2.2.1 多元线性回归在气象预报的统计中, 很难找到与单一变量相关性良好的影响因子, 实际上, 气象要素的变化通常和多个变量的变化有关, 因为大多数的多元非线性问题都可以转化为多元线性问题解决, 因此, 在气象统计的研究中, 大多数的回归分析方案都是运用多元线性回归的方法。
多元线性回归分析就是针对某一变量y, 选取其P个影响因子, 即为x1, x2, …, xp。在研究他们之间的联系时, 做n次抽样, 每一次抽样依次记为y1, y2, …, yn。他们的因子依次记为xi1, xi2, …, xip(i=1, 2, …, n)。建立多元线性回归模型:
| $\left\{ \begin{array}{l} {y_1} = {\beta _0} + {\beta _1}{x_{11}} + {\beta _2}{x_{12}} + \ldots + {\beta _p}{x_{1p}} + {e_1}\\ {y_2} = {\beta _0} + {\beta _1}{x_{21}} + {\beta _2}{x_{22}} + \ldots + {\beta _p}{x_{2p}} + {e_2}\\ \ldots \ldots \\ {y_n} = {\beta _0} + {\beta _1}{x_{n1}} + {\beta _2}{x_{n2}} + \ldots + {\beta _p}{x_{np}} + {e_n} \end{array} \right., $ | (1) |
式中: β0, β1, …, βp为P+1个待估计参数; x1, x2, …, xp为P个一般变量; 设e1, e2, …, en是n个相互独立的且遵从同一正态分布N(0, σ2)的随机变量。
利用这样的回归模型得到的估计方程即为多元线性回归方程, 记为
| $y = {b_0} + {b_1}{x_1} + {b_2}{x_2} + \ldots {\rm{ }} + {b_p}{x_p}, $ | (2) |
式中: b0, b1, b2, …, bp分别为β0, β1, β2, …, βp的估计, 记为各个因子的相关系数。
多元线性回归模型建立之后, 还需要进一步对回归函数进行统计检验, 以判定回归方程的可靠程度, 包括拟合优度检验R2, 方程总体线性的显著性检验(F检验)等(张景阳等, 2013)。其中R2越接近1, 模型的拟合优度越高; 给定显著性水平α(本文选取0.05, 其置信区间为95%), 查表得到临界值Fα(k, n-k-1), 根据样本求出F统计量的数值, 通过F > Fα(k, n-k-1)来判定原方程总体上的线性关系是否显著成立。
在气象预报的统计中, 多元线性回归方案通常把选取的时间分为两个部分, 在第一部分时间段内, 建立多元线性回归模型, 确定参与回归的各项影响因子的权重系数, 权重系数随时间和空间变化; 在第二部分时间段内, 利用多元线性回归方案得到的相应的权重系数计算变量y, 并与该时间段内的资料进行对比, 以检验多元线性回归方案的可行性(李佰平等, 2012)。
2.2.2 高原地表感热的计算已知风速和地气温差, 感热通量可由以下整体输送法计算:
| $H = \rho {C_p}{C_H}V\left({{T_s} - {T_a}} \right), $ | (3) |
式中: ρ为大气密度; CP为定压比热; CH为热力输送系数; V为10 m风速; Ts为地表温度; Ta为2 m气温。
式(1)中的CH通过参数化方案得到(高世仰等, 2017b)。
2.2.3 高原地表非绝热加热的计算地面常以感热, 潜热及有效辐射三种形式给大气提供热量, 其中感热和有效辐射是高原地面输送给大气的主要非绝热加热项(叶笃正, 1979), 另外由于潜热一项的贡献值较小, 潜热的计算不确定较大, 尤其是对于高原东南部地区, 地表植被状况尤为复杂(周娟等, 2017), 所以本文在计算高原地表非绝热加热时暂时忽略了地表潜热的影响。因此, 本文计算的高原地表非绝热加热项利用的基本公式为非绝热加热=感热+地表有效辐射。其中地表有效辐射为地表向上长波辐射与大气逆辐射的差值。
利用高世仰等(2017b)所估算的高原非均匀下垫面热力输送系数, 计算了高原地表感热的资料, 结合于涵等(2018)所计算高原地表有效辐射的资料及其对高原的气候分区, 利用基本公式:非绝热加热=感热+地表有效辐射, 计算了2000年3月至2015年2月的高原地区地表非绝热加热资料, 并将15年的资料分为两个部分: 2000年3月至2012年2月和2012年3月至2015年2月, 前者用来建立多元回归方案, 后者用来检验回归方案的可行性。
2.2.4 高原地表非绝热加热模态根据计算的高原地表非绝热加热资料, 参考于涵等(2018)的分析结果, 同样利用EOF的分析方法, 分析了高原地表感热的时空分布特征(图略), 得到了相似的气候分区结果, 由于在高原地表对大气的加热过程中, 感热与有效辐射的贡献高达94% (叶笃正, 1979), 因此该气候分区可以认为是高原地表非绝热加热的不同气候分区(图 1):西部边缘(Ⅰ区), 中西部腹地(Ⅱ区), 东北(Ⅲ区), 东南(Ⅳ区)四个气候分区, 并且在四个气候分区分别选取精度为3°×3°的区域作为代表区域进行研究。本文将按照这样的气候分区对高原不同气候分区的地表非绝热加热状况以及对我国北方环流异常的影响进行分析。
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图 1 高原地区地表非绝热加热的气候分区 方框为各气候分区选取的精度为3°×3°的代表区域 Fig. 1 The climatic regions of surface diabatic heating in the Qinghai-Tibetan Plateau. The rectangle is representative area of each regions with 3°×3° |
高原的热力性质的季节变化非常明显, 在过渡季节的早期, 高原的非绝热加热的演变特征与感热的演变趋势相似, 这说明了高原区的感热加热在季节变化中最敏感(刘新等, 2002)。除此之外, 高原非绝热加热的另一项有效辐射, 其贡献超过37%, 而且有效辐射也随地表属性、云、大气温度及大气水汽的变化相应的发生改变, 其年际变化特征都很明显(季国良等, 1995)。由于资料时间范围的限制, 目前根据上述方法计算的地表非绝热加热资料只有2000年以来的资料, 而在此之前的高原地表热力状况的区域性差异和季节性差异还有待进一步的了解, 因此本文将利用多元线性回归分析的方法, 建立一个高原地表非绝热加热指数, 以表征高原不同气候分区的地表热力状况。
由于高原地表感热项的主要影响因子为地表风速和地气温差(高世仰, 2017a), 而高原地表有效辐射的主要影响因子为地表温度, 大气温度和大气相对湿度(蔡雯悦等, 2012; 王学佳等, 2013; 于涵等, 2018)。因此利用多元线性回归的方法, 首先将影响因子做标准化处理, 并在各个气候分区选取代表区的数据做区域平均处理, 再将同样的代表区的2000年3月至2012年2月地表非绝热加热资料做区域平均处理, 进而将与其对应的影响因子做多元回归分析, 得到不同高原气候分区的不同因子的权重系数(表 1)。从表 1中可以看到, 高原不同气候分区不同影响因子的权重不同, 这与不同的高原气候分区的地表属性、云、大气温度以及大气水汽的不同有着密切的联系。
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表 1 高原不同气候分区的非绝热加热资料影响因子的权重系数 Table 1 The weight coefficients of the impact factors of surface diabatic heating data of different climate regions of Qinghai-Tibetan Plateau |
根据表 1中的不同高原气候分区的不同因子的权重系数建立了多元线性回归方程。
高原西部边缘(气候Ⅰ区):
| $Heat = - 0.047 + 0.065{W_{10{\rm{m}}}} - 0.178{\rm{d}}T + 1.181{T_{2{\rm{m}}}} - 0.364{T_{500}} - 0.198R{h_{500}}, $ | (4) |
高原中西部腹地(气候Ⅱ区):
| $Heat = - 0.010 + 0.231{W_{10{\rm{m}}}} - 0.449{\rm{d}}T - 0.576{T_{2{\rm{m}}}} + 1.582{T_{500}} - 0.509R{h_{500}}, $ | (5) |
高原东北部(气候Ⅲ区):
| $Heat = 0.015 + 0.057{W_{10{\rm{m}}}} - 0.106{\rm{d}}T + 1.158{T_{2{\rm{m}}}} - 0.238{T_{500}} - 0.157R{h_{500}}, $ | (6) |
高原东南部(气候Ⅳ区):
| $Heat = 0.015 + 0.222{W_{10{\rm{m}}}} - 0.006{\rm{d}}T + 4.263{T_{2{\rm{m}}}} - 2.370{T_{500}} - 1.517R{h_{500}}, $ | (7) |
式中: Heat为高原地表非绝热加热指数; W10m为近地面10 m的风速; dT=Ta-Ts为近地面温度与地表温度的差值, 即地气温差; T2m是近地面2 m的温度; T500是500 hPa的大气温度; Rh500是500 hPa的大气相对湿度。
2.2.6 高原地表非绝热加热指数的检验对建立的多元线性回归方程进行拟合优度检验和方程总体性的显著性检验(表 2)。从表 2中可以看到, 相比于高原中西部腹地(气候Ⅱ区)和高原东南部(气候Ⅳ区), 高原西部边缘(气候Ⅰ区)和高原东北部(气候Ⅲ区), R2的值更接近于1, 说明在高原西部边缘(气候Ⅰ区)和高原东北部(气候Ⅲ区)的拟合度更好, 从F检验的结果看, 所有的气候分区均通过0.05的显著性检验, 因此本文建立的多元线性回归方程效果较好。因此利用上述的多元回归方程计算了2012年3月至2015年2月的高原地表非绝热加热资料, 并将其与原始资料进行检验(图 2)。从图 2中可以看到, 所有的高原气候分区均通过0.05的显著性检验。但是相较于其他气候分区, 高原东南部(气候Ⅳ区)的相关系数偏小, 相关研究表明, 由于高原的东南部地表环境复杂, 植被的生长状况复杂, 其水汽的影响较为明显, 地表非绝热加热与地表潜热项的关系密切(周娟等, 2017), 因为本文在计算地表非绝热加热时, 忽略了地表潜热的一项, 对于高原东南部(气候Ⅳ区)的计算偏差较其他分区较大, 但其仍然通过了0.05的显著性检验。然后, 在此基础上利用上述多元线性回归方程计算了1958—2015年的高原不同气候分区的地表非绝热加热指数, 同时将所计算的高原加热指数与ECMWF地表感热资料做了各个季节的对比检验(图 3)。从图 3中可以看出, 除了在高原西部边缘(气候Ⅰ区)和高原东北部(气候Ⅲ区)的冬季没有过相关性检验, 其他所有的气候分区各个季节都通过了0.01的显著性检验。这些可能与高原西部边缘(气候Ⅰ区)和高原东北部(气候Ⅲ区)在冬季的积雪以及地表状况的影响有关。这些可以说明, 本文计算的高原地表非绝热加热指数可以表征高原不同气候分区的地表加热特征, 此方法具有一定的科学意义。
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表 2 高原不同气候分区的多元线性回归方程的显著性检验结果 Table 2 The results of the significance test of multiple linear regression equations of different climate regions of Qinghai-Tibetan Plateau |
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图 2 高原不同气候分区的重建资料与原始资料的对比及其对应的相关系数 Fig. 2 The comparison between the reconstructed data and the original data of the different climatic regions on the Qinghai-Tibetan Plateau and the corresponding correlation coefficients |
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图 3 高原不同气候分区的重建资料与ECMWF地表感热资料的对比及其对应的相关系数 画线均通过0.01的显著性检验 Fig. 3 The comparison between the reconstructed data and the surface sensitive heating data of the ECMWF of the different climatic regions of the Qinghai-Tibetan Plateau and the corresponding correlation coefficients. The correlation coefficients passed the significance test of 0.01 with lines |
因此根据上述的多元线性回归方程计算了1958—2015年的高原地表非绝热加热指数(Heat), 并做了标准化处理。每个代表区的高原地表非绝热加热指数代表该气候分区的地表非绝热加热状况。
3 结果与分析 3.1 高原地表非绝热加热指数的年际变化特征根据重建的高原地表非绝热加热指数分析其年际变化(图 4)可以看出, 由于地表非绝热加热状况有所区别, 因此不同气候分区的年际变率明显不同。地表非绝热加热指数在四个气候分区均呈现夏季最大, 冬季最小, 春秋次之的分布; 而且对比四季而言, 在夏季的年际变化较为明显, 尤其是在高原中西部腹地(气候Ⅱ区)和高原东南部(气候Ⅳ区)出现了明显的年代际变化。在高原西部边缘(气候Ⅰ区), 地表非绝热加热指数除了冬季为微弱下降的年际变化以外, 其他季节都为微弱的上升趋势; 在高原中西部腹地(气候Ⅱ区), 地表非绝热加热指数则表现为四季均为下降趋势, 且年代际变化较为明显, 出现了1958—1978年偏高、1978—1998年偏低、1998年以后又偏高的年代际变化; 在高原东北部(气候Ⅲ区), 地表非绝热加热指数除了冬季表现为微弱的下降趋势外, 其他季节均为微弱的上升趋势; 而在高原东南部(气候Ⅳ区), 地表非绝热加热指数在四季均表现为下降趋势, 特别是在冬季的下降趋势尤为明显。值得一提的是, 在20世纪80年代中期至21世纪初期, 所有的气候分区, 地表非绝热加热指数在四季均出现了明显的下降趋势, 这与近年来许多学者的研究结论相一致(Niu et al, 2004; You et al, 2010; Duan et al, 2009, 2011; Yang et al, 2011; Zhu et al, 2012; 王学佳等, 2013)。
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图 4 高原不同气候分区1958—2013年地表非绝热加热指数季节平均的年际变化趋势 Fig. 4 The interannual variation trend of the seasonal mean surface diabatic heating of the Qinghai-Tibetan Plateau in different climatic regions from 1958 to 2013 |
根据本文所建立的指数, 以及标准化处理的结果, 挑选出超过均值一个标准差的异常年份, 挑选出高原不同气候分区地表非绝热加热指数夏季异常的代表年份(表 3)。从表 3中可以看出, 在高原的不用气候分区, 热指数的异常年份不同, 有必要分别分析地表非绝热加热指数不同的异常模态对我国北方环流异常的影响。因为高原西部边缘(气候Ⅰ区)和高原东北部(气候Ⅲ区)对我国北方环流异常的影响效果较大, 因此本文将重点分析高原西部边缘(气候Ⅰ区)和高原东北部(气候Ⅲ区)的异常模态对我国北方环流异常的影响。
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表 3 高原地表非绝热加热指数不同气候分区夏季异常年份 Table 3 Abnormal years of surface diabatic heating index of the Qinghai-Tibetan Plateau in summer of different climate regions |
研究表明, 我国东部夏季降水集中程度, 降水雨带主要分为华南前汛期、梅雨期及华北东北雨季(江志红等, 2006)。我国北方如华北、东北地区进入雨季大多是在7月旬之后, 且实际天气过程中, 我国北方雨季也是在华南地区的后汛期降水时段发生(Zhang et al, 2006; 刘扬等, 2012; 王晓芳等, 2013; 丁婷等, 2015; 郭恒等, 2016)。我国北方旱涝特征同东亚夏季风以及大气环流异常特征在年代际尺度上密切相关(李新周等, 2006)。区域性的降水异常与大范围的环流异常场关系密切(黄荣辉等, 2013), 为了探讨高原地表非绝热加热对我国北方环流异常的影响, 根据高原西部边缘(气候Ⅰ区)和高原东北部(气候Ⅲ区)的夏季异常年份, 分别分析了北半球中低纬度500 hPa环流合成场(图 5、图 6)。
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图 5 高原西部边缘(Ⅰ区)地表非绝热加热指数夏季异常年份500 hPa高度距平场(阴影, 单位: ×10-1 m2·s2)和位势高度气候场(等值线, 单位: ×10-4 m2·s2) 虚线为110°E和120°E分界线 Fig. 5 The distribution of geopotential height anomaly field(the shaded, unit: ×10-1 m2·s2) and geopotential height climatic field (contours, unit: ×10-4 m2·s2) at 500 hPa in the abnormal years in summer of surface diabatic heating index of the west edge of the Qinghai-Tibetan Plateau. The dotted line is the boundary of the longitude 110°E and 120°E |
从图 5中可以看到, 初夏在高原西部边缘(气候Ⅰ区), 地表非绝热加热异常增强年, 在对应的500 hPa环流距平场上可以看到, 高原西部边缘为负异常, 我国北方120°E以西为正异常, 120°E以东为负异常; 而在地表非绝热加热异常减弱年, 高原西部边缘为正异常, 我国北方地区为正异常, 而对应的西太副高的位置为负异常; 对比两者的差值场可以更为明显的看到, 高原地表非绝热加热的异常增强, 会使对应的高原西部边缘环流距平场呈现负异常, 使得其上空的槽加强; 使得我国北方地区为负异常, 其上空的槽加强, 对应的西太副高的位置为正异常, 使其北抬加强, 这些都有利于降水的形成, 有助于我国北方干旱化程度减弱。同样通过对盛夏环流特征的分析可以看到, 在高原西部边缘, 地表非绝热加热异常增强年, 在对应的500 hPa环流距平场上可以看到, 高原西部边缘同样为负异常, 而我国华北地区为正异常, 东北地区为负异常, 对应的西太副高的位置为正异常; 而在地表非绝热加热异常减弱年, 高原西部边缘为微弱的负异常, 我国北方120°E以西为正异常, 120°E以东为负异常, 对应的西太副高的位置为正异常, 但没有地表非绝热加热异常增强年明显; 同样对比了两者的差值场更为清晰地看到, 在高原西部边缘地表非绝热加热异常增强时, 在对应的500 hPa环流距平场上可以看到, 我国北方对应的是正异常, 而西太副高南侧有微弱的负异常, 使得水汽输送偏弱, 这些都不利于降水, 使得我国北方干旱化程度加深。因此高原Ⅰ区地表非绝热加热异常增强时, 在初夏, 我国北方为距平负异常控制, 有利于降水的产生; 而在盛夏, 我国北方地区基本为距平正异常控制, 有可能导致干旱化加剧。
同样的方法分析了在高原东北部(气候Ⅲ区)地表非绝热加热异常年份的环流合成场(图 6)。从图 6中可以看出, 在初夏, 高原东北部地表非绝热加热异常增强时, 对应的500 hPa环流距平场上可以看到, 高原东北部为负异常, 我国北方地区为负异常, 且对应的西太副高的位置为正异常; 而高原东北部地表非绝热加热异常减弱时, 高原东北部的负异常明显减弱, 而我国北方地区为明显的负异常, 只有最北边有部分地区为正异常, 对应的西太副高的位置的负异常, 使其减弱; 对比两者的差值可以清晰看到, 在高原东北部地表非绝热加热异常增强时, 对应的500 hPa环流距平场上, 高原东北部为负距平, 我国北方为负距平, 使其上空的槽增强, 西太副高的位置为正距平, 使得西太副高西伸北抬, 有利于水汽输送, 这些条件都有利于降水的形成, 有助于我国北方干旱化程度的减缓。同样分析了盛夏, 高原东北部地表非绝热加热异常增强时, 对应的500 hPa环流距平场上, 高原东北部为微弱的负距平, 我国北方为负距平, 西太副高的位置为正距平; 而高原东北部地表非绝热加热异常减弱时, 高原东北部的负距平现象明显减弱, 我国北方地区, 大部分地区都是微弱的负距平, 而对应的西太副高的位置为微弱的正距平; 对比两者的差值可以清晰地看到, 在高原东北部地表非绝热加热异常增强时, 高原东北部为微弱的负距平, 我国北方大部分地区为负异常, 使得其上空的槽加强, 而对应的西太副高为显著的正异常, 有利于我国北方的降水, 使得我国北方地区干旱现象减弱; 而在我国东北地区北部, 出现了部分的正异常, 使其高空对应的槽减弱, 不利于降水, 干旱程度加剧。因此高原东北部地表非绝热加热异常增强时, 在初夏, 我国北方地区处于负距平的位置, 西太副高对应的位置为正距平, 有利于带来降水, 而在盛夏, 我国北方大部分地区位于负距平的位置, 有利于降水的形成, 但在东北地区北部为正距平, 使得干旱加剧。
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图 6 高原东北部(Ⅲ区)地表非绝热加指数夏季异常年份500 hPa高度距平场(阴影, 单位: ×10-1 m2·s2)和位势高度气候场(等值线, 单位: ×10-4 m2·s2) 虚线为经度110°E和120°E分界线 Fig. 6 The distribution of geopotential height anomaly field (the shaded, unit: ×10-1 m2·s2) and geopotential height climatic field (contours, unit: ×10-4 m2·s2) at 500 hPa in the abnormal years in summer of surface diabatic heating index of the northeast of the Qinghai-Tibetan Plateau. The dotted line is the boundary of the longitude 110°E and 120°E |
为了更好地证明高原地表非绝热加热与我国北方环流异常的相关性, 分别将高原西部边缘(气候Ⅰ区)和高原东北部(气候Ⅲ区)的地表非绝热加热指数与500 hPa高度场做相关分析(图 7), 其中实线内区域通过了90%的信度检验。从图 7中可以看到, 其与对应的初夏高原西部边缘地表非绝热加热异常年份的高度距平场(图 5左列)的分布相似, 表现为高原西部边缘上空为负相关, 我国北方为负相关。与其对应的盛夏高原西部边缘地表非绝热加热异常年份的高度距平场(图 5右列)的相似分布, 同样表现为高原西部边缘为负相关, 我国北方地区为负相关, 但在西太副高的位置出现了微弱的正相关。类似的, 在高原东北部出现负相关, 而我国北方北部为微弱的负相关, 华北地区为正相关, 其分布形势与对应的初夏高原东北部地表非绝热加热异常年份的高度距平场(图 6左列)的分布相似。同样, 图 7(d)表现出来高原东北部为负相关, 我国北方大部分地区为正相关, 而偏东部沿海一带出现了微弱的负相关, 其对应的西太副高的位置有正相关的现象; 同样其分布形势与对应的盛夏高原东北部地表非绝热加热异常年份的高度距平场(图 6右列)的分布相似。可以看出高原地表非绝热加热指数与环流距平场之间的相关性较高, 表明了高原的加热作用与我国北方环流异常的关系密切。相关研究表明, 欧亚波列的不同模态与高原夏季热力作用减弱趋势一致(Zhang et al, 2017, 2018a), 而东亚夏季的旱涝异常的发生可能与高原的地形以及扰动的相互作用关系密切(Park et al, 1997)。因此探讨了高原地表非绝热加热指数与波列传播的相关性, 首先将1979—2013年经向风场做EOF分析, 并将其不同模态的时间序列与高原地表非绝热加热指数做相关分析。分别分析了初夏和盛夏, 高原西部边缘和高原东北部地表非绝热加热指数与经向风场不同模态的时间序列的相关关系(图 8, 图 9)。
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图 7 夏季500 hPa高度场距平与高原西部边缘和高原东北部的地表非绝热加热指数的相关分布 实线区域内为通过了90%的信度检验的显著区域 Fig. 7 The distribution of the correlation between the geopotential height anomaly at 500 hPa and the surface diabatic heating index in the western edge of the Qinghai-Tibetan Plateau and the northeast of the Qinghai-Tibetan Plateau in summer. The real line area is pass the significant test of 90% |
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图 8 200 hPa经向风距平场的EOF第二模态以及对应的时间系数(柱状图)与高原西部边缘和东北部初夏地表非绝热指数时间序列(折线)的相关关系 Fig. 8 Correlation between the time series (bar graph) of the V-wind field at 200 hPa of the second mode of EOF and the surface diabatic heating index (polyline) of the western edge and northeast of the Qinghai-Tibetan Plateau in the early summer |
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图 9 200 hPa经向风距平场的EOF第三、五模态以及对应的时间系数(柱状图)与高原西部边缘和东北部盛夏地表非绝热指数时间序列(折线)的相关关系 Fig. 9 Correlation between the time series (bar graph) of the V-wind field at 200 hPa of the third and the fifth mode of EOF and the surface diabatic heating index (poly line) of the western edge and northeast of the Qinghai-Tibetan Plateau in the midsummer |
从图 8中可以看到, 在初夏, 经向风的EOF分解第二模态在欧亚大陆上存在明显的波列, 在中高纬度上欧亚大陆上自西向东, 表现为‘+’‘-’‘+’‘-’‘+’‘-’的波列形势, 在高原存在着负值中心, 我国北方处于正值中心控制。其对应的时间序列与高原西部边缘和高原东北部地表非绝热加热指数的相关关系都通过了90%的相关显著性检验。同样在盛夏(图 9)可以看到, 在经向风的EOF分解第三模态和第五模态上都有明显的波列存在, 在第一模态上, 高原处于正值中心的位置, 而在第五模态上, 高原西部为负中心, 东部为正中心, 而我国北方同样是在正中心的位置。其对应的时间系数也与高原西部边缘和高原东北部地表非绝热加热指数相关, 其相关系数通过了90%的显著性检验。可以认为地表非绝热加热指数序列与波列的能量传播存在一定的关系。接下来本文将试图分析地表非绝热加热指数对北方环流异常的影响机理。
3.4 高原地表非绝热加热指数与环流异常的机理解释以上证明了高原地表非绝热加热指数与我国北方环流异常是存在相关关系的, 而且高原地表非绝热加热指数与波列之间也同样存在相关性, 那么接下来本文将试图从波动能量的传播角度解释高原对我国北方环流异常的影响机理, 波动能量的传播方向可由波作用通量描述。研究表明波能的辐合积累有利于扰动的发展和维持(梅士龙等, 2008, 2009; 柯丹等, 2014), 而扰动与高原大地形的相互作用以及周边的非绝热加热异常可能与东亚夏季严重干旱事件的发生密切相关(Park et al, 1997; 柯丹等, 2014; Zhang et al, 2015)。
从200 hPa初夏和盛夏高原西部边缘地表非绝热加热异常年份, 高原以及我国北方地区波作用矢量以及波通量散度(图 10)可以看出, 在初夏高原西部边缘地表非绝热加热异常增强时, 高原西部边缘出现了辐散区, 该辐散区的波动能量向高原中部、东部, 顺延至我国东部传播, 辐合, 而在我国东北地区出现了辐散区, 我国北方其他地区大多都是辐合区, 使得我国东北地区的的槽减弱, 而华北地区的槽加强。而在高原西部边缘地表非绝热加热异常减弱时, 高原西部边缘的辐合区消失, 而在我国华北地区为明显的辐散区, 而东北地区为辐合, 使得华北地区的槽减弱, 东北地区的槽加强。为了更好的分析高原地表非绝热加热异常对我国北方环流带来的影响, 对比了高原地表非绝热加热异常强年和弱年的差值可以更为清晰地看到, 在高原西部边缘地表非绝热加热异常增强时, 高原西部边缘表现为辐散, 说明波动能量在此积累开始传播, 继而沿着高原向东传播在我国北方辐合, 使得我国北方上空的大槽增强, 而相对应的西太副高的位置, 是微弱的辐合, 也会使其能量增强, 使得西太副高有微弱的西伸, 这些都有利于降水, 使得我国北方地区干旱程度减弱。同样分析了在盛夏高原西部边缘地表非绝热加热异常增强时, 高原西部边缘仍然是一个明显的辐散区, 沿着高原向东传播, 在我国北方大多数地区为辐散, 使得我国北方地区本来的能量辐散区加强, 其对应的大槽减弱。而在盛夏高原西部边缘地表非绝热加热异常减弱时, 高原西部边缘不再是明显的辐散区, 能量向东传播, 而我国北方有明显的辐合。对比高原西部边缘地表非绝热加热异常增强年与异常减弱年的差值可以更为明显的看到, 在高原西部边缘地表非绝热加热异常增强时, 高原西部边缘区为明显的辐散区, 波动能量在此开始传播, 并沿着高原向东传播, 在我国江淮地区辐合, 但在我国北方同样是辐散区, 加强了我国北方地区系统能量的辐散, 使得其对应的槽减弱, 同样在西太副高对应的位置也有部分的辐散区, 使得其能量减弱, 西太副高东撤, 这些都不利于降水, 加剧了我国北方干旱化的程度。
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图 10 高原西部边缘(Ⅰ区)地表非绝热加热指数夏季异常年份200 hPa波作用矢量(箭头, 单位: m2·s-2)与通量散度(阴影, 单位: ×10-6 m·s-2) 虚线为110°E和120°E分界线 Fig. 10 The wave action vector at 200 hPa (vector, unit: m2·s-2) and flux divergence (the shaded, unit: ×10-6 m2·s-2) in the abnormal years of surface diabatic heating index of the west edge of the Qinghai-Tibetan Plateau. The dotted line is the boundary of the longitude 110°E and 120°E |
同样, 通过分析200 hPa初夏和盛夏高原东北部地表非绝热加热异常年份的波作用矢量以及波通量散度(图 11)可以看到, 在初夏高原东北部地表非绝热加热异常增强时, 高原东北部为辐散区, 向着高原东南部传播到我国东部, 进而向我国北方传播。使得我国北方地区的槽加强, 有利于降水; 同时可以看到在西太副高对应的位置也为辐合区, 有利于系统的增强, 为我国北方提供水汽, 有利于我国北方的降水。而在初夏高原东北部地表非绝热加热异常减弱时, 高原东北部处在辐散区, 沿着东北方向向我国北方传播, 并在我国北方辐合, 使得我国北方上空的槽加强, 同时在西太副高对应的位置也出现辐合区, 有利于西太副高的加强, 这些都有利于我国北方地区的降水, 使其干旱程度减弱。同样分析了在盛夏高原东北部地表非绝热加热异常增强时高原东北部也处于辐散区, 向东传播在我国北方地区辐合, 进而向东传播, 在我国北方沿海地区又出现了辐散的现象。而在盛夏高原东北部地表非绝热加热异常减弱时, 高原东北部的辐散区消失, 相反是辐合区, 使得能量在高原东北部汇集, 减弱了其向东传播的能量。同样对比了高原东北部地表非绝热加热异常增强与异常减弱年份的差值可以更为清晰地看到, 在盛夏高原东北部地表非绝热加热异常增强时, 高原东北部出去辐散区, 能量向东传播在我国北方地区辐合, 但是在我国北方, 使得其上空的槽加强, 同样在西太副高的位置也有辐合, 使其加强, 有利于降水; 而东北地区北部出现了微弱的辐散区, 不利于其上空系统的维持, 使其上空的槽减弱, 不利于降水。
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图 11 高原东北部(Ⅲ区)地表非绝热加热指数夏季异常年份200 hPa波作用矢量(箭头, 单位: m2·s-2)与通量散度(阴影, 单位: ×10-6 m·s-2) 虚线为110°E和120°E分界线 Fig. 11 The wave action vector at 200 hPa (vector, unit: m2·s-2) and flux divergence (the shaded, unit: ×10-6 m·s-2) in the abnormal years of surface diabatic heating index of the northeast of the Qinghai-Tibetan Plateau. The dotted line is the boundary of the longitude 110°E and 120°E |
利用高世仰等(2017b)所估算的青藏高原非均匀下垫面热力输送系数, 于涵等(2018)分析的高原地表有效辐射的EOF分析结果, 计算了高原地表非绝热加热资料, 然后根据EOF分析结果将高原分为4个气候区进行分析, 并将资料进行重建, 得到了1958—2013年的高原地表非绝热加热指数, 以表征高原不同气候分区地表加热状况。进而分析高原不同地区地表非绝热加热异常对我国北方环流异常的影响, 得到如下结论:
(1) 地表非绝热加热指数在四个气候分区均呈现夏季最大, 冬季最小, 春秋次之的分布; 在高原西部边缘(气候Ⅰ区), 地表非绝热加热指数除了冬季为微弱下降的年际变化以外, 其他季节都为微弱的上升趋势; 在高原中西部腹地(气候Ⅱ区), 地表非绝热加热指数则表现为四季均为下降趋势, 且年代际变化较为明显; 在高原东北部(气候Ⅲ区), 地表非绝热加热指数除了冬季表现为微弱的下降趋势外, 其他季节均为微弱的上升趋势; 而在高原东南部(气候Ⅳ区), 地表非绝热加热指数在四季均表现为下降趋势, 特别是在冬季的下降趋势尤为明显。
(2) 高原西部边缘(气候Ⅰ区)地表非绝热加热异常增强时, 高原西部边缘为波能辐散区, 能量在此向东部传播。在初夏, 在北方辐合, 有利于其上空槽的加强, 有利于降水的形成, 减缓我国北方干旱现象; 而在盛夏, 北方地区处于辐散区, 减弱了其上空的槽, 加剧了我国北方的干旱现象。
(3) 高原东北部(气候Ⅲ区)地表非绝热加热异常增强时, 高原东北部为波能辐散区, 能量在此向东传播。无论是在初夏还是盛夏, 都在我国北方辐合, 使其上空的槽加强, 带来降水, 干旱减弱; 仅在盛夏, 我国东北地区北部出现辐散, 使得其上空的槽减弱, 不利于降水的形成, 使得我国北方干旱加剧。
本文通过研究高原各分区波能传播对西风波列和环流的影响, 初步探究了高原地表非绝热加热对于我国北方环流异常的影响机理, 为认识高原整体地表非绝热加热的时空分布以及高原不同气候分区的地表非绝热加热变化对我国北方环流异常的影响提供参考。由于本文将高原分为四个气候区, 对于高原中西部腹地(气候Ⅱ区)和高原东南部(气候Ⅳ区)对我国北方环流异常的关系还有待进一步的探讨。
Dai A. 2011. Erratum:Drought under global warming:a review[J]. Wiley Interdisciplinary Reviews Climate Change, 2(1): 45–65.
DOI:10.1002/wcc.81 |
|
Duan A, Li F, Wang M, et al. 2011. Persistent weakening trend in the spring sensible heat source over the Tibetan Plateau and its impact on the Asian Summer Monsoon[J]. Journal of Climate, 24(21): 5671–5682.
DOI:10.1175/JCLI-D-11-00052.1 |
|
Duan A, 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[J]. Scientia Sinica Terrae, 48(2): 250–257.
|
|
Duan A, Wu G. 2009. Weakening trend in the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau during recent decades[J]. Journal of Climate, 22(15): 5691.
|
|
Niu T, Chen L, Zhou Z. 2004. The characteristics of climate change over the Tibetan Plateau the last 40 years and the detection of climatic jumps[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 21(2): 193–203.
DOI:10.1007/BF02915705 |
|
Park C K, Schubert S D. 1997. On the nature of the 1994 East Asian summer drought[J]. Journal of Climate, 10(10): 1056–1070.
|
|
Wang B, Bao Q, Hoskins B, et al. 2008. Tibetan Plateau warming and precipitation changes in East Asia[J]. Geophysical Research Letters, 35(14): 63–72.
|
|
Wu G, Zhang Y. 1998. Tibetan Plateau forcing and the timing of the monsoon onset over South Asia and the South China Sea[J]. Monthly Weather Review, 126(126): 913–927.
|
|
Yang K, Guo X F, Wu B Y. 2011. Recent trends in surface sensible heat flux on the Tibetan Plateau[J]. Science China Earth Sciences, 54(1): 19–28.
|
|
You Q, Kang S, Pepin N. 2010. Climate warming and associated changes in atmospheric circulation in the eastern and central Tibetan Plateau from a homogenized dataset[J]. Global Planet Change, 72(1): 11–24.
|
|
Zhang J, Jiang Y, Chen H S, et al. 2018a. Double-mode adjustment of Tibetan Plateau heating to the summer circumglobal teleconnection in the Northern Hemisphere[J]. International Journal of Climatology, 38(2).
|
|
Zhang J, Laurent L, Wu Z W, et al. 2015. Prolonged dry spells in recent decades over north-central China and their association with a northward shift in planetary waves[J]. International Journal of Climatology, 35: 4829–4842.
DOI:10.1002/joc.4337 |
|
Zhang J, Liu C, Chen H. 2018b. The modulation of Tibetan Plateau heating on the multi-scale northernmost margin activity of East Asia summer monsoon in northern China[J]. Global Planet Change, 161: 149–161.
DOI:10.1016/j.gloplacha.2017.12.011 |
|
Zhang Y C, Kuang X Y, Guo W D, et al. 2006. Seasonal evolution of the upper-tropospheric westerly jet core over East Asia[J]. Geophysical Research Letters, 33(11): L11708.
DOI:10.1029/2006GL026377 |
|
Zhang, J, Tang Q, Chen H S, et al. 2017. Northward shift in circulation system over the Asian mid-latitudes linked to an increasing heating anomaly over the northern Tibetan Plateau during the past two decades[J]. International Journal of Climatology, online(2): 834–848.
|
|
Zhu X Y, Liu Y M, Wu G X. 2012. An assessment of summer sensible heat flux on the Tibetan Plateau from eight data sets[J]. Science China Earth Sciences, 55(5): 779–786.
DOI:10.1007/s11430-012-4379-2 |
|
贲海荣, 周顺武, 乔钰, 等. 2017. 一个新的青藏高原热力指数的构建及其应用[J]. 高原气象, 36(6): 1487–1498.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2017.00009 |
|
蔡雯悦, 徐祥德, 孙绩华. 2012. 青藏高原东南部云状况与地表能量收支结构[J]. 气象学报, 70(4): 837–846.
|
|
丁婷, 陈丽娟, 崔大海. 2015. 东北夏季降水的年代际特征及环流变化[J]. 高原气象, 34(1): 220–229.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2013.00155 |
|
符淙斌, 温刚. 2002. 中国北方干旱化的几个问题[J]. 气候与环境研究, 7(1): 22–29.
|
|
高世仰, 2017a.青藏高原非均匀下垫面的感热估算及其时空分布特征[D].南京: 南京信息工程大学.
http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-10300-1017296095.htm |
|
高世仰, 张杰, 罗琦. 2017b. 青藏高原非均匀下垫面热力输送系数的估算[J]. 高原气象, 36(3): 596–609.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00060 |
|
郭恒, 张庆云. 2016. 北方雨季中国东部降水异常模态的环流特征及成因分析[J]. 大气科学, 40(5): 946–964.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.1510.15218 |
|
何金海. 2011. 青藏高原大气热源特征及其影响和可能机制[M]. 北京: 气象出版社.
|
|
胡实, 莫兴国, 林忠辉. 2015. 未来气候情景下我国北方地区干旱时空变化趋势[J]. 干旱区地理(汉文版), 38(2): 239–248.
|
|
黄荣辉, 刘永, 冯涛. 2013. 20世纪90年代末中国东部夏季降水和环流的年代际变化特征及其内动力成因[J]. 科学通报(8): 617–628.
DOI:10.1007/s11434-012-5545-9 |
|
季国良, 江灏, 吕兰芝. 1995. 青藏高原的长波辐射特征[J]. 高原气象, 14(4): 451–458.
|
|
江志红, 何金海, 李建平, 等. 2006. 东亚夏季风推进过程的气候特征及其年代际变化[J]. 地理学报, 61(7): 675–686.
DOI:10.3321/j.issn:0375-5444.2006.07.001 |
|
蒋兴文, 李跃清. 2010. 青藏高原地表辐射的气候特征[J]. 资源科学, 32(10): 1932–1942.
|
|
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 |
|
柯丹, 管兆勇, 2014.华中地区夏季区域性极端日降水事件的降水特征及环流异常[C]//北京: 中国气象学会年会.
|
|
李佰平, 智协飞. 2012. ECMWF模式地面气温预报的四种误差订正方法的比较研究[J]. 气象, 38(8): 897–902.
|
|
李栋梁, 何金海, 汤绪, 等. 2007. 青藏高原地面加热场强度与ENSO循环的关系[J]. 高原气象, 26(1): 39–46.
DOI:10.3321/j.issn:1000-0534.2007.01.004 |
|
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.
|
|
李茂松, 李森, 李育慧. 2003. 中国近50年旱灾灾情分析[J]. 中国农业气象, 24(1): 7–10.
DOI:10.3969/j.issn.1000-6362.2003.01.003 |
|
李新周, 马柱国, 刘晓东. 2006. 中国北方干旱化年代际特征与大气环流的关系[J]. 大气科学, 30(2): 277–284.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2006.02.10 |
|
刘新, 李伟平, 许晃雄, 等. 2007. 青藏高原加热对东亚地区夏季降水的影响[J]. 高原气象, 26(6): 1287–1292.
|
|
刘新, 吴国雄, 刘屹岷, 等. 2002. 青藏高原加热与亚洲环流季节变化和夏季风爆发[J]. 大气科学, 26(6): 781–783.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2002.06.07 |
|
刘扬, 韦志刚, 李振朝, 等. 2012. 中国北方地区降水变化的分区研究[J]. 高原气象, 31(3): 638–645.
|
|
梅士龙, 管兆勇. 2008. 对流层上层斜压波包活动与2003年江淮流域梅雨的关系[J]. 大气科学, 32(6): 107–114.
|
|
梅士龙, 管兆勇. 2009. 1998年长江中下游梅雨期间对流层上层斜压波包的传播[J]. 热带气象学报, 25(3): 300–306.
DOI:10.3969/j.issn.1004-4965.2009.03.007 |
|
王晓芳, 何金海, 廉毅. 2013. 前期西太平洋暖池热含量异常对中国东北地区夏季降水的影响[J]. 气象学报, 71(2): 305–317.
|
|
王学佳, 杨梅学, 万国宁. 2013. 近60年青藏高原地区地面感热通量的时空演变特征[J]. 高原气象, 32(6): 1557–1567.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2012.00151 |
|
吴国雄, 刘新, 张琼, 等. 2002. 青藏高原抬升加热气候效应研究的新进展[J]. 气候与环境研究, 7(2): 184–201.
|
|
吴国雄, 刘屹岷, 刘新, 等. 2005. 青藏高原加热如何影响亚洲夏季的气候格局[J]. 大气科学, 29(1): 47–56.
DOI:10.3878/j.issn.1006-9895.2005.01.06 |
|
叶笃正. 1979. 青藏高原气象学[M]. 北京: 科学出版社..
|
|
于涵, 张杰, 刘诗梦. 2018. 基于CERES卫星资料的青藏高原有效辐射变化规律[J]. 高原气象, 37(1): 106–122.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2017.00045 |
|
于琳琳, 陈海山. 2012. 青藏高原4月陆面状况和地表加热异常与中国夏季降水的联系[J]. 高原气象, 31(5): 1173–1182.
|
|
张红丽, 张强, 刘骞, 等. 2016. 中国南方和北方气候干燥程度的变化特征及差异性分析[J]. 高原气象, 35(5): 1339–1351.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2015.00099 |
|
张景阳, 潘光友. 2013. 多元线性回归与BP神经网络预测模型对比与运用研究[J]. 昆明理工大学学报(自然科学版(6): 61–67.
DOI:10.3969/j.issn.1007-855x.2013.06.010 |
|
张盈盈, 李忠贤, 刘伯奇. 2015. 春季青藏高原表面感热加热的年际变化特征及其对印度夏季风爆发时间的影响[J]. 大气科学, 39(6): 1059–1072.
|
|
赵天保, 符淙斌. 2006. 中国区域ERA-40、NCEP-2再分析资料与观测资料的初步比较与分析[J]. 气候与环境研究, 11(1): 14–32.
|
|
郑旭程, 陈海山. 2012. 全球春、夏陆面热力状况变化特征:NCEP/NCAR与ERA40再分析资料的比较[J]. 大气科学学报, 35(1): 41–50.
DOI:10.3969/j.issn.1674-7097.2012.01.005 |
|
钟海玲, 李栋梁, 魏丽. 2004. 我国北方春季沙尘暴的异常及其对冬季青藏高原地面感热的响应[J]. 中国沙漠, 24(3): 323–329.
DOI:10.3321/j.issn:1000-694X.2004.03.012 |
|
周娟, 文军, 王欣, 等. 2017. 青藏高原季风演变及其与土壤湿度的相关分析[J]. 高原气象, 36(1): 45–56.
DOI:10.7522/j.issn.1000-0534.2016.00003 |
|
周秀骥, 赵平, 陈军明, 等. 2009. 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究[J]. 中国科学(地球科学), 39(11): 1473–1486.
|
2. Liaoyang Meterological Bureau, Liaoyang 111000, Liaoning, China;
3. Climate center of Inner Mongolia autonomous region, Hohhot 010000, Inner Mongolia, China