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题 目 青藏高原热力作用与东亚夏季降水的关系

青藏高原热力作用与东亚夏季风降水的关系

Huang-Hsiung Hsu and Xin Liu

台湾大学大气科学学院，台湾 台北

Received 6 June 2003; revised 10 September 2003; accepted 29 September 2003; published 29 October 2003.

[1] 这项研究揭示了主导东亚夏季降水模式的年际变化与青藏高原在春夏季的绝热加热之间对应的密切关系。青藏高原加热波动有两个波状流通模式，它们具有强制Rossby波从深层加热散发的特性。波模式又影响了东亚夏季降水。由于青藏高原从春季到夏季的持续加热及其对周围地区的可能影响，本研究中定义的加热指数可用作JJA加热和降水分布的良好预测因子。证据表明，除了海温异常等外界条件，必须考虑理解东亚夏季降水的年际变化。索引词：3319气象和大气动力学：大气环流；3309气象和大气动力学：气候学（1620）；3354气象和大气动力学：降水（1854）；3322气象和大气动力学：地气相互作用；1620全球变化：气候动力学（3309）。引用：Hsu, H.-H., and X. Liu，青藏高原热力作用与东亚夏季风降水的关系，地球物理学。Res. Lett.，30(20)，2066，doi:10.1029/2003GL017909，2003。

1、简介

[2]东亚夏季降水（EASMR）表现出显著的年际变化。这种变异性与厄尔尼诺-南方涛动有很好的相关性[e.g., Tian and Yasunari, 1992; Weng et al., 1999; Lau and Weng, 2001]。其他研究发现，EASMR变异性与被称为日本太平洋模式的南北震荡环流有关，并表明这种模式是由热带西太平洋的海表温度异常控制[Nitta, 1987; Lau,1992; Huang and Sun, 1992]。还有人认为青藏高原（TP）加热效应可能影响EASMR。这个因素已经包括在中国气象机构使用的季节性降水预报程序中。然而，关于TP和EASMR的年际变化的可能联系的研究不如海温异常效应与EASMR年际变化的联系的研究深入。这项研究揭示了TP加热与EASMR之间的密切联系，并提出除了SST异常外的条件还应考虑到了解EASMR的年际变化。

2、数据

[3]本研究使用1958-1997年每月的NCEP/NCAR再分析[Kalnay et al.,1996]。在下面的等式中定义的非绝热加热率H约在1.875°times;1.875° 网格距28sigma;。

Q() = SH() LH() RD() (1)

其中SH()表示垂直扩散加热率，LH()表示深对流潜热释放与浅对流大尺度凝结之和，RD()表示每的净辐射加热。整个空气柱的热源（汇）被定义为

（2）

其中Cp是定压比热，Ps是地面气压以及g是重力加速度。对来自每个加热成分做出的贡献检测表明整个空气柱的热源（汇）由潜热控制。其他NCEP资料网格距为2.5°times;2.5°。在本项研究中使用气候研究中心（CRU）的降水量资料[New et al., 1999]仅覆盖了陆地区域0.5°times;0.5°格。1958 – 1996年期间数据用于匹配NCEP再分析资料。

3、结论

[4]计算加热指数（以下称为HTP）表示青藏高原的非绝热加热。它被定义为高度在3000m以上的那些网格点H的面积平均值。还可以基于降水计算相似指数。我们的计算表明，基于加热和降水的两个指数之间的相关性约为0.4，这在0.01显著水平上是显著的。HTP表示集体加热效应，而降水只能反应潜热释放量。HTP可以用作动力学框架中的强制作用。

[5]图1所示的6月-8月（JJA）时间序列在60-140波动，并显示多个时间尺度。年代际变化的标志是在20世纪70年代末的戏剧性变化，这种变化在记录良好的气候制度转变中同时发生。HTP在转变前在正值与负值之间波动，但在转变后大部分仍然是正值。

图 .（a）HTP的时间序列和对应于图 2b所示的EOF的第一主成分。不同的JJA非绝热加热是由(b)八个强和弱的HTP夏季(JJA)以及(c)4个强的和9个弱的HTP春季(MAM)组成。等高线间隔为20 。阴影表示在0.05显著水平上差异具有统计上显著的区域。零线未绘制。实线和虚线表示正负异常。

转换前的波动表现出较大的振幅，比其对应的转变后有一个更长的时期。20世纪90年代的准周期波动很明显。

[6]选择八个强和弱的加热夏季，JJA HTP异常大于或等于一个标准偏差用于复合目的，以揭示TP加热，东亚降水与东亚环流之间的关系。图 1b显示了八个强弱情况下非绝热加热复合体之间的差异。结果表明，该指数与青藏高原东部地区的供热高度相关。在我国北方和华南地区发现强信号的周围存在负异常。如果使用MAM HTP作为混合指数，可以获得类似图 1c所示的热分布。在每个网格点（未示出）的HTP指数和JJA非绝热加热之间的相关分布图中也观察到类似的分布。JJA和MAM HTP指数之间的相关系数为0.62。JJA与MAM热分布的高度相关性和相似性表明，由于青藏高原从春季到夏季的持续加热及其对周围地区的可能影响，HTP可用作为JJA热分布的良好预测因子。

图 . (a)八个强弱HTP夏季混合降水的差异。百分比表示异常与长期气候平均值的比值。等值线间隔40%，阴影区域值大于120%且小于-120%。(b)JJA降水的首次EOF。等值线间隔0.01，阴影区域值大于0.025且小于-0.025。(a)和(b)中零线未绘制。实线和虚线分别表示正和负异常。

[7]图 2a显示了八种强弱JJA情况的混合降水之间的差异。这种模式呈现出一个区带狭长的三极结构，在中国中部，朝鲜半岛南部和日本大部分地区具有正异常，中国北部和南部，台湾和朝鲜半岛北部存在负异常。在许多区域差异大于100%。这意味着与强弱HTP相关的年际变化可能大于长期气候平均值。请注意负降水异常对应于中国南北部的负加热异常。这种良好的对应关系证实了来自NCEP再分析的非绝热加热的可靠性。

[8]这种三极模式类似于在前人的研究报告中领先的EOF降水模式[e.g., Tian and Yasunari, 1992; Nitta and Hu, 1996; Weng et al., 1999]。在图 2b中再现了类似的模式，这是JJA降水的第一个EOF。图 2a和2b之间的相似性是显著的。这个结果表明，东亚夏季风的主导降水模式与青藏高原的非绝热加热之间的密切联系。如图 1a所示的是对应的主成分(PC)。在1980年后的第一个PC中准两年振荡尤为明显，这是在数个研究中已经发现的特征[e.g., Shen and Lau,1992; Tian and Yasunari, 1992]。在HTP时间序列中观察到规则的转变在20世纪70年代末也是明显的。该混合和EOF模式之间年际和年代际之间的相似性再次证实了青藏高原热力作用和EASMR之间的密切关系。

图 八个强和弱HTP夏季在（a）200hPa和（b）500hPa涡旋涡度(即去除带状的方法)的差异。等高线间距是0.2times;。阴影表示差异在0.05显著水平上具有统计学显著性的区域。零线未绘制。实线和虚线分别表示正和负异常。

[9]如图 3所示的是在200hPa和500hPa下去除带状均值的相应涡度异常。该模式显然是由带状区域和波浪状结构组成。在200hPa，两个波浪状结构分别从东北和东南发射到高纬度和热带地区。Liu等人还记录了这种波浪结构[2002]。在降水和涡度异常之间进行仔细检查，表明正、负降水异常分别位于正、负涡度异常的南侧。大规模环流异常似乎调节了年际EASMR波动。

图 . 横截面是沿(a)90°E和27.5°N-32.5°N的8个混合强弱HTP夏季的垂直环流和涡度。等值线表示涡度，矢量表示(a)的垂直速度和经向风以及(b)的纬向风。等值线间隔和单位在图中示出。实线和虚线表示正和负异常。

[10]虽然200hPa和500hPa异常在许多区域表现出相同的标志，表示等效正压垂直结构，它们在最大加热所在的青藏高原南部显示相反的标志，表示斜压垂直结构。沿90°E和27.5°N-32.5°N对应的垂直结构和循环分别在图 4a和4b中示出。最明显的上升运动异常位于青藏高原南部沿90°E和青藏高原东部沿27.5°N– 32.5°N。涡度异常在靠近上升气流区域（即异常加热区域）处显示出压力梯度垂直结构，并且在远离青藏高原的区域中显示等效的正压垂直结构。上述垂直结构和两个波状结构的这种空间变化与深加热的强迫Rossby波的特性一致[Hoskins and Karoly, 1981]。此外，图2和3a所示的异常加热和环流之间对应的空间关系与Wu等人的意见是一致的。[2002]深加热将迫使对流层上部的反气旋和气旋环流分别向西部和东部提供热量。

4、讨论与结论

[11]上述结果揭示了EASMR和青藏高原非绝热加热之间的密切关系。有人提议该环流热力异常传播类似Rossby波，这反过来影响EASMR。这个猜想由以下事实支持。首先，青藏高原的非绝热加热是从春季到夏季的持续特征。因此它可能是对环流的动力作用而不是响应。

其次，垂直和水平结构的空间分布表现出从深加热中迫使Rossby波的特性。在山区以及无山模拟中，Hahn and Manabe [1975]发现青藏高原的只要影响之一是在山区实验中东亚存在一个现实的雨带。因此青藏高原的热力效应的年际波动能调节东亚的降水量的变化。Nigam [1994]发现夏季的地形热力强迫驻波调节了中南半岛和东亚的低层水分汇聚。Enomoto等人最近的一个数值模拟研究[2003]发现夏季影响日本的Bonin high对应于图3中位于日本海上的正涡度异常，主要受到欧亚大陆而不是热带西太平洋的非绝热加热波动的影响。这些发现与所提出的猜想一致。还需要进一步的研究来调查青藏高原的异常加热是否会影响波状结构。

[12]然而青藏高原加热可能不是唯一的主动力。与热带西太平洋[e.g.,Nitta and Hu, 1996] SST异常类似的模式被发现了，并且可以通过数值模拟中[e.g., Kurihara and Tsuyuki, 1987]热带西太平洋中的SST诱导对流异常强迫。我们的结果不一定与这些研究矛盾。SST相关性虽然具有统计学显著性，但通常在0.3-0.4左右，解释小于20%的方差。可能与EASMR相关的主要环流模式受几个因素的影响。正常模态或非模态不稳定性[Simmons et al.,1983; Newman et al., 1997]可以由小扰动触发，这可能由不同类型的边界强迫（例如，由于热带西太平洋中的SST异常和/或青藏高原地形效应导致的加热作用）。这一观点与Lau等人的结论一致。[2000]纬向降水模式是东亚急流与热带对流和温带气旋相互作用的结果。导致EASMR的显著年际变化的机制可能相当复杂。它可能涉及内在不稳定性和海洋-大气-陆地的相互作用。这项研究提供了证据，以重申大气-陆地相互作用在这个复杂框架中的重要作用。

参考文献：

Enomoto, T., B. J. Hoskins, and Y. Matsuda, The formation mechanism of the Bonin high in August, Q. J. R. Meteorol. Soc., 129, 157–178,2003.

Hahn, D. G., and S. Manabe, The role of mountains in the South Asian monsoon circulation, J. Atmos. Sci., 32, 1515–1541, 1975. Hoskins, B. J., and D. J. Karoly, The steady linear response of a spherical atmosphe

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