英语原文共 15 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

青藏高原强迫作用以及在南亚和南海的季风爆发时间

吴国雄 张永生

大气科学和地球物理流体动力学国家重点实验室, 大气物理研究所, 中国科学院, 北京, 中国

(手稿于1996年10月1日接收, 最后定于1997年8月6日)

摘 要: 观察结果用于研究青藏高原及其邻近地区的热特征及其对1989年亚洲季风爆发的影响。特别关注了对合理的表面和潜热通量的时间和空间分布的诊断，结果表明亚洲季风爆发的整个过程由三个后续阶段组成。 第一阶段是5月初在孟加拉湾（BOB）东部海岸的季风爆发。其后是5月20日前南海（SCS）东亚季风的开始，然后是6月10日南亚季风在印度的开始。研究结果表明，BOB季风的爆发与青藏高原的热力和机械强迫直接相关。这之后为SCS季风爆发产生有利的环境。 随后，随着热带亚洲的整个流动模式向西移动，发生南亚季风的爆发。

最后，探讨了1989年亚洲季风爆发的时间。研究表明，当不同低频振荡的温暖或上升阶段同时到达“东亚季风区”（EAMA）时，发生亚洲季风的爆发现象。 这包括中纬度上层温度向东传播两到三周振荡（TTO）的温暖阶段，南方热带辐散向北传播的Madden-Julian振荡的上升阶段，以及西太平洋辐散向西传播的TTO的上升阶段。结论是，当不同低频振荡的有利相位锁定在EAMA上时，确定亚洲季风爆发的时间。

1. 介绍

远东和南亚从冬季到夏季的季节性过渡的特点是该地区总体环流和天气模式的突然变化 (Ye et al. 1959; Matsumoto 1992; Murakami and Matsumoto 1994)。这通常发生在5月和6月与亚洲季风的爆发相关联(Krishnamuti et al. 1985; Hirasawa et al. 1995)。长期以来人们认识到，亚洲夏季风的气候平均爆发首先在五月上或中旬的中国南海（SCS）开始，然后逐渐向西传播。在6月初和中期，它到达南亚次大陆地区。 然后发生南亚季风的爆发(refer to Tao and Chen 1987; Chang and Chen 1995)。

东亚和南亚季风的爆发都是大气对陆地和海洋之间强烈热力差异变化反应的结果 (Murakami and Ding 1982; Johnson et al. 1987; Luo and Yanai 1983, 1984; He et al. 1987; Chen et al. 1991).。特别是，青藏高原对大气的高温加热在至少亚洲夏季循环方面的形成和维持起着至关重要的作用(Staff Members of Academia Sinica 1957; Flohn 1957, 1969; Ye et al. 1979; Ye 1981, 1982; Luo and Yanai 1983, 1984; Chen et al. 1985; He et al. 1987; Li and Yanai 1996)。这已经通过一系列数值实验进一步阐明和证实 (Hahn and Manabe 1975)。在排除地形学的情况下，亚洲季风不出现，印度洋上的辐合和雨带位于赤道附近，就像太平洋上的热带辐合带（ITCZ）一样。他们的实验提醒我们，对于亚洲季风的形成，陆地和海洋之间的热力差异只是故事的一部分，重要的机制必须在于青藏高原的影响。

长期以来人们一直困惑为什么季风爆发发生在SCS地区比在印度地区早，以及这个东亚季风爆发如何与高原强迫作用相关联。Chang和Chen（1995）简要回顾了几个假设，他们提出解释SCS季风爆发要考虑高原强迫作用，并建议SCS季风爆发由中纬度槽前系统的逼近触发。由于春末和夏初，大多数侵入SCS地区的槽系统与印度 - 缅甸槽相关，那么，青藏高原如何影响印度 - 缅甸槽的形成还需要进一步查明。

季风研究文献中另一个需要澄清的重要主题是进一步关注季风爆发的时间。Chen和Chang（1980）和Krishnamurti（1981）等人发现，东亚季风的爆发与所谓的在对流层低层的起始涡或“季风低谷”的产生，发展和运动有关。Madden和Julian（1971,1972）模式（MJO）或两到三周模式（TTO）的低频振荡（LFO）被认为是调制季风活动的重要机制 (Tao et al. 1963; Murakami 1976; Krishnamurti and Bhalme 1976; Yasunari 1979, 1980; Krishnamurti and Subrahmanyan 1982; Krishnamurti et al. 1985; Lorenc 1984; Murakami et al. 1986; Chen 1987; Nakazawa 1992; Chen and Chen 1995)。他们的研究提醒我们，当研究季风爆发的时间时，除了高原的影响外，还应注意不同频率的大气运动。

在本文中，我们采用1989年的观测研究，并尝试在高原强迫如何与亚洲季风爆发相关联的问题上获得一些新的见解，以及什么是早期亚洲季风爆发的位置和时间的原因。所使用的数据包括欧洲中期天气预报中心（ECMWF）分析数据，ECMWF热带海洋全球大气（TOGA）补充数据，国家环境预测中心（NCEP） - 国家气象中心（NMC）得出的长波辐射 （OLR）数据，以及从336个观测站收集并存储在大气物理研究所数据中心的中国降水数据。OLR数据在5°经度，5°纬度的网络处被解析。ECMWF数据是每天两次（0000和1200 UTC）客观分析的网格数据，分辨率为2.5°经度，纬度为2.5°。ECMWF TOGA补充数据在ECMWF扩展III级FGGE数据集中讨论，该数据集也是每天两次的网格数据，但具有1.125°纬度和1.125°经度更精细的分辨率。它包括表面风应力，潜热通量，显热通量，净辐射等。这些数据被用作常规中尺度天气预报的ECMWF同化系统的初始值。它补偿了高原地区和海洋上稀疏的数据覆盖量。 从ECMWF预测的性能以及从它的分析与Ye（1979）等人通过使用基于站点的观察分析比较。我们发现数据集，一般来说，保真度不错，适合本研究。

在第2节和第3节，研究了亚洲季风地区陆地和海洋的热量差异的季节性变化。我们还考虑了青藏高原表层显热热通量在季风区的季节性转变中的意义。第4节的重点是在1989年春末夏初西藏高原巨大的显热如何导致在SCS地区南海季风的爆发。我们研究了高原热力和机械强迫的重要性。 在第5节中，通过考虑不同低频振荡在季节性过渡期间的相互作用，我们努力了解各个位置亚洲季风开始的时间。第6节给出了一些结论和讨论。

2. 北部热带和副热带地区的热特征

在1989年从冬季到夏季的季节性转变期间，不同纬度带的地表潜热通量的演变如图1所示。 在每个面板的底部显示了在纬度域上平均地形的平均分布。 在热带（图1a），来自海洋表面的潜热通量远大于来自陆地表面的潜热通量。在海洋表面，大多数最大中心的强度超过200 W m^-2。相反，在非洲大陆，基本上低于50 W m^-2。 从5月下旬到6月下旬，西太平洋有三个最大扰动中心超过200 W m^-2，向西传播。第一和第二中心分别对应台风8903和8905，第三个中心已经在6月下旬出现。

青藏高原所在副热带（27.5°〜37.5°N）表层潜热通量的演变如图1.1b所示。在80°E西部地区，陆地表层潜热通量基本低于50 W m-2，类似于热带地区。 而在80°E以东的地区，其季节性转变是显著的。5月上旬之前，由于近东中国海岸附近发生的海上旋风扰动，向东相继传播，在西太平洋上观测到周期性强化的潜热通量。同时地表上的通量较弱。 5月中旬之后，上述的循环发生消失，西太平洋上的表面潜热通量变得非常弱。 现在最大表面潜热通量是在高原上观察到的。 陆面和海面之间的表面潜热通量的对比是反向的。 这当然会对大气的整体循环产生相当大的影响。然而，由于5月以后，高原和华东地区表面潜热通量的大幅度扩大和增加，，我们正在研究在高原一段时间内发生的有助于亚洲季风爆发持续过程要与雨季配合，因此我们可以忽略表面潜热通量的影响。

1988年11月至1989年6月在同一副热带地区的表面感热通量的演变如图2所示。 在

西太平洋和春分前，海上旋风扰动伴随着大面积感热通量一个接一个地发展并向东传播。 在春分之后，由于沿中国东部沿海地区的地表气温变得越来越暖和，更接近附近的海面温度，这些旋风扰动在图1b中观察到。在春分之后从大陆区域移动到离岸海洋区域时不产生大的表面感热通量。西太平洋随后变得宁静。 一些区域甚至由向下的通量控制。虽然在30°E

西部的显热通量仍然很小，但在这一时期大面积亚洲大陆地区发生了显著变化。冬季，在青

FIG. 1. 1989年4月至7月期间地表潜热通量纵向分布的演变，平均超过10°-20°N（a）和27.5°-37.5°N（b）。 间隔为25 W m^-2。 斑点指示面积大于75 W m^-2。 垂直坐标上的数字表示从4月1日开始计算的天数。 在每个面板的底部是在相应的纬度带上平均的经向平均地形高度（km）

FIG. 2. 1988年11月至1989年6月期间地表感热通量的纵向分布演变，经向平均为27.5°〜37.5°N。 间隔为25 W m^-2。 光点，点缀点，负值指示面积大于75 W m^-2。 沿垂直坐标的数字表示从11月1日开始计算的天数。 下图显示了27.5°和37.5°N之间平均的经向平均地形高度（km）

藏高原西部和中国东部沿海地区观测到了向下的通量。从冬季晚期开始，在伊朗，阿富汗和

帕米尔地区，首先出现了超过100 W m^-2的向上流量，并在4月份加剧。 5月初，这种强烈的积极感热通量已经覆盖了从地中海到青藏高原的广大地区，高原西部最高强度超过200 W m^-2。沿着亚洲大陆的东海岸，表面感热通量的梯度的反转发生在春分。在春分之后，陆地和海洋之间的热对比完全改变。重要的是，与潜热通量的季节性变化不同，在高原和中东亚地区的强表面感热加热出现得更早，并且之后持续。 因此，高原的表面感热加热一定在季节性转变，至少在周围地区和亚洲季风的爆发中起到一定的作用。这已经被许多其他作者讨论

并且将在下面进一步研究。积极感热通量已经覆盖了从地中海到青藏高原的广大地区，高原西部最高强度超过200 W m^-2。沿着亚洲大陆的东海岸，表面感热通量的梯度的反转发生在春分。在春分之后，陆地和海洋之间的热对比完全改变。重要的是，与潜热通量的季节性变化不同，在高原和中东亚地区的强表面感热加热出现得更早，并且之后持续。 因此，高原的表面感热加热一定在季节性转变，至少在周围地区和亚洲季风的爆发中起到一定的作用。

FIG. 3. 1989年10天总降水的经向运动在经度域110°-125°E。平均间隔为25 mm。 明暗变化从非常重，重，到轻的变化，分别指示大于75mm，在75和50mm之间以及在50和25mm之间的区域

这已经被许多其他作者讨论并且将在下面进一步研究。

1. 青藏高原的感热加热

在东亚季风爆发期间，大量降雨发生在SCS地区，并延伸到华南地区沿海。 图3显示了1989年10天总降雨的纬度 - 时间分布，其在110°-1258°域内取平均值。 从图中可以看出，5月中旬以后，30°N以南地区出现75mm以上的大雨。 此外，根据日常观测，在5月20日之前出现SCS区域（10°-20N°，110°-120°E）中的小于220W m^-2的低OLR和强的南海850hPa线。 然后可以选择5月20日作为1989年SCS季风的起始日。这个选择接近于Chen（1996）等人基于云顶（T_BB）的黑体温度分析出的5月15-20日的选择。以及5月10-15日的Q.Ye（1995，个人通信）基于 最小OLR数据分析。 6月10日，大雨带向北跳到纬度27°-30°N，干旱期从中国南方开始。 在下面几节中，我们将展示这是南亚季风爆发发生的时间。

为了了解高原与亚洲夏季风爆发相关的热力方面，青藏高原地区平均日平均感热通量（SH）和300 hPa（T）温度的演变（27.5°- 37.5°N，80°-100°E）在图4中示出。 在300 hPa的温度代表高原上对流层柱的平均温度。T的三次突然增长分别发生在4月下旬，5月中旬和6月上旬。突然变暖期间温度增加的量分别是6℃，7℃和4℃在超过5,6和3天。感热增强出现在第一和第二次之前大约10天。 三次突然变暖的结构是一个重要的特征现象。 我们在研究此年之后季风爆发和低频振荡时，我们将进一步讨论这一点。

为了进一步阐明在气柱温度升高中表面感热的重要性，令To为单位气柱温度在200〜500hPa之间的局部变化; Tv，由于温度平流引起的加热速率; 和Ts，根据表面感热通量SH。 然后我们可以采用观测数据和热力学方程来估计表面感热和水平平流的相对重要性。 高原区域（27.5°-37.5°N，80°-100°E）的结果显示在图5中。它变得显而易见的是，在季节性过渡期间，高原上的表面感热超过对流的局部温度变化。

从4月初到6月底和高原，由于表面感热加热气柱温度的增加从每天28℃渐增加到48℃，而由平流引起的柱温升高是其次的，甚至是负面的。有趣的是，在SCS季风（5月20日）爆发之前，高原上的平流在冷却大气中起作用。这意味着高原东部边缘的流出比其西部边缘

的

剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[25724]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word