青藏高原及周围地区大气可降水量的分布、变化与各地多变的降水气候

为了更深入地分析青藏高原及邻近各地多变的降水气候,利用NCEP1958—1997年月平均比湿、风及高度等再分析资料及我国实测雨量资料等,整体地分析了高原及周围地区气柱可降水量的多年平均特征及其季节变化,也分析了我国南北方大气可降水量的年代际变化和华北及西北区东部干湿年夏季可降水量的差异等。结果表明,高原及周围地区的气柱可降水量有明显的地区及季节变化。本区域内以南亚和东亚夏季风区的可降水量最高,夏季可达60mm或以上;青藏高原上的可降水量最低,冬季为3mm左右。东亚和南亚季风区可降水量的冬夏季节变化最大,夏季的可降水量达冬季值的4倍。华北区干湿夏季的可降水量差异明显,湿年的可降水量可增加20%以上。近40年来华北和西北区东部夏季的气柱可降水量明显减少,而长江流域及江南地区20世纪80年代以来可降水量却部分增加了,呈北干南湿之势,遂形成我国降水北旱南涝的分布格局。这可能与东亚夏季风逐渐趋弱,特别是撤退期逐渐提前有关。另外,我国各地夏季可降水量的平均降水转化率也明显不同,青藏高原上最高,东亚季风区次之,而南疆盆地最低,这也影响了我国多变的降水气候。

全球、中蒙干旱区及其部分地区降水分布细节

在简要评述并对比了全球8大主要半永久性干旱半干旱区的情况后,也具体分析和讨论了中蒙干旱区的范围、面积、命名及其部分地区的降水分布细节及成因。主要结论如下:(1)全球主要有北非、澳大利亚及中蒙等8大干旱半干旱区。(2)中蒙干旱半干旱区主要覆盖中国北方大兴安岭?吕梁山一线以西、约36°N以北及蒙古国全境,总面积约5×106km2,是中国北方及蒙古国约1亿人口的家园。(3)中蒙干旱带呈中间干、南北两侧稍湿的格局。其最低雨量及年降水变率等堪与北非及澳大利亚等全球主要干旱区相比。该干旱区的主体及极端干旱区均在中国西北区。(4)中蒙干旱区的极端干旱区在南疆盆地东端,伴有托克逊等4个孤立的干中心,这是青藏高原大地形北缘的热力补偿下沉运动和东天山及阿尔金山等中地形背风坡焚风效应共同影响的结果;在高原东侧还有明显南伸的"V"形干谷,亦系高原东缘的热力补偿下沉所致。

青藏高原东部牧区雪灾的环流型及水汽场分析

冬、春季雪灾是青藏高原东部牧区重要的灾害性天气。本文利用历史天气图和国家气象中心T10 6L19全球模式的分析值格点资料 ,分析了青藏高原东部牧区近 2 0年来冬、春季降雪的天气形势和水汽场。结果表明 ,北脊南槽型、乌山脊型、阶梯槽型和国境槽型是造成高原东部牧区降雪的四类主要环流型 ;在高原东部牧区强降雪天气过程时气柱可降水量有明显增加 ,主要降雪区与水汽通量辐合区吻合 。

ENSO与青藏高原积雪的关系及其对我国夏季降水异常的影响

文章利用1979 2005年Nino3区海温时间序列资料和中国雪深时间序列资料,分析了Nino3区海温与青藏高原积雪之间的关系,两者对我国夏季降水的影响以及两者共同作用下对我国夏季降水的影响。分析结果表明:当前期冬春季Nino3区SST为强暖(强冷)事件与高原积雪显著偏多(显著偏少)共同作用的配置下,我国东部夏季雨带往往偏南(偏北)。从月时间尺度方面,揭示了前期冬春季ENSO和冬春季青藏高原积雪对我国长江以南地区降水异常的影响在夏季各月是不一致的,前期冬春季逐月Nino3区SST和冬春季逐月高原积雪对长江以南地区6月的降水都为正相关,而对8月的降水都为反相关,并且春季逐月Nino3区SST和冬春季逐月高原积雪对长江以南地区7月的降水也都为正相关,另外,春季Nino3区SST和春季高原积雪对长江以南地区6月和7月降水更为重要。

高原地区NCEP热通量再分析资料的检验及在夏季降水预测中的应用

青藏高原对周边地区的天气气候有重要影响 ,为了寻求表征高原热力作用的新的、长时间序列的资料源 ,本文首先用高原地区NCEP 1 982～ 1 994年间逐月月平均 2 .5°× 2 .5°Lat. Lon.的地面热通量再分析格点资料对照实测值等进行了检验 ,然后用EOF分析方法分析了高原地面热源强度的空间分布特征 ,最后利用再分析资料和降水量实测资料 ,初步分析了高原地面热源强度对我国夏季降水的影响。主要结果如下 :(1 )高原地区的地面热通量再分析资料能较好地反映该区热源强度的年及年际变化特征 ,该再分析资料是可用的 ;(2 )高原地区地面热源强度的分布存在较大的区域性差异 ;(3)高原西北、东北及西南区早春 (2～ 4月 )、夏季 (6～ 8月 )的地面热源强度分别与南疆、河西及长江流域的夏季降水存在反相关关系。

青藏高原多、少雪年后期西北干旱区降水的对比分析

利用１９５７～１９９０年高原地区的雪深、地面气温、地温以及西北干旱区部分站强降水量资料等，进行了高原地区多、少雪年积雪特征、地面热状况以及西北干旱区后期降水量的对比分析和相关分析。主要结论：高原冬春季积雪与后期西北干旱区雨量呈弱的反相关关系，多、少雪年西北干旱区５～９月雨量的平均差值可达同期常年雨量值的１～２成；多、少雪年前冬１１和１２月的积雪特征和地面热状况差异较清楚；

青藏高原异常雪盖和ENSO的多尺度变化及其与中国夏季降水的关系

对青藏高原积雪和热带东太平洋Nino3区海温进行小波分析,讨论它们的年际和年代际变化。在年际变化中,积雪的主要周期是准两年振荡和准6～7年振荡,海温的主要周期是ENSO振荡和准两年振荡。积雪的年代际变化存在准10～12年和准22～24年振荡,海温存在准14～16年和准34～35年振荡。此外积雪和海温均在20世纪70年代后期发生了一次年代际气候跃变现象。积雪由少雪期向多雪期转化,海温从冷水期演变成暖水期。本文还建立了青藏高原积雪和Nino3区海温与中国夏季降水各时间尺度的相关模型。不同时间尺度的积雪、海温和降水的相关场具有不同的地域特征。它们在有的地区相互加强,有的地区相互减弱。积雪和海温的年代际气候跃变与中国夏季降水的相关程度在某些地区高于年际变化。个例分析表明,利用青藏高原积雪和Nino3区海温多时间尺度变化可以较好地拟合出中国夏季降水的年际和年代际变化。所以在做中国夏季降水预报时,不同因子、不同尺度的作用应当分开考虑。

CMIP5耦合模式对青藏高原冻土变化的模拟和预估

利用第五次耦合模式比较计划(CMIP5)多个模式的模拟结果,对比再分析资料和青藏高原(下称高原)冻土图,评估了模式对当前(1986-2005年)高原冻土的模拟能力。在此基础上应用多模式集合平均结果,预估了未来不同典型浓度路径(RCPs)情景下高原地表层多年冻土的可能变化。结果表明:CMIP5耦合模式对高原冻土有一定的模拟能力,采用SFI地面冻结指数模型计算的当前地表层多年冻土分布与高原冻土图有较好的吻合,1986-2005年高原地表层平均多年冻土面积为127.5×10~4km^2;多模式集合预估结果显示,高原地表层多年冻土呈现区域性退化趋势,高原东部、南部及北部边缘地区冻土带退化较为明显,有从外围向西北部多年冻土区逐步退化的趋势,RCP2.6、RCP4.5、RCP6.0和RCP8.5情景下未来50年地表层多年冻土面积分别减少约23.9×10~4km^2(20.8%)、33.5×10~4km^2(27.7%)、25.6×10~4km^2(21.1%)和43.5×10~4km^2(35.3%),到21世纪末期不同情景下多年冻土面积分别约为为91.4×10~4km^2、70.9×10~4km^2、72.8×10~4km^2和41.7×10~4km^2。

高原东部凝结潜热及其对北半球500hPa高度场和我国汛期降水的影响

利用1961—2005年青藏高原东部雨季凝结潜热序列进一步分析其气候特征及其对后期北半球大气环流和中国汛期降水的影响。结果表明，青藏高原东部雨季各月的凝结潜热均有所增加，其年际变化的差异也较大，其中5月最大，6～7月较稳定，极大年份均出现在气候明显变暖的近10年，极小年份多数出现在气候相对较冷的时期。青藏高原东部凝结潜热具有一定的持续影响力，当其潜热增强时，可引起北半球同纬度带的位势高度场偏低，特别是西太平洋副热带高压偏弱，位置偏南，进而使我国长江流域汛期降水偏多，西北区东部、华北、东北区南部及华南降水偏少。

高原及冷空气对1998和1991年夏季西太副高及雨带的影响

为了寻找西太副高南北急剧摆动的中、短期预报着眼点 ,本文利用 1998和 1991年 6～ 8月的逐日天气图资料、第二次青藏高原气象科学试验的实测资料 ,以及NCEP/NCAR的 2 .5°× 2 .5°经 /纬度格点的日平均u、v及高度再分析资料等 ,分析了高原涡东移、南亚高压南北摆动 ,以及北方冷空气入侵等对西太副高脊线及其相伴雨带摆动的影响。主要结论如下 :1)凡高原东部气柱平均厚度ΔH3 0 050 0 ≥392gpdm时 ,未来高原涡将东移出高原 ,激发西南涡产生东移 ,使西太副高南落 ,长江中、下游流域产生暴雨 ;2 )南亚高压东段脊线和西太副高西段脊线的南北摆动趋势相同 ,但前者更稳定 ,且常提前 3天 ,可据此预报西太副高的摆动及其相伴雨带的位置 ;3)若北方有冷空气持续南下 ,华北与华南、江南分别出现 2m·s-1以上的南风负、正距平 ,将易在该南风正、负距平过渡区且偏于负距平区一侧产生暴雨 ,并使西太副高稳定少动。

青藏高原冬春积雪异常与中国东部地区夏季降水关系的进一步分析

为了进一步分析青藏高原 (下称高原 )冬春积雪异常与中国东部地区夏季降水的关系 ,利用 1 957～ 1 994年高原地区的实测雪深、1 951～ 1 994年 6～ 8月中国东部地区 2 2 6个均匀分布测站的实测月降水量 ,以及美国国家环境监测中心 /国家大气研究中心 (NCEP/NCAR) 1 958～ 1 994年 1～ 1 2月的再分析格点值资料 ,对比分析了高原冬、春季多、少雪年后期中国东部地区夏季 (6～ 8月 )降水分布和环流的平均特征 ,也分析了高原积雪影响的机理。分析结果表明 :1 )平均来说 ,多雪年夏季长江及江南北部降水可偏多 1～ 2成 ,华北和华南的降水则偏少1～ 3成 ;少雪年夏季江淮流域及湘、黔地区少雨 ,华北和华南多雨。 2 )高原冬、春积雪不仅影响了后期高原的热状况 ,而且影响了后期东亚大气环流的季节变化和南亚与东亚的夏季风环流。

夏季不同源地水汽对我国西北区降水影响的数值模拟(Ⅱ)：减、增各源区水汽的敏感性试验结果

为进一步检验东南沿海、孟加拉湾、青藏高原、西风带等4个水汽源区对我国西北区夏季降水影响的相对重要性,本文利用MM5模式,以1979年7月为模拟对象,以NCEP再分析值作初、侧边界条件,继本文上篇作了该模式对该月的模拟性能检验后,又分别作了检验减、增各源区水汽影响的11个敏感性试验。下篇的结果表明:(1)夏季,东南沿海源区减(增)水汽后,主要通过西伸的西太副高西南侧的东南风和西侧的偏南风气流的"干(湿)平流"输送,第2天将直接影响西北区东部;继之,若遇河西走廊低层较强偏东风,前述"干(湿)平流"还可再继续影响河西及南疆降水的减(增)。即东南沿海是影响西北区的主要水汽源区。(2)孟湾源区水汽的减(增)变化常经北路和东路共同影响西北区的降水。它主要影响青海及河西走廊中、东部的降水,也间接地影响西北区东部及南疆的降水。(3)高原(特别是西风带)源区因本身水汽少,它们的影响要小些。高原源区主要影响青海及河西中、东部的降水,也部分影响西北区东部和南疆的降水;而西风带区主要影响北疆及南疆的降水。(4)作西北区夏季降水预报时,要关注其上游孟湾,特别是东南沿海源区水汽、沿途天气系统及低空急流的变化。

AIRS反演青藏高原对流层大气甲烷分布特征

利用AIRS反演结果与瓦里关大气本底站甲烷浓度观测资料进行了对比分析,并对2003~2015年青藏高原对流层大气甲烷浓度的分布变化特征进行研究分析.结果表明:AIRS反演资料与瓦里关观测资料具有一致的月、年、季度变化趋势和分段变化特征.青藏高原甲烷浓度沿羌塘高原东缘——三江源西北地区一线,东南高、西北低,随高度上升呈现显著降低趋势,高原中部偏南地区甲烷浓度变率最大且异常敏感.2003~2015年青藏高原甲烷浓度持续上升,秋季最快、冬季最慢,年增长速度为5.2nmol/(mol?a),2013~2015期间小于全球增速;季节变化为典型单峰分布,夏季最高,春季最低,随着高度上升季节变化更为明显.

青藏高原植被对未来气候变暖的反馈

本文使用NCAR的公共陆面过程模型CLM4.5-CNDV对21世纪末青藏高原(以下简称高原)植被的变化趋势和时空分布进行了预测,以研究高原植被对未来气候进一步变暖的反馈。模式大气驱动数据基于“美国大气科学研究中心”NCAR/NCEP历史时期的气候数据和“第五次国际耦合模式比较计划”CMIP5的多模式集成数据未来气候的变化构建而成,目的是为模式提供高原未来相对真实的气候变化特征。研究得到的主要结论如下:未来高原叶面积指数(LAI)总体呈增加趋势,植被覆盖度增加,高原总体变绿。在未来高原气候变暖湿的状况下,高原植被迁移活动明显,以乔木为代表的植被功能类型倾向于向更冷干的西北方向扩展,覆盖面积增大,高原植被类型整体呈现从冷到暖的一个“升级”调整过程。在未来气候进一步暖化的情况下,高原植被LAI的显著变化区与降水和土壤水变化表现出了较好的一致性,表明未来地表水循环分量(尤其是降水和土壤水)可能成为限制植被生长的最重要的气候因子。研究中也发现CLM4.5-CNDV模式初始植被类型设置与高原实际植被分布严重不符,导致了高原植被模拟和预测上产生了较大的不确定性,这也是未来模式改进的方向。

全球2℃温升背景下青藏高原植被对气候变化的响应

《巴黎协定》提出全球暖化程度在21世纪末相对工业革命前控制在2℃以内的目标。青藏高原高寒植被对全球变暖非常敏感,在2℃温升这个边界增温条件下研究高原植被对气候变化的响应关系到高原生态安全问题,有重大现实意义。本文基于CMIP5多模式模拟预测结果研究了高原植被对2℃温升的响应,并探讨了高原植被对于气候因子变化的敏感性,得到主要结论如下:在全球2℃温升背景下,高原植被叶面积指数(Leaf Area Index, LAI)较历史参考期显著增加,高原变绿,其中高原中部LAI和植被碳存储增加最为显著,三江源是植被LAI增加较快的区域。增温后裸地面积迅速减少,植被覆盖率总体增加,大部分地区草地呈增加趋势,森林减少趋势变缓,说明在2℃温升期高原植被有所改善。在全球2℃温升背景下,高原植被覆盖率表现出对温度和降水率等气候因子更强的依赖性和敏感性,在增暖环境中,气温仍是影响高原植被生态系统变化的主控因子。

夏季南亚高压位置与青藏高原降水年际变化的关系研究

通过合成分析、动力诊断和数值模拟,研究了夏季南亚高压位置与青藏高原降水年际变化的关系,并分析了水汽输送和高原非绝热加热的特征及作用。结果表明:南亚高压位置偏东南(西北)时,对应着高原东部水汽辐合(散)显著、水汽输送显著偏强(弱),而高原西南部水汽辐散(合)显著,是造成高原东部降水显著偏多(少)、高原西南部降水显著偏少(多)的重要原因。高原东部大气凝结潜热加热异常有助于南亚高压位置与高原降水关系的维持。南亚高压位置偏东南(西北)时,高原西北部降水显著偏多(少),与该地区地表潜热偏强(弱)、大气低层位势高度偏低(高)有关,但并不显著。

青藏高原积雪变化特征及其对土壤水热传输的影响

青藏高原积雪变化对陆面能量水分传输过程有重要影响。本文采用RegCM4.7-CLM4.5模式模拟了高原及其周边地区31年的积雪过程,通过对模拟结果的EOF分解,发现高原积雪的时空变化主要呈现为高原主体与高原东北部反相、东西反相以及南北反相3种模态,方差贡献率分别为30.05%,14.86%和8.48%。合成分析显示,高原积雪异常中心与高原的主要积雪区较为一致,积雪深度与积雪日数均有减小的气候倾向,高原东南部的"三江源区"减小趋势最明显,高原中北部积雪有略微增加的趋势。积雪与土壤水热参量的相关分析显示,多雪区积雪可以有效减少土壤中热量的流失,对土壤起到"保温"作用,积累和鼎盛阶段积雪与土壤温度、地表热通量同位相变化;积雪融水又可以增加土壤湿度,对土壤起到"增湿"作用,鼎盛阶段积雪与土壤含水量正相关,积雪日数对土壤湿度的影响要高于积雪深度。在多雪区,多雪年积累阶段、鼎盛阶段的土壤温度和土壤湿度也要高于少雪年。对整个高原而言,积雪偏多使得土壤冻结程度加大,土壤含水量减少。

青藏高原和热带印度洋5月热力异常与新疆夏季降水的关系

基于1979-2017年美国国家海洋和大气管理局(NOAA)提供的海表温度资料和美国国家环境预测中心(NCEP)/美国国家大气研究中心(NCAR)提供的大气环流再分析资料以及青藏高原地区149个站点观测资料计算的地表感热通量和新疆气象信息中心提供的全疆81站逐月降水资料等,研究了5月青藏高原和热带印度洋加热对新疆夏季降水的单独影响和共同影响。结果表明:5月高原感热和印度洋海表温度的异常呈较好的持续性,异常可持续至夏季。奇异值分解(SVD)分析发现5月高原东部(90°E为界)感热与新疆北部及塔里木盆地西南部夏季降水呈显著负相关,热带印度洋海温与塔里木盆地西部夏季降水呈显著正相关。当仅考虑高原感热影响时,高原东部感热偏强(弱)时,对应北疆夏季降水将偏少(多);当仅考虑热带印度洋海温影响时,海温偏暖(冷)时,塔里木盆地西部地区夏季降水偏多(少)。当高原感热和热带印度洋海温均偏强(弱)时,北疆夏季降水将偏少(多),南疆夏季降水将偏多(少)。当高原感热偏强(弱),热带印度洋海温偏弱(强)时,中亚副热带西风急流位置偏北(偏南),中亚和贝加尔湖地区上空分别为异常反气旋(异常气旋)和异常气旋(异常反气旋)控制,新疆上空盛行偏北(南)风,同时热带印度洋水汽不能(能)输送至新疆上空导致新疆夏季降水偏少(多)。

青藏高原多雪年与少雪年土壤水热特征模拟分析

利用耦合了陆面过程模式(CLM4.5)的区域气候模式(RegCM4)分别对青藏高原的一个多雪年和少雪年进行了数值模拟。通过对比模拟雪深与遥感雪深、土壤温湿度的模拟值与观测值、多雪年与少雪年的土壤温湿度模拟值,结果表明,RegCM4-CLM4.5可以有效模拟出高原的多雪年与少雪年特征,模拟雪深大值中心比遥感雪深高10~20 cm。土壤温度模拟效果要明显优于土壤湿度,模拟的土壤温度相关系数R为0.95~0.98,模拟的土壤湿度相关系数R为0.68~0.89。在冻结阶段(10月至次年1月),积雪的异常偏多,可以有效抑制地气间的热交换,从而使得多雪年土壤温度高于少雪年。在季节性冻土区的消融阶段(2-4月和6月),积雪对土壤还具有增湿作用,多雪年土壤湿度高于少雪年。土壤的冻结也会阻碍积雪融水的下渗,因此多雪年与少雪年土壤湿度的差异不超过±2%。在多年冻土区,积雪偏多,冻结深度加大,有利于冻土发育;而在季节性冻土区,积雪增加则不利于冻土发育。

基于CMIP6模式数据的1961-2099年青藏高原降水变化特征分析

青藏高原是海-陆-气相互作用的敏感区域,其降水对当地乃至亚洲水循环起着重要作用,但目前对该区域在21世纪的降水时空演变规律仍认识不足。本文以第六次国际耦合模式比较计划(CMIP6)的25个气候模式模拟数据为基准,结合观测数据评估了各模式对青藏高原历史时期(1961-2014年)降水变化的模拟能力,发现多模式集合平均模拟效果优于多数单模式。由多模式集合平均分析了SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0和SSP5-8.5四种情景下青藏高原2015-2099年降水时空特征,发现未来青藏高原年降水量在时间上呈现增加趋势,在空间上呈现西北向东南递增的特征。相对于参考时段(1995-2014年),降水增幅在近期(2020-2039年)呈现北正南负的特征,高值区分布在藏北高原中西部和昆仑山区,而在21世纪中期(2040-2059年)和末期(2080-2099年)降水增幅南北相反的特征消失,其高值区分布在南部地区,且排放情景越高,增幅越大,空间差异也越大。到21世纪末,青藏高原年降水量在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0和SSP5-8.5情景下较参考时段分别增加约65 mm、94 mm、146 mm和180 mm,同时400 mm和800 mm等降水量线将向北移动,预示着未来青藏高原干旱区面积将减小,湿润区面积将增大,且排放情景越高,湿润区面积增加越大。