青藏高原上空大气中热源的形成与变化及其气候效应外文翻译资料

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大气科学进展 VOL .34，2017年10月，1169-1184

bull;综述bull;

青藏高原上空大气中热源的形成与变化及其气候效应

Guoxiong WU，Bian HE， Anmin DUAN， Yimin LIU， 和Wei YU

1大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室，中国科学院大气物理研究所，北京100029，中国

2中国科学院大学，北京100029，中国

3南京大学大气科学学院，南京210093，中国

（2017年1月14日收到; 2017年6月14日修订; 2017年6月28日接受）

摘要

为了纪念已故的叶笃正教授的100岁诞辰，并且为了庆祝他在开创青藏高原气象新纪元方面取得的巨大成就，这篇综述论文提供了一个评估不同数据源的青藏高原的大气热源的方法，数据资源包括当地的气象站观测资料，卫星遥感数据和各种再分析数据集。用以评估这些热源数据的不确定性和可适用性。对青藏高原的大气热源形成情况的分析表明，它不仅仅是大气环流的成因，也是环流的结果。基于数值实验，综述进一步表明，海陆热对比只是季风周期的一部分。青藏 - 伊朗高原的热强迫在产生亚洲夏季季风方面发挥着重要作用，即除了从海洋抽取水汽到陆地和从低层抽取水汽到高层对流层外，也产生了一个受角动量守恒的影响的副热带季风型经向环流，提供了一个有利于亚洲夏季季风的发展的上升空气的大尺度背景。

关键词：大气热源，青藏高原，气候效应，不确定性

引文：Wu, G. X., B. He, A. M. Duan, Y. M. Liu, 和 W. Yu ,2017：青藏高原上空大气热源的形成与变化及其气候效应.大气科学进展., 34（10）,1169-1184,doi：10.1007 / s00376-017-7014-5.

1.介绍

长期以来，青藏高原在夏季被视为高温热源，最初是基于探险家的报告，报告称积雨天气和严重对流天气在这个季节频繁发生。一个1914年在德普桑参加意大利考察期间的地形的观测（35.3°N，78.0°E）（Alessandri and VenturiGinori，1931;参考Flohn，1957年）证实了这种想法：“在夏季接近中午时，平均大气消逝率可能在边界层干燥绝热，接近潮湿绝热高于冷凝水平，并有轻微的超绝热在最低的100-200米“。这些意见在Flohn（1957）的一篇论文中被总结出来，其中作者基于此观测数据，也报道了“一个在对流层中部以上高地热带反气旋的存在”。 1957年注定要令人难忘在研究青藏高原的气候影响方面。之前的研究已经主要将青藏高原视为动力障碍。但是，那一年，YE和他的同事们（Yeh et al.,1957）首先从数学上认识并系统地阐述了青藏高原的热源及其天气和气候影响。同年，除了这些开创性研究之外，许多学者还研究了青藏高原周边地区的环流，热源和大气热平衡，揭示了它们对亚洲温度分布和环流的影响（Chu，1957a，1957b，1957c; Yang和Lo，1957）。事实上，青藏高原气象学的新时代已经开启。大气位温的局部变化是由其水平平流，垂直对流或绝热过程以及大气热源决定的。基于5月12日至6月12日晚春期间的天气诊断，以及2008年7月7日至16日成熟季风期，Seto等.（2013）表明，250 hPa以上的对流层上部的水平的位温对流对局地的位温变化很重要，450〜250 hPa对流层中层的垂直湿对流与潜热联系是必不可少的。Taniguchi和Koike（2007）利用2004年季风季节青藏高原东部观测点BJ（31.4°N，91.9°E）的实地观测数据，确定了在下午在对流层顶附近出现明显的每日的位温的增加，并显示它与积极的积云对流相一致。另一方面，从5月到8月，对流层高层位于青藏高原的西南部有一个暖区。

Tamura等人（2010），Taniguchi等人 （2012），和Wu等人（2015b）的数据诊断，数值模拟和理论研究，全部发现这个对流层上层暖中心已经形成，由于显著的绝热空气下降伴随着显著的流量收敛。这种辐合流与南方热带印度洋强对流和强对流引起的对流层高层辐散流以及东亚和东南方东亚季风区的对流层辐合流有关。大气热源影响当地的位温变化，包括大气和地球表面的辐射加热/冷却，和由于冷凝导致的潜热释放，以及不同的显热。几十年来，许多研究一直致力于了解大气热源对青藏高原及其周边地区天气和气候的影响（Luo和Yanai，1984; Chen等，1985,2003; Yanai等，1992; He等人，2011）。

因此，已达成若干共识，概述如下：

bull;在青藏高原上方，大气热源在冬季为负值且在夏天为正值;

bull;亚洲夏季风爆发之前，并且在青藏高原上，表面感热在自由大气中释放超过潜热

，并且感热流量超过地面处的潜热通量;

bull;在亚洲夏季风月份，由于冷凝导致潜热释放主导青藏高原的南部和东部，而感热主导青藏高原的西部;

bull;青藏高原在南部地区的亚洲夏季风的潜热释放且在孟加拉湾北部上空相比于青藏高原上空的感热释放要强得多（Chen和Li，1981,1982）。然而，正如Kuo和Qian（1982）所讨论的那样，这种热量源由青藏高原强制引起;

bull;大气热源与青藏高原的变化发生在各种时间尺度，要么是由青藏高原加热本身引起（例如Zhang等人，1991; Liu等人，2007），要么是由于青藏高原的热状态与大气环流之间的交互关系引起（Duan and Wu，2008，2009）。

bull;季风通常被认为是大气对海陆热对比季节变化的响应的结果（Li和Yanai，1996; Webster等，1998; Liang等，2005）。青藏高原的大气热源及其变化性也可以强烈影响亚洲夏季风，以及天气和气候在亚洲乃至整个北半球（赵，陈，2001; Wu等人，2015a）。

由于观测资料稀缺，遥感数据精度低，再分析资料模型依赖性大，上述共识仍然是定性的。此外，青藏高原上空的感热如何形成的以及它是如何根据其他气候系统而变化的，还有待深入研究。 在这篇综述中，在第二节有对于青藏高原上空大气热源的简短的介绍。具体来说，评估了青藏高原上空不同类型数据的不确定性和适用性，并评估了大气热源相对于青藏高原的一般性质，包括它的海拔依赖性。 在第3节中，讨论了不同季节青藏高原上空大气热源的形成和变化。 在1989年亚洲夏季风发生期间青藏高原表面感热的变化及其归因也被评论。 第4节简要介绍了大气热源对亚洲夏季风和气候影响的机制，接下来是第5节的结束语。

2. 青藏高原上的大气热源

2.1.数据质量：不确定性和适用性

最近，段等人 （2014年）提供了关于定量估算青藏高原上空大气热源的不确定性的综合报告，并得出结论认为，不确定性不仅来自气象观测的稀缺性，而且也来自观测站的不同高度。图1a显示，青藏高原上的73个气象站大多位于中心和东部（东经85°E），西部只有两个台站。基于从美国海军舰队数值海洋学中心获得的5公里高分辨率（2160times;1081）地形图数据集，他们进一步证明，在青藏高原领域高度超过5 km 多层交换的网格数量（25°-40°N，75°-105°E）占该领域总网格数的31％，高于4 km的网格数占总数的64％。然而，气象台站都不在5公里以上，只有17个台站位于4公里以上。因此，数据集中不包含大面积区域。此外，大多数台站都不能直接观测地表热通量和垂直加热剖面，这也造成了这个问题。

基于卫星遥感的地表通量，大气变量和辐射的重建数据经常用于提供大气热源值（例如Duan和Wu，2008; Yang等人，2011a，2011b; Ma等人，2014a， 2014B）。但是，这些数据与准确性和时间和空间覆盖率有关的问题有所不同，通常需要进行校准。再分析数据可提供时间和空间连续的数据序列，并广泛用于呈现青藏高原的热状态。然而，各种模型误差会导致与模型有关的气候可能偏离现实并导致严重的偏差。 朱等人 （2012）分析了8个数据源的夏季（6月 - 8月）平均表面感热通量的空间分布。 这些数据集包括5个再分析数据集（NCEP-1，NCEP-2，CFSR，JRA-25和ERA-40），两个陆面模型输出[G2 Noah，GLDAS; 和杨等人的输出版本2 SiB（SiB 2）（2009年，2011a; YSiB2）]，并根据中国气象局站观测值（ObCh）估算感热。 结果如图2所示，（图2h）与基于地表模型（SiB2）的同化（YSiB2，图2g）最接近“观测”估值（图2h）。

图1.（a）青藏高原和整个青藏高原上73个气象站点的地形高度（单位：m）。 空心三角形，实心圆圈和星星分别表示高度分别为2-3公里，3-4公里和4-5公里的台站。 （b，c）弹簧平均值和Ta，Ts，Ts-Ta的线性趋势（单位：℃和℃（10年）-1]，V [单位：ms- 1和ms-1（10年）-1]，以及1984-2007年期间由于冷凝[单位：W m-2和W m-2（10年）-1]局部表面感热通量和潜热释放到大气中的量，平均来自中部和东部目标地区的71个台站。 趋势在95％的置信水平下具有统计显著性。（b-e）中的蓝色，黄色和红色条纹分别适用于地形高度分别为2-3公里，3-4公里和4-5公里的地区。

2.2. 适用性和可变性

朱等人 （2012）比较1980-2006年期间夏季（6月至8月）青藏高原平均表面感热通量平均值的8个数据集的气候学，年际变率和线性趋势。他们报告表面感热通量的分布模式存在严重差异，并且认为这些差异是由于各种模式中不同的气候偏差造成的。然而，在研究内在变率时，他们发现平均数据集在青藏高原上可以成功呈现变率，因为通过消除模式的平均气候，模式偏差在很大程度上可以被消除。 图3显示了夏季青藏高原表面感热通量（图3a），地面温度差异（图3b）和地表以上10m处的风速（图3c）的年际变化和线性趋势。 结果表明，不同数据集在年际变化和气候趋势方面存在很好的一致性。 这一点很重要，因为它意味着可以使用不同数据集中青藏高原平均值的面积平均大气热源作为研究大气热源对青藏高原及其气候影响变率的指标。 这是因为当研究时间变化时，模型引起的相关数据集的系统偏差可以大大减少。

图2.夏季气候学空间分布，（6月 - 8月）平均值来自八个来源（单位：W m-2）的青藏高原感热通量：（a）NCEP-1; （b）NCEP-2; （c）CFSR; （d）ERA-40; （e）JRA-25; （f）G2诺亚; （g）YSiB2; （h）ObCh. 黑色曲线代表站高3000米，黑色圆圈代表站点; 详情请参阅文字。 [转载自朱等人（2012）]。

2.3 青藏高原上空大气热源以及高依赖性

上述结论得到了一系列研究的支持。图4基于NCEP再分析资料（Wu等人.2009）给出了西部青藏高原（29°-38°N，78°-90°E）和东部青藏高原（27°-40°N，90°-105°E）各种热源的7月平均垂直剖面。这些剖面具有相似的特征：在夏季，大气热源在西部的sigma;= 0.8（地形基于坐标）以下处和东部的sigma;= 0.7以下处为正，在高空处几乎消失。大气冷却来自长波辐射，西部最大降温量为4 K d-1，东部在sigma; = 0.85处的最大降温量为3 K dminus;1。这表明在低于sigma; = 0.85的位置存在逆温层。所有其他的过程，包括短波吸收，纵向不均匀加热，大规模潜热和对流加热，都会导致青藏高原上的大气热源为正值。尽管在对流层低层有大约4 K d-1的最大暖潜热，但在对流层高层占优势的对流加热最大值约为2 K d-1。最显着的特征是在表面上存在11 Kd-1的巨大差异性显热。正如将要讨论的那样，这种强烈的地表感热对地区乃至全球气候产生很大影响。图4所示的结果表明，青藏高原东西部地区的大气热源的不同组成部分的垂直分布具有很大的相似性，同时也揭示了两部分之间存在的细微差别。值得注意的是，在再分析过程中，表面观测被包括在了同化工作中。因此，由于地表观测资料的密度较大，青藏高原东部的再分析数据资料的准确度预计会高于西部。 青藏高原上的大气热源与仰角有关。如Duan等人所示(2014），虽然地表气温（Ta）和地表地温（Ts）随着青藏高原海拔的升高而降低，但地表风速随高度的增加而增加（图1b）。相应地，表面感热通量随着高度增加而增加（图1c），并且在4-5 km层处近乎达到100W m-2。因为表面感热取决于表面风速以及下伏的地面和表面空气这两者之间的温度差异（即Ts-Ta）。并且因为随着高度的增加，Ta的减小速度比Ts快（如图1b所示）。所以随着高度的增加，表面感热通量的增加不仅是由于风速的增加，而且还与地面温度差异（Ts-Ta）的增加有关。一般情况下这一结论是正确的。因为在对流辐射平衡约束条件下（Molnar和Emanuel，1999），Ts的推移速率估计约为3K km-1，比常规大气6 K km -1的推移速度要低。另一方面，因为在更高的大气柱内含有较少的水蒸气以及低层中的水汽通量的辐合比高层大气要强很多，所以由于云中凝结而释放到大气中的潜热随着高度的增加而减少。线性趋势也随不同的青藏高原高度而变化（图1d和e）。 较低海拔处的地表气温和地表低温要强于较高海拔处（图1d），而地表风速则在所有气层中呈减弱趋势。相应地，所有气层的表面感热都减弱，其中最弱的约为8 Wm-2（10年）-1，并且发生在4-5 km的最高层处（图1e）。而在青藏高原上的潜热在所有气层中呈现出小于2W m-2（10年）-1的微弱增加。

图3夏季（6 - 8月）平均（a）地表感热流量（单位：W m-2），（b）地面温度差异（单位：K）和（c）的年际变化和线性趋势 ）风速在10 m（单位：ms-1），平均在青藏高原上的76个台站。[转载自朱等人（2012）]。

图4.

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