中国气候异常综述.docx

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中国气候异常综述

中国气候异常及其成因

课程结业报告

题目青藏高原冬春季雪盖对东亚大气环流及对亚洲夏季风的影响

学生姓名

学号

院系

专业

201年月日

青藏高原冬春季雪盖对东亚大气环流

及对亚洲夏季风的影响

摘要通过对文献的阅读，概括的介绍了中国科学家近些年在“青藏高原冬春季雪盖对东亚夏季大气环流及对亚洲夏季风的影响的研究”方面的研究进展,包括“青藏高原积雪的基本特征”，“积雪异常年的确定”，“青藏高原积雪异常对于同期100pha及5OOhPa高度场的影响”，“2012-2013年春季和前期冬季青藏高原积雪异常对于对流层气温分布的影响”，以及“青藏高原冬春季雪盖对东亚大气环流及对亚洲夏季风的影响”等问题，最终总结得出青藏高原冬春季雪盖对东亚大气环流及对亚洲夏季风的影响的几个可能的机制。

综合文献表明：

青藏高原积雪在时间、空间分布上都表现出强烈的年内和年际差异，而青藏高原积雪的季节变化主要受降雪在年内分配的影响,春秋两季最多,冬季反而较少，冬季低地温对降雪和积雪的形成起相反的作用,很低的负温不利于降雪的形成,却有利于积雪的维持。

当青藏高原冬春积雪异常时，500hPa,100hpa高度场上存在显著差异的区域呈明显的纬向带状分布,冬季高度场上的差异比春季明显,且随时间推移,积雪异常时高度场存在差异的区域逐渐北移。

在青藏高原冬春季雪盖面积偏大、深度偏厚的年份，大气从冬到夏的增温率将受到影响,最终将减弱青藏高原在夏季作为热源的作用,引起弱的夏季风活动,对应季风进程偏晚。

然而，2011/2012年冬春季青藏高原积雪面积异常偏大，其上空对应的大气环流型与典型积雪偏多年具有较大差异。

亚洲季风区的大气环流受到积雪、弱LaNina事件、北极海冰、南极涛动等因素的共同影响。

高原积雪异常和ENSO循环的不同位相以及其他信号的组合作用使得它们对亚洲夏季风的影响更加复杂。

同时，高原积雪影响的复杂性也提示我们积雪空间分布的差异、高原上空环流分布的局地特征也能造成亚洲夏季风成员表现出不一致的影响结果。

关键词:

青藏高原冬春积雪异常；高度场；亚洲夏季风；

1引言

下垫面通过对辐射因子与环流因子的影响而作用于气候。

尤其是大地貌，更是影响气候的因素。

冰雪圈是气候系统中一个比较活跃的成员,对全球和区域气候的形成及异常的维持和发展都起着重要作用。

其中季节性雪盖因其季节和年际变率最大。

因此,对气候,尤其对短期气候的影响最为显著。

当然，雪盖的形成和异常均受大气环流的影响,即冰雪与气候（大气条件）之间是一种相互作用的过程。

但由于雪盖的持续性及其与大气环流和气温、降水等的联系,雪盖可能作为一些地区短期气候预报指标的潜力提供了一定的依据。

冬季，青藏高原是一个冷源，同时伴有积雪存在，在青藏高原的背阴面，积雪可以常年存在。

积雪一方面改变了下垫面的反照率,从而改变地表接受的太阳辐射;另一方面,积雪通过融雪改变地表潜热和感热的分配比例。

积雪的总体效应是改变下垫面的热力状况,从而对周围大气产生影响。

主要的物理机制是:

高原冬春积雪偏多,反射率增大,高原地表吸收太阳辐射减少;积雪融化时,吸收大量热量;积雪融化后,土壤湿度增大,与大气相互作用,以上方面均造成高原热源偏弱,反之亦然【1】。

另外，统计分析和数值实验均表明与欧亚大陆雪盖相比,亚洲季风对青藏高原积雪异常的响应更敏感。

并且高原积雪的空间分布不同对东亚、南亚季风的影响也不一致:

高原中东部多雪可能引起东亚夏季风的减弱幅度要大于印度夏季风的减弱【3】。

本文通过对部分文献的学习,总结了部分科学家的研究，更好的了解和掌握了青藏高原冬春季雪盖对东亚夏季大气环流及对亚洲夏季风的影响。

2青藏高原积雪的基本特征

青藏高原积雪在时间、空间分布上都表现出强烈的年内和年际差异。

李培基等【2】收集并整编了我国全部地面气象台站从1951年建站以来的逐月积雪深度、积雪密度和逐日降雪量资料,建立了我国积雪数据库。

并指出青藏高原积雪的季节变化主要受降雪在年内分配的影响,春秋两季最多,冬季反而较少;积雪年分配柱状图呈双众数分布,如图1所示。

平均来讲,前冬积雪较少,1月以后逐渐增加,2月达极大值,3月以后迅速减少,至6月消失。

其原因是地温对降雪和积雪的形成起相反的作用,很低的负温不利于降雪的形成,却有利于积雪的维持由于积雪日数也能很好地反映积雪的分布状况,因此,一些作者也分析过高原积雪日数。

周国良【4】等利用高原地区54个地面基本观测站（1956年10月至1987年4月共31年）逐年各月积雪日数资料,分析了青藏高原积雪的基本特征。

关于高原雪盖的持续性,郭其蕴等[5]利用高原积雪日数第一特征向量的时间系数,逐月计算了相邻两月的相关系数。

结果表明,积雪日数的持续性由秋到冬是增加的,12至1月达到最大值,然后又下降,即隆冬积雪异常容易持续。

3积雪异常年的确定

夏兰【5】等为获得相对准确可靠的积雪异常年份，参考了不同作者对高原冬春季积雪异常年的划分成果，并结合国家气候中心1973年以后高原积雪面积时间距平序列，对典型的积雪异常年进行逐年统计归类。

具体统计情况如表2所示。

确定出1957至2003年高原典型的冬春积雪异常年，按多数原则，综合该年在各种资料中出现的次数进行判定，如果该积雪异常年在不同资料中多次被归为多雪年，则将其确定为多雪

年，反之亦然。

按此标准首先将一致公认是多雪年的年份归入多雪一类，将一致公认是少雪年的年份归入少雪一尖;有争议的年份，如1962年、1973年、1979年、1980年、1981年和1982年，仍参照多数原则归类。

其中，1980年、1981年和1982年争议颇大，但很多学者都认为这两年高原积雪存在异常，尽管存在争议，也暂时将1980年归入多雪一类，将1981年归入少雪一类，而1982年也暂按国家气候中心的积雪面积距平序列划分为少雪一类;由于1999年及其以后儿年在文献中出现不多，按国家气候中心1973年以后的青藏高原积雪面积距平序列对其进行划分。

最终挑选出典型的青藏高原前一年冬季和当年春季的积雪异常年份，多雪年有16年:

1957,1962,1964,1968,1973,1978,1979,1980,1983,1986，1989,1998,1999,2000，2002,2003年；少雪年有15年:

1958,1963,1965,1967,1969,1970,1971,1976,1977,1981,1982,1984,1985,1992,2001年。

4青藏高原冬春季雪盖对东亚大气环流及对亚洲夏季风的影响

4.1青藏高原冬春季雪盖对同期500pha及100pha高度场和东亚大气环流的影响

苏志侠等【6】曾对美国国家环境预测中心（NCEP）及国家大气研究中心（NCAR）的40年全球再分析资料在中国（特别是高原及邻近地区）应用的可信度进行了初步分析（包括温,压,风,湿,降水量,地面辐射,地面感热,地面蒸发潜热及高原地面热源等）,认为两者基本特征和分布形势一致,再分析资料比较合理。

因此,NCEP高度场资料可以用来分析高原地区的大气环流场特征。

李跃清，夏兰等选用NCEP提供的100,500hPa的月平均高度场资料,利用两组样本平均值差异的显著性检验方法找出了冬春季青藏高原积雪异常时大气环流存在显著变化的关键区,以高度场在关键区的区域平均值建立三因子最优子集二级判别方程,作为青藏高原多雪年和少雪年的判别方程。

结合初步划分的1957至2003年典型的青藏高原积雪异常年,用得到的最优判别方程进行划分,最终确定出1957至2003年青藏高原积雪正常略多年和正常略少年。

则1957至2003年高原冬春季积雪正常/多雪年有1957,1962,1964,1968,1972,1973,1978,1979,1983,1986,1989,1995,1996,1997,1998,1999,2000,2002,2003年，正常/少雪年有：

1958,1959,1960,1961,1963,1965,1966,1967,1969,1970,1971,1974,1975,1976,1977,1980,1981,1982,1984,1985,1987,1988,1990,1991,1992,1993,1994,2001年。

夏兰等作者认为：

高原积雪通过影响高原热力过程改变高原及其附近地区的大气环流。

春季,积雪对大气环流的反作用在积雪与大气环流两者的相互关系中占主导地位。

图3是春季各月场多雪、少雪两组样本500hp位势高度平均值差异的t检验分布,从图3可以看出：

高原积雪异常时,春季500hp大气环流存在显著差异的区域已明显减少,且较为分散。

主要的显著差异区分布在格陵兰、太平洋、欧洲、北大西洋、澳大利亚以及蒙古和南美洲南部地区。

这些显著区域通常对应的是格陵兰高压、阿留申低压、欧洲浅槽、夏威夷高压、澳大利亚高压、墨西哥高压等大气活动中心。

换言之,高原积雪异常对春季这些大气活动中心产生了影响。

从t检验的分布图上可以看到,除阿留申地区的t检验值是负值外,其他大气活动中心都是正值。

这表明,高原积雪异常会使春季大气环流的格陵兰高压、夏威夷高压、澳大利亚高压、墨西哥高压和阿留申低压等大气活动中心增强。

图3春季500hp位势高度场的t检验分布（其他说明同图1）由春季100hPa高度场的t检验分布图看出,高原积雪异常，100hPa春季大气环流存在显著差异的区域小而分散。

主要分布在格陵兰岛，马达加斯加、阿留申群岛、欧洲南部、大西洋西部、新西兰、澳大利亚西南部。

且除大西洋西部地区的t检验值是负值外,其他大气活动中心都是正值。

这表明,高原积雪异常会使春季大气环流的欧洲浅槽、澳大利亚高压、马斯克林高压、大西洋上的低压系统等大气活动中心增强。

500hPa的t检验图所得到的结果一致,高原积雪异常对大气活动中心一般起到加强作用,春季100hPa显著差异区与冬季的相比,明显减少且分布零散。

综上所述,作者认为：

高原积雪异常时500hPa,100hp高度场上存在显著差异的区域呈明显的纬向带状分布,冬季高度场上的差异比春季明显,且随时间推移,积雪异常时高度场存在差异的区域逐渐北移。

冬季是高原积雪的主要堆积期,这时大气环流异常决定了冬季高原积雪状况；同时,冬季高原积雪异常通过影响高原上的热力过程改变高原及其附近地区的冬季大气环流。

冬季大气环流的异常又作为影响春季高原积雪的重要因素,进一步影响春季的高原积雪状况。

因此,青藏高原积雪异常与大气环流的相互关系中,是大气环流首先影响高原天气气候,造成高原积雪异常；高原积雪异常反过来影响大气环流。

另外,冬季高度场上的显著区比春季明显,表明大气环流对高原积雪异常影响大于高原积雪异常对大气环流的反作用。

4.2数值模拟推测青藏高原冬春季雪盖对东亚夏季大气环流影响的可能机制

卢咸池和罗勇【7】利用包括有完整物理过程万案的IAP二层AGCM进行了青藏高原冬春季雪盖异常对东亚夏季大气环流、加热场和降水影响的个例数值试验。

在该模式第24个模式年1月1日00:

00的积分结果基础上，将高原地区地面积雪异常增厚一倍，积雪异常维持15d。

控制试验和雪盖加倍试验都积分到8月底。

分析二者6,7和8月东亚地区的差异，可认为是高原冬春季雪盖异常所形成的扰动。

结果表明，该影响十分显著，持续性很强。

当高原冬春季雪盖异常增厚时，夏季（JJA）高原地区及我国北方5OOhPa位势高度降低，南方升高，西太平洋副高减弱。

大气对雪盖异常的响应呈明显的波列特征（见图5）即北半球5OOhPa高度场中高纬有4波特征的扰动波列分布，这似乎对夏季的平均4波形式有减弱的影响。

我国北方大部分地区土壤温度降低，而南方土壤温度升高。

降水异常分布形势夏季各月并不完全一致，这与同期5OOhPa高度场异常分布形势有关。

另外，高原冬春季雪盖异常对南半球夏季的环流也有很大影响。

在此基础上，罗勇【8】等论述了青藏高原冬春季雪盖对东亚夏季大气环流影响的可能机制。

一般认为,积雪日数、积雪深度和积雪面积这3项指标从总体上来说均能很好地反映积雪的特征,但它们又各有其局限性。

例如,积雪日数的确定大多依观测员的目测而定,人为因素较大;积雪深度的测量较为客观地反映了测站地区局地的积雪状况,但由于高原测站多分布于高原的东部和南部,因而对广大的西部无人区代表性较差;而由卫星资料确定的积雪面积指标,由于存在云与雪盖的误读,也会产生误差,并且时间序列较短。

由统计分析和数值模拟研究得到的结果,虽然由于诸作者所用的资料性质、资料年代不同,使用的模式和数值试验设计方案不同,造成了一定程度的不可比性,特别是与东亚夏季降水的关系仍不十分清楚,但都表明青藏高原冬春季雪盖与东亚夏季大气环流之间确实存在着某种非同时的联系。

大陆雪盖对太阳辐射的反射能力很强,下垫面接受的太阳辐射比一般裸地要少60%。

雪盖的低导热率使地气之间的感热传输发生变化;同时,融雪需要吸收大量的融解热。

另外,YehTucheng等【9】利用数值试验证明,去掉雪盖可以减少对土壤有利的水分,引起土壤水分的负异常。

这种异常影响可以持续数月,因此,雪盖的异常亦可以影响土壤的水分平衡。

可见,高原雪盖的异常无疑会影响地气系统的热量、水分收支和大气中的物理过程。

这说明雪盖与大气环流、气候间的联系具有明确的物理基础。

由青藏高原冬春季雪盖影响东亚夏季季风气候的诊断分析和数值试验结果,可以总结出

其中的可能机制,如图6所示。

在青藏高原冬春季雪盖面积偏大、深度偏厚的年份,通过上述物理过程影响到大气从冬到夏的增温率,减弱青藏高原在夏季作为热源的作用,引起弱的夏季风活动,对应季风进程偏晚。

我国华南地区西南风强,降水偏多。

夏季高原北侧经向温度梯度减小,中高纬环流经向度大,影响我国北方的降水。

另外,南半球低层向高原的辐合弱,越赤道的西南气流弱,从而影响南半球的环流。

值得注意的是,实际资料的研究发现,青藏高原冬春季雪盖异常的后延冷却效应较弱[10]。

有些作者认为高原冬春季雪盖与东亚夏季环流之间的联系是一种隔季相关的现象【10】。

因此,要弄清高原冬春季雪盖的异常信号是如何储存、如何影响夏季东亚大气环流的,应加强实际资料的诊断分析和数值模拟的研究,以揭示其中的物理机制。

4.32011/2012年冬青藏高原冬春积雪异常与亚洲夏季风异常的可能联系

竺夏英,陈丽娟,李想【11】等利用罗格斯大学积雪遥感资料、NCEP/NCAR再分析格点资料和NOAA陆地降水分析数据PREC/L,从2011/2012年冬春季青藏高原积雪偏多现象与亚洲夏季风的观测事实与以往研究结果不一致出发,诊断分析了2011/2012年冬春积雪与亚洲夏季风的可能联系。

结果表明:

2012年春季和前期冬季,青藏高原主体上空对流层主要为气旋性环流距平且气温偏低,这与积雪偏多年的环流特征一致。

尤其在90°E以西,自青藏高原到热带地区,前期冬春季对流层中部气温表现为北冷南暖的距平特征,有利于夏季自热带印度洋到高原温度梯度偏弱,造成南亚夏季风偏弱。

但是在90E以东的高原东部到东亚地区及其南侧的低纬度地区,对流层温度距平为北正南负型,温度梯度偏弱,有利于亚洲东南部大气环流冬夏季节转换偏早,南海夏季风爆发偏早,东亚夏季风偏强,这种环流特征受到高原以外的其他外强迫信息的影响。

2011/2012年冬春季积雪偏多特征可能对南亚夏季风偏弱有重要贡献,而对东亚夏季风的影响不明显。

竺夏英等对2012年春李和前期冬李积雪及大气环流特征的分析发现：

从积雪覆盖率距平空间分布（如图1）显示:

冬季，青藏高原积雪空间分布不均，异常偏多中心区域主要有两个，一个在高原东部，另一个在高原西北部;春季，积雪偏多范围有所减小，但高原东部正距平中心依然存在，而高原西北部仍为大范围的积雪偏多区。

以上特征与青藏高原台站积雪日数距平分布（图略）基本一致。

这两个多雪区与气候平均状况下高原积雪鼎盛期的多雪区【12】分布较吻合，它们的异常可能具有较强的气候效应，而高原中部积雪雪层很薄，气候效应不明显。

2011/2012年冬春季积雪分布与钱永甫等【13】用SVD分析的第一模态积雪的空间分布比较一致，即高原东部地区为积雪偏多/少的典型区域。

张顺利【14】等于2001年指出冬季青藏高原多雪年，在对流层中上层，亚洲副热带地区（10N--25N）西风带偏强，东亚和西亚分别为气旋性环流距平，热带印度洋上空为反气旋性环流距平，少雪年冬季的情况几乎相反。

然而2012年前期冬季的环流场表现为:

亚洲副热带地区西风偏弱，东亚和西亚各为一个强大的反气旋式环流距平，热带印度洋上空为气旋式环流距平（图2a），与典型多雪年的环流特征相反，只是环流异常中心位置较张顺利等给出的多雪年环流异常中心位置整体偏南约5纬度。

2012年春季的环流异常基本延续了前期冬季的环流配置情况（图2b），表现为西亚到阿拉伯半岛为反气旋式环流距平，东亚为反气旋式环流距平，中南半岛到孟加拉湾为气旋式环流距平。

需要指出的是，2012年春季在青藏高原及其以西地区为气旋式环流距平，这与典型多雪年的环流特征比较一致。

以上环流信息表明2011/2012年冬季，亚洲区域的大尺度大气环流场与典型的异常多雪年环流具有较大差异，2012年春季，在青藏高原及其以西地区为典型多雪年的环流特征，但是在青藏高原以东和以南的地区为与典型多雪年相反的环流特征。

此外，在温度场上，典型多（少）雪年，高原及其附近地区为负（正）距平，高原以南地区为一致的正（负）距平。

从2011/2012年冬春季500hPa气温场来看（图2阴影部分）,2012年春季（图2b），在90E以西，自青藏高原及以西地区往南到热带印度洋，温度距平从北向南为负一正一负的空间分布，北部的气温负异常量值明显高于其南侧的正异常和负异常量值，即从大范围空间分布来看，高原及其以西的大部分地区气温和其南部的气温相比为北冷南暖的梯度分布，不利于南亚地区从冬到夏南北温度梯度的反转。

在90E以东，自青藏高原东部及其以东地区35N往南到热带地区，气温距平呈北正南负的空间分布，即北暖南冷，有利于东亚地区从冬到夏的经向温度梯度反转;以上特征在冬季更加明显。

因此，2012年春季和前期冬季对流层气温分布与典型积雪偏多年不同，在90E以西，接近于积雪偏多年，而在90E以东，不同于积雪偏多年。

即2011/2012年冬春季，高原东部和西部的局地环流和温度场分布有差异。

综上分析，竺夏英等作者认为：

从监测看，2012年春季和前期冬季青藏高原积雪面积异常偏大，但相应的对流层中层的环流和气温异常分布与典型的积雪偏多年不同。

90E以西，尤其是南亚的环流和气温异常分布接近积雪偏多年的特征;90E以东，高原东部及东亚地区,对流层中部气温为北正南负的距平特征，东亚为反气旋式环流距平，中南半岛及其邻近地区为气旋式环流距平，类似于积雪偏少年的特征，但高原积雪偏多的监测事实与东亚和南亚的环流特征并不十分吻合。

根据陶亦为等（2011）的工作，当前期冬春季ENSO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）。

而当前期冬春季Nino3区海温略偏暖或正常偏暖（略偏冷或正常偏冷）与积雪略偏多或正常偏多（略偏少或正常偏少）的配置下，夏季雨带往往具有不确定性。

而2011/2012年冬春季高原积雪偏多，但Nino3区海温为略偏暖，因此两个外强迫因子对亚洲夏季风和我国雨带的作用具有较大的不确定性。

陈丽娟等【15】对2012年夏季风偏强的成因进行了分析，认为除了东亚大气对弱LaNina事件有一定的响应外，冬季北极海冰异常偏少和南极涛动异常偏强也对东亚夏季风偏强有较大的贡献。

竺夏英等作者接着从诊断的角度分析2011/2012年冬春季青藏高原积雪对亚洲夏季风的贡献，着重于对南亚季风的影响。

结果发现青藏高原积雪偏多，南亚夏季风环流偏弱，这很可能是由于高原感热偏弱使得高原南侧温度对比偏弱造成的。

通过计算60E-90E平均的500hPa气温距平的逐候演变（图7），作者发现1-3月，30N以北的高原上空气温异常偏低，而30N以南的印度半岛及附近海域上空气温明显偏高，20N至高原地区几乎持续偏冷，而20N以南至热带印度洋在5月底才出现弱的偏暖并维持到整个夏季。

这种形态在高原近地面层最明显，随着高度增加而减弱，但这足以说明高原积雪的滞后效应。

因此，前期冬春季青藏高原积雪偏多，有利于夏季高原及其附近地区气温偏低，导致夏季热带印度洋到高原西部地区大尺度温度梯度偏小，利于南亚夏季风偏弱。

故综上所述，2011/2012年冬春季亚洲低纬度地区（特别是90E以东）大气环流受到海温、极冰、南极涛动等因素的影响，有利于亚洲东南部的季节转换偏早;而90E以西地区的环流，尤其是南亚夏季风偏弱可到前期冬春季高原积雪异常偏多的作用。

最终总结可以看出：

2011/2012年冬春季青藏高原积雪面积异常偏大，其上空对应的大气环流型与典型积雪偏多年具有较大差异。

2012年夏季，亚洲季风区的大气环流受到积雪、弱LaNina事件、北极海冰、南极涛动等因素的共同影响。

一方面，高原积雪偏多，使得南亚夏季风偏弱;另一方面，受LaNina、北极海冰、南极涛动等的滞后影响，南海夏季风爆发早，东亚夏季风偏强。

因此，高原积雪异常和ENSO循环的不同位相以及其他信号的组合作用使得它们对亚洲夏季风的影响更加复杂。

同时，高原积雪影响的复杂性也提示我们积雪空间分布的差异、高原上空环流分布的局地特征也能造成亚洲夏季风成员表现出不一致的影响结果。

5小结与讨论

青藏高原的特点可总结为：

大尺度、高坡度，横跨南北等。

青藏高原是控制大气环流的重要因子，它通过全球能量和水分循环影响着区域和全球的气候及其变化。

通过对以上文献的学习，可以发现：

青藏高原前期的地表热状况对东亚夏季季风气候的作用相当显著,而积雪是地表热状况的一个重要方面，青藏高原冬春季雪盖的年际变化对东亚夏季大气环流、季风降水等具有重要的的影响。

然而,高原积雪变化的复杂性也提示我们积雪空间分布的差异、高原上空环流分布的局地特征也能造成亚洲夏季风成员表现出不一致的影响结果。

另外，高原冬春季雪盖与东亚夏季环流之间的联系是否为一种隔季相关的现象因此,还需要作许多研究，想要弄清高原冬春季雪盖的异常信号是如何储存、如何影响夏季东亚大气环流的,应加强实际资料的诊断分析和数值模拟的研究,以揭示其中的物理机制。

参考文献

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气象出版社,1993年,314-319页.

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[10]徐国昌李珊