青藏高原不同季節(jié)性土壤凍結(jié)差異對中國夏季降水的影響

青藏高原不同季節(jié)性土壤凍結(jié)差異對中國夏季降水的影響

0高原利用及對長江下游影響青藏高原是世界上最高、面積最大的高原。它位于中國氣候系統(tǒng)的頂部，對中國氣候有重要影響。這是氣候的啟動、加熱和擴展的機。由于高原區(qū)特殊的地形和地形，今天觀測到的雪蓋可以減少來自中緯地區(qū)的日照時間。cohof等人強調(diào)，冰雪的力學(xué)影響主要是高反射率、高蒸發(fā)率、低熱導(dǎo)率和潛熱的結(jié)合。土壤冷容量和熱態(tài)的變化主要影響土壤表面土層夏季的變化以及冬季的冷卻。土壤侵蝕的形成主要通過熱容量和熱導(dǎo)率的變化來影響。土壤侵蝕的形成，使土壤水分在夏季和秋季的變化，影響高原地表的r區(qū)。王成海等人指出，高原最大的凍土深度與中國夏季降水呈南北走向的三個高度相關(guān)。高榮等人聯(lián)合分析了高原冷濕年和青少年影響夏季風(fēng)強度的機理。高原冷濕年的多（少）雪，以及長江中下游的多（少）雨。朱玉祥等人總結(jié)了高原雪害調(diào)查的一些成果。高原磨損反映了高原水源的變化，與夏季長江谷底降水呈明顯的正相關(guān)。王成海等人認(rèn)為，高原的最大凍結(jié)深度與中國夏季降水呈南北走向三個高度的相關(guān)分布帶。高榮等人聯(lián)合分析認(rèn)為，高原的快速冷卻和早期貯藏與長江谷底的降水量呈正相關(guān)，而其他區(qū)域的降水呈負(fù)相關(guān)。然而，這些研究只是單一因素的影響。高原的雪害和季節(jié)性凍土是陸地條件的重要特征，不能孤立地改變。牧草和季節(jié)性凍土是土壤條件的重要特征，如冷藏氣候的影響。高原的多雪期和季節(jié)性凍土是土壤條件的重要特征，如高榮等人。然而，這些研究只是單一因素的影響。高原的冰雪和季節(jié)性凍土是陸地條件的重要特征，如觀賞。高原的冰雪和季節(jié)性凍土是陸地條件的重要特征，不能孤立地改變。對土壤的保溫作用意味著厚土區(qū)的土壤溫度高于無雪區(qū)。凍土可以阻止雪土的轉(zhuǎn)化水流入土壤，并形成地表徑流。因此，單一研究中的冰雪或凍土對中國夏季降水的影響有一定的局限性，因此需要充分考慮它們的共同。1監(jiān)測數(shù)據(jù)與邊界條件區(qū)域氣候模式RegCM3是國際理論物理中心天氣氣候物理組(PWC/ICTP)在RegCM2的基礎(chǔ)增加了新的物理過程參數(shù)化方案發(fā)展的,鮑艷等、劉亞琴等和張冬峰等已經(jīng)證明RegCM3模式在東亞地區(qū)有良好的模擬能力,張冬峰等和曲鵬等也證明了RegCM3模式在高原地區(qū)也具有良好的模擬能力.根據(jù)文獻中高原積雪和季節(jié)性凍土變化序列,分別選取10個多雪年、10個少雪年、10個凍結(jié)厚年和10個凍結(jié)薄年,比較多雪年和凍結(jié)厚年、少雪年和凍結(jié)薄年,發(fā)現(xiàn)積雪和凍土的異常年差異較大.多雪凍結(jié)厚年有1968年、1978年和1983年,多雪凍結(jié)薄年有1990年和1995年,少雪凍結(jié)厚年有1967年、1971年和1984年,少雪凍結(jié)薄年只有1999年.考察多雪年(少雪年)由凍結(jié)厚薄差異引起降水的差異,可以發(fā)現(xiàn)凍結(jié)差異引起降水異常分布都比較近似(圖略).因此,在本文中選取1983年(多雪凍結(jié)厚年)、1990年(多雪凍結(jié)薄年)、1971年(少雪凍結(jié)厚年)和1999年(少雪凍結(jié)薄年)分別進行模擬,研究高原積雪和凍土不同配置型對中國夏季降水影響的差異.RegCM3模式選用的是3.1版,模擬區(qū)域中心點在(100°E,35°N),格點數(shù)為121×101,水平分辨率60km,垂直方向共18層,頂層高度為10hPa.模式積分步長75s,大氣強迫資料選用NCEP逐日4次、2.5°×2.5°再分析資料,植被資料選用USGS反演的GLCC資料,海溫為NOAA的OISST資料.模式邊界緩沖區(qū)為10個格點,選用指數(shù)松弛邊界方案,積云對流參數(shù)化采用Grell方案.對于以上選定的4個年份,由上年9月1日開始模擬,積分到當(dāng)年8月31日結(jié)束,本文僅分析當(dāng)年6月1日-8月31日的結(jié)果.同時,為了減少由初值不同引起的模擬異常,我們還用上年7月1日和8月1日作為初值進行了模擬,將3個初值模擬結(jié)果做平均帶代表最終的模擬結(jié)果.2結(jié)果分析2.1降水偏少的模式計算凍結(jié)厚年和凍結(jié)薄年模擬夏季降水的差值百分率(圖1)可以發(fā)現(xiàn),在多雪年凍結(jié)較厚時長江流域和西北地區(qū)中部降水偏多,相對凍結(jié)較薄年偏多的范圍大概在20%~60%左右;東北地區(qū)、華北地區(qū)、華南地區(qū)、西南地區(qū)大部降水偏少,相對凍結(jié)較薄年偏少一般在20%~40%(圖1a).少雪年凍結(jié)較厚時,東北地區(qū)、華北地區(qū)和西南地區(qū)南部、內(nèi)蒙古西部和新疆西部降水偏多20%~60%,長江流域、華南地區(qū)北部、西北地區(qū)大部降水偏少20%~40%(圖1b).這與多雪年凍結(jié)厚薄引起的降水變化差異比較明顯.模擬降水距平百分率的分布與觀測結(jié)果相比基本一致,只是數(shù)值上有一定差異,特別是在降水量較少的西北地區(qū)差異更明顯(圖1c,d).多雪年凍結(jié)較厚時華北地區(qū)降水相對凍結(jié)較薄時的偏少模式模擬差異相對觀測值偏小,而對于西北中部的降水偏多的模擬則是偏多的;少雪年凍結(jié)較厚時模擬長江以南地區(qū)降水偏少的范圍和量級都較觀測偏小,西南地區(qū)南部模擬降水偏多也與模擬結(jié)果差異較大,模擬華北和東北降水的偏多與觀測值比較接近.模式模擬的誤差可能是由于多雪年東亞地區(qū)大氣環(huán)流比較穩(wěn)定,因此凍結(jié)厚薄差異的影響就很容易體現(xiàn)出來;而少雪年東亞大氣環(huán)流不太穩(wěn)定,特別是像1999年這樣的特殊年份,模式模擬不太好,因此模擬降水的差異與觀測比相對誤差較大.2.2不同風(fēng)壓下的土壤含水量根據(jù)韋志剛等的研究,青藏高原的積雪主要出現(xiàn)在上年10月到當(dāng)年5月,6月份積雪較少;而季節(jié)性凍土解凍早時一般在5月初,解凍晚時可能到6月底7月初.積雪的融化和季節(jié)性凍土的解凍都會吸收相變潛熱并引起土壤濕度的變化,進而引起高原地表熱源和東亞大氣環(huán)流的變化.由模擬的凍結(jié)厚年與薄年夏季表層土壤含水量的差值圖(圖2)可以發(fā)現(xiàn),多雪年凍結(jié)較厚時高原大部地區(qū)表層土壤含水量比凍結(jié)薄年偏少,但喜馬拉雅山脈西部和昆侖山區(qū)的表層土壤含水量偏多(圖2a);少雪年凍結(jié)較厚時高原南部和中部表層土壤含水量偏多,但青海東部和喜馬拉雅山脈西部、昆侖山區(qū)的表層土壤含水量偏少(圖2b).土壤含水量的變化是由融雪和解凍的不同配置所引起的.研究表明,高原地表熱源的變化必然會導(dǎo)致東亞大氣環(huán)流的變化.高原土壤凍結(jié)厚薄的差異會引起了地表熱源的變化,從而導(dǎo)致東亞大氣環(huán)流發(fā)生變化.圖4給出了多雪年和少雪年凍結(jié)厚薄引起南亞高壓的變化.由圖可見,多雪年土壤凍結(jié)較厚時由于高原地表感熱較強,南亞高壓較凍結(jié)薄時明顯偏強,12500gpm線向東升到東經(jīng)120°E附近,幾乎把長江以南的所有區(qū)域都覆蓋了;而在凍結(jié)較薄時12500gpm線最東只到105°E左右(圖4a).少雪年土壤凍結(jié)差異引起大氣環(huán)流的變化則與多雪年相反,凍結(jié)較厚時12400gpm線范圍小得多,相比凍結(jié)較薄時要偏西10°且偏北5°左右(圖4b).南亞高壓的變化會引起西太平洋副熱帶地區(qū)下沉氣流的變化,從而使西太副高發(fā)生變化.由圖5可見,由于多雪年凍結(jié)較厚時南亞高壓偏強,使得西太平洋下沉氣流偏強,西太副高偏強,且脊線位置稍偏南;在凍結(jié)較薄時則是西太副高偏弱且脊線位置偏北(圖5a).少雪年凍結(jié)厚薄差異引起西太副高的變化則與多雪年完全相反,凍結(jié)較厚時西太副高偏弱且脊線位置偏北,凍結(jié)較薄時西太副高偏強且脊線位置偏南(圖5b).西太副高強度和位置的變化會引起大氣流場的變化,從而導(dǎo)致水汽輸送出現(xiàn)差異.由多雪年凍結(jié)較厚與凍結(jié)較薄時850hPa流場差值圖(圖6a)可以發(fā)現(xiàn),凍結(jié)較厚相對凍結(jié)較薄時在我國長江以南地區(qū)有一個向北的氣流距平,而在長江以北則是一個向南的氣流距平,二者在長江附近形成一個氣流距平的切變,加上從南方帶來的更多的水汽,使得長江流域降水偏多,華南和華北地區(qū)降水偏少.少雪年凍結(jié)較厚相對凍結(jié)較薄時以長江下游為中心有一個反氣旋距平環(huán)流,在長江以南主要是東風(fēng)距平,在長江以北有南風(fēng)距平,從而使得凍結(jié)較厚時長江流域和華南降水偏少,華北地區(qū)降水偏多.3夏季地表感熱變化的主要原因綜合以上分析可以發(fā)現(xiàn),利用RegCM3模式能夠較好的模擬不同積雪狀態(tài)下高原土壤凍結(jié)差異對中國夏季降水的影響.結(jié)果顯示多雪年當(dāng)高原土壤凍結(jié)較厚時在長江流域和西北地區(qū)中部降水偏多,東北地區(qū)、華北地區(qū)、華南地區(qū)、西南地區(qū)大部降水偏少;而少雪年凍結(jié)較厚時東北地區(qū)、華北地區(qū)和西南地區(qū)南部、內(nèi)蒙古西部和新疆西部降水偏多,長江流域、華南地區(qū)北部降水偏少.造成這種差異的原因可能是積雪融化和凍土解凍不同配置型對夏季高原土壤濕度的不同影響,再加上相變過程吸收熱量的差異,使得凍結(jié)較厚時地表感熱偏強,高原地區(qū)上升運動偏強,南亞高壓和西太副高均偏強,850hPa水平風(fēng)場差值在長江流域形成一條氣流輻合帶,導(dǎo)致長江流域降水偏多,而華北、華南地區(qū)降水偏少.而少雪年土壤含水量的差異主要由土壤中凍結(jié)水量決定,因此凍結(jié)較厚時土壤含水量偏高,加上吸收相變潛熱,高原地表感熱偏低,南亞高壓和西太副高均偏弱,長江以北有明顯的北風(fēng)距平,使得北方降水偏多,南方降水偏少.由于土