青藏高原不同季节性土壤冻结差异对中国夏季降水的影响

青藏高原不同季节性土壤冻结差异对中国夏季降水的影响

0高原利用及对长江下游影响青藏高原是世界上最高、面积最大的高原。它位于中国气候系统的顶部，对中国气候有重要影响。这是气候的启动、加热和扩展的机。由于高原区特殊的地形和地形，今天观测到的雪盖可以减少来自中纬地区的日照时间。cohof等人强调，冰雪的力学影响主要是高反射率、高蒸发率、低热导率和潜热的结合。土壤冷容量和热态的变化主要影响土壤表面土层夏季的变化以及冬季的冷却。土壤侵蚀的形成主要通过热容量和热导率的变化来影响。土壤侵蚀的形成，使土壤水分在夏季和秋季的变化，影响高原地表的r区。王成海等人指出，高原最大的冻土深度与中国夏季降水呈南北走向的三个高度相关。高荣等人联合分析了高原冷湿年和青少年影响夏季风强度的机理。高原冷湿年的多（少）雪，以及长江中下游的多（少）雨。朱玉祥等人总结了高原雪害调查的一些成果。高原磨损反映了高原水源的变化，与夏季长江谷底降水呈明显的正相关。王成海等人认为，高原的最大冻结深度与中国夏季降水呈南北走向三个高度的相关分布带。高荣等人联合分析认为，高原的快速冷却和早期贮藏与长江谷底的降水量呈正相关，而其他区域的降水呈负相关。然而，这些研究只是单一因素的影响。高原的雪害和季节性冻土是陆地条件的重要特征，不能孤立地改变。牧草和季节性冻土是土壤条件的重要特征，如冷藏气候的影响。高原的多雪期和季节性冻土是土壤条件的重要特征，如高荣等人。然而，这些研究只是单一因素的影响。高原的冰雪和季节性冻土是陆地条件的重要特征，如观赏。高原的冰雪和季节性冻土是陆地条件的重要特征，不能孤立地改变。对土壤的保温作用意味着厚土区的土壤温度高于无雪区。冻土可以阻止雪土的转化水流入土壤，并形成地表径流。因此，单一研究中的冰雪或冻土对中国夏季降水的影响有一定的局限性，因此需要充分考虑它们的共同。1监测数据与边界条件区域气候模式RegCM3是国际理论物理中心天气气候物理组(PWC/ICTP)在RegCM2的基础增加了新的物理过程参数化方案发展的,鲍艳等、刘亚琴等和张冬峰等已经证明RegCM3模式在东亚地区有良好的模拟能力,张冬峰等和曲鹏等也证明了RegCM3模式在高原地区也具有良好的模拟能力.根据文献中高原积雪和季节性冻土变化序列,分别选取10个多雪年、10个少雪年、10个冻结厚年和10个冻结薄年,比较多雪年和冻结厚年、少雪年和冻结薄年,发现积雪和冻土的异常年差异较大.多雪冻结厚年有1968年、1978年和1983年,多雪冻结薄年有1990年和1995年,少雪冻结厚年有1967年、1971年和1984年,少雪冻结薄年只有1999年.考察多雪年(少雪年)由冻结厚薄差异引起降水的差异,可以发现冻结差异引起降水异常分布都比较近似(图略).因此,在本文中选取1983年(多雪冻结厚年)、1990年(多雪冻结薄年)、1971年(少雪冻结厚年)和1999年(少雪冻结薄年)分别进行模拟,研究高原积雪和冻土不同配置型对中国夏季降水影响的差异.RegCM3模式选用的是3.1版,模拟区域中心点在(100°E,35°N),格点数为121×101,水平分辨率60km,垂直方向共18层,顶层高度为10hPa.模式积分步长75s,大气强迫资料选用NCEP逐日4次、2.5°×2.5°再分析资料,植被资料选用USGS反演的GLCC资料,海温为NOAA的OISST资料.模式边界缓冲区为10个格点,选用指数松弛边界方案,积云对流参数化采用Grell方案.对于以上选定的4个年份,由上年9月1日开始模拟,积分到当年8月31日结束,本文仅分析当年6月1日-8月31日的结果.同时,为了减少由初值不同引起的模拟异常,我们还用上年7月1日和8月1日作为初值进行了模拟,将3个初值模拟结果做平均带代表最终的模拟结果.2结果分析2.1降水偏少的模式计算冻结厚年和冻结薄年模拟夏季降水的差值百分率(图1)可以发现,在多雪年冻结较厚时长江流域和西北地区中部降水偏多,相对冻结较薄年偏多的范围大概在20%~60%左右;东北地区、华北地区、华南地区、西南地区大部降水偏少,相对冻结较薄年偏少一般在20%~40%(图1a).少雪年冻结较厚时,东北地区、华北地区和西南地区南部、内蒙古西部和新疆西部降水偏多20%~60%,长江流域、华南地区北部、西北地区大部降水偏少20%~40%(图1b).这与多雪年冻结厚薄引起的降水变化差异比较明显.模拟降水距平百分率的分布与观测结果相比基本一致,只是数值上有一定差异,特别是在降水量较少的西北地区差异更明显(图1c,d).多雪年冻结较厚时华北地区降水相对冻结较薄时的偏少模式模拟差异相对观测值偏小,而对于西北中部的降水偏多的模拟则是偏多的;少雪年冻结较厚时模拟长江以南地区降水偏少的范围和量级都较观测偏小,西南地区南部模拟降水偏多也与模拟结果差异较大,模拟华北和东北降水的偏多与观测值比较接近.模式模拟的误差可能是由于多雪年东亚地区大气环流比较稳定,因此冻结厚薄差异的影响就很容易体现出来;而少雪年东亚大气环流不太稳定,特别是像1999年这样的特殊年份,模式模拟不太好,因此模拟降水的差异与观测比相对误差较大.2.2不同风压下的土壤含水量根据韦志刚等的研究,青藏高原的积雪主要出现在上年10月到当年5月,6月份积雪较少;而季节性冻土解冻早时一般在5月初,解冻晚时可能到6月底7月初.积雪的融化和季节性冻土的解冻都会吸收相变潜热并引起土壤湿度的变化,进而引起高原地表热源和东亚大气环流的变化.由模拟的冻结厚年与薄年夏季表层土壤含水量的差值图(图2)可以发现,多雪年冻结较厚时高原大部地区表层土壤含水量比冻结薄年偏少,但喜马拉雅山脉西部和昆仑山区的表层土壤含水量偏多(图2a);少雪年冻结较厚时高原南部和中部表层土壤含水量偏多,但青海东部和喜马拉雅山脉西部、昆仑山区的表层土壤含水量偏少(图2b).土壤含水量的变化是由融雪和解冻的不同配置所引起的.研究表明,高原地表热源的变化必然会导致东亚大气环流的变化.高原土壤冻结厚薄的差异会引起了地表热源的变化,从而导致东亚大气环流发生变化.图4给出了多雪年和少雪年冻结厚薄引起南亚高压的变化.由图可见,多雪年土壤冻结较厚时由于高原地表感热较强,南亚高压较冻结薄时明显偏强,12500gpm线向东升到东经120°E附近,几乎把长江以南的所有区域都覆盖了;而在冻结较薄时12500gpm线最东只到105°E左右(图4a).少雪年土壤冻结差异引起大气环流的变化则与多雪年相反,冻结较厚时12400gpm线范围小得多,相比冻结较薄时要偏西10°且偏北5°左右(图4b).南亚高压的变化会引起西太平洋副热带地区下沉气流的变化,从而使西太副高发生变化.由图5可见,由于多雪年冻结较厚时南亚高压偏强,使得西太平洋下沉气流偏强,西太副高偏强,且脊线位置稍偏南;在冻结较薄时则是西太副高偏弱且脊线位置偏北(图5a).少雪年冻结厚薄差异引起西太副高的变化则与多雪年完全相反,冻结较厚时西太副高偏弱且脊线位置偏北,冻结较薄时西太副高偏强且脊线位置偏南(图5b).西太副高强度和位置的变化会引起大气流场的变化,从而导致水汽输送出现差异.由多雪年冻结较厚与冻结较薄时850hPa流场差值图(图6a)可以发现,冻结较厚相对冻结较薄时在我国长江以南地区有一个向北的气流距平,而在长江以北则是一个向南的气流距平,二者在长江附近形成一个气流距平的切变,加上从南方带来的更多的水汽,使得长江流域降水偏多,华南和华北地区降水偏少.少雪年冻结较厚相对冻结较薄时以长江下游为中心有一个反气旋距平环流,在长江以南主要是东风距平,在长江以北有南风距平,从而使得冻结较厚时长江流域和华南降水偏少,华北地区降水偏多.3夏季地表感热变化的主要原因综合以上分析可以发现,利用RegCM3模式能够较好的模拟不同积雪状态下高原土壤冻结差异对中国夏季降水的影响.结果显示多雪年当高原土壤冻结较厚时在长江流域和西北地区中部降水偏多,东北地区、华北地区、华南地区、西南地区大部降水偏少;而少雪年冻结较厚时东北地区、华北地区和西南地区南部、内蒙古西部和新疆西部降水偏多,长江流域、华南地区北部降水偏少.造成这种差异的原因可能是积雪融化和冻土解冻不同配置型对夏季高原土壤湿度的不同影响,再加上相变过程吸收热量的差异,使得冻结较厚时地表感热偏强,高原地区上升运动偏强,南亚高压和西太副高均偏强,850hPa水平风场差值在长江流域形成一条气流辐合带,导致长江流域降水偏多,而华北、华南地区降水偏少.而少雪年土壤含水量的差异主要由土壤中冻结水量决定,因此冻结较厚时土壤含水量偏高,加上吸收相变潜热,高原地表感热偏低,南亚高压和西太副高均偏弱,长江以北有明显的北风距平,使得北方降水偏多,南方降水偏少.由于土