1979年夏季6—8月青藏高原地面天气图分析报告

本文利用“保风投影法”对1979年6—8月每天08和20时(北京时)的高原地面天气图进行了分析,结果表明,地面图上的气旋和反气旋移动规律性颇好,与天气区和锋面的配合也合理。与历史天气图比较,本图上气旋的出现时间平均要早一天以上。气旋活动的主要路径有两条。在逐日天气图上高原热低压与印巴热低压往往势下两立,此强彼弱,这表明东亚大陆的季风活动中心一般只有一个。夏季入侵高原内部的冷空气主要从塔里木和柴达木两盆地移向东南。本年度印度季风爆发和江淮梅雨开始的“导火线”都是同一个西风带冷槽。     

1979年5—8月青藏高原气象科学实验及其观测系统

一、主要科学目的 过去大量的研究工作指出,青藏高原对于我国、亚洲、甚至全球的环流和天气气候都有巨大的影响。在数值模拟试验中,如果不考虑青藏高原的影响,所得到的平均环流和天气气候特点与实际情况完全不同,加入青藏高原地形之后,则比较接近实况。但是我们还不了解青藏高原影响的具体过程和物理机理,甚至高原上许多地区没有观测资料。为此,我们在1979年5月1日到8月31日期     

1982年8月—1983年7月青藏高原地面热源强度跃变事实及其现象

1、地面热源强度资料及其计算 地表热量平衡方程为 B=P+LE+H(1)其中B为净辐射值,P为感热,LE为潜热(或蒸发凝结热),H为土壤热通量。 或 B-H=D+LE(2)B-H即为地面热源强度或地面加热强度。其中B-H>0,地面为热源;B-H<0,地面为冷源。依据相似理论,用通量廓线关系计算了拉萨、那曲、改则三站的感热和潜热通量值,辐射平衡用实测值,地表热通量则用5cm,10cm深度的土壤热通量外推得到。从而由(2)式可得到上述三站的地面热源强度。具体计算方法及其计算误差详见[2]。     

1979年5—7月青藏高原及其附近地区热源与水汽的诊断分析

本文利用FGGEⅢ_b级资料对青藏高原及其附近地区1979年5月15日到7月20日的热源和水汽分布进行了计算和诊断分析。所用方法同罗会邦的,计算范围为15—60°N,60—120°E,共分10个小区。分析表明:(1)高原地区是这一时期东亚地区内热源最强和出现最早的。雨季前四周几乎还是热汇时,高原上的热源已经很强,並且在对流层高层最强。(2)高原地区上升运动最强和高空湿度最大。它使四周,特别是南方低空的水汽向高原辐合,然后沿上升气流输送到高原上空,在400hPa以上高空把水汽从高原输送到下游(东边)。从而高原对这一时期的水汽输送起到烟囱效应。     

青藏高原地面热源状况的研究

青藏高原隆起对我国、亚洲乃至整个北半球的大气环流和天气气候形成起着重要的作用,受到气象学界的普遍重视。其中特别是高原地面对大气的加热作用,更是研究的重要课题之一。而研究高原对大气的加热作用,首先必须了解高原地面辐射平衡和热量平衡状况。为此,在第一次青藏高原气象科学实验期间,深入高原腹地进行了定点野外考察。考察项目包括地面辐射平衡各分量和各项地面气象要素梯度观测。本文对野外考察的概况及取得的主要研究成果作一简要介绍。     

1979—2013年ERA-Interim资料的青藏高原低涡活动特征分析

为了更好地了解青藏高原多尺度地形的动力作用,并为改良数值模式中地形的表示方法奠定基础,通过采用2010年青藏高原西南部6个地面台站的观测资料以及4种不同分辨率的分析(再分析)资料,分别估算了冈底斯山及整个青藏高原主体范围内的地表气压拖曳,得出了青藏高原可能存在的拖曳类型,并且分析了青藏高原气压拖曳的一些特征。得出如下主要结论:由罗斯贝波产生的波动拖曳作为行星尺度的拖曳对青藏高原地区总拖曳的贡献最大;同时,青藏高原范围内存在着大量与天气过程密切相关的天气尺度的拖曳;对于冈底斯山对气流的中尺度动力作用的进一步分析可知,夏季基本全为气流分离,冬季500 hPa以下为气流分离,500—200 hPa为气流分离和波动破碎的混合区,而200 hPa以上的平流层则为重力波的产生及其破碎区域;冈底斯山地区的地表气压拖曳主要集中在3000—5000 m高度,并且,冈底斯山总拖曳的方向近乎与山脊垂直;地表气压和地形高度资料的分辨率越高,所能分辨出的更小波长的气压拖曳也越多,估算出的高原主体范围内的拖曳值也越大;变压梯度和地形梯度是影响气压拖曳的基本因子,但地形梯度对拖曳的影响最终是通过气压梯度来实现的。     

1979—2013年ERA-Interim资料的青藏高原低涡活动特征分析

为分析青藏高原低涡活动特征,利用1979—2013年ERA-Interim再分析资料500 hPa高度场,基于气旋客观识别和追踪算法得到青藏高原及其附近地区低涡路径,同时利用客观分析方法对500 hPa温度场进行分析得到低涡的冷暖性质,从而得到一套青藏高原低涡活动的资料。对高原低涡的频次、强度、持续时间、地理位置和移出高原等特征分析结果表明,35年间青藏高原上活动的系统主要为高原低涡,年均约53个,其中,年均6.7个高原低涡移出青藏高原;高原低涡持续时间从少至多呈指数减少,强度和冷暖性质的出现频次均呈正态分布,初生的高原低涡以暖涡居多,占81%。高原低涡发生且强度较大主要在青藏高原的汛期(5—9月),高原低涡源地主要在西藏那曲地区西部和阿里地区北部,消亡地主要位于源地高频中心东侧的唐古拉山地区和青海西部当曲河流域,高原低涡的消亡可能受地形影响。近35年来高原低涡生成频次呈不显著减少趋势(－2个/(10 a));移出高原低涡数(－1.4个/(10 a))和高原低涡移出率(－2.3%/(10 a))均显著减少。     

1979~2015年青藏高原低涡降水特征分析

为了研究青藏高原低涡降水长期特征,利用1979~2015年高原低涡数据集、依照高原低涡降水范围,匹配高原各站逐日降水信息,对高原低涡降水特征进行统计分析。结果表明,青藏高原低涡降水量呈上升趋势,大值中心位于西藏那曲地区,呈向东南凸出递减分布,并以夏季低涡降水为主,全年和夏季高原低涡降水量与总降水量均存在明显的正相关关系。安多站高原低涡降水呈下降趋势,但对年降水的平均贡献率高达三成;那曲站与托托河站高原低涡降水在总体上却呈上升趋势,递增率分别为0.2 mm/a和0.7 mm/a,其中那曲低涡频数与低涡降水强度的正相关系数达0.66,而托托河低涡降水占总降水的百分比却呈下降趋势。高原低涡日降水量等级主要以小雨为主,但中雨却是低涡降水量的主要贡献者。趋势分析发现高原低涡降水递增中心位于青海北部,递增率达到0.9 mm/a,次中心在西藏西南部雅鲁藏布江沿线地区;同时,高原低涡引发小雨降水基本呈全区一致增加趋势,中心位于西藏东北部和青海西南部地区;中雨降水上升趋势主要集中在西藏西南部、青海地区以及四川西部,其中青海南部存在较为明显上升中心区,下降趋势主要分布在西藏北部和东部。     

青藏高原地面热源观测研究的进展

1.历史的回顾青藏高原不仅在大地形的动力方面影响着我国和亚州的大气环流,而且在高原地面加热场和地一气系统的能量收支方面对我国、亚州甚至北半球的天气气候产生着重大的影响,因此,几十年来一直为国内外气象学家们所关注。为了揭示高原地区地面热状况及其对天气气候影响的本质,我国气象工作者从50年代开始就对此进行了大量的研究。然而,在如此辽阔的高原地区,至今仍仅有很少的日射观测台站,这就给研究工作带来了极大的困难。为     

近60年山东省5—8月高温热浪变化特征分析

基于1960—2020年山东省逐日气象观测资料,采用高温热浪等级国家标准,分析了近60年山东省高温热浪日数、强度的时空变化特征,对各月干、湿型热浪强度和区域性热浪进行了研究。结果表明：山东省高温热浪日数和强度均表现出明显的区域差异,热浪临界温度和日数表现为由东向西、由沿海向内陆、由丘陵向平原逐渐增高/多,鲁西南和鲁西北地区年均热浪日数较多,鲁中山区和半岛南部沿海地区较少;年际变化总体呈增多趋势,其中鲁中和鲁南地区增多趋势最明显;年均热浪强度以轻度为主,鲁南地区年均热浪强度最高。山东省热浪主要发生在6、7月,5、6月以干型和轻度热浪为主,7、8月以湿型和中等强度以上热浪为主;区域性高温热浪在6月中旬和7月下旬发生频次最高,更大影响范围的区域性热浪则出现在7月中旬至8月上旬。     

1979—2013年ERA-Interim资料的青藏高原低涡活动特征分析北大核心CSCD

为分析青藏高原低涡活动特征,利用1979—2013年ERA-Interim再分析资料500 hPa高度场,基于气旋客观识别和追踪算法得到青藏高原及其附近地区低涡路径,同时利用客观分析方法对500 hPa温度场进行分析得到低涡的冷暖性质,从而得到一套青藏高原低涡活动的资料。对高原低涡的频次、强度、持续时间、地理位置和移出高原等特征分析结果表明,35年间青藏高原上活动的系统主要为高原低涡,年均约53个,其中,年均6.7个高原低涡移出青藏高原;高原低涡持续时间从少至多呈指数减少,强度和冷暖性质的出现频次均呈正态分布,初生的高原低涡以暖涡居多,占81%。高原低涡发生且强度较大主要在青藏高原的汛期(5—9月),高原低涡源地主要在西藏那曲地区西部和阿里地区北部,消亡地主要位于源地高频中心东侧的唐古拉山地区和青海西部当曲河流域,高原低涡的消亡可能受地形影响。近35年来高原低涡生成频次呈不显著减少趋势(-2个/(10 a));移出高原低涡数(-1.4个/(10 a))和高原低涡移出率(-2.3%/(10 a))均显著减少。     

1998年5～8月青藏高原东部和邻近地区大气热源日变化特征及其与高原环流的关系

利用1998年5－8月“南海季风试验”期间观测站的探空及地面资料，计算并分析了高原及邻近地区大尺度大气热源和水汽汇的日变化特征及其与高原环流的关系。初步结果表明：中南半岛－高原东部的大气热源在早上弱，傍晚较强；南海北部－华南－华中的热源在早上强，傍晚弱。水汽汇的日变化与热源基本相似。傍晚高原东部上升运动明显增强，高原及其南侧的局地经向季风环流增强；高原东部下游地区傍晚的上升运动减弱或变为下沉，形成一个西升东降的局地日变热力纬向环流。1998年夏季长江中偏上游的致洪暴雨和华南的降水主要集中在夜间至午后。     

春季青藏高原地区大气热源的气候特征分析

利用1948-2009年NCEP/NCAR逐日再分析资料采用倒算法计算了青藏高原地区大气热量源汇的值,分析了春季青藏高原地区大气热源的水平和垂直气候分布特征及时空变化特征.结果表明:春季青藏高原上空,大气热量源汇的整层积分为正值,即高原上空大气为热源,但在高原上空大气高层存在局部为冷源的分布.与周边地区相比较,高原对其上空大气的加热作用在三月份最为显著.春季3、4、5月青藏高原区域大气的加热存在一个自西向东逐渐扩展的过程.春季青藏高原东部和西部为大气热源年变化较大的区域,且高原东部和西部大气热源表现出反位相分布的特征.     

1979年夏季青藏高原上空大气热源的变化及大气能量收支特性

本文把青藏高原分成东西两个区,各区取5个站组成一个5边形,研究该两区1979年夏季的垂直运动、大气总加热、凝结加热、各种大气能量转换和输送、不均匀非绝热加热的特性,特别是其垂直分布和谱密度和交叉谱特性。其结果见第5节中结论。     

1961—2001年青藏高原大气热源的气候特征

文中利用ECMWF逐日再分析资料,用"倒算法"计算了1961-2001年青藏高原上空热量源汇,并分析了高原上空大气热量分布的气候状况.结果表明:(1)3-9月,高原上空为热源,热源最强在6月;10-2月是热汇,热汇最强在12月.整个高原上空,全年大气热鼋状况主要表现为热源持续时间长,且热源强度较热汇要大得多.对整层热源贡献最大的因子是垂直输送项.(2)从大气加热的垂直廓线来看,热源最大值层出现的高度随季节基本没有变化,集中在600-500 hPa,但加热的强度和厚度却随季节是变化的;而热汇最大值层和强度随季节是变化的.(3)高原整层(Q1)的水平分布复杂,表现出强的区域性特征:高原热源西部变化比东部迅速,4-8月西部热源强度明显强于东部.春季,高原西部热源增强迅速,在5月出现200 W/m2中心,比东部提前1个月.7月整个高原热源开始向南减弱,西部热源至10月转为热汇,比东部又提前了1个月.(4)自1979年后,各季节高原热源变化均表现出1990年前后的气候转变信号.夏季,高原热源变率表现为南北反位相型,其他季节为高原的中部-东北部与高原东南部反位相型.     

近50年青藏高原地面气温变化的区域特征分析

青藏高原地面气温与其上空500hPa温度有着密切的关系，基于这种关系，重建得到青藏高原19502000年连续、可靠的台站地面月平均气温序列。利用重建后的地面月平均气温资料，对青藏高原年及各季节平均气温的变化进行区域划分，分析了近50年青藏高原全年及各季节气温变化的区域特征。结果表明，青藏高原的年、春、夏、秋季与冬季平均气温变化区域分别可以划分为4个区、2个区、4个区、5个区和4个区。青藏高原近50年气温总体上升，但同时存在明显的区域性和季节性差异，大部分区域的平均气温变化和高原总体升温相似，春季和冬季升温明显，特别是春季和冬季的Ⅰ区。夏、秋季升温趋势不明显，夏季Ⅰ区与秋季Ⅲ区还表现出较小的降温趋势，降温幅度分别为-0．26℃和-0．11℃。     

1979—2019年持续性东北冷涡过程特征分析

利用1979年1月至2019年12月的ERA5资料,采用小波分析、突变M-K检验等统计方法,对1979—2019年持续时间在3 d及以上的东北冷涡过程特征进行分析。结果表明: 持续性东北冷涡过程的年平均发生次数为32.8次,最多41次,最少22次; 其中5—6月最多。年总频次存在17 a、9 a、5 a和3 a的变化周期。东北冷涡过程持续时间越长,出现的几率越小,持续时间最长的一次为13 d; 持续3 d的东北冷涡过程最多,持续9 d和10 d的过程出现频率接近十年一遇,出现10 d以上的冷涡过程6月最多。南涡出现的频次明显少于北涡和中涡,中涡最多; 北涡各月频次差异不明显,中涡、南涡5月和6月明显多于其他月份。在120°—130°E、45°—55°N的区域冷涡中心相对密集。夏、冬半年东北冷涡极端偏多月份东亚地区均为两脊一槽型。     

青藏高原地面热源对亚洲季风爆发的热力影响

利用多年NCEP/NCAR再分析全球逐候平均气象场资料和逐旬感热、潜热资料，对亚洲夏季风爆发期间青藏高原及其邻近地区地面加热场的特征进行分析。着重讨论了高原和邻近地区感热加热对亚洲夏季风爆发的影响，具体分析了高原感热加热对亚洲夏季风推进的影响机制，以及对热带低层西风气流的作用。结果发现，中纬度主原的感热加热所造成的经、纬向热力差异是导致亚洲夏季风爆发的原因。亚洲夏季风建立区域和时间的差异与高原感热加热的区域性有关。高原感热加热在南海夏季风爆发前后对南海地区低层西风所流所起的作用不同，在季风爆发前是加速低层西风，在季风爆发后起削弱西风气流的作用。对亚洲夏季风爆发早年和晚年的感热加热进行了对比分析，发现亚洲夏季风爆发时间的年际变化与热源的年际变化有关。     

夏季青藏高原地面热源和高原低涡生成频数的日变化

通过1981—2010年NCEP/NCAR再分析资料,分析出夏季青藏高原地面热源具有强烈的日变化,白天高原是强热源,夜间高原地面转变为弱热汇,日较差可达420 W·m~(-2),呈由西向东递减分布。其中地面感热和潜热加热的日变化均十分明显,日较差分别可达300 W·m~(-2)和200 W·m~(-2);感热加热的日变幅由西北向东南递减,而潜热加热由南向北递减。同时,利用人工识别的高原低涡数据集初步分析了夏季高原低涡生成频数的日变化,发现夜间生成的高原低涡频数略高于白天,其中00 UTC的低涡源地主要在西藏那曲和林芝(工布江达),12 UTC低涡源地主要在西藏那曲和青海玉树。     

1979—2016年四川盆地低涡的气候特征分析

利用6 h一次、水平分辨率为0.25°×0.25°的ERA-Interim再分析资料,对1979—2016年生成于四川盆地的西南涡的发生和发展进行统计分析。结果表明：四川盆地低涡集中生成于盆地内;在6月生成最多,7月发展最强;按移动情况不同可将其分为5类：东移型、东北移型、东南移型、西移型和少动型;东移型、东南移型、少动型低涡生成个数的峰值在6月,东北移型和西移型低涡生成个数的峰值在7月。夏季5类长生命史四川盆地低涡的结构和降水合成场表明：从发展强度看,东北移型最强,少动型最弱。从成熟期垂直结构看,除西移型外,低涡均随高度向西北或向西倾斜,在对流层低层为冷性结构,中层为暖性结构;东移型、东北移型、西移型低涡的正涡度区在垂直方向伸展更高;除东南移型、西移型低涡的强上升区与其中心重合外,其余类型位于其中心东侧。从降水特征看,除西移型外,其余类型低涡的降水中心均位于其移动路径东侧或东北侧,其中东北移型低涡成熟期6 h累计降水量最大。四川盆地低涡的强上升区、相对湿度大值区、位于对流层低层和中层的辐合辐散中心与降水所在位置有很好的对应关系,各物理量场相互作用共同促进低涡发展。