蔣賢玲, 鞏遠發(fā), 馬柱國, 張 元

(1.成都信息工程學院大氣科學學院,四川成都610225;2.中國科學院東亞區(qū)域氣候-環(huán)境重點實驗室,中國科學院大氣物理研究所,北京100029)

1 引言

大氣熱源是指大氣中的非絕熱加熱,是大氣環(huán)流的主要驅(qū)動力,因此,大氣熱源分布及其變化對大氣環(huán)流的演變有著顯著地影響。到目前為止,國內(nèi)外已有相當多的工作嘗試估算和確定全球各個地方大氣熱源的時空分布。Krishnamurti等[1]進行了數(shù)值試驗,提出夏季青藏高原大氣熱源可以激發(fā)南亞高壓的形成;黃榮輝等[2]研究了亞洲季風區(qū)內(nèi)的熱帶西太平洋暖池的熱狀態(tài)及其上空的對流活動對東亞夏季氣候異常的影響;Yanai等[3]用1980～1994年共15年的資料分析50°N～50°S大氣熱源的季節(jié)和年際變化;趙平和陳隆勛[4]用高原及其臨近地區(qū)地面站資料對高原大氣熱量源匯的計算結果表明在年代際變化尺度,1977年高原大氣熱量源匯具有明顯的突變特征 ,其后大氣熱源顯著增加;鞏遠發(fā)[5]指出夏季亞洲大氣熱源匯變化特征對中國降水影響很大;陳玉英等[6]用1950～2005年共56年NCEP/NCAR再分析資料和倒算法計算了全球的大氣熱源、熱匯,分析了亞洲季風區(qū)的大氣熱源、熱匯的基本氣候特征和年變化氣候特征;王躍男等[7]利用1971～2000年NCEP/NCAR逐日再分析資料,通過倒算法計算出大氣熱源資料集,并采用相關分析和綜合對比分析相結合的方法研究了夏季青藏高原大氣熱源對大范圍大氣熱源及相應大氣環(huán)流的影響;高斯等[8]分析了大氣熱源30～60天振蕩對華南6月旱澇的影響;羅璇[9]對亞洲季風區(qū)的夏季大氣熱源季節(jié)內(nèi)振蕩特征進行了分析,并研究了亞洲季風區(qū)熱源與印度低壓、南亞高壓異常及高原熱源與中國夏季氣溫、降水異常的關系;近兩年對大氣熱源的研究也主要集中在對青藏高原的研究[10-14]。

然而,單獨對青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)的大氣熱源的研究卻甚少。但是,亞洲大陸與印度洋之間的海陸熱力差異是南亞季風形成的主要原因,大氣熱源海陸熱力差異的主要表現(xiàn)。青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的變化不僅對亞洲季風系統(tǒng)的變化有重要影響,同時直接影響南亞季風強弱的變化。所以,研究青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的季節(jié)差異和年際變化特征,尋求大氣熱源空間變化的敏感區(qū),可以為深入研究季風的形成和變異、預測提供一些參考。

2 資料和方法

利用NCEP/NCAR逐月再分析資料,包括12個等壓面的溫度 T、緯向風 u、經(jīng)向風 v和垂直速度 ω,時間序列長度是 30年(1979～ 2008 年)共 360個月 ,空間范圍是 40°E～110°E 和30°S ～ 40°N,水平分辨率為 2.5°×2.5°。

對于大氣熱源、熱匯的計算,采用了最近較為常用的Yanai 1973年[15]提出的倒算法,由熱力學方程可得：

Q1是單位質(zhì)量大氣中的熱量源匯,p0=1000hPa,k=R/Cp,其它為常用符號。將(1)式用質(zhì)量權重對整層大氣積分 ,得：

其中,ps是地面氣壓,pt是大氣頂氣壓,計算中取pt=100hPa,＜Q1＞表示從地面到100hPa的大氣中單位面積氣柱內(nèi)Q1的垂直積分。＜Q1＞為正(負)時,表示氣柱中總的是非絕熱加熱(冷卻),也稱之為大氣熱源(熱匯)。＜Q1＞中包含了氣柱中的凈輻射加熱(冷卻)、潛熱加熱和地面擾動的感熱輸送。

利用EOF分析,使用大氣熱源的距平值,對30年夏、冬季(以陽歷3、4、5月份為春季,6、7、8月份為夏季,9、10、11月份為秋季,12、1、2月份為冬季)的大氣熱源進行展開。

3 青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)各季大氣熱源的氣候特征

首先計算了1979～2008年各季大氣熱源的多年平均值,以期對比分析30年來春、夏、秋、冬四季的總體氣候特征。

圖1表示1979～2008年的青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)各季大氣熱源的平均空間分布特征。從圖1(a)可以看到,春季大氣熱源有明顯的經(jīng)向差異。大約在30°S～30°N,從北到南基本上是負-正-負的分布特征,30°N以北大多數(shù)是大氣熱源區(qū)。負值中心在阿拉伯海北部和孟加拉灣西北部,正值中心在中南半島、蘇門答臘島與馬來半島交界處以及10°S印度洋中部地區(qū),且正值中心強度大于負值中心強度。

圖1 青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)1979～2008年季節(jié)平均的熱源分布(單位為W/m2)

由圖1(b)可看到,負值區(qū)域明顯減小,且負值絕對值減小,而正值區(qū)域有相反的變化,這說明夏季的熱源明顯比春季的熱源強度強,范圍廣。在10°S以北,除了阿拉伯海西北部及其西北部大陸邊緣、索馬里海盆及一些零星的負值區(qū)外,基本上是正值區(qū),15°S以南為負值區(qū)域,即大氣熱匯?？梢园l(fā)現(xiàn),熱源正值中心較春季向北移動,在孟加拉灣北部大陸邊緣及其東部邊緣,說明熱源最強中心在此位置,即較春季明顯北移。

由圖1(c)可以看出,正值區(qū)域明顯南縮,且正值強度較夏季明顯減弱。正值區(qū)基本在25°N和15°S的區(qū)域,正值中心在馬來半島和蘇門答臘島、孟加拉灣的南部區(qū)域、中印度洋海盆地區(qū)(80°E,5°S附近)?？梢?正值中心南移,說明熱源位置逐漸南移。

觀察圖1(d),冬季大氣熱源正、負區(qū)域基本都呈西西南-東東北方向分布。熱源正值區(qū)較秋季南移,基本是在5°N以南區(qū)域,正值中心在10°S印度洋中部和蘇門答臘島地區(qū)。10°N以北的地區(qū)大多數(shù)為負值。另外,可發(fā)現(xiàn),正值區(qū)域和中心繼續(xù)南移,表示大氣熱源也在繼續(xù)南移?？梢?冬天的大氣熱源區(qū)偏南,夏天的熱源區(qū)偏北。

可以看出,熱源區(qū)域在夏季位置最北、強度最強、范圍最廣,冬季位置最南、范圍最小,而春季和秋季熱源的主要位置在夏季和冬季熱源的主要位置之間。印度洋夏季熱源主要在赤道以北,有利于印度洋中低層水汽向北向西輸送,冬季熱源主要在赤道以南,有利于亞洲大陸中低層水汽向南輸送?？偟膩碚f,青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的季節(jié)差異是相當明顯的,這是形成季風的重要原因之一。

另外,為了研究青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源年際變化特征,尋求大氣熱源空間變化的敏感區(qū),從而為深入研究季風的形成和變異、預測提供一些參考,還對青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)夏、冬季的大氣熱源距平進行了EOF分析。

4 夏、冬季大氣熱源的時空變化特征

4.1 夏季大氣熱源的時空變化特征

首先,對夏季大氣熱源距平場進行EOF分析,得到前3個特征向量的方差貢獻分別為20.432%、12.604%、8.239%,累積方差貢獻率達41.275%,研究前3個主成分及其特征向量就能很好地表述印度洋地區(qū)夏季大氣熱源的時間變化及其空間分布的主要特征。

由夏季熱源場的第一模態(tài)空間場(圖2a)可以看出,與春季熱源場的第一模態(tài)空間分布明顯不同,1979～2008年印度洋地區(qū)大氣熱源的變化具有顯著的緯向差異,說明熱源緯向分布具有顯著的負相關關系。正值中心主要在孟加拉灣、蘇門答臘島西部海域、阿拉伯海的中東部以及恒河平原等地;負值中心主要在赤道印度洋的中西部地區(qū)、阿拉伯海北部邊緣等。綜合分析圖2可知,孟加拉灣、蘇門答臘島西部海域、阿拉伯海的中東部以及恒河平原等地的大氣熱源在1993年之前基本是正異常,在1999～2008年都是負異常,且負異常越來越強,再結合圖1(b),可以說明這些區(qū)域近30年,夏季熱源逐漸減少。而在赤道印度洋的中西部地區(qū)、阿拉伯海北部邊緣等區(qū)域卻有相反的變化特征。第一模態(tài)反映30年夏季青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的緯向差異型。

圖2 夏季EOF的第一模態(tài)空間場

圖3 夏季EOF的第二模態(tài)空間場

圖4 夏季EOF的第三模態(tài)空間場

從圖3(a)看,正區(qū)域呈明顯的緯向帶狀分布。大約在30°S～30°N,熱源空間分布呈負-正-負的變化趨勢。綜合分析圖3可知,孟加拉灣的北部、阿拉伯海的東北部的夏季熱源在1979～2008年總體上先是正異常,再是負異常,最后又是正異常,正異常區(qū)和負異常區(qū)中又會有波動。而在15°N和10°S之間的區(qū)域,卻有相反的變化形式。第二模態(tài)反映30年來夏季青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的經(jīng)向差異型。

由圖4(a)可看到,正值區(qū)域成西北-東南走向。綜合分析圖4,其主要反映了印度次大陸南部臨近海域與索馬里海盆的負相關關系隨時間的變化。這種負相關關系在1988～1998年11年變化較大,在1998年、1994年差異最明顯。第三模態(tài)反映30年夏季青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的西北-東南分布型。

4.2 冬季大氣熱源的時空變化特征

對冬季大氣熱源距平場進行 EOF分析,得到前3個特征向量的方差貢獻分別為14.684%、12.978%、10.122%,累積方差貢獻率達37.784%。

由第一模態(tài)空間場(圖5a)的分布可見,正、負區(qū)域交錯分布,熱源經(jīng)向、緯向差異都存在,但經(jīng)向差異更明顯。綜合分析圖5可知,馬達加斯加島北部海域、蘇門答臘島西部海域、阿拉伯海西北部以及澳大利亞西部海域等區(qū)域在1979～1992年熱源基本上是負異常,在2000～2008年熱源基本是正異常。而在印度次大陸、孟加拉灣、中南半島南部、爪哇島西部的廣大海洋區(qū)域等區(qū)域卻有相反的變化趨勢。第一模態(tài)反映30年冬季青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的經(jīng)向差異主導型。

較之夏季的第一模態(tài),冬季熱源正異常區(qū)域面積小,強度小,且明顯南移。

由圖6(a)的分布可見,正負區(qū)域具有明顯的經(jīng)向差異。綜合分析圖6可知,索馬里海盆(52°E,3°N附近)、斯里蘭卡島南部海域等區(qū)域的冬季大氣熱源在1996年之前基本上是正異常,在1999～2008年都是負異常。冬季熱源的第二模態(tài)反映了冬季熱源近30年來的經(jīng)向差異的變化。

由圖7(a),冬季第三模態(tài)空間場分布存在明顯的緯向差異。綜合分析圖7(a)和圖7(b),印度洋與其兩側(cè)大陸和島嶼的熱源變化成明顯的負相關關系。此模態(tài)反映了冬季熱源近30年的緯向差異的變化。

圖5 冬季EOF的第一模態(tài)空間場

圖6 冬季EOF的第二模態(tài)空間場

圖7 冬季EOF的第三模態(tài)空間場

5 結論

分析了青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)30年四季大氣熱源分布的氣候特征,并且利用EOF研究了該區(qū)大氣熱源在夏季和冬季的時空變化特征。結論如下：

(1)分析氣候特征可知,春季大氣熱源有明顯的經(jīng)向差異;夏季的熱源明顯比春季的熱源強度強、范圍廣,熱源最強中心在孟加拉灣北部大陸邊緣;秋季熱源區(qū)域明顯南縮,熱源強度較夏季明顯減弱;冬季大氣熱源呈西西南—東東北方向分布,大氣熱源位置也在繼續(xù)南移。可見,青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的季節(jié)差異是相當明顯的,這是形成季風的重要原因之一。

(2)對于夏季,前3個模態(tài)分別反映了青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的緯向差異型、經(jīng)向差異型、西北—東南分布型。第一模態(tài)主要反映了阿拉伯海東北部與孟加拉灣中部、赤道印度洋中西部與蘇門答臘島西南部洋面熱源變化都具有顯著負相關關系。

(3)對于冬季,前3個模態(tài)分別反映了青藏高原-熱帶印度洋地區(qū)大氣熱源的經(jīng)向差異主導型、經(jīng)向差異型、緯向差異型。第一模態(tài)主要反映了馬達加斯加島東北部洋面與10°S附近印度洋中東部熱源變化明顯且反向變化。

以上僅對EOF各模態(tài)做了分析,可以為深入研究季風的形成和變異、預測提供一些參考。但是氣候系統(tǒng)內(nèi)部及與外部因素作用非常復雜,想借助一種方法很難解決氣候問題。要想給出滿意的回答,還需要借助數(shù)值試驗和數(shù)值模擬進一步揭示其內(nèi)在的規(guī)律。另外,形成各模態(tài)的動力機制則尚有待于今后繼續(xù)深入地研究。

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