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感热对亚洲夏季风的影响外文翻译资料

 2022-11-22 04:11  

英语原文共 7 页,剩余内容已隐藏,支付完成后下载完整资料


感热对亚洲夏季风的影响

吴国雄1 刘屹岷1 何编1,2 包庆1 杜安民1 金菲菲3

1中国科学院,大气物理研究所,大气科学和地球物理流体动力学数值模拟国家重点实验室;2南京信息工程大学;3美国夏威夷大学,气象学院,檀香山

摘要:亚洲夏季风对超过世界百分之六十的人口产生影响,由于人类对环境和气候的影响以及适应全球气候变化的需要的扩大,了解其控制因素变得越来越重要。至今,虽已提出多种机制,但对其生成和强度的主导因素的广泛式描述还没有定论。本文我们利用了观测资料和数值实验表明了,亚洲夏季风系统主要是受感热强迫控制的,而大范围的地形机械强迫并不重要:20°N以南的南亚季风由海陆热力因子控制,相应的,以北的部分是由伊朗高原的热力强迫控制的,而东亚季风和南亚季风的东部地区则是由青藏高原热力强迫控制的。

季风通常被人们认为是对海陆热力差异的季节性变化的一种响应,是由太阳天顶角的年周期诱发的1,2。亚洲夏季风是全球季风系统最强的组成部分3-5除海陆差异,其还受到如青藏高原6-7(以下简称为高原)这样的大规模山脉的影响,冬天,它的作用就如同一堵墙,横穿整个欧亚大陆,阻碍冷空气从北方爆发且限制了冬季风到达东亚和南亚。越过高原的空气冬季下沉,夏季上升,使周围的地表空气冬季辐散夏季辐合,就像一个明显的、由热力驱动的气泵11.12。因为夏季冲向高原的撞击流比较弱,高原热力气泵被证实是控制亚洲夏季风(ASM)的主要机械强迫9,12-14,包括其子系统南亚夏季风(SASM)和东亚夏季风(EASM)。

ASM及其控制因子的变化被认为是受自然波动影响的[[1]][[2]][[3]]15-17,即随着人为温室气体排放和环境污染[[4]][[5]]18,19波动。TP的表面感热通量近几十年来已经减弱,且主要是由于全球气候变暖[[6]][[7]]20,21。大气中的棕色云层对太阳辐射的拦截导致地表亮度降低1919。夏季,陆地比临海的亮度降低更多表明了海陆差异的减弱;被印度洋的亮度减弱趋势导致了局部降水的减少,送入季风的水汽更少[[8]]22,海表面温度经向梯度也减少22[[9]]22,23。这些因素可能有助于减弱季风降雨1919。此外,烟尘沉积减少地表反照率,提高太阳能吸收[[10]][[11]]24,25,导致雨、冰的暗色化,而越来越多的灰尘和黑碳气溶胶可以增强土地–大气变暖,加热TP对流层,这又反过来加速了积雪融化、冰川退缩[[12]][[13]]26,27。

全球变暖、冰川消融、积雪减少的形势预计将在21世纪加强,人们预期这些变化会对那些高原热力强迫起主要作用而产生的ASM的某些地区产生很强烈的影响。很多研究已经验证了各个因素对亚洲夏季风的单独的影响3,6-9,11,12;然而,它们对亚洲夏季风相对的、合成的影响却仍不清楚,“喜马拉雅山脉墙”是否能阻挡北方来的干空气并对南亚季风的形成有贡献这一观点也存在争议29。此外,与青藏高原同等规模但影响较之要小的伊朗高原也从未得到人们的关注。为了解决这些问题,在此次研究中我们采取了数值实验来研究控制了亚洲夏季风各方面的不同因素。

结论

海陆热力差异对亚洲夏季风的影响。我们通过大气环流模式,气候系统模式/大气环流谱模式来探究海陆热力差异和高原强迫对亚洲夏季风的影响。这种模式集合了固定的、季节性变化的海表温度和海冰。被控的气候一体化被视为“骗局”。模拟的降水(图1A)的显示与观测结果30,31(图1B)对比存在一些偏差,它具有一个更强的索马里气流,在亚洲夏季风区域降水增强,但它抓住了主要的亚洲夏季风结构,能够非常好的模拟印度西海岸的最大中心——孟加拉湾和青藏高原的东南坡。

季风传统上被认为是对季节性海陆热力差异的一种大气响应1,2,因此可以很合理的推断出,强迫性降水不是由地形造成的,海陆分布就能作为判别季风的标准。一个没有山脉的数值模拟实验就是因此而设计的,同其他排除山脉地形作用的模式一样运行(方法见表一)。这种降水模型限于在20°N以南运行,最大中心位于10°N、15°N之间。将显著变化与控制运行做对比可以发现,在亚热带地区:20°N以南的南亚季风和东亚季风显著减弱。因为我们主要关心的是伊朗高原、青藏高原的众多亚洲山脉是怎样影响亚洲夏季风的,在下一个实验中我们只移除伊朗、青藏高原。此模拟的降水模式(图1d)与NMT(图1c)类似,都被看作是亚洲夏季风的组成部分,是由海陆热力差异单独决定的。实验就是因袭被称为L_S实验的(见实验方法的设计)。

显示了夏季降水率(彩色阴影,单位mm·d-1)和850hpa风场(风速)

一,是一个控制实验;二,降水资料为1979-2009年全球降水气候项目,风场资料为ncep-deo AMIP-II再分析资料;NMT实验将全球海表高度设置为0;四,L_S实验中,只把伊朗高原和青藏高原的海拔高度设置为0。轮廓厚的地方表示海拔高于1500米和3000米。

图1海陆热力差异对亚洲夏季风的影响

伊朗、青藏高原(IPTP)机械作用隔绝对亚洲夏季风的影响。CON(图1a)和L_S(图1d)循环和降水的差异如图2a所示,是出于机械强迫而非海陆热力强迫。这样的机制需要(1)20°N至40°N之间的亚热带大陆,850hpa有一个气旋性环流绕行IPTP;(2)热带海洋和西北太平洋的降水减少;(3)主要在亚洲大陆增加降水,最大中心在印度北部的鲍勃,TP的南坡,和亚洲东部。

在L_S实验中,降水的存在可能反应了IP、TP这两个绝缘因子的移除,这是从亚热带向南的干冷空气以及缺乏热带对流不稳定和降水的结果。仅在L_S试验中增加IP、TP(但不加入其感热)的这种情况下的实验,被定义为IPTP_M实验(见实验设计方法),这也将足够在南亚北部产生季风性降水。然而图2b的结果表明并非如此。在IPYP_M实验中,850 hPa降水和环流模式是与L_S实验类似的。同样,如果我们分别添加IP和TP条件到L_S实验(分别称作IP_M和TP_M实验),分布得到的降水和环流(分别为图2c和2d)是也类似于L_S实验。这些结果表明,在夏季,对IP和TP机械作用的去除对ASM的产生的影响较小,因为它不能产生所需的补偿降水和降水模式(图2a)。

伊朗高原、青藏高原(IPTP)对亚洲夏季风(ASM)的影响。为了研究地形升高的热力强迫对ASM的影响,我们分别设计了伊朗高原(IP_SH)、青藏高原(TP_SH)、伊朗青藏高原(IPTP_SH)三组实验(实验设计方法)。在IP_SH中(图3a),IP热力强迫产生了一个气旋性环流围绕着IP,类似于图2a中西部的补偿环流。这种强迫导致,主要在热带印度洋和太平洋西北部降水减少, 在100°E以的西亚洲(尤其是在巴基斯坦,印度北部,和TP的西南坡)降水增加,是一个与100°E以西类似的补偿降水模式,显示了IP对于生成SASM的重要作用。

在TP_SH实验中,TP的热力强迫也产生一个气旋性环流包围TP。相应地,80°E以西出现降水减少的现象;反之,以东降水增加,尤其是在鲍勃TP南坡以及东亚。这类似于80°E以东区域的补偿降水和环流形势(图2a),表明TP热力强迫作用在东亚夏季风和南亚夏季风东部的生成起主导作用。

在IPTP_SH实验中(图3c),增强的IPTP加热导致热带海洋降水减少,亚洲大陆以北江水增加。这种加热也在850hpa的东亚副热带大陆地区生成了一个气旋性环流,在IP、TP处各有一中心。图3c显示的结果基本相当于图3a、3b结果的线性叠加,这说明IP和TP的热力强迫作用对ASM的重要作用,且作用各异。更重要的是,通过IPTP热力强迫产生的环流降水(图3c)与满足ASM的很接近(图2a)。这一结果表明,除了海陆热力差异,亚洲地区大范围的山脉热力强迫也是一个重要的事实或者说在产生ASM中起了作用,尤其是在大陆地区。

图2|山脉机械强迫对亚洲夏季风的影响,显示了夏季降水率(彩色阴影,单位mm·d-1)和850hpa风场(风速)

a,表现了CON和L_S实验的差异,表明产生总季风需要的补偿降水和环流;b,IPTP_M实验,存在伊朗。青藏高原的机械强迫;c,IP_M实验,存在IP的机械强迫;d,TP_M实验,存在TP机械强迫。厚的黑色轮廓周围的灰色阴影区域表明海拔高于1500米和3000米。

图3|山脉热力强迫对亚洲夏季风的影响,显示了夏季降水率(彩色阴影,单位mm·d-1)和由于升高的地表感热加热(a,IP;b,TP;c,IPTP)导致的850hpa风场(风速)。厚的红色的轮廓周围的红色阴影区域表明海拔高于1500米和3000米。

爬坡与旋转的地形效应对ASM的影响。根据湿度测量,大气中超过85%的水蒸气都驻留在海平面以上3公里内。为了季风云和降水的形成,较低的对流层水汽必须通过外部或内部强迫金乡垂直抬升运动;因此,高近地表湿熵和温暖的上级温度进行耦合32.其中有一个内部强迫是冷暖锋类型的33.这种机制在中、高纬度地区尤为重要,特别是冬天;而因为热带地区夏季的气温相对平均,所以夏季在热带地区不重要。

山脉机械强迫是一个重要的外部强迫:气流撞击山脉要么分开产生绕流,要么抬升产生爬坡气流34.35。也因此,云和降水便围绕着山脉生成了。然而,如果一座山比其他山高几百米,在角动量守恒、能量守恒的约束下,气流只会经过山而不是爬升36.

热力强迫也可以产生上升气流,因为大规模气体的潜热()会随高度升高而增加。根据稳态热力学方程

(1)

其中是空气流速,在区域供热(Q0)时,空气会向上渗透等熵面。大气加热分为很多种类型。短波辐射直接被大气吸收。在有云的情况下,长波辐射可以很容易地逃逸到太空。凝结加热通常都是发生在有云存在的基础之上的。而地表感热加热可以增加近地表的熵,导致对流不稳定的发展和大气抬升运动的触发,对造成流层低层大气的上升运动很有效。

如果地表感热加热发生在一个山坡,而这个山足够高,那么低层的大量水汽就很容易被输送到自由大气中12。在夏天,TP是一个大气热源6,对天气和气候都有强烈的影响9,11,12,37。当西南暖湿气流接近TP时,空气被加热,开始渗透等熵面,并沿坡面斜升。

图4| 山脉的爬升和旋转影响各自的贡献机制,显示了显示了夏季降水率(彩色阴影,单位mm·d-1)和层的流线。a,CON实验;b,IPTP_M实验;c,HIM实验;d,HIM_M实验。环绕海拔高于1500米和3000米的用虚线轮廓,用红色和黑色的颜色分别表示并没有山脉地表感热加热。蓝色的开放箭头表示主要大气流撞击在TP上,要么爬上高原(a和c)要么平行于地形轮廓沿高原移动(b和d)。

图5|南亚季风的结构,显示了80°E–90°E(a,CON实验;b,IPTP_M实验)压力垂直速度的径向平均子午垂直横截面(轮廓间隔,2Pa)。

图4显示了的区域的降水分布和流线,距地表约1公里。从对照实验(图4a)看出,N当水汽输送带从南半球起源蜿蜒向东到南亚次大陆,海陆热力强迫意味着强降水中心将会沿15°N出现。剩余的水汽被输送用于维持东亚季风,尽管在印度北部和鲍勃有些转弯。TP_SHAP的抽吸作用导致气流向TP辐合。向上的流线与TP垂直,最终在高原东南角形成一个气旋性环流。因此,强烈的季风性降水在印度北部和西部发生,TP西南坡出现最大中心(>18 mm·)。此次降水中心的凝结加热在底层产生了气旋性环流,进一步增强东亚季风,这体现了降水和环流之间的正反馈38。

相反,在TPIP_M实验中(图4b),

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