青藏高原大气甲烷浓度时空分布变化特征

利用瓦里关大气本底站甲烷观测数据对美国Aqua卫星的AIRS观测结果进行对比分析,并分析研究了2003~2012年青藏高原对流层大气甲烷的时空分布特征,结果表明:1)AIRS观测结果与近地面观测资料变化趋势一致,存在显著的正相关关系,突变时间比较一致,可以用于青藏高原区域的甲烷浓度特征分析。2)青藏高原对流层甲烷浓度在空间分布上存在显著的西北—东南走向的低值带及其南北侧存在4个固定的高值中心,分别位于阿里、那曲、山南和玉树。3)青藏高原甲烷浓度呈现显著随高度而降低的趋势,年平均甲烷浓度分别为1.810ppm(1 ppm=10-6)、1.797 ppm和1.781 ppm。在对流层中层和中上层,甲烷浓度基本呈现低值带最低、南北侧均高的山谷型分布特征。在对流层层顶,以低值带为分界线,呈现明显的南高北低特征。4)青藏高原甲烷浓度随时间呈缓慢上升趋势,平均速度为0.0018 ppm/a,夏季上升最快,秋季上升最慢。5)青藏高原甲烷存在明显的单峰型季节变化特征,夏秋季高,冬春季低,与东部地区冬、夏双峰型特征不同,随着高度上升季节变化更为明显。     

1989年夏季青藏高原西北侧高空温度的时空分布特征

采用1989年夏季ECMWF客观分析的700hPa和500hPa温度资料,对夏季青藏高原西北侧高空温度的时空分布进行了研究,结果表明:夏季青藏高原西北侧高空温度与东半球其它地区高空温度变化存在显著的相关关系,即它们是泰米尔半岛到拉普帖夫海、青藏高原西北侧及黑海南边到里海的正相关区。并且随时间的变化,北半球的相关中心也象春季一样有西退的趋势。另外得到夏季青藏高原西北侧高空温度存在四种基本分布类型。     

青藏高原夏季中尺度强对流系统的时空分布

利用1994年6～8月GMS-4红外展宽数字资料，统计和分析了青藏高原上293个中尺度强对流系统（s-MCS）的活动。结果表明，它们在高原上活动频繁，并且其生命史、水平尺度及强度具有较典型的中-β尺度系统特征；它们的形成和发展主要是由于地形热力效应；它们的移动方向与300～200 hPa间的平均气流方向大体一致，并且极少移出高原。     

青藏高原汛期降水的时空分布特征

根据1967～2008年青藏高原地区67个气象台站的月平均降水资料,利用线性趋势分析、EOF分解和Morlet小波变换等方法分析了青藏高原地区汛期(5～9月)降水的时空分布特征.结果表明:青藏高原汛期降水存在明显的区域性差异,EOF分解揭示出青藏高原汛期存在3种主要的空间分布型:南北反向型、全区一致型和东南-西北反向型...     

1989年春季青藏高原西北侧高空温度的时空分布特征

采用1989年春季ECMWF客观分析的700hPa和500hPa温度资料，对春季青藏高原西北侧高空温度的时空分布进行了研究，结果表明：春季青藏高原西北侧高空温度与东半球其它地区高空温度变化存在显著的相关关系，即它们是新西伯利亚群岛北边的北冰洋区、中亚、中太平洋的马绍尔群岛、赤道南侧印度尼西亚西边境到东边的太平洋区以及莫斯科南边的东欧正相关区，在马尔加什北边的印度洋区存在一负相关区。并且随时间的变化，北半球的相关中心有西退的趋势。另外得到春季青藏高原西北侧高空温度存在四种基本分布类型。     

四川上空大气可降水量时空分布特征

本文利用94个气象台站30 a地面湿度参量资料,采用通过地面水汽压计算大气可降水量的经验公式,分析了四川上空大气可降水量时空分布特征,初步评估了四川地区的空中水资源。结果表明:(1)四川地区空中水资源十分丰富,开发潜力巨大:东部盆地区全年大气可降水量为1178.11 cm、降水效率8.98%;西部高山高原区全年大气可降水量为321.06 cm、降水效率21.16%。(2)大气可降水量和降水效率空间分布明显不均匀,东部盆地区大气可降水量远远高于西部高山高原区,降水效率则是西部高山高原区高于东部盆地区。(3)大气可降水量季节变化明显,一年之中夏季最多,秋季次之,冬季最少。西部高山高原区大气可降水量季节差异尤其显著。(4)30 a来,大气可降水量波动略呈线性增多,大气可降水量年际变化小。     

夏季青藏高原湿池变化特征及其与降水的关系

利用1979—2011年ERA-Interim的月平均再分析资料和全国气象台站观测资料,通过小波分析、合成分析和相关分析等多种统计分析方法,分析了夏季青藏高原湿池的基本特征,定义了能较好表征夏季青藏高原湿池强度变化的特征指数,并揭示了夏季青藏高原湿池强弱异常时的大气环流特征及其与中国夏季降水的关系。主要结论为:夏季高原上湿池特征非常明显,2个湿中心分别位于高原东南部和西南部。高原湿池强度指数有明显的阶段性变化特征,以4 a左右和6 a左右的变化周期为主。夏季高原湿池偏强(弱)年,南亚高压、西太副高、高原季风、低层风场以及整层水汽输送等均有显著变化,进而对我国夏季降水产生重要影响。     

1980年夏季青藏高原及其附近地区大气中30—60天振荡的时空分布

本文用1980年5—9月ECMWF客观分析资料,对青藏高原上空30—60天振荡进行研究。结果表明,与高原附近30—60天振荡相联系的遥相关波列有两支,一支为高原-伊尔库茨克-欧洲-大西洋东部;另一支为青藏高原-伊尔库茨克-雅库茨克-堪察加半岛-阿留申群岛。30—60天振荡在高原北侧和南侧地区,对流层上层和下层表现出不同的垂直结构。时间变化主要表现为向西的能量频散。     

青藏高原大气蕴含潜热时空分布特征研究

利用ECMWF(欧洲中期天气预报中心)月平均比湿资料,通过直接对比湿q进行多年平均计算、气候倾向率分析、EOF分解等,研究了1979-2015年青藏高原(下称高原)地区大气蕴含潜热的时空分布特征及年际、年代际变化特征。结果表明,高原大气蕴含潜热从低层向高层逐渐减少,且夏季蕴含潜热最多,其次为春、秋,且两季分布特征大致相似,冬季蕴含潜热最少,各季大值均集中在高原东南部及南部;蕴含潜热整体呈增长的趋势,夏季增长最快,冬季最慢;高原西部和云贵高原地区大气蕴含潜热均有不同程度的减小,夏季减小最快,冬季减小最慢;EOF分析中,各积分层以及整层[地表到500 hPa积分(第一积分层);500~400 hPa积分(第二积分层);400~300 hPa积分(第三积分层);地表到300 hPa积分(整层)]在第一模态下均大致呈正分布;在第二模态下均呈“正-负”的偶极子分布(其中第一积分层和整层为西南—东北“正-负”分布,其余两层为东—西“正-负”分布),说明蕴含潜热在这两种分布状态中的变化趋势均存在反相关系);在第三模态下均在西北—东南方向为“正-负-正”的分布。各积分层以及整层除第二模态年际变化相对明显外,其他两个模态年际变化均不明显。     

2007年夏季我国深对流活动时空分布特征

利用逐时FY-2C卫星红外亮温 (T_BB) 资料讨论了2007年夏季 (6—8月) 我国深对流活动的时空演变特征,并同10年的深对流活动特征进行了对比分析。从T_BB≤-52℃统计特征来看,2007年夏季我国大陆深对流活动主要集中在4个区域:华南沿海地区,青藏高原,云贵高原东部及四川、重庆,江淮流域。我国中东部地区深对流日际变化特征表明:不同月份深对流分布特征不同,深对流活动具有明显的间歇性、波动性特征。对比10年T_BB≤-52℃统计结果来看,2007年夏季深对流日变化具有如下异常特征:华南地区深对流具有午后发展特征;青藏高原深对流活动持续时间明显短于10年统计结果,并且东传特征不明显;贵州东部、四川东北部山区、湖北西部山区、山东丘陵地带、江淮流域与华北平原深对流日变化表现出明显的多峰特征;江淮流域深对流日变化具有明显的向东传播特征。     

西藏高原闪电特性时空分布特征

利用2009年6月至2011年5月西藏高原闪电监测系统的闪电监测资料,分析了高原闪电分布的时空特征,结果表明:高原的闪电平均强度为61.89 kA,负闪占闪电总数的78.2％,平均强度55.97 kA,正闪占21.8％,平均强度83.14 kA;雨季前的闪电中主要为正闪,正闪占73％;而雨季期间的闪电中,正闪仅占闪电总数的9％;闪电频次的日变化特征呈单峰型分布,主要集中在15:00-21:00这段午后至夜间的时段内,且在17:00达到峰值,与午后至夜间这段时间为强对流发生条件较好的时段相一致,03:00至12:00左右是高原闪电低发时段;闪电的高发地区为那曲地区中东部、昌都地区西部、日喀则地区东部及山南地区,其中负闪有两个强中心,分别位于那曲地区的嘉黎县和山南地区的朗卡子县,而在南部的错那县也为正闪强中心;闪电强度表现为冬季高、夏季低,各月的闪电平均强度均在50 kA以上;拟合出高原地区的总闪、正闪和负闪的雷电流强度累积概率方程,拟合率均达0.99以上.     

近30年青藏高原上空大气温度变化特征

根据青藏高原地区16个探空站近30a (1979~2008年)的月平均温度资料对该地区高空年、季平均温度演变特征进行了分析。结果表明:(1)高原上空年、季平均温度均具有较高的空间一致性,其中夏季的一致性特征最弱;(2)高原上空250hPa层及以下和50hPa层及以上平均温度的季节变化特征为冬季最冷、夏季最热,100~70hPa层与其相反;(3)近30a来高原地区对流层中上层(500~250hPa)年平均温度是上升的,对流层上层至平流层下层(150hPa层及以上)以降温为主,高层的降温普遍始于1984年,且变冷显著。      

青藏高原中东部冬夏高层水汽时空特征分析

利用青藏高原中东部地区16个探空站的1979—2008年各标准等压面上的月平均探空资料对青藏高原中东部地区500～200hPa高层水汽冬夏季时空分布特征及变化趋势进行了研究,结果表明:①空间分布上,青藏高原的水汽空间分布冬夏两季呈现出一致明显的西北—东南走向,高原南部水汽年际变化波动较大,北部较稳定;夏冬两季水汽总体呈现一致变化,同时夏季还存在南北向的反相位区域异常变化,冬季则表现为东西向的反相位变化;②时间变化上,青藏高原夏季水汽总体呈现出较弱的上升趋势,1979—1995年水汽有下降趋势,1996—2005年转为增加趋势,突变主要在1997、2006年;冬季水汽总体为弱下降趋势,1979—1984年水汽为下降趋势,1985—2004年增长并保持稳定,突变主要在1986、2005年;同时青藏高原水汽还存在西部水汽增加而东部水汽呈减少趋势的区域变化特征。     

夏季青藏高原不同层次土壤湿度时空变化特征

基于1950—2009年GLDAS Noah 2.0逐月平均土壤湿度资料,分析了夏季青藏高原各层土壤湿度的时空变化特征。结果表明:(1)夏季青藏高原各层土壤湿度整体上呈自南向北递减的空间分布,但在高原中部地区中层、深层土壤湿度均有一个极值中心。(2)夏季高原中东部地区表层、浅层、中层、深层土壤湿度之间的差值(深层与中层除外)均表现为"上湿下干"的垂直分布,而中部偏西地区各层土壤湿度差值则表现为"下湿上干"的垂直分布。(3)夏季高原各层土壤湿度第一模态均呈现西南—东北反向型分布,且随着深度的增加,零线向东北移。(4)夏季高原主体各层土壤湿度的年际变化特征明显,除深层(呈现不显著增加趋势)外整体均呈现显著下降趋势,前期土壤湿度较高,后期较低。从空间趋势分布来看,除深层土壤湿度在高原中部有增大趋势外,各层土壤湿度变化趋势在高原上均以减小为主。(5)去趋势后,除深层外其他各层土壤湿度最大年际变化幅度在高原中部随着土层的增加而减小,而高原中东部则随土层的增加而增大。     

青藏高原春夏季对流层温度异常特征

利用NCEP/NCAR再分析资料,在揭示青藏高原对流层中上层(500~200hPa)温度变化特征的基础上,通过比较与同纬度地区对流层中上层温度的差异,从温度纬向偏差角度定义了一个高原热力指数(TDI),并分析了该指数在春夏季的多时间尺度变化特征。结果表明:1由春到夏,亚洲对流层中上层的暖中心经历了从西太平洋西进到大陆,并逐渐发展控制整个东亚地区,之后东退的过程。春季扰动温度暖中心由我国华南地区逐渐西移至高原南部,中心强度逐渐增大,夏季扰动中心稳定在青藏高原南部;2TDI的年变化曲线呈现出明显的单峰型特征,表明高原的热力作用从4月开始明显增强,并在7月达到最大,9月后又迅速减弱;3各月TDI的最高值、最低值和平均值均表现出夏季大冬季小的特征,夏季TDI变幅明显小于其他季节;4TDI具有明显的年际变化,但春(夏)季该指数存在一定(明显)的月际差异,且无明显的线性变化趋势。     

青海高原致灾性对流天气时空分布特征

利用2005-2016年青海高原地面观测、灾情和卫星云图等资料,对青海高原致灾性对流天气进行筛选和分类,在此基础上分析了各类致灾性对流天气的时空分布特征及与地形的关系。结果表明:(1)青海高原致灾性对流主要有雷暴、短时强降水、冰雹以及混合类四种,集中分布于高原东部。(2)地形对致灾性对流的落区、频次和强度起关键作用。雷暴多产生于山区,短时强降水和冰雹主要产生在迎风坡、河谷和地势较开阔的低地。其中,青东农区以混合类和冰雹居多,青南牧区以混合类居多,环湖与祁连地区和柴达木盆地以短时强降水居多。(3)近12 a青海高原致灾性对流整体呈波动式减少,2005-2010年(前期)致灾性对流日数和次数较多,2011-2016年(后期)显著减少,但不同类型年际变化特征略有差异。其中,冰雹和雷暴日数前期较大,后期显著减少;混合类和短时强降水日数无明显变化趋势,但前者年际波动幅度较后者大。(4)致灾性对流主要产生于5-9月,各类型均呈现典型的单峰型月分布,混合类和冰雹日数及次数的峰值均在8月,雷暴日数和次数的峰值均在6月,而短时强降水日数和次数的峰值分别在8月、7月。(5)致灾性对流集中产生于13:00至次日01:00,高峰时段(16:00-20:00)以冰雹和混合类居多,而夜间时段以短时强降水居多。     

青藏高原夏季一次冰雹过程的微物理特征

为提高青藏高原冰雹过程中降水特征的认识,利用雨滴谱数据并结合探空、雷达、FY-4A卫星和分钟降水资料,分析了2020年7月23日拉萨降雹过程的微物理特征。结果表明：在降水演变特征方面,雨量计分钟降水量与DSG5降水天气现象仪接近,但开始和结束时间、降水峰值及总降水量略有差异。此次过程中雨滴、冰雹的平均谱分布拟合曲线呈单调下降,雨滴谱符合Γ分布,雹谱符合M-P分布。降雹初期,降水粒子以小粒子居多,主要由雨滴下落中的蒸发所致;降雹后期,降水粒子谱宽变大,碰撞破碎和霰粒融化产生大〖JP2〗量的小雨滴引起粒子数浓度剧增,数浓度增多和滴谱变宽导致雨强增大。冰雹的数浓度仅占总降水粒子数浓度的1.6%,但对地面降水量的贡献最大。根据观测,拟合得到冰雹平均末速度与直径的关系公式。