青藏高原地表长波辐射参数化及其气候计算

根据１９８２年８月至１９８３年７月青藏高原辐射平衡资料，详细讨论了该地区活动面温度与地表温度的关系，提出了两种计算地表长波辐射的参数化方法Ｕ＝ｋδσ（Ｔ０＋２７３）＾４和Ｕ＝δσ［（Ｔ０＋２７３）＋ΔＴ］＾４。经反演检验，两式的拟合精度相同（均为３．６％），并适用于作瞬时和平均通量密度计算，文中还就ｋ、ΔＴ的日、年变化作了分析，计算并讨论了青藏高原地表长波辐射的气候特征。     

青藏高原地表辐射通量的气候特征分析

基于对"全球能量水循环亚洲季风青藏高原试验研究"(GAME/Tibet)和"全球协调加强观测计划(CEOP)之亚澳季风青藏高原试验"(CAMP/Tibet)设在藏北高原的安多站、BJ站、D105站和NPAM站以及中国科学院珠峰站和中国科学院纳木错站10～20年晴天日间的辐射观测资料求年均值,分析了高原草甸(草高为5 cm的高原草甸,10 cm的高原草甸和高原稀疏草甸,15 cm的高原草甸)、戈壁和临湖高原草甸这些典型下垫面观测站多年观测的短波向下辐射、短波向上辐射、长波向上辐射、长波向下辐射、净辐射通量和地表反照率的年际变化,得出了青藏高原地表辐射通量的气候特征,发现高原上大部分站点观测到的短波向下辐射有不同程度的减小的年变化趋势,基本所有站点观测的长波向上辐射有不同程度的逐年增加趋势,且高原上基本所有站点观测的长波向下辐射有不同程度的增加趋势,高原地区大部分站点的净辐射通量的年变化趋势基本与短波向下辐射的年变化相一致,青藏高原大部分站点的地表反照率在不同程度上逐年减小。     

青藏高原地区地表温度及其取值对大气长波辐射冷却的影响

针对辐射传输模式在青藏高原地区的应用问题，使用Ｌｉｏｕ－Ｏｕ一维辐射传输模式及１９８２年８月￣１９８３年７月青藏高原热源观测实验期间青藏高原地面、高空与卫星观测资料，在高原辐射传输模式中区分了下垫面温度与地表空气温度的作用，并利用卫星观测资料对模式改进后的实际效果进行了验证；分析了地表温度的日变化和季节变化硬度，得到了下垫面温度的简单参数化方法。     

青藏高原出射长波辐射特征分析

对青藏高原地区1月、4月、7月和10月高时空分辨率的出射长波辐射(OLR)时间序列进行了谱分析。将各点的功率谱分为三类:第一类代表日变化（周期≤1 d）,另外两类分别为天气过程(2 d≤周期≤10 d）和低频（周期>10 d）变化;将高原分为6个区域,对区域平均的各季节OLR时间序列进行功率谱分析和显著性检验,结果表明:1、4、10月份高原上以日变化为主;而7月份日变化、天气尺度变化和低频变化的贡献相当。显著性分析表明高原上最为显著的周期为1 d周期,2～4 d的天气尺度振荡也较明显。6～8 d和10～13 d处虽有明显的谱峰,但只有少数地区和个别季节其谱值能超过95%的信度检验。     

青藏高原东缘峨眉山地区冬季地表能量交换特征研究

利用青藏高原东缘峨眉山站2018年11月至2019年2月的观测数据,分析了峨眉山地区近地层气象要素的变化特征,并运用涡动相关法、土壤温度预报校正法(TDEC)和最小二乘法等,讨论了地表能量交换特征,并与藏东南丹卡站和排龙站进行对比分析。结果表明:在峨眉山地区冬季感热通量占主导。地表辐射各分量日变化均呈单峰结构,短波辐射的峰值在峨眉山地区于13:00(北京时,下同)左右出现,而长波辐射到达峰值的时间段要晚于短波辐射,在14:00左右出现。地表反照率月变化明显,日变化呈"U"型,即日出后和日落前较大,日间较小的趋势,但在日出后和日落前的值并不相等。峨眉山站冬季地表反照率均值为0.29。峨眉山区域地表能量不闭合现象十分显著,日间和夜间的能量闭合程度差异很大。在考虑地表0～5 cm处的热量储存的条件下,白天闭合程度最好为67.22%,夜间闭合程度最差为65.09%。与藏东南丹卡站和排龙站对比分析表明:丹卡、排龙站地表辐射各分量达日峰值时间晚于峨眉山站。峨眉山站冬季的地表反照率高于丹卡、排龙站,月变化更加显著。峨眉山属于青藏高原东缘地区,其地表能量闭合程度大于青藏高原上部分站点。     

卷云对青藏高原的射出长波辐射影响的研究

本文叙述了一种求解卷云射出长波辐射的方法。通过建立卷云示迹模式,用累加法进行分析,并通过分析卷云的一些微物理特征,假设卷云含水量垂直分布模式,由三层近似化筒求得射出长波辐射通量密度。根据模式计算得到:1.与卫星观测青藏高原高云地区对应射出长波辐射通量密度基本一致的结果。2.卷云底高度及卷云厚度与射出长波辐射通量密度相关的一些有意义的结果,并讨论了青藏高原上卷云影响的特殊情况。     

青藏高原两类下垫面地表能量分配对气候要素的响应研究

利用青藏高原北麓河观测站（退化高寒草甸）和玛曲观测站（高寒草原）2014年地面观测资料,通过组合分类法,对比分析了两类下垫面生长季土壤含水量、水汽压差和净辐射对地表能量分配的直接影响和间接影响,并且利用路径分析法研究了影响地表能量分配的关键气候因子。结果表明:北麓河站和玛曲站潜热占比（潜热通量与地表可利用能量的比值）对土壤含水量的响应分别处于土壤水分抑制阶段和能量抑制阶段。其中,北麓河站潜热占比在水汽压差较大时随土壤含水量增长较快,受净辐射的影响较小;而玛曲站潜热占比随土壤含水量的变化趋势受水汽压差和净辐射的影响均较小。北麓河站潜热占比随水汽压差的增大先减小后趋于不变,并且潜热占比对水汽压差的敏感性随土壤含水量的增大而减小;而玛曲站潜热占比随水汽压差的增大先增大后趋于不变,几乎不受土壤含水量和净辐射的影响。北麓河站和玛曲站潜热占比均随净辐射的增大趋于稳定,其稳定值分别与土壤含水量和水汽压差有关。路径分析结果显示,降水是影响北麓河站潜热占比的主要气候因子,而气温是影响玛曲站潜热占比的主要气候因子。     

青藏高原地表反照率计算研究

根据改进的甚高分辨率扫描辐射仪（ＡＶＨＲＲ）５个观测波段的光谱特征，经多次试验，设计了一组从卫星观测的地－气系统的辐射测值中提取晴空资料的多通道门槛值判识法和提取月平均反照率的合成法；并对１９９２年ＮＯＡＡ－１２卫星获取的ＡＶＨＲＲ资料进行计算处理，分析提取晴空数据，在此基础上按卫星轨道覆盖周期合成计算得到的晴空行星反照率和地表反照率，并且计算了逐月的地表反照率。对计算结果做了初步分析和认真比较。     

利用卫星资料试作青藏高原地表净辐射场的气候反演

利用 ERBE和 ISCCP卫星辐射及总云量资料 ,结合已提出的地表短波吸收辐射 ,大气逆辐射以及地表长波辐射的气候反演方法 ,计算出 2 5°～ 4 0°N,75°～ 95°E间 2 .5°× 2 .5°经纬度网络点及高原 63个站点的各月平均地表净辐射 ,绘制出其在高原的分布图 ,揭示其时空分布特征。     

地形起伏对模式地表长波辐射计算的影响

初步探讨了数值模式中次网格区地形起伏(高度、坡度)对长波辐射计算的影响。结果表明,地形高度的次网格变化对辐射计算结果的影响较小,其相对误差一般<2%,但不同分辨率的地形高度场会产生不同的坡度计算误差,低分辨率地形资料所计算的坡度分布相差不大,但坡度的量级存在较大偏差。地形的分辨率越高,实际计算结果的偏差越小。而高分辨率地形资料计算实例表明,地形坡度引起的区域相对辐射误差可达到10%以上。因此,在数值模式中,网格区地表长波辐射计算结果对地形起伏的敏感性应给予足够的重视。     

利用长波辐射计算地表温度并对比分析

介绍了铂电阻温度传感器观测地表温度和长波辐射计算地表温度原理和方法。把草面温度(简称草温)作为地表温度代表,利用了2011年1月至2011年12月东莞市板岭国家基本气象站草温和长波辐射资料,计算和比较分析了地表辐射温度与草温的差异。结果表明,虽然两者的相关性很好,但还是存在一定的差异,而这种差异主要是由于草温受外部环境影响造成的,通过长波辐射计算地表温度则可以避免外部环境的影响,使观测数据更加准确。     

青藏高原地表净辐射的气候学研究

根据作者提出的地表净辐射各分量的气候学计算方法，计算出青藏高原及其周边地区１７３站的净辐射和其各分量的年，月平均通量密度，并分析其地理分布特征。指出高原主体为总辐射，有效辐射的高值区，地表净辐射场在冬，夏季有较大差异。冬季为一弱正值区，相对低中心呈块状散布在祁连山区等几个地区；夏季因夜雨及地表湿润的缘故，高原大部地区的地表净辐射反有加强。各地净辐射年变化基本形式与总辐射相似。有效辐射年变化一般呈双     

初始场和长波辐射对气候模拟的影响

对CCM2 (T42L18) 模式运行10次，每次初始状态稍微变化。试验结果表明了CCM2模式对初始场的响应，10次运行长波辐射（LWR）加热率的标准差在全球许多地方和谱的许多尺度上超过10%。相似的结果也可以从云和温度的计算结果中发现。从CCM2算法的10次运行和应用CCM2、MOR和NMC三种不同的LWR算法的3次运行的试验比较中发现，不同LWR算法模式运行之间的变率比没有LWR算法变化的初始场作用大得多。在CCM2模式中，比较应用CCM2、MOR和NMC三种不同的LWR算法的气候模拟，我们发现CCM2和MOR的算法比较接近，而和NMC的差别较大。但三种不同的LWR算法3次运行积分结果的平均值和不同算法间的绝对差值在全球许多地方和不同尺度上的差别都超过10%，远远大于初始场对气候模拟的作用。     

青藏高原云水气候特征分析

利用2001~2016年MODIS月平均液相云水路径（Cloud Liquid Water Path,LWP）、冰相云水路径（Cloud Ice Water Path,IWP）资料和ERA-Interim再分析等资料,分析了青藏高原空中云水的分布特征、变化趋势以及与大气环流变化和水汽输送变化的关系。结果显示,LWP和IWP的年平均分布形态与降水、可降水量对应较好,林芝地区聚集了丰富的LWP、IWP、降水量和可降水量。受印度洋季风影响,LWP和IWP存在明显的季节变化,夏季LWP和IWP最丰富,冬季最少。水汽传输和高原的动力、热力作用是影响夏季LWP和IWP分布的主要因素,夏季高原南部相对湿度大,水汽抬升强烈,促进了LWP和IWP的形成和积累。LWP和IWP随海拔高度的变化特征较为相似,3000~5500 m海拔高度区间内二者的总体变化特征与青藏高原降水的梯度变化特征一致,为随高度先较快升高后保持稳定的分布特征。青藏高原年平均和季节平均LWP和IWP在2001~2016年间均以减少趋势为主,这一变化趋势与云量和降水变化趋势一致,LWP和IWP的减少趋势与水汽输送通量散度的增加密切相关。     

青藏高原地表特征时空分布

通过利用地理信息数据库、卫星反演参数、气象观测数据,分析了我国青藏高原地区地表植被覆盖、地表反照率分布、地表蒸发分布、地表积雪分布.结果显示,随着青藏高原地表年平均气温的显著升高,青藏高原部分区域地表覆盖特征也发生了改变.在青藏高原南缘湿润大区降水充分地区,地表反照率相对较低,潜热蒸发量最大,1982～2000年期间地表植被覆盖呈明显增加趋势.青藏高原地区积雪覆盖在各个气候区域也呈现同步变化特征,自1970～1989期间,降雪量呈持续增加趋势,但之后至2000年期间,全区降雪量呈下降趋势,其中积雪覆盖变化最强烈的时段发生在10月～4月之间,变化幅度最大的区域位于青藏高原的东南部区域.     

CMIP6全球气候模式对青藏高原中东部地表感热通量模拟能力评估

利用青藏高原（以下简称高原）气象台站常规观测资料、国家青藏高原科学数据中心的青藏高原地气相互作用过程高分辨率（逐小时）综合观测数据集（2005～2016）、国际耦合模式比较计划第六阶段（CMIP6）的历史模拟试验数据和卫星辐射资料,定量评估了12个全球气候模式对1979～2014年高原中东部地表感热通量的模拟能力,并对其模拟偏差进行了成因分析。结果表明,CMIP6模式可较好地重现高原地表感热通量的年循环和季节平均的空间分布型,但数值较计算感热通量偏低,主要表现为对感热通量大值区严重低估。区域平均而言,12个模式模拟的春季高原中东部感热通量的时间演变序列整体较计算感热通量偏低,其中偏差最大的模式为MIROC6,其多年均值仅为计算值的1/3左右。进一步分析发现多模式模拟的春季高原10 m高度处风速和地气温差分别偏强和偏弱,说明CMIP6模拟的春季高原感热通量偏低可主要归因于地气温差的模拟冷偏差。地气温差的模拟冷偏差在高原中东部地区普遍存在,且地表温度和空气温度均存在明显冷偏差,尤其地表温度偏差更大,这很大程度上可能与CMIP6多模式模拟的春季高原降水偏强有关。     

青藏高原地表温度的变化分析

利用青藏高原86个气象观测站建站～2001年历年各月地面0cm温度资料,在分析高原冬季、夏季和年平均地表温度基本气候特征的基础上,通过主成分分析、主值函数和功率谱分析等方法,对高原地表温度异常变化的空间结构和时间演变趋势作了诊断研究。结果表明：高原地表温度主要受海拔高度与纬度的影响,海拔越高温度越低,纬度越高温度越低。年平均温度最高值在雅鲁藏布江河谷的察隅为14．9℃;夏季平均温度最高值在柴达木盆地的格尔木为23．0℃。高原外围的南疆盆地南缘,川西温度更高,但其中心不在高原。高原地表温度最低值在中部的托托河、五道梁,年平均温度为-0．2℃,冬季更低,平均为～14．2～-15．8℃;夏季平均地表温度最低值在清水河为9．8℃,7月平均温度为10．7℃。高原地表温度第一载荷向量除南部小范围为负值外,大部分地方为一致的正值,即第一空间尺度表现为整体一致性;第二空间尺度有南正(负)北负(正)之差异。第一主分量在近30年中表现为明显的上升趋势,主要反映了高原主体偏北和东北部地区地表温度显著升温趋势,而第二主分量的缓慢下降说明高原中部和东南部地表温度呈下降趋势。代表站温度变化表现出准3年和准6年的周期振荡。铁路线北段和南段线性升温率较大,在0．42～0．58℃／10a之间;铁路线中段的高海拔地区升温率较小,为0．32～0．39℃／10a。     

青藏高原抬升加热气候效应研究的新进展

对近4年来关于青藏高原加热影响气候的研究进行回顾.首先介绍利用位涡方程和热力适应理论,揭示;夏季高原上空低层气旋式及高层反气旋式环流结构稳定维持的动力学机理.结果表明高原加热作用造成的低层正涡源是低层气旋式环流得以稳定维持的重要原因.而边界层摩擦产生的负位涡是平衡正位涡的主要因素.高原加热还在高原上空形成负位涡,它影响着盛夏的大气环流,是青藏高原上空强大而稳定的反气旋环流得以维持的重要因素.在春夏过渡季节青藏高原非绝热加热对大气环流季节变化以及亚洲季风爆发的影响力方面,进一步确认了感热加热在过渡季节早期(5月中旬以前)环:流演变中的重要作用.青藏高原非绝热加热的时间演变引起了海陆热力差异对比的变化,使副热带高压带首先在孟加拉湾东部断裂,亚洲季风因而在孟加拉湾爆发.结果还表明,用纬向风垂直差异的时空分布能更准确地表示季节变化的区域差异.在青藏高原非绝热加热与北半球环流系统年际变化的联系方面,发现夏季青藏高原的加热强(弱)的年份,高原感热加热气泵(SHAP)高(低)效工作,使高原加热对周边地区低层暖湿空气的抽吸效应和对高层大气向周边地区的排放作用加强(减弱),高原及邻近地区的上升运动,下层辐合和上层辐散均增强(减弱),从而影响着高原和周边地区的环流以及亚洲季风区大尺度环流系统.而且高原的加热强迫还能够激发产生一支沿亚欧大陆东部海岸向东北方向传播的Rossby波列,其频散效应可影响到更远的东太平洋以至北美地区的大气环流.研究还表明,盛夏的南亚高压存在"青藏高压型"和"伊朗高压型"的双模态,它们与高原加热状态有关,且显著地与亚洲季风区的气候分布密切联系.