地理科學(xué)論文關(guān)于青藏高原

　　青藏高原(Qinghai-Tibet Plateau)是中國最大、世界海拔最高的高原，被稱為“世界屋脊”、“第三極”，小編整理了地理科學(xué)論文關(guān)于青藏高原，歡迎閱讀!

　　地理科學(xué)論文關(guān)于青藏高原篇一

　　6月青藏高原熱源厚度變化分析

　　摘 要：利用1961到2001年，41年歐洲中心再分析資料計算的熱源，分析每10年熱源最大值層高度距平的變化。利用EOF，分析6月份高原大氣熱源最大值層高度異常和高原大氣熱源最大值層的加熱率值。最后對高原最大加熱層高度異常年大氣環(huán)流進行合成分析，了解高原熱源厚度的異常變化與大氣環(huán)流的關(guān)系。結(jié)果表明(1)從1961到2001年，41年中，60年代跟70年代高原上熱源最大值層高度與多年平均相比偏高，在80年代到90年代，高原上熱源最大值層高度較多年平均偏低。熱源最大值層高度總體呈下降趨勢。(2)對高原熱源高度距平的EOF分析表明，高原中部熱源最大值層高度與高原兩側(cè)熱源最大值層高度顯示出正負(fù)相反的形勢，熱源最大值層高度呈現(xiàn)出年代際的變化。(3)對熱源最大值層加熱率值的EOF分析表明，高原東部熱源最大值層加熱率值和高原西部熱源最大值層加熱率值顯示出正負(fù)相反形勢，熱源最大值層加熱率值也呈現(xiàn)出年代際的變化。

　　關(guān)鍵詞：青藏高原，熱源最大值層高度，熱源最大值層加熱率值

　　一、引言

　　長期以來，青藏高原的熱力作用一直是青藏高原氣象學(xué)研究中的重要課題之一，受到了許多氣象工作者的重視。[1]在20世紀(jì)50年代，葉篤正(1957)和Flohn(1957)就分別發(fā)現(xiàn)青藏高原是大氣的熱源。[2]為深入研究高原大氣熱源的性質(zhì)和變化，在1979年5-8月，中外氣象科學(xué)家組織了第一次大規(guī)模的青藏高原氣象科學(xué)考查實驗(QXPMEx79)，[3]此后，到1998年的近20年間，又進行了一系列的與青藏高原有關(guān)的國際、國內(nèi)氣象科學(xué)考查實驗.[4]在這些實驗資料的基礎(chǔ)上，許多學(xué)者研究了青藏高原加熱場的時空分布和變化特征、青藏高原熱源對大氣環(huán)流、季風(fēng)、ENSO以及東亞天氣氣候變化的影響。[5]如，葉篤正(1979)、陳隆勛 (1985)等用不同的資料和方法估算、分析過青藏高原上大氣熱源的分布和變化的特征，這些研究為準(zhǔn)確、合理地估算青藏高原的熱力作用起到了重要促進作用。[6]還有許多研究者(Luo等， 1984;Yanai等，1994;簡茂球，2001;趙平等，2001;等等)先后進一步地研究和分析過高原的熱源匯特征，[7]他們指出，在冬半年高原上空對流層是一個冷源，在夏半年是一個熱源，雨季前整個高原均以感熱為主，夏季雨季期間感熱和潛熱共同起作用。[8]其中，趙平等(2001)用 1961一1995年青藏高原及其附近地區(qū)148個地面站月平均資料計算了35年的青藏高原大氣熱量源匯，得到青藏高原熱狀況的長時間序列;并指出在年代際變化尺度上，1977年前后高原大氣熱量源匯明顯具有突變特征，其后大氣熱量源匯顯著增加。

　　二、資料與方法介紹

　　(1)本文采用資料為1961到2001年41年歐洲中心再分析資料計算的熱源資料。青藏高原地區(qū)以(70°E-105°E，25°N-40°N)矩形區(qū)域表示。高原東、西部以87°E為界限，87°E以西定義為高原西部，87°E以東定義為高原東部。

　　(2)EOF分析

　　EOF法(經(jīng)驗正交函數(shù))的基本思想：將氣象要素場序列分解成正交的時間函數(shù)與正交的空間函數(shù)乘積之和，常把空間函數(shù) 看作典型場，時間函數(shù) 看作典型場的權(quán)重系數(shù)，則不同時間的要素場是若干個典型場按不同權(quán)重線性迭加的結(jié)果。各個場之間的差別就在于各典型場系數(shù)的不同。上述基本思想用公式表示即：

　　實際上，自然正交函數(shù)(經(jīng)驗正交函數(shù))展開就是以場上各點要素值的“相關(guān)矩陣”的特征向量為典型場的正交函數(shù)展開。

　　經(jīng)驗正交函數(shù)(EOF)沒有固定的函數(shù)形勢，在用資料場構(gòu)造典型場時不需人為事先規(guī)定，能客觀地反映原始場的結(jié)構(gòu)和特征，另一方面，它收斂速度快，有利于大量信息的濃縮和集中，能較好地反映出氣象要素場的主要空間振蕩特征。

　　三、每10年熱源最大值層高度距平平均

　　在60年代高原主體皆為負(fù)值區(qū)，在高原的西南，西北與東側(cè)為正值區(qū)，說明在60年代高原主體上的熱源最大值層高度與多年平均相比偏高。到了70年代，整個高原全為負(fù)值區(qū)，高原西北側(cè)的正值區(qū)消失，但高原西南側(cè)與高原東側(cè)的正值區(qū)依然存在，故在70年代，高原上的熱源最大值層高度與多年平均相比較也較高。80年代高原西南側(cè)的正值中增強，與高原東側(cè)的正值中心相連，整個高原南部都處于正值區(qū)，高原的北部為負(fù)值區(qū)，說明在80年代，高原南部的熱源最大值層高度較多年平均偏低，高原北部的熱源最大值層高度較多年平均偏高。在90年代，等值線分布整體與80年代相近，但在高原的中部，0線有所南壓，高原南部為正值區(qū)，北部為負(fù)值區(qū)，說明高原南部的熱源最大值層高度與多年平均相比偏低，北部與多年平均相比偏高。從4張10年平均圖可以看出，在高原上熱源最大值層高度總體呈下降趨勢。

　　(a)61-70年平均

　　(b)71-80年平均

　　(c)81-90年平均

　　(d)91-01年平均

　　四、高原大氣熱源最大值層高度異常的EOF分析

　　根據(jù)熱源最大值層高度異常距平的EOF分析的結(jié)果，第一模態(tài)的方差貢獻為16.18%，其空間分布主要呈現(xiàn)環(huán)繞型，高原上值主要在0線附近，而在高原南側(cè)、北側(cè)、印度北部與四川云南地區(qū)各有負(fù)值中心，在高原中部與東部有正值。時間序列上熱源最大值層高度表現(xiàn)出了年代際的變化，在1982年前為正，在1982年到1989年為負(fù)，1989年以后至1999年又呈正，1999年至2001年為負(fù)。在1982年前，高原南側(cè)、北側(cè)、印度北部與四川云南地區(qū)為加熱最大值層高度與多年平均相比較的高值區(qū)，在1982年到1989年這些地區(qū)的加熱最大值層高度與多年平均相比偏低，1989年以后至1999年這些地區(qū)的加熱最大值層高度較多年平均偏高，1999年至2001年這些地區(qū)的加熱最大值層高度又較多年平均偏低。在1982年前，高原中部與東部為加熱最大值層高度與多年平均相比較的低值區(qū)，1982年到1989年高原中部與東部地區(qū)的加熱最大值層高度與多年平均相比偏高，1989年以后至1999年，高原中部與東部地區(qū)的加熱最大值層高度與多年平均相比偏低，1999年至2001年這兩個地區(qū)的加熱最大值層高度跟多年平均相比偏高。

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