北半球季节性冻融区与北半球夏季降水关系的研究
发布时间：2021-04-15 19:20
针对冻融过程引起的土壤湿度异常与北半球夏季降水的关系,基于1981-2010年ERA5的月降水和土壤湿度资料,采用奇异值分解（SVD）方法,分析了北半球季节性冻融区春季土壤湿度和北半球夏季降水的年际变化特征以及它们之间的相关关系。结果表明:北半球季节性冻融区春季土壤湿度年际变化的大值区与北半球夏季降水年际变化的显著区之间存在较好的对应关系;季节性冻融区春季土壤湿度与夏季降水之间存在着指数函数变化关系,在北美西部、西亚以及东亚的大部分地区,春季土壤湿度与夏季降水呈显著的正相关,表明季节性冻融区春季土壤湿度的增加会引起该地区夏季降水的增加。
【文章来源】：冰川冻土. 2020,42(01)北大核心CSCD
【文章页数】：9 页
【部分图文】：
季节性冻融区春季土壤湿度和夏季降水的散点图及拟合方程（图内公式中p为降水，θ为土壤湿度）
为进一步分析春季土壤湿度和夏季降水的相关关系，本文使用SVD计算了季节性冻融区春季土壤湿度和夏季降水之间的相关模态。图4是1981-2010年北半球春季土壤湿度（0～100cm）和夏季降水之间SVD三个模态特征向量的异类相关分布。前三个模态均通过了置信水平为90%的Monte-Carlo检验，表明这三个模态反映的两个场之间的关系是显著的，且是相互独立的。从图4可以看出，春季土壤湿度对应的第一模态解释了协方差平方和的23.04%。左场（春季土壤湿度变化）大部分为负值，大值中心在北美东、西、南部、欧洲和西亚以及中国东南部地区，仅在北美中部和欧亚大陆北部区域为正值，而右场（夏季降水变化）在北美西部、西亚以及中国北部地区有负值中心，在欧亚大陆北部和北美中部有正值中心。SVD第一模态表明，当北半球中、低纬春季土壤湿度减小（增大），而西伯利亚高纬度地区土壤湿度增大（减小）时，对应的夏季降水变化在中、低纬地区也是减少（增加），降水在西伯利亚地区增加（减少），这也说明了春季土壤湿度与夏季降水在局地的正反馈作用。SVD第二模态解释了协方差平方和的8.00%。左场（春季土壤湿度变化）在北美、北非以东至中国东部基本为正值，欧亚大陆北部基本为负值，相应的右场在北美、西亚以及中国东部基本为正值，而在欧亚大陆的高纬度地区为负值，即当北美、西亚以及中国东部地区的土壤湿度增大（减小），而欧亚大陆高纬度地区的土壤湿度减小（增大）时，会引起北半球夏季降水在季节性冻融区（北美、东欧至东亚一带）增加，而在热带赤道地区及高纬度地区的降水减少。春季土壤湿度对应的第三模态解释了协方差平方和的6.72%。左场（春季土壤湿度变化）在北美东部地区为正值，在而北非、欧洲西北部及东北亚地区为负值，右场（夏季降水变化）在北半球大部分地区为负值，仅在欧洲中北部地区为正值，这说明当北美地区土壤湿度增大（减小），而欧亚及北非大部分地区土壤湿度减小（增大）时，会引起北半球大部分地区夏季降水的减少。与前两个模态不同，第三模态中春季土壤湿度和夏季降水之间并未表现出明显的局地对应关系，这可能是由于土壤湿度异常造成的大气环流异常对非局地降水产生影响。
一般将年平均温度0℃（2m气温）的等值线位置定义为多年冻土区的界限，1月的0℃（2m气温）等值线定义为季节冻土区的界限[43]。因此，本文将年平均温度0℃（2m气温）线和1月0℃（2m气温）线之间的区域定义为季节性冻融区（图1），可以算出，北半球季节冻土区约占北半球陆地面积的25%，与Zhang等[44]的结果一致。由于冻融过程对土壤湿度的变化有显著影响，因此，本文将重点关注季节性冻融区的土壤湿度变化特征，及其对北半球夏季降水的影响。为了分析北半球土壤湿度和夏季降水的变化，图2给出了北半球春季土壤和夏季陆地降水标准差的空间分布。土壤湿度是表征土壤冻融过程中的重要参量之一。土壤冻结时，土壤水分以固态形式存在，蒸散发弱，陆气之间的相互作用也较弱；随着气温的升高，春季土壤融化时，土壤水分会转变为液态形式，地表感潜热发生变化，引起陆气之间的相互作用发生变化。北半球的春季降水较少，季节性冻融区的土壤液态水主要由土壤融化贡献。图2(a）给出了北半球春季土壤湿度标准差的空间分布。可以看出，土壤湿度的年际变化存在较大的空间差异，这与土壤本身的物理属性（如孔隙度、水热性质）和不同气候特征有关[45-48]。土壤湿度标准差的大值区主要位于北美中部、欧洲东部和西亚、中国东北以及青藏高原，而这些地区刚好位于季节性冻融区内，这说明土壤湿度明显的年际变化与土壤冻融过程密切相关。在低纬度夏季降水变化的大值区[图2(b）]，土壤湿度的年际变化并不明显，这主要是由于该地区夏季降水较多，土壤湿度一般可维持在较高的水平，波动性较小。在高纬度地区，土壤湿度的变化也较为明显，尤其在西伯利亚北部，这些地区为多年冻土区，土壤湿度的变化也可能与冻土消融过程有关。
【参考文献】：
期刊论文
[1]麻多高寒湿地冻结过程中土壤热通量变化特征分析[J]. 李光伟,文军,王欣,王作亮,贾东于,陈金雷. 大气科学. 2019(04)
[2]陆面模式CLM4.5在青藏高原土壤冻融期的偏差特征及其原因[J]. 李时越,杨凯,王澄海. 冰川冻土. 2018(02)
[3]青藏高原土壤湿度的变化特征及其对中国东部降水影响的研究进展[J]. 王静,何金海,祁莉,吴志伟,施晓晖. 大气科学学报. 2018(01)
[4]全球土壤湿度的记忆性及其气候效应[J]. 李若麟,保鸿燕,李课臣,王澄海. 冰川冻土. 2016(06)
[5]土体冻融特征研究现状与展望[J]. 张熙胤,张明义,路建国,裴万胜,晏忠瑞. 冰川冻土. 2016(06)
[6]青藏高原多年冻土区土壤冻融过程对地表能量通量的影响研究[J]. 葛骏,余晔,李振朝,解晋,刘川,昝蓓蕾. 高原气象. 2016(03)
[7]青藏高原春季土壤湿度与中国东部夏季降水之间的关系[J]. 李登宣,王澄海. 冰川冻土. 2016(01)
[8]2003-2010年青藏高原积雪及雪水当量的时空变化[J]. 孙燕华,黄晓东,王玮,冯琦胜,李红星,梁天刚. 冰川冻土. 2014(06)
[9]未来50a中国地区冻土面积分布变化[J]. 王澄海,靳双龙,施红霞. 冰川冻土. 2014(01)
[10]青藏高原积雪被动微波遥感资料与台站观测资料的对比分析[J]. 王芝兰,王小平,李耀辉. 冰川冻土. 2013(04)
本文编号：3139943
【文章来源】：冰川冻土. 2020,42(01)北大核心CSCD
【文章页数】：9 页
【部分图文】：
季节性冻融区春季土壤湿度和夏季降水的散点图及拟合方程（图内公式中p为降水，θ为土壤湿度）
为进一步分析春季土壤湿度和夏季降水的相关关系，本文使用SVD计算了季节性冻融区春季土壤湿度和夏季降水之间的相关模态。图4是1981-2010年北半球春季土壤湿度（0～100cm）和夏季降水之间SVD三个模态特征向量的异类相关分布。前三个模态均通过了置信水平为90%的Monte-Carlo检验，表明这三个模态反映的两个场之间的关系是显著的，且是相互独立的。从图4可以看出，春季土壤湿度对应的第一模态解释了协方差平方和的23.04%。左场（春季土壤湿度变化）大部分为负值，大值中心在北美东、西、南部、欧洲和西亚以及中国东南部地区，仅在北美中部和欧亚大陆北部区域为正值，而右场（夏季降水变化）在北美西部、西亚以及中国北部地区有负值中心，在欧亚大陆北部和北美中部有正值中心。SVD第一模态表明，当北半球中、低纬春季土壤湿度减小（增大），而西伯利亚高纬度地区土壤湿度增大（减小）时，对应的夏季降水变化在中、低纬地区也是减少（增加），降水在西伯利亚地区增加（减少），这也说明了春季土壤湿度与夏季降水在局地的正反馈作用。SVD第二模态解释了协方差平方和的8.00%。左场（春季土壤湿度变化）在北美、北非以东至中国东部基本为正值，欧亚大陆北部基本为负值，相应的右场在北美、西亚以及中国东部基本为正值，而在欧亚大陆的高纬度地区为负值，即当北美、西亚以及中国东部地区的土壤湿度增大（减小），而欧亚大陆高纬度地区的土壤湿度减小（增大）时，会引起北半球夏季降水在季节性冻融区（北美、东欧至东亚一带）增加，而在热带赤道地区及高纬度地区的降水减少。春季土壤湿度对应的第三模态解释了协方差平方和的6.72%。左场（春季土壤湿度变化）在北美东部地区为正值，在而北非、欧洲西北部及东北亚地区为负值，右场（夏季降水变化）在北半球大部分地区为负值，仅在欧洲中北部地区为正值，这说明当北美地区土壤湿度增大（减小），而欧亚及北非大部分地区土壤湿度减小（增大）时，会引起北半球大部分地区夏季降水的减少。与前两个模态不同，第三模态中春季土壤湿度和夏季降水之间并未表现出明显的局地对应关系，这可能是由于土壤湿度异常造成的大气环流异常对非局地降水产生影响。
一般将年平均温度0℃（2m气温）的等值线位置定义为多年冻土区的界限，1月的0℃（2m气温）等值线定义为季节冻土区的界限[43]。因此，本文将年平均温度0℃（2m气温）线和1月0℃（2m气温）线之间的区域定义为季节性冻融区（图1），可以算出，北半球季节冻土区约占北半球陆地面积的25%，与Zhang等[44]的结果一致。由于冻融过程对土壤湿度的变化有显著影响，因此，本文将重点关注季节性冻融区的土壤湿度变化特征，及其对北半球夏季降水的影响。为了分析北半球土壤湿度和夏季降水的变化，图2给出了北半球春季土壤和夏季陆地降水标准差的空间分布。土壤湿度是表征土壤冻融过程中的重要参量之一。土壤冻结时，土壤水分以固态形式存在，蒸散发弱，陆气之间的相互作用也较弱；随着气温的升高，春季土壤融化时，土壤水分会转变为液态形式，地表感潜热发生变化，引起陆气之间的相互作用发生变化。北半球的春季降水较少，季节性冻融区的土壤液态水主要由土壤融化贡献。图2(a）给出了北半球春季土壤湿度标准差的空间分布。可以看出，土壤湿度的年际变化存在较大的空间差异，这与土壤本身的物理属性（如孔隙度、水热性质）和不同气候特征有关[45-48]。土壤湿度标准差的大值区主要位于北美中部、欧洲东部和西亚、中国东北以及青藏高原，而这些地区刚好位于季节性冻融区内，这说明土壤湿度明显的年际变化与土壤冻融过程密切相关。在低纬度夏季降水变化的大值区[图2(b）]，土壤湿度的年际变化并不明显，这主要是由于该地区夏季降水较多，土壤湿度一般可维持在较高的水平，波动性较小。在高纬度地区，土壤湿度的变化也较为明显，尤其在西伯利亚北部，这些地区为多年冻土区，土壤湿度的变化也可能与冻土消融过程有关。
【参考文献】：
期刊论文
[1]麻多高寒湿地冻结过程中土壤热通量变化特征分析[J]. 李光伟,文军,王欣,王作亮,贾东于,陈金雷. 大气科学. 2019(04)
[2]陆面模式CLM4.5在青藏高原土壤冻融期的偏差特征及其原因[J]. 李时越,杨凯,王澄海. 冰川冻土. 2018(02)
[3]青藏高原土壤湿度的变化特征及其对中国东部降水影响的研究进展[J]. 王静,何金海,祁莉,吴志伟,施晓晖. 大气科学学报. 2018(01)
[4]全球土壤湿度的记忆性及其气候效应[J]. 李若麟,保鸿燕,李课臣,王澄海. 冰川冻土. 2016(06)
[5]土体冻融特征研究现状与展望[J]. 张熙胤,张明义,路建国,裴万胜,晏忠瑞. 冰川冻土. 2016(06)
[6]青藏高原多年冻土区土壤冻融过程对地表能量通量的影响研究[J]. 葛骏,余晔,李振朝,解晋,刘川,昝蓓蕾. 高原气象. 2016(03)
[7]青藏高原春季土壤湿度与中国东部夏季降水之间的关系[J]. 李登宣,王澄海. 冰川冻土. 2016(01)
[8]2003-2010年青藏高原积雪及雪水当量的时空变化[J]. 孙燕华,黄晓东,王玮,冯琦胜,李红星,梁天刚. 冰川冻土. 2014(06)
[9]未来50a中国地区冻土面积分布变化[J]. 王澄海,靳双龙,施红霞. 冰川冻土. 2014(01)
[10]青藏高原积雪被动微波遥感资料与台站观测资料的对比分析[J]. 王芝兰,王小平,李耀辉. 冰川冻土. 2013(04)
本文编号：3139943
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