青藏高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱變化特征分析

曹 毅， 范廣洲，2，賴 欣， 華 維， 張永莉

(1.成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院高原大氣與環(huán)境四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川成都610225;2.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇南京210044)

0 引言

青藏高原平均海拔高于4000 m，被稱為世界屋脊。鑒于青藏高原在海拔、地形等各個(gè)方面的獨(dú)特性，近幾十年以來中外學(xué)者越來越重視青藏高原對(duì)大氣的作用，且開展了大量的研究工作。眾多的研究工作表明高原熱力作用十分重要，而高原熱源又分為感熱、潛熱和輻射。高原熱力狀況的系統(tǒng)觀測(cè)最早始于1979年第一次高原氣象實(shí)驗(yàn)，分別從太陽直接輻射、太陽散射輻射、太陽總輻射、地面反射輻射、地面凈輻射等方面著手，研究高原各站點(diǎn)、各地區(qū)夏季輻射平衡的氣候?qū)W特征［1］。Luo 和 Yanai［2～3］曾計(jì)算高原熱源加熱狀況，其特征是在對(duì)流層上層顯著，在200～500 hPa上東部加熱率3 K/d，與印緬地區(qū)同樣強(qiáng)。但高原東部和西部的加熱過程和時(shí)間變化不同，高原東西部均在雨季開始前就有加熱，但高原東部在雨季開始后加熱顯著增強(qiáng)。在雨季前，源于被加熱地面引起的干熱對(duì)流是對(duì)流層主要的加熱源，而雨季開始后東部被積云對(duì)流產(chǎn)生的凝結(jié)潛熱代替，凝結(jié)潛熱成為高原首要加熱［4］。青藏高原潛熱這樣的獨(dú)特性使得不少學(xué)者開始關(guān)注［5-14］。

近年來中國(guó)也有一些關(guān)于青藏高原潛熱的研究。李棟梁等［5］使用OLR資料與降水的相關(guān)性建立利用OLR估算降水量，進(jìn)而估算降水凝結(jié)潛熱的數(shù)學(xué)模型，其計(jì)算結(jié)果顯示青藏高原東部多年平均潛熱為18.55×1020J，近45年高原東部的降水凝結(jié)潛熱有增長(zhǎng)的趨勢(shì)，遞增率為0.218×1020J/10 a，值得注意的是高原總體的降水凝結(jié)潛熱及其變率略大于高原東部。傅云飛等［6］利用TRMM衛(wèi)星潛熱廓線資料對(duì)青藏高原潛熱分布和結(jié)構(gòu)做了分析，潛熱廓線表明夏季高原最大潛熱位于7 km高度，為單峰型，且8月潛熱最大。劉奇等［7］對(duì)1998年夏季TRMM潛熱加熱分析發(fā)現(xiàn)青藏高原夏季潛熱分布有3個(gè)大值中心:(31°N，93°E)(31°N，98°E)(27°N，99°E)附近。何金海等［8］使用NCEP_FLUX1數(shù)據(jù)通過正算法計(jì)算出降水凝結(jié)潛熱在100～300 W/m2，并由青藏高原的總加熱與凝結(jié)潛熱加熱的比值基本介于1～2，可以得出潛熱加熱是夏季大氣熱源最重要的因子。張杰等［9］結(jié)合青藏高原3″DEM和102個(gè)氣象臺(tái)站46年的降水資料，采用多元回歸方法建立了逐年雨季降水量的估算模型，進(jìn)而估算和分析了雨季凝結(jié)潛熱。結(jié)果表明，高原東部雨季凝結(jié)潛熱分布不均勻，東南多西北少;同時(shí)根據(jù)地形區(qū)域的不同，潛熱變化趨勢(shì)也不盡相同。

由于青藏高原早期的資料匱乏，站點(diǎn)稀少使得對(duì)其的研究存在不少局限性，前人對(duì)高原潛熱的研究較少，近年資料多使用衛(wèi)星資料或者再分析資料以求數(shù)據(jù)覆蓋的全面性。但衛(wèi)星資料的反演始終存在誤差［15］，特別是在高原地區(qū)，而再分析資料的降水等要素的可信度仍然值得商榷。青藏高原潛熱究竟對(duì)高原本地氣候變化，高原天氣系統(tǒng)的生成和發(fā)展，以及對(duì)高原周邊特別是下游區(qū)域存在怎樣的、多大的作用或影響，是學(xué)者們一直想要了解的問題［16-22］，而解開這個(gè)疑問要建立在對(duì)青藏高原潛熱的狀況有一個(gè)真實(shí)而詳盡的認(rèn)識(shí)。故以實(shí)測(cè)的臺(tái)站降水資料對(duì)青藏高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱的分布及變化特征做較為客觀的呈現(xiàn)和分析。

1 資料與方法

1．1 資料

研究選取 90°E ～105°E，25°N ～40°N 為青藏高原東部區(qū)域，使用中國(guó)地面氣候資料月值數(shù)據(jù)集的降水?dāng)?shù)據(jù)。為保證數(shù)據(jù)開始時(shí)間的一致性和數(shù)據(jù)的穩(wěn)定性，時(shí)間選取1961～2013年，剔除有缺測(cè)的站點(diǎn)后，從中國(guó)756個(gè)臺(tái)站中選取了位于研究區(qū)域內(nèi)的93個(gè)地面觀測(cè)站逐月降水資料，其中37個(gè)站點(diǎn)海拔高于3000 m。站點(diǎn)分布如圖1，98°E以東站點(diǎn)分布較為密集，以西站點(diǎn)稍少，特別是研究區(qū)域的西南部。另外根據(jù)研究需要，取 98°E ～104°E，36°E ～39°N 為青藏高原東部的東北區(qū)，95°E ～ 99°E，31°N ～ 35°N 為中部區(qū)，98°E ～104°E，25°N ～28°N 為東南區(qū)，如圖 1 中的3 個(gè)黑框范圍。根據(jù)文獻(xiàn)調(diào)研［6，7］，取 6、7、8 三個(gè)月為夏季。

圖1 青藏高原東部93個(gè)站點(diǎn)分布圖(灰色線為3000 m海拔高度線)

1．2 方法

降水凝結(jié)潛熱采用公式Q=P×L×ρ×S計(jì)算，其中Q為凝結(jié)潛熱，P為降水量;L為凝結(jié)潛熱系數(shù)，取L=2497 J·g-1;ρ為水的密度，取ρ=1 g·cm-3;S為面積，取單位面積1 cm2。通過公式計(jì)算得到降水凝結(jié)潛熱后，采用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解法(EOF)，獲得青藏高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱變化的主要模態(tài)及對(duì)應(yīng)時(shí)間系數(shù)，接著采用M-K檢驗(yàn)法和小波分析法，并計(jì)算氣候傾向率從而探究降水凝結(jié)潛熱隨時(shí)間變化的特征。正交經(jīng)驗(yàn)分解法最早由Pearson在1902年提出，后由Lorenz引入大氣科學(xué)研究。它可以表征氣候變量場(chǎng)的變率分布結(jié)構(gòu)和分布形式的時(shí)間變化特征。小波分析也稱多分辨率分析，不僅可以顯示氣候序列變化的尺度，還能給出變化的時(shí)間位置，故已在氣象領(lǐng)域得到了廣泛的運(yùn)用［23］。

2 青藏高原夏季潛熱空間分布特征

2．1 降水凝結(jié)潛熱空間分布

青藏高原東部近53年夏季平均潛熱分布如圖2，白線為3000 m海拔高度線。從圖2可以看出，高原東部潛熱總體呈現(xiàn)由西北向東南遞增的分布，有2個(gè)超過2000 J·cm-2·d-1的大值中心分別位于高原南側(cè)(云南西北側(cè))和東南側(cè)(四川東部)，由這2個(gè)大值中心分別向西北延伸出2個(gè)凝結(jié)潛熱大值脊，值得注意的是偏東的一條基本與3000 m海拔線平行，河谷位置基本位于兩條大值脊之間。傅云飛等［5］使用1998年和1999年的TRMM衛(wèi)星2A12資料的研究曾指出高原河谷地區(qū)的氣柱總潛熱量并不大，這可能與大量潛熱在其上游凝結(jié)釋放有關(guān)。海拔大于3000 m的高原主體部分夏季降水凝結(jié)潛熱基本小于1250 J·cm-2·d-1，而西北部有個(gè)凝結(jié)潛熱小值槽區(qū)與柴達(dá)木盆地位置基本重合，其夏季降水凝結(jié)潛熱均小于250 J·cm-2·d-1。西南部介于2個(gè)凝結(jié)潛熱大值中心的一個(gè)小值區(qū)與海拔梯度較為吻合，這可能與地形梯度所致的降水分布差異有很大關(guān)系。即氣流在繞過和翻越高原時(shí)，底層遇到空氣遇到地形阻擋，被迫抬升凝結(jié)，形成局地性的降水，且在夏季孟加拉灣提供了豐富的水汽來源，有利于降水凝結(jié)潛熱在高原東部南坡和東南坡的釋放。凝結(jié)潛熱在高原東部的“+-+”分布可能會(huì)對(duì)大氣能量帶的波狀分布產(chǎn)生影響。

圖2 青藏高原東部1961～2013年夏季平均潛熱空間分布(單位:J·cm-2·d-1)

2．2 降水凝結(jié)潛熱空間異常分布特征

為了解高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱有哪些典型的分布結(jié)構(gòu)，做經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解，圖3是EOF前4個(gè)模態(tài)的空間分布和時(shí)間系數(shù)，模態(tài)方差貢獻(xiàn)分別為14.9%、12.0%、9.7%、6.8%，前4個(gè)模態(tài)的累積方差貢獻(xiàn)達(dá)到43.5%。EOF第一模態(tài)呈東北-西南“+-”的偶極子分布:正值中心位于青海東部，負(fù)值中心位于西藏東部至橫斷山脈一線。由時(shí)間系數(shù)可見到20世紀(jì)70年代分布由西南多東北少轉(zhuǎn)變?yōu)闁|北多西南少為主，到1995年左右變回，2005年左右再次反轉(zhuǎn)。第二模態(tài)基本呈現(xiàn)南北反向型:正值中心位于高原南側(cè)，最大的正值中心位于西南，次中心位于云南北部;負(fù)值中心位于高原主體，四川、西藏、青海交界處。結(jié)合時(shí)間系數(shù)可知在1975年左右第二模態(tài)由正位向?yàn)橹鬓D(zhuǎn)為以負(fù)位相為主，至1993年左右反轉(zhuǎn)，2003年左右再次反轉(zhuǎn)。前2個(gè)模態(tài)的時(shí)間序列均呈現(xiàn)出年代際的變化特征。第三模態(tài)呈東南-西北反向分布，正負(fù)中心都位于36°N左右:其中正值中心位于甘肅東南部，負(fù)值中心位于青海西部。第四模態(tài)由南到北基本呈現(xiàn)“+-+”分布:北部正值中心位于內(nèi)蒙古西部，南部正值中心位于西藏東部，次中心位于橫斷山脈以東的云貴高原。后2個(gè)模態(tài)的時(shí)間系數(shù)波動(dòng)較小，呈現(xiàn)出較明顯的年際變化特征。

圖3 青藏高原東部夏季潛熱EOF前4個(gè)模態(tài)空間分布及時(shí)間系數(shù)

3 青藏高原夏季潛熱時(shí)間變化特征

3．1 降水凝結(jié)潛熱年際變化特征和周期

青藏高原東部全區(qū)平均和3個(gè)分區(qū)(見圖1)夏季潛熱年際變化如圖4，其中圖4(a)為全區(qū)，圖4(b)為東南區(qū)，圖4(c)為東北區(qū)，圖4(d)為中部區(qū)。由圖可見53年青藏高原東部全區(qū)有略微減少的趨勢(shì)，多年平均為 930 J·cm-2·d-1，換算后為 107.6 W/m2，這與前人的研究結(jié)果相近。值得注意的是高原東南部有明顯的減少趨勢(shì)，但高原東北部有增加趨勢(shì)。高原東南和東北降水凝結(jié)潛熱相反的變化趨勢(shì)，將對(duì)兩地大氣的能量收支有著重要影響，同時(shí)對(duì)高原及周邊的大氣能量傳輸形式和結(jié)構(gòu)有一定影響。另一方面，就幾個(gè)區(qū)域夏季降水凝結(jié)潛熱的數(shù)值和年際變化幅度來看:東南區(qū)振幅最大，數(shù)值在1000～2000 J·cm-2·d-1，降水凝結(jié)潛熱最大值出現(xiàn)在1966年，達(dá)1945 J·cm-2·d-1，而最小值出現(xiàn)在2011年，只有最大值的一半;東北區(qū)數(shù)值偏小，最小值出現(xiàn)在1962年，僅有320 J·cm-2·d-1，最大值出現(xiàn)在1993年，潛熱值為609 J·cm-2·d-1;中部區(qū)的數(shù)值大小與全區(qū)最為接近，介于600～1100 J·cm-2·d-1，總體趨勢(shì)也與全區(qū)較為相似，1985～1995年潛熱值震動(dòng)頻率變大。

圖4 1961～2013年青藏高原東部夏季平均降水凝結(jié)潛熱時(shí)間序列(單位:J·cm-2·d-1)

圖5 1961～2013年青藏高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱小波分析圖

由圖4發(fā)現(xiàn)青藏高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱年際變化呈現(xiàn)一定的周期性，對(duì)其做小波分析見圖5。由實(shí)部圖可以看出高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱主要為4～6 a的周期;其次有一個(gè)12 a左右的年代際周期震蕩平緩較為清晰，變現(xiàn)為4.5個(gè)“多-少”循環(huán)交替;4 a以下沒有明顯規(guī)律。結(jié)合方差圖可知4～6 a的周期最強(qiáng)。等值線到2013年還未閉合，說明近兩年潛熱仍將處于偏多的趨勢(shì)。

3．2 降水凝結(jié)潛熱突變檢驗(yàn)和氣候傾向率

為檢驗(yàn)青藏高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱變化趨勢(shì)的顯著性及其是否存在突變，對(duì)時(shí)間序列做了M-K檢驗(yàn)，結(jié)果如圖6，其中圖6(a、b、c、d)分別為全區(qū)、東南區(qū)、東北區(qū)、中部區(qū)。結(jié)合3年、5年和10年的滑動(dòng)t檢驗(yàn)(圖略)分析可見:青藏高原東部全區(qū)潛熱在近53年并未發(fā)生顯著突變，但在1971年左右由減少趨勢(shì)變?yōu)樵黾于厔?shì)，在2000年左右再次轉(zhuǎn)為減少趨勢(shì);東南區(qū)分別在1974年和2002年發(fā)生了2次轉(zhuǎn)折突變，1974年由減少趨勢(shì)變?yōu)樵黾于厔?shì)，2002年又轉(zhuǎn)為減少趨勢(shì);東北區(qū)潛熱值53年一直處于增長(zhǎng)，在1970年發(fā)生一次突變，增長(zhǎng)趨勢(shì)放緩;中部區(qū)在1966年發(fā)生一次突變，趨勢(shì)由減少轉(zhuǎn)為增加，1973年達(dá)到顯著。由此可以看出高原東部不同區(qū)域的變化趨勢(shì)存在差異，因此計(jì)算了全區(qū)的氣候傾向率分布如圖7所示。

圖6 青藏高原東部夏季平均降水凝結(jié)潛熱時(shí)間序列M-K檢驗(yàn)

圖7 1961～2013年青藏高原東部夏季降水凝結(jié)潛熱氣候傾向率(單位:J·cm-2·d-1)

由圖7可見，北部基本為正，此外有2條東南西北走向的正值帶，與圖2中潛熱分布的2條大值脊基本重合。與正值帶相間的有3條負(fù)值帶。正值的大值中心位于(95°E，29°N)，增加趨勢(shì)達(dá) 45 J/a，偏東的一條正值帶增長(zhǎng)趨勢(shì)稍弱;而3條負(fù)值帶中有兩條負(fù)值帶最大值都超過 -40 J，最強(qiáng)減少趨勢(shì)可達(dá)50 J/10 a。高原河谷地區(qū)就位于中間的負(fù)值帶中。高原東部降水凝結(jié)潛熱這種分布不均的變化趨勢(shì)使得除了區(qū)域北部，原本的大值區(qū)變得更大，小值區(qū)變得更小，加劇凝結(jié)潛熱的分布不均。這應(yīng)該與高原地形密不可分，高原和山脈迎風(fēng)坡凝結(jié)潛熱釋放增加，海拔較低的河谷區(qū)減小，此外，青藏高原的北側(cè)基本為正值區(qū)。這些表明隨著時(shí)間的推移，降水凝結(jié)潛熱更多的在高原南北坡面釋放。

4 結(jié)束語

以青藏高原東部93個(gè)站點(diǎn)1961～2013年53年夏季降水凝結(jié)潛熱為研究對(duì)象，對(duì)其空間分布和時(shí)間變化做了系統(tǒng)分析，得到以下結(jié)論:

(1)通過對(duì)53年平均青藏高原東部夏季潛熱分布圖分析，發(fā)現(xiàn)降水凝結(jié)潛熱呈現(xiàn)由東南向西北遞減的分布，潛熱值在30～2730 J·cm-2·d-1，存在2條東南-西北向的大值脊，2條大值脊之間的槽區(qū)基本與高原河谷位置重合。青藏高原東部凝結(jié)潛熱這樣的分布可能是由于高原降水與地形密切相關(guān)。

(2)青藏高原東部夏季潛熱有4個(gè)主要的空間分布型，其中前3個(gè)都為偶極子分布型，分別為東北-西南方向分布，南北反向分布和東南-西北反向分布，第四模態(tài)則呈由南到北的“+-+”分布。

(3)53年青藏高原東部平均夏季降水凝結(jié)潛熱呈略微減少的趨勢(shì)。但不同區(qū)域趨勢(shì)存在差異，高原東南部有明顯的減少趨勢(shì)，但高原東北部卻呈增加趨勢(shì)。年際變率也基本呈現(xiàn)由南向北遞減的分布。M-K檢驗(yàn)和滑動(dòng)t檢驗(yàn)得出潛熱值在20世紀(jì)70年代初存在一次突變，全區(qū)，東南區(qū)，中部區(qū)均由減少趨勢(shì)轉(zhuǎn)為增加，而東北區(qū)一直處于增加趨勢(shì)，只是在70年代初增加開始趨勢(shì)放緩。

(4)潛熱氣候傾向率分布有2條東南西北走向的正值帶與潛熱分布的2條大值脊基本重合，這表明潛熱值大的區(qū)域53年來值變得更大，而其間的高原河谷潛熱值在減小。此外，研究區(qū)域的北部氣候傾向率基本都是正值。

需要注意，研究區(qū)域西部站點(diǎn)相對(duì)較少，特別是西南部基本無站點(diǎn)，此處分布可信度有待考證，但這不影響對(duì)其他區(qū)域降水凝結(jié)潛熱的分布和變化做分析研究。

［1］ 葉篤正，高由禧.青藏高原氣象學(xué)［M］.北京：科學(xué)出版社，1979.

［2］ Huibang Luo，Michio Yanai.The large-scale circulation and heat sources over the Tibetan Plateau and surrounding areas during the early summer of 1979.PartⅠ：Precipitation and Kinematic analyses［J］.Mon.Wea.Rev.，1983，111：922-944.

［3］ Huibang Luo，Michio Yanai.The large-scale circulation and heat sources over the Tibetan Plateau and surrounding areas during the early summer of 1979.PartⅡ：Heat and moisture budgets［J］.Mon.Wea.Rev.，1984，112：966-989.

［4］ MichioYanai，Chengfeng Li.Mechanism of heating and the boundary layer over the Tibetan Plateau［J］.Amer.Meteor.Soc，1994，122：305-323.

［5］ 李棟梁，柳苗，王慧.青藏高原雨季降水凝結(jié)潛熱的估算研究［J］.高原氣象，2008，27(1)：10-16.

［6］ 傅云飛，劉奇，自勇，等.基于TRMM衛(wèi)星探測(cè)的夏季青藏高原降水和潛熱分析［J］.高原山地氣象研究，2008，28(1)：8-18.

［7］ 劉奇，傅云飛.夏季青藏高原潛熱分布及其廓線特征［J］.中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)學(xué)報(bào)，2007，37(3)：303-309.

［8］ 何金海，徐海明，鐘珊珊，等.青藏高原大氣熱源特征及其影響和可能機(jī)制［M］.北京：氣象出版社，2011.

［9］ 張杰，李棟梁.青藏高原夏季凝結(jié)潛熱時(shí)空分布特征分析［J］.地學(xué)前緣，2009，16(1)：326-334.

［10］ AnmingDuan，Guoxiong Wu.Role of Tibetan Plateau thermal forcing in the summer climate patterns over subtropical Asia.［J］.Climate Dyn.，2005，24：793-807.

［11］ Flohn H.Contributions to a meteorology of the Tibetan highlands ［C］.Atmos.Sci.Papers，1968，130.

［12］ Wang B，Bao Q，Hosking B，et al.Tibetan Plateau warning and precipitation changes inEast A-sia.［M］.Geophys.Res.Lett.，2008.

［13］ PingZhao，Longxun Chen.Study on climatic features of surface turbulent heat exchange coefficients and surface thermal sources over the Qinghai-Xizang Plateau.［J］.Acta.Meteor.Sin.，2000，14(1)：13-29.

［14］ 青藏高原氣象科學(xué)實(shí)驗(yàn)文集編輯組.青藏高原氣象科學(xué)實(shí)驗(yàn)文集［M］.北京：科學(xué)出版社，1987.

［15］ 王開存，周秀驥，李維亮，等.利用衛(wèi)星遙感資料反演感熱和潛熱通量的研究綜述［J］.地球科學(xué)進(jìn)展，2005，20(1)：42-48.

［16］ Flohn H.Large-scale aspects of the“summer monsoon”in South and East Asia［J］.Meteor.Soc.Japan，1957，75：180-186.

［17］ Michio Yanai，Chengfeng Li，Zhengshan Song.Seasonal heating of Tibetan Plateau and its effects on the evolution of the Asian summer monsoon［J］.Meteor.Soc.Japan，1992，70(1)：319-350.

［18］ 白虎志，董文杰，馬振峰.青藏高原及鄰近地區(qū)的氣候特征［J］.高原氣象，2004，23(6)：890-897.

［19］ 岑思弦，鞏遠(yuǎn)發(fā)，賴欣，等.青藏高原東部與其北側(cè)熱力差異與高原季風(fēng)及長(zhǎng)江流域夏季降水的關(guān)系［J］.氣象學(xué)報(bào)，2014，72(2)：256-265.

［20］ 鄧漢青，郭品文，薛榮康，等.高原東部夏季潛熱與西北太平洋臺(tái)風(fēng)前度關(guān)系的初步研究［J］.氣象研究與應(yīng)用，2010，31(1)：16-19.

［21］ 趙平，陳隆勛.35年來青藏高原與大氣熱源氣候特征及其與中國(guó)降水的關(guān)系［J］.中國(guó)科學(xué)D 輯，2001，31(4)：327-332.

［22］ 周秀驥，趙平，陳軍明，等.青藏高原熱力作用對(duì)北半球氣候影響的研究［J］.中國(guó)科學(xué)D輯：地球科學(xué)，2009，39(11)：1473-1468.

［23］ 魏鳳英.現(xiàn)代氣候統(tǒng)計(jì)診斷與預(yù)測(cè)技術(shù)［M］.北京：氣象出版社，2007.