青藏高原東部夏季降水凝結潛熱變化特征分析

曹 毅， 范廣洲，2，賴 欣， 華 維， 張永莉

(1.成都信息工程大學大氣科學學院高原大氣與環境四川省重點實驗室，四川成都610225;2.南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心，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、地形等各個方面的獨特性，近幾十年以來中外學者越來越重視青藏高原對大氣的作用，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觀測最早始于1979年第一次高原氣象實驗，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、各地區夏季輻射平衡的氣候學特征［1］。Luo 和 Yanai［2～3］曾計算高原熱源加熱狀況，其特征是在對流層上層顯著，在200～500 hPa上東部加熱率3 K/d，與印緬地區同樣強。但高原東部和西部的加熱過程和時間變化不同，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。在雨季前，源于被加熱地面引起的干熱對流是對流層主要的加熱源，而雨季開始后東部被積云對流產生的凝結潛熱代替，凝結潛熱成為高原首要加熱［4］。青藏高原潛熱這樣的獨特性使得不少學者開始關注［5-14］。

近年來中國也有一些關于青藏高原潛熱的研究。李棟梁等［5］使用OLR資料與降水的相關性建立利用OLR估算降水量，進而估算降水凝結潛熱的數學模型，其計算結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潛熱有增長的趨勢，遞增率為0.218×1020J/10 a，值得注意的是高原總體的降水凝結潛熱及其變率略大于高原東部。傅云飛等［6］利用TRMM衛星潛熱廓線資料對青藏高原潛熱分布和結構做了分析，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1998年夏季TRMM潛熱加熱分析發現青藏高原夏季潛熱分布有3個大值中心:(31°N，93°E)(31°N，98°E)(27°N，99°E)附近。何金海等［8］使用NCEP_FLUX1數據通過正算法計算出降水凝結潛熱在100～300 W/m2，并由青藏高原的總加熱與凝結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］結合青藏高原3″DEM和102個氣象臺站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，進而估算和分析了雨季凝結潛熱。結果表明，高原東部雨季凝結潛熱分布不均勻，東南多西北少;同時根據地形區域的不同，潛熱變化趨勢也不盡相同。

由于青藏高原早期的資料匱乏，站點稀少使得對其的研究存在不少局限性，前人對高原潛熱的研究較少，近年資料多使用衛星資料或者再分析資料以求數據覆蓋的全面性。但衛星資料的反演始終存在誤差［15］，特別是在高原地區，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高原本地氣候變化，高原天氣系統的生成和發展，以及對高原周邊特別是下游區域存在怎樣的、多大的作用或影響，是學者們一直想要了解的問題［16-22］，而解開這個疑問要建立在對青藏高原潛熱的狀況有一個真實而詳盡的認識。故以實測的臺站降水資料對青藏高原東部夏季降水凝結潛熱的分布及變化特征做較為客觀的呈現和分析。

1 資料與方法

1．1 資料

研究選取 90°E ～105°E，25°N ～40°N 為青藏高原東部區域，使用中國地面氣候資料月值數據集的降水數據。為保證數據開始時間的一致性和數據的穩定性，時間選取1961～2013年，剔除有缺測的站點后，從中國756個臺站中選取了位于研究區域內的93個地面觀測站逐月降水資料，其中37個站點海拔高于3000 m。站點分布如圖1，98°E以東站點分布較為密集，以西站點稍少，特別是研究區域的西南部。另外根據研究需要，取 98°E ～104°E，36°E ～39°N 為青藏高原東部的東北區，95°E ～ 99°E，31°N ～ 35°N 為中部區，98°E ～104°E，25°N ～28°N 為東南區，如圖 1 中的3 個黑框范圍。根據文獻調研［6，7］，取 6、7、8 三個月為夏季。

圖1 青藏高原東部93個站點分布圖(灰色線為3000 m海拔高度線)

1．2 方法

降水凝結潛熱采用公式Q=P×L×ρ×S計算，其中Q為凝結潛熱，P為降水量;L為凝結潛熱系數，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。通過公式計算得到降水凝結潛熱后，采用經驗正交函數分解法(EOF)，獲得青藏高原東部夏季降水凝結潛熱變化的主要模態及對應時間系數，接著采用M-K檢驗法和小波分析法，并計算氣候傾向率從而探究降水凝結潛熱隨時間變化的特征。正交經驗分解法最早由Pearson在1902年提出，后由Lorenz引入大氣科學研究。它可以表征氣候變量場的變率分布結構和分布形式的時間變化特征。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，還能給出變化的時間位置，故已在氣象領域得到了廣泛的運用［23］。

2 青藏高原夏季潛熱空間分布特征

2．1 降水凝結潛熱空間分布

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由西北向東南遞增的分布，有2個超過2000 J·cm-2·d-1的大值中心分別位于高原南側(云南西北側)和東南側(四川東部)，由這2個大值中心分別向西北延伸出2個凝結潛熱大值脊，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衛星2A12資料的研究曾指出高原河谷地區的氣柱總潛熱量并不大，這可能與大量潛熱在其上游凝結釋放有關。海拔大于3000 m的高原主體部分夏季降水凝結潛熱基本小于1250 J·cm-2·d-1，而西北部有個凝結潛熱小值槽區與柴達木盆地位置基本重合，其夏季降水凝結潛熱均小于250 J·cm-2·d-1。西南部介于2個凝結潛熱大值中心的一個小值區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系。即氣流在繞過和翻越高原時，底層遇到空氣遇到地形阻擋，被迫抬升凝結，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，有利于降水凝結潛熱在高原東部南坡和東南坡的釋放。凝結潛熱在高原東部的“+-+”分布可能會對大氣能量帶的波狀分布產生影響。

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 降水凝結潛熱空間異常分布特征

為了解高原東部夏季降水凝結潛熱有哪些典型的分布結構，做經驗正交函數分解，圖3是EOF前4個模態的空間分布和時間系數，模態方差貢獻分別為14.9%、12.0%、9.7%、6.8%，前4個模態的累積方差貢獻達到43.5%。EOF第一模態呈東北-西南“+-”的偶極子分布:正值中心位于青海東部，負值中心位于西藏東部至橫斷山脈一線。由時間系數可見到20世紀70年代分布由西南多東北少轉變為東北多西南少為主，到1995年左右變回，2005年左右再次反轉。第二模態基本呈現南北反向型:正值中心位于高原南側，最大的正值中心位于西南，次中心位于云南北部;負值中心位于高原主體，四川、西藏、青海交界處。結合時間系數可知在1975年左右第二模態由正位向為主轉為以負位相為主，至1993年左右反轉，2003年左右再次反轉。前2個模態的時間序列均呈現出年代際的變化特征。第三模態呈東南-西北反向分布，正負中心都位于36°N左右:其中正值中心位于甘肅東南部，負值中心位于青海西部。第四模態由南到北基本呈現“+-+”分布:北部正值中心位于內蒙古西部，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個模態的時間系數波動較小，呈現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個模態空間分布及時間系數

3 青藏高原夏季潛熱時間變化特征

3．1 降水凝結潛熱年際變化特征和周期

青藏高原東部全區平均和3個分區(見圖1)夏季潛熱年際變化如圖4，其中圖4(a)為全區，圖4(b)為東南區，圖4(c)為東北區，圖4(d)為中部區。由圖可見53年青藏高原東部全區有略微減少的趨勢，多年平均為 930 J·cm-2·d-1，換算后為 107.6 W/m2，這與前人的研究結果相近。值得注意的是高原東南部有明顯的減少趨勢，但高原東北部有增加趨勢。高原東南和東北降水凝結潛熱相反的變化趨勢，將對兩地大氣的能量收支有著重要影響，同時對高原及周邊的大氣能量傳輸形式和結構有一定影響。另一方面，就幾個區域夏季降水凝結潛熱的數值和年際變化幅度來看:東南區振幅最大，數值在1000～2000 J·cm-2·d-1，降水凝結潛熱最大值出現在1966年，達1945 J·cm-2·d-1，而最小值出現在2011年，只有最大值的一半;東北區數值偏小，最小值出現在1962年，僅有320 J·cm-2·d-1，最大值出現在1993年，潛熱值為609 J·cm-2·d-1;中部區的數值大小與全區最為接近，介于600～1100 J·cm-2·d-1，總體趨勢也與全區較為相似，1985～1995年潛熱值震動頻率變大。

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

圖5 1961～2013年青藏高原東部夏季降水凝結潛熱小波分析圖

由圖4發現青藏高原東部夏季降水凝結潛熱年際變化呈現一定的周期性，對其做小波分析見圖5。由實部圖可以看出高原東部夏季降水凝結潛熱主要為4～6 a的周期;其次有一個12 a左右的年代際周期震蕩平緩較為清晰，變現為4.5個“多-少”循環交替;4 a以下沒有明顯規律。結合方差圖可知4～6 a的周期最強。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。

3．2 降水凝結潛熱突變檢驗和氣候傾向率

為檢驗青藏高原東部夏季降水凝結潛熱變化趨勢的顯著性及其是否存在突變，對時間序列做了M-K檢驗，結果如圖6，其中圖6(a、b、c、d)分別為全區、東南區、東北區、中部區。結合3年、5年和10年的滑動t檢驗(圖略)分析可見:青藏高原東部全區潛熱在近53年并未發生顯著突變，但在1971年左右由減少趨勢變為增加趨勢，在2000年左右再次轉為減少趨勢;東南區分別在1974年和2002年發生了2次轉折突變，1974年由減少趨勢變為增加趨勢，2002年又轉為減少趨勢;東北區潛熱值53年一直處于增長，在1970年發生一次突變，增長趨勢放緩;中部區在1966年發生一次突變，趨勢由減少轉為增加，1973年達到顯著。由此可以看出高原東部不同區域的變化趨勢存在差異，因此計算了全區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潛熱時間序列M-K檢驗

圖7 1961～2013年青藏高原東部夏季降水凝結潛熱氣候傾向率(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條負值帶。正值的大值中心位于(95°E，29°N)，增加趨勢達 45 J/a，偏東的一條正值帶增長趨勢稍弱;而3條負值帶中有兩條負值帶最大值都超過 -40 J，最強減少趨勢可達50 J/10 a。高原河谷地區就位于中間的負值帶中。高原東部降水凝結潛熱這種分布不均的變化趨勢使得除了區域北部，原本的大值區變得更大，小值區變得更小，加劇凝結潛熱的分布不均。這應該與高原地形密不可分，高原和山脈迎風坡凝結潛熱釋放增加，海拔較低的河谷區減小，此外，青藏高原的北側基本為正值區。這些表明隨著時間的推移，降水凝結潛熱更多的在高原南北坡面釋放。

4 結束語

以青藏高原東部93個站點1961～2013年53年夏季降水凝結潛熱為研究對象，對其空間分布和時間變化做了系統分析，得到以下結論:

(1)通過對53年平均青藏高原東部夏季潛熱分布圖分析，發現降水凝結潛熱呈現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基本與高原河谷位置重合。青藏高原東部凝結潛熱這樣的分布可能是由于高原降水與地形密切相關。

(2)青藏高原東部夏季潛熱有4個主要的空間分布型，其中前3個都為偶極子分布型，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潛熱呈略微減少的趨勢。但不同區域趨勢存在差異，高原東南部有明顯的減少趨勢，但高原東北部卻呈增加趨勢。年際變率也基本呈現由南向北遞減的分布。M-K檢驗和滑動t檢驗得出潛熱值在20世紀70年代初存在一次突變，全區，東南區，中部區均由減少趨勢轉為增加，而東北區一直處于增加趨勢，只是在70年代初增加開始趨勢放緩。

(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，研究區域的北部氣候傾向率基本都是正值。

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

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