青藏高原东部夏季降水凝结潜热变化特征分析

曹 毅， 范广洲，2，赖 欣， 华 维， 张永莉

(1.成都信息工程大学大气科学学院高原大气与环境四川省重点实验室，四川成都610225;2.南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心，江苏南京210044)

0 引言

青藏高原平均海拔高于4000 m，被称为世界屋脊。鉴于青藏高原在海拔、地形等各个方面的独特性，近几十年以来中外学者越来越重视青藏高原对大气的作用，且开展了大量的研究工作。众多的研究工作表明高原热力作用十分重要，而高原热源又分为感热、潜热和辐射。高原热力状况的系统观测最早始于1979年第一次高原气象实验，分别从太阳直接辐射、太阳散射辐射、太阳总辐射、地面反射辐射、地面净辐射等方面着手，研究高原各站点、各地区夏季辐射平衡的气候学特征［1］。Luo 和 Yanai［2～3］曾计算高原热源加热状况，其特征是在对流层上层显著，在200～500 hPa上东部加热率3 K/d，与印缅地区同样强。但高原东部和西部的加热过程和时间变化不同，高原东西部均在雨季开始前就有加热，但高原东部在雨季开始后加热显著增强。在雨季前，源于被加热地面引起的干热对流是对流层主要的加热源，而雨季开始后东部被积云对流产生的凝结潜热代替，凝结潜热成为高原首要加热［4］。青藏高原潜热这样的独特性使得不少学者开始关注［5-14］。

近年来中国也有一些关于青藏高原潜热的研究。李栋梁等［5］使用OLR资料与降水的相关性建立利用OLR估算降水量，进而估算降水凝结潜热的数学模型，其计算结果显示青藏高原东部多年平均潜热为18.55×1020J，近45年高原东部的降水凝结潜热有增长的趋势，递增率为0.218×1020J/10 a，值得注意的是高原总体的降水凝结潜热及其变率略大于高原东部。傅云飞等［6］利用TRMM卫星潜热廓线资料对青藏高原潜热分布和结构做了分析，潜热廓线表明夏季高原最大潜热位于7 km高度，为单峰型，且8月潜热最大。刘奇等［7］对1998年夏季TRMM潜热加热分析发现青藏高原夏季潜热分布有3个大值中心:(31°N，93°E)(31°N，98°E)(27°N，99°E)附近。何金海等［8］使用NCEP_FLUX1数据通过正算法计算出降水凝结潜热在100～300 W/m2，并由青藏高原的总加热与凝结潜热加热的比值基本介于1～2，可以得出潜热加热是夏季大气热源最重要的因子。张杰等［9］结合青藏高原3″DEM和102个气象台站46年的降水资料，采用多元回归方法建立了逐年雨季降水量的估算模型，进而估算和分析了雨季凝结潜热。结果表明，高原东部雨季凝结潜热分布不均匀，东南多西北少;同时根据地形区域的不同，潜热变化趋势也不尽相同。

由于青藏高原早期的资料匮乏，站点稀少使得对其的研究存在不少局限性，前人对高原潜热的研究较少，近年资料多使用卫星资料或者再分析资料以求数据覆盖的全面性。但卫星资料的反演始终存在误差［15］，特别是在高原地区，而再分析资料的降水等要素的可信度仍然值得商榷。青藏高原潜热究竟对高原本地气候变化，高原天气系统的生成和发展，以及对高原周边特别是下游区域存在怎样的、多大的作用或影响，是学者们一直想要了解的问题［16-22］，而解开这个疑问要建立在对青藏高原潜热的状况有一个真实而详尽的认识。故以实测的台站降水资料对青藏高原东部夏季降水凝结潜热的分布及变化特征做较为客观的呈现和分析。

1 资料与方法

1．1 资料

研究选取 90°E ～105°E，25°N ～40°N 为青藏高原东部区域，使用中国地面气候资料月值数据集的降水数据。为保证数据开始时间的一致性和数据的稳定性，时间选取1961～2013年，剔除有缺测的站点后，从中国756个台站中选取了位于研究区域内的93个地面观测站逐月降水资料，其中37个站点海拔高于3000 m。站点分布如图1，98°E以东站点分布较为密集，以西站点稍少，特别是研究区域的西南部。另外根据研究需要，取 98°E ～104°E，36°E ～39°N 为青藏高原东部的东北区，95°E ～ 99°E，31°N ～ 35°N 为中部区，98°E ～104°E，25°N ～28°N 为东南区，如图 1 中的3 个黑框范围。根据文献调研［6，7］，取 6、7、8 三个月为夏季。

图1 青藏高原东部93个站点分布图(灰色线为3000 m海拔高度线)

1．2 方法

降水凝结潜热采用公式Q=P×L×ρ×S计算，其中Q为凝结潜热，P为降水量;L为凝结潜热系数，取L=2497 J·g-1;ρ为水的密度，取ρ=1 g·cm-3;S为面积，取单位面积1 cm2。通过公式计算得到降水凝结潜热后，采用经验正交函数分解法(EOF)，获得青藏高原东部夏季降水凝结潜热变化的主要模态及对应时间系数，接着采用M-K检验法和小波分析法，并计算气候倾向率从而探究降水凝结潜热随时间变化的特征。正交经验分解法最早由Pearson在1902年提出，后由Lorenz引入大气科学研究。它可以表征气候变量场的变率分布结构和分布形式的时间变化特征。小波分析也称多分辨率分析，不仅可以显示气候序列变化的尺度，还能给出变化的时间位置，故已在气象领域得到了广泛的运用［23］。

2 青藏高原夏季潜热空间分布特征

2．1 降水凝结潜热空间分布

青藏高原东部近53年夏季平均潜热分布如图2，白线为3000 m海拔高度线。从图2可以看出，高原东部潜热总体呈现由西北向东南递增的分布，有2个超过2000 J·cm-2·d-1的大值中心分别位于高原南侧(云南西北侧)和东南侧(四川东部)，由这2个大值中心分别向西北延伸出2个凝结潜热大值脊，值得注意的是偏东的一条基本与3000 m海拔线平行，河谷位置基本位于两条大值脊之间。傅云飞等［5］使用1998年和1999年的TRMM卫星2A12资料的研究曾指出高原河谷地区的气柱总潜热量并不大，这可能与大量潜热在其上游凝结释放有关。海拔大于3000 m的高原主体部分夏季降水凝结潜热基本小于1250 J·cm-2·d-1，而西北部有个凝结潜热小值槽区与柴达木盆地位置基本重合，其夏季降水凝结潜热均小于250 J·cm-2·d-1。西南部介于2个凝结潜热大值中心的一个小值区与海拔梯度较为吻合，这可能与地形梯度所致的降水分布差异有很大关系。即气流在绕过和翻越高原时，底层遇到空气遇到地形阻挡，被迫抬升凝结，形成局地性的降水，且在夏季孟加拉湾提供了丰富的水汽来源，有利于降水凝结潜热在高原东部南坡和东南坡的释放。凝结潜热在高原东部的“+-+”分布可能会对大气能量带的波状分布产生影响。

图2 青藏高原东部1961～2013年夏季平均潜热空间分布(单位:J·cm-2·d-1)

2．2 降水凝结潜热空间异常分布特征

为了解高原东部夏季降水凝结潜热有哪些典型的分布结构，做经验正交函数分解，图3是EOF前4个模态的空间分布和时间系数，模态方差贡献分别为14.9%、12.0%、9.7%、6.8%，前4个模态的累积方差贡献达到43.5%。EOF第一模态呈东北-西南“+-”的偶极子分布:正值中心位于青海东部，负值中心位于西藏东部至横断山脉一线。由时间系数可见到20世纪70年代分布由西南多东北少转变为东北多西南少为主，到1995年左右变回，2005年左右再次反转。第二模态基本呈现南北反向型:正值中心位于高原南侧，最大的正值中心位于西南，次中心位于云南北部;负值中心位于高原主体，四川、西藏、青海交界处。结合时间系数可知在1975年左右第二模态由正位向为主转为以负位相为主，至1993年左右反转，2003年左右再次反转。前2个模态的时间序列均呈现出年代际的变化特征。第三模态呈东南-西北反向分布，正负中心都位于36°N左右:其中正值中心位于甘肃东南部，负值中心位于青海西部。第四模态由南到北基本呈现“+-+”分布:北部正值中心位于内蒙古西部，南部正值中心位于西藏东部，次中心位于横断山脉以东的云贵高原。后2个模态的时间系数波动较小，呈现出较明显的年际变化特征。

图3 青藏高原东部夏季潜热EOF前4个模态空间分布及时间系数

3 青藏高原夏季潜热时间变化特征

3．1 降水凝结潜热年际变化特征和周期

青藏高原东部全区平均和3个分区(见图1)夏季潜热年际变化如图4，其中图4(a)为全区，图4(b)为东南区，图4(c)为东北区，图4(d)为中部区。由图可见53年青藏高原东部全区有略微减少的趋势，多年平均为 930 J·cm-2·d-1，换算后为 107.6 W/m2，这与前人的研究结果相近。值得注意的是高原东南部有明显的减少趋势，但高原东北部有增加趋势。高原东南和东北降水凝结潜热相反的变化趋势，将对两地大气的能量收支有着重要影响，同时对高原及周边的大气能量传输形式和结构有一定影响。另一方面，就几个区域夏季降水凝结潜热的数值和年际变化幅度来看:东南区振幅最大，数值在1000～2000 J·cm-2·d-1，降水凝结潜热最大值出现在1966年，达1945 J·cm-2·d-1，而最小值出现在2011年，只有最大值的一半;东北区数值偏小，最小值出现在1962年，仅有320 J·cm-2·d-1，最大值出现在1993年，潜热值为609 J·cm-2·d-1;中部区的数值大小与全区最为接近，介于600～1100 J·cm-2·d-1，总体趋势也与全区较为相似，1985～1995年潜热值震动频率变大。

图4 1961～2013年青藏高原东部夏季平均降水凝结潜热时间序列(单位:J·cm-2·d-1)

图5 1961～2013年青藏高原东部夏季降水凝结潜热小波分析图

由图4发现青藏高原东部夏季降水凝结潜热年际变化呈现一定的周期性，对其做小波分析见图5。由实部图可以看出高原东部夏季降水凝结潜热主要为4～6 a的周期;其次有一个12 a左右的年代际周期震荡平缓较为清晰，变现为4.5个“多-少”循环交替;4 a以下没有明显规律。结合方差图可知4～6 a的周期最强。等值线到2013年还未闭合，说明近两年潜热仍将处于偏多的趋势。

3．2 降水凝结潜热突变检验和气候倾向率

为检验青藏高原东部夏季降水凝结潜热变化趋势的显著性及其是否存在突变，对时间序列做了M-K检验，结果如图6，其中图6(a、b、c、d)分别为全区、东南区、东北区、中部区。结合3年、5年和10年的滑动t检验(图略)分析可见:青藏高原东部全区潜热在近53年并未发生显著突变，但在1971年左右由减少趋势变为增加趋势，在2000年左右再次转为减少趋势;东南区分别在1974年和2002年发生了2次转折突变，1974年由减少趋势变为增加趋势，2002年又转为减少趋势;东北区潜热值53年一直处于增长，在1970年发生一次突变，增长趋势放缓;中部区在1966年发生一次突变，趋势由减少转为增加，1973年达到显著。由此可以看出高原东部不同区域的变化趋势存在差异，因此计算了全区的气候倾向率分布如图7所示。

图6 青藏高原东部夏季平均降水凝结潜热时间序列M-K检验

图7 1961～2013年青藏高原东部夏季降水凝结潜热气候倾向率(单位:J·cm-2·d-1)

由图7可见，北部基本为正，此外有2条东南西北走向的正值带，与图2中潜热分布的2条大值脊基本重合。与正值带相间的有3条负值带。正值的大值中心位于(95°E，29°N)，增加趋势达 45 J/a，偏东的一条正值带增长趋势稍弱;而3条负值带中有两条负值带最大值都超过 -40 J，最强减少趋势可达50 J/10 a。高原河谷地区就位于中间的负值带中。高原东部降水凝结潜热这种分布不均的变化趋势使得除了区域北部，原本的大值区变得更大，小值区变得更小，加剧凝结潜热的分布不均。这应该与高原地形密不可分，高原和山脉迎风坡凝结潜热释放增加，海拔较低的河谷区减小，此外，青藏高原的北侧基本为正值区。这些表明随着时间的推移，降水凝结潜热更多的在高原南北坡面释放。

4 结束语

以青藏高原东部93个站点1961～2013年53年夏季降水凝结潜热为研究对象，对其空间分布和时间变化做了系统分析，得到以下结论:

(1)通过对53年平均青藏高原东部夏季潜热分布图分析，发现降水凝结潜热呈现由东南向西北递减的分布，潜热值在30～2730 J·cm-2·d-1，存在2条东南-西北向的大值脊，2条大值脊之间的槽区基本与高原河谷位置重合。青藏高原东部凝结潜热这样的分布可能是由于高原降水与地形密切相关。

(2)青藏高原东部夏季潜热有4个主要的空间分布型，其中前3个都为偶极子分布型，分别为东北-西南方向分布，南北反向分布和东南-西北反向分布，第四模态则呈由南到北的“+-+”分布。

(3)53年青藏高原东部平均夏季降水凝结潜热呈略微减少的趋势。但不同区域趋势存在差异，高原东南部有明显的减少趋势，但高原东北部却呈增加趋势。年际变率也基本呈现由南向北递减的分布。M-K检验和滑动t检验得出潜热值在20世纪70年代初存在一次突变，全区，东南区，中部区均由减少趋势转为增加，而东北区一直处于增加趋势，只是在70年代初增加开始趋势放缓。

(4)潜热气候倾向率分布有2条东南西北走向的正值带与潜热分布的2条大值脊基本重合，这表明潜热值大的区域53年来值变得更大，而其间的高原河谷潜热值在减小。此外，研究区域的北部气候倾向率基本都是正值。

需要注意，研究区域西部站点相对较少，特别是西南部基本无站点，此处分布可信度有待考证，但这不影响对其他区域降水凝结潜热的分布和变化做分析研究。

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