劉俏華姚秀萍陳明誠(chéng)

1中國(guó)氣象科學(xué)研究院災(zāi)害天氣國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京100081

2中國(guó)氣象局氣象干部培訓(xùn)學(xué)院，北京100081

3南京信息工程大學(xué)氣候與環(huán)境變化國(guó)際合作聯(lián)合實(shí)驗(yàn)室/氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心，南京210044

1 引言

向外長(zhǎng)波輻射（Outgoing Longwave Radiation，簡(jiǎn)稱OLR），是由衛(wèi)星觀測(cè)的地氣系統(tǒng)輻射收支中的重要分量，其大小主要取決于云頂和下墊面的溫度。OLR 可以反映出云量、雨量、凝結(jié)潛熱、大尺度垂直環(huán)流以及海氣相互作用等眾多海洋和大氣相關(guān)信息，且基于衛(wèi)星觀測(cè)得到的OLR 數(shù)據(jù)集具有全球性、均勻性、連續(xù)性和高時(shí)空分辨率等優(yōu)點(diǎn)，在大氣環(huán)流、海氣相互作用、氣候變化和中長(zhǎng)期預(yù)報(bào)等相關(guān)研究中得到了廣泛應(yīng)用（Jiang，1993）。OLR 資料被應(yīng)用于熱帶海洋地區(qū)的相關(guān)研究工作，主要包括熱帶地區(qū)OLR 的分布及變化特征研究、熱帶洋面主要環(huán)流系統(tǒng)（熱帶輻合帶、副熱帶高壓）特征揭示及其與異常天氣之間的關(guān)系探究等（Heddinghaus and Krueger,1981;蔣尚城,1988;馬乃孚和楊景勛,1994;Sohn and Schmetz,2004;于玉斌和姚秀萍,2005;Chiodi and Harrison,2010,2013）。

青藏高原（以下簡(jiǎn)稱高原）地區(qū)由于地形復(fù)雜、海拔特殊，氣象觀測(cè)資料整體較為稀缺，因此OLR 資料也被廣泛應(yīng)用于高原相關(guān)研究工作中。高原海拔高氣溫低，OLR 值明顯偏低，是地球上除南北極地區(qū)、赤道輻合帶外又一個(gè)OLR 低值區(qū)。冬季OLR 的最低值位于高原西北部，這與高原西部冬季降雪較多有關(guān)；夏季OLR 低值中心位于高原東南部，與該地區(qū)夏季對(duì)流旺盛，降水較多有關(guān)（康善福和吳俊明,1990）。高原地區(qū)OLR 具有顯著的年變化特征，在冬、夏兩季表現(xiàn)為“緩變”態(tài)，在春、秋兩個(gè)過渡季節(jié)表現(xiàn)為“急變”態(tài)，且高原不同區(qū)域OLR 年變化特征差異也很大，高原北部OLR 呈“單峰”型分布，南部則呈顯著“雙峰”型分布（楊喜峰和蔣尚城,1995）。許多學(xué)者對(duì)高原地區(qū)OLR 的年際變化特征也進(jìn)行了相關(guān)研究，但由于研究范圍與研究時(shí)段存在差異，其演變特征不盡相同（朱乾根等,2000;柳苗和李棟梁,2007;王園香等,2012）。

OLR 分布及變化受緯度、季節(jié)、云、降水、地面有效輻射以及下墊面和大氣溫度等眾多因子影響，其中緯度和季節(jié)影響決定OLR 的基本趨勢(shì)，云、降水、下墊面及大氣溫度等則使之發(fā)生偏離（徐國(guó)昌等,1990;王可麗等,1991;Kyle et al.,1995;Weng，1995;假拉和周順武,2002;柳苗和李棟梁,2007）。在高原地區(qū)，總云量是影響OLR 變化的主要因子，二者具有較好的相關(guān)關(guān)系。除總云量外，云狀、云高也對(duì)其具有影響，不同高度云層對(duì)OLR 的強(qiáng)迫作用不同，高云貢獻(xiàn)大，而低云貢獻(xiàn)較?。⊿hen et al.,2017）。在對(duì)流發(fā)展地區(qū)，OLR主要取決于云頂溫度，而云頂溫度又取決于對(duì)流活動(dòng)的強(qiáng)度。OLR 值越小，云頂溫度越低，對(duì)流發(fā)展則越強(qiáng)；反之對(duì)流較弱。故很多研究中用OLR作為對(duì)流研究的指標(biāo)，用其值大小來代表對(duì)流活動(dòng)的強(qiáng)弱（Ardanuy and Kyle,1986;蘇文穎等,2000;Zhang et al.,2017;姚秀萍等,2019;唐南軍等, 2020）。

目前，很多學(xué)者已針對(duì)高原地區(qū)OLR 的變化特征、影響因素、與異常天氣間的關(guān)系等方面進(jìn)行了相關(guān)研究（康善福和吳俊明,1990;王可麗等,1991;Weng,1995;楊喜峰和蔣尚城,1995;朱乾根等,2000;陳少勇等,2011），但對(duì)于其所反映出的對(duì)流活動(dòng)的相關(guān)特征與影響因子，卻未展開更深入全面的研究。因此，近幾十年高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)的分布特征如何？不同季節(jié)、不同區(qū)域的演變趨勢(shì)如何？影響其分布及演變的因素有哪些？均是值得進(jìn)一步研究和完善的問題。故本文擬通過對(duì)近40年高原地區(qū)OLR 時(shí)空分布及演變特征的分析，揭示高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)的相關(guān)特征，并利用地表熱通量資料，分別研究地表感熱、潛熱通量與高原地區(qū)OLR 和對(duì)流活動(dòng)間的相關(guān)關(guān)系。

全文結(jié)構(gòu)如下：第2節(jié)簡(jiǎn)要介紹使用的資料和分析方法；第3和4節(jié)給出高原地區(qū)OLR 與對(duì)流活動(dòng)的時(shí)空分布及其演變特征，第5節(jié)研究地表熱通量與OLR 和對(duì)流活動(dòng)間的相關(guān)關(guān)系；最后是本文的結(jié)論部分。

2 資料與方法

2.1 資料選取

本文研究區(qū)域?yàn)楦咴貐^(qū)，研究范圍為（25°～40°N，75°～105°E）。利用1980～2019年美國(guó)NOAA 系列衛(wèi)星觀測(cè)的月平均向外長(zhǎng)波輻射（OLR）資料（https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.interp_OLR.html[2020-02-15]），水 平分辨率為2.5°×2.5°，對(duì)高原地區(qū)OLR 與對(duì)流活動(dòng)的時(shí)空分布及演變特征進(jìn)行研究。另外，采用了同時(shí)段歐洲中心ERA5月平均地表熱通量資料（https://cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/dataset/reanalysis-era5-singl e-levels-monthly-means[2020-03-25]），包括地表感熱通量和地表潛熱通量，水平分辨率為0.25°×0.25°，對(duì)高原地區(qū)地表熱通量與高原OLR 和對(duì)流活動(dòng)的關(guān)系進(jìn)行了研究。ERA5為最新一代再分析資料，是由歐盟資助ECMWF執(zhí)行的哥白尼氣候變化服務(wù)（C3S）推出的適用于氣候研究的數(shù)據(jù)集。相比ERA-Interim 數(shù)據(jù)來說，ERA5資料的時(shí)空分辨率大幅提升，提供的變量種類顯著增加，并且將更多的歷史觀測(cè)數(shù)據(jù)尤其是衛(wèi)星數(shù)據(jù)利用到先進(jìn)的數(shù)據(jù)同化和模式系統(tǒng)中，用以估計(jì)更為準(zhǔn)確的大氣狀況，總體數(shù)據(jù)質(zhì)量實(shí)現(xiàn)了很大升級(jí)。已有一些研究將ERA5資料應(yīng)用于高原地區(qū)的地表溫度、云量、積雪面積以及降水等研究工作中（Ji and Yuan,2020;Lei et al.,2020;Ou et al.,2020;Sahu and Gupta,2020），但由于該資料較新，目前針對(duì)高原地區(qū)的研究工作總體相對(duì)較少。

2.2 主要研究方法

2.2.1 Morlet 小波分析

小波分析是近年來氣候變化研究中為揭示氣候變化周期特征而廣為采用的一種數(shù)學(xué)手段，它不僅可以揭示氣候變化在各種時(shí)間尺度上的周期變化特征，還能顯示出各種周期信號(hào)隨時(shí)間的變化規(guī)律。通常在對(duì)時(shí)間系列進(jìn)行分析時(shí)，希望能夠得到平滑連續(xù)的小波振幅，因此非正交小波函數(shù)較為合適。此外，要得到時(shí)間系列振幅和相位兩方面的信息，就要選擇復(fù)值小波，因?yàn)閺?fù)值小波具有虛部，可以對(duì)相位進(jìn)行很好的表達(dá)（Torrence and Compo,1998）。Morlet 小波兼具以上兩個(gè)優(yōu)勢(shì)，既有非正交性，又是由高斯函數(shù)調(diào)節(jié)產(chǎn)生的復(fù)值小波，故本文選取標(biāo)準(zhǔn)Morlet 小波對(duì)OLR 序列進(jìn)行分析，具體公式為

此時(shí)基小波的總能量等于1（或2π）（吳洪寶和吳蕾，2005），式中，t 為時(shí)間，ω0為無量綱頻率。當(dāng)ω0=6時(shí)，小波尺度與傅里葉周期基本相等（λ=1.03 s）（Torrence and Webster,1999），所以尺度項(xiàng)與周期項(xiàng)可以相互替代。

歷史學(xué)家的處境猶如劇場(chǎng)里的觀眾，他從同一個(gè)視角第二次來看演出，他知道這出戲?qū)⒃鯓咏Y(jié)尾，對(duì)他來說已經(jīng)沒有未預(yù)料到的情節(jié)發(fā)生。這出戲?qū)λ且赃^去時(shí)的形式存在的，他從中汲取有關(guān)情節(jié)的知識(shí)。但他同時(shí)又以觀眾的目光來觀看這出戲。這時(shí)他處在現(xiàn)在時(shí)之中并再次體驗(yàn)“未知”的情感——那是一種戲未結(jié)束前的“未知”。這兩種相互排斥的體驗(yàn)以驚人的方式融會(huì)成為某種同時(shí)態(tài)的感覺[8]70-71。

為了便于研究，本文先將OLR 時(shí)間序列進(jìn)行距平化處理后，再代入方程進(jìn)行計(jì)算，且本文對(duì)由Morlet 小波分析得到的功率譜進(jìn)行了紅噪聲過程的顯著性檢驗(yàn)。由小波能量譜和實(shí)部信息，可以得出OLR 序列變化的周期變化特征以及突變點(diǎn)等諸多信息。

2.2.2相關(guān)分析

一般來說，兩個(gè)隨機(jī)變量關(guān)系的密切程度是用相關(guān)系數(shù)來度量的，相關(guān)系數(shù)絕對(duì)值大的就認(rèn)為關(guān)系密切（張禮平等,2000）。對(duì)任意兩個(gè)要素變量x1,x2,···,xn和 y1,y2,···,yn，其相關(guān)系數(shù)的計(jì)算公式為

其中，分母為變量x 和y 的標(biāo)準(zhǔn)差，分子為兩變量x，y 的協(xié)方差。相關(guān)系數(shù)r 用以表示兩要素之間的關(guān)系。計(jì)算得到的相關(guān)系數(shù)是否顯著，需要通過顯著性檢驗(yàn)（魏鳳英,1999）。

本文在探討地表熱通量與OLR 及對(duì)流活動(dòng)之間的關(guān)系時(shí)，采用了相關(guān)分析方法，并對(duì)結(jié)果進(jìn)行了顯著性檢驗(yàn)，最終得出相關(guān)結(jié)論。

3 OLR 的空間分布特征

3.1 年平均分布特征

圖1 1980～2019年青藏高原（以下簡(jiǎn)稱高原）年平均向外長(zhǎng)波輻射（OLR）的空間分布（單位：W m-2）。黑色粗實(shí)線為高原3000 m 地形高度Fig.1 Spatial distribution of the annual mean outgoing longwave radiation(OLR)over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019(units:W m-2)The thick black solid line is the Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m

對(duì)近40年OLR 月平均數(shù)據(jù)進(jìn)行處理，可以得到高原OLR 平均分布情況。由圖1可見，高原地區(qū)OLR 平均值為219 W m-2，其等值線分布與高原3000 m 邊界線走向近似平行，強(qiáng)度由高原周邊地區(qū)向中部遞減，并在（30°～35°N，90°～95°E）附近區(qū)域存在低值中心，最小值為195 W m-2。從同一緯度來看，高原東部OLR 普遍低于西部，高原東部對(duì)流活動(dòng)顯著強(qiáng)于西部。

3.2 季節(jié)平均分布特征

由前期研究可知，緯度和季節(jié)影響主要決定OLR 的基本趨勢(shì)（Weng,1995）。圖2是通過平均值以及差值計(jì)算得到的高原OLR 季節(jié)分布圖，由此可以看出高原各季OLR 的分布特征及季節(jié)變化對(duì)高原OLR 的影響，進(jìn)而得出高原各季對(duì)流活動(dòng)的相關(guān)特征。

圖2 1980～2019年高原各季平均OLR 的空間分布（單位：W m-2）：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。黑色等值線為OLR 值，陰影表示OLR 差值（季節(jié)平均—年平均），黑色粗實(shí)線為高原3000 m 地形高度，斜線區(qū)域通過95%信度檢驗(yàn)Fig.2 Spatial distribution of the seasonal mean OLR over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019(units:W m -2):(a) Spring;(b)summer;(c)autumn;(d)winter.The black contour represents the OLR,whereas the shadings represent the deviation of the OLR(the seasonal average minus the annual average).The thick black solid line is the Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m,diagonal areas are statistically significant at the 95%confidence level

春季（3～5月，圖2a）高原地區(qū)OLR 呈“中部低四周高”的分布特征，與年平均分布相似，但其等值線更為密集。高原中部地區(qū)存在OLR 低值帶，其最小值比年平均OLR 最小值低10 W m-2左右。春季高原大部分地區(qū)為OLR 負(fù)偏差區(qū)，其值略小于年平均OLR 值，在高原南坡存在弱正偏差區(qū)。夏季（6～8月，圖2b）高原OLR 分布呈“南低北高，東低西高”的特征，低值區(qū)相比春季明顯向東南移動(dòng)，且在（30°N，100°E）附近存在200 W m-2的低值中心。由此可知，夏季高原東南部對(duì)流活動(dòng)最為強(qiáng)盛。另外，由于夏季北半球輻射增強(qiáng)，高原大地形表現(xiàn)為強(qiáng)加熱作用，高原地區(qū)OLR 值普遍強(qiáng)于年平均值，且在高原北部尤為顯著。高原南部則由于夏季對(duì)流活動(dòng)旺盛，云頂變高、云量增多，OLR 受云與降水影響顯著，表現(xiàn)為弱負(fù)偏差。秋季（9～11月，圖2c）高原大地形仍以加熱作用為主，但強(qiáng)度明顯減弱，整個(gè)高原地區(qū)均表現(xiàn)為弱正偏差，且在高原西部最為顯著。冬季（12～2月，圖2d）高原OLR 呈“北低南高”的分布特征，在高原西部35°N 附近存在低值區(qū)，最小值為170 W m-2。冬季高原對(duì)流減弱，降水很少，OLR 值主要受地表熱狀況影響，故OLR 季節(jié)變化趨勢(shì)與天文輻射大體一致，即在高原北部為顯著負(fù)偏差區(qū)，南部為弱正偏差區(qū)。

綜上所述，高原地區(qū)OLR 的季節(jié)變化主要表現(xiàn)為北強(qiáng)南弱，西強(qiáng)東弱。各季節(jié)OLR 低值區(qū)所處位置也存在差異，由春至冬低值區(qū)先由西北向東南移動(dòng)，后又回退至西北地區(qū)?？梢?，夏季高原對(duì)流活動(dòng)較為活躍，且在高原東南部對(duì)流發(fā)展最為強(qiáng)盛。

圖3 1980～2019年高原OLR 變化趨勢(shì)的空間分布[單位：W m-2 (10 a)-1]。黑色粗實(shí)線為高原3000 m 地形高度，陰影區(qū)域通過95%的信度檢驗(yàn)Fig.3 Spatial distribution of the variation trend of OLR over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019[units:W m-2 (10 a)-1].The thick black solid line is the Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m.Shaded areas are statistically significant at the 95%confidence level

3.3 OLR 變化的區(qū)域特征

由線性回歸得到的近40年高原OLR 的年代變化趨勢(shì)見圖3。由圖3可以看出，高原不同區(qū)域OLR 的變化趨勢(shì)不同。高原及周邊大部分地區(qū)OLR 呈上升趨勢(shì)，并在（30°～35°N，96°～100°E）附近存在極大值中心，最大變化幅度約為5 W m-2(10 a)-1，可見高原大部分地區(qū)對(duì)流活動(dòng)呈減弱趨勢(shì)，尤其在高原三江源地區(qū)（31°～37°N，89°～103°E）附近最為明顯，這與該地區(qū)近幾十年水汽輸入及年降水量呈減少趨勢(shì)的結(jié)論相一致（唐紅玉等,2007;曾小凡等,2013）。高原西南部及喜馬拉雅山脈北側(cè)地區(qū)存在較小范圍的負(fù)值帶，對(duì)應(yīng)最大變化幅度為-2 W m-2(10 a)-1，表明此處對(duì)流活動(dòng)呈較弱的增強(qiáng)趨勢(shì)，與喜馬拉雅山脈中段北側(cè)年降水呈增多趨勢(shì)的結(jié)論一致（張核真等,2009）。

春季（圖4a），高原大部分地區(qū)OLR 呈顯著上升趨勢(shì)，最大變化幅度為7 W m-2(10 a)-1，高原南部喜馬拉雅山脈北側(cè)區(qū)域存在一小范圍的帶狀低值區(qū)，變化幅度僅為-1 W m-2(10 a)-1左右。春季高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)總體呈減弱趨勢(shì)且變化最為明顯。與春季相比，夏季（圖4b）高原各區(qū)域OLR 的變化趨勢(shì)顯著不同，上升趨勢(shì)明顯減弱，且大部分區(qū)域通過95%的信度檢驗(yàn)。高原自西向東存在一較強(qiáng)的北偏負(fù)值帶，高原南部也存在負(fù)值區(qū)，最大變化幅度為-4 W m-2(10 a)-1，表明對(duì)應(yīng)區(qū)域?qū)α骰顒?dòng)呈增強(qiáng)趨勢(shì)。秋季（圖4c），高原大部分地區(qū)OLR表現(xiàn)為弱上升趨勢(shì)，高原西南部及東部部分地區(qū)存在低值中心，最大變化幅度達(dá)-3 W m-2(10 a)-1。表明秋季高原對(duì)流活動(dòng)在高原西南部及東部部分地區(qū)呈增強(qiáng)趨勢(shì)，其他地區(qū)則以減弱趨勢(shì)為主，但增減幅度總體較平穩(wěn)。冬季（圖4d），高原及周邊大部分地區(qū)OLR 呈上升趨勢(shì)，在高原西南部和中東部存在小范圍負(fù)值區(qū)，其變化幅度僅為-1 W m-2(10 a)-1左右?？傮w來看，冬季高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)以減弱趨勢(shì)為主。

綜上可知，夏季高原各區(qū)域OLR 以減弱趨勢(shì)為主，其他季節(jié)則主要表現(xiàn)為增強(qiáng)趨勢(shì)?？梢娤募靖咴瓕?duì)流活動(dòng)總體呈增強(qiáng)趨勢(shì)，其他季節(jié)以減弱趨勢(shì)為主。另外，在不同季節(jié)，高原南部喜馬拉雅山脈北側(cè)區(qū)域的對(duì)流活動(dòng)呈一致的增強(qiáng)趨勢(shì)，而高原三江源地區(qū)附近，對(duì)流活動(dòng)均呈減弱趨勢(shì)，且變化幅度存在差異。

圖4 1980～2019年高原各季OLR 變化趨勢(shì)的空間分布[單位：W m-2 (10 a)-1]：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。黑色粗實(shí)線為高原3000 m 地形高度，陰影區(qū)域通過95%的信度檢驗(yàn)Fig.4 Spatial distribution of the variation trend of OLR in different seasons over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019[units:W m-2(10 a)-1]:(a)Spring;(b)summer;(c)autumn;(d)winter.The thick black solid line is the Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m.Shaded areas are statistically significant at the95% confidencelevel

4 OLR 的時(shí)間演變特征

4.1 年際變化特征

為了解高原地區(qū)近40年對(duì)流活動(dòng)的演變趨勢(shì)，本文給出了高原OLR 的時(shí)間變化序列與趨勢(shì)線。由圖5可以看出，高原OLR 年平均值為219 W m-2，隨時(shí)間呈逐漸增大的趨勢(shì)，但總體較平穩(wěn)，遞增率僅為1.3 W m-2(10 a)-1，說明近40年高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)呈減弱趨勢(shì)，與伯玥等（2016）得出的高原地區(qū)云量總體呈減少趨勢(shì)的結(jié)論一致。2000年是具有顯著轉(zhuǎn)變的年份，2000 年以前OLR 值基本保持在平均值以下，2001年至2013年OLR 值均大于平均值，并在2009年達(dá)到最大值，為226 W m-2。自2014起OLR 逐漸減小降至平均值以下，后又逐漸增大，至2018年重新達(dá)到平均值附近后繼續(xù)增大。

圖6為高原各季OLR 的時(shí)間演變曲線。由圖可知，就高原OLR 平均值而言，冬季最低，秋季最高。春季（圖6a）高原OLR 在1999年以前基本處于平均值以下，1999～2013年OLR 顯著增大且基本維持在平均值以上，2014年以后發(fā)生突變迅速降至平均值以下，后又迅速增大至平均值以上。夏季（圖6b）高原OLR 呈弱下降趨勢(shì)，變化幅度僅為-0.5 W m-2(10 a)-1左右，夏季高原對(duì)流活動(dòng)呈較平穩(wěn)的增強(qiáng)趨勢(shì)，與近幾十年高原夏季總云量的演變趨勢(shì)一致（伯玥等,2016）。這可能與近幾十年高原夏季風(fēng)總體呈增強(qiáng)趨勢(shì)有關(guān)（華維等,2012），高原季風(fēng)增強(qiáng)可能會(huì)導(dǎo)致夏季高原地區(qū)的深對(duì)流活動(dòng)增強(qiáng)，進(jìn)而對(duì)高原OLR 的演變趨勢(shì)產(chǎn)生一定影響。秋季（圖6c）高原OLR 在2001年之后變化幅度明顯增大，且在1993年、2007年分別達(dá)到極小值和極大值。冬季（圖6d）高原地區(qū)OLR 變化以1995年為界，之前為偏低階段，之后為偏高階段，整體變化幅度較大。2001～2013年OLR 值均大于平均值，且其演變趨勢(shì)與年平均OLR 演變趨勢(shì)相一致?？傮w來看，除夏季外，其他季節(jié)OLR 均呈上升趨勢(shì)，其中春季上升趨勢(shì)最明顯，為2.58 W m-2(10 a)-1，冬季次之，約為2.12 W m-2(10 a)-1。可見近40年，夏季高原對(duì)流活動(dòng)總體呈增強(qiáng)趨勢(shì)，其他季節(jié)則表現(xiàn)為減弱趨勢(shì)，且春季減弱最為明顯，與3.3節(jié)中由OLR 變化的區(qū)域特征得出的結(jié)論一致。

圖5 1980～2019年高原OLR 的年際演變（單位：W m-2）。細(xì)實(shí)線為OLR 隨年份變化曲線，虛線為平均值，粗實(shí)線為趨勢(shì)線Fig.5 Interannual evolution of OLR over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019(units:W m-2).The thin line denotes the interannual evolution of OLR,the dashed line denotes the average of OLR,and the thick solid lineisthetrend line

高原地區(qū)下墊面特征復(fù)雜，氣候類型豐富，不同季節(jié)的氣候受不同天氣系統(tǒng)和環(huán)流形勢(shì)影響，故高原地區(qū)OLR 與對(duì)流活動(dòng)的變化具有較強(qiáng)的區(qū)域和季節(jié)差異性。不同季節(jié)OLR 變化趨勢(shì)的差異可能與不同季節(jié)高原季風(fēng)、西風(fēng)等強(qiáng)弱變化有關(guān)。季風(fēng)、西風(fēng)的異常變化會(huì)造成風(fēng)場(chǎng)的異常輻合輻散，使得環(huán)流形勢(shì)發(fā)生變化，同時(shí)它還與水汽輸送密切相關(guān)。故高原季風(fēng)增強(qiáng)（減弱）可能導(dǎo)致高原區(qū)域的深對(duì)流活動(dòng)變強(qiáng)（弱），進(jìn)而對(duì)高原OLR 與對(duì)流活動(dòng)的演變趨勢(shì)產(chǎn)生一定影響。

4.2 周期特征

本文利用Morlet 小波分析方法來分析高原OLR 的周期特征。由圖7的分析結(jié)果可知，整個(gè)研究時(shí)段中，6年時(shí)間尺度的能量最強(qiáng)、周期最顯著，但其周期變化具有局部性（主要集中在1986～2003年），且只在振蕩中心（1995年）附近通過95%的信度檢驗(yàn)。另外在1997～2013年還存在2～3年的尺度變化，其中心時(shí)間尺度為3 年，總體能量較弱且正負(fù)位相交替出現(xiàn)（圖略），其他時(shí)間尺度的周期性變化均較小。

圖6 1980～2019年高原各季OLR 的年際演變（單位：W m-2）：（a）春季（b）夏季（c）秋季（d）冬季。細(xì)實(shí)線為OLR 隨年份變化曲線，虛線為平均值，粗實(shí)線為趨勢(shì)線Fig.6 Interannual evolution of OLR in different seasons over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019(units:W m-2):(a)Spring,(b)summer,(c)autumn,(d)winter.The thin line denotes the interannual evolution of OLR,the dashed line denotesthe average of OLR,and the thick solid line is thetrend line

圖7 1980～2019年高原OLR 的Morlet 小波功率譜。陰影區(qū)域通過95%的信度檢驗(yàn)Fig.7 Morlet wavelet power spectrum of OLR over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019.Shaded areas are statistically significant at the95% confidencelevel

高原各季OLR 的小波分析結(jié)果如圖8所示。春季（圖8a）存在顯著的5年時(shí)間尺度的周期變化，但只在振蕩中心（1990年）附近通過95%的信度檢驗(yàn)。1997～2005年間存在2～3年的尺度變化，其能量相對(duì)較弱，但仍通過信度檢驗(yàn)。夏季（圖8b），整個(gè)時(shí)段內(nèi)存在6年、4年和2年時(shí)間尺度的周期變化，其中6年時(shí)間尺度的能量最強(qiáng)，且在1998年附近通過檢驗(yàn)。秋季（圖8c）在1995～2002年間存在顯著的3年時(shí)間尺度的周期變化。冬季（圖8d）在1992～2016年間存在3年時(shí)間尺度的周期變化，其中在1994～2002年間能量較強(qiáng)，通過95%的信度檢驗(yàn)。

綜上可知，高原OLR 主要表現(xiàn)為6年及2～3年的周期變化，各季OLR 具有不同的周期振蕩特征，但時(shí)間尺度均不超過6年?？傮w而言，近40年高原對(duì)流活動(dòng)基本維持6年及2～3年的周期變化。

5 地表熱通量與OLR 的關(guān)系

圖8 1980～2019年高原各季OLR 的Morlet 小波功率譜：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。陰影區(qū)域通過95%的信度檢驗(yàn)Fig.8 Morlet wavelet power spectrum of OLR in different seasonsover the Tibetan Plateau from 1980 to 2019:(a)Spring;(b)summer;(c)autumn;(d)winter.Shaded areasarestatistically significant at the95% confidencelevel

通過對(duì)高原OLR 時(shí)空分布及演變特征的研究，揭示了高原對(duì)流活動(dòng)的相關(guān)特征，以下將對(duì)可能影響高原地區(qū)OLR 與對(duì)流活動(dòng)的因素做進(jìn)一步探究。已有很多研究工作表明，OLR 的變化取決于緯度、季節(jié)、云、降水以及下墊面和大氣溫度等多種因子，但這些研究普遍側(cè)重于單一要素的影響（徐國(guó)昌等,1990;王可麗等,1991;Kyle et al.,1995; Weng,1995;柳苗和李棟梁,2007;Shen et al.,2017），很少有研究涉及多要素的綜合作用。鑒于高原地表熱通量在陸—?dú)庀嗷プ饔弥械闹匾裕╕anai et al.,1992;李國(guó)平等,2016）及其可反映地表與大氣的熱狀況信息、降水引起的潛熱釋放情況、高原地形與復(fù)雜下墊面等因素影響的特性，本文選取地表熱通量（地表感熱通量和地表潛熱通量）資料，來探討其與高原OLR 和對(duì)流活動(dòng)之間的關(guān)系。

5.1 地表熱通量的空間分布特征

夏季高原地區(qū)太陽輻射增強(qiáng)且雨季來臨，對(duì)流活動(dòng)最為旺盛，故本文選取夏季時(shí)段對(duì)高原地表熱通量的時(shí)空分布特征進(jìn)行研究，并進(jìn)一步探討其對(duì)高原地區(qū)OLR 與對(duì)流活動(dòng)的影響。

由圖9，10可以看出，夏季高原地表潛熱通量普遍強(qiáng)于地表感熱通量。地表感熱通量（圖9a）呈“北高南低，西高東低”分布，與同時(shí)期的OLR分布特征相似，高原西部紅框區(qū)域（29°～34°N，75°～90°E）為地表感熱通量大值區(qū)。6月（圖9b）高原地表感熱通量最強(qiáng)，在高原西部和北部存在顯著大值區(qū)；7 月（圖9c）高原地表感熱通量強(qiáng)度減弱，但在高原西部和北部仍存在較強(qiáng)大值區(qū)；8月（圖9d）地表感熱通量明顯減弱，除北部外大部分地區(qū)表現(xiàn)為相對(duì)一致的加熱區(qū)，高原東西部地表感熱通量差異減弱。

夏季高原地表潛熱通量（圖10a）與地表感熱通量分布特征近似相反，整體呈“南高北低，東高西低”分布。高原東部（29°～34°N，90°～105°E）（圖10中藍(lán)框區(qū)域）為地表潛熱通量大值區(qū)，且與OLR 低值區(qū)近似對(duì)應(yīng)。6月（圖10b）地表潛熱通量最弱，大值區(qū)集中在95°E 以東地區(qū)且范圍較小。7 月（圖10c）高原地表潛熱通量分布特征與8月（圖10d）相似，但強(qiáng)度略強(qiáng)于8月。

圖9 1980～2019年夏季高原地表感熱通量（陰影，單位：W m-2）與OLR（等值線，單位：W m-2）的空間分布：（a）夏季平均；（b）6 月；（c）7月；（d）8月。黑色粗實(shí)線為高原3000 m 地形高度Fig.9 Spatial distribution of the surface sensible heat flux(shadings,units: W m-2)and OLR (contours,units:W m-2)over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019:(a)Summer;(b)June;(c)July;(d) August.The thick black solid line isthe Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m

5.2 地表熱通量的時(shí)間演變特征

由于高原地形及下墊面性質(zhì)的復(fù)雜性等原因，地表熱通量的年際變化在高原地區(qū)并不是整體一致的（張浩鑫等,2017）。因此，本文在研究地表熱通量的年際變化時(shí)，考慮其影響的主要區(qū)域不同，采用針對(duì)關(guān)鍵區(qū)的方法進(jìn)行探討。由圖9、10選取地表感熱、潛熱通量的大值區(qū)（簡(jiǎn)稱關(guān)鍵區(qū)，分別對(duì)應(yīng)紅框和藍(lán)框區(qū)域）來進(jìn)行研究。

對(duì)夏季高原東、西兩個(gè)關(guān)鍵區(qū)的OLR 及地表熱通量進(jìn)行趨勢(shì)分析可知，近40年西部關(guān)鍵區(qū)地表潛熱通量呈增加趨勢(shì)，地表感熱通量與OLR 均呈減弱趨勢(shì)，各變量的增減率均為1 W m-2(10a)-1左右，總體趨于穩(wěn)定，夏季高原西部關(guān)鍵區(qū)對(duì)流活動(dòng)呈增強(qiáng)趨勢(shì)；東部關(guān)鍵區(qū)各變量均呈微弱的遞增趨勢(shì)，年際變化不大，可見東部關(guān)鍵區(qū)對(duì)流活動(dòng)總體呈減弱趨勢(shì)（圖略）。

圖11為夏季高原東、西關(guān)鍵區(qū)的地表感熱、潛熱通量與OLR 的標(biāo)準(zhǔn)化值隨時(shí)間的變化曲線。由圖可知，在大多年份，地表感熱通量與OLR 在東、西關(guān)鍵區(qū)均有相似的增減演變趨勢(shì)；地表潛熱通量與OLR 在東部關(guān)鍵區(qū)呈相似的演變趨勢(shì)，西部關(guān)鍵區(qū)的變化趨勢(shì)則近似相反。

5.3 地表熱通量與OLR 的關(guān)系

使用相關(guān)分析方法，可以定量的探討高原夏季地表熱通量與OLR 和對(duì)流活動(dòng)之間的關(guān)系，進(jìn)而對(duì)影響高原對(duì)流活動(dòng)的可能因素做一探討。

由圖12 可見，高原西部OLR 顯著強(qiáng)于東部。夏季高原西部關(guān)鍵區(qū)，地表感熱通量與OLR 之間的相關(guān)系數(shù)約為0.73，樣本自由度為39，二者在99%的信度水平上表現(xiàn)為顯著正相關(guān)；地表潛熱通量與OLR 之間的相關(guān)系數(shù)約為-0.53，同樣通過信度檢驗(yàn)，二者為顯著負(fù)相關(guān)。在東部關(guān)鍵區(qū)，地表感熱通量、潛熱通量與OLR 之間的相關(guān)系數(shù)分別為0.66和0.57，且通過99%的信度檢驗(yàn)，均呈顯著正相關(guān)。因此，夏季高原地表感熱通量對(duì)OLR演變的影響更為顯著，普遍表現(xiàn)為正相關(guān)關(guān)系且在高原西部最明顯。地表潛熱通量對(duì)OLR 的影響在東西部表現(xiàn)不一致，在高原西部呈顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系，在高原東部則為顯著正相關(guān)。

圖10 1980～2019年夏季高原地表潛熱通量（陰影，單位：W m-2）與OLR（等值線，單位：W m-2）的空間分布：（a）夏季平均；（b）6 月；（c）7月；（d）8月。黑色粗實(shí)線為高原3000 m 地形高度Fig.10 Spatial distribution of the surface latent heat flux(shadings,units: W m-2)and OLR(contours,units:W m-2)over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019:(a)Summer;(b)June;(c)July;(d) August.The thick black solid line isthe Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m

圖11 1980～2019年夏季高原關(guān)鍵區(qū)內(nèi)地表熱通量與OLR 標(biāo)準(zhǔn)化值的年際演變：（a）西部；（b）東部。黑色實(shí)線表示OLR，紅色和藍(lán)色實(shí)線分別表示地表感熱通量與地表潛熱通量Fig.11 Interannual evolution of standardized surface heat fluxes and OLR in the key regions of the Tibetan Plateau in summer from 1980 to 2019:(a) Western key region of the plateau;(b)eastern key region of the plateau.The black solid line represents the OLR;the red solid line denotes the surface sensibleheat flux and thebluesolid linedenotesthe surfacelatent heat flux

圖12 1980～2019年夏季高原關(guān)鍵區(qū)內(nèi)地表熱通量與OLR 相關(guān)關(guān)系圖：（a，b）西部關(guān)鍵區(qū)；（c，d）東部關(guān)鍵區(qū)；（a，c）地表感熱通量；（b，d）地表潛熱通量Fig.12 Correlation diagram between the surface heat flux and OLR in the key regions of the Tibetan Plateau in summer from 1980 to 2019:(a, b) Western key region of the plateau;(c,d)eastern key region of the plateau;(a,c)surface sensibleheat flux;(b,d) surfacelatent heat flux

由夏季高原地表熱通量與OLR 相關(guān)系數(shù)的空間分布（圖13）可以看出，高原夏季地表感熱通量與OLR 間普遍呈正相關(guān)關(guān)系，且在高原西部更為顯著；地表潛熱通量與高原OLR 間相關(guān)呈東西偶極型分布，在高原西部二者之間呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，在高原東部則表現(xiàn)為正相關(guān)。故夏季高原地表感熱通量與對(duì)流活動(dòng)呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，此時(shí)高原雨季開始，高原地區(qū)云體較高較厚，云頂溫度較低（對(duì)應(yīng)OLR 低值），從而引起地面降溫，使得高原地區(qū)地表感熱通量減弱。高原地表潛熱通量與高原西部地區(qū)對(duì)流活動(dòng)呈正相關(guān)關(guān)系，高原西部下墊面以裸土為主，當(dāng)降水發(fā)生時(shí)，地表土壤濕度增加，蒸發(fā)明顯增強(qiáng)，從而使得地表潛熱通量顯著增強(qiáng)。高原東南部地區(qū)地表潛熱通量與對(duì)流活動(dòng)間則呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，該區(qū)域氣候濕潤(rùn)，植被覆蓋率較高，當(dāng)OLR 強(qiáng)時(shí)，對(duì)應(yīng)少云或晴空條件，地表溫度升高，蒸發(fā)增強(qiáng)，潛熱通量隨之增強(qiáng)。

綜合圖12，13可知，夏季高原西部關(guān)鍵區(qū)對(duì)流活動(dòng)呈增強(qiáng)趨勢(shì)，東部則呈減弱趨勢(shì)，其演變與地表感熱、潛熱通量均有關(guān)，且地表感熱通量的影響更為顯著。地表感熱通量與高原對(duì)流活動(dòng)之間普遍存在負(fù)相關(guān)關(guān)系，并在高原西部最為顯著。高原西部地表潛熱通量與對(duì)流活動(dòng)演變呈正相關(guān)關(guān)系，高原東部則表現(xiàn)為負(fù)相關(guān)，這種東西向偶極型分布可能是由高原東西部地形及下墊面性質(zhì)的顯著不同造成的，但其具體原因及作用機(jī)制還有待進(jìn)一步研究探討。

6 結(jié)論與討論

本文通過分析高原地區(qū)OLR 的時(shí)空分布及其演變特征，揭示了高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)的相關(guān)特征，探討了地表熱通量與高原OLR 和對(duì)流活動(dòng)的關(guān)系。主要結(jié)論如下：（1）高原地區(qū)平均OLR 強(qiáng)度由高原周邊向中部遞減，同一緯度高原東部OLR 值低于西部，高原東部對(duì)流活動(dòng)顯著強(qiáng)于西部。不同區(qū)域不同季節(jié)OLR 的變化趨勢(shì)不同，夏季高原各區(qū)域OLR 以減弱趨勢(shì)為主，其他季節(jié)則主要表現(xiàn)為增強(qiáng)趨勢(shì)。可見夏季高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)總體呈增強(qiáng)趨勢(shì)，其他季節(jié)則以減弱趨勢(shì)為主。各季節(jié)在高原三江源地區(qū)附近對(duì)流活動(dòng)均呈減弱趨勢(shì)，在高原南部喜馬拉雅山脈北側(cè)地區(qū)，對(duì)流活動(dòng)則呈一致的增強(qiáng)趨勢(shì)。（2）年際變化特征顯示，近40年高原地區(qū)OLR 呈較平穩(wěn)的增強(qiáng)趨勢(shì)，除夏季外，其他季節(jié)OLR 也呈增強(qiáng)趨勢(shì)。高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)呈緩慢的減弱趨勢(shì)且基本維持6年及2～3年的周期變化。（3）夏季高原地表潛熱通量普遍強(qiáng)于地表感熱通量，且二者分布型近似相反。近40年高原西部關(guān)鍵區(qū)對(duì)流活動(dòng)呈增強(qiáng)趨勢(shì)，東部則呈減弱趨勢(shì)。高原對(duì)流活動(dòng)演變與地表感熱、潛熱通量均有關(guān)，且地表感熱通量的影響更為顯著。地表感熱通量與高原對(duì)流活動(dòng)演變之間普遍表現(xiàn)為負(fù)相關(guān)關(guān)系，且在高原西部最為顯著。地表潛熱通量與高原對(duì)流活動(dòng)間相關(guān)呈東西向偶極型分布，與高原西部對(duì)流活動(dòng)的演變呈正相關(guān)關(guān)系，在高原東部則表現(xiàn)為負(fù)相關(guān)，這可能與高原東西部地形及下墊面性質(zhì)不同有很大關(guān)系，但其具體原因及相互作用機(jī)制還有待進(jìn)一步研究探討。

本文采用較長(zhǎng)時(shí)間序列，細(xì)致分析了高原地區(qū)OLR 分布及演變特征，對(duì)高原地區(qū)對(duì)流活動(dòng)的相關(guān)特征做出了間接揭示，并對(duì)地表熱通量與高原對(duì)流活動(dòng)之間的相關(guān)關(guān)系進(jìn)行了研究。所得結(jié)論完善了對(duì)高原對(duì)流活動(dòng)的分布與演變特征的認(rèn)知和理解，為OLR 資料的應(yīng)用研究和高原天氣研究提供了新的思路。但本文只針對(duì)夏季時(shí)段研究了地表熱通量與高原對(duì)流活動(dòng)間的相關(guān)關(guān)系，其他季節(jié)以及更細(xì)時(shí)間尺度的具體影響還值得深入探討。此外本文只是通過統(tǒng)計(jì)方法得出地表熱通量與OLR 及對(duì)流活動(dòng)間存在密切聯(lián)系，只對(duì)其可能的作用機(jī)制進(jìn)行了簡(jiǎn)單分析，關(guān)于其具體影響機(jī)制的研究還有待進(jìn)一步展開。

致謝 感謝NOAA 提供的月平均向外長(zhǎng)波輻射（OLR）資料，感謝ECMWF提供的ERA5月平均地表熱通量資料。