王慧 張璐 ,2 石興東 ,3 李棟梁

1 南京信息工程大學大氣科學學院/氣象災(zāi)害預(yù)報預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心/氣象災(zāi)害教育部重點實驗室，南京 210044

2 青海省氣候中心，西寧 810000

3 蘭州大學大氣科學學院，蘭州 730000

1 引言

青藏高原（以下簡稱高原）位于（26°N～39°N， 73°E～104°E），覆蓋面積約占中國領(lǐng)土的四分之一，平均海拔在四千米以上，是地球上海拔最高的高原，被稱為“世界屋脊”和“地球第三極”（馬耀明等, 2014）。地表感熱是高原熱源的重要組成部分。所以，高原的感熱加熱可直接作用于對流層中層大氣，顯著影響和調(diào)制著高原及其周邊地區(qū)的大氣環(huán)流和亞洲季風進程（吳國雄等, 2005; 趙勇和錢永甫, 2007; 周秀驥等, 2009; Duan et al.,2011, 2012; Zuo et al., 2011; 徐祥德等, 2015; Ma and Ma, 2016; Zhang et al., 2019）。研究表明，高原冬、春季地表感熱是東亞季風和中國區(qū)域降水的有效預(yù)測因子（Duan and Wu, 2005; 李瀟等, 2015; 劉森峰和段安民, 2017; 張長燦等, 2017; 戴逸飛等, 2017;Wang and Li, 2019; 王歡和李棟梁; 2020）。因此，深入了解高原不同季節(jié)地表感熱及其相關(guān)氣象要素演變特征，對認識高原區(qū)域氣候變化及提高我國短期氣候預(yù)測水平具有重要科學意義。

早期，李棟梁等（2003）利用高原氣象站地面觀測資料計算了高原地表感熱通量并對其時空演變特征進行了診斷分析。隨后，眾多學者對高原感熱特征展開研究（Duan and Wu, 2008; Yang et al.,2011, 2014; Liu et al., 2012; 王美蓉等, 2012），結(jié)果均顯示，1980s 中期以后高原地表感熱呈現(xiàn)顯著逐年減弱趨勢。然而，目前越來越多的地面氣象站和野外觀測證據(jù)顯示，高原地表感熱的減弱趨勢并沒有一直延續(xù)，而是在2000 年左右發(fā)生了顯著的趨勢轉(zhuǎn)折，不僅不再減弱，反而轉(zhuǎn)變?yōu)轱@著增強趨勢（戴逸飛等, 2016; Zhu et al., 2017; 張超等, 2018;解晉等, 2018; 于威等, 2018; Wang and Li, 2019;Wang et al., 2019; 嚴曉強等, 2019; 王歡和李棟梁,2020; 張璐等, 2020）。該趨勢轉(zhuǎn)折對高原及東亞氣候有重要影響。然而，高原地表感熱演變趨勢的改變在空間上是否一致？關(guān)鍵區(qū)在哪里？是否存在季節(jié)差異？尚不清楚。如何定量評估不同季節(jié)影響高原地表感熱變化的關(guān)鍵要素？是深刻認識高原地表感熱變化原因的關(guān)鍵。

張璐等（2020）對1982～2018 年高原中東部年平均地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折特征及其成因進行了初步分析，發(fā)現(xiàn)高原不同區(qū)域年平均地表感熱演變趨勢的轉(zhuǎn)折時間并不一致，且在不同分區(qū)影響地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵氣象要素也不盡相同。本文在此基礎(chǔ)上，將重點對高原中東部四季地表感熱演變趨勢特征進行分析，定量評估不同季節(jié)影響高原地表感熱變化的關(guān)鍵氣象要素，旨在通過對高原不同季節(jié)地表感熱趨勢轉(zhuǎn)變空間特征和影響要素的對比分析，揭示高原地表感熱趨勢變化和關(guān)鍵影響要素的季節(jié)差異，以期對高原感熱趨勢轉(zhuǎn)折特征及其原因有更系統(tǒng)的了解。這將有助于深入認識和理解高原不同季節(jié)水熱能量變化的物理過程，也可為我國短期氣候預(yù)測能力的提高提供科學依據(jù)。

2 資料與方法

2.1 資料

本文用到的資料包括：1982～2018 年高原中東部（26°N～40°N，80°E～105°E）較為均勻的70 個國家基本氣象站（圖1）逐日地面氣象要素觀測資料（包括：本站氣壓ps、0 cm 地表溫度Ts、1.5 m 處百葉箱空氣溫度Ta和10 m 處地面風速Vs等），來源于中國氣象局中國地面歷史基礎(chǔ)氣象數(shù)據(jù)集3.0 版，該數(shù)據(jù)集經(jīng)過了嚴格的質(zhì)量控制（任芝花等, 2012），精度符合世界氣象組織（WMO）的標準。同時還用到1981 年7 月至2018 年12 月美國國家航空和航天局（NASA）戈達德航天中心全球監(jiān)測與模擬研究組（GIMMS）制作的每15 天合成的歸一化植被指數(shù)（NDVI）第三代數(shù)據(jù)集，該資料采用阿爾伯斯圓錐等面積投影到(1/12)°×(1/12)°的均勻網(wǎng)格上（Zhu et al., 2013)。

圖1 青藏高原中東部70 站分布及其下墊面草甸類型和氣候區(qū)劃分（引自張璐等, 2020）Fig. 1 Distribution of 70 stations in the Central and East Tibetan Plateau and their underlying surface meadow types and climatic zone division (cited from Zhang et al., 2020)

2.2 計算方法

利用總體輸送公式來估算地表感熱通量（H）的方法，在高原熱力相關(guān)研究中得到廣泛地應(yīng)用（Yeh, 1982; Chen et al., 1985; Ye and Wu, 1998; 李棟梁等, 2003; Duan and Wu, 2008; Duan et al., 2011;Yang et al., 2011; 戴逸飛等, 2016; Zhu et al., 2017;Wang and Li, 2019），其表達式為

其中，ρ為干空氣密度，由干空氣狀態(tài)方程ρ=ps/(RdTa)確定（單位：kg m-3），ps為本站氣壓（單位：Pa），Rd= 287.04 J K-1kg-1，為干空氣比氣體常數(shù)；cp=1004 J K-1kg-1，為干空氣定壓比熱；Ts為0 cm 地表溫度（單位：K）（以下簡稱地溫）；Ta為氣象站1.5 m 高度百葉箱溫度（單位：K）（以下簡稱氣溫）；V為氣象站10 m 處風速（單位：m s-1）（以下簡稱地面風速）；Ch為地表熱力拖曳系數(shù)（無量綱）。許多研究表明，Ch值在不同的地表下墊面和不同季節(jié)存在很大的差異，特別是在高原地區(qū)（王慧等, 2008; Wang and Ma,2011）。由于高原地形復(fù)雜，環(huán)境條件十分惡劣，野外試驗的直接觀測資料極其稀少，地表拖曳系數(shù)的準確確定是一個非常困難的問題。因此，很多研究在地表感熱通量的計算過程中，都將Ch取為一個定值（如：青藏高原上取0.004），而不考慮其季節(jié)變化和區(qū)域差異（Chen et al., 2019）。最近，Wang et al. （2019）利用GIMMS-NDVI 數(shù)據(jù)集和高原野外試驗觀測資料，提出了一個新的區(qū)域尺度Ch值參數(shù)化估算方案。該參數(shù)化方案考慮了高原中東部不同草甸類型，能夠在區(qū)域尺度上反映Ch值的地區(qū)差異和季節(jié)變化。因此，本研究采用該參數(shù)化方案來估計高原中東部的Ch值，其關(guān)系式為

其中，ISM為夏季（6～9 月）的NDVI 平均值，當0.5≤ISM＜1 時，下墊面判定為長草甸；當0.35≤ISM＜0.5 時，下墊面為短草甸；當0＜ISM＜0.35 時，下墊面為稀疏草甸。研究顯示，通過該參數(shù)化方案計算的高原中東部地表熱力拖曳系數(shù)在0.0025～0.0050 之間變化，表現(xiàn)為冬季小、夏季大的明顯季節(jié)變化和東南部大于中北部的顯著區(qū)域差異（Wang et al., 2019）。所以本文在地表感熱通量的計算過程中充分考慮了高原中東部地表熱力拖曳系數(shù)的區(qū)域差異和季節(jié)變化，這在一定程度上彌補了將高原地表Ch值取為一個定值，而不考慮其季節(jié)變化和區(qū)域差異的不足。

本文首先利用NDVI 數(shù)據(jù)集，計算70 個氣象站點的ISM值，確定各氣象站點的下墊面類型，結(jié)果表明，在70 個氣象站中，其中17 站為稀疏草甸，14 站為短草甸，39 站為長草甸（如圖1 所示）。然后，利用公式（2）計算各氣象站逐月Ch值，進而根據(jù)公式（1）得到高原70 個站點的地表感熱通量。研究表明，該地表感熱通量數(shù)據(jù)集與Yang et al.（2011）的微物理方案計算結(jié)果具有非常一致的年際變化和趨勢特征，可以較好地代表高原中東部地表感熱通量的氣候特征（戴逸飛等, 2016; Wang et al., 2019）。

2.3 分析方法

本文用到的主要分析方法有：氣候變化趨勢轉(zhuǎn)折判別模型（PLFIM）、氣候趨勢的線性傾向估計和多元線性回歸問題的方差分析等常用的統(tǒng)計學分析方法（魏鳳英, 2007）。PLFIM 模型最早由Tomé and Miranda（2004）提出，該方法可以在時間尺度較長的氣候序列中，描述出隱含有較短時間尺度的趨勢變化特征。其基本思路為：根據(jù)所研究氣候變化問題的時間尺度，首先給定一個最小轉(zhuǎn)折變化時間間隔（針對年代際時間尺度研究，一般設(shè)定為11 年），然后設(shè)定趨勢轉(zhuǎn)折的判別條件（比如：設(shè)定兩個連續(xù)分段的線性變化趨勢符號相反或變化程度達到一定的百分比），最后根據(jù)設(shè)定條件會得到最佳的分段組合，得到各時間段上的線性變化趨勢，輸出滿足前提條件的轉(zhuǎn)折點。這種方法改變了人為給定轉(zhuǎn)折點個數(shù)的做法，使得計算出的趨勢轉(zhuǎn)折點個數(shù)和位置都更為合理。該模型被廣泛應(yīng)用于我國氣候的轉(zhuǎn)型、極端干旱和潛在蒸發(fā)等趨勢變化研究中，并取得良好效果（施曉暉和徐祥德, 2006;劉珂和姜大膀, 2014; 曹雯等, 2015; 張璐等, 2020）

用xi表示樣本量為n的某一氣候變量，用ti表示xi所對應(yīng)的時間，建立xi和ti的一元線性回歸方程：

其中，y為預(yù)報量；y?為預(yù)報量的估計量；k為預(yù)報因子；P為預(yù)報因子個數(shù)；bk為因子的回歸系數(shù)，sky為預(yù)報因子和預(yù)報量的協(xié)方差。因此，某個因子k對預(yù)報量y變化的貢獻率表示為

3 高原四季地表感熱趨勢變化基本特征

張璐等（2020）利用旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗正交函數(shù)分解（REOF）方法，結(jié)合高原常規(guī)氣象站下墊面草甸分類情況（Wang et al., 2019），并參考前人對高原熱力狀況的分區(qū)結(jié)果（馮松等, 2001; 蔡英等, 2003;于涵等, 2019），將高原感熱場劃分為4 個氣候區(qū)（如圖1 所示）：I 區(qū)為高原北部區(qū)，主要為青海中北部；II 區(qū)為高原東部區(qū)，主要包括青海以南、四川西北部和西藏東北部；III 區(qū)為高原西南區(qū)，主要包括西藏中部及南部地區(qū)；IV 區(qū)為高原東南區(qū)，主要包括云南北部和四川西南部。根據(jù)這一分區(qū)結(jié)果，本文將重點研究高原四季感熱趨勢演變特征的季節(jié)差異。

圖2 給出了高原四季整體及各分區(qū)地表感熱通量的逐年演變。由圖2 可以發(fā)現(xiàn)，高原中東部四季地表感熱不管是分區(qū)還是整體來看都具有明顯的趨勢演變特征，且均在2000 年左右發(fā)生了趨勢轉(zhuǎn)折。整體來看，秋、冬季地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折時間稍早（1999 年）（圖2b，h），春、夏季稍晚（2000 年）（圖2d，f），這比戴逸飛等（2016）和解晉等（2018）人的研究結(jié)果提早了2～3 年，這可能主要因為氣候趨勢轉(zhuǎn)折的判別方法不同所致，戴逸飛等（2016）和解晉等（2018）人使用了M-K 突變檢驗方法，該方法主要對均值突變（即用于判斷一個變量從一種基本氣候狀態(tài)到另外一種氣候狀態(tài)的急劇變化）的檢測比較有效，但對轉(zhuǎn)折突變（即兩個氣候階段有完全相反變化趨勢的急劇變化）檢驗卻不那么靈驗（符淙斌和王強, 1992），在對趨勢轉(zhuǎn)折點的判定上也不如PLFIM 判別模型合理有效。在感熱趨勢轉(zhuǎn)折之前，以夏季的感熱減弱最強，氣候傾向率達-4.57 W m-2(10a)-1，其次為春季和秋季，分別為-3.25 和-2.39 W m-2(10a)-1，冬季最弱僅為-1.29 W m-2(10a)-1，四季的感熱減弱趨勢均通過了α=0.01 的顯著性水平t檢驗（表1）；在感熱趨勢轉(zhuǎn)折之后，冬季的地表感熱的增強較其他季節(jié)稍強，氣候傾向率為3.12 W m-2(10a)-1，其他三個季節(jié)增強趨勢幾乎相當，均在2.80 W m-2(10a)-1左右，其中，夏季的地表感熱增強通過了α=0.05的顯著性水平t檢驗，其他三個季節(jié)均通過了α=0.01 的顯著性水平t檢驗（表1）。所以，高原四季地表感熱均存在2000 年左右的趨勢轉(zhuǎn)折現(xiàn)象，這與年平均結(jié)果相似（張璐等, 2020）。分區(qū)來看，秋季各區(qū)的結(jié)果與整體平均相同，轉(zhuǎn)折前后各區(qū)均具有顯著的趨勢變化，氣候傾向率均通過了α=0.05 的顯著性水平t檢驗。在地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折之前，除了冬季的Ⅲ區(qū)地表感熱減弱趨勢不顯著，其他季節(jié)各區(qū)地表感熱均表現(xiàn)出顯著減弱趨勢；在地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折之后，除了春季的Ⅰ區(qū)和夏季的Ⅰ區(qū)和Ⅲ區(qū)，地表感熱的增強趨勢不顯著，其他季節(jié)各區(qū)感熱均表現(xiàn)出顯著增強趨勢。從轉(zhuǎn)折時間上來看，Ⅱ區(qū)的轉(zhuǎn)折時間最早，特別是在春季（1997 年），其次是Ⅳ區(qū)和Ⅰ區(qū)，多在2000 年發(fā)在趨勢轉(zhuǎn)折，Ⅲ區(qū)的轉(zhuǎn)折時間最晚，特別是在冬季（2004 年）。這也與年平均各區(qū)地表感熱趨勢變化的結(jié)果一致（張璐等, 2020），由此可以看出，高原地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)折最早發(fā)生在高原的東部，然后向東南、北部和西南部擴展。

圖2 青藏高原四季（a，c，e，g）各分區(qū)及（b，d，f，h）整體地表感熱通量的逐年演變（單位：W m-2）：（a，b）冬季；（c，d）春季；（e，f）夏季；（g，h）秋季Fig. 2 Evolution of the surface sensible heat flux (SH) in each zone and the whole Tibetan Plateau in (a, b) winter, (c, d) spring, (e, f) summer, (g, h)autumn during 1982-2018 (units: W m-2)

表1 青藏高原四季整體及各區(qū)地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折年份及其趨勢轉(zhuǎn)折前、后的氣候傾向率Table 1 Table 1 Climatic tendency rates before and after the trend turning time of the surface sensible heat flux on each district and the whole Tibetan Plateau in four seasons

4 高原四季地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵區(qū)

在上節(jié)中分析了高原整體和各分區(qū)地表感熱的趨勢變化情況。為了進一步了解高原地表感熱趨勢變化的空間特征和趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵區(qū)，利用PLFIM 模型分別對高原四季70 個氣象站點的地表感熱進行了趨勢檢驗。圖3 給出了1982～2018 年高原四季各氣象站點地表感熱發(fā)生趨勢轉(zhuǎn)折的年份，可以看到，高原四季大部分站點的地表感熱都在2000 年左右發(fā)生了趨勢轉(zhuǎn)折。其中，秋季有84%的站點檢測到地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變，只有11 個（16%）站點沒有檢測到明顯的趨勢變化；冬季和春季有77%的站點檢測到地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變，各有16 個（23%）站點沒有檢測到明顯的趨勢變化；夏季71%的站點檢測到地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變，有20 個（29%）站點沒有檢測到明顯的趨勢變化。四季地表感熱均有部分站點沒有檢測到明顯的趨勢變化，這可能主要與氣象觀測站點的代表性有關(guān)，由于青藏高原地形極其復(fù)雜，所以一些站點可能受局地地形條件的影響較大，與大尺度的氣候背景不一致。從圖3 中也可以發(fā)現(xiàn)，高原東部（Ⅱ區(qū)）站點的轉(zhuǎn)折時間略早于其他區(qū)域，而位于高原南部（Ⅲ、Ⅳ區(qū)）站點的轉(zhuǎn)折時間則偏晚一些，這與表1 的結(jié)果一致。

圖3 1982～2018 年青藏高原四季70 個氣象站地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折年份分布：（a）冬季；（b）春季；（c）夏季；（d）秋季。N 表示沒有檢測到趨勢變化Fig. 3 Distribution of trend turning years of surface sensible heat at 70 meteorological stations on the Tibetan Plateau in (a) winter, (b) spring,(c) summer, and (d) autumn during 1982-2018. N indicates stations with no significant trend turning

圖4 給出了高原四季各站點地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折前后的氣候傾向率分布，由圖4 可以看出，轉(zhuǎn)折前后高原90%以上站點地表感熱發(fā)生由減弱到增強的趨勢轉(zhuǎn)變。在冬季，高原52%的站點的地表感熱在其轉(zhuǎn)折前呈現(xiàn)顯著的減弱趨勢，特別是在高原Ⅱ區(qū)和Ⅳ區(qū)（圖4a1）；高原70%的站點的地表感熱在其轉(zhuǎn)折后呈現(xiàn)顯著的增強趨勢，其中有54%的站點地表感熱增強速率超過3W m-2(10a)-1，主要分布在高原的Ⅰ區(qū)和Ⅱ區(qū)（圖4a2）。所以，冬季高原感熱通量趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵區(qū)為高原Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ區(qū)，主要集中在95°E 以東的高原東部地區(qū)。在春季，高原50%的站點的地表感熱在其轉(zhuǎn)折前呈現(xiàn)顯著的減弱趨勢，主要分布在34°N 以南的高原南部地區(qū)（圖4b1）；轉(zhuǎn)折后，高原南部站點地表感熱又轉(zhuǎn)變?yōu)轱@著的增強趨勢，該區(qū)域大部分站點地表感熱增強速率超過3 W m-2(10a)-1（圖4b2）。所以，春季高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵區(qū)主要分布在34°N 以南的高原Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ區(qū)。夏季與春季相似，高原74%的站點的地表感熱在其轉(zhuǎn)折前表現(xiàn)出顯著的減弱趨勢，且減弱速率均超過-3 W m-2(10a)-1，是四季中地表感熱減弱最明顯的季節(jié)，主要分布在34°N 以南的高原南部地區(qū)（圖4c1）；轉(zhuǎn)折后46%的站點地表感熱出現(xiàn)顯著的增強趨勢，主要分布在高原Ⅱ區(qū)和Ⅲ區(qū)（圖4c2）。所以，夏季高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵區(qū)為高原的Ⅱ區(qū)和Ⅲ區(qū)。在秋季，高原63%的站點的地表感熱在其轉(zhuǎn)折前表現(xiàn)出顯著的減弱趨勢，且具有很好的區(qū)域一致性（圖4d1）；轉(zhuǎn)折后，46%站點的地表感熱增強速率超過了3 W m-2(10a)-1（圖4d2），特別是高原的Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ區(qū)。所以，秋季高原地表感熱通量趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵區(qū)為高原的Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ區(qū)。

圖4 1982～2018 年青藏高原四季各站地表感熱趨勢（a1-d1）轉(zhuǎn)折前和（a2-d2）轉(zhuǎn)折后氣候傾向率分布 [單位：W m-2 (10a)-1]：（a1，a2）冬季；（b1，b2）春季；（c1，c2）夏季；（d1，d2）秋季。實心圓點表示通過了α=0.05 的顯著性水平t 檢驗Fig. 4 Distribution of climate tendency rates (a1-d1) before and (a2-d2) after the trend turning years of the surface sensible heat at 70 meteorological stations on the Tibetan Plateau in (a1, a2) winter, (b1, b2) spring, (c1, c2) summer, and (d1, d2) autumn [units: W m-2 (10a)-1]; Solid points are passing tested by α=0.05 significance level t-test

綜上可知，高原四季70%以上站點的地表感熱均在2000 年左右發(fā)生了趨勢轉(zhuǎn)變，其中90%以上站點的地表感熱發(fā)生了由減弱到增強的趨勢轉(zhuǎn)折，具有較好的空間一致性。冬季和春季高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵區(qū)分別在高原的東部和南部，夏季和秋季的關(guān)鍵區(qū)主要為高原的Ⅱ區(qū)和Ⅲ區(qū)，此外秋季高原Ⅰ區(qū)的地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折也很顯著。

5 影響高原地表感熱變化的關(guān)鍵氣象要素

5.1 影響高原地表感熱趨勢變化的關(guān)鍵氣象要素

由上節(jié)的研究可知，高原四季70%以上站點的地表感熱均在2000 年左右發(fā)生了顯著的趨勢轉(zhuǎn)變，這是地表感熱相關(guān)地面氣象要素共同變化的結(jié)果。由公式（1）可知，地面風速和地氣溫差是影響地表感熱變化最主要的兩個氣象要素。為了探究不同要素對高原感熱趨勢轉(zhuǎn)變的影響，本節(jié)分別考察了四季高原整體和各分區(qū)地溫、氣溫、地氣溫差和地面風速的逐年演變（圖5），以及地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折前后它們的氣候傾向率變化情況（表2）。

表2 青藏高原四季各區(qū)及整體地表溫度（ Ts）、氣溫（ Ta）、地氣溫差（ Ts－ Ta）和地面風速（ V）在地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折前、后的氣候傾向率（ Rct）Table 2 Climate tendency rates ( Rct) of the ground temperature ( Ts), air temperature ( Ta), ground-air temperature difference( Ts－ Ta), and surface wind speed ( V) before and after the trend turning years of surface sensible heat on each district and whole Tibetan Plateau in four seasons

由表2 可以發(fā)現(xiàn)，雖然高原四季地表感熱均具有相同的由減弱到增強的趨勢轉(zhuǎn)折特征，但是高原地溫、氣溫、地氣溫差和地面風速等氣象要素在不同季節(jié)的演變卻不盡相同。在冬季，高原整體地面風速的趨勢變化與地表感熱通量一致，在1999 年由顯著減小趨勢轉(zhuǎn)變?yōu)轱@著增大趨勢（圖5a），轉(zhuǎn)折前后的氣候傾向率均通過了α=0.01 的顯著性水平t檢驗（表2），地面風速的這種變化主要體現(xiàn)在高原的Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ區(qū)，高原Ⅰ區(qū)地面風速的變化在轉(zhuǎn)折前后的趨勢變化均不顯著。這主要是因為高原Ⅰ區(qū)冬季地面風速在趨勢轉(zhuǎn)折前經(jīng)歷了一個先增大后減小的過程，從而使得該段時期內(nèi)地面風速的線性趨勢不顯著；而在轉(zhuǎn)折后，地面風速以平穩(wěn)震蕩為主，沒有明顯趨勢變化（圖略）。同時，冬季地氣溫差在轉(zhuǎn)折前，高原整體和Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ區(qū)均無明顯趨勢，僅在高原Ⅰ區(qū)存在一定的減弱趨勢；轉(zhuǎn)折后，高原整體地氣溫差具有顯著的增大趨勢（圖5a），氣候傾向率達0.41°C (10a)-1，通過了α=0.01 的顯著性t檢驗，特別是在高原的Ⅰ區(qū)和Ⅱ區(qū)，地氣溫差增大趨勢尤為突出，氣候傾向率分別達到0.59°C (10a)-1和0.54°C (10a)-1。觀察轉(zhuǎn)折前后的地溫和氣溫的氣候傾向率變化可以發(fā)現(xiàn)（表2），轉(zhuǎn)折后地氣溫差的加大主要由地溫的升溫率加快，同時氣溫的升溫率變緩所導致，特別是高原Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ區(qū)，地溫的顯著增溫，使轉(zhuǎn)折后高原整體地溫增溫率達到0.72°C (10a)-1，而高原Ⅰ、Ⅲ和Ⅳ區(qū)氣溫的增溫變緩，也使得高原整體氣溫增溫率比轉(zhuǎn)折前略有下降。所以，冬季高原地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變，轉(zhuǎn)折前的減弱趨勢主要與地面風速的減弱有關(guān)；轉(zhuǎn)折后的增強趨勢，由地面風速的增強和地氣溫差的加大共同導致。

在春季，高原整體和各分區(qū)轉(zhuǎn)折前地面風速均呈現(xiàn)顯著減弱趨勢，而轉(zhuǎn)折后除了Ⅳ區(qū)地面風速出現(xiàn)明顯增大趨勢，其他各區(qū)和高原整體地面風速均無明顯趨勢變化（表2），此時段高原地面風速均以平穩(wěn)震蕩變化為主（圖5b），這與其他季節(jié)的地面風速顯著增大均不相同。高原整體和各分區(qū)地氣溫差在轉(zhuǎn)折前均無明顯變化趨勢，但在轉(zhuǎn)折后均出現(xiàn)了增大趨勢，特別是在Ⅱ區(qū)，地氣溫差的增大通過了α=0.01 的顯著性t檢驗。除了Ⅲ區(qū)，其他各區(qū)及高原整體轉(zhuǎn)折后地氣溫差的氣候傾向率均在轉(zhuǎn)折前的2 倍以上（表2）。比較地溫和氣溫的變化可知，兩者在轉(zhuǎn)折前后增溫率幾乎相當，以顯著增溫為主。但是分區(qū)來看，轉(zhuǎn)折后Ⅰ和Ⅲ區(qū)地溫出現(xiàn)增溫減緩，Ⅱ和Ⅳ區(qū)出現(xiàn)增溫加速；各分區(qū)氣溫均出現(xiàn)了增溫減緩現(xiàn)象，特別是Ⅰ和Ⅲ區(qū)，增溫率只有之前的一半左右，這也使得高原整體出現(xiàn)氣溫升溫減緩和地氣溫差增溫加快情況。所以春季地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變，在轉(zhuǎn)折前主要與地面風速的減弱有關(guān)，轉(zhuǎn)折后在高原Ⅰ和Ⅱ區(qū)主要與地氣溫差的加大有關(guān)，Ⅲ和Ⅳ區(qū)受地面風速的增加和地氣溫差的加大共同影響，氣溫升溫減緩造成的地氣溫差的加大是春季高原整體地表感熱增強的主因。

在夏季，地面風速的變化與冬季相同，由轉(zhuǎn)折前的顯著減弱趨勢轉(zhuǎn)變?yōu)檗D(zhuǎn)折后的顯著增強趨勢，氣候傾向率均通過了α=0.01 的顯著性水平t檢驗（表2）。高原整體和各分區(qū)，地氣溫差均無明顯趨勢變化（圖5c）。轉(zhuǎn)折后，地溫和氣溫均在Ⅰ和Ⅱ區(qū)出現(xiàn)增速減緩，Ⅲ和Ⅳ區(qū)出現(xiàn)增溫加快現(xiàn)象，但高原整體轉(zhuǎn)折前后地溫和氣溫增溫率均無變化，以顯著增溫為主。所以夏季高原地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變主要與地面風速的趨勢變化有關(guān)。

在秋季，地面風速的變化與冬、夏季相同，由轉(zhuǎn)折前的顯著減弱趨勢轉(zhuǎn)變?yōu)檗D(zhuǎn)折后的顯著增強趨勢，氣候傾向率均通過了α=0.01 的顯著性水平t檢驗（表2）。地氣溫差的變化與冬季類似，在轉(zhuǎn)折前，高原整體和Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ區(qū)均無明顯趨勢（圖5d），僅在高原Ⅰ區(qū)存在一定的減弱趨勢（表2）；轉(zhuǎn)折后，高原整體地氣溫差具有顯著的增大趨勢，氣候傾向率達0.24°C (10a)-1，通過了α=0.05 的顯著性t檢驗，特別是在高原的Ⅰ區(qū)和Ⅱ區(qū)，地氣溫差增大趨勢尤為突出，氣候傾向率分別達到0.75°C(10a)-1和 0.25°C (10a)-1， 分別通過 α=0.01 和α=0.05 的顯著性t檢驗。觀察轉(zhuǎn)折前后的地溫和氣溫氣候傾向率變化可以發(fā)現(xiàn)（表2），轉(zhuǎn)折后地氣溫差的增加主要由地溫升溫加快，同時氣溫的升溫變緩所導致，這與冬季相同。所以，秋季高原地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變與冬季類似，在轉(zhuǎn)折前主要與地面風速的減弱有關(guān)，轉(zhuǎn)折后由地面風速的增強和地氣溫差的增加共同所致。

綜上所述，在高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折之前，高原四季地面風速均表現(xiàn)出顯著減弱趨勢，與地表感熱的減弱趨勢對應(yīng)，所以2000 年之前高原地表感熱的年代際減弱趨勢主要與地面風速的減弱有關(guān)，這與前人的研究結(jié)論一致（Duan and Wu, 2008; Liu et al., 2012; 王美蓉等, 2012; Yang et al., 2014）；在高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折之后，四季影響高原地表感熱趨勢變化的關(guān)鍵要素存在顯著地差異，地面風速只有在夏季仍是地表感熱趨勢變化的主導因子，而秋、冬和春季地氣溫差的影響均顯著增強，特別是春季，地氣溫差的增大成為地表感熱趨勢年代際增強的主因，秋冬季受地氣溫差和地面風速變化的共同影響。

5.2 影響高原地表感熱年際變化的關(guān)鍵氣象要素

通過前文的分析可知，高原地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)變主要受到地面風速和地氣溫差變化的影響，且在不同季節(jié)兩者的影響程度存在明顯差異。但是造成高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)變的關(guān)鍵要素，是否同時也在影響著高原地表感熱的年際變化呢？為了定量評估不同季節(jié)影響高原地表感熱年際變化的關(guān)鍵氣象要素，接下來，首先對高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折前后的各氣象要素去除了線性趨勢，然后利用多元線性回歸問題的方差分析方法，分別計算了不同季節(jié)高原各站地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折前后，地氣溫差和地面風速對其影響的方差貢獻率。表3 和圖6 分別給出了高原四季地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折前后，高原整體和各分區(qū)地氣溫差和地面風速對其年際變化影響的方差貢獻率超過50%的站點比例和分布情況。

在冬季，高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折前后，地氣溫差對地表感熱變化的影響占絕對優(yōu)勢，絕大部分站點地氣溫差對感熱變化影響的方差貢獻率超過了50%（圖6a1-a2）。同時，從表3 也可以發(fā)現(xiàn)，轉(zhuǎn)折前后，高原冬季地氣溫差對地表感熱變化方差貢獻率超過了50%的站點比例超過94%，且在高原4 個分區(qū)均有突出表現(xiàn)，地面風速對感熱變化方差貢獻率超過50%的站點比例不足6%。由此可知，高原冬季地表感熱的年際變化，在其趨勢轉(zhuǎn)折前后均由地氣溫差的演變所主導。

在春季，高原Ⅱ區(qū)和Ⅳ區(qū)與冬季的情況類似，地表感熱的年際變化仍由地氣溫差的演變所主導；但在高原的Ⅰ和Ⅲ區(qū)，與冬季相比，地表感熱轉(zhuǎn)折前后地氣溫差對其年際變化影響的方差貢獻率超過50%的站點比例出現(xiàn)減少，地面風速的方差貢獻率超過50%的站點比例增大，轉(zhuǎn)折前兩者的影響幾乎相當（圖6b1），轉(zhuǎn)折后高原Ⅲ區(qū)地面風速的方差貢獻率超過50%的站點比例達到地氣溫差的2 倍（表3）。所以春季地表感熱的年際變化，在高原Ⅱ區(qū)和Ⅳ區(qū)由地氣溫差的變化所主導；在高原的Ⅰ和Ⅲ區(qū)受地氣溫差和地面風速變化的共同影響。

在夏季，轉(zhuǎn)折前地氣溫差和地面風速對地表感熱影響的方差貢獻率超過50%的站點比例幾乎相當（圖6c1）；轉(zhuǎn)折后，高原Ⅲ區(qū)與轉(zhuǎn)折前一致，而高原Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ區(qū)地氣溫差的方差貢獻率超過50%的站點比例顯著增大，地面風速的方差貢獻率超過50%的站點比例減少（表3），地表感熱的變化主要受地氣溫差的變化所主導（圖6c2）。所以，夏季地表感熱的年際變化在其趨勢轉(zhuǎn)折前受地氣溫差和地面風速變化的共同影響；轉(zhuǎn)折后以地氣溫差的影響占優(yōu)勢。

在秋季，轉(zhuǎn)折前高原整體地氣溫差對地表感熱影響的方差貢獻率超過50%的站點比例約為地面風速的2.5 倍（表3），即地氣溫差對地表感熱的影響強于地面風速，特別是在高原Ⅰ、Ⅲ區(qū)和Ⅳ區(qū)（圖6d1）；轉(zhuǎn)折后，在高原Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ區(qū)地表感熱受地氣溫差影響的站點比例比轉(zhuǎn)折前又有所增大（圖6d2），此時高原整體地氣溫差對地表感熱影響的方差貢獻率超過50%的站點比例約為地面風速的5 倍（表3）。所以整體來看，秋季地表感熱的年際變化主要受地氣溫差變化的影響，特別是在感熱趨勢轉(zhuǎn)折之后，地氣溫差的影響更加地突出。

圖6 青藏高原四季地表感熱趨勢（a1-d1）轉(zhuǎn)折前和（a2-d2）轉(zhuǎn)折后各氣象站點地氣溫差（紅點）和地面風速（藍星）對其影響的方差貢獻率超過50%的站點分布（單位：%）：（a1-a2）冬季；（b1-b2）春季；（c1-c2）夏季；（d1-d2）秋季。圖中數(shù)值表示方差貢獻率Fig. 6 Distribution of stations with the variance contribution rate of ground-air temperature difference (red dots) or surface wind speed (blue stars) on the surface sensible heat variation over 50% before and after the trend turning years of the surface sensible heat on the Tibetan Plateau in (a1-a2)winter, (b1-b2) spring, (c1-c2) summer, and (d1-d2) autumn (units: %). The values in the figures represent the variance contribution rate

表3 青藏高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折前、后地氣溫差和地面風速對其年際變化影響的方差貢獻率超過50%的站點比例Table 3 Proportion of stations with the variance contribution rate of the ground-air temperature difference and surface wind speed on the surface sensible heat variation over 50% before and after the trend turning years of the surface sensible heat on each district and the whole Tibetan Plateau in four seasons

綜上可知，在高原地表感熱的年際變化中，地氣溫差對其的影響比地面風速更加突出，特別是在秋、冬季，地氣溫差在轉(zhuǎn)折前后始終是決定其年際變化的主導因子，春季高原東部地表感熱變化也主要受地氣溫差變化所影響；在高原感熱趨勢轉(zhuǎn)折之前，夏季感熱的年際變化受地氣溫差和地面風速的共同影響，而轉(zhuǎn)折后，地氣溫差對其的影響更加突出。近年來，地氣溫差對高原感熱變化的影響增強

受到了眾多學者的廣泛關(guān)注（戴逸飛等, 2016; Zhu et al., 2017; 張璐等, 2020）。

6 結(jié)論與討論

本文利用Ch-NDVI 參數(shù)化關(guān)系式（Wang et al., 2019）結(jié)合常規(guī)氣象臺站地面觀測資料，計算了高原中東部70 個站點的地表感熱通量，考慮了高原植被和地表熱力拖曳系數(shù)Ch值的季節(jié)變化和區(qū)域差異對地表感熱通量的影響。參照張璐等（2020）考慮高原常規(guī)氣象站下墊面草甸類型情況，對高原地表感熱場的氣候分區(qū)結(jié)果，重點研究了高原地表感熱趨勢演變特征的季節(jié)差異。得到以下幾點主要結(jié)論：

（1）高原中東部四季平均地表感熱通量均存在顯著趨勢轉(zhuǎn)折特征，整體來看，秋、冬季轉(zhuǎn)折時間稍早（1999 年），春、夏季稍晚（2000 年）。分區(qū)來看，高原地表感熱的趨勢轉(zhuǎn)折最早發(fā)生在高原的Ⅱ區(qū)（東部），特別是在春季（1997 年），然后向Ⅳ區(qū)（東南部）和Ⅰ區(qū)（北部）擴展（2000 年），高原Ⅲ區(qū)（西南部）的轉(zhuǎn)折時間最晚，特別是在冬季（2004 年）。在地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折之前，以夏季的感熱減弱最突出，其次為春季和秋季，冬季最弱；在感熱趨勢轉(zhuǎn)折之后，冬季的地表感熱的增強比其他季節(jié)稍強，其他三個季節(jié)增強趨勢相當。

（2）高原四季70%以上站點的地表感熱均在2000 年左右發(fā)生了趨勢轉(zhuǎn)變，其中90%以上站點的地表感熱發(fā)生了由減弱到增強的趨勢轉(zhuǎn)折，具有較好的空間一致性。冬季和春季高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折的關(guān)鍵區(qū)分別在高原的東部和南部，夏季和秋季的關(guān)鍵區(qū)主要在高原的Ⅱ區(qū)和Ⅲ區(qū)，此外秋季高原Ⅰ區(qū)的地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折也很顯著。

（3）在高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折之前，高原四季地面風速的減小對地表感熱的減弱趨勢有重要貢獻；但在高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折之后，四季影響高原地表感熱趨勢變化的關(guān)鍵氣象要素存在顯著差異，地面風速只有在夏季仍是地表感熱趨勢變化的主導因子，而秋、冬和春季地氣溫差的影響均顯著增強，特別是春季，地氣溫差的增大成為地表感熱趨勢增強的主因，秋、冬季受地氣溫差和地面風速變化的共同影響。同時，在高原地表感熱的年際變化中，地氣溫差對其的影響比地面風速更加突出，特別是在秋、冬季，轉(zhuǎn)折前后地氣溫差始終是決定其年際變化的主導因子，春季高原東部地表感熱變化也主要受地氣溫差變化所影響；夏季，在地表感熱趨勢轉(zhuǎn)折之前，其年際變化受地氣溫差和地面風速的共同影響，而轉(zhuǎn)折后，地氣溫差對其的影響更加突出。

通過以上研究表明，在2000 年之后，高原地溫出現(xiàn)增溫加快，同時氣溫卻增溫減緩，這使得高原地氣溫差顯著增大，特別是在秋、冬季，進而導致了高原地表感熱的年代際趨勢轉(zhuǎn)折和增強。這可能與全球變暖背景下，近年來高原積雪（深度和日數(shù)）減少（王婷等, 2019）和凍土退化（Guo and Wang, 2013; Zou et al., 2017; 程國棟等, 2019）有關(guān)。由于凍土的退化，凍土活動層加厚，凍結(jié)時長縮短（Wu et al., 2010; Li et al., 2012），從而造成了高原地溫的升高。同時研究也發(fā)現(xiàn)，高原夏季地表感熱的年代際趨勢轉(zhuǎn)折主要受地面風速變化的影響，這與其他季節(jié)不同。張璐等（2020）研究指出，北半球中緯度西風急流強度和位置的變化對高原風速的變化有重要影響，從而導致高原年平均地表感熱的趨勢變化?？疾?982～2018 年東亞副熱帶（范圍：25°～45°N，80°～120°E）四季200 hPa 和500 hPa緯向風變化（圖7）可以發(fā)現(xiàn)，東亞副熱帶上空對流層中上層緯向西風同樣存在年代際的趨勢變化特征。在2000 年之前，200 hPa 和500 hPa 的冬、春和夏季緯向西風均為減弱趨勢，其中夏季的減弱趨勢通過了α=0.01 的顯著性水平t檢驗；2000 年之后，500 hPa 的秋、冬、夏季和200 hPa 的秋、冬季西風均轉(zhuǎn)變?yōu)樵龃筅厔?。這與同期高原四季地面風速的變化極其相似，特別是四季500 hPa 的緯向風與同期高原地面風速相關(guān)系數(shù)分別為0.41、0.46、0.63 和0.38，冬、春和夏季相關(guān)關(guān)系均通過了α=0.01 的顯著性水平t檢驗，秋季通過了α=0.05的顯著性水平t檢驗。所以，不同季節(jié)造成高原地表感熱趨勢轉(zhuǎn)變的原因不同，冬半年可能主要與高原地表下墊面要素改變有關(guān)，包括高原積雪、凍土和土壤溫、濕度的變化等；夏半年可能主要與副熱帶上空西風帶動能下傳等大氣環(huán)流背景場變化有關(guān)，這也可能是全球海溫變化的間接影響（Syed et al.,2010; Cui et al., 2015）。同時研究也顯示，全球氣候系統(tǒng)許多成員都存在2000 年左右的年代際調(diào)整現(xiàn)象，比如：在1998/1999 年期間，赤道太平洋的東風和海表溫度梯度發(fā)生了年代際轉(zhuǎn)折，1999 年之后，信風顯著加強且熱帶東（西）太平洋海溫異常變冷（變暖），導致中部型厄爾尼諾現(xiàn)象頻發(fā)（Chung and Li, 2013）；2000 年后PDO 的負位相轉(zhuǎn)變對中國東部夏季降水1990s 末發(fā)生的年代際轉(zhuǎn)折有重要貢獻（Zhu et al., 2015）。由此可見，高原地表感熱在2000 年左右發(fā)生的年代際趨勢轉(zhuǎn)折，并非單獨存在的現(xiàn)象，而是與全球氣候系統(tǒng)的調(diào)整有關(guān)，具體原因還需進一步深入研究。

圖7 82～2018 年東亞副熱帶地區(qū)四季平均200 hPa（U200，實線）和500 hPa（U500，虛線）緯向風變化（范圍：25°～45°N，80°～120°E）：（a）冬季；（b）春季；（c）夏季；（d）秋季Fig. 7 Seasonal mean zonal wind variations of 200 hPa (U200, solid line) and 500 hPa (U500, dotted line) over the East Asian subtropics (range:25°N-45°N, 80°E-120°E) during 1982-2018 in (a) winter, (b) spring, (c) summer, and (d) autumn