2017, Vol. 36
2. 台州市气象局, 浙江 台州 318000;
3. 山西省气象台, 山西 太原 030006;
4. 中国气象局华风影视集团, 北京 100081
青藏高原(下称高原)平均海拔在4 000 m以上, 约占对流层厚度的1/3, 作为一个抬升的热源, 高原热力状况对东亚大气环流以及天气气候产生重要影响(叶笃正等, 1979; Li et al, 1996; 吴国雄, 2005; 周秀骥等, 2009; 徐祥德等, 2015; 敖婷等, 2015; 徐晨等, 2015; 白彬人等, 2016)。许多研究关注了高原热力作用对东亚季风环流以及天气系统的影响。Hsu et al(2003)发现亚洲夏季风与高原加热之间存在密切的关系; Chen et al(2003)认为高原热力作用对副热带高压的南北移动有调节作用; Duan et al(2008)指出夏季高原的热力作用对东亚环流和气候变化起重要的作用。位于对流层上层的东亚副热带西风急流是影响东亚天气气候的重要环流系统, 具有明显的季节变化, 其季节性的北跳是大气环流季节性转换的标志(叶笃正等, 1958)。况雪源等(2006)的研究表明高原春夏季对流层中上层强大的加热作用是导致6—7月副热带西风急流中心位置西移突变的主要原因。同样南亚高压作为热力性质的天气系统, 其位置和强度存在着显著的季节变化(孙国武, 1984); 张琼等(2000)发现南亚高压的季节循环与海陆热力的季节加热变化有关; Qian et al(2002)提出高原加热对南亚高压的季节变化有重要的作用。
如何表征高原热力状况是一个关键问题, 目前表征高原热力作用的指标有很多。Yanai et al(1973)采用倒算法计算出高原大气热源; 赵平等(2001)利用地面站的月平均资料, 通过计算地面感热、大气净辐射和凝结潜热得到高原热源; Chen et al(2015)基于NCEP/NCAR再分析资料, 通过垂直积分得到高原的热源。不少研究通过感热来描述高原热力状况(段安民等, 2003; 张盈盈等, 2015; 周俊前等, 2016), Duan et al(2005)利用感热来表征高原的热力作用。此外, 许多研究(汤懋苍等, 1986; 何冬燕等, 2010; 黄芳芳等, 2016)采用地面气温作为高原热状况的代替指标; 任广成(1991)在使用地表温度表征高原下垫面热状况的同时, 采用对流层中上层(500~100 hPa)气柱的厚度场来刻画高原上空热状况; 申乐琳等(2009)根据对流层中上层(500~200 hPa)的气柱厚度场表示高原热源。
高原作为北半球最显著的大地形, 夏季其热力作用可直接加热对流层中层大气, 从而增强高原与周围大气的热力对比(Ye, 1980; 周秀骥等, 2009)。近年来许多研究强调高原上空与其他地区的热力差异对东亚大气环流的作用(Hsu et al, 2014; Yang et al, 2014)。Li et al(1996)以对流层中上层(500~200 hPa)30°N与5°N的温度差表示经向温度梯度, 发现该热力对比与亚洲季风爆发存在密切关系; 祁莉等(2007)从气候平均角度分析了对流层温度的纬向偏差, 提出亚洲大陆(含高原)与西太平洋之间的纬向热力差异与东亚副热带季风的建立有关; 赵平等(2008)通过计算亚洲大陆与西太平洋上空对流层中上层的温度偏差, 以该温度偏差为指标, 分析了海-陆热力差异对季风区季节转换的影响; 王同美等(2009)利用500 hPa和300 hPa两等压面之间的厚度得到对流层中上层平均温度, 分析了春季高原加热异常对热带季风爆发的影响; 朱艳峰等(2010)使用500 hPa上高原地区平均温度与平原地区平均温度之差来近似表示高原-平原热力差指数, 并讨论了该指数与东亚大气环流及中国夏季降水的关系; Dai et al(2013)通过对海洋与大陆上空温度进行对比, 分析了海陆热力差异对亚洲季风区的相对贡献, 并认为对流层中上层的贡献更为重要。
由以上分析可知, 关注高原热状况时既要考虑高原与其他地区的热力差异, 同时又要考虑整个对流层的综合热力效应。为此, 依据ERA-Interim再分析温度资料, 在比较高原地区与同纬度地区高空各层温度差异的基础上, 通过对对流层中上层温度纬向偏差进行垂直积分后, 并将该垂直积分后的结果按高原所在经纬度范围(75°E—102.5°E, 27.5°N—40°N)进行面积平均, 从而构建一个表征高原热力状况的新指数, 并分析该指数的季节变化特征及其对东亚大气环流的影响。
2 资料和常用高原热力指标本文定义的热力指数是基于温度纬向偏差的, 使用的是ERA-Interim再分析月平均资料中的温度场格点资料, 水平分辨率为0.75°×0.75°, 垂直方向上有37层(1 000~1 hPa), 年限为1979—2014年共36年。关于ERA-40以及ERA-Interim再分析资料在中国区域(含高原地区)的适用性问题, 目前已有很多研究。白磊等(2003)评估了ERA-Interim的气温资料在天山山区的可信度后, 发现整体上ERA-Interim的可信度优于NCEP/NCAR。黄刚(2006)研究表明ERA-40对东亚对流层低层温度的描述明显好于NCEP/NCAR。秦艳慧等(2015)分析了ERA-Interim再分析地表温度资料后, 指出该再分析资料能较好地描述高原温度的季节变化。此外不少研究结果都证实了在中国各区域(包括高原在内), ERA-40再分析资料的温度场数据可信度普遍高于其他再分析资料(赵天保等, 2006; 高庆九等, 2010; 郑旭程等, 2012), 而ERA-Interim资料被认为是ERA-40资料的升级, 在大气质量守恒等方面有了提高(Berrisford et al, 2011)。
为了比较本文定义的热力指数和其他常用热力指数在表征高原热力作用方面的异同, 文中主要比较了以下4个常用的高原热力指标:
(1) 大气视热源(Q1)。依据近36年(1979—2014年)ERA-Interim再分析逐日资料, 采用倒算法(Yanai, 1973)得到Q1, 再按高原所在区域给出月平均的Q1, 即:
| ${Q_1} = \frac{1}{g}\int\limits_{{P_{\rm{t}}}}^{{P_{\rm{s}}}} {{c_p}} \left[ {\frac{{\partial T}}{{\partial t}} + \overrightarrow V .\nabla T + \omega {{\left( {\frac{p}{{{p_0}}}} \right)}^\kappa }\frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}} \right]{\rm{d}}p{\rm{ }},$ | (1) |
式中: T为各层温度;
(2) 地表温度(Ts)。根据中国气象局信息中心提供的(包括西藏、青海以及周边部分省份山区)同期(1979—2014年)94个地面观测站的月平均温度资料, 通过算术平均得到高原地表温度(任广成, 1991)。
(3) 对流层中上层的平均温度(Tm)。Tm可由两层等压面之间的厚度得到(吕美仲等, 2004):
| ${T_{\rm{m}}} = \frac{{{\mathit{\Phi }_1} - {\mathit{\Phi }_0}}}{{R({\rm{ln}}{p_0} - {\rm{ln}}{p_1})}},$ | (2) |
式中: Φ1、Φ0分别为P1=500 hPa和P0=150 hPa等压面上的位势高度, 数据均取自同期ERA-Interim再分析月平均资料; R为干空气气体常数。
(4) 对流层温度扰动偏差(T′)。依据中国气象局信息中心提供的近30年(1979—2008年)高原地区14个探空站及中国东部同纬度(27.5°N—40°N)平原地区14个探空站各标准等压面的月平均温度资料。将高原探空站和平原探空站在500~150 hPa之间温度进行算术平均后, 分别得到高原区和平原区对流层中上层温度(Zhang, 2009), 最后由高原减去平原的对流层温度后给出的扰动偏差(T′), 来近似表示高原-平原热力差。
文中分析东亚大气环流时所使用的资料也依据的是同期(1979—2014年)ERA-Interim再分析月平均风场和位势高度场资料。
3 高原地区与同纬度地区温度的差异 3.1 高原地区与同纬度地区各层温度纬向偏差季节变化首先利用近36年(1979—2014年)ERA-Interim再分析资料, 比较高原与同纬度地区上空各标准等压面温度的差异, 图 1为多年各月平均的高原上空各层温度纬向偏差的时间-高度剖面图。由图 1可见, 高原上空的各月温度纬向偏差大致以150 hPa为界, 呈现一个明显的上下反向分布特征:高原平流层下部(100~50 hPa, 以下简称为平流层)温度普遍低于同纬度相同高度的温度, 温度纬向偏差的冷中心(-5 K)出现在5—8月(位于70 hPa); 而高原对流层中上层(500~150 hPa, 以下简称为对流层)温度在4—9月, 明显高于同纬度地区相同高度的温度, 特别是在夏季明显偏暖(超过6 K, 出现在7月300 hPa高度附近)。表明除冬季外, 高原对流层温度高于同纬度地区。
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图 1 高原地区与同纬度地区温度纬向偏差的时间-高度剖面(单位: K) Figure 1 Month-height section of zonal temperature deviation over the Qinghai-Tibetan Plateau. Unit: K |
通过比较对流层温度纬向偏差的季节变化(图 2)可见, 春季[图 2(a)]欧亚大陆温度偏差的零线位于高原北侧40°N附近, 高原以南(北)为正(负)偏差, 在500 hPa上东亚大陆沿岸有一浅槽, 槽后南北两端分别维持一个暖、冷中心, 其中在西伯利亚附近维持一个冷中心(中心值小于-2 K), 而在高原东南侧存在暖中心(中心值大于2 K); 进入夏季[图 2(b)]东亚大槽已消失, 整个东亚大陆均为温度纬向正偏差, 春季位于高原东南侧的暖中心强度进一步增大, 并移至高原腹地(该值超过了6 K); 秋季[图 2(c)]大致以37.5°N为界, 其南北两侧再次表现出暖、冷中心, 较春季暖、冷中心均向南移, 但北(南)部冷(暖)中心强度略有增强(减弱); 冬季[图 2(d)] 500 hPa东亚大槽得以加深, 槽后冷空气的作用使得贝加尔湖附近的冷中心较秋季进一步加强(中心值小于-4 K), 此时包括高原大部分地区在内的亚洲陆地(30°N以北)均为负的温度纬向偏差, 而30°N以南的暖中心向西移至西太平洋。
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图 2 欧亚地区对流层中上层(500~150 hPa)垂直积分后的纬向温差(实线, 单位: K)及500 hPa位势高度(虚线, 单位: gpm)的四季分布 阴影区为青藏高原 Figure 2 The distributions of the zonal temperature deviation averaging on 500~150 hPa (solid line, unit: K) and the potential height on 500 hPa (dotted line, unit: gpm) over the Eurasia. The shaded area indicates Qinghai-Tibetan Plateau |
综上可知, 高原夏(冬)季对流层中上层的温度明显高(低)于同纬度其他地区, 春季和秋季处于冷暖中心交替的过程, 但高原上空温度仍高于同纬度其他地区。由此可知, 除冬季外, 高原上空热状况均为热源, 其中夏季高原热力作用最强。
为了更加形象地描述对流层温度纬向偏差暖中心的季节性移动, 由该暖中心逐月的强度及位置变化示意图(图 3)可以清晰看出, 10月至翌年3月暖中心位于150°E附近的西太平洋上空, 4月暖中心迅速向西移至大陆上空, 并于5月移到高原西南侧, 而在6—9月期间该暖中心稳定于高原上空; 之后该中心又快速东移到西太平洋上空。从图 3还可以看出, 盛夏(7—8月)位于高原的暖中心达到一年中的最强期。
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图 3 对流层温度纬向偏差暖中心各月的位置和强度示意图 图中的数字表示月份, 空心圈的大小表示暖中心的强度 Figure 3 The monthly locations and strength of the positive center of temperature zonal deviation. The numbers represent the month and the areas of the hollow rings show the strength of temperature in every month |
一些研究(张琼等, 2000; Qian et al, 2002)发现, 由冬至夏南亚高压的位置和强度存在着显著的季节变化, 且其中心变化表现出一种“趋热性”特征。冬季南亚高压位于菲律宾以东的西太平洋洋面上; 南亚高压于4月开始向西移动, 在5月初移至中南半岛上空; 6月初南亚高压登上高原且强度增强; 7—8月南亚高压强度达最强, 位置也达最北(孙国武, 1984)。葛静等(2005)指出春夏之交高原的热力强迫作用必然会对南亚高压从中南半岛移上高原的过程有一定影响。通过与图 3中给出的暖中心位置和强度比较, 可见在气候平均场上南亚高压的季节变化与该暖中心逐月的变动具有一定的关联性。
4 高原热力指数的构建及其季节变化 4.1 高原热力指数的构建思路依据ERA-Interim再分析资料, 给出一个要考虑高原与其他地区的热力差异, 同时兼顾整个对流层综合热力效应的热力状况指标。该热力指数的建立思路为:利用再分析月平均各标准等压面的温度资料, 首先计算各层温度纬向偏差(T′=T-[T]), 再将对流层温度纬向偏差进行垂直积分＜T＞, 最后对该垂直积分结果按高原区域进行面积平均, 由此给出一个表征高原的热力指数(Plateau Heating Index, PHI), 其计算步骤为:
| ${T^\prime } = T - \left[ T \right]$ | (1) |
| $ ＜ {T^\prime } ＞ = \frac{1}{m}\int_{{p_1}}^{{p_0}} {{T^\prime }} {\rm{d}}p$ | (2) |
| ${\rm{PHI}} = \frac{1}{A}\sum ＜ {T^\prime } ＞ {\rm{d}}A$ | (3) |
式中: T为各标准等压面的温度; [T]为纬向平均温度; P0=150 hPa; P1=500 hPa; ＜T′＞表示温度纬向偏差在对流层(500~150 hPa)之间的垂直积分; m为对流层之间的垂直层数, 对ERA-Interim再分析资料而言, m=10; ∑表示面积平均, A为高原区域的面积。
4.2 PHI的季节变化特征分析PHI的季节变化特征, 由式(3)计算出的PHI多年逐月平均变化曲线(图 4)可见, PHI在年进程上呈现出明显的单峰型特征, 在3—10月为正值(其中3月虽为正, 但数值较小), 而在11—12月和1—2月为负值。表明高原的热力作用从3—4月开始逐渐增强, 即由春入夏高原迅速增温, 在5—9月高原为明显的热源(并于7月达到一年中的最强), 而秋末高原又迅速降温, 在冬季(11月至翌年2月)高原为明显的冷源, 这与叶笃正等(1979)所得的结论基本一致。
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图 4 1979—2014年多年平均的高原热力指数逐月变化 Figure 4 Variation of monthly PHI averaging from 1979 to 2014 |
进一步比较PHI与其他常用高原热力指数在表征高原热状况时的异同, 通过PHI分别与四个(Q1、Ts、Tm以及T′)常用高原热力指数的逐月变化(图 5)可知, PHI与这4个高原热力指数的季节变化非常一致, 它们都呈现出相同的年循环变化特征:各指数均在5—9月为正值(在7月达到最大值); 在11月至翌年2月为负值(在1月达到最小值)。
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图 5 多年平均的高原热力指数(PHI)分别与视热源(a)、地温(b)、平均温度(c)以及扰动温差(d)的逐月变化 Figure 5 The monthly variations of apparent heat source (a), surface temperature (b), averaged temperature (c), and disturbance of temperature from sounding data sets (d) with PHI |
各指数与PHI也存在差异, 主要差异为由负(正)值转正(负)值的月份不同和各指数的相对强度值不同。Q1与PHI在3月由负转正[图 5(a)], 但由正转负的月份不同(PHI在11月, Q1在10月); Ts与PHI由负转正的月份不同[图 5(b)], PHI较Ts提前一个月转为正值, 但由正转负的月份相同; Tm与PHI由负(正)转正(负)的月份均不同[图 5(c)], PHI较Tm提前(滞后)转为正(负)值; T′与PHI由负(正)转正(负)的月份[图 5(d)]与图 5(c)相同, 但T′估算的高原热力值明显小于PHI, 其主要原因可能是:一方面PHI是纬向偏差的结果, 考虑到高原与同纬度其他地区的差异。而T′只是高原与平原的温差, 没有比较与同纬度海洋的温差, 海陆热力差异导致陆地(尤其是高原)温度在夏(冬)季比海洋温度更高(低); 另一方面文中使用的高原14个探空站(图 3)主要集中在海拔相对较低的东部地区, 而高原西部高海拔地区, 其温度在夏(冬)季更高(低)。
尽管PHI与各指数存在的差异, 主要是各指数的相对强度值不同以及各站由负(正)值转正(负)值的时间点不同, 但是PHI与各指数都显示出高原在5—9月为明显热源的特征, 表明PHI能较好刻画高原冬夏季热力变化, 即冬季为热汇, 夏季为热源。可见, 采用上述方法给出的热力指数, 不仅突出高原与其他地区温度的差异, 同时兼顾整个对流层综合效应来表征高原大气热状况的合理性。
5 PHI与东亚大气环流的关系 5.1 PHI与纬向西风的关系赵勇等(2013)的研究表明, 当5月高原及其以北区域地表温度热力差增大时, 东亚夏季中高纬上空(500~200 hPa)的平均西风加强。图 6给出了四季PHI与同期沿高原所在经度(75°E—102.5°E)西风相关系数的垂直分布, 图中各季PHI与西风场呈现出高原以北(南)为显著正(负)相关分布特征, 这种分布表明, 当PHI偏强, 引起对流层温度梯度的改变, 将导致高原北部西风加强和南部西风减弱, 反之亦然, 这符合热成风原理。且正负相关的分界(即相关的零线)存在季节性的移动, 春、秋季位于30°N附近, 夏季北移至35°N附近, 而冬季南撤至25°N附近。在四季中高原南(北)部负(正)相关系数绝对值的大值中心出现在250~100 hPa高度, 而此高度也是东亚副热带西风急流最大值出现的高度。
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图 6 四季PHI与沿75°E—102.5°E平均西风的相关系数纬度-高度垂直剖面 深浅灰阴影区分别表示通过0.01和0.05的显著性检验区域, 灰白色表示高原地形 Figure 6 Latitude-height cross-section of coefficients between PHI and zonal winds along 75°N—102.5°N averaged. The deep and shallow shadows represent the areas passing the significant level at 0.01 and 0.05 respectively, and the white shadow represents the topography |
分析PHI异常对东亚西风急流的影响, 由四季PHI与同期200 hPa纬向西风的相关系数分布(图 7)可见, 各季PHI与西风的显著相关区基本都大致以30°N为界呈现出南负北正的反向分布特征, 当PHI偏强(弱), 有利于副热带西风急流增强(减弱)。由图 7还可看出, 正负相关的分界线(即相关的零线)存在着明显的季节性移动, 春、秋季相关零线大致在30°N附近, 夏(冬)季在30°N以北(南)。这与李崇银等(2004)得出的高原加热所导致对流层中上层经向温度梯度的明显反向是东亚副热带西风急流北跳的重要原因的结论一致。
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图 7 四季PHI与同期200 hPa西风场的相关系数分布 深浅灰阴影分别表示通过0.01和0.05的显著性检验区域 Figure 7 The coefficients between PHI and zonal winds on 200 hPa. The deep and shallow shadows represent the areas passing the significant level at 0.01 and 0.05 respectively |
进一步认识高原热力异常对高层大气的影响, 逐月计算PHI与同期200 hPa高度场的相关关系(图略), 发现各月显著的正相关区均位于高原上空, 即PHI越强, 高原上空的位势高度也越强, 表明高原对流层加热有利于其高层的位势高度场增加。由于盛夏(7—8月)南亚高压稳定在高原上空, 为揭示PHI对南亚高压的影响, 从近36年(1979—2014年)7月和8月PHI年际变化中, 各选出5个高、低值年(异常年份的结果见表 1), 通过8月200 hPa位势高度的气候平均场、PHI高低值年合成场以及高值年减去低值年后的合成差值场(图 8)可以看出, 在8月200 hPa位势高度气候平均场上, 高原上空存在闭合的高压, 高压脊线大致位于高原南部的27.5°N附近; 在PHI高值年位势高度的合成图上, 该正距平区位于高原及其东侧地区; 而在PHI低值年的合成图上, 以高原为中心的地区位势高度均为负距平。比较由高值年减去低值年得到的合成差值场, 合成分析的显著区也主要出现在高原地区。这表明, 当高原上空热力作用异常偏强(弱)时, 高原上空的位势高度距平为正(负), 对应的南亚高压也偏强(弱)。
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表 1 1979—2014年期间7月、8月的PHI 5个高值年和5个低值年 Table 1 Five years with high values and five years with low values according to PHI in July and August from 1979 to 2014 |
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图 8 8月200 hPa位势高度的气候场(a)、高值年合成场(b)、低值年合成场(c)及合成差值场(d)(单位: gpm) 深浅阴影分别表示通过0.01和0.05的显著性检验区 Figure 8 Climatic pattern of geopotential height (a), geopotential height in positive anomaly years (b), geopotential height in negative anomaly years (c) on 200 hPa and their difference (d) in August. Unit: gpm. The deep and shallow shadows represent the areas passing the significant level at 0.01 and 0.05 respectively |
根据再分析资料, 基于对流层中上层温度纬向偏差, 尝试构建一个简便表征高原热力状况的热力指数(PHI), 从季节演变角度分析了PHI的变化特征及其对东亚副热带西风急流和南亚高压的影响。主要结论如下:
(1) 高原夏(冬)季对流层中上层的温度明显高(低)于同纬度其他地区, 春季和秋季处于冷暖中心交替的过程, 高原对流层中上层温度在4—10月明显高于同纬度的温度。
(2) 对流层中上层温度纬向偏差的暖中心存在季节性的移动, 即春季暖中心由西太平洋迅速移至高原, 而秋季则快速东移到西太平洋; 在气候平均场上南亚高压的季节性移动与该暖中心逐月的移动和强度变化具有一定的相关性。
(3) 在年进程上, PHI与其他表征高原热力的指数均呈现出明显的单峰型变化特征。各指数均在5—9月为正值; 在11月至翌年2月为负值。PHI的季节演变特征表明由春入夏高原迅速增温, 在5—9月高原为明显的热源, 而秋季后高原又迅速降温, 高原冷源主要出现在冬季。
(4) 各季PHI与西风的显著相关区都大致以30°N为界, 呈现出南负北正的反向分布。表明当PHI增强时, 高原北部西风加强和南部西风减弱, 副热带西风急流增强, 反之亦然。同时PHI的强弱反映出对流层经向温度梯度的大小, 也与副热带西风急流的移动有关。
(5) 各季PHI与200 hPa位势高度在高原上空均呈现出显著的正相关, 可见高原对流层加热有利于其上空位势高度的增加。当PHI偏强(弱)时, 高原上空的位势高度距平为正(负), 对应夏季南亚高压也偏强(弱)。
综上所述, 文中依据ERA-Interim再分析月平均温度资料, 基于对流层中上层纬向温度偏差, 通过高原区域平均后给出了一个刻画高原热力的新指数。该指数考虑了高原与同纬度地区的热力差异, 同时兼顾了对流层中上层温度的综合热力效应, 不仅资料获取更加容易, 与其他常用热力指数相比, 其计算方法更为简便, 物理含义也更清晰。但文中未有对该指数的年际变化进行深入分析, 此外也只是讨论了该指数与东亚副热带西风急流和南亚高压这两个重要天气系统的关系, 下一步将关注该指数异常对东亚季风系统以及中国降水的影响。
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4. Huafeng Group of Meteorological Audio & Video Information, China Meteorological Administration, Beijing 100081, China