2018, Vol. 37
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
青藏高原(下称高原)是拥有全球最高海拔、最复杂地形的高原, 平均海拔高达4 000 m以上, 其地表位于大气对流层中部。高原对于全球大气环流和气候的影响主要表现在动力作用和热力作用方面。热力作用表现在夏季高原起热源作用, 冬季高原起热汇作用(叶笃正等, 1979)。高原以感热、潜热、辐射加热的形式成为一个高耸入对流层的抬升热源。高原的动力作用表现在气流经过高原时, 它本身的地形阻挡和摩擦作用, 迫使气流绕行和爬坡, 并且相较于高原主体而言, 高原侧边界受到气流摩擦作用的影响更为显著(叶笃正等, 1957, 1979)。
高原作为一个具有特殊下垫面的全球气候变化的敏感区, 其升温现象尤为显著(范广洲等, 2008), 但随着区域不同, 高原气温变化与北半球气温变化的相关性也有差异(吕少宁等, 2010)。高原上空大气呈现南暖北冷的分布特征(张兴山等, 2013), 并且高原南北两侧的升温速率比高原中部地区快(牛涛等, 2002)。但高原上空大气各层温度呈现不均匀变化趋势。张人禾等(2008)指出高原地区上空对流层上层的温度与对流层中低层具有反相变化趋势。段思汝等(2015)进一步解释了这一反相变化趋势, 在冬、夏季, 高原上空600~100 hPa温度随高度升高而降低, 100~50 hPa温度随高度的升高而升高。朱丽华等(2015)分析了1971—2012年夏季高原对流层气温垂直变化特征指出, 夏季高原对流层可分为显著增温层和显著降温层, 增温层分布于对流层低层至中上部(600~300 hPa), 降温层则分布于对流层上部(100 hPa)。且高原增温层的增温率明显大于非高原地区, 降温层的降温率也明显大于非高原地(张人禾等, 2008)。段安民等(2005)对高原对流层中低层的增温现象做了成因分析, 并得出增温现象是由于高原上空绝热下沉的增温效应引起的。王群等(2011)通过分析高原大气热源的气候特征得出, 高原上空各层的热源分布也呈现不均匀分布的趋势, 具体表现为在大气高层存在局部冷源的分布特征, 这也是导致高原对流层温度呈现不均匀变化趋势的原因。
可见, 高原整层大气温度呈现不均匀变化趋势。为了更好的表征气温随高度的变化程度, 本文将着重分析高原上空垂直温度梯度的特征。汤懋苍等(1988)研究表明高原上的降水与垂直温度梯度密切相关。高原温度梯度的水平分布趋势与太阳辐射以及降水的分布特征大体一致(李巧媛等, 2006)。温度梯度与季风的关系也非常密切, 在季风爆发前期、爆发阶段和强盛阶段的对流层温度梯度的差异显著(徐安伦等, 2016), 温度梯度也是决定大气静力稳定度的主要因素(朱禾等, 2016)。因此, 研究高原上空垂直温度梯度的特征对于中国降水以及季风爆发等的气候预测具有重要的意义。
由于早期高原高空温度资料匮乏, 并且垂直等压层层数较少, 高原上空垂直温度梯度的研究较少。前人研究温度梯度都着眼于水分方向上的分布特征, 并没有研究垂直方向上温度梯度的特征。本文采用长时间高分辨率的资料对高原上空垂直温度梯度的特征进行探讨, 并解释变化的成因。有助于进一步了解高原上空垂直气候变化的特征。
2 资料与方法采用1980—2015年ERA-Interim逐月再分析温度场资料, 资料水平网格分辨率为0.25°×0.25°, 垂直方向有37层(1 000~1 hPa)标准等压层。由于段思汝等(2015)研究表明, 100 hPa为温度随高度降低或升高的分界层, 又因为高原地表位于大气对流层中部(500 hPa附近), 因此选取的垂直研究范围为1 000~100 hPa共27层标准等压层。
有众多研究指出, 高原复杂大地形会导致高原上空对流层温度与同纬度对流层温度之间存在差异(吴裴裴等, 2016), 但很少有研究分析高原上空对流层各层温度差异。本文将着重分析高原主体区(75°E—105°E, 27.5°N—40°N)上空和非高原主体区(0°—27.5°N, 0°—75°E和40°N—90°N, 105°E—180°)上空对流层温度梯度变化特征以及其成因。所用温度梯度公式为:
| $ {{T}_{G}}=-\frac{\Delta T}{\Delta P}, $ | (1) |
式中: TG为温度梯度(单位: K·hPa-1); ΔT=Tk+1-Tk(k为高度层); ΔP为两层相邻等压面的气压差的绝对值。TG＞0 K·hPa-1表示气温随高度升高而降低; TG＜0 K·hPa-1表示气温随高度升高而升高, 逆温层; TG=0 K·hPa-1表示气温不随高度变化。TG值越大, 表明气温随高度升高而降低的越快。
所用大气热源数据是由1980—2015年ERA-Interim的月平均再分析资料计算得出的, 其中包括温度场、等压面垂直速度、水平风场和地面气压场。水平分辨率为0.25°×0.25°, 垂直研究范围为1 000~100 hPa共27层。所用的方法是Yanai et al(1973)提出的大气热源倒算法, 即大气热源可表示为:
| $ {{Q}_{1}}={{c}_{p}}\left[ {\frac{\partial T}{\partial t}+V\cdot \nabla T+{{\left(\frac{p}{{{p}_{0}}} \right)}^{k}}\omega \frac{\partial \theta }{\partial p}} \right], $ | (2) |
式中: Q1为单位质量大气热量的源汇; 方程右边三项依次为局地变化项、水平平流项以及垂直变化项; T、V、ω、θ分别为温度、水平速度、垂直速度以及位温。采用质量权重对大气热源Q1整层(1 000~100 hPa)进行垂直积分, 则可得到整层积分的大气热量源汇〈Q1〉(刘云丰等, 2016):
| $ \begin{align} &\left\langle {{Q}_{1}} \right\rangle =\frac{1}{g}\int_{{{p}_{t}}}^{{{p}_{s}}}{{{Q}_{1}}\rm{d}\mathit{p}} \\ &\ \ \ \ \ \ \ =\frac{{{c}_{p}}}{g}~\int_{{{p}_{t}}}^{{{p}_{s}}}\left[ {\frac{\partial T}{\partial t}+V\cdot \nabla T+{{\left(\frac{p}{{{p}_{0}}} \right)}^{k}}\omega \frac{\partial \theta }{\partial p}} \right]\rm{d}\mathit{p, } \\ \end{align} $ | (3) |
式中: ps为地面气压; pt为大气层顶气压。
3 青藏高原上空各层温度和垂直温度梯度(TG)的变化特征 3.1 各层温度和TG的季节演变图 1给出了1980—2015年多年气候平均高原上空各季节对流层各层温度分布, 选取3—5月为春季、6—8月为夏季、9—11月为秋季、12月至次年2月为冬季。所用资料的垂直分辨率1 000~100 hPa共27层, 但为了作图清晰, 纵坐标选用常规的10层等压面来进行标注。宇婧婧等(2011a, 2011b)研究指出, 高原西侧至东南角上空出现异常显著的非绝热加热正值区, 因此给出沿30°N的垂直温度场经度-高度剖面(图 1)。从图 1可以看出, 500~100 hPa垂直温度呈现的基本趋势为随高度升高温度逐渐降低, 这与段思汝等(2015)的研究结果相一致。春季与秋季, 高原上空0 ℃线在600 hPa附近; 而夏季, 高原上空0 ℃线在500 hPa附近; 冬季, 高原上空0 ℃线在700 hPa附近。高原西部上空0 ℃线在700 hPa附近, 而高原东部上空0 ℃线则降到了800 hPa附近, 高原以东地区(105°E—120°E)有一显著的降温趋势, 这说明高原冬季的冷源特征在高原以东地区表现更加明显, 降温趋势从西向东逐渐减弱, 0 ℃线逐渐靠近700 hPa。高原主体上空(75°E—105°E, 600~400 hPa)等温线呈现出“两脊一槽”的分布。“两脊”的位置分别在高原主体中部上空(85°E—95°E, 650~400 hPa)以及高原东侧紧靠地形区域(100°E—105°E, 1 000~400 hPa), 这两个区域内温度呈现升高的趋势。“一槽”的位置位于高原主体东部上空(95°E—100°E, 1 000~400 hPa), 可看出在此区域内温度表现出降低的趋势。说明高原主体上空(75°E—105°E, 600~400 hPa)自西向东呈现先升温后降温再升温的变化趋势, 随着高度升高“两脊一槽”的分布趋势逐渐减弱。其中, 在紧靠高原东侧地形区域(100°E—105°E, 1 000~400 hPa), 冬季等温线隆起趋势比春夏秋三季的趋势显著, 这与张兴山等(2013)得出的结论一致。值得注意的是紧靠高原东侧地形(100°E—105°E, 1 000~400 hPa)的各层温度变化, 从图 1中可看出有一显著的温度脊随着季节的演变有着不同的变化趋势。在夏季, 高原东侧温度槽脊变化趋势最弱, 春秋两季次之, 冬季最显著, 说明紧靠高原东侧地形的热源效应在冬季尤为显著。
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图 1 1980—2015年气候平均的高原各季节(a~d)各层温度沿30°N的经度-高度剖面(单位: K) 黑色阴影区域为青藏高原地形, 黑色粗实线为0 ℃线 Figure 1 Climatological mean height-longitude profile along 30°N of vertical temperature in seasons (a~d) over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015. Unit: K. The black shadow areas are Qinghai-Tibetan Plateau, the black solid line is 0 ℃ line |
为了分析高原上空对流层垂直温度梯度(TG)季节演变特征, 图 2给出了高原地区上空四季TG沿30°N的经度-高度剖面图。从图 2中可以看出, 春季和冬季高原上空500~300 hPa(增温层)TG呈现出随高度的升高逐渐增大, 春季温度梯度的最大值为0.16 K·hPa-1, 冬季梯度最大值为0.14 K·hPa-1, 出现在300 hPa附近; 高原上空300~200 hPa TG呈现出随高度升高而减小的趋势; 200~150 hPa TG随高度升高而升高; 150~100 hPa TG随高度升高而降低。夏季和秋季高原上空500~150 hPa TG呈现出随高度的升高, 夏季温度梯度的最大值为0.32 K·hPa-1, 秋季梯度最大值为0.26 K·hPa-1, 出现在150 hPa附近; 150~100 hPa TG随高度升高而降低。由此可见, 高原上空TG的变化有非常明显的季节性, 即冬春季, 高原上空500~300 hPa、200~150 hPa温度随高度升高而降低得快, 300~200 hPa、150~100 hPa温度随高度升高而降低得慢; 夏秋季, 高原上空500~150 hPa温度随高度升高而降低得快, 而150~100 hPa温度随高度升高而降低得慢。并且夏秋季的最大TG要比冬春季的大。高原中西部上空(80°E—90°E, 650~400 hPa)等温度梯度线出现较为明显的下凹趋势, 即高原主体地区TG比四周的TG大, 这说明高原主体地区温度随高度升高而降低的程度要比四周的大。高原西侧(75°E—80°E, 1 000~500 hPa)和东侧(100°E—110°E, 1 000~500 hPa)地区等温度梯度线有明显的隆起现象, 说明高原东西两侧的温度随高度升高而降低得慢。同时, 高原东西侧的等温度梯度线分布最为密集, 说明TG在这个区域变化尤为剧烈, 其中冬季最为剧烈。在500 hPa以下的非高原区域(40°E—75°E和105°E—150°E), TG由西向东逐渐减小。
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图 2 1980—2015年气候平均的高原各季节垂直温度梯度沿30°N的经度-高度剖面(单位: K·hPa-1) 黑色阴影区域为青藏高原地形, 黑色粗实线为0 ℃线 Figure 2 Climatological mean height-longitude profile along 30°N of vertical temperature gradient in seasons over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015. Unit: K·hPa-1. The black shadow areas are Qinghai-Tibetan Plateau, The black solid line is 0 ℃ line |
由于TG随高度的变化程度不同, 各层间的数值有很大的差异, 为了更好的研究TG在各层次的分布特征, 图 3和图 4给出了TG在6个典型层次上的分布情况。
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图 3 1980—2015年气候平均的高原对流层中下层[800~750 hPa (左)、700~650 hPa (中)、600~550 hPa (右)]TG水平分布(单位: K·hPa-1) 灰色阴影区域为青藏高原地形 Figure 3 Climatological mean horizontal distribution of TG in middle-lower troposphere [800~750 hPa (left), 700~650 hPa (middle), 600~550 hPa (right)] in seasons over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015. Unit: K·hPa-1. The gray shaded areas are Qinghai-Tibetan Plateau |
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图 4 1980—2015年气候平均的高原各季节(a~d)对流层中上层[500~450 hPa(左)、300~250 hPa(中)、200~175 hPa(右)]TG水平分布(单位: K·hPa-1) Figure 4 Climatological mean horizontal distribution of TG in middle-lower troposphere [500~450 hPa (left), 300~250 hPa (middle), 200~175 hPa (right)] in seasons (a~d) over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015. Unit: K·hPa-1 |
通过高原对流层中下层(800~750 hPa、700~650 hPa、600~550 hPa)各季节TG的水平分布特征(图 3)可以看出, 高原对流层中下层TG整体分布呈现“西高东低, 北高南低”的特征, 其值随高度的升高而增大, 且高原边缘地区的等温度梯度线分布最为密集, 这与TG剖面图(图 2)的变化特征一致。春季[图 3(a)], 高原东南角(100°E—105°E, 25°N—30°N)TG较小, 而除高原东南角以外的高原边缘地区TG较大, 即高原东南角温度随高度升高而降低得缓慢, 其余边缘地区温度随高度升高而降低得快, 这可能与地形作用有关。高原西部(50°E—70°E, 25°N—35°N)存在TG的大值中心, 但这两个大值中心随高度升高而逐渐显著。夏季[图 3(b)]拥有最大的TG, 高原东南角依然为TG的小值中心, 说明在夏季, 东南角的温度依然降低得缓慢。高原边缘的密集程度是最大, 表明在夏季高原边缘的TG变化最为剧烈。高原西部(40°E—70°E, 10°N—40°N)TG的大值中心强度随高度升高而变强。秋季[图 3(c)]和冬季[图 3(d)]高原东南角的TG依然最小, 其中冬季TG随高度升高变化程度最大。
图 4给出的是高原对流层中上层(500~450 hPa、300~250 hPa、200~175 hPa)各季节TG的水平分布特征。从图 4中可看出, TG的分布随高原升高逐渐变得均匀, 高原主体为TG的大值中心。随高度的升高TG的变化存在很大的差异, 具体表现为500~300 hPa TG随高度的升高而升高, 而300~200 hPa TG随高度的升高而降低。在夏季和秋季500~300 hPa TG随高度的升高而升高的程度略大于春季和冬季。在200 hPa高原以北地区出现了逆温层(TG＜0 K·hPa-1)。
4 高原与非高原地区TG年内变化特征对比与非高原区域对流层TG(500 hPa)[图 5(b)]相比, 高原区域对流层TG(500 hPa)[图 5(a)]总体较小。在低纬地区, TG存在夏季弱于冬季的情况; 在中高纬地区, 夏季则强于冬季。与非高原区域不同的是, 高原夏季30°N地区, 出现了逆温层; 冬季60°N—70°N地区, 也存在逆温层。由图 5(c)可看出, 非高原地区的对流层TG要比高原的大, 并且大部分区域(10°N—90°N)都通过95%的信度检验, 这说明非高原地区对流层温度由于没有受到高原地形的影响, 随高度升高而降低的程度要比高原地区的大。
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图 5 1980—2015年气候平均的沿高原区域(75°E—105°E)(a)和非高原区域(0°—75°E和105°E—180°)(b)纬向平均的对流层(500 hPa)TG及二者纬向平均差值和差值的信度检验(c)的纬度-时间演变(单位: K·hPa-1) (c)中阴影为通过了95%信度检验的区域 Figure 5 Latitude-time cross-sections of the climatological zonal-mean temperature gradient of the troposphere (500 hPa) over Qinghai-Tibetan Plateau areas (75°E—105°E) (a) and the non-Plateau areas (0°—75°E and 105°E—180°) (b), and that the difference in temperature gradient between the two during 1980—2015. Unit: K·hPa-1. In Fig. 5 (c), the Shaded indicates that the area past the confidence level at 95% |
由1980—2015年气候平均高原区域(75°E—105°E, 27.5°N—40°N)[图 6(a)]和非高原区域(0°—27.5°N, 0°—75°E和40°N—90°N, 105°E—180°)[图 6(b)]的对流层500 hPa TG逐月变化分析可见, 高原地区与非高原地区TG变化的趋势是一致的, 高原对流层TG的最小值出现在2月, 最大值出现在5月。高原地区与非高原地区, 冬、春季的TG箱线图的分散程度比夏秋季的大, 这说明在冬春季, 这两个地区TG的变化比较容易受到冷空气或者其它因素的影响。非高原地区的TG的整体变化趋势弱于高原地区, TG箱线图的分散程度也略小于高原地区, 说明非高原地区的TG变化没有高原地区的显著。其中, 非高原地区的冬春季的TG分散程度也大于夏秋季的TG分散程度。综上所述, 在冬春季, 无论是高原地区还是非高原地区TG对冷空气等外界因素的影响反应较为灵敏。
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图 6 1980—2015年气候平均高原区域(75°E—105°E, 27.5°N—40°N)(a)和非高原区域(0°—27.5°N, 0°—75°E和40°N—90°N, 105°E—180°)(b)对流层(500 hPa)TG的逐月变化箱线图(单位: K·hPa-1) Figure 6 Monthly variation boxplots of climatological mean temperature gradient of troposphere (500 hPa) over the Qionghai-Tibetan Plateau (75°E—105°E, 27.5°N—40°N) (a) and the non-Plateau area (0°—27.5°N, 0°—75°E and 40°N—90°N, 105°E—180°) (b) during 1980—2015. Unit: K·hPa-1 |
众多研究表明, 高原上空大气并非整层增温, 以上研究表明, TG也呈不均匀的变化趋势, 那么造成TG变化的成因是什么呢？太阳辐射是大气运动的根本能源, 而地面长波辐射则是大气运动的直接能源(李国平, 2002)。高原的热力作用在高原上空大气TG的演变中扮演着重要的角色。下文将从高原热力作用方面展开成因分析。图 7给出了1980—2015年高原上空大气热源和TG在各季节沿30°N的垂直分布。由春季高原大气热源的垂直分布[图 7(a)]可以看出, 热源的正值区主要集中在高原中部(85°E—95°E, 650~400 hPa)和高原东部地区(100°E—105°E, 900~600 hPa), 而这两个区域的TG都略小于周边地区的TG, 由此可见, 高原大气热源可能是造成温度随高度升高而降低得缓慢的原因。从夏季高原热源的垂直分布[图 7(b)]可看出, 夏季高原主体(75°E—100°E, 650~250 hPa)以及高原东部(100°E—105°E, 900~250 hPa)为明显的热源, 其中热源的强度中心位于高原主体的中东部(85°E—95°E, 650~400 hPa)和高原地形的东侧(100°E—105°E, 900~600 hPa)。高原西部上空有小范围的冷源区, 但高原西部靠近地形的区域同样存在热源的正值中心, 强度略低于高原中部, 同样热源的大值区对应着TG减弱。秋季高原热源的负值区域迅速扩大[图 7(c)], 东部紧靠高原地形区域依旧为热源正值区, 高原中部对流层中上层转为热源负值区, 但热源强度中心仍然出现在高原主体中东部以及高原地形东侧, 而TG仍然较小。冬季, 高原为冷源(叶笃正等, 1979)。但冬季高原大气并非在各高度层上都为热源的负值区[图 7(d)], 高原中东部400 hPa以下区域, 为明显的热源正值区, 对流层中层(400~200 hPa)附近为热源负值区, 对流层上层(200~100 hPa)为热源正值区。同时, 高原中东部以及高原地形东侧依然为热源的强度中心。综上所述, 高原上空垂直大气热源并非整层均匀分布, 热源特征在高原地形附近表现明显, 高原中东部以及高原地形东侧为热源的强度中心, 并且热源的强度中心正好TG的小值区域, 由此可见, 高原的非绝热加热可能是造成温度随高度升高而降低得缓慢的原因。
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图 7 1980—2015年高原各季节(a~d)大气热源(彩色区, 单位: W·m-2)和TG(等值线, 单位: K·hPa-1)沿30°N的经度-高度分布 灰色阴影区域为青藏高原地形 Figure 7 Climatological mean height-longitude distribution along 30°N of atmospheric heat source (color area, unit: W·m-2) and TG (contour, unit: K·hPa-1) in seasons (a~d) over Qinghai-Tibetan Plateau during 1980—2015. The gray shadow area is the topography of Qinghai-Tibetan Plateau |
由于高原具有非常特殊的高大地形, 其地面海拔达4 000 m以上, 地表气压仅有600 hPa左右, 为了更好的分析高原及周边地区的热源与垂直温度梯度的关系, 将高原大气热源分为从地表积分至600 hPa(对流层中下层)和从600 hPa积分至100 hPa(对流层中上层)两类进行讨论。
图 8给出了高原地区1980—2015年对流层中下层(1 000~600 hPa)个季节大气热源积分的分布图。由图 8(a)可看出, 春季热源负值区位于高原东南角区域(95°E—105°E, 25°N—30°N)、南侧地形边缘(80°E—95°E, 25°N—30°N)以及北侧地形边缘, 与此同时温度随高度升高而降低的程度增大[见图 3(a)]。而正值区位于高原西侧地形边缘(65°E—80°E, 30°N—35°N)以及东侧边缘(100°E—105°E, 30°N—35°N), 这个区域中的温度随高度升高而降低的程度减弱。夏季[图 8(b)], 高原边缘的热汇特征非常显著, 热源的大值中心在高原的西侧(50°E—60°E, 30°N—40°N), 此时高原西部的TG出现了大值中心[见图 3(b)]。秋季[图 8(c)]热源的大值中心开始消散, 同时高原东部(95°E—105°E, 30°N)的热源正值中心正逐渐加强。冬季[图 8(d)], 热源强度呈“南高北低”, 高原东部的热源正值中心达到最大, 热源强度可达120 W·m-2, 在此区域, 温度随高度升高而降低得缓慢[见图 3(d)]。
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图 8 1980—2015年高原对流层中下层(1 000~600 hPa)各季节(a~d)气候平均的大气热源水平分布(单位: W·m-2) Figure 8 Horizontal distribution of climatological mean atmospheric heat source in middle-lower troposphere (1 000~600 hPa) in seasons (a~d) over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015. Unit: W·m-2. The gray shadow area is the topography of Qinghai-Tibetan Plateau |
由上述内容可看出, 高原东部(95°E—105°E, 30°N)的热源正值中心在冬季尤为显著, 这与宇婧婧等(2011a, 2011b)的冬季高原西侧至东南角是热源的研究结果相一致。结合图 3的分析, 可以明显的看出, 高原热源正值区, 对应着TG小值区, 由此可见, 高原非绝热加热过程与TG之间存在着密切的联系, 甚至可以说高原的热力作用会直接影响温度随高度升高而降低的程度。
春季[图 9(a)], 高原主体南部边缘为热源, 热源强度在高原主体上呈现“南高北低”, 在中东部出现了一块大气热源的负值区, 其余地方则为正值区, 且热源最强的区域分别在高原西部(80°E—90°E, 30°N—35°N)和高原东南角(95°E—100°E, 25°N—30°N), 最大值为150 W·m-2, 说明在春季高原对大气加热作用是较为显著的。夏季[图 9(b)], 热源中心主要位于高原的西部, 高原西部的热源强度可达100 W·m-2。高原秋季的大气热源特征有明显的减弱趋势[图 9(c)], 高原主体为冷源(热汇), 热源中心依然位于高原南侧和东南角, 较夏季有向东推进的趋势, 且高原东南角的热源性质不如春季的显著。高原主体为冷源, 高原大气的热源强度呈现出“东高西低, 南高北低”的分布趋势, 但相较于秋季, 高原大气热源中心强度区东移[图 9(d)]。高原主体的冷源强度在-100~-50 W·m-2之间, 高原边缘的热源强度在100~150 W·m-2之间, 最大中心强度可达150 W·m-2。
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图 9 1980—2015年高原对流层中上层(600~100 hPa)各季节(a~d)气候平均的大气热源水平分布(单位: W·m-2) Figure 9 Horizontal distribution of climatological mean of atmospheric heat source in middle-upper troposphere (600~100 hPa) in seasons (a~d) over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015. Unit: W·m-2. The black line area is the topography of Qinghai-Tibetan Plateau |
以上研究表明高原温度梯度的显著变化与高原大气热源的加热作用有关, 下面进一步探讨高原TG与大气热源的物理联系, 对各季节高原TG与大气热源做了空间相关性分析, 并选择高原TG与大气热源相关性最强的关键区进行讨论。
春季[图 10(a)], 高原边缘大气热源正值区[见图 7(a)]内TG与热源的相关系数显著, 并且为负值。夏季[图 10(b)], 东侧地形边缘TG与热源呈显著的负相关, 而高原上空400 hPa附近则为显著的正相关。秋季[图 10(c)], 高原边缘地区, TG与热源也呈显著的负相关。冬季[图 10(d)], 高原边缘的热源正值区的TG与热源呈不显著的负相关, 说明冬季影响TG变化的主要因素不是大气热源, 但由于本文只从热源方面分析TG变化的成因, 所以其他影响因子, 将在后续的工作中继续深入研究。从相关分析可以看出, 高原大气热源可能是造成温度随高度升高而降低缓慢的原因。在高原边缘, 非绝热加热强, TG越小, 温度随高度升高而降低的程度越小。
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图 10 1980—2015年高原各季节(a~d)大气热源和TG的相关系数沿30°N的经度-高度分布 黑色阴影区域为高原地形, 打点区域为通过95%的信度检验 Figure 10 Height-longitude profile along 30°N of the correlation coefficient between atmospheric heat source and TG in seasons (a~d) over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015.The black shadow area is the topography of Qinghai-Tibetan Plateau, the dotted indicates the area that past the confidence level at 95% |
从1980—2015年各季节高原对流层中下层(1 000~600 hPa)TG与大气热源的水平空间相关分布(图 11)可看出, 高原地形边缘的大部分区域(70°E—105°E, 25°N—40°N)都通过了99%的信度检验, 春季[图 11(a)]高原西侧边缘(65°E—80°E, 30°N—35°N)以及东侧边缘(100°E— 105°E, 30°N—35°N)热源正值区[见图 8(a)]的相关系数为显著的负值, 说明非绝热加热作用越强, TG越小, 那么温度随高度升高而降低的程度就越小; 而高原东南角区域(95°E—105°E, 25°N—30°N)、南侧地形边缘(80°E—95°E, 25°N—30°N)以及北侧地形边缘热源负值区[见图 8(a)]的相关系数呈显著的正值, 说明非绝热冷却作用越强, TG越大, 那么温度随高度升高而降低的程度就越大。夏季[图 11(b)]高原边缘区的TG与热源呈显著正相关, 此时高原的边缘的热汇作用占主导地位[见图 8(b)]。秋季[图 11(c)], 在除高原东侧边缘(100°E—105°E, 30°N—35°N)呈显著负相关以外, 其余边缘地区呈显著正相关, 而秋季的热源在高原东侧边缘地区最为显著。冬季[图 11(d)]高原边缘的相关系数都比较弱, 这可能是因为冬季对流层中下层的热源不是造成TG增大或减小的重要因素之一。由于本文只从大气热源角度对TG变化的成因进行了初步的探讨, 更深入的成因分析需要在以后的研究中继续探讨。由此说明, 当非绝热加热作用越强时, TG越小, 温度随高度升高而降低的程度就越小; 非绝热冷却作用越强时, TG越大, 温度随高度升高而降低的程度就越大。
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图 11 1980—2015年高原对流层中下层(1 000~600 hPa)各季节(a~d)气候平均的TG与大气热源的水平空间相关性分析 灰色阴影区域为青藏高原地形, 打点区域为通过了95%的信度检验 Figure 11 The correlation coefficient between the TG and the atmospheric heat source in middle-lower troposphere (1 000~600 hPa) in seasons (a~d) over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015. The gray shadow area is the topography of Qinghai-Tibetan Plateau, the dotted indicates the area that past the confidence level at 95% |
从1980—2015年各季节高原对流层中上层(600~100 hPa)TG与大气热源的空间相关分布(图 12)可看出, 高原边缘以及高原主体部分的大部分区域也通过了99%的信度检验。在春季[图 12(a)]和秋季[图 12(c)], 高原主体部分以及东南角(95°E—97°E, 25°N—30°N)大气热源和TG呈明显的负相关, 但高原西部(70°E—75°E, 35°N—40°N)、南部边缘(90°E—97°E, 25°N—30°N)与东南边缘(102°E—105°E, 30°N—32°N)热源和TG呈显著正相关。在夏季[图 12(b)]高原西部(50°E—70°E, 30°N—35°N)为显著的负相关区域, 此区域为热源在大值中心, 而高原主体部分的相关显著性很弱, 说明夏季对流层中上层热源不是影响TG变化的主要因素。冬季[图 12(d)], 高原南部地区都呈明显的正相关, 且对应着南部的热源大值区域[图 9(d)]。由此可见, 除春季和秋季高原东部(95°E—105°E, 25°N—35°N)以外, 其余地区非绝热加热(冷却)作用越强, TG越大(小), 温度随高度升高而降低的程度越大(小), 与高原对流层中下层地区呈反相变化。
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图 12 1980—2015年高原对流层中上层(600~100 hPa)各季节(a~d)气候平均的温度梯度与大气热源的水平空间相关性分析 黑线为青藏高原区域, 打点区域为通过了95%的信度检验 Figure 12 The correlation coefficient between the temperature gradient and the atmospheric heat source in middle-upper troposphere (600~100 hPa) in seasons (a~d) over Qinghai-Tibetan Plateau from 1980 to 2015. The black line area is Qinghai-Tibetan Plateau, the dotted indicates the area that past the confidence level at 95% |
通过上面的研究表明, 大气热源与TG在高原边缘以及东南角附近呈显著的正相关关系, 下面进一步讨论大气热源整层(1 000~100 hPa)积分与TG的整层平均在年内变化上的发展。
1—3月份大气热汇主要集中在高原的南部(20°N—30°N)[图 13(a)], 大值中心位于30°N, 最大可达-90 W·m-2, 与此对应的是1—3月份TG的大值中心[图 13(b)]; 而热源集中在高原北部(50°N—60°N), 与此对应的是TG的负值中心。从3—5月, 大气热汇的负值区范围由南向北逐渐扩大[图 13(a)], 但热汇的强度在逐渐减小, 图 13(b)中, 春季TG由南向北也逐渐减小。6—9月热汇强度中心向北移动到45°N[图 13(a)], 且在30°N—40°N附近出现了热源的正值中心, 与此对应的是6—9月, 30°N—40°N出现了TG的负值区[图 12(b)]。从9—12月, 热汇强度由北向南逐渐加强[图 13(a)], 热汇强度的大值中心又回到了30°N附近, 而40°N—60°N呈现出热源的正值区, 对应的TG则是在30°N附近的大值中心以及在40°N—60°N附近的负值中心。综上所述, 在高原整层大气中, 非绝热加热(冷却)作用是引起温度随高度升高而降低得慢(快)的主要因素。
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图 13 1980—2015年高原1 000~100 hPa气候平均的大气热源(a, 单位: W·m-2)和TG(b, 单位: W·m-2)沿75°E—105°E经度平均的纬度-时间演变 Figure 13 Latitude-time cross-sections of the climatological zonal-mean atmospheric heat source (a, unit: W·m-2) and the temperature gradient (b, unit: W·m-2) at 1 000~100 hPa over Qinghai-Tibetan Plateau (along 75°E—105°E) from 1980 to 2015 |
利用ERA-Interim再分析资料对1980—2015年高原上空的垂直温度以及TG的气候特征进行了分析, 并进一步从成因上探究了大气热源与高原上空TG变化的关系, 得到了以下主要结论:
(1) 近36年来, 高原上空500~100 hPa垂直温度随高度升高而降低。高原主体上空(75°E—105°E, 600~400 hPa)自西向东呈现先升温后降温再升温的变化趋势。高原上空TG的变化有非常明显的季节性, 即冬、春季, 高原上空500~300 hPa、200~150 hPa温度随高度升高而降低得快, 300~200 hPa、150~100 hPa温度随高度升高而降低得慢; 夏、秋季, 高原上空500~150 hPa温度随高度升高而降低得快, 而150~100 hPa温度随高度升高而降低得慢。高原主体地区温度随高度升高而降低的程度要比四周的大, 东西两侧的温度随高度升高而降低得慢。
(2) 对流层中下层温度梯度整体分布呈现“西高东低, 北高南低”的特征, 且随高度升高而升高。高原边缘区域的等温度梯度线最密集, 且高原东南角的温度随高度升高而降低的程度较其他地区的缓慢, 其中冬季TG随高度升高变化程度最大。对流层中上层温度梯度整体呈均匀分布, 但各层温度梯度随高度升高并非呈现整层升高的趋势, 具体表现为500~300 hPa TG随高度的升高而升高, 而300~200 hPa TG随高度的升高而降低。
(3) 对比非高原区域对流层(500 hPa)TG得出, 非高原地区对流层温度由于没有受到高原地形的影响, 随高度升高而降低的程度要比高原地区的大。与非高原区域不同的是, 高原夏季30°N地区, 出现了逆温层; 冬季60°N—70°N地区, 也存在逆温层。从年内变化来看, 在冬、春季, 无论是高原地区还是非高原地区温度梯度对外界因素变化的反应灵敏。
(4) 高原上空垂直大气热源并非整层均匀分布, 热源特征在高原地形附近表现明显, 对流层中下层的热源主要分布在东侧边缘(100°E—105°E, 30°N—35°N), 对流层中上层热源主要分布在高原南部地区。通过相关分析, 初步了解到高原对流层中上层与高原中下层温度随高度升高而降低的程度呈反相变化, 即对流层中下层高原边缘地区, 非绝热加热(冷却)作用越强时, TG越小(大), 温度随高度升高而降低的程度就越小(大); 对流层中上层, 除春季和秋季高原东部(95°E—105°E, 25°N—35°N)以外, 其余地区非绝热加热(冷却)作用越强, TG越大(小), 温度随高度升高而降低的程度越大(小)。在高原整层大气中, 非绝热加热(冷却)作用是引起温度随高度升高而降低得慢(快)的主要因素。
分析了近36年高原上空TG变化以及与高原上空热源分布的关系, 初步揭示了高原上空TG的变化特征以及成因。但最后要特别说明的是, 本文只从大气热源的角度进行了成因分析, 并未分析感热、潜热、长波辐射对温度梯度演变的贡献有多大。对于冬季对流层中下层以及夏季对流层中上层热源并不是影响TG变化的主要因素等问题需要在后续工作中进行深入的探讨。
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2. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, Jiangsu, China