大气边界层即行星边界层, 是连接地表和自由大气的中间层, 它是地气相互作用的直接原地, 是地-气之间进行物质、能量交换的桥梁(Stull, 1988), 所以大气边界层过程对天气现象和气候变化有着不容忽视的作用。青藏高原平均海拔在4 000 m以上, 高大地形伸展至对流层的中部, 再加上复杂的地形特征、下垫面状况等, 使得青藏高原的边界层不仅影响高原局地大气的热力、动力结构, 也对高原周边及下游地区的大气环流特征、动力作用等有显著影响, 甚至影响下游地区灾害性天气的发生发展乃至东亚地区的降水分布等(卓嘎等, 2002, 2017; 刘晓冉等, 2008; 徐祥德等, 2015)。

大气边界层高度是大气边界层研究中的一个基本参数, 它不仅是相似理论研究中的一个长度尺度, 更是各类中小尺度大气模式、中长期气候模式以及环境评价体系的一个重要物理参数, 不仅表征大气中湍流运动的尺度, 影响对流活动的发展演变, 也表征了大气的环境容量, 决定了空气污染物的排放潜力(洪钟祥等, 1998; 张强等, 2003a; 刘辉志等, 2013; Esau, 2004; Scharfer et al, 2006; Wu et al, 2012), 因此研究高原地区大气边界层高度的分布、变化特征等很有必要。

大气边界层高度和结构受下垫面性质和大气层结影响, 有很大的时间和空间差异, 其主要影响因子也各有不同, 陆面的热力作用是大气边界层形成发展的一个重要原因(赵松年等, 1992; 张强等, 2003a, 2003b, 2007), 其中感热通量是主要的热力因素(赵建华等, 2011; 万云霞等, 2017), 除感热外, 粗糙度和风速也是大气边界层发展的主要动力因素(Zhang et al, 2011; 张杰等, 2013)。边界层内的风切变能加强边界层内大气湍流混合, 也有助于边界层向上发展(朱春玲等, 2011)。孙芳林等(2006)认为珠峰地区1 500 m以下大气边界层主要受山地地形及珠峰冰川环境影响。此外积雪覆盖(Ueno et al, 2012)和当地地形(Rotach et al, 2007; Seidel et al, 2012)都是影响大气边界层的影响因子。由此可见地表的热力作用是大气边界层高度的影响因子中不可忽视的一部分, 但还有其他诸多因素也不容忽视。因此, 有必要对具体影响青藏高原地区大气边界层高度的影响因子进行研究, 这也有助于相关的模式模拟工作, 为参数化方案的选取及敏感性实验的设置提供参考。

由于青藏高原边界层的相关研究多是青藏高原野外观测时间, 集中在5—8月(徐祥德等, 2006; 彭萍等, 2017; Li et al, 2011), 并且相关的研究多集中于2010年以前, 对近几年的研究较少, 故本文选取2000—2016年高原夏季(6—8月)作为研究时段。利用地表感热通量、潜热通量资料, 分析高原地区的感热、潜热的分布和变化特征, 研究高原东、西部地区的地表能量差异及其对大气边界层的影响, 同时利用同期的降水资料、10 m风场、0~10 cm表层土壤含水率资料、总云量资料对影响高原地区边界层高度、地表感热、潜热通量的影响因子进行初步分析。

常规气象观测中, 受观测条件限制我国在高原的气象台站分布不均, 多数台站位于高原的中东部, 高海拔气象条件恶劣的西部地区几乎没有站点, 除野外观测实验外基本没有海拔超过4 800 m的台站(李新等, 2003)。常规探空资料一天只有两次观测, 时间分辨率较低, 除加密观测外不能很好地体现大气边界层的日变化的特征, 高原地区的边界层研究受资料所限, 难有观测持续时间长、覆盖高原范围广的站点实测资料, 故时间连续性好、空间分辨率较高的再分析资料是一种实用的替代产品。

所用的边界层高度HPBL资料、10 m风场及0~10 cm层土壤含水率资料是来自美国NCEP/NCAR提供的FNL(Final Operational Global Analysis)资料, 资料频次为6 h一次, 网格点分辨率1°×1°; 地表感热通量SHTFL、潜热通量LHTFL、地表净通量和总云量TCBC资料均来自NCEP/DOE(NCEP2)再分析资料, 水平分辨率为192×94个格点的高斯网格; 降水资料来自GPCP(Global Precipitation Climatology Project), 水平分辨率2.5°×2.5°, 所有资料研究的时间段为: 2000—2016年每年夏季6—8月。

由于所使用的资料是模式资料同化后的输出结果, 属于C类资料, 故先要利用观测资料对再分析资料的可用性进行评估。利用从中国气象数据网下载的中国地面气候资料日值数据集(V3.0)对再分析资料中的地面资料如气温、降水量、0 cm地温及10 m风速进行的验证, 结果表明:虽然夏季高原地区再分析资料与观测资料仍有较大的误差, 但再分析资料与观测资料的分布特征和变化特征仍有一定的一致性。并且竺夏英等(2012)评估了多种感热通量资料, 发现各套资料的高原表面感热通量具有一致性和可用性。宋敏红等(2000)也发现再分析资料能较好地反映高原地区热源强度的年际变化特征。苏志侠等(1999)也肯定了青藏高原及其附近地区的再分析资料的合理性。周青等(2008)指出FNL资料的使用中需注意时间和季节。魏丽等(2003)发现再分析资料能反映温度和辐射的年变化特征, 但模式中地形高度与地面气象站海拔的差异会造成气温偏差。综上所述, NCEP-FNL和NCEP/DOE(NECP2)等再分析资料在年际变化等气候分析中具有一定的可用性, 具有使用价值。

虽然地表热通量没有直接的观测结果, 但利用整体输送法可以估算出高原地区的感热通量, 验证地表感热通量再分析资料的可用性:

式中: H为感热通量; ρ为大气密度; C_p为定压比热; C_H为整体交换系数; V为10 m风速; T_s-T_a为地气温差。ρ·C_p可以近似的看作一个常数, 高原地区的整体交换系数在不同的下垫面及不同的季节计算结果差异较大, 并有正算法、倒算法等多种计算方式, 利用单站观测资料计算的C_H值范围在0.0015~0.0085差异很大(马淑芬, 1990; 苗曼倩等, 1998; 周明煜等, 2000), 利用再分析资料估算出的夏季高原地区非均匀下垫面的整体交换系数C_H范围在0.002~0.004(高世仰等, 2017)。

为了方便计算将整体交换系数值设为0.003, 估算出高原地表感热通量(图 1)发现, 高原地区地表感热通量分布有较明显的东西差异, 高原的东南部横断山脉附近有地表感热通量的低值中心, 感热的大值中心位于高原北侧的柴达木盆地和西南的阿里地区。观测数据估算出的地表感热通量分布特征与再分析资料的分布特征一致。由于高原地区地表的诸多物理量如气温、0 cm地温、降水等分布均有东西差异, 所以在研究中有必要将高原的东部地区和西部地区区别开来。

图 1(Fig. 1)

图 1 2000—2016年基于实测资料估算的高原夏季平均地表感热通量分布(单位: W·m-2) 黑点为观测站点位置 Fig. 1 The distribution of summer mean surface sensible heat flux calculated by the measured data over the Qinghai-Tibetan Plateau (QTP) from 2000 to 2016. Unit: W·m-2. The black spot is the position of the observation stations

利用再分析资料格点均匀分布、时间序列长并且高原地区资料完整的特点, 根据大气边界层高度及感热通量、潜热通量的分布、变化特征, 对选取适当区域求区域平均(牛涛等, 2004), 通过分析其年际变化, 可以了解青藏高原东、西部地区的大气边界层高度、地表感热、潜热通量的变化特征, 对高原各年夏季平均边界层高度和地表感热、潜热通量用滑动t检验(魏凤英, 2007)进行突变检验, 通过对环流形势的分析了解地表能量输送对大气边界层高度的影响机理, 通过相关分析和相关系数检验找寻影响高原地区边界层高度和地表能量输送的影响因子。

青藏高原大气边界层高度的空间分布[图 2(a)]表明, 高原大气边界层分布受地形特征和高原土壤湿度分布影响明显, 高原四周陡峭地形的大气边界层高度相较高原主体地区明显偏低, 边界层高度与山脉的海拔大致呈反比—山脉海拔越高边界层高度越低。高原主体大部地区大气边界层平均高度在1 000 m以上, 明显高于平原地区, 并且分布大致同高原土壤湿度分布相反, 呈负相关。高原西部地区大气边界层平均高度为1 200~1 400 m, 较东部地区900~1 100 m高300 m左右, 有西部大于东部, 北部大于南部的分布特征。与以往的研究得出的高原平均大气边界层高度在2 000~3 000 m相比, FNL资料的平均边界层高度值偏低, 这是由于高原大气边界层高度的最大值往往出现在当地时间17:00(文中所有时间均为北京时)至傍晚左右(徐桂荣, 2009), 而FNL资料是每日4次固定时次再分析资料, 14:00和20:00的边界层高度通常不是高原边界层高度最高的时候, 故其数值偏低, 但再分析资料能反映出高原边界层的日变化、海拔越高边界层越低和西高东低、昼厚夜薄(图略)的特征。

图 2(Fig. 2)

图 2 2000—2016年高原夏季平均大气边界层高度(a, 单位: m), 感热通量(b, 单位: W·m-2), 潜热通量(c, 单位: W·m-2)分布 Fig. 2 The distribution of summer mean planetary boundary layer height (a, unit: m), surface sensible heat flux (b, unit: W·m-2), surface latent heat flux (c, unit: W·m-2) over the Qinghai-Tibetan Plateau (QTP) from 2000 to 2016

感热通量[图 2(b)]由于太阳辐射加强, 气温回升, 夏季高原主体为热源, 在高原北部柴达木盆地、西部阿里地区有正值中心, 柴达木盆地感热通量最大达100 W·m^-2。受高山积雪覆盖影响, 高原西部喜马拉雅山脉一带有一负值中心, 感热通量最大达-40 W·m^-2(竺夏英等, 2012; 王学佳等, 2013); 东南部唐古—横断山脉地区有一个相对的低值区, 这与东南部地区的森林植被有关。感热通量分布特征与大气边界层高度分布特征一致, 也呈现北部大于南部、西部大于东部的特点。

潜热通量[图 2(c)]高原夏季潜热通量在高原西部喜马拉雅山脉有大值中心, 中心最大达100 W·m^-2, 东部地表潜热通量最大值为80 W·m^-2, 北部柴达木盆地和西部阿里地区有低值区最大值20 W·m^-2。潜热通量的分布特征, 与感热通量和大气边界层高度相反, 与降水、土壤湿度相似。

波文比(图略)是感热通量与潜热通量的比值, 是衡量水热平衡的一个物理量(李彦等, 1996; 黄妙芬, 2003)。高原地区的波文比有一个大值中心, 位于高原北部柴达木盆地, 中心值达3以上, 说明夏季高原北部地区地表能量输送以感热输送为主; 而高原南部地区特别是东南部地区波文比小于1, 这说明在高原南部地区地表能量输送则以潜热输送为主。

总体来看, 高原东南部海拔偏低、雨量充沛, 有森林覆盖, 蒸发强, 潜热通量大、感热通量小, 大气边界层高度相对较低; 但高原西部和北部以裸土、荒漠草原覆盖为主, 降水稀少, 感热通量大, 潜热通量小, 大气边界层高度相对较高。

通过对范围为28°N—38°N, 79°E—103°E为代表的高原主体区域求区域平均的各要素的夏季变化趋势图(图 3)发现, 21世纪以来, 夏季高原大气边界层高度呈现通过0.001显著性水平检验的明显下降趋势, 潜热通量则表现为通过0.001显著性水平检验的显著上升趋势, 感热通量呈先升后降的变化, 线性变化不显著。通过5年滑动t检验发现, 2009年是高原大气边界层高度通过了0.001显著性水平的气候突变时间点, 说明在2009年左右高原大气边界层高度发生了明显的气候突变。综合各要素五点三次平滑(魏凤英, 2007)的变化趋势发现, 2009年前后高原地区各要素的变化趋势发生了明显变化, 边界层高度的下降速率明显增大; 地表感热通量变化趋势是先增大, 2009年后减小; 潜热通量2009年后上升速率较2009年之前增大, 上升趋势更为明显。综上所述, 2009年前后高原大气边界层高度、地表感热通量和潜热通量的变化趋势有很大的差异, 2009年是在后续研究中值得注意的时间点。

图 3(Fig. 3)

图 3 2000—2016年高原整体夏季大气边界层高度, 感热通量, 潜热通量平均变化趋势 实线为五点三次平滑线, 虚线为突变前后时间段线性趋势线 Fig. 3 Average inter-annual variation of summer planetary boundary layer height, surface sensible heat flux, surface latent heat flux over the Qinghai-Tibetan Plateau (QTP) from 2000 to 2016. The solid line is the five-point three times smooth line, and the dotted line is the linear trend line before and after the abrupt change time

为了研究高原地表能量输送和大气边界层高度线性变化的空间分布, 利用最小二乘法计算了2000—2016年夏季平均的大气边界层高度、感热通量和潜热通量的空间线性变化趋势(图 4)。高原地区大气边界层高度、地表热通量的线性变化趋势分布具有明显的区域差异:除西部地区有小范围的上升趋势外, 高原大气边界层线性趋势在高原大部地区呈明显下降趋势, 东部大部地区下降速率能达到40 m·a^-1以上, 高原周边高大地形的山区如喜马拉雅山脉地区下降趋势也特别明显, 下降速率能超过30 m·a^-1。高原北部地区除柴达木盆地外, 地表感热通量呈下降趋势, 高原南部地区地表感热通量呈上升的线性变化趋势, 其中高原东南部横断山脉一带和喜马拉雅山脉地区有正值中心, 达4 W·m^-2·(10a)^-1。地表潜热通量则在高原大部地区呈增加趋势, 东南部横断山脉和喜马拉雅山脉地区有明显的正值中心, 中心值达4 W·m^-2·(10a)^-1。高原地区大气边界层高度和地表热通量的空间变化趋势与高原主体区域平均后的变化趋势大体一致。

图 4(Fig. 4)

图 4 2000—2016年高原夏季大气边界层高度(a, 单位: m·a-1), 感热通量[b, 单位: W·m-2·(10a)-1], 潜热通量[c, 单位: W·m-2·(10a)-1]变化趋势分布 Fig. 4 The variation trend distribution of summer planetary boundary layer height (a, unit: m·a-1), surface sensible heat flux [b, unit: W·m-2·(10a)-1], surface latent heat flux[c, unit: W·m-2·(10a)-1] over the Qinghai-Tibetan Plateau (QTP) from 2000 to 2016

王学佳等(2013)和Li et al(2014)研究表明, 截止2010年青藏高原地区整体呈感热通量下降, 潜热通量上升的趋势。研究结果中地表潜热通量整体变化趋势与以往研究一致, 感热通量变化趋势有一定差异, 以往的研究结果认为高原地区的感热是减小的, 对比之后发现这种差异主要是由于研究时间的选取差异导致的。总体而言, 本文的研究结论与以往的研究是一致的。

为了了解气候突变前后的线性变化趋势变化, 对比了突变前后(2000—2009年做为突变前, 2010—2016年做为突变后)的线性变化趋势分布(图 5)发现, 气候突变时间前后的线性趋势分布有明显的东西差异和南北差异。若以91°E为界将高原主体分为东、西两部分, 将区域范围为28°N—38°N, 79°E—91°E做为高原西部地区, 28°N—38°N, 91°E—103°E做为高原东部地区, 探讨高原地表能量输送和大气边界层高度变化特征在突变前后的东、西部地区的差异, 发现就大气边界层高度而言[图 5(a)]:突变前, 塔里木盆地地区、高原西部阿里地区和南部喜马拉雅山脉附近呈上升趋势, 上升速率可达40 m·a^-1以上, 东部和北部地区大部则呈下降趋势, 下降速率在30 m·a^-1左右; 气候突变后, 除塔里木盆地东南部地区和高原西南侧部分地区仍呈小幅上升趋势外, 高原大部地区都以下降趋势为主, 其中东部地区下降速率增大明显, 达60 m·a^-1以上; 气候突变后, 高原整体大气边界层高度下降趋势明显, 下降速率明显增大。高原地区地表感热通量[图 5(b)]在突变前除东北部地区表现为下降趋势外, 大部地区表现为明显上升趋势; 高原南侧的喜马拉雅山脉有感热通量的上升速率大值中心, 上升速率达7 W·m^-2·(10a)^-1; 气候突变后高原地表感热的变化趋势呈现与突变前大致相反的分布, 高原西部和东南部地区由上升趋势转变为下降趋势, 东北部则由速率-3 W·m^-2·(10a)^-1转变为4 W·m^-2·(10a)^-1。高原主体东西部地区的地表潜热通量在气候突变前后呈明显趋势相反的分布情况[图 5(c)]:气候突变前潜热通量西部呈下降趋势, 下降速率最大值为3 W·m^-2·(10a)^-1; 东部则呈上升趋势, 在高原东南部横断山脉附近地区有上升趋势的大值中心, 中心最大值为6 W·m^-2·(10a)^-1, 气候突变以后西部呈上升趋势, 东部则呈下降趋势。

图 5(Fig. 5)

图 5 气候突变前(左, 2000—2009年)、后期(右, 2010—2016年)高原夏季大气边界层高度(a, 单位: m·a-1), 感热通量[b, 单位: W·m-2·(10a)-1], 潜热通量[c, 单位: W·m-2·(10a)-1]变化趋势分布 Fig. 5 The variation trend distribution of summer planetary boundary layer height (a, unit: m·a-1), surface sensible heat flux [b, unit: W·m-2·(10a)-1], surface latent heat flux[c, unit: W·m-2·(10a)-1] over the Qinghai-TibetanPlateau (QTP) before (left, from 2000 to 2009) and after (right, from 2010 to 2016) the abrupt climate change

对比东、西部地区的年际变化趋势(图 6)发现, 就多年平均来看, 西部地区夏季大气边界层的平均高度为1 094 m, 平均地表感热通量为59.3 W·m^-2, 平均地表潜热通量为57.2 W·m^-2; 东部地区夏季大气边界层平均高度为920 m, 平均地表感热通量为44.5 W·m^-2, 平均地表潜热通量为74.8 W·m^-2, 自东向西高原地区地表潜热通量逐渐减小, 而感热通量逐渐增大(季劲钧等, 2006)。2000—2016年大气边界层高度在东、西部地区均呈下降趋势, 下降的速率分别为-13.44和-22.96 m·a^-1, 西部地区和东部地区的下降速率均通过了0.01的显著性水平检验。东部地区地表感热通量和潜热通量分别以0.153 W·m^-2·a^-1、0.653 W·m^-2·a^-1的速率呈缓慢上升趋势, 地表感热通量线性趋势未通过显著性检验, 潜热通量趋势通过了0.05的显著性水平检验。西部地区地表感热通量和潜热通量分别以0.058 W·m^-2·a^-1、0.367 W·m^-2·a^-1的速率上升, 地表感热通量趋势未通过显著性检验, 潜热通量上升趋势通过了0.01的显著性水平检验。

图 6(Fig. 6)

图 6 东、西部地区2000—2016年夏季大气边界层高度(a), 感热通量(b), 潜热通量(c)平均变化趋势 实线为五点三次平滑线, 细实线为整体线性趋势线, 虚线为突变前后时间段线性趋势线 Fig. 6 The West & East area average inter-annual variation of summer planetary boundary layer height (a), surface sensible heat flux (b), surface latent heat flux (c) over the Qinghai-Tibetan Plateau from 2000 to 2016. The solid line is the five-point three times smooth line, the thin solid line is the overall linear trend line, and the dotted line is the linear trend line before and after the abrupt change time

若对东、西部地区各要素使用5年滑动t检验发现, 2009年是东、西部地区高原大气边界层均通过了0.001显著性水平的气候突变时间点; 地表感热通量无气候突变; 东部地区潜热通量气候突变时间发生在2004年, 通过了0.01显著性水平检验。和高原整体做滑动t检验的结果相比:高原整体、东部地区和西部地区大气边界层高度的突变时间均在2009年。

从年际变化和五点三次平滑后的趋势线来看, 高原东、西部地区在气候突变年(2009年)前后大气边界层高度以及地表热通量的变化趋势均发生了明显转折。西部地区大气边界层高度和地表感热通量均由上升的趋势转为下降趋势, 地表潜热通量则由缓慢上升趋势转变为大幅上升趋势。东部地区大气边界层高度由缓慢下降转变为大幅下降趋势, 地表感热通量由缓慢上升趋势转变为略有小幅下降的趋势, 地表潜热通量由下降趋势转为上升趋势。其中, 东部地区气候突变前的大气边界层高度变化趋势通过了0.1的显著性水平检验, 突变后的变化趋势通过了0.001的显著性水平检验, 西部地区仅气候突变后的变化趋势通过了0.02的显著性水平检验; 东部地区气候突变前的地表潜热通量变化趋势通过了0.05的显著性水平检验, 突变后变化趋势通过了0.1的显著性水平检验。说明高原东、西部地区的大气边界层高度和东部地区的感热通量在气候突变之前和之后的时间段内变化都是比较显著的。

青藏高原海拔高、空气稀薄, 大气中的水汽和气溶胶含量少透光性好, 使得高原地区的总辐射和有效辐射其它地区多(王大鹏等, 2008)。在强烈的太阳辐射作用下, 高原地表迅速升温, 贴近地面的空气易达到超绝热, 由于超绝热层不稳定, 近地层湍流增强, 为边界层发展提供了热力条件(朱春玲等, 2011)。同时, 高原地区边界层内Ekman“抽吸泵”对高原对流活动有重要作用, 这也为边界层发展提供了动力条件(徐祥德等, 2001; 李国平等, 2005)。

夏季高原相对于周围自由大气是个热源, 这种加热作用使得高原及其临近地区产生上升气流, 低层辐合形成低压环流, 在600 hPa[图 7(a)]高原被热低压控制。受热低压影响, 气流辐合, 高原地区近地面有正涡度值, 西部地区有正涡度大值中心, 这说明高原西部地区的气旋性环流较东部地区更强, 更有利于产生上升运动。500 hPa[图 7(b)]是低层低压系统与高原高层高压系统的过渡层, 高原有一稳定低槽, 槽前正涡度平流, 使气旋性涡度增加, 有利于上升运动的出现。100 hPa[图 7(c)]南亚高压控制高原及其临近地区, 这一强大稳定的反气旋环流有利于高原地区高层大气产生辐散运动。这种低层辐合、高层辐散的形势, 有利于上升运动, 为高原大气边界层的发展提供了动力抬升机制。沿33°N夏季平均相对湿度和环流的垂直分布[图 7(d)]的显著特征是高原上空存在深厚的上升运动区, 特别是高原东部地区的近地层上升运动十分明显, 并且在高原上空存在逆湿现象, 高原东部地区有湿舌向西伸展, 西部地区近地面的相对湿度明显小于东部地区, 东、西部地区热力差异明显。

图 7(Fig. 7)

图 7 2000—2016年夏季600 hPa (a)、500 hPa (b)、100 hPa (c)平均环流、涡度分布, 及沿33°N垂直环流和相对湿度分布(d) 图(a)~(c)中黑色粗线为位势高度线(单位: gpm)、细线为流线、彩色区为涡度(单位: ×10-5 s-1); 图(d)中细线为流线、彩色区为相对湿度(单位: %)、黑色阴影为地形 Fig. 7 The summer average 600 hPa (a)、500 hPa (b)、100 hPa (c) circulation and vorticity over the Qinghai-Tibetan Plateau from 2000 to 2016, and the vertical circulation and distribution of relative humidity along 33°N (d). In Fig. 7(a)~(c), the thick black line is the Geopotential height (unit: gpm), the thin line is the streamline, and the color area is the vorticity (unit: ×10-5 s-1). In Fig. 7(d), the fine line is streamline, the color area is relative humidity (unit: %), and the black shadow is topography

2009年突变后高原大部地区近地面比湿增大(图略), 在高原东南部、北部塔里木盆地有有比湿增大的大值中心, 中心值大于0.4 g·kg^-1; 在昆仑山脉附近有比湿的负值中心, 中心最大值为-0.2 g·kg^-1, 总体而言高原地区比湿是增大的, 这说明高原地区近地面水汽增多, 这也与地表潜热通量的变化趋势一致。近地面水汽增多配合高原上空的上升运动, 使得生成的云系增多、总云量增大, 从而减少了入射太阳辐射, 降低了感热通量。同时, 由于低层的气旋性环流在青藏高原东南部表现为西南风[图 7(a)], 有利于孟加拉湾的水汽输送, 使得高原东南部地区的水汽更为充足, 潜热通量也相较于其他地区更大; 同时, 积雨云中深厚的上升气流能将水汽相变中释放的凝结潜热输送至对流层上层, 从而影响南亚高压, 潜热通量增大, 导致南亚高压增强(图略), 高空的辐散运动也增强, 从而有利于上升运动的产生, 形成一个高原地区近地面潜热通量和高层南亚高压的正反馈机制。

综上所述, 夏季高原地区低层辐合、高层辐散的环流形式, 有利于高原上空产生上升运动, 为高原大气边界层的发展提供了动力条件。西部地区近地面干燥, 地表能量以感热为主, 上升运动有利于能量扩散, 使得高原西部地区边界层高度较高。而东部地区空气湿润潮湿, 上升运动更易成云致雨, 使得地面吸收的太阳辐射减少, 感热通量减少而潜热通量增大, 对流活动受到抑制, 这种热力上的差异是东部地区的大气边界层高度小于西部地区大气边界层高度的原因之一。

地表强迫对于大气边界层高度有很大的影响, 而地面净辐射通量是地表强迫的能量来源, 也是感热和潜热的分配基础(Stull, 1988), 云量是影响入射太阳辐射和出射地表辐射的重要因子; 由感热通量整体输送法公式可知, 10 m风速、地气温差对地表感热通量有很大影响; 降水和浅层土壤水含量对地表潜热通量有直接影响。因此, 将净辐射通量、云量、10 m风速、降水和0~10 cm土壤含水率作为影响因子, 讨论其对边界层高度和地表感热、潜热的影响, 以及高原东、西部地区的差异。

由同期的影响因子的变化趋势(图 8)发现, 地表净辐射通量的变化很小, 降水也呈先增大后减小的变化趋势且年际间差异较大(图略); 10 m风速[图 8(a)]与大气边界层高度和地表感热通量的变化特征最为相似; 云量[图 8(b)]的变化特征与地表潜热热通量的变化特征相似; 0~10 cm土壤含水率[图 8(c)]与大气边界层高度和地表热通量的变化大致相反。

图 8(Fig. 8)

图 8 2000—2016年东、西部地区10 m风速(a)、总云量(b)、0~10 cm土壤含水率(c)平均变化趋势 实线为五点三次平滑线, 细实线为整体线性趋势线, 虚线为突变前后时间段线性趋势线 Fig. 8 The West & East area average inter-annual variation of 10 m wend speed (a), total cloud cover (b), 0~10 cm underground soil volumetric moisture (c) (fraction) over the Qinghai-Tibetan Plateau from 2000 to 2016. The solid line is the five-point three times smooth line, the thin solid line is the overall linear trend line, and the dotted line is the linear trend line before and after the abrupt change time

为了分析出高原西部地区大气边界层高度、地表感热和潜热通量的影响因子, 通过计算大气边界层高度、地表感热和潜热通量与其影响因子的相关系数(表 1)发现, 在大气边界层高度的影响因子中0~10 cm土壤含水率和10 m风速对大气边界层高度的影响最为显著, 相关系数通过了0.001的显著性水平检验, 这表明大气边界层高度发生显著变化的主要原因是受0~10 cm土壤含水率和10 m风速的影响。感热通量的影响因子中, 0~10 cm土壤含水率与地表感热通量的相关系数均能通过0.05的显著性水平检验, 说明影响高原西部地区地表感热通量的主要因子是0~10 cm土壤含水率。10 m风速与感热通量的相关系数也较高, 但相关系数并未通过显著性检验。潜热通量的主要影响因子是10 m风速、净辐射通量、云量和0~10 cm土壤含水率, 10 m风速和潜热通量的相关系数能通过0.001的显著性水平检验, 净辐射通量、云量和0~10 cm土壤含水率和潜热的相关系数能通过0.01的显著性水平检验, 西部地区降水量降水较少故而和潜热通量的相关系数很小, 降水对于西部地区潜热通量影响有限。总体而言, 影响西部地区大气边界层高度和地表热通量的重要因子有0~10 cm土壤含水率和10 m风速。

表 1(Table 1)

表 1 青藏高原西部地区大气边界层高度、地表热通量和影响因子的相关分析 Table 1 Correlation coefficient between planetary boundary layer height (HPBL), surface sensible heat flux (SHTF), surface latent heat flux (LHTF) and the influential factors over the West Qinghai-Tibeten Plateau 研究因子 影响因子 净辐射通量 降水量 0~10 cm土壤含水率 云量 10 m风速 HPBL -0.0763 -0.033 -0.7001※ -0.245 0.5868※ SHTF 0.2287 0.1785 -0.3825** -0.0788 0.255 LHTF 0.449*** -0.008 0.4757*** 0.5238*** -0.5444※   *, **, ***和※分别表示通过0.1, 0.05, 0.01和0.001的显著性水平

表 1 青藏高原西部地区大气边界层高度、地表热通量和影响因子的相关分析 Table 1 Correlation coefficient between planetary boundary layer height (HPBL), surface sensible heat flux (SHTF), surface latent heat flux (LHTF) and the influential factors over the West Qinghai-Tibeten Plateau

2009年是西部地区大气边界层高度的气候突变时间, 也是地表热通量由增加趋势转变为减小趋势的转折时间, 为了探讨气候突变前后各气象因子对大气边界层高度、地表感热和潜热通量的影响的差异, 分别计算了气候突变前、后各要素对大气边界层高度、地表感热和潜热通量的影响程度, 为了让相关系数的显著性以及突变前后的相关系数大小可做对比, 选取2003—2009年作为气候突变前, 2010—2016年作为气候突变后, 选取时长相等的时间段做研究。如表 2所示, 发现影响西部地区大气边界层高度和地表热通量的重要因子0~10 cm土壤含水率和10 m风速在气候突变前后各要素的影响程度有所差异。对大气边界层高度来说气候突变前后10 m风速均是通过0.05显著水平的重要因子, 但气候突变之后相关系数下降了0.1左右, 说明气候突变之后10 m风速对大气边界层高度的影响程度有所减弱。云量在气候突变后和大气边界层高度的相关系数减小, 说明气候突变后云量对大气边界层高度的影响程度下降。0~10 cm土壤含水率与边界层高度的相关系数增大, 气候突变前能通过0.01显著性检验和气候突变后能通过0.001的显著性水平检验, 说明气候突变后0~10 cm土壤含水率对大气边界层高度的影响程度增大, 是气候突变后对大气边界层高度影响最为重要的因子。对地表感热通量而言, 气候突变后0~10 cm土壤含水率相关系数通过0.001显著性检验, 10 m风速通过0.01显著性检验, 是突变后影响高原西部地区地表感热通量的重要影响因子。地表潜热通量气候突变后的影响因子主要是0~10 cm土壤含水率, 云量和10 m风速, 但云量和10m风速对西部地区地表潜热通量的相关系数在转折后期显著减小, 0~10 cm土壤含水率的相关系数则突变后增大。

表 2(Table 2)

表 2 青藏高原西部地区转折前后期大气边界层高度、地表热通量和影响因子的相关分析 Table 2 Correlation coefficient between planetary boundary layer height (HPBL), surface sensible heat flux (SHTF), surface latent heat flux (LHTF) and the influential factors over the West Qinghai-Tibetan Plateau before and after the discontinuity 研究因子 影响因子 净辐射通量 降水量 0~10 cm土壤含水率 云量 10 m风速 HPBL(前) 0.109 -0.1859 -0.6764*** 0.7096*** 0.7331*** (后) 0.107 0.4656* -0.8735※ -0.3099 0.6085** SHTF(前) -0.4541 0.1422 -0.0294 -0.1138 0.0571 (后) 0.291 0.1896 -0.858※ -0.0458 0.7618*** LHTF(前) 0.7396*** 0.0748 0.0922 0.7047*** -0.768*** (后) 0.486* -0.3712 0.6844*** 0.5779** -0.1625   *, **, ***和※分别表示通过0.1, 0.05, 0.01和0.001的显著性水平

表 2 青藏高原西部地区转折前后期大气边界层高度、地表热通量和影响因子的相关分析 Table 2 Correlation coefficient between planetary boundary layer height (HPBL), surface sensible heat flux (SHTF), surface latent heat flux (LHTF) and the influential factors over the West Qinghai-Tibetan Plateau before and after the discontinuity

综合来看, 西部地区在2009年以后, 0~10 cm土壤含水率对大气边界层高度和地表热通量的影响程度是增大的, 云量对边界层高度和感热通量的影响减弱。10 m风速对大气边界层高度和地表潜热通量的影响减弱, 但对地表感热通量的影响加强。云量和10 m风速对潜热通量影响减弱。总体而言0~10 cm土壤含水率是影响西部地区的大气边界层高度和地表热通量更为重要的因子。

用同样的方法计算了东部地区各气象因子和大气边界层高度、地表感热和潜热通量的相关系数(表 3)发现:在高原东部地区, 云量是对大气边界层高度影响最大的因子, 其相关系数通过了0.001的显著性水平检验, 其次是10 m风速, 相关系数通过0.01的显著性水平检验, 再次是0~10 cm土壤含水率, 相关系数通过0.1的显著性水平检验。对地表感热通量而言, 没有要素对其影响显著。就地表潜热通量而言, 净辐射通量和云量是影响东部地区地表潜热通量的重要因子。总体而言, 云量是影响东部地区大气边界层高度和地表潜热通量的重要因子。

表 3(Table 3)

表 3 青藏高原东部地区大气边界层高度、地表热通量和影响因子的相关分析 Table 3 Correlation coefficient between planetary boundary layer height (HPBL), surface sensible heat flux (SHTF), surface latent heat flux (LHTF) and the influential factors over the East Qinghai-Tibetan Plateau 研究因子 影响因子 净辐射通量 降水量 0~10 cm土壤含水率 云量 10 m风速 HPBL 0.1401 0.0727 -0.3248* -0.5702※ 0.4388*** SHTF -0.077 0.1259 -0.0780 0.0215 0.0815 LHTF 0.3592** 0.2719 -0.2237 0.4346** -0.1538   *, **, ***和※分别表示通过0.1, 0.05, 0.01和0.001的显著性水平

表 3 青藏高原东部地区大气边界层高度、地表热通量和影响因子的相关分析 Table 3 Correlation coefficient between planetary boundary layer height (HPBL), surface sensible heat flux (SHTF), surface latent heat flux (LHTF) and the influential factors over the East Qinghai-Tibetan Plateau

对比气候突变前、后各要素对大气边界层高度、地表感热和潜热通量的相关系数(表 4)发现, 影响东部地区大气边界层高度的重要因子是降水量和0~10 cm土壤含水率, 气候突变后这两个影响因子的影响程度显著增大, 均通过0.1显著性水平检验, 其中0~10 cm土壤含水率突变后的相关系数通过了0.001的显著性水平检验, 说明气候突变后0~10 cm对东部地区大气边界层高度的影响变得非常显著。降水量是东部地区地表感热通量的重要影响因子, 且2009年后影响程度显著加强, 通过了0.05的显著性水平检验。净辐射通量、云量和10 m风速对地表潜热通量的影响在气候突变后也显著增强, 10 m风速在气候突变后相关系数更是通过了0.001的显著性检验, 说明气候突变后10 m风速是影响高原东部地区潜热的重要因子。

表 4(Table 4)

表 4 青藏高原东部地区转折前后期大气边界层高度、地表热通量和影响因子的相关分析 Table 4 Correlation coefficient between planetary boundary layer height (HPBL), surface sensible heat flux (SHTF), surface latent heat flux (LHTF) and the influential factors over the East Qinghai-Tibetan Plateau before and after the discontinuity 研究因子 影响因子 净辐射通量 降水量 0~10 cm土壤含水率 云量 10 m风速 HPBL(前) 0.1297 0.4087 -0.3386 -0.0011 -0.1428 (后) 0.3715 0.5096* -0.9028※ -0.3318 0.2134 SHTF(前) -0.0018 0.1788 -0.1881 -0.1190 -0.2233 (后) 0.4776* 0.6092** 0.0124 0.4242 0.4307 LHTF(前) 0.4481 0.3558 -0.3181 0.0739 0.3056 (后) 0.5545** -0.3888 -0.2973 0.4645* 0.8253※   *, **, ***和※分别表示通过0.1, 0.05, 0.01和0.001的显著性水平

表 4 青藏高原东部地区转折前后期大气边界层高度、地表热通量和影响因子的相关分析 Table 4 Correlation coefficient between planetary boundary layer height (HPBL), surface sensible heat flux (SHTF), surface latent heat flux (LHTF) and the influential factors over the East Qinghai-Tibetan Plateau before and after the discontinuity

综合来看, 东部地区在2009年以后, 降水量和0~10 cm土壤含水率对大气边界层高度的影响程度增大; 降水量对地表感热通量的影响增大明显; 10 m风速对地表潜热通量的影响在气候突变后也很显著。说明降水量对东部地区大气边界层高度和地表感热通量有重要影响, 是影响其变化的重大因子, 但在气候突变后净辐射通量和10 m风速对潜热通量的影响也不可忽视。

以上分析说明, 相同的影响因子在高原的不同地区的影响程度有所不同, 同时即使是对区域影响显著的影响因子在不同的时间段其显著性也有差异。这使得在进行较长时间的模式模拟工作中对敏感性实验的因子选取时需要多加注意。

通过分析2000—2016年夏季青藏高原地区的大气边界层高度及感热、潜热的基本气候特征、年际变化及空间分布, 地表能量输送对大气边界层高度的影响机理, 并分析了影响大气边界层高度与地表能量输送的主要影响因子, 得出以下主要结论:

(1) 2009年是高原大气边界层高度发生气候突变的时间点, 综合变化趋势来看, 2009年后大气边界层高度的下降速率和地表潜热通量的上升速率都明显增大, 地表感热通量变化趋势在2009年由增大变为减小趋势。2009年前后高原地区各要素的变化趋势均发生了明显改变。

(2) 将高原主体分为东、西两个区域分别研究, 发现高原东、西部地区大气边界层高度在2009年也有显著的气候突变, 突变前后各要素的变化趋势有明显差异:东、西部地区的潜热通量在突变前后的变化特征基本相反, 边界层高度和感热通量突变前后的变化特征也有很大不同。

(3) 夏季高原近地面由热低压控制, 高空由南亚高压控制, 这种低层辐合、高层辐散的环流形式, 有利于高原上空产生上升运动, 为高原大气边界层的发展提供了动力条件, 并且深厚的上升气流能将水汽相变中释放的凝结潜热输送至对流层上层, 有利于潜热通量和南亚高压的正反馈。

(4) 影响西部地区大气边界层高度和地表热通量的重要因子有0~10 cm土壤含水率和10 m风速; 云量则是影响东部地区大气边界层高度和地表潜热通量的影响因子。但气候突变前后各个影响因子对高原东、西部地区大气边界层高度和地表热通量的影响程度会有所变化, 例如10 m风速在气候突变后成为了东部地区地表潜热通量的影响因子。

本文所用的数据均是再分析资料数据, 与观测资料相比还是存在一些误差和不同之处。这些数据在模式模拟中多有应用, 本文旨在对高原地区的地表热通量和大气边界层高度夏季平均的年际变化特征、东西部地区的特征差异、地表热通量对大气边界层高度的影响机理和大气边界层高度和地表能量输送的影响因子做简单分析, 希望对以后的模拟工作有所助益。文章忽略了东、西部地区特征差异的形成原因以及影响因子的具体影响机制, 也忽略了大气边界层高度和地表热通量的日变化的影响, 这些都还有待将来借助时间和空间分辨率更高的观测资料和数值模拟等手段进行更深入的研究。