2019, Vol. 38
2. 中国气象局成都高原气象研究所, 四川 成都 610072;
3. 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
青藏高原被誉为“世界屋脊”, 它在局地及全球范围都具有重要意义。亚洲最大的10条河流由此发源, 青藏高原也因此被誉为亚洲水塔。青藏高原地处中低纬度, 是世界上最高大、地形复杂的高原, 平均海拔在4000 m以上, 耸立在对流层的中部, 其特殊的地理位置及地形高度, 使其在东亚大气环流乃至全球大气环流的形成及维持中都起着至关重要的作用(吴凌云等, 2001; Ji et al, 1984)。青藏高原的气候和环境均受西部和亚洲雨季影响(Yang et al, 2014), 反过来, 高原又可改变邻近和远处地区的气候。青藏高原热状况会对天气气候产生影响(解晋等, 2018), 主要表现在对大气环流(曾钰婵等, 2016; 黄荣辉, 1985; Zhao et al, 2001)和降水(徐祥德等, 2015; 陈忠明等, 2003; 岑思弦等, 2014; 李永华等, 2011; 黄晓清等, 2018; 张长灿等, 2017; 王彬宇等, 2014)等方面。同时, 高原通过对大气的非绝热加热, 加热高原上部和周围大气, 引起大范围旱涝冷暖异常变化所以其热力作用对当地及邻近地区的气温也有显著影响。
高原大气热状况的异常变化与东亚大气环流关系密切(钟珊珊等, 2009)。高原地面加热场的日变化是引起亚洲季风区大气环流日变化的主要因子(简茂球等, 2002)。在比较NCEP/NCAR和Xie-Arkin两种降水资料的基础上, 定性地分析了高原上的潜热空间型, 结果表明除高原北部边缘外, 潜热加热是夏季高原非绝热加热的主要形式(Duan et al, 2003), 即青藏高原大气蕴含潜热变化可对高原大气热状况产生影响, 进而青藏高原大气蕴含潜热异常是引起亚洲季风区乃至整个东亚地区大气环流异常的原因之一。
纪立人等(1983)通过有无青藏高原地形的对比试验, 发现高原对我国降水区的分布有重要影响, 即若无青藏高原, 该地区降水将减少, 长江流域和中纬度地区也都干旱少雨。赵勇等(2007)的研究表明高原热力异常对江淮地区夏季降水有较好的指示意义, 并且高原东部及其以北区域的大尺度热力差异比高原本身的热力异常对江淮地区夏季降水有更好的指示意义, 可以作为我国江淮地区夏季降水的一个预报因子。罗会邦等(1995)提出当青藏高原热源增强时, 长江上游和淮河流域降水增多, 而华南地区降水减少, 而且青藏高原大气蕴含潜热可表征高原热力状况, 故青藏高原潜热变化及其异常与我国降水也有着密切关系。
因高原的复杂地理环境和有限的观测条件, 我们对青藏高原很多方面的研究并不完全(傅云飞等, 2008)。刘奇等(2007)分析了夏季青藏高原地区潜热水平分布形式、潜热垂直结构及其变化特征, 杨莲梅等(2007)分析了高原地表潜热通量与南疆夏季降水的关系, 青藏高原潜热通量有明显的季节变化特征, 当青藏高原上地表潜热通量呈阶段性的显著加大时, 西太平洋上海表潜热通量迅速减小。这种大陆和海洋对大气加热的显著的季节化的差异, 影响着大气环流的季节转变, 季风爆发时, 潜热通量表现出显著的海陆差异。徐国昌等(1990)通过卫星观测的OLR(射出长波辐射)对夏季青藏高原月雨量及凝结潜热进行估算等。
因此, 研究高原蕴含潜热对了解青藏高原的气候状况和它与气候变化的联系以及对未来气候变化趋势和自然环境的变化的预测都有十分重要的意义。本文研究青藏高原蕴含潜热以期对青藏高原的气候研究提供帮助。
2 资料选取和方法介绍采用了ECMWF(欧洲中期天气预报中心)提供的比湿月平均数据, 数据的时间长度为1979-2015年, 数据分辨率为2.5°× 2.5°。
根据降水凝结潜热的计算公式(李栋梁等, 2008)以及潜热能计算公式(陆渝蓉等, 1996), 本文将蕴含潜热定义为M(单位: J), M=Lq(其中潜热系数L=2.5×106 J·Kg-1)。由于L为常系数, 故通过直接分析高原上比湿q(单位: g·kg-1)的时空分布特征及年代际变化特征来研究高原大气蕴含潜热时空分布及变化特征。首先分析各层比湿q的多年平均分布特征、各季节比湿q的多年平均分布特征、30°N剖面多年平均的比湿q逐月变化和各个层次多年平均的比湿q逐月变化。然后分析各层比湿q的气候倾向率和各季节比湿q的气候倾向率以了解各个高度层上、各个季节比湿变化差异及区域性差异和发生变化的幅度。最后将蕴含潜热分层积分, 采用经验正交函数分解(EOF)方法(Cornelius et al, 2018; 张铭等, 2007; 曾广恩等, 2006)对比分析了各积分层和整层蕴含潜热的空间分布特征。文中涉及的地图是基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2016)1552号的标准地图制作, 底图无修改。
3 比湿q的时空分布特征 3.1 比湿q多年平均空间分布利用ECMWF比湿月平均再分析资料, 计算了近35年平均和四季比湿的分布, 就多年平均而言(图 1), 低层(600 hPa和500 hPa)比湿大值区集中在东南部, 这主要是青藏高原水汽输送的大值区位于高原东南部(谢欣汝等, 2018), 释放凝结潜热较多的原因。较600 hPa而言, 500 hPa大值区域略微向西北移动, 比湿最大值也从5.0 g·kg-1减少到3.0 g·kg-1。400 hPa大值区位于东南部且切断为南北向的两个最大值中心, 两个中心分别位于藏东南雅鲁藏布江附近和云贵高原以西。最大值减少到1.2 g·kg-1。300 hPa和200 hPa均有一东西向的比湿带, 比湿带从北到南是递增的, 100 hPa比湿q从北到南递增。总体而言, 比湿q从低层到高层递减, 大值区从低层到高层向南倾斜。
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图 1 1979-2015年青藏高原各层比湿q的平均分布(单位: g·kg-1) 打点区域表示海拔大于等于1500 m Fig. 1 Distribution of multi-year average specific humidity at each layer over the Qinghai-Tibetan Plateau from 1979 to 2015.Unit: g·kg-1.The dot area indicate that the elevation is greater than or equal to 1500 m |
春季(3-5月, 图略)600 hPa比湿大值主要位于东南部并向西北延伸, 最大值为5.0 g·kg-1。500 hPa比湿中心仍位于东南部, 中心数值为2.4 g·kg-1, 较600 hPa大值区域相对集中。400 hPa中心仍位于东南部, 最大值不超过1 g·kg-1。300 hPa比湿中心向东南方向撤退, 比湿最大值减小至0.35 g·kg-1。200 hPa最大值中心继续向东南撤至云贵高原以南, 数值减小至0.05 g·kg-1。100 hPa比湿带分别位于南北两侧, 比湿最大值集中于云贵高原以南区域。最大值为0.00255 g·kg-1。
夏季(6-8月, 图 2)比湿大值区位于高原南侧, 分布较广, 最大值集中在东南部, 且有一大值脊向西北延伸, 比湿值也较春季有大幅度增长。600 hPa比湿中心位于高原南部, 最大值达8.0 g·kg-1。500 hPa最大值中心略微西移, 最大值为6.0 g·kg-1。400 hPa比湿大值区位于南侧并切断为南北向的两个比湿中心, 最大值为2.6 g·kg-1, 分别位于藏南和云贵高原以西。从300 hPa向上各层比湿中心向南撤退。
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图 2 1979-2015年青藏高原夏季各层比湿q的平均分布(单位: g·kg-1) 打点区域表示海拔大于等于1500 m Fig. 2 Distribution of multi-year average specific humidity at each layer in summer over the Qinghai-Tibetan Plateau from 1979 to 2015.Unit: g·kg-1.The dot area indicate that the elevation is greater than or equal to 1500 m |
秋季(9-11月, 图略)600 hPa比湿大值带位于东南部, 100 hPa比湿从北向南递增, 其余分布特征与春季差异较小, 但最大值比春季略大一些, 春季和秋季均为过渡季节, 故比湿分布特征相似。
冬季(12月至次年2月)600 hPa比湿大值主要集中在东南部(图 3), 西部也有一个比湿大值区(高原以西), 东南部最大值为2.2 g·kg-1, 西部最大值为1.4 g·kg-1。500 hPa比湿大值区主要集中在东南部且延伸至西北, 即比湿带呈西北东南走向, 最大值为1.0 g·kg-1。400 hPa比湿大值区位于高原东部, 最大值为0.35 g·kg-1。300 hPa与200 hPa比湿呈带状分布, 从北向南递增。100 hPa比湿带仍为东西走向, 比湿q从南向北递增, 最大值为0.0025 g·kg-1。
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图 3 1979-2015年青藏高原冬季各层比湿q的平均分布(单位: g·kg-1) 打点区域表示海拔大于等于1500 m Fig. 3 Distribution of multi-year average specific humidity at each layer in winter over the Qinghai-Tibetan Plateau from 1979 to 2015.Unit: g·kg-1.The dot area indicate that the elevation is greater than or equal to 1500 m |
对比春夏秋冬四季各层比湿q的多年平均分布特征, 四季中, 夏季比湿最大, 最大值可达8.0 g·kg-1。对比上下各层, 低层比湿最大值主要集中在东南部(藏东南和四川西部), 高层比湿最大值主要集中在南侧。说明高原东南部和南侧水汽含量大, 水汽充沛有利于降水, 这与傅云飞等(2008)得出夏季青藏高原降水主要集中在它的东南部的结论基本一致, 也进一步证明了高原上的降水主要集中在夏季。冬季比湿最小, 各层最大比湿不超过2.2 g·kg-1, 且低层主要集中在东南部和中部, 中层主要集中在南部, 高层分布区域面积广, 最大值在北部。说明高原上冬季比较干燥, 水汽分布集中性不强。春季和秋季比湿大小差异不大, 但秋季比春季略大, 水汽均集中在东南部。四季当中秋季的比湿分布特征最接近年平均分布特征, 夏季与年平均差异最大。根据蕴含潜热M=Lq可知, 可以得出青藏高原冬季蕴含潜热最小, 夏季蕴含潜热最大, 低层蕴含潜热大, 高层小。
4 比湿q逐月分布特征 4.1 比湿30°N剖面分析由比湿q的30°N剖面分析(图 4)可以看出, 从1-8月各层比湿逐渐增大, 8-12月逐渐减小到原来的值。例如500 hPa比湿从1月的0.5 g·kg-1左右逐月增长至8月的3 g·kg-1, 又从8月的3 g·kg-1左右逐渐减小到12月的0.5 g·kg-1左右。
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图 4 1979-2015年青藏高原比湿q沿30°N剖面的逐月变化(单位: g·kg-1) 黑色区域为青藏高原地形 Fig. 4 Monthly variation of multi-year average specific humidity along 30°N profile over the Qinghai-Tibetan Plateau from 1979 to 2015.Unit: g·kg-1.The black area represent the terrain of Qinghai-Tibetan Plateau |
对比多年12个月的月平均比湿可以得出, 8月比湿最大, 说明8月是青藏高原蕴含潜热最大的时期。1月和12月比湿差异小且是全年最小, 说明1月和12月是高原蕴含潜热最小的时期。这种分布特征与前面的分析(夏季蕴含潜热最大, 冬季最小)一致, 总的来说, 高原上的潜热呈现的是从1-12月先增后减的变化趋势。
4.2 比湿q各层逐月分布特征同时, 对比600, 500, 400, 300, 200和100 hPa各层的逐月分布特征(图略), 除100 hPa外, 各层均从1-12月呈先增后减的趋势, 均在7月份达到最大值, 1月和12月一般差异较小, 为最小值。从季节变化来看包括100 hPa在内, 这与前面分析的夏季比湿最大, 秋季次之, 春季更小, 冬季最小的结果一致。即夏季蕴含潜热最大, 冬季蕴含潜热最小。
5 比湿q的气候倾向率分析 5.1 比湿q年代际变化特征从青藏高原各层比湿q气候倾向率(图 5)可以看出, 低层(600和500 hPa)除新疆地区和云贵高原外, 整个青藏高原地区比湿均增长, 正倾向率最大值中心位于青海省东部, 中心值可达0.12 g·kg-1·(10a)-1。400 hPa正倾向率中心值为0.04 g·kg-1·(10a)-1, 位于藏南地区, 东南部比湿也略有减小。300 hPa正倾向率中心值为0.016 g·kg-1·(10a)-1, 位于藏南。200 hPa正倾向率中心值为0.0016 g·kg-1·(10a)-1, 位于高原以南。100 hPa比湿增长率最大值位于云贵高原地区, 增加速度仅0.00012 g·kg-1·(10a)-1。
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图 5 1979-2015年青藏高原各层比湿q气候倾向率[单位: g·kg-1·(10a)-1] 打点区域表示海拔大于等于1500 m; 浅灰和深灰色区域分别表示通过了99%和99.9%的显著性 Fig. 5 Climate tendency rate of multi-year average specific humidity at each layer over the Qinghai-Tibetan Plateau from 1979 to 2015.Unit: g·kg-1·(10a)-1.The dot area indicates that the elevation is greater than or equal to 1500 m. The light grey and dark grey area that has passed 99% and 99.9%significance test, respectively |
青藏高原从1979年到现在绝大部分地区比湿是呈增加的趋势。从低层向高层比湿的增长逐渐变慢, 低层东北部比湿增长最快, 西北部和高原以东偏南地区比湿略有减小; 中层比湿整体增长, 且藏南比湿增长最显著; 高层整个高原地区比湿均增加, 南侧比湿增长最明显。结合之前比湿q的气候态分析, 高原东南侧是高原上最湿润的地区, 但比湿却有减小的趋势, 且谢欣汝等(2018)分析并给出了相对湿度减小的原因。
5.2 各季比湿q年代际变化特征春季(图略)600和500 hPa这两层比湿变化差异小, 高原西部和高原以东区域比湿均有减少的趋势, 减小最快为-0.06 g·kg-1·(10a)-1, 其余地区比湿增加, 增长速度最快为0.06 g·kg-1·(10a)-1。400 hPa高原绝大部分区域比湿增长, 且增长最快的区域位于高原以南, 速度为0.05 g·kg-1·(10a)-1。300, 200和100 hPa比湿均呈增长趋势, 300 hPa比湿增长最快的地区位于高原以南, 为0.01 g·kg-1·(10a)-1, 200 hPa比湿增长最快地区位于高原以东偏南, 最大值略高于0.0025 g·kg-1·(10a)-1。
整个高原夏季600 hPa比湿增长(图 6)最快的地区位于高原以东偏北地区(青海省东部), 为0.35 g·kg-1·(10a)-1。500 hPa比湿也呈增长趋势, 增长最快地区位于北部, 为0.2 g·kg-1·(10a)-1。400 hPa总体呈增长趋势, 增长最快区域在高原中部, 为0.1 g·kg-1·(10a)-1, 但在高原以东偏南地区比湿略有减少, 最快减少速度为0.05 g·kg-1·(10a)-1。300 hPa比湿整体呈增长趋势, 增长最快的区域在高原以西偏南地区, 为0.05 g·kg-1·(10a)-1。200 hPa高原东南部比湿减小, 最快为-0.003 g·kg-1·(10a)-1, 其他地区比湿增大, 最快为0.002 g·kg-1·(10a)-1, 位于高原以北地区。100 hPa比湿均增加, 增加最快的地区位于高原以东偏南, 为0.00012 g·kg-1·(10a)-1。
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图 6 1979-2015年高原夏季各层比湿q气候倾向率[单位: g·kg-1·(10a)-1] 打点区域表示海拔大于等于1500 m; 浅灰和深灰色区域分别表示通过了99%和99.9%的显著性 Fig. 6 Climate tendency rate of multi-year average specific humidity at each layer in summer over the Qinghai-Tibetan Plateau from 1979 to 2015.Unit: g·kg-1·(10a)-1.The dot area indicates that the elevation is greater than or equal to 1500 m.The light grey and dark grey area that has passed 99% and 99.9%significance test, respectively |
秋季(图略)600 hPa增长状况与夏季600 hPa相似, 最大增长率为0.15 g·kg-1·(10a)-1。500 hPa高原以东偏南地区比湿减小, 最大减小速率为0.04 g·kg-1·(10a)-1, 其他地区比湿增加, 增长最快区域位于高原以北偏东, 最快为0.08 g·kg-1·(10a)-1。400 hPa在高原以东偏南区域比湿减小, 最快速度为-0.02 g·kg-1·(10a)-1, 其他地区比湿增长, 增长最快区域位于高原以南, 最大值为0.05 g·kg-1·(10a)-1。300 hPa整个高原比湿增长, 最快位于高原以南地区, 最大值为0.02 g·kg-1·(10a)-1。200 hPa整个高原比湿增加, 高原以南偏西增长速率最快, 为0.002 g·kg-1·(10a)-1。100 hPa整个高原比湿增加, 最快位于高原以东偏南地区, 最大值为0.00012 g·kg-1·(10a)-1。
冬季(图 7)600 hPa在高原西部和高原以东地区比湿减少, 最大减小率为-0.02 g·kg-1·(10a)-1, 其余地区比湿增加, 最快速度为0.04 g·kg-1·(10a)-1。500 hPa东北部比湿增长, 其他地区比湿均减小, 减小最快为-0.05 g·kg-1·(10a)-1, 位于高原以东偏南地区。400 hPa高原以东地区比湿增加, 最快为0.005 g·kg-1·(10a)-1, 高原以南地区比湿减小, 最快为-0.01 g·kg-1·(10a)-1。300 hPa高原西北部比湿减少, 最快为-0.001 g·kg-1·(10a)-1, 其余地区比湿均增加。200 hPa从北向南增长速度递增, 最快为0.0016 g·kg-1·(10a)-1。100 hPa从北向南增长速度递增, 最快为0.00016 g·kg-1·(10a)-1。
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图 7 1979-2015年青藏高原冬季各层比湿q气候倾向率[单位: g·kg-1·(10a)-1] 打点区域表示海拔大于等于1500 m; 浅灰和深灰色区域分别表示通过了99%和99.9%的显著性 Fig. 7 Climate tendency rate of multi-year average specific humidity at each layer in winter over the Qinghai-Tibetan Plateau from 1979 to 2015.Unit: g·kg-1·(10a)-1.The dot area indicates that the elevation is greater than or equal to 1500 m. The light grey and dark grey area that has passed 99% and 99.9%significance test, respectively |
从季节变化上来分析, 夏季比湿增长最快, 最快达0.35 g·kg-1·(10a)-1, 位于高原以东偏北地区, 从低层到高层比湿增长速度递减。冬季比湿增长最慢, 最快不超过0.04 g·kg-1·(10a)-1。总体而言, 夏季高原绝大部分区域比湿增加, 只有高原以东偏南地区比湿有减小, 冬季高原西部和高原以东地区比湿减小, 其余地区比湿增加。春季除600和500 hPa在高原西部和高原以东偏南地区比湿减少外, 其余地区比湿增加, 秋季绝大部分地区比湿增加, 只有低层高原以东偏南地区比湿略有减小。
即从20世纪70年代末到2015年, 讨论蕴含潜热增长的地区, 夏季蕴含潜热增长最快, 增长最快的地区位于高原东北部, 冬季蕴含潜热增长最慢。而且就不同层次而言, 增长速度也是从低层向高层递减的; 再讨论蕴含潜热减小的地区, 夏季蕴含潜热减小得最快, 冬季最慢。
6 青藏高原大气蕴含潜热EOF分析EOF分析能用较少的几个空间分布模态来描述原变量场, 可基本涵盖原变量场的信息。并且经验正交函数方法在我国气候研究领域得到了比较广泛的应用和检验, 为了解青藏高原大气蕴含潜热的分布结构, 对其作经验正交函数分解, 图 8和图 9为EOF前3个模态的空间型和对应的时间序列。
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图 8 第一积分层(由地表到500 hPa积分)高原年均蕴含潜热的EOF前三个模态空间型(左)以及相应的时间序列(右) Fig. 8 Spatial features (left) and time coefficients (right) of the top three EOF modes of the annual average latent heat at the first integral layer (integrate from the surface to 500 hPa) over Qinghai-Tibetan Plateau |
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图 9 整层(由地表到300 hPa积分)高原年均蕴含潜热的EOF前三个模态空间型(左)以及相应的时间序列(右) Fig. 9 Spatial features (left) and time coefficients (right) ofthe top three EOF modes of the annual average latent heat at the whole integral layer (integrate from the surface to 300 hPa) over Qinghai-Tibetan Plateau |
由地表到500 hPa积分的第一层EOF(图 8左列)的前3个模态的方差贡献率分别为30.4%, 16.1%和14.0%, 累计方差贡献率达60.5%。EOF1高原西北角呈负分布, 其他区域呈正分布, 正值中心位于高原以东偏北的位置。由时间序列图(图 8右列)可见, 1988年由负位相分布为主转为正位相分布为主, 并且在1992年发生反转, 1997年左右转回。EOF2呈现西南—东北向的“正-负”偶极子分布, 最大正值中心位于藏西, 负值中心位于陕西、四川交界处, 结合时间序列图可见, 在1990年呈现由负位相为主转变为正位相为主的分布状态, 1998年发生反转, 2006年左右转回。EOF3从西北到东南呈“正-负-正”分布, 西北正值中心位于新疆塔里木盆地, 东南部正值中心位于云贵高原附近, 时间序列图上, 2003年左右呈现由正位相为主转变为负位相为主的分布状况, 第一和第三模态下年际变化不明显, 第二模态年际变化相对明显。
由500~400 hPa积分的第二层EOF的前三个模态(图略), 这三个模态的方差贡献率分别为31.6%, 16.2%和12.6%, 累计方差贡献率可达60.4%, EOF第一模态高原上蕴含潜热的空间分布一致, 对应的时间序列(图略), 1997年左右由负位相为主转变为正位相为主。EOF第二模态在东西方向上基本上呈“正-负”分布, 正值中心位于高原以东的陕西、甘肃、四川交界地, 负值中心位于高原以西。对应的时间序列图上波动较大, 呈现明显的年际变化特征。EOF第三模态在东南—西北方向依次呈“正-负-正”分布, 东南部的正值中心位于贵州省, 西北部正值中心位于新疆西部(高原以北地区), 负值中心位于高原东北部, 时间序列图上, 在2002年左右由负分布为主转为正分布为主, 年际变化不明显。
由400~300 hPa积分的第三层EOF图(图略)可见, 三个模态的方差贡献率分别为35.6%, 16.9%和13.0%, 累计方差贡献率高达65.5%。EOF第一模态蕴含潜热空间分布一致, 正值中心位于高原西部。时间序列图上(图略)表现为在1998年左右由负位相为主转变为正位相为主。EOF第二模态在东西方向上基本上呈“正-负”分布, 正值中心位于四川、陕西、甘肃交界地区, 负值中心位于高原以西, 正负中心均处于33°N左右, 时间系数波动较大, 年际变化特征明显。EOF第三模态从西北到东南呈现“正-负-正”的分布特征, 西北部正值中心位于塔里木盆地, 东南部的正值中心位于云贵高原, 对应的时间序列图显示在2002年左右由正位相为主转变为负位相为主, 年际变化不明显。
从地表到300 hPa积分的整层EOF图 9(左列)可见, 前3个模态的方差贡献率分别为32.5%, 16.8%和13.4%, 累计达62.7%。EOF第一模态, 空间分布相对一致, 仅西北部有一小部分区域呈负分布。时间序列(图 9右列)上, 在1987年左右由负位相为主反转为正位相为主。EOF第二模态在西南—东北方向呈“正-负”分布, 时间序列图上, 在1989年以前以负位相分布为主, 之后年际变化较明显。EOF第三模态分布状况与第三积分层第三模态分布状况大致相同, 时间序列图上, 在2004年由正位相为主转变为负位相为主。
结合各层气候倾向率分析可知, 从地表(可认为是600 hPa)到500 hPa整个高原地区蕴含潜热增加, 高原以东偏南和高原以西地区比湿减小主要由第一模态贡献; 由500~400 hPa以东偏南地区略减湿, 其余地区均加湿也是由第一模态作主要贡献; 400~300 hPa和地表到300 hPa也是如此。
7 结论与讨论利用ECMWF提供的从1979-2015年的数据, 分析了比湿的平均分布特征和年代际变化特征并对高原大气蕴含潜热作了EOF分析得出以下结论:
(1) 从低层到高层蕴含潜热递减, 夏季蕴含潜热最多, 且集中在东南部, 秋季次之, 最大值也集中在东南部, 这是因为夏季青藏高原降水主要集中在它的东南部。再其次是春季, 与秋季分布相似, 冬季蕴含潜热最少, 最大值位于东南部和中部, 说明高原蕴含潜热最大的地区是高原的东南部, 该地区为水汽输送的大值区, 水汽凝结吸收或释放的热量多。
(2) 从各季节气候倾向率分布来看, 夏季比湿增长最快, 增长最快的地区位于东北部, 冬季比湿增长最慢, 且增长最快的地区均也位于东北部; 各季高原以东偏南地区(云贵高原)比湿q均有不同程度的减小, 且春季和冬季低层高原西部地区比湿也略有减小, 说明云贵高原和高原西部地区出现略减湿的现象。即可说明高原蕴含潜热大致呈增长的趋势, 夏季增长最快, 冬季最慢; 高原西部和云贵高原地区蕴含潜热均有不同程度的减少, 夏季减少最快, 冬季减少最慢。
(3) EOF前三个模态空间场和时间序列上, 第一模态各积分层和整层空间分布均为正分布, 说明蕴含潜热分布态势和变化趋势大体相同, 时间序列上, 均在1988年左右由负位相分布为主转为正位相分布为主, 年际变化不明显; 第二模态第一积分层(由地表到500 hPa积分)和整层(由地表到300 hPa积分)在西南—东北方向呈“正-负”分布, 即呈SW—NE的变化趋势存在反相关系, 其他两层及整层均为东西向“正-负”的偶极子分布, 说明在东西方向上变化趋势也相反, 时间序列上, 年际变化相对明显; 第三模态中三个积分层和整层在在西北—东南方向上均大致呈“正-负-正”分布, 三个积分层及整层在第三模态下空间分布一致, 时间序列上, 均由正位相分布为主转为负位相分布为主, 年际变化不明显。即各积分层只有第二模态年际变化明显, 其余均不明显。
有研究表明夏季高原整体为一热源, 热源中心就位于高原南部和东南部边缘, 水汽汇分布与热源分布类似(敖婷等, 2015)。而上述研究表明夏季高原比湿大值中心(即蕴含潜热大值中心)正好位于高原东南部, 从而间接证明潜热加热是夏季青藏高原非绝热加热的主要形式, 且主要潜热贡献为高原低层大气。
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2. Institute of Plateau Meteorology, China Meteorological Administration, Chengdu 610072, Sichuan, China;
3. Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044, Jiangsu, China