青藏高原是中国地势的第一级阶梯, 横亘于中国的西部, 总面积达250×10⁴ km², 平均海拔超过4000 m, 核心部分海拔在5000 m以上, 其地势陡峭, 地形复杂, 平均海拔远超周边同纬度的其他地区, 是世界上海拔最高、北半球面积最大的高原, 因其雄踞地球之巅, 也被称为“地球的第三极”(袁秀芹, 2013)。由于特殊的地形高度, 青藏高原像一座高塔一样, 占据了大气中对流层的一半厚度, 这种独特的大地形特征, 对其周围和上方的大气都有显著的动力和热力作用, 其以感热、潜热和辐射加热等非绝热加热形式成为一个高耸于对流层中部的热源(李国平等, 2016)。

作为高原的典型灾害性天气系统, 青藏高原低涡是一种水平尺度为400~500 km, 垂直厚度2~3 km的产生于青藏高原主体边界层中的浅薄低压涡旋系统, 它是在特定季节和环流背景下, 由于高原下垫面热力和动力共同的作用而产生的独特产物, 它的发生发展及消亡都与周边的地面和大气加热场的变化密切相关(叶笃正等, 1979; 李国平等, 2006)。它是影响高原及下游地区的主要天气形式之一, 由此产生的大风、暴雨和雷暴, 会严重危害人民生命财产安全, 其发展东移出高原时, 会导致我国的广大地区出现暴雨等灾害性天气。

早在20世纪80年代, 就有学者对青藏高原地区能量变化对高原低涡的影响有所研究。Shen et al(1986)和Dell’osso et al(1986)通过对低涡的个例模拟, 发现感热对高原低涡的生成机制具有重要作用, 而凝结潜热对低涡的生成、发展都有重要影响; 杨洋等(1992)通过诊断分析了一次高原低涡过程, 发现低涡的生成、发展与消亡和它附近大气柱加热场的变化具有密切的关系; 罗四维等(1991)通过诊断分析一次夏季低涡个例, 发现地面感热加热在低涡生成初期起到重要的作用; 丁治英等(1994)和陈伯民等(1996)也通过数值模拟得出类似的结论。

21世纪以来, 国内外学者对高原能量变化的气候特征及其对高原低涡活动长期变化趋势的影响研究也越来越多, 李国平等(2002, 2006, 2016)从动力学和气候统计的角度揭示了地面热源强迫有利于高原低涡的生成, 并且对低涡流场结构的形成具有重要作用, 其中, 夏季高原低涡生成频数与高原地面感热呈正相关, 与地面潜热呈负相关, 而低涡中心和地面感热加热中心的配置决定了感热是否有利于低涡的发展; 宋雯雯等(2012)通过对高原低涡个例进行模拟, 指出地面感热在低涡不同发展阶段的作用不同, 凝结潜热和水汽对低涡生成不起决定作用, 但对低涡的维持起着重要的作用; 田珊儒等(2015)研究一次东移对流系统的生成发展过程时, 发现高原中西部地面感热加热对低涡的生成具有重要的作用, 地面加热对高原低涡和对流系统存在正反馈; 董元昌等(2015)从能量的角度分析了一个高原低涡个例, 发现在生成初期, 显热能是总能量变化的主导因素, 而在东移下坡之后, 总能量变化的主导因素则是潜热能; 张恬月等(2016)讨论夏季地面感热通量与高原低涡生成频数之间的相关性, 发现高原主体的感热通量在高原低涡高发年较气候平均态偏强。

这些研究表明, 青藏高原地表能量变化对高原低涡的生成具有重要影响。但以上研究还大多局限于对一个或几个个例进行数值模拟及诊断分析, 或是利用地表能量的面积平均序列与低涡频数序列研究其两者的对应关系, 资料也大多局限于NCEP的再分析资料或者天气图资料, 通过较长时间的再分析资料分析地表感热、潜热通量与低涡空间上的对应关系较少。本文拟通过ERA-Interim高分辨率资料对高原低涡采取选取“关键区”的方法, 从时间和空间上分析地表能量变化及高原低涡的气候特征, 研究地表能量变化对高原低涡活动的气候影响, 这无疑对进一步揭示高原气候变化和天气系统活动的基本事实, 丰富学者们对地表能量输送作用的认识, 具有非常重要的意义。

由于青藏高原地形复杂、海拔特殊, 常规气象站在高原上分布极不均匀, 中东部地区相对较多, 而西北部地区则相对较少, 因此不能通过直接观测来获取大范围高原地面加热资料(李新等, 2003)。欧洲中心提供的ERA-Interim再分析资料因为同化了高原上的台站观测数据, 因此它对亚洲大地形区域的热状况描述地更加准确(刘超等, 2015)。目前已有大量的研究讨论了ERA-Interim的地表热通量资料在高原地区的适用性, 武正敏等(2018)比较青藏高原站点资料和ERA-Interim、NCEP1、NCEP2再分析资料, 发现四种资料在夏季的空间分布、年际变化及长期变化趋势上具有较好的一致性, 并且ERA-Interim感热资料较优于其他两种; 金蕊等(2016)利用环流场特征验证ERA-Interim感热资料的可靠性, 发现ERA-Interim的感热资料与地气温差以及10 m风速配合较好, 具有一定可信度; Cui et al(2009)通过研究发现ERA-Interim潜热再分析资料在青藏高原地区具有较好的代表性。

近些年来, ERA-Interim再分析资料也被越来越多的学者应用于高原热力作用(崔洋等, 2017; 张浩鑫等, 2017)和高原低涡的识别及统计的研究(林志强, 2013, 2015; 张博等, 2017)中, 因此, 本文使用1986—2015年夏季(6—8月)一日4次ERA-Interim的500 hPa位势高度场、风场以及地表感热、潜热通量的再分析资料, 水平分辨率为0.75°×0.75°。采用客观识别定位与人工识别判定相结合的方法对1986—2015年夏季的高原低涡进行了统计。高原低涡的人工识别标准主要为500 hPa等压面上, 高原地区形成闭合等高线的低压或有3个站点风向呈气旋性的低涡环流(青藏高原气象科学研究拉萨会战组, 1981), 客观识别标准参照林志强等(2013, 2015)及张博等(2017)。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)1570号的中国地图(世界地图)制作, 底图无修改。各类统计分析所涉及的青藏高原水平范围统一界定为27°N—40°N, 77.5°E—103°E。

从1986—2015年夏季高原低涡出现次数年际变化、累积空间分布及关键区内高原低涡出现次数年际变化(图 1)中可以看出, 1986—2015年夏季共统计出高原低涡915个, 年均出现30.5个, 其中高原低涡出现最多的年份为1995年, 共出现37次, 出现最少的年份为2001年, 共出现25次。30年间夏季高原低涡出现次数呈明显的下降趋势, 其气候倾向率为每10年-0.073个, 具有较明显的年际变化特征。夏季高原低涡源地分布较为不均匀, 其源地主要分布在西藏北部、青海西南部, 源地的中心位于西藏那曲(33°N, 90°E)的西部和改则(84°N, 32°E)的北部及阿里(32.5°N, 80°E)地区的东北部, 纬向上则主要集中在30°N—35.25°N。该源地分布与第一次青藏高原气象科学试验分析的源地集中在那曲以北, 申扎—改则之间的结果较为一致(青藏高原气象科学研究拉萨会战组, 1981); 与李国平等(2014)得到的1981—2010年西藏双湖、那曲和青海扎仁克吾一带的夏季高原低涡的高频中心也较为一致; 与林志强(2015)分析的西藏那曲地区西部和阿里地区北部的源地基本一致; 与张博等(2017)主要分布于西藏那曲、改则、双湖和申扎一带的涡源基本一致。但与王鑫等(2009)利用08 :00(北京时, 下同)及20: 00天气图资料所分析的低涡高频中心有一定差异, 除那曲东北部地区和申扎—改则一带的两个高频中心以外, 在松潘和德格东北部的两个中心频次并不高, 也与张凯荣等(2015)利用《青藏高原低涡切变线年鉴》得到的高原低涡主要生成于高原东部92.5°E以东的结论不一致。青藏高原由于其特殊的地理条件, 观测站点较少, 西部测站则更为稀少, 利用天气图资料进行识别时, 无法将西部生成的低涡识别出来(林志强, 2015; 郁淑华等, 2008), 主观分析统计时还会因为低涡较弱而将它忽略掉, 只有在已发展的较强时才被会判定为其生成, 而利用客观识别方法则可将初生于高原西部的低涡识别出来, 此外利用不同时段以及不同种类的资料所统计出的高原低涡, 得到的源地可能也不尽相同。

图 1(Fig. 1)

图 1 1986—2015年夏季高原低涡出现次数年际变化(a)、累积空间分布(b)及关键区高原低涡出现次数年际变化(c) Fig. 1 The annual variation (a) and cumulative spatial distribution (b) of the summer plateau vortex, and the annual variation of it in the key area (c) from 1986 to 2015

根据高原涡的生成源地分布, 选取(30.75°N—36°N, 81°E—91.5°E)作为高原涡生成的关键区, 从1986—2015年间夏季关键区生成的低涡次数及变化趋势[图 1(c)]中可以看出, 30年间在关键区共生成高原涡697个, 年均23.2个, 占全部夏季高原涡的76.17 %, 其中1992年和2009年生成频数最高, 为28个, 而1996年和2001年生成频数最低, 为18个, 其气候倾向率为-0.598个·(10a)^-1, 呈明显的下降趋势。20世纪初之前, 关键区的高原低涡整体表现为下降的趋势, 而20世纪初之后, 则转变为上升的趋势。

从1986—2015年夏季青藏高原地表感热通量和潜热通量的空间分布(图 2)中可以看出, 夏季地表感热通量在高原地区均为正值, 呈现出“北高南低”的分布特征, 并且西部明显强于东部, 这是由于夏季东部受降水影响更多所导致的。高原东南部和西藏南部地势低、雨量足, 分布有森林, 因此蒸发较强而感热较弱。而高原西部、北部为荒漠草原和稀疏灌木, 降水量少, 蒸发量小, 感热为地表热量交换的主要部分(季劲钧等, 2006)。高原主体地表感热通量强度为20~80 W·m^-2, 大值中心在青海北部地区, 中心最大强度达到80 W·m^-2以上, 另一个大值中心则位于西藏北部地区, 中心强度超过60 W·m^-2, 而该大值中心恰好与高原低涡生成的关键区相对应。30年间夏季地表潜热通量的分布与地表感热通量相反, 30年平均地表潜热通量在高原地区也均为正值, 呈现出“北低南高”和“西低东高”的分布特征, 位于高原东部的潜热大值中心可达80 W·m^-2, 而北部的低值中心仅为10 W·m^-2。这是由于高原东部地区森林多, 夏季雨量也多, 主要以潜热通量的形式向大气输送能量, 且东部对流旺盛, 北部对流弱, 因此地表潜热通量由东向西, 由南向北减少。可以看出高原低涡关键区则对应着地表潜热通量的较低值区, 强度为50 W·m^-2, 明显低于周边地区。

图 2(Fig. 2)

图 2 1986—2015年青藏高原夏季平均地表感热通量及潜热通量分布(单位: W·m-2) Fig. 2 The mean distribution of the surface sensible heat flux and the latent heat flux over the Qinghai-Tibetan Plateau in summer from 1986 to 2015. Unit: W·m-2

利用最小二乘法计算青藏高原夏季地表感热通量和潜热通量线性变化趋势的空间分布(图 3)来研究二者的时空变化特征。从图 3中可看出, 夏季地表感热通量线性趋势在高原的空间分布具有区域性差异。30年间地表感热通量的线性趋势在高原大部分地区是减少的, 其中青海的东北部减少的最快, 减少的速率可达-0.6 W·m^-2·(10a)^-1, 在西藏的北部, 也就是高原低涡生成的关键区, 也存在一个显著的负值中心, 强度略弱于前者, 正值区域则零星出现在西藏的北部、西南部及西藏东部与四川的交界处。与地表感热通量相比, 地表潜热通量的线性趋势呈较为相反的分布特征, 在高原的大部分地区为减少的趋势, 在青海的东北部及西藏与四川盆地的交界处则为增加的趋势, 而在高原低涡生成的关键区, 则同样也为增加的趋势, 增加的速率为0.2 W·m^-2·(10a)^-1。

图 3(Fig. 3)

图 3 1986—2015年夏季高原平均地表感热通量及潜热通量线性变化趋势分布[单位: W·m-2·(10a)-1] 打点区域通过了0.1显著性水平检验 Fig. 3 The linear trend of the surface sensible heat flux and the latent heat flux over the Qinghai-Tibetan Plateau in summer from 1986 to 2015. Unit: W·m-2·(10a)-1. Dot area passed the significant test of 0.1

为了更加直观地显示出30年间夏季高原低涡关键区内的地表感热及潜热通量的变化趋势, 对夏季关键区内的地表感热及潜热通量做面积平均, 得到30年间两者的面积平均序列(图 4)。从图 4中可以看出, 1986—2015年, 关键区内夏季高原地表感热通量强度整体表现为下降的趋势, 其气候倾向率为-0.704 W·m^-2·(10a)^-1, 其平均值为50.33 W·m^-2, 最大值出现在2009年, 为63.49 W·m^-2, 最小值出现在2000年, 为39.78 W·m^-2。20世纪初以前, 关键区内夏季地表感热通量强度整体表现为下降的趋势, 20世纪初之后, 则由下降的趋势逐渐转为上升的趋势。

图 4(Fig. 4)

图 4 1986—2015年夏季关键区内地表感热及潜热通量的变化趋势 Fig. 4 Trends of the surface sensible heat flux average and surface latent heat flux average of the key area in summer from 1986 to 2015

关键区内夏季地表潜热通量30年来整体呈现出上升的趋势, 其平均值为63.87 W·m^-2, 其气候倾向率为0.04 W·m^-2·(10a)^-1, 最大值出现在2000年, 为75.34 W·m^-2, 最小值出现在1987年, 为55.69 W·m^-2。在20世纪初以前, 关键区内地表潜热通量整体为上升的趋势, 而20世纪初之后, 则转变为下降的趋势。

夏季关键区内地表感热通量与低涡生成频数同呈减少的趋势, 而地表潜热通量则呈增加的趋势, 为了分析夏季高原低涡生成频数与这两者的关系, 将它们同做标准化处理, 并求相关系数可知, 夏季关键区内的地表感热通量与高原低涡生成频数变化趋势较为一致, 它们的相关系数为0.62, 通过了0.01的显著性水平检验, 而夏季关键区内的地表潜热通量则与高原低涡生成频数的变化趋势相反, 它们的相关系数为-0.43, 同样通过了0.01的显著性水平检验(图略)。

为了分析夏季地表感热及潜热通量对高原低涡生成频数的影响, 规定标准化序列中大于1(或小于-1)的年份为夏季高原低涡偏多年(或偏少年), 因此确定高原低涡的偏多年有5年: 1991, 1995, 1999, 2009和2010年; 偏少年有6年: 2000, 2001, 2006, 2012, 2013和2015年。

从夏季高原低涡偏多年及偏少年的地表感热及潜热通量的平均距平分布(图 5)中可以看出, 高原低涡偏多年与偏少年的地表感热、潜热通量具有明显的差异。高原低涡偏多年的地表感热通量距平在高原的大部分区域都为正值, 说明偏多年地表感热通量要偏强, 尤其是在高原的西部地区, 即西藏的北部—高原低涡生成的关键区, 地表感热通量距平的中心值可达10 W·m^-2, 而高原东部地表感热通量则要偏低0~1 W·m^-2; 高原低涡偏少年的地表感热通量距平在高原主体的大部分区域多为负值, 说明偏少年地表感热通量要明显偏弱, 负值中心仍位于高原低涡生成的关键区附近, 而高原南部地表感热通量则要偏强0~2 W·m^-2。

图 5(Fig. 5)

图 5 夏季高原低涡偏多年及偏少年的地表感热通量及潜热通量的距平合成分布(单位: W·m-2) 打点区域为通过了0.1显著性水平检验 Fig. 5 The mean departure fields of the surface sensible heat flux and the surface latent heat flux of the high and low frequency of the summer plateau vortex years. Unit: W·m-2. Dot area passed the significant test of 0.1

在夏季高原低涡偏多年[图 5(c)], 高原主体地表潜热通量距平多为负值, 说明其在偏多年是偏弱的, 仅在高原南部及东部零星分布几个略强的小区域, 其中西藏的西部——关键区附近明显偏弱, 存在一负值中心, 中心值可达-10 W·m^-2; 而高原低涡偏少年[图 5(d)]地表潜热通量在高原大部分区域则要明显偏强, 最强的中心同样位于西藏的西部—关键区附近, 明显偏强8~9 W·m^-2。

由此可见, 高原的地表感热、潜热通量在夏季高原低涡偏多年和偏少年的分布具有明显差异。当夏季高原主体地表感热通量偏强时, 尤其是高原低涡生成的关键区, 容易产生高原低涡, 而当地表感热通量偏弱时, 特别是关键区感热偏弱, 则不易产生高原低涡; 当夏季高原主体地表潜热通量偏强时, 尤其是高原低涡生成的关键区内, 不易产生高原低涡, 而当地表潜热通量偏弱时, 特别是关键区内潜热偏弱, 则容易产生高原低涡。

为了进一步验证夏季高原低涡生成频数与地表感热及潜热通量的之间的关系, 对夏季高原低涡生成频数与地表感热及潜热通量做空间相关性分析。夏季高原低涡生成频数与地表感热通量[图 6(a)]在高原大部分区域为正相关的, 显著正相关区主要位于高原西部和北部, 而西部高原低涡关键区内的正相关程度要比北部强, 相关系数中心值可达0.4;夏季高原低涡生成频数与地表潜热通量[图 6(b)]在高原大部分地区则是负相关的, 显著的负相关区域主要位于高原的西部和东部, 同样地高原西部高原低涡关键区内负相关程度最强, 中心值达到-0.5。这说明夏季高原低涡生成频数与高原西部和北部(尤其高原涡生成关键区内)的地表感热通量呈显著正相关, 与高原西部和东部(尤其高原涡生成关键区内)的地表潜热通量呈显著负相关。

图 6(Fig. 6)

图 6 夏季高原低涡生成频数与高原地表感热通量及地表潜热通量的空间相关性分析 打点区域为通过了0.1显著性检验 Fig. 6 The correlation coefficient between the surface sensible heat flux, the surface latent heat flux and the frequency of the plateau vortex in summer. Dot area passed the significant test of 0.1

利用ERA-Interim再分析资料, 对1986—2015年夏季地表感热、潜热通量及高原低涡进行了统计和分析, 并选定高原低涡生成的关键区, 研究了夏季高原低涡出现次数偏多和偏少的原因, 得到以下主要结论:

(1) 在1986—2015年的夏季, 共统计出高原低涡915例, 其中关键区出现697例, 占总数的76.17 %, 其气候倾向率为-0.598个·(10a)^-1, 呈明显的下降趋势; 关键区内地表感热通量强度整体表现为下降的趋势, 其气候倾向率为-0.704 W·m^-2·(10a)^-1; 而关键区内地表潜热通量呈上升趋势, 其气候倾向率为0.04 W·m^-2·(10a)^-1。

(2) 1986—2015年夏季高原低涡分布较为不均, 其源地主要分布在西藏北部、青海西南部, 中心位于西藏那曲(33°N, 90°E)的西部和改则(84°N, 32°E)的北部及阿里(32.5°N, 80°E)地区的东北部, 而其生成的关键地区恰好对应于地表感热通量平均值的较大值区以及地表潜热通量平均值的较小值区。

(3) 1986—2015年夏季地表感热通量在高原大部分地区是减少的, 其中青海的东北部减少的最快, 而在高原低涡生成的关键区内, 也是显著减少的, 强度略弱于前者; 在高原低涡生成的关键区内, 夏季地表潜热通量的线性趋势则为增加的趋势。

(4) 1986—2015年夏季高原低涡生成频数与高原西部和北部(尤其高原低涡生成关键区内)的地表感热通量呈显著正相关, 与高原西部和东部(尤其高原低涡生成关键区内)的地表潜热通量呈显著负相关。

(5) 1986—2015年夏季高原的地表感热、潜热通量在偏多年和偏少年的分布具有明显差异。当高原主体(尤其是高原低涡生成的关键区)地表感热通量偏强时, 容易产生高原低涡, 而当高原地表感热通量偏弱时, 则不易产生高原低涡; 当高原主体(尤其是高原低涡生成的关键区)地表潜热通量偏强时, 不易产生高原低涡, 而当高原地表潜热通量偏弱时, 则容易产生高原低涡。

上文揭示了近30年来夏季高原低涡的基本气候事实以及地表能量变化对其生成频数的影响。但是只讨论了夏季高原低涡的统计特征及其与地表能量变化的关系, 其他季节以及不同低涡分型也值得进一步的进行分析研究。同时, 还需通过数值模拟的方法加以验证, 并且除地表能量变化对夏季高原低涡生成频数的影响外, 大气环流等其他要素对其的影响, 也需要后期更深入的探讨。