青藏高原中东部地表感热趋势转折特征及成因分析 |
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Persistent weakening trend in the spring sensible heat source over the Tibetan Plateau and its impact on the Asian summer monsoon 2 2011 ... 青藏高原（下称高原）东西长约2000 km， 南北宽约1000 km， 平均海拔约4000 m， 约占对流层的三分之一， 所以高原的加热可直接作用于对流层中层大气.地表感热是高原热源的重要组成部分， 受高原地表感热加热所驱动， 高原上空的大气在冬季下沉并向高原低空四周“排放”； 在夏季， 高原低空四周的大气被高原“抽吸”上升， 并在对流层上部向外排放， 这种周而复始的抽吸-排放作用和其所致的大范围的大气上升-下沉尤如一部巨型“气泵”（吴国雄等， 1997， 2018）屹立在欧亚大陆中、 东部的副热带地区上空， 对亚洲季风系统和北半球大气环流有着重要的调控作用.因此半个世纪以来， 高原大地形的热力和动力作用对北半球大气环流和亚洲气候的影响一直受到国内外气象学家的广泛关注（Yanai et al， 1992； Ye et al， 1998； Wu et al， 1998； Zhao et al， 2001； 李栋梁等， 2001； 吴国雄等， 2005； Duan et al， 2005， 2011， 2012； 周秀骥等， 2009； 徐祥德等， 2015； Ma et al， 2016； Zhang et al， 2019）.许多研究也证实， 高原感热加热与东亚大气环流及中国区域降水的关系密切（段安民等， 2003； 王同美等， 2009； 李潇等， 2015； 刘森峰等， 2017； 张长灿等， 2017； 戴逸飞等， 2017； Wang et al， 2018）， 它可以作为东亚季风和中国区域降水的有效预测因子.因此， 高原感热演变特征和变化原因的系统认识对我国短期气候预测意义重大. ... ... 由以上的研究可知， 高原感热的趋势转折与高原温度和地面风速的转变密切相关.而高原温度和风速的变化是否与感热转折前后的大气环流背景场有关？为了探明这一问题， 本节对2000年前后的大气环流背景场进行了对比研究.由1982-2000年和2000 -2018年200 hPa纬向风距平场分布（图8）可知， 2000年以前［图8（a）］， 纬向风正距平中心主要分布在欧洲中部、 阿拉伯半岛、 高原东北部及中国南方等地区， 表明了在这些地区纬向西风异常偏强； 纬向风负距平中心主要位于地中海至黑海、 高原西南部和蒙古地区， 表明了在这些地区纬向风异常偏弱.由此可以发现， 北半球中纬度（25°N -40°N）西风急流偏弱且急流轴位置偏南， 这可能对2000年之前高原风速的减弱有重要贡献.众多的研究也指出， 全球变暖的空间非均匀性导致的东亚副热带西风急流的减弱是高原风速减弱的主要原因（Duan et al， 2009， 2011）.图8（b）显示， 2000年以后200 hPa纬向风距平场的空间分布与2000年之前［图8（a）］的情况几乎相反， 在地中海至黑海、 高原西南部和蒙古地区纬向西风异常偏强， 而阿拉伯半岛、 高原东北部的纬向西风异常偏弱， 北半球中纬度（25°N -40°N）西风急流偏强且急流轴位置偏北， 高原西南部西风急流的异常加强可能是2000年之后高原Ⅲ区和Ⅳ区风速显著增强的主要原因.张志斌等（2014）研究也指出， 纬向风的加强对2000年以来西南地区风速增强有重要贡献.也有研究指出， 在全球变暖背景下高原与其周边地区气温变化趋势的不均衡， 是高原风速减小的主要原因（You et al， 2014； 姚慧茹等， 2016）， 而1998年后随着全球变暖趋势的趋缓， 东亚中高纬地区与热带和副热带地区的变暖非均匀性得到缓解， 从而使得高原风速减小趋缓 （Zhu et al， 2017）.接下来将对500 hPa温度场进行分析.从1982 -2000年和2000 -2018年500 hPa温度距平场的分布（图9）可以发现， 2000年之前， 地中海以北、 中亚和蒙古及以北地区上空的温度为正距平， 高原东南部一直到印度洋和西太平洋上空温度均为负距平.这也是2000年之前高原北（南）部增温率快（慢）于北半球变暖的主要原因［见图7（a）， （c）］.高原北（南）侧的温度异常偏高（低）， 减小了经向温度梯度和气压梯度， 从而使得这一时期风速持续减小.2000年之后［图9（b）］的情形几乎和之前的相反， 在北非至南海地区上空的温度为正距平， 而中亚至高原大部分区域和蒙古及其以北均为温度的负距平.使得这一时期高原温度的增温率慢于北半球［见图7（d）］， 并且高原南北两侧经向温度梯度和气压梯度增大， 导致了这一时期风速的增加. ... Weakening trend in the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau during recent decades.Part I： observations 4 2008 ... Duan et al（2008）早期的研究指出， 在20世纪80年代中期后高原感热呈显著减弱趋势， 随后Yang et al（2011）也比较了三种不同计算方案得到的高原感热演变的差异， 结果均显示出高原感热的显著减弱趋势.然而， 近期的气象站和野外观测资料均显示， 这种减弱的趋势并没有一直延续， 而是在21世纪00年代初发生了显著的趋势转折， 不仅没有减弱， 反而表现为增强的趋势， 且高原四季的感热演变与年平均状况类似， 只是趋势转折时间略有差异（戴逸飞等， 2016； Zhu et al， 2017； 张超等， 2018； 解晋等， 2018； 于威等， 2018； Wang et al， 2018； 严晓强等， 2019）.戴逸飞等（2016）研究显示， 高原感热演变趋势的转折最早出现在2001年的秋季， 随后是春季在2002年发生转变， 冬、 夏季和年平均均在2003年发生转变， 除了夏季， 其他季节感热转折后的增强趋势均通过了95%的信度水平检验， 秋季通过了99%的信度水平检验.解晋等（2018）研究发现， 高原感热冬、 春季的转折在2001年， 夏、 秋季在2003年.Wang et al（2018）的分析显示， 高原感热的转折只有春季在2001年， 年平均和其余季节均在2003年.这可能与感热研究所用资料的站点个数不同有关.最新的高原野外观测数据也显示， 高原感热在2002年之后表现为增强趋势（严晓强等， 2019）.总体来讲， 这些研究成果均揭示了高原整体感热演变趋势在21世纪00年代初期发生了转折性的改变. ... ... 高原感热演变趋势的转变是多种气象要素共同变化的结果.在气候学研究中， 地表感热通量H可以利用气象站常规观测资料通过总体输送公式进行确定（Yeh， 1982； Chen et al， 1985； Ye et al， 1998； 李栋梁等， 2003； Duan et al， 2008； Yang et al， 2011； 戴逸飞等， 2016； Zhu et al， 2017； Wang et al， 2018）， 其表达式为： ... ... 由式（1）可知， 影响地表感热通量变化的气象要素主要为地面风速Vs和地气温差（Ts-Ta）， 地表热力总体输送系数Ch值的量级远小于地面风速和地气温差， 干空气密度ρ主要与气象站的本站气压P有关， 其年际变化微弱， 所以， 它们对感热通量变化的影响有限（于威等， 2018）.有研究显示， 地面风速的减小对2003年之前高原感热的减弱有重要贡献（Duan et al， 2008； Liu et al， 2012； 王美蓉等， 2012； Yang et al， 2014）， 而2003年之后高原地面风速减小趋势的趋缓和地气温差的增大可能是高原感热增强和趋势转折的主要原因（戴逸飞等， 2016； Zhu et al， 2017； Wang et al， 2018； 解晋等， 2018）.但是， 现有研究多是针对高原整体特征的分析， 高原感热演变趋势的改变在空间上是否一致？关键区在哪里？如何定量评估不同气象要素对高原感热趋势转折的贡献和影响？这些都是亟需解决的重要科学问题.因此， 本文针对2000年代初高原感热趋势转变的事实， 首先利用旋转经验正交函数分解（REOF）方法对高原感热特征进行了分区， 接着利用气候变化趋势转折判别模型（PLFIM）分析了高原各区及70个站点年平均感热趋势转折特征， 并用多元线性回归问题的方差分析方法定量研究了地气温差和地面风速对地表感热变化的相对贡献， 以及高原地温和气温对同期北半球变暖的响应， 最后从大气环流角度分析了高原感热趋势转折的可能原因.以期对高原感热演变空间特征和趋势转折物理原因有一个较系统的认识. ... ... 前人对高原整体气候倾向率特征的分析表明， 地面风速的减小对2003年之前高原感热的减弱有重要贡献（Duan et al， 2008； Liu et al， 2012； 王美蓉等， 2012； Yang et al， 2014）， 而2003年之后高原地面风速减小趋势的趋缓和地气温差的增大可能是高原感热增强和趋势转折的主要原因（戴逸飞等， 2016； Zhu et al， 2017； Wang et al， 2018； 解晋等， 2018）.但是高原不同区域情况是否一致， 为此通过1982 -2018年高原4个区年平均地温、 气温、 地气温差及地面10m风速标准化序列的逐年演变（图3）可以看出， 4个要素在不同区域的演变不尽相同.地温和气温序列整体呈上升趋势， 尤其从20世纪90年代中后期至21世纪00年代初， 增长趋势最为明显； 2009年开始， 这种增长趋势出现了停滞并有小幅度的降温趋势， 特别是在Ⅲ区和Ⅳ区.由气候倾向率统计结果（表1）可以发现， 高原4个区的地温在感热通量趋势转折后的升温率均高于转折之前， 而气温却有不同程度的改变， Ⅰ区和Ⅲ区升温率减弱， 特别是Ⅰ区， 升温率减弱69%， 而在高原Ⅱ区和Ⅳ区气温增温率与之前几乎相当， 略有增加.地气温差受地温与气温变化的共同影响， 在感热趋势转折之前高原Ⅰ区地气温差呈减弱趋势， 其余3个区没有明显的变化趋势（表1）， 转折后高原Ⅰ区和Ⅱ区地气温差呈现显著增加趋势， 倾向率分别达到0.39 ℃·（10a）-1和0.27 ℃·（10a）-1， 通过了α=0.01的显著性t检验， 而在高原的Ⅲ区和Ⅳ区由于地温和气温在2009年出现了小幅降温趋势， 导致这一时段地气温差变化趋势不明显， 但在2000 -2009年期间地气温差为显著的增加趋势， 倾斜率分别达到0.93 ℃·（10a）-1和0.82 ℃·（10a）-1， 通过了α=0.01的显著性t检验.风速的变化与温度不同， 4个区在感热通量转折前均为显著的减弱趋势， 特别是Ⅲ区， 气候倾斜率达到-0.42 m·s-1·（10a）-1.这与前人的研究结果相同（You et al， 2014； 姚慧茹等， 2016； 徐丽娇等， 2019）， 即高原10 m风速在2000年代之前表现为明显的减少趋势.但从2000年开始， 风速的减小趋势趋于平缓， 并表现为小幅的年际波动增长， 这种增长趋势在高原Ⅱ区、 Ⅲ区和Ⅳ区都很明显， 气候倾斜率均通过了α=0.01的显著性t检验.通过以上分析表明， 地温、 气温、 地气温差和风速等感热相关气象要素在高原的不同区域， 具有不同的演变特征， 高原感热演变趋势的转变在不同区域影响因素也不尽相同， 所以对高原感热趋势转折的物理成因需要分区域来认识. ... Weakening trend in the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau during recent decades.Part II： Connection with climate warming 1 2009 ... 由以上的研究可知， 高原感热的趋势转折与高原温度和地面风速的转变密切相关.而高原温度和风速的变化是否与感热转折前后的大气环流背景场有关？为了探明这一问题， 本节对2000年前后的大气环流背景场进行了对比研究.由1982-2000年和2000 -2018年200 hPa纬向风距平场分布（图8）可知， 2000年以前［图8（a）］， 纬向风正距平中心主要分布在欧洲中部、 阿拉伯半岛、 高原东北部及中国南方等地区， 表明了在这些地区纬向西风异常偏强； 纬向风负距平中心主要位于地中海至黑海、 高原西南部和蒙古地区， 表明了在这些地区纬向风异常偏弱.由此可以发现， 北半球中纬度（25°N -40°N）西风急流偏弱且急流轴位置偏南， 这可能对2000年之前高原风速的减弱有重要贡献.众多的研究也指出， 全球变暖的空间非均匀性导致的东亚副热带西风急流的减弱是高原风速减弱的主要原因（Duan et al， 2009， 2011）.图8（b）显示， 2000年以后200 hPa纬向风距平场的空间分布与2000年之前［图8（a）］的情况几乎相反， 在地中海至黑海、 高原西南部和蒙古地区纬向西风异常偏强， 而阿拉伯半岛、 高原东北部的纬向西风异常偏弱， 北半球中纬度（25°N -40°N）西风急流偏强且急流轴位置偏北， 高原西南部西风急流的异常加强可能是2000年之后高原Ⅲ区和Ⅳ区风速显著增强的主要原因.张志斌等（2014）研究也指出， 纬向风的加强对2000年以来西南地区风速增强有重要贡献.也有研究指出， 在全球变暖背景下高原与其周边地区气温变化趋势的不均衡， 是高原风速减小的主要原因（You et al， 2014； 姚慧茹等， 2016）， 而1998年后随着全球变暖趋势的趋缓， 东亚中高纬地区与热带和副热带地区的变暖非均匀性得到缓解， 从而使得高原风速减小趋缓 （Zhu et al， 2017）.接下来将对500 hPa温度场进行分析.从1982 -2000年和2000 -2018年500 hPa温度距平场的分布（图9）可以发现， 2000年之前， 地中海以北、 中亚和蒙古及以北地区上空的温度为正距平， 高原东南部一直到印度洋和西太平洋上空温度均为负距平.这也是2000年之前高原北（南）部增温率快（慢）于北半球变暖的主要原因［见图7（a）， （c）］.高原北（南）侧的温度异常偏高（低）， 减小了经向温度梯度和气压梯度， 从而使得这一时期风速持续减小.2000年之后［图9（b）］的情形几乎和之前的相反， 在北非至南海地区上空的温度为正距平， 而中亚至高原大部分区域和蒙古及其以北均为温度的负距平.使得这一时期高原温度的增温率慢于北半球［见图7（d）］， 并且高原南北两侧经向温度梯度和气压梯度增大， 导致了这一时期风速的增加. ... Weather and climate effects of the Tibetan Plateau 1 2012 ... 青藏高原（下称高原）东西长约2000 km， 南北宽约1000 km， 平均海拔约4000 m， 约占对流层的三分之一， 所以高原的加热可直接作用于对流层中层大气.地表感热是高原热源的重要组成部分， 受高原地表感热加热所驱动， 高原上空的大气在冬季下沉并向高原低空四周“排放”； 在夏季， 高原低空四周的大气被高原“抽吸”上升， 并在对流层上部向外排放， 这种周而复始的抽吸-排放作用和其所致的大范围的大气上升-下沉尤如一部巨型“气泵”（吴国雄等， 1997， 2018）屹立在欧亚大陆中、 东部的副热带地区上空， 对亚洲季风系统和北半球大气环流有着重要的调控作用.因此半个世纪以来， 高原大地形的热力和动力作用对北半球大气环流和亚洲气候的影响一直受到国内外气象学家的广泛关注（Yanai et al， 1992； Ye et al， 1998； Wu et al， 1998； Zhao et al， 2001； 李栋梁等， 2001； 吴国雄等， 2005； Duan et al， 2005， 2011， 2012； 周秀骥等， 2009； 徐祥德等， 2015； Ma et al， 2016； Zhang et al， 2019）.许多研究也证实， 高原感热加热与东亚大气环流及中国区域降水的关系密切（段安民等， 2003； 王同美等， 2009； 李潇等， 2015； 刘森峰等， 2017； 张长灿等， 2017； 戴逸飞等， 2017； Wang et al， 2018）， 它可以作为东亚季风和中国区域降水的有效预测因子.因此， 高原感热演变特征和变化原因的系统认识对我国短期气候预测意义重大. ... Role of the Tibetan Plateau thermal forcing in the summer climate patterns over subtropical Asia 1 2005 ... 青藏高原（下称高原）东西长约2000 km， 南北宽约1000 km， 平均海拔约4000 m， 约占对流层的三分之一， 所以高原的加热可直接作用于对流层中层大气.地表感热是高原热源的重要组成部分， 受高原地表感热加热所驱动， 高原上空的大气在冬季下沉并向高原低空四周“排放”； 在夏季， 高原低空四周的大气被高原“抽吸”上升， 并在对流层上部向外排放， 这种周而复始的抽吸-排放作用和其所致的大范围的大气上升-下沉尤如一部巨型“气泵”（吴国雄等， 1997， 2018）屹立在欧亚大陆中、 东部的副热带地区上空， 对亚洲季风系统和北半球大气环流有着重要的调控作用.因此半个世纪以来， 高原大地形的热力和动力作用对北半球大气环流和亚洲气候的影响一直受到国内外气象学家的广泛关注（Yanai et al， 1992； Ye et al， 1998； Wu et al， 1998； Zhao et al， 2001； 李栋梁等， 2001； 吴国雄等， 2005； Duan et al， 2005， 2011， 2012； 周秀骥等， 2009； 徐祥德等， 2015； Ma et al， 2016； Zhang et al， 2019）.许多研究也证实， 高原感热加热与东亚大气环流及中国区域降水的关系密切（段安民等， 2003； 王同美等， 2009； 李潇等， 2015； 刘森峰等， 2017； 张长灿等， 2017； 戴逸飞等， 2017； Wang et al， 2018）， 它可以作为东亚季风和中国区域降水的有效预测因子.因此， 高原感热演变特征和变化原因的系统认识对我国短期气候预测意义重大. ... Is the climate warming or cooling 1 2009 ... 在过去的百年尺度上全球变暖现象是毋庸置疑的， 但自1998年之后， 全球增暖趋势出现减缓（Smith et al， 2005）， 有研究还指出在某些地区甚至出现了“变冷”（Easterling et al， 2009； Kerr， 2009； Medhaug et al， 2017）.青藏高原不仅是天气变化的“启动区”， 更是“全球气候变化的驱动机和放大器”（汤懋苍等， 1988； 冯松等， 1998； 潘保田等， 1996； 刘桂芳等， 2010； 宋辞等， 2012）.那么， 在高原感热趋势转折前后， 高原的地温和气温对北半球变暖的响应速度又有哪些差异呢？本节利用线性倾向估计方法进行分析， 并用高原地温和气温气候倾向率与北半球气温倾向率的比值x来定量衡量高原地温和气温对北半球温度变化的响应程度， x>1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x1表示高原增温快于北半球增温， 值越大， 高原增温也越快； x |
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