青藏高原的热量变化特征要点.docx

1、青藏高原的热量变化特征要点滨江学院学年论文 题 目：青藏高原热量的变化特征 学生姓名 刘凡 学 号 20112316011 院 系 大气与遥感 专 业 大气科学 指导教师 张春莹 二一四年十二月二十九日论文目录摘要.11.引言.12.资料选取和方法介绍.2 2.1资料选取.2 2.2方法介绍.33.高原感热潜热总辐射的时空分布.4 3.1感热的时空分布特征.4 3.2潜热的时空分布特征.5 3.3总辐射的时空分布特征.64.结论.7 4.1感热.8 4.2潜热.8 4.3总辐射.85.参考文献.9青藏高原热量的变化特征刘凡南京信息工程大学滨江学院大气科学专业，南京 210044摘要：利用NCE

2、P/NCAR地面感热资料再分析格点资料，分析了1951-2010年青藏高原（下称高原）地区地面感热通量的基本气候特征,年纪与年代变化及其空间分布，采用滑动t检验和小波分析研究了高原年平均感热通量的变化的突变特征。结果表明，就全年平均而言，高原感热通量大部分地区为正值，说明高原为热源；冬季是全年感热通量最小的季节，为负值；其余季节感热均为正值。高原地表热源表现出明显的非均匀性，高原东西部热源呈反向变化。近60年高原的感热通量出现了不同程度的减少。利用热带测雨卫星（tropical rainfall measuring mission.TRMM）上微波成像仪（TRMM microwave imag

3、e,TM1）的观测资料，利用卫星遥感对夏季高原地区的凝结潜热(下称潜热)水平分布形式，潜热垂直结构及其变化特征进行了分析，潜热水平分布形式与基于NCEP/NCAR降水资料的基本结果一致，表明TM1的资料在高原地区的可用性。结果显示了夏季高原上三个比较稳定的潜热加热中心，显示了显著地高空热源。利用高原及其附近的22个日射站将近40a的总辐射及百分率资料确定了Angstrom-Prescott（APM）系数，在结合高原及其邻近地区的资料估算了将近40a的总辐射。结果表明：高原主体光照充沛，空间分布上，高原西部为高值区：年代变化上，高原总体减小，但波动较小，较稳定。关键词：青藏高原 感热通量 凝结潜

4、热 总辐射 时空分布 1 引言 青藏高原（下称高原）作为世界上最高和最大的高原，具有独特的地理面貌特征，是全球气候变化研究的重要区域，也是“全球变化的驱动机与放大器”【1】。作为世界的“第三极”，高原已经成为气候变化研究领域继南极与北极之后的另一热点。 高原大气对大气环流，降水以及海气相互作用过程有着极为重要的热力作用，吴国雄等【2】指出，高原的热力作用就像一个巨大的“感热气泵”调节着周边乃至全球的大气运动。大气有3种热量来源，即地面感热，大气净辐射以及凝结潜热【3】。高原对大气的热力影响在干季以感热为主，在雨季则由于降水量的增加，凝结潜热可以与感热达到同量级，成为雨季影响大气环流的重要能量之

5、一。 感热方面：20世纪后半叶高原地区气候发生了显著的变暖【4】。高原本身温度的升高伴随着其热力作用变化。而热力作用变化的具体体现是看其冷、热源作用过程是否变化?如感热通量，那么影响它变化的因素是什么及其变化的天气气候意义如何?数值模拟试验表明，高原气温升高引起大气加热能够加强东亚亚热带锋而雨的爆发【5】。李栋梁等【6】利用高原气象观测站，通过经验方法计算了高原地而感热通量并进行了异常诊断分析。Duan 等【7】也用传统的经验方法估算了高原的感热通量，并指出感热通量在减弱，尤其在春季。Yang 等 【8】利用气象观测资料，通过对比分析两类计算方法(物理方法和经验方法)获得高原地表感热通量的变化

6、趋势，结果表明，由物理方法估计的年均感热通量以每10年2%的速率减弱，经验方法不能很好地反映感热的变化趋势，并指出在气候变化研究中如果采用经验的计算方案(即使应用很广的方案)，结果的偏差和确定性可能非常大，甚至可能与实际完全相反。既然常规气象观测中是没有地表通量的直接观测，更不可能有区域尺度范围的格点值。而且中国气象台站在高原的分布相当不均匀，中东部较密集，西部很少，低海拔地区台站较多，高海拔地区台站很少，没有海拔超过4800 m的台站【9】。因此，高原地表感热估算一直存在争议。NCEP/NCAR提供了连续性好、时间序列长的全球地面通量等加热场的再分析格点资料【10】。宋敏红等【11】研究表明

7、高原地区的NCEP/NCAR地面和大气热通量再分析资料能较好地反映该区热源强度的年及年际变化特征。不同学者，【12】使用NCEP/NCAR通量资料分别研究了高原视热源的年际变化、感热通量、潜热通量等的气候状况及其与初夏东亚大气环流之间的关系。潜热方面：长期以来，有许多关于凝结潜热方面的研究，有基于地面观测站资料【13】和FGGE资料【14】，其分析结果与前人的基本一致。徐国昌等【15】和李栋梁等【6】等应用OLR资料对凝结潜热进行估算，认为高原上OLR与降水有很好的相关性，都可以反映出凝结潜热的分布特征。但是，迄今为止，因全球气候变暖，高原大气潜热状况在时间和空间上如何变化，整个凝结潜热总量如

8、何变化等问题还没有系统的结论。总辐射方面：目前，地面接收到的短波辐射能的计算大体有三类方案:其一是利用辐射传输模式计算辐射通量【16】，此类方案由于计算模式相对复杂，模式需要输入的实际大气参数难以获得以及需要较多的时机，因而该类方案在实际应用中受到了一定的限制；其二是遥感反演【17】，此类方案在区域及全球尺度太阳辐射研究有较好的应用前景，但受相应卫星过境时段的影响，选用不同卫星的资料，其反演结果缺乏对比性，高原地区地面辐射观测站点本来就很少；其三是辐射计算的经验模型，此类方案利用日照时数、气温、降水、相对湿度以及总云量等较容易获得的地面气象数据与太阳辐射实测值之间建立回归关系式来计算辐射值。此

9、类方案由于简单、所用的资料容易获取，因而在国内外辐射气候的研究中得到了较广泛的推广应用。总辐射的气候计算方法研究是其中比较早也比较重要的，从20世纪20年代开始，国外先后有多位学者给出了一些总辐射的计算式，并不断演变、发展完善【18】。相对于国外研究，中国的总辐射气候计算方法研究起步较晚，主要是从1957年开始建立全国日射站网后，才真正发展起来的.尹宏【19】，萧文俊【20】分别利用当时有限的实测资料，验证Angstrom-Prescott模型(APM)在我国的适用性.1963年左大康等【21】最先系统地研究了我国总辐射的气候计算问题，提出了以Angstrom式为基础的全国统一的总辐射气候计算

10、式，并首次绘制出了具有气候学意义的中国年、月总辐射分布图，讨论了其分布规律.这一工作对推动我国整个辐射气候研究起到了重大作用.之后许多的研究结果表【22】，APM模型可用来估算中国地区总辐射APM模型由于误差较小，模型输入参数较少，且相应资料易于获取等优点，近年来己在相关研究中得到了较为广泛的应用【23】。 本文在感热上利用NCEP/NCAR再分析资料中的地表感热通量分析高原地区的感热通量季节变化特征，研究高原感热通量的年际、年代际变化及其空间分布，并用突变检验和小波分析研究了年平均感热通量变化的突变特征，从而对高原地而感热通量异常变化的空间结构和时间演变趋势作了较系统的诊断研究，利用不同资料

11、分析了影响感热通量变化的因素，最后探讨了高原感热通量的变化对东亚、南亚夏季风的影响。在潜热上本文针对地形比较复杂的青藏高原东部。采用最新获取的BEM资料，基于GIS软件技术对高原东部46 a (1961-2006)以来的降水和凝结潜热进行估算，并给出不同分区不同时间的凝结潜热总量，力求为高原大气热量源汇的研究探索出一种新的方法。在总辐射上本文利用高原及其周边22个日射观测站的实测资料确定APM模型参数，以此模型估算了高原及周边116个气象参站1961- 2000时段40 a的总辐射，研究了近40 a青藏高原地区总辐射的分布变化特征。资料选取和方法介绍2.1 资料选取 感热的资料：所用的气温和降

12、水资料来自英国East Anglia大学的1951年1月一2009年12月的高分辨率全球逐月格点数据集(CRUTS 3. 1 , http: /bade.nerc. ac.uk/browse/bade/cru/data/crus.10)，水平网格距为0.500.50。所用的10 m处月平均风速和地温以及感热通量资料均来自NCEP/NCAR再分析资料，水平分辨率为高斯网格(19294个格点)，研究时段为1951一2010年。 潜热的资料：本文研究区域包括青海省、西藏大部、四川大部以及甘肃大部分地区。 本文研究所需的DEM(数字高程模型)是美国NASA (National Aeronautics

13、and Space Adminis-tration)和NGA (National Geospatial-IntelligenceAgency)于2000年2月历经11 d所获得的高分辨率高程数据，使用的仪器是The Shuttle Radar To-pography Mission CSRTM)探测器，DEM数据分辨率为3，数据来源于马里兰大学网站。 总辐射的资料：高原及周边22个辐射站的总辐射资料源于国家气象中心出版的中国地而辐射资料年册。本文选取APM模型估算总辐射，该模型输入参数少，使用简单方便，是目前较为广泛采用总辐射估算模型。2.2 方法介绍 1、感热通量 NCEP/NCAR资料中感

14、热通量的计算公式采用整体输送法，即其中:H为感热通量；为大气密度；为定压比热；V为10 m风速；为地表温度；为2 m气温；为整体交换系数，是一个经验值。若交换系数己知，则感热通量可以直接由式（1）计算。对高原年平均感热通量用滑动，检验、小波分析【24】进行突变检验、趋势变化和周期分析。t检验统计量:其中：；n1，n2分别为两段时间的年数；和分别为两段子系列的平均值；和 分别为方差。 一维信号函数f(t）的小波变换为其中：a为频率参数；b为时间参数，表示波动在时平移；R为实数域。 小波函数有多种函数形式，本文选用高斯型小波，也叫墨西哥帽小波，即: 2、潜热通量 高原雨季降水具有明显的垂直分布特征

15、，根据降水量随海拔高度的上升成三阶多项式的变化特点，将研究区域分为三类，即h1400 m, 1400mh 3600m，估算方法见文献【25】。 凝结潜热指大气中水汽凝结所释放的热量，降水凝结潜热QW的计算公式为 其中:QW必为凝结潜热，量纲为焦耳（ J ） P为网格区平均降水量(cm)；S为小区面积(cm2)；P为水的密度(1gCm-3 )；Lv为凝结潜热系数，即Lv=2497Jg-1。 3、总辐射 青藏高原地区APM可写成如下形式：（4） 模型估算效果由平均偏移误差(MBE )、平均绝对误差(MAE)、均方根误差(RMSE)及平均相对误差(MRE)等量进行评估，相关细节见文献【26】。 3

16、高原感热潜热总辐射的时空分布特征3.1 感热的时空分布特征 利用NCEP/NCAR再分析感热通量资料计算了60年高原年平均和四季地表感热通量的分布(图1)。就全年平均而言，高原大部分地区感热通量为正值，说明高原为热源，东部大于西部，南部大于北部，周围大于腹地。这主要因为高原东部、南部多为季风区，风速大且持久，感热偏强；西部常年积雪分布，地而反照率大，减少了地而吸收的短波辐射和地气界而处的感热；高原北侧多为裸地，蒸发和热力粗糙度都很小，地气温差大，感热加热强。高原南侧紧邻3000 m以上的狭长带为稀疏的灌木所覆盖，相对于中东部密集的灌木，高原南侧热力粗糙度较小，边界层热力混合偏弱，使得地气温差偏

17、高，感热加热偏强【27】。 春季(3一5月，图1b），高原感热通量迅速增加。这是因为太阳辐射加强，气温开始回升，地面冰雪、冻土开始消融，反照率下降。高原腹地大部分为正值，即热源。在日喀则地区，感热通量最大（60 W m-2）。在高原西部阿里地区南部，是感热通量的负值中心，为60 W m-2，但分布范围较小。高原西南部，感热通量等值线较密，说明温度梯度增加，导致海陆间的热力差异增大。春季(尤其是5月)感热通量的增加对东亚大气环流、东亚季风的爆发、高原夏季降水有显著影响【2,28】 夏季(6-8月，图lc)，高原为热源。在南疆塔里木盆地和青海的柴达木盆地地区出现正值中心。在高原腹地，随着雨季来临，

18、潜热通量增加，地而感热较春季有明显下降，特别是高原南部和东南部尤为突出。对于高原西部，由于受印度季风爆发的影响，降水增加，感热通量下降。 秋季(9-ll月，图1d)，随着太阳辐射的减小以及高原地而温度的降低，感热通量也随之减小。高原西部减小的最为明显，最大减小量达40 Wm-2。随着夏季风的撤退，高原南部和东南部的感热通量有所增加。感热通量最强处仍在柴达木盆地，为40 Wm-2。 冬季(12一2月，图1e)，是高原地而感热通量最小的季节。高原北部的昆仑山附近出现负中心（-50 Wm-2)，为强冷源，东北部祁连山脉和东南部川西等地以及沿喜马拉雅山感热通量冬季平均为负值，也是冷源。在高原高海拔地区

19、感热通量均为负值，主要是因为冬季高海拔地区积雪厚、范围广【29】，反照率大，地表获得的有效辐射较小，导致地而感热通量小，甚至为负值。高原腹地和沿喜马拉雅山南坡、东南部感热通量为正值，即为热源。Fig.1 The distribution of annual（a）and seasonal (be) mean surface sensible heat flux over Qinghai-Xizang Plateau(QXP). Unit:Wm-2.(b)spring (c)summer (d)autumn (e)winter【27】3.2 潜热的时空分布特征 基于GIS对高原各分区的面积和雨季凝

20、结潜热进行统计，面积分别为515694.7 km2 , 612136，9km2 ,201393.9 km2，362965.6 km2和346429.9km2；图2给出了高原各分区(a-e)及全区域（f）雨季凝结潜热总量的年际变化趋势，可见，第A,B,E凝结潜热总量变化趋势基本一致，表现为6阶多项式变化趋势，都在1962年出现第一个波峰，在1968年出现第一个大的波谷，之后基本为增加趋势，分别在1991、1985、1987年出现第二个大的波峰，之后又逐渐减小，又都在1994年出现第二个波谷，之后又有所增加。由图3可知，第A,B,E区主要包括青海南部、西藏、四川省绝大部分，占据高原东部的主体位置，

21、占研究区域面积的72.3，因此其变化趋势在一定程度上代表了高原东部的雨季凝结潜热变化，并且与整个高原东部凝结潜热年际变化相一致，整个区域的凝结潜热在1962,1985,2003年出现波峰，在1968和1994年出现波谷，平均凝结潜热为20.7 1020 J，在1968年的凝结潜热总量为18.1 1020J；之后的凝结潜热相对较高，平均凝结潜热为22.81020 J，在1985年出现一峰值，凝结潜热总量为26.41020 J；自1985年以来，凝结潜热呈递减趋势，不过最低值20.91020J仍高于60年代平均值的20.41020J。总体来说，凝结潜热表现为增加的趋势。第C,D区的凝结潜热值相对较

22、低，平均凝结潜热分别为1.OlO20J和1.41020J,凝结潜热的年际变化与前3个区域的变化趋势有所差别，基本表现为波动中递增的趋势，在1970年以来保持平衡，平均凝结潜热为1.11020 J和 1.61020 J，之后又略有降低。第C,D区的凝结潜热与前3个区存在差别的原因在于不同分区所受的气候系统有差异，主要与该区域受高原季风、亚洲季风、印度季风以及南海季风的影响有关。第C,D区位于青藏高原北坡，降水主要受西风带影响，再加上北部和西部被腾格里沙漠和塔克拉玛干沙漠包围而受沙漠气候的影响；其中，第C区又受高原热力作用的影响，形成小高压，使得第C,D区除祁连山之外，其他地区降水较少，并且有别于

23、高原其他区域。第A,B,E区位于高原主体，降水受高原夏季风和东亚季风的影响更大一些，水汽更充沛，降水凝结潜热能量也较大。图2 高原各分区（a-b）及全区域（f）Fig. 2 Annual variation of latent heat in sub-areas(ae) and the whole region （f） of the east plateau【29】Fig. 3 Precipitation sub-areas in rainy season in the East of the plateau【15】各分区的凝结潜热年际变化特征表明，高原上不同分区的凝结潜热有一定差别，图4给出

24、青藏高原东部多年(1961-2006年)平均凝结潜热的空间分布特征。格点面积为0. 07749 km2 ,凝结潜热的0值不进行考虑，因为这些点的海拔高度在获取过程中存在误差。从图5可以看出:高原东部雨季凝结潜热在空间上分布极不均匀，主要以高原东南部较高，格点上的凝结潜热达到(23.8) 104 J，其他大部分区域的凝结潜热在(1.520)104 J，个别区域在(0.5一1.0 )104 J，原因是该地区地形较复杂，降水分布较为复杂。研究区域内凝结潜热总体上表现为从东南部向西北方向逐渐递减的趋势，凝结潜热相差约78倍。原因是高原东部水汽输送从东南部而来，在向西北方向输送的过程中，受地形的影响，水

25、汽逐渐递减，使得降水量在空间上也表现为东南多，西北少的分布特征，相应地，凝结潜热也表现为这种分布态势。对于高原北部，大部分地区凝结潜热小于5103J，包括了第C,D子区。从凝结潜热的时空分布上可以看出，高原地形比较复杂，高原大气凝结潜热不仅受气候系统的影响，而且也与局部地理地形分布有很大关系。图4 高原东部雨季凝结潜热的空间分布特征Fig. 4 Spatial distribution of latent heat in rainy season in the east plateau【12】3.3 总辐射的时空分布特征 图5为高原地区不同年代总辐射年总量之距平分布。距平值为正表明总辐射增大，

26、距平值为负表明总辐射减小。20世纪60年代，高原总辐射距平正值区主要分布在高原西部及北部边缘，有4个闭合的正值中心。高原西部之距平值最大，中心处达240 MJm -2a-1以上。以敦煌为中心高原北侧，河西走廊西端的距平正值区，中心处距平值为140MJm-2a -1。高原南部在拉萨一带及东南部左贡一带为正值区，这两处正值区分布之区域不及高原西部及高原北部。同时，在申扎冲白里一线及杂多州木芝一线形成了两个负值区域，此处，总辐射是减小的。70年代沿葛尔一线西南至东北走向形成了两个闭合的正值区，紧邻正值区之东南缘有一西南一东北走向的闭合负值中心。高原东南部索县月青一带亦有正值区。与60年代相比，高原西

27、部正值区之而积与幅度均减小了。在高原北缘敦煌及高原西北部皮山出现了负值区。进入80年代，总辐射距平值在高原西部以葛尔为中心有一负值区在唐古拉山以南的。那曲也形成了一个区域较小的负值区，申扎-茫崖一线及林芝、波密一带为正值区。90年代，除高原西部地区总辐射增大，形成了闭合的正值区外，高原大部分地区总辐射值在减小，形成了大范围的负值区在柴达木盆地之。茫崖-冷湖一带及藏东南波密-德格一带形成了两个明显的减小区。 年代际变化在高原及毗邻地区不一致，有正，有负。但从整体上看(图6) , 60年代70年代高原上总辐射距平值为正值，分别为34. 84 ， 56. 27MJ m-2 a-1，表明这一时期高原及

28、毗邻地区总辐射是增大的；80年代、90年代总辐射距平值为负，平均值分别为一30. 14、一61. 35 MJm-2a-1，表明这一时期研究区域总辐射值在减小。相关的研究得到了相似的结论，即1980年代以来，高原地区总辐射有减小的趋势比川。研究结果显示，火山活动是该时一段总辐射减小的一个重要原因。图5 高原地区总辐射距平值60-90年代变化Fig. 5 The total radiation at high altitude change anomaly 60-90 years【18】图6 高原面上总辐射平均年总量变化Fig. 6 Variations of global radiation o

29、ver the plateau【23】4 结论4.1感热 （1）就全年平均而言，高原感热通量在大部分地区为正值，说明高原为热源，在高原边缘西北部为负值;冬季是全年地而感热通量最小的季节，为负值，高原北部昆仑山地区为强冷源；其余季节感热均为正值，即由地而向大气输送感热。(2)高原年平均和季节的感热通量无论从年际还是年代际上都出现了不同程度的减少，近60年感热通量在春、夏季呈现不显著的下降趋势，秋、冬季和年平均感热通量的下降趋势比较显著，分别为一0. 94，一0.50和一0. 49 W m-2（10a)-1。线性趋势的空间分布具有季节性和区域性差异，春、夏季和年平均的感热通量的增加趋势在高原分布而

30、积相对较大，但下降趋势幅度较大，秋、冬季感热通量的负值而积较大，而且负值中心比较显著。高原感热通量的增加主要分布在高原中北部，减少主要集中在南部和西部。4.2潜热由于受气候系统和地形影响的差异，高原东部雨季凝结潜热分布极不均匀，主要表现为高原东南部较高，而西北部较少的分布特征；采用EOF分解和REOF分区，将整个高原东部划分为5个气候分区，高原东部凝结潜热年际变化和第A,B,E区的变化相一致，第C,D区位于青藏高原北坡，降水主要受西风带影响，再加上北部和西部被腾格里沙潭和塔克拉玛干沙漠包围，第C区又受高原热力作用的影响，形成小高压，使得第C,D区除祁连山之外，其他地区降水较少，凝结潜热较低，并且有别于高原其他区域。 4.3总辐射 (2)总辐射40 a平均年总量在高原西部为高值区，此高值带