青藏高原的熱量變化特征要點(diǎn)

1、濱江學(xué)院學(xué)年論文題 目：青藏高原熱量的變化特征學(xué)生姓名 劉凡學(xué) 號(hào) 20112316011院系大氣與遙感專業(yè)大氣科學(xué)指導(dǎo)教師張春瑩二0 一四年十二月二十九日論文目錄 TOC o 1-5 h z 摘要1 HYPERLINK l bookmark9 o Current Document .引言1 HYPERLINK l bookmark11 o Current Document .資料選取和方法介紹 2資料選取2方法介紹3 HYPERLINK l bookmark25 o Current Document .高原感熱潛熱總輻射的時(shí)空分布 4感熱的時(shí)空分布特征 4潛熱的時(shí)空分布特征 5總輻射的時(shí)空分

2、布特征 6 HYPERLINK l bookmark27 o Current Document .結(jié)論7感熱8潛熱8總輻射8.參考文獻(xiàn)9青藏高原熱量的變化特征劉凡南京信息工程大學(xué)濱江學(xué)院大氣科學(xué)專業(yè)，南京210044摘要：利用NCEP/NCA地面感熱資料再分析格點(diǎn)資料，分析了 1951-2010年青藏高原（下稱高原）地區(qū)地面感熱通量的基本 氣候特征，年紀(jì)與年代變化及其空間分布，采用滑動(dòng)t檢驗(yàn)和小波分析研究了高原年平均感熱通量的變化的突變特征。結(jié)果表明，就全年平均而言，高原感熱通量大部分地區(qū)為正值，說(shuō)明高原為熱源；冬季是全年感熱通量最小的季節(jié)，為負(fù)值；其余季節(jié)感熱均為正值。高原地表熱源表現(xiàn)出明顯

3、的非均勻性，高原東西部熱源呈反向變化。近60年高原的感熱通量出現(xiàn)了不同程度的減少。利用熱帶測(cè)雨衛(wèi)星（ tropical rainfall measuring mission.TRMM）上微波成像儀（ TRMM microwaveimage,TM1）的觀測(cè)資料，利用衛(wèi)星遙感對(duì)夏季高原地區(qū)的凝結(jié)潛熱（下稱?t熱）水平分布形式，潛熱垂直結(jié)構(gòu)及其變化特征進(jìn)行了分析，潛熱水平分布形式與基于NCEP/NCAFW水資料的基本結(jié)果一致，表明TM1的資料在高原地區(qū)的可用性。結(jié)果顯示了夏季高原上三個(gè)比較穩(wěn)定的潛熱加熱中心，顯示了顯著地高空熱源。利用高原及其附近的22個(gè)日射站將近40a的總輻射及百分率資料確定了 A

4、ngstrom-Prescott （APM系數(shù)，在結(jié)合高原及其鄰近地區(qū)的資料估算了將近40a的總輻射。結(jié)果表明：高原主體光照充沛，空間分布上，高原西部為高值區(qū)：年代變化上，高原總體減小，但波動(dòng)較小，較穩(wěn)定。 關(guān)鍵詞：青藏高原感熱通量凝結(jié)潛熱總輻射時(shí)空分布1引言青藏高原（下稱高原）作為世界上最高和最大的高原，具有獨(dú)特的地理面貌特征，是全球氣候變化研究的重要區(qū)域，也是“全球變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)與放大器”111 O作為世界的“第三極”，高原已經(jīng)成為氣候變化研究領(lǐng)域繼南極與北極之后的另一熱點(diǎn)。吳國(guó)雄等指出，高原3種熱量來(lái)源，即地面在雨季則由于降水量的增感熱方面：20世紀(jì)后半高原大氣對(duì)大氣環(huán)流，降水以及海氣相互

5、作用過(guò)程有著極為重要的熱力作用, 的熱力作用就像一個(gè)巨大的“感熱氣泵”調(diào)節(jié)著周邊乃至全球的大氣運(yùn)動(dòng)。大氣有 感熱，大氣凈輻射以及凝結(jié)潛熱 。高原對(duì)大氣的熱力影響在干季以感熱為主， 加，凝結(jié)潛熱可以與感熱達(dá)到同量級(jí)，成為雨季影響大氣環(huán)流的重要能量之一。葉高原地區(qū)氣候發(fā)生了顯著的變暖141。高原本身溫度的升高伴隨著其熱力作用變化。而熱力作用變化的具體體現(xiàn)是看其冷、熱源彳用過(guò)程是否變化？如感熱通量，那么影響它變化的因素是什么及其變化的天氣氣候意義如何？數(shù)值模擬試驗(yàn)表明，高原氣溫升高引起大氣加熱能夠加強(qiáng)東亞亞熱帶鋒而雨的爆發(fā)。李棟梁等利用高原氣象觀測(cè)站，通過(guò)經(jīng)驗(yàn)方法計(jì)算了高原地而感熱通量并進(jìn)行了異常診

6、斷分析。Duan等也用傳統(tǒng)的經(jīng)驗(yàn)方法估算了高原的感熱通量，并指出感熱通量在減弱， 尤其在春季。Yang等 利用氣象觀測(cè)資料，通過(guò)對(duì)比分析兩類計(jì)算方法（物理方法和經(jīng)驗(yàn)方法）獲得高原地表感熱通量的變化趨勢(shì)，結(jié)果表明，由物理方法估計(jì)的年均感熱通量以每10年2%勺速率減弱，經(jīng)驗(yàn)方法不能很好地反映感熱的變化趨勢(shì)，并指出在氣候變化研究中如果采用經(jīng)驗(yàn)的計(jì)算方案（即使應(yīng)用很廣的方案），結(jié)果的偏差和確定性可能非常大，甚至可能與實(shí)際完全相反。既然常規(guī)氣象觀測(cè)中是沒(méi)有地表通量的直接觀測(cè)，更不可能有區(qū)域尺度范 圍的格點(diǎn)值。而且中國(guó)氣象臺(tái)站在高原的分布相當(dāng)不均勻，中東部較密集，西部很少，低海拔地區(qū)臺(tái)站較多，高海拔地區(qū)臺(tái)

7、站很少，沒(méi)有海拔超過(guò)4800 m的臺(tái)站。因此，高原地表感熱估算一直存在爭(zhēng)議。NCEP/NCAR提供了連續(xù)性好、時(shí)間序列長(zhǎng)的全球地面通量等加熱場(chǎng)的再分析格點(diǎn)資料“0】。宋敏紅等研究表明高原地區(qū)的NCEP/NCA弛面和大氣熱通量再分析資料能較好地反映該區(qū)熱源強(qiáng)度的年及年際變化特征。不同學(xué) 者，【使用NCEP/NCA頻量資料分別研究了高原視熱源的年際變化、感熱通量、潛熱通量等的氣候狀況 及其與初夏東亞大氣環(huán)流之間的關(guān)系。潛熱方面：長(zhǎng)期以來(lái)，有許多關(guān)于凝結(jié)潛熱方面的研究，有基于地面觀測(cè)站資料和FGG贛料1，其分析結(jié)果與前人的基本一致。徐國(guó)昌等”和李棟梁等等應(yīng)用OLR資料對(duì)凝結(jié)潛熱進(jìn)行估算，認(rèn)為高原上O

8、LR與降水有很好的相關(guān)性，都可以反映出凝結(jié)潛熱的分布特征。但是，迄今為止，因全球氣候變暖，高原大氣潛熱狀況在時(shí)間和空間上如何變化，整個(gè)凝結(jié)潛熱總量如何 變化等問(wèn)題還沒(méi)有系統(tǒng)的結(jié)論?？傒椛浞矫妫耗壳?，地面接收到的短波輻射能的計(jì)算大體有三類方案：其一是利用輻射傳輸模式計(jì)算輻射通量1161 ,此類方案由于計(jì)算模式相對(duì)復(fù)雜，模式需要輸入的實(shí)際大氣參數(shù)難以獲得以及需要較多的時(shí)機(jī)，因而該類方案在實(shí)際應(yīng)用中受到了一定的限制；其二是遙感反演1171 ,此類方案在區(qū)域及全球尺度太陽(yáng)輻射研究有較好的應(yīng)用前景，但受相應(yīng)衛(wèi)星過(guò)境時(shí)段的影響，選用不同衛(wèi) 星的資料，其反演結(jié)果缺乏對(duì)比性， 高原地區(qū)地面輻射觀測(cè)站點(diǎn)本來(lái)就很

9、少；其三是輻射計(jì)算的經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ?，此類方案利用日照時(shí)數(shù)、氣溫、降水、相對(duì)濕度以及總云量等較容易獲得的地面氣象數(shù)據(jù)與太陽(yáng)輻射實(shí)測(cè) 值之間建立回歸關(guān)系式來(lái)計(jì)算輻射值。此類方案由于簡(jiǎn)單、所用的資料容易獲取，因而在國(guó)內(nèi)外輻射氣候 的研究中得到了較廣泛的推廣應(yīng)用?？傒椛涞臍夂蛴?jì)算方法研究是其中比較早也比較重要的，從20世紀(jì)20年代開始，國(guó)外先后有多位學(xué)者給出了一些總輻射的計(jì)算式，并不斷演變、發(fā)展完善1181 o相對(duì)于國(guó)外研究，中國(guó)的總輻射氣候計(jì)算方法研究起步較晚，主要是從1957年開始建立全國(guó)日射站網(wǎng)后，才真正發(fā)展起來(lái)的.尹宏1191 ,蕭文俊【如分別利用當(dāng)時(shí)有限的實(shí)測(cè)資料，驗(yàn)證Angstrom-Presc

10、ott 模型(APM)在我國(guó)的適用性,1963年左大康等I”最先系統(tǒng)地研究了我國(guó)總輻射的氣候計(jì)算問(wèn)題，提出了以Angstrom式為基礎(chǔ)的全國(guó)統(tǒng)一的總輻射氣候計(jì)算式，并首次繪制出了具有氣候?qū)W意義的中國(guó)年、月總輻射分布圖，討論了 其分布規(guī)律,這一工作對(duì)推動(dòng)我國(guó)整個(gè)輻射氣候研究起到了重大作用,之后許多的研究結(jié)果表1221, APM莫型可用來(lái)估算中國(guó)地區(qū)總輻射APM莫型由于誤差較小，模型輸入?yún)?shù)較少，且相應(yīng)資料易于獲取等優(yōu)點(diǎn)，近年來(lái)己在相關(guān)研究中得到了較為廣泛的應(yīng)用1231 o本文在感熱上利用 NCEP/NCA的分析資料中的地表感熱通量分析高原地區(qū)的感熱通量季節(jié)變化特征， 研究高原感熱通量的年際、年代

11、際變化及其空間分布，并用突變檢驗(yàn)和小波分析研究了年平均感熱通量變 化的突變特征，從而對(duì)高原地而感熱通量異常變化的空間結(jié)構(gòu)和時(shí)間演變趨勢(shì)作了較系統(tǒng)的診斷研究，利 用不同資料分析了影響感熱通量變化的因素，最后探討了高原感熱通量的變化對(duì)東亞、南亞夏季風(fēng)的影響。在潛熱上本文針對(duì)地形比較復(fù)雜的青藏高原東部。采用最新獲取的BEM料，基于GIS軟件技術(shù)對(duì)高原東部46 a (1961-2006)以來(lái)的降水和凝結(jié)潛熱進(jìn)行估算，并給出不同分區(qū)不同時(shí)間的凝結(jié)潛熱總量，力求為 高原大氣熱量源匯的研究探索出一種新的方法。在總輻射上本文利用高原及其周邊22個(gè)日射觀測(cè)站的實(shí)測(cè)資料確定APM模型參數(shù)，以此模型估算了高原及周邊

12、116個(gè)氣象參站1961- 2000時(shí)段40 a的總輻射，研究了近40 a青藏高原地區(qū)總輻射的分布變化特征。2資料選取和方法介紹資料選取感熱的資料：所用的氣溫和降水資料來(lái)自英國(guó) East Anglia 大學(xué)的1951年1月 2009年12月的高 分辨率全球逐月格點(diǎn)數(shù)據(jù)集(CRUTS3. 1 , http: /bade.nerc. ac.uk/browse/bade/cru/data/crus.10) , 水平網(wǎng)格距為0.5 X0.5 。所用的10 m處月平均風(fēng)速和地溫以及感熱通量資料均來(lái)自NCEP/NCA曬分析資料，水平分辨率為高斯網(wǎng)格(192 X94個(gè)格點(diǎn))，研究時(shí)段為1951 2010年。

13、潛熱的資料：本文研究區(qū)域包括青海省、西藏大部、四川大部以及甘肅大部分地區(qū)。本文研究所需的 DEM數(shù)字高程模型)是美國(guó) NASA(National Aeronautics and Space Adminis-tration) 和 NGA(National Geospatial-IntelligenceAgency) 于2000年2月歷經(jīng)11 d所獲得的高分辨率高程數(shù)據(jù)，使用的儀器是 TheShuttle Radar To-pography Mission CSRT怫測(cè)器，DEMB據(jù)分到率為 3,數(shù)據(jù)來(lái)源于馬里蘭大學(xué)網(wǎng)站。總輻射的資料：高原及周邊 22個(gè)輻射站的總輻射資料源于國(guó)家氣象中心出版的中國(guó)

14、地而輻射資料年 冊(cè)。本文選取 APM莫型估算總輻射，該模型輸入?yún)?shù)少，使用簡(jiǎn)單方便，是目前較為廣泛采用總輻射估算 模型。方法介紹1、感熱通量NCEP/NCAR資料中感熱通量的計(jì)算公式采用整體輸送法，即H = p CfiCH VC 7; 7； ) ,(1 )其中:H為感熱通量；產(chǎn)為大氣密度；4為定壓比熱；V為10 m風(fēng)速；二為地表溫度；R為2 m氣溫；Ctt為整體交換系數(shù)，是一個(gè)經(jīng)驗(yàn)值。若交換系數(shù)己知，則感熱通量可以直接由式（1）計(jì)算。對(duì)高原年平均感熱通量用滑動(dòng)，檢驗(yàn)、小波分析】進(jìn)行突變檢驗(yàn)、趨勢(shì)變化和周期分析。t檢驗(yàn)統(tǒng)計(jì)量：5 X / + y川 明$= 卜.百其中： 、小十收一？ ； ni,

15、n2分別為兩段時(shí)間的年數(shù)；門和1分別為兩段子系列的平均值；立和分別為方差。一維信號(hào)函數(shù)f（t ）的小波變換為山.（3）其中：a為頻率參數(shù)；b為時(shí)間參數(shù)，表示波動(dòng)在時(shí)平移；R為實(shí)數(shù)域。小波函數(shù)有多種函數(shù)形式，本文選用高斯型小波，也叫墨西哥帽小波，即 ：勺=（I 16 “ 吃（4）、潛熱通量高原雨季降水具有明顯的垂直分布特征，根據(jù)降水量隨海拔高度的上升成三階多項(xiàng)式的變化特點(diǎn)，將研究區(qū)域分為三類，即 h1400 m, 1400mh 3600m，估算方法見文獻(xiàn)【25】。凝結(jié)潛熱指大氣中水汽凝結(jié)所釋放的熱量，降水凝結(jié)潛熱Q的計(jì)算公式為3=PXSXPX其中：Qw必為凝結(jié)潛熱，量綱為焦耳（ J ） P為網(wǎng)格

16、區(qū)平均降水量（cm）; S為小區(qū)面積（cm2）; P為水的密 度（1g - Cn-3 ） ; Lv為凝結(jié)潛熱系數(shù)，即 Lv=2497J g-1。、總輻射青藏高原地區(qū)APMT寫成如下形式：Q=5,（0,23 + 0,56915.）模型估算效果由平均偏移誤差 （MBE ）、平均絕對(duì)誤差（MAE）、均方根誤差（RMSE）M平均相對(duì)誤差（MRE） 等量進(jìn)行評(píng)估，相關(guān)細(xì)節(jié)見文獻(xiàn)1261 o3高原感熱潛熱總輻射的時(shí)空分布特征感熱的時(shí)空分布特征利用NCEP/NCA需分析感熱通量資料計(jì)算了60年高原年平均和四季地表感熱通量的分布（圖1）。就全年平均而言，高原大部分地區(qū)感熱通量為正值，說(shuō)明高原為熱源，東部大于西

17、部，南部大于北部，周圍大 于腹地。這主要因?yàn)楦咴瓥|部、南部多為季風(fēng)區(qū)，風(fēng)速大且持久，感熱偏強(qiáng)；西部常年積雪分布，地而反 照率大，減少了地而吸收的短波輻射和地氣界而處的感熱；高原北側(cè)多為裸地， 蒸發(fā)和熱力粗糙度都很小，地氣溫差大，感熱加熱強(qiáng)。高原南側(cè)緊鄰3000 m以上的狹長(zhǎng)帶為稀疏的灌木所覆蓋，相對(duì)于中東部密集的灌木，高原南側(cè)熱力粗糙度較小，邊界層熱力混合偏弱，使得地氣溫差偏高，感熱加熱偏強(qiáng)1271 o春季（3 5月，圖1b）,高原感熱通量迅速增加。這是因?yàn)樘?yáng)輻射加強(qiáng)，氣溫開始回升，地面冰 雪、凍土開始消融，反照率下降。高原腹地大部分為正值， 即熱源。在日喀則地區(qū)，感熱通量最大（60 W-m

18、2）。 在高原西部阿里地區(qū)南部，是感熱通量的負(fù)值中心，為 60 W m2,但分布范圍較小。高原西南部，感熱通量等值線較密，說(shuō)明溫度梯度增加，導(dǎo)致海陸間的熱力差異增大。春季 （尤其是5月）感熱通量的增加對(duì) 東亞大氣環(huán)流、東亞季風(fēng)的爆發(fā)、高原夏季降水有顯著影響12281夏季（6-8月，圖lc）,高原為熱源。在南疆塔里木盆地和青海的柴達(dá)木盆地地區(qū)出現(xiàn)正值中心。在 高原腹地，隨著雨季來(lái)臨，潛熱通量增加，地而感熱較春季有明顯下降，特別是高原南部和東南部尤為突 出。對(duì)于高原西部，由于受印度季風(fēng)爆發(fā)的影響，降水增加，感熱通量下降。秋季（9-11月，圖1d）,隨著太陽(yáng)輻射的減小以及高原地而溫度的降低，感熱通量

19、也隨之減小。高原 西部減小的最為明顯，最大減小量達(dá)40 Wm2。隨著夏季風(fēng)的撤退，高原南部和東南部的感熱通量有所增加。感熱通量最強(qiáng)處仍在柴達(dá)木盆地，為 40 W- m2。冬季（12 2月，圖1e）,是高原地而感熱通量最小的季節(jié)。高原北部的昆侖山附近出現(xiàn)負(fù)中心（-50W- m2）,為強(qiáng)冷源，東北部祁連山脈和東南部川西等地以及沿喜馬拉雅山感熱通量冬季平均為負(fù)值，也是 冷源。在高原高海拔地區(qū)感熱通量均為負(fù)值，主要是因?yàn)槎靖吆０蔚貐^(qū)積雪厚、范圍廣1291 ,反照率大，地表獲得的有效輻射較小，導(dǎo)致地而感熱通量小，甚至為負(fù)值。高原腹地和沿喜馬拉雅山南坡、東南部感 熱通量為正值，即為熱源。圖I一黑。年高原

20、年平均O和季。(匕一口地面感熱通量分布l單位：W，m )tb)春幸.(c)戰(zhàn)車.(d秋乍.冬季Fig.1 The distribution of annual(a) and seasonal (b e) mean surface sensible heat flux over Qinghai-Xizang_ _ -2 一. .一.一【27】Plateau(QXP). Unit:W m .(b)spring (c)summer (d)autumn (e)winter潛熱的時(shí)空分布特征基于GIS對(duì)高原各分區(qū)的面積和雨季凝結(jié)潛熱進(jìn)行統(tǒng)計(jì)，面積分別為 51594.7 km2,612 M36, 9kR

21、,201 X393.9 km： 362X965.6 km 2 和 346429.9km2;圖 2 給出了高原各分區(qū)(a-e)及全區(qū)域(f)雨季凝結(jié)潛熱總量的年際變化趨勢(shì)，可見，第 A,B,E凝結(jié)潛熱總量變化趨勢(shì)基本一致，表現(xiàn)為6階多項(xiàng)式變化趨勢(shì)，都在1962年出現(xiàn)第一個(gè)波峰，在1968年出現(xiàn)第一個(gè)大的波谷，之后基本為增加趨勢(shì)，分別在1991、1985、1987年出現(xiàn)第二個(gè)大的波峰，之后又逐漸減小，又都在1994年出現(xiàn)第二個(gè)波谷，之后又有所增加。由圖3可知，第A,B,E區(qū)主要包括青海南部、西藏、四川省絕大部分，占據(jù)高原東部的主體位置，占研究 區(qū)域面積的72.3%,因此其變化趨勢(shì)在一定程度上代表了

22、高原東部的雨季凝結(jié)潛熱變化，并且與整個(gè)高原東部凝結(jié)潛熱年際變化相一致，整個(gè)區(qū)域的凝結(jié)潛熱在1962,1985,2003年出現(xiàn)波峰，在1968和1994年出現(xiàn)波谷，平均凝結(jié)潛熱為20.7 M020 J ,在1968年的凝結(jié)潛熱總量為18.1 X102J;之后的凝結(jié)潛熱相對(duì)較高，平均凝結(jié)潛熱為22.8 X1020 J ,在1985年出現(xiàn)一峰值，凝結(jié)潛熱總量為26.4 X102J;自1985年以來(lái)，凝結(jié)潛熱呈遞減趨勢(shì)，不過(guò)最低值20.9 X102J仍高于60年代平均值的20.4 X102J?？傮w來(lái)說(shuō)，凝結(jié)潛熱表現(xiàn)為增加的趨勢(shì)。第C,D區(qū)的凝結(jié)潛熱值相對(duì)較低，平均凝結(jié)潛熱分別為 1.OMO20J和1.

23、4 M020J,凝結(jié)潛熱的年際變化與前3個(gè)區(qū)域的變化趨勢(shì)有所差別，基本表現(xiàn)為波動(dòng)中遞增的趨勢(shì)，在 1970年以來(lái)保持平衡，平均凝結(jié)潛熱為1.1 X1020 J和1.6 X1020 J,之后又略有降低。第 C,D區(qū)的凝結(jié)潛熱與前 3個(gè)區(qū)存在差別的原因在于不同分區(qū)所受的氣候系統(tǒng)有差異，主要與該區(qū)域受高原季風(fēng)、亞洲季風(fēng)、印度季風(fēng)以 及南海季風(fēng)的影響有關(guān)。第C,D區(qū)位于青藏高原北坡，降水主要受西風(fēng)帶影響，再加上北部和西部被騰格里沙漠和塔克拉瑪干沙漠包圍而受沙漠氣候的影響；其中，第C區(qū)又受高原熱力作用的影響，形成小高壓，使得第C,D區(qū)除祁連山之外，其他地區(qū)降水較少，并且有別于高原其他區(qū)域。第 A,B,E

24、區(qū)位于高原主體， 降水受高原夏季風(fēng)和東亞季風(fēng)的影響更大一些，水汽更充沛，降水凝結(jié)潛熱能量也較大。.OJ - 1 -1- ，一 -L-I Tl - I . jHfrl197019”1988IW7 200year圖2高原各分區(qū)（a-b ）及全區(qū)域（f）Fig. 2 Annual variation of latent heat in sub-areas(ae) and the whole region(f) of the east plateau【29】圖3高原雨季降水盤分區(qū)Fig. 3 Precipitation sub-areas in rainy season in the East of

25、the plateau各分區(qū)的凝結(jié)潛熱年際變化特征表明，高原上不同分區(qū)的凝結(jié)潛熱有一定差別，圖4給出青藏高原東部多年（1961-2006年）平均凝結(jié)潛熱的空間分布特征。格點(diǎn)面積為 0. 07749 km 2,凝結(jié)潛熱的0值不進(jìn)行 考慮，因?yàn)檫@些點(diǎn)的海拔高度在獲取過(guò)程中存在誤差。從圖5可以看出：高原東部雨季凝結(jié)潛熱在空間上分布極不均勻，主要以高原東南部較高，格點(diǎn)上的凝結(jié)潛熱達(dá)到（23.8） X104J,其他大部分區(qū)域的凝結(jié)潛熱在（1.5 20）X104 J,個(gè)別區(qū)域在（0.5 1.0 ）M04J,原因是該地區(qū)地形較復(fù)雜，降水分布較為復(fù)雜。 研究區(qū)域內(nèi)凝結(jié)潛熱總體上表現(xiàn)為從東南部向西北方向逐漸遞減

26、的趨勢(shì)，凝結(jié)潛熱相差約78倍。原因是高原東部水汽輸送從東南部而來(lái)，在向西北方向輸送的過(guò)程中，受地形的影響，水汽逐漸遞減，使得降 水量在空間上也表現(xiàn)為東南多，西北少的分布特征，相應(yīng)地，凝結(jié)潛熱也表現(xiàn)為這種分布態(tài)勢(shì)。對(duì)于高原 北部，大部分地區(qū)凝結(jié)潛熱小于5M03J,包括了第C,D子區(qū)。從凝結(jié)潛熱的時(shí)空分布上可以看出，高原地形比較復(fù)雜，高原大氣凝結(jié)潛熱不僅受氣候系統(tǒng)的影響， 而且也與局部地理地形分布有很大關(guān)系。圖4 高原東部雨季凝結(jié)潛熱的空間分布特征Fig. 4 Spatial distribution of latent heat in rainy season in the east plate

27、au3.3總輻射的時(shí)空分布特征圖5為高原地區(qū)不同年代總輻射年總量之距平分布。距平值為正表明總輻射增大，距平值為負(fù)表明總 輻射減小。20世紀(jì)60年代，高原總輻射距平正值區(qū)主要分布在高原西部及北部邊緣，有4個(gè)閉合的正值中心。高原西部之距平值最大，中心處達(dá)240 MJ m-2 a-1以上。以敦煌為中心高原北側(cè)，河西走廊西端的距平正值區(qū)，中心處距平值為140MJ- m2 a -1。高原南部在拉薩一帶及東南部左貢一帶為正值區(qū)，這兩處正值區(qū)分布之區(qū)域不及高原西部及高原北部。同時(shí)，在申扎沖白里一線及雜多州木芝一線形成了兩個(gè)負(fù) 值區(qū)域，此處，總輻射是減小的。70年代沿葛爾一線西南至東北走向形成了兩個(gè)閉合的正值

28、區(qū)，緊鄰正值區(qū)之東南緣有一西南一東北走向的閉合負(fù)值中心。高原東南部索縣月青一帶亦有正值區(qū)。與60年代相比,高原西部正值區(qū)之而積與幅度均減小了。在高原北緣敦煌及高原西北部皮山出現(xiàn)了負(fù)值區(qū)。進(jìn)入80年代,總輻射距平值在高原西部以葛爾為中心有一負(fù)值區(qū)在唐古拉山以南的。那曲也形成了一個(gè)區(qū)域較小的負(fù)值 區(qū)，申扎-茫崖一線及林芝、波密一帶為正值區(qū)。90年代，除高原西部地區(qū)總輻射增大，形成了閉合的正值區(qū)外，高原大部分地區(qū)總輻射值在減小，形成了大范圍的負(fù)值區(qū)在柴達(dá)木盆地之。茫崖-冷湖一帶及藏東南波密-德格一帶形成了兩個(gè)明顯的減小區(qū)。年代際變化在高原及毗鄰地區(qū)不一致，有正，有負(fù)。但從整體上看 （圖6） , 60

29、 年代70年代高原上總 輻射距平值為正值，分別為34. 84 , 56. 27MJ m2 a-1,表明這一時(shí)期高原及毗鄰地區(qū)總輻射是增大的；80年代、90年代總輻射距平值為負(fù)，平均值分別為一30. 14、- 61.35 MJ nf a-1,表明這一時(shí)期研究區(qū)域總輻射值在減小。相關(guān)的研究得到了相似的結(jié)論，即1980年代以來(lái)，高原地區(qū)總輻射有減小的趨勢(shì)比川。研究結(jié)果顯示，火山活動(dòng)是該時(shí)一段總輻射減小的一個(gè)重要原因。圖5高原地區(qū)總輻射距平值60-90年代變化Fig. 5 The total radiation at high altitude change anomaly 60-90 years圖6

30、高原面上總輻射平均年總量變化【23】f*2SI：i -62M 6150 r60SH 師 - 短曲Li(MXJ -4(XJ-20U - -21)0 -Fig. 6 Variations of global radiation over the plateau4結(jié)論4.1感熱(1)就全年平均而言，高原感熱通量在大部分地區(qū)為正值，說(shuō)明高原為熱源，在高原邊緣西北部為負(fù) 值；冬季是全年地而感熱通量最小的季節(jié)，為負(fù)值，高原北部昆侖山地區(qū)為強(qiáng)冷源；其余季節(jié)感熱均為正 值，即由地而向大氣輸送感熱。(2)高原年平均和季節(jié)的感熱通量無(wú)論從年際還是年代際上都出現(xiàn)了不同程度的減少，近60年感熱通量在春、夏季呈現(xiàn)不顯著

31、的下降趨勢(shì)，秋、冬季和年平均感熱通量的下降趨勢(shì)比較顯著，分別為一0. 94,-2-1 一 一一 一一 一一一 ,.一一 .一 0.50和一 0. 49 W - m (10a)。線性趨勢(shì)的空間分布具有季節(jié)性和區(qū)域性差異，春、夏季和年平均 的感熱通量的增加趨勢(shì)在高原分布而積相對(duì)較大，但下降趨勢(shì)幅度較大，秋、冬季感熱通量的負(fù)值而積較 大，而且負(fù)值中心比較顯著。高原感熱通量的增加主要分布在高原中北部，減少主要集中在南部和西部。潛熱由于受氣候系統(tǒng)和地形影響的差異，高原東部雨季凝結(jié)潛熱分布極不均勻，主要表現(xiàn)為高原東南部較高，而西北部較少的分布特征；采用EOF分解和REO吩區(qū)，將整個(gè)高原東部劃分為5個(gè)氣候分

32、區(qū)，高原東部凝結(jié)潛熱年際變化和第A,B,E區(qū)的變化相一致，第C,D區(qū)位于青藏高原北坡，降水主要受西風(fēng)帶影響，再加上北部和西部被騰格里沙潭和塔克拉瑪干沙漠包圍，第C區(qū)又受高原熱力作用的影響，形成小高壓，使得第C,D區(qū)除祁連山之外，其他地區(qū)降水較少，凝結(jié)潛熱較低，并且有別于高原其他區(qū)域。總輻射(2)總輻射40 a平均年總量在高原西部為高值區(qū)，此高值帶向東北和東南延伸，其中北支可抵達(dá)內(nèi)蒙 古高原。(3)盡管年代際變化在高原及周邊地區(qū)不一致，但從整體上看，總輻射距平值 60 , 70年代為正值，表 明這時(shí)期高原總輻射增大；80,90年代總輻射距平為負(fù)，這時(shí)期總輻射減小，火山活動(dòng)是該時(shí)段總輻射減小的一個(gè)

33、重要原因。參考文獻(xiàn)1張海龍，劉高煥，葉宇，黃腫，等 .青藏高原短波輻射分布式模擬及其時(shí)空分布J.自然資源學(xué)報(bào).2010.25(5)Hai-long zhang, liu Gao Huan Ye Yu, yellow her, etc. Distributed simulation and space-time distribution of the qinghai-tibet plateau shortwave radiation J. Journal of natural resources. 2010.25 (5)2吳國(guó)雄，張永生 .青藏高原的熱力和機(jī)械強(qiáng)迫作用以及亞洲季風(fēng)的爆發(fā).爆發(fā)地點(diǎn)

34、J.大氣科學(xué).1998,22 (6) : 825-838.Guo-xiong wu, zhang . The thermal and mechanical force effect of qinghai-tibet plateau and the outbreak of the Asian monsoon. Site J. Journal of atmospheric sciences. 1998, 22 (6) : 825-8383趙平，陳隆勛.35年來(lái)青藏高原大氣熱源氣候特征及其與中國(guó)降水的關(guān)系J.中國(guó)科學(xué)：D輯，2001,31(1 ) : 327-332.Zhao ping, long-

35、xun Chen. 35 years of qing hai-tibet plateau climate characteristics of atmospheric heat source and its relationship with precipitation in China J. Chinese science: D, 2001, 31 (4) : 327-3324Liu X, Chen B. Climatic warming in the Tibetan Plateau during recent decadesJ. Inter J;limato, 2000, 20(14):1

36、729-1742.5Wang B. Bao J. Hoskins B.Tibetan Plateau warming and precipitation changes in EastJ Geophys Res Lett.6李棟梁.李維京，魏麗.等.青藏高原地而感熱及其異常的診斷分析J.氣候與環(huán)境研究，72003, 8(1);71-83.16 Duan , Wu Weakening trend in the atmospheric heatson ice Ver the TibetanPlateau during recent decades. Part IObservation、J Clim

37、ate. 2008, 21(13):3119-3164.8Yang K. J, Wu B. Recent trends in surface sensible heat Llux on the Tibetan PlateauJ.Sci K.2010 , 54(1):19-28.9李新，程國(guó)棟，盧玲.青藏高原氣溫分布的空間插值方法比較(17.高原氣象，Zoos, 22): 56J.10Kalnay E, Kanamitsu M, Kistler R, et al. The NCEP/NCARreanalysis 40-year projectJ.Bull Amer Meteor Soc, 199

38、6.77(B):137-471.11宋敏紅，吳統(tǒng)文.錢正安.高原地區(qū)NCEP熱通量再分析資料的檢驗(yàn)及在夏季降水預(yù)測(cè)中的應(yīng)用J.高原氣象，2000, 19(4):67-47.12Zhao P. hen I.Interannual variability or atmospheric heatsource/sink over the Qinghai-Xizang (Tibetan) Plateau and its relation to circulationJ. Advtmos Sci. 2001.18(1):106 -11613Chen L X, Elmar R Reiter, Feng Z

39、Q.The atmospheric heatsource over the Tibetan Plateau: May-August 1979J.Monthly Weather Review,1985,113(10):1771-1790.14Yanai M, Li C, Song Z S. Seasonal heating of the TibetanPlateau and its effts on the evolution of the Asian summermonsoonJ .Journal of theMeteorological Society of Japan,1992, 70(1

40、):319-350.15徐國(guó)昌，李棟梁，蔣尚城.衛(wèi)星觀測(cè)的 OLR對(duì)夏季青藏高原月雨量及凝結(jié)潛熱的估算J.高原氣象，1990, 9 (3): 256- 263.16Wang Shifang, Uao Uuodong. An analysis of the computed diction field on the horizontal surlace J. Scientia Meteoro-logica Sinica, 1991, 11(4):383-391.王州放，高國(guó)棟 .水平而輻射場(chǎng)的模式計(jì)算及結(jié)果分析J.氣象科學(xué)，1991,11(4)383-39117Zhang Hailong, Li

41、u Uaohuan, Ye Yu. Distributed mod-ling o1 shortwave solar radiationdistribution over the TibetanPlateau J. Journal ol Natural Resource, 2010 , 2sJ;811-821. 張海龍，劉高煥，葉宇，等.青藏高原短波輻射分布式模擬及其時(shí)空分布J.自然資源學(xué)報(bào)，2010, 60(2):a11 -82118ngstrom MeYS Solar and terrestrial radiation J. Quart J Roy1924, 51 L21 125.19Yin

42、 Hong. The distribution of total insolation in eastern Chinacomputed by empirical formula J. Acta Meteorologica Since-1957, 28(2); 101-107.20Xiao Wenjun. The empirical lormula lor the calculation of thetotal solar radiation usingthe percent of sunshine durationJ. Acta Scientiarum Naturalium Lniversi

43、tatis Pekinensis,1962, 8(4):409-415. 蕭文俊.利用日照百分率計(jì)算總輻射的經(jīng)驗(yàn)公式J.北京大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)),1962,8(4):40, -41.21Zuo Dakang, Wang Yixian, Chen Jiansui. Characteristics ofthe distribution of total radiation in ChinaJ. Acta Meteoro-logica Sinica, 1963, 22 ; 78-96.左大康.王贅賢，凍建綏.中國(guó)地區(qū)太陽(yáng)總輻射的空間分布特征J.氣象學(xué)報(bào)，1963,33(1):78 96.23Weng

44、 Duming. Discussion on the climatological calculation of lar radlatta Meteorologla J, 1D64, 34(3):ao4-a15. C翁篤鳴.試論總輻射的氣彳學(xué)計(jì)算力法J.氣象學(xué)報(bào)，1964, 3a(3):304-31524竺夏英，劉屹眠.吳國(guó)雄.資料的評(píng)估J中國(guó)科學(xué) 夏季青藏高原多種地表感熱通量資地球科學(xué).2012.25Shu S J, Yu Z F, Wang Y, et al. A statistic model for thespatial distribution of precipitation es

45、timation over the Tibet-an complex terrainJ .Chinese Journal of Geophysics, 2005,8(3):535-542 (in Chinese).J26Li Ren, ZhaoLin, Ding Yongjian, vt al. The eLlect ol globalradiation budget on seasonal Irozen depth in the Tibetan Plat-eauJ. Journal ol Glaciology and Geocryology, 2009,31(3)422-430.李韌.趙林.

46、永建，等.青藏高原總輻射變化劉高原季節(jié)凍土凍結(jié)深度的影響J.冰川凍土，2009, 31(3)422 43027魏風(fēng)英.現(xiàn)代氣候統(tǒng)計(jì)診斷與預(yù)測(cè)技術(shù)M.北京；氣象出版社，2007:63-124.28王澄海.董文杰，韋志剛.青藏高原季節(jié)凍融過(guò)程與東亞大氣環(huán)流關(guān)系的研究CJ7.地球物理學(xué)報(bào)，2003,46(3); 30 , -316.29柯長(zhǎng)青.李培基.用EUF力法研究青藏.高原積雪深度分布與變化-冰川凍土， 1998, 20(1): 64-67.Variation of the Tibetan Plateau heatLiu FanBinjiang College of Nanjing Univer

47、sity of Information Science & Technology , Nanjing,210044.Abstract : Use of NCEP / NCAR reanalysis data ground thermal grid data were analyzed on the Tibetan Plateau 1951-2010 (hereinafter referred to as the plateau) the basic features of regional climate ground sensible heat flux, changes in age and years of their spatial distribution, sliding t test and wavelet analysis of mutations characteristic plateau average annual change in sensible heat flux.The results show that on average, annual, Sensible heat flux in