基于OLR 資料的青藏高原地區(qū)對流活動研究

劉俏華姚秀萍陳明誠

1中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京100081

2中國氣象局氣象干部培訓學院，北京100081

3南京信息工程大學氣候與環(huán)境變化國際合作聯(lián)合實驗室/氣象災害預報預警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，南京210044

1 引言

向外長波輻射（Outgoing Longwave Radiation，簡稱OLR），是由衛(wèi)星觀測的地氣系統(tǒng)輻射收支中的重要分量，其大小主要取決于云頂和下墊面的溫度。OLR 可以反映出云量、雨量、凝結潛熱、大尺度垂直環(huán)流以及海氣相互作用等眾多海洋和大氣相關信息，且基于衛(wèi)星觀測得到的OLR 數(shù)據(jù)集具有全球性、均勻性、連續(xù)性和高時空分辨率等優(yōu)點，在大氣環(huán)流、海氣相互作用、氣候變化和中長期預報等相關研究中得到了廣泛應用（Jiang，1993）。OLR 資料被應用于熱帶海洋地區(qū)的相關研究工作，主要包括熱帶地區(qū)OLR 的分布及變化特征研究、熱帶洋面主要環(huán)流系統(tǒng)（熱帶輻合帶、副熱帶高壓）特征揭示及其與異常天氣之間的關系探究等（Heddinghaus and Krueger,1981;蔣尚城,1988;馬乃孚和楊景勛,1994;Sohn and Schmetz,2004;于玉斌和姚秀萍,2005;Chiodi and Harrison,2010,2013）。

青藏高原（以下簡稱高原）地區(qū)由于地形復雜、海拔特殊，氣象觀測資料整體較為稀缺，因此OLR 資料也被廣泛應用于高原相關研究工作中。高原海拔高氣溫低，OLR 值明顯偏低，是地球上除南北極地區(qū)、赤道輻合帶外又一個OLR 低值區(qū)。冬季OLR 的最低值位于高原西北部，這與高原西部冬季降雪較多有關；夏季OLR 低值中心位于高原東南部，與該地區(qū)夏季對流旺盛，降水較多有關（康善福和吳俊明,1990）。高原地區(qū)OLR 具有顯著的年變化特征，在冬、夏兩季表現(xiàn)為“緩變”態(tài)，在春、秋兩個過渡季節(jié)表現(xiàn)為“急變”態(tài)，且高原不同區(qū)域OLR 年變化特征差異也很大，高原北部OLR 呈“單峰”型分布，南部則呈顯著“雙峰”型分布（楊喜峰和蔣尚城,1995）。許多學者對高原地區(qū)OLR 的年際變化特征也進行了相關研究，但由于研究范圍與研究時段存在差異，其演變特征不盡相同（朱乾根等,2000;柳苗和李棟梁,2007;王園香等,2012）。

OLR 分布及變化受緯度、季節(jié)、云、降水、地面有效輻射以及下墊面和大氣溫度等眾多因子影響，其中緯度和季節(jié)影響決定OLR 的基本趨勢，云、降水、下墊面及大氣溫度等則使之發(fā)生偏離（徐國昌等,1990;王可麗等,1991;Kyle et al.,1995;Weng，1995;假拉和周順武,2002;柳苗和李棟梁,2007）。在高原地區(qū)，總云量是影響OLR 變化的主要因子，二者具有較好的相關關系。除總云量外，云狀、云高也對其具有影響，不同高度云層對OLR 的強迫作用不同，高云貢獻大，而低云貢獻較小（Shen et al.,2017）。在對流發(fā)展地區(qū)，OLR主要取決于云頂溫度，而云頂溫度又取決于對流活動的強度。OLR 值越小，云頂溫度越低，對流發(fā)展則越強；反之對流較弱。故很多研究中用OLR作為對流研究的指標，用其值大小來代表對流活動的強弱（Ardanuy and Kyle,1986;蘇文穎等,2000;Zhang et al.,2017;姚秀萍等,2019;唐南軍等, 2020）。

目前，很多學者已針對高原地區(qū)OLR 的變化特征、影響因素、與異常天氣間的關系等方面進行了相關研究（康善福和吳俊明,1990;王可麗等,1991;Weng,1995;楊喜峰和蔣尚城,1995;朱乾根等,2000;陳少勇等,2011），但對于其所反映出的對流活動的相關特征與影響因子，卻未展開更深入全面的研究。因此，近幾十年高原地區(qū)對流活動的分布特征如何？不同季節(jié)、不同區(qū)域的演變趨勢如何？影響其分布及演變的因素有哪些？均是值得進一步研究和完善的問題。故本文擬通過對近40年高原地區(qū)OLR 時空分布及演變特征的分析，揭示高原地區(qū)對流活動的相關特征，并利用地表熱通量資料，分別研究地表感熱、潛熱通量與高原地區(qū)OLR 和對流活動間的相關關系。

全文結構如下：第2節(jié)簡要介紹使用的資料和分析方法；第3和4節(jié)給出高原地區(qū)OLR 與對流活動的時空分布及其演變特征，第5節(jié)研究地表熱通量與OLR 和對流活動間的相關關系；最后是本文的結論部分。

2 資料與方法

2.1 資料選取

本文研究區(qū)域為高原地區(qū)，研究范圍為（25°～40°N，75°～105°E）。利用1980～2019年美國NOAA 系列衛(wèi)星觀測的月平均向外長波輻射（OLR）資料（https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.interp_OLR.html[2020-02-15]），水 平分辨率為2.5°×2.5°，對高原地區(qū)OLR 與對流活動的時空分布及演變特征進行研究。另外，采用了同時段歐洲中心ERA5月平均地表熱通量資料（https://cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/dataset/reanalysis-era5-singl e-levels-monthly-means[2020-03-25]），包括地表感熱通量和地表潛熱通量，水平分辨率為0.25°×0.25°，對高原地區(qū)地表熱通量與高原OLR 和對流活動的關系進行了研究。ERA5為最新一代再分析資料，是由歐盟資助ECMWF執(zhí)行的哥白尼氣候變化服務（C3S）推出的適用于氣候研究的數(shù)據(jù)集。相比ERA-Interim 數(shù)據(jù)來說，ERA5資料的時空分辨率大幅提升，提供的變量種類顯著增加，并且將更多的歷史觀測數(shù)據(jù)尤其是衛(wèi)星數(shù)據(jù)利用到先進的數(shù)據(jù)同化和模式系統(tǒng)中，用以估計更為準確的大氣狀況，總體數(shù)據(jù)質量實現(xiàn)了很大升級。已有一些研究將ERA5資料應用于高原地區(qū)的地表溫度、云量、積雪面積以及降水等研究工作中（Ji and Yuan,2020;Lei et al.,2020;Ou et al.,2020;Sahu and Gupta,2020），但由于該資料較新，目前針對高原地區(qū)的研究工作總體相對較少。

2.2 主要研究方法

2.2.1 Morlet 小波分析

小波分析是近年來氣候變化研究中為揭示氣候變化周期特征而廣為采用的一種數(shù)學手段，它不僅可以揭示氣候變化在各種時間尺度上的周期變化特征，還能顯示出各種周期信號隨時間的變化規(guī)律。通常在對時間系列進行分析時，希望能夠得到平滑連續(xù)的小波振幅，因此非正交小波函數(shù)較為合適。此外，要得到時間系列振幅和相位兩方面的信息，就要選擇復值小波，因為復值小波具有虛部，可以對相位進行很好的表達（Torrence and Compo,1998）。Morlet 小波兼具以上兩個優(yōu)勢，既有非正交性，又是由高斯函數(shù)調節(jié)產生的復值小波，故本文選取標準Morlet 小波對OLR 序列進行分析，具體公式為

此時基小波的總能量等于1（或2π）（吳洪寶和吳蕾，2005），式中，t 為時間，ω0為無量綱頻率。當ω0=6時，小波尺度與傅里葉周期基本相等（λ=1.03 s）（Torrence and Webster,1999），所以尺度項與周期項可以相互替代。

歷史學家的處境猶如劇場里的觀眾，他從同一個視角第二次來看演出，他知道這出戲將怎樣結尾，對他來說已經沒有未預料到的情節(jié)發(fā)生。這出戲對他是以過去時的形式存在的，他從中汲取有關情節(jié)的知識。但他同時又以觀眾的目光來觀看這出戲。這時他處在現(xiàn)在時之中并再次體驗“未知”的情感——那是一種戲未結束前的“未知”。這兩種相互排斥的體驗以驚人的方式融會成為某種同時態(tài)的感覺[8]70-71。

為了便于研究，本文先將OLR 時間序列進行距平化處理后，再代入方程進行計算，且本文對由Morlet 小波分析得到的功率譜進行了紅噪聲過程的顯著性檢驗。由小波能量譜和實部信息，可以得出OLR 序列變化的周期變化特征以及突變點等諸多信息。

2.2.2相關分析

一般來說，兩個隨機變量關系的密切程度是用相關系數(shù)來度量的，相關系數(shù)絕對值大的就認為關系密切（張禮平等,2000）。對任意兩個要素變量x1,x2,···,xn和 y1,y2,···,yn，其相關系數(shù)的計算公式為

其中，分母為變量x 和y 的標準差，分子為兩變量x，y 的協(xié)方差。相關系數(shù)r 用以表示兩要素之間的關系。計算得到的相關系數(shù)是否顯著，需要通過顯著性檢驗（魏鳳英,1999）。

本文在探討地表熱通量與OLR 及對流活動之間的關系時，采用了相關分析方法，并對結果進行了顯著性檢驗，最終得出相關結論。

3 OLR 的空間分布特征

3.1 年平均分布特征

圖1 1980～2019年青藏高原（以下簡稱高原）年平均向外長波輻射（OLR）的空間分布（單位：W m-2）。黑色粗實線為高原3000 m 地形高度Fig.1 Spatial distribution of the annual mean outgoing longwave radiation(OLR)over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019(units:W m-2)The thick black solid line is the Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m

對近40年OLR 月平均數(shù)據(jù)進行處理，可以得到高原OLR 平均分布情況。由圖1可見，高原地區(qū)OLR 平均值為219 W m-2，其等值線分布與高原3000 m 邊界線走向近似平行，強度由高原周邊地區(qū)向中部遞減，并在（30°～35°N，90°～95°E）附近區(qū)域存在低值中心，最小值為195 W m-2。從同一緯度來看，高原東部OLR 普遍低于西部，高原東部對流活動顯著強于西部。

3.2 季節(jié)平均分布特征

由前期研究可知，緯度和季節(jié)影響主要決定OLR 的基本趨勢（Weng,1995）。圖2是通過平均值以及差值計算得到的高原OLR 季節(jié)分布圖，由此可以看出高原各季OLR 的分布特征及季節(jié)變化對高原OLR 的影響，進而得出高原各季對流活動的相關特征。

圖2 1980～2019年高原各季平均OLR 的空間分布（單位：W m-2）：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。黑色等值線為OLR 值，陰影表示OLR 差值（季節(jié)平均—年平均），黑色粗實線為高原3000 m 地形高度，斜線區(qū)域通過95%信度檢驗Fig.2 Spatial distribution of the seasonal mean OLR over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019(units:W m -2):(a) Spring;(b)summer;(c)autumn;(d)winter.The black contour represents the OLR,whereas the shadings represent the deviation of the OLR(the seasonal average minus the annual average).The thick black solid line is the Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m,diagonal areas are statistically significant at the 95%confidence level

春季（3～5月，圖2a）高原地區(qū)OLR 呈“中部低四周高”的分布特征，與年平均分布相似，但其等值線更為密集。高原中部地區(qū)存在OLR 低值帶，其最小值比年平均OLR 最小值低10 W m-2左右。春季高原大部分地區(qū)為OLR 負偏差區(qū)，其值略小于年平均OLR 值，在高原南坡存在弱正偏差區(qū)。夏季（6～8月，圖2b）高原OLR 分布呈“南低北高，東低西高”的特征，低值區(qū)相比春季明顯向東南移動，且在（30°N，100°E）附近存在200 W m-2的低值中心。由此可知，夏季高原東南部對流活動最為強盛。另外，由于夏季北半球輻射增強，高原大地形表現(xiàn)為強加熱作用，高原地區(qū)OLR 值普遍強于年平均值，且在高原北部尤為顯著。高原南部則由于夏季對流活動旺盛，云頂變高、云量增多，OLR 受云與降水影響顯著，表現(xiàn)為弱負偏差。秋季（9～11月，圖2c）高原大地形仍以加熱作用為主，但強度明顯減弱，整個高原地區(qū)均表現(xiàn)為弱正偏差，且在高原西部最為顯著。冬季（12～2月，圖2d）高原OLR 呈“北低南高”的分布特征，在高原西部35°N 附近存在低值區(qū)，最小值為170 W m-2。冬季高原對流減弱，降水很少，OLR 值主要受地表熱狀況影響，故OLR 季節(jié)變化趨勢與天文輻射大體一致，即在高原北部為顯著負偏差區(qū)，南部為弱正偏差區(qū)。

綜上所述，高原地區(qū)OLR 的季節(jié)變化主要表現(xiàn)為北強南弱，西強東弱。各季節(jié)OLR 低值區(qū)所處位置也存在差異，由春至冬低值區(qū)先由西北向東南移動，后又回退至西北地區(qū)?？梢姡募靖咴瓕α骰顒虞^為活躍，且在高原東南部對流發(fā)展最為強盛。

圖3 1980～2019年高原OLR 變化趨勢的空間分布[單位：W m-2 (10 a)-1]。黑色粗實線為高原3000 m 地形高度，陰影區(qū)域通過95%的信度檢驗Fig.3 Spatial distribution of the variation trend of OLR over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019[units:W m-2 (10 a)-1].The thick black solid line is the Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m.Shaded areas are statistically significant at the 95%confidence level

3.3 OLR 變化的區(qū)域特征

由線性回歸得到的近40年高原OLR 的年代變化趨勢見圖3。由圖3可以看出，高原不同區(qū)域OLR 的變化趨勢不同。高原及周邊大部分地區(qū)OLR 呈上升趨勢，并在（30°～35°N，96°～100°E）附近存在極大值中心，最大變化幅度約為5 W m-2(10 a)-1，可見高原大部分地區(qū)對流活動呈減弱趨勢，尤其在高原三江源地區(qū)（31°～37°N，89°～103°E）附近最為明顯，這與該地區(qū)近幾十年水汽輸入及年降水量呈減少趨勢的結論相一致（唐紅玉等,2007;曾小凡等,2013）。高原西南部及喜馬拉雅山脈北側地區(qū)存在較小范圍的負值帶，對應最大變化幅度為-2 W m-2(10 a)-1，表明此處對流活動呈較弱的增強趨勢，與喜馬拉雅山脈中段北側年降水呈增多趨勢的結論一致（張核真等,2009）。

春季（圖4a），高原大部分地區(qū)OLR 呈顯著上升趨勢，最大變化幅度為7 W m-2(10 a)-1，高原南部喜馬拉雅山脈北側區(qū)域存在一小范圍的帶狀低值區(qū)，變化幅度僅為-1 W m-2(10 a)-1左右。春季高原地區(qū)對流活動總體呈減弱趨勢且變化最為明顯。與春季相比，夏季（圖4b）高原各區(qū)域OLR 的變化趨勢顯著不同，上升趨勢明顯減弱，且大部分區(qū)域通過95%的信度檢驗。高原自西向東存在一較強的北偏負值帶，高原南部也存在負值區(qū)，最大變化幅度為-4 W m-2(10 a)-1，表明對應區(qū)域對流活動呈增強趨勢。秋季（圖4c），高原大部分地區(qū)OLR表現(xiàn)為弱上升趨勢，高原西南部及東部部分地區(qū)存在低值中心，最大變化幅度達-3 W m-2(10 a)-1。表明秋季高原對流活動在高原西南部及東部部分地區(qū)呈增強趨勢，其他地區(qū)則以減弱趨勢為主，但增減幅度總體較平穩(wěn)。冬季（圖4d），高原及周邊大部分地區(qū)OLR 呈上升趨勢，在高原西南部和中東部存在小范圍負值區(qū)，其變化幅度僅為-1 W m-2(10 a)-1左右。總體來看，冬季高原地區(qū)對流活動以減弱趨勢為主。

綜上可知，夏季高原各區(qū)域OLR 以減弱趨勢為主，其他季節(jié)則主要表現(xiàn)為增強趨勢?？梢娤募靖咴瓕α骰顒涌傮w呈增強趨勢，其他季節(jié)以減弱趨勢為主。另外，在不同季節(jié)，高原南部喜馬拉雅山脈北側區(qū)域的對流活動呈一致的增強趨勢，而高原三江源地區(qū)附近，對流活動均呈減弱趨勢，且變化幅度存在差異。

圖4 1980～2019年高原各季OLR 變化趨勢的空間分布[單位：W m-2 (10 a)-1]：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。黑色粗實線為高原3000 m 地形高度，陰影區(qū)域通過95%的信度檢驗Fig.4 Spatial distribution of the variation trend of OLR in different seasons over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019[units:W m-2(10 a)-1]:(a)Spring;(b)summer;(c)autumn;(d)winter.The thick black solid line is the Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m.Shaded areas are statistically significant at the95% confidencelevel

4 OLR 的時間演變特征

4.1 年際變化特征

為了解高原地區(qū)近40年對流活動的演變趨勢，本文給出了高原OLR 的時間變化序列與趨勢線。由圖5可以看出，高原OLR 年平均值為219 W m-2，隨時間呈逐漸增大的趨勢，但總體較平穩(wěn)，遞增率僅為1.3 W m-2(10 a)-1，說明近40年高原地區(qū)對流活動呈減弱趨勢，與伯玥等（2016）得出的高原地區(qū)云量總體呈減少趨勢的結論一致。2000年是具有顯著轉變的年份，2000 年以前OLR 值基本保持在平均值以下，2001年至2013年OLR 值均大于平均值，并在2009年達到最大值，為226 W m-2。自2014起OLR 逐漸減小降至平均值以下，后又逐漸增大，至2018年重新達到平均值附近后繼續(xù)增大。

圖6為高原各季OLR 的時間演變曲線。由圖可知，就高原OLR 平均值而言，冬季最低，秋季最高。春季（圖6a）高原OLR 在1999年以前基本處于平均值以下，1999～2013年OLR 顯著增大且基本維持在平均值以上，2014年以后發(fā)生突變迅速降至平均值以下，后又迅速增大至平均值以上。夏季（圖6b）高原OLR 呈弱下降趨勢，變化幅度僅為-0.5 W m-2(10 a)-1左右，夏季高原對流活動呈較平穩(wěn)的增強趨勢，與近幾十年高原夏季總云量的演變趨勢一致（伯玥等,2016）。這可能與近幾十年高原夏季風總體呈增強趨勢有關（華維等,2012），高原季風增強可能會導致夏季高原地區(qū)的深對流活動增強，進而對高原OLR 的演變趨勢產生一定影響。秋季（圖6c）高原OLR 在2001年之后變化幅度明顯增大，且在1993年、2007年分別達到極小值和極大值。冬季（圖6d）高原地區(qū)OLR 變化以1995年為界，之前為偏低階段，之后為偏高階段，整體變化幅度較大。2001～2013年OLR 值均大于平均值，且其演變趨勢與年平均OLR 演變趨勢相一致?？傮w來看，除夏季外，其他季節(jié)OLR 均呈上升趨勢，其中春季上升趨勢最明顯，為2.58 W m-2(10 a)-1，冬季次之，約為2.12 W m-2(10 a)-1?？梢娊?0年，夏季高原對流活動總體呈增強趨勢，其他季節(jié)則表現(xiàn)為減弱趨勢，且春季減弱最為明顯，與3.3節(jié)中由OLR 變化的區(qū)域特征得出的結論一致。

圖5 1980～2019年高原OLR 的年際演變（單位：W m-2）。細實線為OLR 隨年份變化曲線，虛線為平均值，粗實線為趨勢線Fig.5 Interannual evolution of OLR over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019(units:W m-2).The thin line denotes the interannual evolution of OLR,the dashed line denotes the average of OLR,and the thick solid lineisthetrend line

高原地區(qū)下墊面特征復雜，氣候類型豐富，不同季節(jié)的氣候受不同天氣系統(tǒng)和環(huán)流形勢影響，故高原地區(qū)OLR 與對流活動的變化具有較強的區(qū)域和季節(jié)差異性。不同季節(jié)OLR 變化趨勢的差異可能與不同季節(jié)高原季風、西風等強弱變化有關。季風、西風的異常變化會造成風場的異常輻合輻散，使得環(huán)流形勢發(fā)生變化，同時它還與水汽輸送密切相關。故高原季風增強（減弱）可能導致高原區(qū)域的深對流活動變強（弱），進而對高原OLR 與對流活動的演變趨勢產生一定影響。

4.2 周期特征

本文利用Morlet 小波分析方法來分析高原OLR 的周期特征。由圖7的分析結果可知，整個研究時段中，6年時間尺度的能量最強、周期最顯著，但其周期變化具有局部性（主要集中在1986～2003年），且只在振蕩中心（1995年）附近通過95%的信度檢驗。另外在1997～2013年還存在2～3年的尺度變化，其中心時間尺度為3 年，總體能量較弱且正負位相交替出現(xiàn)（圖略），其他時間尺度的周期性變化均較小。

圖6 1980～2019年高原各季OLR 的年際演變（單位：W m-2）：（a）春季（b）夏季（c）秋季（d）冬季。細實線為OLR 隨年份變化曲線，虛線為平均值，粗實線為趨勢線Fig.6 Interannual evolution of OLR in different seasons over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019(units:W m-2):(a)Spring,(b)summer,(c)autumn,(d)winter.The thin line denotes the interannual evolution of OLR,the dashed line denotesthe average of OLR,and the thick solid line is thetrend line

圖7 1980～2019年高原OLR 的Morlet 小波功率譜。陰影區(qū)域通過95%的信度檢驗Fig.7 Morlet wavelet power spectrum of OLR over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019.Shaded areas are statistically significant at the95% confidencelevel

高原各季OLR 的小波分析結果如圖8所示。春季（圖8a）存在顯著的5年時間尺度的周期變化，但只在振蕩中心（1990年）附近通過95%的信度檢驗。1997～2005年間存在2～3年的尺度變化，其能量相對較弱，但仍通過信度檢驗。夏季（圖8b），整個時段內存在6年、4年和2年時間尺度的周期變化，其中6年時間尺度的能量最強，且在1998年附近通過檢驗。秋季（圖8c）在1995～2002年間存在顯著的3年時間尺度的周期變化。冬季（圖8d）在1992～2016年間存在3年時間尺度的周期變化，其中在1994～2002年間能量較強，通過95%的信度檢驗。

綜上可知，高原OLR 主要表現(xiàn)為6年及2～3年的周期變化，各季OLR 具有不同的周期振蕩特征，但時間尺度均不超過6年?？傮w而言，近40年高原對流活動基本維持6年及2～3年的周期變化。

5 地表熱通量與OLR 的關系

圖8 1980～2019年高原各季OLR 的Morlet 小波功率譜：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。陰影區(qū)域通過95%的信度檢驗Fig.8 Morlet wavelet power spectrum of OLR in different seasonsover the Tibetan Plateau from 1980 to 2019:(a)Spring;(b)summer;(c)autumn;(d)winter.Shaded areasarestatistically significant at the95% confidencelevel

通過對高原OLR 時空分布及演變特征的研究，揭示了高原對流活動的相關特征，以下將對可能影響高原地區(qū)OLR 與對流活動的因素做進一步探究。已有很多研究工作表明，OLR 的變化取決于緯度、季節(jié)、云、降水以及下墊面和大氣溫度等多種因子，但這些研究普遍側重于單一要素的影響（徐國昌等,1990;王可麗等,1991;Kyle et al.,1995; Weng,1995;柳苗和李棟梁,2007;Shen et al.,2017），很少有研究涉及多要素的綜合作用。鑒于高原地表熱通量在陸—氣相互作用中的重要性（Yanai et al.,1992;李國平等,2016）及其可反映地表與大氣的熱狀況信息、降水引起的潛熱釋放情況、高原地形與復雜下墊面等因素影響的特性，本文選取地表熱通量（地表感熱通量和地表潛熱通量）資料，來探討其與高原OLR 和對流活動之間的關系。

5.1 地表熱通量的空間分布特征

夏季高原地區(qū)太陽輻射增強且雨季來臨，對流活動最為旺盛，故本文選取夏季時段對高原地表熱通量的時空分布特征進行研究，并進一步探討其對高原地區(qū)OLR 與對流活動的影響。

由圖9，10可以看出，夏季高原地表潛熱通量普遍強于地表感熱通量。地表感熱通量（圖9a）呈“北高南低，西高東低”分布，與同時期的OLR分布特征相似，高原西部紅框區(qū)域（29°～34°N，75°～90°E）為地表感熱通量大值區(qū)。6月（圖9b）高原地表感熱通量最強，在高原西部和北部存在顯著大值區(qū)；7 月（圖9c）高原地表感熱通量強度減弱，但在高原西部和北部仍存在較強大值區(qū)；8月（圖9d）地表感熱通量明顯減弱，除北部外大部分地區(qū)表現(xiàn)為相對一致的加熱區(qū)，高原東西部地表感熱通量差異減弱。

夏季高原地表潛熱通量（圖10a）與地表感熱通量分布特征近似相反，整體呈“南高北低，東高西低”分布。高原東部（29°～34°N，90°～105°E）（圖10中藍框區(qū)域）為地表潛熱通量大值區(qū)，且與OLR 低值區(qū)近似對應。6月（圖10b）地表潛熱通量最弱，大值區(qū)集中在95°E 以東地區(qū)且范圍較小。7 月（圖10c）高原地表潛熱通量分布特征與8月（圖10d）相似，但強度略強于8月。

圖9 1980～2019年夏季高原地表感熱通量（陰影，單位：W m-2）與OLR（等值線，單位：W m-2）的空間分布：（a）夏季平均；（b）6 月；（c）7月；（d）8月。黑色粗實線為高原3000 m 地形高度Fig.9 Spatial distribution of the surface sensible heat flux(shadings,units: W m-2)and OLR (contours,units:W m-2)over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019:(a)Summer;(b)June;(c)July;(d) August.The thick black solid line isthe Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m

5.2 地表熱通量的時間演變特征

由于高原地形及下墊面性質的復雜性等原因，地表熱通量的年際變化在高原地區(qū)并不是整體一致的（張浩鑫等,2017）。因此，本文在研究地表熱通量的年際變化時，考慮其影響的主要區(qū)域不同，采用針對關鍵區(qū)的方法進行探討。由圖9、10選取地表感熱、潛熱通量的大值區(qū)（簡稱關鍵區(qū)，分別對應紅框和藍框區(qū)域）來進行研究。

對夏季高原東、西兩個關鍵區(qū)的OLR 及地表熱通量進行趨勢分析可知，近40年西部關鍵區(qū)地表潛熱通量呈增加趨勢，地表感熱通量與OLR 均呈減弱趨勢，各變量的增減率均為1 W m-2(10a)-1左右，總體趨于穩(wěn)定，夏季高原西部關鍵區(qū)對流活動呈增強趨勢；東部關鍵區(qū)各變量均呈微弱的遞增趨勢，年際變化不大，可見東部關鍵區(qū)對流活動總體呈減弱趨勢（圖略）。

圖11為夏季高原東、西關鍵區(qū)的地表感熱、潛熱通量與OLR 的標準化值隨時間的變化曲線。由圖可知，在大多年份，地表感熱通量與OLR 在東、西關鍵區(qū)均有相似的增減演變趨勢；地表潛熱通量與OLR 在東部關鍵區(qū)呈相似的演變趨勢，西部關鍵區(qū)的變化趨勢則近似相反。

5.3 地表熱通量與OLR 的關系

使用相關分析方法，可以定量的探討高原夏季地表熱通量與OLR 和對流活動之間的關系，進而對影響高原對流活動的可能因素做一探討。

由圖12 可見，高原西部OLR 顯著強于東部。夏季高原西部關鍵區(qū)，地表感熱通量與OLR 之間的相關系數(shù)約為0.73，樣本自由度為39，二者在99%的信度水平上表現(xiàn)為顯著正相關；地表潛熱通量與OLR 之間的相關系數(shù)約為-0.53，同樣通過信度檢驗，二者為顯著負相關。在東部關鍵區(qū)，地表感熱通量、潛熱通量與OLR 之間的相關系數(shù)分別為0.66和0.57，且通過99%的信度檢驗，均呈顯著正相關。因此，夏季高原地表感熱通量對OLR演變的影響更為顯著，普遍表現(xiàn)為正相關關系且在高原西部最明顯。地表潛熱通量對OLR 的影響在東西部表現(xiàn)不一致，在高原西部呈顯著負相關關系，在高原東部則為顯著正相關。

圖10 1980～2019年夏季高原地表潛熱通量（陰影，單位：W m-2）與OLR（等值線，單位：W m-2）的空間分布：（a）夏季平均；（b）6 月；（c）7月；（d）8月。黑色粗實線為高原3000 m 地形高度Fig.10 Spatial distribution of the surface latent heat flux(shadings,units: W m-2)and OLR(contours,units:W m-2)over the Tibetan Plateau from 1980 to 2019:(a)Summer;(b)June;(c)July;(d) August.The thick black solid line isthe Tibetan Plateau with a terrain height above 3000 m

圖11 1980～2019年夏季高原關鍵區(qū)內地表熱通量與OLR 標準化值的年際演變：（a）西部；（b）東部。黑色實線表示OLR，紅色和藍色實線分別表示地表感熱通量與地表潛熱通量Fig.11 Interannual evolution of standardized surface heat fluxes and OLR in the key regions of the Tibetan Plateau in summer from 1980 to 2019:(a) Western key region of the plateau;(b)eastern key region of the plateau.The black solid line represents the OLR;the red solid line denotes the surface sensibleheat flux and thebluesolid linedenotesthe surfacelatent heat flux

圖12 1980～2019年夏季高原關鍵區(qū)內地表熱通量與OLR 相關關系圖：（a，b）西部關鍵區(qū)；（c，d）東部關鍵區(qū)；（a，c）地表感熱通量；（b，d）地表潛熱通量Fig.12 Correlation diagram between the surface heat flux and OLR in the key regions of the Tibetan Plateau in summer from 1980 to 2019:(a, b) Western key region of the plateau;(c,d)eastern key region of the plateau;(a,c)surface sensibleheat flux;(b,d) surfacelatent heat flux

由夏季高原地表熱通量與OLR 相關系數(shù)的空間分布（圖13）可以看出，高原夏季地表感熱通量與OLR 間普遍呈正相關關系，且在高原西部更為顯著；地表潛熱通量與高原OLR 間相關呈東西偶極型分布，在高原西部二者之間呈負相關關系，在高原東部則表現(xiàn)為正相關。故夏季高原地表感熱通量與對流活動呈負相關關系，此時高原雨季開始，高原地區(qū)云體較高較厚，云頂溫度較低（對應OLR 低值），從而引起地面降溫，使得高原地區(qū)地表感熱通量減弱。高原地表潛熱通量與高原西部地區(qū)對流活動呈正相關關系，高原西部下墊面以裸土為主，當降水發(fā)生時，地表土壤濕度增加，蒸發(fā)明顯增強，從而使得地表潛熱通量顯著增強。高原東南部地區(qū)地表潛熱通量與對流活動間則呈負相關關系，該區(qū)域氣候濕潤，植被覆蓋率較高，當OLR 強時，對應少云或晴空條件，地表溫度升高，蒸發(fā)增強，潛熱通量隨之增強。

綜合圖12，13可知，夏季高原西部關鍵區(qū)對流活動呈增強趨勢，東部則呈減弱趨勢，其演變與地表感熱、潛熱通量均有關，且地表感熱通量的影響更為顯著。地表感熱通量與高原對流活動之間普遍存在負相關關系，并在高原西部最為顯著。高原西部地表潛熱通量與對流活動演變呈正相關關系，高原東部則表現(xiàn)為負相關，這種東西向偶極型分布可能是由高原東西部地形及下墊面性質的顯著不同造成的，但其具體原因及作用機制還有待進一步研究探討。

6 結論與討論

本文通過分析高原地區(qū)OLR 的時空分布及其演變特征，揭示了高原地區(qū)對流活動的相關特征，探討了地表熱通量與高原OLR 和對流活動的關系。主要結論如下：（1）高原地區(qū)平均OLR 強度由高原周邊向中部遞減，同一緯度高原東部OLR 值低于西部，高原東部對流活動顯著強于西部。不同區(qū)域不同季節(jié)OLR 的變化趨勢不同，夏季高原各區(qū)域OLR 以減弱趨勢為主，其他季節(jié)則主要表現(xiàn)為增強趨勢。可見夏季高原地區(qū)對流活動總體呈增強趨勢，其他季節(jié)則以減弱趨勢為主。各季節(jié)在高原三江源地區(qū)附近對流活動均呈減弱趨勢，在高原南部喜馬拉雅山脈北側地區(qū)，對流活動則呈一致的增強趨勢。（2）年際變化特征顯示，近40年高原地區(qū)OLR 呈較平穩(wěn)的增強趨勢，除夏季外，其他季節(jié)OLR 也呈增強趨勢。高原地區(qū)對流活動呈緩慢的減弱趨勢且基本維持6年及2～3年的周期變化。（3）夏季高原地表潛熱通量普遍強于地表感熱通量，且二者分布型近似相反。近40年高原西部關鍵區(qū)對流活動呈增強趨勢，東部則呈減弱趨勢。高原對流活動演變與地表感熱、潛熱通量均有關，且地表感熱通量的影響更為顯著。地表感熱通量與高原對流活動演變之間普遍表現(xiàn)為負相關關系，且在高原西部最為顯著。地表潛熱通量與高原對流活動間相關呈東西向偶極型分布，與高原西部對流活動的演變呈正相關關系，在高原東部則表現(xiàn)為負相關，這可能與高原東西部地形及下墊面性質不同有很大關系，但其具體原因及相互作用機制還有待進一步研究探討。

本文采用較長時間序列，細致分析了高原地區(qū)OLR 分布及演變特征，對高原地區(qū)對流活動的相關特征做出了間接揭示，并對地表熱通量與高原對流活動之間的相關關系進行了研究。所得結論完善了對高原對流活動的分布與演變特征的認知和理解，為OLR 資料的應用研究和高原天氣研究提供了新的思路。但本文只針對夏季時段研究了地表熱通量與高原對流活動間的相關關系，其他季節(jié)以及更細時間尺度的具體影響還值得深入探討。此外本文只是通過統(tǒng)計方法得出地表熱通量與OLR 及對流活動間存在密切聯(lián)系，只對其可能的作用機制進行了簡單分析，關于其具體影響機制的研究還有待進一步展開。

致謝 感謝NOAA 提供的月平均向外長波輻射（OLR）資料，感謝ECMWF提供的ERA5月平均地表熱通量資料。