王慧 张璐 ,2 石兴东 ,3 李栋梁

1 南京信息工程大学大气科学学院/气象灾害预报预警与评估协同创新中心/气象灾害教育部重点实验室，南京 210044

2 青海省气候中心，西宁 810000

3 兰州大学大气科学学院，兰州 730000

1 引言

青藏高原（以下简称高原）位于（26°N～39°N， 73°E～104°E），覆盖面积约占中国领土的四分之一，平均海拔在四千米以上，是地球上海拔最高的高原，被称为“世界屋脊”和“地球第三极”（马耀明等, 2014）。地表感热是高原热源的重要组成部分。所以，高原的感热加热可直接作用于对流层中层大气，显著影响和调制着高原及其周边地区的大气环流和亚洲季风进程（吴国雄等, 2005; 赵勇和钱永甫, 2007; 周秀骥等, 2009; Duan et al.,2011, 2012; Zuo et al., 2011; 徐祥德等, 2015; Ma and Ma, 2016; Zhang et al., 2019）。研究表明，高原冬、春季地表感热是东亚季风和中国区域降水的有效预测因子（Duan and Wu, 2005; 李潇等, 2015; 刘森峰和段安民, 2017; 张长灿等, 2017; 戴逸飞等, 2017;Wang and Li, 2019; 王欢和李栋梁; 2020）。因此，深入了解高原不同季节地表感热及其相关气象要素演变特征，对认识高原区域气候变化及提高我国短期气候预测水平具有重要科学意义。

早期，李栋梁等（2003）利用高原气象站地面观测资料计算了高原地表感热通量并对其时空演变特征进行了诊断分析。随后，众多学者对高原感热特征展开研究（Duan and Wu, 2008; Yang et al.,2011, 2014; Liu et al., 2012; 王美蓉等, 2012），结果均显示，1980s 中期以后高原地表感热呈现显著逐年减弱趋势。然而，目前越来越多的地面气象站和野外观测证据显示，高原地表感热的减弱趋势并没有一直延续，而是在2000 年左右发生了显著的趋势转折，不仅不再减弱，反而转变为显著增强趋势（戴逸飞等, 2016; Zhu et al., 2017; 张超等, 2018;解晋等, 2018; 于威等, 2018; Wang and Li, 2019;Wang et al., 2019; 严晓强等, 2019; 王欢和李栋梁,2020; 张璐等, 2020）。该趋势转折对高原及东亚气候有重要影响。然而，高原地表感热演变趋势的改变在空间上是否一致？关键区在哪里？是否存在季节差异？尚不清楚。如何定量评估不同季节影响高原地表感热变化的关键要素？是深刻认识高原地表感热变化原因的关键。

张璐等（2020）对1982～2018 年高原中东部年平均地表感热趋势转折特征及其成因进行了初步分析，发现高原不同区域年平均地表感热演变趋势的转折时间并不一致，且在不同分区影响地表感热趋势转折的关键气象要素也不尽相同。本文在此基础上，将重点对高原中东部四季地表感热演变趋势特征进行分析，定量评估不同季节影响高原地表感热变化的关键气象要素，旨在通过对高原不同季节地表感热趋势转变空间特征和影响要素的对比分析，揭示高原地表感热趋势变化和关键影响要素的季节差异，以期对高原感热趋势转折特征及其原因有更系统的了解。这将有助于深入认识和理解高原不同季节水热能量变化的物理过程，也可为我国短期气候预测能力的提高提供科学依据。

2 资料与方法

2.1 资料

本文用到的资料包括：1982～2018 年高原中东部（26°N～40°N，80°E～105°E）较为均匀的70 个国家基本气象站（图1）逐日地面气象要素观测资料（包括：本站气压ps、0 cm 地表温度Ts、1.5 m 处百叶箱空气温度Ta和10 m 处地面风速Vs等），来源于中国气象局中国地面历史基础气象数据集3.0 版，该数据集经过了严格的质量控制（任芝花等, 2012），精度符合世界气象组织（WMO）的标准。同时还用到1981 年7 月至2018 年12 月美国国家航空和航天局（NASA）戈达德航天中心全球监测与模拟研究组（GIMMS）制作的每15 天合成的归一化植被指数（NDVI）第三代数据集，该资料采用阿尔伯斯圆锥等面积投影到(1/12)°×(1/12)°的均匀网格上（Zhu et al., 2013)。

图1 青藏高原中东部70 站分布及其下垫面草甸类型和气候区划分（引自张璐等, 2020）Fig. 1 Distribution of 70 stations in the Central and East Tibetan Plateau and their underlying surface meadow types and climatic zone division (cited from Zhang et al., 2020)

2.2 计算方法

利用总体输送公式来估算地表感热通量（H）的方法，在高原热力相关研究中得到广泛地应用（Yeh, 1982; Chen et al., 1985; Ye and Wu, 1998; 李栋梁等, 2003; Duan and Wu, 2008; Duan et al., 2011;Yang et al., 2011; 戴逸飞等, 2016; Zhu et al., 2017;Wang and Li, 2019），其表达式为

其中，ρ为干空气密度，由干空气状态方程ρ=ps/(RdTa)确定（单位：kg m-3），ps为本站气压（单位：Pa），Rd= 287.04 J K-1kg-1，为干空气比气体常数；cp=1004 J K-1kg-1，为干空气定压比热；Ts为0 cm 地表温度（单位：K）（以下简称地温）；Ta为气象站1.5 m 高度百叶箱温度（单位：K）（以下简称气温）；V为气象站10 m 处风速（单位：m s-1）（以下简称地面风速）；Ch为地表热力拖曳系数（无量纲）。许多研究表明，Ch值在不同的地表下垫面和不同季节存在很大的差异，特别是在高原地区（王慧等, 2008; Wang and Ma,2011）。由于高原地形复杂，环境条件十分恶劣，野外试验的直接观测资料极其稀少，地表拖曳系数的准确确定是一个非常困难的问题。因此，很多研究在地表感热通量的计算过程中，都将Ch取为一个定值（如：青藏高原上取0.004），而不考虑其季节变化和区域差异（Chen et al., 2019）。最近，Wang et al. （2019）利用GIMMS-NDVI 数据集和高原野外试验观测资料，提出了一个新的区域尺度Ch值参数化估算方案。该参数化方案考虑了高原中东部不同草甸类型，能够在区域尺度上反映Ch值的地区差异和季节变化。因此，本研究采用该参数化方案来估计高原中东部的Ch值，其关系式为

其中，ISM为夏季（6～9 月）的NDVI 平均值，当0.5≤ISM＜1 时，下垫面判定为长草甸；当0.35≤ISM＜0.5 时，下垫面为短草甸；当0＜ISM＜0.35 时，下垫面为稀疏草甸。研究显示，通过该参数化方案计算的高原中东部地表热力拖曳系数在0.0025～0.0050 之间变化，表现为冬季小、夏季大的明显季节变化和东南部大于中北部的显著区域差异（Wang et al., 2019）。所以本文在地表感热通量的计算过程中充分考虑了高原中东部地表热力拖曳系数的区域差异和季节变化，这在一定程度上弥补了将高原地表Ch值取为一个定值，而不考虑其季节变化和区域差异的不足。

本文首先利用NDVI 数据集，计算70 个气象站点的ISM值，确定各气象站点的下垫面类型，结果表明，在70 个气象站中，其中17 站为稀疏草甸，14 站为短草甸，39 站为长草甸（如图1 所示）。然后，利用公式（2）计算各气象站逐月Ch值，进而根据公式（1）得到高原70 个站点的地表感热通量。研究表明，该地表感热通量数据集与Yang et al.（2011）的微物理方案计算结果具有非常一致的年际变化和趋势特征，可以较好地代表高原中东部地表感热通量的气候特征（戴逸飞等, 2016; Wang et al., 2019）。

2.3 分析方法

本文用到的主要分析方法有：气候变化趋势转折判别模型（PLFIM）、气候趋势的线性倾向估计和多元线性回归问题的方差分析等常用的统计学分析方法（魏凤英, 2007）。PLFIM 模型最早由Tomé and Miranda（2004）提出，该方法可以在时间尺度较长的气候序列中，描述出隐含有较短时间尺度的趋势变化特征。其基本思路为：根据所研究气候变化问题的时间尺度，首先给定一个最小转折变化时间间隔（针对年代际时间尺度研究，一般设定为11 年），然后设定趋势转折的判别条件（比如：设定两个连续分段的线性变化趋势符号相反或变化程度达到一定的百分比），最后根据设定条件会得到最佳的分段组合，得到各时间段上的线性变化趋势，输出满足前提条件的转折点。这种方法改变了人为给定转折点个数的做法，使得计算出的趋势转折点个数和位置都更为合理。该模型被广泛应用于我国气候的转型、极端干旱和潜在蒸发等趋势变化研究中，并取得良好效果（施晓晖和徐祥德, 2006;刘珂和姜大膀, 2014; 曹雯等, 2015; 张璐等, 2020）

用xi表示样本量为n的某一气候变量，用ti表示xi所对应的时间，建立xi和ti的一元线性回归方程：

其中，y为预报量；yˆ为预报量的估计量；k为预报因子；P为预报因子个数；bk为因子的回归系数，sky为预报因子和预报量的协方差。因此，某个因子k对预报量y变化的贡献率表示为

3 高原四季地表感热趋势变化基本特征

张璐等（2020）利用旋转经验正交函数分解（REOF）方法，结合高原常规气象站下垫面草甸分类情况（Wang et al., 2019），并参考前人对高原热力状况的分区结果（冯松等, 2001; 蔡英等, 2003;于涵等, 2019），将高原感热场划分为4 个气候区（如图1 所示）：I 区为高原北部区，主要为青海中北部；II 区为高原东部区，主要包括青海以南、四川西北部和西藏东北部；III 区为高原西南区，主要包括西藏中部及南部地区；IV 区为高原东南区，主要包括云南北部和四川西南部。根据这一分区结果，本文将重点研究高原四季感热趋势演变特征的季节差异。

图2 给出了高原四季整体及各分区地表感热通量的逐年演变。由图2 可以发现，高原中东部四季地表感热不管是分区还是整体来看都具有明显的趋势演变特征，且均在2000 年左右发生了趋势转折。整体来看，秋、冬季地表感热趋势转折时间稍早（1999 年）（图2b，h），春、夏季稍晚（2000 年）（图2d，f），这比戴逸飞等（2016）和解晋等（2018）人的研究结果提早了2～3 年，这可能主要因为气候趋势转折的判别方法不同所致，戴逸飞等（2016）和解晋等（2018）人使用了M-K 突变检验方法，该方法主要对均值突变（即用于判断一个变量从一种基本气候状态到另外一种气候状态的急剧变化）的检测比较有效，但对转折突变（即两个气候阶段有完全相反变化趋势的急剧变化）检验却不那么灵验（符淙斌和王强, 1992），在对趋势转折点的判定上也不如PLFIM 判别模型合理有效。在感热趋势转折之前，以夏季的感热减弱最强，气候倾向率达-4.57 W m-2(10a)-1，其次为春季和秋季，分别为-3.25 和-2.39 W m-2(10a)-1，冬季最弱仅为-1.29 W m-2(10a)-1，四季的感热减弱趋势均通过了α=0.01 的显著性水平t检验（表1）；在感热趋势转折之后，冬季的地表感热的增强较其他季节稍强，气候倾向率为3.12 W m-2(10a)-1，其他三个季节增强趋势几乎相当，均在2.80 W m-2(10a)-1左右，其中，夏季的地表感热增强通过了α=0.05的显著性水平t检验，其他三个季节均通过了α=0.01 的显著性水平t检验（表1）。所以，高原四季地表感热均存在2000 年左右的趋势转折现象，这与年平均结果相似（张璐等, 2020）。分区来看，秋季各区的结果与整体平均相同，转折前后各区均具有显著的趋势变化，气候倾向率均通过了α=0.05 的显著性水平t检验。在地表感热趋势转折之前，除了冬季的Ⅲ区地表感热减弱趋势不显著，其他季节各区地表感热均表现出显著减弱趋势；在地表感热趋势转折之后，除了春季的Ⅰ区和夏季的Ⅰ区和Ⅲ区，地表感热的增强趋势不显著，其他季节各区感热均表现出显著增强趋势。从转折时间上来看，Ⅱ区的转折时间最早，特别是在春季（1997 年），其次是Ⅳ区和Ⅰ区，多在2000 年发在趋势转折，Ⅲ区的转折时间最晚，特别是在冬季（2004 年）。这也与年平均各区地表感热趋势变化的结果一致（张璐等, 2020），由此可以看出，高原地表感热的趋势转折最早发生在高原的东部，然后向东南、北部和西南部扩展。

图2 青藏高原四季（a，c，e，g）各分区及（b，d，f，h）整体地表感热通量的逐年演变（单位：W m-2）：（a，b）冬季；（c，d）春季；（e，f）夏季；（g，h）秋季Fig. 2 Evolution of the surface sensible heat flux (SH) in each zone and the whole Tibetan Plateau in (a, b) winter, (c, d) spring, (e, f) summer, (g, h)autumn during 1982-2018 (units: W m-2)

表1 青藏高原四季整体及各区地表感热趋势转折年份及其趋势转折前、后的气候倾向率Table 1 Table 1 Climatic tendency rates before and after the trend turning time of the surface sensible heat flux on each district and the whole Tibetan Plateau in four seasons

4 高原四季地表感热趋势转折的关键区

在上节中分析了高原整体和各分区地表感热的趋势变化情况。为了进一步了解高原地表感热趋势变化的空间特征和趋势转折的关键区，利用PLFIM 模型分别对高原四季70 个气象站点的地表感热进行了趋势检验。图3 给出了1982～2018 年高原四季各气象站点地表感热发生趋势转折的年份，可以看到，高原四季大部分站点的地表感热都在2000 年左右发生了趋势转折。其中，秋季有84%的站点检测到地表感热的趋势转变，只有11 个（16%）站点没有检测到明显的趋势变化；冬季和春季有77%的站点检测到地表感热的趋势转变，各有16 个（23%）站点没有检测到明显的趋势变化；夏季71%的站点检测到地表感热的趋势转变，有20 个（29%）站点没有检测到明显的趋势变化。四季地表感热均有部分站点没有检测到明显的趋势变化，这可能主要与气象观测站点的代表性有关，由于青藏高原地形极其复杂，所以一些站点可能受局地地形条件的影响较大，与大尺度的气候背景不一致。从图3 中也可以发现，高原东部（Ⅱ区）站点的转折时间略早于其他区域，而位于高原南部（Ⅲ、Ⅳ区）站点的转折时间则偏晚一些，这与表1 的结果一致。

图3 1982～2018 年青藏高原四季70 个气象站地表感热趋势转折年份分布：（a）冬季；（b）春季；（c）夏季；（d）秋季。N 表示没有检测到趋势变化Fig. 3 Distribution of trend turning years of surface sensible heat at 70 meteorological stations on the Tibetan Plateau in (a) winter, (b) spring,(c) summer, and (d) autumn during 1982-2018. N indicates stations with no significant trend turning

图4 给出了高原四季各站点地表感热趋势转折前后的气候倾向率分布，由图4 可以看出，转折前后高原90%以上站点地表感热发生由减弱到增强的趋势转变。在冬季，高原52%的站点的地表感热在其转折前呈现显著的减弱趋势，特别是在高原Ⅱ区和Ⅳ区（图4a1）；高原70%的站点的地表感热在其转折后呈现显著的增强趋势，其中有54%的站点地表感热增强速率超过3W m-2(10a)-1，主要分布在高原的Ⅰ区和Ⅱ区（图4a2）。所以，冬季高原感热通量趋势转折的关键区为高原Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ区，主要集中在95°E 以东的高原东部地区。在春季，高原50%的站点的地表感热在其转折前呈现显著的减弱趋势，主要分布在34°N 以南的高原南部地区（图4b1）；转折后，高原南部站点地表感热又转变为显著的增强趋势，该区域大部分站点地表感热增强速率超过3 W m-2(10a)-1（图4b2）。所以，春季高原地表感热趋势转折的关键区主要分布在34°N 以南的高原Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ区。夏季与春季相似，高原74%的站点的地表感热在其转折前表现出显著的减弱趋势，且减弱速率均超过-3 W m-2(10a)-1，是四季中地表感热减弱最明显的季节，主要分布在34°N 以南的高原南部地区（图4c1）；转折后46%的站点地表感热出现显著的增强趋势，主要分布在高原Ⅱ区和Ⅲ区（图4c2）。所以，夏季高原地表感热趋势转折的关键区为高原的Ⅱ区和Ⅲ区。在秋季，高原63%的站点的地表感热在其转折前表现出显著的减弱趋势，且具有很好的区域一致性（图4d1）；转折后，46%站点的地表感热增强速率超过了3 W m-2(10a)-1（图4d2），特别是高原的Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ区。所以，秋季高原地表感热通量趋势转折的关键区为高原的Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ区。

图4 1982～2018 年青藏高原四季各站地表感热趋势（a1-d1）转折前和（a2-d2）转折后气候倾向率分布 [单位：W m-2 (10a)-1]：（a1，a2）冬季；（b1，b2）春季；（c1，c2）夏季；（d1，d2）秋季。实心圆点表示通过了α=0.05 的显著性水平t 检验Fig. 4 Distribution of climate tendency rates (a1-d1) before and (a2-d2) after the trend turning years of the surface sensible heat at 70 meteorological stations on the Tibetan Plateau in (a1, a2) winter, (b1, b2) spring, (c1, c2) summer, and (d1, d2) autumn [units: W m-2 (10a)-1]; Solid points are passing tested by α=0.05 significance level t-test

综上可知，高原四季70%以上站点的地表感热均在2000 年左右发生了趋势转变，其中90%以上站点的地表感热发生了由减弱到增强的趋势转折，具有较好的空间一致性。冬季和春季高原地表感热趋势转折的关键区分别在高原的东部和南部，夏季和秋季的关键区主要为高原的Ⅱ区和Ⅲ区，此外秋季高原Ⅰ区的地表感热趋势转折也很显著。

5 影响高原地表感热变化的关键气象要素

5.1 影响高原地表感热趋势变化的关键气象要素

由上节的研究可知，高原四季70%以上站点的地表感热均在2000 年左右发生了显著的趋势转变，这是地表感热相关地面气象要素共同变化的结果。由公式（1）可知，地面风速和地气温差是影响地表感热变化最主要的两个气象要素。为了探究不同要素对高原感热趋势转变的影响，本节分别考察了四季高原整体和各分区地温、气温、地气温差和地面风速的逐年演变（图5），以及地表感热趋势转折前后它们的气候倾向率变化情况（表2）。

表2 青藏高原四季各区及整体地表温度（ Ts）、气温（ Ta）、地气温差（ Ts－ Ta）和地面风速（ V）在地表感热趋势转折前、后的气候倾向率（ Rct）Table 2 Climate tendency rates ( Rct) of the ground temperature ( Ts), air temperature ( Ta), ground-air temperature difference( Ts－ Ta), and surface wind speed ( V) before and after the trend turning years of surface sensible heat on each district and whole Tibetan Plateau in four seasons

由表2 可以发现，虽然高原四季地表感热均具有相同的由减弱到增强的趋势转折特征，但是高原地温、气温、地气温差和地面风速等气象要素在不同季节的演变却不尽相同。在冬季，高原整体地面风速的趋势变化与地表感热通量一致，在1999 年由显著减小趋势转变为显著增大趋势（图5a），转折前后的气候倾向率均通过了α=0.01 的显著性水平t检验（表2），地面风速的这种变化主要体现在高原的Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ区，高原Ⅰ区地面风速的变化在转折前后的趋势变化均不显著。这主要是因为高原Ⅰ区冬季地面风速在趋势转折前经历了一个先增大后减小的过程，从而使得该段时期内地面风速的线性趋势不显著；而在转折后，地面风速以平稳震荡为主，没有明显趋势变化（图略）。同时，冬季地气温差在转折前，高原整体和Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ区均无明显趋势，仅在高原Ⅰ区存在一定的减弱趋势；转折后，高原整体地气温差具有显著的增大趋势（图5a），气候倾向率达0.41°C (10a)-1，通过了α=0.01 的显著性t检验，特别是在高原的Ⅰ区和Ⅱ区，地气温差增大趋势尤为突出，气候倾向率分别达到0.59°C (10a)-1和0.54°C (10a)-1。观察转折前后的地温和气温的气候倾向率变化可以发现（表2），转折后地气温差的加大主要由地温的升温率加快，同时气温的升温率变缓所导致，特别是高原Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ区，地温的显著增温，使转折后高原整体地温增温率达到0.72°C (10a)-1，而高原Ⅰ、Ⅲ和Ⅳ区气温的增温变缓，也使得高原整体气温增温率比转折前略有下降。所以，冬季高原地表感热的趋势转变，转折前的减弱趋势主要与地面风速的减弱有关；转折后的增强趋势，由地面风速的增强和地气温差的加大共同导致。

在春季，高原整体和各分区转折前地面风速均呈现显著减弱趋势，而转折后除了Ⅳ区地面风速出现明显增大趋势，其他各区和高原整体地面风速均无明显趋势变化（表2），此时段高原地面风速均以平稳震荡变化为主（图5b），这与其他季节的地面风速显著增大均不相同。高原整体和各分区地气温差在转折前均无明显变化趋势，但在转折后均出现了增大趋势，特别是在Ⅱ区，地气温差的增大通过了α=0.01 的显著性t检验。除了Ⅲ区，其他各区及高原整体转折后地气温差的气候倾向率均在转折前的2 倍以上（表2）。比较地温和气温的变化可知，两者在转折前后增温率几乎相当，以显著增温为主。但是分区来看，转折后Ⅰ和Ⅲ区地温出现增温减缓，Ⅱ和Ⅳ区出现增温加速；各分区气温均出现了增温减缓现象，特别是Ⅰ和Ⅲ区，增温率只有之前的一半左右，这也使得高原整体出现气温升温减缓和地气温差增温加快情况。所以春季地表感热的趋势转变，在转折前主要与地面风速的减弱有关，转折后在高原Ⅰ和Ⅱ区主要与地气温差的加大有关，Ⅲ和Ⅳ区受地面风速的增加和地气温差的加大共同影响，气温升温减缓造成的地气温差的加大是春季高原整体地表感热增强的主因。

在夏季，地面风速的变化与冬季相同，由转折前的显著减弱趋势转变为转折后的显著增强趋势，气候倾向率均通过了α=0.01 的显著性水平t检验（表2）。高原整体和各分区，地气温差均无明显趋势变化（图5c）。转折后，地温和气温均在Ⅰ和Ⅱ区出现增速减缓，Ⅲ和Ⅳ区出现增温加快现象，但高原整体转折前后地温和气温增温率均无变化，以显著增温为主。所以夏季高原地表感热的趋势转变主要与地面风速的趋势变化有关。

在秋季，地面风速的变化与冬、夏季相同，由转折前的显著减弱趋势转变为转折后的显著增强趋势，气候倾向率均通过了α=0.01 的显著性水平t检验（表2）。地气温差的变化与冬季类似，在转折前，高原整体和Ⅱ、Ⅲ和Ⅳ区均无明显趋势（图5d），仅在高原Ⅰ区存在一定的减弱趋势（表2）；转折后，高原整体地气温差具有显著的增大趋势，气候倾向率达0.24°C (10a)-1，通过了α=0.05 的显著性t检验，特别是在高原的Ⅰ区和Ⅱ区，地气温差增大趋势尤为突出，气候倾向率分别达到0.75°C(10a)-1和 0.25°C (10a)-1， 分别通过 α=0.01 和α=0.05 的显著性t检验。观察转折前后的地温和气温气候倾向率变化可以发现（表2），转折后地气温差的增加主要由地温升温加快，同时气温的升温变缓所导致，这与冬季相同。所以，秋季高原地表感热的趋势转变与冬季类似，在转折前主要与地面风速的减弱有关，转折后由地面风速的增强和地气温差的增加共同所致。

综上所述，在高原地表感热趋势转折之前，高原四季地面风速均表现出显著减弱趋势，与地表感热的减弱趋势对应，所以2000 年之前高原地表感热的年代际减弱趋势主要与地面风速的减弱有关，这与前人的研究结论一致（Duan and Wu, 2008; Liu et al., 2012; 王美蓉等, 2012; Yang et al., 2014）；在高原地表感热趋势转折之后，四季影响高原地表感热趋势变化的关键要素存在显著地差异，地面风速只有在夏季仍是地表感热趋势变化的主导因子，而秋、冬和春季地气温差的影响均显著增强，特别是春季，地气温差的增大成为地表感热趋势年代际增强的主因，秋冬季受地气温差和地面风速变化的共同影响。

5.2 影响高原地表感热年际变化的关键气象要素

通过前文的分析可知，高原地表感热的趋势转变主要受到地面风速和地气温差变化的影响，且在不同季节两者的影响程度存在明显差异。但是造成高原地表感热趋势转变的关键要素，是否同时也在影响着高原地表感热的年际变化呢？为了定量评估不同季节影响高原地表感热年际变化的关键气象要素，接下来，首先对高原地表感热趋势转折前后的各气象要素去除了线性趋势，然后利用多元线性回归问题的方差分析方法，分别计算了不同季节高原各站地表感热趋势转折前后，地气温差和地面风速对其影响的方差贡献率。表3 和图6 分别给出了高原四季地表感热趋势转折前后，高原整体和各分区地气温差和地面风速对其年际变化影响的方差贡献率超过50%的站点比例和分布情况。

在冬季，高原地表感热趋势转折前后，地气温差对地表感热变化的影响占绝对优势，绝大部分站点地气温差对感热变化影响的方差贡献率超过了50%（图6a1-a2）。同时，从表3 也可以发现，转折前后，高原冬季地气温差对地表感热变化方差贡献率超过了50%的站点比例超过94%，且在高原4 个分区均有突出表现，地面风速对感热变化方差贡献率超过50%的站点比例不足6%。由此可知，高原冬季地表感热的年际变化，在其趋势转折前后均由地气温差的演变所主导。

在春季，高原Ⅱ区和Ⅳ区与冬季的情况类似，地表感热的年际变化仍由地气温差的演变所主导；但在高原的Ⅰ和Ⅲ区，与冬季相比，地表感热转折前后地气温差对其年际变化影响的方差贡献率超过50%的站点比例出现减少，地面风速的方差贡献率超过50%的站点比例增大，转折前两者的影响几乎相当（图6b1），转折后高原Ⅲ区地面风速的方差贡献率超过50%的站点比例达到地气温差的2 倍（表3）。所以春季地表感热的年际变化，在高原Ⅱ区和Ⅳ区由地气温差的变化所主导；在高原的Ⅰ和Ⅲ区受地气温差和地面风速变化的共同影响。

在夏季，转折前地气温差和地面风速对地表感热影响的方差贡献率超过50%的站点比例几乎相当（图6c1）；转折后，高原Ⅲ区与转折前一致，而高原Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ区地气温差的方差贡献率超过50%的站点比例显著增大，地面风速的方差贡献率超过50%的站点比例减少（表3），地表感热的变化主要受地气温差的变化所主导（图6c2）。所以，夏季地表感热的年际变化在其趋势转折前受地气温差和地面风速变化的共同影响；转折后以地气温差的影响占优势。

在秋季，转折前高原整体地气温差对地表感热影响的方差贡献率超过50%的站点比例约为地面风速的2.5 倍（表3），即地气温差对地表感热的影响强于地面风速，特别是在高原Ⅰ、Ⅲ区和Ⅳ区（图6d1）；转折后，在高原Ⅰ、Ⅱ和Ⅳ区地表感热受地气温差影响的站点比例比转折前又有所增大（图6d2），此时高原整体地气温差对地表感热影响的方差贡献率超过50%的站点比例约为地面风速的5 倍（表3）。所以整体来看，秋季地表感热的年际变化主要受地气温差变化的影响，特别是在感热趋势转折之后，地气温差的影响更加地突出。

图6 青藏高原四季地表感热趋势（a1-d1）转折前和（a2-d2）转折后各气象站点地气温差（红点）和地面风速（蓝星）对其影响的方差贡献率超过50%的站点分布（单位：%）：（a1-a2）冬季；（b1-b2）春季；（c1-c2）夏季；（d1-d2）秋季。图中数值表示方差贡献率Fig. 6 Distribution of stations with the variance contribution rate of ground-air temperature difference (red dots) or surface wind speed (blue stars) on the surface sensible heat variation over 50% before and after the trend turning years of the surface sensible heat on the Tibetan Plateau in (a1-a2)winter, (b1-b2) spring, (c1-c2) summer, and (d1-d2) autumn (units: %). The values in the figures represent the variance contribution rate

表3 青藏高原地表感热趋势转折前、后地气温差和地面风速对其年际变化影响的方差贡献率超过50%的站点比例Table 3 Proportion of stations with the variance contribution rate of the ground-air temperature difference and surface wind speed on the surface sensible heat variation over 50% before and after the trend turning years of the surface sensible heat on each district and the whole Tibetan Plateau in four seasons

综上可知，在高原地表感热的年际变化中，地气温差对其的影响比地面风速更加突出，特别是在秋、冬季，地气温差在转折前后始终是决定其年际变化的主导因子，春季高原东部地表感热变化也主要受地气温差变化所影响；在高原感热趋势转折之前，夏季感热的年际变化受地气温差和地面风速的共同影响，而转折后，地气温差对其的影响更加突出。近年来，地气温差对高原感热变化的影响增强

受到了众多学者的广泛关注（戴逸飞等, 2016; Zhu et al., 2017; 张璐等, 2020）。

6 结论与讨论

本文利用Ch-NDVI 参数化关系式（Wang et al., 2019）结合常规气象台站地面观测资料，计算了高原中东部70 个站点的地表感热通量，考虑了高原植被和地表热力拖曳系数Ch值的季节变化和区域差异对地表感热通量的影响。参照张璐等（2020）考虑高原常规气象站下垫面草甸类型情况，对高原地表感热场的气候分区结果，重点研究了高原地表感热趋势演变特征的季节差异。得到以下几点主要结论：

（1）高原中东部四季平均地表感热通量均存在显著趋势转折特征，整体来看，秋、冬季转折时间稍早（1999 年），春、夏季稍晚（2000 年）。分区来看，高原地表感热的趋势转折最早发生在高原的Ⅱ区（东部），特别是在春季（1997 年），然后向Ⅳ区（东南部）和Ⅰ区（北部）扩展（2000 年），高原Ⅲ区（西南部）的转折时间最晚，特别是在冬季（2004 年）。在地表感热趋势转折之前，以夏季的感热减弱最突出，其次为春季和秋季，冬季最弱；在感热趋势转折之后，冬季的地表感热的增强比其他季节稍强，其他三个季节增强趋势相当。

（2）高原四季70%以上站点的地表感热均在2000 年左右发生了趋势转变，其中90%以上站点的地表感热发生了由减弱到增强的趋势转折，具有较好的空间一致性。冬季和春季高原地表感热趋势转折的关键区分别在高原的东部和南部，夏季和秋季的关键区主要在高原的Ⅱ区和Ⅲ区，此外秋季高原Ⅰ区的地表感热趋势转折也很显著。

（3）在高原地表感热趋势转折之前，高原四季地面风速的减小对地表感热的减弱趋势有重要贡献；但在高原地表感热趋势转折之后，四季影响高原地表感热趋势变化的关键气象要素存在显著差异，地面风速只有在夏季仍是地表感热趋势变化的主导因子，而秋、冬和春季地气温差的影响均显著增强，特别是春季，地气温差的增大成为地表感热趋势增强的主因，秋、冬季受地气温差和地面风速变化的共同影响。同时，在高原地表感热的年际变化中，地气温差对其的影响比地面风速更加突出，特别是在秋、冬季，转折前后地气温差始终是决定其年际变化的主导因子，春季高原东部地表感热变化也主要受地气温差变化所影响；夏季，在地表感热趋势转折之前，其年际变化受地气温差和地面风速的共同影响，而转折后，地气温差对其的影响更加突出。

通过以上研究表明，在2000 年之后，高原地温出现增温加快，同时气温却增温减缓，这使得高原地气温差显著增大，特别是在秋、冬季，进而导致了高原地表感热的年代际趋势转折和增强。这可能与全球变暖背景下，近年来高原积雪（深度和日数）减少（王婷等, 2019）和冻土退化（Guo and Wang, 2013; Zou et al., 2017; 程国栋等, 2019）有关。由于冻土的退化，冻土活动层加厚，冻结时长缩短（Wu et al., 2010; Li et al., 2012），从而造成了高原地温的升高。同时研究也发现，高原夏季地表感热的年代际趋势转折主要受地面风速变化的影响，这与其他季节不同。张璐等（2020）研究指出，北半球中纬度西风急流强度和位置的变化对高原风速的变化有重要影响，从而导致高原年平均地表感热的趋势变化。考察1982～2018 年东亚副热带（范围：25°～45°N，80°～120°E）四季200 hPa 和500 hPa纬向风变化（图7）可以发现，东亚副热带上空对流层中上层纬向西风同样存在年代际的趋势变化特征。在2000 年之前，200 hPa 和500 hPa 的冬、春和夏季纬向西风均为减弱趋势，其中夏季的减弱趋势通过了α=0.01 的显著性水平t检验；2000 年之后，500 hPa 的秋、冬、夏季和200 hPa 的秋、冬季西风均转变为增大趋势。这与同期高原四季地面风速的变化极其相似，特别是四季500 hPa 的纬向风与同期高原地面风速相关系数分别为0.41、0.46、0.63 和0.38，冬、春和夏季相关关系均通过了α=0.01 的显著性水平t检验，秋季通过了α=0.05的显著性水平t检验。所以，不同季节造成高原地表感热趋势转变的原因不同，冬半年可能主要与高原地表下垫面要素改变有关，包括高原积雪、冻土和土壤温、湿度的变化等；夏半年可能主要与副热带上空西风带动能下传等大气环流背景场变化有关，这也可能是全球海温变化的间接影响（Syed et al.,2010; Cui et al., 2015）。同时研究也显示，全球气候系统许多成员都存在2000 年左右的年代际调整现象，比如：在1998/1999 年期间，赤道太平洋的东风和海表温度梯度发生了年代际转折，1999 年之后，信风显著加强且热带东（西）太平洋海温异常变冷（变暖），导致中部型厄尔尼诺现象频发（Chung and Li, 2013）；2000 年后PDO 的负位相转变对中国东部夏季降水1990s 末发生的年代际转折有重要贡献（Zhu et al., 2015）。由此可见，高原地表感热在2000 年左右发生的年代际趋势转折，并非单独存在的现象，而是与全球气候系统的调整有关，具体原因还需进一步深入研究。

图7 82～2018 年东亚副热带地区四季平均200 hPa（U200，实线）和500 hPa（U500，虚线）纬向风变化（范围：25°～45°N，80°～120°E）：（a）冬季；（b）春季；（c）夏季；（d）秋季Fig. 7 Seasonal mean zonal wind variations of 200 hPa (U200, solid line) and 500 hPa (U500, dotted line) over the East Asian subtropics (range:25°N-45°N, 80°E-120°E) during 1982-2018 in (a) winter, (b) spring, (c) summer, and (d) autumn