基于OLR 资料的青藏高原地区对流活动研究

刘俏华姚秀萍陈明诚

1中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京100081

2中国气象局气象干部培训学院，北京100081

3南京信息工程大学气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心，南京210044

1 引言

向外长波辐射（Outgoing Longwave Radiation，简称OLR），是由卫星观测的地气系统辐射收支中的重要分量，其大小主要取决于云顶和下垫面的温度。OLR 可以反映出云量、雨量、凝结潜热、大尺度垂直环流以及海气相互作用等众多海洋和大气相关信息，且基于卫星观测得到的OLR 数据集具有全球性、均匀性、连续性和高时空分辨率等优点，在大气环流、海气相互作用、气候变化和中长期预报等相关研究中得到了广泛应用（Jiang，1993）。OLR 资料被应用于热带海洋地区的相关研究工作，主要包括热带地区OLR 的分布及变化特征研究、热带洋面主要环流系统（热带辐合带、副热带高压）特征揭示及其与异常天气之间的关系探究等（Heddinghaus and Krueger,1981;蒋尚城,1988;马乃孚和杨景勋,1994;Sohn and Schmetz,2004;于玉斌和姚秀萍,2005;Chiodi and Harrison,2010,2013）。

青藏高原（以下简称高原）地区由于地形复杂、海拔特殊，气象观测资料整体较为稀缺，因此OLR 资料也被广泛应用于高原相关研究工作中。高原海拔高气温低，OLR 值明显偏低，是地球上除南北极地区、赤道辐合带外又一个OLR 低值区。冬季OLR 的最低值位于高原西北部，这与高原西部冬季降雪较多有关；夏季OLR 低值中心位于高原东南部，与该地区夏季对流旺盛，降水较多有关（康善福和吴俊明,1990）。高原地区OLR 具有显著的年变化特征，在冬、夏两季表现为“缓变”态，在春、秋两个过渡季节表现为“急变”态，且高原不同区域OLR 年变化特征差异也很大，高原北部OLR 呈“单峰”型分布，南部则呈显著“双峰”型分布（杨喜峰和蒋尚城,1995）。许多学者对高原地区OLR 的年际变化特征也进行了相关研究，但由于研究范围与研究时段存在差异，其演变特征不尽相同（朱乾根等,2000;柳苗和李栋梁,2007;王园香等,2012）。

OLR 分布及变化受纬度、季节、云、降水、地面有效辐射以及下垫面和大气温度等众多因子影响，其中纬度和季节影响决定OLR 的基本趋势，云、降水、下垫面及大气温度等则使之发生偏离（徐国昌等,1990;王可丽等,1991;Kyle et al.,1995;Weng，1995;假拉和周顺武,2002;柳苗和李栋梁,2007）。在高原地区，总云量是影响OLR 变化的主要因子，二者具有较好的相关关系。除总云量外，云状、云高也对其具有影响，不同高度云层对OLR 的强迫作用不同，高云贡献大，而低云贡献较小（Shen et al.,2017）。在对流发展地区，OLR主要取决于云顶温度，而云顶温度又取决于对流活动的强度。OLR 值越小，云顶温度越低，对流发展则越强；反之对流较弱。故很多研究中用OLR作为对流研究的指标，用其值大小来代表对流活动的强弱（Ardanuy and Kyle,1986;苏文颖等,2000;Zhang et al.,2017;姚秀萍等,2019;唐南军等, 2020）。

目前，很多学者已针对高原地区OLR 的变化特征、影响因素、与异常天气间的关系等方面进行了相关研究（康善福和吴俊明,1990;王可丽等,1991;Weng,1995;杨喜峰和蒋尚城,1995;朱乾根等,2000;陈少勇等,2011），但对于其所反映出的对流活动的相关特征与影响因子，却未展开更深入全面的研究。因此，近几十年高原地区对流活动的分布特征如何？不同季节、不同区域的演变趋势如何？影响其分布及演变的因素有哪些？均是值得进一步研究和完善的问题。故本文拟通过对近40年高原地区OLR 时空分布及演变特征的分析，揭示高原地区对流活动的相关特征，并利用地表热通量资料，分别研究地表感热、潜热通量与高原地区OLR 和对流活动间的相关关系。

全文结构如下：第2节简要介绍使用的资料和分析方法；第3和4节给出高原地区OLR 与对流活动的时空分布及其演变特征，第5节研究地表热通量与OLR 和对流活动间的相关关系；最后是本文的结论部分。

2 资料与方法

2.1 资料选取

本文研究区域为高原地区，研究范围为（25°～40°N，75°～105°E）。利用1980～2019年美国NOAA 系列卫星观测的月平均向外长波辐射（OLR）资料（https://www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.interp_OLR.html[2020-02-15]），水 平分辨率为2.5°×2.5°，对高原地区OLR 与对流活动的时空分布及演变特征进行研究。另外，采用了同时段欧洲中心ERA5月平均地表热通量资料（https://cds.climate.copernicus.eu/cdsapp#!/dataset/reanalysis-era5-singl e-levels-monthly-means[2020-03-25]），包括地表感热通量和地表潜热通量，水平分辨率为0.25°×0.25°，对高原地区地表热通量与高原OLR 和对流活动的关系进行了研究。ERA5为最新一代再分析资料，是由欧盟资助ECMWF执行的哥白尼气候变化服务（C3S）推出的适用于气候研究的数据集。相比ERA-Interim 数据来说，ERA5资料的时空分辨率大幅提升，提供的变量种类显著增加，并且将更多的历史观测数据尤其是卫星数据利用到先进的数据同化和模式系统中，用以估计更为准确的大气状况，总体数据质量实现了很大升级。已有一些研究将ERA5资料应用于高原地区的地表温度、云量、积雪面积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），但由于该资料较新，目前针对高原地区的研究工作总体相对较少。

2.2 主要研究方法

2.2.1 Morlet 小波分析

小波分析是近年来气候变化研究中为揭示气候变化周期特征而广为采用的一种数学手段，它不仅可以揭示气候变化在各种时间尺度上的周期变化特征，还能显示出各种周期信号随时间的变化规律。通常在对时间系列进行分析时，希望能够得到平滑连续的小波振幅，因此非正交小波函数较为合适。此外，要得到时间系列振幅和相位两方面的信息，就要选择复值小波，因为复值小波具有虚部，可以对相位进行很好的表达（Torrence and Compo,1998）。Morlet 小波兼具以上两个优势，既有非正交性，又是由高斯函数调节产生的复值小波，故本文选取标准Morlet 小波对OLR 序列进行分析，具体公式为

此时基小波的总能量等于1（或2π）（吴洪宝和吴蕾，2005），式中，t 为时间，ω0为无量纲频率。当ω0=6时，小波尺度与傅里叶周期基本相等（λ=1.03 s）（Torrence and Webster,1999），所以尺度项与周期项可以相互替代。

历史学家的处境犹如剧场里的观众，他从同一个视角第二次来看演出，他知道这出戏将怎样结尾，对他来说已经没有未预料到的情节发生。这出戏对他是以过去时的形式存在的，他从中汲取有关情节的知识。但他同时又以观众的目光来观看这出戏。这时他处在现在时之中并再次体验“未知”的情感——那是一种戏未结束前的“未知”。这两种相互排斥的体验以惊人的方式融会成为某种同时态的感觉[8]70-71。

为了便于研究，本文先将OLR 时间序列进行距平化处理后，再代入方程进行计算，且本文对由Morlet 小波分析得到的功率谱进行了红噪声过程的显著性检验。由小波能量谱和实部信息，可以得出OLR 序列变化的周期变化特征以及突变点等诸多信息。

2.2.2相关分析

一般来说，两个随机变量关系的密切程度是用相关系数来度量的，相关系数绝对值大的就认为关系密切（张礼平等,2000）。对任意两个要素变量x1,x2,···,xn和 y1,y2,···,yn，其相关系数的计算公式为

其中，分母为变量x 和y 的标准差，分子为两变量x，y 的协方差。相关系数r 用以表示两要素之间的关系。计算得到的相关系数是否显著，需要通过显著性检验（魏凤英,1999）。

本文在探讨地表热通量与OLR 及对流活动之间的关系时，采用了相关分析方法，并对结果进行了显著性检验，最终得出相关结论。

3 OLR 的空间分布特征

3.1 年平均分布特征

图1 1980～2019年青藏高原（以下简称高原）年平均向外长波辐射（OLR）的空间分布（单位：W m-2）。黑色粗实线为高原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

对近40年OLR 月平均数据进行处理，可以得到高原OLR 平均分布情况。由图1可见，高原地区OLR 平均值为219 W m-2，其等值线分布与高原3000 m 边界线走向近似平行，强度由高原周边地区向中部递减，并在（30°～35°N，90°～95°E）附近区域存在低值中心，最小值为195 W m-2。从同一纬度来看，高原东部OLR 普遍低于西部，高原东部对流活动显著强于西部。

3.2 季节平均分布特征

由前期研究可知，纬度和季节影响主要决定OLR 的基本趋势（Weng,1995）。图2是通过平均值以及差值计算得到的高原OLR 季节分布图，由此可以看出高原各季OLR 的分布特征及季节变化对高原OLR 的影响，进而得出高原各季对流活动的相关特征。

图2 1980～2019年高原各季平均OLR 的空间分布（单位：W m-2）：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。黑色等值线为OLR 值，阴影表示OLR 差值（季节平均—年平均），黑色粗实线为高原3000 m 地形高度，斜线区域通过95%信度检验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，图2a）高原地区OLR 呈“中部低四周高”的分布特征，与年平均分布相似，但其等值线更为密集。高原中部地区存在OLR 低值带，其最小值比年平均OLR 最小值低10 W m-2左右。春季高原大部分地区为OLR 负偏差区，其值略小于年平均OLR 值，在高原南坡存在弱正偏差区。夏季（6～8月，图2b）高原OLR 分布呈“南低北高，东低西高”的特征，低值区相比春季明显向东南移动，且在（30°N，100°E）附近存在200 W m-2的低值中心。由此可知，夏季高原东南部对流活动最为强盛。另外，由于夏季北半球辐射增强，高原大地形表现为强加热作用，高原地区OLR 值普遍强于年平均值，且在高原北部尤为显著。高原南部则由于夏季对流活动旺盛，云顶变高、云量增多，OLR 受云与降水影响显著，表现为弱负偏差。秋季（9～11月，图2c）高原大地形仍以加热作用为主，但强度明显减弱，整个高原地区均表现为弱正偏差，且在高原西部最为显著。冬季（12～2月，图2d）高原OLR 呈“北低南高”的分布特征，在高原西部35°N 附近存在低值区，最小值为170 W m-2。冬季高原对流减弱，降水很少，OLR 值主要受地表热状况影响，故OLR 季节变化趋势与天文辐射大体一致，即在高原北部为显著负偏差区，南部为弱正偏差区。

综上所述，高原地区OLR 的季节变化主要表现为北强南弱，西强东弱。各季节OLR 低值区所处位置也存在差异，由春至冬低值区先由西北向东南移动，后又回退至西北地区。可见，夏季高原对流活动较为活跃，且在高原东南部对流发展最为强盛。

图3 1980～2019年高原OLR 变化趋势的空间分布[单位：W m-2 (10 a)-1]。黑色粗实线为高原3000 m 地形高度，阴影区域通过95%的信度检验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 变化的区域特征

由线性回归得到的近40年高原OLR 的年代变化趋势见图3。由图3可以看出，高原不同区域OLR 的变化趋势不同。高原及周边大部分地区OLR 呈上升趋势，并在（30°～35°N，96°～100°E）附近存在极大值中心，最大变化幅度约为5 W m-2(10 a)-1，可见高原大部分地区对流活动呈减弱趋势，尤其在高原三江源地区（31°～37°N，89°～103°E）附近最为明显，这与该地区近几十年水汽输入及年降水量呈减少趋势的结论相一致（唐红玉等,2007;曾小凡等,2013）。高原西南部及喜马拉雅山脉北侧地区存在较小范围的负值带，对应最大变化幅度为-2 W m-2(10 a)-1，表明此处对流活动呈较弱的增强趋势，与喜马拉雅山脉中段北侧年降水呈增多趋势的结论一致（张核真等,2009）。

春季（图4a），高原大部分地区OLR 呈显著上升趋势，最大变化幅度为7 W m-2(10 a)-1，高原南部喜马拉雅山脉北侧区域存在一小范围的带状低值区，变化幅度仅为-1 W m-2(10 a)-1左右。春季高原地区对流活动总体呈减弱趋势且变化最为明显。与春季相比，夏季（图4b）高原各区域OLR 的变化趋势显著不同，上升趋势明显减弱，且大部分区域通过95%的信度检验。高原自西向东存在一较强的北偏负值带，高原南部也存在负值区，最大变化幅度为-4 W m-2(10 a)-1，表明对应区域对流活动呈增强趋势。秋季（图4c），高原大部分地区OLR表现为弱上升趋势，高原西南部及东部部分地区存在低值中心，最大变化幅度达-3 W m-2(10 a)-1。表明秋季高原对流活动在高原西南部及东部部分地区呈增强趋势，其他地区则以减弱趋势为主，但增减幅度总体较平稳。冬季（图4d），高原及周边大部分地区OLR 呈上升趋势，在高原西南部和中东部存在小范围负值区，其变化幅度仅为-1 W m-2(10 a)-1左右。总体来看，冬季高原地区对流活动以减弱趋势为主。

综上可知，夏季高原各区域OLR 以减弱趋势为主，其他季节则主要表现为增强趋势。可见夏季高原对流活动总体呈增强趋势，其他季节以减弱趋势为主。另外，在不同季节，高原南部喜马拉雅山脉北侧区域的对流活动呈一致的增强趋势，而高原三江源地区附近，对流活动均呈减弱趋势，且变化幅度存在差异。

图4 1980～2019年高原各季OLR 变化趋势的空间分布[单位：W m-2 (10 a)-1]：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。黑色粗实线为高原3000 m 地形高度，阴影区域通过95%的信度检验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 的时间演变特征

4.1 年际变化特征

为了解高原地区近40年对流活动的演变趋势，本文给出了高原OLR 的时间变化序列与趋势线。由图5可以看出，高原OLR 年平均值为219 W m-2，随时间呈逐渐增大的趋势，但总体较平稳，递增率仅为1.3 W m-2(10 a)-1，说明近40年高原地区对流活动呈减弱趋势，与伯玥等（2016）得出的高原地区云量总体呈减少趋势的结论一致。2000年是具有显著转变的年份，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年达到最大值，为226 W m-2。自2014起OLR 逐渐减小降至平均值以下，后又逐渐增大，至2018年重新达到平均值附近后继续增大。

图6为高原各季OLR 的时间演变曲线。由图可知，就高原OLR 平均值而言，冬季最低，秋季最高。春季（图6a）高原OLR 在1999年以前基本处于平均值以下，1999～2013年OLR 显著增大且基本维持在平均值以上，2014年以后发生突变迅速降至平均值以下，后又迅速增大至平均值以上。夏季（图6b）高原OLR 呈弱下降趋势，变化幅度仅为-0.5 W m-2(10 a)-1左右，夏季高原对流活动呈较平稳的增强趋势，与近几十年高原夏季总云量的演变趋势一致（伯玥等,2016）。这可能与近几十年高原夏季风总体呈增强趋势有关（华维等,2012），高原季风增强可能会导致夏季高原地区的深对流活动增强，进而对高原OLR 的演变趋势产生一定影响。秋季（图6c）高原OLR 在2001年之后变化幅度明显增大，且在1993年、2007年分别达到极小值和极大值。冬季（图6d）高原地区OLR 变化以1995年为界，之前为偏低阶段，之后为偏高阶段，整体变化幅度较大。2001～2013年OLR 值均大于平均值，且其演变趋势与年平均OLR 演变趋势相一致。总体来看，除夏季外，其他季节OLR 均呈上升趋势，其中春季上升趋势最明显，为2.58 W m-2(10 a)-1，冬季次之，约为2.12 W m-2(10 a)-1。可见近40年，夏季高原对流活动总体呈增强趋势，其他季节则表现为减弱趋势，且春季减弱最为明显，与3.3节中由OLR 变化的区域特征得出的结论一致。

图5 1980～2019年高原OLR 的年际演变（单位：W m-2）。细实线为OLR 随年份变化曲线，虚线为平均值，粗实线为趋势线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

高原地区下垫面特征复杂，气候类型丰富，不同季节的气候受不同天气系统和环流形势影响，故高原地区OLR 与对流活动的变化具有较强的区域和季节差异性。不同季节OLR 变化趋势的差异可能与不同季节高原季风、西风等强弱变化有关。季风、西风的异常变化会造成风场的异常辐合辐散，使得环流形势发生变化，同时它还与水汽输送密切相关。故高原季风增强（减弱）可能导致高原区域的深对流活动变强（弱），进而对高原OLR 与对流活动的演变趋势产生一定影响。

4.2 周期特征

本文利用Morlet 小波分析方法来分析高原OLR 的周期特征。由图7的分析结果可知，整个研究时段中，6年时间尺度的能量最强、周期最显著，但其周期变化具有局部性（主要集中在1986～2003年），且只在振荡中心（1995年）附近通过95%的信度检验。另外在1997～2013年还存在2～3年的尺度变化，其中心时间尺度为3 年，总体能量较弱且正负位相交替出现（图略），其他时间尺度的周期性变化均较小。

图6 1980～2019年高原各季OLR 的年际演变（单位：W m-2）：（a）春季（b）夏季（c）秋季（d）冬季。细实线为OLR 随年份变化曲线，虚线为平均值，粗实线为趋势线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

图7 1980～2019年高原OLR 的Morlet 小波功率谱。阴影区域通过95%的信度检验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 的小波分析结果如图8所示。春季（图8a）存在显著的5年时间尺度的周期变化，但只在振荡中心（1990年）附近通过95%的信度检验。1997～2005年间存在2～3年的尺度变化，其能量相对较弱，但仍通过信度检验。夏季（图8b），整个时段内存在6年、4年和2年时间尺度的周期变化，其中6年时间尺度的能量最强，且在1998年附近通过检验。秋季（图8c）在1995～2002年间存在显著的3年时间尺度的周期变化。冬季（图8d）在1992～2016年间存在3年时间尺度的周期变化，其中在1994～2002年间能量较强，通过95%的信度检验。

综上可知，高原OLR 主要表现为6年及2～3年的周期变化，各季OLR 具有不同的周期振荡特征，但时间尺度均不超过6年。总体而言，近40年高原对流活动基本维持6年及2～3年的周期变化。

5 地表热通量与OLR 的关系

图8 1980～2019年高原各季OLR 的Morlet 小波功率谱：（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季。阴影区域通过95%的信度检验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

通过对高原OLR 时空分布及演变特征的研究，揭示了高原对流活动的相关特征，以下将对可能影响高原地区OLR 与对流活动的因素做进一步探究。已有很多研究工作表明，OLR 的变化取决于纬度、季节、云、降水以及下垫面和大气温度等多种因子，但这些研究普遍侧重于单一要素的影响（徐国昌等,1990;王可丽等,1991;Kyle et al.,1995; Weng,1995;柳苗和李栋梁,2007;Shen et al.,2017），很少有研究涉及多要素的综合作用。鉴于高原地表热通量在陆—气相互作用中的重要性（Yanai et al.,1992;李国平等,2016）及其可反映地表与大气的热状况信息、降水引起的潜热释放情况、高原地形与复杂下垫面等因素影响的特性，本文选取地表热通量（地表感热通量和地表潜热通量）资料，来探讨其与高原OLR 和对流活动之间的关系。

5.1 地表热通量的空间分布特征

夏季高原地区太阳辐射增强且雨季来临，对流活动最为旺盛，故本文选取夏季时段对高原地表热通量的时空分布特征进行研究，并进一步探讨其对高原地区OLR 与对流活动的影响。

由图9，10可以看出，夏季高原地表潜热通量普遍强于地表感热通量。地表感热通量（图9a）呈“北高南低，西高东低”分布，与同时期的OLR分布特征相似，高原西部红框区域（29°～34°N，75°～90°E）为地表感热通量大值区。6月（图9b）高原地表感热通量最强，在高原西部和北部存在显著大值区；7 月（图9c）高原地表感热通量强度减弱，但在高原西部和北部仍存在较强大值区；8月（图9d）地表感热通量明显减弱，除北部外大部分地区表现为相对一致的加热区，高原东西部地表感热通量差异减弱。

夏季高原地表潜热通量（图10a）与地表感热通量分布特征近似相反，整体呈“南高北低，东高西低”分布。高原东部（29°～34°N，90°～105°E）（图10中蓝框区域）为地表潜热通量大值区，且与OLR 低值区近似对应。6月（图10b）地表潜热通量最弱，大值区集中在95°E 以东地区且范围较小。7 月（图10c）高原地表潜热通量分布特征与8月（图10d）相似，但强度略强于8月。

图9 1980～2019年夏季高原地表感热通量（阴影，单位：W m-2）与OLR（等值线，单位：W m-2）的空间分布：（a）夏季平均；（b）6 月；（c）7月；（d）8月。黑色粗实线为高原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 地表热通量的时间演变特征

由于高原地形及下垫面性质的复杂性等原因，地表热通量的年际变化在高原地区并不是整体一致的（张浩鑫等,2017）。因此，本文在研究地表热通量的年际变化时，考虑其影响的主要区域不同，采用针对关键区的方法进行探讨。由图9、10选取地表感热、潜热通量的大值区（简称关键区，分别对应红框和蓝框区域）来进行研究。

对夏季高原东、西两个关键区的OLR 及地表热通量进行趋势分析可知，近40年西部关键区地表潜热通量呈增加趋势，地表感热通量与OLR 均呈减弱趋势，各变量的增减率均为1 W m-2(10a)-1左右，总体趋于稳定，夏季高原西部关键区对流活动呈增强趋势；东部关键区各变量均呈微弱的递增趋势，年际变化不大，可见东部关键区对流活动总体呈减弱趋势（图略）。

图11为夏季高原东、西关键区的地表感热、潜热通量与OLR 的标准化值随时间的变化曲线。由图可知，在大多年份，地表感热通量与OLR 在东、西关键区均有相似的增减演变趋势；地表潜热通量与OLR 在东部关键区呈相似的演变趋势，西部关键区的变化趋势则近似相反。

5.3 地表热通量与OLR 的关系

使用相关分析方法，可以定量的探讨高原夏季地表热通量与OLR 和对流活动之间的关系，进而对影响高原对流活动的可能因素做一探讨。

由图12 可见，高原西部OLR 显著强于东部。夏季高原西部关键区，地表感热通量与OLR 之间的相关系数约为0.73，样本自由度为39，二者在99%的信度水平上表现为显著正相关；地表潜热通量与OLR 之间的相关系数约为-0.53，同样通过信度检验，二者为显著负相关。在东部关键区，地表感热通量、潜热通量与OLR 之间的相关系数分别为0.66和0.57，且通过99%的信度检验，均呈显著正相关。因此，夏季高原地表感热通量对OLR演变的影响更为显著，普遍表现为正相关关系且在高原西部最明显。地表潜热通量对OLR 的影响在东西部表现不一致，在高原西部呈显著负相关关系，在高原东部则为显著正相关。

图10 1980～2019年夏季高原地表潜热通量（阴影，单位：W m-2）与OLR（等值线，单位：W m-2）的空间分布：（a）夏季平均；（b）6 月；（c）7月；（d）8月。黑色粗实线为高原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

图11 1980～2019年夏季高原关键区内地表热通量与OLR 标准化值的年际演变：（a）西部；（b）东部。黑色实线表示OLR，红色和蓝色实线分别表示地表感热通量与地表潜热通量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

图12 1980～2019年夏季高原关键区内地表热通量与OLR 相关关系图：（a，b）西部关键区；（c，d）东部关键区；（a，c）地表感热通量；（b，d）地表潜热通量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

由夏季高原地表热通量与OLR 相关系数的空间分布（图13）可以看出，高原夏季地表感热通量与OLR 间普遍呈正相关关系，且在高原西部更为显著；地表潜热通量与高原OLR 间相关呈东西偶极型分布，在高原西部二者之间呈负相关关系，在高原东部则表现为正相关。故夏季高原地表感热通量与对流活动呈负相关关系，此时高原雨季开始，高原地区云体较高较厚，云顶温度较低（对应OLR 低值），从而引起地面降温，使得高原地区地表感热通量减弱。高原地表潜热通量与高原西部地区对流活动呈正相关关系，高原西部下垫面以裸土为主，当降水发生时，地表土壤湿度增加，蒸发明显增强，从而使得地表潜热通量显著增强。高原东南部地区地表潜热通量与对流活动间则呈负相关关系，该区域气候湿润，植被覆盖率较高，当OLR 强时，对应少云或晴空条件，地表温度升高，蒸发增强，潜热通量随之增强。

综合图12，13可知，夏季高原西部关键区对流活动呈增强趋势，东部则呈减弱趋势，其演变与地表感热、潜热通量均有关，且地表感热通量的影响更为显著。地表感热通量与高原对流活动之间普遍存在负相关关系，并在高原西部最为显著。高原西部地表潜热通量与对流活动演变呈正相关关系，高原东部则表现为负相关，这种东西向偶极型分布可能是由高原东西部地形及下垫面性质的显著不同造成的，但其具体原因及作用机制还有待进一步研究探讨。

6 结论与讨论

本文通过分析高原地区OLR 的时空分布及其演变特征，揭示了高原地区对流活动的相关特征，探讨了地表热通量与高原OLR 和对流活动的关系。主要结论如下：（1）高原地区平均OLR 强度由高原周边向中部递减，同一纬度高原东部OLR 值低于西部，高原东部对流活动显著强于西部。不同区域不同季节OLR 的变化趋势不同，夏季高原各区域OLR 以减弱趋势为主，其他季节则主要表现为增强趋势。可见夏季高原地区对流活动总体呈增强趋势，其他季节则以减弱趋势为主。各季节在高原三江源地区附近对流活动均呈减弱趋势，在高原南部喜马拉雅山脉北侧地区，对流活动则呈一致的增强趋势。（2）年际变化特征显示，近40年高原地区OLR 呈较平稳的增强趋势，除夏季外，其他季节OLR 也呈增强趋势。高原地区对流活动呈缓慢的减弱趋势且基本维持6年及2～3年的周期变化。（3）夏季高原地表潜热通量普遍强于地表感热通量，且二者分布型近似相反。近40年高原西部关键区对流活动呈增强趋势，东部则呈减弱趋势。高原对流活动演变与地表感热、潜热通量均有关，且地表感热通量的影响更为显著。地表感热通量与高原对流活动演变之间普遍表现为负相关关系，且在高原西部最为显著。地表潜热通量与高原对流活动间相关呈东西向偶极型分布，与高原西部对流活动的演变呈正相关关系，在高原东部则表现为负相关，这可能与高原东西部地形及下垫面性质不同有很大关系，但其具体原因及相互作用机制还有待进一步研究探讨。

本文采用较长时间序列，细致分析了高原地区OLR 分布及演变特征，对高原地区对流活动的相关特征做出了间接揭示，并对地表热通量与高原对流活动之间的相关关系进行了研究。所得结论完善了对高原对流活动的分布与演变特征的认知和理解，为OLR 资料的应用研究和高原天气研究提供了新的思路。但本文只针对夏季时段研究了地表热通量与高原对流活动间的相关关系，其他季节以及更细时间尺度的具体影响还值得深入探讨。此外本文只是通过统计方法得出地表热通量与OLR 及对流活动间存在密切联系，只对其可能的作用机制进行了简单分析，关于其具体影响机制的研究还有待进一步展开。

致谢 感谢NOAA 提供的月平均向外长波辐射（OLR）资料，感谢ECMWF提供的ERA5月平均地表热通量资料。