基于erbe和isccp數據的高原地表凈輻射分布特征研究

輻射場氣候反演的局限性和不一致性青藏高原地表徑流氣候的計算和地理分布，是青藏高原輻射氣候研究的重要課題之一。八十年代以來已有若干論文發表。但由于輻射觀測資料和高原氣象站網條件的限制,已有的認識仍有較大的局限性和不一致性。近來,隨著衛星輻射和云資料的不斷積累,為其應用于地面輻射場的反演提供了可能。王可麗等曾對此作過簡單的相關分析,但由于反演長波輻射的難度較大,以至國內外對地表凈輻射的氣候反演的研究進展緩慢。本文擬在已研究高原短波吸收輻射和地表長波輻射氣候反演方法基礎上,嘗試討論高原地表凈輻射的氣候反演問題。文中使用了地球輻射平衡試驗(ERBE)1985～1988年和國際衛星云氣候計劃(ISCCP)1984年～1988年的行星反射率和總云量資料。衛星資料的經緯度格距為2.5°×2.5°,并視需要內插至各站點。1地表凈輻射反演r根據地表輻射平衡方程,地表凈輻射可表示為R=Q(1?α)?F(1)R=Q(1-α)-F(1)這里R為地表凈輻射,Q為總輻射,α為地表反射率,Q(1-α)即為短波吸收輻射,F為有效輻射,可通過反演Q(1-α)和F來完成地表凈輻射的反演。1.1地表有效輻射反演方法的確定可按我們最新提出的氣候反演方法Q(1?α)=0.542[1+0.431ln(1+H)][1?0.062ln(1+e)](1?0.091ns)S0(1?αp)(2)Q(1-α)=0.542[1+0.431ln(1+Η)][1-0.062ln(1+e)](1-0.091ns)S0(1-αp)(2)反演地表短波吸收輻射,式中H,e依次為反演點拔海高度(千米)和水氣壓,ns為衛星探測總云量,S0為天文輻射,αp為行星反射率。經高原地面日射站資料檢驗,該式的平均擬合誤差為9.8W·m-2,平均相對誤差為6.5%。本法的優點在于避免了常用的分項計算總輻射和地表反射率的方法所帶來的雙重誤差,因而使反演精度顯著提高。關于利用衛星資料反演地表有效輻射問題,國內外文獻中尚無可靠方法。文獻曾應用OLR資料作過反演青藏高原地表有效輻射試驗,雖有一些效果,但總的說還達不到公認的精度要求。我們考慮采用如下方法,把地表有效輻射寫成F=U?δG(3)F=U-δG(3)這里U為地表長波輻射,G為大氣逆輻射,δ為比輻射系數,通常取0.95。U可按文獻方法反演,G可以文獻方法為基礎,結合青藏高原1982年8月至1983年7月資料及北京1983年4月至11月實測資料,重新擬合的大氣逆輻射式計算?；卮?3)式后的地表有效輻射反演式為F=Kδσ(T0+273)4?δσ(Ta+273)4[0.560+0.094ln(1+e)](1+0.142n2)(4)F=Κδσ(Τ0+273)4-δσ(Τa+273)4[0.560+0.094ln(1+e)](1+0.142n2)(4)這里T0、Ta分別為地表和空氣溫度,K為由地面溫度代替活動面溫度的訂正系數,n為地面總云量。經拉薩、甘孜等高原四站48個實測有效輻射月平均值檢驗,其平均誤差為9.2W·m-2,平均相對誤差為9.7%。有了(2)、(4)式,便可對氣象站點進行地表凈輻射的氣候反演。至于高原廣大無資料地區,還需解決各網格點地面氣象數據的推算問題。2高原無數據區域的氣候變化算2.1基于ns的模型根據衛星總云量和地面總云量的相關性特點,可建立起由衛星總云量ns換算地面總云量的表達式ni=ai+binsi(5)ni=ai+binsi(5)式中ns為衛星總云量(以成數表示),a,b為經驗系數,下標i代表月份。表1給出各季代表月及年的系數值及誤差統計。由表1及全部計算結果看,(5)式的推算效果是比較好的,夏半年各月的絕對誤差一般不超過0.5成,冬半年小于1成,全年平均0.5成。2.2氣候條件擬合及網格點拔海高度根據(2)、(4)式要求,除地面總云量外,還需確定無資料地區網格點的氣溫、地表溫度和水氣壓。對此,可應用上述要素在山區隨海拔高度分布規律加以確定。根據高原各站資料,可擬合出氣溫Ta、地表溫度T0和水氣壓e隨海拔高度分布的經驗式Tai=a1i+b1iH(6)T0i=a2i+b2iH(7)eHi=eoiexp(?ciH)(8)Τai=a1i+b1iΗ(6)Τ0i=a2i+b2iΗ(7)eΗi=eoiexp(-ciΗ)(8)式中a1、b1、a2、b2、e0、c為各自的經驗系數,下標i代表月份?？紤]到廣大高原區域內緯度和干濕條件的差異,對于氣溫和地表溫度,可依32.5°N為界分別按南北兩區進行擬合,在其以南為南部地區,以北即為北部地區。表2以1、7月和年平均為例,分別給出南北區域氣溫和地表溫度的經驗系數。按(8)式擬合水氣壓廓線方程時,把整個高原粗分為東南部和中西部兩大區,規定95°E以東、33°N以南為東南部區,其余均為中西部區。表3即為該兩區域1、7月和年平均方程的相應系數值。有了(6)～(8)式,只需給定網格點拔海高度就可推算出相應的氣溫、地表溫度和水氣壓,然后便可結合衛星資料進行地表凈輻射的氣候反演。所以,準確確定各網格點的拔海高度是解決高原無資料地區地表凈輻射氣候反演的關鍵。本文由地形圖讀取各網格點拔海高度。為估計拔海高度讀數誤差對反演地表凈輻射所造成的影響,可分別對(2)、(4)式及由此二式之差表示的(1)式作拔海高度的靈敏度試驗。從對高原西部所做試驗結果來看,拔海高度取5.0km、4.5km、4.0km時格點(31.25°N,88.75°E)地表吸收輻射、地表有效輻射及地表凈輻射值可見表4。從中可以看出,如網格點拔海高度讀數誤差在0.5km(甚至1.0km)以內,由此反演的地表凈輻射及其兩分量的誤差是不大的。這是由氣溫、地溫、水氣壓隨拔海高度同步遞減以及地表吸收輻射、地表有效輻射隨高度遞增規律所限制的,對提高地表凈輻射氣候反演的精度比較有利。我們還做了針對衛星云量換算地面云量誤差對有效輻射(地表凈輻射也一樣)的靈敏度試驗。結果表明,如地面云量有一成誤差,則有效輻射在1、7月和年平均通量帶來的誤差依次為5.4W·m-2,1.7W·m-2和3.3W·m-2。3高原地表凈輻射根據(2)、(4)、(1)式及相應的對無資料地區總云量、氣溫、地表溫度及水氣壓的推算方法,我們反演了青藏高原及其周圍地區63個氣象站和25°～40°N,75°～95°E范圍內2.5°×2.5°共48個格點逐月和年平均地表凈輻射通量密度。圖1～3即為其在1、7月和年的分布。1月(圖1)青藏高原主體地表凈輻射基本為正值。由于天文因素的影響,等值線的緯向趨勢比較明顯,呈南高北低型。地表凈輻射由南部40W·m-2以上減至北部邊緣的零值左右。唯有黃河、長江源區及西北部邊緣迎風側,因受冬季多積雪和云量增多影響,地表凈輻射為負值。橫斷山區緯度偏低且干季云量很少,是地表凈輻射的高值區,其最大值可超過50W·m-2。四川盆地因多云霧是地表凈輻射的低值區(不足10W·m-2)。7月(圖2),高原南部凈輻射分布形勢與地表吸收輻射分布一致。整個高原上的凈輻射數值普遍顯著增加,且南北差異減小。在夏季風影響下,高原南部及東南部的凈輻射值較之西部有所減小,高中心位置向西部偏移,并與地表吸收輻射的高中心相配合。高原邊緣的塔里木盆地和四川盆地則為相對低值區。高原地表凈輻射的年分布兼有冬夏兩季分布特點(圖3)。主高中心在高原主體的西南部,滇西南及橫斷山區也為一高值區。在雅魯藏布江下游由于全年云量較多,地表凈輻射較其東西兩側偏小,為相對低值區。黃河、長江源區則因冬半年積雪期長,自成一小低值中心。此外,四川盆地與塔里木盆地仍維持為低值區。比較高原地表凈輻射與短波吸收輻射及地表有效輻射分布特征的異同,發現其與短波吸收輻射分布有著更多的一致性,顯示出后者在凈輻射形成中的主導作用。表5所列各季代表月地表凈輻射分別與地表吸收輻射、地表有效輻射的場相似系數可作說明。以上是我們應用衛星資料結合對無資料地區地面氣象資料推算試作的高原地表凈輻射場的反演結果。對比文獻上已有的計算結果,大致可以認為在站點比較密集的高原東部及東南部地區,反演值與原有各文獻計算值大體一致,地表凈輻射分布形勢也較相似。主要差異出現在高原主體的中西部地區。由于缺乏資料已有文獻通常把該地區地表凈輻射分析成一大均勻場。本文分析則有所進步,如文中提及的冬季地表凈輻射等值線近緯向趨勢及夏季高中心向高原主體中西部偏移等,都有一定根據,可能是符合實際的。高原各地地表凈輻射年際變化特征比較簡單,大致都呈夏季大,冬季小的特點,與地表短波吸收輻射的年變曲線比較一致,顯示出天文因素的決定性作用。至于地表凈輻射最大值的具體出現月份,則還與地表有效輻射年變化影響有關。圖4以拉薩、獅泉河為例,給出兩地地表凈輻射及其兩分量的年變化以資說明。圖中拉薩地表凈輻射的最大值在6月出現,而獅泉河的最大值則后延至有效輻射相對小的8月。4高原中部地區本文在對青藏高原地表短波吸收輻射和地表長波輻射氣候反演研究的基礎上,就高原地表凈輻射場的氣候反演工作進行了初步嘗試,取得了一定效果。反演的青藏高原地表凈輻射場在站點較密的東部及東南部地區,與文獻已有研究大致相似,而對高原中西部地區分析可能有所改進。文中初步揭示的冬季地表凈輻