青藏高原夏季地面感热通量与高原低涡生成的可能联系

张恬月，李国平

（1.成都信息工程大学大气科学学院，四川 成都610225；2.成都市环境保护科学研究院，四川 成都610031；3.气象灾害预警与评估协同创新中心，江苏 南京210044）

青藏高原又称“世界屋脊”、“第三极”，是中纬度地区面积最大、海拔最高的一个大地形，它的隆起对高原及其邻近地区自然环境的演化影响深刻。青藏高原被认为是“全球气候变化的驱动机与放大器”，并且是“全球变化与地球系统科学统一研究的最佳天然实验室”。高原对大气不仅具有机械动力作用，还有热力作用。高原由于其特殊的地形，直接作用于对流层中部，使得这种加热作用十分显著。叶笃正等[1]通过观测发现夏季局部平坦的地面受热过度和其他原因，将形成局部对流，这股强劲的上升气流对四周气流也具有阻挡作用。高原地面感热通量的变化不仅对高原以及周边地区的降水有影响[2-5]，还对亚洲季风环流有影响[6-10]。

20世纪60年代，吴永森[11]、陈乾[12]首先指出了高原低涡的天气事实。1979年，叶笃正等[1]指出高原低涡是水平尺度约500 km、垂直厚度约2耀3 km，是高原地区主要的降水系统，在有利的环流形势下可发展东移，将引起高原以东地区大范围的暴雨、雷暴等灾害性天气过程。如1998年7月长江第三次大洪峰就是由东移的高原低涡造成的[13]。罗四维等[14]通过对一次夏季高原低涡的诊断分析指出，在高原低涡生成初期地面感热加热起决定性作用，并在之后的研究工作中[15]利用MM4模式验证了这个结果。这与丁治英[16]、陈伯民[17]等研究结果一致。尽管大多数研究工作支持地面感热加热对高原低涡具有正面影响，但Dell’osso and Chen[18]的数值试验却认为地面感热不利于高原低涡发展。Shen等[19]也认为地面感热加热在雨季中只能对大尺度环流有附加的修改作用，在24 h内并不能显著改变高原低涡流场的总体特征。对此认识上的分歧，李国平等[20]的理论研究发现，地面感热加热对高原低涡的正面或负面影响与加热中心和低涡中心配置是否一致有关。由此可见，高原地面感热通量是高原低涡生成的重要影响因素，进一步明晰两者的关系是本文的一个重要研究目标。另外，以往的相关研究多集中于个例分析、数值试验或时间相关性[21]，本文将基于近30 a资料从气候角度对青藏高原地面感热通量的年际变化及其与高原低涡生成的关联尤其是空间相关性进行探讨。

1 资料和方法

1.1 资料

青藏高原地形复杂，观测站点少，能够通过直接观测得到的感热通量资料很少，并且在时间和空间分布上都明显不足。王同美等[22]指出NCEP/NCAR再分析资料反映的高原地区平均感热通量强度和变化趋势与直接观测值较为一致。竺夏英等[23]通过对比6套感热通量再分析资料指出，NCEP/NCAR资料在高原地区有较高的适用性。本文通过与李国平等[24]基于1997年9月—1998年12月改则和狮泉河自动气象站观测资料的地面感热计算结果的对比发现，虽然再分析值小于实测站点计算值，但两种资料反映的地面感热的月变化趋势基本一致。故选用NCEP/NCAR再分析资料中的地面感热通量、高空风、垂直速度，研究时段为1981—2010年。其中地面感热通量资料的水平分辨率为2.5毅伊2.5毅（由高斯网格通过双线性插值生成），高空风、垂直速度资料的水平分辨率亦为2.5毅伊2.5毅。

此外，本文选用的夏季高原低涡统计资料来自我们基于1981—2001年中国气象局国家气象中心印发的历史天气图、1981—2001年四川省气象局印发的MICAPS历史天气图以及1981—2010年电子版MICAPS天气图，通过人工看图识别方式形成的高原低涡数据集。

1.2 方法

NCEP/NCAR资料中感热通量的计算公式采用总体输送法，即

其中：FH为感热通量；籽s为地面空气密度；Cp为定压比热容；U为10 m风速；Ts为地面土壤温度；Ta为地面气温；CH为热量总体输送系数。

2 夏季青藏高原地面感热通量线性趋势项的空间分布

利用最小二乘法计算的地面感热通量线性变化趋势的空间分布特征表明（图1），夏季高原西北部的塔里木盆地部分区域、高原东部的柴达木盆地和川西高原地区均是感热通量增加的区域，但增加趋势不明显，最大值仅为0.4（W/m2）/a。高原其余地区均是感热通量减少的区域，南部大于北部，其中喜马拉雅山脉的减幅值达-1.2（W/m2）/a。6月、7月和8月高原地面感热通量线性变化趋势的空间分布与夏季大致相同，减小率和增加率的最大中心均出现在6月，分别为-2.0（W/m2）/a和0.5（W/m2）/a。8月感热通量增大的区域有所增加，但减小区域的中心值仅为-0.4（W/m2）/a。

图1 夏季高原地面感热通量线性趋势项的空间分布

3 夏季高原地面感热与高原低涡生成的空间联系

夏季高原低涡初期以暖涡为主，占总数的83.3%。从图2可以看出，夏季高原低涡主要分布于西藏那曲和青海玉树、格尔木地区，其中高原东部涡占47.1%，中部涡占31.9%，西部涡占21%。而李国平等[21]利用NCEP资料的分析结果表明，30 a的夏季高原低涡主要分布在西藏双湖、那曲和青海扎仁克吾一带，中部涡最多，西部涡次之，东部涡最少。这可能与高原地区西部探空站几乎空白，而再分析资料在高原是均匀分布有关。

图2 1981—2010年夏季高原低涡生成源地累积频数的空间分布

图3给出了夏季高原低涡生成频数与同期高原地面感热通量的相关关系。从图3中可看出，夏季高原感热通量的减弱区域和高原低涡生成频数有较好的正相关，正相关分布有3个最大值区，分别位于高原北部的青海柴达木盆地、西南部的喜马拉雅山脉地区和高原南部地区。

图3 夏季高原低涡生成频数与同期高原地面感热通量的相关关系

图4给出了1981—2010年夏季高原地面感热通量和同期高原低涡生成频数的标准化曲线，可以看到两者具有较为一致的变化趋势。通过分析可知，两者间的相关系数为0.68，通过了0.001的显著性水平检验。为了探索高原地面感热通量的异常变化对高原低涡形成的影响机制，有必要分析感热通量强、弱年环流场的异常变化。采用高于或低于1个标准差来定义高原地面感热通量强年和弱年，于是得出夏季感热通量强年有：1982、1985、1986、1987年；弱年有：2000、2002、2003、2005、2006年。对夏季高原地面感热通量强年和弱年的同期大气环流场进行合成，并对气候平均态做差值分析。

图4 1981—2010年夏季高原地面感热通量和高原低涡生成频数标准化曲线

图5给出了夏季感热通量强年和弱年500 hPa大气环流合成场与气候态的差值分布。感热通量强年（图5a），青藏高原东部为明显的气旋性环流，是气流辐合区。感热通量弱年（图5b），青藏高原东部为反气旋环流外围的偏南气流，是气流辐散区。

图6给出了夏季感热通量强年和弱年100 hPa大气环流合成场与气候态的差值分布。感热通量强年（图6a），青藏高原主体上空被反气旋环流控制，为气流辐散区；感热通量弱年（图6b），青藏高原主体上空为气旋和反气旋的交汇处，为气流辐合区。因此，感热通量强年由于高空为气流辐散区，有利于加强高原主体整层的上升运动，为低层低涡的生成提供条件。

图5 夏季高原地面感热通量强年（a）和弱年（b）500 hPa环流合成场与同期气候态的差值场（单位：m/s）

图6 夏季高原地面感热通量强年（a）和弱年（b）100 hPa环流合成场与同期气候态的差值场（单位：m/s）

图7 夏季高原地面感热通量强年（a）和弱年（b）的垂直速度与同期气候态的差值场（单位：10-2Pa/s）。

图7为夏季感热通量强弱年高原主体地区垂直速度距平分布情况。夏季感热通量强年（图7a），高原主体西部地区整层大气垂直速度距平为正，说明该地区上升运动偏弱；中东部地区整层大气垂直速度距平为负，说明该地区上升运动偏强。感热通量弱年（图7b），高原主体西部地区整层大气垂直速度距平为负，东部地区整层大气垂直速度距平为正。即夏季感热通量强年高原主体地区整层的上升运动强于弱年，更利于高原低涡的生成。

4 结论

本文利用NCEP/NCAR再分析资料研究了1981—2010年夏季高原地面感热通量，并基于MICAPS天气图资料识别的高原低涡资料集重点分析了夏季高原地面感热通量与高原低涡生成的空间关联。研究结果归纳如下：

（1）夏季高原地面感热通量线性趋势的空间分布具有区域性差异，感热减少趋势在高原分布较广且负值中心明显，感热增加主要分布在高原西北部和东部。

（2）夏季高原地面感热和同期的高原低涡生成频数呈显著正相关，高原地面感热偏强时，高原低涡生成频数偏多。

（3）在高原地面感热强年，低层的大气环流场呈现气旋式环流，高层为强盛的辐散气流，高原主体大部分地区上升气流偏强，更利于高原低涡生成；高原地面感热弱年的情况则与此相反。

由于本文使用的是NCEP/NCAR再分析资料，高原低涡生成频数的资料也是根据MICPAS天气图人工识别的统计结果，因此还需要将以上结果与其他资料（包括高分辨率的再分析资料）进行对比和评估。另外，高原地面感热与高原低涡生成频数乃至源地的空间相关性分析只是初步的，还应进行进一步的分析、讨论。

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