青藏高原大气热源研究述评

罗小青，徐建军，李 凯

青藏高原大气热源研究述评

罗小青1,2，徐建军1,2，李 凯3

（广东海洋大学：1. 南海海洋气象研究院，2. 海洋与气象学院；3. 海运学院，广东 湛江 524088）

综述前人对青藏高原大气热源的研究成果，探究大气热源与南海夏季风的关系。归纳高原大气热源研究进展，采用诊断分析方法探究高原热源的时空分布及与南海夏季风的关系。1）青藏高原夏季（冬季）大气是热（冷）源，冷热源的季节转换发生在3月，热源强度7月达到最大；2）热源中潜热贡献最大；3）不同资料和方法在描述热源时空分布时存在一定不确定性；4）高原夏季大气热源与南海夏季风呈明显负相关。基于大气热源，构造南海-青藏高原夏季海陆热力性质差异指数，该指数显示1980―2016年海陆热力性质差异有年代际减小的趋势。

青藏高原；大气热源；时空分布；亚洲夏季风；海陆热力性质差异

大气热源（Atmospheric Heat Source，AHS）主要取决于太阳、大气和地球间的辐射，大气中的湍流传热及凝结、蒸发三种非绝热加热过程[1]，它是驱动大尺度环流的热机。位于对流层中层的青藏高原大气热源是东亚天气、气候系统独有的现象，高原热源的强度和分布不仅影响亚洲夏季风的爆发和发展[2]，也影响南亚高压的形成和准两周振荡。叶笃正等[3]认为，北半球夏季最大热源位于青藏高原上空。高原热源影响东亚的天气气候在学界已形成共识，但关于热源的定量计算[4]、时空演变及其对亚洲夏季风影响[5]等方面研究仍存在诸多问题，少有作者对这些问题进行系统阐述。笔者在归纳总结前人对青藏高原大气热源所做研究的基础上，探讨计算热源的两种方法的利弊，并利用再分析资料探究热源时空分布与南海夏季风的关系，旨在为青藏高原热源研究提供参考。

1 大气热源的计算方法及分布

文中选取75°―103°E，28°―38°N代表青藏高原，利用区域平均结果分析热源各分量的季节变化及热源的年代际变化特征。

1.1 计算方法

Yanai[6]首先提出大气热源的计算方法。从热力学方程出发，可得到大气热源1。1> 0表示热源，大气柱有净的热量收入；1< 0表示热汇或冷源，大气柱有净的热量支出。计算1的具体方法包括正算法和倒算法。

正算法基于辐射平衡原理，采用观测资料或再分析资料分别计算大气净辐射、感热和凝结潜热各分量，再求和得到1[5]。该方法可得到整个大气层或对流层的1及各分量的水平空间分布。倒算法也称为“残差诊断法”。该方法不直接计算各分量，而是基于大气能量守恒直接垂直积分热力学方程。倒算法不仅可求取地表热源汇的分布，也可算出热源垂直结构，还可得到平流作用和垂直运动对1的贡献。两种方法现今均有使用，但各有利弊[7-8]。对于正算法，只能得到热源和分量的水平分布。对于倒算法，可用等压面上的温度、水平风速和垂直风速得到热源垂直结构，但垂直速度的取值对结果影响较大。现今随着资料同化技术的迅速发展，再分析资料的种类和精度显著提升，因此，采用再分析资料分析复杂地形或观测资料较少地区，如青藏高原的大气热源具有一定优势。

1.2 热源分布

关于青藏高原热源的定量研究始于20世纪50年代，早期再分析资料和探空资料匮乏，多采用台站观测资料和正算法计算。叶笃正等[9]肯定了青藏高原夏季是一个热源，李维亮等[10]和Yanai等[5]采用倒算法、Wang等[11]采用正算法证实了此结论。笔者利用NCEP2（2.5° ~ 2.5°）、MERRA2（0.6° ~ 0.5°）、JRA-55（1.25° ~ 1.25°）和ERA-Interim（0.5° ~ 0.5°）资料，基于正算法得到亚洲夏季风区AHS气候平均态的空间分布（图1）。由图1可知，热源空间变率较大，这与Luo等[12]、赵平等[13]的结论一致。高原大部分为热源区，但不同资料估计的热源空间分布差异较大。ERA-Interim资料显示，青藏高原中东部、蒙古高原地区及我国大部分地区均为较强热源区，可能是由该资料计算的大气净辐射偏小所致（图2）。除NCEP2资料外，其余资料结果显示雅鲁藏布江为强热源区。关于高原热源计算的不确定性问题文献[4]有较为系统的描述。基于正算法，MERRA2资料与台站观测资料计算的1980―2016年青藏高原区域平均大气热源的相关系数较ERA-Interim和NCEP2的高，因此下文分析热源季节特征时采用该资料。

2 热源季节变化

众多学者关注高原热源的季节变化[5,14-15]。图3显示，赤道附近热源季节变化不明显，而青藏高原热源季节变化尤为显著。夏季高原中东部AHS最强，冬季为热汇，说明夏季高原的热力作用最明显，这与Yanai等[5]研究结果一致。从春季到夏季，热源强度明显增加，而10°―30°N的AHS增加最显著，同时伴随南亚高压北上、西移和副高北上、东撤。图2和图3均显示，高原大气冬季为热汇，夏季为热源。图2显示，热源最大值在7月，MERRA2资料计算的7月热源强度约180 W/m2。除ERA-Interim资料外，其余资料均显示冷热源转换发生在3月。高原夏季是明显热源区，李永华等[16]探讨夏季热源强弱与西太平洋副高和南亚高压脊线的关系，关于高原热源强度及其季节转化与南亚高压、副高位置和强度的关系需进一步探讨。图2还显示，辐射总是起冷却作用，这与叶笃正等[3]和Duan等[17]结论一致。热源各分量中，潜热加热较大且变率较大，而感热加热相对较小且变率也小。潜热7月最大，除NCEP2资料外，感热4月最大。刘新等[18]研究认为，5月中旬前，感热加热和热源的时间演变曲线一致，而图2中并未显示该特征。

图1 基于4种再分析资料的AHS 1980―2016年平均气候态

AHS、LH、NR和SH分别表示大气热源、潜热、大气净辐射和感热

绿线、红线和蓝线分别表示200 hPa（≥12 460 gpm）、500 hPa（≥5 865 gpm）和700 hPa（≥3 050 gpm）位势高度（gpm）

3 热源的年际和年代际变化

在气候变化的大背景下，青藏高原及周边大气热源在年际和年代际尺度上如何变化也引起众多学者的关注[19]。青藏高原热源在最近几十年发生了显著变化。Duan等[20]发现，高原大气热源自20世纪80年代中期以后逐渐减弱，Duan等[21]、Wang等[11]得到类似结论，但不同资料计算的AHS年代际变化有显著差异，这与图4反映现象一致。图4还显示，ERA-Interim资料的AHS在2000年前后发生了由正到负的转变，JRA-55资料的年代际波动明显，MERRA2资料和NCEP2资料显示，2012年后高原大气是一个强热源，且有显著增加，而另外两套资料则显示高原为冷源。不同再分析资料在描述高原热源时差异较大，可能是由热源计算所需变量较多，而不同再分析资料选用的同化方法不同所致。

图4 基于4种再分析资料的青藏高原区域平均热源距平

4 热源与大气环流的关系

青藏高原对东亚甚至是全球大气环流的影响异常显著[22]，其热力作用对维持夏季风环流和行星尺度环流有重要作用。夏季近地层浅薄的气旋性环流（约1.5 ~ 3 km）、高层深厚的反气旋性环流（约3 ~ 6 km）均由高原加热作用产生[9]。热源汇通过动力作用过程对西风带平均槽脊生成和发展的影响，较其通过地形动力过程对西风带平均槽脊产生的影响更为重要，如热源通过平流作用使低空槽往往生成于热源的西边[23]，这通过500 hPa环流形势场可体现出来（图3）。

众多学者就高原热源对亚洲大气环流的影响进行了分析[2,24-25]。吴国雄等[26]提出了热力适应理论，并用来解释夏季高原的加热作用所强迫的大气环流变化特点。刘新等[18]研究认为，5月中旬前高原非绝热加热的变化增大了海陆热力性质差异，给亚洲夏季风建立了有利的环流背景场，Duan等[20]则认为，春季高原感热和辐射作用的显著减小会削弱亚洲夏季风环流，同时使夏季风的爆发时间推迟。Duan等[27]认为，高原热力作用进一步加强东亚夏季风。图5显示，大多数年份中高原夏季大气热源强时，南海夏季风偏弱。从表1也可看出两者的负相关关系。假设用夏季南海和高原陆地上的热源差值来衡量海陆热力性质差异，并分析其年代际演变规律（图6），可知夏季南海-青藏高原热力性质差异呈波动状态，4种再分析资料的变化特征基本一致，1998、2004、2008年和2015年夏季海陆热力性质差异偏弱，说明这4年南海夏季风可能偏弱。从线性趋势来看，南海-青藏高原海陆热力性质差异有年代际减小趋势。

夏季风指数来源于李建平主页，详见http://ljp.gcess.cn/dct/page/1

表1 青藏高原夏季AHS和南海夏季风指数的相关性

说明：** 表示0.05显著性水平，* 表示0.01显著性水平。

图6 夏季青藏高原与南海热力性质差异对比

5 存在问题及研究展望

本文归纳总结青藏高原大气热源的计算方法、时空演变特征，并探究高原夏季热源与南海夏季风的关系，得到一些结论。但不同资料和方法计算的高原热源强度及年代际变化结果相差较大。究其原因，主要有三方面：第一，计算方法不同产生误差，如用不同方法计算大气辐射、热交换系数和垂直速度的误差。第二，缺乏观测资料，而计算热源时需要变量较多。已有学者利用卫星资料研究陆气热量交换过程[28]，但夏季高原强烈对流活动又会影响卫星资料精度[29]。再分析资料在定量估计热源强度和变率方面仍有较大不确定性[17,30]，如Shi等[31]对比地表观测的通量资料、CAMP/Tibet遥感资料和四种再分析资料（CFSR、MERRA、ERA-Interim和JRA-25）结果时，发现月平均感热和潜热的均方根误差均较大；有学者[32]又认为采用再分析资料（JRA-55、ERA-Interim和NCEP2）计算夏季高原热源，与采用卫星和台站资料的计算结果相关性较好，且JRA-55资料更接近观测资料。第三，在倒算法中对于热源汇积分的上、下限选取不一，也就是说大气柱的厚度选取不一样，也会导致结果差别较大。除热源计算的不确定性外，以下几个方面也应是今后研究的重点：

1）AHS季节转化的机理研究。大气热量主要由辐射、湍流、降水和蒸发等过程产生。每个分量均有各自的季节变化特征，且不同区域、不同时段各分量在AHS中所占比例不同。青藏高原夏季是热源，冬季是冷源，冬夏季冷热源的转换过程是如何进行的？值得讨论。北半球夏季风爆发前，整个高原以感热作用为主，且西部最为显著，夏季风爆发后至10月份，随着我国东部降水雨带的北推，降水产生的凝结潜热释放逐渐成为高原大气热源主导分量。这种季节转化具有突变性，需采用更高时间分辨率的资料研究该转变。

2）AHS与亚洲夏季风的关系。Zhang等[33]认为，南亚-南印度洋的热力性质差异会显著影响印度夏季风的爆发时间。现有事实观测和研究证实，亚洲夏季风存在年代际减弱的趋势，青藏高原的热力过程所起的作用有待进一步研究。前文第4节基于大气热源构建了衡量南海-青藏高原的夏季热力性质差异指数，并指出该指数有年代际减小趋势，由此说明南海夏季风极可能呈减弱趋势。表1指出南海夏季风和高原夏季热源呈负相关关系，说明高原夏季热源有增加趋势。由于以上结论是基于再分析资料的结果，因此还需进一步验证。

3）AHS异常的影响探究。20世纪70年代以来，青藏高原对流层下部升温明显（温度升高约1.8 ℃）[11]，水循环加强及积雪呈先增后减的变化趋势，高原的冷热源作用必然发生显著变化。罗会邦等[34]发现，当高原热源增强时，长江上游和淮河流域降水增多，而华南地区降水减少；Zhao等[35]对观测资料的分析结果表明，在夏季高原热源强（弱）的年份，高原及其邻近地区的对流层中低层为偏差气旋环流（或反气旋环流），中国长江流域低层为异常的西南风（或东风），对应着东亚强（弱）的夏季风。孙颖等[36]探讨青藏高原热源异常对东亚夏季风异常活动的影响时，发现高原春夏季AHS强度异常偏弱，最终导致夏季风爆发偏晚，且在中国东部北进偏弱；Li等[37]通过数值模拟手段研究青藏高原春季AHS异常对西风急流的影响，发现青藏高原北部（南部）的西风气流与地表温度有明显正相关（负相关）。高原热源强弱异常与中国东部雨带时空变化特征、夏季风强弱变化趋势相对应[38]。前文第4节已利用再分析资料初步探索大气热源和季风的关系，至于热源异常对季风的影响及其气候效应还需进一步研究。

选用高精度资料，对青藏高原大气热源进行计算，并比较正算法和倒算法的效果，同时分析高原大气热源的时空变化特征，尤其是其垂直结构，是研究高原热力作用必不可少的任务。鉴于大气的辐射加热、潜热和湍流输送热量的季节变化、年际变化以及年代际变化特征在不同地区存在显著差异，可研究各个非绝热加热分量在高原不同下垫面的变化特征。探讨高原热力作用的超前-滞后效应也将是今后工作的一个重点。高原热力作用通过遥相关与东部地区、北美有何联系？与南海海温和印度洋海温有何联系？这也是极有意义的工作。近20年，全球增温停滞背景下[39]，青藏高原却出现明显增温的情况[40-41]，在这种气候背景下，研究未来20年高原大气热源如何变化也是极有意义的工作。

[1] 朱抱真. 大尺度热源、热汇和地形对西风带的常定扰动(一)[J]. 气象学报,1957(2): 122-140.

[2] WU G X, ZHANG Y S. Tibetan Plateau forcing and the timing of the monsoon onset over South Asia and the South China Sea[J]. Monthly weather review, 1998, 126(4): 913-927.

[3] 叶笃正, 高由禧. 青藏高原气象学[M]. 北京: 科学出版社, 1979 : 122-126.

[4] 罗小青, 徐建军.青藏高原大气热源及其估算的不确定性因素[J]. 气候变化研究进展, 2019, 15(1): 33-40.

[5] YANAI M, LI C F, SONG Z S. Seasonal heating of the Tibetan Plateau and its effects on the evolution of the Asian summer monsoon[J]. Journal of the Meteorological Society of Japan. Ser. II, 1992, 70(1B): 319-351.

[6] YANAI M. A detailed analysis of typhoon formation[J]. Journal of the Meteorological Society of Japan. Ser. II, 1961, 39(4): 187-214.

[7] 李锐, 李文卓, 傅云飞, 等. 青藏高原 ERA40 和 NCEP 大气非绝热加热的不确定性[J]. 科学通报, 2017, 62(5): 420-431.

[8] DUAN A M, WANG M R, XIAO Z X. Uncertainties in quantitatively estimating the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau[J]. Atmospheric and Oceanic Science Letters, 2014, 7(1): 28-33.

[9] 叶笃正, 罗四维, 朱抱真. 西藏高原及其附近的流场结构和对流层大气的热量平衡[J]. 气象学报, 1957(2): 108-121.

[10] 李维亮, 陈隆勋, 金祖辉. 亚洲上空夏季平均环流的结构及其热源分析[J]. 气象学报, 1983, 41(1): 43-55.

[11] WANG M R, ZHOU S W, DUAN A M. Trend in the atmospheric heat source over the central and eastern Tibetan Plateau during recent decades: Comparison of observations and reanalysis data[J]. Chinese science bulletin, 2012, 57(5): 548-557.

[12] LUO H B, YANAI M. The large-scale circulation and heat sources over the Tibetan Plateau and surrounding areas during the early summer of 1979. Part II: Heat and moisture budgets[J]. Monthly Weather Review, 1984, 112(5): 966-989.

[13] 赵平, 陈隆勋. 35年来青藏高原大气热源气候特征及其与中国降水的关系[J]. 中国科学: D 辑, 2001, 31(4): 327-332.

[14] LI C F, YANAI M. The onset and interannual variability of the Asian summer monsoon in relation to land–sea thermal contrast[J]. Journal of Climate, 1996, 9(2): 358-375.

[15] ZHANG B, ZHOU X J, CHEN L X, et al. An East Asian land-sea atmospheric heat source difference index and its relation to general circulation and summer rainfall over China[J]. Science China Earth Sciences, 2010, 53(11): 1734-1746.

[16] 李永华, 卢楚翰, 徐海明, 等. 夏季青藏高原大气热源与西南地区东部旱涝的关系[J]. 大气科学, 2011, 35(3): 422-434.

[17] DUAN A M, SUN R Z, HE J H. Impact of surface sensible heating over the Tibetan Plateau on the western Pacific subtropical high: A land–air–sea interaction perspective[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 2017, 34(2): 157-168.

[18] 刘新, 吴国雄, 刘屹岷, 等. 青藏高原加热与亚洲环流季节变化和夏季风爆发[J]. 大气科学, 2002, 26(6): 781-793.

[19] 朱玉祥, 丁一汇, 徐怀刚. 青藏高原大气热源和冬春积雪与中国东部降水的年代际变化关系[J]. 气象学报, 2007, 65(6): 946-958.

[20] DUAN A M, WU G X, LIU Y M, et al. Weather and climate effects of the Tibetan Plateau[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 2012, 29(5): 978-992.

[21] DUAN A M, WU G X. Weakening trend in the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau during recent decades. Part I: Observations[J]. Journal of Climate, 2008, 21(13): 3149-3164.

[22] 徐祥德, 陶诗言, 王继志, 等. 青藏高原—季风水汽输送“大三角扇型”影响域特征与中国区域旱涝异常的关系[J]. 气象学报, 2002, 60(3): 257-266.

[23] 朱抱真. 大尺度热源, 热汇和地形对西风带的常定扰动 (二)[J]. 气象学报, 1957b, 28(3): 198-224.

[24] YANAI M, WU G X. Effects of the tibetan plateau[J]. The Asian Monsoon, 2006: 513-549.

[25] ZHANG B, ZHOU X J, CHEN L X, et al. An East Asian land-sea atmospheric heat source difference index and its relation to general circulation and summer rainfall over China[J]. Science China Earth Sciences, 2010, 53(11): 1734-1746.

[26] 吴国雄, 刘屹岷. 热力适应、过流、频散和副高Ⅰ. 热力适应和过流[J]. 大气科学, 2000, 24(4): 433-446.

[27] DUAN A M, WU G X. Role of the Tibetan Plateau thermal forcing in the summer climate patterns over subtropical Asia[J]. Climate dynamics, 2005, 24(7-8): 793-807.

[28] MA Y, ZHONG L, WANG B, et al. Determination of land surface heat fluxes over heterogeneous landscape of the Tibetan Plateau by using the MODIS and in situ data[J]. Atmospheric Chemistry and Physics, 2011, 11(20): 10461-10469.

[29] LI Y D, WANG Y, SONG Y, et al. Characteristics of summer convective systems initiated over the Tibetan Plateau. Part I: Origin, track, development, and precipitation[J]. Journal of Applied Meteorology and Climatology, 2008, 47(10): 2679-2695.

[30] YANG K, GUO X F, HE J, et al. On the climatology and trend of the atmospheric heat source over the Tibetan Plateau: An experiments-supported revisit[J]. Journal of Climate, 2011, 24(5): 1525-1541.

[31] SHI Q, LIANG S. Surface-sensible and latent heat fluxes over the Tibetan Plateau from ground measurements, reanalysis, and satellite data[J]. Atmospheric Chemistry and Physics, 2014, 14(11): 5659-5677.

[32] HU J, DUAN A M. Relative contributions of the Tibetan Plateau thermal forcing and the Indian Ocean Sea surface temperature basin mode to the interannual variability of the East Asian summer monsoon[J]. Climate dynamics, 2015, 45(9-10): 2697-2711.

[33] ZHANG Y W, FAN G, Z HUA W, et al. Differences in atmospheric heat source between the Tibetan Plateau–South Asia region and the southern Indian Ocean and their impacts on the Indian summer monsoon outbreak[J]. Journal of Meteorological Research, 2017, 31(3): 540-554.

[34] 罗会邦, 陈蓉. 夏半年青藏高原东部大气热源异常对环流和降水的影响 [J]. 1995,15(4):94-102.

[35] ZHAO P, CHEN L X. Interannual variability of atmospheric heat source/sink over the Qinghai—Xizang (Tibetan) Plateau and its relation to circulation[J]. Advances in Atmospheric Sciences, 2001, 18(1): 106-116.

[36] 孙颖, 丁一汇. 青藏高原热源异常对1999年东亚夏季风异常活动的影响[J]. 大气科学, 2002, 26(6): 817-828.

[37] LI X Z, LI X D. Numerical simulation of Tibetan Plateau heating anomaly influence on westerly jet in spring[J]. Journal of Earth System Science, 2015, 124(8): 1599-160.

[38] 徐祥德. 青藏高原影响与动力学机制探讨[M]. 气象出版社, 2015.

[39] YAO S L, LUO J J, HUANG G, et al. Distinct global warming rates tied to multiple ocean surface temperature changes[J]. Nature Climate Change, 2017, 7(7): 486.

[40] DUAN A M, XIAO Z X. Does the climate warming hiatus exist over the Tibetan Plateau?[J]. Scientific reports, 2015, 5:13711.

[41] MA J R, GUAN X D, GUO R X, et al. Mechanism of non-appearance of hiatus in Tibetan Plateau[J]. Scientific reports, 2017, 7(1): 4421.

A Review of Atmospheric Heat Sources over the Tibetan Plateau

LUO Xiao-qing1,2, XU Jian-jun1,2, LI Kai3

（1.2.3.,,524088,）

To summarize the previous research results on the atmospheric heat sources (AHS) of the Tibetan Plateau (TP), and explore the relationship between AHS and the South China Sea summer monsoon.The research progress of AHS on the TP was summarized, and diagnostic analysis methods were used to explore the temporal and spatial distribution of the TP AHS and its relationship with the South China Sea summer monsoon.1）The TP is a heat source in summer, and sink in winter, and the transition from heat sinks to heat sources occurred in March.The intensity of AHS reached its maximum in July. 2）The contributions of latent heat for the AHS is the largest. 3）Different data and methods have great uncertainty in describing the temporal and spatial distribution of the AHS. 4）The AHS of TP in the summer has significant negative correlation with the South China Sea summer monsoon. The summer sea-land thermal contrast index between the South China Sea and the TP, which based on the AHS, shows that there is an interdecadal decrease during 1980-2016.

Tibetan Plateau; Atmospheric Heat Source; Spatial and Temporal Characteristics; Asia monsoon; Land-sea Thermal Contrast

P43；P714+.2

A

1673-9159（2019）06-0130-07

10.3969/j.issn.1673-9159.2019.06.017

2019-07-04

南方海洋科学与工程广东省实验室（湛江）资助项目（ZJW-2019-08）；广东海洋大学“创新强校”资助项目（230419053）；广东海洋大学“冲一流”学科建设科研项目（平台）（231419022）；海洋与气候变化人才培养和创新团队（002026002002）

罗小青（1988―），女，博士研究生，讲师，主要从事海-陆-气相互作用的研究。Email：luo_201709@126.com

罗小青，徐建军，李凯. 青藏高原大气热源研究述评[J]. 广东海洋大学学报，2019，39（6）：130-136.

（责任编辑：刘庆颖）