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（1.成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，四川 成都610225；2.成都市環(huán)境保護(hù)科學(xué)研究院，四川 成都610031；3.氣象災(zāi)害預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇 南京210044）

青藏高原又稱“世界屋脊”、“第三極”，是中緯度地區(qū)面積最大、海拔最高的一個(gè)大地形，它的隆起對高原及其鄰近地區(qū)自然環(huán)境的演化影響深刻。青藏高原被認(rèn)為是“全球氣候變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)與放大器”，并且是“全球變化與地球系統(tǒng)科學(xué)統(tǒng)一研究的最佳天然實(shí)驗(yàn)室”。高原對大氣不僅具有機(jī)械動(dòng)力作用，還有熱力作用。高原由于其特殊的地形，直接作用于對流層中部，使得這種加熱作用十分顯著。葉篤正等[1]通過觀測發(fā)現(xiàn)夏季局部平坦的地面受熱過度和其他原因，將形成局部對流，這股強(qiáng)勁的上升氣流對四周氣流也具有阻擋作用。高原地面感熱通量的變化不僅對高原以及周邊地區(qū)的降水有影響[2-5]，還對亞洲季風(fēng)環(huán)流有影響[6-10]。

20世紀(jì)60年代，吳永森[11]、陳乾[12]首先指出了高原低渦的天氣事實(shí)。1979年，葉篤正等[1]指出高原低渦是水平尺度約500 km、垂直厚度約2耀3 km，是高原地區(qū)主要的降水系統(tǒng)，在有利的環(huán)流形勢下可發(fā)展東移，將引起高原以東地區(qū)大范圍的暴雨、雷暴等災(zāi)害性天氣過程。如1998年7月長江第三次大洪峰就是由東移的高原低渦造成的[13]。羅四維等[14]通過對一次夏季高原低渦的診斷分析指出，在高原低渦生成初期地面感熱加熱起決定性作用，并在之后的研究工作中[15]利用MM4模式驗(yàn)證了這個(gè)結(jié)果。這與丁治英[16]、陳伯民[17]等研究結(jié)果一致。盡管大多數(shù)研究工作支持地面感熱加熱對高原低渦具有正面影響，但Dell’osso and Chen[18]的數(shù)值試驗(yàn)卻認(rèn)為地面感熱不利于高原低渦發(fā)展。Shen等[19]也認(rèn)為地面感熱加熱在雨季中只能對大尺度環(huán)流有附加的修改作用，在24 h內(nèi)并不能顯著改變高原低渦流場的總體特征。對此認(rèn)識(shí)上的分歧，李國平等[20]的理論研究發(fā)現(xiàn)，地面感熱加熱對高原低渦的正面或負(fù)面影響與加熱中心和低渦中心配置是否一致有關(guān)。由此可見，高原地面感熱通量是高原低渦生成的重要影響因素，進(jìn)一步明晰兩者的關(guān)系是本文的一個(gè)重要研究目標(biāo)。另外，以往的相關(guān)研究多集中于個(gè)例分析、數(shù)值試驗(yàn)或時(shí)間相關(guān)性[21]，本文將基于近30 a資料從氣候角度對青藏高原地面感熱通量的年際變化及其與高原低渦生成的關(guān)聯(lián)尤其是空間相關(guān)性進(jìn)行探討。

1 資料和方法

1.1 資料

青藏高原地形復(fù)雜，觀測站點(diǎn)少，能夠通過直接觀測得到的感熱通量資料很少，并且在時(shí)間和空間分布上都明顯不足。王同美等[22]指出NCEP/NCAR再分析資料反映的高原地區(qū)平均感熱通量強(qiáng)度和變化趨勢與直接觀測值較為一致。竺夏英等[23]通過對比6套感熱通量再分析資料指出，NCEP/NCAR資料在高原地區(qū)有較高的適用性。本文通過與李國平等[24]基于1997年9月—1998年12月改則和獅泉河自動(dòng)氣象站觀測資料的地面感熱計(jì)算結(jié)果的對比發(fā)現(xiàn)，雖然再分析值小于實(shí)測站點(diǎn)計(jì)算值，但兩種資料反映的地面感熱的月變化趨勢基本一致。故選用NCEP/NCAR再分析資料中的地面感熱通量、高空風(fēng)、垂直速度，研究時(shí)段為1981—2010年。其中地面感熱通量資料的水平分辨率為2.5毅伊2.5毅（由高斯網(wǎng)格通過雙線性插值生成），高空風(fēng)、垂直速度資料的水平分辨率亦為2.5毅伊2.5毅。

此外，本文選用的夏季高原低渦統(tǒng)計(jì)資料來自我們基于1981—2001年中國氣象局國家氣象中心印發(fā)的歷史天氣圖、1981—2001年四川省氣象局印發(fā)的MICAPS歷史天氣圖以及1981—2010年電子版MICAPS天氣圖，通過人工看圖識(shí)別方式形成的高原低渦數(shù)據(jù)集。

1.2 方法

NCEP/NCAR資料中感熱通量的計(jì)算公式采用總體輸送法，即

其中：FH為感熱通量；籽s為地面空氣密度；Cp為定壓比熱容；U為10 m風(fēng)速；Ts為地面土壤溫度；Ta為地面氣溫；CH為熱量總體輸送系數(shù)。

2 夏季青藏高原地面感熱通量線性趨勢項(xiàng)的空間分布

利用最小二乘法計(jì)算的地面感熱通量線性變化趨勢的空間分布特征表明（圖1），夏季高原西北部的塔里木盆地部分區(qū)域、高原東部的柴達(dá)木盆地和川西高原地區(qū)均是感熱通量增加的區(qū)域，但增加趨勢不明顯，最大值僅為0.4（W/m2）/a。高原其余地區(qū)均是感熱通量減少的區(qū)域，南部大于北部，其中喜馬拉雅山脈的減幅值達(dá)-1.2（W/m2）/a。6月、7月和8月高原地面感熱通量線性變化趨勢的空間分布與夏季大致相同，減小率和增加率的最大中心均出現(xiàn)在6月，分別為-2.0（W/m2）/a和0.5（W/m2）/a。8月感熱通量增大的區(qū)域有所增加，但減小區(qū)域的中心值僅為-0.4（W/m2）/a。

圖1 夏季高原地面感熱通量線性趨勢項(xiàng)的空間分布

3 夏季高原地面感熱與高原低渦生成的空間聯(lián)系

夏季高原低渦初期以暖渦為主，占總數(shù)的83.3%。從圖2可以看出，夏季高原低渦主要分布于西藏那曲和青海玉樹、格爾木地區(qū)，其中高原東部渦占47.1%，中部渦占31.9%，西部渦占21%。而李國平等[21]利用NCEP資料的分析結(jié)果表明，30 a的夏季高原低渦主要分布在西藏雙湖、那曲和青海扎仁克吾一帶，中部渦最多，西部渦次之，東部渦最少。這可能與高原地區(qū)西部探空站幾乎空白，而再分析資料在高原是均勻分布有關(guān)。

圖2 1981—2010年夏季高原低渦生成源地累積頻數(shù)的空間分布

圖3給出了夏季高原低渦生成頻數(shù)與同期高原地面感熱通量的相關(guān)關(guān)系。從圖3中可看出，夏季高原感熱通量的減弱區(qū)域和高原低渦生成頻數(shù)有較好的正相關(guān)，正相關(guān)分布有3個(gè)最大值區(qū)，分別位于高原北部的青海柴達(dá)木盆地、西南部的喜馬拉雅山脈地區(qū)和高原南部地區(qū)。

圖3 夏季高原低渦生成頻數(shù)與同期高原地面感熱通量的相關(guān)關(guān)系

圖4給出了1981—2010年夏季高原地面感熱通量和同期高原低渦生成頻數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)化曲線，可以看到兩者具有較為一致的變化趨勢。通過分析可知，兩者間的相關(guān)系數(shù)為0.68，通過了0.001的顯著性水平檢驗(yàn)。為了探索高原地面感熱通量的異常變化對高原低渦形成的影響機(jī)制，有必要分析感熱通量強(qiáng)、弱年環(huán)流場的異常變化。采用高于或低于1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差來定義高原地面感熱通量強(qiáng)年和弱年，于是得出夏季感熱通量強(qiáng)年有：1982、1985、1986、1987年；弱年有：2000、2002、2003、2005、2006年。對夏季高原地面感熱通量強(qiáng)年和弱年的同期大氣環(huán)流場進(jìn)行合成，并對氣候平均態(tài)做差值分析。

圖4 1981—2010年夏季高原地面感熱通量和高原低渦生成頻數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化曲線

圖5給出了夏季感熱通量強(qiáng)年和弱年500 hPa大氣環(huán)流合成場與氣候態(tài)的差值分布。感熱通量強(qiáng)年（圖5a），青藏高原東部為明顯的氣旋性環(huán)流，是氣流輻合區(qū)。感熱通量弱年（圖5b），青藏高原東部為反氣旋環(huán)流外圍的偏南氣流，是氣流輻散區(qū)。

圖6給出了夏季感熱通量強(qiáng)年和弱年100 hPa大氣環(huán)流合成場與氣候態(tài)的差值分布。感熱通量強(qiáng)年（圖6a），青藏高原主體上空被反氣旋環(huán)流控制，為氣流輻散區(qū)；感熱通量弱年（圖6b），青藏高原主體上空為氣旋和反氣旋的交匯處，為氣流輻合區(qū)。因此，感熱通量強(qiáng)年由于高空為氣流輻散區(qū)，有利于加強(qiáng)高原主體整層的上升運(yùn)動(dòng)，為低層低渦的生成提供條件。

圖5 夏季高原地面感熱通量強(qiáng)年（a）和弱年（b）500 hPa環(huán)流合成場與同期氣候態(tài)的差值場（單位：m/s）

圖6 夏季高原地面感熱通量強(qiáng)年（a）和弱年（b）100 hPa環(huán)流合成場與同期氣候態(tài)的差值場（單位：m/s）

圖7 夏季高原地面感熱通量強(qiáng)年（a）和弱年（b）的垂直速度與同期氣候態(tài)的差值場（單位：10-2Pa/s）。

圖7為夏季感熱通量強(qiáng)弱年高原主體地區(qū)垂直速度距平分布情況。夏季感熱通量強(qiáng)年（圖7a），高原主體西部地區(qū)整層大氣垂直速度距平為正，說明該地區(qū)上升運(yùn)動(dòng)偏弱；中東部地區(qū)整層大氣垂直速度距平為負(fù)，說明該地區(qū)上升運(yùn)動(dòng)偏強(qiáng)。感熱通量弱年（圖7b），高原主體西部地區(qū)整層大氣垂直速度距平為負(fù)，東部地區(qū)整層大氣垂直速度距平為正。即夏季感熱通量強(qiáng)年高原主體地區(qū)整層的上升運(yùn)動(dòng)強(qiáng)于弱年，更利于高原低渦的生成。

4 結(jié)論

本文利用NCEP/NCAR再分析資料研究了1981—2010年夏季高原地面感熱通量，并基于MICAPS天氣圖資料識(shí)別的高原低渦資料集重點(diǎn)分析了夏季高原地面感熱通量與高原低渦生成的空間關(guān)聯(lián)。研究結(jié)果歸納如下：

（1）夏季高原地面感熱通量線性趨勢的空間分布具有區(qū)域性差異，感熱減少趨勢在高原分布較廣且負(fù)值中心明顯，感熱增加主要分布在高原西北部和東部。

（2）夏季高原地面感熱和同期的高原低渦生成頻數(shù)呈顯著正相關(guān)，高原地面感熱偏強(qiáng)時(shí)，高原低渦生成頻數(shù)偏多。

（3）在高原地面感熱強(qiáng)年，低層的大氣環(huán)流場呈現(xiàn)氣旋式環(huán)流，高層為強(qiáng)盛的輻散氣流，高原主體大部分地區(qū)上升氣流偏強(qiáng)，更利于高原低渦生成；高原地面感熱弱年的情況則與此相反。

由于本文使用的是NCEP/NCAR再分析資料，高原低渦生成頻數(shù)的資料也是根據(jù)MICPAS天氣圖人工識(shí)別的統(tǒng)計(jì)結(jié)果，因此還需要將以上結(jié)果與其他資料（包括高分辨率的再分析資料）進(jìn)行對比和評估。另外，高原地面感熱與高原低渦生成頻數(shù)乃至源地的空間相關(guān)性分析只是初步的，還應(yīng)進(jìn)行進(jìn)一步的分析、討論。

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