范旭燕 , 李躍清

（1. 成都信息工程大學, 成都 610225；2. 中國氣象局成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室, 成都 610072）

引言

青藏高原地處副熱帶、歐亞大陸東部，平均海拔高度4500 m，是世界上最高的高原，有“世界屋脊”、“雪域高原”、“地球第三極”、“亞洲水塔”之稱，我國境內(nèi)之青藏高原，其面積約占國土的四分之一，位于25°～40°N 和74°～104°E 之間。

青藏高原的大氣熱源作用非常特殊和突出。由于大氣熱源是各種物理過程中構成熱力過程的總體表現(xiàn)，是感熱輸送、潛熱輸送、大氣輻射以及其它熱力過程的總集合，而青藏高原位于大氣對流層中層，其上太陽輻射被大氣吸收和反射回天空的部分較周圍地區(qū)少，到達地面的多。同時，高大的地形，使得冰雪覆蓋面也多，反照率大，被地表吸收的太陽輻射小。因此，青藏高原對大氣有熱力作用，這種熱力作用直接加之于對流層中部，常被稱為北半球?qū)α鲗又袑印盁釐u”[1]。青藏高原大氣熱源可直接計算（也稱為正算法），也可間接計算（也稱為倒算法）。以往實際觀測資料缺乏，大多數(shù)學者多基于再分析資料采用倒算法獲取熱源數(shù)值。目前，由于感熱、潛熱通量和輻射數(shù)據(jù)產(chǎn)品的增多，一般會采用倒算法和正算法兩種方法結(jié)合的形式，以確保結(jié)果的可靠性[2-3]。

青藏高原熱源，對區(qū)域和全球大氣環(huán)流、天氣和氣候有重要影響。許多研究表明：青藏高原熱力作用在夏季北半球，尤其是亞非地區(qū)大氣環(huán)流形成中起決定性的影響。例如：在北半球夏季，除青藏高原地形強迫外，青藏高原熱力作用對南亞高壓和南亞季風環(huán)流的形成和維持起到了重要作用[4]。除此之外，青藏高原熱力作用也可促使印度低壓和東亞季風的出現(xiàn)，而且還可通過激發(fā)大尺度波列，影響北美、歐洲以及南印度洋的大氣環(huán)流和氣候，如青藏高原的加熱異?？赏ㄟ^調(diào)節(jié)北太平洋副熱帶高壓、Hadley 環(huán)流和赤道輻合帶，影響中低緯度海-氣相互作用，調(diào)制熱帶厄爾尼諾-南方濤動的發(fā)展，促進越赤道氣流和南北半球的大氣交換作用，還有利于南海、菲律賓以東海面熱帶氣旋以及 140°E 以東熱帶太平洋地區(qū)東風波動的形成和發(fā)展[5-9]。

青藏高原熱源在不同時間尺度上對我國東部降水有重要影響。已有研究表明：青藏高原加熱是中國東部暴雨的重要貢獻因子之一[10-13]；在年代際尺度上，我國夏季極端降水自身變化趨勢與青藏高原春季感熱第一模態(tài)對應時間序列相似[14]；1978年、1999年夏季青藏高原東部熱源與長江中下游降水在10～20 d、30～60 d頻段存在顯著相關[15]；夏季青藏高原熱源與西南地區(qū)降水有明顯的關聯(lián)性[16]；夏季青藏高原熱源與我國夏季極端降水量之間關系密切，其中長江中下游部分地區(qū)最為明顯[17]，這些說明了熱源對降水有顯著貢獻。但是，不同尺度上青藏高原熱源對下游降水影響的認識還不夠系統(tǒng)、深入，需要開展進一步的分析研究。本文系統(tǒng)梳理了夏季青藏高原熱源在年代際、年際、季節(jié)、次季節(jié)以及天氣尺度上對下游我國東部降水的影響及其機理的有關研究進展，并分析了存在的主要問題，指出了未來亟待加強的幾個重點研究方向。

1 青藏高原大氣熱源

1.1 青藏高原熱源的空間分布

葉篤正等[18]首次計算了青藏高原大氣熱源，指出青藏高原在夏季是熱源。后續(xù)研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原大氣在春季是弱熱源，夏季是強熱源，夏季東部大氣熱源總量強于西部，中西部感熱通量大于潛熱通量，東部潛熱通量占比較大[19-22]。夏季青藏高原及其周邊地區(qū)大氣熱源空間分布特征復雜，可區(qū)劃為高原南側(cè)印度北部、高原東部、高原東南側(cè)四川東部和西部等主要熱源區(qū)[23-24]。

1.2 青藏高原熱源的時間演變

20 世紀80年代以來，夏季青藏高原主體的感熱通量、輻射收支和總熱源呈減少趨勢，潛熱通量有弱的增加趨勢，感熱減弱與風速減弱有關，輻射減弱與高原變暖和低云覆蓋量增多有關，總熱源減少與大氣頂向外長波輻射增加有關[3,19,25-26]。夏季青藏高原的熱力作用從6～9月逐漸增大，7月達到最大，9月后又迅速減弱[27]。此外，夏季青藏高原大氣熱源有10～20 d的準雙周振蕩，主周期為18 d[28]，也有白天增強、夜間減弱的日變化特征[29]。

2 年代際與年際尺度青藏高原熱源對下游降水的影響

青藏高原作為巨大熱源，對空氣加熱，低層形成氣旋式環(huán)流，高層形成反氣旋式環(huán)流，導致青藏高原東側(cè)有上升運動產(chǎn)生，形成云和降水，西側(cè)有產(chǎn)生下沉運動產(chǎn)生，形成干暖天氣[1]。

2.1 影響特征

年代際尺度上，夏季青藏高原大氣熱源和我國長江中下游降水呈反相關，與華南和華北降水呈正相關[30-31]。年際尺度上，夏季青藏高原大氣熱源與長江流域的降水有顯著正相關，與華北地區(qū)的降水有顯著負相關，當青藏高原熱源異常表現(xiàn)為東強西弱（東弱西強）時，長江中上游、江淮地區(qū)的降水偏多（少），華南地區(qū)的降水偏少（多）[32-34]。青藏高原東北部熱源與華北、華南南部、四川東部降水呈負相關，東南部熱源與江淮降水正相關，克爾米什地區(qū)熱源與西北地區(qū)東部到華北地區(qū)降水呈正相關，與西南地區(qū)南部到華南降水呈負相關，青藏高原西部熱源與華南降水呈正相關[23-24]。青藏高原大氣熱源在1990年前后發(fā)生氣候突變，突變前（后）對應江南夏季降水偏少（多）[35]。

2.2 影響機制

年代際尺度上，青藏高原夏季熱源減弱，使得海陸熱力差異減小，東亞夏季風強度減弱，輸送到華北的水汽減少，而到達長江流域的水汽增加；同時可使副熱帶高壓偏西，雨帶在長江流域維持更長時間，降水在長江流域偏多而華北偏少，導致我國東部出現(xiàn)"南澇北旱"雨型[30]。

在年際尺度上，夏季青藏高原加熱強的年份，青藏高原及鄰近地區(qū)的上升運動、下層輻合及上層輻散均增強，青藏高原加熱對周邊地區(qū)低層暖濕空氣的抽吸效應和高層大氣向周邊地區(qū)的排放作用加強，可影響青藏高原及周邊地區(qū)的環(huán)流以及亞洲季風區(qū)大尺度環(huán)流系統(tǒng)[36-37]，進而導致降水異常。另外，青藏高原加熱可造成高層負渦度異常，為盛夏大氣環(huán)流提供負渦源[38-40]。夏季青藏高原熱力作用也可影響半球尺度的經(jīng)緯圈環(huán)流，如：青藏高原及南側(cè)有顯著南-北向跨半球尺度的經(jīng)圈環(huán)流，高原東部和我國大陸及東太平洋地區(qū)有顯著的東-西向緯圈環(huán)流[41-43]，經(jīng)緯圈環(huán)流異常可調(diào)節(jié)降水異常。同時，青藏高原熱源也可影響區(qū)域尺度環(huán)流：如在熱源作用下，青藏高原東部有上升運動，青藏高原東側(cè)鄰近地區(qū)有下沉運動，對應華北地區(qū)干旱；青藏高原北部有上升氣流，青藏高原以北40°～50°N 有下沉氣流，對應西北地區(qū)干旱[44-45]。

年際尺度上，青藏高原的熱力作用，還可影響副熱帶高壓的形態(tài)及其位置，從而影響降水，如高原東南部的潛熱通量通過影響中國東部副熱帶高壓脊的位置和梅雨帶的水汽輸送結(jié)構，導致降水異常[46-47]。多項研究[48-50]指出：青藏高原熱力強迫能夠產(chǎn)生出類似Rossby 波的2 波結(jié)構異常環(huán)流型，這種波狀結(jié)構的異?？捎绊憱|亞夏季降水；在青藏高原加熱強的年份，高原加熱在亞洲東部海岸可強迫出類似Rossby波列的低頻波，影響西太平洋副熱帶高壓的形態(tài)和位置，使得東亞夏季降水的形勢發(fā)生變化。

3 季節(jié)尺度青藏高原熱源對下游降水的影響

青藏高原從春季開始，由冷源逐漸轉(zhuǎn)換成熱源，熱源對東亞天氣及氣候的影響可從春季一直持續(xù)到夏季。

3.1 影響特征

青藏高原冬春季積雪、春季感熱強度是東亞夏季旱澇災害發(fā)生的重要因素，可對其下游地區(qū)的大氣環(huán)流和天氣氣候異常產(chǎn)生滯后影響。青藏高原春季感熱較強年份，我國東部夏季降水較少；春季感熱較弱年份，我國東部夏季降水較多[51]。5月青藏高原主體感熱加熱偏強，7月四川盆地、云貴高原及江淮地區(qū)降水明顯偏多；冬春季青藏高原積雪偏多，華南及長江下游夏季降水偏多，華北和東北降水偏少[23,52-54]。

3.2 影響機制

季節(jié)尺度上，青藏高原熱源對降水的影響，主要體現(xiàn)在季節(jié)性的環(huán)流突變、南亞高壓的突然北跳以及亞洲季風的形成與維持等方面[55]。

青藏高原加熱引起周邊上升以及周邊大氣向高原的匯合，有利于熱帶暖濕氣流北上，引起季風爆發(fā)。青藏高原熱力作用的時間演變可影響海陸熱力差異對比的變化，進一步影響亞洲季風爆發(fā)的時間和位置。青藏高原春季感熱加熱和青藏高原東南面陸地上空凝結(jié)潛熱的加強，可導致亞洲夏季風首先在青藏高原東南面的海洋東岸-陸地西岸爆發(fā)，進而改變亞洲季風降水的分布[39,56]。青藏高原加熱激發(fā)的水平環(huán)流和垂直運動與大陸尺度加熱激發(fā)的水平環(huán)流和垂直運動同相疊加，也可增強東亞夏季風[57-61]。夏季青藏高原加熱和增強的東亞季風潛熱釋放是東亞夏季定常波的最主要波源，其與降水的空間分布有很好的對應關系。除此之外，青藏高原熱力異常也可形成季節(jié)尺度低頻波，向東傳播影響長江中下游后期降水[62-63]。青藏高原的加熱作用對南亞夏季風北支環(huán)流的形成與維持也具有重要的作用[64]。

4 次季節(jié)尺度青藏高原熱源對下游降水的影響

夏季青藏高原大氣熱源在次季節(jié)尺度上主要有30～60 d、10～20 d 振蕩周期，其中10～20 d 振蕩的功率譜值最大，為主振蕩[28,65]。

4.1 影響特征

夏季青藏高原大氣熱源存在兩種低頻振蕩，主要為10～20 d 振蕩，其次為30～60 d 振蕩，10～20 d 振蕩基本每年出現(xiàn)，平均振蕩周期為14 d，30～60 d 振蕩不是每年出現(xiàn)，平均振蕩周期為49 d[66]。

夏季青藏高原熱源10～20 d 的準雙周振蕩主要是由赤道西太平洋的大氣準雙周振蕩沿逆時針方向傳播引起。但也有研究[67]提出，熱源的準雙周振蕩與南亞高壓的準雙周振蕩有關。高原熱源準雙周振蕩生成后主要在原地維持，并受來自孟加拉灣熱源準雙周振蕩的影響，有時部分振蕩向外(主要向東)傳播；熱源30～60 d 振蕩也以本地為主，但也受來自東部大陸30～60 d 振蕩的影響，外傳時則主要向西。青藏高原準雙周振蕩在向東傳播的過程中，對下游我國東部降水有重要影響。熱源的準雙周振蕩首先向東傳播至我國中部，然后向南傳播至華南，再向東北傳播至長江下游區(qū)域，影響降水的產(chǎn)生[28]。在夏季青藏高原熱源準雙周振蕩活躍年，我國東部夏季平均降水干濕位相轉(zhuǎn)變次數(shù)多，易出現(xiàn)“旱澇并存”和“旱澇急轉(zhuǎn)”事件[68-69]。

4.2 影響機制

次季節(jié)尺度上，青藏高原熱源主要通過影響南亞高壓的位置和強度以及準雙周振蕩來調(diào)節(jié)降水變化。

夏季聳立在對流層中部的青藏高原熱源，在中、低空產(chǎn)生顯著的輻合，在高空產(chǎn)生明顯的輻散，是南亞高壓形成維持的重要原因。由于青藏高原的加熱作用，導致其上空大氣暖中心變化，高層風場變化，形成異常南亞高壓中心，南亞高壓形成后向西移動逐漸消失，一段時間后，新的異常南亞高壓中心又生成，再向西移動，不斷反復呈準雙周振蕩，導致我國夏季一段時間多雨，一段時間少雨[1]。青藏高原熱源的準雙周振蕩主要通過影響南亞高壓、季風槽、西太平洋副熱帶高壓的強度以及位置，從而影響青藏高原下游的降水。當青藏高原熱源準雙周振蕩處于正位相時，副熱帶西風急流核和南亞高壓向東移動，西太平洋副熱帶高壓東撤，季風槽加深，有利于降水東移；當熱源位于負位相時，青藏高原東部上空被低頻反氣旋控制，高原東側(cè)盛行偏北氣流，有利于降水南移[28,70]。此外，青藏高原熱源準雙周振蕩與高原低渦的移出也有密切關系，77%的高原低渦在熱源準雙周振蕩的正位相階段移出青藏高原，影響下游我國東部降水[71]。

5 天氣尺度青藏高原熱源對下游降水的影響

5.1 影響特征

對于我國東部災害天氣預報，青藏高原具有上游強信號區(qū)的特點，其影響主要表現(xiàn)為一個相對較短的天氣尺度降水過程[72-73]。青藏高原中南部及其南側(cè)、中東部及其東側(cè)的大氣熱源對四川盆地夏季暴雨頻數(shù)具有顯著的影響；當夏季青藏高原熱源偏強（弱）時，我國長江中下游部分地區(qū)極端降水量偏多（少）[17,74]。

5.2 影響機制

天氣尺度上，青藏高原熱源主要通過影響繁盛的積云對流云團、高原低渦、高原短波槽、高原地表正位渦區(qū)、西南低渦等的東移而影響下游降水。青藏高原加熱強迫下高原低渦和對流系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展及東移對青藏高原及下游我國東部降水有重要影響[75]。青藏高原是我國東部區(qū)域?qū)α髟葡档脑吹?，其年平均積雨云出現(xiàn)次數(shù)是我國其他區(qū)域平均的2.5 倍[43]，在強西風控制下，青藏高原對流系統(tǒng)容易向東移出青藏高原，影響下游我國長江流域、東海黃海海域等廣大地區(qū)；在較強偏北氣流影響下，可向南移出青藏高原，影響我國云貴高原地區(qū)[76]。夏季青藏高原對流系統(tǒng)發(fā)生的頻數(shù)與華南、西北、華北降水也有顯著負相關，與長江流域和東北區(qū)域有顯著正相關，高原對流系統(tǒng)對四川盆地和長江中上游降水的貢獻為30%～70%[77]。

青藏高原的加熱異常也可通過直接影響高原低渦、高原短波槽的活動，進而影響區(qū)域天氣[78]。青藏高原大氣熱源的垂直結(jié)構及日變化熱力緯向環(huán)流可影響高原低渦的強度、移動時間和移動方向，進而影響降水的強度、發(fā)生時間及雨帶走向[79]。夏季青藏高原在其東北部熱力作用下，大氣斜壓性增強，多短波槽活動，短波槽的東移可加強梅雨鋒，誘發(fā)梅雨鋒上的強暴雨天氣[80]。

青藏高原的地表輻合運動可促使高原地表正位渦的生成，生成的地表正位渦在基本西風氣流作用下向東傳播，在下游地區(qū)的對流層中高層產(chǎn)生正位渦平流，高層的正位渦平流激發(fā)了低層氣旋性環(huán)流生成，低層氣旋性環(huán)流的生成增強了其前部的偏南風，在增強的偏南氣流作用下，低層低緯地區(qū)的負位渦向高緯地區(qū)輸送，形成低層負的位渦平流，由低層到高層，位渦平流隨高度增大，有利于上升運動的發(fā)展，同時，低層偏南氣流增強了低緯地區(qū)暖濕氣流的向北輸送，有利于降水的產(chǎn)生[81-84]。

此外，青藏高原的加熱作用也可通過熱成風平衡調(diào)整使對流層低層至高層大氣環(huán)流和天氣系統(tǒng)特征發(fā)生顯著變化，導致我國南方持續(xù)性降水的增強[85]。青藏高原熱力作用引起的Rossby 波能量頻散所產(chǎn)生的上游效應對我國災害天氣發(fā)生、發(fā)展也有重要影響[86]。

6 結(jié)論與討論

本文主要從青藏高原熱源的時空分布特征，年代際及年際尺度、季節(jié)尺度、次季節(jié)尺度、天氣尺度上高原熱源對下游地區(qū)降水的影響特征及機制方面，系統(tǒng)梳理了主要的相關研究成果，指出了研究中存在的不足，并展望了未來的發(fā)展方向，現(xiàn)總結(jié)如下：

（1）青藏高原熱源對降水影響的研究大多數(shù)還是針對高原主體。然而，青藏高原范圍廣、地形復雜，尤其是地表的復雜性，使得高原熱源有很明顯的區(qū)域特征。因此，未來應深入探討青藏高原不同區(qū)域和高原邊坡熱源的變化特征及其對下游降水的可能影響。

（2）青藏高原熱源與下游降水年代際、年際尺度變化的研究主要集中在高原熱源對下游大氣環(huán)流及天氣系統(tǒng)的直接影響上。通過青藏高原上游系統(tǒng)與熱源的遙相關，進一步追溯青藏高原熱源對下游降水形成機理的研究還較少，未來應進一步關注熱源遙相關方面的研究，提高高原熱源在延伸期天氣預測中的作用。

（3）季節(jié)尺度上，已有研究大多探討了青藏高原冬春季積雪以及春季熱源對夏季下游降水的影響。但青藏高原夏季熱源與下游冬季強寒潮、暴雪天氣是否也有滯后關系？目前還沒有很多的涉及，未來應加以關注。

（4）次季節(jié)尺度上，青藏高原熱源準雙周振蕩對下游降水具有影響。但對于青藏高原熱源準雙周振蕩的來源、傳播方向以及對下游降水影響的機制等方面還存在較大的認識差異。未來應利用多種資料、多種方法開展青藏高原大氣熱源準雙周振蕩特征的對比分析。另外，已有研究多從波動本身的振蕩及位相演變角度分析青藏高原熱源準雙周振蕩的影響，而對于熱源的次季節(jié)振蕩與不同尺度上天氣系統(tǒng)的相互聯(lián)系及其對降水的影響還需要加強研究。

（5）天氣尺度上，對青藏高原熱源與高原低渦、高原短波槽、高原對流系統(tǒng)的影響研究，多以個例分析為主，而關于短期3 d、中期3～10 d 時間尺度的天氣過程分析涉及較少，尤其是青藏高原熱力效應影響降水等天氣過程的物理機制還不十分清楚，未來應加以重點關注。