青藏高原夏季地面感熱通量與高原低渦生成的可能聯(lián)系

張?zhí)裨拢顕?guó)平

（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(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇 南京210044）

青藏高原又稱(chēng)“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(duì)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(duì)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(duì)流層中部，使得這種加熱作用十分顯著。葉篤正等[1]通過(guò)觀測(cè)發(fā)現(xiàn)夏季局部平坦的地面受熱過(guò)度和其他原因，將形成局部對(duì)流，這股強(qiáng)勁的上升氣流對(duì)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(duì)高原以及周邊地區(qū)的降水有影響[2-5]，還對(duì)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(shì)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(guò)程。如1998年7月長(zhǎng)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(guò)對(duì)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(duì)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(duì)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(chǎng)的總體特征。對(duì)此認(rèn)識(shí)上的分歧，李國(guó)平等[20]的理論研究發(fā)現(xiàn)，地面感熱加熱對(duì)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(jiàn)，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(duì)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(cè)站點(diǎn)少，能夠通過(guò)直接觀測(cè)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(shì)與直接觀測(cè)值較為一致。竺夏英等[23]通過(guò)對(duì)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(guò)與李國(guó)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(cè)資料的地面感熱計(jì)算結(jié)果的對(duì)比發(fā)現(xiàn)，雖然再分析值小于實(shí)測(cè)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(shì)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(guò)雙線(xiàn)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(lái)自我們基于1981—2001年中國(guó)氣象局國(guó)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(guò)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(xiàn)性趨勢(shì)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(xiàn)性變化趨勢(shì)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(shì)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(xiàn)性變化趨勢(shì)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(xiàn)性趨勢(shì)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(shù)、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(guó)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(xiàn)，可以看到兩者具有較為一致的變化趨勢(shì)。通過(guò)分析可知，兩者間的相關(guān)系數(shù)為0.68，通過(guò)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(duì)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(chǎng)的異常變化。采用高于或低于1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差來(lái)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(duì)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(chǎng)進(jìn)行合成，并對(duì)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(xiàn)

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(chǎng)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(chǎng)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(chǎng)與同期氣候態(tài)的差值場(chǎng)（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(chǎng)與同期氣候態(tài)的差值場(chǎng)（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(chǎng)（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(shuō)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(shuō)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(xiàn)性趨勢(shì)的空間分布具有區(qū)域性差異，感熱減少趨勢(shì)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(chǎng)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(duì)比和評(píng)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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