劉云豐 李國平

成都信息工程大學大氣科學學院，成都610225

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夏季高原大氣熱源的氣候特征以及與高原低渦生成的關系

劉云豐 李國平

成都信息工程大學大氣科學學院，成都610225

摘 要利用NCEP/NCAR再分析資料和基于此再分析資料的高原低渦統(tǒng)計數據集，采用線性趨勢、Morlet小波、EOF分解、合成分析等方法，分析了1981～2010年夏季高原大氣熱源氣候特征以及與高原低渦生成的聯系。結果表明：夏季高原大氣熱源平均強度為105 W m?2，隨時間有減弱趨勢，具有明顯的年代際變化，存在顯著的準3年周期振蕩。高原低渦高發(fā)年，高原大氣熱源強度明顯高于氣候態(tài)，主要表現為高原大氣熱源的水平分布差異。在低渦高發(fā)年，渦度平流的空間分布和大氣經向垂直環(huán)流結構顯示：高原沿東南向西北存在500 hPa正渦度平流帶，為高原低渦生成提供了有利的渦度場。同時，高原大氣熱源異常的水平分布促使高原上空產生上升氣流，有助于高原上形成低層輻合、氣旋式環(huán)流，整層上升運動，高層輻散、反氣旋式環(huán)流的三維流場，促進高原低渦在低層生成，此時高原主體低空為正渦度區(qū)。并且，大氣熱源在垂直方向的變化也影響低渦的生成。最后，根據本文結果和我們前期的相關研究，從熱成風原理和高原大氣熱力適應理論兩方面對高原大氣熱源與高原低渦生成頻數的統(tǒng)計結果給出了機理解釋。

關鍵詞青藏高原 大氣熱源 高原低渦 合成分析

劉云豐，李國平. 2016. 夏季高原大氣熱源的氣候特征以及與高原低渦生成的關系 [J]. 大氣科學, 40 (4): 864?876. Liu Yunfeng, Li Guoping. 2016. Climatic characteristics of atmospheric heat source over the Tibetan Plateau and its possible relationship with the generation of the Tibetan Plateau vortex in the summer [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 40 (4): 864?876, doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1512.15184.

1 引言

青藏高原特殊的自然地理、復雜的地形使它成為一個位于對流層中部的巨大熱源，對北半球乃至全球范圍的天氣和氣候起著“啟動器”和“放大器”的作用，也是其下游的我國東部災害性天氣的“上游關鍵區(qū)”。早期，葉篤正等（1957）、Flohn （1968）以及葉篤正和高由禧（1979）對青藏高原大氣熱源進行了初步研究，指出夏季高原上空為一熱源，且高原的熱力作用對大氣環(huán)流有著重要影響。趙平和陳隆勛（2001）利用 1961～1995年青藏高原及周邊地區(qū)148個地面觀測站的資料，計算了大氣熱源匯的氣候特征和其與中國降水的關系，認為夏季高原的熱力作用與產生于高原上空 500 hPa的低值系統(tǒng)有密切的關聯，當高原上低值系統(tǒng)頻繁東移能對長江流域的降水有明顯的影響。因此，夏季高原大氣熱源與長江流域降水有明顯的正相關。此外，Reiter and Gao（1982）、Wu and Zhang （1998）也認為高原的熱力作用對南亞高壓和季風爆發(fā)有顯著的影響。

自1979年第一次青藏高原氣象科學試驗以來，對高原低渦的研究和應用也逐步增多（孫國武，1987；羅四維，1992；羅四維等，1993）。隨后的研究表明，青藏高原在其動力和熱力的作用的影響下，是北半球同緯度地區(qū)氣壓系統(tǒng)出現最頻繁的地區(qū)。進一步研究表明，高原低渦的形成不僅有青藏高原復雜的地形作用，熱力強迫作用也是必不可少的（劉曉冉和李國平，2006；Zhang et al.，2014）。例如李國平等（2002）考慮熱帶氣旋類青藏高原低渦為受加熱和摩擦強迫并滿足熱成風平衡的軸對稱渦旋系統(tǒng)，通過求解線性化的柱坐標系中渦旋模式的初值問題，分析了地面感熱對高原低渦流場結構及發(fā)展的影響，指出地面感熱對低渦的生成及發(fā)展具有重要作用，但這種作用是否有利于低渦的發(fā)展與低渦中心和感熱加熱中心的配置有關。田珊儒等（2015）在高原低渦和對流系統(tǒng)的相互作用的個例研究中指出：高原中西部地面感熱加熱對高原低渦生成有重要作用，地面加熱對高原低渦和對流系統(tǒng)存在正反饋的影響。同時，李國平等（2016）也研究了青藏高原夏季地面熱源的氣候特征及其對高原低渦生成的影響。而羅四維等（1991）、楊洋和羅四維（1992）從能量計算角度，采用視熱源方程、視水汽匯方程對一次高原低渦的產生及發(fā)展過程進行的診斷分析表明，低渦的生成、發(fā)展及消亡與它附近大氣柱加熱場變化有密切的關系。Dell’osso and Chen（1986）對高原低渦的數值試驗也發(fā)現凝結潛熱對低渦的生成、發(fā)展有重要影響。

從上述研究歷程的簡要回顧可以看出，以往高原熱源的影響研究主要集中在高原大氣熱源與降水、大氣環(huán)流的關系；熱力作用對高原低渦的影響也僅僅局限于地面熱源（地面感熱和蒸發(fā)潛熱）與低渦的個例關系。而高原的熱力作用不僅僅只有地面感熱、蒸發(fā)潛熱，還包括整層的大氣熱源，因此本文將側重研究高原大氣熱源的氣候學特征以及與高原低渦生成頻數的統(tǒng)計關系并進行機理探討，以期豐富人們對高原熱力作用對于天氣、氣候影響的認識。

2 資料與方法

對于青藏高原低渦的識別方法主要有人工識別和客觀識別，目前仍以人工識別方法為主。高原低渦的識別標準主要為：500 hPa 等壓面上，高原地區(qū)形成閉合等高線的低壓或有3個站點風向呈氣旋性的低渦環(huán)流（青藏高原氣象科學研究拉薩會戰(zhàn)組，1981）。本文選取成都信息工程大學高原氣象研究組建立的1981～2010年高原低渦數據集（李國平等，2014）。該資料是基于NCEP/NCAR再分析資料繪制的天氣圖對該 30年夏季高原低渦進行人工識別統(tǒng)計，同時參考了 MICAPS（Meteorological Information Combine Analysis and Process System）天氣圖，并通過對比中國氣象局成都高原氣象研究所出版的《青藏高原低渦切變線年鑒》進行了訂正。

本文所用大氣熱源數據是基于 NCEP/NCAR 1981～2010年每 6小時一次的再分析資料計算而得，包括溫度場、水平風場、等壓面垂直速度場和地面氣壓場。水平分辨率為 2.5°×2.5°，垂直方向上從1000 hPa到100 hPa共12層。

大氣熱源的計算方法分為正算法和倒算法，本文采用Yanai et al.（1973）提出的倒算法，即大氣熱源可表示為

其中，Q1為單位質量大氣熱量的源匯，其主要由凈輻射加熱（冷卻）QR、潛熱加熱和擾動產生的垂直感熱輸送組成。c為凝結率，S '為擾動感熱通量，w'為擾動垂直速度，其他為常用符號。采用質量權重對大氣熱源Q進行垂直積分：

其中，ps是地面氣壓，pt是大氣層頂氣壓（本文取為100 hPa），是整層大氣熱源Q1在單位面積下的垂直積分。的正負表示大氣柱總的非絕熱加熱或冷卻，即大氣熱源或熱匯。文中所涉及的青藏高原水平范圍統(tǒng)一界定為（27.5°N～40°N，77.5°E～102.5°E）。

表1 青藏高原大氣熱源區(qū)域平均的月均值和年均值（單位：W m?2）Table 1 The monthly and annual averages of regionally mean atmospheric heating over the Tibetan Plateau (units: W m?2)

3 夏季青藏高原大氣熱源特征與高原低渦生成頻數的時間相關性

近年來，隨著再分析資料的逐步完善及應用普及，再分析資料在高原大氣研究的可靠性也日益受到關注。為了檢驗大氣熱源計算結果的可靠性和準確性，我們對本文計算的大氣熱源結果與前人的相關計算結果進行了比對（表1）。

青藏高原1981～2010年大氣熱源的均值（表1）表明，高原地區(qū)從10月到次年3月為熱匯，其中最強熱匯月出現在12月，為－81 W m?2；高原地區(qū)4～9月為熱源，最強熱源在7月，為119 W m?2。與前人研究結果進行比較，我們計算的大氣熱源與葉篤正和高由禧（1979）、陳隆勛和李維亮（1983）、Yanai et al.（1992）以及趙平和陳隆勛（2001）的結果差異主要體現在具體數值上，這種差異可能是所選區(qū)域、計算方法所用資料以及研究年代不同造成的。但就熱源性質、數量級及月變化趨勢的比較結果來看，本文利用NCEP再分析資料計算的高原大氣熱源月均值是可靠的。

圖1為1981～2010年青藏高原夏季大氣熱源強度的空間分布。6月（圖1a），高原主體為熱源，青藏高原大氣熱源強度呈現“南高北低”，且東部熱源明顯強于西部。高原主體大氣熱源強度在50～100 W m?2之間，最大中心強度達到300 W m?2以上。7月（圖 1b），隨著孟加拉灣北部大氣熱源加強，200 W m?2等值線明顯北上，青藏高原南部大氣熱源強度到達100 W m?2以上，青藏高原大氣熱源強度整體增強，達到全年最強，中心強度可達400 W m?2以上。 8月份（圖1c），100 W m?2等值線開始南撤，同時高原主體大氣熱源強度減弱，東北部甚至出現冷源（熱匯）。此時，孟加拉灣西北側大氣熱源逐漸減弱南撤。夏季總體上高原大氣熱源為強熱源區(qū)（圖1d），平均強度在100 W m?2以上，高原東部熱源明顯強于西部。熱源中心主要位于高原南側，且熱源等值線密集，表明由于高原南側喜馬拉雅山脈地形的陡峭，導致大氣熱源強度的經向差異顯著。

圖2為6月高原大氣熱源強度的年代際變化和Morlet小波分析。從1981年開始6月份大氣熱源強度整體呈減弱趨勢，氣候傾向率為－0.96W m?2a?1，大氣熱源平均強度為108 W m?2；1981年后，大氣熱源強度呈持續(xù)下降趨勢，從 21世紀開始大氣熱源強度逐漸由減弱趨勢轉為增強趨勢；并且高原大氣熱源具有3～4年周期振蕩（圖2b），3～4年的振蕩周期在2005年前后比較顯著，通過了90%的信度檢驗。

圖3為7月高原大氣熱源強度的年代際變化和Morlet小波分析。從1981年開始7月份高原大氣熱源整體呈減弱趨勢，氣候傾向率為－0.79W m?2a?1，大氣熱源平均強度為119 W m?2；自20世紀80年代中期到20世紀末大氣熱源持續(xù)減弱，21世紀初大氣熱源強度轉變?yōu)樵鰪娳厔荨Ｓ蓤D3b，該月大氣熱源序列主要存在準3年周期，其中準3年的周期振蕩從1995年到2010年前后都比較明顯。

圖1 青藏高原大氣熱源水平分布特征（單位：W m?2）：（a）6月；（b）7月；（c）8月；（d）夏季Fig. 1 Horizontal distributions of atmospheric heating (units: W m?2) averaged over (a) June, (b) July, (c) August, and (d) summer

由圖4，自1981年以來8月份大氣熱源強度整體呈增強趨勢，但年代際變化趨勢不明顯，20世紀初大氣熱源強度有明顯的增強趨勢，其氣候傾向率為0.18 W m?2a?1，8月大氣熱源平均強度為89 W m?2。高原大氣熱源存在準3年、準9年的周期振蕩現象（圖 4b），3～4年的周期振蕩在1997年前后較為明顯，且通過了90%的信度檢驗。準9年的周期振蕩現象在1995年前后較為明顯。

圖 5是夏季大氣熱源強度的年代際變化和Morlet小波分析。從 1981年開始夏季高原大氣熱源強度表現為減弱趨勢，其氣候傾向率為－0.52 W m?2a?1，夏季大氣熱源強度均值為105 W m?2；2000年以前，大氣熱源強度有減弱趨勢，21世紀開始逐漸由減弱趨勢轉為增強趨勢。由圖5b，高原大氣熱源強度存在準 3年的周期振蕩現象，其中1997年前后、2007年前后具有較為明顯，且均通過了90%的信度檢驗。

有作者利用不同的臺站觀測或再分析資料通過正算法也給出了青藏高原大氣熱源在 1981～2010年期間存在隨時間減弱這一現象（Wang et al., 2012），這也從另一方面佐證了本文以上分析結果。因此，對比李國平等（2014）基于NCEP資料的青藏高原低渦的氣候特征分析結果表明：6、7月大氣熱源強度為減弱趨勢，且6月比7月明顯，而高原低渦生成頻數在6月為減少趨勢，7月高原低渦生成頻數為增多趨勢，但增多趨勢不顯著。8月大氣熱源強度為增強趨勢，而高原低渦生成頻次在 8月增多趨勢較為明顯。夏季大氣熱源強度與高原低渦生成頻數分別有略微減弱（－0.52 W m?2a?1）和微有增多趨勢，可以認為兩者在夏季基本保持不變。進一步對夏季高原低渦生成頻數與同期大氣熱源進行時間相關性分析得出，相關系數約為0.45，信度為98%，這反映了夏季大氣熱源與高原低渦生成頻數在時間序列上具有高度的正相關。

圖2 6月份大氣熱源（a）年代際變化、（b）小波圖及其對應的（c）方差圖。（a）中AH表示大氣熱源，MA表示滑動平均，LT表示線性趨勢，下同。（b）中陰影部分表示通過 90%信度檢驗區(qū)，粗實線以外的區(qū)域是小波變換受邊界影響的區(qū)域Fig. 2 (a) The decadal variations of atmospheric heating in June, (b) the analysis of wavelet and (c) variance. Shadings indicate the 90% confidence level, and as the result of wavelet transform boundary effect shows in the region out of the wave line. AH denotes atmospheric heating, MA denotes moving average, and LT denotes linear trend in (a), the same below

圖3 同圖2，但為7月Fig. 3 Same as Fig.2, but for July

圖4 同圖2，但為8月Fig. 4 Same as Fig.2, but for August

圖 5 同圖2，但為夏季Fig. 5 Same as Fig.2, but for summer

4 夏季高原大氣熱源與高原低渦生成頻數的空間相關性及物理機制

高原低渦是青藏高原代表性天氣系統(tǒng)，其發(fā)生主要集中在夏季6～8月。根據NCEP/NCAR再分析資料主要通過人工識別建立的 1981～2010年夏季高原低渦數據集，對夏季高原低渦生成頻數的時間序列進行標準化處理，高于或低于1個標準差的年份分別定義高原低渦的高發(fā)年或低發(fā)年，于是得出高原低渦高發(fā)年有：1981、1991、1992、1998、2008、2010年；低發(fā)年有：1988、1994、2003、2004、2005年（李國平等，2014）。

為分析夏季高原低渦與同期青藏高原大氣熱源的空間關聯，對青藏高原地區(qū) 1981～2010年夏季（6～8月）大氣熱源進行標準化EOF分析。

由圖6得出夏季高原大氣熱源EOF分解第一、二模態(tài)的累積方差貢獻為49.4%，其中第一模態(tài)占總方差的貢獻為32.2%。第一模態(tài)（圖6a）的空間結構分布為高原全區(qū)一致，即整個高原地區(qū)為正值，但高原南部熱源強度強于北部，這表明青藏高原地區(qū)夏季大氣熱源強度在整體上具有一致性（均為熱源）。第二模態(tài)（圖 6b）占總方差的貢獻為17.2%，它的空間結構大致分布為高原西北、東南為正值，高原中部為負值。這表明高原西北、東南部大氣熱源與高原中部呈現相反的分布形式。

圖6 夏季大氣熱源EOF分解前2個模態(tài)的空間結構：（a）第一模態(tài)；（b）第二模態(tài)Fig. 6 The spatial distributions of two modes of EOF analyses for atmospheric heat source in the Tibetan Plateau in summer: (a) The first mode, (b) the second mode

圖7 夏季高原低渦（a）高發(fā)年、（b）低發(fā)年大氣熱源距平場分布及其（c）差值場（單位：W m?2；陰影區(qū)通過了90%的信度檢驗）Fig. 7 The departure fields of atmospheric heat source in the Tibetan Plateau in the years of (a) high and (b) low frequency of TPV (Tibetan Plateau Vortex) and (c) their difference field (units: W m?2; shadings indicate the 90% confidence level)

圖7為高原低渦高發(fā)年、低發(fā)年的大氣熱源距平場以及高發(fā)年減去低發(fā)年的大氣熱源差值場。由圖 7a可知，高原低渦高發(fā)年的大氣熱源強度明顯強于氣候態(tài)，高原南部大氣熱源比高原整體多年平均值高15～30 W m?2，高原北部大氣熱源跟高原整體多年平均值相差－5～10 W m?2；高原渦低發(fā)年的大氣熱源強度總體小于氣候態(tài)（圖 7b），具體分布為高原東部大氣熱源比高原整體多年平均值偏少10～40 W m?2，負異常中心出現在高原東南部，而高原西部大氣熱源與高原整體多年平均相當，無明顯異常。圖 7c為夏季高原低渦高發(fā)年與低發(fā)年的大氣熱源差值場，高發(fā)年與低發(fā)年的熱源差異明顯，高發(fā)年的大氣熱源強度整體強于低發(fā)年，具體為高發(fā)年高原東南、西北部大氣熱源強度顯著偏強，高原熱源的水平空間差異明顯。

由此可見，當高原低渦處于高發(fā)年和低發(fā)年時，青藏高原大氣熱源的水平分布有明顯差異。青藏高原主體大氣熱源偏強時（尤其是東南和西北部偏強時），青藏高原低層易產生低渦；而當高原整體大氣熱源偏弱，特別是南部和北部的大氣熱源水平差異不明顯時，青藏高原低層則不易產生低渦。通過分析高原大氣熱源水平分布異常時對應的高原上空經向、緯向風的變化（表2、表3），并參考我們以前一個研究的理論觀點（李國平等，1991），對這一氣候統(tǒng)計結果的物理機制我們認為可由熱成風理論來做如下解釋（圖8）。其中，高原南北部以32.5°N為界、東西部以90°E為界來劃分。

為了進一步探討夏季大氣熱源與高原渦生成的物理聯系，對夏季大氣熱源與高原渦生成頻數做空間相關性分析。夏季高原大氣熱源與高原渦生成頻數為正相關（圖9），顯著正相關區(qū)主要位于高原東南和西北部。南部正相關比北部大，說明高原渦生成頻數與高原南、北部（尤其是東南、西北部）大氣熱源有顯著正相關。

圖8 大氣熱源異常分布對高原低渦生成影響的熱成風機制示意圖Fig. 8 The influencing mechanism of abnormal distribution of the Tibetan Plateau atmospheric heat source on TPV generation

表2 夏季高原低渦高發(fā)年與氣候態(tài)600 hPa～100 hPa平均經（v）、緯（u）向風垂直切變的差值Table 2 The differences of averages of meridional and zonal wind shear from 600 hPa to 100 hPa between climatology and high frequency years of TPV

表 3 夏季高原低渦高發(fā)年與氣候態(tài)的高空（100 hPa）平均經向風（v）和緯向風（u）的差值Table 3 The differences of averages of meridional and zonal wind at level 100 hPa between Climatology and high frequency years of TPV

圖9 夏季高原低渦生成頻數與高原大氣熱源的空間相關性分析（陰影為通過了95%的信度檢驗）Fig. 9 The correlation coefficient between the Tibetan Plateau atmospheric heat sources and the frequency of the TPV in summer (shadings indicate the 95% confidence level)

圖10 高原低渦生成的熱力適應理論示意圖（ZT為高空高壓所在處，Zc是水平無輻合輻散處，其上為輻散，其下為輻合，D為低壓中心，G為高壓中心）Fig. 10 The thermal adaptation Schematic diagram of TPV generation (ZT: the level of high-level high pressure; ZC: the level of neither convergence nor divergence, divergence in the upside of ZC, convergence in the downside; D: the center of low pressure; G: the center of high pressure)

圖11 夏季高原低渦（a）高、（b）低發(fā)年的非絕熱加熱率距平垂直廓線（單位：K d?1，實心三角形為通過了90%的信度檢驗）Fig. 11 Vertical profiles of the departures of diabatic heating over the Tibetan Plateau in summer in the years of (a) high and (b) low TPV frequency (units: K d?1, the filled triangles indicate the 90% confidence level)

圖6、圖7和圖9的分析表明，高原低渦的生成頻數與高原大氣熱源有顯著聯系，下面再運用熱力適應理論對高原低渦生成頻數統(tǒng)計結果的機制進行分析。大氣熱力強迫作用作為大氣環(huán)流的驅動力，其異常變化會導致大氣環(huán)流的異常。對于大氣熱源對環(huán)流的影響，不少學者都做過研究，吳國雄和劉屹岷（2000）、劉屹岷等（2001）利用位渦理論，提出了高原大氣的熱力適應理論：加熱使得氣柱中的強烈上升運動像氣泵一樣，在低層抽吸周圍的空氣到高層向外排放，則在低層大氣產生氣旋式環(huán)流，氣流輻合上升；高層為反氣旋式環(huán)流，氣流輻散流出，從而形成疊加在水平環(huán)流之上的次級（垂直）環(huán)流圈；反之，當大氣為熱匯時，低空出現反氣旋性環(huán)流，高空出現氣旋性環(huán)流，導致氣流下沉。高原低渦作為高原低層具有氣旋式環(huán)流的低壓天氣系統(tǒng)，顯然大氣為熱源且熱力分布有差異時的環(huán)流場有利于高原低渦生成（圖10）。

除了分析大氣熱源水平空間分布對高原低渦生成頻數的影響之外，我們還研究了大氣熱源的垂直變化（即非絕熱加熱率廓線）與高原低渦生成頻數的統(tǒng)計關系。根據Wang et al.（1993）給出的非絕熱加熱（冷卻）引起的位渦變化公式：

其中，PV代表位渦，q>＆為非絕熱加熱率。北半球通常情況下，g( f+z)0，則由上式可知，當非絕熱加熱隨高度增加（減少）而增大（減小）時，位渦將隨時間增加（減少）。

圖12 夏季高原低渦（a）高發(fā)年、（b）低發(fā)年的500 hPa渦度相對于同期氣候態(tài)的距平場（陰影區(qū)為通過了90%信度檢驗，方框代表青藏高原主體區(qū)域）Fig. 12 The departure fields of vorticity at 500 hPa in summers of (a) high and (b) low TPV frequency years (shadings indicate the 90% confidence level, the box in figures represents main area of the Tibetan Plateau)

圖13 （a）夏季高原低渦生成源地累積頻數的空間分布 [引自李國平等（2014）] 及夏季高原低渦（b）高發(fā)年、（c）低發(fā)年的500 hPa渦度平流相對于同期氣候態(tài)的距平場（陰影區(qū)為通過了90%信度檢驗）Fig. 13 (a) The spatial distribution of cumulative frequency for generating source of TPV (Li et al, 2014) and the departure fields of vorticity advection at 500 hPa in summers of (b) high and (c) low TPV frequency years (shadings indicate the 90% confidence level)

圖11表明：低渦高發(fā)年，500～300 hPa高度之間，非絕熱加熱率隨著高度的升高而明顯增大，300 hPa以上加熱率基本隨高度升高而減弱。因此，300 hPa以下為正位渦，300 hPa以上為負位渦。低渦低發(fā)年，500～400 hPa之間，加熱率隨高度的升高而增大，400～300 hPa加熱率隨高度的下降而減小，但變化都不明顯；300～250 hPa的高空，加熱率隨高度升高而明顯增大，從而在高空有正位渦生成。由于高原低渦一般出現在400 hPa以下，故高發(fā)年“下正上負”的位渦垂直分布有利于高原低渦的生成；而低發(fā)年，低層正位渦不明顯，高層又存在明顯的正位渦，這樣的位渦垂直分布對高原低渦生成有不利影響。

為驗證以上理論解釋的合理性，分別對高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年夏季500 hPa渦度的距平場進行分析。圖12a給出了高原低渦高發(fā)年渦度的距平場，青藏高原低空主體存在明顯的正渦度區(qū)；同時青藏高原上游伊朗高原（30°N～45°N，45°E～60°E）上空有較強的正渦度區(qū)，向東延伸到青藏高原地區(qū)，可能有利于低渦高發(fā)年正渦度區(qū)的形成。相反，在高原低渦低發(fā)年，青藏高原低空主體被負渦度區(qū)控制，由西北向東南有一明顯的負渦度帶，抑制了高原低渦的生成。這進一步說明高原加熱作用可以通過影響渦度場為高原低渦提供有利的環(huán)境場（圖8）。

另外，對比分析高原地區(qū)低渦高低發(fā)年500 hPa渦度平流距平場可以看到，在高發(fā)年的渦度平流距平場，高原由東南向西北方向存在明顯的正渦度平流帶，正渦度平流的大值中心位于（37°N，88°E）附近；同時，低渦低發(fā)年的渦度平流距平場以90°E為界，東側主要以正渦度平流為主，西側以負渦度平流為主，分析高原低渦生成源地累積頻數的空間分布（圖 13a；李國平等，2014）及渦度平流分布可以得出，高原低渦的生成源地主要位于（高發(fā)年）渦度平流距平場的正渦度平流帶上，而低發(fā)年渦度平流距平場西側的負渦度平流則不利于高原低渦的生成。

圖14 高原低渦（a）高發(fā)年、（b）低發(fā)年次級環(huán)流距平的經向剖面圖（陰影區(qū)為垂直速度，通過了90%信度檢驗）Fig. 14 The vertical cross sections of secondary circulation anomalies in high (a) and low (b) frequency years of the TPV (shadings indicate the 90% confidence level)

下面進一步對高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年的大氣熱源異常對垂直速度場的影響進行分析。圖 14為高原低渦高發(fā)年和低發(fā)年與氣候態(tài)差值的次級環(huán)流經向剖面圖（對高原南北范圍即27.5°N～40°N進行平均），次級環(huán)流在高原低渦高、低發(fā)年與氣候態(tài)的差值場存在明顯差異。低渦高發(fā)年（圖14a），因為青藏高原主體范圍內大氣熱源異常強，所以在熱力適應的作用下，青藏高原上空有偏強的上升氣流（高原主體上升氣流通過了 90%的信度檢驗），上升氣流由近地層一直延伸到150 hPa以上。并且青藏高原上游的伊朗高原上空存在氣旋式環(huán)流，西側以下沉氣流為主，東側有明顯的偏東上升氣流。該偏東上升環(huán)流流入青藏高原后，有利于增強高原對流活動，也會促進高原低渦的生成。而在高原低渦低發(fā)年（圖14b），高原西側垂直運動受迎風坡地形的抬升作用存在上升氣流；而高原東部由于大氣熱源偏弱，在熱力適應作用下高原東部上空存在下沉氣流，抑制了高原對流活動和低層氣旋式環(huán)流，則不利于高原低渦生成。

5 結論和討論

本文利用NCEP/NCAR再分析資料及高原低渦數據集對1981～2010年夏季高原大氣熱源的氣候特征進行了分析，并進一步從物理機理上探究了大氣熱源與夏季高原低渦生成的關系，得到以下主要結論：

（1）近 30年以來夏季高原大氣熱源平均強度為105 W m?2，總體為減弱趨勢，年代際變化明顯。其中6月和7月為減弱趨勢，而8月卻有較為明顯的增強趨勢。高原大氣熱源強度存在準3年的周期振蕩。

（2）高原低渦高發(fā)年的大氣熱源強度明顯強于高原低渦低發(fā)年；高原南部和北部（尤其是東南部和西北部）大氣熱源的水平異常分布與高原低渦生成頻數在統(tǒng)計關系上存在顯著的正相關。

（3）高原低渦高發(fā)年，大氣熱源的熱力作用與空間分布差異導致高原低層輻合，近地層到高空都有偏強的上升氣流，低層氣旋式環(huán)流加強，為高原低渦的生成提供了有利的環(huán)流場；而低渦低發(fā)年的大氣熱源強度減弱促使青藏高原上空出現下沉氣流，抑制了對流活動的發(fā)生發(fā)展，則不利于高原低渦的生成。

（4）大氣熱源的垂直變化可影響低層位渦的形成，從而對高原低渦生成產生作用。

本文分析了近 30年來夏季高原大氣熱源的氣候特征以及與高原低渦生成頻數的關系，初步揭示了高原低渦高發(fā)年、低發(fā)年的大氣熱源的水平分布差異，并初步給出了大氣熱源水平分布差異與高原低渦生成頻數統(tǒng)計結果的物理機理解釋。但最后要指出的是，不同的再分析資料、觀測資料和衛(wèi)星資料得出的高原大氣熱源在長期趨勢變率可能存在較為明顯的差異，因此有必要在今后高原大氣熱源的研究中進行不同資料結果的對比。同時，大氣熱源強度對高原低渦生成的定量影響，不同高度層次上大氣加熱對高原低渦生成的不同影響，大氣熱源空間分布異常對低渦源地分布以及發(fā)展東移的作用等問題也應是后續(xù)工作的重點。

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資助項目 國家重點基礎研究發(fā)展計劃（973計劃）項目2012CB417202，公益性行業(yè)（氣象）科研專項GYHY201206042，國家自然科學基金項目91337215、41175045

Funded by National Key Basic Research and Development Program（973 Program）Project of China (Grant 2012CB417202), Special Fund for Meteorological Research in the Public Interest (Grant GYHY201206042), and National Natural Science Foundation of China (Grants 91337215, 41175045)

文章編號1006-9895(2016)04-0864-13 中圖分類號 P443

文獻標識碼A

doi:10.3878/j.issn.1006-9895.1512.15184

收稿日期2015-04-15；網絡預出版日期 2015-12-31

作者簡介劉云豐，男，1990年出生，碩士，主要從事天氣動力學研究。E-mail: 709102755@qq.com

通訊作者李國平，E-mail: liguoping@cuit.edu.cn

Climatic Characteristics of Atmospheric Heat Source over the Tibetan Plateau and Its Possible Relationship with the Generation of the Tibetan Plateau Vortex in the Summer

LIU Yunfeng and LI Guoping
College of Atmospheric Sciences, Chengdu University of Information Technology, Chengdu 610225

AbstractThe NCEP/NCAR reanalysis data and the Tibetan Plateau Vortex (TPV) statistical data from the same data base for the period of 1981 to 2010 have been exploited in this study to analyze the summertime climatic characteristics of atmospheric heat source and its relationship with the generation of TPV. The linear trend analysis, Morlet wavelet, EOF decomposition and composite analysis methods are used. The result shows that the summertime average strength of atmospheric heat source is 105 W m?2over the TP. Moreover, the strength demonstrates a weakening trend that hasobvious decadal variations. In particular, a significant periodic oscillation with a cycle of approximate 3 years is detected. In the years of high frequency of TPV, the strength is obviously higher than the climatically averaged value. The main anomaly of heat source is horizontally distributed over the Tibetan Plateau. Analyses of the vorticity advection and the vertical cross section of secondary circulation indicate that a positive vorticity advection from the southeast to the northwest at 500 hPa provides positive vorticity for the TPV over the Tibetan Plateau. At the same time, the Tibetan Plateau behaves as an atmospheric heat source in the summer. It promotes updrafts over the plateau, which are favorable for low-level convergence, high-level divergence, and cyclonic and anticyclonic circulation development. As a result, the generation of the TPV is promoted. Note that positive vorticity is produced above the Tibetan Plateau. Finally, by applying the principle of thermal wind and atmospheric thermal adaptation theory, this study provides a physical explanation for the link of the Tibetan Plateau atmospheric heat sources and the statistical result of the frequency of TPV generation.

KeywordsTibetan Plateau, Heat source, Vortex, Composite analysis