夏季青藏高原地面热源和高原低涡生成频数的日变化

张恬月，李国平

（成都信息工程大学大气科学学院，四川　成都610225）



夏季青藏高原地面热源和高原低涡生成频数的日变化

张恬月，李国平*

（成都信息工程大学大气科学学院，四川成都610225）

摘要：通过1981—2010年NCEP/NCAR再分析资料，分析出夏季青藏高原地面热源具有强烈的日变化，白天高原是强热源，夜间高原地面转变为弱热汇，日较差可达420W·m-2，呈由西向东递减分布。其中地面感热和潜热加热的日变化均十分明显，日较差分别可达300W·m-2和200W·m-2；感热加热的日变幅由西北向东南递减，而潜热加热由南向北递减。同时，利用人工识别的高原低涡数据集初步分析了夏季高原低涡生成频数的日变化，发现夜间生成的高原低涡频数略高于白天，其中00UTC的低涡源地主要在西藏那曲和林芝（工布江达），12UTC低涡源地主要在西藏那曲和青海玉树。

关键词：青藏高原；地面热源；高原低涡；日变化

张恬月，李国平.夏季青藏高原地面热源和高原低涡生成频数的日变化[J].沙漠与绿洲气象，2016，10（2）：70-76.

青藏高原被认为是“全球气候变化的驱动机与放大器”[1-3]，并且是“全球变化与地球系统研究的最佳天然实验室”[4]。高原对大气不仅具有机械动力作用，还有热力作用。高原由于其特殊的地形，直接作用于对流层中部，使得这种加热作用十分显著，因此青藏高原地区是全球大气日变化最明显的地区之一[5]。沈志宝[6]分析了高原上空气温场后，指出高原地面气温日变化强烈，较其他地区大1～2倍，冬季地面温度日变化最大。他还分析了高原湿度场，认为其也具有明显的日变化特征[7]。另外，汤懋苍[8]分析了高原地区的风场和气压场演变，指出高原低层气压场有明显的日变化，但日变化特征随高度减弱。刘新等[9]利用NCEP/NCAR再分析资料分析了夏季青藏高原加热和环流场的日变化特征，发现环流场的日变化是被非绝热加热的日变化所驱动的。尹道生[10]、马鹤年等[11]研究了青藏高原气旋波和切变线的成因与发展，认为是高原边界层昼夜热力差异造成的。

高原低涡定义为500 hPa天气图上70°～110°E，27°～40°N范围内，凡有闭合等高线的低压或三站风向呈气旋性环流的涡旋系统[12]。叶笃正等[5]指出高原低涡是水平尺度约500 km、垂直厚度约2～3 km，是高原地区主要的降水系统，在有利的环流形势下可发展东移，将引起高原以东地区大范围的暴雨、雷暴等灾害性天气过程。王鑫等[13]指出30°～35°N是低涡出现的高频带，轴线在32.5°附近，那曲附近是中心。陈功等[14]把高原低涡生成源地归纳为4个：西藏申扎-改则之间、西藏那曲东北部、四川德格东北部和四川松潘附近。李国平[15]等利用30 a的NCEP资料分析得出，夏季高原低涡生成源地主要集中在西藏双湖、那曲和青海扎仁克吾一带。Shen等[16]通过研究得出感热加热在高原低涡生成机制方面有重要作用。李国平等[17-18]研究发现，地面感热加热对高原低涡的影响与加热中心和低涡中心配置是否一致有关，并讨论了地面热源强迫和边界层抽吸对高原低涡流场结构的作用。罗四维等[19-20]通过对一次夏季高原低涡的诊断分析指出，在低涡发展初期及成熟期，扰动动能来源方式类似于热带大气中能量的转换方式，地面感热加热对低涡的生成起决定性作用，并利用数值模式加以验证。陈伯民等[21]总结了雨季中典型高原低涡形成和发展的概念模式：盛夏高原地区由于地面强烈的感热和潜热加热使空气柱变得十分不稳定，层结越不稳定，则纬向有效位能和涡动有效位能积累越多，且有利于前者向后者转换，并进一步转化为涡动动能，供高原低涡发展。宋雯雯等[22]通过对两例高原低涡的模拟指出，地面感热在低涡不同发展阶段的作用不同，凝结潜热和水汽不能对低涡生成起决定作用，但对低涡的维持等有重要作用。郁淑华等[23]、黄楚惠等[24-25]通过对高原低涡活动的统计，分析了其对我国降水的影响。还有一些学者[26-28]分析了高原低涡的切向流场及波动分析、不同的边界层参数化方案对高原低涡东移模拟的影响以及热带大气低频振荡对高原低涡的作用。

但对于高原加热及高原低涡生成的日变化，目前研究得还较少，故本文将着重分析和讨论夏季（6—8月）高原地面加热和高原低涡生成频数的日变化特征，为今后在日的时间尺度上细化研究高原低涡打下基础。

1　资料和方法

图1　30a（1981—2010）平均地面感热通量

青藏高原海拔高、地表特征复杂，常规气象台站在高原的分布极不均匀，中东部相对多而西北部少，低海拔相对多而高海拔少[29]，难以利用常规观测站点及机载仪器进行大范围、长时间的监测，即通过直接观测获取大范围高原地面加热资料极其困难。宋敏红等[30]和竺夏英等[31]分别将NCEP/NCAR地面热通量再分析资料与实测地面热通量数据、多种再分析资料进行对比，研究表明后者在高原地区有较高的适用性。王学佳等[32]也用该资料分析了青藏高原地区地面热通量的时空变化特征。本文选用1981—2010年夏季（近30 a）NCEP/NCAR的地面感热通量、潜热通量资料进行分析，该数据为每日4次（00 UTC、06 UTC、12 UTC和18 UTC）的高斯格点数据。本文采用直接算法（即地面感热通量和地面潜热通量之和）得出地面热源值。

此外，本文选用的夏季高原低涡统计资料来自成都信息工程大学高原气象研究组基于1981—2001年中国气象局国家气象中心印发的历史天气图、1981—2001年四川省气象局印发的MICAPS历史天气图以及1981—2010年电子版MICAPS天气图，通过人工看图识别方式形成的夏季（6—8月）高原低涡数据集，每日仅有2个时次（00 UTC和12 UTC）。

2　高原地面热源的日变化

图1a～图1e分别是1981—2010年夏季平均的00 UTC、06 UTC、12 UTC、18 UTC和06 UTC减去18 UTC的地面感热通量分布。可以看到，00 UTC（图1a）地面感热加热在高原均为正值，平均值为107.61 W·m-2，并呈东北向西南递减分布，高原东北部感热加热值达240 W·m-2，大部分地区超过60 W·m-2。06 UTC（图1b）感热加热最大，平均值为165.50 W·m-2，并呈由西北向东南递减分布，高原西北部感热加热值达260 W·m-2，在高原大部分地区超过了80 W·m-2。12 UTC（图1c）感热加热较06 UTC明显减弱，为-12.67 W·m-2，呈由南向北递减分布，高原大部分地区为负值，北部地区达-30 W·m-2。18 UTC（图1d）感热加热最小，为-20.10 W·m-2，分布形式与12 UTC相似，但整个高原均为负值，北部可达-35 W·m-2。由于06 UTC和18 UTC分别是高原感热加热白天最强和晚上最弱的两个时次，故用两者的差值表示高原感热加热的日变化（日较差）。高原感热加热的日变化明显（图1e），高原最北部的日较差甚至大于300 W·m-2，大部分地区超过100 W·m-2，其空间分布与06 UTC特征类似。

图2　30a（1981—2010）平均地面潜热通量

由图2可见，00 UTC（图2a）高原地区的地面潜热加热为正，平均值为119.54 W·m-2，空间分布呈东南向西北递减，高原东南部达260 W·m-2，大部分地区超过60 W·m-2。06 UTC（图2b）潜热加热最大，为149.42 W·m-2，呈由南向北递减分布，高原大部分地区超过了80 W·m-2。12 UTC（图2c）潜热加热较06 UTC明显减弱，平均值为0.06 W·m-2，呈由北向南递减分布，北方是正值区，南方是负值区，南方可达-25 W·m-2。18 UTC（图2d）潜热加热最小，高原大部分地区为负值，平均值为-3.68 W·m-2，可达-15 W·m-2。同样，06 UTC和18 UTC高原潜热加热值分别为一天中的最大值和最小值，高原潜热加热的日变化也明显（图2e），分布形式与06 UTC相似，大部分地区日较差超过80 W·m-2，南部日较差可达200～ 220 W·m-2。

图3中，00 UTC（图3a）高原地面热源平均值为227.15 W·m-2，高原东南部的热源较强（达340 W· m-2），呈东南向西北递减趋势，与清晨的潜热加热分布相似。06 UTC（图3b），高原是一个强热源，平均值为314.92 W·m-2，高原西部热源可达400 W·m-2，呈自西向东递减分布。12 UTC（图3c）高原地面热源平均值为-12.61 W·m-2，分布形式与06 UTC相似。18 UTC（图3d）高原是为负值，平均值为-23.78 W·m-2，高原西部地面加热为-30 W·m-2。地面热源日较差（图3e）的空间分布形势与06UTC相似，高原西南部地面热源日较差可达420 W·m-2，整个高原的日较差都大于240 W·m-2。夏季青藏高原地面感热通量、潜热通量地面热源的日变化见表1。

表1　夏季青藏高原地面感热、潜热和热源的日变化

3　高原低涡生成频数的日变化

图3　30a（1981—2010）平均地面热源比较

通过分析1981—2010年高原低涡的日变化特征（表2）得出：1981—1990年高原低涡生成个数最多，为374个，00、12 UTC出现高原低涡平均比率分别为41.18%、58.82%；1991—2000年高原低涡生成个数为324个，00、12 UTC出现高原低涡平均比率分别为49.38%、50.62%；2001—2010年高原低涡生成个数最少，为254个，00、12 UTC出现高原低涡平均比率分别为48.43%、51.57%。总体来说，30 a来夜间出现低涡的几率大于白天，分别为54.10%、45.90%。另外，从1981—2010年的逐月变化（表3）来看：6月高原低涡生成个数最多，为403个，7月和8月分别为302个和108个；在夜间出现高原低涡的几率在50%以上，最多的在7月，为56.95%，其次是8月，为56.28%，最少的在6月，为50.62%。

图4为1981—2010年高原低涡生成频数累积值的空间分布，可以看到高原低涡主要生成于青藏高原腹地，00 UTC生成的主要位于西藏那曲和林芝（工布江达），12 UTC的主要在西藏那曲和青海玉树。总体来说，与以往的研究结果[14-15]对比表明，由于高原低涡统计时间段与所用资料的不同，高原低涡生成源地可能不尽相同，但西藏那曲是不同研究给出的较为一致的高原低涡高发源地。

表2　00、12 UTC夏季高原低涡生成频数的年代际变化

表3　00、12 UTC6—8月高原低涡生成频数

4　结论与讨论

通过上述分析，得到以下主要结论：

（1）夏季高原地面感热加热，00 UTC平均值为107.61 W·m-2，大部分地区超过60 W·m-2，呈东北向西南递减分布；06 UTC地面感热加热最大，为165.50 W·m-2，大部分地区超过80 W·m-2，呈西北向东南递减分布；12 UTC地面感热较06 UTC明显减弱，为-12.67 W·m-2，大部分地区为负值区，呈由南向北递减分布；18UTC地面感热加热最小，为-20.10 W·m-2，整个高原为热汇，分布形式与12 UTC相似；高原大部分地区地面感热日较差超过100 W·m-2，北部可达300 W·m-2。

（2）夏季高原地面潜热加热，00 UTC平均值为119.54 W·m-2，大部分地区超过60 W·m-2，呈东南向西北递减分布；06 UTC地面潜热加热为149.42 W· m-2，略小于同时刻地面感热，呈由南向北递减分布；12 UTC地面潜热加热开始减弱，呈由北向南递减分布；18 UTC地面潜热最弱，但其平均值大于同时刻地面感热；高原大部分地区地面潜热日较差超过80 W·m-2，南部日较差可达200～220 W·m-2。

（3）夏季高原地面热源具有强烈的日变化，00 UTC平均值为227.15 W·m-2，呈由东南向西北递减分布，与同时刻潜热加热分布相似；06 UTC高原是强热源，平均值为314.92 W·m-2，西部可达400 W· m-2，呈由西向东递减分布；12 UTC高原地面热源转变为热汇，平均值为-12.61 W·m-2；18 UTC高原地面热源平均值为-23.78 W·m-2；整个高原的地面热源日较差都大于240 W·m-2，其中西南部日较差可达420 W·m-2。

（4）1981—2010年间夏季青藏高原低涡主要生成于高原腹地，00 UTC主要在西藏那曲地区和林芝工布江达地区生成，12 UTC主要在西藏那曲地区和青海玉树地区生成。高原低涡在夜间生成的几率略高于白天。

本文对夏季青藏高原地面热源和高原低涡生成频数日变化所进行的研究是初步的，高原低涡的出现与高原地面热源在强度和时间上的具体关系有待进一步探究。

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The DiurnalVariation ofthe Surface HeatSourceon the Tibetan Plateau and the Generating Frequency ofTibetan Plateau Vortex in Summer

ZHANG Tianyue，LIGuoping
（CollegeofAtmospheric Sciences，Chengdu UniversityofInformation Technology，Chengdu 610225，China）

AbstractThe diurnalvariation ofthe surfaceheatsourceon the Tibetan Plateau（TP）in summer is analyzed using the NCEP/NCAR reanalysis data from 1981 to 2010.The results show thatthe surfaceheatsourceoverthe TP with astrongdiurnalvariation,which the TP isa strong heatsource during the day,and isa weak heatsinksatnight.The diurnaldifferenceofthe surface heatsource is 440 W·m-2,and itshows thata decreasing distribution from the westto the eastoverthe TP. There is obvious diurnalvariation ofthe surface sensible heatflux and the latentheatflux.The diurnaldifference ofthesurface heatfluxis320 W·m-2,and there isa decreasingdistribution from thenorthwesttothesoutheaston theTP.Thediurnaldifferenceofthelatentheatfluxis220 W·m-2, and there is a decreasing distribution from the south to the north over the TP.Meanwhile,the diurnalvariation ofthe generating frequency ofTibetan Plateau Vortex（TPV）isanalyzed by the artificialrecognition using the TPV dataset,and itshows thatthe generating frequency ofTPV at nightslightly higherthan thatduring the day.Naqu and Linzhiare the main generating sourcesof the TPV at00U TC,Naqu and Yushu arethemain generatingsourcesofTPV at12 UTC.

Key wordsTibetan Plateau；surfaceheating；Tibetan Plateau vortex；diurnalvariation

中图分类号：P462.6

文献标识码：A

文章编号：1002-0799（2016）02-0070-07

doi：10.3969/j.issn.1002-0799.2016.02.011

收稿日期：2015-11-05；修回日期：2015-11-21

基金项目：国家重点基础研究发展计划（973计划）项目（2012CB417202)，公益性行业（气象）科研专项（GYHY201206042），国家自然科学基金（91337215，41175045）。

作者简介：张恬月（1988-），女，硕士研究生，主要从事天气动力学研究。E-mail：zhangtianyue1209@qq.com

通讯作者：李国平（1963-），男，教授，主要从事高原气象、天气动力学等研究。E-mail：liguoping@cuit.edu.cn