青藏高原地—气水热交换特征及影响研究综述

范广洲 吕世华 华维 朱克云 张永莉 赖欣

（高原大气与环境四川省重点实验室/气候与环境变化联合实验室，成都信息工程大学大气科学学院，成都 610225）

0 引言

青藏高原（下称高原）特殊地形使得该地区陆面过程，尤其是地-气水热平衡过程对东亚季风、东亚大气环流乃至全球气候均有显著影响。1972—1978 年我国开展了高原气象科研协作，并于1979年5—8月实施了第一次高原气象科学试验，这之中包括对高原地-气水热平衡的观测研究。通过早期一系列观测试验，为研究高原热力作用奠定了坚实的基础，并在高原近地层的热量收支平衡、高原低涡、高原边界层特征等方面取得了许多重要成果，加深了人们对高原热力作用的认识。

进入 20 世纪 90 年代之后，以多站点、多项目、长时间为主要特色的高原观测逐渐增多。1994年夏季原中国科学院兰州高原大气物理研究所在高原五道梁地区进行湍流通量的直接观测研究。1998年5—8月第二次高原大气科学试验，对高原北部地区和西部地区的夏季近地层能量收支状况及其大气湍流结构的基本特征，边界层物理过程及水热平衡等方面进行了更准确细致的研究，对高原陆面过程有了更深入的了解。

此后，国内外又进行了数次大型科学考察，我国在高原上已建成了包括地表、卫星和雷达多种手段观测的地-气水热平衡观测系统，为高原地—气水热平衡的研究奠定了基础。一些学者利用这些高原科考试验观测资料对高原部分地区、部分季节的地面湍流交换系数、地表热通量、地表水分循环等方面进行了深入研究。近年来，高原地—气水热相互作用及其影响的研究得到了长足的发展，越来越受到国内外学者们的关注。本文基于国家自然科学基金重点支持项目资助下，首先分析了高原土壤和近地层温湿变化以及边界层变化特征，高原地—气水热交换的时空变化特征，高原水热交换中地表能量变化状况，得到高原地—气水热交换对大气边界层过程的影响；量化高原地气水热交换与高原热源各分量的紧密程度，得到高原地区水热交换分量对高原热力作用的贡献；探讨高原地气水热对高原低涡的影响，揭示高原地气水热交换影响高原涡的机理；最后验证高原水热交换对东亚夏季风的影响，高原地-气水热交换和高原涡降水非绝热加热影响东亚夏季风的机制，对取得的研究成果进行总结，并分析存在的问题，探讨未来此领域的发展趋势。

1 高原地-气水热交换对大气边界层过程的影响研究

1.1 高原积雪对土壤不同冻融阶段温湿变化的影响

在土壤冻结和消融阶段的降雪过程中，雪不仅可通过自身的消融来增加浅层土壤湿度，还可通过改变浅层土壤温度来间接影响浅层土壤湿度；而在土壤完全冻结阶段，降雪对土壤温度有影响，但对土壤湿度的影响很小。在整个土壤冻融阶段，与由土壤冻结和消融引起的土壤湿度变化相比，降雪引起的土壤湿度变化较小（图1）。

图1 土壤完全冻结阶段降雪量（a）、反照率（b）、地表温度和气温（c）、土壤热通量（d）、土壤温度（e）、日最低土壤温度（f）、土壤日温差（g）和土壤湿度（h）变化特征[24]Fig.1 Characteristics of snowfall during soil complete freezing stage (a),albedo (b),surface temperature and air temperature (c),soil heat flux (d),soil temperature (e),daily minimum soil temperature (f),daily temperature difference (g)and soil moisture (h) change features [24]

1.2 土壤湿度对高原大气边界层厚度的影响

敏感试验的设计如下：根据1992—2001年控制试验4月输出的再启动文件，做2组对比试验，第一组试验为土壤湿度增加试验，第二组试验为土壤湿度减少试验。第一组试验包含5个试验，依次将（30°—36°N，80°—100°E）范围内的土壤湿度增加10%，20%，30%，40%，50%。第二组试验包含5个试验，依次将该范围内的土壤湿度减少10%，20%，30%，40%，50%。得到当高原4月初土壤湿度减少后，各敏感试验5月厚度差值总体表现为西部边界层厚度减少，东部边界层厚度增加。6月继续维持这样的差值场分布。7月与温度场差值场对应，高原东西部各存在一个边界层厚度正差值中心。8月高原边界层厚度仍然变现为东部偏高西部偏低（图2）。

图2 5月（第一列）、6月（第二列）、7月（第三列）、8月（第四列）高原水热参数敏感试验与参照试验边界层厚度差值分布[25]（单位：m）（斜线阴影区：土壤湿度与边界层厚度变化正相关）Fig.2 Distribution of boundary layer thickness difference between hydrothermal parameter sensitivity test and reference test on plateau[25] (unit:m) in May (the first column),June (the second column),July (the third column),and August (the fourth column)(diagonal shading area:soil moisture is positively correlated with boundary layer thickness)

1.3 典型冷空气事件对高原湖泊大气边界层的影响

夏季昼夜湖泊分别呈现冷湖和暖湖效应，感热变化趋势与陆地明显不同。夏季鄂陵湖区白天与夜间混合层厚度差异较小，夜间混合层厚度可达400 m左右。随着冷空气到来，湖区对流边界层迅速增长，夜间达到2000 m以上。冷空气入侵后，水气温差迅速增加而地气温差急剧减小，湖面感热的日累积值迅速增大，风速增加并且垂直方向的风切变增强，垂直方向上位温梯度减弱，可为湖泊对流边界层的爆发式增长提供充足的动力。

1.4 地表感热和潜热对高原大气边界层厚度的影响

高原地表感热通量对大气边界层的影响有明显的东西差异，当高原西部感热通量呈上升趋势，或东部感热通量下降时，西南部地区大气边界层高度升高，高原东部和北部地区的大气边界层高度会降低。高原东部和西部地区大气边界层高度与地表感热通量呈正相关；反之为负相关关系。感热通量对东部和西部地区的大气边界层高度均为一致性的影响，即表现为地表感热通量增加（减少）边界层高度升高（降低）。

2 高原地-气水热交换对非绝热加热的影响和相对贡献

2.1 土壤湿度对地表感热通量和潜热通量的影响

当减小土壤湿度时，高原地面温度增大，地表感热通量也显著增大，地表潜热通量大幅度减小，且土壤湿度减小越多，地面温度增大越多，地表感热通量增大越多，地表潜热通量也减小越多；当增大土壤湿度时，地面温度减小越多，地表感热通量也相应地减小，地表潜热通量随之增大。

青藏高原土壤湿度增大后，土壤热容量增加，使地表增温、降温速度变慢，进而通过热力作用影响对流降水。土壤湿度增大使白天地表温度降低，地表感热通量减少，地表加热大气减少，使对流层内不稳定能量减少，不利于垂直气流的加强，使低层辐合和高层辐散的强度减少，对流强度减弱，进而产生负反馈作用，白天降水量减少；而夜间与白天形成相反的机制，进而产生正反馈作用，使夜间的降水量增加。

2.2 高原积雪对地表感热通量的贡献

高原积雪深度的变化趋势与感热趋势呈现显著负相关，且在海拔2500 m以上地区表现尤为显著。在全球变暖背景下，高原积雪深度由于地表温度的增加而显著减小，尤其在较高海拔地区，使得地表反照率减小，增加地表对太阳短波辐射的吸收，地气温差及其所贡献的感热增加。因此春季由地气温差贡献的感热趋势的变化，可能更主要受全球变暖背景下高海拔地区积雪深度减小趋势的影响（图3）。

图3 春季高原感热与日总日照时数（a）、积雪深度（b）、NDVI的变化趋势（c）及其滑动相关（d）[33]（图3a，3b，3c阴影由浅到深分别代表海拔高度为1000～2000 m，2000～3000 m，3000～4000 m，4000～5000 m的测站；图3d 中柱形图为各站海拔高度；黑色虚线：95%信度检验）Fig.3 The sensible heat of Qinghai Tibet Plateau in Spring is related to daily total sunshine hours (a),snow depth (b),NDVI variation trend (c) and sliding (d) [33](the shadows of Figs.3a,3b,and 3c from shallow to deep represent the stations with altitudes of 1000-2000 m,2000-3000 m,3000-4000 m,and 4000-5000 m respectively.Fig.3d column shows the altitude of each station,black dotted line:95% reliability test)

2.3 降水凝结潜热对大气热源的贡献

雨季，青海西部、青海东部、四川西部以及云南东北部地区降水凝结潜热占比超过100%以上，而在冷湖、青海茶卡以及青海湖地区百分比低于-100%。西藏大部地区占比在60%～80%，安多与尼玛两地占比接近100%，其原因主要是降水凝结潜热较高导致，而在高原西部，平均占比20%～50%。

在夏季，高原上占比达到100%以上的区域减少，主要原因是夏季高原感热与潜热同步增加，导致热源强度较降水凝结潜热强度增加速率更快。西藏地区、云南东北部地区以及高原西部地区占比均较雨季有所上升，尤其是高原西部地区占比明显增加，感热同潜热同等重要，这与 Chen等研究结果相一致（图4）。

图4 高原降水凝结潜热占热源百分比空间分布图（单位：%）[35]（a）雨季；（b）夏季Fig.4 Spatial distribution of the percentage of latent heat of precipitation condensation in heat sources over the plateau (unit:%)[35](a) rainy season,(b) summer

3 高原地-气水热交换对高原低涡的影响机理

3.1 土壤温度对高原涡频数和强度的影响

高原低涡生成关键区的温度低于其南北两侧的温度。高原低涡频数与地表温度存在显著正相关。高原低涡冬半年频数与高原低涡生成关键区冬半年的温度呈显著正相关。高原涡初生时期和发展时期，升高或降低地表温度对高原涡强度无影响。但在高原涡成熟后期，地表温度越高，高原涡维持时间越长，消亡速度越慢，同时，地表温度越高，高原涡强度越大。

3.2 地表感热和潜热对高原涡频数和发展的影响

高原边缘地区北部的柴达木盆地地区、昆仑山地区和阿里地区西部，全部高原低涡频数与同期地面感热存在着明显的正相关；而高原主体及南部高原相关不显著。感热通量与东移型低涡在高原边缘地区北部的柴达木盆地地区、昆仑山地区和阿里地区西部呈显著正相关，相关性向南减小。除3月和9月外，夏半年高原为热源状态时，高原低涡频数多，冬半年高原为热汇状态时高原低涡频数少。高原低涡频数和高原热源之间是显著正相关，几个大值中心出现在西藏的那曲和双湖地区（图略）。潜热对高原涡发展的数值试验设计见表1。积分6 h后，控制试验所模拟的高原涡东移进一步发展，低涡的气旋性风场强度变强。此时关闭模式中的潜热后，低涡在东移过程中呈减弱趋势；积分12 h后，控制试验模拟的高原涡仍继续东移，气旋性风场增强，敏感性试验模拟的高原涡气旋性流场已经减弱消失，可见潜热对高原涡的东移发展有显著影响。

表1 敏感性试验模式区域与物理过程参数化方案的选择[39]Table 1 Model area of sensitivity test and selection of parameterization scheme of physical process[39]

3.3 高原热低压对高原涡频数和强度的影响

高原低压指数越低（高），热低压越强（弱）。高原涡个数与热低压指数呈显著负相关，通过90%的信度检验。说明热低压越强（弱），高原涡生成频数越多（少）。在热低压强年，高原涡初生时期的强度明显强于弱年。热低压强年，具有较强暖心的暖性涡数量明显多于弱年。暖心温度偏高的暖性涡，其源地分布与强度偏强的高原涡源地相对应，均处在高原西部热低压中心范围内（图5）。

图5 高原涡初生时期强度（a，b）（单位：gpm）、冷暖性质（c，d）（单位：℃）分布图（a，c为热低压强年；b，d为热低压弱年）[40]Fig.5 Distribution diagram of intensity (a,b) (unit:gpm) and cooling and heating properties (c,d) (unit:℃) of plateau vortex at the primary stage(a,c) thermal low pressure intensity year,(b,d) weak years of thermal low pressure[40]

3.4 高原季风活动对高原涡的影响

在高原季风弱年，高原东侧的强潜热区，利于高原涡在整个过程中的东移，也由于东移的存在，使得高原季风强弱年高原涡之间强度在高原涡发展东移的过程中缩小。高原季风强年的感热大于高原季风弱年。且由于在季风强年高原中西部的感热强，强度较大的高原涡大都初生在高原中西部，高原涡的强度在初生时较强。无论是强年还是弱年，生命史越长的高原涡越趋向于往高原西部靠拢，季风弱年的长生命史高原涡比季风弱年的比例高。季风弱年，冷平流的范围相对较大，所以，季风弱年的长生命史高原涡的比例比季风强年多。

4 高原地-气水热交换对东亚夏季风的影响机理

4.1 高原土壤湿度对东亚季风及中国夏季降水的影响

高原5月不同层次的土壤湿度异常可维持1～2个月，所以高原5月土壤湿度的异常可能会影响夏季6—7月的降水。高原5月中南部土壤湿度与华南地区降水呈正相关，与长江中下游和东北地区降水呈负相关，西部土壤湿度与华南地区降水为负相关，与长江中下游和东北地区降水为正相关。若高原5月中南部表层土壤偏湿、西部偏干，则中南部地表温度偏低、潜热通量和净短波辐射偏高、感热通量和地表净长波辐射通量偏低，使得热力作用减弱，而西部与之相反，热力作用增强，致使西太副高强度偏小，雨带偏北，华南地区被巨大的气旋性环流所控制，降水偏多，而长江中下游和东北地区在单一的夏季风控制下，降水偏少，反之亦然（图6）。

图6 高原关键区土壤湿度高低值年合成的5月地表温度（a，单位：K），感热通量（b，单位：W/m2），潜热通量（c，单位：W/m2），地表净吸收短波辐射（d，单位：W/m2），地表净射出的长波辐射（e，单位：W/m2）和地表热源（f，单位：W/m2）的差值图（打点区域为通过95%的显著性检验）[43]Fig.6 The difference diagram of land surface temperature (a,unit:K),sensible heat flux (b,unit:W/m2),latent heat flux (c,unit:W/m2),surface net absorbed short wave radiation (d,unit:W/m2),surface net emitted long wave radiation (e,unit:W/m2) and surface heat source (f,unit:W/m2) in May synthesized by high and low values of soil moisture in key areas of the plateau(sampling area:95% significance test was passed) [43]

4.2 高原温度与东亚季风之间关系

近些年来高原整体大气温度总体呈上升趋势，高原500 hPa温度变化与东亚季风强度呈现负相关，500 hPa高原大气温度降低时，东亚季风指数增大，季风强度加强。当中国东北部温度有上升趋势或西南部高原地区温度有下降趋势时，新疆北部、东北部、中部及东南部风速增大，而新疆西部小部分地区及西南部风速减小。

4.3 高原大气热源与东亚夏季风和川渝夏季旱涝的关系

夏季高原中部地区大气热源对流加热项是影响川渝地区夏季降水的主要因子之一；当高原中部地区大气热源对流加热项值偏强时，会引起南亚高压偏南偏东、西太平洋副高偏南偏西以及印度热低压的减弱，有利于低纬海洋上暖湿水汽向川渝地区输送，高纬形成两脊一槽型有利于高纬冷空气南下，同低纬暖湿水汽在川渝地区上空辐合上升导致降水偏多；反之降水减少。

4.4 高原大气热源年际和季节内变化对季风边缘区/带异常的影响

亚洲夏季风北部边缘区的降水、面积、北边界变化，除南边界外，都与高原大气热源的年际变化密切相关。季风边缘区夏季降水异常与高原西部的加热作用呈显著的正关系，而与高原东部的加热作用异常则是不显著的负相关；亚洲夏季风北部边缘区面积大小的年际变化与高原中部以及高原北部柴达木盆地的加热作用显著相关，表现为上述地区加热作用强（弱）时期的亚洲夏季风北部边缘区面积偏大（偏小）。

在季风边缘区夏季降水偏多的典型年份2011年，高原西部加热作用关键区的热源变化有显著的准双周振荡特征，该BWO信号与季风边缘区和印度半岛北部的逐日降水分布有显著同位相关系。在关键区大气热源BWO信号的正位相时期，高原季风边缘区和东北季风边缘区受500 hPa低频气旋东部的低频偏南气流控制，黄土高原季风边缘区受低频反气旋底部低频偏东气流控制，低频环流对季风系统的调制和影响造成降水在上述地区集中。而在关键区大气热源BWO信号的负位相时期，上述低频环流场分布及亚洲季风区降水分布特征基本相反（图7）。

图7 2011年夏季高原热力作用关键区Q1准双周振荡正（a）、负（b）位相时期的500 hPa低频风场（矢量箭头，单位：m/s）和低频降水（填色，单位：mm）合成[46]Fig.7 Composition of 500 hPa low-frequency wind field (vector arrow,unit:m/s) and low-frequency precipitation (color filling,unit:mm) during the positive (a) and negative (b) phases of Q1 quasi biweekly oscillation in the key area of the Qinghai-Tibetan Plateau in summer 2011[46]

5 结论与讨论

近年来，高原对区域和全球气候的重要影响是国内外关注的热点，有关高原地-气水热平衡和交换的相互作用及其影响方面的研究越来越多。分析得到全球气候变暖背景下，高原地-气水热相互作用、及其对边界层过程、非绝热加热、高原涡和东亚季风的可能影响及其机理，探讨高原地-气水热交换和高原涡可导致大尺度海陆热力异常，从而对东亚季风产生影响。研究结果进一步加深了对于系统认识青藏高原的天气气候效应及影响，对我国短期气候预测的发展具有重要的现实意义。

目前研究发现高原地-气水热交换和高原涡可导致大尺度海陆热力异常（亚洲-太平洋涛动，APO）从而对东亚夏季风产生影响。但高原水热平衡如何通过影响高原涡的生成和移动，进而引发强降水释放大量非绝热加热以改变海-陆热力差异，导致东亚夏季风爆发时间、季风环流和雨带位置等异常这一间接影响过程及其机理研究仍有待进一步开展。对高原地-气水热平衡如何影响高原热源和高原涡，以及它们如何协同影响东亚季风系统的研究仍有待深入。