青藏高原地—氣水熱交換特征及影響研究綜述

范廣洲 呂世華 華維 朱克云 張永莉 賴欣

（高原大氣與環(huán)境四川省重點實驗室/氣候與環(huán)境變化聯(lián)合實驗室，成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，成都 610225）

0 引言

青藏高原（下稱高原）特殊地形使得該地區(qū)陸面過程，尤其是地-氣水熱平衡過程對東亞季風(fēng)、東亞大氣環(huán)流乃至全球氣候均有顯著影響。1972—1978 年我國開展了高原氣象科研協(xié)作，并于1979年5—8月實施了第一次高原氣象科學(xué)試驗，這之中包括對高原地-氣水熱平衡的觀測研究。通過早期一系列觀測試驗，為研究高原熱力作用奠定了堅實的基礎(chǔ)，并在高原近地層的熱量收支平衡、高原低渦、高原邊界層特征等方面取得了許多重要成果，加深了人們對高原熱力作用的認(rèn)識。

進(jìn)入 20 世紀(jì) 90 年代之后，以多站點、多項目、長時間為主要特色的高原觀測逐漸增多。1994年夏季原中國科學(xué)院蘭州高原大氣物理研究所在高原五道梁地區(qū)進(jìn)行湍流通量的直接觀測研究。1998年5—8月第二次高原大氣科學(xué)試驗，對高原北部地區(qū)和西部地區(qū)的夏季近地層能量收支狀況及其大氣湍流結(jié)構(gòu)的基本特征，邊界層物理過程及水熱平衡等方面進(jìn)行了更準(zhǔn)確細(xì)致的研究，對高原陸面過程有了更深入的了解。

此后，國內(nèi)外又進(jìn)行了數(shù)次大型科學(xué)考察，我國在高原上已建成了包括地表、衛(wèi)星和雷達(dá)多種手段觀測的地-氣水熱平衡觀測系統(tǒng)，為高原地—氣水熱平衡的研究奠定了基礎(chǔ)。一些學(xué)者利用這些高原科考試驗觀測資料對高原部分地區(qū)、部分季節(jié)的地面湍流交換系數(shù)、地表熱通量、地表水分循環(huán)等方面進(jìn)行了深入研究。近年來，高原地—氣水熱相互作用及其影響的研究得到了長足的發(fā)展，越來越受到國內(nèi)外學(xué)者們的關(guān)注。本文基于國家自然科學(xué)基金重點支持項目資助下，首先分析了高原土壤和近地層溫濕變化以及邊界層變化特征，高原地—氣水熱交換的時空變化特征，高原水熱交換中地表能量變化狀況，得到高原地—氣水熱交換對大氣邊界層過程的影響；量化高原地氣水熱交換與高原熱源各分量的緊密程度，得到高原地區(qū)水熱交換分量對高原熱力作用的貢獻(xiàn)；探討高原地氣水熱對高原低渦的影響，揭示高原地氣水熱交換影響高原渦的機理；最后驗證高原水熱交換對東亞夏季風(fēng)的影響，高原地-氣水熱交換和高原渦降水非絕熱加熱影響東亞夏季風(fēng)的機制，對取得的研究成果進(jìn)行總結(jié)，并分析存在的問題，探討未來此領(lǐng)域的發(fā)展趨勢。

1 高原地-氣水熱交換對大氣邊界層過程的影響研究

1.1 高原積雪對土壤不同凍融階段溫濕變化的影響

在土壤凍結(jié)和消融階段的降雪過程中，雪不僅可通過自身的消融來增加淺層土壤濕度，還可通過改變淺層土壤溫度來間接影響淺層土壤濕度；而在土壤完全凍結(jié)階段，降雪對土壤溫度有影響，但對土壤濕度的影響很小。在整個土壤凍融階段，與由土壤凍結(jié)和消融引起的土壤濕度變化相比，降雪引起的土壤濕度變化較?。▓D1）。

圖1 土壤完全凍結(jié)階段降雪量（a）、反照率（b）、地表溫度和氣溫（c）、土壤熱通量（d）、土壤溫度（e）、日最低土壤溫度（f）、土壤日溫差（g）和土壤濕度（h）變化特征[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 土壤濕度對高原大氣邊界層厚度的影響

敏感試驗的設(shè)計如下：根據(jù)1992—2001年控制試驗4月輸出的再啟動文件，做2組對比試驗，第一組試驗為土壤濕度增加試驗，第二組試驗為土壤濕度減少試驗。第一組試驗包含5個試驗，依次將（30°—36°N，80°—100°E）范圍內(nèi)的土壤濕度增加10%，20%，30%，40%，50%。第二組試驗包含5個試驗，依次將該范圍內(nèi)的土壤濕度減少10%，20%，30%，40%，50%。得到當(dāng)高原4月初土壤濕度減少后，各敏感試驗5月厚度差值總體表現(xiàn)為西部邊界層厚度減少，東部邊界層厚度增加。6月繼續(xù)維持這樣的差值場分布。7月與溫度場差值場對應(yīng)，高原東西部各存在一個邊界層厚度正差值中心。8月高原邊界層厚度仍然變現(xiàn)為東部偏高西部偏低（圖2）。

圖2 5月（第一列）、6月（第二列）、7月（第三列）、8月（第四列）高原水熱參數(shù)敏感試驗與參照試驗邊界層厚度差值分布[25]（單位：m）（斜線陰影區(qū)：土壤濕度與邊界層厚度變化正相關(guān)）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 典型冷空氣事件對高原湖泊大氣邊界層的影響

夏季晝夜湖泊分別呈現(xiàn)冷湖和暖湖效應(yīng)，感熱變化趨勢與陸地明顯不同。夏季鄂陵湖區(qū)白天與夜間混合層厚度差異較小，夜間混合層厚度可達(dá)400 m左右。隨著冷空氣到來，湖區(qū)對流邊界層迅速增長，夜間達(dá)到2000 m以上。冷空氣入侵后，水氣溫差迅速增加而地氣溫差急劇減小，湖面感熱的日累積值迅速增大，風(fēng)速增加并且垂直方向的風(fēng)切變增強，垂直方向上位溫梯度減弱，可為湖泊對流邊界層的爆發(fā)式增長提供充足的動力。

1.4 地表感熱和潛熱對高原大氣邊界層厚度的影響

高原地表感熱通量對大氣邊界層的影響有明顯的東西差異，當(dāng)高原西部感熱通量呈上升趨勢，或東部感熱通量下降時，西南部地區(qū)大氣邊界層高度升高，高原東部和北部地區(qū)的大氣邊界層高度會降低。高原東部和西部地區(qū)大氣邊界層高度與地表感熱通量呈正相關(guān)；反之為負(fù)相關(guān)關(guān)系。感熱通量對東部和西部地區(qū)的大氣邊界層高度均為一致性的影響，即表現(xiàn)為地表感熱通量增加（減少）邊界層高度升高（降低）。

2 高原地-氣水熱交換對非絕熱加熱的影響和相對貢獻(xiàn)

2.1 土壤濕度對地表感熱通量和潛熱通量的影響

當(dāng)減小土壤濕度時，高原地面溫度增大，地表感熱通量也顯著增大，地表潛熱通量大幅度減小，且土壤濕度減小越多，地面溫度增大越多，地表感熱通量增大越多，地表潛熱通量也減小越多；當(dāng)增大土壤濕度時，地面溫度減小越多，地表感熱通量也相應(yīng)地減小，地表潛熱通量隨之增大。

青藏高原土壤濕度增大后，土壤熱容量增加，使地表增溫、降溫速度變慢，進(jìn)而通過熱力作用影響對流降水。土壤濕度增大使白天地表溫度降低，地表感熱通量減少，地表加熱大氣減少，使對流層內(nèi)不穩(wěn)定能量減少，不利于垂直氣流的加強，使低層輻合和高層輻散的強度減少，對流強度減弱，進(jìn)而產(chǎn)生負(fù)反饋作用，白天降水量減少；而夜間與白天形成相反的機制，進(jìn)而產(chǎn)生正反饋作用，使夜間的降水量增加。

2.2 高原積雪對地表感熱通量的貢獻(xiàn)

高原積雪深度的變化趨勢與感熱趨勢呈現(xiàn)顯著負(fù)相關(guān)，且在海拔2500 m以上地區(qū)表現(xiàn)尤為顯著。在全球變暖背景下，高原積雪深度由于地表溫度的增加而顯著減小，尤其在較高海拔地區(qū)，使得地表反照率減小，增加地表對太陽短波輻射的吸收，地氣溫差及其所貢獻(xiàn)的感熱增加。因此春季由地氣溫差貢獻(xiàn)的感熱趨勢的變化，可能更主要受全球變暖背景下高海拔地區(qū)積雪深度減小趨勢的影響（圖3）。

圖3 春季高原感熱與日總?cè)照諘r數(shù)（a）、積雪深度（b）、NDVI的變化趨勢（c）及其滑動相關(guān)（d）[33]（圖3a，3b，3c陰影由淺到深分別代表海拔高度為1000～2000 m，2000～3000 m，3000～4000 m，4000～5000 m的測站；圖3d 中柱形圖為各站海拔高度；黑色虛線：95%信度檢驗）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 降水凝結(jié)潛熱對大氣熱源的貢獻(xiàn)

雨季，青海西部、青海東部、四川西部以及云南東北部地區(qū)降水凝結(jié)潛熱占比超過100%以上，而在冷湖、青海茶卡以及青海湖地區(qū)百分比低于-100%。西藏大部地區(qū)占比在60%～80%，安多與尼瑪兩地占比接近100%，其原因主要是降水凝結(jié)潛熱較高導(dǎo)致，而在高原西部，平均占比20%～50%。

在夏季，高原上占比達(dá)到100%以上的區(qū)域減少，主要原因是夏季高原感熱與潛熱同步增加，導(dǎo)致熱源強度較降水凝結(jié)潛熱強度增加速率更快。西藏地區(qū)、云南東北部地區(qū)以及高原西部地區(qū)占比均較雨季有所上升，尤其是高原西部地區(qū)占比明顯增加，感熱同潛熱同等重要，這與 Chen等研究結(jié)果相一致（圖4）。

圖4 高原降水凝結(jié)潛熱占熱源百分比空間分布圖（單位：%）[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-氣水熱交換對高原低渦的影響機理

3.1 土壤溫度對高原渦頻數(shù)和強度的影響

高原低渦生成關(guān)鍵區(qū)的溫度低于其南北兩側(cè)的溫度。高原低渦頻數(shù)與地表溫度存在顯著正相關(guān)。高原低渦冬半年頻數(shù)與高原低渦生成關(guān)鍵區(qū)冬半年的溫度呈顯著正相關(guān)。高原渦初生時期和發(fā)展時期，升高或降低地表溫度對高原渦強度無影響。但在高原渦成熟后期，地表溫度越高，高原渦維持時間越長，消亡速度越慢，同時，地表溫度越高，高原渦強度越大。

3.2 地表感熱和潛熱對高原渦頻數(shù)和發(fā)展的影響

高原邊緣地區(qū)北部的柴達(dá)木盆地地區(qū)、昆侖山地區(qū)和阿里地區(qū)西部，全部高原低渦頻數(shù)與同期地面感熱存在著明顯的正相關(guān)；而高原主體及南部高原相關(guān)不顯著。感熱通量與東移型低渦在高原邊緣地區(qū)北部的柴達(dá)木盆地地區(qū)、昆侖山地區(qū)和阿里地區(qū)西部呈顯著正相關(guān)，相關(guān)性向南減小。除3月和9月外，夏半年高原為熱源狀態(tài)時，高原低渦頻數(shù)多，冬半年高原為熱匯狀態(tài)時高原低渦頻數(shù)少。高原低渦頻數(shù)和高原熱源之間是顯著正相關(guān)，幾個大值中心出現(xiàn)在西藏的那曲和雙湖地區(qū)（圖略）。潛熱對高原渦發(fā)展的數(shù)值試驗設(shè)計見表1。積分6 h后，控制試驗所模擬的高原渦東移進(jìn)一步發(fā)展，低渦的氣旋性風(fēng)場強度變強。此時關(guān)閉模式中的潛熱后，低渦在東移過程中呈減弱趨勢；積分12 h后，控制試驗?zāi)M的高原渦仍繼續(xù)東移，氣旋性風(fēng)場增強，敏感性試驗?zāi)M的高原渦氣旋性流場已經(jīng)減弱消失，可見潛熱對高原渦的東移發(fā)展有顯著影響。

表1 敏感性試驗?zāi)Ｊ絽^(qū)域與物理過程參數(shù)化方案的選擇[39]Table 1 Model area of sensitivity test and selection of parameterization scheme of physical process[39]

3.3 高原熱低壓對高原渦頻數(shù)和強度的影響

高原低壓指數(shù)越低（高），熱低壓越強（弱）。高原渦個數(shù)與熱低壓指數(shù)呈顯著負(fù)相關(guān)，通過90%的信度檢驗。說明熱低壓越強（弱），高原渦生成頻數(shù)越多（少）。在熱低壓強年，高原渦初生時期的強度明顯強于弱年。熱低壓強年，具有較強暖心的暖性渦數(shù)量明顯多于弱年。暖心溫度偏高的暖性渦，其源地分布與強度偏強的高原渦源地相對應(yīng)，均處在高原西部熱低壓中心范圍內(nèi)（圖5）。

圖5 高原渦初生時期強度（a，b）（單位：gpm）、冷暖性質(zhì)（c，d）（單位：℃）分布圖（a，c為熱低壓強年；b，d為熱低壓弱年）[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 高原季風(fēng)活動對高原渦的影響

在高原季風(fēng)弱年，高原東側(cè)的強潛熱區(qū)，利于高原渦在整個過程中的東移，也由于東移的存在，使得高原季風(fēng)強弱年高原渦之間強度在高原渦發(fā)展東移的過程中縮小。高原季風(fēng)強年的感熱大于高原季風(fēng)弱年。且由于在季風(fēng)強年高原中西部的感熱強，強度較大的高原渦大都初生在高原中西部，高原渦的強度在初生時較強。無論是強年還是弱年，生命史越長的高原渦越趨向于往高原西部靠攏，季風(fēng)弱年的長生命史高原渦比季風(fēng)弱年的比例高。季風(fēng)弱年，冷平流的范圍相對較大，所以，季風(fēng)弱年的長生命史高原渦的比例比季風(fēng)強年多。

4 高原地-氣水熱交換對東亞夏季風(fēng)的影響機理

4.1 高原土壤濕度對東亞季風(fēng)及中國夏季降水的影響

高原5月不同層次的土壤濕度異?？删S持1～2個月，所以高原5月土壤濕度的異常可能會影響夏季6—7月的降水。高原5月中南部土壤濕度與華南地區(qū)降水呈正相關(guān)，與長江中下游和東北地區(qū)降水呈負(fù)相關(guān)，西部土壤濕度與華南地區(qū)降水為負(fù)相關(guān)，與長江中下游和東北地區(qū)降水為正相關(guān)。若高原5月中南部表層土壤偏濕、西部偏干，則中南部地表溫度偏低、潛熱通量和凈短波輻射偏高、感熱通量和地表凈長波輻射通量偏低，使得熱力作用減弱，而西部與之相反，熱力作用增強，致使西太副高強度偏小，雨帶偏北，華南地區(qū)被巨大的氣旋性環(huán)流所控制，降水偏多，而長江中下游和東北地區(qū)在單一的夏季風(fēng)控制下，降水偏少，反之亦然（圖6）。

圖6 高原關(guān)鍵區(qū)土壤濕度高低值年合成的5月地表溫度（a，單位：K），感熱通量（b，單位：W/m2），潛熱通量（c，單位：W/m2），地表凈吸收短波輻射（d，單位：W/m2），地表凈射出的長波輻射（e，單位：W/m2）和地表熱源（f，單位：W/m2）的差值圖（打點區(qū)域為通過95%的顯著性檢驗）[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 高原溫度與東亞季風(fēng)之間關(guān)系

近些年來高原整體大氣溫度總體呈上升趨勢，高原500 hPa溫度變化與東亞季風(fēng)強度呈現(xiàn)負(fù)相關(guān)，500 hPa高原大氣溫度降低時，東亞季風(fēng)指數(shù)增大，季風(fēng)強度加強。當(dāng)中國東北部溫度有上升趨勢或西南部高原地區(qū)溫度有下降趨勢時，新疆北部、東北部、中部及東南部風(fēng)速增大，而新疆西部小部分地區(qū)及西南部風(fēng)速減小。

4.3 高原大氣熱源與東亞夏季風(fēng)和川渝夏季旱澇的關(guān)系

夏季高原中部地區(qū)大氣熱源對流加熱項是影響川渝地區(qū)夏季降水的主要因子之一；當(dāng)高原中部地區(qū)大氣熱源對流加熱項值偏強時，會引起南亞高壓偏南偏東、西太平洋副高偏南偏西以及印度熱低壓的減弱，有利于低緯海洋上暖濕水汽向川渝地區(qū)輸送，高緯形成兩脊一槽型有利于高緯冷空氣南下，同低緯暖濕水汽在川渝地區(qū)上空輻合上升導(dǎo)致降水偏多；反之降水減少。

4.4 高原大氣熱源年際和季節(jié)內(nèi)變化對季風(fēng)邊緣區(qū)/帶異常的影響

亞洲夏季風(fēng)北部邊緣區(qū)的降水、面積、北邊界變化，除南邊界外，都與高原大氣熱源的年際變化密切相關(guān)。季風(fēng)邊緣區(qū)夏季降水異常與高原西部的加熱作用呈顯著的正關(guān)系，而與高原東部的加熱作用異常則是不顯著的負(fù)相關(guān)；亞洲夏季風(fēng)北部邊緣區(qū)面積大小的年際變化與高原中部以及高原北部柴達(dá)木盆地的加熱作用顯著相關(guān)，表現(xiàn)為上述地區(qū)加熱作用強（弱）時期的亞洲夏季風(fēng)北部邊緣區(qū)面積偏大（偏?。?。

在季風(fēng)邊緣區(qū)夏季降水偏多的典型年份2011年，高原西部加熱作用關(guān)鍵區(qū)的熱源變化有顯著的準(zhǔn)雙周振蕩特征，該BWO信號與季風(fēng)邊緣區(qū)和印度半島北部的逐日降水分布有顯著同位相關(guān)系。在關(guān)鍵區(qū)大氣熱源BWO信號的正位相時期，高原季風(fēng)邊緣區(qū)和東北季風(fēng)邊緣區(qū)受500 hPa低頻氣旋東部的低頻偏南氣流控制，黃土高原季風(fēng)邊緣區(qū)受低頻反氣旋底部低頻偏東氣流控制，低頻環(huán)流對季風(fēng)系統(tǒng)的調(diào)制和影響造成降水在上述地區(qū)集中。而在關(guān)鍵區(qū)大氣熱源BWO信號的負(fù)位相時期，上述低頻環(huán)流場分布及亞洲季風(fēng)區(qū)降水分布特征基本相反（圖7）。

圖7 2011年夏季高原熱力作用關(guān)鍵區(qū)Q1準(zhǔn)雙周振蕩正（a）、負(fù)（b）位相時期的500 hPa低頻風(fēng)場（矢量箭頭，單位：m/s）和低頻降水（填色，單位：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 結(jié)論與討論

近年來，高原對區(qū)域和全球氣候的重要影響是國內(nèi)外關(guān)注的熱點，有關(guān)高原地-氣水熱平衡和交換的相互作用及其影響方面的研究越來越多。分析得到全球氣候變暖背景下，高原地-氣水熱相互作用、及其對邊界層過程、非絕熱加熱、高原渦和東亞季風(fēng)的可能影響及其機理，探討高原地-氣水熱交換和高原渦可導(dǎo)致大尺度海陸熱力異常，從而對東亞季風(fēng)產(chǎn)生影響。研究結(jié)果進(jìn)一步加深了對于系統(tǒng)認(rèn)識青藏高原的天氣氣候效應(yīng)及影響，對我國短期氣候預(yù)測的發(fā)展具有重要的現(xiàn)實意義。

目前研究發(fā)現(xiàn)高原地-氣水熱交換和高原渦可導(dǎo)致大尺度海陸熱力異常（亞洲-太平洋濤動，APO）從而對東亞夏季風(fēng)產(chǎn)生影響。但高原水熱平衡如何通過影響高原渦的生成和移動，進(jìn)而引發(fā)強降水釋放大量非絕熱加熱以改變海-陸熱力差異，導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)爆發(fā)時間、季風(fēng)環(huán)流和雨帶位置等異常這一間接影響過程及其機理研究仍有待進(jìn)一步開展。對高原地-氣水熱平衡如何影響高原熱源和高原渦，以及它們?nèi)绾螀f(xié)同影響東亞季風(fēng)系統(tǒng)的研究仍有待深入。