张春燕 王东海 ,2 庞紫豪 姜晓玲 马千惠

1 中山大学大气科学学院/广东省气候变化与自然灾害研究重点实验室/热带大气海洋系统科学教育部重点实验室/南方海洋科学与工程广东省实验室（珠海）, 珠海 519082

2 澳门科技大学澳门海岸带生态环境国家野外科学观测研究站/澳门环境研究院, 澳门 999078

3 国家气象信息中心, 北京 100081

4 中国气象科学研究院, 北京 100081

1 引言

青藏高原大地形的动力、热力效应及高原的天气系统对东亚地区乃至全球的大气环流和天气气候都有着重要影响（叶笃正和顾震潮, 1955; 叶笃正和高由禧, 1979; Tao and Ding, 1981; 王同美等, 2009;傅慎明等, 2011），例如，长江流域出现的暴雨过程与青藏高原中尺度对流系统东移发展有关（张顺利等, 2001; 戴晓燕, 2005），四川盆地、黄淮流域的暴雨灾害与高原涡东移有关（郁淑华, 2008; 赵玉春和王叶红, 2010）。Chen et al.（2012）指出青藏高原上空的辐合水汽能够向下游输送，从而影响中国及东亚其他地区的灾害性天气过程。徐祥德等（2014）表明，青藏高原的热源变化可以影响中国东部的季风变化，进而影响中国雨带的时空演变。青藏高原在冬季为冷源，在夏季为热源，但高原腹地广阔，同一季节不同区域的冷/热源表现不一致，不同区域的热源与降水的关系也具有较大差异（叶笃正等, 1957; 季国良等, 1986; 赵平和陈隆勋, 2001;敖婷和李跃清, 2015）。因此，青藏高原作为能够影响周边区域天气和气候变化的一个重要因子，研究其本身的水汽、热力和动力效应及其变化特征，对认识青藏高原能量和水分循环过程十分重要，也有助于进一步提高对高原大地形的天气和气候效应的认知。

徐祥德等（2002, 2019）研究表明，青藏高原的云—降水过程在水汽和热量输送过程中起着重要的作用。青藏高原降水主要是对流云降水，集中在夏季，此时高原大部分地区的总云量超过60%，而在高原中部甚至可以达到90%（江吉喜等, 1996;江吉喜和范梅珠, 2002; 徐祥德等, 2019）。此外，青藏高原的强对流云占总云量的4%～21%，其中高原中部地区积雨云发生概率是其他非青藏高原地区的5 倍（徐祥德等, 2002）。因此，本文选择青藏高原中东部——那曲及附近作为试验区以研究高原云—降水及其大气垂直结构特征，同时那曲试验区较多的观测站点也为本文研究提供了较丰富的观测数据（赵平等, 2018）。

近年来，青藏高原大气科学试验（TIPEX）极大地丰富了青藏高原观测资料，为研究高原地区的云—降水过程和大气结构特征提供了良好的数据基础（Zhao et al., 2018; 赵平等, 2018）。然而，由于不同观测来源数据的可信度不同，实际观测中也会存在各种各样的误差，因此得到的观测数据具有不确定性，由其直接计算的大尺度动力、热力诊断量也不能代表大气的真实情况（姜晓玲, 2016）。因此，如何处理和分析常规观测与外场加密试验的多源数据，提供可靠的满足大气能量和水汽收支平衡的融合分析数据集已成为大型外场试验和资料研究分析的关键问题。

基于以上考虑，本文根据Zhang and Lin（1997）提出的一种约束变分客观分析方法（Constrained Variational Analysis，以下简称CVA），以那曲为中心、半径200 km 的区域作为青藏高原试验区，建立物理协调大气变分客观分析模型（以下简称“模型”）。模型通过大气上下边界的降水、通量观测等来调整约束试验区探空站点的观测数据，从而满足气柱质量、动量守恒以及水汽、热力的收支平衡（Zhang and Lin, 1997），最终建立一套基于观测的大气分析数据集，尽可能逼近真实的青藏高原大气热、动力情况。建立该模型所使用的CVA方法介绍、资料的输入输出、那曲试验区域站点分布情况、数据产品信息等已在“物理协调大气变分客观分析模型及其在青藏高原的应用I：方法与评估”一文进行了详细的介绍（王东海等, 2022），本文将不再赘述。

实际上，构建模型的CVA 方法已成功应用在多个ARM（Atmospheric Radiation Measurement）外场观测试验中，如美国南部大平原试验区（Zhang et al., 2001, 2016）和热带西太平洋—达尔文试验区（Xie et al., 2010）等。由于CVA 方法对于处理多源观测资料具有独特的优势（Zhang et al.,2001; Waliser et al., 2002; Xie et al., 2003），能从观测的角度反映某个地区的大尺度结构特征，因此被用来研究不同地区的对流—云—降水的大气环境特征和热量、水汽收支状况。例如，Schumacher et al.（2007）利 用CVA 方 法 处 理TRMM 试 验（Tropical Rainfall Measuring Mission）的观测数据来对比热带海洋、海岛和陆地三种不同下垫面的大气加热结构；Xie et al.（2014）利用该方法分析了MC3E 试 验（ Midlatitude Continental Convective Clouds Experiment）的观测数据来研究中纬度对流系统与环境之间的相互作用；Tang et al.（2016）同样用该方法处理GoAmazon2014/5 试验（Green Ocean Amazon experiment）的观测数据，对比了热带亚马逊地区雨季和干季大气的热量和水汽的时间变化特征；庞紫豪等（2019）和Zhang et al.（2021）则使用该方法分析了第三次青藏高原大气科学试验的观测数据，以此探索高原降水过程、尤其是对流降水过程的动力和热力结构演变。

本文中，模型不仅生成常规的大气基本状态量（如风、温、湿），还可以产生垂直速度、温度平流、水汽平流、视热源Q1和视水汽汇Q2等重要的大尺度大气动力、热力诊断量。本文作为介绍该模型的第二部分，侧重阐述模型在云—降水及其大气结构特征研究、热量—水汽收支分析等方面的应用潜力。运用该模型，初步生成一套5年（2013～2017年）的青藏高原那曲试验区热力—动力相协调的大气分析数据集，并利用该数据集探讨那曲地区全年的大气环境状态、云—降水演变与大气动力、热力和水汽的垂直结构。

2 长时间序列数据集

王东海等（2022）已初步验证了该模型的性能及其在青藏高原那曲试验区的适用性，因此本文将利用模型来构建试验区更长时间序列的数据集。在王东海等（2022）中，模型所输入的资料为第三次青藏高原大气科学试验（TIPEX-III）初期（2014年8月）的数据，其中地面气象自动站和探空站观测资料都比较稳定，不仅在TIPEX-III 期间有进行观测，在其他时候也有观测，只有边界层综合观测不够稳定和持续，不具备长期性。因此，为了查看模型在一般时期（缺乏边界层观测提供的地面热通量资料）是否也有较好的合理性，从而为建立更长时间的大气分析数据集作准备，本文开展了针对模型输入的地表感热、潜热资料的敏感性试验，试验期同样是2014年8月。

杨凯（2020）指出，目前利用再分析资料研究青藏高原地表感热和潜热的不确定性较大，但来自于欧洲中期天气预报中心的ERA-Interim 再分析资料的偏差较小，且在高原东部的偏差小于西部，潜热的偏差小于感热。因此为替代缺乏的地表感热/潜热通量观测，本文模型输入的是ERA-Interim 再分析提供的产品。图1 是那曲站2014年8月边界层综合观测和ERA-Interim 再分析资料提供的地表感热通量和潜热通量。由于边界层综合观测的时间分辨率为0.5 h，而ERA-Interim 再分析资料为逐6 h，因此本文挑选出与再分析时间对应的地表热通量观测数据，以便更好地对比。分析发现，边界层观测和再分析资料提供的地表感热/潜热通量随时间的变化比较相似，并在每日中午出现极值，但观测结果一般强于ERA-Interim 再分析结果，其中潜热通量的强度差异更大一些。边界层观测的地表热通量在夜间一般维持在0 W m−2左右，但有时候也会出现明显负值，而再分析的地表热通量在夜间一般为0 W m−2。2014年8月降水频繁，边界层观测结果偶尔出现较大负值，可能是因为雨滴附着在观测探头上，从而降低了水汽信号、温度信号的准确性，导致通量结果不稳定。但总的来说，除强度上存在差异外，边界层观测和ERA-Interim 再分析两种资料的通量变化基本一致。

图1 2014年8月那曲站地表（a）感热通量和（b）潜热通量的时间变化。实线为那曲站边界层综合观测结果，虚线为ERA-Interim 再分析资料结果Fig. 1 Time series of surface (a) sensible heat flux and (b) latent heat flux at Naqu station in August 2014. The solid lines denote results from the boundary-layer at Naqu station, the dashed lines denote results from the ERA-Interim reanalysis data

庞紫豪（2018）对比了边界层观测和ERAInterim 再分析的感热和潜热通量输入模型后得到的两组大气分析场，这两组试验中除通量资料外，其他输入资料保持一致。对比两组数据集发现，模型更换为ERA-Interim 再分析资料的感热/潜热通量后，对最终生成的大气基本状态场的影响很小，大尺度衍生变量场的垂直结构及其随时间的变化没有明显差别。更换为ERA-Interim 再分析的地表通量资料后，庞紫豪（2018）还对模型变分分析前和分析后的大气状态场作差，发现风场、温度场和水汽场的调整量相对于那曲地区大气分析场来说，量值很小，最大调整比例不到1%。实际上，王东海等（2022）也检验了变换地表通量资料后模型的表现，结果表明地表通量资料由观测结果变为再分析结果输入模型后，对大尺度衍生场有一定的影响，但这种影响较小。

因此，本文经敏感性试验检验不同地表热通量资料来源对模型的影响后，以逐6 h 的ERAInterim 再分析资料作为背景场，以ERA-Interim 再分析提供的逐6 h 的感热/潜热通量数据输入到模型中，其他数据源不变[数据源详细信息见王东海等（2022）]，生成5年（2013～2017年）的长时间序列热—动力协调大气分析数据集，时间分辨率为逐6 h（每日北京时02时、08时、14时和20时）。结合大气分析数据集、卫星观测和再分析资料等，研究青藏高原中部那曲试验区的大气基本环境、云—降水和大气垂直结构的年变化特征。

3 基本大气特征

利用模型生成的2013～2017年数据集，分析那曲试验区全年的大气基本环境特征。需要说明的是，由于模型目前只在每日北京时02、08、14 和20时产生数据，因此本文在分析那曲试验区地面环境场的日变化特征时，得出的相关结论只能代表这些时次的分析结果，但不意味着环境变量的极值就是在这四个时次中出现，如果要更详细地分析具体的日变化特征，还需要在未来模型加密时间分辨率。图2 是试验区5年平均的风速、气温和相对湿度的变化情况。图2a 表明，试验区上空的风速在冬季11月至次年2月最大，风速大值区（＞50 m s−1）位于150～250 hPa；夏季7～8月试验区对流层整层风速最小，基本在16 m s 以下，350 hPa 以下风速基本在10 m s−1以下。从全年来看，风速随季节变化最明显的层次位于350 hPa 以上，350 hPa 以下风速随季节变化的幅度相对较小。从风速随高度的变化来看，除了夏季7～8月试验区上空整层风速较小外，其他季节，从地面到200 hPa 的风速随高度显著增大，而从200 hPa 到100 hPa 的风速随高度逐渐减小。图2b 表明，试验区最大地面风速出现在2月，11月次之，并且在2月初和11月初都出现地面风速迅速增大的情形。最小风速出现在8月，一般在3 m s−1以下。从四个时次的日变化来看，每日最大风速一般出现在午后14时，并在2月初达到最大，接近7.0 m s−1；晚上20时的地面风速也比较大，最大风速同样出现在2月，约为5.6 m s−1；凌晨02时和早上08时的地面风速全年变化较为平缓，一般在1.0～3.0 m s−1之间波动，其中又以08时的地面风速最小。

图2 2013～2017年青藏高原那曲试验区物理协调大气变分客观分析模型输出的平均的（a、b）风速（单位：m s−1）、（c、d）气温（单位：°C）、（e、f）相对湿度：（a、c、e）高空场；（b）10 m 风速；（d）2 m 气温；（f）2 m 相对湿度。紫色线、绿色线、红色线和蓝色线分别为02、08、14 和20时（北京时，下同）的结果，黑线为日平均的结果Fig. 2 (a, b) Wind speed (units: m s−1), (c, d) temperature (units: °C), and (e, f) relative humidity derived from the physically consistent atmospheric variational objective analysis model averaged in the Tibetan Plateau-Naqu analysis region during 2013–2017: (a, c, e) Upper-level fields; (b) 10-m wind speed, (d) 2-m temperature; (f) 2-m relative humidity. The purple, green, red, and blue lines denote the results at 0200 BJT (Beijing time), 0800 BJT, 1400 BJT, and 2000 BJT, respectively, the black lines correspond to the result of the daily average

那曲试验区上空的气温变化以175 hPa 为分界线，该高度上、下呈现相反的年变化特征（图2c）。175 hPa 以下，气温年变化为先增后减，夏秋高，冬春低；175 hPa 以上，气温年变化为先减后增，夏秋低，冬春高，低温中心（＜−70°C）出现在5月中至10月中的125 hPa 以上的对流层顶部。盛夏7～8月，试验区对流层低层至中上层的气温相比其他时期的气温更高，而在对流层顶附近的气温则相比其他时期的气温更低，该时期气温的垂直变化非常明显。这种现象与张人禾和周顺武（2008）、朱 丽 华 等（ 2015） 的 发 现 一 致。 Zhou and Zhang（2005）与张人禾和周顺武（2008）曾指出高原上空臭氧总量的减少可能是导致高原对流层高层至平流层低层降温、对流层中低层增温的重要原因之一。对地面气温而言，最高温出现在7～8月上旬（图2d），每日温度一般在5°C～15°C，最低温出现在1月，每日温度一般在−18°C～−5°C。午后14时的地面温度最高，最大值出现在7月（12°C～15°C），20时的地面温度和14时的相差不大。早上08时的地面温度最低，夏季7～8月为5°C 左右，1月为−18°C～−15°C；凌晨02时的地面温度略高于08时。高原试验区的昼夜温差一般在9°C～12°C 之间。

Fu et al.（2006）指出，青藏高原夏季主要受南亚季风的影响，在其影响下高原地区在平流层以下的水汽含量升高。图2e 表明，那曲试验区夏季7～8月的整层大气相对湿度最高，湿度中心（＞90%）位于350～550 hPa 之间。从分析结果来看，那曲试验区6～10月的高湿区（＞90%）都处于350～550 hPa，11月至次年5月高湿区则升高至300～400 hPa，其中春季3～4月份大于80%的相对湿度区域甚至可以从400 hPa 延伸到200 hPa，冬季11～12月整层大气的相对湿度最低，除了在300～400 hPa 相对湿度可达到50%～65%外，其余高度层基本在40%以下。与地面温度的变化相似，地面相对湿度（图2f）夏季高，冬季低，其中最高相对湿度出现在6月至7月初和9月中上旬，此时地面相对湿度一般在45%～85%之间，最低相对湿度出现在2月和11月中旬至12月，一般在15%～50%之间。从日变化来看，不同于地面风速和温度在14时最大、08时最小，地面相对湿度是在08时最高、14时最低。

4 云—降水与热量、水汽收支特征

图3 展示了那曲试验区2013～2017年平均的不同高度的云量变化，其中图3a 是卫星观测系统CERES（Clouds and the Earth’s Radiant Energy System）（Wielicki et al., 1996）提供的时间分辨率为逐小时、空间分辨率为1°×1°的试验区域平均的结果。需要说明的是，CERES 将云分为低云（位于700 hPa 之下）、中低云（位于500～700 hPa）、中高云（位于300～500 hPa）和高云（位于300 hPa之上）四种，但由于那曲试验区海拔高，地面气压一般小于700 hPa，CERES 的低云分析不适合该地区。因此本文将CERES观测的中低云、中高云分别定义为试验区的低云（500～700 hPa）和中云（300～500 hPa），高云（＜300 hPa）不变。可以发现，试验区全年总云量一般在40%以上，其中夏季6～8月总云量最多，维持在60%～90%，冬季11月中旬至12月总云量最少，为35%～55%。那曲地区的低云很少，全年云量基本少于15%，6～7月低云量低至5%。中云全年变化相对平缓，云量基本在25%～50%之间，且在夏季6～8月，与低云相似，中云量出现减少的特征，这可能是和试验区夏季增强的上升对流将中、低层的水汽和凝结的云水向上抬升有关；其后在9月，中云量增加，然后在11～12月减少到全年最低（30%左右）。高云随季节和月份的变化最为明显，2～4月，高云量逐渐增加，云量在10%～30%，5月有所下降，6月高云量急剧增加，由10%左右增至40%左右；7～8月，高云量最多，为25%～60%，此时高云量经常超过中云量，成为三种云中最多的一种；秋初9月，高云量明显减少，由40%左右减至10%左右；10月至次年1月，高云量最低，一般在10%以下。总的来看，夏季，低云和中云减少，而高云却显著增多，这也是导致高原试验区总云量在夏季增加的重要原因。伯玥等（2016）也曾指出，青藏高原的云量具有明显的季节差异，春夏两季的总云量和高云量均高于秋季和冬季。

图3 2013～2017年青藏高原那曲试验区（a）CERES观测和（b）ERA5 再分析资料平均的总云量（黑线）、低云量（紫线）、中云量（蓝线）和高云量（红线），（c）ERA5 再分析资料云量的高度—时间剖面Fig. 3 Total cloud fraction (black line), low cloud fraction (purple line), mid cloud fraction (blue line), and high cloud fraction (red line) obtained from (a) CERES (Clouds and the Earth’s Radiant Energy System) and (b) ERA5-reanalysis data averaged in the Tibetan Plateau-Naqu analysis region during 2013–2017. (c) Time–pressure cross section of cloud fraction obtained from ERA5-reanalysis data averaged in the Tibetan Plateau-Naqu analysis region during 2013–2017

为更进一步查看那曲试验区云的垂直分布，引入了欧洲中期天气预报中心提供的时间分辨率为逐小时、空间分辨率为0.25°×0.25°的ERA5 再分析资料（图3b）。不同于本文将CERES 云观测调整为适合于试验区的低云（500～700 hPa）、中云（300～500 hPa）和高云（＜300 hPa），ERA5 资料将云分为低云（＞500 hPa）、中云（250～500 hPa）和高云（＜250 hPa），在高度划分上略有区别。对比发现，ERA5 资料的中云、高云和总云量除了在大小量级上和CERES 的观测结果存在一定偏差外，其变化趋势和CERES观测的云量变化基本相符。CERES 和ERA5 之间的偏差一方面可能是由于CERES 卫星观测系统粗糙的分辨率导致的，另一方面也可能是因为产生ERA5 再分析资料的模式的不确定性。但总体而言，ERA5 的中、高层云量分析，特别是在判断云量多寡和随时间演变趋势上具有较高的可靠性，因此可利用ERA5 的较高层云量资料来定性分析那曲试验区中、高云（500 hPa以上）的垂直分布（图3c）。结果表明，10月至次年5月，试验区上空的云量主要集中在300～400 hPa，其中11～12月的云量是全年最少的，春季3～4月，云的范围从400 hPa 延伸至200 hPa。云的这些垂直分布变化与相对湿度（图2e）十分相似，表明空气湿度大的区域，更易凝结成云水，且青藏高原的地形抬升作用对云的形成也有较大影响（Luo et al., 2011）。6～9月，试验区中层的云量明显减小。实际上，对于过渡期的6月和9月，试验区整层云量都有显著减少，而盛夏7～8月，250 hPa 以上的高云大幅增多，这与试验区同时段的高空水汽含量增加有关，且夏季增强的对流运动也能够将水汽和云水往高层输送。

从模型5年数据平均的结果（图4a）来看，那曲试验区自5月开始，降水逐渐增多，10月降水基本结束，全年降水集中在6～9月，其中又以6～7月上旬降水最多。地表蒸发与地面降水的变化较为一致，但地表蒸发开始增强的时间出现在4月，比地面降水提前一个月。3～4月为青藏高原的冻融期（Barnett et al., 1989; 王澄海和尚大成,2007; 满子豪等, 2020），冻融过程使得土壤湿度增加，地表反照率减小，接收太阳辐射增多，土壤温度和地表气温升高，地表蒸散发也随之增强（王澄海等, 2008; 王澄海和崔洋, 2011; 李时越等, 2018），从而为后期高原夏季降水的发生提供了充足的水汽条件（尚大成和王澄海, 2006; Bao et al., 2017）。同时春季冻融过程通过改变土壤的湿度，能够影响高原地表的非绝热加热，此时增强的地表蒸发能够将水汽和热量传输给大气，进而导致地表的潜热、感热通量都显著增大（Barnett et al., 1989; Wang et al., 2003; Yang et al., 2014; 李文静等, 2021）。图4b表明，那曲试验区地表感热通量在春季3～4月最强，4月之后逐渐减弱，而地表潜热通量在4月显著 增 强，在 夏 季7月 达 到 最 强。Duan and Wu（2010）同样利用站点观测分析了高原中东部地区的地表热通量，发现高原在春季以感热为主，在夏季以潜热为主。张璐等（2020）则发现那曲及其周边地区的地表感热通量在春季迅速增长，并比高原东部其他区域都要大，但在夏季显著下降。赵平和陈隆勋（2001）分析了1961～1990年的青藏高原不同区域的地表热通量，发现地表感热在4～6月很强，且在5月达到峰值，而潜热在7月达到峰值。但严晓强等（2019）研究了2002～2015年那曲地表热通量，发现地表感热通量在近14年中呈上升趋势，并在4月达到峰值。Sun et al.（2021）则发现青藏高原南半部3～4月地表感热通量最强，7～8月地表潜热通量最强，这是因为3～4月，青藏高原积雪开始融化，太阳辐射增强但土壤仍比较干燥，地表感热显著增强，而随着完全冻融，高原土壤湿度增大，7～8月时土壤最湿润，向大气输送的热量减少而输送的水汽增多，因此地表感热通量大幅减弱而地表潜热通量大幅增强。

图4 2013～2017年青藏高原那曲试验区物理协调大气变分客观分析模型输出的平均的（a）地面降水率（实线）和蒸发率（点线），（b）地表感热通量（实线）和潜热通量（点线），（c）整层大气总潜热加热（点线）、净辐射加热（虚线）、总热量平流（细实线）和局地热量收支变化（粗实线），（d）整层大气总水汽平流（实线）和局地水汽收支变化（点线）Fig. 4 Heat and moisture budgets derived from the physically consistent atmospheric variational objective analysis model averaged in the Tibetan Plateau-Naqu analysis region during 2013–2017: (a) Surface rain rate (solid line) and evaporation rate (dotted line); (b) surface sensible (solid line) and latent (dotted line) heat fluxes; (c) column-integrated latent heating (dotted line), net radiative heating (dashed line), total heat advection (thin solid line), and local heat storage (thick solid line); (d) column-integrated total moisture advection (solid line) and local moisture storage (dotted line)

图4c 表明，那曲试验区夏季整层大气的净凝结降水潜热最强，大气净辐射全年表现为冷却效应，只在夏季有所减弱，大气柱总的热量平流在冬春表现为暖平流，在夏秋表现为冷平流。由于青藏高原在夏季是一个强热源（叶笃正等, 1957; 季国良等,1986; 赵平和陈隆勋, 2001），高原上空的温度比四周自由大气的高，因此为保持大气场温度的稳定，平衡高原上空获得的热量，四周的相对冷空气入流（叶笃正等, 1957），这也使得夏季高原的总热量平流表现为冷平流，冬季则相反。夏季的水汽凝结潜热与冷平流几乎相互抵消，使得试验区夏季整层大气的局地热量收支最弱。图4d 则指出，那曲试验区的局地水汽收支较弱，只在夏秋有较强的水汽收支变化，但整层大气总的水汽平流较强，冬春季为干平流，夏秋季为湿平流，这为试验区夏秋降水提供了较多的水汽供应。

5 大气的垂直结构及其与云—降水的联系

5.1 动力结构与季节变化

叶笃正等（1957）等发现，青藏高原在夏季基本是上升运动，冬季情况比较复杂，高原不同地区的垂直运动可能都不一样。Luo and Yanai（1983,1984）研究表明，青藏高原海拔越高的区域，地形抬升作用就越明显，上升运动也就越强，在夏季，高原那曲及附近存在很强的上升运动，上升气流从600 hPa 延伸至100 hPa 附近。钟珊珊（2011）则指出海拔3 km 以上的高原地区以干对流为主。由于高原的地面感热相比周边地区更为强烈，巨大的地—气温差导致高原近地面大气受热上升，这是造成低层干对流的重要原因（Luo and Yanai, 1984;Yanai and Li, 1994）。在以往研究青藏高原的垂直运动时，不少研究使用的数据大多是高原某次观测试验的数据，这些观测试验一般在夏季进行，因此其研究主要集中于青藏高原夏季的结构特征。本文通过利用模型产生的5年（2013～2017年）大气分析数据集，探讨那曲试验区一年中不同季节的垂直速度场，以期在前人的研究基础上，发现更多关于高原大气垂直运动的变化特征。

图5a 表明，在干季（10月中旬至次年4月），400 hPa 以下，那曲试验区存在比较明显的上升运动，这有可能是与地形动力抬升和地面感热导致的干对流有关（Luo and Yanai, 1983, 1984; Yanai and Li, 1994）；400 hPa 以上，则以下沉运动为主。强烈的下沉运动抑制了干季高云的形成，而300～400 hPa 高度层作为那曲试验区上升运动和下沉运动的交界处，则成为了中云的集中区（如图3c）。雨季（5～10月中旬）的上升运动则有可能是地形抬升、干对流、湿对流共同作用的结果，随着试验区水汽的增多，试验区上空的湿对流增强，6～8月，整层大气以上升运动为主导，促进了水汽的向上输送，对整层大气起到增湿作用（如图2e），促进了高云的形成（图3c）和凝结降水（图4a）。图5b 的平均垂直廓线进一步表明，夏季那曲试验区整层以上升运动为主，而春、秋、冬三季以400 hPa附近高度层作为分界线，表现为上升和下沉运动并存。四个季节的上升运动强中心皆出现在500 hPa附近，以秋季最强（约−2.2 hPa h−1），冬季次之，春季最弱（约−0.7 hPa h−1）——尽管夏季整层大气表现为上升运动，但低层上升运动并非最强的。下沉运动强中心出现在250 hPa 附近，以冬季最强（约5.5 hPa h−1），春季次之，秋季最弱（约1.0 hPa h−1）。总体来看，那曲试验区除春季外，其余季节的上升运动强度相差不大，但下沉运动强度的季节变化却很明显，且下沉运动的强度和厚度都大于上升运动，这主要是因为试验区海拔高，空气稀薄，辐射冷却快，中高层大气降温迅速（叶笃正等, 1957; 赵平和陈隆勋, 2001），导致空气下沉运动比较强烈，尤其是在冬春季节。

图5 2013～2017年青藏高原那曲试验区物理协调大气变分客观分析模型输出的平均的垂直速度（单位：hPa h−1）：（a）时间—高度剖面，黑色线为地面降水率（单位：mm d−1）；（b）春（紫色线）、夏（绿色线）、秋（红色线）、冬（蓝色线）四季及年平均（黑线）的垂直廓线Fig. 5 Vertical velocity (units: hPa h−1) derived from the physically coordinated atmospheric analysis model in the Tibetan Plateau-Naqu analysis region during 2013–2017: (a) Time–pressure cross section, the black line represents the surface rainfall rate (units: mm d−1); (b) profiles for spring(purple line), summer (green line), autumn (red line), winter (blue line), and annual mean (black line)

大地形、高海拔和强太阳辐射导致的地面感热使得青藏高原近地面存在明显的水平暖平流（Wu and Zhang, 1998）。从模型5年平均的结果（图6）来看，暖平流主要存在于低层500 hPa 以下，在春季3～4月最弱，在秋季9～10月最强。500 hPa 以上，由于西风比较强烈，大气辐射冷却强，气温急剧下降，因此以水平冷平流为主，并在125 hPa 附近和300～400 hPa 分别存在两个冷平流的强中心，且高层冷中心强于中层（图6b）。至于水汽平流，试验区全年基本以干平流为主（图7），干平流强中心在500 hPa 附近（图7b），以春季最强，夏季最弱。干平流的存在与高原上空盛行的西风有关（Yanai and Li, 1994）。夏季由于西风减弱，其冷平流和干平流都减弱，出现了湿平流，从而补充了试验区的水汽，有利于降水的发生。

图6 同图5，但为水平温度平流（单位：K d−1）的（a）时间—高度剖面和（b）垂直廓线Fig. 6 As in Fig. 5, but for (a) time–pressure cross section and (b) profiles for horizontal temperature advection (units: K d−1)

图7 同图5，但为水平水汽平流（单位：g kg−1 d−1）的（a）时间—高度剖面和（b）垂直廓线Fig. 7 As in Fig. 5, but for (a) time–pressure cross section and (b) profiles for horizontal moisture advection (units: g kg−1 d−1)

5.2 热源结构与季节变化

青藏高原的热量变化一直是高原及其大气的研究热点。已知高原在夏季是一个巨大的热源，但在冬季，高原的大部分地区是一个冷源（叶笃正等,1957; 叶笃正, 1988; Yanai and Li, 1994; Chen et al.,2003）。然而高原腹地辽阔，不同地区的热量在时间演变和强度上存在差异（叶笃正和高由禧, 1979;季国良等, 1986; 赵平和陈隆勋, 2001）。本文将利用模型产生的视热源Q1和视水汽汇Q2（Yanai et al., 1973）来研究那曲试验区大气的热量变化状况：

其中，Qrad为大气净辐射加热，L为水汽凝结率，C为凝结率，E为云水/雨水蒸发率，s为干静力能（s=cpT+gz），q为水汽混合比， ω为垂直速度，上标“＇”表示与平均值的偏差。Q1由三项组成：净辐射加热、净水汽凝结潜热和湍流造成的热量垂直输送；Q2由两项组成：水汽的净凝结和湍流的垂直输送，Q2还能够反映水汽凝结降水所造成的潜热对Q1的贡献（Yanai et al., 1973; Yanai and Li,1994）。不少研究表明，水汽凝结潜热是雨季青藏高原大气加热的最重要贡献因子（Chen et al., 1985;Luo and Yanai, 1984; Yanai and Li, 1994; 赵平和陈隆勋, 2001）。

那曲试验区位于高原中东部地区。Luo and Yanai（1984）研究了1979年5月末至7月初高原东部的热量和水汽的源汇结构，发现热源在150～500 hPa 较强，水汽汇在300～600 hPa 较强，且水汽汇总体强度大约是热源强度的三分之一，说明高原东部的热量来源除了水汽的凝结潜热外，其他如感热湍流输送和辐射加热也比较重要。同时，他们还发现，高原东部在无雨期，热源Q1的垂直结构呈现“头重脚轻”的特征，即高层热源强于低层热源；而在降雨期，高原东部以中层（300～400 hPa）加热为主，但无论哪个时期，水汽汇Q2的强中心都低于热源Q1的强中心，说明上升气流对凝结潜热释放的热量有向上传输的作用。Chen et al.（2015）则利用1979～2012年多年平均的结果，分析了高原东部夏季在降雨期和非雨期的Q1和Q2的垂直结构，发现Q1在300～600 hPa 表现为加热效应，在250～300 hPa 表现为冷却效应，而Q2除了强度小于Q1，其垂直结构的变化和Q1的一样。总的来说，前人的研究更多的是关注高原夏季热源的结构变化，本文将综合模型5年数据集平均的结果，进一步分析那曲试验区全年的Q1和Q2的垂直结构演变。

图8a 表明，那曲试验区Q1的垂直分层特征十分明显，大气500 hPa 以下表现为冷源，300～500 hPa和100～150 hPa 表现为热源，150～300 hPa 则具有明显的季节差异性，在冬春干季表现为冷源，在夏秋雨季表现为热源。事实上，试验区上空大气在6～9月表现为除近地面之外的几乎整层加热，这为降水的发生发展提供了充足的能量。图8b 表明，试验区大气存在一个冷源中心和两个热源中心，冷源中心位于200～250 hPa，热源中心则分别位于中层400 hPa 和高层125 hPa 附近，且高层热源强于中层热源，这种高层加热的现象与Luo and Yanai（1984）和钟珊珊（2011）的发现相似。下面将分层次、分季节来分析那曲试验区大气Q1垂直结构变化的可能原因。

500 hPa 以下的近地面，Q2表现为负值（图8c、d），尤其在春季，Q2的负效应最强，这种冷却效应主要是由地表水分蒸发引起的，而冬季大气水汽含量低，地面感热加热最弱，大气净辐射冷却强，因此综合效应下造成那曲试验区冬春干季近地面大气Q1表现为冷源。雨季，低层水汽增多，Q2表现出的负效应减弱，水汽凝结潜热增强，但同时也伴随雨水蒸发冷却的过程，降水的增加还对高原地面的感热加热有一定的削弱作用（Chen et al., 2015），此时近地面大气仍表现为净辐射冷却，相互抵消之下，最终导致雨季近地面仍为冷源。

中层300～500 hPa 的热源在不同季节的成因有所区别。青藏高原中层大气的净辐射冷却很强，辐射加热对中层大气热源的贡献可以忽略不计（叶笃正等, 1957; 赵平和陈隆勋, 2001）。由图8d 可见，Q2在冬春干季的中层仍为负值，因此在该时期该高度，几乎不存在水汽凝结降水释放的潜热加热。但在干季，300～400 hPa 之间的相对湿度相比其他高度层大（图2e），云量也主要集中在该高度（图3c），因此干季中层热源很有可能与水汽凝结成云水释放的潜热有关。此外，中低层干对流（图5）对地表感热的垂直输送对干季中层热源的形成也有一定贡献。夏秋雨季，Q2在中层表现为正值（图8c、d），其强中心位于400 hPa 附近，和中层Q1热源中心一致，因此水汽的凝结潜热是雨季中层热源形成的重要原因。此时试验区大气水汽含量大，整层上升对流强，有利于凝结潜热和降水，但同时试验区上空增强的上升气流会将中、低层水汽和凝结的云水继续向上输送，上升气流也会将中、低层释放的潜热不断向上传输，且此时试验区的感热湍流输送也更为强烈，因此使得试验区在6～9月几乎整层大气为热源（图8a）。而由于雨季整层的上升气流将热量不断向上输送，这可能是造成降水量多的夏秋季节在中层400 hPa 附近的热源反而比冬春季节弱（图8b）的重要原因。

对于150～300 hPa 的高度，如上所述，雨季由于增强的上升运动、降水凝结潜热和感热湍流输送，大气表现为热源，但在干季，Q1表现出很强的冷却效应（＜−10 K d−1）（图8b），而该高度层内能够反映水汽凝结潜热的Q2却很弱（图8d），这表明水汽相变对于干季中高层大气冷源形成的贡献很小。同时，该高度层的下沉运动最强（图5b），地面感热无法充分地上传到中高层大气，而中高层大气净辐射冷却很强，因此使得干季试验区中高层大气Q1表现为强冷源。

试验区高层150 hPa 以上的热源最强，该高度Q2几乎为0，表明高层几乎不存在水汽凝结导致的潜热加热/冷却（但在夏季存在水汽凝华/过冷水凝固形成高云的潜热释放过程），因此水汽凝结潜热不是高层热源的主要因子，同时地面感热几乎不对高层大气起作用，因此试验区高层的大气强热源极有可能和太阳辐射加热有关（Yanai et al., 1992）。图8b 表明冬春干季的高层热源强于夏秋雨季，且冬季最强，而在雨季，由于高云的存在（图3），抵消了一部分太阳辐射。

图8 同图5，但为视热源Q1（单位：K d−1）和视水汽汇Q2（单位：K d−1）的（a、c）时间—高度剖面和（b、d）垂直廓线Fig. 8 As in Fig. 5, but for (a, c) time–pressure cross section and (b, d) profiles for apparent heat source Q1 (units: K d−1) and apparent moisture sink Q2 (units: K d−1)

图9 是整层大气垂直积分后的Q1（记为）、Q2（记为）及其相关量的年变化，其中，该项表示对湿静力能的垂直湍流输送，可用来判断大气对流活动的强弱。湿静力能垂直梯度越大，说明大气越不稳定，越容易形成深对流，其垂直积分的结果为整层大气的湿静力能通量（Yanai et al.,1973, 1992）。由图9 可见，雨季5～9月那曲试验区大气为热源，又以6～7月上旬的热源最强（200～300 W m−2），其余月份为冷源，且在12月最强（约−80 W m−2），这种大气热源的年变化与赵平和陈隆勋（2001）的发现较一致。表示整层大气由于降水和蒸发而造成的净凝结潜热，4～9月，与的变化趋势非常相似，尽管其强度比小约100 W m−2，这再次说明在雨季，水汽凝结潜热是那曲地区大气热源的主要贡献者；而在干季，表现为冷却效应，促进了大气冷源的形成。湿静力能通量则在全年都表现为正效应，且在夏季最强，说明夏季那曲试验区的大气很不稳定，对流非常强烈，这是夏季降水增多的重要原因，而其余季节，尤其是干季月份，则表明了弱（干）对流的存在。

图9 2013～2017年青藏高原那曲试验区物理协调大气变分客观分析模型输出的平均的整层大气垂直积分后的Q1（黑色粗线）、Q2（黑色细线）和Q1－Q2－Qrad（灰色线）Fig. 9 Column-integrated Q1 (bold black line), Q2 (thin black line), and Q1－Q2－Qrad (gray line) derived from the physically coordinated atmospheric analysis model in the Tibetan Plateau-Naqu analysis region during 2013–2017. Qrad represents the net column-integrated radiative heating

6 总结与讨论

本文利用物理协调大气变分客观分析模型，以青藏高原那曲及其周边200 km 内的区域作为研究试验区，建立了2013～2017年逐6 h 的长时间序列大气分析数据集，并基于5年平均的结果，分析了那曲试验区全年大气的环境特征与云—降水演变和大气动力、热力的垂直结构，主要研究结果如下：

（1）那曲试验区350 hPa 以上（以下）的风速随季节变化明显（不明显），风速急流区位于150～200 hPa，并在11月至次年2月最大（＞50 m s−1），盛夏7～8月整层风速最小（＜16 m s−1），垂直变化最弱。175 hPa 以下气温为夏秋高，冬春低，175 hPa以上则反过来，7～8月气温的垂直变化最明显，此时高层125 hPa 以上出现全年的低温中心（＜−70°C）。相对湿度高值中心（＞90%）在6～10月位于350～550 hPa，其余月份则升高到300～400 hPa，其中7～8月（11～12月）整层大气相对湿度最高（最低）。从地面环境场看，地面风速在2月最大（约7 m s−1），8月最小（＜3 m s−1），地面气温在7月至8月上旬最高（5°C～15°C），1月最低（−18°C～−5°C），地面相对湿度呈现双峰值特征，在6月末至7月初和9月中上旬最高（45%～85%），在2月和11月中旬至12月最低（15%～50%）；每日地面风速和气温在14时最大，08时最小，而地面相对湿度相反。

（2）那曲试验区降水集中在6～9月，其中又以6月至7月上旬降水最多。夏季，试验区总云量增多，同时试验区整层大气的上升运动增强，对水汽和云水的向上输送导致高云急剧增多，低云和中云减少。除夏季外，云量的垂直分布与相对湿度的垂直分布十分相似，春、秋、冬三季的中高层强烈下沉运动抑制了高云的形成，300～400 hPa 高度层作为此时大气上升运动和下沉运动的交界处，成为了云量的集中区，且11～12月的云量是全年最少的。从试验区大气的热量和水汽收支项来看，地表感热在春季3～4月最强，雨季局地热量变化和大气辐射冷却减弱，地表潜热通量与整层大气的水汽输送、潜热释放明显增强。大地形、高海拔和强地表感热导致那曲试验区全年在500 hPa 以下存在水平暖平流，500 hPa 以上由于强烈的西风和辐射冷却存在冷平流，冷平流强中心分别位于125 hPa 和300～400 hPa。此外，试验区整层大气全年以干平流为主，但在夏季出现了较弱的湿平流，补充了试验区的水汽。

（3）那曲试验区全年视热源Q1的垂直分层特征十分明显，Q1在500 hPa 以下表现为冷源，300～500 hPa 和100～150 hPa 表现为热源，150～300 hPa则在冬春干季表现为冷源，在夏秋雨季表现为热源。不同高度层的冷、热源的形成原因不同：近地面冷源的形成与地表蒸发冷却和辐射冷却有关，干季中高层150～300 hPa 的大气冷源则与中高层大气强辐射冷却有关，而干季中层300～500 hPa 的热源与水汽凝结成中层云释放的潜热以及中低层干对流对地表感热的垂直输送有关，高层热源则可能与太阳辐射加热有关。雨季6～9月，试验区基本整层为热源，这主要是由增强的大气上升运动、感热湍流输送和水汽凝结降水潜热造成的。

综上所述，本文利用物理协调大气变分客观分析模型，在分析多源观测信息的基础上，对青藏高原那曲试验区的大气结构特征及其演变进行了较为详细的研究，这也是对“物理协调大气变分客观分析模型及其在青藏高原的应用I：方法与评估”一文（王东海等, 2022）的后续补充，作为该模型应用方面的进一步介绍。但有几点仍需要注意：一是前人已有猜测夏季青藏高原大气高层（对流层顶至平流层底部）的低温中心与扩大的臭氧空洞有关（Zhou and Zhang, 2005; 张人禾和周顺武, 2008），导致高层大气降温更为显著，也导致进入对流层中、低层的太阳辐射更多，对高层热源形成有显著贡献，然而高层大气低温中心和强热源的形成原因实际上还不完全明确，因此需要更多的研究。二是作者注意到高原试验区高空的热源变化存在十分明显的分层特征，尤其是在大气高层，热源一年四季都很强烈，这种情况的存在既可能和高原臭氧空洞有关，也存在地区差异，初步的分析表明，高原腹地广阔，东西跨度大，高原东、中和西部的热源的垂直表现都有较大差异，这种差异在高层更加明显。三是模型为了简化计算，并未考虑大气冰相过程，因此在高原高层大气的表现存在缺陷，这对于高层热源的描述会有影响。四是这些分析结果是2013～2017年5年平均的结果，仅能代表近些年高原那曲地区的大气状况，时间尺度仍然较短，若想取得更具有一般性、普遍性的分析结果，需要在更进一步提升模型准确性的基础上，产生更长时间尺度的数据集。