胡 洁 , 巩远发 , 黄 鹏 , 次丹卓玛

（1. 西藏自治区气候中心, 拉萨 850000；2. 成都信息工程大学大气科学学院, 成都 610225；3. 西藏自治区昌都市气象局, 昌都 854000）

引言

青藏高原高耸于亚洲大陆的南部，以其特有的方式对对流层大气产生动力和热力的强迫作用，并影响大气环流和天气气候的变化。不仅是高原地区的天气及气候受高原的动力和热力作用影响，东亚及全球的水分和能量循环也与其有关[1-5]

青藏高原低涡是一种次天气尺度的低压涡旋，通常出现在夏季的青藏高原主体上空，垂直高度一般在500 hPa，生命期为1～3 d，常在高原中东部生成，大多数时候在高原东部地形的下坡处减弱直至消失，是夏季高原地区主要的降水系统[6-7]。高原切变线是高原边界层内特有的天气系统，常指500 hPa 等压面上温度梯度小、三站风向对吹或两站风向对吹的，长度大于5个经（纬）距的辐合线[8]。青藏高原低涡和切变线（以下简称为高原低值系统）是青藏高原上生成的特殊天气系统，其发生、发展和移动过程中常有暴雨、洪涝等灾害天气的发生，高原低值系统不仅影响高原地区，移出高原后还会影响我国东部大部分地区的天气[9-16]。郁淑华[17]研究表明，青藏高原东部生成并发展东移的高原低涡以及切变线是1998年长江流域特大暴雨产生的主要天气系统。高建锋等[18]、卓嘎[19]分析多年雅鲁藏布江流域降水资料，认为沿江切变线是暴雨天气的主要影响系统之一。郁淑华等[20]统计分析表明，冬半年高原低涡可造成高原及其周边地区的雨雪天气，夏半年高原低涡影响高原和我国其他地区的降水范围和强度均增大。黄楚惠等[21]研究表明，东移型高原低涡频次与长江流域中上游、黄河流域上游及江淮地区的降雨有较好的正相关，东北移型低涡频次与长江流域上游、黄河流域以及东北降雨相关较好，东南移型低涡频次与高原东南侧及长江流域的降雨有较好正相关。高原热源变化对高原低值系统活动有着重要影响。刘云丰和李国平[22]研究指出，高原低涡高发年的大气热源强度明显强于低发年，高原南部和北部大气热源的水平异常分布与高原低涡生成频数在统计关系上有较好的正相关。李国平等[23]研究发现，夏季高原低涡生成频数与同期地面热源呈显著正相关，气候尺度上高原地面热源偏强，尤其是地面感热偏强时，高原低涡多发。

诸多气象学者在前人研究的基础上，充分论证了青藏高原热力作用对中国夏季环流和降水有着重要影响[24-35]。罗会邦等[24]研究指出高原热源异常增强（减弱）时，长江和淮河流域的降水增多（减少），华南地区的降水减少（增多）。赵平和陈隆勋[25]提出青藏高原春季4月的热源对夏季中国江淮、华南等地区有一定指示意义，且夏季高原热源与长江流域的降水为正相关。此外，段安民和吴国雄[26]认为与高原不同区域的大气加热异常相对应的东亚大气环流形势和降水有所差异。巩远发等[27]研究了高原热源（汇）低频分量的异常变化与长江流域旱涝的联系后指出，高原中南部的低频热源（汇）较强时，后期江淮流域降水偏多（少）。

在高原地表加热大气的过程中，地面感热是一个不可或缺的组成部分，而地气温差是有效的反映高原地面感热变化的主要因子[36]。陆面过程中非绝热加热的地表感热，通常是用气象站点观测数据，通过总体动力学公式进行估算：

式中：S H表示感热，CP是空气的等压比热，ρ是近地面大气密度，CDH为热力输送系数，V0是地面风速,Ts是地表温度 ,Ta是空气温度，CP和 ρ均为常量，CDH值大小主要由地形和风速等因素决定。在不考虑风速变化的情况下，地面感热通量的变化主要取决于地气温差(Ts-Ta）[6]。但是，关于高原气候变化的研究表明，随着高原变暖，高原地气温差趋于增大[37]，高原地面风速[38]则呈减弱趋势， “地气温差”与“地面风速”两个变化趋势相反的因子相乘，导致“高原地面感热”的变化特征有较大的不确定性。因此，本文只考虑“高原地气温差”这一个因子来表征高原地气热力状况。事实上，高原低值系统的频发地区主要在高原中部和东部地区[15]，而高原地面感热的大值区域在高原西部地区[6]，这也是选择地气温差的原因之一。本文拟从高原地气温差入手，分析高原低值系统多、少发年夏季高原地气温差变化的差异及其对我国降水的影响，以期加深对青藏高原热力作用影响我国夏季环流和降水规律及机理的认识。

1 资料

本文选用的高原低值系统统计资料为：中国气象局成都高原气象研究所整编出版的青藏高原低涡和切变线年鉴[39]；国家气象科学数据中心（中国气象数据网）的中国地面气候资料日值数据集（V3.0）的逐日平均气温（Ta）、地面0 cm 温度（Ts）及逐日累计降水量资料；相应的ERA-Interim 逐月全球再分析资料，分辨率为0.5°×0.5°，利用ERA-Interim 资料绘制了风场、垂直速度场、整层水汽通量以及水汽通量散度场。研究资料时间范围均为1998～2016年，夏季为每年4～9月。综合考虑该研究时段中站点数据的完整性，选择了101个位于高原主体的气象站点（图1）。文中使用地图是基于全国地理信息资源目录服务系统提供的1:100 万全国基础地理数据库，审图号为GS(2016)2556 号，底图无修改。

图1 青藏高原101个站点的空间分布

2 高原低值系统多发年与少发年夏季的地气温差及我国降水变化

2.1 夏季高原低值系统的年际变化

图2 是利用成都高原气象研究所整编出版的1998～2016年青藏高原低涡和切变线年鉴资料，统计的夏季高原低值系统发生频数及两者之和的时间演变。如图所示，高原低值系统及两者之和发生频数的演变趋势总体上是增加的；2000～2013年呈逐渐增多的趋势，两者之和增多幅度达到34个频次；2014年后，高原低值系统频数稍有减少。分析去除趋势变化后的时间序列可知，2000年、2002年和2015年为高原低值系统少发年（后文简称少发年），总频数分别为34、44 和53；2008年、2009年和2011年为高原低值系统的多发年（后文简称多发年），总频数分别为68、66 和67；多发年平均是少发年的1.53 倍。下文将针对典型多发年和少发年，分析高原地气温差的特征及其与高原低值系统的联系。

图2 1998～2016年夏季高原低值系统发生频数及两者之和的时间演变（紫色表示低涡，绿色表示高原切变线，红色表示两者之和，黑色表示两者之和的线性趋势，蓝色表示两者之和在去除趋势变化后的规律）

随着高原变暖，高原地气温差趋于增大[37]，但高原地面风速减小[38]。 “高原低涡切变线出现的频数”与“高原地气温差”具有基本相同的增加趋势，而与“高原地面风速”是相反的变化趋势。因此，本文考虑用“高原地气温差”一个因子来表征高原地气热力因子。

2.2 多发年与少发年夏季地气温差和中国降水的总体差异

图3 给出了多发年与少发年夏季中国降水和地气温差的空间差异分布特征。在高原低值系统少发年（图3a），低涡源地及移出频数为230，切变线源地及移出频数为107，低涡源地及移出区域偏北，切变线活动区域的位置较为集中。在高原低值系统多发年（图3b），低涡源地及移出频数为268，切变线源地及移出频数为221，低值系统源地及移出频数的数量偏多。

进一步分析图3c 可知，高原低值系统多发年和少发年，中国降水的空间分布存在显著差异。我国东部地区从南到北降水呈“+”、“-”、“+”、“-”、“+”的差异分布特征，即华南南部、海南地区、黄河流域及东北北部降水在多发年偏多，而我国南方大部分地区、华北到东北东部降水在少发年偏多；在青藏高原和我国西部地区，高原中部和东北部及四川北部降水在多发年偏多，高原南侧和西北部、四川南部、贵州及云南地区则是少发年偏多。

图3 高原低值系统多发年与少发年夏季中国降水（单位：mm/d）和青藏高原地气温差（单位：℃）的空间分布（a. 多发年降水，b. 少发年降水，c. 降水差值，d. 地气温差差值，黑点表示夏季高原低涡源地和移出地，红五角星表示高原切变线的几何中心，黑色加点区表示超过90%水平的置信度检验，红色实线表示青藏高原轮廓）

高原低值系统多发年和少发年夏季高原地区平均地气温差也有很大的差异。如图3d 所示，在高原低值系统频发地区，多发年的地气温差比少发年高0～2℃，其中山南、大柴旦地区有差值的高中心，仅在高原东南部的小部分地区多发年地气温差比少发年低。这说明青藏高原地气温差对高原低值系统的发生、移动可能有重要作用。

2.3 多发年与少发年夏季地气温差和降水差异的变化

为了更好地了解高原低值系统多发年与少发年青藏高原夏季地气温差差值的季节变化特征，图4 给出了高原低值系统多发年与少发年4～9月地气温差差值的演变特征。从4月开始（图4a），高原上地气温差的差值整体大多为正值，即多发年的地气温差比少发年大，高原中南部有3℃以上的正值中心，高原东部也有2℃以上正值，仅高原西北和东南部存在零散的负值区域。进入5月（图4b），与4月相比高原上的正值区域增大，高原北部地气温差差值也出现了3℃以上的正值中心。6月（图4c）地气温差差值较5月又明显增大，整体几乎均为显著的正值区，柴达木盆地和高原西北部均为超过3℃的大值区域，6月是夏季地气温差差值最大的月份。到了7月（图4d），高原地气温差差值出现了明显的东西部差异，高原中西部是一片明显的正值区，高原东部则是成片的负值区，此现象与低值系统多发年夏季高原东部降水比少发年多，地面温度降低有关。8月（图4f），高原低值系统多发年与少发年地气温差差值的正值区相比于7月略有减小，高原东部的负值区域也偏少，但还是有”西大东小“的明显差异。9月（图4g）地气温差差值整体与8月一致，仅是差值的大值中心出现在山南和林芝地区。总的说来，4～9月期间，高原低值系统多发年与少发年青藏高原地气温差差值经历了“小-相对小-大-相对小-小”的演变过程。

图4 青藏高原低值系统多发年与少发年4～9月高原地气温差差值的演变特征（a～f. 依次对应4～9月，单位：℃，黑色加点区表示超过90%水平的显著性检验）

图5 是高原低值系统多发年与少发年4～9月中国降水差值的演变特征。如图5a 所示，高原地区4月降水的差值总体为负，即多发年的降水比少发年少。到5月（图5b），除高原南侧外，高原中部和东部降水的差值都为正，多发年的降水比少发年多。6月（图5c），高原中东部降水差值为负，少发年降水多；西南部降水差值为正，多发年降水多。7月（图5d）与6月相反，高原中东部降水差值转为正，西南部降水差值为负。8月（图5e）和9月（图5f），高原地区总体上多发年降水偏少。比较高原地区降水差值与地气温差差值（图4）可知，受高原地气温差的影响，多发年4月地气温差小，地面感热作用为主，高原降水少；到5月，受地面感热影响高原低值系统增多，随之降水增多；6～7月又经历一次地气温差增大到减小、高原中东部降水减少到增多、高原南部降水增多到减少的过程。实际上，这是一个“高原地气温差增大（减小）-地面感热加强（减弱）-低值系统多（少）发-降水增多（减少）”的反馈过程。

除高原地区外，我国东部降水的变化在高原低值系统多发年和少发年也有明显的差异。从4月（图5a）开始，黄淮流域和西南部分地区为正值，多发年降水多；华南大部、江南和东北地区为负值，少发年降水多。5月（图5b）和6月（图5c），我国东部从南向北有“+”、“-”、“+”、“-”、“+”5个降水的差值带，即在高原低值系统多发年，华南、长江中下游、华北到东北大部降水偏多，而江南和江淮地区则在高原低值系统少发年降水偏多。进入7月（图5d），几乎以长江为界，我国北方大部分地区，高原低值系统多发年降水偏多，南方则是少发年降水偏多。8月（图5e）差值分布与7月类似，只是北方降水偏多区域变小，南方降水偏多区域变大。9月（图5f），东北、华北、华西以及西南地区在多发年降水偏多，其余区域少发年降水偏多。

图5 同图4，但为降水差值（单位：mm/d）

3 多发年与少发年夏季环流系统差异对降水的影响

为了分析高原低值系统多发年与少发年影响中国降水变化差异的物理机制，图6 给出了高原低值系统多发年与少发年5～8月我国东部地区850 hPa 大气环流的差值特征。5月（图6a），我国东北处于气旋性的西南气流区域，黄河流域和西南地区为气流辐合带，华南沿海位于南海一带低纬度气旋性环流的西北部，这些系统导致除黑龙江外东北大部、黄河流域以及东南沿海地区在多发年降水偏多；而华北和长江中下游为反气旋环流，对应多发年降水偏少。6月（图6b），东北西部地区依以偏南气流为主，长江中下游和华南地区为气旋性环流，导致这些区域在多发年降水偏多；黄河中下游流域为辐散区，对应多发年降水偏少。7月（图6c），我国东南部到西太平洋为一个反气旋性环流，华北到东北大部地区处于反气旋环流北侧和内蒙东部低槽槽前的西南气流区域；我国南方则位于反气旋环流与高原东南部之间气流的辐散区，多发年降水相对偏少。8月（图6d），华北到东北的气流辐合带北移减弱，多发年降水带的位置北移且量值减小，西北太平洋反气旋环流中心西移到福建广东沿岸，导致这些地区多发年降水偏少。

图6 高原低值系统多发年与少发年5～8月我国东部地区850 hPa 大气环流的差值特征（a～d. 依次对应5～8月；矢量表示风场，单位：m/s；填色表示散度场，单位：10-6s-1）

图7 给出了高原低值系统多发年与少发年5～8月青藏高原及邻近地区500 hPa 大气环流的差值特征。5月（图7a），伊朗高原为一个大的气旋环流系统，系统中心在（65°E、30°N）附近，孟加拉湾到中南半岛西北部为一个反气旋环流系统，这类配置使得青藏高原位于其间的西南气流中，有利于高原整体降水在多发年偏多。6月（图7b），高原东北部为反气旋切变，高原西南部为气旋式切变，导致了多发年高原东北降水少、西南降水多的差异。7月（图7c），伊朗高原、西北太平洋各有一个反气旋环流系统，印度半岛、蒙古高原各有一个气旋环流系统，青藏高原位于这4个系统之间，高原北部大部地区位于蒙古高原南部低槽槽前的西南气流区域中，高原南侧则处于4个系统之间的“鞍形场”辐散带上，这与图5d 中多发年高原北部降水多、南侧降水少的结果相吻合。8月（图7d），高原西北维持一个辐合带，高原东南位于反气旋性切变环流中，多发年与少发年降水差值的空间特征也与之对应。

图7 同图6，但为500 hPa

综上可知，在降水差值为正值的区域，即高原低值系统多发年降水多的区域，对流层中下层850 hPa（我国东部地区）和500 hPa（青藏高原地区）上是有利于降水产生的气旋式环流或辐合区差值带；在降水差值为负的地区，即高原低值系统少发年降水多的区域，对流层低层是反气旋式环流或辐散区差值带。

4 多发年与少发年导致中国降水异常的物理量

本节进一步分析高原低值系统多发年与少发年影响降水变化的主要物理因子差异。垂直运动是导致降水变化的主要原因之一，图8 给出了高原低值系统多发年与少发年5～8月500 hPa 垂直速度的差值空间分布。5月（图8a），高原上是大范围垂直速度负差值区，对应图5b 是多发年降水偏多；我国东部从华南、长江流域、江淮、华北到东北分别对应“-”、“+”、“-”、“+”、“-”的垂直速度差值，也与图5b 中我国东部降水差异在多发年从南到北是“多”、“少”、“多”、“少”、“多”基本一致。6月（图8b），青藏高原上升运动差值集中在其西南部，除云南省为上升运动差值区外，西南地区是大范围下沉运动差值区；相应的多发年高原北部降水量偏少、高原西南部降水偏多，我国西南地区除云南省降水偏多外，其余地区则是大范围降水偏少；我国东部从华南到东北的垂直运动差异与5月相比较，仅有南北位置的偏移，同样与图5c 中我国东部降水差异特征相对应。7月（图8c），高原东南部是下沉运动差值区，高原东北部是上升运动差值区，西南到华南地区为大范围正值下沉运动差值区，江淮和东北是负值上升运动差值区域。与7月相比较，到8月（图8d），高原东南部到华南的正值差值区连成一片，高原东北部负的上升运动差值区强度减弱。总体上，高原低值系统多发年与少发年7～8月垂直运动差值变化基本与降水差值变化相对应。高原低值系统多发年与少发年对流层高层200 hPa 的垂直速度差值分布特征与500 hPa 基本一致（图略），在降水差异带里，垂直速度差值均为负值，说明对流层整层都处于较强的上升运动差值区。

水汽变化也是影响降水的重要物理因子。图9是高原低值系统多发年与少发年5～8月整层水汽通量和水汽通量散度的差值空间分布。结合上文对垂直速度的分析可知，5～8月垂直运动差值负值（正值）区基本对应了水汽的辐合（辐散）区，其中以6～7月最为典型，高原东南部水汽辐散，高原东北部水汽辐合，西南到华南地区水汽辐散，江淮水汽辐合等等，这些水汽辐散（辐合）区的差异都与图8c 中的下沉（上升）运动差异相对应。因此，高原低值系统多发年与少发年5～8月水汽通量散度的差值变化是导致青藏高原和我国东部不同地区降水异常的因子之一。

图8 同图6，但为500 hPa 垂直速度的差值（单位：10-2 Pa/s）

图9 同图6，但为整层积分的水汽通量（矢量，单位：kg·m-1·s-1）和水汽通量散度的差值（填色，单位：10-5kg·m-2·s-1）

5 结论

本文利用青藏高原低值系统年鉴资料、国家气象站地面观测资料及ERA-Interim 再分析资料，分析了青藏高原低值系统多发年与少发夏季年高原地气温差和我国降水的差异，研究了对流层中影响我国降水发生差异变化的环流系统和物理因子，得到如下主要结论：

（1）高原低值系统多、少发年夏季的高原地区平均地气温差有很大的差异，同时我国的降水也有很大的差异。在低值系统频发区，多发年地气温差明显比少发年高，其中那曲、大柴旦地区差值达2.5 ℃。在高原低值系统多发年，我国西部的青藏高原中部、东北部及西南大部分地区降水偏多，我国东部地区是东北大部、华北北部、江淮流域、华南南部的降水偏多；在高原低值系统少发年，我国西部的高原南部和东南部降水偏多，我国东部是黄淮流域和江南地区的降水偏多。

（2）高原低值系统多发年与少发年夏季对流层环流系统差异显著，影响了高原和我国降水。在高原（500 hPa）上，多发年与少发年大气环流差异主要受高原东部和南部的气流辐合（辐散）场变化的影响；在我国东部（850 hPa），主要受南海到华南、长江流域、华北到东北为气旋（反气旋）环流系统及其辐合（辐散）带变化的影响。

（3）高原低值系统多发年与少发年夏季对流层垂直速度和水汽输送有显著的差异，相应的环流系统匹配影响高原和我国东部降水的变化。多发年与少发年之间垂直运动差值的负值（正值）区域与水汽的辐合（辐散）区基本一致，并与相应的环流系统辐合（辐散）带配合影响降水。