范旭燕 , 李跃清
（1. 成都信息工程大学, 成都 610225；
2. 中国气象局成都高原气象研究所/高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室, 成都 610072）
青藏高原地处副热带、欧亚大陆东部，平均海拔高度4500 m，是世界上最高的高原，有“世界屋脊”、“雪域高原”、“地球第三极”、“亚洲水塔”之称，我国境内之青藏高原，其面积约占国土的四分之一，位于25°～40°N 和74°～104°E 之间。
青藏高原的大气热源作用非常特殊和突出。由于大气热源是各种物理过程中构成热力过程的总体表现，是感热输送、潜热输送、大气辐射以及其它热力过程的总集合，而青藏高原位于大气对流层中层，其上太阳辐射被大气吸收和反射回天空的部分较周围地区少，到达地面的多。同时，高大的地形，使得冰雪覆盖面也多，反照率大，被地表吸收的太阳辐射小。因此，青藏高原对大气有热力作用，这种热力作用直接加之于对流层中部，常被称为北半球对流层中层“热岛”[1]。青藏高原大气热源可直接计算（也称为正算法），也可间接计算（也称为倒算法）。以往实际观测资料缺乏，大多数学者多基于再分析资料采用倒算法获取热源数值。目前，由于感热、潜热通量和辐射数据产品的增多，一般会采用倒算法和正算法两种方法结合的形式，以确保结果的可靠性[2-3]。
青藏高原热源，对区域和全球大气环流、天气和气候有重要影响。许多研究表明：青藏高原热力作用在夏季北半球，尤其是亚非地区大气环流形成中起决定性的影响。例如：在北半球夏季，除青藏高原地形强迫外，青藏高原热力作用对南亚高压和南亚季风环流的形成和维持起到了重要作用[4]。除此之外，青藏高原热力作用也可促使印度低压和东亚季风的出现，而且还可通过激发大尺度波列，影响北美、欧洲以及南印度洋的大气环流和气候，如青藏高原的加热异常可通过调节北太平洋副热带高压、Hadley 环流和赤道辐合带，影响中低纬度海-气相互作用，调制热带厄尔尼诺-南方涛动的发展，促进越赤道气流和南北半球的大气交换作用，还有利于南海、菲律宾以东海面热带气旋以及 140°E 以东热带太平洋地区东风波动的形成和发展[5-9]。
青藏高原热源在不同时间尺度上对我国东部降水有重要影响。已有研究表明：青藏高原加热是中国东部暴雨的重要贡献因子之一[10-13]；
在年代际尺度上，我国夏季极端降水自身变化趋势与青藏高原春季感热第一模态对应时间序列相似[14]；
1978年、1999年夏季青藏高原东部热源与长江中下游降水在10～20 d、30～60 d频段存在显著相关[15]；
夏季青藏高原热源与西南地区降水有明显的关联性[16]；
夏季青藏高原热源与我国夏季极端降水量之间关系密切，其中长江中下游部分地区最为明显[17]，这些说明了热源对降水有显著贡献。但是，不同尺度上青藏高原热源对下游降水影响的认识还不够系统、深入，需要开展进一步的分析研究。本文系统梳理了夏季青藏高原热源在年代际、年际、季节、次季节以及天气尺度上对下游我国东部降水的影响及其机理的有关研究进展，并分析了存在的主要问题，指出了未来亟待加强的几个重点研究方向。
1.1 青藏高原热源的空间分布
叶笃正等[18]首次计算了青藏高原大气热源，指出青藏高原在夏季是热源。后续研究发现，青藏高原大气在春季是弱热源，夏季是强热源，夏季东部大气热源总量强于西部，中西部感热通量大于潜热通量，东部潜热通量占比较大[19-22]。夏季青藏高原及其周边地区大气热源空间分布特征复杂，可区划为高原南侧印度北部、高原东部、高原东南侧四川东部和西部等主要热源区[23-24]。
1.2 青藏高原热源的时间演变
20 世纪80年代以来，夏季青藏高原主体的感热通量、辐射收支和总热源呈减少趋势，潜热通量有弱的增加趋势，感热减弱与风速减弱有关，辐射减弱与高原变暖和低云覆盖量增多有关，总热源减少与大气顶向外长波辐射增加有关[3,19,25-26]。夏季青藏高原的热力作用从6～9月逐渐增大，7月达到最大，9月后又迅速减弱[27]。此外，夏季青藏高原大气热源有10～20 d的准双周振荡，主周期为18 d[28]，也有白天增强、夜间减弱的日变化特征[29]。
青藏高原作为巨大热源，对空气加热，低层形成气旋式环流，高层形成反气旋式环流，导致青藏高原东侧有上升运动产生，形成云和降水，西侧有产生下沉运动产生，形成干暖天气[1]。
2.1 影响特征
年代际尺度上，夏季青藏高原大气热源和我国长江中下游降水呈反相关，与华南和华北降水呈正相关[30-31]。年际尺度上，夏季青藏高原大气热源与长江流域的降水有显著正相关，与华北地区的降水有显著负相关，当青藏高原热源异常表现为东强西弱（东弱西强）时，长江中上游、江淮地区的降水偏多（少），华南地区的降水偏少（多）[32-34]。青藏高原东北部热源与华北、华南南部、四川东部降水呈负相关，东南部热源与江淮降水正相关，克尔米什地区热源与西北地区东部到华北地区降水呈正相关，与西南地区南部到华南降水呈负相关，青藏高原西部热源与华南降水呈正相关[23-24]。青藏高原大气热源在1990年前后发生气候突变，突变前（后）对应江南夏季降水偏少（多）[35]。
2.2 影响机制
年代际尺度上，青藏高原夏季热源减弱，使得海陆热力差异减小，东亚夏季风强度减弱，输送到华北的水汽减少，而到达长江流域的水汽增加；
同时可使副热带高压偏西，雨带在长江流域维持更长时间，降水在长江流域偏多而华北偏少，导致我国东部出现"南涝北旱"雨型[30]。
在年际尺度上，夏季青藏高原加热强的年份，青藏高原及邻近地区的上升运动、下层辐合及上层辐散均增强，青藏高原加热对周边地区低层暖湿空气的抽吸效应和高层大气向周边地区的排放作用加强，可影响青藏高原及周边地区的环流以及亚洲季风区大尺度环流系统[36-37]，进而导致降水异常。另外，青藏高原加热可造成高层负涡度异常，为盛夏大气环流提供负涡源[38-40]。夏季青藏高原热力作用也可影响半球尺度的经纬圈环流，如：青藏高原及南侧有显著南-北向跨半球尺度的经圈环流，高原东部和我国大陆及东太平洋地区有显著的东-西向纬圈环流[41-43]，经纬圈环流异常可调节降水异常。同时，青藏高原热源也可影响区域尺度环流：如在热源作用下，青藏高原东部有上升运动，青藏高原东侧邻近地区有下沉运动，对应华北地区干旱；
青藏高原北部有上升气流，青藏高原以北40°～50°N 有下沉气流，对应西北地区干旱[44-45]。
年际尺度上，青藏高原的热力作用，还可影响副热带高压的形态及其位置，从而影响降水，如高原东南部的潜热通量通过影响中国东部副热带高压脊的位置和梅雨带的水汽输送结构，导致降水异常[46-47]。多项研究[48-50]指出：青藏高原热力强迫能够产生出类似Rossby 波的2 波结构异常环流型，这种波状结构的异常可影响东亚夏季降水；
在青藏高原加热强的年份，高原加热在亚洲东部海岸可强迫出类似Rossby波列的低频波，影响西太平洋副热带高压的形态和位置，使得东亚夏季降水的形势发生变化。
青藏高原从春季开始，由冷源逐渐转换成热源，热源对东亚天气及气候的影响可从春季一直持续到夏季。
3.1 影响特征
青藏高原冬春季积雪、春季感热强度是东亚夏季旱涝灾害发生的重要因素，可对其下游地区的大气环流和天气气候异常产生滞后影响。青藏高原春季感热较强年份，我国东部夏季降水较少；
春季感热较弱年份，我国东部夏季降水较多[51]。5月青藏高原主体感热加热偏强，7月四川盆地、云贵高原及江淮地区降水明显偏多；
冬春季青藏高原积雪偏多，华南及长江下游夏季降水偏多，华北和东北降水偏少[23,52-54]。
3.2 影响机制
季节尺度上，青藏高原热源对降水的影响，主要体现在季节性的环流突变、南亚高压的突然北跳以及亚洲季风的形成与维持等方面[55]。
青藏高原加热引起周边上升以及周边大气向高原的汇合，有利于热带暖湿气流北上，引起季风爆发。青藏高原热力作用的时间演变可影响海陆热力差异对比的变化，进一步影响亚洲季风爆发的时间和位置。青藏高原春季感热加热和青藏高原东南面陆地上空凝结潜热的加强，可导致亚洲夏季风首先在青藏高原东南面的海洋东岸-陆地西岸爆发，进而改变亚洲季风降水的分布[39,56]。青藏高原加热激发的水平环流和垂直运动与大陆尺度加热激发的水平环流和垂直运动同相叠加，也可增强东亚夏季风[57-61]。夏季青藏高原加热和增强的东亚季风潜热释放是东亚夏季定常波的最主要波源，其与降水的空间分布有很好的对应关系。除此之外，青藏高原热力异常也可形成季节尺度低频波，向东传播影响长江中下游后期降水[62-63]。青藏高原的加热作用对南亚夏季风北支环流的形成与维持也具有重要的作用[64]。
夏季青藏高原大气热源在次季节尺度上主要有30～60 d、10～20 d 振荡周期，其中10～20 d 振荡的功率谱值最大，为主振荡[28,65]。
4.1 影响特征
夏季青藏高原大气热源存在两种低频振荡，主要为10～20 d 振荡，其次为30～60 d 振荡，10～20 d 振荡基本每年出现，平均振荡周期为14 d，30～60 d 振荡不是每年出现，平均振荡周期为49 d[66]。
夏季青藏高原热源10～20 d 的准双周振荡主要是由赤道西太平洋的大气准双周振荡沿逆时针方向传播引起。但也有研究[67]提出，热源的准双周振荡与南亚高压的准双周振荡有关。高原热源准双周振荡生成后主要在原地维持，并受来自孟加拉湾热源准双周振荡的影响，有时部分振荡向外(主要向东)传播；
热源30～60 d 振荡也以本地为主，但也受来自东部大陆30～60 d 振荡的影响，外传时则主要向西。青藏高原准双周振荡在向东传播的过程中，对下游我国东部降水有重要影响。热源的准双周振荡首先向东传播至我国中部，然后向南传播至华南，再向东北传播至长江下游区域，影响降水的产生[28]。在夏季青藏高原热源准双周振荡活跃年，我国东部夏季平均降水干湿位相转变次数多，易出现“旱涝并存”和“旱涝急转”事件[68-69]。
4.2 影响机制
次季节尺度上，青藏高原热源主要通过影响南亚高压的位置和强度以及准双周振荡来调节降水变化。
夏季耸立在对流层中部的青藏高原热源，在中、低空产生显著的辐合，在高空产生明显的辐散，是南亚高压形成维持的重要原因。由于青藏高原的加热作用，导致其上空大气暖中心变化，高层风场变化，形成异常南亚高压中心，南亚高压形成后向西移动逐渐消失，一段时间后，新的异常南亚高压中心又生成，再向西移动，不断反复呈准双周振荡，导致我国夏季一段时间多雨，一段时间少雨[1]。青藏高原热源的准双周振荡主要通过影响南亚高压、季风槽、西太平洋副热带高压的强度以及位置，从而影响青藏高原下游的降水。当青藏高原热源准双周振荡处于正位相时，副热带西风急流核和南亚高压向东移动，西太平洋副热带高压东撤，季风槽加深，有利于降水东移；
当热源位于负位相时，青藏高原东部上空被低频反气旋控制，高原东侧盛行偏北气流，有利于降水南移[28,70]。此外，青藏高原热源准双周振荡与高原低涡的移出也有密切关系，77%的高原低涡在热源准双周振荡的正位相阶段移出青藏高原，影响下游我国东部降水[71]。
5.1 影响特征
对于我国东部灾害天气预报，青藏高原具有上游强信号区的特点，其影响主要表现为一个相对较短的天气尺度降水过程[72-73]。青藏高原中南部及其南侧、中东部及其东侧的大气热源对四川盆地夏季暴雨频数具有显著的影响；
当夏季青藏高原热源偏强（弱）时，我国长江中下游部分地区极端降水量偏多（少）[17,74]。
5.2 影响机制
天气尺度上，青藏高原热源主要通过影响繁盛的积云对流云团、高原低涡、高原短波槽、高原地表正位涡区、西南低涡等的东移而影响下游降水。青藏高原加热强迫下高原低涡和对流系统的发生、发展及东移对青藏高原及下游我国东部降水有重要影响[75]。青藏高原是我国东部区域对流云系的源地，其年平均积雨云出现次数是我国其他区域平均的2.5 倍[43]，在强西风控制下，青藏高原对流系统容易向东移出青藏高原，影响下游我国长江流域、东海黄海海域等广大地区；
在较强偏北气流影响下，可向南移出青藏高原，影响我国云贵高原地区[76]。夏季青藏高原对流系统发生的频数与华南、西北、华北降水也有显著负相关，与长江流域和东北区域有显著正相关，高原对流系统对四川盆地和长江中上游降水的贡献为30%～70%[77]。
青藏高原的加热异常也可通过直接影响高原低涡、高原短波槽的活动，进而影响区域天气[78]。青藏高原大气热源的垂直结构及日变化热力纬向环流可影响高原低涡的强度、移动时间和移动方向，进而影响降水的强度、发生时间及雨带走向[79]。夏季青藏高原在其东北部热力作用下，大气斜压性增强，多短波槽活动，短波槽的东移可加强梅雨锋，诱发梅雨锋上的强暴雨天气[80]。
青藏高原的地表辐合运动可促使高原地表正位涡的生成，生成的地表正位涡在基本西风气流作用下向东传播，在下游地区的对流层中高层产生正位涡平流，高层的正位涡平流激发了低层气旋性环流生成，低层气旋性环流的生成增强了其前部的偏南风，在增强的偏南气流作用下，低层低纬地区的负位涡向高纬地区输送，形成低层负的位涡平流，由低层到高层，位涡平流随高度增大，有利于上升运动的发展，同时，低层偏南气流增强了低纬地区暖湿气流的向北输送，有利于降水的产生[81-84]。
此外，青藏高原的加热作用也可通过热成风平衡调整使对流层低层至高层大气环流和天气系统特征发生显著变化，导致我国南方持续性降水的增强[85]。青藏高原热力作用引起的Rossby 波能量频散所产生的上游效应对我国灾害天气发生、发展也有重要影响[86]。
本文主要从青藏高原热源的时空分布特征，年代际及年际尺度、季节尺度、次季节尺度、天气尺度上高原热源对下游地区降水的影响特征及机制方面，系统梳理了主要的相关研究成果，指出了研究中存在的不足，并展望了未来的发展方向，现总结如下：
（1）青藏高原热源对降水影响的研究大多数还是针对高原主体。然而，青藏高原范围广、地形复杂，尤其是地表的复杂性，使得高原热源有很明显的区域特征。因此，未来应深入探讨青藏高原不同区域和高原边坡热源的变化特征及其对下游降水的可能影响。
（2）青藏高原热源与下游降水年代际、年际尺度变化的研究主要集中在高原热源对下游大气环流及天气系统的直接影响上。通过青藏高原上游系统与热源的遥相关，进一步追溯青藏高原热源对下游降水形成机理的研究还较少，未来应进一步关注热源遥相关方面的研究，提高高原热源在延伸期天气预测中的作用。
（3）季节尺度上，已有研究大多探讨了青藏高原冬春季积雪以及春季热源对夏季下游降水的影响。但青藏高原夏季热源与下游冬季强寒潮、暴雪天气是否也有滞后关系？目前还没有很多的涉及，未来应加以关注。
（4）次季节尺度上，青藏高原热源准双周振荡对下游降水具有影响。但对于青藏高原热源准双周振荡的来源、传播方向以及对下游降水影响的机制等方面还存在较大的认识差异。未来应利用多种资料、多种方法开展青藏高原大气热源准双周振荡特征的对比分析。另外，已有研究多从波动本身的振荡及位相演变角度分析青藏高原热源准双周振荡的影响，而对于热源的次季节振荡与不同尺度上天气系统的相互联系及其对降水的影响还需要加强研究。
（5）天气尺度上，对青藏高原热源与高原低涡、高原短波槽、高原对流系统的影响研究，多以个例分析为主，而关于短期3 d、中期3～10 d 时间尺度的天气过程分析涉及较少，尤其是青藏高原热力效应影响降水等天气过程的物理机制还不十分清楚，未来应加以重点关注。
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