地面加熱與高原低渦和對流系統相互作用的一次個例研究

田珊儒　段安民王子謙　鞏遠發

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地面加熱與高原低渦和對流系統相互作用的一次個例研究

田珊儒1, 2段安民1王子謙1鞏遠發2

1中國科學院大氣物理研究所大氣科學與地球流體力學數值模擬國家重點實驗室（LASG），北京100029;2成都信息工程學院大氣科學學院，成都610225

本文利用NCEP-FNL再分析資料、FY-2E衛星TBB數據、CMORPH降水資料，通過熱力學和動力學診斷分析并結合中尺度天氣模式WRF的數值模擬試驗，研究了2012年6月下旬青藏高原一次東移對流系統的生成發展機制以及與地面加熱相互作用的物理過程。結果表明，高原中西部地面感熱加熱是高原低渦生成、發展和東移的主導因子。而東移的高原低渦通過加強偏北、偏南氣流形成的輻合帶，進而觸發高原東部對流系統的生成。同時，高原對流系統降水產生的凝結潛熱釋放也加強了東移高原低渦的強度，這表明地面加熱與高原低渦和對流系統之間存在一種正反饋機制。數值試驗結果進一步表明，除了適當的背景環流外，高原地面潛熱通量能夠增強中低層大氣的不穩定性，為對流系統的發生發展積累能量，造成有利于對流降水的熱力環境。

地面加熱 高原低渦 高原對流系統 數值模擬

1 引言

青藏高原是世界海拔最高的高原，具有緯度低，空氣密度小，太陽輻射強，日照時間長，氣溫年較差小，日較差大等復雜而又獨特的高原氣候特征。青藏高原的動力和熱力作用使其成為北半球同緯度地區氣壓系統出現最頻繁的地區（葉篤正，1979）。夏季，高原上大氣層結結構經常處于強烈的位勢不穩定，加之高原上有許多山峰，每個山峰都類似熱帶海洋上的一個“熱島”，而海洋上的“熱島”是對流的源地，再加上高原切變線和低渦的活動，就更使得高原在夏季成為強烈對流活動區域（葉篤正，1979；Ye，1981）。對流系統不僅會給高原地區帶來明顯降水過程，時常還會移出高原，在下游地區形成極端降水事件（Tao and Ding，1981；Wang et al., 2013）。例如，有研究表明20世紀90年代長江中下游3次致洪暴雨都跟青藏高原中尺度對流系統的東移有關（張順利等，2002）。

關于高原對流系統的研究，Zhu and Chen（2003a，2003b）結合個例分析和數值模擬指出高原中尺度對流系統有著不同的發展機制（高原熱力作用和西風槽斜壓性）。Yasunari and Miwa（2006）也基于個例分析指出東移高原對流系統可通過觸發西南低渦生成來影響下游地區的降水過程。Li et al.（2008）使用ISCCP（International Satellite Cloud Climatology Project）1998～2001年的深對流資料對高原對流系統的特征進行了分析，指出夏季高原對流系統生成的兩個高頻區分別位于青藏高原中南部和東部地區，高原對流系統包括只在高原主體活動、東移出高原和南移出高原三類，其中，1/2以上的夏季高原對流系統會在高原主體生消，但東移出的青藏高原對流系統能影響長江流域、中國東部、甚至朝鮮半島和日本地區的降水，南移出的青藏高原對流系統則會影響中國西南、中南半島和孟加拉灣地區的降水。Sugimoto and Ueno（2010）通過數值模擬指出高原熱力差異和地面潛熱通量能影響高原東部中尺度對流系統的形成。傅慎明等（2011）對比分析了2003和2007年梅雨期內的青藏高原東移對流系統，指出夏季風的水汽輸送和高原熱源作用的結合才能促進高原對流系統的發展，二者缺一不可。

夏季青藏高原是強大的熱源，高原低渦和對流系統的生成發展與地面加熱密切關聯。然而，地面加熱與高原低渦和高原對流系統之間相互作用的機理迄今尚不清楚。本文將利用資料診斷分析和數值模擬，通過個例分析研究地面加熱影響高原低渦和對流系統以及它們之間相互作用的物理過程，相關結果可為揭示高原低渦以及對流系統的東移發展機制和預報我國東部夏季降水過程提供有益借鑒。

2 資料、模式和數值試驗介紹

本文所用的資料包括：（1）由中國氣象局國家衛星氣象中心提供的時間分辨率為1小時，水平分辨率為0.1°×0.1°的FY-2E衛星TBB數據“http://satellite.cma.gov.cn/portalsite/default.aspx [2013- 11-10]”；（2）時間分辨率為6小時，水平分辨率為1°×1°的NCEP-FNL再分析資料（Kalnay et al., 1996）；（3）每3小時一次，水平分辨率為0.25°× 0.25°的CMORPH衛星反演降水資料“http:// www.cpc.ncep.noaa.gov/products/janowiak/cmorph_description.html [2013-11-10]”。

本文采用中尺度天氣模式WRF（3.4.1版本），模擬時間為2012年6月23日00時（協調世界時，UTC，下同）～26日00時，模擬的初始驅動條件和邊界條件為NCEP-FNL每6小時1次的再分析資料。模擬區域選用兩層嵌套形式，外層模擬區域為（12.5°～50°N，55°～125°E），水平分辨率為30 km；內層模擬區域為（20°～46°N，75°～115°E），水平分辨率為10 km。經過多組參數化方案的對比評估，最后確定WSM6微物理方案（Hong and Lim，2006）、KF積云對流參數化方案（Kain and Fritch，1990）、Noah陸面方案（Chen at al., 1996）、YSU邊界層方案（Hong et al., 2006）、RRTM長波輻射方案（Mlawer et al., 1997）和Dudhia短波輻射方案（Dudhia，1989）為本文模擬研究的組合方案。為了進一步探討高原地面感熱、潛熱通量對高原低渦以及對流系統的影響，這里使用WRF進行了感熱、潛熱的敏感性試驗，兩個敏感性試驗方案設置如下：方案一，將整個模擬時間段內3000 m高度以上的高原地面感熱通量設置為0，用“NoHFX”表示；方案二，將整個模擬時間段內3000 m高度以上的高原地面潛熱通量設置為0，用“NoQFX”表示。

3 2012年6月下旬高原東部對流云帶特征和高低空環流場

TBB（黑體亮溫）代表云頂溫度，可以作為對流活動強弱的判據，高原上對流云的云頂亮溫多在220～250 K 之間，強對流云很少（江吉喜和范梅珠，2002）。綜合對比分析，這里選用TBB為240 K值作為研究2012年6月下旬高原對流系統的對流判別標準。2012年6月23～27日，高原上有兩 條明顯的連續東傳對流云帶；其中，第一條東傳對流云帶在6月23日12 時生成于高原中部90°E附近，并于6月24日12時在110°E附近減弱消亡，前后一共在高原上的東傳活動時間接近24小時；與此同時，24日12時，高原東部95°E附近有一條新的對流云帶生成，并持續東傳至江淮流域，然后于27日12時東移出海減弱消亡，此對流云帶生命史接近72小時（圖1a）。Li et al.（2008）指出降水是夏季高原對流系統的一個特征，由圖1b中可知，2012年6月23～27日，有兩條自高原向東傳播的連續雨帶，此雨帶的分布、強度變化特征與對流 云帶的兩次東傳過程有著很好的一致對應性。另外，在2012年6月25～27日，中國東部江淮流域發生了一次明顯的大暴雨強降水過程，此次天氣過程跟高原天氣系統的東傳有關（曹勇，2012）。因而，本文選用2012年6月24日12時在高原東部生成的第二條東傳對流云帶作為研究東移高原對流系統生成機制的典型個例。

夏季，南亞高壓作為對流層上部平流層底部強大而又穩定的半永久性大氣活動中心，對我國夏季天氣氣候變化有著重要的影響（王斌和李躍清，2011）。高原低渦是活動于高原主體的重要天氣系統之一（向朔育和李躍清，2011）。由圖2可看出，2012年6月24日12時，高原上空200 hPa高度上受南亞高壓控制，其中心位于高原南部，高原對流云帶處于南亞高壓東北部偏北輻散氣流的正下方；相應地，高原東部500 hPa高度上存在一顯著的經向低壓槽，高原低渦嵌套在此槽內，高原對流云帶處于高原低渦后部偏南、偏北氣流形成的輻合帶中。這種高層輻散、低層輻合的高低空環流場配置為高原對流系統的生成提供了十分有利的環境條件。

圖1 2012年6月23日00時～27日12時沿28.5°～32.5°N平均的經度—時間剖面圖：（a）TBB（單位：K）；（b）CMORPH累積降水量（單位：mm/3h）

圖2 2013年6月24日12時位勢高度（單位：gpm）和風矢量場（單位：m/s）：（a）200 hPa；（b）500 hPa。陰影表示TBB（單位：K），黑色實線為3000 m高原地形等值線，紫色虛線框表示高原對流系統的位置

關于高原對流系統的空間結構狀況，由圖3可知，高原東部沿著33°N高原對流中心在500 hPa高度以下近地層為東西風的輻合區，上升運動從高原近地層一直向上延伸至300 hPa高度，負的位勢高度距平區主要位于400 hPa高度以下的高原近地層，高空正的位勢高度距平等值線偏東偏強；此外，沿著96°E高原對流系統中心，南北氣流交綏區發生在高原中部32°～34°N區域，上升運動區在高原中部34°N附近，400 hPa高度以下的負距平區也主要位于高原中部34°N附近，而高空則為偏北偏強的位勢高度正距平區。綜上可知，高原對流系統生成時，其中心區域對流發展旺盛，高原低層盛行強烈的氣流輻合區，且伴有高原低渦的發展。這說明高原對流系統的強烈生成發展與高原低空氣流輻合帶、高原低渦之間可能有著某種十分密切的聯系。

4 影響高原對流系統生成的高原低渦渦源分析

高原低渦是青藏高原夏季主要的降水系統，水平尺度約500 km，垂直厚度約2～3 km，少數高原低渦在有利環流形勢下會東移出高原給下游地區帶來災害性天氣過程（葉篤正，1979；青藏高原氣象科研拉薩會戰組，1981；郁淑華和高文良，2006；郁淑華等，2007；陳功等，2012；Zhang et al., 2014）。2012年6月24日12時，高原低渦在高原東部 100°E附近發展顯著，其空間分布主要從高原近地層向上延伸到400 hPa高度，渦度中心位于500 hPa高度上（圖4a）；與此同時，在高原東部對流系統生成區域（圖2紫色虛線框），相當位溫e在500～350 hPa高度層之間隨著高度是遞減（圖4b），這說明高原東部對流層中下層存在大氣的對流不穩定能量。而空氣的這種對流不穩定性特征十分有利于高原對流系統的發生、發展和維持（盧萍等，2009）。

圖3 2012年6月24日12時高原地區（a）沿33°N的經度—高度剖面圖和（b）沿96°E的緯度—高度剖面圖。（a）和（b）矢量分別表示u×(?100 ω)和v×(?100 ω)；藍色等值線表示相對于該時次高原平均（25°～40°N，70°～110°E）的位勢高度距平（單位：gpm），實線表示正距平，虛線為負距平；陰影表示垂直速度ω，單位為Pa/s；水平風速單位為m/s；灰色填充區表示高原地形

圖4 2013年6月24日12時要素場：（a）沿33°N高原渦中心相對渦度（單位：10?5 s?1）的經度—高度剖面圖；（b）青藏高原東部對流區相當位溫θe（單位：K）平均垂直廓線（圖2紫色虛線方框區域）。灰色填充區表示高原地形

為了解釋產生高原低渦渦源的因子，我們對此次低渦過程的等熵位渦變化進行了診斷分析。由圖5可知，2012年6月24日06時（圖5a），高原東部在330 K等熵面上有等熵位渦值為0.5 PVU（1PVU=10?6m2K s?1 kg?1）的閉合等值線，但在此區域并未發現TBB對流云帶的分布；然而，在24日12時（圖5b），高原東部330 K等熵面上則出現了等熵位渦值大于1.0 PVU的孤立位渦高值帶（打點區域），且該區域與TBB對流云帶位置相對應。這說明高原低渦的位渦渦源是新生成發展起來的，與上一個時次（6月24日06時）并無直接的聯系。另外，還從高原500 hPa水汽通量場上看出，24日12時，有來自孟加拉灣的暖濕水汽與來自中緯度西風環流輸送的水汽在高原東部交綏，此水汽交綏區為TBB對流云帶的發展提供了充足的水汽條件。

根據位渦理論（Hoskins et al.，1985；Hoskins, 1997），高層正值高位渦的擾動能夠激發低層氣旋式環流的發展和加強。吳海英和壽紹文（2002）對江淮流域的一次氣旋發生發展進行分析指出，潛熱釋放將促使高層的高位渦向下傳輸，進而導致低層氣旋加深發展。2012年6月24日06時（圖6a），沿著33°N，高原西部（75°E）和東部（105°E）分別在400 hPa和500 hPa高度上存在一個位渦高值中心帶，其中，高原西部的位渦高值中心上方存在高低空正位渦帶的上下打通，而高原東部則是一個孤立的低層位渦高值中心。24日12時（圖6b），高原西部高空繼續有高低空正位渦帶的上下打通，其低層的高值正位渦中心強度較上一時次（24日06時）有所增強，這說明低層位渦的加強與否可能跟高低空正位渦帶的上下打通有關；與之相反，高原東部的正位渦中心強度則顯著減弱，同時也并未出現高低空正位渦帶的上下打通現象。值得注意的是，在高原東部100°E附近，高原低層有一新的孤立正位渦高值中心生成發展，位渦中心位于500 hPa高度上，此高值正位渦中心與圖4b中的高原低渦渦度中心有著很好的一致對應性。因而可知，此高原低渦的渦源是局地新生成發展起來的，跟高低空正位渦帶的上下打通現象無關。這與前面提到的江淮氣旋的發生發展過程有所區別。

圖5 2012年6月24日（a）06時和（b）12時500 hPa 水汽通量q v（矢量）、330 K等熵位渦（藍色實線）和TBB（陰影）。打點區域表示等熵位渦值大于1.0PVU以上的區域，黑色實線為3000 m高原地形等值線， q v單位為m s?1 kg kg?1，等熵位渦單位為PVU，TBB單位為K

圖6 沿33°N位渦經度—高度剖面圖：（a）2012年6月24日06時；（b）2012年6月24日12時。位渦單位為PVU，灰色填充區表示高原地形

根據Wang et al.（1993），由非絕熱加熱（冷卻）所引起的位渦變化可用如下公式表示：

, （1）

式中表示非絕熱加熱率。通常情況下，，從（1）式可知，當非絕熱加熱隨高度向上增大（減小）時，位渦PV將隨時間增加（減少）。因而，在最大加熱層以上，位渦隨時間減少，而在最大加熱層以下，位渦則隨時間增加。

高原東部雨季降水豐沛，由于海拔高，高原降水所產生的凝結潛熱可直接釋放到大氣對流層中部,加熱大氣，并通過大氣環流進而影響中國的天氣氣候（李棟梁等，2008）。夏季潛熱加熱是高原非絕熱加熱的主要形式（葉篤正，1979；段安民和吳國雄，2003）。圖7為高原非絕熱率（Yanai et al., 1973）垂直廓線分布圖，從中可看出，2012年6月24日06時（實線），高原東部500～450 hPa高度層之間，非絕熱加熱率隨高度向上遞減；然而，在24日12時，高原東部低層非絕熱加熱率則隨高度向上遞增，且強度有著顯著的增強，最大值為15 K/d，最大加熱層也向上抬升到400 hPa高度上。根據公式（1）可知，在24日12時，高原東部400 hPa高度下低層則有由非絕熱加熱引起的局地正位渦制造；另外，還從圖5中可知，24日12時，高原對流系統在高原東部生成（圖5b紫色虛線框），而在前一個時刻（6月24日06時），此區域并不存在高原對流系統的分布（圖5a紫色虛線框）。這說明此高原低渦的局地正位渦制造可能主要跟高原對流降水產生的潛熱釋放有關。

圖7 2012年6月24日06時（黑色實線）和12時（黑色虛線）青藏高原東部對流區非絕熱加熱率平均垂直廓線（圖5紫色虛線框），單位：K/day

5 高原地面感熱、潛熱通量對高原東部對流系統的影響

上述結果說明了高原東部對流系統的生成跟高原低空氣流輻合帶和高原低渦有關，并且高原東部對流系統的潛熱釋放是局地正位渦制造的主要因子。那么，此高原低渦的生成源地在哪里？影響它生成的主要因子又是什么？以及此高原低渦對高原東部對流系統的生成有著怎樣的影響？針對這些問題，我們利用WRF模式開展了數值模擬試驗。

由圖8可知，2012年6月23日12時～25日12時高原上有一次正渦度東傳過程。此東傳渦度帶在23日12時左右生成于高原西部80°E附近，東傳至25日12時在高原東部105°E附近減弱消亡。期間，東傳渦帶的渦度值在6月24日12時～25日00時有著顯著的加強（大于1.5×10?5s?1）。然而，高原對流系統在6月24日12時生成于高原東部95°E附近（圖1a），并通過釋放潛熱進而加強了東移高原低渦的強度（圖7）。由此可知，高原低渦先于高原對流系統前一天在高原西部80°E附近生成，然后繼續東移并在高原東部減弱消亡。在此期間，高原對流系統通過降水產生的潛熱加強了東移高原低渦的強度。

夏季高原地區，西部以感熱為主，東部以潛熱為主（葉篤正，1979；Duan and Wu，2008；竺夏英等，2012；王美蓉等，2012）。2012年6月23日09時為高原低渦初始時刻，此時地面感熱通量大于100 W/m2的區域主要集中在90°E以西的高原西部（圖9a）。6月24日06時，高原東部對流系統生成時，地面潛熱通量大于100 W/m2的區域則主要分布在90°E以東的高原東部（圖9b）。

為了進一步探討高原地面感熱和潛熱對高原低渦和高原對流系統的影響機理。這里使用WRF分別對高原地面感熱，潛熱進行了敏感性試驗。由NCEP-FNL分析場（圖10a）可看出，2012年6月23日12時，高原西部（90°E以西）500 hPa風場上為一閉合性的氣旋性環流（高原低渦），環流中心大致在（33°N，90°E）；圖10b、c、d為該時次WRF模擬的500 hPa風場分布，從中可以看出，參考試驗（Ctl）能很好地模擬出NCEP-FNL再分析資料中500 hPa上的閉合性氣旋環流，但是強度偏強，這可能與WRF模式參數化方案有關。同時，通過對參考試驗（Ctl）、敏感性試驗一（NoHFX）和敏感性試驗二（NoQFX）進行對比分析，可以看出，在去掉高原地面感熱通量后（NoHFX），與參考試驗（Ctl）相比，NoHFX方案中高原西部（90°E以西）500 hPa高度上閉合性氣旋環流顯著減弱，沒有出現顯著的閉合性環流中心。然而，在敏感性試驗二（NoQFX）中，去掉高原地面潛熱通量之后，高原西部（90°E以西）500 hPa上閉合性氣旋環流分布與參考試驗（Ctl）比較起來，并無顯著的變化。以上的對比分析表明，WRF參考試驗（Ctl）能夠很好地模擬出高原西部低渦的生成；高原地面感熱通量對高原西部低渦的生成影響較大，而高原地面潛熱通量對其則無明顯作用。

圖8 2012年6月23日00時～27日12時沿33°～35°N渦度平均的經度—時間剖面，渦度單位：10?5s?1

圖9 （a）2012年6月23日09時地面感熱通量（單位：W/m2）；（b）2012年6月24日06時地面潛熱通量（單位：W/m2）。黑色實線為3000 m高原地形等值線

根據前文，高原低渦生成于高原西部，主要受高原地面感熱通量的影響；同時，高原東部對流系統釋放的凝結潛熱也加強了東移高原低渦的強度。那么，東移高原低渦影響高原東部對流系統生成的主要機制是什么？從NCEP-FNL分析場中可看出（圖11a），在2012年6月24日12時，高原低渦已東移到高原東部，高原對流系統生成于高原低渦后部偏北、偏南氣流形成的輻合帶中，且對流系統區域內對應著6小時累積水量超過5 mm的雨帶分布。結合WRF模擬結果（圖11b）對比分析可知，WRF模擬出的東移高原低渦位置、強度與再分析資料中的東移高原低渦較為相似，且模擬的對流雨帶位置、強度與CMORPH降水帶較為一致。這說明WRF能較為成功地模擬出高原低渦的東移和高原對流雨帶的形成，以及此次高原東部的降水過程主要跟對流降水有關。然而，在去掉高原地面感熱通量（圖11c）后，東移高原低渦位置明顯偏北偏西，沿著33°N偏北、偏南氣流形成的輻合帶也大幅減弱，高原東部也沒有出現明顯的高原對流雨帶分布。以上說明東移高原低渦可能通過加強偏北、偏南氣流形成的輻合帶，進而觸發高原東部對流系統的生成。而高原地面感熱通量對高原低渦的生成、發展和東移都有著十分重要的作用，這與羅四維等（1991）；羅四維和楊洋（1992），李國平等（2002）；李國平和劉紅武（2006）的結論一致。

圖10 2012年6月23日18時500 hPa風場（單位：m/s）：（a）NCEP-FNL數據；（b）參考試驗（Ctl）；（c）敏感性試驗一（NoHFX)；（d）敏感性試驗二（NoQFX）。等值線為高原3000 m地形等高線

圖11 2012年6月24日12時500 hPa風場（單位：m/s）：（a）NCEP-FNL數據；（b）參考試驗（Ctl）；（c）敏感性試驗一 (NoHFX)；（d）敏感性試驗二（NoQFX）。（a）中陰影表示CMORPH累積降水量（單位：mm/6 h）；（b）–（d）中陰影表示WRF模擬累積對流降水量（單位：mm/6 h）；等值線為高原3000 m地形等高線；紫色虛線框同圖2

另外，在去掉高原地面潛熱通量（圖11d）后，東移高原低渦置和強度并無明顯的變化，沿著33°N形成的偏北、偏南氣流輻合帶也無顯著改變，但高原東部則未出現高原對流雨帶的分布。這說明高原地面潛熱通量是影響高原東部對流系統生成的一個重要因子，而對高原低渦東移并無顯著作用。盧萍和宇如聰（2008）指出，地面潛熱通量對大氣穩定度的影響可以通過對流有效位能的變化來說明。圖12為此次天氣過程中對流有效位能的演變過程，從中可以看出，在參考試驗（Ctl)中，大氣中的對流有效位能在6月24日06～15時有著一次急劇 的變化過程，大約在24日09時達到極值，約260 J/kg，然后開始迅速減弱；在無高原地面潛熱通量的試驗中（NoQFX），大氣中的對流有效位能值偏小，最大值不超過40 J/kg, 且無明顯變化。這說明地面潛熱通量能夠增強中低層大氣的不穩定性，為對流系統的發生發展積累能量，造成有利于對流降水的熱力環境。

圖12 2012年6月24日00時～25日00時對流有效位能（CAPE）的平均演變序列（圖5紫色虛線框）。黑色實線表示參考試驗（Ctl），黑色點線表示敏感性試驗二（NoQFX）

綜上，高原地面感熱通量對高原低渦的生成、發展和東移都有著十分重要的作用，而東移高原低渦通過加強偏北、偏南氣流形成的輻合帶，進而觸發了高原東部對流系統的生成。同時，高原地面潛熱通量能夠增強中低層大氣的不穩定性，為對流系統的發生發展積累能量，造成有利于對流降水的熱力環境，但對高原低渦則無顯著的影響。高原地面感熱、潛熱通量是高原東部對流系統生成發展過程中必不可少的因子。

6 結論與討論

本文利用NCEP-FNL再分析資料、FY-2E衛星TBB數據、CMORPH降水資料，通過熱力學和動力學診斷分析并結合區域天氣氣候模式WRF的數值模擬試驗，研究了2012年6月下旬青藏高原一次東移對流系統的生成發展機制以及與地面加熱相互作用的物理過程，得出的結論如下：

（1）高原地面感熱通量對高原低渦的生成、發展和東移都有著十分重要的作用，而東移高原低渦通過加強偏北、偏南氣流形成的輻合帶，進而觸發了高原東部對流系統的生成。

（2）高原地面潛熱通量能夠增強中低層大氣的不穩定性，為對流系統的發生發展積累能量，造成有利于對流降水的熱力環境，但對高原低渦則無顯著的影響。高原地面感熱、潛熱通量是高原東部對流系統生成發展過程中必不可少的因子。

（3）東移高原低渦的加強主要跟高原對流系統降水產生的凝結潛熱釋放有關，跟高低空正位渦帶的上下打通并無直接關系。東移高原低渦與高原對流之間存在一種正反饋機制，即東移高原低渦觸發高原對流系統的生成，而高原對流系統生成后，通過降水所釋放的凝結潛熱加熱，又進一步加強了高原低渦的強度。

本文所得結論僅是基于個例分析的結果，今后還需要通過更多的個例分析驗證地面加熱與高原低渦和對流系統之間相互作用的物理過程。此外，對流系統移出高原并影響下游地區降水天氣過程中的地面加熱與環流系統的相互作用的機制還有待深入研究。

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Interaction of Surface Heating, the Tibetan Plateau Vortex, and a ConvectiveSystem: A Case Study

Tian Shanru1, 2, Duan Anmin1, Wang Ziqian1, and Gong Yuanfa2

1(),,,1000292,,610225

Using the National Centers for Environmental Prediction Final Analyses (NCEP-FNL) reanalysis data, the temperature of black body (TBB) data from the Fengyun-2E (FY-2E) satellite, and the Climate Prediction Center morphing technique (CMORPH) precipitation data, the effects of surface heating on the genesis and development of a convective system over the Tibetan Plateau (TP) in late June 2012 are analyzed on the basis of thermodynamic and dynamic diagnosis and numerical simulation by employing the WRF model. Results indicate that surface heating over the western and central Tibetan Plateau plays an important role in the genesis, enhancement, and eastward propagation of the TP Vortex (TPV). During the development phase, the TPV triggers the genesis of a convective system over the eastern TP by strengthening the convergence belt between the northerly and southerly flows. Meanwhile, strong condensation heating, released by the convective precipitation, reinforces the TPV. Therefore, a positive feedback mechanism exists between the surface heating, the TPV, and the convective system. Results from numerical simulations further reveal that, in addition to the appropriate background circulation, the surface latent heat flux over the eastern TP can induce an unstable state in the low level atmosphere. This provides energy for the development of convective systems, which can then generate a suitable thermal environment for organized convective precipitation.

The surface heating, Tibetan Plateau vortex, Convective system, Numerical simulation

1006?9895(2015)01?0125?12

P447

A

10.3878/j.issn.1006-9895.1404.13311

2013?11?05；網絡預出版日期2014?04?15

國家自然科學基金項目41175070，國家重點基礎研究發展計劃（973計劃）項目91337216，財政部/科技部公益性行業（氣象）科研專項GYHY201006014

田珊儒，男，1989年出生，碩士研究生，主要從事天氣動力學和中尺度數值模擬研究的研究。E-mail: tianshanru104@163.com

段安民，E-mail: amduan@lasg.iap.ac.cn