Page 68 - 《高原气象》2023年第1期

高 原 气 象 42 卷
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图4 南亚高压位置偏东南年份与偏西北年份（偏东南-偏西北）对应的25°N -35°N平均的垂直速度（a， 彩色区，
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单位： ×10 m·s ）， 散度（b， 彩色区， 单位： ×10 s ）， 高原及其周边地区850~300 hPa积分水汽通量
（矢量， 单位： ×10 kg·m ·s ）及其散度（彩色区， 单位： ×10 kg·m ·s ）的差异（c）
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图（a）~（b）中矢量表示水平风速的差异（单位： m·s ）， 图（a）~（c）中的打点区域表示差值通过了0. 05的显著性检验，
图（c）中的水汽通量差值（矢量）都通过了0. 05的显著性检验
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Fig. 4 Height vs. longitude cross-section of the mean vertical velocity （a， color area， unit： ×10 m·s ）， the mean divergence
（b， color area， unit： ×10 s ） for the region of 25°N -35°N， and the spatial distribution of integrated water vapor flux from
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850 hPa to 300 hPa （ ×10 kg·m ·s ） and its divergence （color area， unit： ×10 kg·m ·s ） （c） over the Qinghai-Xizang
Plateau and its surrounding areas， corresponding to the differences between the anomaly of South Asia High position
（southeast minus northwest）. The vectors in Fig. 4（a）~（b） represent the difference of horizontal wind speed. The
dotted area in （a）~（c） represents that the difference passes the significance test of 0. 05， the vector
in Fig. 4（c） denotes that the difference passes the significance test of 0. 05
致。但是， 这些变化并不显著， 表明高原西北部降 加入了异常热源， 其在 σ = 0.5 层的水平分布如图 6
水的显著变化可能是多因素综合影响的结果， 一方 （b）所示， 加热率从热源中心向外逐渐衰减； 25°N
面与该地区降水异常的空间尺度较小有关， 另一方 -35°N、 90°E -102°E区域平均的异常热源垂直廓线
面也可能与再分析资料中地表感、 潜热在该地区具 如图 6（a）所示。进一步分析 200 hPa 位势高度异常
有较大的不确定性有关（Cui and Wang， 2009）。 对高原东部大气异常加热的响应结果［图 6（b）］表
上述结果还表明， 高原东部和西南部大气凝结 明， 高原东部大气的异常加热会导致高原东南部位
潜热加热对南亚高压位置的变化具有显著的响应， 势高度出现正异常， 而高原西北部位势高度出现负
并与降水对南亚高压位置变化的响应基本一致。 异常， 这与图 1（b）中 EOF分解的结果基本一致， 但
为分析高原东部和高原西南部大气凝结潜热的作 正异常位置偏东北， 可能与高原异常热源激发的准
用， 本文设计了大气异常加热的数值敏感性试验。 定常罗斯贝波传播有关（Hu and Duan， 2015）。高
从图 5（a）和（b）的结果可知， 南亚高压偏东南对应 原西南部大气异常热源的数值试验结果也可得出
着高原东部显著的大气热源正异常， 因此， 参考高 与图 1（b）类似的空间分布（图略）。由此说明， 年际
原东部热源差异的水平分布［图 5（a）， （b）］和垂直 尺度上高原东部和高原西南部大气凝结潜热加热
廓线（图略）， 敏感性试验在高原东部 30°N、 96°E处 在南亚高压位置变化与高原降水关系中起着维持