Page 54 - 《高原气象》2026年第1期

高 原 气 象 45 卷
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（2） 欧洲中期天气预报中心（European Centre 间范围为第 13~33 候。用 x（i=1， 2， …， 72）代表 1
i
for Medium-range Weather Forecasts， ECMWF）提供 年中 1~72 各侯的感热通量平均值， 每年第 13 候及
的第五代再分析数据（the 5th ECMWF Re-Analysis 其感热值作为春季地表感热开始增强的时间和强
data， ERA5）逐月再分析数据集， 其中包括位势高 度， max( x i) 出现的时间 T（候）和强度作为春季地
度场、 U、 V 风场、 垂直速度场、 海平面气压和水汽 表感热最强时间和强度。所以， 春季地表感热增强
场等环流要素场， 空间分辨率为0. 25°×0. 25°。 t max
-2
强度： Q = ∑ (∆x i )（单位： W·m ）， 其中， Δx i =
（3） 热带太平洋 NINO 3. 4 区（5°N -5°S， 170° i = 13
-2
W -120°W）海表温度距平指数和热带印度洋全区 x i - x i - 1 为逐候增量（单位： W·m ）。
一致海温模态（Indian Ocean Basin Mode， IOBM）指 2. 4 南方春雨量的定义
数均来自国家气候中心“气候与气候变化监测预测 我国南方春雨总量为从春雨开始时间至春雨
系统”的 130 项监测指数（http： //cmdp. ncccma. net/ 结束时间的候累积降水量。春雨开始时间为从第
-1
Monitoring/cn_index_130. php）。 13候起第一个雨量大于 4 mm·d 的候， 且后面 3候
文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然 至少 1 候也达到 4 mm·d （万日金和吴国雄， 2008；
-1
资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载 王黎娟和高龙龙， 2017； 胡雅君等， 2017）。由于东
的审图号为 GS（2020）4619 的中国地图和审图号为 亚夏季风的开始以南海夏季风的爆发为标志（Ding
GS（2016）1666的世界地图制作，底图无修改。 and He， 2006； Kueh and Lin， 2010）， 所以， 本文将
2. 2 地表感热通量计算方法 南海夏季风的爆发时间（Kajikawa and Wang， 2012）
感热通量利用总体输送公式进行估算， 该方法 作为春雨结束的时间。
在高原热力特征及其影响相关研究中得到了广泛 本文选取范围 5°N -15°N， 110°E -120°E 的南
应 用（Yeh， 1982； 徐 国 昌 等 ， 1990； 李 栋 梁 等 ， 海地区， 参照Kajikawa and Wang（2012）用纬向风的
1997； Duan and Wu， 2006； 周 连 童 和 黄 荣 辉 ， 日资料来进行定义南海夏季风爆发时间， 具体为在
2008； Yang et al， 2011； Zhu et al， 2017； Chen et ４月 25 日之后且满足以下条件： （1）在起始日和起
al， 2019； Wang et al， 2019a）： 始日后５天期间， 平均的夏季风指数必须大于０
SH = ρc p C h U (T s - T a ) （1） （意味着西风稳定建立）； （2）在随后的 20 天中， 夏
式中： SH 为地表感热（单位： W·m ）； ρ 为干空气 季风指数必须在至少 15天内为正； （3）累积的 20天
-2
-1
密度， 由干空气状态方程 ρ=Ps/（R T）确定（单位： 平均夏季风指数必须大于 1 m·s （意味着持续的季
d a
kg·m ）； Ps 为本站气压（单位： hPa）； R =287. 04 节性转变）。由于分析的高原感热年内增强过程为
-3
d
-1
-1
J·K ·kg 为干空气比气体常数； c 是定压状态下干 候尺度， 南海夏季风爆发时间也由日尺度转化为候
p
-1
-1
空气的比热， 为 1004 J·K ·kg ； U 为 10 m 风速（单 尺度。
-1
位： m·s ）； T 为地面 0 m 的温度（单位： K）， T 为 2. 5 分析方法
s
a
1. 5 m处百叶箱温度（单位： K）； C 为地表热力输送 本文使用的分析方法主要包括简单相关、 偏相
h
系数（无量纲）， 由高原不同下垫面 C -I NDV 参数化 关、 t检验、 回归分析和合成分析等数理统计分析方
h
关系确定（Wang et al， 2019a）： 法（魏凤英， 2022）。
ì-0.0045I NDV +0.0074I NDV +0.0021 0.5≤I ave <1 本文使用高原春季地表感热达最强时间（T）和
2
ï ï
C h = í 0.0062I NDV -0.0020I NDV +0.0021 0.35≤I ave <0.5 增强强度（Q）的经验正交函数（EOF）分析第一模态
2
ï ï ï ï 2 0≤I ave <0.35 时间系数（PC1）， 并参考这两个因子与中国南方春
î 0.0120I NDV -0.0015I NDV +0.0029
（2） 雨量之间相关系数的加权（Wang et al， 2022b）定义
式中： I NDV 为归一化差异植被指数； I 为 1982 - 了一个高原地表感热增强过程量综合指数（I ）， 其
ave
SH
2020 年各站 5 -9 月平均 I NDV 的多年平均， 其中当 计算如下：
0. 5≤I <1 时， 为长草甸型下垫面， 植被茂密且高度 I SH = r 1 *T PC1 + r 2 *Q PC1 （3）
ave
在 10 cm 以上； 当 0. 35≤I <0. 5 时， 为短草甸型下 | r 1 | + | r 2 |
ave
垫面， 植被茂密但是高度在 10 cm 以下； 当 0≤I < 式中： r 1 和 r 2 表示春雨量与 T 的 PC1 和 Q 的 PC1 之
ave
0. 35时， 为稀疏草甸型下垫面， 植被稀疏且低矮。 间的简单相关系数。
2. 3 高原地表感热春季增强量的定义 温度水平平流可以表征大气的水平运动对热
本文主要关注高原春季地表感热增强过程， 时 量的输送， 其正值对应暖平流， 负值对应冷平流，