关于海、陆热力差异，尤其青藏高原大地形对亚洲季风及其雨带时空变化影响理论问题的探讨，很多学者已做出了卓有成效的贡献，亚洲夏季季风雨带的时空变化反映了季节转换过程中海、陆热力差异和青藏高原大地形的共同作用。亚洲夏季季风可划分成东亚夏季季风和南亚夏季季风(Ding，1994；Ding et al，2005)。青藏高原大地形在亚洲季风、区域水资源和能量的循环方面的作用已被广泛研究(叶笃正等，1979； Lu et al，2005；Xu et al，2008b)。青藏高原的动力作用与“热力泵”效应同时对亚洲夏季风有影响(Wu et al，1998)。模拟研究(朱抱真，1990；朱乾根等，1993)表明，如果青藏高原不存在，季风雨带将被抑制在亚热带低纬度地区。由于青藏高原的地形作用，造成东亚季风降雨的时空分布特征。

青藏高原腹地的三江源地区为孕育中华民族悠久文明历史的长江、黄河和澜沧江的源头汇水区。Qiu(2008)指出青藏高原拥有冰川、积雪、冻土，被誉为地球中低纬度高海拔永久“冻土和山地冰川王国”，构成了可以与南、北极齐名的“地球第三级”。数以千计的湖泊和冰川遍布在这个高原“台地”上(图 1)。青藏高原现代冰川条数占中国现代冰川总条数的77.85%，冰川面积占中国现代冰川总面积的82.5%，冰储量占中国冰川冰总储量的79.96%。Lu等(2005)研究表明，冰川融水构成中国青藏高原总径流量的7.2%。高原湖泊为中国湖泊总面积的52%。对流云和降水的频繁发生表明青藏高原水汽含量非常丰富，反映了青藏高原是全球大气水循环关键“供水源”之一。青藏高原冬半年降水约占全年总降水量的40%，并以积雪形式存储，是夏季河流径流的潜在水源；夏半年降水占全年总降水量的60%左右，为下游大型河流流量提供重要保障，这类似高原维持一个庞大的中空“蓄水池”，青藏高原是中国和亚洲许多大江大河的发源地，如长江、黄河、印度河、湄公河和恒河。

图 1 中国及周边水源资源地理分布(冰川积雪：白色，河流：浅绿，湖泊：浅蓝；两个红色 矩形标志青藏高原和长江中下游的两个主要湖泊区)(Xu et al，2014) Fig. 1 Geographical distribution of the water sources in terms of glaciers and snowpacks，rivers and lakes over China with colors of white，light green and light blue，respectively. Two major lake groups are marked by two red rectangles in the Tibetan Plateau and the middle & lower reaches of the Yangtze River(Xu et al，2014)

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为何高耸在大气对流层中部的青藏高原能“捕获”大量水汽，并存在着如此巨大的冰川、湖泊水资源储量？如何将海洋丰富的水汽“抽吸”汇聚到这“世界屋脊”大平台上？探索和认识这些亚洲水循环问题在当今人类活动对环境气候影响持续增加和全球变暖的背景下更凸显重要。若想解开这世界屋脊特殊水分循环过程之谜，需追溯到青藏高原对大气水循环的“驱动力”。

Wu等(1998)、黄荣辉等(1987)、Wang等(2011)曾提出青藏高原作为“热岛”热力强迫影响大气环流结构的观点。从大气“热岛”的视角认识高原热力强迫，可以得到大气环流异常变化影响的重要启示，因为青藏高原是全球超太阳常数的极值区域之一，亦是太阳总辐射值最大的区域之一。叶笃正等(1992)认为青藏高原气温较周边同高度自由大气高出4—6℃以至10℃。青藏高原由于大尺度强太阳辐射，海量太阳辐射热量被储存，形成巨大中空热岛，对区域乃至全球大气环流的影响是难以估计的驱动力。由青藏高原热力和大地形动力作用产生的经圈环流不仅破坏了该地区的哈得来环流，使得亚洲季风区的副热带和中高纬度不断从赤道和热带地区捕获水汽，使得热带海洋成为青藏高原及周边大气水分循环的重要水汽源区，而与大地形热源相联系的南亚高压环流则起着高层大气强动力辐散功能，上述大地形热源可构成与“城市热岛”群类似的巨大中空热岛环流。因此，青藏高原作为全球最高大地形，可通过中空大尺度热岛辐合环流(“热泵”效应)持续吸引来自相邻的印度洋、低纬度西太平洋等地区异常暖湿气流。其亦是东亚降水以及长江流域梅雨带时空分布的关键影响因子。尽管高原冷、热源效应将影响东亚天气气候的年际变化已为科学界所共识，但青藏高原大地形动力和热力对区域、全球大气水分循环及其亚洲夏季风影响作用等问题，目前仍然是国际科学界争论的热点(Wu et al，2012; Boos et al，2010)。青藏高原作用的争论热点亟需一个观测事实的动力学分析，其涉及亚洲水循环过程中青藏高原大气水资源的关键过程，至今却依然未得到深入和完整研究。 2 青藏高原局地热力对流及其云水效应

青藏高原上各类云状出现比例中强对流云4.0%—21.0%，其中青藏高原中部的积雨云为21%，是其他非青藏高原地形区的5倍左右，说明青藏高原地形作用在产生强对流云的效率上是有很大贡献的(Luo et al，2011)。青藏高原整体年平均积雨云出现次数为345次，是中国其他地形区域整体平均的2.5倍(戴加洗，1990)。夏半年青藏高原上空大气的物理属性与赤道低纬度地区有许多相似之处。夏季青藏高原是一个强大的热源，其上空的对流活动非常频繁。青藏高原东部在夏季主要以凝结潜热为主，该地旺盛的中尺度对流活动和巨大的积雨云的“烟囱效应”持续为上层大气输送热量和水汽(Flohn，1968)。

第二次青藏高原科学试验期间，那曲地区雷达观测亦发现青藏高原中部存在对流云呈水平尺度小，垂直厚度高的柱状单体。长江洪涝过程中青藏高原地区中部和东部出现“爆米花”状对流云高频突发现象。针对青藏高原异常云结构特征，Xu等(2002)将其归纳为“爆米花”状云系，事实上青藏高原中小尺度湍流-对流发展十分强盛，其与“世界屋脊”高原地区的地面异常总辐射强度有关。1978和1998年青藏高原大气科学现场观测试验表明，在高原存在总辐射超过太阳常数异常现象高频区。章基嘉等(1988)、陆龙骅等(1995)指出，1992年夏季在珠穆朗玛峰地区记录到的瞬时总辐射量达到1688 W/m²，超太阳常数23%。周明煜等(2000)认为青藏高原总辐射量为世界上最大的地区，远大于北半球热带和副热带沙漠地区太阳总辐射量极值。青藏高原异常太阳常数高频区，其强辐射将导致高耸于大气对流层中部庞大的“中空热岛”现象(图 2)，1957—2009年夏半年青藏高原上空气温各层纬度偏差高层出现类似“暖心”结构，且青藏高原上空垂直运动各层纬度偏差亦为显著上升区域。

图 2 1957—2009年夏半年(3—8月)青藏高原上空(30°—35 ° N)平均的气温纬度偏差(色阶)及纬向-垂直风矢量场(u与-ω×100合成)剖面 Fig. 2 Latitude-vertical sections of the air temperature anomalies(color shading) and vectors of vertical and zonal winds(composed of u and -ω×100)averaged over the Tibetan Plateau(30°-35°N)for the warm season(March-August)of 1957-2009

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为何青藏高原地、气温差及其感热的时空分布具有鲜明的季节特征？此现象为何与梅雨带演进密切相关？从500 hPa纬向偏差温度场(图 3a)中可发现与同纬度相比，青藏高原低层呈显著的“热岛”现象，1957—2009年青藏高原“热岛”(高温中心区域)地面气温多年平均纬向偏差值可达4.5℃。无疑约占中国1/4面积上持续存在如此强度热岛已超越了世界上任何超级城市群所产生的效应，并构成世界屋脊的深厚“热柱”。此外，图 3b为北半球500 hPa以上整层比湿场，图 3描述出的高原“中空热岛”现象还伴随着“中空湿岛”。

图 3 1957—2009年夏半年(3—8月)东亚区域(a)500 hPa气温纬度偏差场及(b)500 hPa以上比湿分布 Fig. 3(a)Differences of the temperature at 500 hPa and (b)the total specific humidity above 500 hPa relative to their zonal means averaged from March to August over 2000-2009

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由于青藏高原中部地面强热源及其复杂地形造成的下垫面热力不均，构成了复杂的陆面水热过程及其强感热、强湍流特征。为考察青藏高原异常感热是否与大气对流活动及其相关潜热释放存在关联，采用美国国家环境预测中心(NCEP)再分析与青藏高原站点资料，计算两者相关，发现夏季青藏高原地面异常感热亦与该区域上空大气上升运动存在重要的关联(Xu et al，2014)。由图 4可见，1957—2009年夏半年青藏高原垂直速度ω与整层水汽汇呈同位相年际变化特征，相关系数(R²=0.411)超过95%信度标准。青藏高原上空垂直速度ω与视水汽汇(Q₂)的相关更为显著。这反映出青藏高原的垂直运动与该区域异常活跃的对流活动密切相关。

图 4 1961—2010年夏半年(3—8月)青藏高原地区平均的(a)500 hPa垂直 速度ω与整层视水汽汇Q2年际变化及(b)二者相关 Fig. 4(a)Interannual variations of the vertical velocity at 500 hPa and the whole column Q2 averaged over the Tibetan Plateau(25°-37.5°N，80°-100°E)over from March to August and (b)their correlation during 1961-2010

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由于青藏高原南侧边界低层暖湿平流或北侧干冷平流交互影响显著，亦形成青藏高原低层强烈不稳定状态。青藏高原异常湍流亦有助于强化局地对流活动。青藏高原低层往往形成如声雷达观测的窄长“柱状热泡”，从频谱分析可见，热对流泡表现出了显著的有组织的中小尺度湍流运动结构。分析1998年科学试验中当雄边界层加强观测期声雷达资料(图 5)亦发现窄长的对流热泡特征，且热泡结构上升气流速度较强，垂直速度可达1 m/s，呈窄长上升热泡状，其两侧为对称细长的下沉带。通过当雄声雷达观测资料亦可计算出热对流泡时间尺度为1.2—1.5 h，这表明高原中部地区中小尺度对流泡活动十分活跃。对应着窄长上冲热泡，在青藏高原地区往往可观测到与“爆米花云”相关的边界层具有显著湍流特征的中小尺度对流泡。

图 5 青藏高原“爆米花”云系的(a)“爆米花”湍流-对流物理图像、(b)“爆米花” 云成熟阶段及(c)高原垂直运动特征(声雷达探测)(徐祥德等，2001) Fig. 5 ′Pop corn-like′ cloud over the Tibetan Plateau with(a)the physical images of turbulence- convection，(b)the mature "pop corn-like" convective cloud cluster on the Tibetan Plateau and (c)the pattern of vertical motion observed with sodar(Xu et al，2001)

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1998年第二次青藏高原观测试验与中日合作JICA计划观测试验(Xu et al，2008; Zhang et al，2012)研究结果一致表明，莫宁-奥布霍夫相似不仅适用于垂直风速脉动方差，也适用于水平风速脉动方差，尤其青藏高原东部山谷起伏的复杂地形区，水平脉动方差平均状况更为显著。说明青藏高原地区为湍流运动强区，复杂地形可能是导致水平脉动方差增大的重要原因。青藏高原地区水平风速脉动方差平均状况接近山地，此类湍流特征亦可能与青藏高原特殊的云结构相关(Xu et al，2002)。Young(1988a，1988b)认为在对流边界层中浮力是驱动湍流的主要机制，这种湍流不是完全无规则的，往往是有组织形成热泡和卷流之类可识别的结构，青藏高原平均海拔高度4000 m，空气密度小，浮力异常，因此边界层湍流特征亦与平原有很大差异。青藏高原低层对流活动中浮力与切变的贡献显著高于平原地区(称为强浮力与切变异常)，几乎大一个量级。青藏高原特殊的热对流泡活动是形成青藏高原局地与侧边界能量汇集、水分输送的重要特征。青藏高原东部感热、潜热、湍流输送强，此近地层湍流输送特征有利于青藏高原东部积云对流的发展与加强。但青藏高原中部为何仍存在着强大对流系统，且频繁发生、发展，其原因可能与位于对流层中部平均海拔高度为4000 m的青藏高原上其空气密度小，湍流驱动机制中浮力项、切变项异常特征为青藏高原活跃的强热对流泡提供了重要的“驱动”源。这些都是青藏高原边界层动力学值得探讨的关键科学问题以及青藏高原特有的大气物理过程。

根据对时间加密探空与垂直高分辨率探空资料的分析发现，青藏高原存在深厚的热力混合层，在此层内低层中小尺度湍流结构形成或合并成大尺度热泡对流单体，若干对流单体合并成对流云团，在云团内部发生充分的对流混合。因此，可观测到深厚的位温(θ_e)垂直缓变或不变的层次，这里称为对流混合层，其厚度与风矢分析计算的青藏高原深厚的动力边界层相近。青藏高原边界层风矢随高度变化亦呈埃克曼螺线，表明摩擦层具有强湍流运动特征。Xu等(2002)认为，青藏高原深厚边界层埃克曼螺线动力结构特征说明青藏高原地区存在深厚的埃克曼 “抽吸泵”动力机制，其与青藏高原强湍流浮力和切变相关的热对流泡以及深厚热对流混合层综合效应使青藏高原地区存在促使“爆米花”状对流云发展的条件。青藏高原地区观测到的中低空强湍流和垂直速度可达1 m/s的异常上升运动、强对流泡活跃区，边界层对流混合层深厚等条件，有利于形成青藏高原频发的对流云，并在一定条件下可突破上层“覆盖”逆温层，形成青藏高原地区常观测到的“爆米花”云结构，这些云系发展成深厚的超级对流云团并东移，使青藏高原地区成为中国东部地区造成洪涝的对流云系统重要源地之一。上述青藏高原特殊的湍流-对流机制可能构成了Wu等(1998)提出的青藏高原大气“热泵”以及周秀骥等(2009)提出的对流层-平流层物质能量与水汽交换的“窗口”。 3 青藏高原视热源结构及多尺度水汽汇流通道

Xu等(2002)对1998年6—7月长江流域特大暴雨过程中卫星云图的动态资料集的分析发现，长江洪涝过程主体云系轨迹可追溯到青藏高原中部或东部。Flohn(1968)根据卫星云图估算青藏高原地区积雨云密度，强调青藏高原东南部巨大的积雨云对上层大气输送热量的“烟囱”效应。盛夏，青藏高原低层涡旋结构显著，青藏高原低涡的云型与海洋上热带低压十分类似，但青藏高原远不如海洋水汽供应充分，因而低涡生命史短。1979年青藏高原科学试验资料证实，有一条从印度沿雅鲁藏布河谷深入青藏高原主体的水汽通道。青藏高原东部水汽通量辐合层顶可超过高层400 hPa。章基嘉等(1988)推断水汽辐合引起的潜热释放十分可观，这与西部低涡到达青藏高原中部发展，是由于水汽被对流云团卷入的观测事实吻合。Li等(2014a)指出青藏高原低涡发生频次的日变化与输向青藏高原的水汽净通量密切相关，青藏高原低涡的频发时段对应着最强的水汽输送净通量，水汽在青藏高原辐合上升造成的凝结潜热加热是青藏高原低涡频发的重要原因。另外，水汽在青藏高原低涡东部的辐合上升造成的凝结潜热加热，是造成青藏高原低涡东移的重要机制(Li et al，2011，2014b)。采用NCEP(1°×1°)2000—2009年7月逐日温度、湿度、风场资料(图 6a)，分析计算结果发现，在青藏高原可描述出29°—38°N 500 hPa西部低涡气旋式环流系统图像，且强偏南水汽流向青藏高原中东部汇合，其与北部偏西气流构成切变线，此分析结果可描述青藏高原低涡与切变线天气系统的空间分布，历史资料综合分析以及青藏高原科学试验亦表明，多数青藏高原低涡的初始胚胎都在青藏高原西部生成，计算整层视热源与低层500 hPa标准化处理的水汽通量相关矢量场(图 6b)发现，整层视热源与水汽输送通量相关矢量场亦可再现上述2000—2009年7月逐日资料分析的天气系统环流图像，即西部“高原涡”，中东部切变线及南侧对流云高频区水汽汇合特征。此研究结果亦揭示出青藏高原整层视热源的热力驱动效应及其对低层高原涡、切变线形成的不可忽视的影响作用。对比图 6a、b可发现整层视热源(Q₁)与青藏高原低层500 hPa水汽通量相关矢量场偏南水汽流(图 6b)恰对应于实际观测的低层切变线南侧偏南水汽流(图 6a)。

图 6 2000—2009年夏季(a)500 hPa东亚区域NCEP(1°×1°)水汽通量矢量场、(b)青藏高原整层视 热源(Q1)与水汽通量相关矢量场、(c)青藏高原视热源(Q1)的经向剖面和(d)纬向剖面 Fig. 6 Summertime distributions of(a)500 hPa vapor transport flux vector averaged over the period of 2000-2009 based on the NCEP reanalysis data(1°×1°)，(b)the correlation vector of the whole column apparent heat source(Q1)integrated over the Tibetan Plateau to the vapor transport flux over 2000-2009，(c)meridional and (d)latitudinal cross sections of the apparent heat source(Q1)over the Tibetan Plateau

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分析青藏高原整层视热源(Q₁)与水汽输送相关矢量场(图 6b)可发现，青藏高原的水汽汇合及其东部切变线区域(27°—37°N，85°—101°E)恰好分别位于中国湖泊集中地区、三江源区域及其青藏高原对流云频发区。上述青藏高原整层视热源与水汽汇合的相关矢量场分析特征进一步印证了青藏高原类似“中空热岛”影响的亚洲大气重要水分循环机制。此外，图 6b中青藏高原整层视热源(Q₁)与水汽输送相关矢量场在长江中下游亦成水汽汇合特征。图 6描述了青藏高原整层视热源上游效应及其对长江中下游水网、湖泊集中区的大气水汽贡献。

对青藏高原上辐射亮温时空分布分析表明，1980—1998年辐射亮温夏季低值中心区(对流云高频区)亦位于孟加拉湾与青藏高原中南部连成南—北向片状区域(图 7a)。从青藏高原低涡伴随着大量积雨云的事实，可知青藏高原对流云潜热的释放对这种低涡的产生和维持也起着十分重要的作用。通过计算整层视热源(Q₁)与整层水平水汽输送通量的相关矢量场以及2006—2009年7月东亚区域辐射亮温平均分布(图 7b)，可以反映出青藏高原中空“热源”驱动高对流云活动及其中部切变线辐合结构特征。其中，青藏高原中部辐射亮温低值和对流云活跃区两者恰位于视热源与整层水汽输送相关矢量的辐合区或切变线南侧区域，且整层视热源的水汽输送相关矢场亦可描述出青藏高原区域“中空热源”引起水汽输送关键通道，主要来自南侧孟加拉湾、中国南海以及西边阿拉伯海等的水汽输送。在亚洲水分循环过程中，从热带海洋水汽源区到“世界屋脊”大气的水汽传输主要由南亚和东亚夏季风对流层环流驱动。针对青藏高原对流云活动时空特征，进一步分析了中国低云量、总云量与青藏高原视热源的相关系数场(图略)。计算结果亦证实青藏高原低云量、总云量分布均与青藏高原整层视热源具有显著相关，且主体水汽通量与图 7b所示的水汽流特征一致。上述研究结果描述了与青藏高原“中空热源”密切相关的中东部对流云高发区及其中低纬度水汽输送主体通道，且青藏高原异常云结构特征与其整层热源强度密切相关。

图 7(a)1980—1998年夏季辐射亮温(Chen et al，2012)，(b)2000—2009年7月青藏高原整层视热源(Q1)与水汽 输送通量水平分量的相关矢量场以及2006—2009年7月东亚区域辐射亮温(色阶)平均分布 Fig. 7(a)Summertime TBB-distribution averaged over the period of 1980-1998(Chen et al，2012)，(b)the correlation vectors of the whole column heat source integrated over the Tibetan Plateau to the horizontal vapor transport flux over 2000-2009 as well as TBB(shading)in July averaged over 2006-2009

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对长江流域洪涝异常过程水汽源及其输送通道问题分析表明，低纬度印度洋—中国南海区域为长江流域夏季降水的重要水汽源地。造成长江流域降水异常的水汽输送主要来自由副热带高压南侧经中国南海的热带西太平洋的水汽输送，而来自印度洋经孟加拉湾的水汽输送与长江流域降水成负相关(Zhang，2001)。图 8为基于NCEP/NCAR再分析资料与数值模拟计算的旱年(1978、1981、1985、1986年)、涝年(1980、1983、1991、1998年)夏季整层水汽输送通量合成偏差分布场。Xu等(2008b)采用RegCM3模式积分25 a(1976—2000年)的数值试验与NCEP/NCAR再分析资料对比分析可发现，数值模拟的结果与NCEP再分析结论吻合。青藏高原东南部、长江中下游为水汽通量大范围正偏差区(深色阴影)，而印度洋、中南半岛、中国南海以及中国东北地区、北太平洋为负偏差区(浅色阴影)。Xu等(2008b)指出，上述水汽输送矢量偏差场分布特征反映出长江流域旱涝年整层大气水汽偏差场，且描述出长江流域涝年的水汽输送来自低纬度海洋经由中国南海到青藏高原东侧转向后向长江流域的水汽流通道。青藏高原的水汽源-汇结构时空变化特征以及低纬度海洋经由中国南海到青藏高原东侧的水汽输送通道结构是影响中国区域旱、涝形成的重要因子。

图 8 长江流域夏季合成整层水汽通量偏差场(涝年-旱年)(a)NCEP/NCAR再分析，(b)25 a(1976—2000年)模拟(Xu et al，2008b) Fig. 8 Differences(kg/(cm·s))of the composite whole column vapor transport fluxes between flooding and drought summers over the reaches of the Yangtze River based on the(a)NCEP reanalysis data and (b)the 25 simulations(Xu et al，2008b)

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如何通过实际资料判识上述青藏高原大地形地-气过程“驱动”作用及其青藏高原水汽输送结构，需进一步探讨青藏高原相关实际水汽输送轨迹及其源、汇分布。Chen等(2012)利用拉格朗日轨迹模式(FLEXPART)模拟青藏高原地区整个三维大气所有水汽气块的运动，根据模拟结果，选取到达青藏高原区域目标空气块；追踪目标空气块的后向轨迹，实现青藏高原水汽源追踪。综合对所有目标空气块的计算结果，并将其数据网格化(1° × 1°)，可得到水汽输送的轨迹以及源区的空间分布特征。对2005—2009年夏季所有到达青藏高原的气块进行后向追踪，根据气块每天的位置及其比湿的变化，计算E-P并确定其空间分布特征。图 9a给出了后向轨迹追踪的1—10 d平均E-P分布情况。这里E-P>0的区域表示气块在到达青藏高原地区之前，在该区域获得水汽，为水汽的“蒸发”源区。

考察到达青藏高原前水汽源的分布，水汽源区被20°N大致分为南北两部分：青藏高原的西北侧和孟加拉湾、印度次大陆以及部分阿拉伯海北缘。这意味着，青藏高原地区的水汽，在短时间内主要来自于这两个区域，其与青藏高原热力作用影响相关的印度季风孟加拉湾、印度次大陆水汽输送相关矢量场(图 7b)特征吻合，青藏高原南侧海洋水汽源区分析结果亦与徐祥德等(2002)提出的季风水汽输送“大三角扇形”影响域分布特征相似。第6—10天的后向轨迹分析的水汽源区(图略)则显示虽然孟加拉湾水汽源区水汽输送依旧存在，但比较而言，可以明显看出阿拉伯海地区的水汽源向低纬度海洋区域扩展越来越显著，第6天的水汽源区可以跨越赤道追踪到南半球。这一方面说明阿拉伯海及其向南的区域是青藏高原地区的持续水汽输送的源区，另一方面也进一步证实了Xu等(2008a，2008b)提出的青藏高原跨半球大气水分循环结构，即青藏高原地区的水汽可以来自于跨越南北半球的水汽输送，并可能对全球其他区域的大气水分循环产生影响。

青藏高原地区作为中国东部地区的上游区域，其水汽输送对中国东部，尤其是长江中下游夏季旱涝具有重要影响(吴国雄等，2005；徐祥德等，2003)。高原地区的水汽向下游地区输送，其影响特征到底如何？图 9b给出了根据2005—2009年夏季所有高原地区气块向前追踪10 d平均结果并诊断出E-P的空间分布特征。这里E-P＜0的区域表示源自于高原地区的气块在向前输送过程中水汽减少，即为青藏高原的水汽“汇”(Chen et al，2012)。

图 9 所有到达青藏高原地区气块(2005—2009年夏季)后向追踪计算的蒸发与降水的差值平均分布(Chen et al，2012)(a．向后追踪，b．向前追踪；分别表示1—10 d平均E—P分布) Fig. 9 Distributions of the differences E-P between evaporation and precipitation simulated with the lagrangian model FLEXPART with(a)backward and (b)forward tracings averaged over 1-10 d for summers 2005-2009(Chen et al，2012)

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从图 9中可以看出，与青藏高原地区气块后向轨迹诊断的结果不同，源于青藏高原的气块在向下游地区输送过程中，大部分水汽减少(E-P＜0)，这意味着源于青藏高原的大气对其下游的影响主要表现为降水过程。在2 d内，E-P＜0区域就覆盖了很大面积，包括长江流域，中国东北地区，东亚其他亚洲国家(如日本和韩国)，甚至东太平洋。这种短时间的E-P＜0分布意味着源于青藏高原地区的水汽，可以很快地向下游地区输送，并在其下游地区产生降水。此结果表明，北半球夏季源于青藏高原的水汽对其下游的降水确实存在较大影响，并且是一个相对较短的天气尺度过程。Xu等(2003)结合青藏高原水汽源区的诊断结果，印证了青藏高原是一个水汽“转运站”的观点。

青藏高原地区自身的水分循环过程(局地“蒸发”)可能亦对其上空大气水汽 含量具有贡献。Fu等(2006)指出，青藏高原及其周边区域夏季对流也相对旺盛，其夏季自身的水汽也可以输送到其下游区域，并产生降水。气块输送轨迹分析发现，在高原环流系统的作用下，一部分气块先向西输送，然后再向东，到达其下游地区(图略)。通过上述2005—2009年夏季青藏高原水汽源-汇及其轨迹追踪的综合分析，可得到夏季青藏高原蒸发与降水差值10 d平均空间分布特征，尤其青藏高原南侧海洋水汽源区及其青藏高原下游长江流域水汽汇区(降水区)可反映出季风梅雨带上游水汽源区“大三角形”关键区及其下游影响水汽输送(长江流域等)汇区特征(图 9)。 5 青藏高原跨半球垂直环流圈水分循环结构

青藏高原是引起东亚中国及日本等国家地区灾害气候异常的水汽输送关键区，这就是人们十分关注的青藏高原与中低纬度季风能量、水分循环的“活跃区”。徐祥德等(2002)指出，青藏高原作为全球最大与最高的大地形，而且其南侧有来自相邻的印度洋、中国南海等地大三角区的异常显著的暖湿气流，并在青藏高原东侧构成水汽异常辐合特征，且青藏高原中东部强对流活跃区亦构成了东亚季风活跃区内青藏高原及周边地区特殊的水循环过程，因此，是东亚陆-气相互作用的最敏感区之一，也是大气对流活动和灾害性天气系统的多发区。研究表明，1998年以及1991年长江流域异常洪涝大部分特大暴雨过程的对流云系可追溯到青藏高原及其周边地区。

由图 10可发现，夏季南北半球跨赤道气流低层(850 hPa)强偏南气流出现在东亚地区及北美区域，高层(200 hPa)强偏北气流则出现在东亚与北美地区，且此两个跨赤道极值区，均与青藏、伊朗高原及落基山这两个分别处于亚洲与北美高原位置相关。

图 10 1948—2010年多年30°S—30°N平均(a)850 hPa和(b)200 hPa夏季经向风速 Fig. 10 Meridional variations of the summertime v-wind component at 850 hPa(a) and 200 hPa(b)averaged over 30°S-30°N from 1948 to 2010

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从热力强迫的观点出发，夏季青藏高原可称为强热源，冬季则为强冷源。计算表明，青藏高原大地形构成了庞大的热力、动力强迫源，其构造了跨半球尺度的平均垂直经圈和纬圈环流。如图 11a所示，沿90°E南—北向风场垂直剖面上高原南侧地面低层(850 hPa)呈跨赤道强偏南气流，青藏高原区域为强上升支，高层(300—100 hPa)则呈显著的偏北气流，且该支气流下沉区位于沿20°S南印度洋。青藏高原及南侧呈显著南—北向跨半球尺度的经圈环流，在跨半球尺度能量、水分循环的交换、输送过程中起着关键作用。青藏高原升高的陆地表面及其强大的辐射加热构成了青藏高原对流云发展的理想条件，不仅具有水汽汇流特征，而且也呈现出上空水汽凝结形成对流，释放潜热的第二类条件不稳定效应。如图 11b所示，沿30°N的东—西向风场垂直剖面图上青藏高原与落基山东侧均有一显著纬圈环流，青藏高原大地形东侧环流圈中青藏高原为上升支，青藏高原300—100 hPa偏西气流显著，且下沉区位于落基山西侧，落基山东侧环流结构亦类似青藏高原特征，但上述两纬圈环流尺度大不相同，其中青藏高原东侧环流圈呈显著的跨半球尺度特征，落基山东侧环流尺度相对小得多。图 11c亦揭示出青藏高原500 hPa存在由青藏高原与东亚中纬度区域指向北美洲显著的东—西向水汽输送通量带状高值区。此特征反映了青藏高原跨半球尺度能量、水分循环交换的水汽输送通道。

图 11 1948—2006年6—8月青藏高原平均(a)80°—110°E平均经向风速和垂直速度的高度-纬度剖面(流场由v与-ω×100合成；色阶为经向风速和垂直速度的矢量模)，(b)夏季27.5°—35°N平均纬向风速和垂直速度的高度-经度剖面(流场由u与-ω×100合成；色阶为纬向 风速和垂直速度的矢量模)(Xu et al，2008b)，(c)北半球500 hPa 水平水汽传输方向及量级(等值线)，黑色虚线和箭头表示主要水汽传输路径和方向(数据来自美国国家大气研究和环境预测中心再分析资料) Fig. 11 Height-latitudinal cross section of the wind vector(composed of v and -ω×100) and the velocity(color shading)of v- and w-wind components averaged over 80°-110°E for June- August of 1948-2006，(b)meridional cross sections of the vector(composed of u and -ω×100) and the velocity(color shading)of u- and ω-wind components averaged over 27.5°-35°N(Xu et al，2008b)，and (c)the horizontal vapor transport vectors and fluxes(contour lines)at 500 hPa in the Northern Hemisphere with the black dashded lines and arrows for the vapor transport pathway and direction. All the analyses are based on the NCEP reanalysis data

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计算结果亦表明，在青藏高原南—北垂直剖面(图 12a)上，经向平均比湿由20°S至青藏高原南坡随高度上升而升高；青藏高原东—西垂直剖面上，纬向平均比湿亦呈高值随高原东坡高度下降而降低，且落基山东坡存在类似比湿与地形结构相关特征，这表明北半球两大地形存在比湿结构随高度“抬升”现象(图 12b)。Xu等(2008a)计算分析亦表明大地形比湿分布与地形结构特征相关，北半球两大地形(青藏高原、落基山)存在比湿结构随坡面高度“抬升”现象。青藏高原表现出“南湿北干”，且其与落基山均表现出“东湿西干”的非对称“湿岛”结构。夏半年北半球亚洲、青藏高原及北美洲落基山大地形均为显著上升运动，且青藏高原东侧至落基山西侧呈显著的跨半球尺度纬向垂直环流，落基山东侧至北非亦呈尺度较小的类似纬向垂直环流，但其空间尺度远不如青藏高原大地形东侧的纬向垂直环流。全球大地形间热力驱动跨半球垂直环流可能导致亚洲与北美间热量与水汽的输送与交换过程。此外，夏季射出长波辐射(OLR)分布表现出自低纬度海洋向青藏高原延伸的高原—海洋“连体”大范围季风“三角区”对流云区域特征，构成来自低纬度海洋水汽流背景下青藏高原降水对流云团高频区(图 12c)。

图 12 1948—2006年夏季(a)80°—110°E平均比湿的高度-纬度剖面，(b)27.5°—35°N平均比湿的高度-经度剖面及(c)1975—2006年夏季射出长波辐射平均分布(强对流云(低中心极值区)位于青藏高原南侧和东缘低纬度孟加拉湾海洋区域) Fig. 12 Summertime mean of 1948-2006 with(a)the vertical section in the south-north direction of the specific humidity averaged over 80°-110°E and (b)the vertical section in the west-east direction of the specific humidity averaged over 27.5°-35°N; and (c)the summertime OLR-distribution averaged over 1975-2006. Strong convective clouds(low OLR-values)existed over the region from the southern part and the eastern edge of the Tibetan Plateau to the Bay of Bengal and the low-latitude ocean

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Xu等(2008a，2014)指出，青藏高原冰川、雪盖、湖泊和河流的大量水资源给亚洲水循环提供了主要来源。然而，青藏高原为什么能吸引了大量的水汽供给“世界屋脊”，海洋水汽又如何被驱动而爬升到“世界屋脊”等诸问题仍缺少完整的认识。通过对北半球夏季空气温度和湿度的观测数据分析，并将青藏高原和相邻非抬升地区同一海拔高度温、湿度要素特征的差异进行比较发现，青藏高原作为一个巨大的抬升热岛和湿岛在其上空大气中形成了整层视热源结构和对流层中上部的“中空热岛”。针对青藏高原的热力强迫效应，探讨了整层热源及其对流层加热在维持青藏高原跨半球 尺度大气水分循环的作用，这一第二类条件不稳定过程呈现两阶梯以“接力”的方式将暖湿气流传上青藏高原，第二类条件不稳定的第一阶梯存在是由于南亚季风的经向环流中的由陡峭高原南坡激发的动力和热力共同作用，而其第二阶梯位于青藏高原主体平台上并无大地形障碍阻挡水汽传输，主要受控于对流层中上部的“中空热岛”的热力强迫。不同高度“两阶梯”(低层辐合▽·V＜0与高层辐散▽·V＞0)分别位于青藏高原南坡和青藏高原主体平台上空。这样一个两阶梯动力耦合结构建立起了水汽爬升青藏高原的经圈环流，青藏高原南坡上空的辐散中心和青藏高原平台上的低空辐合中心的水平位置相邻且动力相互支持，Xu等(2014)认为，这两阶梯的第二类条件不稳定过程连成一体系，共同驱动源自海洋的水汽流，实现了高原水汽流的爬升过程。图 13中青藏高原高层辐散(▽·V＞0)、低层辐合(▽·V＜0)的垂直环流结构与热源相关的水汽流向存在着相互反馈关系。

上述研究发现了夏季青藏高原整层视热源结构的动力效应与来自低纬度海洋的暖湿气流在青藏高原爬升及其南坡经圈环流的相关机制。Xu等(2014)研究发现，在青藏高原南坡与主体平台存在两对“阶梯式”低层辐合-高层辐散耦合驱动的湿气流爬升物理图像及其类似于热带气旋自激反馈的第二类条件不稳定机制(图 13)。

图 13(a)2000—2009年夏季沿93°—94°E平均的夏季青藏高原整层视热源(Q1)、视水汽汇(Q2)与散度相关(色阶)及与 V-和W-风分量相关矢量场的垂直剖面，(b)高原整层视热源结构所驱动的阶梯式爬升的水汽流及其 两对低层辐合-高层辐散耦合机制的物理图像(Xu et al，2014) Fig. 13(a)Vertical sections of the correlations of the whole column Tibetan Planteau heat source Q1 to the divergences(color shading) and to the vectors of V- and W-wind components in the summertime of 2000-2009 along 93°-94°E，with the meridional circulations and the uplifting vapor transport denoted by blue dashed lines and black arrows，respectively.(b)A diagram of the summary on the two ladders of CISK-like processes with the two couples of heat source Q1 and moisture sink Q2 over the Tibetan Planteau's southern slopes and the main platform of the forcing water vapor flows climbing up the Tibetan Planteau，which is marked with soil color(Xu et al，2014)

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青藏高原是世界上海拔最高、地形最复杂的高原，面积大约占中国陆地总面积的1/4，约占亚洲陆地面积的1/6，平均海拔高度在4000 m以上，可达对流层中层。全球的自然和气候环境变化过程中，隆起的青藏高原对地球上最明显季风环流的形成起着重要的作用。青藏高原被称为“世界屋脊”，通过特殊大地形动力、热力作用深刻地影响着东亚与全球大气水分循环分布，成为全球天气气候变化的关键敏感区。丁一汇(2002)、李炳元(1998)、Xu等(2008a)、Lu等(2005)指出，数以千计的湖泊和冰川遍布在这一高原“台地”上，青藏高原是拥有冰川、积雪、冻土和高原植被的天然博物馆。青藏高原现有湖泊36900 km²，占中国湖泊总面积的52%，是地球上海拔最高的湖泊群，其江河、湖泊及其相关水系为亚洲人口众多的新兴经济区域生活、农业和工业用水重要水资源之一。该区域高层大气水分输送通过反馈作用，也影响全球气候与生态环境变化。基于上述事实，揭示青藏高原大气水分循环的现状与变化趋势是至关重要的。

基于青藏高原在亚洲季风系统大气水分循环过程中的重要地位，进一步以东亚、全球水循环视角来认识青藏高原跨半球环流结构及其全球尺度海洋与大气水循环结构。全球北半球两大地形青藏高原、落基山均存在比湿结构随高度“抬升”现象。青藏高原与落基山均表现出“东湿西干”的非对称“湿岛”结构。夏半年北半球亚洲、青藏高原与北美洲落基山大地形均为显著上升运动，且青藏高原东侧至落基山西侧间呈显著的跨半球尺度纬向垂直环流，落基山东侧至北非亦呈尺度较小的类似纬向垂直环流，但其空间尺度远不如青藏高原大地形东侧的纬向垂直环流。这表明全球大地形间热力驱动跨半球垂直环流可能导致亚洲与北美间热量与水汽的输送与交换(Xu et al，2008a)。

分析卫星资料射出长波辐射场与高空站网水汽总量、地面站降水数据，可发现西藏地区在夏季射出长波辐射与水汽含量成负相关，而水汽含量和降水成正相关(图略)。积雨云在青藏高原年平均约发生345次。这个数字比其周边地区约高出2.5倍(戴加洗，1990)。对流云和降水的频繁发生表明青藏高原水汽含量是一个气候持续性变化的强信号，这亦与青藏高原大气水分循环结构及其“供水”系统一致。青藏高原大气水分循环对全球水分循环有重要影响，Xu等(2008a)提出了青藏高原大气水分循环综合模型的观念，认为高原区域水分循环过程中青藏高原大气整层热源热力驱动如同一个大尺度的类似于热带气旋第二类条件不稳定机制，通过青藏高原上空的整层视热源、耦合的低层辐合、高层辐散结构、垂直热对流，实现了高原水汽爬升及远距离的多尺度强“抽吸”效应，构建了青藏高原热力驱动及其自激反馈的动力系统，并通过全球尺度大气水分循环可构成一个持续的青藏高原“供水源”与“存储水”循环系统，尤其青藏高原上星罗棋布的冰川、积雪和湖泊储存着大量“水资源”，可起到“存储池”效应；高原上河流水网亦可作为连接高原水循环的“输水管道”。通过青藏高原大气垂直环流圈所描述的高层大气水汽输送通道等，从而影响整个世界的水环境。每年青藏高原大气降水亦为青藏高原及周边区域江河水系的主要水资源。此外，Davis等(2005)、Duan等(2006)指出，伴随着青藏高原隆起演化而形成大量冰川和积雪，融化的冰川和大气降水而形成的径流也源源不断持续地供应给湖泊与河流。

Wu等(1998)指出，夏半年青藏高原不断吸引着来自中低纬度海洋暖湿的空气作为一个强大的 “动力泵”。青藏高原南、东侧对应跨南、北与东、西半 球的行星尺度环流，当海洋暖湿气流到达青藏高原，这些气流部分沿高原南坡爬升，并导致频繁的对流活动(徐祥德等，2003)。在爬升过程中伴随北半球极值大气降水，并通过地表河流返回大海。青藏高原的大地形机械动力效应，阻挡了大部分海洋水汽流北上，并偏转到大地形东侧。这支偏西南气流源源不断地将丰沛水汽输送到中国东部和东亚地区。因此，青藏高原东坡与南坡地表河流(长江、恒河等)输送大量的水返回到西太平洋与印度洋。在青藏高原东侧、南侧高层大气存在朝低纬度海洋的返回气流。上述青藏高原东坡、南坡河流与高层气流两者构成了青藏高原大气水分循环过程的立体“输出管道”系统。跨南北半球经向环流和跨东西半球纬向环流亦与高原的“热力泵”和机械动力阻挡息息相关。

隆升的青藏高原地形和强大的表面辐射加热形成的局地上升对流，往往导致降水。频繁的降水是作为一个“不断补充”水资源的关键机制之一。水汽分布和大气环流的纬向和经向垂直结构表明青藏高原对全球尺度气候变化的响应，尤其青藏高原区域特殊水分循环结构还具有反馈作用，即在青藏高原地区构建了一个多尺度大气水分循环的“供水”和“蓄水”循环体系。例如，高原地表冰川、积雪和湖泊可作为“蓄水池”系统，使得相关水系的河流可作为“输水管道”，向周边输送，高层大气也提供了向外输送的通道。图 14描述了低纬度海洋与青藏高原冰川、湖泊、河流系统的相互影响，构成了青藏高原特殊的跨半球大气水分循环模型(Xu et al，2008a)。

图 14 青藏高原作为大气-陆地-海洋相互作用和水文循环作用的示意图(Xu et al，2008a) Fig. 14 Sketchy diagram of the “world water tower” over the Tibetan Plateau and its interaction of l and -ocean-atmosphere as is shown in the hydrological cycle(Xu et al，2008a)

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青藏高原大气水分循环过程的大气-陆地-海洋相互作用，对全球自然和气候环境产生深远的影响。对半个世纪的大气水汽含量、降水、表面温度时间序列分析表明，全球变暖导致“世界屋脊”大气水汽供应呈增加的趋势。这一发现意味着，一方面，青藏高原的水汽含量和降水的增加可能缓解由于全球变暖冰川和积雪的迅速枯竭。另一方面，它可能会改变青藏高原地区的生态系统，也可能会增加下游地区严重的洪涝灾害和相关气候环境改变。在全球变暖背景下，了解这些区域以及来自这些区域的水资源供应是否已经发生变化至关重要，需进一步研究青藏高原大气中的水汽状况、水汽输送和水汽供应及其变化趋势。