青藏高原占中国总面积的四分之一，平均海拔高度4000 m以上。由于其独特的地理位置、较大的面积和较高的海拔，青藏高原的动力和热力作用对中国、东亚乃至全球的天气气候产生显著影响(叶笃正等，1955；Flohn，1957)。热力作用方面，青藏高原地表及其上空的非绝热加热对行星尺度环流和夏季风环流有显著的影响(Hahnd et al，1975; Huang，1985; He et al，1987; Kitoh，2004)：青藏高原上空的大气冬季下沉，夏季上升，像一个巨大的“空气泵”影响着周边和全球的大气环流；夏季，就整个高原平均而言相对于大气青藏高原是个热源(叶笃正等，1979)，而青藏高原南北两侧附近较大的地表感热通量，似乎是空气泵的主要驱动源，被称为“感热气泵”(Wu，2006)，它调控着东亚雨带的发展和进退(Xu et al，2010)；也有研究表明，青藏高原春季感热的减少会推迟东亚海、陆热力差异的季节性转换，削弱东亚夏季风环流，反之，春季青藏高原感热正距平则可导致东亚夏季风爆发时间提前，季风环流更强(Duan et al，2012)。

青藏高原上天气系统的生成和发展受到高原地表热力条件的显著影响。例如，青藏高原的地表感热加热能够降低大气稳定度，增强青藏高原边界层的扰动(Wang，1987)，对于青藏高原上和高原东南缘(四川盆地附近)生成低涡具有重要的作用(罗四维等，1991，1992；李国平等，2002，2006；陈伯民等，1996)。有学者通过对比绝热、非绝热、有无地表感热潜热等数值试验表明，青藏高原低涡主要由非绝热过程引起，且在非绝热过程中青藏高原地表感热加热的作用远大于地表潜热加热(罗四维等，1992)；随后的个例研究还发现，如果没有地面感热加热的作用，青藏高原低涡是不能形成的(陈伯民等，1996)。而针对青藏高原低涡的加强和发展，一般认为与凝结潜热释放密切相关，并且，相对于大尺度潜热而言，对流潜热的反馈作用更重要(陈伯民等，1996)。此外，地面感热加热对青藏高原低涡的发展也有重要作用，但是否有利于低涡的发展与低涡中心和感热加热中心的配置有关，当地面感热中心与低涡中心一致时，地、气温差越大越有利于低涡发展(李国平等，2002)。

近年来，持续性强降水事件引起了学者们更多的关注，而针对青藏高原对中国南方持续性降水的影响，已取得了一定的研究成果。有学者提出春季青藏高原东南边缘西南风大值中心的存在是中国东南地区持续性降水形成的主要气候原因(Wan et al，2007，2009)；春季，青藏高原作为一个弱热源，高原热力强迫导致的低层气旋性风场加强了西南气流，为华南地区输送大量的暖湿空气；同时，青藏高原的绕流作用加强了北方冷空气的南下；冷暖空气交汇，加强了华南春季的降水(梁潇云等，2005；Wan et al，2007，2009)。青藏高原春季较强的地表感热可以维持到夏季，使夏季的高原成为大气的强热源(Wang et al，

2013)。夏季，青藏高原的加热作用是造成高原及周边地区低层气旋式环流及高层反气旋式环流的重要因素(吴国雄等，2000，2002)，青藏高原的热力强迫使南亚高压加强，中心向西北移动(梁潇云等，2005)，也能够引起下游地区的罗斯贝波列，青藏高原东北部的气旋性响应导致中国北方低层的北风加强，而西太平洋上空的反气旋性响应使副热带高压(副高)及其西侧的低层南风增强，冷暖空气在淮河流域汇合，加强了该地区夏季的降水；夏季青藏高原感热加热也使高原上的暖中心加强，向东的暖平流加强，淮河流域的上升运动和持续性降水也加强(Wang et al，2013)。此外，青藏高原地表热力状况异常导致的东亚环流形势及云量分布异常也是造成1991年夏季江淮流域持续性降水的重要原因之一(章基嘉等，1995)。

对青藏高原影响的研究大多数从气候影响角度进行探讨，比较多地探讨了高原对大气环流、季风等的影响和作用，从天气学角度探讨青藏高原影响的研究相对较少。针对青藏高原热力作用对中国南方持续性强降水影响的研究并不多，并且已有研究成果相对集中在春季，而对于持续性强降水造成灾害较为严重的夏季却研究相对更少，青藏高原对中国南方持续性强降水影响的相关物理机制的认识还不清楚。因此，有必要从天气学角度更加系统地分析青藏高原对中国南方持续性强降水过程的作用，揭示高原的热力强迫影响持续性降水过程的物理机制，找出其主要影响因子和途径。

中国南方是中国雨季持续时间最长、降水量最大、遭受洪涝灾害最严重的地区。雨季持续性暴雨多发，对经济建设及人民的生产和生活造成很大影响。2010年6月，华南及江南南部经历了持续性强降水过程，造成严重的洪涝、山体滑坡、泥石流等灾害。强降雨造成福建、广西、四川、广东、江西5省区143.2 万人受灾，因灾死亡42 人，失踪36 人，倒塌房屋 6000 多间，直接经济损失约20.4亿元(http://news.xinhuanet.com/politics/2010-06/16/c_12226604.htm)。孔期(2010)、王晓芳等(2011)和Yuan等(2012)论述了2010年6 月中国南方持续性强降水过程的大尺度环流型，高层南亚高压和西风急流的出现有利于华南上空出现高空辐散(Yuan et al，2012)，中低层，乌拉尔山阻塞高压和贝加尔湖大槽较常年偏强且稳定维持(王晓芳等，2011)，低纬度地区多波动东移，副高异常偏西偏强(孔期，2010)，副高西北侧的西南季风气流将来自西太平洋、孟加拉湾和中国南海的水汽向华南地区输送，并和来自中高纬度的干冷空气汇合(Yuan et al，2012；王晓芳等，2011)。何钰等(2013)针对青藏高原对2010年5月华南地区一次持续性降雨过程的影响进行了数值试验和诊断分析。本研究将在此基础上进一步深入探讨高原的热力作用对中国南方2010年6月持续性强降水过程的影响机制。

首先对比分析2010年6月与2008年6月的降水分布与大尺度环流，以期了解近年来中国南方6月持续性降水最强的两年在降水分布特征及持续性降水维持原因方面的异同，发现与2008年6月相比，2010年6月对流层中低层低值系统活动在青藏高原至长江中下游地区异常频繁，中国南方持续性降水受到高原热力作用影响的可能性更大，故选取2010年6月进一步深入研究。分析2010年6月14—24日逐次降水过程中天气系统的演变，以期加深对中国南方大范围持续性强降水过程与南亚高压、西太平洋副高、中低层低值系统等影响系统短期位置变化关系的了解和认识；并采用WRF模式对这4次持续性降水过程实施高分辨率(4 km水平网格距)集合模拟，在控制试验重现观测到的地面降水、大气环流和天气系统主要特征的基础上进一步实施敏感性试验，将高原的地表反照率修改为1.0，使其不吸收太阳短波辐射，高原地表逐渐降温，即去除了高原地表对大气的感热加热作用；最后对比两组集合模拟，讨论青藏高原的热力作用对2010年6月中国南方持续性强降水过程的影响。 2.1 所用资料

(1)2006—2012年6月中国自动站雨量观测与CMORPH(Joyce et al，2004)融合生成的0.1°×0.1°格点化逐时降水数据集(http://cdc.cma.gov.cn/dataSetDetailed.do)，用于揭示雨情。

(2)欧洲中期天气预报中心(ECMWF)提供的1981—2010年6月平均的ERA-interim再分析资料(Dee et al，2011)，水平分辨率1.5°×1.5°，用于揭示6月气候平均的大气环流形势。

(3)2010年6月12日18时(世界时，下同)至6月25日00时每6 h(00、06、12、18时)的ERA-interim再分析资料，水平分辨率约为0.7 °×0.7°，垂直方向37层，用于分析此期间环流和天气系统及其演变，同时，该资料也用于提供运行WRF模式的初始场和侧边界条件。 2.2 模式及数值试验设计

最近研究表明，采用1—4 km水平分辨率数值模拟(或预报)可以显式表达对流尺度和中尺度环流(因而被称为“显式对流”)，避免了使用不确定性较大的积云对流参数化方案，从而提高模式对降水的模拟和预报能力(Lean et al，2008; Kain et al，2008; Schwartz et al，2009)。也有研究表明，多成员集合数值模拟(或预报)的平均降水要明显优于单个成员的结果(Du et al，1997; Chien et al，2004)，同时，集合预报在其他气象要素，如风(Grimit et al，2002)、温度和湿度(Stensrud et al，2003)的预报方面相对于单一的确定性预报也表现出优势。因此，本研究对2010年6月持续性降水过程开展一系列高分辨率集合模拟试验，研究高原热力作用的可能影响及其物理机制。

利用WRF模式(Skamarock et al，2008)对2010年6月14—24日中国南方地区的持续性降水过程进行包含5个成员的显式对流集合模拟试验，分别进行一组控制试验和一组敏感性试验。采用单重网格进行模拟，区域为(15°—50°N，50°—125°E)(图 1a)，该区域横跨欧亚大陆，东西长达7600 km，南北长约3550 km，水平分辨率为4 km，共1876×888个格点，垂直方向40层。采用不同初始场得到每组5个成员，各个成员的模拟起始时间分别为2010年6月12日18时、13日00、06、12、18时，每次模拟的终止时间均为2010年6月25日00时。分析时段为2010年6月14日00时—25日00时。定义青藏高原主体为(25°—40°N，60°—110°E)内3000 m地形等高线所含区域，高原南坡为70°—98°E 地形高度500—3000 m的区域。敏感性试验中将高原主体及南坡的地表反照率修改为1.0(图 1c)，这意味着青藏高原及南坡的表面不吸收太阳加热，因而地表对大气的感热加热也被去掉了。李伟平等(2000)通过数值模拟研究表明，当地表反照率增大时，由于地面接收到的净辐射减少，地面温度降低，底层大气的感热加热减弱，抑制了局地的对流和降水，相应的对流层中层的凝结加热也减弱。Boos等(2010)也曾将青藏高原主体的反照率修改为1.0，研究青藏高原的热力作用对亚洲季风的影响。两组模拟试验选择的物理过程参数化方案如表 1。文中的模拟结果均为集合模拟所有成员的平均。

图 1 模拟区域及其地形(a)以及控制试验(b)和敏感性试验(c)中2010年6月14—24日平均的地表短波反射率(黑色实线为3 km地形等高线) Fig. 1 Simulation domain and topography(a)，and the surface albedo averaged over 14-24 June 2010 for the control(b) and sensitivity(c)experiments(black lines denote 3 km topography contour)

图选项

分析2006—2012年逐年6月中国南方(20°—28 °N，110°—120°E)平均日降水量(图略)，得知2008年与2010年的6月平均日降水量为近年来极大值。选取2008年和2010年的6月进行对比，分析其雨情和环流特征的异同。

对比2008年和2010年6月的累积降水分布(图 2a、b)可见，2008年6月，中国南方强降水中心主要集中在华南沿海的两广地区；2010年6月，中国南方分布着多个强降水中心，主要位于两广、福建、江西、浙江，与2008年6月相比较，雨带位置偏北，且强降水中心较为分散。500 hPa位势高度及其气候距平场表明，2008年6月(图 2c)，从青藏高原西北部向东北方向延伸直至鄂霍次克海为位势高度正异常区，中国东部为负距平，中纬度槽、脊强度均偏强，冷、暖空气活动强，并于长江流域及华南汇合，有利于出现持续性的降水。2010年6月(图 2d)，青藏高原至中国长江中下游地区为东—西向带状分布的负距平，多低值系统活动；低纬度阿拉伯海至西太平洋为正距平，西太平洋副高位置偏西、强度偏强，588 dagpm位势高度等值线西伸到达105 °E附近，副高西北侧的西南气流向华南地区输送水汽，冷暖空气于长江中下游及华南汇合。与2008年及气候平均相比，2010年6月西太平洋副高的位置显著偏西，强度异常偏强，因此2010年的降水区域也比2008年整体偏北。

图 2 2008年6月(a、c)及2010年6月(b、d)对比(a、b. 地面累积降水量(彩色阴影，单位：mm)，蓝线为1 km及3 km地形等高线；c、d. 500 hPa位势高度场(黑色实线，单位：dagpm)及其气候距平(彩色阴影，单位：dagpm)，紫线为3.5 km地形等高线) Fig. 2 Comparison between(a，c)June 2008 and (b，d)June 2010(a，b. the accumulated precipitation(color shading，unit: mm)，blue lines denote 1 km and 3 km terrain contours；c，d. the 500 hPa geopotential height(black solid line，unit: dagpm) and the climatic anomalies(color shading，unit: dagpm)； thick purple line denotes 3.5 km terrain contour)

图选项

对比2008和2010年6月850 hPa的散度场和风场距平(图略)发现，两年的相似之处在于长江中下游南侧至华南为异常辐合区，华南沿海西南风偏强，且南海地区为反气旋性环流异常；差别在于，2008年6月华南沿海异常风场的辐合区主要位于两广地区，而2010年6月异常风场的辐合区位置相对偏北，这与降水位置的差别相对应。 4 2010年6月14—24日雨情及影响天气系统演变

为进一步明确中国南方6月持续性强降水过程与副高等主要影响系统短期位置变化的关系，选取2010年6月14—24日连续出现的几次强降水过程进行重点分析，主要关注逐次过程中天气系统的演变。

2010年6月14—24日的累积降水量(图 3a)显示，此过程存在4个累积降水大值区域，分别位于阿拉伯海北部、孟加拉湾北部、青藏高原南坡和中国南方，其中位于中国南方的雨区呈东西走向、片状分布，雨区上极大值中心主要位于浙赣闽三省交界。根据地面降水分布和高低空环流形势将14—24日划分为4次过程：14—15、16—18、19—21和22—24日。对这4次持续性降水过程的降雨时空分布及主要影响系统进行分析。

图 3 2010年6月14—24日累积降水量(单位：mm)(a. 观测(OBS)，b. 控制试验(CTL)，c. 敏感性试验(SEN)，d. 控制试验与敏感性试验之差(CTL-SEN)，e. 差异的显著性检验；蓝(红)色阴影区为正(负)差异通过了95%的t检验区域，蓝线为1 km及3 km地形等高线) Fig. 3 Accumulated precipitation during 14-24 June 2010 (unit: mm)in(a)the observation(OBS)，(b)control(CTL) and (c)sensitivity(SEN)experiments，(d)the difference of the accumulated precipitation between the control and sensitivity experiments(CTL-SEN)，and (e)test of the difference，blue/red shading represents the positive/negative difference significant at the 95% confidence level(blue lines denote the 1 km and 3 km terrain contours)

图选项

6 月14—15日(图 4a)，中国南方地区出现一次强降水天气过程，降水区域主要位于华南，呈东北—西南向带状分布，广西东部、广东北部及福建大部分地区的过程降雨量均超过了100 mm。6 月16—18日(图 4b)，中国江南及华南地区再次出现强降水天气过程，降水区成片状分布，存在两个主要的强降水(>100 mm)中心，一个位于广西北部，另一个位于江西和福建交界处。6 月19—21日(图 4c)，中国南方出现两条强降水带，分别位于长江中游的南侧(江西和湖南)和浙赣闽三省交界至广西北部，最强降水(>200 mm)出现在江西、福建及浙江三省交界。6月22—24日(图 4d)，江南及华南地区发生第4次降水过程，强降水(>100 mm)中心位于福建北部、江西及湖南中部。

对比4次过程，降水区域均位于中国南方，成带状或片状分布，差别在于，第1次过程(图 4a)降水位置相对偏南，主要集中在华南，第2、3、4次过程(图 4b—d)则主要出现在江南及华南北部，主要强降水中心位于浙赣闽三省交界。

图 4 2010年6月14—24日逐次降水过程累积降水量(单位：mm)：(a—d. 观测，e—h. 控制试验；a、e. 第1次过程，b、f. 第2次过程，c、g. 第3次过程，d、h.第4次过程；蓝线为1 km及3 km地形等高线) Fig. 4 Accumulated precipitation of each rainfall event during 14-24 June 2010(unit: mm)for(a-d)the observation and (e-h)the control experiment(a，e. the first precipitation event，b，d. the second precipitation event，c，g. the third precipitation event，d，h. the fourth precipitation event; blue lines denote the 1 km and 3 km terrain contour)

图选项

4次过程中，200 hPa的主要影响系统为南亚高压及与之相伴随的高压脊，南亚高压位于青藏高原南部，高原至中国东部均处于高压脊的控制中(图略)。第1—3次过程中，南亚高压的强度随时间逐渐增强、范围逐步扩大，南亚高压中心也逐步移上青藏高原，第4次过程中，南亚高压的强度显著减弱，范围减小，持续性降水也随之减弱并逐渐停止。4次过程中，强辐散中心主要出现在华南、青藏高原及孟加拉湾上空，差别在于，第1次过程强辐散中心主要集中在华南沿海，而第2—4次过程则主要出现在江南及华南北部，高层辐散中心的位置对应强降水区域。

500 hPa的主要影响系统为中高纬度的槽脊、西太平洋副高以及华南上空平直西风气流中东移的短波槽。第1—3次过程(图 5a、b、c)中，中高纬度的槽脊发展，副高逐步西伸北抬，使经向环流度较大，第4次过程(图 5d)伴随中高纬度槽脊的东移和副高的东撤南退，持续性降水也减弱并逐步停止。

图 5 2010年6月14—24日(a—d)4次降水过程各自平均的500 hPa位势高度(黑色实线，dagpm)、温度(红色虚线，℃)、风(风矢)和相对涡度(灰色阴影，10-5s-1)以及(e—h)4次降水过程典型时刻850 hPa位势高度(黑色实线，dagpm)、风(风矢)和水汽通量(蓝色阴影，g·m/(kg·s))(蓝色实线为3 km地形等高线；暗红色粗线条代表切变线；基于再分析资料；e. 第1次过程典型时刻(14日18时)，f. 第2次过程典型时刻(17日00时)，g. 第3次过程典型时刻(19日18时)，h. 第4次过程典型时刻(24日00时)) Fig. 5(a-d)500 hPa geopotential height(black solid line，dagpm)，temperature(red dotted line，℃)，wind vector and relative vorticity(gray shading，10-5s-1)averaged over each precipitation event during 14-24 June 2010； and (e-h)850 hPa geopotential height(black solid line，dagpm)，wind vector and water vapor flux(blue shading，(g·m)/(kg·s))for the selected times of each precipitation event at(e)18:00 UTC 14，(f)00:00 UTC 17，(g)18:00 UTC 19 and (h)00:00 UTC 24 June 2010(blue solid line denotes 3 km topography contour; dark red line denotes shear line)

图选项

700及850 hPa的主要影响系统为西太平洋副高、从华北低涡中心向南伸展的深槽或长江流域的切变线、沿切变线东移的低涡。第1、3、4次过程(图 5e、g、h)，有西南涡在青藏高原以东生成并沿切变线东移(涡的源地位于四川盆地及其附近地区)，水汽通量大值区主要出现在切变线以南、低涡中心及低涡移向的右前方；第2次过程(图 5f)，华南处于从华北低涡中心向南延伸的深槽前方，水汽通量大值区位于槽底部的东南侧。

已有研究表明，南亚高压的强度、青藏高原低涡的生成和发展都与青藏高原的加热状态有关(吴国雄等，2002；李国平等，2002)，李菲等(2011)研究表明，与青藏高原夏季风强弱相对应的大气非绝热加热的空间分布对南亚高压的东西振荡也有重要作用。当高原夏季风活跃时，非绝热加热产生的高层反气旋位于高原西部—伊朗高原一带，对应南亚高压中心偏西，即“伊朗高压模态”，反之当高原夏季风中断时，南亚高压中心偏东，即“青藏高压模态”。为研究青藏高原热力作用对上述天气系统及中国南方6月持续性降水的影响，进行以下数值试验。 5 模拟结果检验

对比模拟和观测的6月14—24日累积降水量分布(图 3a、b)可见，控制试验模拟的降水落区、范围及强度均与观测基本一致，模拟成功地再现了阿拉伯海北部、孟加拉湾北部、青藏高原南坡、中国南方地区的强降水中心；模拟与观测的主要差别在于：中国南方、青藏高原东南侧及孟加拉湾北部的降水极大值模拟偏强，华南强降水(>500 mm)中心的范围模拟偏大、位置略偏东南，而印度半岛降水模拟偏弱。进一步检验4次过程的模拟降水量，重点关注中国南方地区，发现模拟重现了观测的过程降水分布特征，只是在降水中心的强度或位置上有细微偏差(图 4)。

图 6 2010年6月14—24日平均(a、b)200 hPa位势高度(黑色实线，dagpm)、温度(红色虚线，℃)、风(风矢)、散度(灰色阴影，10-5s-1)和(c、d)500 hPa位势高度(黑色实线，dagpm)、温度(红色虚线，℃)、风(风矢)、相对涡度(灰色阴影，10-5s-1)(a、c. 再分析资料，b、d. 控制试验模拟； 蓝色实线为3 km地形等高线) Fig. 6(a，b)geopotential height(black solid line，dagpm)，temperature(red dotted line，℃)，wind vector and divergence(gray shading，10-5s-1)at 200 hPa averaged over 14-24 June 2010；(c，d)geopotential height(black solid line，dagpm)，wind vector and relative vorticity(gray shading，10-5s-1)at 500 hPa averaged over 14-24 June 2010(a，c. the ERA-interim，b，d. the control experiment； blue solid line denotes 3 km topography contour)

图选项

进一步检验模拟的高低空环流形势，从图 6a、b可以看出，模拟重现了研究时段平均的200 hPa的环流形势和散度场，南亚高压的位置和强度均与观测一致，但是中国南方特别是华南沿海的高层辐散比观测强，这与模拟的降水在华南沿海比观测强(图 3a、b)相对应。对比模拟和观测的500 hPa环流形势和相对涡度场(图 6c、d)，发现模拟重现了高原北部的脊、孟加拉湾附近的南支槽以及西太平洋副热带高压的位置和强度，也模拟出了相对涡度的分布特点，包括从青藏高原向东伸展到长江中下游地区的正涡度带。25°—35°N纬向平均的500 hPa相对涡度时间-经度分布(图 7a)清楚地显示，14—25日正涡度从高原东部先后4次向东传播，2—3 d到达东海，这些500 hPa正涡度东传的特点也体现在模拟结果(图 7b)中。500 hPa正涡度东传与低空低涡的生成和东移发展相对应，选取700 hPa低涡最为强烈的第4次过程(22—24日)进行深入对比分析，由图 8a—d可以看出，23日06时(图 8a)青藏高原以东，四川盆地附近有低涡生成，23日18时(图 8b)低涡从盆地移出，并随时间东移发展，24日18时(图 8d)低涡强度已显著增强，其中心位于长江下游以南地区，强降水发生在低涡中心以南。对比模拟(图 8e—h)和观测(图 8a—d)的第4次过程700 hPa环流形势可见，控制试验成功的模拟出了700 hPa低涡的生成和东移发展。

图 7 25°—35°N纬向平均的500 hPa相对涡度时间-经度分布(10-5s-1)(a．ERA-interim再分析资料，b. 控制试验，c. 敏感性试验) Fig. 7 Relative vorticity(10-5s-1)at 500 hPa averaged over 25°—35°N from(a)the ERA-interim，(b)the control experiment and (c)the sensitivity experiment

图选项

图 8 再分析资料(a—d)与控制试验(e—h)中2010年6月14—24日第4次降水过程中23日06时(a、e)、18时(b、f)、24日06时(c、g)、18时(d、h)700 hPa位势高度(黑色实线，dagpm)、风(风矢)及水汽通量(蓝色阴影，单位：(g·m)/(kg·s)) Fig. 8 700 hPa geopotential height(black solid line curve，dagpm)，wind vector and water vapor flux(blue shading，unit:(g·m)/(kg·s))during the fourth precipitation event at 06:00 UTC 23(a、e)，18:00 UTC 23(b，f)，06:00 UTC 24(c，g)，18:00 UTC 24(d，h)during 14-24 June 2010 for the ERA-interim(a-d) and the control experiment(e-h)

图选项

与图 5e—h对应，图 9a—d显示模拟的4次过程典型时刻850 hPa环流形势和水汽通量场，集合模拟重现了观测到的850 hPa主要影响系统——西太平洋副高、孟加拉湾附近的南支槽(图 9c、d)、华北低涡中心向南伸展出的深槽(图 9b)、长江流域的切变线以及沿切变线东移的低涡(图 9a、c、d)；但是，第2—4次过程，模拟的强风速位置比观测偏南、偏东，与之对应的水汽通量大值区位置也比观测偏东、偏南，这很可能是造成模拟的中国南方强降水位置偏东偏南(图 4b—d对比图 4f—h)的主要原因。总体而言，控制试验成功地模拟出研究时段的地面累积降水量及4次过程降水量，再现了相应的高、中、低空环流形势，以及850 hPa水汽通量、500 hPa相对涡度和200 hPa散度等诊断量的分布特征。因此，对比控制试验和敏感性试验(即去除了青藏高原及其南坡的地表感热加热作用)的结果，可以探讨青藏高原的热力作用对中国南方6月持续性降水的影响。

图 9 同图 5e—h，但为控制试验(a—d)模拟的结果和敏感性试验(e—h)的结果 Fig. 9 Similar to Figs.5e-h but for the control experiments(a-d) and the sensitivity experiments(e-h)

图选项

控制试验与敏感性试验的累积降水量分布(图 3b、c)差别显著，与敏感性试验(图 3c)相比，控制试验(图 3b)中中国南方雨带强降水(>500 mm)中心的范围明显偏大，强度更强。两组试验的降水差异(图 3d)及其显著性检验结果(图 3e)也表明，控制试验中强降水中心的降水强度更强，且通过了95%的显著性检验。

对比6月14—24日平均的地表感热通量(图略)，控制试验中，除青藏高原西部以外感热通量为正值，高原中部为加热大值中心，而敏感性试验中，高原大部分地区为负的感热通量。由二者差值(图 10)可见，控制试验中青藏高原的加热作用使高原地表感热通量显著增大(40—80 W/m²)，而中国东部地区的感热通量有所减小(1—20 W/m²)。青藏高原及其周边地区地表感热通量的变化导致大气温度发生变化，进而通过热成风调整引起高低空环流的变化，从而导致水汽通量、水汽辐合辐散及中国南方地区降水的改变。

图 10 控制试验与敏感性试验2010年6月14—24日平均的地表感热通量差(单位：W/m2; 紫线为1 km及3 km地形等高线) Fig. 10 Difference of surface sensible heat flux(unit: W/m2)between the control and sensitivity experiments averaged over 14-24 June 2010(purple lines denote 1 km and 3 km topography contours)

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2010年6月14—24日平均的500 hPa温度场差(图 11a)表明，高原的热力作用使高原主体及其周边地区的大气温度升高，温度升高的大值中心位于青藏高原中部，略偏西。根据热成风原理，该温度差异分布将导致青藏高原上空高层反气旋性环流加强，低层气旋性环流加强。控制试验与敏感性试验比较，表现出与该理论一致的结果。200 hPa位势高度场差和风场差(图 11b)显示：控制试验中青藏高原中东部北风明显增强，其西部伴随有反气旋性环流差(中心位于青藏高原西北部)、东部伴随有气旋性环流差，且控制试验中青藏高原、孟加拉湾及中国东部沿海地区位势高度相对较高，而青藏高原以东到沿海的位势高度相对较低，即控制试验中200 hPa南亚高压的强度更强、范围更大、位置偏西，与之相伴随的高压脊和中国东部的槽也较强，高压脊前北风分量加强，引导冷空气南下。同理，对流层中层青藏高原温度升高引起的热成风也将导致高原周边地区低层的气旋性风场加强，850 hPa位势高度场差和风场差(图 12a)表明，青藏高原北侧的东风加强，南侧的西南风也明显加强，呈现出气旋性环流差，且控制试验中长江中下游及其以南地区的位势高度场明显低于敏感性试验，也伴随有气旋性环流差，对应着华南沿海西南风更强(利于水汽向华南输送)，长江中游偏北风也增强(干冷空气南下增强)。同时，控制试验中华南和江南沿海的整层水汽辐合增大(图 12b)，与强降水区域的降水更强一致。

图 11 2010年6月14—24日平均的(a)500 hPa温度场(红色实线为正、蓝色实线为负，℃)和相对涡度场(阴影)以及(b)200 hPa位势高度场(阴影)和风场(风矢)的控制试验与敏感性试验的差值(紫线为3 km地形等高线) Fig. 11 Difference between the control and sensitivity experiments averaged over 14-24 June 2010 for the(a)temperature difference(solid red lines denote positive values，solid blue lines denote negative values，℃) and relative vorticity difference(color shading)at 500 hPa，and (b)geopotential height difference(shading) and wind vector difference(wind arrow)at 200 hPa(purple line denotes 3 km topography contour)

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图 12 2010年6月14—24日平均的(a)850 hPa位势高度场(阴影)和风场(风矢)以及(b)整层水汽辐合(阴影，10-6kg/(m2·s))和850 hPa温度(红色实线为正、蓝色实线为负，℃)控制试验与敏感性试验的差值分布(灰线为3 km地形等高线) Fig. 12 Difference between the control and sensitivity experiments averaged over 14-24 June 2010 for the(a)geopotential height difference(shading) and wind vector difference(wind arrow)at 850 hPa，and (b)the difference of water vapor convergence(shading，10-6kg/(m2·s))vertically integrated over the entire troposphere and temperature difference(℃)at 850 hPa(red solid lines denote positive values，blue solid lines denote negative values，gray lines denote 3 km topography contour)

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此外，500 hPa相对涡度场差(图 11a)显示，控制试验中青藏高原中部至长江中下游地区的正相对涡度带明显强于敏感性试验；25°—35°N纬向平均的500 hPa相对涡度时间-经度分布(图 7b、c)更清楚地显示，14—25日，随时间推移，控制试验中东传的正涡度强度逐渐强于敏感性试验。进一步对比分析控制试验和敏感性试验的4次过程典型时刻的850 hPa风场、位势高度场和水汽通量(图 9)，发现二者模拟的第1、2次过程(图 9a、b与图 9e、f)比较一致，但是第3、4次过程(图 9c、d与图 9g、h)差别显著：控制试验中的低空低涡强烈发展，而敏感性试验中低涡几乎没有形成。与以往研究一致，本研究证实了青藏高原的热力作用有利于高原及下游低涡的发生、发展和向东传播，并且潜热加热的反馈作用可以使低涡进一步加强发展，为下游地区提供有利的空气垂直运动抬升机制。

为揭示青藏高原的热力作用对水平和垂直环流的影响，分别沿中国南方降水大值中心所在的25°N和115°E做垂直剖面。控制试验与敏感性试验中25°N的垂直环流(图 13a、b)型态分布大体一致，110°—120°E中国南方强降水区域上空为西南风大值区，伴随强烈的上升运动，但是，控制试验中南风分量(图 13d)和西风分量更大(图 13c)，上升运动比敏感性试验中更强。图 13c再次清楚地显示，对流层中层青藏高原的加热作用引起其南侧地转风随高度发生变化，低层西风加强，高层东风加强，这与850 hPa(图 12a)和200 hPa(图 11b)青藏高原南侧的风场差一致。控制试验与敏感性试验115°E的垂直环流差、北风分量差和温度差(图 14c)显示，控制试验中25°N以南暖湿的南风相对较大，其北侧低层干冷的北风也相对较强，中国南方强降水区域上空为更强烈的上升运动，与强降水中心的雨量更大相对应。总体而言，青藏高原的热力作用使中国东南沿海的西南风大幅增强，青藏高原东部从高纬度南下的北风也加强，东南沿海地区的上升运动加强，导致该地区降水增强。

图 13 控制试验(a)与敏感性试验(b)2010年6月14—24日沿25°N的V风场(阴影，m/s)和垂直环流(箭头)、(c)U风场差(控制试验与敏感性试验之差；阴影，m/s)和垂直环流差(箭头)、(d)V风场差(阴影，m/s)和温度差(红色实线为正，黑色实线为负) Fig. 13 V component wind(shading，m/s) and wind vectors(arrows)along 25°N averaged over 14-24 June 2010 in the(a)control and (b)sensitivity experiments；(c)the difference of the U component wind(CTL-SEN，shading，m/s) and difference of the vertical circulation(arrows); and (d)the difference of the V component wind(CTL-SEN; shading，m/s) and temperature difference(red and black solid lines denote positive and negative values，respectively，℃)

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图 14 控制试验(a)与敏感性试验(b)2010年6月14—24日沿115°E的V风场(阴影，m/s)和垂直环流(箭头)以及(c)V风场差(控制试验与敏感性试验之差；阴影，m/s)、垂直环流差(箭头)和温度差(红色实线为正，黑色实线为负，℃) Fig. 14 V component wind(shading，m/s) and vertical circulation(arrows)along 115°E averaged over 14-24 June 2010 in the(a)control(CTL) and (b)sensitivity (SEN)experiments； and (c)the difference of the V component wind(CTL-SEN; shading，m/s)，difference of the vertical circulation(arrows)，and temperature difference (red and black solid lines denote positive and negative values，respectively，℃)

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以往研究表明，夏季青藏高原的加热作用是造成高原及周边地区低层气旋式环流及高层反气旋式环流的重要因素(吴国雄等，2000，2002)，华南6月降水偏多时，青藏高原西北侧为反气旋距平环流，高原东部到中国东部为气旋距平环流，有利于华南降水(杨辉，2011)。本研究中的环流变化与这些已有的研究结论基本一致，但是，本研究实施高分辨率集合数值模拟控制试验并进行严格检验，在此基础上进行敏感性试验，通过对长达十天的持续性降水过程进行逐3 h的对比分析发现，低空低涡从模拟的第5—6天开始就出现了较大的变化，控制试验中第3、4次降水过程青藏高原以东四川盆地附近有低涡生成并随时间东移发展，而敏感性试验中对应时段几乎没有低涡生成，这说明了青藏高原的热力作用有利于低涡的生成和发展。本研究从天气学角度清楚地展现了持续性降水过程中逐次过程的主要影响系统和天气系统演变，尤其是低涡的生成和东移过程，揭示了青藏高原热力作用的影响，这不同于以往的气候学研究。 7 结论与讨论

选取近年来中国南方6月持续性降水过程雨量最大的两年——2008年和2010年进行对比，分析其降水分布特征及持续性降水成因的异同；进而重点分析2010年6月14—24日连续出现的几次强降水过程，从天气学角度分析了逐次过程的降水分布特征及主要影响天气系统演变；然后利用WRF模式设计并实施了包含5个成员的显式对流集合模拟试验；在控制试验重现了观测到的地面降水、大气环流和天气系统主要特征的基础上进一步实施敏感性试验，将青藏高原主体及其南坡的地表短波反照率修改为1.0，研究青藏高原的热力作用对中国南方6月持续性降水的影响。

(1)2008年6月，青藏高原以北和中国东部500 hPa 分别受到脊和槽的控制，槽脊强度均较常年偏强，冷暖空气活动强，中国南方最强降水中心主要集中在两广地区；2010年6月，青藏高原至中国长江中下游地区中低层多低值系统活动，副热带高压位置异常偏西、强度偏强，导致低层异常风场辐合区及降水位置相对偏北，强降水中心主要位于两广、福建、江西、浙江。

(2)根据地面降水和环流形势的演变将6月14—24日划分为4次过程：14—15、16—18、19—21和22—24日。4次过程的累积降水均呈带状或片状分布，第1次过程降水主要集中在华南，第2、3、4次过程则主要出现在江南及华南北部。4次过程的水汽都来自中国南海和孟加拉湾，且4次过程均有正的相对涡度从青藏高原东部向东传播至东海，这与500 hPa东移的浅槽及低层频繁出现的切变线和东移低涡相对应。前3次过程，南亚高压强度逐渐增强、范围扩大，逐步移上青藏高原，500 hPa中高纬度槽脊发展加强，青藏高原北部甚至出现阻塞形势，经向环流度加大，西太平洋副热带高压强度很强，冷暖空气在中低层交汇于长江中下游地区及华南北部；第4次过程，南亚高压强度显著减弱、范围缩小，对流层中层的槽脊东移，西太平洋副热带高压东撤南退，与此对应，强降水过程也逐渐结束。

(3)包含5个成员的高分辨率(水平网格距4 km)显式对流集合模拟试验成功地再现了研究时段内逐次降水过程的地面累积降水量，其降水强度、落区与观测基本一致，只是模拟的中国南方强降水中心的位置比较偏东偏南。集合模拟试验也重现了高、中、低空的环流形势，包括南亚高压、中层中高纬度的槽脊、西太平洋副热带高压、低空切变线和低涡等主要影响系统的位置、强度、时间演变，以及水汽通量、相对涡度、散度等诊断量的分布特征。

(4)青藏高原的热力作用(即地表强感热加热)使高原及其周边地区的大气温度发生变化，由热成风平衡原理，大气环流相应调整、天气系统发生变化：200 hPa高原中东部北风明显加强，其西部形成反气旋性环流异常，东部形成气旋性环流异常，南亚高压的强度增强、位置相对偏西；500 hPa从青藏高原向下游传播的正涡度发展加强，且中纬度槽脊加强，长江中游的气旋性风场差使副高西北侧的西南风明显增强；850 hPa的低涡强烈发展并逐步东移，低涡南侧的西南低空急流更为强盛，向华南沿海输送大量暖湿空气，同时高纬度冷空气加强南下，冷暖空气汇合加强，导致华南沿海水汽辐合和上升运动增强。这些变化使华南降水增强。

但值得注意的是，本研究仅针对2010年6月14—24日中国南方地区的一次持续性强降水过程进行了重点分析与模拟试验，而2008、2005年以及20世纪90年代的个别年份中国南方也曾有持续性强降水过程出现，相关结论是否具有普遍意义还需要对逐年情况进行分析与讨论。且本研究结果表明，青藏高原的热力作用对中国南方持续性强降水的影响主要表现在对高低空环流形势和主要天气系统的影响，特别是对青藏高原以东(四川盆地附近)低空低涡生成和发展的影响，因此，有必要对低空低涡的生成和发展机制进行深入探讨。此外，本研究将青藏高原主体和南坡的热力作用一并进行了修改，而高原主体、南坡、北坡或高原西部和东部等不同区域的热力作用对中国南方持续性强降水过程的影响是否一致，其动力物理机制是否存在差异，青藏高原不同区域的热力作用在中国南方持续性降水过程中的相对重要性等诸多问题都需要在今后的工作中进行深入分析与探讨。

致谢：感谢中国气象科学研究院郑永骏博士和中国科学院大气物理研究所饶建博士在运行WRF模式方面提供的帮助，感谢中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室为李雪松提供办公条件。ERA-interim 资料从欧洲中期天气预报中心网站下载(http://data-portal.ecmwf.int/)。