夏季青藏高原对流边界层高度东西差异对环流场的影响.pdf

夏季青藏高原对流边界层高度东西差异对环流场的影响*李怡霖1,2赵平2车军辉3王迎春4王慧美2张超5叶佳馨1,2LIYilin1,2ZHAOPing2CHEJunhui3WANGYingchun4WANGHuimei2ZHANGChao5YEJiaxin1,21.复旦大学大气与海洋科学系/大气科学研究院，上海，2004382.中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京，1000813.山东省气象防灾减灾重点实验室，济南，2500314.北京市气象局，北京，1000895.厦门大学海洋与地球科学学院/近海海洋环境科学国家重点实验室，厦门，3611021.Department of Atmospheric and Oceanic Sciences&Institute of Atmospheric Sciences，Fudan University，Shanghai 200438，China2.State Key Laboratory of Severe Weather，Chinese Academy of Meteorological Sciences，Beijing 100081，China3.Shandong Key Laboratory of Meteorological Disaster Prevention and Reduction，Jinan 250031，China4.Beijing Meteorological Administration，Beijing 100089，China5.College of Oceanic and Earth&State Key Laboratory of Marine Environmental Science，Xiamen University，Xiamen 361102，China2022-11-30 收稿，2023-04-13 改回.李怡霖，赵平，车军辉，王迎春，王慧美，张超，叶佳馨.2023.夏季青藏高原对流边界层高度东西差异对环流场的影响.气象学报，81（4）：569-579Li Yilin，Zhao Ping，Che Junhui，Wang Yingchun，Wang Huimei，Zhang Chao，Ye Jiaxin.2023.Impacts of the east-west difference inconvective boundary layer height on circulation over the Tibetan Plateau in summer.Acta Meteorologica Sinica，81（4）:569-579AbstractBasedonTheThirdTibetanPlateauAtmosphericScientificExperiment(TIPEX-)andtheroutinemeteorologicaloperationalsoundingdata,theEuropeanCentreforMedium-RangeWeatherForecastsFifthGenerationReanalysis(ERA-5)data,andtheISCCPcloudcoverdataduringthesummers(June,July,andAugust)of20132015,influencesoftheeast-westdifferenceintheconvectiveboundarylayer(CBL)heightovertheTibetanPlateau(TP)onsynoptic-scaleatmosphericcirculationareanalyzedbystatisticandphysicaldiagnosismethods.Itisfoundthattheeast-westdifferenceinCBLshowsanobviousdiurnalvariation.TheCBLishighinthewestandlowintheeastfromthenoontothelateafternoon,whichismainlyattributedtothelargerriseofthewestern CBL height.Corresponding to the large east-west difference in the CBL,temporal change of surface virtual potentialtemperaturedisplaysahighinthewest-lowintheeastfeatureandthechangeinthewesternTP(WTP)islargerthanthatintheeasternTP(ETP).Meanwhile,temperaturewithintheCBLincreasesintheWTPbutslightlydecreasesintheETP.PressuredecreasesintheCBLbutincreasesinhigherlevelsintheWTP.TheanomalouslowpressureintheWTPisshallow.Atthesametime,low-levelpressureincreasesintheETP.Thelow-leveleast-westpressuredifferencemayresultineast-westpressuregradientanomalyandanomaloussoutherlywindsoverthecentralTP,whichisaccompaniedbylow-levelconvergenceandhigh-leveldivergenceintheWTP.Theshallowlowpressureanomalyisfavorableforthedevelopmentoflowclouds.Key wordsTibetanPlateau，East-westdifferenceofconvectiveboundarylayerheight，Synoptic-scalecirculation，Cloudcover*资助课题：第二次青藏高原综合科学考察研究（2019QZKK020803）。作者简介：李怡霖，主要从事青藏高原气象学、边界层气象学研究。E-mail：通信作者：赵平，主要从事青藏高原气象学和季风研究。E-mail：doi:10.11676/qxxb2023.20220202气象学报摘要基于 20132015 年 68 月“第三次青藏高原大气科学试验（TIPEX-）”和常规气象业务探空观测资料、欧洲中期天气预报中心（ECMWF）第 5 代再分析（ERA-5）数据以及“国际卫星云气候计划（ISCCP）”云量资料，采用统计分析和物理量诊断分析方法，研究了夏季青藏高原（简称高原）大气对流边界层高度东西差异对高原地区天气尺度环流的影响。结果表明：高原对流边界层高度东西差异表现出明显的日变化，且这种差异呈现西高东低的分布特征，主要由西部对流边界层高度明显增大所致。当中午对流边界层高度东西向差异增大时，午后地面虚位温 6h 变差呈西部高、东部低的特征，且西部变化更明显，高原西部对流边界层内温度升高，东部略降低，并伴随着高原西部对流边界层内气压降低、高层升高且低压系统较浅薄，而东部低层气压升高；高原低层东高西低的气压场特征产生了异常东西向气压梯度，引起高原中部低层出现偏南风异常，伴随着西部的低层异常辐合和高层异常辐散；同时，浅薄的低压有助于当地低云发展。关键词 青藏高原，对流边界层高度东西差异，天气尺度环流，云量中图法分类号P4041引言大气边界层的高低代表了边界层对水汽、热量等的容纳能力（Stull，1988；Davy，etal，2016），它的变化会引起有效热容和温度的变化。大气边界层通常分为对流边界层、稳定边界层和中性边界层3 类。在白天小风少云的天气情况下，由于地表接收太阳辐射后被加热，边界层内的湍流运动使得这些热量向上传递，并形成不稳定的大气层结，这时的边界层称为对流边界层（或不稳定边界层）（盛裴轩等，2013）。影响大气边界层高度的主要因素有：太阳辐射热力扰动过程、云量、土壤湿度、地形动力扰动过程等（李倩惠等，2020；车军辉等，2021；Budakoti，etal，2021）。青藏高原（简称高原）复杂的地形、地貌和强烈的太阳辐射使得该地区边界层过程更复杂，边界层对高原低涡，对流系统发生、发展以及下游降水等都有十分重要的影响（叶笃正等，1979；Tao，etal，1981；徐祥德等，2001；周明煜等，2002；卓嘎等，2002；李国平等，2005；宋星灼等，2006；周文等，2018；Zhao，etal，2018，2019；Che，etal，2021）。早在 20 世纪 70 年代，叶笃正等（1979）就利用气象站观测资料研究了高原边界层的气候特征。周明煜等（2000）揭示了高原深厚的边界层中存在强埃克曼“抽吸泵”动力机制。李国平等（2005）认为高原边界层动力“抽吸泵”作用对高原低涡的流场结构及发展有重要影响。周文等（2018）利用 COSMIC掩星资料指出高原边界层高度存在西高东低的分布特征。Che 等（2021）用第三次青藏高原大气科学试验（TIPEX-）的加密探空观测资料进一步揭示出夏季高原对流边界层高度的西高东低分布特征。同时，许多学者也关注大气边界层对环流系统的影响，叶笃正等（1979）指出青藏高原低涡和切变线发生在边界层内，其形成、发展与边界层过程有关。高守亭（1983）研究了行星边界层内低涡的环流结构，指出行星边界层内的摩擦作用可以导致低涡环流有明显的径向流动。卓嘎等（2002）模拟研究了青藏高原边界层高度对高原东南部和长江流域云和降水发展的影响。综上所述，以往关于青藏高原大气边界层的研究已取得明显进展，而关于青藏高原边界层高度的东西向差异特征对天气尺度环流影响的相关研究则较少。文中采用气候学统计分析和物理量诊断分析方法以及 TIPEX-加密探空观测资料等，研究青藏高原夏季中午的对流边界层高度东西差异对午后大气热动力场时间变化的影响，以揭示高原对流边界层对大气环流的影响。2资料和方法 2.1 资料Che 等（2021）采用 Liu 等（2010）提出的位温梯度法，用 20132015 年夏季（68 月）00、06 及12 时（世界时，下同）的对流层探空资料计算了高原 19 个站（图 1）的对流边界层高度，这些站包括TIPEX-提供的狮泉河（SQH）、改则（GZ）和申扎（SZ）3 个加密自动探空站（Zhao，etal，2018）以及16 个常规气象业务探空站（定日（DR）、拉萨（LS）、那曲（NQ）、沱沱河（TT）、茫崖（MY）、格尔木（GE）、林芝（LZ）、昌都（CD）、玉树（YS）、甘孜（GanZ）、达日（DaR）、都兰（DL）、红原（HY）、巴塘（BT）、合作（HZ）、西宁（XN）。文中使用 Che 等（2021）计算的边界层高度数据集以及时间分辨率为 1h、空间分辨率为 0.250.25的 ERA-5 再分析资料（Hersbach，etal，2020）。此外，也使用 ISCCP 的时570Acta Meteorologica Sinica气象学报2023，81（4）间分辨率为 6h 和空间分辨率为 11的总云量数据集（Rossow，etal，1991）。2.2 方法vh由于天气、气候模式包括复杂的陆面-边界层-云降水物理过程的相互作用以及对环流系统的影响，因此利用这些复杂的模式很难分析边界层高度变化的独立影响。Davy 等（2016）在只考虑低层大气一维能量收支的情况下，将地面虚位温的变化定义为与气候系统中的强迫和反馈线性相关，且与系统的有效热容成反比，从而得到如下的地面虚位温（）与边界层高度（）的关系式dvdt=Q1cph（1）Q1hcpQ1h式中，为从边界层高度 积分到地面的大气视热源，为空气密度，为定压大气比热。很明显，式（1）反映了和 对虚位温随时间变化的影响。虚位温的计算公式为（盛裴轩等，2013）v=T(1+0.61q1q)(1000p)（2）式中，T 为气温，q 为比湿，p 为气压，=0.286。Q1根据“倒算法”利用热力学方程计算大气视热源（Yanai，etal，1992），计算公式如下Q1=cpTt+VT+(pp0)p（3）p0=Rd/cp式中，V 为水平风速；=1000hPa；为垂直速度；，其中 Rd为干气体常数；为位温。Q1Q1在垂直方向上，利用线性插值法将标准等压面资料插值到 1hPa 间隔；对从边界层顶到地面积分得到边界层内的大气视热源Q1=1gwpsphQ1dp（4）phps式中，g 为重力加速度，为边界层顶气压，为地面气压。Q1hQ1hDavy 等（2016）利用式（1）研究边界层高度变化对气候强迫效力的影响。不同于他们的研究，文中则用该式研究边界层高度变化对大气环流系统的影响。为了分析和 的影响，式（1）中的变化可以进一步表示为Q1h=Q1hQ1h2h（5）hQ1式中，表示变量的变化，和表示它们的气候平均值。此外，文中也应用了相关、合成分析方法，其中利用学生 t 检验判断相关和合成结果的显著水平（魏凤英，1999）。3高原对流边界层高度东西差异特征图 2 给出了 20132015 年 68 月 00、06 和12 时对流边界层高度的空间分布。00 时（图 2a），对流边界层高度低于 0.8km，东西向差异小；到 06时（图 2b），对流边界层发展旺盛，高原西部的狮泉河和改则站平均高度达到 2.38km，边界层顶大致位于 400hPa 等压面，而高原东部的达日、甘孜和红原站平均高度为 1.56km，边界层顶大致位于 500450hPa 等压面；此时，高原对流边界层高度出现明显的西高东低特征；到 12时（图 2c），西部站点的对流边界层高度继续升高，而东部站点的对流边界层高度较 06时有所下降，东西差异更加显著。显然，随着午后高原西部对流边界层发展，呈现出对流边界层高度西高东低的结构特征，这与 Che 等（2021）所揭示的现象一致。hhh为了研究高原对流边界层高度东西差异特征及其影响，定义 8090E 为高原西部（以下简称WTP），95105E 为高原东部（以下简称 ETP）。将高原东西向对流边界层高度差（）定义为西部2 个站的对流边界层高度平均值减去东部 3 个站的对流边界层高度平均值（选取狮泉河和改则 2 个站代表高原西部，选择达日、甘孜和红原 3 个站代表高原东部），由此得到样本（即在上述 5 个站同时出现对流边界层的样本数）。图 2df 给出了 00、06 和 12 时的样本数分布。00 时，对流边界层高6525303540SQHGZDRSZLSLZBTHYDaRYSDLGEMYTTNQXNHZCDGanZ707580859095100105E45NIntensiveOperational图1青藏高原地区探空站分布（蓝点和红点分别代表TIPEX-加密探空站和常规气象观测站）Fig.1DistributionofstationsintheTibetanPlateau（TP）（bluedotsrepresenttheTIPEX-intensiveobservationsandthereddotsrepresenttheoperationalobservations）李怡霖等：夏季青藏高原对流边界层高度东西差异对环流场的影响571hhh度东西向差主要集中在0.230.01km，发生频率约为 42%（图 2d）；06 时，较大，超过 0.7km的发生频率为 68%（图 2e）；12 时，最大，集中在13.25km，发生频率约占 75%（图 2f）。同时也应该注意到上面的频率分布特征与所使用资料的时间分辨率有关。hhhhhhh根据式（1），边界层高度变化可以对边界层气象要素的时间变化产生影响。选择 06 时高原对流边界层高度东西向差对随后 6h 大气环流变化（即12 时减去 06 时的差；为了方便，称为 6h 变差）的影响。此外，选择 10 个最大的样本（称为高值样本）和 10 个最小样本（称为低值样本）进行合成分析。图 3a 给出了 06 时高原边界层高度东西向差（）的 67 个样本特征。在该图中，以正值为主，说明在这些样本中对流边界层高度以西高东低为主。图 3b 给出了合成的 06 时沿 32N 附近站点的对流边界层高度曲线，可以看到：当偏低时，高原对流边界层高度东西差异较小；当偏高时，高原东部的对流边界层高度总体上与偏低时没有明显的差异，而此时高原西部对流边界层高度明显高h于偏低时的情况。显然，西部对流边界层高度变化对高原对流边界层高度东西差异变化的影响更大。4高原对流边界层高度东西向差异变化对热动力场的影响hQ1hQ1hQ1hQ1hQ1hQ1hQ1hQ1hQ1h2h图 4a 给出了在高、低值样本之间合成的高原各站点在 06 时的差值（即）。在高原西部地区，总体上为正值，根据式（1），与虚位温变差呈现出正向变化关系，虚位温变差应该为正变温；而在高原东南部则以负值为主，地面虚位温变差也应该以负值为主。从图 4bc 可以看到，的正、负分布情况与总体一致，在高原西部，以正值为主，其中狮泉河、改则和定日 3 个站的平均为 3.73102W/m3，而在高原东南部以负值为主，玉树、昌都和甘孜 3 站平均为1.27102W/m3；的分布情况以负值为主，在高原西部的狮泉河、改则和定日站的平均2530357520Number of samples16128400.45 0.01 0.430.871.311.75h(km)h(km)h(km)1.70.90.10.71.52.30.80.11.01.92.83.780859000.40.81.21.62.02.42.83.2 km95100 105E7580859095100 105E7580859095100 105E40N(a)(d)(e)(f)(b)(c)图220132015 年夏季（a）00、（b）06 和（c）12 时青藏高原对流边界层高度空间分布，以及夏季青藏高原对流边界层高度东西向差（定义为h）在（d）00、（e）06 和（f）12 时的样本数Fig.2DistributionsofconvectiveboundarylayerheightintheTPat（a）00:00UTC，（b）06:00UTC，and（c）12:00UTCinthe summers of 20132015；and histograms of sample numbers for the summer east-west difference in the convectiveboundarylayerheight（h）at（d）00:00UTC，（e）06:00UTC，and（f）12:00UTC，inwhichthexcoordinateistheheight（unit：km）andtheycoordinateisthenumberofsamples572Acta Meteorologica Sinica气象学报2023，81（4）为2.08102W/m3，东南部玉树、昌都和甘孜站的平均为1.00103W/m3。第一项的数值大于第Q1h二项，这说明边界层内视热源变化对的贡献更大。h(km)3210102030405060SQHGZSZNQYSCDDaR GanZHYh(km)54321012(a)(b)Number of samples图3（a）20132015 年夏季 06 时 67 个青藏高原对流边界层h 的样本分布，（b）在h 高（红色）、低（蓝色）值样本平均的 06 时沿 32N 附近各站点对流边界层高度Fig.3（a）Distributionof67samplesoftheTPconvectiveboundarylayerhat06:00UTCinthesummersof20132015；and（b）meanconvectiveboundarylayerheightsat06:00UTCinthehigh（red）andlow（blue）hcasesalong32N(a)(b)(c)25303575105510 102 W/m30102 W/m384048102 W/m38404880859095100105E7580859095100105E7580859095100105E40N25303540N25303540NQ1hQ1hQ1h2h图4（a）在h 高、低值样本之间合成的高原各站点在 06 时的分布（其中方形标记的站点通过 95%统计置信度检验，三角形标记的站点通过 90%统计置信度检验）；（b）同（a），但为对；（c）同（a），但为Q1hQ1hQ1h2hFig.4Compositedifferencesinatstationsat06:00UTCbetweenthehighandlowhcases（squaresareforvaluessignificantatthe95%confidencelevelandthetrianglesareforvaluessignificantatthe90%confidencelevel）；（b）sameas（a）butfor；（c）sameas（a）butfor李怡霖等：夏季青藏高原对流边界层高度东西差异对环流场的影响573v对应边界层高度变化，地面虚位温也出现相应变化。图 5a 给出了合成的地面虚位温 6h 变差（）的差值。显著的正差值出现在高原 90E 以西地区，其中心值超过 0.4K，而相对弱的负值和正值出Q1hQ1hvQ1hv现在高原东部。很显然，高原西部比较大的地面虚位温正差值对应着图 4 中的显著正值，即在正值区总体上有正变差；在高原东南部，对应于总体上较弱的，为较弱的正或者负变25303540NHeight(hPa)(a)(b)(d)(c)(e)(f)752.41.60.800.81.61.60.800.81.62.4 KK2.41.2241680816240.60.61.2hPa%01.60.800.81.62.4KK1.60.800.81.680859095100100200300400500600700800Height(hPa)100200300400500600700800Height(hPa)100200300400500600700800105E80859095100105E80859095100105E80859095100105E25303540N7580859095100105E25303540N7580859095100105EQ1hQ1h图5在h 高、低值样本之间合成的（a）地面虚位温 6h 变差的差值（打点区域通过 95%统计置信度检验）；（b）同（a），但为沿 32N 的虚位温东西向垂直剖面（画叉区域通过 95%统计置信度检验）；（c）同（a），但为地面气温；（d）同（b），但为气温；（e）同（a），但为地表水汽压；（f）同（b），但为相对湿度（在 a、c、e 中，黑色（绿色）实心大圆点代表为正（负）且通过90%统计置信度检验的站点，黑色（绿色）空心圆点代表为正（负）的站点）Q1hQ1hFig.5（a）Compositedifferencesin6-hvariationofsurfacevirtualpotentialtemperaturebetweenhighandlowhcases（dottedareasareforvaluessignificantatthe95%confidencelevel）；（b）sameas（a）butforvertical-meridionalcrosssectionalong32N（crossedareasareforvaluessignificantatthe95%confidencelevel）；（c）sameas（a）butforsurfacetemperature；（d）sameas（b）butfortemperature；（e）sameas（a）butforsurfacewaterpressure；and（f）sameas（b）butforrelativehumidity（ina，cande，largesolidblack（green）dotsrepresentthestationswithpositive（negative）valuesofatthe90%confidencelevelandhollowblack（green）dotsrepresentthestationswithpositive（negative）valuesof）574Acta Meteorologica Sinica气象学报2023，81（4）hvvQ1hh差。进一步的分析表明，06 时的与高原西部（3234N，8084E）平均的的相关系数为0.32（通过 99%统计置信度检验）。图 5b 给出了合成的虚位温变差的差值沿 32N 的经度-高度剖面。在该图中，超过 0.5K 的正差值出现在高原西部 400hPa 以下，而高原东部总体上为弱的负值。上述结果所揭示的在高原西部虚位温变差与之间的配置关系与式（1）所给出的二者正向变化关系基本一致，这反映了高原边界层高度变化对地面虚位温变差的影响。在高原东南部地区高、低样本之间对流边界层高度差异小，因而虚位温变化量也较小。h图 5c 给出了合成的地面气温 6h 变差的差值。当对流边界层西高东低特征更明显时，类似于虚位温变差，地面气温变差也呈现出西高东低的分布特征，正的地面气温变差的差值出现在高原西部；高原东部为较弱的负或正差值，且通过 95%统计置信度的区域较小。06 时的与高原西部地面气温的相关系数为 0.32（通过 99%统计置信度检验）。地面气温变差的这种东西向非均匀特征也出现在边界层中（图 5d），在高原西部，从地面到 400hPa 高度存在明显的升温；而高原东部边界层的负温度差值较弱，这可能与对流边界层高度东西差异的变化主要是由高原西部引起的有关。此外，从图 5d 中还可以看到，高原西部大气呈上冷下暖的不稳定结构，此结构有利于对流的形成，而高原东部温度垂直差异没有西部的大。根据热力学方程，气温局地Q1变化由温度平流、垂直输送和非绝热加热共同决定。在近地层附近，地面总加热（地面感热、潜热和有效辐射之和（叶笃正等，1979）6h 变差的差值在西部地区为正（图 6a），对当地近地层气温升高有贡献。图 6b 给出了合成的6h 变差的差值。在该图中，高原西部近地层附近为正值，对低层的气温升高有贡献；而其上空为负值，对高空的变冷有贡献。同时也应该注意到，在对流层中上层加热因子差值的符号与温度的差值符号并不是完全一一对应，这说明其他因子（温度平流、垂直输送）的影响也不可忽略。h研究表明，边界层高度越高（低），空气柱相对拉长（压缩），在边界层空气柱中水汽含量变化较小的情况下，水汽密度减小（增大）（赵艳茹，2018；Sudeepkumar，etal，2020）。从合成的地面水汽压变差的差值（图 5e）可以看到，地面水汽压变差的负差值总体上出现在高原西部，与高原西部区域平均的水汽压 6h 变差相关系数为0.37（通过 99%统计置信度检验），而在高原东部地区几乎没有显著的变化；在垂直剖面上（图 5f），相对湿度变差的负差值出现在高原西部的边界层内，其中心值低于12%，而高原东部边界层以弱的正差值为主。根据等压面厚度与气温的关系，气柱温度升高（降低）可以引起空气膨胀（收缩），从而造成其中上层和低层分别出现高压和低压（低压和高压）（Zhao，etal，2010；Zuo，etal，2011；盛裴轩等，2013）。类似地，边界层气温的变化也会引起气压系统改变。25303540N7580859095100105E80859095100105EHeight(hPa)100200300400500600700800(a)160.160.160.0800.0880816 105 J/m2W/kg(b)hQ1图6（a）高、低值样本之间合成的地面总加热 6h 变差的差值（打点区域通过 95%统计置信度检验）；（b）同（a），但为沿 32N 的剖面（画叉区域通过 95%统计置信度检验）hQ1Fig.6（a）Compositedifferencesin6hvariationoftotalsurfaceheatingbetweenthehighandlowcases（dottedareasareforvaluessignificantatthe95%confidencelevel）；and（b）sameas（a）butforthevertical-meridionalcrosssectionofalong32N（inwhichcrossedareasareforvaluessignificantatthe95%confidencelevel）李怡霖等：夏季青藏高原对流边界层高度东西差异对环流场的影响575当午后高原对流边界层西高东低结构更强时，未来6h 高原西部边界层气温显著升高，而高原东部边界层气温有所降低，并伴随着西部边界层湿度减h小。比较图 5c 与在高、低值样本之间合成的地面气压变差的差值图（图 7a），可以看到：对应于高原西部对流边界层为显著的正差值，高原西部的边25303540N25303540N25303540N25303540N7580859095100105E7580859095100105E7580859095100105E7580859095100105E(a)(b)(d)(c)(e)(f)(e)(f)Height(hPa)100200300400500600700800Height(hPa)10020030040050060070080080859095100105E80859095100105E0.80.120.120.060.0600.400.40.8121010886644220664 3523452 1011.21.20.80.80.40.401288440h(1gqV)图7高、低值样本之间合成的（a）地面气压（色阶，单位：hPa）和风场（矢量，单位：m/s）6h 变差的差值（打点区域为地面气压差值通过 95%统计置信度检验）；（b）同（a），但为沿 32N 的位势高度（色阶，单位：gpm）和环流场（矢量；水平分量，单位：m/s；垂直分量，单位：（0.05）Pa/s）东西向垂直剖面（画叉区域为位势高度差值通过 95%统计置信度检验）；（c）同（a），但为 400hPa 位势高度（色阶，单位：gpm）和风场（矢量，单位：m/s）；（d）同（b），但为垂直速度（单位：Pa/s）；（e）同（a），但为550hPa 水汽通量散度（单位：107kg/（m2shPa）；（f）同（a），但为 400hPa 风场散度（单位：106s1）h(1gqV)Fig.7Compositedifferencesin6-hvariationsof（a）surfacepressure（shaded，unit：hPa）andhorizontalwind（vector，unit：m/s）betweenhighandlowcases（dottedareasareforvaluessignificantatthe95%confidencelevel）；（b）sameas（a）butfortheeast-westcross-sectionofgeopotentialheight（shaded，unit：gpm）andverticalcirculation（vector；unitofhorizontalcomponent：m/s；unit of vertical component：（0.05）Pa/s）along 32N（crossed areas are for values significant at the 95%confidence level forgeopotentialheight）；（c）sameas（a）butfor400hPageopotentialheight（shaded，unit：gpm）andhorizontalwind；（d）sameas（b）butforp-velocity（unit：Pa/s）；（e）sameas（a）butfor550hPavaporfluxdivergence（unit：107kg/（m2shPa）；and（f）sameas（a）butfor400hPawinddivergence（unit：106s1）576Acta Meteorologica Sinica气象学报2023，81（4）h界层底部气压为显著负差值，该气压差值主要位于7590E，具有 1500km 的天气尺度特征，其中心值为0.8hPa；与高原西部区域（3233N，8286E）气压变差的相关系数为0.258（通过95%统计置信度检验）。显然，高原西部边界层低压差值伴随着正温度差值，具有暖性特征。根据气压厚度与气温的空间结构（盛裴轩等，2013），高原西部的这种暖性低压是浅薄的，在垂直方向上仅仅伸展到 450hPa 附近（图 7b），在对流边界层顶部附近高原西部为显著的正位势高度差值，而其上是比较深厚的正位势高度差值，其水平范围超过 1000km，正差值中心在 400hPa 附近（图 7b）。在 400hPa 上（图 7c），西部正的中心值为 6gpm。在负变压区低层出现水汽辐合异常，其中心值为2107kg/（m2shPa）（图7e），而在其上空400hPa 出现空气质量辐散异常，其中心值为 6107s1（图 7f）。在高原西部负差值区域，边界层低层的垂直速度变差为负值，其中心值超过0.03Pa/s（图 7d），指示着比较浅薄的异常上升运动；该异常上升运动向东逐渐减弱，且垂直伸展高度也逐渐降低，而在边界层以上则是比较深厚的正差值，指示着下沉运动。图8ab 分别给出了合成的 ERA-5 和 ISCCP 总云量变差的差值，可以看到，二者表现出相似的特征，说明了ERA-5 云量资料可靠。图 8c 给出了合成的低云量6h 变差的差值，可以看到：正的高原西部的低云量差值总体上出现在高原中西部（2934N，8095E），指示着这些地区低云量的增多，该区域总体上位于高原西部浅薄负变压的东部，说明对流边界层高度西高东低特征有助于异常低压前部的低云形成和发展。5结论与讨论文中研究了青藏高原对流边界层高度特征及其东西向差异对热动力场和云量的影响，结果如下：（1）高原对流边界层高度东西向差异的日变化特征主要表现为：00 时主要集中在0.01km 以下，06 时整个高原上的对流边界层得到充分发展，东西向差异较大，主要集中在 0.3km 以上，到 12 时差异达到最大，集中在 1km 以上。（2）夏季中午高原对流边界层高度的东西向差25303540N25303540N25303540N7580859095100105E7580859095100105E7580859095100105E(c)(a)(b)0.50.40.50.40.30.30.20.20.10.10h图8（a）高、低值样本之间合成的 ERA-5 总云量 6h 变差的差值（打点区域通过 95%统计置信度检验）；（b）同（a），但为ISCCP 总云量；（c）同（a），但为 ERA-5 低云量hFig.8（a）Compositedifferencesin6-hvariationoftheERA-5totalcloudcoverbetweenhighandlowcases（dottedareasareforvaluessignificantatthe95%confidencelevel）；（b）sameas（a）butfortheISCCPto