夏季青藏高原地面熱源和高原低渦生成頻數(shù)的日變化

張?zhí)裨拢顕?/p>

（成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，四川　成都610225）

?

夏季青藏高原地面熱源和高原低渦生成頻數(shù)的日變化

張?zhí)裨?，李國?

（成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院，四川成都610225）

摘要：通過1981—2010年NCEP/NCAR再分析資料，分析出夏季青藏高原地面熱源具有強(qiáng)烈的日變化，白天高原是強(qiáng)熱源，夜間高原地面轉(zhuǎn)變?yōu)槿鯚釁R，日較差可達(dá)420W·m-2，呈由西向東遞減分布。其中地面感熱和潛熱加熱的日變化均十分明顯，日較差分別可達(dá)300W·m-2和200W·m-2；感熱加熱的日變幅由西北向東南遞減，而潛熱加熱由南向北遞減。同時(shí)，利用人工識(shí)別的高原低渦數(shù)據(jù)集初步分析了夏季高原低渦生成頻數(shù)的日變化，發(fā)現(xiàn)夜間生成的高原低渦頻數(shù)略高于白天，其中00UTC的低渦源地主要在西藏那曲和林芝（工布江達(dá)），12UTC低渦源地主要在西藏那曲和青海玉樹。

關(guān)鍵詞：青藏高原；地面熱源；高原低渦；日變化

張?zhí)裨?，李國?夏季青藏高原地面熱源和高原低渦生成頻數(shù)的日變化[J].沙漠與綠洲氣象，2016，10（2）：70-76.

青藏高原被認(rèn)為是“全球氣候變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)與放大器”[1-3]，并且是“全球變化與地球系統(tǒng)研究的最佳天然實(shí)驗(yàn)室”[4]。高原對(duì)大氣不僅具有機(jī)械動(dòng)力作用，還有熱力作用。高原由于其特殊的地形，直接作用于對(duì)流層中部，使得這種加熱作用十分顯著，因此青藏高原地區(qū)是全球大氣日變化最明顯的地區(qū)之一[5]。沈志寶[6]分析了高原上空氣溫場(chǎng)后，指出高原地面氣溫日變化強(qiáng)烈，較其他地區(qū)大1～2倍，冬季地面溫度日變化最大。他還分析了高原濕度場(chǎng)，認(rèn)為其也具有明顯的日變化特征[7]。另外，湯懋蒼[8]分析了高原地區(qū)的風(fēng)場(chǎng)和氣壓場(chǎng)演變，指出高原低層氣壓場(chǎng)有明顯的日變化，但日變化特征隨高度減弱。劉新等[9]利用NCEP/NCAR再分析資料分析了夏季青藏高原加熱和環(huán)流場(chǎng)的日變化特征，發(fā)現(xiàn)環(huán)流場(chǎng)的日變化是被非絕熱加熱的日變化所驅(qū)動(dòng)的。尹道生[10]、馬鶴年等[11]研究了青藏高原氣旋波和切變線的成因與發(fā)展，認(rèn)為是高原邊界層晝夜熱力差異造成的。

高原低渦定義為500 hPa天氣圖上70°～110°E，27°～40°N范圍內(nèi)，凡有閉合等高線的低壓或三站風(fēng)向呈氣旋性環(huán)流的渦旋系統(tǒng)[12]。葉篤正等[5]指出高原低渦是水平尺度約500 km、垂直厚度約2～3 km，是高原地區(qū)主要的降水系統(tǒng)，在有利的環(huán)流形勢(shì)下可發(fā)展東移，將引起高原以東地區(qū)大范圍的暴雨、雷暴等災(zāi)害性天氣過程。王鑫等[13]指出30°～35°N是低渦出現(xiàn)的高頻帶，軸線在32.5°附近，那曲附近是中心。陳功等[14]把高原低渦生成源地歸納為4個(gè)：西藏申扎-改則之間、西藏那曲東北部、四川德格東北部和四川松潘附近。李國平[15]等利用30 a的NCEP資料分析得出，夏季高原低渦生成源地主要集中在西藏雙湖、那曲和青海扎仁克吾一帶。Shen等[16]通過研究得出感熱加熱在高原低渦生成機(jī)制方面有重要作用。李國平等[17-18]研究發(fā)現(xiàn)，地面感熱加熱對(duì)高原低渦的影響與加熱中心和低渦中心配置是否一致有關(guān)，并討論了地面熱源強(qiáng)迫和邊界層抽吸對(duì)高原低渦流場(chǎng)結(jié)構(gòu)的作用。羅四維等[19-20]通過對(duì)一次夏季高原低渦的診斷分析指出，在低渦發(fā)展初期及成熟期，擾動(dòng)動(dòng)能來源方式類似于熱帶大氣中能量的轉(zhuǎn)換方式，地面感熱加熱對(duì)低渦的生成起決定性作用，并利用數(shù)值模式加以驗(yàn)證。陳伯民等[21]總結(jié)了雨季中典型高原低渦形成和發(fā)展的概念模式：盛夏高原地區(qū)由于地面強(qiáng)烈的感熱和潛熱加熱使空氣柱變得十分不穩(wěn)定，層結(jié)越不穩(wěn)定，則緯向有效位能和渦動(dòng)有效位能積累越多，且有利于前者向后者轉(zhuǎn)換，并進(jìn)一步轉(zhuǎn)化為渦動(dòng)動(dòng)能，供高原低渦發(fā)展。宋雯雯等[22]通過對(duì)兩例高原低渦的模擬指出，地面感熱在低渦不同發(fā)展階段的作用不同，凝結(jié)潛熱和水汽不能對(duì)低渦生成起決定作用，但對(duì)低渦的維持等有重要作用。郁淑華等[23]、黃楚惠等[24-25]通過對(duì)高原低渦活動(dòng)的統(tǒng)計(jì)，分析了其對(duì)我國降水的影響。還有一些學(xué)者[26-28]分析了高原低渦的切向流場(chǎng)及波動(dòng)分析、不同的邊界層參數(shù)化方案對(duì)高原低渦東移模擬的影響以及熱帶大氣低頻振蕩對(duì)高原低渦的作用。

但對(duì)于高原加熱及高原低渦生成的日變化，目前研究得還較少，故本文將著重分析和討論夏季（6—8月）高原地面加熱和高原低渦生成頻數(shù)的日變化特征，為今后在日的時(shí)間尺度上細(xì)化研究高原低渦打下基礎(chǔ)。

1　資料和方法

圖1　30a（1981—2010）平均地面感熱通量

青藏高原海拔高、地表特征復(fù)雜，常規(guī)氣象臺(tái)站在高原的分布極不均勻，中東部相對(duì)多而西北部少，低海拔相對(duì)多而高海拔少[29]，難以利用常規(guī)觀測(cè)站點(diǎn)及機(jī)載儀器進(jìn)行大范圍、長時(shí)間的監(jiān)測(cè)，即通過直接觀測(cè)獲取大范圍高原地面加熱資料極其困難。宋敏紅等[30]和竺夏英等[31]分別將NCEP/NCAR地面熱通量再分析資料與實(shí)測(cè)地面熱通量數(shù)據(jù)、多種再分析資料進(jìn)行對(duì)比，研究表明后者在高原地區(qū)有較高的適用性。王學(xué)佳等[32]也用該資料分析了青藏高原地區(qū)地面熱通量的時(shí)空變化特征。本文選用1981—2010年夏季（近30 a）NCEP/NCAR的地面感熱通量、潛熱通量資料進(jìn)行分析，該數(shù)據(jù)為每日4次（00 UTC、06 UTC、12 UTC和18 UTC）的高斯格點(diǎn)數(shù)據(jù)。本文采用直接算法（即地面感熱通量和地面潛熱通量之和）得出地面熱源值。

此外，本文選用的夏季高原低渦統(tǒng)計(jì)資料來自成都信息工程大學(xué)高原氣象研究組基于1981—2001年中國氣象局國家氣象中心印發(fā)的歷史天氣圖、1981—2001年四川省氣象局印發(fā)的MICAPS歷史天氣圖以及1981—2010年電子版MICAPS天氣圖，通過人工看圖識(shí)別方式形成的夏季（6—8月）高原低渦數(shù)據(jù)集，每日僅有2個(gè)時(shí)次（00 UTC和12 UTC）。

2　高原地面熱源的日變化

圖1a～圖1e分別是1981—2010年夏季平均的00 UTC、06 UTC、12 UTC、18 UTC和06 UTC減去18 UTC的地面感熱通量分布?？梢钥吹剑?0 UTC（圖1a）地面感熱加熱在高原均為正值，平均值為107.61 W·m-2，并呈東北向西南遞減分布，高原東北部感熱加熱值達(dá)240 W·m-2，大部分地區(qū)超過60 W·m-2。06 UTC（圖1b）感熱加熱最大，平均值為165.50 W·m-2，并呈由西北向東南遞減分布，高原西北部感熱加熱值達(dá)260 W·m-2，在高原大部分地區(qū)超過了80 W·m-2。12 UTC（圖1c）感熱加熱較06 UTC明顯減弱，為-12.67 W·m-2，呈由南向北遞減分布，高原大部分地區(qū)為負(fù)值，北部地區(qū)達(dá)-30 W·m-2。18 UTC（圖1d）感熱加熱最小，為-20.10 W·m-2，分布形式與12 UTC相似，但整個(gè)高原均為負(fù)值，北部可達(dá)-35 W·m-2。由于06 UTC和18 UTC分別是高原感熱加熱白天最強(qiáng)和晚上最弱的兩個(gè)時(shí)次，故用兩者的差值表示高原感熱加熱的日變化（日較差）。高原感熱加熱的日變化明顯（圖1e），高原最北部的日較差甚至大于300 W·m-2，大部分地區(qū)超過100 W·m-2，其空間分布與06 UTC特征類似。

圖2　30a（1981—2010）平均地面潛熱通量

由圖2可見，00 UTC（圖2a）高原地區(qū)的地面潛熱加熱為正，平均值為119.54 W·m-2，空間分布呈東南向西北遞減，高原東南部達(dá)260 W·m-2，大部分地區(qū)超過60 W·m-2。06 UTC（圖2b）潛熱加熱最大，為149.42 W·m-2，呈由南向北遞減分布，高原大部分地區(qū)超過了80 W·m-2。12 UTC（圖2c）潛熱加熱較06 UTC明顯減弱，平均值為0.06 W·m-2，呈由北向南遞減分布，北方是正值區(qū)，南方是負(fù)值區(qū)，南方可達(dá)-25 W·m-2。18 UTC（圖2d）潛熱加熱最小，高原大部分地區(qū)為負(fù)值，平均值為-3.68 W·m-2，可達(dá)-15 W·m-2。同樣，06 UTC和18 UTC高原潛熱加熱值分別為一天中的最大值和最小值，高原潛熱加熱的日變化也明顯（圖2e），分布形式與06 UTC相似，大部分地區(qū)日較差超過80 W·m-2，南部日較差可達(dá)200～ 220 W·m-2。

圖3中，00 UTC（圖3a）高原地面熱源平均值為227.15 W·m-2，高原東南部的熱源較強(qiáng)（達(dá)340 W· m-2），呈東南向西北遞減趨勢(shì)，與清晨的潛熱加熱分布相似。06 UTC（圖3b），高原是一個(gè)強(qiáng)熱源，平均值為314.92 W·m-2，高原西部熱源可達(dá)400 W·m-2，呈自西向東遞減分布。12 UTC（圖3c）高原地面熱源平均值為-12.61 W·m-2，分布形式與06 UTC相似。18 UTC（圖3d）高原是為負(fù)值，平均值為-23.78 W·m-2，高原西部地面加熱為-30 W·m-2。地面熱源日較差（圖3e）的空間分布形勢(shì)與06UTC相似，高原西南部地面熱源日較差可達(dá)420 W·m-2，整個(gè)高原的日較差都大于240 W·m-2。夏季青藏高原地面感熱通量、潛熱通量地面熱源的日變化見表1。

表1　夏季青藏高原地面感熱、潛熱和熱源的日變化

3　高原低渦生成頻數(shù)的日變化

圖3　30a（1981—2010）平均地面熱源比較

通過分析1981—2010年高原低渦的日變化特征（表2）得出：1981—1990年高原低渦生成個(gè)數(shù)最多，為374個(gè)，00、12 UTC出現(xiàn)高原低渦平均比率分別為41.18%、58.82%；1991—2000年高原低渦生成個(gè)數(shù)為324個(gè)，00、12 UTC出現(xiàn)高原低渦平均比率分別為49.38%、50.62%；2001—2010年高原低渦生成個(gè)數(shù)最少，為254個(gè)，00、12 UTC出現(xiàn)高原低渦平均比率分別為48.43%、51.57%。總體來說，30 a來夜間出現(xiàn)低渦的幾率大于白天，分別為54.10%、45.90%。另外，從1981—2010年的逐月變化（表3）來看：6月高原低渦生成個(gè)數(shù)最多，為403個(gè)，7月和8月分別為302個(gè)和108個(gè)；在夜間出現(xiàn)高原低渦的幾率在50%以上，最多的在7月，為56.95%，其次是8月，為56.28%，最少的在6月，為50.62%。

圖4為1981—2010年高原低渦生成頻數(shù)累積值的空間分布，可以看到高原低渦主要生成于青藏高原腹地，00 UTC生成的主要位于西藏那曲和林芝（工布江達(dá)），12 UTC的主要在西藏那曲和青海玉樹?？傮w來說，與以往的研究結(jié)果[14-15]對(duì)比表明，由于高原低渦統(tǒng)計(jì)時(shí)間段與所用資料的不同，高原低渦生成源地可能不盡相同，但西藏那曲是不同研究給出的較為一致的高原低渦高發(fā)源地。

表2　00、12 UTC夏季高原低渦生成頻數(shù)的年代際變化

表3　00、12 UTC6—8月高原低渦生成頻數(shù)

4　結(jié)論與討論

通過上述分析，得到以下主要結(jié)論：

（1）夏季高原地面感熱加熱，00 UTC平均值為107.61 W·m-2，大部分地區(qū)超過60 W·m-2，呈東北向西南遞減分布；06 UTC地面感熱加熱最大，為165.50 W·m-2，大部分地區(qū)超過80 W·m-2，呈西北向東南遞減分布；12 UTC地面感熱較06 UTC明顯減弱，為-12.67 W·m-2，大部分地區(qū)為負(fù)值區(qū)，呈由南向北遞減分布；18UTC地面感熱加熱最小，為-20.10 W·m-2，整個(gè)高原為熱匯，分布形式與12 UTC相似；高原大部分地區(qū)地面感熱日較差超過100 W·m-2，北部可達(dá)300 W·m-2。

（2）夏季高原地面潛熱加熱，00 UTC平均值為119.54 W·m-2，大部分地區(qū)超過60 W·m-2，呈東南向西北遞減分布；06 UTC地面潛熱加熱為149.42 W· m-2，略小于同時(shí)刻地面感熱，呈由南向北遞減分布；12 UTC地面潛熱加熱開始減弱，呈由北向南遞減分布；18 UTC地面潛熱最弱，但其平均值大于同時(shí)刻地面感熱；高原大部分地區(qū)地面潛熱日較差超過80 W·m-2，南部日較差可達(dá)200～220 W·m-2。

（3）夏季高原地面熱源具有強(qiáng)烈的日變化，00 UTC平均值為227.15 W·m-2，呈由東南向西北遞減分布，與同時(shí)刻潛熱加熱分布相似；06 UTC高原是強(qiáng)熱源，平均值為314.92 W·m-2，西部可達(dá)400 W· m-2，呈由西向東遞減分布；12 UTC高原地面熱源轉(zhuǎn)變?yōu)闊釁R，平均值為-12.61 W·m-2；18 UTC高原地面熱源平均值為-23.78 W·m-2；整個(gè)高原的地面熱源日較差都大于240 W·m-2，其中西南部日較差可達(dá)420 W·m-2。

（4）1981—2010年間夏季青藏高原低渦主要生成于高原腹地，00 UTC主要在西藏那曲地區(qū)和林芝工布江達(dá)地區(qū)生成，12 UTC主要在西藏那曲地區(qū)和青海玉樹地區(qū)生成。高原低渦在夜間生成的幾率略高于白天。

本文對(duì)夏季青藏高原地面熱源和高原低渦生成頻數(shù)日變化所進(jìn)行的研究是初步的，高原低渦的出現(xiàn)與高原地面熱源在強(qiáng)度和時(shí)間上的具體關(guān)系有待進(jìn)一步探究。

參考文獻(xiàn)：

[1]潘保田，李吉均，陳發(fā)虎.青藏高原：全球氣候變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)與放大器—Ⅰ.新生代氣候變化的基本特征[J].蘭州大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），1995，31（3）：120-128.

[2]潘保田，李吉均，朱俊杰，等.青藏高原：全球氣候變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)與放大器—Ⅱ.青藏高原隆起的基本過程[J].蘭州大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），1995，31（4）：160-167.

[3]潘保田，李吉均.青藏高原：全球氣候變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)與放大器—Ⅲ.青藏高原隆起對(duì)氣候變化的影響[J].蘭州大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），1996，32（1）：107-115.

[4]畢思文.全球變化與地球系統(tǒng)科學(xué)統(tǒng)一研究的最佳天然實(shí)驗(yàn)室[J].系統(tǒng)工程理論與實(shí)踐，1997，（5）：72-77.

[5]葉篤正，高由禧.青藏高原氣象學(xué)[M].北京：科學(xué)出版社，1979：1.

[6]沈志寶.青藏高原及其鄰近地區(qū)的溫度場(chǎng)[C]//葉篤正.青藏高原氣象學(xué)，北京：科學(xué)出版社，1979：10-22.

[7]沈志寶.青藏高原及其鄰近地區(qū)的濕度場(chǎng)[C]//葉篤正.青藏高原氣象學(xué)，北京：科學(xué)出版社，1979：39-48.

[8]湯懋蒼.氣壓和風(fēng)[C]//葉篤正.青藏高原氣象學(xué).北京：科學(xué)出版社，1979：23-38.

[9]劉新，吳國雄,李偉平.夏季青藏高原加熱和環(huán)流場(chǎng)的日變化[J].地球科學(xué)進(jìn)展，2006，21（12）：1273-1282.

[10]尹道聲.論青藏高原中部的非絕熱局地鋒生[J].氣象學(xué)報(bào)，1979，37（4）：16-25.

[11]馬鶴年，劉子臣，秦瑩.青海熱低壓變形過程的研究[C]//《青藏高原氣象科學(xué)實(shí)驗(yàn)文集》編輯組.青藏高原氣象科學(xué)實(shí)驗(yàn)文集.北京：科學(xué)出版社，1984：262-272.

[12]青藏高原氣象科學(xué)研究拉薩會(huì)戰(zhàn)組.夏半年500 hPa青藏高原低渦切變線的研究[C]//.北京：科學(xué)出版社，1981.

[13]王鑫，李躍清.青藏高原低渦及其大尺度環(huán)流影響研究的回顧[J].沙漠與綠洲氣象，2008，02（2）：1-6.

[14]陳功，李國平，李躍清.近20年來青藏高原低渦的研究進(jìn)展[J].氣象科技進(jìn)展，2012，02（2）：6-12.

[15]李國平，趙?；ⅲS楚惠，等.基于NCEP資料的近30年夏季青藏高原低渦的氣候特征[J].大氣科學(xué)，2014，38 （4）：756-769.

[16] Shen R J，ReiterE R，Bresch JF.Numericalsimulation ofthe developmentofvortices overthe Qinghai-Xizang Plateau[J].MeteorAtmos，1986，35：70-95.

[17]李國平，趙邦杰，楊錦青.地面感熱對(duì)青藏高原低渦流場(chǎng)結(jié)構(gòu)及發(fā)展的作用[J].大氣科學(xué)，2002，26（4）：519-525.

[18]李國平.高原渦、西南渦研究的新進(jìn)展及有關(guān)科學(xué)問題[J].沙漠與綠洲氣象，2013，07（3）：1-6.

[19]羅四維，楊洋，呂世華.一次青藏高原夏季低渦的診斷分析研究[J].高原氣象，1991，10（1）：1-12.

[20]羅四維，楊洋.一次青藏高原夏季低渦的數(shù)值模擬研究[J].高原氣象，1992，11（1）：39-48.

[21]陳伯民，錢正安，張立盛.夏季青藏高原低渦形成和發(fā)展的數(shù)值模擬[J].大氣科學(xué)，1996，20（4）：491-502.

[22]宋雯雯，李國平，唐錢奎.加熱和水汽對(duì)兩例高原低渦影響的數(shù)值試驗(yàn)[J].大氣科學(xué)，2012，36（1）：117-129.

[23]郁淑華，高文良，彭駿.青藏高原低渦活動(dòng)對(duì)降水影響的統(tǒng)計(jì)分析[J].高原氣象，2012，31（3）：592-604.

[24]黃楚惠，李國平，牛金龍.一次高原低渦東移引發(fā)四川盆地強(qiáng)降水的濕螺旋度分析[J].高原氣象，2011，30（6）：1427-1434.

[25]黃楚惠，李國平，牛金龍，等.近30年夏季移出型高原低渦的氣候特征及其對(duì)我國降雨的影響[J].熱帶氣象學(xué)報(bào)，2015，31（6）：827-838.

[26]陳功，李國平.夏季青藏高原低渦的切向流場(chǎng)及波動(dòng)特征分析[J].氣象學(xué)報(bào)，2011，69（6）：956-963.

[27]周強(qiáng)，李國平.邊界層參數(shù)化方案對(duì)高原低渦東移模擬的影響[J].高原氣象，2013，32（2）：334-344.

[28]趙?；?，李國平，黃楚惠，等.熱帶大氣低頻振蕩對(duì)高原低渦的調(diào)制作用[J].熱帶氣象學(xué)報(bào)，2014.30(1):119-128.

[29]李新，程國棟，盧玲.青藏高原氣溫分布的空間插值方法比較[J].高原氣象，2003，22（6）：565-573.

[30]宋敏紅，吳統(tǒng)文，錢正安.高原地區(qū)NCEP熱通量再分析資料的檢驗(yàn)及在夏季降水預(yù)測(cè)中的應(yīng)用[J].高原氣象，2000，19（4）：467-475.

[31]竺夏英，劉屹岷，吳國雄.夏季青藏高原多種地表感熱通量資料的評(píng)估[J].中國科學(xué):地球科學(xué)，2012，42（7）：1104-1112.

[32]王學(xué)佳，楊梅學(xué)，萬國寧.近60年青藏高原地區(qū)地面感熱通量的時(shí)空演變特征[J].高原氣象，2013，32（6）：1557-1567.

The DiurnalVariation ofthe Surface HeatSourceon the Tibetan Plateau and the Generating Frequency ofTibetan Plateau Vortex in Summer

ZHANG Tianyue，LIGuoping
（CollegeofAtmospheric Sciences，Chengdu UniversityofInformation Technology，Chengdu 610225，China）

AbstractThe diurnalvariation ofthe surfaceheatsourceon the Tibetan Plateau（TP）in summer is analyzed using the NCEP/NCAR reanalysis data from 1981 to 2010.The results show thatthe surfaceheatsourceoverthe TP with astrongdiurnalvariation,which the TP isa strong heatsource during the day,and isa weak heatsinksatnight.The diurnaldifferenceofthe surface heatsource is 440 W·m-2,and itshows thata decreasing distribution from the westto the eastoverthe TP. There is obvious diurnalvariation ofthe surface sensible heatflux and the latentheatflux.The diurnaldifference ofthesurface heatfluxis320 W·m-2,and there isa decreasingdistribution from thenorthwesttothesoutheaston theTP.Thediurnaldifferenceofthelatentheatfluxis220 W·m-2, and there is a decreasing distribution from the south to the north over the TP.Meanwhile,the diurnalvariation ofthe generating frequency ofTibetan Plateau Vortex（TPV）isanalyzed by the artificialrecognition using the TPV dataset,and itshows thatthe generating frequency ofTPV at nightslightly higherthan thatduring the day.Naqu and Linzhiare the main generating sourcesof the TPV at00U TC,Naqu and Yushu arethemain generatingsourcesofTPV at12 UTC.

Key wordsTibetan Plateau；surfaceheating；Tibetan Plateau vortex；diurnalvariation

中圖分類號(hào)：P462.6

文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A

文章編號(hào)：1002-0799（2016）02-0070-07

doi：10.3969/j.issn.1002-0799.2016.02.011

收稿日期：2015-11-05；修回日期：2015-11-21

基金項(xiàng)目：國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃（973計(jì)劃）項(xiàng)目（2012CB417202)，公益性行業(yè)（氣象）科研專項(xiàng)（GYHY201206042），國家自然科學(xué)基金（91337215，41175045）。

作者簡(jiǎn)介：張?zhí)裨拢?988-），女，碩士研究生，主要從事天氣動(dòng)力學(xué)研究。E-mail：zhangtianyue1209@qq.com

通訊作者：李國平（1963-），男，教授，主要從事高原氣象、天氣動(dòng)力學(xué)等研究。E-mail：liguoping@cuit.edu.cn