1 引言
青藏高原平均海拔约4500 m，面积200多万平方公里，是世界上最高、最大、地形最复杂的地区，它所带来的动力作用和热力作用对于东亚和全球大气环流、气候形成和变化具有重要影响（叶笃正和高由禧，1979 ；李国平，2002）。青藏高原的云和降水对高原地区的水汽输送、加热过程有重要作用，青藏高原天气系统常常在有利的天气环境下移出高原，造成下游的暴雨、暴雪、洪涝等灾害（刘新等，2007；于琳琳和陈海山，2012；郁淑华等，2012）。
许多研究（钱正安等，1979；江吉喜等，1996；江吉喜和范梅珠，2002）表明夏季青藏高原上对流云十分活跃，其中一般性对流云占近四分之三，伴有雷暴活动的对流云约占四分之一；徐祥德等（2001）的研究指出，青藏高原中部对流云呈水平尺度小、垂直厚度高的柱状单体，并且在一定条件下，可以突破“暖盖”逆温层，形成高原“爆米花”状的云。青藏高原拥有独特的垂直运动场和经、纬圈环流，其大气热源强度的变化与周边地区的平均垂直环流联系密切（胡江林和朱乾根，1993; 钱正安等，2001；王同美等，2009），而且高原地区观测到的中低空强湍流等条件有利于形成对流云，使高原成为中国东部地区形成洪涝的对流云系统重要源地之一（Tao and Ding，1981；徐祥德等，2002； Li and Chen，2003；戴晓燕等，2006）。
傅云飞等（2008）研究表明，青藏高原的降水大多是对流性降水。章基嘉等（1988）指出高原在进入雨季之后，除藏北草原和柴达木盆地对流云出现的频率为70%～80%外，其他地区都在90%以上。潘晓和傅云飞（2015）指出夏季高原降水主要以深厚对流降水为主，浅薄对流降水次之，深厚对流降水频次日峰值出现在16:00左右（北京时，以下在不特别说明情况下均为北京时），而浅薄对流降水的频次日峰值出现在20:00，呈现夜雨的特点，并且深厚对流降水具有明显的东移特征但浅薄降水无明显的径向传播；Fu et al.（2006）指出夏季青藏高原降水主要集中在它的东南部，并且降水具有强烈的日变化，降水峰值出现在午后地方时16:00左右，这些降水多以零散块状水平分布，而在垂直方向上降水云较周边地区呈塔状高耸。刘黎平等（1999）通过使用GAME-TIBET（Global Energy and Water Cycle Experiment (GEWEX) Asian Monsoon Experiment）观测期间的雷达和降水数据，发现青藏高原降水有明显的日变化，在当地时间下午13:00以后降水急剧增加，云顶高度与雷达回波也有类似的结果。
高原上空对流层夏季为热源而冬季为冷源（陈隆勋等，1965）。Luo and Yanai（1984）指出在高原上空存在深厚的加热层，且在高原上空200～500 hPa之间的平均加热率大约为3 K
d−1 ，其中地面感热加热和夏季降水产生的凝结潜热是主要部分。夏季青藏高原上空的感热加热是高原上空特殊环流维持的根本原因（吴国雄等，2002）。Nitta（1983）分析了1979年5月底至9月初的青藏高原东部的热源和水汽汇，指出在高原东部，深厚的对流层为加热，并且与地面感热加热相比凝结潜热加热大得多。青藏高原周边“大三角”区域是一个水汽输送关键区（徐祥德等，2002，2014），青藏高原东部降水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）。前人对青藏高原对流降水过程的研究主要利用卫星遥感资料，但卫星资料分辨率相对偏低，并且可能存在着系统性的偏差，因此对青藏高原对流降水的研究还需要更准确的观测数据。2014年7月1日至8月31日，第三次青藏高原大气科学试验项目在西藏那曲开展，为青藏高原云和降水的研究提供了宝贵的多源观测数据。但由于不同来源的资料可信度不一，如何处理融合常规和外场观测的多源资料，提供可靠的热动力协调的观测分析数据，已成为国内外大型外场科学观测试验的关键问题。本文通过变分客观分析方法构建物理协调大气分析模型，融合青藏高原多源观测数据，得到一套热动力协调的区域大气数据集，基于青藏高原大气热动力情况，分析深厚及浅薄对流的热量和水汽收支特征，对青藏高原对流降水过程进行研究。
2 资料和方法
2.1 资料
使用的多源资料包括背景场资料、探空资料、地面自动站观测资料、边界层观测资料和卫星资料生成大气数据集（图1）。
图1 物理协调大气分析模型示意图（左）以及输入的各类资料的分布情况（右）。Background指背景场（ERA-Interim再分析资料），Auto为自动站资料，Sonde为探空资料，CERES为卫星资料，Boundary为边界层资料，Analysis为12个人为选定的分析点
Fig. 1 Physical coordination of atmospheric analysis model diagram (left) and the distribution of various types of observation data (right). Background, Auto, Sonde, CERES, Boundary, and Analysis indicate the background field (ERA-Interim reanalysis data), the automatic weather stations data, the radiosonde data, the satellite data, the boundary layer data, 12 selected analysis points
（1）背景场资料采用的是欧洲中心ERA-Interim（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts interim reanalysis）再分析资料，其中高空要素场在标准层上共有37层，从1000 hPa至1 hPa。本文选取了2014年8月份的ERA-Interim再分析资料，时间分辨率为6小时，空间分辨率为0.25°×0.25°，所用的变量包括气压层温度、湿度、风向和风速。
（2）探空资料为中国气象局气象探测中心的L波段探空资料，时间分辨率是12小时，本文采用了以那区为中心的四个探空站，分别是那曲站、托托河站、拉萨站和林芝站，提供的变量包括气压、温度、湿度、风向和风速。
（3）地面自动站观测资料采用国家气象信息中心提供的国家级和区域级逐小时的自动站资料，提供的变量包括地表的降水量、气压、温度、湿度、风向和风速，在所选取的青藏高原那曲试验区范围内，共有自动站站点121个。
（4）边界层观测资料采用的是第三次青藏高原观测试验期间的边界层综合观测资料，观测时间间隔为半小时，提供的变量有感热通量和潜热通量，在青藏高原那曲试验区中共有11个观测点。
（5）由美国NASA（National Aeronautics and Space Administration）Langely研究中心大气科学数据中心提供云与地球辐射能量系统CERES卫星数据，是由Aqua卫星上的CERES探测器观测的，本文使用的变量包括大气层顶的短波辐射和长波辐射、地表的向上向下短波辐射和长波辐射、云液态水路径，时间分辨率是3小时，空间分辨率为1°×1°。此外，对流降水分析过程中还使用了国家气象卫星中心提供的FY-2E卫星云顶黑体辐射温度TBB资料，时间分辨率为1小时，空间分辨率为0.1°×0.1°。
2.2 方法
基于Zhang and Lin（1997） 提出的变分客观分析方法，利用“气柱箱式”的物理协调大气分析模型，以那曲为中心，构建了一个半径200 km的气柱，气柱的边界由12个人为选定的分析点构成，建立了一套热动力相互协调的大气分析数据集，数据集的时间为2014年8月。变分客观分析方法的物理约束如下：
其中，V为水平风场，
g−1 K−1 ，g−1 ，相比于传统的客观分析模型只简单考虑气柱内的质量收支，Zhang et al.（2001） 研发的变分客观分析方法经过处理典型区域数个站点的探空观测数据，使之与大气上下边界的通量相结合，保持观测的气柱总质量、动量、水汽和静力能守恒。具体而言，就是利用大气上下边界的感热通量、潜热通量、辐射通量、降水、蒸发等变量（（1）～（4）式等号右边各项）来强迫大尺度多层次的温度、湿度和风场（（1）～（4）式等号左边各项），最小幅度地调节大尺度三维场使方程成立，通过满足价值函数（5）式最小，并且加上强约束条件（1）～（4）式，获得最终的分析结果。该方法的物理模型如图1，它可以尽量利用观测的有用信息，减小分析的不确定性。模型输入上述直接观测量，除温度、湿度、风等常规量输出外，还可衍生得到垂直速度、散度、平流倾向等物理量，大大扩展了资料的丰富性。这个方法目前已经成功地用在ARM（Atmospheric Radiation Measurement）外场观测试验中，比如俄克拉荷马SGP试验区（Zhang et al.，2001 ）、阿拉斯加北坡试验区（Xie et al.，2006 ）、热带西太平洋—达尔文试验区（Xie et al.，2010 ）。本文给出了本系统的主要架构，更多细节请参考相关研究（Zhang and Lin，1997 ；Zhang et al.，2001 ）。
2.3 青藏高原那曲试验区对流降水个例的选取与分类
青藏高原对流活动主要集中在高原的东部地区，夏季降水占年降水量61.3%（卢鹤立等，2007 ），对流发展旺盛的时期主要集中在7月中下旬到8月中上旬，在8月中旬之后对流活动开始减弱（陈隆勋等，1999 ）。2014年8月青藏高原那曲试验区降水频繁（图2），图中白色虚线代表试验区中心那区站所在经度，可以看出，在试验区8月1～22日之间降水密集并且降水强度相对较大，6小时平均降水量约1 mm以上，而在8月22日之后，区域平均降水量明显减小。
图2 2014年8月那曲试验区的经向（27°～35°N）平均降水量（单位：mm (6 h
)−1 ）随时间演变。数据来源为地面自动站观测；白色虚线为试验区中心那曲所在经度Fig. 2 Meridionally (27°-35°N) averaged precipitation (units: mm (6 h
)−1 ) over Naqu experimental area in August 2014. Data source: ground automatic stations observations; the white dashed line is the center of the test area通过使用2014年8月份FY-2E卫星TBB资料，参考Maddox（1980） 的定义并结合高原降水的独特性，将那曲试验区内TBB≤−32°C的降水定义为深厚对流降水，将TBB＞−32°C的降水定义为浅薄对流降水。由此统计2014年8月份的降水情况为，1～8日、10～11日、13～16日、18～20日、29～31日为深厚对流降水过程，17日、21～26日、28日为浅薄对流降水过程。并且通过TBB资料还发现，夏季青藏高原对流系统日变化明显，零散的对流活动在中午14:00左右开始出现，随后迅速发展并合并，到20:00左右发展成熟并且一直维持，直到第二天02:00左右对流系统开始消散，至08:00时完全消散，整个对流过程持续20个小时左右，该结论与朱国富和陈受钧（1999）、常祎和郭学良（2016） 的研究结果吻合。本文将那曲试验区的夏季对流活动分为发生、成熟、减弱、消散四个阶段，对应的时次分别为14时、20时、次日02时、08时。
3 数据集合理性检验
垂直速度是反应对流强弱的重要指标，也是再分析资料可以直接提供的产品，通过对比垂直速度的分布或发展与降水的关系可以初步评估大气数据集的合理性。图3为来自于物理协调大气分析模型和ERA-Interim再分析资料的气柱内的平均垂直速度场，气柱降水为自动站降水观测的区域平均。可以看到，两种方法得到的垂直速度场量级相当，随时间的演变过程相似，如在14～16日、20～22日的降水过程中均出现强上升运动。但再分析资料显示的上升运动更强，且上升运动出现的时间与降水极值出现的时间存在偏差，如在20～22日的降水过程中，再分析资料所反映的强上升运动出现在降水减弱时期，而变分客观分析的结果则显示强上升运动出现在降水最强时。物理协调大气分析模型与ERA-Interim再分析资料所产生的下沉运动差异较大，在12日晚间至13日白天的无雨期间，物理协调大气分析模型表明在500～200 hPa存在强下沉运动，而再分析资料显示的下沉运动较弱，除此之外，前者在其他无雨或弱雨发生时（如27日）也存在下沉运动，而后者该特征不明显。可见，物理协调大气分析模型得到的垂直速度场与实际观测的对流降水过程吻合更好，比ERA-Interim再分析资料的结果更加合理可靠。
图3 2014年8月那曲试验区高空垂直速度场（彩色阴影，单位：hPa
h−1 ）和气柱的降水强度（黑色实线，单位：mm (6 h)−1 ）：（a）变分客观分析后；（b）ERA-Interim再分析资料Fig. 3 Time-pressure cross sections of vertical velocity (color shadings, units: hPa
h−1 ) and surface precipitation rate (Prec, black lines, units: mm (6 h)−1 ) over Naqu experimental area in August 2014: (a) Constrained objective variational analysis; (b) ERA-Interim data4 天气形势背景
图4a-c是变分客观分析后得到的纬向风、经向风和相对湿度，图4d是ERA-Interim再分析资料给出的青藏高原那曲试验区云量情况。2014年8月份那曲试验区处于较强的西风急流控制下，并且经历了两次明显的西风急流的生消过程，最大急流中心位于200～150 hPa之间，西风风速在25 m
s−1 以上。受南风和北风的交替影响，试验区经向风与降水具有一定的相关性，在降水比较少的13日、18日和27日左右，那曲试验区整层大气主要受北风控制，而强降水时期则以偏南风为主。相对湿度和云量对比可以看出，相对湿度越大云量也越大，相对湿度的极值中心出现在400～500 hPa之间，量值基本处于80%～90%左右，深厚对流降水时期高层云量明显偏多，对流系统发展深厚，相应的高层相对湿度也可达到70%左右，低层的水汽经过较强的抬升作用后输送到高层，使得高层相对湿度增加，更多的水汽含量易于成云致雨；而在浅薄对流降水期，中高层相对湿度基本维持在50%以下，高云含量小于30%，对流系统发展浅薄，无法向高层输送充足的水汽。图4 2014年8月那曲试验区变分客观分析后得到的（a）纬向风（单位：m
s−1 ）、（b）经向风（单位： ms−1 ）、（c）相对湿度（单位：%），以及（d）ERA-Interim再分析资料的云量（单位：%）。黑色实线表示试验区地表降水率，下同Fig. 4 Time-pressure cross-sections of (a) zonal wind (units: m
s−1 ), (b) meridional wind (units: ms−1 ), (c) relative humidity (units: %) by constrained objective variational analysis, and (d) cloud fraction (units: %) from the ERA-Interim data over Naqu experimental area in August 2014. Black lines show surface precipitation rate, the same below图5给出了变分客观分析后得到的气柱内散度场，图6给出了垂直速度和散度在两种对流降水发展过程中的四个阶段的垂直廓线图。结合图3a可以看出在深厚降水期间整个气柱基本上为上升气流所控制，降水强度越大相应的气柱垂直速度也会越大，最强上升运动出现在降水强度最强的16日和21日左右，出现最强上升运动的层次在280 hPa左右，对于对流发展的四个时期而言，在对流发展阶段垂直运动最弱，最强上升运动出现在对流系统开始减弱的时候，之后垂直运动减小；而在浅薄降水时期气柱下层为较弱的上升运动，在对流的成熟阶段垂直运动最强，最强的层次发生在450 hPa左右，而中高层为下沉运动，中高层的下沉运动阻碍了对流的发展。
图5 2014年8月变分客观分析后得到的散度（单位：1
0−5 s−1 ）的时间—高度分布Fig. 5 Time-pressure cross section of divergence (units: 1
0−5 s−1 ) by constrained objective variational analysis over Naqu experimental area in August 2014图6 2014年8月（a、b）垂直速度（单位： hPa
h−1 ）和（c、d）散度（单位： 10−5 s−1 ）在（a、c）深厚对流降水和（b、d）浅薄对流降水四个阶段的垂直廓线。1～4分别代表对流发展过程的发生、成熟、减弱、消散四阶段，下同Fig. 6 Vertical profiles of (a, b) vertical velocity (units: hPa
h−1 ) and (c, d) divergence (units: 10−5 s−1 ) at four stages of (a, c) deep convection and (b, d) shallow convection systems over Naqu experimental area in August 2014. Numbers 1 to 4 represent four stages of the convective development process: occurrence, maturity, weakening, and dissipating, the same below对于散度而言，深厚系统降水期气柱中低层为较厚的辐合层，从地面一直可以延伸到300 hPa左右，中低层较强的辐合运动有利于对流活动的发展，促使深厚对流系统的生成，500 hPa左右是辐合运动最强的层次，在300 hPa以上，气柱表现为较强的辐散运动，这种中低层辐合高层辐散的模式使得低层的气体向上传输到高层弥补高层气体的损失，垂直对流活动旺盛，并且在图中也可以看出在对流发展的初期低层辐合和高层辐散运动是最弱的，而在对流的成熟期到开始消散的时候是低层辐合高层辐散最强的时期，与垂直速度对应良好。在浅薄降水的时期，低层辐合层比较薄，最高可以延伸至450 hPa，450～200 hPa之间为较强的辐散运动，再往上则又出现辐合运动，低层较为薄的辐合层相比于深厚降水时期并不能为高层提供充足的气体补充，导致气柱内垂直上升运动并不强烈，对流系统发展地较为浅薄，最高大致可以延伸至200 hPa左右。
5 热量和水汽收支情况
视热源Q1和视水汽汇Q2可以用来分析积云对流的发生发展，采用类似于Yanai et al.（1973）给出的平流形式的公式计算Q1和Q2：
其中， Q1为大气加热的总体效果，不仅包括水汽潜热凝结的加热作用，还包括短波和长波的辐射加热和冷却作用，湿热下垫面地表水蒸发的潜热输送和感热传递，其他水物质相变导致的加热或冷却等；Q2为水汽反演的凝结潜热，本质上反应水汽凝结释放相变潜热对大气的加热作用。
5.1 热量收支
图7给出物理协调大气分析模型得到的热量收支各项随时间演变的情况。整个气柱热量的局地变化项（
图7 2014年8月那曲试验区经变分客观分析后得到的热量收支项（单位： K
d−1 ）时间—高度分布：（a）热量的局地变化项；（b）视热源（Q1）；（c）热量的水平平流项；（d）热量的垂直平流项Fig. 7 Time-pressure cross sections of heat budget terms (units: K
d−1 ) by constrained objective variational analysis over Naqu experimental area in August 2014: (a) Heat storage term; (b) apparent heating source (Q1); (c) horizontal advective of heat (HAH); (d) vertical advective of heat (VAH)对于对流系统的不同阶段而言，在深厚对流降水期间（图8a-d），对流发展的第1阶段（发生阶段）热量的局地变化项在整个气柱内都为正值，并且低层能量增加要比中高层更加明显，加大了高低层的温差，有利于对流不稳定的发展。此阶段Q1除了在500 hPa左右为负值外，其余层次都为正值并且中高层量值偏大，热量的水平平流在350 hPa以下为正值，在高层表现为负值，热量的垂直平流在整层都表现为负值，在第1阶段350 hPa以下热量积累的主要贡献项是热量的水平平流，而350 hPa以上的中高层则以Q1为主。对流发展到2、3阶段（成熟、减弱阶段）时，热量的局地变化项为负值，说明对流系统的能量开始减小，对流系统发展到强盛之后开始减弱，在中高层Q1表现为两个加热中心，中层的加热中心位于350 hPa左右，高层的加热中心位于150 hPa左右，并且其强加热作用被热量的水平平流和垂直平流的冷却作用所抵消，在450 hPa以下Q1对大气转为冷却作用，可能的原因是降水蒸发吸收了大量的热量，促使低层大气热量减小，故整个气柱都处于能量减小的趋势。对于Q1在中高层大气起加热作用，在低层大气起冷却作用这一结论在Kuo and Anthes（1984） 关于中纬度对流系统的研究中也曾提到过。
图8 2014年8月那曲试验区热量收支各项（单位： K
d−1 ）在（a-d）深厚对流降水和（e-h）浅薄对流降水四个阶段的垂直廓线。数字1～4分别表示对流发展过程的发生、成熟、减弱、消散四个阶段。（a）、（b）、（c）、（d）分别为深厚系统降水过程中热量的局地变化项、视热源Q1、热量的水平平流项、热量的垂直平流项；（e）、（f）、（g）、（h）则为浅薄系统降水过程中相应的各项Fig. 8 Vertical profiles of heat budget terms (units: K
d−1 ) at (a, e) the heat storage term, (b, f) Q1, (c, g) horizontal advective of heat (HAH), (d, h) vertical advective of heat (VAH) of (a-d) deep and (e-h) shallow convection precipitation systems over Naqu experimental area in August 2014. Numbers 1-4 represent the four stages of the convective development process: occurrence, maturity, weakening, and dissipating在浅薄对流降水期间（图8e-h），热量收支各项的垂直分布和深厚对流降水时有明显的不同。在对流初生的第1阶段（发生阶段），热量的局地变化整层为正值，在500 hPa以下的低层大气与深厚系统降水期基本一致，但在中高层该项迅速减小，200 hPa以上几乎为0。Q1在中高层大气不全为加热作用，在260～160 hPa之间出现了一个负值区冷却大气，热量的水平平流低层正值区高度降低，为大气提供加热作用的层次仅到470 hPa，热能的垂直平流在300 hPa以下上升运动时表现为对大气的冷却作用，在300 hPa以上的下沉作用表现为对大气的加热作用。
5.2 水汽收支
图9给出物理协调大气分析模型得到的水汽收支各项随时间演变的情况。水汽的收支变化主要集中在250 hPa以下，水汽的局地变化项(
图9 2014年8月那曲试验区经变分客观分析后得到的水汽收支项时间—高度分布：（a）水汽的局地变化项（单位： g k
g−1 d−1 ）；（b）视水汽汇（Q2，单位： Kd−1 ）；（c）水汽的水平平流项（单位： g kg−1 d−1 ）；（d）水汽的垂直平流项（单位： g kg−1 d−1 ）Fig. 9 Time-pressure cross sections of moisture budget terms by constrained objective variational analysis over Naqu experimental area in August 2014: (a) Moisture storage term (units: g k
g−1 d−1 ); (b) apparent moisture sink (Q2, units: Kd−1 ); (c) horizontal advective of moisture (HAM, units: g kg−1 d−1 ); (d) vertical advective of moisture (VAM, units: g kg−1 d−1 )对于对流系统的不同阶段而言，在深厚对流降水期间（图10a-d），水汽的局地变化项在对流的不同阶段变化明显，第1阶段在380 hPa以下水汽含量增加，此时低层大气Q2为负值，说明地面的蒸发作用吸收热量冷却近地层大气，第2阶段540～150 hPa之间的大气层水汽含量增多，水汽的垂直湿平流在此阶段达到最大值，大值中心在400 hPa左右的中层大气，使得该层成为水汽的汇集区，在540 hPa左右出现了水汽含量减小的现象，这是由于大量的水汽向上垂直输送，该层水汽流失大于供给造成的。在第3、4阶段时，随着强降水的发生，整层的水汽都出现明显的减小，水汽大量的凝结释放潜热加热中高层大气，Q2在此阶段达到最大，在中层视水汽汇Q2的大值中心在420 hPa左右，视热源Q1的大值中心在360 hPa左右（对应最强上升运动的中心），两者的量值基本一致，说明在该层大气的加热主要来源于水汽的凝结潜热释放，同时受上升运动的影响，视热源的强中心位于视水汽汇中心之上。而在高层，视水汽汇Q2基本趋向于0，但视热源Q1出现了另一个峰值，这是由于随着气流的继续抬升，空气中大量的过冷云水凝结成冰晶形成大量的高云，并且进一步释放出的潜热加热大气，造成Q1在高层出现一个大值中心。
图10 2014年8月那曲试验区水汽收支各项在（a-d）深厚对流降水和（e-h）浅薄对流降水四个阶段的垂直廓线。数字1～4分别表示对流发展过程的发生、成熟、减弱、消散四个阶段。（a）、（b）、（c）、（d）分别为深厚系统降水过程中水汽的局地变化项（单位： g k
g−1 d−1 ）、视水汽汇Q2（单位： Kd−1 ）、水汽的水平平流项（单位： g kg−1 d−1 ）、水汽的垂直平流项（单位： g kg−1 d−1 ）；（e）、（f）、（g）、（h）则为浅薄系统降水过程中相应的各项Fig. 10 Vertical profiles of moisture budget terms at (a, e) the moisture storage term (units: g k
g−1 d−1 ), (b, f) apparent moisture sink (Q2, units: Kd−1 ), (c, g) horizontal advective of moisture (HAM, units: g kg−1 d−1 ), (d, h) vertical advective of moisture (VAM, units: g kg−1 d−1 ) of (a-d) deep and (e-h) shallow convection precipitation systems over Naqu experimental area in August 2014. Numbers 1-4 represent the four stages of the convective development process: occurrence, maturity, weakening and dissipating在浅薄对流降水期间（图10e-h），水汽收支各项的垂直分布和深厚对流降水时有明显的不同。Q2在340 hPa以下为正值，在高层则表现为负值，与Q1在中高层的分布形式基本一致并且量值相当，说明浅薄系统降水中水汽的凝结潜热释放是产生热量的主要来源，并且由于受到上升运动的影响，视热源的强中心会在视水汽汇中心之上。水汽的垂直平流的极值中心所在的高度比深厚期要低，除在第2阶段极值偏大外，其他阶段都偏小。
6 结论
利用高原地区常规和非常规多源观测资料，通过使用Zhang and Lin（1997） 提出的变分客观分析方法建立以那曲为中心的青藏高原试验区物理协调大气分析模型，得到热动力协调的区域大气数据集，对青藏高原试验区夏季深厚及浅薄对流降水过程的热动力特征进行分析，结论如下：
（1）物理协调大气分析模型得到的垂直速度场相对于ERA-Interim再分析资料来说，能更好地与实际观测的对流降水过程相吻合。
（2）深厚对流降水期中低层存在较厚的辐合层，一直延伸至300 hPa左右，高层为较强的辐散层，整个气柱基本上为上升气流所控制，对流发展深厚，高层云量偏多；浅薄对流降水期低层为较为浅薄的辐合层，最高仅延伸到450 hPa左右，中层辐散高层辐合，导致气柱中低层为较弱的上升运动，高层为下沉运动，对流发展浅薄，高层云量少。
（3）两种对流降水过程中，Q1在中高层都表现为加热作用；在低层则表现为明显的冷却作用，低层的冷却作用可能的原因是近地层降水蒸发吸收了大量的热量，促使低层大气冷却明显。
（4）视水汽汇Q2主要集中在250 hPa以下，水汽凝结释放潜热加热大气，在无降水或者降水较弱时表现为负值。深厚对流降水期视水汽汇Q2可以上伸到200 hPa左右，最大出现在350 hPa，浅薄降水期Q2加热层仅延伸到340 hPa左右，最大出现在440 hPa。
（5）深厚对流降水期Q1在中层（350 hPa）和高层（150 hPa）存在双大值区，其中，中层的大值区主要由较强的降水释放凝结潜热导致，且由于强上升运动使其略高于Q2的大值中心；而在高层视水汽汇较弱，Q1在该层出现大值主要是受空气中大量的过冷云水凝结成冰晶形成高云时释放的热量所影响。在浅薄对流降水期Q1在中高层的垂直廓线结构与Q2基本一致并且量值相当，说明大气的加热主要来源于水汽的凝结潜热释放。
本文采用满足区域大气“气柱”总质量、动量、水汽与能量守恒的变分客观分析方法，构建了高原大气基本物理过程协调、特别是能反映该区域水分与能量动态平衡的大气数据集，可以较为真实地反应高原地区降水过程的热动力特征。然而，本次试验开展的时间较短，观测样本容量较小，相关结论存在一定的局限性，需应用更长时间的资料、综合更多的个例进行统计验证，从而保证结果的稳健性。今后的工作将增加青藏高原有特点地区的长期分析结果及其对比分析，有助于了解青藏高原对流过程的热动力普遍特征和地点差异。
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摘要
本文利用基于变分客观分析方法的物理协调大气分析模型，构建了青藏高原试验区大气热力—动力相互协调的数据集，并通过该数据集对青藏高原试验区夏季深厚及浅薄对流降水过程的热动力特征进行分析，结果表明：变分客观分析后的垂直速度场能更好地与实际观测的对流降水过程相吻合；深厚对流降水期高云含量多，整层大气为较强的上升运动，上升运动可达100 hPa左右，浅薄期高云含量少，上升运动仅能延伸到300 hPa左右；两种对流降水过程中视热源Q1在低层为冷却作用，高层为加热作用，在深厚期中高层Q1存在两个加热中心，中层受较强的水汽凝结释放潜热加热所影响，高层主要受过冷云水凝结成冰晶形成高云时释放的热量所影响；在浅薄期中高层Q1只存在一个加热中心，大气的加热主要来源于水汽的凝结潜热释放；深厚对流降水期视水汽汇Q2的加热作用可以延伸到200 hPa，而浅薄期仅到340 hPa左右。
Abstract
Using flux data from the top and bottom of a column to keep the column's mass, moisture and static energy constraint, thermal and dynamic coordinated datasets are generated with the analysis model based on the constrained objective analysis approach. By using this dataset, the authors can analyze thermal characteristics of precipitation process in deep and shallow convection systems in the summer. Vertical velocity is an important indicator of convection strength. The vertical velocity field obtained from the constrained objective analysis can better match the observed convective precipitation process compared to the ERA-Interim reanalysis data. In the deep convective precipitation period, there is more high cloud content, and strong ascending movement prevails in the whole atmosphere. The ascending movement can reach about 100 hPa. During shallow convection period, the high cloud content is small, and the ascending motion can only extend to around 300 hPa. For both types of precipitation process, Q1 (apparent heating source) has cooling effect in lower layers and heating effect in upper layers. The possible reason is that the evaporation in the near-surface layer absorbs a large amount of heat, which causes the heat content in the lower atmosphere to decrease. During deep convection period, Q1 in the middle and high levels shows a bimodal structure, i.e., the middle layer is affected by latent heat release from strong condensation of water vapor and the upper layer is mainly affected by the latent heat released when the super-cooled water condenses into ice crystals to form high-level clouds. In shallow convection period, Q1 in the middle and high levels shows a unimodal structure in accord with Q2, and the atmospheric heating mainly comes from the latent heat release of condensation of water vapor. In deep convective precipitation period, Q2 (apparent moisture sink) can extend to 200 hPa depending on the effect of latent heat release from water vapor condensation, while Q2 can only extend about to 340 hPa in shallow convection precipitation period.
