引言

非绝热加热是大气运动的能量来源。非绝热加热存在于长波辐射、短波辐射、地气相互作用、大尺度抬升凝结以及云微物理过程等大气活动过程。非绝热加热产生的能量维持、调节着大气的宏观和微观过程，是推动大气环流系统和使天气系统发展的主要热力强迫因子(丁一汇，1989)。

我国东部邻海，西部有世界上海拔最高的青藏高原，海洋与陆地之间的热力差异，以及夏季高原的强大加热作用，与我国的天气气候有着密不可分的关系(黄荣辉，1985；钟珊珊等，2009；周胜男等，2015；李国平等，2016)。我国东部的降水为典型的季风降水，具有明显的季节特征，季风作为热力驱动的大尺度环流，非绝热加热在其中起着重要作用(刘向文等，2009)。非绝热加热可以通过影响副热带高压、热带气旋和高空急流等天气系统的变动(黄荣辉和李维京，1988；钱贞成和喻世华，1991；张韧等，1995；李崇银等，2004)，进而对降水产生调控作用。短期天气预报和数值预报试验的研究结果表明，对于低空环流形势以及降水分布和降水量的预报，非绝热加热过程的影响是不可忽略的(钱永甫和沈金妹，1990)。许多灾害性天气过程，如暴雨、强对流通常是在大尺度条件影响下，主要由中小尺度天气系统造成，而中小尺度天气系统的发生发展受辐射传输过程、水汽相变过程、湍流对热量、动量和水汽的交换过程等非绝热物理过程影响很大(张大林，1998；陈静等，2006)，同时中小尺度系统通过非绝热加热也会对大尺度环境产生影响(丁一汇，2005)。因此，对非绝热加热的研究，有利于加深对天气过程的发生发展的认知，有助于进一步探究天气系统发生发展的物理机制，也有助于增强数值天气模式预报能力、提高天气预报准确率。

为此，在非绝热加热作用日益被关注的当今，有必要对非绝热加热作用的相关研究成果进行回顾，在重点梳理非绝热加热对大气环流、天气系统以及降水作用和影响的基础上，试图给出今后值得进一步研究的方面。同时需要说明的是，本文主要是从天气学角度对非绝热加热的作用进行回顾与总结。

1 非绝热加热的表征与计算

非绝热过程是指系统与外界之间的热量交换过程，大气的非绝热加热包括辐射加热、感热加热和潜热加热过程。大气中的非绝热加热是维持大气环流和天气系统发展的主要热力强迫因子，非绝热加热(冷却)过程成为大气内能的源(汇)项，并在天气现象中起着决定性作用(丁一汇，1989；高丽，2006；高丽和李建平，2013)。

1.1 非绝热加热的观测

对地表和大气之间感热、潜热通量观测的主要方法有涡动相关(EC)方法、波文比能量平衡方法以及空气动力学方法等(郝小翠等，2015)。

其中，涡动相关法是目前最精确的通量观测方法(郝小翠等，2016)，在对地表通量进行观测和分析中得到了普遍应用(王胜等，2005；张艳武等，2005；张宇等，2005)。该方法使用的观测仪器是涡动相关仪，其特点是单点观测，空间尺度较小，一般只有几十至几百米，数据的空间代表性有限(马迪等，2010；郝小翠等，2015；2016)。而近些年的新兴仪器大孔径闪烁仪(简称LAS)，具有观测尺度较大的特点，可以测量几百米到数千米甚至以上的路径平均感热通量，更适合于非均匀下垫面观测，具有广阔的应用前景(郝小翠等，2015；2016)。

对辐射通量的观测主要利用太阳辐射观测仪，测量包括直接辐射、散射辐射、地面向上短波辐射和地面太阳总辐射等(王振会，2011)。

1.2 非绝热加热的卫星反演法

气象卫星因其具有全天候观测、时空分布均匀、覆盖率广和分辨率高等优势，在气象研究中得到日益广泛的应用(韩存博等，2014)。卫星对非绝热加热数据的反演，也越来越受到关注。

利用卫星上的传感器可以得到多种辐射资料，例如直接太阳辐射通量、地球和大气反射的短波太阳辐射，以及地球和大气的放射长波辐射等数据。

目前利用卫星资料反演感热通量和潜热通量有两个主要方法：物理模式法和经验方法(王开存等，2005)。物理模式法包括梯度模式和热惯量模式两大类。梯度模式是结合了地表气象资料与卫星遥感资料，利用地表温度与气温之差计算感热通量，利用余项法计算潜热通量。热惯量方法利用地表对吸收辐射的响应计算热通量。经验方法是利用已知的地基通量观测拟合其与遥感参数的关系，来计算区域平均的热通量(王开存等，2005)。

1.3 非绝热加热的正算法

正算法也称直接计算法，是通过参数化方案或者结合经验公式分别计算出各个分量，然后相加求和。其优点是算法简单，能够根据非绝热加热的各个分量，直接求和。

非绝热加热的强度一般用非绝热加热率Q(单位：K·d^-1)来表征，Q由三项组成：潜热加热率H_c、感热加热率H_s、辐射加热率H_r，即

$ Q = {H_c} + {H_s} + {H_r} $

潜热加热、感热加热以及辐射加热通常以通量的形式表征，热通量的单位为W·m^-2，热通量和加热率之间可以通过一定的计算进行转换，以下将简要介绍非绝热加热各个分量的计算方法(丁一汇，1989)。

1.3.1 潜热加热计算

潜热是指在等温等压情况下，物质从一个相态变化为另一个相态所吸收或放出的热量。潜热加热的计算可分为大尺度潜热加热H_cs和对流潜热加热H_cc两部分。

大尺度潜热加热是指稳定的饱和空气在上升时，会有大尺度凝结发生，释放潜热，较为精确的大尺度加热率为：

$ {H_{cs}} = - \frac{1}{{{c_p}\frac{T}{\theta }}}L\omega \frac{{\partial {q_s}}}{{\partial p}} $

式中，c_p是定压比热，L是凝结潜热，ω是p坐标系的垂直速度，$ \frac{{\partial {q_s}}}{{\partial p}}$代表一条局地湿绝热线上饱和比湿的垂直坡度。

对流加热是由中小尺度积云活动造成的，其主要的计算方法是积云参数化方法，包含郭晓岚方案、对流调整方案和荒川－舒贝特方案。其中郭晓岚的对流加热方案(Kuo，1974)应用较多，主要是利用大尺度参数计算出模式云与其所在环境的温度差和湿度差，以得到积云对流的加热和增湿量。

1.3.2 感热加热计算

感热指物体在加热或冷却过程中，温度升高或降低而不改变其原有相态所吸收或放出的热量。地表面的感热通量可用总体空气动力公式计算：

$ {F_0} = {C_D}{\rho _s}{C_D}({T_s} - {T_a})|{\mathit{\boldsymbol{V}}_s}| $

式中，F₀是地面感热通量，C_D是阻力系数，ρ_s是地面的空气密度，T_s和T_a分别是地表温度(或海面温度)和近地面气温，|V_s|是地表附近或洋面附近的风矢量。

为了得到H_s，需要求出感热通量的垂直导数。这需要知道感热通量随高度的分布，通常设850 hPa或边界层顶高度感热通量为0，其间呈线性分布，则

$ {H_s} = \frac{{g{F_0}}}{{{P_s} - 850}} $

其中P_s是地面气压。

1.3.3 辐射加热计算

大气中的辐射加热是净短波辐射和净长波辐射加热的总和。大气的辐射加热包括大气吸收的太阳短波辐射R_as、来自地表的长波辐射通量R_al和大气向外的长波辐射通量R_ol，则大气辐射加热通量R为(李文卓，2016)：

$ R = {R_{as}} + {R_{al}} - {R_{ol}} $

1.4 非绝热加热的倒算法

倒算法最早由Yanai et al(1992)提出，是根据热力学量的变化利用热力学方程倒算出非绝热加热。倒算法的优点是引入计算的物理量经过了再分析资料同化系统同化，满足了大气能量和物质平衡原理，所依赖的温压湿风等气象资料一定程度上经过了实测资料的同化，因而包含着与再分析资料正算法输出的加热场资料不同的信息。为了方便考虑，目前很多研究都会采用倒算法(王黎娟等，2005；巩远发等，2007；姚秀萍和孙建元，2013；徐祥德等，2014；Yao and Sun, 2016)计算视热源Q₁：

$ {Q_1} = {c_p}\left[ {\frac{{\partial T}}{{\partial t}} + \mathit{\boldsymbol{V}}\cdot\nabla T + {{\left({\frac{P}{{{P_0}}}} \right)}^k}\omega \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}} \right] $

对整层大气积分后得到：

$ \begin{array}{l} \left\langle {{Q_1}} \right\rangle = \frac{1}{g}\smallint _{{p_t}}^{{p_s}}{Q_1}{\rm{d}}p = {c_p}\smallint _{{p_t}}^{{p_s}}\left[ {\frac{{\partial T}}{{\partial t}} + \mathit{\boldsymbol{V}} \cdot \nabla T} \right. + \\ \;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\left. {{{\left({\;\frac{P}{{{P_0}}}} \right)}^k}\omega \frac{{\partial \theta }}{{\partial p}}} \right]{\rm{d}}p \end{array} $

式中，c_p为定压比热，k=R/c_p，一般取常数0.286，V为水平风矢量，P₀=1000 hPa。公式右边三项分别为温度局地变化项、水平温度平流项及温度垂直输送项，利用上式对Q₁的计算即为倒算法。视热源Q₁表示单位时间内单位质量大气的加热程度，Q与Q₁的关系为Q=Q₁/c_p。当Q>0时为非绝热加热，当Q < 0时为非绝热冷却。

综上所述，非绝热加热主要包含了潜热加热、感热加热和辐射加热三部分，其量值可以通过地面仪器直接观测、卫星反演得到，可以由正算法和倒算法获得，倒算法是目前计算非绝热加热最为通用的方法，同时数值天气模式中也可以直接输出非绝热加热相关物理量。

2 非绝热加热的分布特征 2.1 非绝热加热的全球分布特征

大气中的非绝热加热构成了全球大气的热源。夏季大气热源大值区位于亚洲热带季风辐合带，印度西海岸、青藏高原、西太平洋、孟加拉湾和南海东部均为强热源区，其中孟加拉湾和南海东部热源中心最强；南半球低纬及赤道附近为东西向的冷源区，非洲东海岸和澳大利亚为冷源区(朱乾根等，2007)。

全球大气热源的性质如果一年内不发生改变，则称之为永久热源中心。全球的永久热源中心主要分布在赤道附近地区，主要位于赤道非洲的西部、苏门答腊岛西边的海域、赤道中西太平洋地区和日本群岛以东的太平洋上(蓝光东等，2005)。

非绝热加热中心随季节有经向和纬向的迁移(Wei et al，1983；Schaack et al，1990)。全球的大气热源在夏季范围最大，强度最强；从秋季开始到冬季，其位置逐渐南移，范围逐渐变小，强度逐渐减弱；到下一年春季主要热源区域又开始北进，范围增大，强度变强(张艳焕，2004；于群等，2007；张灵玲等，2012)。

2.2 亚洲季风区内非绝热加热分布特征

亚洲地区是世界上最著名的季风区，我国大部分地区都受季风影响。从气候平均看，亚洲季风区内的南亚到西太平洋热带地区是全球范围最大的大气热源区(陈玉英等，2008)。

在亚洲季风区内，热源和热汇的季节差异明显。在夏季季风区内，热源区主要分布在大陆上，同时还分布在热带辐合带内，而海洋则表现为冷源区(王谦谦和葛朝霞，1992；钱永甫和王谦谦，1993)。具体来说，从青藏高原南侧到中国东部和南海地区，夏季是强的热源区，冬季则为较强的热汇；而在北太平洋中纬度和澳大利亚北部洋面上，夏季是弱的热源或热汇，冬季是强热源区(陈玉英等，2008)。

在亚洲季风区内，热源对亚洲夏季风形成与维持起着重要作用(黄荣辉和严邦良，1987；沈如金和纪立人，1990)，同时还影响着大气活动中心变化和水汽交换等(简茂球等，2004；王黎娟等，2005；陈哲和李崇银，2006)。因此，对季风区内大气热源汇的分布及变化特征研究，是理解大气环流和天气气候演变规律的基础。

另外，非绝热加热是如何影响东亚季风的形成和变动、如何影响天气系统的变化，将在下文进行介绍。

2.3 青藏高原上非绝热加热分布特征

青藏高原位于副热带欧亚大陆的中东部，是世界上海拔最高、地形最复杂的高原，它的热力效应对东亚地区乃至北半球的大气环流系统、气候的演变有着显著的影响。

青藏高原大气热源最突出的一个特征是夏季高原为热源，冬季高原为热汇(朱乾根等，2007)。巢纪平(1956)和叶笃正等(1957)最早研究了高原大气热源，他们首次计算了对流层中下层青藏高原大气热源，得到了这个重要结果。高原东部和西部的非绝热加热类型也不同，叶笃正等(1957)认为高原西部以感热加热为主，而东部以潜热加热为主，整个高原平均仍以感热加热为主。后来有许多气象学家也验证了这个结论(Luo and Yanai, 1984；赵平和陈隆勋，2001；Ueda et al，2003)，高原西部以感热为主，而高原东部潜热更为重要，不过从全年来看，以湍流感热输送最大，有效辐射次之，蒸发最小。

高原热源的另一个突出特征是存在周期性振荡(黄小梅等，2014)。全区有显著的2~3 a和6~8 a周期，而高原东部仅存在6~8 a周期，高原西部仅有2~3 a周期。近年来高原全区和东部大气热源具有明显增强趋势，而高原西部却为减弱趋势。

总之，从全球大气来看，大气的非绝热加热热源主要位于热带和副热带地区，非绝热加热具有明显的季节变化。在东亚地区，大气热源存在显著的低频振荡特征。夏季青藏高原是东亚的一个重要的热源中心，它对天气气候的演变有着显著的影响。

3 非绝热加热与东亚季风的关系

季风是指近地面层冬、夏盛行风向接近相反且气候特征明显不同的现象，有不少学者研究过东亚季风与非绝热加热之间的关系(叶笃正等，1957；Flohn，1960；李俊等，1985；冯志强等，1994；吴国雄等，2002；2005)，本文重点梳理非绝热加热对东亚季风形成的作用和对季风强度的影响。

3.1 非绝热加热对东亚季风形成的作用

影响季风形成的基本因子是下垫面附近的热力因子，在季风形成的物理原因和机制方面，均与非绝热加热有关(金琼，2011)：

一是太阳辐射的年变化引起了大气环流的季节变化。太阳辐射加热下垫面，再由下垫面通过地气感热交换、潜热交换及长波辐射加热大气。由于太阳辐射存在季节变化导致冬、夏盛行风向接近反向，即形成季风。二是海陆分布和地形分布造成的地表非均匀性。由于海陆热力差异形成了海陆季风，夏季大陆为热源，海洋为冷源，盛行海风；冬季大陆为冷源，海洋为热源，盛行陆风。地形的分布不均，最突出的表现是青藏高原与周围大气之间的热力性质不同，从而形成了高原上的冬、夏季风。三是大气在相变过程产生的凝结潜热释放。大量研究表明(Webster，1977；1981；吴国雄和刘还珠，1999；Liu et al，2001)，大气相变过程在季风的形成中也起着重要作用，尤其是夏季风通常伴随着大范围的对流降水以及强大的凝结潜热释放。凝结潜热释放一方面可以通过垂直对流运动加热中高层大气，增强海陆温差，推进季风环流加强；另一方面，相变过程能够储存和再分配热带与副热带接收到的太阳辐射，并在特定区域释放，从而使得雨带的位置和强度发生改变。

因此，东亚季风环流的维持就是在全球各种动力热力因子下，大气环流变化的结果(朱乾根等，2007)。

3.2 非绝热加热对东亚季风强度的作用

非绝热加热对东亚季风强度的变化有调控作用。

林贤超和徐淑英(1989)提出了海洋的非绝热加热变化影响季风强弱进而影响我国降水的可能机制。当赤道东太平洋海温增暖时，可使海平面气压降低，澳大利亚高压增强，导致沃克环流减弱，西太平洋副热带高压(以下简称西太副高)加强，并北抬西伸，引起季风环流加强，东亚中纬度西风带也加强，此时夏季风处于强盛阶段，因而出现初夏华北降水增多、江南降水减少的情形。反之，当海面温度降低时，沃克环流增强，夏季风变弱，导致华北降水减少、江南降水增多。

一些学者利用多年资料证明了非绝热加热与东亚季风强度存在相关性。刘鹏等(2011)通过对多年强弱季风年潜热通量和感热通量的合成分析发现，南海夏季风的强年和弱年，前期冬季的感热和潜热空间距平的空间分布有明显差异。许田田等(2016)采用统计方法对64年的再分析资料进行计算，发现东亚夏季风偏强时，孟加拉湾、华南、南海及热带西太平洋大气热源异常偏强，印度东部、青藏高原、中南半岛及中纬度西太平洋地区大气热源异常偏弱。

可见，通过太阳辐射、海陆和地形分布造成的热力差异，以及大气的相变过程产生的凝结潜热释放，可以激发东亚季风的形成，也对东亚季风的强度产生了影响。

4 非绝热加热与天气系统的关系 4.1 非绝热加热与西太副高的关系 4.1.1 非绝热加热对西太副高形成的作用

经典理论曾认为，副高是经圈环流下沉在副热带地区低层辐散所致，但通过气象学者大量的研究表明，经典的副高形成理论是不准确的，至少没有揭示副高形成的本质(刘屹岷，1998)。实际上，副高形成和变化是大气运动受到内外强迫的综合结果(刘屹岷和吴国雄，2000；刘屹岷等，1999a)。自1996年以来，吴国雄、刘屹岷等开展了对副高形成机制系统性的研究，从理论分析和模拟上证明地球自转和非绝热加热才是夏季副高形成的主要原因，并揭示了感热、对流加热和长波辐射在副高形成中的不同作用(Rodwell and Hoskins, 1996；刘屹岷，1998；董步文和丑纪范，1988；吴国雄等，1999；刘屹岷等，1999b)。

凝结潜热释放是决定东半球夏季副高位置和强度的关键因子。东亚季风降雨产生的凝结潜热使高层南亚高压位于凝结潜热加热中心西侧，中层西太副高位于加热中心东侧。通过定常波的传播，使得副热带地区的凝结潜热释放加热对中高纬地区天气的形成和维持有一定影响(Rodwell and Hoskins, 1996)。

陆面感热加热是形成太平洋、大西洋低层副高及北美、北非中层副高的关键因子，凝结潜热加热对其位置和强度有所影响；西太副高的形成主要是由于季风降水产生凝结潜热的作用所致，表面感热作用较弱(Rodwell and Hoskins, 1996；刘屹岷，1998)。总之，空间非均匀非绝热加热是决定副高位置和强度的关键因素(Rodwell and Hoskins, 1996；刘屹岷，1998；董步文和丑纪范，1988；吴国雄等，1999；刘屹岷等，1999b)。

4.1.2 非绝热加热对西太副高变动的作用

多项研究表明(黄荣辉和李维京，1988；蒋全荣等，1997；陈月娟等，2001)，非绝热加热的不均匀分布，对西太副高的南北摆动和东西进退有重要影响。

通过对1998年6月西太副高位置变动与大气热源关系的研究，发现副热带地区的非绝热加热对副高位置变化有很重要的作用(王黎娟等，2005)。进一步研究表明(王黎娟等，2009a；陈璇等，2011)，西太副高西伸都伴随着其西侧加热的显著增强，并且加热增强先于西太副高西伸。

梅雨期间，东风带扰动附近非绝热效应分布和强度的变化，会影响西太副高东西向的运动(姚秀萍和孙建元，2013；孙建元等，2013；Yao and Sun, 2016)。华南暴雨期间，副高西北侧边缘的华南地区加热场可迫使副高在短期内东撤南退；江淮暴雨期间，副高北侧江淮流域加热场的存在不利于副高北进，而西侧较远处孟加拉湾热源会诱导副高西伸(王黎娟等，2009b)。因此副高位置的短期变异与非绝热加热场及其配置有密切联系。

除了从降水凝结释放的潜热加热来研究潜热对西太副高的作用，还有一些研究从地面潜热通量的作用考虑。严蜜等(2011)发现地表热通量(包括潜热通量与感热通量)与西太副高强度的关系较为密切，不受各自年代际变化的影响，地表热通量的年代际变化引起了西太副高强度的变化。

4.2 非绝热加热与热带气旋的关系

热带气旋是由热带扰动发展起来，经常在热带洋面上生成。由凝结潜热加热作用引起的垂直运动基本上决定了整个热带气旋垂直运动的分布，与实际降水分布配合很好(沈如金和张宝严，1982)。而热带气旋形成的重要理论——第二类条件不稳定理论(CISK)，就反映了非绝热加热与热带气旋的密切关系。

CISK是指在热带条件不稳定的大气中，当低层具有天气尺度的扰动时，不稳定能量就会释放，转变为热带气旋发展的动能。其具体过程是(朱乾根等，2007)，积云对流释放凝结潜热加热对流层中上层，并使得高层气压升高，产生辐散。高层辐散促进了低层扰动中心的气压降低，产生辐合。大尺度的低层辐合又为积云对流的发展提供了水汽。如此循环促使扰动不断发展形成台风。这种由积云对流和天气尺度扰动二者相互作用产生的不稳定性，即为CISK机制。

一些研究结果证实了非绝热加热对热带气旋的结构与移动有密切关系。例如雷小途(1998)利用含非绝热加热强迫的正压涡度方程研究得出，非绝热加热是热带气旋非对称结构形成的一种可能机制。袁佳双和寿绍文(2002)在研究一次江南暴雨的个例中发现，低层850 hPa附近最大加热层的出现，导致其下正的位涡扰动的出现，有利于气旋的发生。而贺海晏(1995)则研究过非绝热加热与台风移动之间的关系，结论是非轴对称的非绝热引导作用可使台风加速、减速或转向。

可见，非绝热加热与热带气旋的关系密切，影响着热带气旋发生、发展和移动。

4.3 非绝热加热与温带气旋的关系 4.3.1 非绝热加热与江淮气旋

江淮气旋是位于长江中下游、淮河流域的温带气旋，它是影响长江中下游地区和江淮流域的重要天气系统(张晓红等，2016)。江淮气旋生成后经常东移入海，由于海面的摩擦系数较小，水汽供应充足，海洋可以提供大量的水汽潜热和感热，使得入海后的江淮气旋可以强烈发展(陈璇等，2011)。大量研究都证明非绝热加热与江淮气旋的发展有密切关系(李柏等，2002；Ahmadi-Givi et al，2004；李斌等，2009；赵兵科，2010)。

Danard(1964)曾强调了潜热加热对温带气旋发展的重要性。盛华和陶诗言(1991)认为非绝热加热对江淮气旋的发展起着促进作用。而仪清菊和丁一汇(1996)指出，潜热加热、斜压不稳定、温度平流以及与急流有关的非地转加热等物理因子对爆发性气旋起重要作用。项素清(2008)的研究表明，潜热释放是引起气旋入海后发展的最重要原因。王坚红等(2015)和牛丹(2015)对气旋入海发展机制的研究表明，气旋中凝结潜热释放对暖季气旋起重要作用，并与气旋深厚程度成正比；下垫面非绝热加热对冬季和初春气旋作用显著，对暖季气旋影响不明显。

4.3.2 非绝热加热与东北冷涡

东北冷涡是指在我国东北地区具有一定强度，能维持3~4 d，且有深厚冷空气的气旋性涡旋。东北冷涡通常出现在对流层中上部，能够满足无摩擦假设，所以其生消过程必然与自由大气的非绝热加热相联系(李永生等，2016)。

李永生等(2016)通过合成分析证明了大气非绝热加热对东北冷涡的演变具有重要影响：在东北冷涡形成前，其高层的非绝热加热存在明显加强特征；东北冷涡形成后，在对流层中低层非绝热加热迅速发展。东亚中纬度地区对流层高层非绝热加热是东北冷涡形成和发展的重要原因，而对流层中低层的非绝热加热则是东北冷涡减弱消亡的主要原因。

4.4 非绝热加热与急流的关系 4.4.1 非绝热加热与高空急流

东亚夏季西风急流处于对流层上层，是影响东亚天气气候的重要环流系统，其季节性北跳是大气环流季节性转换的标志，是东亚地区自然季节划分的重要依据(叶笃正等，1958)。由于高空急流与大尺度环流系统密切联系，而大尺度环流系统中包含了直接热力环流，因此有不少学者研究了热力作用与高空西风急流之间的关系。

高空急流的变化与地面的加热存在联系。Krishnamurti(1979)发现3个热带加热中心和冬季北半球3个西风急流中心有明显联系。Yang and Webster (1990)等进一步研究发现，夏季热带地区的对流加热可以影响另一个半球冬季急流的位置和强度变化。董敏等(1999；2001)研究发现，西风急流中心的季节变化和热带加热场的季节变化紧密联系在一起。同时，太平洋海表温度异常、青藏高原积雪等外强迫对东亚高空急流变化也有重要作用(陈海山等，2003；廖清海等，2004；黄兴春和江静，2008；申乐琳等，2009；邱斌等，2013)。随后一些研究证明了，非绝热加热是导致高空急流位置突变的原因(李崇银等，2004；况雪源和张耀存，2006)。

由此可见，西风急流的位置和强度与非绝热加热之间的关系密不可分。

4.4.2 非绝热加热与低空急流

低空急流是在600 hPa以下出现的强而窄的气流，它是水平动量集中的气流带，具有强大的水平风速切变和垂直风速切变(朱乾根等，2007)。

关于低空急流的形成，一种理论认为(徐文金和刘聪，1985)对流凝结加热是暴雨过程中低空急流形成的重要原因之一。暴雨释放出的大量凝结潜热会增加有效位能，促进扰动发展。在不稳定层结大气中，由于水汽凝结潜热加热造成特定风场和垂直环流间相互促进发展，两者相互的正反馈过程促使水平风场加强，促进低空急流形成和发展。在扰动场的作用下，大气层结越不稳定，水汽凝结加热作用越强，形成的低空急流的强度也越强(江敦春和韦统健，1983)。

还有一些研究证明，低空急流的形成与地形热力作用有关(Stensrud，1996；赛瀚和苗峻峰，2012a；2012b；赛瀚，2012)。由于昼夜辐射差异所导致的山脉及山谷上空气温的日间变化，以及由此所引起的位势高度场改变而产生的上山、下山气流是诱发低空急流形成的重要原因(Holton，1967；Jiang et al，2007)。与此同时，昼夜温度差异所导致的热成风转向也与上述过程一起对低空急流的发展与消亡起到了显著的促进作用(Bonner and Paegle, 1970)。

因此在实际大气状况下，低空急流的形成是动力、热力和非地转运动等几种因子综合作用的结果。

可见，非绝热加热与天气系统间关系密切，对天气系统的影响主要有两点：一是非绝热加热会促进天气系统的形成，如西太副高、热带气旋和高低空急流；二是非绝热加热的分布会影响天气系统的变动和生消发展，例如温带气旋与东北冷涡。

5 非绝热加热与降水的关系 5.1 非绝热加热对降水的影响

一次降水过程的发生，主要是受高低空不同天气系统配置的综合影响，当天气系统的位置和强度发生变动时，势必会影响降水的发生地点、强度和持续时间。由于非绝热加热是影响大气环流和副高等天气系统的重要因子，则由天气系统造成的降水过程，就与非绝热加热之间存在密不可分的关系。

研究表明(陶诗言，1980；Ding，1992；施能等，1996；赵思雄等，2018)，暴雨与大尺度环流和东亚夏季风异常活动有关，与中低纬天气系统联系紧密，特别是与西太副高之间存在着相互作用与制约的关系(吴国雄等，2003；冯文等，2015)。西太副高向西南异常延伸是造成长江中下游夏季异常降水的原因之一，而西太副高向西北异常延伸是造成淮河流域夏季异常降水的原因之一(Zhou and Yu, 2005)。

青藏高原的热源强迫也是同样的原理，高原热源有利于对流层低层气旋环流或低涡的生成、发展，也有利于季风环流增强，是造成青藏高原及周围地区以及高原东侧大范围降水变化的原因(华明，2003)。当高原夏季热源加强时，西太副高和南亚高压脊线位置偏南，东亚夏季风偏弱，从而会出现有利于西南地区东部夏季降水偏多的环流形势(李永华等，2011；余莲和封彩云，2012；黄青兰等，2017)。

5.2 降水对非绝热加热的反馈作用

非绝热加热与降水的关系密切，不仅非绝热加热作用会影响降水，反过来降水对非绝热加热也存在正反馈作用。个例研究和合成分析均能表明，在降水发生时非绝热加热效应与强降水区域有很好的对应关系，强降水过程会释放凝结潜热构成大气非绝热加热的主要部分。

丁一汇和王笑芳(1988)指出梅雨期的热源主要来源于降水产生的凝结潜热，暴雨期间降水释放的潜热造成了大气的净加热(陆尔等，1997)，暴雨强度与大气非绝热加热的高值区相对应(桂海林等，2010)，垂直输送项在大气非绝热加热中是最主要的加热项(周兵等，2001)。合成分析也表明，在江淮流域强降水发生时视热源Q₁的大值区与降水的分布非常一致，强降水过程所释放凝结潜热构成了大气非绝热加热的主要部分(王黎娟等，2011)。

因此，天气系统引起降水产生，凝结潜热释放，成为大气非绝热加热的主要组成部分；反过来当降水发生后，非绝热加热又存在正反馈作用，对降水天气系统维持产生影响，“天气系统”在“非绝热加热”和“降水”之间扮演了一个纽带作用。

6 非绝热加热在数值天气预报模式中的表征

数值预报近年来发展迅速，已成为暴雨预报的主要工具之一(崔波等，1999)。暴雨数值预报水平的提高有赖于各种非绝热物理过程在模式中的广泛应用(陈静等，2003)，模式中几个典型的非绝热物理过程参数化方案有积云对流参数化方案、行星边界层方案和辐射方案等。

对于降水的模拟，模式中的云微物理方案和积云对流方案影响比较大，即湿物理过程起着重要作用(张大林，1998)。云微物理过程主要是在降水发生后，通过感热、潜热和动量输送等方式反馈影响大尺度环流，同时影响着大气温度场和湿度场的垂直结构(陈德辉，2004；徐之骁，2015；徐之骁和徐海明，2016)。积云对流过程会引起水汽和热量的垂直输送，积云对流参数化的主要作用就是估计次网格尺度上的对流降雨量及网格尺度上由对流造成的热量、湿度和动量的变化(赵鸣，2000；邓华，2007；邓华等，2008；伍华平等，2009)。还有一个与降水预报关系密切的物理参数化方案是边界层参数化方案，大气边界层中的动力过程是陆气相互作用的关键环节，它影响着地表和自由大气之间热量和水汽的交换，进而对天气和气候变化产生极大的影响(Benjamin and Carlson, 1986)。多项研究表明，边界层中的湍流交换对于暴雨的发生、发展、消亡有着十分重要的影响(Braun and Tao, 2000；Jankov et al，2005；周彦均，2015)。

不同的参数化方案对降水的模拟结果有很大影响，许多学者就不同的物理过程参数化方案展开了对比试验，结果表明，不同方案组合对不同个例、不同降水量级的模拟各有优势，但没有一种方案组合明显具有优势(Rajeevan et al，2010；廖镜彪等，2012)。因此，如何将非绝热作用更好地融入数值预报方案里，还有不少工作要做。非绝热参数化方案是影响降水模拟的敏感因子，不可能有一套参数化方案同时适合于所有的天气过程；并且随着模式中次网格物理过程不断参数化，不同的参数化方案组合对一次降水过程的模拟，其结果也不尽相同。仍需要做更多的降水模拟试验，来总结出针对不同区域、不同季节、不同性质的降水，哪种参数化方案最适合？这可能是未来研究的一个重点方面。

7 展望

通过以上回顾，总结出了非绝热加热作用在一些方面已经取得的研究成果。还有如下方面可能是今后值得进一步研究的内容。

(1) 在进行非绝热加热的研究时，资料是关键问题。目前新一代静止轨道定量遥感气象卫星——风云四号卫星(FY-4)已经发射，其连续、稳定运行将会让我们获得更高质量的卫星遥感数据，这有助于非绝热加热相关问题的进一步研究。如何应用其中的干涉式大气垂直探测仪资料，如何将不同探测来源得到的多元资料融合，进而得到可靠的非绝热加热资料，是值得进一步加强研究的方面。

(2) 关于非绝热加热的计算问题，还需要更加精确。尤其是青藏高原地区的非绝热加热意义重大，对其的精确计算是定量研究非绝热加热作用，尤其是推进非绝热加热成果应用的重要基础。

(3) 关于非绝热加热对天气系统及降水的反馈影响，现在的研究成果只有初步的定性结论，而更有实际意义的定量关系还没有明确。大部分研究利用了合成分析的方法，仅仅总结了非绝热加热对降水位置与强弱的大致影响，尚未给出对降雨强度的定量影响。同时，天气尺度系统附近的非绝热加热是如何具体影响一次降水过程的精细过程也值得进一步研究。

(4) 数值模式是当今的发展趋势，因为其包含了多种非绝热参数化方案，对各种非绝热过程的刻画如果能够更加完善和全面，必将有助于对非绝热过程及其作用认识。但是，如何更好地将非绝热加热融入中小尺度数值天气预报模式中去，是值得进一步探讨的内容。

值得说明的是，本文尝试对非绝热加热的相关研究进展进行梳理与总结，但其中涉及到的文献，是该方面的主要文献，无法做到全面，遗漏难免，欢迎各位读者一起探讨交流。