我国西南地区春季降水对前期青藏高原热力作用的响应

龙 园，严 锐，任 倩，张润琼，孙 翔

(1.贵州省六盘水市气象局，贵州 六盘水 553001；2.高原大气与环境四川省重点实验室，四川 成都 610071；3.中国气象局成都高原气象研究所，四川 成都 610071)

0 引言

我国西南地区地处青藏高原东部，地形地貌复杂，既有四川盆地，亦有云贵高原，海拔落差最大超过了3 km，然而西南地区上空的大气运动既不属于印度热带季风也不属于东亚副热带季风[1]，且由于旱季降水量稀少，极易出现冬春连旱，给当地经济社会发展带来严重制约，威胁人民生命财产安全。尤其是近年来，西南地区的大范围干旱事件日益增多。

针对我国西南地区的不同季节的降水异常变化特征[2-3]，众多气象工作者们试图从大气环流、波扰能量传播等方面找出形成异常降水的可能原因。曾有研究指出，川渝地区的夏季降水大致可分为3种类型，并且当地的降水与长江流域及四川盆地西部的降水存在显著的相关关系[4]；此外，川渝地区持续伏旱与从孟加拉湾和南海地区向西南地区的径向水汽输送负异常存在密切的关系[5]。我国云南的冬季降水变化模态以全区一致型及西北—东南向的反位相振荡型为主[6]，前期11月南支槽强度偏强(偏弱)时，会导致后期西南地区的降水出现异常偏多(少)[7]。而NAO、AO以及大气环流的距平波列可以通过波扰能量的传播来影响中高纬及南亚地区的天气系统强度，从而影响云南冬、春季降水[6,8-9]。此外，对西南地区影响极为重大的2009—2010秋、冬、春三季连旱事件，发生在西北太平洋副热带高压异常偏强偏西及冷空气活动路径异常偏北偏东等重要环流背景之下[10-11]。

青藏高原的热力作用对于东亚大气环流和我国天气气候变化方面的影响及重要性众所周知。对于青藏高原主体的加热作用，冬季的青藏高原为一个冷源，夏季则是一个热源，这一观点早在1957年便由叶笃正等[12]提出。在这之后的几十年里，众多的科学研究验证了这一发现并逐渐指出青藏高原热力作用对包含我国在内的亚洲大气环流及天气气候存在显著影响[13-15]。如前期青藏高原的地面加热作用与长江中下游及东部沿海地区的主汛期降水之间关系密切[16]。2006年青藏高原热源持续偏弱，川渝地区持续受到异常偏强偏北的西太副高内部下沉气流的影响，是该地区出现夏季干旱的重要原因之一[17]。此外，夏季青藏高原的热源作用能够通过影响对当地大气层中的垂直气流及周边的大气环流，继而对高原以东的东亚地区夏季气候产生影响[18]。

作为东亚季风转换的关键时期，西南地区的春季降水在当地干旱灾害尤其是在冬春连旱的形成中扮演关键角色。但青藏高原与我国西南地区春季降水偏少从而形成干旱之间存在何种联系仍然不够清楚。因此，本文将对青藏高原热力作用如何通过大气环流响应与西南地区春季降水产生联系进行探讨，从而为西南地区春季干旱(洪涝)的预测提供理论支持。

1 采用的资料和方法

1.1 资料说明

①1961—2013年共53 a间西南地区97个国家地面基准观测站的逐日观测资料；②全球降水气候中心(GPCC)全球陆地降水资料[19]，该资料由NCAR基于全世界内经过质量控制的67 200个观测站的观测资料插值而成，选取水平分辨率1°×1°；③NCEP/NCAR月平均再分析资料，垂直方向17层，水平分辨率2.5°×2.5°。

本文中的西南地区范围为[21°～35°N、97°～112°E]。主要采用了线性回归以及统计检验。时段长度为1961—2013年的春季(3—5月)，共53 a。

青藏高原地面加热场强度距平指数(TPSHAI)的公式[20]为：

Δ(B-H)p=A+B(Ts-Ta)日+C(Ts-Ta)玉-M，

(1)

其中，(Ts-Ta)日和(Ts-Ta)玉分别为青藏高原上西藏的日喀则站和青海的玉树站地表温度(Ts)与气温(Ta)之差，单位℃；A，B，C为系数，M为两站地面加热场强度气候平均值，上述系数在不同月取值有所不同(如表1所示)，Δ(B-H)p即为所求的青藏高原地面加热场强度距平指数(TPSHAI)，单位为W/m2。

表1 系数A，B，C及地面加热场强度气候平均值M在不同月份的值Tab.1 A, B, C and M of strength of surface heating fields over Qinghai-Xizang Plateau

1.2 回归分析方法说明

以西南地区春季降水为对象，以同期青藏高原地面加热场强度距平指数(TPSHAI)为回归因子，使用一元线性回归的方法回归拟合西南地区春季降水：

PSC=a(TPSHAI)+b

其中PSC为西南地区春季降水，TPSHAI为青藏高原地面加热场强度距平指数，a(TPSHAI)+b为通过对样本资料线性拟合得到的回归函数，b为回归常数，a为通过最小二乘法估计得到的回归系数，其中回归系数a在一定程度上可以回归出TPSHAI因子在西南地区春季降水中所具有的贡献。

2 西南地区春季降水分布特征

西南地区的旱季降水仅能占到当地年降水量的15%～20%，大部分降水主要集中在当地的雨季5—10月。由图1可见，春季我国西南地区的降水较冬季(图略)有明显的增加，且呈南多北少、东多西少的分布特征。滇中北及川西地区的春季降水量低于150 mm，高值区主要位于西南地区东南部，如在广西当地春季降水量超过550 mm。此外，在四川盆地及滇西地区出现了250 mm左右的降水次高值中心，二者的出现均与当地的特殊地势有关，四川盆地由于地势低洼，使得由东南方向扩散进来的暖湿气流易于在当地堆积，有利于盆地内降水的产生；而滇西地区则是由于其海拔较高，春季增强的印度热带季风携带的暖湿水汽受到地形的强迫爬升凝结从而产生充足的降水。在西南地区春季降水标准差的分布方面，广西东部的大部地区超过了130 mm，而降水较少的川西及滇中北地区降水标准差不足50 mm。

图1 西南地区春季降水(阴影)及其标准差(等值线)分布，单位：mmFig.1 Climatology of spring-rainfall over Southwest China (Shaded) with its standard deviation(contours),units:mm

3 青藏高原热力作用与西南地区春季降水的联系

下文对1961—2013年1月份的TPSHAI与西南地区春季降水和大气环流形势等进行了回归分析。下文中的异常，均指TPSHAI与有关要素进行回归所得到的与青藏高原热力作用强度偏强(弱)相联系的要素异常分布特征，在进行回归分析前，均已滤除了TPSHAI及有关气象要素的长期线性趋势。

3.1 青藏高原1月地面加热场强度距平指数时间序列

图2给出了1961—2013年1月份TPSHAI的年际变化、11 a滑动平均及长期变化趋势[21]。由图可见，1961—2013年的1月TPSHAI具有明显的年际变化特征，最高值(1966年，14.78 W/m2)与最低值(2001年，-17.02 W/m2)之间的差距超过了30 W/m2，这其中，1990年代一直处于偏弱的时期之内。从长期线性趋势上看来，TPSHAI在2000年之前呈不断降低的趋势，但在2001年至今为止的12 a里，该指数逐渐呈现显著的上升趋势，最高达到了20(W·m-2)/10 a。表明1961—2013年1月份的青藏高原加热作用在前40 a间是逐渐减弱的，而在之后的近10 a里，又有所增强，且强度的幅度较之前的下降幅度更为明显[24]。

图2 1月TPSHAI的年际变化(单位：W/m2，实线为指数，长虚线为长期趋势，点虚线为11 a滑动平均)[21]Fig.2 Time-serialof the T-P surface heating anomaly index(T-P SHAI for short) from 1961 to 2013 (solid is for the TPSHAI, units:W/m2)

3.2 西南地区降水及水汽异常

为了与站点观测资料进行比对，与此同时对GPCC再分析降水资料的插值效果进行检验，这里同时选取了站点观测降水与GPCC降水资料，分别将TPSHAI同基于两种资料的西南地区当年春季降水进行回归分析(图3)。由图3可见，尽管由于站点观测降水(图3a)与GPCC再分析降水资料(图3b)之间存在的固有差异导致二者的数值量级有所不同，但在异常降水的分布型上两者的分析结果基本一致。即西南地区西部与南部的春季降水与1月TPSHAI呈显著的负相关，中心主要位于滇西的高海拔山区及广西南部沿海附近，正相关区域则主要位于川东、重庆及贵州的大部分区域，西南地区春季的异常降水整体上呈现为东北—西南的反位相分布[25]。

图3 1月TPSHAI与西南地区春季降水的回归(a，站点观测；b，GPCC；深浅阴影分别表示通过显著性水平95%(75%)的F检验)Fig.3 The regression coefficients between the T-P SHAI for short of Jan and spring-rainfall over Southwest China(a,station data; b,GPCC. regression coefficients at 95% (75%) confidence level are shaded with dark (light) grey)

图4给出了1月TPSHAI与700 hPa及整层大气垂直积分的水汽通量及其散度的回归结果分布。由图可见，无论是在对流层低层700 hPa(图4a)，还是在整层大气积分(图4b)的异常分布上，在青藏高原的南侧孟加拉湾北部均存在异常的反气旋式环流，与西部盛行偏北气流不同，西南地区东部处在该异常反气旋环流的西侧，当地处在其偏东偏南气流的控制下，造成西南地区东部上空存在丰富的水汽输送，且为水汽通量的强烈辐合区，因此西南地区东部的降水异常偏多。而西南地区西部尽管存在水汽输送通道，但其强度较弱且水汽并未在当地上空大气中辐合，从而导致降水异常偏少。

图4 1月TPSHAI与水汽通量(箭头)及水汽通量散度(阴影)的回归(a，700 hPa；b，整层大气积分)Fig.4 The regression between T-P SHAI and the vapor fluxes (vectors) as well as the divergence of the fluxes (shades) at 700 hPa(a) and those as integrated from the earth surface up to 300 hPa(b). the magnitude of divergence of the fluxes are artificially magnified 108 on 700 hPa and 103 on whole layer

3.3 异常水平环流

对于西南地区来说，南支槽、热低压以及MJO等均是影响当地春季降水的重要天气系统，为分析青藏高原前期热力作用异常变化带来的春季大气环流响应，将1月TPSHAI同当年春季东亚地区的大气环流进行了回归(图5)。

由图5a可见，包括整个东亚大陆及15°N以南的区域均为SLP的负异常分布，两个负值中心分别位于南疆盆地及蒙古与新疆、内蒙古交界，与此同时，东北亚和西北太平洋则存在强度较弱的海平面气压正异常分布。上述分布特征使得春季经常活跃于北方内陆地区的蒙古冷高压强度有所减弱，造成中高纬地面冷空气活动减少，路径偏北偏东，从而对西南地区西部的影响较弱，不利于当地降水的产生[7]。此外，位于印度地区的低压强度虽有所加强，但并不显著，对西南地区西部的水汽输送影响较弱。在700 hPa散度场的异常分布中，我国西南地区中东部为风场的辐合，其中显著的强辐合区域主要位于广西地区，而在西南地区西部则是显著的辐散。

500 hPa风场及垂直速度的回归(图5b)结果显示，由于青藏高原的加热作用，在高原的北侧激发出了一个较为明显的气旋式环流[22-23]，此外，在南海上空亦存在异常气旋。在青藏高原南侧及西北太平洋上则可观察到异常的反气旋环流，这种异常环流的分布与高度场的异常分布形势相对应，高原上的异常加热有利于高原与周边地区的位势高度升高，使高原北侧西风加强，促使大气环流完成由春到夏的转变[33]。而我国西南地区则处在南海异常气旋及高原南侧异常反气旋的共同作用之下，西南地区南部受异常气旋的偏东气流控制，北部则为异常反气旋的偏西气流影响。500 hPa垂直速度的回归显示，西南地区的对流层中层除东北部为显著的上升运动外，其余地区均受到下沉气流控制。

在对流层上层200 hPa(图5c)，中北亚地区为明显的异常气旋式环流控制，另外在西太平洋上空存在异常加强的东风气流，该东风气流的形成机理也在较早以前就有了研究[24]。而200 hPa的辐散场分布与低层700 hPa正好相反，在西南地区西部上空为强大的辐合，而在东部及北部上空则存在异常的辐散，中北亚地区上空反气旋的形成可能也与该强大的辐散有关。

图5 TPSHAI与SLP、700 hPa散度(a，等值线表示SLP，红色表示负值区域，蓝色表示正值区域；阴影表示散度，粗虚线表示地形高于3 000 m的区域)，500 hPa风场、垂直速度(b，阴影为垂直速度)，200 hPa风场、散度(c，阴影为散度)的回归(b，c中箭头为风场)Fig.5 The regression between T-P SHAI and (a)SLP(contours)、700 hPa divergence(shaded),(b)500 hPa wind (vector)、omega(shaded) and (c)200 hPa wind(vector)、divergence(shaded), thick vectors and dot areas are separate for regression coefficients of vector and shaded at 95%confidence level

3.4 位势高度异常

青藏高原对大气的加热作用所产生环流扰动能够通过定常波向外传播，除形成高原上空低层辐合、高层辐散的环流结构外，还能影响到北半球其他地区的气候。图7给出了1月TPSHAI与后期春季及逐月500 hPa位势高度的回归分布，用以分析前期青藏高原热力作用与中高层大气环流之间的响应及Rossby波列传播特征。

由图可见，位势高度的异常分布在春季各月并不完全一致，3月份的位势高度异常分布更多地呈现为东西反位相的分布特征(图6b)，东欧及乌拉尔山附近的中高纬地区为显著的负异常，而西北太平洋上空则存在显著的位势高度正异常中心，与平均分布相比可知(图6a)，乌拉尔山脊与东亚大槽均有所减弱，且位置偏东，导致东亚中高纬地区经向环流减弱，从图中亦可发现自西欧沿岸有Rossby波列向东传播，形成并维持上述两地及北太平洋的位势高度异常中心。到了4、5月份(图6c、6d)，北半球位势高度异常中心的强度较3月偏弱，Rossby波列的传播路径亦发生改变，值得注意的是，尽管西北太平洋地区的位势高度正异常中心强度减弱，但其在整个春季里长期存在，表明前期青藏高原热力作用对于东亚大槽的影响可以延续至晚春时期，而对于南支槽来说，4、5月份青藏高原南部附近的位势高度才逐渐由3月份的正异常转变为负异常，表明南支槽强度随着影响的推移在逐渐增强且偏北，从而造成西南地区春季异常降水北多南少的分布特征。

图6 春季500 hPa位势高度分布(a，等值线间隔为40 gpm)及1月TPSHAI与后期3月(b)、4月(c)、5月(d)500 hPa位势高度的回归(阴影表示通过95%水平的显著性检验)Fig.6 The 500 hPa potential height in the northern hemisphere in spring (a, contour intervals of 40 gpm), and the regression of the plateau heating field anomaly index with the 500 hPa potential height of March (b), April (c), May (d) (shadow indicated by the F test of significance level 95%)

4 结论与讨论

①1月份的青藏高原地面加热场距平指数(TPSHAI)具有明显的年(代)际变化特征。指数在近53 a的最高值与最低值之间的差距超过了30 W/m2。长期线性趋势上看来，TPSHAI呈现出较为一定的下降特征，但在进入21世纪以来，该指数又逐渐呈现出较强的增强趋势。

②前期1月的青藏高原地面加热作用同当年西南地区的春季降水之间存在密切关系。当青藏高原加热作用偏强(弱)时，西南地区的春季降水容易出现西部及南部异常偏少(多)，而在东北部异常偏多(少)的分布特征。

③在青藏高原热力作用偏强时，西南地区西部的水汽输送有所减弱，而东部存在自西北太平洋上空输送而来的充足水汽，且西南地区的东西两侧分别处于水汽通量散度的辐合及辐散区；另外，由于青藏高原南侧副热带低层大气的异常反气旋以及西北太平洋上的异常气旋式环流，使得西南地区的南部与北部受到不同垂直运动及水汽输送的共同作用，加上对流层高层欧亚地区的Rossby波列传播引起的南支槽异常偏北、东亚大槽异常偏东的影响，形成了西南地区春季降水东北—西南反位相的异常分布特征。而在青藏高原热力作用偏弱时，与之相反。