青藏高原冬季1 月绕流的变化特征及其对中国气候的影响

姜润 巩远发 袁源 康潆文 陈彦伟 侯劭禹

1 成都信息工程大学大气科学学院，高原大气与环境四川省重点实验室，成都 610225

2 兰州大学大气科学学院，兰州 730000

3 河北省人工影响天气办公室，石家庄 050021

1 引言

青藏高原的总面积占中国陆地面积的四分之一，平均海拔高度在4000 m 以上，是世界上海拔最高、面积最大、地形最为复杂的高原。青藏高原的动力、热力作用引起了人们的广泛关注，并且指出高原动力作用对风场的最直接特征主要是影响西风带的爬坡和绕流（叶笃正和高由禧, 1979; Yanai et al.,1992; Duan and Wu, 2005）。

对青藏高原动力作用的研究最早开始于上世纪40 年代末期，指出高原地形的动力作用是高原整体效应的重要组成部分，一般而言高原纯粹的动力作用主要是指其机械阻挡作用（Queney, 1948;Charney and Eliassen, 1949; Bolin, 1950; 顾震潮,1951; Liu et al., 2007; 李斐等, 2012）。针对这种地形的阻挡作用；1970 年代到1980 年代中国学者从利用不同的数值试验来研究其对大尺度流场形成的贡献，结果表明对冬季大尺度水平流场的形成来说是以绕流作用的贡献为主，并且注意到对流层中低层绕流作用更为明显（叶笃正和高由禧, 1979; 瞿章等, 1981; 王谦谦等, 1984; 王安宇和王谦谦, 1985）。随后，张耀存和钱永甫（1999）通过研究指出当高原总体平均高度超过临界高度后，高原周围地区气流主要以绕流为主，爬坡气流的速度较小；乔钰等（2014）的研究发现高原绕流的强度随高度、季节变化。

关于高原绕流对大气环流和我国天气气候影响的研究也有很多。1980 年代中后期，许多学者通过大量的有、无高原地形的数值试验证明，北支气流加强了北方冷空气在高原东侧南下；南侧的南支西风气流，为华南地区输送了大量暖湿空气，冷暖空气的交汇，给我国平原地区带来较大的降温及较多的降雨（李维京和罗四维, 1986; 朱乾根和杨松,1990; 梁潇云等, 2005; 李强, 2011）。黄刚和周连童（2004）指出高原西侧绕流的偏北风系减弱 ,可能导致了东亚夏季风的偏南风分量减弱，使得输向华北的水汽大大减弱，且引起华北地区降水减少，发生了持续严重干旱。由于高原对西风带的机械阻挡作用形成了绕流，北支绕流使高原北侧形成高压脊（Wu et al., 2015），南支绕流在其南侧形成低压槽（Ramaswamy, 1956），进而影响我国天气气候（王同美等, 2008; Fan et al., 2015; 张永莉等, 2018;吴树炎, 2018）。另外，Duan et al.（2012）通过回顾总结青藏高原气候变化的观测、试验和研究进展发现，高原上空的中尺度地形对中尺度扰动的产生和增强起着重要作用，这些扰动增强了长江流域的对流和降水。

综上可见，青藏高原的动力作用对大气环流异常变化及天气气候异常都有重要影响。过去对青藏高原动力作用的研究大多倾向于数值模拟和定性分析，讨论高原的机械阻挡作用导致西风气流经高原阻挡产生爬流和绕流现象并影响我国天气气候，对绕流和爬流强弱的定量分析相对较少。本文的出发点是定义一个客观表征冬季青藏高原南北两侧绕流强弱的指标，定量分析绕流的变化，并初步研究其与我国冬季气候之间的关联。

2 资料和方法

本文采用资料包括：（1）美国国家环境预报中心（National Centers for Environmental Prediction，简称NCEP）的月平均再分析资料中的水平风场、全风速、位势高度场、垂直速度场和温度场，资料的水平分辨率为2.5°×2.5°（Kalnay et al., 1996）；（2）气温和降水数据来自国家气象信息中心整编的中国地面基本气象要素日值数据集（V3.0），这套资料也是近年来很多研究广泛使用的资料（艾雅雯等, 2020; 徐玮平等, 2020）。所有资料时段均为1979～2019 年冬季（在本文中冬季指当年1 月），气候平均态是基于研究时段1979～2019 年的平均。研究方法包括相关分析、合成分析等方法，用t检验判断相关的显著性水平（魏凤英, 1999）。

3 青藏高原冬季绕流的变化特征

3.1 青藏高原绕流的空间特征

叶笃正和高由禧（1979）指出高原冬季主要以动力作用为主，并且绕流在冬季的对流层中、低层表现明显。图1 是1979～2019 年冬季600 hPa 平均的水平风场，从图中可以看到，西风气流在遇到高原后，在60°～70°E 附近被分为南北两支，其中北面的一支先是西南气流沿青藏高原西北侧向东北方向流去，到达巴尔喀什湖东部、中国新疆北部后转为西北气流经高原东北侧到中国华北地区和淮河流域；南面的一支西北气流沿着高原的西南边缘经印度半岛北部、到达孟加拉湾附近后，再转为西南气流经高原东南部和中国西南地区，到长江流域与北支西北气流汇合形成一条辐合线。由于高原绕流的影响，高原东北侧以西北风为主，高原西北侧为西南风，高原西南侧以西北风为主，高原东南侧为西南风；南北风的差异导致了青藏高原东西南北四个侧面各存在一条经向风零线，将高原绕流的主体区域（15°N～50°N，60°E～120°E）分为了4 个位相。如图1 所示，为了区分这4 个位相，我们将高原东北侧（32.5°N～50°N，90°E～120°E）记为第1 位相，高原西北侧（32.5°N～50°N，60°E～90°E）记为第2 位相，高原西南侧（15°N～32.5°N，60°E～90°E）记为第3 位相，高原东南侧（15°N～32.5°N，90°E～120°E）记为第4 位相。为了研究北支第1、2 位相，与南支第3、4 位相的关系，我们将第1、2 位相所在的区域（32.5°N～50°N，60°E～120°E）定义为北支绕流区，第3、4 位相所在的区域（15°N～32.5°N，60°E～120°E）定义为南支绕流区。

图1 1979～2019 年青藏高原冬季600 hPa 气候平均的水平风场（单位：m s-1）。图中灰色阴影为高原3000 m 以上地形，绿色方框为高原绕流主体区域，紫色实线为经向风零线，红色矢量为西南风，蓝色矢量为西北风Fig. 1 Average horizontal winter wind field of 600 hPa in the Tibetan Plateau from 1979 to 2019 (units: m s-1). Gray shaded areas indicate the ones with a topography of more than 3000 m, the green box represents the main area of the westerly flow around the Tibetan Plateau, the purple solid line is the zero line of meridional wind, the red vector indicates the southwest wind, and the blue vector corresponds to the northwest wind

3.2 青藏高原绕流指数的定义

由于高原西侧西风位置和强度的变化，北支绕流和南支绕流并不完全对称，因而它们并不是简单的为同相或反相变化，为了能够客观地反应南、北两支绕流的变化特征，我们有必要定义两个指数：北支绕流指数和南支绕流指数，来客观反映这种变化。

对于绕流来说，最能直观反应绕流的强弱变化是风的变化。因此我们将冬季北支绕流区的平均全风速定义为北支绕流指数，将南支绕流区的平均全风速定义为南支绕流指数。平均全风速较大表明绕流较强，平均全风速较小表明绕流较弱。

图2 是1979～2019 年两个绕流指数经标准化处理后的变化图。如图所示，北支绕流指数与南支绕流指数都有明显不同的变化，它们之间的相关系数达-0.57，通过了99%的显著性检验。表明北支绕流与南支绕流存在明显的负相关，当北支（南支）绕流强时，南支（北支）绕流弱。为了研究这种变化对我国天气气候的影响，我们以标准差大于正1为标准，筛选出北支绕流异常强年：1979、1987、1988、1990、2001、2006、2010、2014 共8 年，南支绕流异常强年：1983、1984、1989、1993、1998、2005、2008、2012 共8 年；标准差小于负1 为标准，筛选出北支绕流异常弱年：1981、1983、1984、1995、2004、2007、2008、2011、2012、2019 共10 年，南支绕流异常弱年：1982、1987、2009、2010、2014 共5 年。北支绕流异常强年中，我们可以发现1987、2010、2014 对应南支绕流异常弱年；而北支绕流异常弱年中，我们可以发现1983、1984、2008、2012 对应南支绕流异常强年。

图2 1979～2019 年冬季600 hPa 青藏高原绕流指数的标准化变量变化。红色表示北支绕流指数（WNFI），蓝色表示南支绕流指数（WSFI），虚线为正、负1 个标准差Fig. 2 Change of standardized variables of the 600-hPa westerly flow indices around the Tibetan Plateau during winter from 1979 to 2019.The red bar represents the winter northern branch flow index (WNFI),the blue bar is the winter southern branch flow index (WSFI), and the dashed lines indicate the positive and negative one standard deviation

3.3 与涡度定义的绕流指数的对比

为了表征我们定义的指数的合理性，分别将我们定义的指数与蒋艳蓉等（2009）用涡度定义的绕流指数做了对比。图3a 为高原附近涡度场的变化，结果表明（图3a），由于高原地形的影响，低层西风气流在高原西侧分支，经南北两侧绕流，于高原东侧汇合，且在其东南和东北边缘附近形成一正一负2 个对称的涡旋，在高原东南侧为明显正涡度，在高原东北侧为明显的负涡度，并利用700 hPa 正、负涡度所在区域平均涡度之差定义了一个反应高原绕流的指数。由于高原东侧的涡旋对是西风绕过高原后形成的，因此可以形象的体现西风的绕流作用，那我们定义的指数可以反映这种涡度的变化吗？于是我们分别对北支绕流强（弱）年对应南支弱（强）年的涡度异常进行了合成。如图3b 所示，当北支绕流强、南支绕流弱时，高原东北侧的反气旋切变增强，为异常负涡度距平，高原东南侧的气旋式切变减弱，也为异常的负涡度距平；而当南支绕流强、北支绕流弱时（图3c），这种变化正好相反，高原东北侧的反气旋式切变减弱，为异常的正涡度，高原东南侧的气旋式增强，同样为异常的正涡度距平。

图3 （a）1979～2019 年冬季700 hPa 气候平均涡度场，（b）北支绕流强南支绕流弱年的涡度距平合成分布，（c）南支绕流强北支绕流弱年的涡度距平合成分布。灰色阴影区代表高原3000 m 地形，绿色方框为蒋艳蓉等（2009）定义的绕流指数所选的区域，单位：10-5s-1Fig. 3 (a) Distribution of the winter climatic average vorticity at 700 hPa from 1979 to 2019, composite of vorticity anomaly (b) for the stronger northern branch flow and the weaker southern branch flow and (c) for the stronger southern branch flow and the weaker northern branch flow. The gray shaded areas indicate the ones with a topography of more than 3000 m and the green boxes are the regions selected by the circumfluence index defined by Jiang et al. (2009), units: 10-5s-1

由此可见，我们定义的绕流指数可以很客观的反映高原东南侧和东北侧这种涡旋对的变化，也进一步说明用冬季青藏高原南北两侧的区域平均全风速定义的绕流指数是客观合理的。

4 青藏高原绕流的年际变化对我国冬季天气气候的影响

4.1 高原绕流对我国冬季天气气候的影响

高原绕流是否会对我国天气气候产生影响的问题，吴国雄（2014）指出由于高原的存在，低层西风气流分为南北两支，北支经我国西北、华北、东北和华东地区流向太平洋，南支气流在高原南侧转变为暖湿的西南气流，对我国西南、华南及长江中下游地区产生重要影响。

图4 分别给出了北支指数和南支指数与我国气温和降水的相关分布。图4a 是北支绕流指数与我国气温的相关系数，图中可以看出，北支绕流指数与我国东北地区气温呈明显的负相关，并且黑龙江等地最为显著，而与我国其它地区气温呈正相关，尤其是我国河套及长江以南地区，它们之间的相关系数超过了0.6，并且通过99%的显著性检验。图4b 是北支绕流指数与我国降水的相关系数，可以看出，北支绕流指数与我国东北以、华北及新疆北部地区降水呈正相关，东北及新疆北部地区较为显著，而与青藏高原、长江以南地区降水呈明显的负相关，且西南地区最为显著。这个结果表明，当青藏高原北支绕流较强（弱），我国东北地区气温偏低（高），河套及长江以南地区气温偏高（低）；而我国降水与气温相反，当青藏高原北支绕流较强（弱）时，我国东北、新疆北部地区降水偏多（少），我国西南地区降水偏少（多）。

图4 1979～2019 年冬季高原绕流指数与我国气温和降水的相关系数：（a）北支指数和（c）南支指数与气温的相关；（b）北支指数和（d）南支指数与降水的相关。打点区域表示通过95%显著检验的站点Fig. 4 Correlation coefficients between the westerly flow indices during winter around the Tibetan Plateau and the air temperature/precipitation from 1979 to 2019: (a) WNFI & (c) WSFI and the air temperature, (b) WNFI & (d) WSFI and precipitation. The dots indicate the correlation coefficients are significant at the 95% confidence level

从南支绕流指数与我国气温的相关系数分布（图4c）可以看出，南支绕流指数与我国全国气温呈负相关，尤其是我国河套、江淮及长江以南地区较为显著；而南支绕流指数与我国降水的相关系数分布（图4d）表明，南支绕流指数与我国东北、新疆北部地区降水呈负相关，与我国西北、河套及长江以南地区降水呈正相关，这种正相关在我国河套和江南等地比较明显。由此表明，当南支绕流强（弱）时，我国全国气温普遍偏低（高），我国东北及新疆北部地区降水偏少（多），我国西北、青藏高原、西南和南方大部分地区降水偏多（少）。

比较北支绕流和南支绕流指数与我国气温和降水的相关系数，无论是气温还是降水，都可以明显看出，北支绕流和南支绕流似乎存在某种反位相变化，这与图2 反映出来的结果是基本一致的，即北支绕流偏强时、南支绕流偏弱，反之，南支绕流偏强、北支绕流偏弱。

4.2 青藏高原绕流异常变化对对流层中低层大气环流的影响

上一小节的分析表明，无论是北支（南支）绕流强、南支（北支）绕流弱，它们都与我国气温和降水的变化关系紧密。青藏高原绕流到底是通过何种机制对我国气温和降水造成影响？这一小节，我们对这种机制进行了初步的研究。

气温和降水的异常在一定程度上反映了大气环流的异常，青藏高原绕流如何对冬季大气环流造成影响呢？因此，我们主要从冬季北支绕流指数和南支绕流指数的异常变化出发，初步分析了冬季高原绕流与东亚大气环流的联系及其对我国气温和降水的影响机制。

图5 是北支绕流强年、南支绕流弱年850 hPa和700 hPa 的水平风场距平合成。从图上可以看出，两个高度上的高原北侧以西风异常为主、高原南侧东风异常为主。在850 hPa 高度上（图5a），45°N以北的中高纬度地区都是异常距平气旋性环流，有两个异常气旋式环流中心，一个位于巴尔喀什湖西北部地区，另一个在贝加尔湖西北侧。由于高原北侧的北支绕流的异常加强导致高原西北侧为异常的西南风，高原东北为弱的异常西风带，到我国华北和东北地区则转为异常西南风，这是非常不利于冷空气南下的条件。反观30°N 以南的我国中低纬度地区，由于高原南侧南支绕流较弱，青藏高原西南侧印度半岛北部为显著的偏东风，高原东南侧则受云贵高原地形的阻挡，异常东风带南移到中南半岛到南海北部一带，转为异常东北风；高原东部的江南地区到江淮流域都为异常的西南风，华南地区则形成一个异常的反气旋环流系统。

图5 1979～2019 年冬季北支绕流强南支绕流弱年的水平风场距平合成（单位：m s-1）：（a）850 hPa；（b）700 hPa；（c）500 hPa。灰色阴影区代表高原3000 m 地形，黄色填色表示通过95%显著性检验，A 代表反气旋，C 代表气旋Fig. 5 Composites of the horizontal wind anomaly fields for winters with the stronger northern branch flow and the weaker southern branch flow(units: m s-1) from 1979 to 2019: (a) 850 hPa; (b) 700 hPa; (c) 500 hPa. The gray shaded areas indicate the topography of more than 3000 m, the yellow shaded areas indicate the anomalies of the winds significant at the 95% confidence level, A denotes anticyclone, and C denotes cyclone

在700 hPa 高度上（图5b）可以更清楚地看到，巴尔喀什湖西北部地区和贝加尔湖西北侧依然是两个异常的气旋式环流系统，高原西北侧为异常西南风，但与850 hPa 不同，高原东北则转为西北风异常，华北到东北地区西南风的南风分量减小。高原南侧南支绕流较弱，高原西南侧为异常的东南风，不受云贵高原的影响，高原东南部到我国江南和华南地区为一致的东北风异常，在30°N 附近的长江流域到我国东海为一个异常的反气旋式切变带；在整个700 hPa 图上，高原西部到我国东部沿岸的中低纬度地区处于一个巨大的异常反气旋性环流系统中。600 hPa（图略）和500 hPa（图5c）与700 hPa有类似的特征，500 hPa 上可以更清楚的看到青藏高原中部上空是异常反气旋性环流系统的中心，并可以延伸到300 hPa 的高度上；850 hPa 上的巴尔喀什湖西北和贝加尔湖西北侧的异常气旋式环流系统也可到达300 hPa 高度以上。

总体上看，当青藏高原北支绕流强、南支绕流弱时，对流层中下部中高纬度受贝加尔湖异常气旋环流西部和南部的异常偏南气流和偏西气流的影响，冷空气到我国东北和华北地区后，受到低层850 hPa上异常西南气流的阻挡很难继续南下，我国东北地区气温异常偏低；同时东北、华北和新疆北部地区也是冷空气和西南暖湿气流的交汇处，降水异常偏多。我国东部地区、西南地区、西北地区，受低层850 hPa 一致的西南偏暖气流影响，其上层则是700 hPa 到500 hPa 异常反气旋环流的下沉增温作用，这种异常的环流结构配置导致我国这些地区降水偏少、气温偏高。

当南支绕流强、北支绕流弱时，如图6 所示，在850 hPa（图6a）上，受弱的北支绕流影响，高原东北侧到我国东部地区都为异常的东南风所控制，乌拉尔山及其东部的北亚高纬度地区和中国东北到日本一带为异常反气旋性环流；由于南支绕流强，从孟加拉湾经高原东南部到华南沿岸是异常的西南风，23°N 附近的华南到西南地区为异常的气旋式切变，15°N 附近的南海中部为反气旋式切变；与850 hPa 对比，700 hPa（图6b）上高原北侧的异常东风气流和高原南侧的异常西风气流更明显，华南地区的气旋式切变向北倾斜移到30°N 北侧的长江流域，伊朗高原到青藏高原西部也是一个明显的气旋式切变；与850 hPa 明显不同的是，在700 hPa上从南海北部到台湾东部洋面上形成一个异常明显的反气旋环流系统，我国的西南、华南到长江流域为一致的异常西南风控制。进一步，从600 hPa（图略）和500 hPa（图6c）图上可以看到与700 hPa类似的特征，500 hPa 的青藏高原中部上空是异常气旋性环流系统的中心。

图6 1979～2019 年冬季南支绕流强北支绕流弱年的水平风场距平合成（单位：m s-1）：（a）850 hPa；（b）700 hPa；（c）500 hPa。灰色阴影区代表高原3000 m 地形，黄色填色表示通过95%显著性检验，A 代表反气旋，C 代表气旋Fig. 6 Composites of the horizontal wind anomaly fields for winters with the stronger southern branch flow and the weaker northern branch flow(units: m s-1) from 1979 to 2019: (a) 850 hPa; (b) 700 hPa; (c) 500 hPa. The gray shaded areas indicate the topography of more than 3000 m, the yellow shaded areas indicate the anomalies of the winds that are significant at the 95% confidence level, A denotes anticyclone, and C denotes cyclone

综合青藏高原南支绕流强、北支绕流弱的对流层中下层异常环流的配置特征，乌拉尔山东部高纬度地区的异常反气旋性环流携带高纬度冷空气经贝加尔湖西部和蒙古，切入我国内蒙影响我国西部地区，中国东北到日本一带的异常反气旋性环流携带高纬度冷空气经朝鲜半岛，从我国东部进入影响我国东南部大部分地区，导致我国大范围地区的气温异常偏低。同时，从我国东部大部分地区850 hPa上东南风异常与700 hPa 以上暖湿西南风异常配置，也是导致我国除东北地区外全国大部分地区降水偏多的主要原因之一；我国东北到华北北部地区则是从850 hPa 到500 hPa 都是一致异常反气旋式环流系统影响，降水偏少。

4.3 青藏高原绕流异常变化对对流层中高层大气环流的影响

阻塞高压作为中高纬度地区特有的大气环流异常系统，其建立、维持和崩溃与地面极端温度事件的发生密切相关。有关研究表明，阻塞高压和局地的极端暖事件有直接关系（Pfahl and Wernli, 2012），并且可影响阻塞高压区域以外其他区域的大范围温度变化；布和朝鲁等（2018）发现，当乌拉尔山到东北亚地区有阻塞高压存在时，中国容易出现大范围降温天气。图7 是青藏高原绕流异常变化年北半球亚洲地区500 hPa 位势高度距平合成。当北支绕流强、南支绕流弱时（图7a），45°N 以北为明显的位势高度负距平，45°N 以南地区则为显著的正距平，亚洲中高纬度地区从西部到东部是一致的经向位势高度梯度异常大的区域，是纬向环流为主的异常环流特征，不利于大范围冷空气南下；相反，当南支绕流强、北支绕流弱时（图7b），乌拉尔山到贝加尔湖以东的中高纬度地区都为异常的位势高度正距平，阿拉伯半岛北部到青藏高原东部则为异常显著的负距平，是亚洲中高纬度地区阻塞高压异常活跃、经向环流异常的变化特征，这种阻塞高压活跃的特征在前述的对流层中低层也表现为有明显的异常反气旋式环流存在，是有利于冷空气向南爆发，影响东亚和我国大范围地区。

图7 1979～2019 年冬季500 hPa 位势高度距平合成（单位：gpm）：（a）北支绕流强南支绕流弱年；（b）南支绕流强北支绕流弱年。红色实线代表高原3000 m 地形，打点表示通过95%的显著性检验Fig. 7 Composites of the 500 hPa geopotential height anomalies (units: gpm)for winters with (a) the stronger northern branch flow and the weaker southern branch flow and (b) the stronger southern branch flow and the weaker northern branch flow from 1979 to 2019. The solid red line indicates the topography of more than 3000 m, the black dots indicate the correlation coefficients significant at the 95% confidence level

另外，冬季对流层上层200 hPa 从西亚到西北太平洋地区上空副热带西风急流也是影响我国天气气候的重要天气系统之一，毛睿等（2007）也研究过冬季东亚中纬度西风急流对我国气候的影响。我们通过对青藏高原绕流异常变化年200 hPa 纬向风的距平合成可以看到（图8），当北支绕流强、南支绕流弱时（如图8a 所示），高原北侧为显著的纬向西风正距平，并且向东北延伸到了西北太平洋上空，高原南侧则为异常的纬向西风负距平，中心位于高原西南侧，表明西风急流轴北移、急流加强，我国大部分地区位于急流入口区右侧的反气旋式切变加强区域。南支绕流强、北支绕流弱时（如图8b所示），105°E 以西的高原北侧为异常的纬向西风负距平，高原南侧为显著的纬向西风正距平，表明西段西风急流轴南移、急流减弱；相反，在105°E以东，西风急流北侧的我国北方到日本一带为异常纬向西风正距平，急流南侧的华南到台湾以东洋面为异常纬向西风负距平，表明东段东亚地区西风急流轴北移、急流加强，这与毛睿等（2007）及姚慧茹和李栋梁（2013）的研究结果类似，这种情况会导致东亚冬季风强度偏强，引起我国从北到南的陆面降温。

图8 同图7，但为200 hPa 纬向风距平合成（单位：m s-1）Fig. 8 Same as Fig.7, but for composites of the 200 hPa zonal wind anomalies (units: m s-1)

4.4 青藏高原绕流异常变化的东亚大气垂直结构特征

前面分别分析了青藏高原南北绕流的强弱变化与对流层中环流的异常特征及其对我国天气气候的影响。这一小节，我们进一步从我国东部地区对流层整层大气要素的垂直结构异常变化分析青藏高原北支（南支）绕流强、南支（北支）绕流弱对我国天气气候异常的影响。

图9 是青藏高原北支绕流强、南支绕流弱的中国东部105°～120°E 平均的异常纬向风和经向风、垂直速度和气温的纬度—高度垂直剖面图。从图9a中可以看到，35°N 以北的整个对流层中都是西风异常，35°N 以南除850 hPa 以下的对流底层是弱西风异常外，850 hPa 以上都是东风异常，这表明当北支绕流强南支绕流弱时，我国东部整个对流层大气有一致受青藏高原异常纬向绕流影响的“正压特征”；结合经向气流异常，850 hPa 以下从南到北为一致的异常西南风，从850 hPa 到200 hPa 的对流层中高层，35°N 以北为异常西北风、35°N 以南为异常东北风，二者之间是反气旋式切变。配合图9a，在垂直速度和气温异常的垂直剖面图上（图9b）可以看到，除45°N 以北的对流层低层是小范围的上升运动异常区域外，对流层中的其它区域都是下沉运动异常区，相应的300 hPa 以下是异常偏暖区，200 hPa 以上为异常偏冷区，大气垂直结构稳定。这种对流层底层一致异常偏南气流的影响不利于冷空气南下，与中上层异常反气旋切变的影响，加强了下沉运动增温作用，我国东部大部分地区气温偏高、降水偏少；而华北和东北则受高纬度地区低层异常上升的影响，降水偏多。

图9 1979～2019 年冬季北支绕流强—南支绕流弱年合成的105°～120°E 平均的（a）异常纬向风（填色，单位：m s-1）和经向风（等值线，单位：m s-1）、（b）垂直速度（等值线，单位：10-2 Pa s-1）和气温（填色，单位：°C）的纬度—高度剖面Fig. 9 Composite of the latitude-altitude cross section averaged between 105°-120°E for winters with the stronger northern branch flow and the weaker southern branch flow from 1979 to 2019 in winter: (a) Zonal wind (shaded, units: m s-1) and meridional wind (contour, units: m s-1); (b) air temperature (shaded, units: °C) andvertical velocity (contour, units: 10-2 Pa s-1)

与高原北支绕流强、南支绕流弱的情况明显不同，如图10 所示，当青藏高原南支绕流强、北支绕流弱时（图10a），对流层中的纬向风异常有明显的“斜压特征”，西风异常呈现为从对流层低层到高层、从低纬度到高纬度的向北倾斜的带状特征，其下方自25°N 附近的近地面到45°N 附近的200 hPa高空“三角形”状为东风异常，其上面自15°N 附近的850 hPa 到30°N 附近的100 hPa 也为东风异常；相应的经向风在整个对流层中都表现为南风异常，对流层中上层的25°～40°N、400～200 hPa 之间是超过3 m s-1的异常中心；综合起来，倾斜的西风异常带中为异常西南气流，其下方为异常东南气流，二者之间为气旋式切变。相应的图10b 上可以看到，20°～40°N 之间、华南到华北地区为异常上升运动，以北地区则弱的异常下沉运动；温度异常的垂直分布特征与纬向风异常类似，但低层的“三角形”状的负温度异常向南切入到了15°N 附近的我国南海地区，从低层到高层、自南到北倾斜的正温度异常的高度更高。这种对流层低层的异常偏冷的东南气流从北到南一直切入到我国华南沿海，其上层是异常偏暖的西南气流自南向北爬升到我国中高纬度地区，结果导致我国大范围的气温异常偏低、降水偏多。

图10 同图9，但为1979～2019 年冬季北支绕流弱—南支绕流强年Fig. 10 Same as Fig.9, but for winters with the stronger southern branch flow and the weaker northern branch flow from 1979 to 2019

5 结论与讨论

本文利用1979～2019 年NCEP/NCAR 再分析资料，定义了客观表征冬季青藏高原南北两支绕流变化的指数、分析了其不同变化特征；并采用相关分析、合成分析等方法初步研究了青藏高原南北两支绕流异常变化对我国气温和降水的影响机制。通过综合分析冬季青藏高原北支（南支）绕流强、南支（北支）绕流弱异常变化情况下，亚洲地区对流层环流的异常变化对我国天气气候的影响机制。主要结论有：

（1）根据青藏高原冬季南北绕流的差异，定义了两个指数来分别反映北支绕流和南支绕流的变

化。结果表明北支绕流和南支绕流之间存在明显的不同变化特征，北支（南支）绕流强、南支（北支）绕流弱时，高原东北侧为异常西北风（东南风）、西北侧为异常西南风（东北风）、西南侧为异常东南风（西北风）、东南侧为异常东北风（西南风）。青藏高原南北两支绕流变化呈显著的负相关，相关系数达-0.57，通过了99%的显著性检验。

（2）青藏高原冬季南北两支绕流的异常变化对我国冬季天气气候有显著影响。当青藏高原北支绕流强（弱）时，我国东北地区气温偏低（高）、河套及长江以南地区气温偏高（低），降水的变化是东北、新疆北部地区降水偏多（少），青藏高原和南方地区降水偏少（多）；当南支绕流强（弱）时，全国气温普遍偏低（高），东北及新疆北部地区降水偏少（多），西北、西南及南方大部分地区降水偏多（少）。

（3）对于青藏高原北支绕流强、南支绕流弱的高原绕流异常，对流层中低纬度地区的高原西部到我国东部沿岸为一个大范围的异常反气旋性环流系统，500 hPa 高原的中部为一个异常反气旋环流中心，并可垂直延伸到300 hPa 高度；中高纬度巴尔喀什湖和贝加尔湖西北部地区分别为异常气旋环流系统。受异常环流系统影响，我国的西北到东北地区700 hPa 以上为一致异常偏西气流影响，850 hPa以下底层是异常西南气流，冷空气不易南下、沿西路向东影响东北地区；我国华北—东北地区也是冷气团和西南暖湿气流的交汇区，导致降水异常偏多、气温异常偏低；我国东部其他区、西南地区、西北地区，受850 hPa 以下底层的西南暖气流、700 hPa

层以上异常反气旋环流的下沉增温的作用，导致这些地区降水偏少、气温偏高。对流层中上层500 hPa高度场异常特征表现为亚洲中高纬度地区经向位势高度梯度异常大、200 hPa 高空急流位置偏北、偏强，纬向环流为主的异常环流特征显著，不利于冷空气南下，也是我国大范围降水偏少、气温偏高的因素之一。

（4）对高原南支绕流强、北支绕流弱的高原绕流异常，对流层中低纬度地区的高原西部到我国东部沿岸为一个大范围的异常气旋性环流系统，高原中部的500 hPa 为一个异常气旋环流中心，但随高度向西北方向倾斜；乌拉尔山东部的中高纬度东北亚地区和中国东北到日本一带的异常反气旋性环流系统。冷空气分别经高纬度异常反气旋环流系统东部和东南部经贝加尔湖西部、朝鲜半岛和我国东部沿岸的850 hPa 以下的低层切入我国，自南至北、850～700 hPa 之间我国东部大部分地区处于异常气旋环流东南位相的异常西南气流中，我国东部大部分地区850 hPa 以下入侵东（南）风异常与700 hPa 以上暖湿西南风异常配置，是导致除东北地区外全国大部分地区降水偏多、气温异常偏低的主要原因之一；东北到华北北部地区则是从850 hPa 到500 hPa 都是一致异常反气旋式环流系统影响，降水偏少。在对流层中上层，与高原北支绕流强、南支绕流弱不同，亚洲中高纬度经向环流异常特征显著、阻塞高压系统活跃，有利于冷空气向南爆发，影响东亚和我国大范围地区；200 hPa 上东亚地区的东段西风急流轴北移、急流加强则是有利于东亚冬季风强度加强，引起我国从北到南的陆面降温的因素。

（5）综合分析青藏高原绕流异常变化对我国天气气候的影响机制表明：当青藏高原北支绕流强、南支绕流弱时，中国东部35°N 以北的整个对流层中都是西北异常，35°N 以南850 hPa 以上都是东北风异常，受青藏高原异常纬向绕流影响，对流层大气是“正压结构”特征；结合经向风、垂直速度和气温的异常变化，对流层中850 hPa 以下底层从南到北为一致的异常西南风，850 hPa 以上层中35°N 之间是反气旋式切变和下沉运动异常、300 hPa以下是异常偏暖，这些不利于冷空气南下的条件及反气旋切变加强的下沉增温作用，导致了我国东部大部分地区气温偏高、降水偏少。当青藏高原南支绕流强、北支绕流弱时，对流层中的纬向风异常则为明显的“斜压特征”，西风异常呈现为从对流层低层到高层、低纬度到高纬度的向北倾斜的带状特征，其下方自华南地区近地面到华北200 hPa 高度为“三角形”状的东风异常；配合相应的整层经向风异常、华南到华北的异常上升运动、低层的“三角形”状的异常冷气团向南切入到我国南海地区和其上层异常偏暖的西南气流自南向北爬升到我国中高纬度地区，导致我国大范围的气温异常偏低、降水偏多。

本文仅是客观定义冬季青藏高原绕流指数并初步分析了其异常变化条件下影响我国冬季天气气候异常的环流特征，其中我们也分析过高原绕流指数与相关的东亚冬季风指数的关系，发现两者之间并没有显著的相关关系；但从我们的分析也可以看到，当青藏高原北支绕流强、南支绕流弱时，850 hPa上（图5a）华南沿岸到日本南部洋面以南的我国南海到西北太平洋低纬度地区，都是异常北风，而我国从江南到东北都为一致西南风异常，这是否是东亚冬季风北弱—南强的模态？相反，当青藏高原南支绕流强、北支绕流弱时，850 hPa 上（图6a）呈现出图5a 相反的特征，是东亚冬季风南弱—北强的模态？换言之，青藏高原绕流异常变化是否会与东亚冬季风的南北强弱模态变化有关系？另外，值得进一步研究的问题是高原绕流变化对后期春夏季天气气候的影响，我们的研究结果也尚需数值试验进一步验证。影响我国冬季气温和降水的影响因子有很多，如厄尔尼诺（ENSO）（龚道溢和王绍武，1999）等对我国冬季气温的影响更为显著，那么，高原绕流变化与ENSO 是否有关，这可能也是有待进一步研究的问题。