1961—2019年青藏高原中东部夏季强降水与大尺度环流的关系

曹 瑜， 游庆龙， 蔡子怡

（1.江西省气象服务中心，江西南昌 330096； 2.复旦大学大气与海洋科学系/大气科学研究院，上海 200438；3.中国气象局-复旦大学海洋气象灾害联合实验室，上海 200438）

0 引言

青藏高原（以下简称高原）是世界上面积最大、地形最复杂的高原，通过动力作用和热力作用影响着中国、亚洲甚至全球的大气环流和天气气候［1］，由于其特殊的地形及天气气候特征等因素，高原地区站点主要分布于中部和东部地区。关于高原降水的研究很多，许多学者分析了不同时段高原降水，均表明高原年降水总体呈现增加趋势，但存在季节和区域性差异［2-5］。有研究表明1961—2007 年高原夏季降水呈减小趋势［6］，而对1970—2014 年高原夏季降水研究则呈大部分站点增加的趋势［7］。另有学者从水汽输送的角度分析了1979—2016 年高原降水的变化特征——总降水量呈现不显著增加，5 月降水显著增加［8］。还有许多研究针对高原降水的空间差异进行：1961—2004 年高原夏季降水增加的站点大部分位于高原南部和东北部，减少的站点大部分位于高原中东部；并且高原夏季降水的变化趋势与海拔相关［9］；除此之外，高原降水也存在南北差异［10］和东西差异［11］；同时，高原年平均降水变化和夏季平均降水的变化趋势呈现中部和边缘差异［7，12］。

近年来，随着全球气候变暖讨论热度的增加，极端气候研究也引起了国内外学者的广泛关注［13-17］。青藏高原作为全球气候变化的敏感区和关键区［18］，其极端降水的变化研究具有重要意义。利用极端降水指数对青藏高原地区极端降水的研究表明，西藏地区大部分极端降水指数呈现不显著增加趋势［19］；高原中东部夏季极端降水除局部地区外均增加［16］。1961—2015 年高原东部部分区域极端降水时段明显增加，中西部区域发生强降水可能性增加，但东南缘干旱事件增加［5］。高原5—9 月极端降水进入21 世纪后向强雨量雨日更多、强度更强、极值更大、时间更集中的方向发展［20］。利用百分位阈值法分析表明，高原1961—2017年极端降水的增加是由极端降水频次上升引起的［21］。

研究指出夏季影响高原降水有4 条通道，孟加拉湾北部通道影响高原中南部偏东地区，南海通道对高原东南部和中南部部分地区产生影响，而阿拉伯海水汽会调节孟加拉湾北部通道和南海通道来影响中南部偏西地区［22］。在高原降水偏多年份，南亚季风偏强，高原西边界和南边界的水汽输送均增加，孟加拉湾和印度北部体现为反气旋异常，印度南部气旋异常［23］。徐建伟等［8］的研究也指出高原5月降水增多是南亚夏季风提前和加强导致的。多年来，诸多学者研究总结了不同环流因子对青藏高原及其周边地区降水的影响［24-30］。西风带和季风的相互作用会影响青藏高原气候，并通过环流调节青藏高原地区降水的变化［25］；北大西洋涛动（NAO）会通过调节大尺度大气环流与青藏高原地形的相互作用对青藏高原东部降水产生影响［31］；太平洋年代际振荡和北大西洋数十年振荡均会对欧亚大陆产生影响［32-33］；冬、春季北大西洋涛动（NAO）对中东急流轴的强度、位置以及相联系的波作用通量有影响，并进一步影响亚洲季风系统［34］；另有分析指出青藏高原极端干湿的变化与两条横穿欧亚大陆的波列相关，其一为斯堪的纳维亚半岛至东亚波列，另一为地中海至东亚波列［35］。

以往研究已经对高原极端降水变化特征进行了分析，也从水汽输送、大尺度环流型、海温等多方面讨论了影响青藏高原降水的因素，但高原极端降水的变化是否也受大尺度环流调控还需进一步探究。本文选取了基于阈值计算的极端降水指数——强降水量（R95p）来研究青藏高原中东部夏季强降水变化特征及其与大尺度环流之间的关系。

1 资料和方法

1.1 资料

基于中国国家级地面气象站基本气象要素日值数据集，通过比值法对非均一性降水序列订正得到1961—2019年降水序列［36］。根据我国降水等级划分标准：24 h降水量大于10 mm 为中雨，大于 25 mm为大雨，大于50 mm为暴雨。但我国幅员辽阔，地形差异大，各地的降水存在很大差异。因此，本文选取基于阈值计算的强降水量（R95p）作为代表来进行研究。选取青藏高原中东部71 个站点（图1），利用上述降水数据，将1961—1990 年夏季日降水量作为气候标准期，以气候标准期前5%分位处的降水量作为标准值，然后将1961—2019 年的夏季日降水量与标准值进行比较，高于标准值的降水量叠加计算得到强降水量值（R95p）。文中用到的温度场、风场、气压场等资料均为1961—2019 年的NCEP/NCAR 的再分析月值资料，水平分辨率为2.5°×2.5°［37］。

图1 青藏高原中东部71个站点分布Fig.1 The distribution of 71 stations in the central and eastern of the Qinghai-Tibet Plateau

1.2 方法

1.2.1 风暴轴

风暴轴（storm track）最早是由Blackmon［38］于1976 年发现的，指的是中纬度大西洋和太平洋上空各有一个天气尺度（2.5～6 d）瞬变波活动活跃的地区。计算方法：利用500 hPa 位势高度场的逐日再分析资料通过带通滤波技术滤出2.5～6 d 的瞬变涡动资料，本文中风暴轴定义为500 hPa 位势高度天气尺度（2.5～6 d）滤波方差。夏季时段为6—8 月，对滤波结果做方差计算，公式如下：

式中：zt为每日的滤波结果；z为各年夏季滤波结果的平均值，由上式计算得到1961—2014年青藏高原中东部夏季的风暴轴资料［39］。

1.2.2 TN波作用通量

TN 波作用通量在WKB 近似假定下与波的位相无关，与定常Rossby 波的局地群速度方向一致，反映Rossby 波群波能量的频散方向［40-41］。针对移动和非移动Rossby 波，Takaya 等［40］推导得到相对于基本气流用于诊断波动能量不依赖于波动位相传播的波作用通量矢量，该方程水平分量在气压坐标系中的计算公式如下：

1.2.3 E-P通量

中纬度天气尺度瞬变波和大尺度平均环流之间的相互作用是产生天气气候事件的主要动力过程，E-P 通量是常用于研究波流相互作用的诊断量。E-P 通量可以描述波动的传播波导，用来诊断波动的传播，表征瞬变波的传播特征［42-43］。

式中：矢量F为Eliassen-Palm 通量，简称E-P 通量，为研究波流相互作用的诊断量之一。在球面坐标系中，E-P通量表达为

式中：p为压强；f= 2Ω sinφ为地转参数；a为地球半径；u'、v'分别为东西和南北方向的扰动风速；θˉ为基本态位温；θ'为扰动位温；F(φ)、F(p)分别为纬向涡动角动量和涡动热量在经向和垂直剖面上的输送，F的方向可指示波动能量传播的方向；E-P通量散度（∇·F=[v*q*]）为位涡的涡动产生的角动量变化。

2 结果分析

2.1 夏季强降水特征分析

如图2 所示，1961—2019 年高原中东部夏季强降水量及其占总降水量的比例表明：强降水量在研究时段内总体呈现为增加的趋势，但在不同时期变化仍有差异，20世纪80年代之前强降水量为减小趋势，之后为波动上升的趋势；强降水量在总降水量中占比的变化与强降水量的变化趋势基本保持一致，表明近年来极端降水对总降水量的贡献增加，且从图中可以看到强降水量对总降水量的贡献约为15%～25%。

图2 1961—2019年青藏高原中东部夏季强降水量及其在夏季总降水量占比随的时间变化Fig.2 The trend of strong summer precipitation in the central and eastern part of the Qinghai-Tibet Plateau from 1961 to 2019 and its proportion of total summer precipitation over time

从夏季强降水量变化的空间分布（图3）进一步来看，高原中东部有50 个站点的强降水是增加的，其中10 个站点增加趋势通过了0.05 的显著性检验，趋势显著的站点主要分布在高原的东部地区；另有21 个站点表现为减少的趋势，大多分布在高原的中南部地区，且仅有1 个站点的增加趋势通过了0.05 的显著性检验。通过强降水量与夏季总降水比值的空间分布情况可以看到，高原中部地区强降水量的贡献较小，贡献大值区主要位于高原北部和南部边缘地区。除此之外，强降水量占比较大的区域与强降水量呈增加趋势的区域较吻合。

图3 1961—2019年高原中东部夏季各站点强降水量变化趋势和强降水量在总降水量中所占比例的空间分布Fig.3 Spatial distribution of R95p（a）and ratio between the R95p and summer precipitation（b）in the central and eastern of the Qinghai-Tibet Plateau

通过计算强降水量（R95p）去趋势标准化距平序列，选取高原中东部夏季强降水异常的典型年份（图4），为9 个高值年（1961 年、1962 年、1966 年、1974 年、1989 年、1993 年、1998 年、2014 年和2017年），8 个低值年（1975 年、1977 年、1983 年、1986 年、1992 年、1994 年、2002 年和2006 年），并采用合成分析等方法进行研究。

图4 1961—2019年青藏高原中东部夏季强降水量去趋势标准化距平序列（红色为9年滑动平均）Fig.4 De-trend normalized anomaly series of summer R95p in the central and eastern of the Qinghai-Tibet Plateau from 1961 to 2019（the red line is the 9-year moving average）

2.2 环流场及水汽输送特征分析

水汽分布的情况可以在一定程度上反映降水的分布，图5（a）中青藏高原中东部整层积分的水汽通量及散度可以看到其水汽的主要来源有，西风带、阿拉伯海和孟加拉湾以及南海输送通道，其中西风带输送通道相对来说较弱，而最强的是阿拉伯海和孟加拉湾的水汽输送通道，这一通道通过季风系统实现水汽向青藏高原的输送，南海的水汽则通过西北太平洋副热带高压外围的偏南气流和东亚季风输送。青藏高原南部和东部边缘表现为水汽辐合异常大值区，水汽在青藏高原北部和西部也呈现辐合，但相对较少，这与高原强降水量的分布较一致［图5（b）］。从速度势来看，青藏高原地区200 hPa速度势为负，表明高层为与反气旋有关的辐散流场，而与底层相对应的流入层［图5（c）］，通过300 hPa 与500 hPa 之间的厚度也可以看到，青藏高原地区上层为一个暖性高压系统控制，有利于水汽的上升流出［图5（d）］，同时青藏高原北侧为夏季西风带、南侧为热带东风带。

基于前文对气候态平均水汽及环流场分析，进一步对强降水典型年份水汽输送异常特征进行讨论。通过［图6（a）］可知，青藏高原强降水高值年时除高原东部边缘和中部部分地区水汽辐散异常外，其余区域均为水汽异常辐合区，尤其是南部为一个强水汽辐合中心。通过高原及其周边地区水汽通量的分析，各路径的水汽输送在强降水高值年时是加强的。中纬度西风输送加强使得高原中西部地区水汽辐合异常，印度半岛地区水汽通量为气旋性异常，异常环流东侧的偏南气流向北输送孟加拉湾地区的水汽，至高原西南侧因中纬度西风气流加强转向，将水汽传送至高原南部并导致水汽中心辐合加强；而高原南部水汽辐合异常的区域与图5（b）中强降水量较大的站点以及强降水量在总降水量中占比［图3（b）］较大的区域吻合度较高。高原中东部强降水低值年时［图6（b）］，高原中东部大部分地区水汽表现为辐散异常，但在其东部和中部仍有水汽辐合的异常中心，水汽辐合中心相较其他区域来说强降水占夏季总降水量的比重较低［图3（b）］。低值年时高原区域内的季风水汽输送明显减弱，主要为偏东风和偏北风水汽输送异常，使得高原东部有一水汽辐合异常中心；中纬度西风水汽输送减弱，且印度半岛地区的气旋性环流异常，阻隔了来自南边海域的水汽输送，以上导致了高原南部和北部水汽的减少；而气旋性环流异常北侧强偏东偏南气流又阻碍了西风水汽输送，但和中纬度偏东气流汇合在高原中西部地区产生了弱的水汽辐合中心。

图5 1961—2019年夏季气候态平均垂直积分的水汽通量（矢量，kg·m-1·s-1）及其散度（阴影，10-3g·m-2·s-1），青藏高原中东部夏季R95p，200 hPa速度势（10-6·m2·s-1），200 hPa纬向风场（阴影，m·s-1）和300～500 hPa厚度层（等值线）Fig.5 Climatological mean state of vertically integrated moisture flux（arrows，kg·m-1·s-1）and its divergence（shaded，10-3g·m-2·s-1），summer R95p in the central and eastern of the Qinghai-Tibet Plateau（mm），200 hPa velocity potential（10-6m2·s-1），300-500 hPa layer thickness（contours，hPa）and 200 hPa zonal wind（shaded，m·s-1）

通过天气尺度环流场型态异常情况，强降水高值年时欧亚大陆上空的中纬度西风急流以及热带东风急流均向极移动，且强度有所增强，高原上空为西风异常环流，同时高层南亚高压强盛［图6（c）］；强降水低值年时，中纬度西风急流和热带东风急流均向赤道方向移动，同时强度减弱，高原上空200 hPa 为东风异常环流，而南侧和北侧为西风异常，高层南亚高压较弱［图6（d）］。

综上，强降水高值年时充足的水汽以及有利的上升运动，均为强降水的产生提供条件；而低值年则为相反情况。

2.3 风暴轴和波作用通量分析

青藏高原强降水的变化与大气的瞬变扰动有关。在图6（c）、6（d）中，根据厚度层距平可以看到在欧亚大陆上空有Rossby 波列存在。同样，在图7 中波列型态通过200 hPa 位势高度异常也有很好地体现。青藏高原强降水高值年时，有距平波列从北大西洋地区开始传播至我国中东部地区，有一个异常的低压中心位于斯堪的纳维亚半岛上空，在低压中心西侧的北大西洋区域风暴轴中心强度相对较弱［图7（b）］，距平波列由风暴轴的东侧开始传播，沿西风方向至青藏高原地区表现为反气旋性环流异常。Rossby 波能量的传播路径可以由TN 波作用通量体现，一部分能量起始于大西洋经斯堪的纳维亚半岛向高纬度地区传播，并沿着欧亚大陆北部一直延伸至北太平洋地区；另一部分能量由北大西洋地区沿着中纬度西风方向向青藏高原地区频散，至青藏高原地区表现为能量的辐合。在青藏高原强降水低值年时，同样有波列型态存在于欧亚大陆上空，北大西洋至斯堪的纳维亚半岛地区表现为异常反气旋性环流，一个波列由该反气旋异常起始，在欧亚大陆北部上空传播，通过TN 波作用通量看到Rossby 波动能量由斯堪的纳维亚半岛的异常辐散中心沿波动路径向下游频散，至乌拉尔山附近有一辐合中心，一部分能量沿西风带方向继续传播，另一部分能量向低纬青藏高原地区传播。另一波列则由北大西洋的异常辐散中心向地中海方向传播，能量向地中海和非洲北部传播，该波列有部分能量沿着中纬度西风向青藏高原地区传播［图7（c）、7（d）］。

图7 1961—2019年青藏高原中东部夏季200 hPa位势高度距平场（等值线，gpm）、500 hPa波作用通量（箭头，m2·s-2）及其散度（阴影，m·s-2）距平和500 hPa风暴轴（阴影，dagpm2）Fig.7 The composite anomalous on the eastern and central Qinghai-Tibetan Plateau during 1961-2019 of 500 hPa storm track（shaded，dagpm2）（a）the positive year of R95p（c）the negative year of R95p；200 hPa geopotential height（contour，gpm）and TN wave flux（arrows，m2·s-2）and it divergence（shaded，m·s-2）（b）the positive year of R95p（d）the negative year of R95p

通过波作用通量可以看到不稳定能量的传播方向，但瞬变波对基本气流的作用还不明确。为进一步研究波动的分布情况和传播特征，图8 展示了北大西洋地区（5°～60° W）和青藏高原地区（65°～105°E）的E-P通量及其散度垂直剖面。

图8 1961—2019年青藏高原中东部夏季大西洋地区（5°～60°W）E-P通量（箭头，m3·s-2）及其散度（阴影，m·s-2）异常场，青藏高原地区（65°～105°E）及其散度（阴影，m·s-2）异常场Fig. 8 The composite anomalous of E-P flux（arrows，m3·s-2）and it divergence（shaded，m·s-2）over North Atlantic region（5°～60°W）and Qinghai-Tibet Plateau region（65°～105°E）during1961—2019.

2.3 E-P通量分析

通过图8（a）、8（b）中北大西洋地区（5°～60°W）的E-P 通量异常的分析，青藏高原强降水高值年时E-P 通量散度在40°～55° N 范围内为正异常，表明E-P 通量辐散加强，同时瞬变扰动作用引起西风加速；而在55°～75°N 范围内，E-P 通量散度为负异常，即该区域E-P通量辐合加强，使得西风带减弱；而低值年时则表现为完全相反的型态。并且图中反映出强降水低值年比高值年在150～500 hPa 之间北大西洋地区瞬变扰动作用更强。不稳定能量的输送由E-P 通量矢量的方向体现出来，图中可以看到动量均由散度正值向负值频散：强降水高值年时，北大西洋地区的能量由50° N 的正值异常中心向高纬度输送；强降水低值年时，受风暴轴异常产生的瞬变扰动影响，能量则由70° N 附近的正值中心向低纬度传输。同样通过对青藏高原地区（65°～105°E）的E-P 通量及其散度的分析［图8（c）、8（d）］，在极端降水高值年时，瞬变扰动和能量的传播都在500 hPa 以上，瞬变波作用更强，因此瞬变扰动对环流的作用并不能很好地通过500 hPa 波作用通量分析，但可以通过E-P 通量及其散度来体现。在青藏高原地区20°～35° N 之间，强降水高值年时为E-P通量散度辐合异常，40°～50° N 之间为正的E-P 通量散度中心，引起西风加速，波动能量由中高纬度地区向青藏高原地区输送；而强降水低值年，30°～40° N 为正E-P 通量散度，中高纬E-P 通量散度为负，能量向中高纬度地区传播，瞬变扰动作用使得中高纬西风带加强，西风水汽输送减弱［图8（c）、8（d）］。

通过对强降水高、低值年水汽输送及大尺度环流等特征的探讨，认为强降水高值年时，北大西洋风暴轴较弱，有一个波列起始于斯堪的纳维亚半岛经欧亚大陆延伸至高原地区，中纬度西风急流和热带东风急流均向极移动加强，高原南部水汽输送增强。Bothe 等［44］的研究也指出了这一过程，北大西洋风暴轴会引起欧洲地区环流异常，并使得与之关联的副热带西风急流和热带东风急流移动，并通过波列影响高原地区的水汽输送。

此外，在强降水低值年时北大西洋风暴轴、西风急流加强，不稳定能量增强，一个波列由北大西洋向地中海方向传播，另一波列则由斯堪的纳维亚半岛反气旋异常起始，在欧亚大陆北部上空传播。上述情况如同Ding 等［45］描述的北大西洋出口区的不稳定能量会激发波列，影响亚洲北部或其西部的高压，进而调节印度夏季风；以及Zhu等［35］青藏高原的极端干湿情况与两个波列相关的研究。

通过以上讨论分析，高原中东部极端降水变化的影响过程归纳如图9所示。当北大西洋地区风暴轴偏强（偏弱）时，瞬变波对基本气流的强迫作用加强（减弱），中高纬度西风带加强（减弱），西风输送加强（减弱），同时北大西洋急流出口区的不稳定能量导致欧洲西北部的高压异常（欧洲地区的低压异常），进而通过Rossby 波列影响亚洲季风，最终调节青藏高原中东部地区强降水。

图9 青藏高原中东部夏季强降水量的影响机制示意图（G表示高压异常，D表示低压异常）Fig.9 The possible mechanism influence the R95p in the eastern and central Qinghai-Tibet Plateau（G means high pressure anomaly，D means low pressure anomaly）

3 结论与展望

本文研究了青藏高原中东部夏季强降水变化特征及其与大尺度环流之间的关系，分别探讨了强降水高、低值年水汽输送、风暴轴以及能量传播等特征，总结如下：

（1）青藏高原中东部强降水总体呈现为增加趋势，强降水占总降水量的增加趋势；强降水量呈增加趋势的站点分布与其在总降水量占比较高的区域分布相一致。

（2）强降水高值年，高原水汽异常辐合，水汽输送加强，中纬度西风急流和热带东风急流向极移动加强。低值年时，高原水汽异常辐散，但东部边缘与中西部仍表现为水汽异常辐合，季风水汽输送减少，中纬度西风急流和热带东风急流向赤道移动减弱。

（3）当强降水低（高）值年时，偏强（偏弱）的北大西洋风暴轴产生的瞬变扰动引起了中高纬西风加速（减速），激发了欧洲西北部的高压异常（低压异常），不稳定能量通过Rossby 波的传播向下游频散，最终调节青藏高原中东部地区强降水的变化。

本文对影响高原中东部夏季强降水的水汽输送及大尺度环流进行了探讨，但Bothe 等［44］研究提出北大西洋海温会对风暴轴产生影响，因此可以看作是斯堪的纳维亚半岛异常高压产生的前兆信号；Liu 等［46］指出，西北太平洋副热带高压的加强和北移与青藏高原中东部夏季降水密切相关。那么北大西洋海温的变化和西北太平洋副热带高压是否可以作为高原强降水变化的前兆信号，需要进一步的研究。同时，高原强降水高低值年时，水汽异常辐合区域存在反向的现象也需要进一步探讨其特征及原因。