我國西南地區春季降水對前期青藏高原熱力作用的響應

龍 園，嚴 銳，任 倩，張潤瓊，孫 翔

(1.貴州省六盤水市氣象局，貴州 六盤水 553001；2.高原大氣與環境四川省重點實驗室，四川 成都 610071；3.中國氣象局成都高原氣象研究所，四川 成都 610071)

0 引言

我國西南地區地處青藏高原東部，地形地貌復雜，既有四川盆地，亦有云貴高原，海拔落差最大超過了3 km，然而西南地區上空的大氣運動既不屬于印度熱帶季風也不屬于東亞副熱帶季風[1]，且由于旱季降水量稀少，極易出現冬春連旱，給當地經濟社會發展帶來嚴重制約，威脅人民生命財產安全。尤其是近年來，西南地區的大范圍干旱事件日益增多。

針對我國西南地區的不同季節的降水異常變化特征[2-3]，眾多氣象工作者們試圖從大氣環流、波擾能量傳播等方面找出形成異常降水的可能原因。曾有研究指出，川渝地區的夏季降水大致可分為3種類型，并且當地的降水與長江流域及四川盆地西部的降水存在顯著的相關關系[4]；此外，川渝地區持續伏旱與從孟加拉灣和南海地區向西南地區的徑向水汽輸送負異常存在密切的關系[5]。我國云南的冬季降水變化模態以全區一致型及西北—東南向的反位相振蕩型為主[6]，前期11月南支槽強度偏強(偏弱)時，會導致后期西南地區的降水出現異常偏多(少)[7]。而NAO、AO以及大氣環流的距平波列可以通過波擾能量的傳播來影響中高緯及南亞地區的天氣系統強度，從而影響云南冬、春季降水[6,8-9]。此外，對西南地區影響極為重大的2009—2010秋、冬、春三季連旱事件，發生在西北太平洋副熱帶高壓異常偏強偏西及冷空氣活動路徑異常偏北偏東等重要環流背景之下[10-11]。

青藏高原的熱力作用對于東亞大氣環流和我國天氣氣候變化方面的影響及重要性眾所周知。對于青藏高原主體的加熱作用，冬季的青藏高原為一個冷源，夏季則是一個熱源，這一觀點早在1957年便由葉篤正等[12]提出。在這之后的幾十年里，眾多的科學研究驗證了這一發現并逐漸指出青藏高原熱力作用對包含我國在內的亞洲大氣環流及天氣氣候存在顯著影響[13-15]。如前期青藏高原的地面加熱作用與長江中下游及東部沿海地區的主汛期降水之間關系密切[16]。2006年青藏高原熱源持續偏弱，川渝地區持續受到異常偏強偏北的西太副高內部下沉氣流的影響，是該地區出現夏季干旱的重要原因之一[17]。此外，夏季青藏高原的熱源作用能夠通過影響對當地大氣層中的垂直氣流及周邊的大氣環流，繼而對高原以東的東亞地區夏季氣候產生影響[18]。

作為東亞季風轉換的關鍵時期，西南地區的春季降水在當地干旱災害尤其是在冬春連旱的形成中扮演關鍵角色。但青藏高原與我國西南地區春季降水偏少從而形成干旱之間存在何種聯系仍然不夠清楚。因此，本文將對青藏高原熱力作用如何通過大氣環流響應與西南地區春季降水產生聯系進行探討，從而為西南地區春季干旱(洪澇)的預測提供理論支持。

1 采用的資料和方法

1.1 資料說明

①1961—2013年共53 a間西南地區97個國家地面基準觀測站的逐日觀測資料；②全球降水氣候中心(GPCC)全球陸地降水資料[19]，該資料由NCAR基于全世界內經過質量控制的67 200個觀測站的觀測資料插值而成，選取水平分辨率1°×1°；③NCEP/NCAR月平均再分析資料，垂直方向17層，水平分辨率2.5°×2.5°。

本文中的西南地區范圍為[21°～35°N、97°～112°E]。主要采用了線性回歸以及統計檢驗。時段長度為1961—2013年的春季(3—5月)，共53 a。

青藏高原地面加熱場強度距平指數(TPSHAI)的公式[20]為：

Δ(B-H)p=A+B(Ts-Ta)日+C(Ts-Ta)玉-M，

(1)

其中，(Ts-Ta)日和(Ts-Ta)玉分別為青藏高原上西藏的日喀則站和青海的玉樹站地表溫度(Ts)與氣溫(Ta)之差，單位℃；A，B，C為系數，M為兩站地面加熱場強度氣候平均值，上述系數在不同月取值有所不同(如表1所示)，Δ(B-H)p即為所求的青藏高原地面加熱場強度距平指數(TPSHAI)，單位為W/m2。

表1 系數A，B，C及地面加熱場強度氣候平均值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 回歸分析方法說明

以西南地區春季降水為對象，以同期青藏高原地面加熱場強度距平指數(TPSHAI)為回歸因子，使用一元線性回歸的方法回歸擬合西南地區春季降水：

PSC=a(TPSHAI)+b

其中PSC為西南地區春季降水，TPSHAI為青藏高原地面加熱場強度距平指數，a(TPSHAI)+b為通過對樣本資料線性擬合得到的回歸函數，b為回歸常數，a為通過最小二乘法估計得到的回歸系數，其中回歸系數a在一定程度上可以回歸出TPSHAI因子在西南地區春季降水中所具有的貢獻。

2 西南地區春季降水分布特征

西南地區的旱季降水僅能占到當地年降水量的15%～20%，大部分降水主要集中在當地的雨季5—10月。由圖1可見，春季我國西南地區的降水較冬季(圖略)有明顯的增加，且呈南多北少、東多西少的分布特征。滇中北及川西地區的春季降水量低于150 mm，高值區主要位于西南地區東南部，如在廣西當地春季降水量超過550 mm。此外，在四川盆地及滇西地區出現了250 mm左右的降水次高值中心，二者的出現均與當地的特殊地勢有關，四川盆地由于地勢低洼，使得由東南方向擴散進來的暖濕氣流易于在當地堆積，有利于盆地內降水的產生；而滇西地區則是由于其海拔較高，春季增強的印度熱帶季風攜帶的暖濕水汽受到地形的強迫爬升凝結從而產生充足的降水。在西南地區春季降水標準差的分布方面，廣西東部的大部地區超過了130 mm，而降水較少的川西及滇中北地區降水標準差不足50 mm。

圖1 西南地區春季降水(陰影)及其標準差(等值線)分布，單位：mmFig.1 Climatology of spring-rainfall over Southwest China (Shaded) with its standard deviation(contours),units:mm

3 青藏高原熱力作用與西南地區春季降水的聯系

下文對1961—2013年1月份的TPSHAI與西南地區春季降水和大氣環流形勢等進行了回歸分析。下文中的異常，均指TPSHAI與有關要素進行回歸所得到的與青藏高原熱力作用強度偏強(弱)相聯系的要素異常分布特征，在進行回歸分析前，均已濾除了TPSHAI及有關氣象要素的長期線性趨勢。

3.1 青藏高原1月地面加熱場強度距平指數時間序列

圖2給出了1961—2013年1月份TPSHAI的年際變化、11 a滑動平均及長期變化趨勢[21]。由圖可見，1961—2013年的1月TPSHAI具有明顯的年際變化特征，最高值(1966年，14.78 W/m2)與最低值(2001年，-17.02 W/m2)之間的差距超過了30 W/m2，這其中，1990年代一直處于偏弱的時期之內。從長期線性趨勢上看來，TPSHAI在2000年之前呈不斷降低的趨勢，但在2001年至今為止的12 a里，該指數逐漸呈現顯著的上升趨勢，最高達到了20(W·m-2)/10 a。表明1961—2013年1月份的青藏高原加熱作用在前40 a間是逐漸減弱的，而在之后的近10 a里，又有所增強，且強度的幅度較之前的下降幅度更為明顯[24]。

圖2 1月TPSHAI的年際變化(單位：W/m2，實線為指數，長虛線為長期趨勢，點虛線為11 a滑動平均)[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 西南地區降水及水汽異常

為了與站點觀測資料進行比對，與此同時對GPCC再分析降水資料的插值效果進行檢驗，這里同時選取了站點觀測降水與GPCC降水資料，分別將TPSHAI同基于兩種資料的西南地區當年春季降水進行回歸分析(圖3)。由圖3可見，盡管由于站點觀測降水(圖3a)與GPCC再分析降水資料(圖3b)之間存在的固有差異導致二者的數值量級有所不同，但在異常降水的分布型上兩者的分析結果基本一致。即西南地區西部與南部的春季降水與1月TPSHAI呈顯著的負相關，中心主要位于滇西的高海拔山區及廣西南部沿海附近，正相關區域則主要位于川東、重慶及貴州的大部分區域，西南地區春季的異常降水整體上呈現為東北—西南的反位相分布[25]。

圖3 1月TPSHAI與西南地區春季降水的回歸(a，站點觀測；b，GPCC；深淺陰影分別表示通過顯著性水平95%(75%)的F檢驗)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)

圖4給出了1月TPSHAI與700 hPa及整層大氣垂直積分的水汽通量及其散度的回歸結果分布。由圖可見，無論是在對流層低層700 hPa(圖4a)，還是在整層大氣積分(圖4b)的異常分布上，在青藏高原的南側孟加拉灣北部均存在異常的反氣旋式環流，與西部盛行偏北氣流不同，西南地區東部處在該異常反氣旋環流的西側，當地處在其偏東偏南氣流的控制下，造成西南地區東部上空存在豐富的水汽輸送，且為水汽通量的強烈輻合區，因此西南地區東部的降水異常偏多。而西南地區西部盡管存在水汽輸送通道，但其強度較弱且水汽并未在當地上空大氣中輻合，從而導致降水異常偏少。

圖4 1月TPSHAI與水汽通量(箭頭)及水汽通量散度(陰影)的回歸(a，700 hPa；b，整層大氣積分)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 異常水平環流

對于西南地區來說，南支槽、熱低壓以及MJO等均是影響當地春季降水的重要天氣系統，為分析青藏高原前期熱力作用異常變化帶來的春季大氣環流響應，將1月TPSHAI同當年春季東亞地區的大氣環流進行了回歸(圖5)。

由圖5a可見，包括整個東亞大陸及15°N以南的區域均為SLP的負異常分布，兩個負值中心分別位于南疆盆地及蒙古與新疆、內蒙古交界，與此同時，東北亞和西北太平洋則存在強度較弱的海平面氣壓正異常分布。上述分布特征使得春季經常活躍于北方內陸地區的蒙古冷高壓強度有所減弱，造成中高緯地面冷空氣活動減少，路徑偏北偏東，從而對西南地區西部的影響較弱，不利于當地降水的產生[7]。此外，位于印度地區的低壓強度雖有所加強，但并不顯著，對西南地區西部的水汽輸送影響較弱。在700 hPa散度場的異常分布中，我國西南地區中東部為風場的輻合，其中顯著的強輻合區域主要位于廣西地區，而在西南地區西部則是顯著的輻散。

500 hPa風場及垂直速度的回歸(圖5b)結果顯示，由于青藏高原的加熱作用，在高原的北側激發出了一個較為明顯的氣旋式環流[22-23]，此外，在南海上空亦存在異常氣旋。在青藏高原南側及西北太平洋上則可觀察到異常的反氣旋環流，這種異常環流的分布與高度場的異常分布形勢相對應，高原上的異常加熱有利于高原與周邊地區的位勢高度升高，使高原北側西風加強，促使大氣環流完成由春到夏的轉變[33]。而我國西南地區則處在南海異常氣旋及高原南側異常反氣旋的共同作用之下，西南地區南部受異常氣旋的偏東氣流控制，北部則為異常反氣旋的偏西氣流影響。500 hPa垂直速度的回歸顯示，西南地區的對流層中層除東北部為顯著的上升運動外，其余地區均受到下沉氣流控制。

在對流層上層200 hPa(圖5c)，中北亞地區為明顯的異常氣旋式環流控制，另外在西太平洋上空存在異常加強的東風氣流，該東風氣流的形成機理也在較早以前就有了研究[24]。而200 hPa的輻散場分布與低層700 hPa正好相反，在西南地區西部上空為強大的輻合，而在東部及北部上空則存在異常的輻散，中北亞地區上空反氣旋的形成可能也與該強大的輻散有關。

圖5 TPSHAI與SLP、700 hPa散度(a，等值線表示SLP，紅色表示負值區域，藍色表示正值區域；陰影表示散度，粗虛線表示地形高于3 000 m的區域)，500 hPa風場、垂直速度(b，陰影為垂直速度)，200 hPa風場、散度(c，陰影為散度)的回歸(b，c中箭頭為風場)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 位勢高度異常

青藏高原對大氣的加熱作用所產生環流擾動能夠通過定常波向外傳播，除形成高原上空低層輻合、高層輻散的環流結構外，還能影響到北半球其他地區的氣候。圖7給出了1月TPSHAI與后期春季及逐月500 hPa位勢高度的回歸分布，用以分析前期青藏高原熱力作用與中高層大氣環流之間的響應及Rossby波列傳播特征。

由圖可見，位勢高度的異常分布在春季各月并不完全一致，3月份的位勢高度異常分布更多地呈現為東西反位相的分布特征(圖6b)，東歐及烏拉爾山附近的中高緯地區為顯著的負異常，而西北太平洋上空則存在顯著的位勢高度正異常中心，與平均分布相比可知(圖6a)，烏拉爾山脊與東亞大槽均有所減弱，且位置偏東，導致東亞中高緯地區經向環流減弱，從圖中亦可發現自西歐沿岸有Rossby波列向東傳播，形成并維持上述兩地及北太平洋的位勢高度異常中心。到了4、5月份(圖6c、6d)，北半球位勢高度異常中心的強度較3月偏弱，Rossby波列的傳播路徑亦發生改變，值得注意的是，盡管西北太平洋地區的位勢高度正異常中心強度減弱，但其在整個春季里長期存在，表明前期青藏高原熱力作用對于東亞大槽的影響可以延續至晚春時期，而對于南支槽來說，4、5月份青藏高原南部附近的位勢高度才逐漸由3月份的正異常轉變為負異常，表明南支槽強度隨著影響的推移在逐漸增強且偏北，從而造成西南地區春季異常降水北多南少的分布特征。

圖6 春季500 hPa位勢高度分布(a，等值線間隔為40 gpm)及1月TPSHAI與后期3月(b)、4月(c)、5月(d)500 hPa位勢高度的回歸(陰影表示通過95%水平的顯著性檢驗)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 結論與討論

①1月份的青藏高原地面加熱場距平指數(TPSHAI)具有明顯的年(代)際變化特征。指數在近53 a的最高值與最低值之間的差距超過了30 W/m2。長期線性趨勢上看來，TPSHAI呈現出較為一定的下降特征，但在進入21世紀以來，該指數又逐漸呈現出較強的增強趨勢。

②前期1月的青藏高原地面加熱作用同當年西南地區的春季降水之間存在密切關系。當青藏高原加熱作用偏強(弱)時，西南地區的春季降水容易出現西部及南部異常偏少(多)，而在東北部異常偏多(少)的分布特征。

③在青藏高原熱力作用偏強時，西南地區西部的水汽輸送有所減弱，而東部存在自西北太平洋上空輸送而來的充足水汽，且西南地區的東西兩側分別處于水汽通量散度的輻合及輻散區；另外，由于青藏高原南側副熱帶低層大氣的異常反氣旋以及西北太平洋上的異常氣旋式環流，使得西南地區的南部與北部受到不同垂直運動及水汽輸送的共同作用，加上對流層高層歐亞地區的Rossby波列傳播引起的南支槽異常偏北、東亞大槽異常偏東的影響，形成了西南地區春季降水東北—西南反位相的異常分布特征。而在青藏高原熱力作用偏弱時，與之相反。