摘要:利用我國(guó)西南地區(qū)97個(gè)國(guó)家地面基準(zhǔn)觀測(cè)站的逐日觀測(cè)資料、全球降水氣候中心(GPCC)月平均降水資料以及NCEP/NCAR逐月再分析資料，分析了由青藏高原地面加熱場(chǎng)強(qiáng)度距平指數(shù)(TibetanPlateausurfaceheatinganomalyindex，簡(jiǎn)稱TPSHAI)所表征的青藏高原熱力作用與當(dāng)年西南地區(qū)春季降水之間存在的可能聯(lián)系。結(jié)果表明，1月份的TPSHAI在2001年以前呈逐年減弱的趨勢(shì)，近幾年又開始出現(xiàn)顯著增強(qiáng)。

　　當(dāng)1月的青藏高原地面加熱場(chǎng)強(qiáng)度距平指數(shù)異常偏高(低)，即青藏高原熱力作用異常偏強(qiáng)(弱)時(shí)，在后期春季的青藏高原南側(cè)副熱帶低層大氣和西北太平洋上激發(fā)出異常反氣旋和異常氣旋式環(huán)流，使得西南地區(qū)的南部與北部處在不同垂直運(yùn)動(dòng)及水汽輸送的環(huán)流背景之下，加上對(duì)流層高層西風(fēng)帶中歐亞地區(qū)的Rossby波列傳播引起的東亞大槽異常偏東、南支槽活動(dòng)異常偏北的影響，西南地區(qū)的春季降水容易出現(xiàn)東北部異常偏多(少)，而在廣大的中部以西以南地區(qū)異常偏少(多)的分布特征。反之亦然。

　　關(guān)鍵詞:西南地區(qū);春季降水;青藏高原;環(huán)流異常

　　0引言

　　我國(guó)西南地區(qū)地處青藏高原東部，地形地貌復(fù)雜，既有四川盆地，亦有云貴高原，海拔落差最大超過了3km，然而西南地區(qū)上空的大氣運(yùn)動(dòng)既不屬于印度熱帶季風(fēng)也不屬于東亞副熱帶季風(fēng)[1]，且由于旱季降水量稀少，極易出現(xiàn)冬春連旱，給當(dāng)?shù)亟?jīng)濟(jì)社會(huì)發(fā)展帶來嚴(yán)重制約，威脅人民生命財(cái)產(chǎn)安全。尤其是近年來，西南地區(qū)的大范圍干旱事件日益增多。針對(duì)我國(guó)西南地區(qū)的不同季節(jié)的降水異常變化特征[2-3]，眾多氣象工作者們?cè)噲D從大氣環(huán)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(qū)的夏季降水大致可分為3種類型，并且當(dāng)?shù)氐慕邓�與長(zhǎng)江流域及四川盆地西部的降水存在顯著的相關(guān)關(guān)系[4];此外，川渝地區(qū)持續(xù)伏旱與從孟加拉灣和南海地區(qū)向西南地區(qū)的徑向水汽輸送負(fù)異常存在密切的關(guān)系[5]。我國(guó)云南的冬季降水變化模態(tài)以全區(qū)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(qiáng)度偏強(qiáng)(偏弱)時(shí)，會(huì)導(dǎo)致后期西南地區(qū)的降水出現(xiàn)異常偏多(少)[7]。

　　而NAO、AO以及大氣環(huán)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(qū)的天氣系統(tǒng)強(qiáng)度，從而影響云南冬、春季降水[6，8-9]。此外，對(duì)西南地區(qū)影響極為重大的2009—2010秋、冬、春三季連旱事件，發(fā)生在西北太平洋副熱帶高壓異常偏強(qiáng)偏西及冷空氣活動(dòng)路徑異常偏北偏東等重要環(huán)流背景之下[10-11]。青藏高原的熱力作用對(duì)于東亞大氣環(huán)流和我國(guó)天氣氣候變化方面的影響及重要性眾所周知。

　　對(duì)于青藏高原主體的加熱作用，冬季的青藏高原為一個(gè)冷源，夏季則是一個(gè)熱源，這一觀點(diǎn)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(xué)研究驗(yàn)證了這一發(fā)現(xiàn)并逐漸指出青藏高原熱力作用對(duì)包含我國(guó)在內(nèi)的亞洲大氣環(huán)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(zhǎng)江中下游及東部沿海地區(qū)的主汛期降水之間關(guān)系密切[16]。2006年青藏高原熱源持續(xù)偏弱，川渝地區(qū)持續(xù)受到異常偏強(qiáng)偏北的西太副高內(nèi)部下沉氣流的影響，是該地區(qū)出現(xiàn)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(duì)當(dāng)?shù)卮髿鈱又械拇怪睔饬骷爸苓叺拇髿猸h(huán)流，繼而對(duì)高原以東的東亞地區(qū)夏季氣候產(chǎn)生影響[18]。作為東亞季風(fēng)轉(zhuǎn)換的關(guān)鍵時(shí)期，西南地區(qū)的春季降水在當(dāng)?shù)馗珊禐?zāi)害尤其是在冬春連旱的形成中扮演關(guān)鍵角色。但青藏高原與我國(guó)西南地區(qū)春季降水偏少?gòu)亩�形成干旱之間存在何種聯(lián)系仍然不夠清楚。因此，本文將對(duì)青藏高原熱力作用如何通過大氣環(huán)流響應(yīng)與西南地區(qū)春季降水產(chǎn)生聯(lián)系進(jìn)行探討，從而為西南地區(qū)春季干旱(洪澇)的預(yù)測(cè)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53a間西南地區(qū)97個(gè)國(guó)家地面基準(zhǔn)觀測(cè)站的逐日觀測(cè)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(nèi)經(jīng)過質(zhì)量控制的67200個(gè)觀測(cè)站的觀測(cè)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(qū)范圍為[21°～35°N、97°～112°E]。主要采用了線性回歸以及統(tǒng)計(jì)檢驗(yàn)。時(shí)段長(zhǎng)度為1961—2013年的春季(3—5月)，共53a。

　　2西南地區(qū)春季降水分布特征

　　西南地區(qū)的旱季降水僅能占到當(dāng)?shù)啬杲邓�量�?5%～20%，大部分降水主要集中在當(dāng)?shù)氐挠昙?—10月。春季我國(guó)西南地區(qū)的降水較冬季有明顯的增加，且呈南多北少、東多西少的分布特征。滇中北及川西地區(qū)的春季降水量低于150mm，高值區(qū)主要位于西南地區(qū)東南部，如在廣西當(dāng)?shù)卮杭窘邓�量超過550mm。

　　此外，在四川盆地及滇西地區(qū)出現(xiàn)了250mm左右的降水次高值中心，二者的出現(xiàn)均與當(dāng)?shù)氐奶厥獾貏?shì)有關(guān)，四川盆地由于地勢(shì)低洼，使得由東南方向擴(kuò)散進(jìn)來的暖濕氣流易于在當(dāng)?shù)囟逊e，有利于盆地內(nèi)降水的產(chǎn)生;而滇西地區(qū)則是由于其海拔較高，春季增強(qiáng)的印度熱帶季風(fēng)攜帶的暖濕水汽受到地形的強(qiáng)迫爬升凝結(jié)從而產(chǎn)生充足的降水。在西南地區(qū)春季降水標(biāo)準(zhǔn)差的分布方面，廣西東部的大部地區(qū)超過了130mm，而降水較少的川西及滇中北地區(qū)降水標(biāo)準(zhǔn)差不足50mm。

　　3青藏高原熱力作用與西南地區(qū)春季降水的聯(lián)系

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

　　3.1青藏高原

　　1月地面加熱場(chǎng)強(qiáng)度距平指數(shù)時(shí)間序列，給出了1961—2013年1月份TPSHAI的年際變化、11a滑動(dòng)平均及長(zhǎng)期變化趨勢(shì)[21]。1961—2013年的1月TPSHAI具有明顯的年際變化特征，最高值(1966年，14.78W/m2)與最低值(2001年，-17.02W/m2)之間的差距超過了30W/m2，這其中，1990年代一直處于偏弱的時(shí)期之內(nèi)。

　　從長(zhǎng)期線性趨勢(shì)上看來，TPSHAI在2000年之前呈不斷降低的趨勢(shì)，但在2001年至今為止的12a里，該指數(shù)逐漸呈現(xiàn)顯著的上升趨勢(shì)，最高達(dá)到了20(W·m-2)/10a。表明1961—2013年1月份的青藏高原加熱作用在前40a間是逐漸減弱的，而在之后的近10a里，又有所增強(qiáng)，且強(qiáng)度的幅度較之前的下降幅度更為明顯[24]。

　　3.2西南地區(qū)降水及水汽異常

　　為了與站點(diǎn)觀測(cè)資料進(jìn)行比對(duì)，與此同時(shí)對(duì)GPCC再分析降水資料的插值效果進(jìn)行檢驗(yàn)，這里同時(shí)選取了站點(diǎn)觀測(cè)降水與GPCC降水資料，分別將TPSHAI同基于兩種資料的西南地區(qū)當(dāng)年春季降水進(jìn)行回歸分析。盡管由于站點(diǎn)觀測(cè)降水與GPCC再分析降水資料之間存在的固有差異導(dǎo)致二者的數(shù)值量級(jí)有所不同，但在異常降水的分布型上兩者的分析結(jié)果基本一致。

　　即西南地區(qū)西部與南部的春季降水與1月TPSHAI呈顯著的負(fù)相關(guān)，中心主要位于滇西的高海拔山區(qū)及廣西南部沿海附近，正相關(guān)區(qū)域則主要位于川東、重慶及貴州的大部分區(qū)域，西南地區(qū)春季的異常降水整體上呈現(xiàn)為東北—西南的反位相分布[25]。給出了1月TPSHAI與700hPa及整層大氣垂直積分的水汽通量及其散度的回歸結(jié)果分布。

　　無論是在對(duì)流層低層700hPa，還是在整層大氣積分的異常分布上，在青藏高原的南側(cè)孟加拉灣北部均存在異常的反氣旋式環(huán)流，與西部盛行偏北氣流不同，西南地區(qū)東部處在該異常反氣旋環(huán)流的西側(cè)，當(dāng)?shù)靥幵谄淦珫|偏南氣流的控制下，造成西南地區(qū)東部上空存在豐富的水汽輸送，且為水汽通量的強(qiáng)烈輻合區(qū)，因此西南地區(qū)東部的降水異常偏多。而西南地區(qū)西部盡管存在水汽輸送通道，但其強(qiáng)度較弱且水汽并未在當(dāng)?shù)厣峡沾髿庵休椇希瑥亩鴮?dǎo)致降水異常偏少。

　　3.3異常水平環(huán)流

　　對(duì)于西南地區(qū)來說，南支槽、熱低壓以及MJO等均是影響當(dāng)?shù)卮杭窘邓�的重要天氣系統(tǒng)，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(huán)流響應(yīng)，將1月TPSHAI同當(dāng)年春季東亞地區(qū)的大氣環(huán)流進(jìn)行了回歸，包括整個(gè)東亞大陸及15°N以南的區(qū)域均為SLP的負(fù)異常分布，兩個(gè)負(fù)值中心分別位于南疆盆地及蒙古與新疆、內(nèi)蒙古交界，與此同時(shí)，東北亞和西北太平洋則存在強(qiáng)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(jīng)常活躍于北方內(nèi)陸地區(qū)的蒙古冷高壓強(qiáng)度有所減弱，造成中高緯地面冷空氣活動(dòng)減少，路徑偏北偏東，從而對(duì)西南地區(qū)西部的影響較弱，不利于當(dāng)?shù)亟邓�的產(chǎn)生[7]。此外，位于印度地區(qū)的低壓強(qiáng)度雖有所加強(qiáng)，但并不顯著，對(duì)西南地區(qū)西部的水汽輸送影響較弱。在700hPa散度場(chǎng)的異常分布中，我國(guó)西南地區(qū)中東部為風(fēng)場(chǎng)的輻合，其中顯著的強(qiáng)輻合區(qū)域主要位于廣西地區(qū)，而在西南地區(qū)西部則是顯著的輻散。

　　500hPa風(fēng)場(chǎng)及垂直速度的回歸結(jié)果顯示，由于青藏高原的加熱作用，在高原的北側(cè)激發(fā)出了一個(gè)較為明顯的氣旋式環(huán)流[22-23]，此外，在南海上空亦存在異常氣旋。在青藏高原南側(cè)及西北太平洋上則可觀察到異常的反氣旋環(huán)流，這種異常環(huán)流的分布與高度場(chǎng)的異常分布形勢(shì)相對(duì)應(yīng)，高原上的異常加熱有利于高原與周邊地區(qū)的位勢(shì)高度升高，使高原北側(cè)西風(fēng)加強(qiáng)，促使大氣環(huán)流完成由春到夏的轉(zhuǎn)變[33]。

　　而我國(guó)西南地區(qū)則處在南海異常氣旋及高原南側(cè)異常反氣旋的共同作用之下，西南地區(qū)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。500hPa垂直速度的回歸顯示，西南地區(qū)的對(duì)流層中層除東北部為顯著的上升運(yùn)動(dòng)外，其余地區(qū)均受到下沉氣流控制。

　　在對(duì)流層上層200hPa，中北亞地區(qū)為明顯的異常氣旋式環(huán)流控制，另外在西太平洋上空存在異常加強(qiáng)的東風(fēng)氣流，該東風(fēng)氣流的形成機(jī)理也在較早以前就有了研究[24]。而200hPa的輻散場(chǎng)分布與低層700hPa正好相反，在西南地區(qū)西部上空為強(qiáng)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(qū)上空反氣旋的形成可能也與該強(qiáng)大的輻散有關(guān)。

　　3.4位勢(shì)高度異常

　　青藏高原對(duì)大氣的加熱作用所產(chǎn)生環(huán)流擾動(dòng)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(huán)流結(jié)構(gòu)外，還能影響到北半球其他地區(qū)的氣候。給出了1月TPSHAI與后期春季及逐月500hPa位勢(shì)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(huán)流之間的響應(yīng)及Rossby波列傳播特征。

　　位勢(shì)高度的異常分布在春季各月并不完全一致，3月份的位勢(shì)高度異常分布更多地呈現(xiàn)為東西反位相的分布特征，東歐及烏拉爾山附近的中高緯地區(qū)為顯著的負(fù)異常，而西北太平洋上空則存在顯著的位勢(shì)高度正異常中心，與平均分布相比可知，烏拉爾山脊與東亞大槽均有所減弱，且位置偏東，導(dǎo)致東亞中高緯地區(qū)經(jīng)向環(huán)流減弱，從中亦可發(fā)現(xiàn)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(shì)高度異常中心。

　　到了4、5月份，北半球位勢(shì)高度異常中心的強(qiáng)度較3月偏弱，Rossby波列的傳播路徑亦發(fā)生改變，值得注意的是，盡管西北太平洋地區(qū)的位勢(shì)高度正異常中心強(qiáng)度減弱，但其在整個(gè)春季里長(zhǎng)期存在，表明前期青藏高原熱力作用對(duì)于東亞大槽的影響可以延續(xù)至晚春時(shí)期，而對(duì)于南支槽來說，4、5月份青藏高原南部附近的位勢(shì)高度才逐漸由3月份的正異常轉(zhuǎn)變?yōu)樨?fù)異常，表明南支槽強(qiáng)度隨著影響的推移在逐漸增強(qiáng)且偏北，從而造成西南地區(qū)春季異常降水北多南少的分布特征。

　　4結(jié)論與討論

　　①1月份的青藏高原地面加熱場(chǎng)距平指數(shù)(TPSHAI)具有明顯的年(代)際變化特征。指數(shù)在近53a的最高值與最低值之間的差距超過了30W/m2。長(zhǎng)期線性趨勢(shì)上看來，TPSHAI呈現(xiàn)出較為一定的下降特征，但在進(jìn)入21世紀(jì)以來，該指數(shù)又逐漸呈現(xiàn)出較強(qiáng)的增強(qiáng)趨勢(shì)。

　　②前期1月的青藏高原地面加熱作用同當(dāng)年西南地區(qū)的春季降水之間存在密切關(guān)系。當(dāng)青藏高原加熱作用偏強(qiáng)(弱)時(shí)，西南地區(qū)的春季降水容易出現(xiàn)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(qiáng)時(shí)，西南地區(qū)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(qū)的東西兩側(cè)分別處于水汽通量散度的輻合及輻散區(qū);另外，由于青藏高原南側(cè)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(huán)流，使得西南地區(qū)的南部與北部受到不同垂直運(yùn)動(dòng)及水汽輸送的共同作用，加上對(duì)流層高層歐亞地區(qū)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(qū)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(shí)，與之相反。

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