2015, Vol. 73
中国气象学会主办。
文章信息
- 王颖, 李栋梁. 2015.
- WANG Ying, LI Dongliang. 2015.
- 变暖背景下青藏高原夏季风变异及其对中国西南气候的影响
- Variation of the Tibetan Plateau summer monsoon under the background of global warming and its impact on the climate in southwestern China
- 气象学报, 73(5): 910-924
- Acta Meteorologica Sinica, 73(5): 910-924.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2015.060
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文章历史
- 收稿日期: 2015-01-19
- 改回日期: 2015-04-23
2. 中国气象局成都高原气象研究所, 成都, 610072
2. Institute of Plateau Meteorology, CMA, Chengdu 610072, China
气候变暖已经是不争的事实。IPCC-AR5(2013)指出，全球气温在1951—2010年上升了0.6℃，温室气体贡献达到0.5—1.3℃，其他人类强迫为-0.6—0.1℃，自然强迫和年际变率均为-0.1—0.1℃。
青藏高原的热力作用一直备受关注，气象学家从青藏高原地面、大气以及整个地气系统的不同角度，讨论了青藏高原的热源/汇问题，以及青藏高原热力作用的季节变化(叶笃正等，1979；Luo et al，1984; Ding，1992; Ye et al，1998; Zhao et al，2001a，2001b;李国平，2007; Zhang et al，2009; 宇婧婧等，2011)。随着加热场的季节变化，对应青藏高原上空的环流场也发生了变化(叶笃正等，1957)。冬季，青藏高原上存在一致的下沉气流，在近地面形成高压系统；夏季，青藏高原为热源，感热加热使青藏高原大气层结变得不稳定，在近地面产生强烈的辐合和正涡度，强烈的对流运动将感热、水汽和化学物质输送到高层，在青藏高原上空高层形成暖湿的反气旋性环流(Ye et al，1998)。青藏高原近地面冬(夏)季冷高压(热低压)环流系统是由于青藏高原与周围自由大气热力差异的季节变化产生的，也被称为青藏高原季风(汤懋苍等，1979; Ding，1992)。青藏高原季风是青藏高原热力作用在环流场上的直接体现，汤懋苍(1993)提出青藏高原季风的存在，本质上是青藏高原地区能量循环和能量转换所要求的。气候变暖背景下，青藏高原的热力作用已然发生了变化，必然对青藏高原季风环流产生影响。
已有研究从不同角度定义青藏高原季风指数，定量分析青藏高原季风的强度变化。青藏高原季风的基本特征在600 hPa高度距平图上最为清楚(汤懋苍等，1984)。汤懋苍等(1984)利用600 hPa等压面上青藏高原周围与中心点的位势高度距平差表示青藏高原气压系统的变化；齐冬梅等(2009)利用青藏高原南北两侧的纬向风切变表示高原夏季的气旋性环流强度；陈少勇等(2011)利用700 hPa青藏高原区域(25°—40°N，75°—105°E)平均涡度表示青藏高原季风强度。然而这些指数存在一定的局限性，高度场和纬向风切变仅能反映低压气旋的部分特点，涡度考虑的层次过低，且这些指数仅考虑了青藏高原季风的强度变化，对位置的变动缺乏研究。王颖等(2015)利用冬季青藏高原区域(20°—50°N，60°—110°E)位势高度标准化距平场经验正交函数(EOF)分解的前两个模态时间系数分别表示青藏高原冬季风的强度指数和南北位置指数，指出青藏高原冬季风对中国西南地区气温的影响不仅体现在强度变化上，位置南北移动造成的影响也是不容忽视的。
风场可直观地表示季风环流的演变，涉及纬向风和经向风两个分量，已有研究从纬向风切变角度进行定义也仅仅是考虑到其中一个变量，为了兼顾二者，应找到与矢量风场直接相联系的涡度变量。涡度不仅能反映风场的旋转性，而且，便于识别环流中心和气旋系统的范围，已有研究选用的高度(700 hPa)太低，范围也是固定的。
中国西南地区位于青藏高原东南侧，地形复杂，受多种季风系统交替影响(齐冬梅等，2007)。近年来西南干旱趋势的加重，对社会经济和人民生活水平造成了巨大的影响，引得广大学者加大了对西南干旱机理研究的力度(马建华，2010；尹晗，2013)。西南地区的水汽来源主要有4个通道，整个夏季西南区域主要受到西南方向水汽输送影响，进入21世纪水汽含量减少趋势明显(范思睿等，2014)。贺晋云等(2011)研究指出，进入21世纪以后，西南气候出现严重的干旱化趋势，干旱频率在季风期显著增大。西南干旱与气候变化造成的年代际变化有关，降水的多寡是影响干旱事件是否发生的直接因子，西南地区夏季从20世纪50年代后期至70年代中期降水偏多，70年代中期至90年代初夏季降水偏少，90年代初至21世纪初夏季降水偏多，但在2003—2009年夏季降水又偏少(尹晗等，2013)，与进入21世纪以来西南干旱化趋势加重相对应。谢清霞等(2012)利用青藏高原地区600 hPa位势高度的区域平均定义了青藏高原热低压指数，该指数也是对青藏高原季风强弱的反映，结果表明，热低压越强整个长江流域降水越多。青藏高原季风对西南气候变化具有直接的影响，需要进一步加强青藏高原季风对西南地区旱涝异常的研究(齐冬梅等，2007)。
文中以青藏高原600 hPa涡度分布特征为基础，定义了新的青藏高原夏季风指数。讨论在气候变暖背景下，青藏高原夏季风发生了怎样的变化，这些变化对中国西南地区的天气气候产生了怎样的影响，从青藏高原热力作用的角度，更深入了解西南地区气候变化的原因。
2 资料和方法(1)NCEP/NCAR-Ⅰ再分析资料，包括高度场、风场、表面温度、海平面气压等，水平分辨率为2.5°×2.5°。
(2)中国气象科学数据共享网提供的逐日中国地面气象台站资料，按经纬度范围(21°—35°N，97°—110°E)整理了西南地区116个地面气象站1960—2012年逐月气温(平均、最高、最低)、降水、相对湿度、小型蒸发皿蒸发等气象要素资料(图 1)。
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| 图 1 西南地区(21°—35°N， 97°—110°E)116个气象站的空间分布Fig. 1 Spatial distributions of the 116 meteorological stations over southwestern China (21°-35°N，97°-110°E) |
(3)美国NOAA的NCDC提供的1951—2012年夏季北半球温度距平序列。
(4)中国国家气候中心提供的74项环流指数。
方法包括线性趋势分析、相关分析、合成分析等常规气象统计方法(魏凤英，2007；吴洪宝等，2005)，闭合特征等值线的中心计算方法参考西伯利亚特征指数的计算公式(龚道溢等，1999；侯亚红等，2008)。
利用风场计算青藏高原地区600 hPa涡度分布。夏季青藏高原主体上为正涡度中心，考虑正涡度的稳定建立，取5个单位(1个单位=1×10-6s-1)的等正涡度线作为特征等值线，计算闭合等值线的单位面积强度和涡度加权中心(简称中心)位置
IPCC-AR5指出，温室气体浓度的增高使对流层增暖，同时，臭氧的减少使得平流层变冷。整个对流层的位势高度整体呈增强趋势。Chen等(2012，2013)通过观测资料和模式资料验证得到中国近地面风速基本呈减弱趋势。
青藏高原季风是青藏高原近地面冬夏反向的季节性环流变化，在冬季表现为冷高压，伴有反气旋性环流，对应负涡度区，夏季表现为热低压，伴随气旋性环流，对应正涡度区。600 hPa的相对涡度及其变化趋势如图 2a、b所示。
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| 图 2 夏季600 hPa涡度(a)气候平均(10-6s-1)和(b)线性趋势(10-6s-1/(10 a)，阴影区为通过95%的置信水平)Fig. 2 Distribution of (a) climatological mean vorticity (10-6s-1) and (b) its linear trend fitting (10-6s-1/(10 a); shaded areas are significant at the confident level of 95%) in summer at 600 hPa |
夏季青藏高原主体为正涡度区，对应气旋式环流，正大值中心位于西藏、青海交界处的唐古拉山。青藏高原北侧为负涡度区，是北支气流绕经青藏高原后形成的反气旋性环流，负值中心位于新疆东部。青藏高原南侧沿喜马拉雅山脉分布着较弱的负涡度带，中心值较小，却明显阻隔了印度半岛和青藏高原的正涡度区相互打通。25°N以南又变成正涡度区，对应着孟加拉湾槽附近的气旋性环流，已不属于青藏高原季风作用范围(图 2a)。图 2b显示了1951—2012年涡度的线性变化趋势，青藏高原近地面的正涡度总体表现为增强趋势，青藏高原以北的南疆盆地、蒙古高原、青藏高原东南侧缅甸至中国云南为负涡度增强中心。青藏高原上的气旋性环流及其南北两侧的反气旋性环流同时加强，青藏高原夏季风加强，与已有研究利用高度场(汤懋苍等，1984；华维等，2012；王颖等，2015)和纬向风场(齐冬梅等，2009)得到的结果大体一致。
3.2 高原夏季风指数的定义及其相互关系基于上述对青藏高原600 hPa涡度特征的分析，就气候平均而言，青藏高原和印度半岛的正涡度区存在明显的界限，但某些年份仍然相互连通，选取涡度0线为特征等值线不能完全将二者区分开来。考虑正涡度的稳定建立，文中采用5个单位(1个单位=1×10-6s-1)的等涡度线作为特征等值线，计算夏季青藏高原正涡度区(30°—40°N，70°—105°E)的单位面积强度(IV-str)、中心经度(IV-λ)、中心纬度(IV-φ)和涡度范围(IV-area)4个指数，其年际变化曲线如图 3所示。涡度范围为2—27个格点数，平均为14.5个格点，整体表现为增加趋势，每10年约增加1.25个格点。涡度单位面积强度为5.9—11.1个单位，平均强度为8.1个单位，整体呈减弱趋势，每10年约减弱0.12个单位(图 3a)。IV-str和IV-area相关系数为0.30，通过了95%置信水平的显著性检验，并且，在5次多项式拟合结果中具有很好的同步变化，二者去掉线性趋势后相关系数达到0.48，通过了99.9%置信水平的显著性检验。在年代际尺度上，二者虽然一个增强，一个减弱，但二者的振动位相是基本同步的，即在年际尺度上，青藏高原夏季风范围越大，单位面积强度越强。
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| 图 3 1951—2012年青藏高原夏季风强度(a)、 位置指数(b)及中心点(32.5°N，90°E) 气候平均涡度的垂直廓线(c)Fig. 3 Intensity (a) and location indexes (b) of the Tibetan Plateau summer monsoon from 1951 to 2012 and (c) the vertical profile of the climate-averaged vorticity at the central point (32.5°N,90°E) |
图 3b是青藏高原季风中心的经度和纬度变化，中心纬度为31.68°—35.03°N，平均位于33.03°N，中心经度为83.65°—97.50°E，平均位于90.11°E。多年平均的涡度中心与汤懋苍等(1984)5点定义法的中心点位置(32.5°N，90°E)相近，但又弥补了中心点固定造成位置的不可变性。由于青藏高原自身的地形特征，东西长是南北宽的2倍左右，正涡度中心在东西向的摆动明显大于南北向。正涡度中心位置在20世纪70年代中期以前明显西移，90年代中期以后明显东移，其间东西位置摆动幅度较小。正涡度中心的南北位置没有明显的趋势变化，但波动振幅80年代以后明显小于之前，南北位置年际振荡减弱。
青藏高原季风发生在青藏高原的近地面，气旋系统的中心位置平均在(33°N，90°E)，该位置大致位于青藏高原的几何中心，与汤懋苍等(1984)定义热低压中心也基本一致。中心点涡度值的垂直廓线分布(图 3c)显示，在500 hPa及其以下层次，青藏高原存在正涡度区，正涡度值在600 hPa达到最大，400 hPa完全转为负涡度。表明青藏高原夏季气旋性环流到达的高度有限，最高发展至500 hPa。因此，采用600 hPa作为代表，计算青藏高原季风的涡度类指数是比较合理的。当然，这是多年平均的结果，在年际波动上，不同的青藏高原季风强度年，可能导致正涡度影响的水平范围和垂直厚度产生差异。
将所有青藏高原季风指数进行分类，大致可分为高度场类(汤懋苍等，1984，IH-tmc；王颖等，2015，IH-pc1和IH-pc2)、风场类(齐冬梅等，2009，IW-qdm)和涡度场类(陈少勇等，2010，IV-csy；本研究新定义IV-str、IV-λ、IV-φ、IV-area)，各指数的相互关系如表 1所示。强度指数之间的相关基本上通过了99%的置信水平检验。汤懋苍指数(IH-tmc)与风场类指数相关很强，与涡度单位面积强度(IV-str)和涡度范围(IV-area)的相关也很高。表明青藏高原季风在环流场上的变化具有一致性，即青藏高原低压偏强，其南北两侧的纬向风切变增大，中心涡度增大，特征等涡度线包围的面积增大；反之亦然。中心纬度(IV-φ)除与陈少勇指数(IV-csy)正相关通过0.05显著性检验外，与其他指数相关均较差，可能是由于纬度自身的变化幅度较小。中心经度与所有高度场和风场类强度指数以及陈少勇涡度指数和涡度面积指数都成显著的负相关，表明青藏高原季风越强，涡度中心越偏西。
| 高度 | 风 | 涡度 | ||||||||
| I H-tmc | I H-pc1 | I H-pc2 | I W-qdm | I V-csy | I V-str | I V- λ | I V- φ | I V-area | ||
| 高度 | I H-tmc | 1 | ||||||||
| I H-pc1 | 0.36 | 1 | ||||||||
| I H-pc2 | -0.30 | 0.00 | 1 | |||||||
| 风 | I W-qdm | 0.91 | 0.51 | -0.18 | 1 | |||||
| 涡度 | I V-csy | 0.14 | 0.14 | -0.50 | 0.11 | 1 | ||||
| I V-str | 0.64 | -0.22 | -0.30 | 0.47 | 0.05 | 1 | ||||
| I V- λ | -0.29 | -0.47 | 0.06 | -0.38 | -0.34 | 0.17 | 1 | |||
| I V- φ | -0.02 | -0.23 | -0.15 | -0.11 | 0.32 | 0.16 | -0.05 | 1 | ||
| I V-area | 0.75 | 0.47 | -0.12 | 0.88 | 0.15 | 0.30 | -0.44 | -0.02 | 1 | |
| 北半球温度 | 0.18 | 0.58 | 0.14 | 0.30 | 0.06 | -0.15 | -0.07 | -0.10 | 0.32 | |
| 注：斜体、黑体、黑体下划线分别表示通过95%、99%、99.9%置信水平的检验。 | ||||||||||
涡度范围指数是5个单位的等正涡度线包围的格点数，其与青藏高原其他季风强度指数相关显著，是否可以表示青藏高原季风的整体强度，仍需要进一步的验证。将涡度面积指数回归到600 hPa环流场上(图略)，结果显示，该指数偏大时，青藏高原主体正涡度偏强，南北两侧负涡度偏强，相关0线大致沿青藏高原600 hPa地形边缘分布。同时，青藏高原主体位势高度降低、气温升高，周围位势高度升高、气温下降，青藏高原主体南侧西风增强，北侧西风减弱，东部以偏南风异常为主，充分体现了青藏高原季风是高度场上的热低压系统，风场上的气旋性环流。
对4个新的涡度类指数进行最大熵谱分析(图略)，样本量为62，最大波数取为31，结果显示青藏高原季风强度存在准2年和准7年的周期变化，单位面积强度和中心经度均存在准3年周期振荡，而中心纬度存在准2年和准6年的周期。
所有青藏高原季风指数相互之间具有较好的一致性，但新指数不仅全面考虑了经向风和纬向风，也考虑了低压气旋系统中心位置的移动和覆盖范围的大小。因此，青藏高原的新季风指数定义是必要的。
3.3 青藏高原季风变异与气候变暖的联系青藏高原季风强度类指数与北半球温度都具有较好的正相关(表 1)，即北半球温度越高，青藏高原季风强度越强。华维等(2012)研究指出青藏高原夏季风增强可能与青藏高原—周围陆地间热力差异增大存在密切联系。北半球夏季温度对地表温度回归结果(图 4a)表明，在气候变暖背景下，青藏高原主体温度以上升为主，最大值升温中心在西藏西部达到0.4℃。青藏高原周边的西藏南侧、新疆西南部及青藏高原东北边缘为负距平区域，即随着北半球温度升高，青藏高原地区的温度响应主要体现为青藏高原与其周边地区的热力差异增大，青藏高原热低压增强，青藏高原季风总体增强，与华维等(2012)的研究结论一致。郑然等(2015)讨论了变暖背景下青藏高原气温变化的新特征，研究得出青藏高原年平均气温在1997年发生了更明显的暖突变，相比全球近15年的变暖趋缓现象，青藏高原在突变后表现为更大幅度的变暖。去掉线性变化趋势后，新定义的涡度类青藏高原夏季风指数与郑然等(2015)提供的青藏高原1971—2011年81个气象台站气温资料的相关结果(图略)显示，青藏高原季风强度和位置与青藏高原地面气温存在正相关，中东部尤为显著。夏季青藏高原区域平均气温偏高对应青藏高原夏季风单位面积强度(IV-str，相关系数0.43)偏强，中心经度(IV-λ，相关系数0.37)偏东，中心纬度(IV-φ，相关系数0.30)偏北，与高原季风正涡度覆盖范围(IV-area，相关系数0.10)关系不大。夏季青藏高原区域平均气温与北半球温度具有很强的一致性，同期相关系数达到0.79(去掉线性趋势后为0.54)，但前者具有更大的波动方差，1971—2011年夏季青藏高原区域平均气温极差约2.8℃，北半球仅1.0℃左右。
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| 图 4 1951—2012年夏季标准化北半球温度对青藏高原地表温度的回归系数(a)(单位：℃)及其与青藏高原季风强度的11年滑动相关(b)Fig. 4 Correlation distribution between the north hemisphere temperature (NHT) and the surface temperature in summer averaged from 1951 to 2012(a,unit:℃),and (b) the 11 year moving correlation between NHT and the TPSM intensity |
从新定义的青藏高原夏季风指数、青藏高原温度和北半球温度之间的相关结果来看，青藏高原季风的单位面积强度(IV-str)和中心位置(IV-φ、IV-λ)更能反映青藏高原自身气温变化的特点，而青藏高原季风整体强度(IV-area)与北半球温度关系更紧密，即与更大尺度的气候变化联系更紧密。选取新定义的高原季风强度指数(IV-area)与北半球温度进行11年滑动相关(图 4b)，结果显示二者的关系并不稳定，20世纪70年代中期之前以负相关为主，之后以正相关为主。50年代中期至70年代中期，北半球温度呈较弱的下降趋势，青藏高原季风强度增强；70年代中期至80年代末，北半球温度升高，青藏高原季风再次波动增强；80年代末至90年代中期，北半球温度持续升高，青藏高原季风强度减弱；1998年青藏高原季风突然由弱转强，此后波动减弱，北半球温度仍然以升高为主，但升温速率趋缓。21世纪以来，青藏高原季风强度与北半球温度的关系不显著，变化相对独立。
青藏高原季风位置变化与北半球温度的关系总体不显著，在20世纪90年代中期以后纬度变化不明显，经度呈现出明显的东移趋势，2006年出现极大值。该年西南地区出现了百年一遇的特大干旱事件，二者之间是否存在联系，将在下一步工作中进行讨论。
在气候变暖背景下，青藏高原季风强度存在较好的响应，但位置变化较为独立，体现出青藏高原季风变化的特殊性。这些变化是否存在重要的气候效应，如果存在，则研究青藏高原季风变化及其气候效应是必要的。
4 夏季高原季风对中国西南气候的影响将西南地区116站气象要素区域平均，得到西南地区气象要素变化序列，并与青藏高原季风指数进行相关分析(表 2仅列出通过95%置信水平的相关结果)。新的青藏高原季风强度指数(IV-area)与西南地区降水的相关系数为0.26，是同类指数中相关结果最好的，达到90%的置信水平，表明新强度指数对西南地区降水的反映能力优于其他指数。夏季青藏高原热低压的单位面积强度(IV-str)、中心纬度(IV-φ)、整体纬度(IH-pc2)、陈少勇等(2011)定义的青藏高原季风强度(IV-csy)与西南地区气象要素的关系均较差，仅当IV-str和西南地区蒸发量各自去掉线性变化趋势后，二者存在显著的负相关(相关系数-0.36)，其余相关均未通过95%置信水平的检验，故未一一列举。
| 平均气温 | 最高气温 | 最低气温 | 气温日较差 | 日照时数 | 相对湿度 | 降水 | 蒸发 | ||
| I H-tmc | 原始 | -0.34 | -0.37 | -0.51 | |||||
| 去趋势 | -0.31 | -0.30 | -0.46 | ||||||
| I H-pc1 | 原始 | 0.39 | -0.31 | -0.45 | -0.42 | ||||
| 去趋势 | -0.31 | -0.35 | 0.35 | -0.28 | |||||
| I W-qdm | 原始 | -0.48 | -0.52 | -0.57 | |||||
| 去趋势 | -0.33 | -0.42 | -0.45 | -0.40 | 0.29 | -0.51 | |||
| I V-area | 原始 | -0.31 | -0.60 | -0.65 | -0.56 | ||||
| 去趋势 | -0.34 | -0.49 | -0.58 | -0.56 | 0.38 | 0.26 | -0.50 | ||
| I V- λ | 原始 | 0.29 | 0.33 | -0.33 | |||||
| 去趋势 | 0.40 | 0.40 | 0.38 | -0.43 | |||||
| 注：相关不显著的结果未列出，斜体、黑体、黑体下划线分别表示通过95%、99%、99.9%置信水平的检验。 | |||||||||
青藏高原季风对西南地区气候的确存在显著影响，所有强度类指数与西南区域平均气候要素在年际变化上具有很强的相关。青藏高原季风越强，西南地区气温就越低，湿度越大。青藏高原季风强度与气温日较差、日照时数、地表蒸发的负相关关系均通过了99.9%的置信水平检验。即青藏高原夏季风较强时，对应西南地区日照时数较短、气温日较差较小、蒸发较弱。尽管5个青藏高原季风强度指数反映的结果相似，但就相关系数的大小而言，新定义的青藏高原季风强度指数(IV-area)关系最好。
王颖等(2015)研究指出，青藏高原冬季地面冷高压整体的南北位置摆动对西南地区的气温有重要影响。对夏季而言，青藏高原地面热低压整体纬度(IV-pc2)和中心纬度(IV-φ)的变化对西南气候的影响不明显，但中心经度(IV-λ)与西南地区的气温和湿度变化存在密切联系。当青藏高原600 hPa正涡度区域中心东移时，西南地区气温显著升高，相对湿度减小，在年际尺度上，这样的相关结果更显著。
在年际尺度上，青藏高原热低压中心东西向移动对平均气温和相对湿度的影响比青藏高原季风强度的影响更明显。青藏高原季风强度主要通过影响最高气温影响平均气温，中心位置使最高气温和最低气温同时偏高影响到平均气温。因此，热低压位置对平均气温的影响更显著。下面将讨论青藏高原季风的强度(IV-area)和中心经度位置(IV-λ)变化对西南气候的影响及其物理机制。
4.1 强度的影响青藏高原季风强度与西南地区的气象要素的空间相关显示(图 5)，青藏高原季风强度的影响范围主要位于川渝地区。当青藏高原季风强度增强时，该地区平均气温(图 5a)和最高气温(图 5b)显著偏低，温度日较差明显减小(图 5c)、日照时数缩短(图 5d)，相对湿度增大(图 5e)、地表蒸发减弱(图 5f)。青藏高原季风强度与西南地区的降水总体正相关(相关值0.26)，仅在川东渝北和四川西北部能通过90%的信度检验，与相对湿度的空间分布类似。当青藏高原季风强度偏强时，西南地区日照时数偏短，平均气温和最高气温偏低，气温日较差减小，蒸发减少，相对湿度增大，降水偏多。
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| 图 5 青藏高原夏季风强度与西南(a)平均气温、(b)最高气温、(c)气温日较差、(d)日照时数、(e)相对湿度、(f)蒸发量的相关系数分布(阴影区达到95%的置信水平)Fig. 5 Detrending correlation distribution between the TPSM intensity and the (a) average, (b) maximum, (c) diurnal range of temperature, (d) sunshine duration, (e) relative humidity and (f) evaporation (Shaded areas are significant at the confident level of 95%) |
各自去掉线性变化趋势后，青藏高原地面热低压中心经度与西南气候要素的空间相关分布如图 6所示。青藏高原热低压中心位置与西南地区平均、最高、最低气温一致正相关，相关显著区位于川渝地区；与相对湿度一致负相关，负相关显著区位于研究区域的东南部。因此，当青藏高原热低压中心位置偏东时，西南地区易出现高温少雨的天气形势，且以川渝地区更为明显。
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| 图 6 青藏高原夏季风中心经度与西南(a)平均气温、(b)最高气温、(c)最低气温和(d)相对湿度的相关系数分布(阴影区达到95%的置信水平)Fig. 6 Detrending correlation distribution between the TPSM central longitude and the (a) average, (b) maximum, (c) minimum temperature and (d) relative humidity (shaded areas are significant at the confident level of 95%) |
青藏高原季风强度指数与热低压中心经度成显著负相关(相关系数-0.44)，去掉线性趋势后关系略微减弱(相关系数-0.34)，即当青藏高原季风强度增强时，中心经度向西移动，共同对应西南地区温度偏低，日照时数偏短。青藏高原夏季风的强度和位置指数年际变化曲线显示，20世纪60至80年代，二者成显著的负相关，此后关系不显著，进入21世纪负相关又变得显著(图 7a)，西南地区的气温和降水的相关关系也表现出类似的变化(图 7b)。在20世纪60年代初至70年代中期的显著负相关时期，青藏高原季风强度明显增强，中心位置显著西移，对应西南地区低温多雨的气候特点。青藏高原热低压的中心位置在20世纪90年代中期以后不断东移，对应西南地区温度升高、降水减少。21世纪以来青藏高原季风强度减弱与中心位置东移共同作用，西南地区暖干化趋势明显，干旱事件频发，尤以2006和2011年夏季西南地区特大干旱为典型代表(易俊莲等，2013)。
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| 图 7 1960—2012年青藏高原夏季风强度和中心经度(a)及西南地区平均气温和降水(b)的变化Fig. 7 Variations of the TPSM (a) intensity and the central longitude as well as the (b) average air temperature and rainfall in southwestern China |
影响中国西南地区旱涝变化的系统较多，西太平洋副热带高压(简称西太副高)和南亚高压是两个主要的影响系统。将1951—2012年青藏高原季风强度和位置与8个南亚高压特征指数(彭丽霞，2008)和5个西太副高特征指数(来自中国国家气候中心74项环流指数)进行相关分析，发现青藏高原季风变化仅与两大高压的南北位置指数存在密切联系。当青藏高原季风偏强时，南亚高压主体中心纬度偏南(相关系数-0.33)，整体脊线偏南(相关系数-0.50)，西太副高脊线偏南(相关系数-0.22)；反之亦然。当青藏高原季风位置偏东时，南亚高压主体中心纬度偏北(相关系数0.38)，整体脊线偏北(相关系数0.46)，西太副高脊线偏北(相关系数0.23)；反之亦然。明显地，青藏高原季风强度与位置的变化与两个高压系统的南北位置变动协同影响西南旱涝的变化，且青藏高原季风与南亚高压的联系更为紧密。李永华等(2013)研究指出，当副高脊线偏北时，西南地区东部夏季容易出现干旱，反之，则出现洪涝的可能性大。同样，当南亚高压偏北时，有利于西南地区东部夏季降水偏少，反之亦然(李永华等，2012)。两个高压对西南旱涝的影响过程主要是通过影响西南地区的水汽输送和垂直运动实现的。
按照10%的极端异常情况进行取样，在1960—2012年中涡度面积异常偏大(青藏高原季风强)年(1974、1987、1998、2004、2005年)、偏小(青藏高原季风弱)年(1961、1963、1971、1978、1994年)，中心经度异常偏东年(1960、1963、1964、2006、2011年)、偏西年(1976、1977、1993、1995、2001年)，对垂直运动和水汽输送进行差值合成(图 8)。
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| 图 8 青藏高原季风异常合成垂直速度差值(10-2 Pa/s)沿(a、d)27.5°-32.5°N平均和 (b、e)22.5°-27.5°N平均的经度-高度剖面及(c、f)地面积分至300 hPa的水汽输送差值场 (矢量表示水汽通量,单位:kg/(m·s),红色箭头表示达到95%置信水平,阴影表示水汽通量散度, 单位:10-5kg/(m2·s);a、b、c为偏强年-偏弱年,d、e、f为偏东年-偏西年)Fig. 8 Height-longitudinal cross-sections of the differential omega (10-2 Pa/s) averaged over (a,d)27.5°-32.5°N, (b,e)22.5°-27.5°N and (c,f) the surface-300 hPa vertically integrated moisture transport (vectors,kg/(m·s);red vectors are significant at the 95% confidence level) and moisture divergence (shading,10-5 kg/(m2·s);a,b,c for strong minus weak;d,e,f for eastern minus western) |
青藏高原季风对西南气候的影响存在明显的南北差异，大致以27.5°N为界。对川渝地区的影响大，而对滇、黔、桂地区的影响相对较小。当青藏高原季风偏强时，川渝地区中低层为强的上升运动，400 hPa以上产生弱的下沉运动(图 8a)，形成深厚的对流运动，异常上升运动能达到300 hPa，最大对流高度向东逐渐降低。云贵地区在600 hPa以下上升，以上下沉(图 8b)，形成较为浅薄的对流运动。整层水汽输送在四川中西部、重庆、贵州、广西等地异常辐合，在四川东北部和云南地区辐散(图 8c)。因此，西南大部分地区云量偏多，日照时数减少，相对湿度偏大，蒸发减弱，以阴雨天为主，气温偏低。青藏高原季风强度对川渝地区的影响程度更甚于云贵地区。更大范围而言，强的青藏高原夏季风对应青藏高原东部和长江流域水汽异常辐合，降水偏多，华北和东北地区水汽异常辐散，降水偏少，副热带季风偏弱；南亚地区水汽辐散，降水减少，印度季风偏弱(图 8c)。当青藏高原季风偏弱时，情况相反。
青藏高原季风中心经度偏东年，对应川渝地区上空异常垂直速度0线自600 hPa开始随高度向西倾斜，高层为上升运动，低层为下沉运动，最大下沉运动自西向东减弱；云贵地区的整个对流层均为下沉运动(图 8d)。西南地区温度显著偏高区(图 6a、b)与水汽辐散异常大值区(图 8e)相对应。西南全区以气温偏高、湿度偏低为主。更大范围而言，青藏高原夏季风偏东对应青藏高原和长江以南地区水汽异常辐散，河套、华北、东北地区水汽异常辐合，降水偏多，副热带季风偏强；南亚地区水汽异常变化较小，印度季风强度变化不大(图 8e)。当青藏高原季风偏西时，情况相反。
5 结论与讨论(1)青藏高原夏季风具有明显的年际、年代际变化，在年代际尺度上，青藏高原季风强度增强，进入21世纪以来增强趋缓；南北位置变化幅度较小，尤其在20世纪80年代以后，南北摆动振幅更小；东西位置在70年代以前明显偏西，70年代中期至90年代中期摆动幅度较小，90年代末至今表现为明显向东移动的趋势。在年际尺度上，青藏高原季风强度越强，位置越偏西。青藏高原季风整体强度存在显著的2和7年周期，南北位置存在准2年和6年周期，中心强度和东西位置具有显著的3年周期。
(2)青藏高原季风强度与北半球温度在年代际尺度上具有较强的相关，在20世纪70年代中期，两者由反相变化转为同向变化。90年代末以后，北半球温度升高趋缓，对应青藏高原季风逐渐减弱。
(3)当青藏高原季风偏强时，西太副高位置偏南，南亚高压位置偏南，西南地区以上升运动为主，产生水汽异常辐合，云量增多，日照时数减少，气温日较差减小，降水偏多。川渝地区的上升运动深厚，云贵地区上升运动仅限于对流层中低层，导致川渝地区的上述气象要素变化比云贵地区更显著。青藏高原季风偏弱时，情况相反。
(4)当青藏高原季风位置偏东时，西太副高位置偏北，南亚高压位置偏北，西南全区受异常下沉运动控制，气温偏高，四川中、西部和贵州、广西等地出现较强的水汽异常辐散，气温显著偏高，相对湿度偏低，降水偏少。
(5)进入21世纪以来，西南地区降水显著减少，气温异常偏高，干旱化趋势严重，与青藏高原季风强度减弱和位置东移的共同作用密切相关。
亚洲季风是影响东亚地区天气气候最重要的环流，各个季风子系统之间配置不同，得到的气候效应理应有所差别。相关分析表明，青藏高原季风较强、热低压中心偏西时，对应副热带季风(孙秀荣等，2002)和印度季风(Wang et al，1999)较弱。但相关关系并不稳定，尤其进入21世纪初以来，青藏高原季风强度与其他季风系统的负相关关系变得不显著，但其中心经度与东亚副热带季风强度(孙秀荣等，2002)和北边缘南界(李栋梁等，2013)呈显著正相关，而与印度季风指数(Webster et al，1992)呈显著的负相关(图 9)，表明青藏高原热低压的东移对应副热带季风偏强，北边缘南界北移，印度季风偏弱，华北地区降水增多，西南地区干旱加重。由此可见，研究青藏高原热低压位置对西南气候变化的影响，显得尤为重要。新定义的青藏高原季风指数更全面地反映了青藏高原季风自身的变化特征，以往只关注了青藏高原夏季风强度的影响，东西位置变化同样具有重要的气候效应。从图 5与图 6的相关结果来看，青藏高原季风强度对西南地区气候的影响范围更大，作用更强，具体影响到气温、降水、日照等多种气象要素；中心经度作为强度影响的补充，对西南地区的气温和相对湿度具有一定的作用，尤其是21世纪以来，强度和位置的共同作用对西南地区干旱化趋势加重具有重要影响，且位置变化与更大尺度的环流系统联系更为紧密。当然，各个季风系统之间的相关关系不稳定，可能是气候变化造成的，也有可能是系统之间的非线性相互作用，这还需要在以后工作中做进一步的探索。
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| 图 9 青藏高原季风强度(a)和中心经度(b)与亚洲季风子系统指数的11年滑动相关Fig. 9 Sliding 11 years related distribution of the TPSM intensity (a) and the central longitude (b) with the indices for the prominent subsystem of the Asia monsoon |
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