风是基本的且重要的气象要素之一，正在被广泛地应用于气候变化研究、风能资源利用、沙漠化及沙尘暴预测、大气污染评价等领域。正确认识风在地表以及大气中的分布特征和变化情况，有助于深入理解大气运动状态和区域气候的变化机制，对风能的可持续利用以及减少强风引起的极端灾害有重要的意义。在青藏铁路沿线，大风对铁路桥梁、车辆、电讯设施、线路都可能造成不同程度的危害，充分了解青藏高原风场特征可为青藏铁路的安全运营提供理论依据(白虎志等，2005)。同时，风是土壤风蚀、沙化的驱动因子，青藏高原地处北半球中纬度西风带，大风天气频繁，其特殊的地理位置和高海拔，使高原成为新的风沙策源地和沙尘传输最高效的沙尘源区，因此研究青藏高原风场的变化对治理沙漠化、维护生态环境也具有重要的科学意义。

过去几十年的观测事实表明，总体而言，全球高纬度地区风速呈增大的趋势，中低纬度地区风速呈减小趋势(江滢等，2009)。陆续有学者通过观测数据和数值模式分析了中国不同区域地面风速的气候变化趋势，结果表明，自20世纪50年代至21世纪初的近半个世纪里，中国大部分地区的日平均风速、最大风速以及大风日数均呈减弱的趋势(王遵娅等，2004；任国玉等，2005；Xu et al，2006；Zhou et al，2006；荣艳淑等，2008；Jiang et al，2010，2013;黄小燕等，2011；金巍等，2012；Chen et al，2012，2013)。冬、春季节风速的减弱尤为显著，这与中国地区寒潮和沙尘暴的频次减少的趋势是一致的(钟海玲等，2009；陈亿等，2012)。夏季风速的减小则与台风登陆的频次变化较为一致(Jiang et al，2010，2013)。

青藏高原地势高亢开阔，空气稀薄，气象要素对气候变化的响应较为敏感，与同纬度带的其他地区相比风速更大(Gao et al，1981)。白虎志等(2005)研究表明青藏铁路沿线附近的大风特征具有明显的年际和年代际变化。You等(2014)指出1980—2005年青藏高原地面风速呈减弱的趋势。毛飞等(2006)指出1961—2000年那曲冬季风速呈减小趋势，其他季节风速呈增大趋势。值得注意的是，中国西北、西南和东北地区的风速在进入21世纪后减弱趋势变得不明显，局部还出现了缓慢增大的趋势(陈娟等，2011；金巍等，2012；张志斌等，2014)，这种趋势的转变是否在青藏高原出现是本研究关注的主要问题。

导致中国地区风速减小的原因是多方面的。刘学锋等(2012)指出台站周围障碍物的视宽角对年和各季平均风速减小趋势的贡献可达三分之一。Jiang等(2010)则认为迁站、仪器的更换以及城市化并不是影响风速减弱的主要原因，全球变暖的背景下欧亚大陆与太平洋的海陆气压差异和热力差异减小导致了中国地区风速的减弱。Li等(2011)也认为风速减小的主要原因是过去半个世纪海平面气压梯度的减小所致。王小玲等(2004)指出春季海平面气压在中高纬度地区降低，而在中低纬度地区升高，气压梯度的改变引起地面风速减小。王遵娅等(2004)认为冬季风速减弱趋势比夏季显著，这与冬季显著增暖现象有直接关系。

地面风速的变化不仅受近地层系统的影响，亦表现为对包括高空风场在内的大气环流系统异常的响应。高空风能够反映下垫面与低层大气的热力状态和辐射平衡变化，同时又在大气中的动能、热量、水汽和气溶胶等能量交换和物质输送中发挥着关键作用，了解高空风速的变化特征，对进一步认识地面气候的时空演变和动力过程具有重要作用(任国玉等，2009)。张爱英等(2009)通过分析探空资料指出，近30年中国地区对流层年平均风速呈降低趋势，但不如地面风速的下降趋势显著。陈练(2013)认为对流层中下层风速的减弱对地面风速的变化有直接影响，中国北方地区纬向风垂直切变减弱使得高空自由大气动量下传效应减弱是地面风速减小的原因之一。

青藏高原地广人稀，人类活动以及城市化对地面要素的影响远小于平原地区，风场的变化主要受自然因素的支配和制约。由于地理环境的特殊性，高原地面风速对西风带系统的响应十分敏感。钟海玲等(2009)指出对流层的年平均风速的减小趋势在青藏高原较为明显。姚慧茹等(2013a)研究表明高空急流的配置结构对青藏高原冬季风有显著的影响。高原及其周边地区的热力状况的异常也可直接影响高原近地面风场的分布，如冬季冷高压和夏季热低压导致高原季风的盛行(汤懋苍等，1979；白虎志等，2001)，高原热力异常往往直接影响中、高层西风带系统(郑成均，1963；Xu et al，2002，董敏等，2001；申乐琳等，2009)，从而间接影响地面风场。有学者还指出，青藏高原地区纬向风的增强与前期冬季上游的北大西洋涛动(NAO)的正位相有关(Li et al，2005；You et al，2010;Cui et al，2014)。

IPCC第5次评估报告指出全球变暖的形势有趋缓的迹象，区域气候特征也可能随之发生新的变化，这种变化在北半球西风带系统中是否有迹可循？青藏高原地区的风速变化是否也表现出新的特征？春季是万物复苏的时节，同时也是大风、沙尘天气频发的季节，本研究将以青藏高原春季风速作为研究对象，分析气候变暖背景下高原地区高、低空风场的配置和变化特征，并进一步探讨其对气候变暖趋缓的响应。

基于中国国家气象信息中心提供的753个气象台站的逐日观测资料，选取位于青藏高原的73个台站。考虑到1969—1970年全国的风速仪经过一次大范围的更换，为避免仪器更换对分析带来的误差，将研究时段取为1971—2012年。气象要素包括日平均风速和气温。

环流资料是由日本气象厅(JMA)提供的JRA-55再分析资料，格点精度为1.25°×1.25°，垂直层次为27层(1000—100 hPa)，要素包括纬向风、经向风、垂直风速、位势高度和气温。文中通过对比3套常用再分析资料(日本的JRA-55资料、欧洲的ERA-Interim资料和美国的NCEP/NCAR资料)的地面10 m风速与台站观测资料，分析了3种再分析风速资料在高原地区的适用性。

由于气象台站在青藏高原地区的非均匀分布，在计算区域平均风速时采用了王盘兴等(2011)提出的站网均匀化订正方案，基于台站之间年平均风速的相关性，给定球冠区面积S₀=3.5×10⁴ km²，求得青藏高原73个台站的站域面积和站网密度，构造第1类权重系数，经过验证，这一方案使得青藏高原上占总数约1/3的站点得到了订正，该权重系数也适用于计算青藏高原区域平均气温。

文中引用动能收支方程(1)分析了青藏高原地区各层动能的制造和输送情况(朱福康等，1987；李国平，2007)。

点击浏览公式

式中，K=(u²+v²)/2为大气动能，- V ·▽φ为动能制造项(GK)，表示非地转气流穿越等压线时气压梯度力做的功，-▽· V K为动能的水平输送项(HFK)，即动能的水平辐合/辐散，-ə(ωK)/əp是动能的垂直输送项(VFK)，D包括摩擦耗散、不同尺度间非线性相互作用等对动能平衡的影响。

此外，引用年际增量这一参量分析青藏高原风场的年际变化特征，年际增量即当年的变量减去上一年的变量得到的差值(式(2))。

点击浏览公式

文中使用了相关分析、合成分析、线性倾向率分析等统计方法。

在分析青藏高原地区的风速变化之前，有必要选取适用于描述高原风场的再分析资料。早先气象工作者对美国再分析资料的研究和应用较广，尤其在1979年以后由于同化方案的改进和卫星资料的加入，再分析资料的可信度得到提高(徐影等，2001)。研究表明NCEP再分析资料的温、压、湿、风等要素基本能反映观测资料的年变化和年际变化特征(苏志侠等，1999；宋敏红等，2000；魏丽等，2003a，2003b)，但是在长期变化上存在虚假的趋势(李川等，2004；周顺武等，2009)。近几年欧洲和日本的再分析资料逐步受到广泛的关注，不少学者对比了不同种类再分析资料在青藏高原地区的差异，结果表明，ERA和JRA的再分析气温资料在年际尺度和线性趋势与观测资料较为一致，二者在青藏高原的适用性要高于NCEP资料，且JRA资料的结果要优于ERA资料(李川等，2004；赵天保等，2009；李瑞青等，2012)。You等(2010)和陈练(2013)分别从年际变化和年内变化对比分析了ERA-40和NCEP/NCAR每日4次的地面10 m风速的数据在中国及青藏高原地区的适用性，指出ERA-40风速的大小和年变化更接近观测资料，而NCEP/NCAR风速的年际变化和气候趋势更接近观测资料。这就为青藏高原风速的研究带来一定的困扰，对此将日本气象厅的JRA-55每日4次的地面10 m风速与ERA-Interim(鉴于ERA-40再分析资料缺乏近10年的数据)和NCEP/NCAR的资料在青藏高原地区的适用性进行了对比。文中将3套再分析资料的地面10 m的u、v风场资料计算出全风速，再处理为月平均和年平均风速，利用双线性插值统一为1°×1°的分辨率。

通过对比各月青藏高原区域(26°—40°N，77°—103°E)平均风速的大小(图 1a)可以看到，NCEP/NCAR资料的风速比观测值大近1倍，ERA-Interim和JRA-55的风速值也比观测值略大但数值更为接近。从年变化来看，3种再分析资料都能反映出3月风速最大的特点，但是NCEP/NCAR资料的冬、春季各月风速值按大小排序依次为3、2、1、4、12、5月，ERA-Interim风速在冬、春季排序为3、2、4、1、5、12月，与观测资料相比，前两种再分析资料的4和5月的风速均被削弱了，而JRA-55各月地面风速大小在冬、春季的排序则与观测资料一致。但是，3套再分析资料的风速最小值都出现在夏末秋初，观测资料的最小值则出现在秋末冬初，即再分析资料中11和12月的风速值均偏大。

图 1 青藏高原区域平均再分析风速和台站观测风速资料的比较 (a. 气候平均的逐月风速变化，b. 1971—2012年标准化风速的年际变化和线性趋势) Fig. 1 Averaged wind speed over the Tibetan Plateau based on the reanalysis data and the observed data (a. climatic monthly wind speed， b. standardized inter-annual change and its linear trend during 1971-2012)

图选项

从标准化年平均风速的年际变化和气候趋势上看(图 1b)，台站观测的风速减弱趋势最明显，1971—2012年的标准化风速的线性倾向率达-0.77/(10 a)；JRA-55风速的线性倾向率为-0.59/(10 a)；NCEP/NCAR资料的倾向率为-0.18/(10 a)；ERA-Interim资料的长度为1979—2012年，线性倾向率为0.18/(10 a)，与观测风速的差异较大，You等(2010)曾指出欧洲中心的ERA-40风速资料也表现为正的倾向率。还需注意的是，在21世纪初观测风速的变化趋于平稳，JRA-55风速也能表现出这一特征，而另外两套再分析资料的风速则表现为增大趋势。此外，3套再分析资料的风速变化在20世纪70年代末到80年代中期均与观测资料存在差异，表现为夸大了70年代末风速的减弱趋势，在80年代初的增大趋势与观测资料也不一致。ERA-Interim、NCEP/NCAR和JRA-55地面10 m的年平均风速与观测资料的相关系数分别为0.13、0.4和0.8，表明3套资料中JRA-55风速的变化与高原地区观测值最接近。

从年平均风速的空间分布上看(图略)，NCEP/NCAR资料在青藏高原大部分地区风速偏大超过2 m/s，在东部地区偏大超过3 m/s，其中局部地区偏大超过4 m/s；ERA-Interim和JRA-55的风速值也比观测资料偏大，但是大部分地区偏大不超过1 m/s。将3套再分析资料的年平均风速插值到青藏高原的73个站上，得到其与站点观测风速的相关系数的空间分布(图 2)，其中JRA-55风速与高原台站风速相关性最强，除青海东北局部地区以外，均通过了α=0.05水平的信度检验；NCEP/NCAR风速与台站风速的高相关区主要位于青海中部和西藏中南部；而ERA-Interim风速在空间上与青藏高原大部分站点资料都不存在显著的相关。

图 2 青藏高原年平均风速再分析资料 (插值到站点)与站点观测资料的相关系数分布 (a. JRA-55， b. NCEP/NCAR，c. ERA-Interim； 阴影表示通过α=0.05的显著性检验) Fig. 2 Correlation coefficient between the reanalysis data (which has been interpolated into stations) and the observed data of the annual mean wind speed in the Tibetan Plateau (a. JRA-55， b. NCEP/NCAR， c. ERA-Interim； shaded areas denote values passing the significance level of 0.05)

图选项

综合以上分析，NCEP/NCAR风速的大小和年变化与台站观测资料偏差较大，ERA-Interim再分析资料则不能很好地反映风速的气候变化，相对而言，JRA-55再分析风速资料在青藏高原地区的适用性较强。

气候平均的春季风速大值中心位于青藏高原中部，最大可超过4.5 m/s，其次是青藏高原西南部。青藏高原东南部风速相对较小。在近42年全区均表现为减弱的趋势，且线性减弱速率的大值区与平均风速的大值区是对应的(图 3)，Jiang等(2010，2013)曾指出平均风速越大的地区其减弱趋势就越明显，这对青藏高原局地的风速变化也是成立的。

图 3 1971—2012年平均春季青藏高原地面风速 (等值线,单位: m/s) 和线性倾向率(阴影,单位: m/(s·10 a)) Fig. 3 Mean surface wind speed (contour, unit: m/s) in spring and its linear trend (shading, unit: m/(s·10 a)) during 1971-2012 in the Tibetan Plateau

图选项

值得注意的是风速的减弱趋势不是一成不变的，从图 1b就可以看到在20世纪90年代末到21世纪初青藏高原年平均风速的变化趋势发生了转折，这种转折在四季均有体现(图 4a)，其中春季风速最大且线性减弱趋势是最明显的，约为-0.25 m/(s·10 a)。从区域平均的风速变化来看，80和90年代风速呈明显的线性减小趋势，而在70年代和21世纪初变化趋于平稳。将42年的线性趋势减掉后可以将这种年代际尺度的转折看的更清楚(图 4b)，在20世纪70—80年代变量的振幅较大但仍在0线附近振荡；从80年代中期到90年代末出现明显的下降趋势，即该时期风速的减小速率大于42年倾向率；90年代末变量的减弱趋势发生了转折，在21世纪初表现出明显的上升趋势，即在这个时期风速原本的减小趋势明显被削弱了。可见，青藏高原地区风速的减弱趋势在近十几年发生了明显的转变。

图 4 青藏高原区域平均各季风速的变化 (a. 原始变量和趋势， b. 原始序列去除线性趋势；单位: m/s) Fig. 4 Variations of the seasonal averaged wind speed over the Tibetan Plateau (a. original variables and their trends， b. speed with linear trends removed； unit: m/s)

图选项

在近十几年气候趋势发生转折的不仅是风速，IPCC第5次评估报告指出，全球气温升高的速率在1998年之后有所减缓。研究表明，青藏高原地区春季气温的变化趋势也在20世纪90年代末发生了转变，并且与风速的转折期对应(图 5)，以1998年为界，对比了此前15年(1983—1997年)和此后15年(1998—2012年)的高原春季风速和气温的气候倾向率。1983—1997年青藏高原气温以0.41℃/(10 a)的速率升高，同期风速以-0.33 m/(s·10 a)的速率减弱；1998—2012年青藏高原气温以0.25℃/(10 a)的速率升高，升温趋势几乎比前段时期的减缓了一半，风速的减弱速率为-0.08 m/(s·10 a)，趋势相对比较平稳。

图 5 1971—2012年青藏高原春季地面风速和气温 (a. 标准化变量和线性趋势， b. 年际增量) Fig. 5 Variations of the averaged wind speed and temperature in spring over the Tibetan Plateau (a. standardized variables and their linear trends， b. inter-annual differences)

图选项

高原风速的变化可以视为大气动能的变化和输送的结果，文中利用区域动能收支方程(式(1))来诊断分析春季青藏高原地区对流层动能的变化，以便于了解动能在大气中的输送情况。根据式(1)，不考虑次网格尺度的耗散，动能的变化主要是由动能制造项(GK)、动能的水平输送项(HFK)和垂直输送项(VFK)所控制(图 6)。总体来讲动能制造项比水平输送项和垂直输送项的值要大很多，特别是在对流层高层，气压梯度力做正功使大气动能显著增大，同时动能在水平方向和垂直方向的辐散也达到最大；在对流层中层400 hPa附近，动能制造项较之高层和低层迅速减小，达到对流层的最小值。而此时动能在垂直方向的辐合达到最大；在600 hPa附近动能制造项再次增大，动能在垂直方向仍表现为辐合。动能制造项随高度的变化体现了大气的热力结构，变化越剧烈表示风速在垂直方向上存在明显的切变，青藏高原近地层至400 hPa的动能制造项随高度迅速减小，400—200 hPa的动能制造项随高度迅速增大，表明中低层和中高层的热成风的方向是相反的，这种斜压特征体现了热力作用对青藏高原上空风速的影响。同时，风速在垂直方向上的切变也对动能在高、低层之间的输送有直接影响，动能的垂直输送项的分布体现了气候态春季大气动能从高层向中低层输送的特征，而在水平方向上动能在整层都是辐散的，但是在低层并不显著。

图 6 气候平均春季青藏高原区域动能收支项随高度的变化廓线Fig. 6 Profiles of the climatic averaged terms of the regional kinetic energy budget for spring over the Tibetan Plateau

图选项

从环流的角度来看，给出气候态春季对流层风场和水平散度沿90°E的经向垂直剖面(图 7)，西风急流管(风速≥30 m/s)位于青藏高原上空250—150 hPa(姚慧茹等，2013b)，与动能制造项的极大值对应；结合青藏高原上空的水平散度和垂直速度场，可知在急流管中心部位附近，200 hPa至对流层顶以水平辐散为主，400—200 hPa以水平辐合为主，400 hPa以下又以辐散为主，因此在对流层中层出现向下的垂直速度，同时由于在近地面层存在局地的水平辐合，有利于形成上升运动；在对流层中、低层有垂直速度的辐合，与此对应，垂直输送项在高层存在极小值而在中、低层存在极大值。

图 7 气候平均春季对流层风场沿90°E剖面 (等值线:纬向风(西风急流管),单位: m/s; 箭矢:经向风(单位: m/s)和垂直速度(乘以-100 Pa/s); 阴影:水平散度, 单位:10-5kg/(m2·s);黑色区示意青藏高原地形) Fig. 7 Vertical cross section of the mean wind velocity in spring along 90°E (Contours denote zonal wind velocity, unit: m/s; vectors denote meridional wind (unit: m/s) combined by vertical velocity (times-100 Pa/s); shaded areas denote horizontal divergence, unit: 10-5kg/(m2·s))

图选项

根据以上的分析，青藏高原地面风速的变化应与近地层的动能制造项和垂直输送项变化一致，与动能的水平输送项变化相反，但是从近42年区域平均的青藏高原地面风速和近地层600 hPa动能收支项的变化来看(图 8a)，它们的关系并不显著，这主要是由于大气动能的气候趋势不如地面风速显著，表现为20世纪70年代到80年代中期大气动能收支项的标准化距平在0线上下振荡，而地面风速的距平为正值；80年代末到90年代末动能制造项和垂直输送项与风速均表现为减小的趋势；近十几年动能收支项和风速的变化趋势均比较平稳，但风速距平保持负值，动能收支项则在正、负值之间振荡。处理为年际增量后(图 8b)，青藏高原地面风速与动能制造项和垂直输送项表现为同相变化，相关系数分别高达0.73和0.52，风速与水平输送项表现为反相变化，相关系数为-0.6，均通过α=0.01的信度检验，远比剔除趋势前显著得多，这与上文的动能收支分析也是一致的，即青藏高原低层气压梯度力对风速变化做功和动能的垂直输送对风速变化为正贡献，动能的水平输送为负贡献。

图 8 1971—2012年青藏高原区域平均10 m风速标准化值与600 hPa动能收支项(a)及其年际增量(b)Fig. 8 Regionally averaged surface wind speed at 10 m and the terms of the regional kinetic energy budget at 600 hPa (a) and its inter-annual differences (b) over Tibetan Plateau during 1971-2012

图选项

可见年际变化更接近大气与地面风速变化的本质过程，因此在本节中将主要从年际尺度上分析青藏高原地面风速的变化特征及其对气温变化的响应，而气候趋势对它们关系的影响将在下一节进行讨论。

根据地面风场的年际增量序列进行合成分析，选出年际增量异常大的5年(1973、1979、1995、1999、2009年)和小的5年(1977、1980、1990、1997、2000年)(极值年份的绝对值均大于1倍标准差)，即极值年的风速比它前一年的风速显著增大或减小。相应的，将动能收支项和环流场也处理为年际增量的形式。结果表明(图 9)，高原风速年际增量较大的春季，动能制造项在整个对流层都是正值，即气压梯度力对风速做的正功在整层均增大，且动能制造项的增量在高层大于低层，即高、低层风速的切变也增强，因此大气的斜压性有所增强；垂直输送项在200 hPa附近为负值，在300 hPa以下为正值，即高层动能向低层的输送增强。青藏高原风速年际增量较小的春季，动能制造项在200—100 hPa为负值，在400—200 hPa为正值，到中低层又转变为负值，即在对流层顶和近地面层气压梯度力对风做的正功是减小的，同时高、低层风速的切变也较弱，不利于动能在垂直方向的输送；垂直输送项在高层和中低层的分布与风速偏大年相反，高层为负值，低层为正值，说明高层动能向低层的输送有所减弱。水平输送项在合成年份的差异并不显著。可见青藏高原风速的变化受两个方面的影响：(1)近地面层气压梯度力做功，反映了大气斜压性即等压面倾斜度改变对风速的影响；(2)高层动能向低层的输送，该项受青藏高原地区垂直运动的制约，同时又与对流层高、低层的风速切变有关。

图 9 青藏高原地面风速年际增量异常年区域动能收支项的合成 (a. 异常大年， b. 异常小年) Fig. 9 Profiles of the terms of the regional kinetic energy budget in the Tibetan Plateau for the composite years of the inter-annual differences of surface wind speed strong (a) and weak (b)

图选项

从合成的对流层风场来看，地面风速的年际增量异常偏大时(图 10a)，沿90°E剖面25°N以南和50°N以北的纬向风在整层都是负值，高原地区上空的纬向风年际增量在整层均是正值，正值中心随高度略向北倾斜，与气候态急流管中心相比位置向北偏移了约5个纬度，即副热带急流强度增大且略向北移，这与对流层动能制造项的增大是一致的；经向风年际增量在40°N附近辐合，与气候态相比也向北偏移了约5个纬度；青藏高原上空200 hPa附近和近地面层以水平辐合为主，400—300 hPa以水平辐散为主，有利于垂直速度在此辐合，对应该层垂直输送增大，因此表现为动能向下输送增强。在地面风速年际增量异常减小的春季(图 10b)，青藏高原位于整层纬向风的年际增量的负值区；高原上空500—300 hPa以水平辐合为主，高原北部下沉运动增强，南部上升运动增强，对流层中、低层的垂直速度表现为辐散，对应垂直输送减小，即动能向下输送的程度减弱。可见，对流层大气风场的变化与大气动能的变化和输送是一致对应的，当急流管在中纬度地区增强而在高、低纬度地区减弱且位置略偏北时，有利于青藏高原地面风速增强，反之高原风速减弱。

图 10 春季青藏高原地面风速年际增量异常年90°E剖面对流层风场年际增量的合成 (a. 异常大年， b. 异常小年；等值线: 纬向风(西风急流管),单位: m/s; 箭矢: 经向风(单位: m/s)和垂直速度(单位： -100 Pa/s); 阴影:水平散度, 单位:10-5kg/(m2·s);黑色区示意高原地形) Fig. 10 As in Fig.7 but for the composite the inter-annual differences of surface wind speed in strong (a) and weak (b) years

图选项

从上文的分析可知风穿越等压线做功的大小是大气动能变化的主要原因，高、低层动能切变的增大还有利于加强动能向低层的输送。气压梯度力做功的大小是大气温、压场调整的结果，由于青藏高原地区纬向风远大于经向风，进一步给出风速异常大年和异常小年的经向位势高度梯度和气温梯度的差值场(图 11)，可以看到对流层气压梯度在青藏高原地区异常减小，即高、低纬度之间负的气压梯度异常增大；青藏高原北部200 hPa以下的经向温度梯度异常减小，对流层顶的温度梯度异常增大，这与气压梯度的变化是一致的。并且，气压梯度和温度梯度的差值中心都随着高度向青藏高原北侧倾斜，这是急流管中心位置略偏北的主要原因。

图 11 青藏高原春季风速年际增量异常大年与小年的90°E环流经向梯度的合成差值场 (a. 位势高度梯度，单位:10-5gpm/m； b. 温度梯度，单位: 10-5℃/m; 阴影表示通过α=0.05的显著性检验;黑色区示意高原地形) Fig. 11 Vertical cross section of the difference fields along 90°E between the composite years of strong surface wind speed and weak ones in spring (a. gradients of geo-potential height， unit: 10-5gpm/m; b. gradients of temperature， unit: 10-5℃/m； shaded areas denote values significant at the confidence level of 0.95)

图选项

对青藏高原地面风速年际增量与大气温度年际增量进行相关分析(图 12a)可知，青藏高原风速与高原及其南侧低纬度地区的对流层中、低层气温成正相关，与高层气温成负相关，而与高原北侧气温的相关性表现出与南侧相反的结构。这是由于低纬度地区气温异常升高，高纬度地区气温异常降低时，有利于青藏高原地区200 hPa以下负的气温梯度增大，导致青藏高原风速增大。同时，低纬度地区低层温度偏高时空气密度较小，气压随高度的递减率随之减慢，而在高纬度地区低层温度偏低时气压随高度的递减率加快，因此在200 hPa以上低纬度气温偏低，高纬度气温偏高，出现与低层方向相反的气温梯度。另外，高原低层气温与其南侧气温在年际变化上是同位相的，青藏高原的加热可直接作用于中层大气，因此气温与青藏高原风速的正、负相关区的分界位于高原北侧，且随高度略向北延伸，温、压梯度中心随高度向北倾斜。青藏高原风速与地面2 m气温的年际增量的相关系数分布(图 12b)也表明，当青藏高原、中南半岛和印度半岛地区的地面气温异常偏高，北亚和东亚地区的地面气温异常偏低时，有利于青藏高原地面风速异常增大。

图 12 青藏高原风速年际增量分别与90°E剖面对流层气温(a)和2 m气温(b)的年际增量的相关系数 (阴影表示通过α=0.05的显著性检验;黑色区示意高原地形) Fig. 12 Vertical cross section of the correlation efficients between inter-annual differences of wind speed in the Plateau and ones of temperature in the troposphere along 90°E (a) and surface temperature at 2 m (b) (shaded areas denote values significant at the confidence level of 0.95)

图选项

需要说明的是，以上的分析是针对青藏高原风速在年际尺度上对气温变化的响应，将未经过年际增量处理的青藏高原风速和对流层以及地面气温进行相关分析的结果表明，二者的关系不再像年际变化那样明显。如图 13a所示，高原风速与高纬度地区的中、低层大气温度场仍保持较为显著的负相关，但是与低纬度地区的中、低层气温的正相关不再显著，仅在青藏高原地区有微弱的正相关，通过显著性检验的区域也只局限于近地层。风速与地面2 m气温的相关系数分布仍表现为在北亚和东亚地区显著的负相关(图 13b)，与图 12b不同的是在西亚地区和青藏高原北部也表现出负相关，而风速与印度半岛的气温变化几乎不存在显著的关系。可知在气候变化的影响下，北亚地区下垫面的气温变化对青藏高原风速仍保持一定的负贡献，而青藏高原及南亚地区气温对风速的正贡献则被削弱了。在上面用台站资料计算得到的青藏高原风速和气温的变化也反映了这个问题，下面将进一步分析气候趋势改变对青藏高原风速与气温关系的影响。

图 13 青藏高原风速分别与90°E剖面对流层气温(a)和2 m气温(b)的相关系数分布 (阴影表示通过α=0.05的显著性检验;黑色区示意高原地形) Fig. 13 As in Fig.12 but between wind speed in the Plateau and temperature in the troposphere (a) and surface temperature at 2 m (b)

图选项

You等(2014)指出在气温升高的背景下青藏高原的变暖削弱了区域经向温度梯度和气压梯度，是风速减弱的原因之一。张志斌等(2014)认为西风环流和季风环流的减弱可能是2000年之前西南地区风速减小的重要原因，而纬向风的加强则对2000年以来西南风速增强有重要贡献，区域变暖是风速减小的关键诱因。如图 5所示，青藏高原地区气温与风速在年际变化上表现为正相关，但是为什么气温表现为升高趋势的同时而风速却呈减弱趋势呢？从上述分析可知，青藏高原风速与气温在长期趋势和年际两种尺度下表现出不同的关系，在东亚和北亚地区二者都维持显著的负相关，主要的差异在于风速与青藏高原及其南部地区气温的正相关变得不再显著，因此青藏高原风速减弱的原因不仅要考虑青藏高原区域气候变暖的影响，还需考虑到其与周边地区气温的升温速率是否均衡。

如上述所指出的，青藏高原风速的减弱速率在近十几年出现了转变，与全球变暖趋缓的时期相对应。对比分析1983—1997年和1998—2012年两个时期的风速变化对气候变暖的响应，在前一个时段全球气候急剧升温，而后一个时段气候的变暖明显趋缓，青藏高原地区的春季气温也具有相同的变化趋势。如图 14所示，在1983—1997年青藏高原全区的春季风速呈减弱的态势，南部风速的线性倾向率通过了显著性检验；在1998—2012年青藏高原大部分地区的风速没有表现出明显的变化趋势，只有西南局部地区的风速仍表现为减弱，而高原中东部的风速则出现增大的趋势，但是线性倾向率均未通过显著性检验，这与前文指出的风速变化趋于平稳是一致的。

图 14 1983—1997年(a)和1998—2012年(b)两个时期春季青藏高原风速的线性倾向率 (单位:m/(s·10 a); 阴影表示通过α=0.05的显著性检验) Fig. 14 Linear trend of wind speed in spring in the Tibetan Plateau during 1983-1997 (a) and 1998-2012 (b) (unit: m/(s·10 a); shaded areas denote values significant at the confidence level of 0.95)

图选项

为了解青藏高原与周边地区升温率的均衡性对风速的影响，给出了两个时期的地面气温的线性倾向率(图 15)，1983—1997年北亚和东亚地区气温倾向率为正，特别是亚洲北部的升温率非常显著，可超过2℃/(10 a)，印度半岛的气温表现为负的倾向率且没有明显的线性趋势，高原东北部升温显著，线性倾向率约为0.5℃/(10 a)(图 15a)，这与站点资料是一致的，区别在于再分析资料显示高原南部出现气温降低，而站点资料仍表现为气温升高但数值很小且未通过显著性检验(图略)，这表明青藏高原及其周边地区的升温率表现为北快南缓，因此青藏高原地区的斜压性趋于减弱，风速趋于减弱；1998—2012年(图 15b)亚洲北部西伯利亚地区气温仍以正倾向率为主，但远不如20世纪90年代显著。东亚地区气温则表现为负的倾向率，可能是受到了东部洋面气温显著降低的影响，而青藏高原和印度半岛的气温表现为升高的倾向率。站点资料也显示青藏高原南部升温率大于90年代(图略)。结合图 12，可见在近十几年，青藏高原中部及其南侧地区以升温为主，青藏高原东北侧和东侧地区以降温为主，有利于大气斜压性增强，即青藏高原地区的大气斜压性的减弱趋势被削弱，风速的变化也趋于平缓。另外，气候变暖趋缓同时受到外部强迫和气候系统的内部变率(如ENSO，太平洋海温年代际振荡(PDO)，北大西洋长周期年代际振荡(AMO)等)的制约(陈幸荣等，2014)。青藏高原和亚洲其他地区温度场的相对趋势的改变，可能与太平洋海温、北极涛动(AO)、北大西洋涛动(NAO)和西伯利亚高压等环流系统的年代际变化有密切的关系(琚建华等，2004，2005；沈学顺等，2007；龚道溢等，2002)。

图 15 1983—1997年(a)和1998—2012年(b)两个时期春季地面2 m气温的线性倾向率 (单位:℃/(10 a); 阴影表示通过α=0.05的显著性检验) Fig. 15 As in Fig.14 but for surface temperature at 2 m

图选项

为进一步分析区域温差与青藏高原风速的关系，给出青藏高原南侧(15°—25°N，77°—103°E)和北侧(40°—50°N，77°—103°E)区域平均地面气温的差值变化(图 16a)，由于气温呈北高南低的分布，因此它们的差值总是正值，青藏高原地区的热成风以偏西风为主。它与青藏高原春季地面风速的相关系数为0.49，即青藏高原南、北侧气温差异越大，青藏高原地面风速越大，这是由于经向温压场差异的增大有利于纬向风增大，同时风在垂直方向上的切变越大，有利于动能向低层的输送。根据图 12b可以看到，与青藏高原风速密切相关的还有青藏高原与中国东部地区气温的反相变化，对此计算了东亚(26°—40°N，105°—120°E)和青藏高原(26°—40°N，77°—103°E)区域平均地面气温的差值(图 16b)。由于青藏高原地面气温较同纬度其他地区的地面气温更低，因此它们的差值也总是正值，其值越大表示东、西向气温差异越大，根据热成风原理青藏高原东部地区的偏南风越大。结果表明，青藏高原与东亚地区的气温差值与青藏高原风速有显著的负相关，相关系数为-0.4，即青藏高原风速的减弱可能与其东部地区偏南风的增大(或偏北风减小)有直接的联系。1983—1997年南、北向气温差异有所减小，而东、西向的气温差异则有所增大，青藏高原风速处于显著减弱的时期；1998—2012年南、北向气温差异处于较小的时期，变化趋势相对比较平稳，青藏高原风速维持在较小的水平，东、西向气温差异有减小的趋势，对应青藏高原东部风速有所增大(图 14b)，这可能是青藏高原风速变化出现局地差异的原因。

图 16 1971—2012年青藏高原春季地面风速与高原南-北侧气温差异(a)和东亚-高原气温差异(b)的标准化变量和线性趋势Fig. 16 Variations and linear trends of standardized averaged wind speed over the Tibetan Plateau and temperature difference between the south and north area (a), and between east Asia and the Plateau (b) in spring

图选项

结合图 8a也可知，在20世纪90年代，青藏高原地区近地面层大气动能的制造项和垂直输送项有减小的趋势，水平输送项则有增大的趋势；21世纪初这3项的变化比较平稳，这与上面分析的结论也是一致的。但是动能收支项在20世纪80年代没有像地面风速一样表现出明显的线性趋势，前面曾指出再分析风速资料夸大了70年代末的风速减弱趋势，而在80年代初表现出与观测资料不一致的增大趋势，这一误差可能导致分析大气风场的气候变化时无法表现出像地面风场那样显著的减弱趋势。

(1)通过对比3套再分析风速资料与站点观测资料的差异，结果表明NCEP/NCAR风速的大小和年变化与观测资料偏差较大，ERA-Interim再分析资料不能很好地反映风速的气候变化，JRA-55再分析风速资料在青藏高原地区的适用性相对较强。但是再分析风速资料在20世纪70年代中期至80年代中期与观测数据的误差可能对大气风场的气候趋势分析带来影响。

(2)在气候变暖的背景下，青藏高原春季风速在近42年呈减小的趋势，近10多年变暖趋缓，风速的变化也趋于平稳。高原春季气温的变化趋势也在20世纪90年代末发生了转变，并且与风速的转折期相对应。春季高原风速与地面气温的线性趋势是反相的，但二者在年际尺度上表现出同位相的变化。

(3)青藏高原风速的变化受两个方面的影响，一是近地面层气压梯度力做功，反映了大气温、压梯度即等压面倾斜度改变对风速的影响，二是高层动能向低层的输送，该项受高原地区垂直运动的制约，高、低层风切变的增大也有利于加强动能向低层的输送。环流场表现为当急流在中纬度地区增强而在高、低纬度地区减弱，急流管位置略偏北时，有利于高原地面风速增强，反之高原风速减弱。

(4)在年际尺度上，当青藏高原、中南半岛和印度半岛地区的地面气温异常偏高，北亚和东亚地区的地面气温异常偏低时，有利于高原地面风速异常增大。在气候变暖的背景下，风速的减弱趋势受到高原与周边地区升温率差异的制约。20世纪90年代青藏高原及其周边地区的升温率表现为北快南缓，高原南、北侧气温差异有所减小，而东、西向的气温差异则有所增大，高原风速处于显著减弱的时期；21世纪初高原中部及其南侧地区以升温为主，高原东北侧和东侧地区以降温为主，南、北向气温差异处于较小的时期，变化趋势相对比较平稳，高原风速维持在较小的水平，东、西向气温差异有减小的趋势，对应高原东部风速有所增大。

本研究分析了青藏高原春季风速在年际尺度和气候趋势方面的变化特征及其对气候变暖的响应，相关的物理机制还有待用数值试验进行佐证。此外，春季天气多变、青藏高原低涡活动频繁，在气候变暖以及升温趋缓的背景下高原风速在月、季尺度上的变化特征及其物理过程也有待进一步的探讨。

致谢： 感谢中国气象科学数据共享服务网提供的资料服务，美国环境预报中心(NCEP)和国家大气研究中心(NCAR)、欧洲中期天气预报中心(ECMWF)和日本气象厅(JMA)提供的再分析资料以及GrADS等气象应用软件的开发者们。