李春暉，何超，萬(wàn)齊林

(1.中國(guó)氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所/廣東省區(qū)域數(shù)值天氣預(yù)報(bào)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，廣東廣州510640；2.暨南大學(xué)環(huán)境與氣候研究院，廣東廣州510632)

1 引 言

青藏高原作為世界上最高和地形最復(fù)雜的大高原，其南側(cè)有來(lái)自相鄰的印度洋、中國(guó)南海等地大三角區(qū)的異常顯著的暖濕氣流，暖濕氣流在青藏高原東側(cè)構(gòu)成輻合。青藏高原中東部強(qiáng)對(duì)流活躍區(qū)構(gòu)成了東亞季風(fēng)活躍區(qū)內(nèi)青藏高原及周邊地區(qū)特殊的水循環(huán)過(guò)程，對(duì)全球其它區(qū)域的大氣水分循環(huán)也產(chǎn)生重要影響。因此，青藏高原是東亞陸氣相互作用最敏感區(qū)之一，也是大氣對(duì)流活動(dòng)和災(zāi)害性天氣系統(tǒng)的多發(fā)區(qū)[1-2]。亞洲季風(fēng)可以分為南亞季風(fēng)（又稱為印度季風(fēng)）和東亞季風(fēng)兩個(gè)子系統(tǒng)，兩者既相互緊密聯(lián)系，又相互獨(dú)立[3-5]。東亞季風(fēng)分為熱帶和副熱帶季風(fēng)兩個(gè)子系統(tǒng)，其中南海和西北太平洋季風(fēng)屬于熱帶季風(fēng)系統(tǒng)，而中國(guó)大陸-日本季風(fēng)為副熱帶季風(fēng)系統(tǒng)[6-8]。南海位于亞澳季風(fēng)中心位置，是印度季風(fēng)環(huán)流和太平洋Walker環(huán)流以及亞-澳地區(qū)局地Hadley環(huán)流的銜接區(qū)，是全球變化的區(qū)域響應(yīng)的敏感區(qū)，聯(lián)系著南亞季風(fēng)、東亞季風(fēng)和西北太平洋季風(fēng)。我國(guó)南方地區(qū)瀕臨南海，夏季氣象災(zāi)害（如旱澇異常）與南海夏季風(fēng)活動(dòng)、西太平洋副高和南亞高壓[9-12]等有密切關(guān)系。目前，關(guān)于青藏高原熱力作用（積雪、感熱等）對(duì)亞洲季風(fēng)氣候的影響方面已有相關(guān)性綜述論文[13-15]，主要集中在青藏高原及周邊地區(qū)的氣候影響方面。涉及到其對(duì)南海周邊區(qū)域（華南和長(zhǎng)江流域）的氣候以及影響系統(tǒng)（降水、東亞夏季風(fēng)和南海夏季風(fēng)等）方面的綜述較少。本文將圍繞此目的，對(duì)近來(lái)取得的若干進(jìn)展進(jìn)行回顧，致力于深入理解青藏高原熱力效應(yīng)對(duì)南海及周邊區(qū)域夏季氣候的影響。

2 青藏高原熱力強(qiáng)迫對(duì)東亞夏季風(fēng)的影響

青藏高原對(duì)大氣的加熱是夏季環(huán)流形成和維持的重要原因[16-18]。周秀驥等[19]研究指出，青藏高原夏季熱源偏強(qiáng)使得東亞季風(fēng)區(qū)對(duì)流偏強(qiáng)，通過(guò)調(diào)整北半球中緯度緯向環(huán)流，激發(fā)北半球中緯度的大尺度遙相關(guān)，從而影響北太平洋副熱帶高壓強(qiáng)度變化、赤道中東太平洋低層經(jīng)向輻散輻合和溫躍層異常，最終調(diào)制ENSO發(fā)展和太平洋中緯度海氣相互作用。研究表明，青藏高原雪蓋與東亞夏季風(fēng)有密切聯(lián)系[20-25]。高原冬季積雪偏多，初夏東亞季風(fēng)環(huán)流特征有明顯差異，副熱帶西風(fēng)急流強(qiáng)，入夏遲，夏季南亞季風(fēng)低壓弱。赤道太平洋海溫異常呈現(xiàn)東正西負(fù)分布，西太副高位置偏南、強(qiáng)度偏強(qiáng)，東亞夏季風(fēng)爆發(fā)偏晚、強(qiáng)度偏弱[26-35]。陳麗娟等[36]采用大氣環(huán)流譜模式（COLA AGCM）探討高原春季積雪異常對(duì)東亞夏季風(fēng)和我國(guó)降水的影響，指出當(dāng)高原地區(qū)3月積雪增多時(shí)，亞洲區(qū)域7月的環(huán)流形勢(shì)減弱，我國(guó)大陸降水減少，地面溫度下降及土壤濕度增加。李海盛等[37]通過(guò)數(shù)值試驗(yàn)結(jié)果表明，青藏高原冬季多雪通過(guò)改變太陽(yáng)輻射反照率，影響東亞環(huán)流季節(jié)變化，導(dǎo)致西太平洋副高強(qiáng)度減弱、季節(jié)性北推提早，南亞高壓減弱南移，東亞季風(fēng)減弱。張順利等[38]研究指出，高原積雪會(huì)造成亞洲地區(qū)大氣環(huán)流較大的年際變化，通過(guò)改變高原陸面春、夏季的熱狀況，影響亞洲地區(qū)的季節(jié)變化，使亞洲夏季風(fēng)爆發(fā)推遲20天左右。且高原冬春季積雪多（少），對(duì)應(yīng)亞洲夏季風(fēng)弱（強(qiáng)）。劉曉東等[39]通過(guò)數(shù)值實(shí)驗(yàn)結(jié)果對(duì)比分析，指出高原地面反照率的增大將造成東亞夏季風(fēng)減弱，使得對(duì)流層上層?xùn)|風(fēng)急流建立推遲，東部季風(fēng)降水普遍減少。簡(jiǎn)茂球等[40]進(jìn)一步研究得到，高原東部對(duì)流層5、6月的顯著增溫對(duì)東亞夏季風(fēng)的建立和維持是非常重要的。5、6月熱源性質(zhì)以感熱為主；7、8月感熱和潛熱共同起作用。包慶等[41]通過(guò)數(shù)值試驗(yàn)指出青藏高原增暖會(huì)使得南亞高壓強(qiáng)度增強(qiáng)，東亞夏季低層西南季風(fēng)增大，孟加拉灣地區(qū)季風(fēng)降水減弱。由Duan等[42]的觀測(cè)資料診斷分析和Wu等[43]的進(jìn)一步數(shù)值模擬結(jié)果表明，青藏高原地形和加熱作用通過(guò)影響經(jīng)向風(fēng)和垂直上升運(yùn)動(dòng)來(lái)加強(qiáng)東亞夏季風(fēng)。此外，青藏高原雪蓋還可以調(diào)節(jié)ENSO遙相關(guān)，并影響ENSO和東亞季風(fēng)的關(guān)系。冬季青藏高原雪蓋增加會(huì)觸發(fā)El Ni?o事件并減弱隨后的夏季風(fēng)，導(dǎo)致長(zhǎng)江流域中低緯度降水異常增加[44]。模式和觀測(cè)資料進(jìn)一步證明，當(dāng)夏季高原雪蓋減少時(shí)，ENSO非絕熱強(qiáng)迫激發(fā)Rossby波響應(yīng)，從而增強(qiáng)ENSO和東亞季風(fēng)的關(guān)系[45]。

盡管對(duì)青藏高原積雪影響東亞季風(fēng)的研究還缺乏統(tǒng)一的認(rèn)識(shí)。但大多數(shù)研究者一致認(rèn)為:高原冬春積雪異常通過(guò)兩個(gè)途徑來(lái)影響東亞夏季風(fēng)（圖1，見(jiàn)下頁(yè)）。一是通過(guò)影響雪蓋反照率，改變輻射平衡，導(dǎo)致地表熱通量異常，通過(guò)垂直運(yùn)動(dòng)促使西風(fēng)急流和高度場(chǎng)發(fā)生改變，由此造成東亞夏季風(fēng)環(huán)流變化。由于積雪反照率和水分循環(huán)的短時(shí)效應(yīng)，青藏高原中東部冬季雪蓋僅僅能持續(xù)到春季，因此不能影響東亞夏季風(fēng)年際變化。二是通過(guò)積雪-水文效應(yīng)改變土壤濕度來(lái)影響夏季風(fēng)強(qiáng)度變化[46]。針對(duì)反射率和融雪的水文效應(yīng)如何影響季風(fēng)環(huán)流的問(wèn)題，有的研究認(rèn)為單一的反照率的影響不顯著[47]；有的研究認(rèn)為在低緯，當(dāng)春季積雪沒(méi)有融化時(shí)，積雪反照率的影響是主要的。而在中緯地區(qū)，當(dāng)夏季積雪開(kāi)始融化時(shí)，此時(shí)積雪-水文效應(yīng)的影響是主要的[46]；還有的認(rèn)為融雪導(dǎo)致異常低的地面感熱通量，減少海陸的經(jīng)向熱力對(duì)比，使得夏季風(fēng)強(qiáng)度減弱[48]。有的學(xué)者認(rèn)為高原冬春積雪的后延冷卻效應(yīng)不能延續(xù)到夏季[26]，最多后延1～2個(gè)月[49]，甚至不足一個(gè)月[50]。但是高原積雪正負(fù)異常年持續(xù)的時(shí)間是不對(duì)稱的，正異常年會(huì)持續(xù)6個(gè)月以上，負(fù)異常年只持續(xù)2～4個(gè)月[51]。

3 青藏高原熱力強(qiáng)迫對(duì)南海夏季風(fēng)的影響

春季，青藏高原地表感熱通量的迅速增加促使東亞大陸增溫，改變大陸-海洋經(jīng)向熱力對(duì)比，從而影響南海季風(fēng)爆發(fā)[52]。研究指出，由于早春高原中西部最大表面感熱通量的建立，高原南側(cè)高層大氣溫度梯度發(fā)生逆轉(zhuǎn)，在熱力強(qiáng)迫和動(dòng)力強(qiáng)迫下，亞洲季風(fēng)首先在孟加拉灣地區(qū)爆發(fā)[53-54]。對(duì)流層高層局地反氣旋式擾動(dòng)環(huán)流的出現(xiàn)，調(diào)制了南亞反氣旋北進(jìn)的過(guò)程。高層?xùn)|風(fēng)急流入口區(qū)的強(qiáng)烈輻散為熱帶季風(fēng)對(duì)流在南海地區(qū)首先爆發(fā)提供了有利的動(dòng)力學(xué)條件[55]（圖2）。伴隨著高原加熱的增強(qiáng)，Rossby波非對(duì)稱響應(yīng)觸發(fā)南海北部西風(fēng)異常和增強(qiáng)垂直上升運(yùn)動(dòng)，對(duì)流低頻振蕩活躍，副熱帶反氣旋環(huán)流減弱，南海夏季風(fēng)爆發(fā)[56]。高原地表感熱通量的持續(xù)增大導(dǎo)致了高空南亞反氣旋從南海北跳到中南半島，造成南海上空南北溫差從而產(chǎn)生夏季南支東風(fēng)急流，并且印度半島的陸面加熱會(huì)在其東側(cè)激發(fā)氣旋性環(huán)流，加強(qiáng)印緬槽或孟加拉灣槽，有利于南海季風(fēng)爆發(fā)[57]。一旦南海夏季風(fēng)被觸發(fā)，高原的感熱加熱不再加速南海地區(qū)低層西風(fēng)氣流，相反起削弱作用[58]。在過(guò)渡季節(jié)的早期，高原感熱加熱具有重要作用，其改變海陸熱力對(duì)比，誘發(fā)南海夏季風(fēng)早爆發(fā)[59]。高原冬春積雪偏多會(huì)導(dǎo)致夏季西太平洋副熱帶高壓偏強(qiáng)偏西偏南，偏少則偏弱偏東[60]。3月青藏高原積雪的異常通過(guò)影響其上層氣溫的異常和高層海陸之間的熱力差異，改變南亞高壓向西北移動(dòng)的速度和低層大氣的運(yùn)動(dòng)，進(jìn)而影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)的早晚[61]。觀測(cè)資料分析和NCAR CAM3.0大氣環(huán)流模式模擬結(jié)果均指出，多雪年青藏高原感熱加熱偏弱，不利于Hadley環(huán)流的季節(jié)轉(zhuǎn)換，中南半島與南海局地緯向溫度梯度反轉(zhuǎn)時(shí)間偏晚，副高在孟加拉灣斷裂的時(shí)間偏晚，南海夏季風(fēng)爆發(fā)偏晚[62]。

圖1 青藏高原雪蓋異常影響東亞夏季風(fēng)機(jī)制示意圖

圖2 南海季風(fēng)活躍時(shí)期200 hPa溫度場(chǎng)和風(fēng)場(chǎng)與季風(fēng)爆發(fā)前的差值(a)、南海季風(fēng)爆發(fā)時(shí)200 hPa流場(chǎng)和緯向風(fēng)分布(b) a.虛線表示溫度等值線,間距為0.5℃，陰影由淺到深表示溫度變化大于3℃、4℃、5℃。粗短虛線為3 000 m地形等高線。b.細(xì)虛線表示緯向風(fēng)部分特征等值線，陰影區(qū)表示西風(fēng)急流區(qū)，風(fēng)速大于25 m/s。粗長(zhǎng)虛線表示熱帶東風(fēng)急流軸線[55]。此圖引自張永生和吳國(guó)雄，1999[55]。

此外，西太平洋副熱帶高壓和南亞高壓是影響南海夏季風(fēng)的重要系統(tǒng)。過(guò)去幾十年西太平洋副高強(qiáng)度的變化可能是內(nèi)部氣候變率也可能是人為溫室氣體強(qiáng)迫的響應(yīng)。研究結(jié)果表明，盡管位勢(shì)高度隨著氣候變暖而明顯抬升[63]，西太平洋副高的反氣旋性環(huán)流強(qiáng)度并不隨著變暖而增強(qiáng)[64-66]。西太平洋副高的反氣旋性環(huán)流強(qiáng)度響應(yīng)在對(duì)流層中層和低層有著明顯的不同。隨著全球變暖，西太平洋副高在對(duì)流層中層明顯減弱東退，但在對(duì)流層低層強(qiáng)度基本保持不變[65]。對(duì)流層中層西太平洋副高的反氣旋性環(huán)流強(qiáng)度的減弱主要來(lái)自其北側(cè)西風(fēng)減弱的貢獻(xiàn)，而南側(cè)東風(fēng)減弱的貢獻(xiàn)并不十分明顯。與Duan等[67]基于觀測(cè)分析得到的對(duì)流層中層西風(fēng)減弱的現(xiàn)象一致，耦合模式在溫室氣體濃度增加的預(yù)估試驗(yàn)中，中緯度的升溫強(qiáng)于熱帶地區(qū)，副熱帶的經(jīng)向溫度梯度削弱，通過(guò)熱成風(fēng)關(guān)系導(dǎo)致副高北側(cè)的對(duì)流層中層西風(fēng)減弱。因此，青藏高原感熱加熱的減弱與對(duì)流層中層西太平洋副高的減弱可能是大尺度熱力場(chǎng)經(jīng)向梯度減弱在不同方面的表現(xiàn)。然而，目前尚且不是十分清楚青藏高原感熱加熱的減弱如何進(jìn)一步影響西太平洋副高強(qiáng)度對(duì)溫室氣體強(qiáng)迫的響應(yīng)。

南亞高壓的形成主要取決于青藏高原地形所導(dǎo)致的上空對(duì)流層暖中心[68]。在全球變暖的大背景下，再分析資料表現(xiàn)出了過(guò)去幾十年南亞對(duì)流層高層位勢(shì)高度抬高的年代際趨勢(shì)，似乎意味著南亞高壓的增強(qiáng)[69-71]。由于早期高原上空的觀測(cè)資料較少，不同再分析資料中南亞高壓年代際變化的不確定性很大[70,72]。特別是青藏高原的地表感熱加熱強(qiáng)度在過(guò)去呈現(xiàn)年代際減弱趨勢(shì)[67]，似乎不利于南亞高壓的年代際增強(qiáng)。

4 青藏高原熱力強(qiáng)迫對(duì)南亞夏季風(fēng)的影響

青藏高原熱力作用對(duì)南亞夏季風(fēng)的影響存在爭(zhēng)議。一些研究認(rèn)為歐亞大陸西部（東部）冬春雪蓋與隨后的印度夏季風(fēng)存在明顯的負(fù)（正）相關(guān)關(guān)系[73-74]。另一些研究表明，青藏高原雪蓋與印度夏季風(fēng)之間存在正相關(guān)關(guān)系[75-76]。由于青藏高原季風(fēng)從弱到強(qiáng)的轉(zhuǎn)變，高原東西向分布的雪蓋與印度夏季風(fēng)降水之間的偶極子空間相關(guān)性分布在1985年發(fā)生了重要變化[77-78]（圖3）。吳國(guó)雄等[79]指出，高原積雪融化遲早的輻射效應(yīng)對(duì)南亞季風(fēng)活動(dòng)有明顯的影響。范廣洲等[80]利用大氣環(huán)流譜模式得到，青藏高原地區(qū)冬季積雪增加將使隨后的南亞夏季風(fēng)明顯減弱。張艷等[58]研究指出，高原的感熱加熱有利于觸發(fā)南海夏季風(fēng)的爆發(fā)，相比之下對(duì)印度夏季風(fēng)爆發(fā)的作用卻不大。Liu等[81]通過(guò)數(shù)值模擬研究了青藏高原異常積雪對(duì)南亞夏季風(fēng)的影響。高原上異常雪蓋可以明顯減少地表通過(guò)反照率效應(yīng)吸收的短波輻射，而融雪和蒸發(fā)的影響相對(duì)較小。4月下旬至5月上旬，由較大積雪引起的高原地表溫度下降達(dá)到最大值。高原及其周邊地區(qū)對(duì)流層中上層的大氣降溫在5月最明顯，并且在6月達(dá)到最強(qiáng)，在一定程度上降低南亞夏季風(fēng)和降雨的強(qiáng)度，但這種影響只在初夏，在后期幾乎消失。Fujinami等[82]表明在南亞夏季風(fēng)成熟期，沿著副熱帶急流的季節(jié)內(nèi)振蕩異常會(huì)促使青藏高原上空垂直運(yùn)動(dòng)的變化，從而影響南亞夏季風(fēng)的水汽輸送，導(dǎo)致季風(fēng)活動(dòng)異常。副熱帶急流的短時(shí)異常通過(guò)兩個(gè)主要過(guò)程影響早夏的南亞和東亞季風(fēng)，一為沿副熱帶急流上下層準(zhǔn)靜止的Rossby波向東異常傳播，二為沿著15°N（阿拉伯海-孟加拉灣-菲律賓）的一條強(qiáng)西風(fēng)帶。李慶等[83]通過(guò)統(tǒng)計(jì)分析診斷和數(shù)值試驗(yàn)得到，冬春青藏高原多(少)雪年，夏季南亞季風(fēng)槽較淺(深)，南亞夏季風(fēng)偏弱（強(qiáng)），南亞季風(fēng)區(qū)的西風(fēng)風(fēng)速減弱(增強(qiáng))，南亞夏季降水偏少（多）。Sato等[84]通過(guò)簡(jiǎn)化的區(qū)域氣候模式，指出高原的熱力強(qiáng)迫通過(guò)改變中層大氣環(huán)流對(duì)印度季風(fēng)降水的轉(zhuǎn)變具有很大影響。當(dāng)亞熱帶西風(fēng)轉(zhuǎn)移到高原北部，青藏高原的熱力作用在季風(fēng)前增強(qiáng)的下沉環(huán)流在印度北部消失，南亞夏季風(fēng)爆發(fā)。Wu等[85]研究指出，位于20°N以南的南亞季風(fēng)系統(tǒng)主要受海陸熱力差異控制，南亞季風(fēng)的東部則主要受青藏高原熱力作用的影響。

青藏高原與印度洋之間的經(jīng)向熱力對(duì)比也是南亞季風(fēng)的重要驅(qū)動(dòng)因子。一般采用低層的溫度對(duì)比來(lái)度量經(jīng)向熱力對(duì)比。在人為溫室氣體強(qiáng)迫下，青藏高原的陸地表面增溫幅度大于印度洋的洋面上，經(jīng)向溫度對(duì)比增強(qiáng)，似乎應(yīng)該有利于南亞季風(fēng)環(huán)流增強(qiáng)。那么，為什么耦合模式中南亞季風(fēng)環(huán)流的強(qiáng)度普遍削弱呢？Sun等[86]提出南亞季風(fēng)環(huán)流主要受對(duì)流層高層經(jīng)向熱力對(duì)比的驅(qū)動(dòng)。在年際和年代際時(shí)間尺度上，南亞季風(fēng)環(huán)流的強(qiáng)度都與對(duì)流層高層的經(jīng)向溫度梯度有著更密切的聯(lián)系，而與對(duì)流層低層經(jīng)向溫度梯度的關(guān)系相對(duì)較弱。在人為溫室氣體強(qiáng)迫下的耦合模式長(zhǎng)期模擬試驗(yàn)中，對(duì)流層高層的溫度在印度洋的上升幅度大于青藏高原上空，對(duì)流層高層的經(jīng)向溫度梯度呈削弱趨勢(shì)，與南亞季風(fēng)環(huán)流的減弱趨勢(shì)是一致的。

圖3 500 hPa位勢(shì)高度回歸到青藏高原東部（EP）和西部（WP）雪蓋指數(shù)分布圖

5 青藏高原熱力強(qiáng)迫對(duì)降水的影響

青藏高原東南部是季節(jié)內(nèi)振蕩最活躍區(qū)域[87]，是季節(jié)內(nèi)振蕩（ISO）的源和匯區(qū)[88]。在某種程度上，青藏高原的ISO能夠影響局地甚至大尺度天氣系統(tǒng)，包括高原低壓渦旋[89]、副高[90]、南亞高壓[91]以及中國(guó)東部降水異常[92]。春季青藏高原雪蓋增加（減少），通過(guò)冷卻效應(yīng)，一方面會(huì)導(dǎo)致異常高壓的增強(qiáng)，有利于西太平洋副高的西北向伸展增強(qiáng)，阻擋了梅雨鋒的向北移動(dòng)，夏季長(zhǎng)江流域降水增加（減少）、氣溫偏低（高）。另一方面減弱海陸溫差，從而減弱西南季風(fēng)環(huán)流，使得水汽輸送降水減弱，導(dǎo)致我國(guó)夏季東南部降水減少（增加）、氣溫偏高（低）[93]。高原冬季積雪偏多（少），我國(guó)夏季長(zhǎng)江中下游降水偏多（少）、華北降水偏少（多）[31]、華南降水偏少（多）[32]。高原雪蓋的增加會(huì)減弱高原表面感熱通量，降低溫度，從而減弱海陸溫差對(duì)比，引起東亞夏季風(fēng)減弱，導(dǎo)致長(zhǎng)江流域夏季洪澇發(fā)生[38]。Xu等[94]研究指出，中國(guó)東部降水量與前一個(gè)月高原地氣溫差成顯著相關(guān)，且隨季節(jié)變化兩者存在階梯式月際“跳躍”相關(guān)特征（圖4）?；谠撗芯拷Y(jié)果，Xu提出春夏過(guò)渡期中國(guó)西部青藏高原和黃土高原大地形的地氣溫差變化為中國(guó)夏季風(fēng)雨帶向西北擴(kuò)展?fàn)顟B(tài)的前兆性強(qiáng)信號(hào)的新認(rèn)識(shí)。Xiao等[95]進(jìn)一步研究指出，青藏高原西部和喜馬拉雅山的雪蓋通過(guò)局地土壤蒸騰作用提供更多的水分，產(chǎn)生向東傳播的天氣擾動(dòng)，調(diào)節(jié)華南南風(fēng)異常水汽輸送，使得長(zhǎng)江流域降水增加。春夏季青藏高原熱力動(dòng)力過(guò)程通過(guò)激發(fā)東亞-太平洋遙相關(guān)來(lái)影響熱帶和中緯度海氣相互作用，進(jìn)而影響東亞降水[96-97]。其影響機(jī)制通過(guò)模式得到進(jìn)一步驗(yàn)證[98]。當(dāng)青藏高原西部夏季積雪增加時(shí)，Kelvin波異常響應(yīng)，異常東風(fēng)加強(qiáng)，通過(guò)緯向環(huán)流影響使得西太平洋暖池對(duì)流減弱，激發(fā)東亞-太平洋遙相關(guān)，使得梅雨雨帶發(fā)生變化。除此之外，青藏高原冬春雪蓋的變化對(duì)華南前汛期降水預(yù)報(bào)有重要指示意義[99]。冬春高原積雪日數(shù)與6月華南雨量呈正相關(guān)[100]。冬春季高原積雪偏多（少）時(shí)，夏季長(zhǎng)江中下游降水偏多（少）、華北和華南降水偏少（多）[101-103]。當(dāng)冬季高原積雪異常偏多時(shí)，由于融雪、蒸發(fā)和反照率的加強(qiáng)，使得高原及周邊大陸加熱場(chǎng)減弱，夏季東亞阻塞形勢(shì)發(fā)展，阻礙我國(guó)夏季季風(fēng)雨帶的北上[104]。青藏高原春夏季熱源減弱，使東亞海陸熱力差異減弱，致使東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度減弱，西太平洋副熱帶高壓位置偏西偏南，夏季東部強(qiáng)降水帶主要停滯在南方，從而呈現(xiàn)南澇北旱分布。通過(guò)模式結(jié)果進(jìn)一步指出，積雪初期，地面發(fā)射率起了主要作用，積雪融化后，濕土壤起了重要作用[105]。Qian等[33]采用區(qū)域數(shù)值模式進(jìn)行模擬，指出冬季高原積雪深度和雪蓋面積對(duì)中國(guó)降水的影響比春季更明顯。當(dāng)冬季高原雪深和積雪面積增加時(shí)，夏季風(fēng)爆發(fā)偏晚、強(qiáng)度減弱，導(dǎo)致華南降水減少和長(zhǎng)江淮河流域降水增多。與積雪面積相比，積雪深度所起的作用更大。青藏高原冬春季積雪通過(guò)影響東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度和西太副高位置來(lái)影響西北太平洋臺(tái)風(fēng)生成頻率和登錄中國(guó)臺(tái)風(fēng)個(gè)數(shù)，兩者間的負(fù)相關(guān)關(guān)系在1993年后變得更為顯著[106]。有研究進(jìn)一步指出，高原雪蓋和西北太平洋生成氣旋之間的顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系主要由于中部型El Ni?o 在 1990 年以后的頻繁發(fā)生[107]。彭京備等[108]研究指出，高原積雪的年代際尺度（10～12年）與華南夏季降水為顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系，高原積雪的多時(shí)間尺度變化可以作為中國(guó)夏季降水的預(yù)測(cè)依據(jù)。

圖4 1957—2006年中國(guó)海拔高度大于1 000 m站點(diǎn)平均地氣溫差（3—6月）與東部平均降水（4—7月）的滯后相關(guān)（兩者相關(guān)的3個(gè)層次用不同3個(gè)紅色橢圓分別表示，兩個(gè)藍(lán)色箭頭分別為這3個(gè)相關(guān)的層次之間兩次月際跳躍 此圖引自Xu et al,2008[94]。

6 全球變暖下青藏高原熱力變化及其對(duì)降水格局的影響

在全球增暖背景下，4—5月青藏高原雪蓋面積呈現(xiàn)顯著增加趨勢(shì)[109]。永凍層退化[110]，冰川減少和冰湖擴(kuò)張[111]。青藏高原氣壓顯著增加[112]，表面加熱和大氣加熱減弱[113-115]。盡管研究的時(shí)段不同，但結(jié)果均一致表明，伴隨著氣候變暖，青藏高原的大氣溫度呈現(xiàn)明顯增加的趨勢(shì)。如，青藏高原春季大氣表面年平均溫度在1980—2003年時(shí)期以0.4℃/(10 a)的速率上升，青藏高原感熱通量卻以16.3 W/(m2·10 a)的速度下降[116-117]。You 等[118]采用觀測(cè)資料分析得到，青藏高原平均溫度、最高溫度和最小溫度在1961—2005年期間分別以0.27℃/(10 a)、0.19 ℃/(10 a)和 0.36 ℃/(10 a)的速率上升，并從CMIP5模式得到驗(yàn)證，主要由雪蓋減少引起的雪/冰-反照率正反饋所致。青藏高原作為全球氣候變化的最敏感區(qū)域，以超過(guò)北半球以及同等緯度的0.16℃年平均速率和0.32℃的冬季平均速率上升[119]。土壤凍結(jié)期在1988—2007年間以每十年約半個(gè)月的時(shí)期縮短[120]。Zhu等[121]通過(guò)統(tǒng)計(jì)區(qū)域模式得到，青藏高原區(qū)域平均溫度日循環(huán)和年循環(huán)在2015—2050年期間均變?nèi)?，其中日循環(huán)變?nèi)跏怯捎谥鹑兆畹蜏囟壬仙俣瓤煊谌兆罡邷囟龋暄h(huán)變?nèi)跏怯捎谙募緶囟鹊慕档?。此外，由于日最低溫度的降低有利于夜間低云的增加，使得降水增加，霜凍天數(shù)減少。在過(guò)去的30年里，青藏高原的變暖非常顯著，但熱強(qiáng)迫已經(jīng)減弱，主要?dú)w因于大氣頂部向外輻射的增強(qiáng)[122]。Zhu等[123]進(jìn)一步指出，自全球變暖放緩以來(lái)，青藏高原中部和東部的感熱呈現(xiàn)出復(fù)蘇態(tài)勢(shì)，主要是地面風(fēng)速和地面氣溫差異的增加所致。耦合模式比對(duì)項(xiàng)目（CMIP5）第五階段采用的24種全球氣候模式（GCM）對(duì)高原二十一世紀(jì)的降水和溫度趨勢(shì)進(jìn)行了分析[124]。結(jié)果表明，對(duì)于大多數(shù)模式都有冷偏差，對(duì)12—5月的溫度平均值低估了1.1～2.5℃，對(duì)6—10月低估了1℃。對(duì)于降水，所有模式的模擬都高估了觀測(cè)氣候年平均值的62.0%～183.0%，而僅有一半的GCM能夠重現(xiàn)觀測(cè)的季節(jié)分布。

研究表明，青藏高原冬春積雪的顯著增多是亞洲季風(fēng)環(huán)流轉(zhuǎn)變的結(jié)果，主要是由東亞冬季風(fēng)的減弱、高原南側(cè)冬春季西風(fēng)的增強(qiáng)及西風(fēng)擾動(dòng)的活躍造成[125]。感熱通量的減弱與地表風(fēng)速的減弱密切相關(guān)。主要由于歐洲東部中高緯度的增暖使得經(jīng)向溫度和氣壓梯度減弱，東亞副熱帶西風(fēng)急流減弱從而影響地表風(fēng)速[116-117]。Duan等[126]研究指出，在過(guò)去30年里，隨著春季感熱通量和積雪深度的下降，中國(guó)南方降水、暴雨、平均降水強(qiáng)度和降水頻率均明顯增強(qiáng)，而長(zhǎng)江中游區(qū)域降水變化相反。其中感熱通量是導(dǎo)致這些變化的關(guān)鍵因子。另外，高原3—4月雪蓋的年代際增加與長(zhǎng)江流域降水的年代際增加、東南沿海降水的年代際減少密切相關(guān)[93,105]。Zhao等[127]指出，高原冬春雪蓋在1960—2001年期間有增加的趨勢(shì)，使得土壤濕度增加，降低春夏大氣溫度，進(jìn)而減弱東亞夏季風(fēng)環(huán)流，增加長(zhǎng)江流域梅雨鋒降水。Wang等[128]通過(guò)青藏高原90個(gè)氣象站資料分析和模式結(jié)果得到，高原以0.36℃/(10 a)的速率上升的增暖與南澇北旱的季風(fēng)降水模式密切相關(guān)。一方面，青藏高原冬春積雪異常增加通過(guò)改變地表反射率和感熱通量、增加土壤濕度以及影響融雪過(guò)程的水文效應(yīng)來(lái)影響東亞環(huán)流。積雪異常使得水汽輸送位置靠南，相應(yīng)的梅雨鋒和西太副高南北位置發(fā)生改變。由此，夏季雨帶在長(zhǎng)江流域維持更長(zhǎng)時(shí)間，形成“南澇北旱”雨型[129]。另一方面，當(dāng)青藏高原表面感熱加熱減弱時(shí)，高原的異常氣旋性環(huán)流和西北太平洋副熱帶異常反氣旋環(huán)流減弱。由此，從南海到華北的南風(fēng)異常導(dǎo)致正渦度環(huán)流和潛熱釋放之間的平衡關(guān)系減弱[130-131]。青藏高原感熱加熱的減弱引起向青藏高原中心輻合的低層氣旋式環(huán)流減弱，從而中國(guó)東部低層的南風(fēng)減弱，水汽更加難以向北方輸送，使得南方降水增多，華北降水減少[130]。基于HadAM3模式的模擬試驗(yàn)也表明：若高原反照率增大，則引起高原春夏季感熱加熱減弱，中國(guó)南方降水增多，北方降水減少[131]。Chen等[132]比較了保留和去除青藏高原地形的情形下，大氣二氧化碳濃度上升的直接輻射強(qiáng)迫所引起的東亞季風(fēng)響應(yīng)；結(jié)果表明，有青藏高原地形時(shí)，海陸熱力對(duì)比的增強(qiáng)更為明顯，初夏的降水增加也更強(qiáng)烈。Xu等[133]指出，東亞夏季風(fēng)的年代際減弱與青藏高原春季熱源的年代際減少密切相關(guān)（圖5）。2003年以前，高原春季熱源呈現(xiàn)下降趨勢(shì)，中國(guó)雨帶呈現(xiàn)“南澇北旱”的降水格局；2003年以后，高原春季熱源有逐漸增加的趨勢(shì)，中國(guó)降水格局可能出現(xiàn)“轉(zhuǎn)型”特征。Si等[134]同樣指出，青藏高原表面感熱加熱有增強(qiáng)的趨勢(shì)，這種“南澇北旱”的降水分布在未來(lái)也許將要結(jié)束（打破）。

圖5 a.春季青藏高原視熱源（Q1）年際變化及其趨勢(shì)曲線（實(shí)線）；b～g.各年代中國(guó)大陸區(qū)域夏季（6—8月）降水年代際距平場(chǎng)（相對(duì)1950—2000多年平均值）箭頭代表各年代主體雨帶北移或南壓趨勢(shì)。引自Xu,et al，2013[133]。

7 總結(jié)和討論

本文就青藏高原熱力作用對(duì)南海周邊區(qū)域夏季氣候（如東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度、南海夏季風(fēng)爆發(fā)早晚、南海周邊區(qū)域旱澇以及降水格局分布）的影響研究進(jìn)行了總結(jié)回顧。高原冬春積雪異常通過(guò)影響雪蓋反照率、改變輻射平衡和通過(guò)積雪-水文效應(yīng)改變土壤濕度兩個(gè)途徑來(lái)影響東亞夏季風(fēng)；通過(guò)改變大陸-海洋經(jīng)向熱力對(duì)比影響南海季風(fēng)爆發(fā)早晚。而青藏高原熱力作用對(duì)南亞夏季風(fēng)的影響存在爭(zhēng)議。有的研究認(rèn)為兩者間存在明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)系；有的研究認(rèn)為兩者間存在正相關(guān)關(guān)系。青藏高原冬春雪蓋的變化通過(guò)改變西太平洋副高位置和季風(fēng)環(huán)流變化來(lái)影響華南和長(zhǎng)江流域夏季降水的分布，對(duì)其預(yù)報(bào)有重要指示意義。在全球變暖背景下，青藏高原熱力作用具有明顯的年代際變化特征，是導(dǎo)致降水呈現(xiàn)“南澇北旱”分布的重要影響因素。近年來(lái)，青藏高原中部和東部的感熱呈現(xiàn)出復(fù)蘇態(tài)勢(shì)，“南澇北旱”的降水格局分布在將來(lái)有可能被打破。盡管科學(xué)家們?nèi)〉昧瞬簧僦匾晒?，但青藏高原熱力作用?duì)季風(fēng)和降水的影響機(jī)制細(xì)節(jié)目前仍然存在一些不確定性和爭(zhēng)議之處，需要繼續(xù)探索研究。

Zhao等[135]指出，由于缺乏高原尺度的土壤水分和PBL觀測(cè)網(wǎng)絡(luò)，對(duì)高原上表面通量的拖曳系數(shù)和表面感熱整體輸送系數(shù)的估算存在很大差異，由此直接導(dǎo)致在估算熱強(qiáng)度及其影響時(shí)產(chǎn)生的不確定性，影響了數(shù)值天氣和氣候預(yù)報(bào)模型的可靠性，導(dǎo)致高原上的再分析數(shù)據(jù)集和衛(wèi)星產(chǎn)品（如氣溫、土壤濕度、表面熱通量和輻射）存在很大的不確定性。為促進(jìn)青藏高原氣象研究，由中國(guó)氣象局、國(guó)家自然科學(xué)基金和中國(guó)科學(xué)院共同發(fā)起青藏高原第三次大氣科學(xué)實(shí)驗(yàn)（TIPEX-III）。TIPEX-III于2014年正式實(shí)施，并將持續(xù)8～10年。TIPEX-III的科學(xué)目標(biāo)是了解高原上的地表熱量收支、云微物理特性、大氣水循環(huán)和對(duì)流層-平流層交換特征；闡明高原陸地-氣耦合系統(tǒng)對(duì)惡劣天氣和氣候事件以及大氣能量和水循環(huán)的影響；改進(jìn)陸面、邊界層、云-降水和對(duì)流層-平流層交換過(guò)程的參數(shù)化方案；提高天氣和氣候預(yù)報(bào)業(yè)務(wù)能力。TIPEX-III數(shù)據(jù)揭示了在過(guò)去的研究中青藏高原上感熱的整體輸送系數(shù)可能被高估，潛熱通量的高原尺度不均勻性要比感熱通量大，以及表面熱通量與亞洲季風(fēng)活動(dòng)的聯(lián)系。TIPEX-III觀測(cè)揭示了云的特征、輻射效應(yīng)和雨滴大小分布，以及暖雨過(guò)程在云和降水形成和發(fā)展中的重要性。TIPEX-III分析提供了青藏高原熱力學(xué)作用對(duì)局部大氣水維持和渦旋運(yùn)動(dòng)、下游降雨和霧霾事件以及北半球大陸溫度和降雨的影響方面的新見(jiàn)解。

然而，由于青藏高原氣候復(fù)雜、觀測(cè)條件惡劣，青藏高原特別缺少能夠用于氣候變化研究的長(zhǎng)時(shí)間序列的可靠觀測(cè)資料，極大地限制了青藏高原氣候效應(yīng)的研究，特別是較長(zhǎng)時(shí)間尺度氣候變化的研究，嚴(yán)重制約了其在對(duì)南海周邊區(qū)域的水分循環(huán)影響中所起到的重要作用及其影響機(jī)制的研究。氣候模式是理解氣候動(dòng)力學(xué)機(jī)制和進(jìn)行未來(lái)氣候變化預(yù)估的重要工具。目前的氣候模式在青藏高原地區(qū)的基本模擬性能低于其他地區(qū)；雖然采用觀測(cè)資料去校準(zhǔn)模式中的物理過(guò)程和參數(shù)有助于改進(jìn)模式性能，但青藏高原觀測(cè)資料的稀缺極大地限制了此項(xiàng)工作的開(kāi)展。因此，有必要在高原的典型區(qū)域布設(shè)長(zhǎng)期觀測(cè)站點(diǎn)，為氣候動(dòng)力學(xué)、氣候變化以及數(shù)值模式發(fā)展方面的研究提供持久而可靠的數(shù)據(jù)來(lái)源。

此外，夏季季節(jié)內(nèi)振蕩是影響南海周邊區(qū)域降水的主要系統(tǒng)，尤其是持續(xù)性強(qiáng)降水過(guò)程，其影響時(shí)間長(zhǎng)、作用范圍廣和造成危害大是有目共睹的。青藏高原及其周邊地區(qū)水汽輸送在季節(jié)內(nèi)尺度上如何影響南海周邊區(qū)域（華南等）夏季持續(xù)性降水？與熱帶和中高緯系統(tǒng)是如何相互作用和協(xié)同發(fā)展的？這些問(wèn)題目前都不是十分清楚，有待進(jìn)一步深入探討。特別是在當(dāng)前全球變暖背景下，青藏高原熱力作用的變化可能影響南海周邊降水與季節(jié)內(nèi)振蕩和ENSO等預(yù)測(cè)信號(hào)之間的關(guān)系。但青藏高原自身熱力屬性的變化規(guī)律并不十分清楚，其影響南海及周邊地區(qū)氣候的機(jī)制更有待通過(guò)大量觀測(cè)資料和數(shù)值模擬試驗(yàn)來(lái)深入探討。加強(qiáng)青藏高原對(duì)南海周邊區(qū)域夏季氣候的影響機(jī)制研究以及探討其在全球變暖背景下的變化規(guī)律，對(duì)提高華南等地氣候預(yù)測(cè)水平具有重大意義。