曹 瑜， 游慶龍， 蔡子怡

（1.江西省氣象服務中心，江西南昌 330096； 2.復旦大學大氣與海洋科學系/大氣科學研究院，上海 200438；3.中國氣象局-復旦大學海洋氣象災害聯合實驗室，上海 200438）

0 引言

青藏高原（以下簡稱高原）是世界上面積最大、地形最復雜的高原，通過動力作用和熱力作用影響著中國、亞洲甚至全球的大氣環(huán)流和天氣氣候［1］，由于其特殊的地形及天氣氣候特征等因素，高原地區(qū)站點主要分布于中部和東部地區(qū)。關于高原降水的研究很多，許多學者分析了不同時段高原降水，均表明高原年降水總體呈現增加趨勢，但存在季節(jié)和區(qū)域性差異［2-5］。有研究表明1961—2007 年高原夏季降水呈減小趨勢［6］，而對1970—2014 年高原夏季降水研究則呈大部分站點增加的趨勢［7］。另有學者從水汽輸送的角度分析了1979—2016 年高原降水的變化特征——總降水量呈現不顯著增加，5 月降水顯著增加［8］。還有許多研究針對高原降水的空間差異進行：1961—2004 年高原夏季降水增加的站點大部分位于高原南部和東北部，減少的站點大部分位于高原中東部；并且高原夏季降水的變化趨勢與海拔相關［9］；除此之外，高原降水也存在南北差異［10］和東西差異［11］；同時，高原年平均降水變化和夏季平均降水的變化趨勢呈現中部和邊緣差異［7，12］。

近年來，隨著全球氣候變暖討論熱度的增加，極端氣候研究也引起了國內外學者的廣泛關注［13-17］。青藏高原作為全球氣候變化的敏感區(qū)和關鍵區(qū)［18］，其極端降水的變化研究具有重要意義。利用極端降水指數對青藏高原地區(qū)極端降水的研究表明，西藏地區(qū)大部分極端降水指數呈現不顯著增加趨勢［19］；高原中東部夏季極端降水除局部地區(qū)外均增加［16］。1961—2015 年高原東部部分區(qū)域極端降水時段明顯增加，中西部區(qū)域發(fā)生強降水可能性增加，但東南緣干旱事件增加［5］。高原5—9 月極端降水進入21 世紀后向強雨量雨日更多、強度更強、極值更大、時間更集中的方向發(fā)展［20］。利用百分位閾值法分析表明，高原1961—2017年極端降水的增加是由極端降水頻次上升引起的［21］。

研究指出夏季影響高原降水有4 條通道，孟加拉灣北部通道影響高原中南部偏東地區(qū)，南海通道對高原東南部和中南部部分地區(qū)產生影響，而阿拉伯海水汽會調節(jié)孟加拉灣北部通道和南海通道來影響中南部偏西地區(qū)［22］。在高原降水偏多年份，南亞季風偏強，高原西邊界和南邊界的水汽輸送均增加，孟加拉灣和印度北部體現為反氣旋異常，印度南部氣旋異常［23］。徐建偉等［8］的研究也指出高原5月降水增多是南亞夏季風提前和加強導致的。多年來，諸多學者研究總結了不同環(huán)流因子對青藏高原及其周邊地區(qū)降水的影響［24-30］。西風帶和季風的相互作用會影響青藏高原氣候，并通過環(huán)流調節(jié)青藏高原地區(qū)降水的變化［25］；北大西洋濤動（NAO）會通過調節(jié)大尺度大氣環(huán)流與青藏高原地形的相互作用對青藏高原東部降水產生影響［31］；太平洋年代際振蕩和北大西洋數十年振蕩均會對歐亞大陸產生影響［32-33］；冬、春季北大西洋濤動（NAO）對中東急流軸的強度、位置以及相聯系的波作用通量有影響，并進一步影響亞洲季風系統(tǒng)［34］；另有分析指出青藏高原極端干濕的變化與兩條橫穿歐亞大陸的波列相關，其一為斯堪的納維亞半島至東亞波列，另一為地中海至東亞波列［35］。

以往研究已經對高原極端降水變化特征進行了分析，也從水汽輸送、大尺度環(huán)流型、海溫等多方面討論了影響青藏高原降水的因素，但高原極端降水的變化是否也受大尺度環(huán)流調控還需進一步探究。本文選取了基于閾值計算的極端降水指數——強降水量（R95p）來研究青藏高原中東部夏季強降水變化特征及其與大尺度環(huán)流之間的關系。

1 資料和方法

1.1 資料

基于中國國家級地面氣象站基本氣象要素日值數據集，通過比值法對非均一性降水序列訂正得到1961—2019年降水序列［36］。根據我國降水等級劃分標準：24 h降水量大于10 mm 為中雨，大于 25 mm為大雨，大于50 mm為暴雨。但我國幅員遼闊，地形差異大，各地的降水存在很大差異。因此，本文選取基于閾值計算的強降水量（R95p）作為代表來進行研究。選取青藏高原中東部71 個站點（圖1），利用上述降水數據，將1961—1990 年夏季日降水量作為氣候標準期，以氣候標準期前5%分位處的降水量作為標準值，然后將1961—2019 年的夏季日降水量與標準值進行比較，高于標準值的降水量疊加計算得到強降水量值（R95p）。文中用到的溫度場、風場、氣壓場等資料均為1961—2019 年的NCEP/NCAR 的再分析月值資料，水平分辨率為2.5°×2.5°［37］。

圖1 青藏高原中東部71個站點分布Fig.1 The distribution of 71 stations in the central and eastern of the Qinghai-Tibet Plateau

1.2 方法

1.2.1 風暴軸

風暴軸（storm track）最早是由Blackmon［38］于1976 年發(fā)現的，指的是中緯度大西洋和太平洋上空各有一個天氣尺度（2.5～6 d）瞬變波活動活躍的地區(qū)。計算方法：利用500 hPa 位勢高度場的逐日再分析資料通過帶通濾波技術濾出2.5～6 d 的瞬變渦動資料，本文中風暴軸定義為500 hPa 位勢高度天氣尺度（2.5～6 d）濾波方差。夏季時段為6—8 月，對濾波結果做方差計算，公式如下：

式中：zt為每日的濾波結果；z為各年夏季濾波結果的平均值，由上式計算得到1961—2014年青藏高原中東部夏季的風暴軸資料［39］。

1.2.2 TN波作用通量

TN 波作用通量在WKB 近似假定下與波的位相無關，與定常Rossby 波的局地群速度方向一致，反映Rossby 波群波能量的頻散方向［40-41］。針對移動和非移動Rossby 波，Takaya 等［40］推導得到相對于基本氣流用于診斷波動能量不依賴于波動位相傳播的波作用通量矢量，該方程水平分量在氣壓坐標系中的計算公式如下：

1.2.3 E-P通量

中緯度天氣尺度瞬變波和大尺度平均環(huán)流之間的相互作用是產生天氣氣候事件的主要動力過程，E-P 通量是常用于研究波流相互作用的診斷量。E-P 通量可以描述波動的傳播波導，用來診斷波動的傳播，表征瞬變波的傳播特征［42-43］。

式中：矢量F為Eliassen-Palm 通量，簡稱E-P 通量，為研究波流相互作用的診斷量之一。在球面坐標系中，E-P通量表達為

式中：p為壓強；f= 2Ω sinφ為地轉參數；a為地球半徑；u'、v'分別為東西和南北方向的擾動風速；θˉ為基本態(tài)位溫；θ'為擾動位溫；F(φ)、F(p)分別為緯向渦動角動量和渦動熱量在經向和垂直剖面上的輸送，F的方向可指示波動能量傳播的方向；E-P通量散度（?·F=[v*q*]）為位渦的渦動產生的角動量變化。

2 結果分析

2.1 夏季強降水特征分析

如圖2 所示，1961—2019 年高原中東部夏季強降水量及其占總降水量的比例表明：強降水量在研究時段內總體呈現為增加的趨勢，但在不同時期變化仍有差異，20世紀80年代之前強降水量為減小趨勢，之后為波動上升的趨勢；強降水量在總降水量中占比的變化與強降水量的變化趨勢基本保持一致，表明近年來極端降水對總降水量的貢獻增加，且從圖中可以看到強降水量對總降水量的貢獻約為15%～25%。

圖2 1961—2019年青藏高原中東部夏季強降水量及其在夏季總降水量占比隨的時間變化Fig.2 The trend of strong summer precipitation in the central and eastern part of the Qinghai-Tibet Plateau from 1961 to 2019 and its proportion of total summer precipitation over time

從夏季強降水量變化的空間分布（圖3）進一步來看，高原中東部有50 個站點的強降水是增加的，其中10 個站點增加趨勢通過了0.05 的顯著性檢驗，趨勢顯著的站點主要分布在高原的東部地區(qū)；另有21 個站點表現為減少的趨勢，大多分布在高原的中南部地區(qū)，且僅有1 個站點的增加趨勢通過了0.05 的顯著性檢驗。通過強降水量與夏季總降水比值的空間分布情況可以看到，高原中部地區(qū)強降水量的貢獻較小，貢獻大值區(qū)主要位于高原北部和南部邊緣地區(qū)。除此之外，強降水量占比較大的區(qū)域與強降水量呈增加趨勢的區(qū)域較吻合。

圖3 1961—2019年高原中東部夏季各站點強降水量變化趨勢和強降水量在總降水量中所占比例的空間分布Fig.3 Spatial distribution of R95p（a）and ratio between the R95p and summer precipitation（b）in the central and eastern of the Qinghai-Tibet Plateau

通過計算強降水量（R95p）去趨勢標準化距平序列，選取高原中東部夏季強降水異常的典型年份（圖4），為9 個高值年（1961 年、1962 年、1966 年、1974 年、1989 年、1993 年、1998 年、2014 年和2017年），8 個低值年（1975 年、1977 年、1983 年、1986 年、1992 年、1994 年、2002 年和2006 年），并采用合成分析等方法進行研究。

圖4 1961—2019年青藏高原中東部夏季強降水量去趨勢標準化距平序列（紅色為9年滑動平均）Fig.4 De-trend normalized anomaly series of summer R95p in the central and eastern of the Qinghai-Tibet Plateau from 1961 to 2019（the red line is the 9-year moving average）

2.2 環(huán)流場及水汽輸送特征分析

水汽分布的情況可以在一定程度上反映降水的分布，圖5（a）中青藏高原中東部整層積分的水汽通量及散度可以看到其水汽的主要來源有，西風帶、阿拉伯海和孟加拉灣以及南海輸送通道，其中西風帶輸送通道相對來說較弱，而最強的是阿拉伯海和孟加拉灣的水汽輸送通道，這一通道通過季風系統(tǒng)實現水汽向青藏高原的輸送，南海的水汽則通過西北太平洋副熱帶高壓外圍的偏南氣流和東亞季風輸送。青藏高原南部和東部邊緣表現為水汽輻合異常大值區(qū)，水汽在青藏高原北部和西部也呈現輻合，但相對較少，這與高原強降水量的分布較一致［圖5（b）］。從速度勢來看，青藏高原地區(qū)200 hPa速度勢為負，表明高層為與反氣旋有關的輻散流場，而與底層相對應的流入層［圖5（c）］，通過300 hPa 與500 hPa 之間的厚度也可以看到，青藏高原地區(qū)上層為一個暖性高壓系統(tǒng)控制，有利于水汽的上升流出［圖5（d）］，同時青藏高原北側為夏季西風帶、南側為熱帶東風帶。

基于前文對氣候態(tài)平均水汽及環(huán)流場分析，進一步對強降水典型年份水汽輸送異常特征進行討論。通過［圖6（a）］可知，青藏高原強降水高值年時除高原東部邊緣和中部部分地區(qū)水汽輻散異常外，其余區(qū)域均為水汽異常輻合區(qū)，尤其是南部為一個強水汽輻合中心。通過高原及其周邊地區(qū)水汽通量的分析，各路徑的水汽輸送在強降水高值年時是加強的。中緯度西風輸送加強使得高原中西部地區(qū)水汽輻合異常，印度半島地區(qū)水汽通量為氣旋性異常，異常環(huán)流東側的偏南氣流向北輸送孟加拉灣地區(qū)的水汽，至高原西南側因中緯度西風氣流加強轉向，將水汽傳送至高原南部并導致水汽中心輻合加強；而高原南部水汽輻合異常的區(qū)域與圖5（b）中強降水量較大的站點以及強降水量在總降水量中占比［圖3（b）］較大的區(qū)域吻合度較高。高原中東部強降水低值年時［圖6（b）］，高原中東部大部分地區(qū)水汽表現為輻散異常，但在其東部和中部仍有水汽輻合的異常中心，水汽輻合中心相較其他區(qū)域來說強降水占夏季總降水量的比重較低［圖3（b）］。低值年時高原區(qū)域內的季風水汽輸送明顯減弱，主要為偏東風和偏北風水汽輸送異常，使得高原東部有一水汽輻合異常中心；中緯度西風水汽輸送減弱，且印度半島地區(qū)的氣旋性環(huán)流異常，阻隔了來自南邊海域的水汽輸送，以上導致了高原南部和北部水汽的減少；而氣旋性環(huán)流異常北側強偏東偏南氣流又阻礙了西風水汽輸送，但和中緯度偏東氣流匯合在高原中西部地區(qū)產生了弱的水汽輻合中心。

圖5 1961—2019年夏季氣候態(tài)平均垂直積分的水汽通量（矢量，kg·m-1·s-1）及其散度（陰影，10-3g·m-2·s-1），青藏高原中東部夏季R95p，200 hPa速度勢（10-6·m2·s-1），200 hPa緯向風場（陰影，m·s-1）和300～500 hPa厚度層（等值線）Fig.5 Climatological mean state of vertically integrated moisture flux（arrows，kg·m-1·s-1）and its divergence（shaded，10-3g·m-2·s-1），summer R95p in the central and eastern of the Qinghai-Tibet Plateau（mm），200 hPa velocity potential（10-6m2·s-1），300-500 hPa layer thickness（contours，hPa）and 200 hPa zonal wind（shaded，m·s-1）

通過天氣尺度環(huán)流場型態(tài)異常情況，強降水高值年時歐亞大陸上空的中緯度西風急流以及熱帶東風急流均向極移動，且強度有所增強，高原上空為西風異常環(huán)流，同時高層南亞高壓強盛［圖6（c）］；強降水低值年時，中緯度西風急流和熱帶東風急流均向赤道方向移動，同時強度減弱，高原上空200 hPa 為東風異常環(huán)流，而南側和北側為西風異常，高層南亞高壓較弱［圖6（d）］。

綜上，強降水高值年時充足的水汽以及有利的上升運動，均為強降水的產生提供條件；而低值年則為相反情況。

2.3 風暴軸和波作用通量分析

青藏高原強降水的變化與大氣的瞬變擾動有關。在圖6（c）、6（d）中，根據厚度層距平可以看到在歐亞大陸上空有Rossby 波列存在。同樣，在圖7 中波列型態(tài)通過200 hPa 位勢高度異常也有很好地體現。青藏高原強降水高值年時，有距平波列從北大西洋地區(qū)開始傳播至我國中東部地區(qū)，有一個異常的低壓中心位于斯堪的納維亞半島上空，在低壓中心西側的北大西洋區(qū)域風暴軸中心強度相對較弱［圖7（b）］，距平波列由風暴軸的東側開始傳播，沿西風方向至青藏高原地區(qū)表現為反氣旋性環(huán)流異常。Rossby 波能量的傳播路徑可以由TN 波作用通量體現，一部分能量起始于大西洋經斯堪的納維亞半島向高緯度地區(qū)傳播，并沿著歐亞大陸北部一直延伸至北太平洋地區(qū)；另一部分能量由北大西洋地區(qū)沿著中緯度西風方向向青藏高原地區(qū)頻散，至青藏高原地區(qū)表現為能量的輻合。在青藏高原強降水低值年時，同樣有波列型態(tài)存在于歐亞大陸上空，北大西洋至斯堪的納維亞半島地區(qū)表現為異常反氣旋性環(huán)流，一個波列由該反氣旋異常起始，在歐亞大陸北部上空傳播，通過TN 波作用通量看到Rossby 波動能量由斯堪的納維亞半島的異常輻散中心沿波動路徑向下游頻散，至烏拉爾山附近有一輻合中心，一部分能量沿西風帶方向繼續(xù)傳播，另一部分能量向低緯青藏高原地區(qū)傳播。另一波列則由北大西洋的異常輻散中心向地中海方向傳播，能量向地中海和非洲北部傳播，該波列有部分能量沿著中緯度西風向青藏高原地區(qū)傳播［圖7（c）、7（d）］。

圖7 1961—2019年青藏高原中東部夏季200 hPa位勢高度距平場（等值線，gpm）、500 hPa波作用通量（箭頭，m2·s-2）及其散度（陰影，m·s-2）距平和500 hPa風暴軸（陰影，dagpm2）Fig.7 The composite anomalous on the eastern and central Qinghai-Tibetan Plateau during 1961-2019 of 500 hPa storm track（shaded，dagpm2）（a）the positive year of R95p（c）the negative year of R95p；200 hPa geopotential height（contour，gpm）and TN wave flux（arrows，m2·s-2）and it divergence（shaded，m·s-2）（b）the positive year of R95p（d）the negative year of R95p

通過波作用通量可以看到不穩(wěn)定能量的傳播方向，但瞬變波對基本氣流的作用還不明確。為進一步研究波動的分布情況和傳播特征，圖8 展示了北大西洋地區(qū)（5°～60° W）和青藏高原地區(qū)（65°～105°E）的E-P通量及其散度垂直剖面。

圖8 1961—2019年青藏高原中東部夏季大西洋地區(qū)（5°～60°W）E-P通量（箭頭，m3·s-2）及其散度（陰影，m·s-2）異常場，青藏高原地區(qū)（65°～105°E）及其散度（陰影，m·s-2）異常場Fig. 8 The composite anomalous of E-P flux（arrows，m3·s-2）and it divergence（shaded，m·s-2）over North Atlantic region（5°～60°W）and Qinghai-Tibet Plateau region（65°～105°E）during1961—2019.

2.3 E-P通量分析

通過圖8（a）、8（b）中北大西洋地區(qū)（5°～60°W）的E-P 通量異常的分析，青藏高原強降水高值年時E-P 通量散度在40°～55° N 范圍內為正異常，表明E-P 通量輻散加強，同時瞬變擾動作用引起西風加速；而在55°～75°N 范圍內，E-P 通量散度為負異常，即該區(qū)域E-P通量輻合加強，使得西風帶減弱；而低值年時則表現為完全相反的型態(tài)。并且圖中反映出強降水低值年比高值年在150～500 hPa 之間北大西洋地區(qū)瞬變擾動作用更強。不穩(wěn)定能量的輸送由E-P 通量矢量的方向體現出來，圖中可以看到動量均由散度正值向負值頻散：強降水高值年時，北大西洋地區(qū)的能量由50° N 的正值異常中心向高緯度輸送；強降水低值年時，受風暴軸異常產生的瞬變擾動影響，能量則由70° N 附近的正值中心向低緯度傳輸。同樣通過對青藏高原地區(qū)（65°～105°E）的E-P 通量及其散度的分析［圖8（c）、8（d）］，在極端降水高值年時，瞬變擾動和能量的傳播都在500 hPa 以上，瞬變波作用更強，因此瞬變擾動對環(huán)流的作用并不能很好地通過500 hPa 波作用通量分析，但可以通過E-P 通量及其散度來體現。在青藏高原地區(qū)20°～35° N 之間，強降水高值年時為E-P通量散度輻合異常，40°～50° N 之間為正的E-P 通量散度中心，引起西風加速，波動能量由中高緯度地區(qū)向青藏高原地區(qū)輸送；而強降水低值年，30°～40° N 為正E-P 通量散度，中高緯E-P 通量散度為負，能量向中高緯度地區(qū)傳播，瞬變擾動作用使得中高緯西風帶加強，西風水汽輸送減弱［圖8（c）、8（d）］。

通過對強降水高、低值年水汽輸送及大尺度環(huán)流等特征的探討，認為強降水高值年時，北大西洋風暴軸較弱，有一個波列起始于斯堪的納維亞半島經歐亞大陸延伸至高原地區(qū)，中緯度西風急流和熱帶東風急流均向極移動加強，高原南部水汽輸送增強。Bothe 等［44］的研究也指出了這一過程，北大西洋風暴軸會引起歐洲地區(qū)環(huán)流異常，并使得與之關聯的副熱帶西風急流和熱帶東風急流移動，并通過波列影響高原地區(qū)的水汽輸送。

此外，在強降水低值年時北大西洋風暴軸、西風急流加強，不穩(wěn)定能量增強，一個波列由北大西洋向地中海方向傳播，另一波列則由斯堪的納維亞半島反氣旋異常起始，在歐亞大陸北部上空傳播。上述情況如同Ding 等［45］描述的北大西洋出口區(qū)的不穩(wěn)定能量會激發(fā)波列，影響亞洲北部或其西部的高壓，進而調節(jié)印度夏季風；以及Zhu等［35］青藏高原的極端干濕情況與兩個波列相關的研究。

通過以上討論分析，高原中東部極端降水變化的影響過程歸納如圖9所示。當北大西洋地區(qū)風暴軸偏強（偏弱）時，瞬變波對基本氣流的強迫作用加強（減弱），中高緯度西風帶加強（減弱），西風輸送加強（減弱），同時北大西洋急流出口區(qū)的不穩(wěn)定能量導致歐洲西北部的高壓異常（歐洲地區(qū)的低壓異常），進而通過Rossby 波列影響亞洲季風，最終調節(jié)青藏高原中東部地區(qū)強降水。

圖9 青藏高原中東部夏季強降水量的影響機制示意圖（G表示高壓異常，D表示低壓異常）Fig.9 The possible mechanism influence the R95p in the eastern and central Qinghai-Tibet Plateau（G means high pressure anomaly，D means low pressure anomaly）

3 結論與展望

本文研究了青藏高原中東部夏季強降水變化特征及其與大尺度環(huán)流之間的關系，分別探討了強降水高、低值年水汽輸送、風暴軸以及能量傳播等特征，總結如下：

（1）青藏高原中東部強降水總體呈現為增加趨勢，強降水占總降水量的增加趨勢；強降水量呈增加趨勢的站點分布與其在總降水量占比較高的區(qū)域分布相一致。

（2）強降水高值年，高原水汽異常輻合，水汽輸送加強，中緯度西風急流和熱帶東風急流向極移動加強。低值年時，高原水汽異常輻散，但東部邊緣與中西部仍表現為水汽異常輻合，季風水汽輸送減少，中緯度西風急流和熱帶東風急流向赤道移動減弱。

（3）當強降水低（高）值年時，偏強（偏弱）的北大西洋風暴軸產生的瞬變擾動引起了中高緯西風加速（減速），激發(fā)了歐洲西北部的高壓異常（低壓異常），不穩(wěn)定能量通過Rossby 波的傳播向下游頻散，最終調節(jié)青藏高原中東部地區(qū)強降水的變化。

本文對影響高原中東部夏季強降水的水汽輸送及大尺度環(huán)流進行了探討，但Bothe 等［44］研究提出北大西洋海溫會對風暴軸產生影響，因此可以看作是斯堪的納維亞半島異常高壓產生的前兆信號；Liu 等［46］指出，西北太平洋副熱帶高壓的加強和北移與青藏高原中東部夏季降水密切相關。那么北大西洋海溫的變化和西北太平洋副熱帶高壓是否可以作為高原強降水變化的前兆信號，需要進一步的研究。同時，高原強降水高低值年時，水汽異常輻合區(qū)域存在反向的現象也需要進一步探討其特征及原因。