青藏高原熱力作用對南海及周邊區(qū)域夏季氣候的影響研究進(jìn)展

李春暉，何超，萬齊林

(1.中國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)報重點實驗室，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)有來自相鄰的印度洋、中國南海等地大三角區(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)過程，對全球其它區(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，也是大氣對流活動和災(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)兩個子系統(tǒng)，兩者既相互緊密聯(lián)系，又相互獨立[3-5]。東亞季風(fēng)分為熱帶和副熱帶季風(fēng)兩個子系統(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、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。涉及到其對南海周邊區(qū)域（華南和長江流域）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，對近來取得的若干進(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)迫對東亞夏季風(fēng)的影響

青藏高原對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)對流偏強(qiáng)，通過調(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東亞夏季風(fēng)和我國降水的影響，指出當(dāng)高原地區(qū)3月積雪增多時，亞洲區(qū)域7月的環(huán)流形勢減弱，我國大陸降水減少，地面溫度下降及土壤濕度增加。李海盛等[37]通過數(shù)值試驗結(jié)果表明，青藏高原冬季多雪通過改變太陽輻射反照率，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，高原積雪會造成亞洲地區(qū)大氣環(huán)流較大的年際變化，通過改變高原陸面春、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），對應(yīng)亞洲夏季風(fēng)弱（強(qiáng)）。劉曉東等[39]通過數(shù)值實驗結(jié)果對比分析，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。簡茂球等[40]進(jìn)一步研究得到，高原東部對流層5、6月的顯著增溫對東亞夏季風(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]通過數(shù)值試驗指出青藏高原增暖會使得南亞高壓強(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影響經(jīng)向風(fēng)和垂直上升運動來加強(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觸發(fā)El Ni?o事件并減弱隨后的夏季風(fēng)，導(dǎo)致長江流域中低緯度降水異常增加[44]。模式和觀測資料進(jìn)一步證明，當(dāng)夏季高原雪蓋減少時，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。但大多數(shù)研究者一致認(rèn)為:高原冬春積雪異常通過兩個途徑來影響東亞夏季風(fēng)（圖1，見下頁）。一是通過影響雪蓋反照率，改變輻射平衡，導(dǎo)致地表熱通量異常，通過垂直運動促使西風(fēng)急流和高度場發(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。二是通過積雪-水文效應(yīng)改變土壤濕度來影響夏季風(fēng)強(qiáng)度變化[46]。針對反射率和融雪的水文效應(yīng)如何影響季風(fēng)環(huán)流的問題，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)春季積雪沒有融化時，積雪反照率的影響是主要的。而在中緯地區(qū)，當(dāng)夏季積雪開始融化時，此時積雪-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個月[49]，甚至不足一個月[50]。但是高原積雪正負(fù)異常年持續(xù)的時間是不對稱的，正異常年會持續(xù)6個月以上，負(fù)異常年只持續(xù)2～4個月[51]。

3 青藏高原熱力強(qiáng)迫對南海夏季風(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]。對流層高層局地反氣旋式擾動環(huán)流的出現(xiàn)，調(diào)制了南亞反氣旋北進(jìn)的過程。高層?xùn)|風(fēng)急流入口區(qū)的強(qiáng)烈輻散為熱帶季風(fēng)對流在南海地區(qū)首先爆發(fā)提供了有利的動力學(xué)條件[55]（圖2）。伴隨著高原加熱的增強(qiáng)，Rossby波非對稱響應(yīng)觸發(fā)南海北部西風(fēng)異常和增強(qiáng)垂直上升運動，對流低頻振蕩活躍，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，其改變海陸熱力對比，誘發(fā)南海夏季風(fēng)早爆發(fā)[59]。高原冬春積雪偏多會導(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的速度和低層大氣的運動，進(jìn)而影響南海夏季風(fēng)爆發(fā)的早晚[61]。觀測資料分析和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)時間偏晚，副高在孟加拉灣斷裂的時間偏晚，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)活躍時期200 hPa溫度場和風(fēng)場與季風(fēng)爆發(fā)前的差值(a)、南海季風(fēng)爆發(fā)時200 hPa流場和緯向風(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。粗長虛線表示熱帶東風(fēng)急流軸線[55]。此圖引自張永生和吳國雄，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，西太平洋副高在對流層中層明顯減弱東退，但在對流層低層強(qiáng)度基本保持不變[65]。對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]基于觀測分析得到的對流層中層西風(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，通過熱成風(fēng)關(guān)系導(dǎo)致副高北側(cè)的對流層中層西風(fēng)減弱。因此，青藏高原感熱加熱的減弱與對流層中層西太平洋副高的減弱可能是大尺度熱力場經(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)出了過去幾十年南亞對流層高層位勢高度抬高的年代際趨勢，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)度在過去呈現(xiàn)年代際減弱趨勢[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)迫對南亞夏季風(fēng)的影響

青藏高原熱力作用對南亞夏季風(fēng)的影響存在爭議。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）。吳國雄等[79]指出，高原積雪融化遲早的輻射效應(yīng)對南亞季風(fēng)活動有明顯的影響。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)，相比之下對印度夏季風(fēng)爆發(fā)的作用卻不大。Liu等[81]通過數(shù)值模擬研究了青藏高原異常積雪對南亞夏季風(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)振蕩異常會促使青藏高原上空垂直運動的變化，從而影響南亞夏季風(fēng)的水汽輸送，導(dǎo)致季風(fēng)活動異常。副熱帶急流的短時異常通過兩個主要過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]通過統(tǒng)計分析診斷和數(shù)值試驗得到，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]通過簡化的區(qū)域氣候模式，指出高原的熱力強(qiáng)迫通過改變中層大氣環(huán)流對印度季風(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)向熱力對比也是南亞季風(fēng)的重要驅(qū)動因子。一般采用低層的溫度對比來度量經(jīng)向熱力對比。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)流主要受對流層高層經(jīng)向熱力對比的驅(qū)動。在年際和年代際時間尺度上，南亞季風(fēng)環(huán)流的強(qiáng)度都與對流層高層的經(jīng)向溫度梯度有著更密切的聯(lián)系，而與對流層低層經(jīng)向溫度梯度的關(guān)系相對較弱。在人為溫室氣體強(qiáng)迫下的耦合模式長期模擬試驗中，對流層高層的溫度在印度洋的上升幅度大于青藏高原上空，對流層高層的經(jīng)向溫度梯度呈削弱趨勢，與南亞季風(fēng)環(huán)流的減弱趨勢是一致的。

圖3 500 hPa位勢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]以及中國東部降水異常[92]。春季青藏高原雪蓋增加（減少），通過冷卻效應(yīng)，一方面會導(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，夏季長江流域降水增加（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），我國夏季長江中下游降水偏多（少）、華北降水偏少（多）[31]、華南降水偏少（多）[32]。高原雪蓋的增加會減弱高原表面感熱通量，降低溫度，從而減弱海陸溫差對比，引起東亞夏季風(fēng)減弱，導(dǎo)致長江流域夏季洪澇發(fā)生[38]。Xu等[94]研究指出，中國東部降水量與前一個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提出春夏過渡期中國西部青藏高原和黃土高原大地形的地氣溫差變化為中國夏季風(fēng)雨帶向西北擴(kuò)展?fàn)顟B(tài)的前兆性強(qiáng)信號的新認(rèn)識。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，調(diào)節(jié)華南南風(fēng)異常水汽輸送，使得長江流域降水增加。春夏季青藏高原熱力動力過程通過激發(fā)東亞-太平洋遙相關(guān)來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)制通過模式得到進(jìn)一步驗證[98]。當(dāng)青藏高原西部夏季積雪增加時，Kelvin波異常響應(yīng)，異常東風(fēng)加強(qiáng)，通過緯向環(huán)流影響使得西太平洋暖池對流減弱，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華南前汛期降水預(yù)報有重要指示意義[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，夏季長江中下游降水偏多（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，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減弱，夏季東亞阻塞形勢發(fā)展，阻礙我國夏季季風(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中國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，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影響東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度和西太副高位置來影響西北太平洋臺風(fēng)生成頻率和登錄中國臺風(fēng)個數(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，高原積雪的多時間尺度變化可以作為中國夏季降水的預(yù)測依據(jù)。

圖4 1957—2006年中國海拔高度大于1 000 m站點平均地氣溫差（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個層次用不同3個紅色橢圓分別表示，兩個藍(lán)色箭頭分別為這3個相關(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[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。如，青藏高原春季大氣表面年平均溫度在1980—2003年時期以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月的時期縮短[120]。Zhu等[121]通過統(tǒng)計區(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，主要歸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，青藏高原中部和東部的感熱呈現(xiàn)出復(fù)蘇態(tài)勢，主要是地面風(fēng)速和地面氣溫差異的增加所致。耦合模式比對項目（CMIP5）第五階段采用的24種全球氣候模式（GCM）對高原二十一世紀(jì)的降水和溫度趨勢進(jìn)行了分析[124]。結(jié)果表明，對于大多數(shù)模式都有冷偏差，對12—5月的溫度平均值低估了1.1～2.5℃，對6—10月低估了1℃。對于降水，所有模式的模擬都高估了觀測氣候年平均值的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，在過去30年里，隨著春季感熱通量和積雪深度的下降，中國南方降水、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，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，增加長江流域梅雨鋒降水。Wang等[128]通過青藏高原90個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程的水文效應(yīng)來影響東亞環(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，夏季雨帶在長江流域維持更長時間，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，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，海陸熱力對比的增強(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，中國雨帶呈現(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，中國降水格局可能出現(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，這種“南澇北旱”的降水分布在未來也許將要結(jié)束（打破）。

圖5 a.春季青藏高原視熱源（Q1）年際變化及其趨勢曲線（實線）；b～g.各年代中國大陸區(qū)域夏季（6—8月）降水年代際距平場（相對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。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影響雪蓋反照率、改變輻射平衡和通過積雪-水文效應(yīng)改變土壤濕度兩個途徑來影響東亞夏季風(fēng)；通過改變大陸-海洋經(jīng)向熱力對比影響南海季風(fēng)爆發(fā)早晚。而青藏高原熱力作用對南亞夏季風(fēng)的影響存在爭議。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改變西太平洋副高位置和季風(fēng)環(huán)流變化來影響華南和長江流域夏季降水的分布，對其預(yù)報有重要指示意義。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，青藏高原中部和東部的感熱呈現(xiàn)出復(fù)蘇態(tài)勢，“南澇北旱”的降水格局分布在將來有可能被打破。盡管科學(xué)家們?nèi)〉昧瞬簧僦匾晒?，但青藏高原熱力作用對季風(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觀測網(wǎng)絡(luò)，對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)度及其影響時產(chǎn)生的不確定性，影響了數(shù)值天氣和氣候預(yù)報模型的可靠性，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，由中國氣象局、國家自然科學(xué)基金和中國科學(xué)院共同發(fā)起青藏高原第三次大氣科學(xué)實驗（TIPEX-III）。TIPEX-III于2014年正式實施，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)和對流層-平流層交換特征；闡明高原陸地-氣耦合系統(tǒng)對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-降水和對流層-平流層交換過程的參數(shù)化方案；提高天氣和氣候預(yù)報業(yè)務(wù)能力。TIPEX-III數(shù)據(jù)揭示了在過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)活動的聯(lián)系。TIPEX-III觀測揭示了云的特征、輻射效應(yīng)和雨滴大小分布，以及暖雨過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)作用對局部大氣水維持和渦旋運動、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解。

然而，由于青藏高原氣候復(fù)雜、觀測條件惡劣，青藏高原特別缺少能夠用于氣候變化研究的長時間序列的可靠觀測資料，極大地限制了青藏高原氣候效應(yīng)的研究，特別是較長時間尺度氣候變化的研究，嚴(yán)重制約了其在對南海周邊區(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力學(xué)機(jī)制和進(jìn)行未來氣候變化預(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)；雖然采用觀測資料去校準(zhǔn)模式中的物理過程和參數(shù)有助于改進(jìn)模式性能，但青藏高原觀測資料的稀缺極大地限制了此項工作的開展。因此，有必要在高原的典型區(qū)域布設(shè)長期觀測站點，為氣候動力學(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)降水過程，其影響時間長、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)測信號之間的關(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)制更有待通過大量觀測資料和數(shù)值模擬試驗來深入探討。加強(qiáng)青藏高原對南海周邊區(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，對提高華南等地氣候預(yù)測水平具有重大意義。