青藏高原冬季1 月繞流的變化特征及其對中國氣候的影響

姜潤 鞏遠發(fā) 袁源 康瀠文 陳彥偉 侯劭禹

1 成都信息工程大學大氣科學學院，高原大氣與環(huán)境四川省重點實驗室，成都 610225

2 蘭州大學大氣科學學院，蘭州 730000

3 河北省人工影響天氣辦公室，石家莊 050021

1 引言

青藏高原的總面積占中國陸地面積的四分之一，平均海拔高度在4000 m 以上，是世界上海拔最高、面積最大、地形最為復(fù)雜的高原。青藏高原的動力、熱力作用引起了人們的廣泛關(guān)注，并且指出高原動力作用對風場的最直接特征主要是影響西風帶的爬坡和繞流（葉篤正和高由禧, 1979; Yanai et al.,1992; Duan and Wu, 2005）。

對青藏高原動力作用的研究最早開始于上世紀40 年代末期，指出高原地形的動力作用是高原整體效應(yīng)的重要組成部分，一般而言高原純粹的動力作用主要是指其機械阻擋作用（Queney, 1948;Charney and Eliassen, 1949; Bolin, 1950; 顧震潮,1951; Liu et al., 2007; 李斐等, 2012）。針對這種地形的阻擋作用；1970 年代到1980 年代中國學者從利用不同的數(shù)值試驗來研究其對大尺度流場形成的貢獻，結(jié)果表明對冬季大尺度水平流場的形成來說是以繞流作用的貢獻為主，并且注意到對流層中低層繞流作用更為明顯（葉篤正和高由禧, 1979; 瞿章等, 1981; 王謙謙等, 1984; 王安宇和王謙謙, 1985）。隨后，張耀存和錢永甫（1999）通過研究指出當高原總體平均高度超過臨界高度后，高原周圍地區(qū)氣流主要以繞流為主，爬坡氣流的速度較小；喬鈺等（2014）的研究發(fā)現(xiàn)高原繞流的強度隨高度、季節(jié)變化。

關(guān)于高原繞流對大氣環(huán)流和我國天氣氣候影響的研究也有很多。1980 年代中后期，許多學者通過大量的有、無高原地形的數(shù)值試驗證明，北支氣流加強了北方冷空氣在高原東側(cè)南下；南側(cè)的南支西風氣流，為華南地區(qū)輸送了大量暖濕空氣，冷暖空氣的交匯，給我國平原地區(qū)帶來較大的降溫及較多的降雨（李維京和羅四維, 1986; 朱乾根和楊松,1990; 梁瀟云等, 2005; 李強, 2011）。黃剛和周連童（2004）指出高原西側(cè)繞流的偏北風系減弱 ,可能導(dǎo)致了東亞夏季風的偏南風分量減弱，使得輸向華北的水汽大大減弱，且引起華北地區(qū)降水減少，發(fā)生了持續(xù)嚴重干旱。由于高原對西風帶的機械阻擋作用形成了繞流，北支繞流使高原北側(cè)形成高壓脊（Wu et al., 2015），南支繞流在其南側(cè)形成低壓槽（Ramaswamy, 1956），進而影響我國天氣氣候（王同美等, 2008; Fan et al., 2015; 張永莉等, 2018;吳樹炎, 2018）。另外，Duan et al.（2012）通過回顧總結(jié)青藏高原氣候變化的觀測、試驗和研究進展發(fā)現(xiàn)，高原上空的中尺度地形對中尺度擾動的產(chǎn)生和增強起著重要作用，這些擾動增強了長江流域的對流和降水。

綜上可見，青藏高原的動力作用對大氣環(huán)流異常變化及天氣氣候異常都有重要影響。過去對青藏高原動力作用的研究大多傾向于數(shù)值模擬和定性分析，討論高原的機械阻擋作用導(dǎo)致西風氣流經(jīng)高原阻擋產(chǎn)生爬流和繞流現(xiàn)象并影響我國天氣氣候，對繞流和爬流強弱的定量分析相對較少。本文的出發(fā)點是定義一個客觀表征冬季青藏高原南北兩側(cè)繞流強弱的指標，定量分析繞流的變化，并初步研究其與我國冬季氣候之間的關(guān)聯(lián)。

2 資料和方法

本文采用資料包括：（1）美國國家環(huán)境預(yù)報中心（National Centers for Environmental Prediction，簡稱NCEP）的月平均再分析資料中的水平風場、全風速、位勢高度場、垂直速度場和溫度場，資料的水平分辨率為2.5°×2.5°（Kalnay et al., 1996）；（2）氣溫和降水數(shù)據(jù)來自國家氣象信息中心整編的中國地面基本氣象要素日值數(shù)據(jù)集（V3.0），這套資料也是近年來很多研究廣泛使用的資料（艾雅雯等, 2020; 徐瑋平等, 2020）。所有資料時段均為1979～2019 年冬季（在本文中冬季指當年1 月），氣候平均態(tài)是基于研究時段1979～2019 年的平均。研究方法包括相關(guān)分析、合成分析等方法，用t檢驗判斷相關(guān)的顯著性水平（魏鳳英, 1999）。

3 青藏高原冬季繞流的變化特征

3.1 青藏高原繞流的空間特征

葉篤正和高由禧（1979）指出高原冬季主要以動力作用為主，并且繞流在冬季的對流層中、低層表現(xiàn)明顯。圖1 是1979～2019 年冬季600 hPa 平均的水平風場，從圖中可以看到，西風氣流在遇到高原后，在60°～70°E 附近被分為南北兩支，其中北面的一支先是西南氣流沿青藏高原西北側(cè)向東北方向流去，到達巴爾喀什湖東部、中國新疆北部后轉(zhuǎn)為西北氣流經(jīng)高原東北側(cè)到中國華北地區(qū)和淮河流域；南面的一支西北氣流沿著高原的西南邊緣經(jīng)印度半島北部、到達孟加拉灣附近后，再轉(zhuǎn)為西南氣流經(jīng)高原東南部和中國西南地區(qū)，到長江流域與北支西北氣流匯合形成一條輻合線。由于高原繞流的影響，高原東北側(cè)以西北風為主，高原西北側(cè)為西南風，高原西南側(cè)以西北風為主，高原東南側(cè)為西南風；南北風的差異導(dǎo)致了青藏高原東西南北四個側(cè)面各存在一條經(jīng)向風零線，將高原繞流的主體區(qū)域（15°N～50°N，60°E～120°E）分為了4 個位相。如圖1 所示，為了區(qū)分這4 個位相，我們將高原東北側(cè)（32.5°N～50°N，90°E～120°E）記為第1 位相，高原西北側(cè)（32.5°N～50°N，60°E～90°E）記為第2 位相，高原西南側(cè)（15°N～32.5°N，60°E～90°E）記為第3 位相，高原東南側(cè)（15°N～32.5°N，90°E～120°E）記為第4 位相。為了研究北支第1、2 位相，與南支第3、4 位相的關(guān)系，我們將第1、2 位相所在的區(qū)域（32.5°N～50°N，60°E～120°E）定義為北支繞流區(qū)，第3、4 位相所在的區(qū)域（15°N～32.5°N，60°E～120°E）定義為南支繞流區(qū)。

圖1 1979～2019 年青藏高原冬季600 hPa 氣候平均的水平風場（單位：m s-1）。圖中灰色陰影為高原3000 m 以上地形，綠色方框為高原繞流主體區(qū)域，紫色實線為經(jīng)向風零線，紅色矢量為西南風，藍色矢量為西北風Fig. 1 Average horizontal winter wind field of 600 hPa in the Tibetan Plateau from 1979 to 2019 (units: m s-1). Gray shaded areas indicate the ones with a topography of more than 3000 m, the green box represents the main area of the westerly flow around the Tibetan Plateau, the purple solid line is the zero line of meridional wind, the red vector indicates the southwest wind, and the blue vector corresponds to the northwest wind

3.2 青藏高原繞流指數(shù)的定義

由于高原西側(cè)西風位置和強度的變化，北支繞流和南支繞流并不完全對稱，因而它們并不是簡單的為同相或反相變化，為了能夠客觀地反應(yīng)南、北兩支繞流的變化特征，我們有必要定義兩個指數(shù)：北支繞流指數(shù)和南支繞流指數(shù)，來客觀反映這種變化。

對于繞流來說，最能直觀反應(yīng)繞流的強弱變化是風的變化。因此我們將冬季北支繞流區(qū)的平均全風速定義為北支繞流指數(shù)，將南支繞流區(qū)的平均全風速定義為南支繞流指數(shù)。平均全風速較大表明繞流較強，平均全風速較小表明繞流較弱。

圖2 是1979～2019 年兩個繞流指數(shù)經(jīng)標準化處理后的變化圖。如圖所示，北支繞流指數(shù)與南支繞流指數(shù)都有明顯不同的變化，它們之間的相關(guān)系數(shù)達-0.57，通過了99%的顯著性檢驗。表明北支繞流與南支繞流存在明顯的負相關(guān)，當北支（南支）繞流強時，南支（北支）繞流弱。為了研究這種變化對我國天氣氣候的影響，我們以標準差大于正1為標準，篩選出北支繞流異常強年：1979、1987、1988、1990、2001、2006、2010、2014 共8 年，南支繞流異常強年：1983、1984、1989、1993、1998、2005、2008、2012 共8 年；標準差小于負1 為標準，篩選出北支繞流異常弱年：1981、1983、1984、1995、2004、2007、2008、2011、2012、2019 共10 年，南支繞流異常弱年：1982、1987、2009、2010、2014 共5 年。北支繞流異常強年中，我們可以發(fā)現(xiàn)1987、2010、2014 對應(yīng)南支繞流異常弱年；而北支繞流異常弱年中，我們可以發(fā)現(xiàn)1983、1984、2008、2012 對應(yīng)南支繞流異常強年。

圖2 1979～2019 年冬季600 hPa 青藏高原繞流指數(shù)的標準化變量變化。紅色表示北支繞流指數(shù)（WNFI），藍色表示南支繞流指數(shù)（WSFI），虛線為正、負1 個標準差Fig. 2 Change of standardized variables of the 600-hPa westerly flow indices around the Tibetan Plateau during winter from 1979 to 2019.The red bar represents the winter northern branch flow index (WNFI),the blue bar is the winter southern branch flow index (WSFI), and the dashed lines indicate the positive and negative one standard deviation

3.3 與渦度定義的繞流指數(shù)的對比

為了表征我們定義的指數(shù)的合理性，分別將我們定義的指數(shù)與蔣艷蓉等（2009）用渦度定義的繞流指數(shù)做了對比。圖3a 為高原附近渦度場的變化，結(jié)果表明（圖3a），由于高原地形的影響，低層西風氣流在高原西側(cè)分支，經(jīng)南北兩側(cè)繞流，于高原東側(cè)匯合，且在其東南和東北邊緣附近形成一正一負2 個對稱的渦旋，在高原東南側(cè)為明顯正渦度，在高原東北側(cè)為明顯的負渦度，并利用700 hPa 正、負渦度所在區(qū)域平均渦度之差定義了一個反應(yīng)高原繞流的指數(shù)。由于高原東側(cè)的渦旋對是西風繞過高原后形成的，因此可以形象的體現(xiàn)西風的繞流作用，那我們定義的指數(shù)可以反映這種渦度的變化嗎？于是我們分別對北支繞流強（弱）年對應(yīng)南支弱（強）年的渦度異常進行了合成。如圖3b 所示，當北支繞流強、南支繞流弱時，高原東北側(cè)的反氣旋切變增強，為異常負渦度距平，高原東南側(cè)的氣旋式切變減弱，也為異常的負渦度距平；而當南支繞流強、北支繞流弱時（圖3c），這種變化正好相反，高原東北側(cè)的反氣旋式切變減弱，為異常的正渦度，高原東南側(cè)的氣旋式增強，同樣為異常的正渦度距平。

圖3 （a）1979～2019 年冬季700 hPa 氣候平均渦度場，（b）北支繞流強南支繞流弱年的渦度距平合成分布，（c）南支繞流強北支繞流弱年的渦度距平合成分布。灰色陰影區(qū)代表高原3000 m 地形，綠色方框為蔣艷蓉等（2009）定義的繞流指數(shù)所選的區(qū)域，單位：10-5s-1Fig. 3 (a) Distribution of the winter climatic average vorticity at 700 hPa from 1979 to 2019, composite of vorticity anomaly (b) for the stronger northern branch flow and the weaker southern branch flow and (c) for the stronger southern branch flow and the weaker northern branch flow. The gray shaded areas indicate the ones with a topography of more than 3000 m and the green boxes are the regions selected by the circumfluence index defined by Jiang et al. (2009), units: 10-5s-1

由此可見，我們定義的繞流指數(shù)可以很客觀的反映高原東南側(cè)和東北側(cè)這種渦旋對的變化，也進一步說明用冬季青藏高原南北兩側(cè)的區(qū)域平均全風速定義的繞流指數(shù)是客觀合理的。

4 青藏高原繞流的年際變化對我國冬季天氣氣候的影響

4.1 高原繞流對我國冬季天氣氣候的影響

高原繞流是否會對我國天氣氣候產(chǎn)生影響的問題，吳國雄（2014）指出由于高原的存在，低層西風氣流分為南北兩支，北支經(jīng)我國西北、華北、東北和華東地區(qū)流向太平洋，南支氣流在高原南側(cè)轉(zhuǎn)變?yōu)榕瘽竦奈髂蠚饬?，對我國西南、華南及長江中下游地區(qū)產(chǎn)生重要影響。

圖4 分別給出了北支指數(shù)和南支指數(shù)與我國氣溫和降水的相關(guān)分布。圖4a 是北支繞流指數(shù)與我國氣溫的相關(guān)系數(shù)，圖中可以看出，北支繞流指數(shù)與我國東北地區(qū)氣溫呈明顯的負相關(guān)，并且黑龍江等地最為顯著，而與我國其它地區(qū)氣溫呈正相關(guān)，尤其是我國河套及長江以南地區(qū)，它們之間的相關(guān)系數(shù)超過了0.6，并且通過99%的顯著性檢驗。圖4b 是北支繞流指數(shù)與我國降水的相關(guān)系數(shù)，可以看出，北支繞流指數(shù)與我國東北以、華北及新疆北部地區(qū)降水呈正相關(guān)，東北及新疆北部地區(qū)較為顯著，而與青藏高原、長江以南地區(qū)降水呈明顯的負相關(guān)，且西南地區(qū)最為顯著。這個結(jié)果表明，當青藏高原北支繞流較強（弱），我國東北地區(qū)氣溫偏低（高），河套及長江以南地區(qū)氣溫偏高（低）；而我國降水與氣溫相反，當青藏高原北支繞流較強（弱）時，我國東北、新疆北部地區(qū)降水偏多（少），我國西南地區(qū)降水偏少（多）。

圖4 1979～2019 年冬季高原繞流指數(shù)與我國氣溫和降水的相關(guān)系數(shù)：（a）北支指數(shù)和（c）南支指數(shù)與氣溫的相關(guān)；（b）北支指數(shù)和（d）南支指數(shù)與降水的相關(guān)。打點區(qū)域表示通過95%顯著檢驗的站點Fig. 4 Correlation coefficients between the westerly flow indices during winter around the Tibetan Plateau and the air temperature/precipitation from 1979 to 2019: (a) WNFI & (c) WSFI and the air temperature, (b) WNFI & (d) WSFI and precipitation. The dots indicate the correlation coefficients are significant at the 95% confidence level

從南支繞流指數(shù)與我國氣溫的相關(guān)系數(shù)分布（圖4c）可以看出，南支繞流指數(shù)與我國全國氣溫呈負相關(guān)，尤其是我國河套、江淮及長江以南地區(qū)較為顯著；而南支繞流指數(shù)與我國降水的相關(guān)系數(shù)分布（圖4d）表明，南支繞流指數(shù)與我國東北、新疆北部地區(qū)降水呈負相關(guān)，與我國西北、河套及長江以南地區(qū)降水呈正相關(guān)，這種正相關(guān)在我國河套和江南等地比較明顯。由此表明，當南支繞流強（弱）時，我國全國氣溫普遍偏低（高），我國東北及新疆北部地區(qū)降水偏少（多），我國西北、青藏高原、西南和南方大部分地區(qū)降水偏多（少）。

比較北支繞流和南支繞流指數(shù)與我國氣溫和降水的相關(guān)系數(shù)，無論是氣溫還是降水，都可以明顯看出，北支繞流和南支繞流似乎存在某種反位相變化，這與圖2 反映出來的結(jié)果是基本一致的，即北支繞流偏強時、南支繞流偏弱，反之，南支繞流偏強、北支繞流偏弱。

4.2 青藏高原繞流異常變化對對流層中低層大氣環(huán)流的影響

上一小節(jié)的分析表明，無論是北支（南支）繞流強、南支（北支）繞流弱，它們都與我國氣溫和降水的變化關(guān)系緊密。青藏高原繞流到底是通過何種機制對我國氣溫和降水造成影響？這一小節(jié)，我們對這種機制進行了初步的研究。

氣溫和降水的異常在一定程度上反映了大氣環(huán)流的異常，青藏高原繞流如何對冬季大氣環(huán)流造成影響呢？因此，我們主要從冬季北支繞流指數(shù)和南支繞流指數(shù)的異常變化出發(fā)，初步分析了冬季高原繞流與東亞大氣環(huán)流的聯(lián)系及其對我國氣溫和降水的影響機制。

圖5 是北支繞流強年、南支繞流弱年850 hPa和700 hPa 的水平風場距平合成。從圖上可以看出，兩個高度上的高原北側(cè)以西風異常為主、高原南側(cè)東風異常為主。在850 hPa 高度上（圖5a），45°N以北的中高緯度地區(qū)都是異常距平氣旋性環(huán)流，有兩個異常氣旋式環(huán)流中心，一個位于巴爾喀什湖西北部地區(qū)，另一個在貝加爾湖西北側(cè)。由于高原北側(cè)的北支繞流的異常加強導(dǎo)致高原西北側(cè)為異常的西南風，高原東北為弱的異常西風帶，到我國華北和東北地區(qū)則轉(zhuǎn)為異常西南風，這是非常不利于冷空氣南下的條件。反觀30°N 以南的我國中低緯度地區(qū)，由于高原南側(cè)南支繞流較弱，青藏高原西南側(cè)印度半島北部為顯著的偏東風，高原東南側(cè)則受云貴高原地形的阻擋，異常東風帶南移到中南半島到南海北部一帶，轉(zhuǎn)為異常東北風；高原東部的江南地區(qū)到江淮流域都為異常的西南風，華南地區(qū)則形成一個異常的反氣旋環(huán)流系統(tǒng)。

圖5 1979～2019 年冬季北支繞流強南支繞流弱年的水平風場距平合成（單位：m s-1）：（a）850 hPa；（b）700 hPa；（c）500 hPa?；疑幱皡^(qū)代表高原3000 m 地形，黃色填色表示通過95%顯著性檢驗，A 代表反氣旋，C 代表氣旋Fig. 5 Composites of the horizontal wind anomaly fields for winters with the stronger northern branch flow and the weaker southern branch flow(units: m s-1) from 1979 to 2019: (a) 850 hPa; (b) 700 hPa; (c) 500 hPa. The gray shaded areas indicate the topography of more than 3000 m, the yellow shaded areas indicate the anomalies of the winds significant at the 95% confidence level, A denotes anticyclone, and C denotes cyclone

在700 hPa 高度上（圖5b）可以更清楚地看到，巴爾喀什湖西北部地區(qū)和貝加爾湖西北側(cè)依然是兩個異常的氣旋式環(huán)流系統(tǒng)，高原西北側(cè)為異常西南風，但與850 hPa 不同，高原東北則轉(zhuǎn)為西北風異常，華北到東北地區(qū)西南風的南風分量減小。高原南側(cè)南支繞流較弱，高原西南側(cè)為異常的東南風，不受云貴高原的影響，高原東南部到我國江南和華南地區(qū)為一致的東北風異常，在30°N 附近的長江流域到我國東海為一個異常的反氣旋式切變帶；在整個700 hPa 圖上，高原西部到我國東部沿岸的中低緯度地區(qū)處于一個巨大的異常反氣旋性環(huán)流系統(tǒng)中。600 hPa（圖略）和500 hPa（圖5c）與700 hPa有類似的特征，500 hPa 上可以更清楚的看到青藏高原中部上空是異常反氣旋性環(huán)流系統(tǒng)的中心，并可以延伸到300 hPa 的高度上；850 hPa 上的巴爾喀什湖西北和貝加爾湖西北側(cè)的異常氣旋式環(huán)流系統(tǒng)也可到達300 hPa 高度以上。

總體上看，當青藏高原北支繞流強、南支繞流弱時，對流層中下部中高緯度受貝加爾湖異常氣旋環(huán)流西部和南部的異常偏南氣流和偏西氣流的影響，冷空氣到我國東北和華北地區(qū)后，受到低層850 hPa上異常西南氣流的阻擋很難繼續(xù)南下，我國東北地區(qū)氣溫異常偏低；同時東北、華北和新疆北部地區(qū)也是冷空氣和西南暖濕氣流的交匯處，降水異常偏多。我國東部地區(qū)、西南地區(qū)、西北地區(qū)，受低層850 hPa 一致的西南偏暖氣流影響，其上層則是700 hPa 到500 hPa 異常反氣旋環(huán)流的下沉增溫作用，這種異常的環(huán)流結(jié)構(gòu)配置導(dǎo)致我國這些地區(qū)降水偏少、氣溫偏高。

當南支繞流強、北支繞流弱時，如圖6 所示，在850 hPa（圖6a）上，受弱的北支繞流影響，高原東北側(cè)到我國東部地區(qū)都為異常的東南風所控制，烏拉爾山及其東部的北亞高緯度地區(qū)和中國東北到日本一帶為異常反氣旋性環(huán)流；由于南支繞流強，從孟加拉灣經(jīng)高原東南部到華南沿岸是異常的西南風，23°N 附近的華南到西南地區(qū)為異常的氣旋式切變，15°N 附近的南海中部為反氣旋式切變；與850 hPa 對比，700 hPa（圖6b）上高原北側(cè)的異常東風氣流和高原南側(cè)的異常西風氣流更明顯，華南地區(qū)的氣旋式切變向北傾斜移到30°N 北側(cè)的長江流域，伊朗高原到青藏高原西部也是一個明顯的氣旋式切變；與850 hPa 明顯不同的是，在700 hPa上從南海北部到臺灣東部洋面上形成一個異常明顯的反氣旋環(huán)流系統(tǒng)，我國的西南、華南到長江流域為一致的異常西南風控制。進一步，從600 hPa（圖略）和500 hPa（圖6c）圖上可以看到與700 hPa類似的特征，500 hPa 的青藏高原中部上空是異常氣旋性環(huán)流系統(tǒng)的中心。

圖6 1979～2019 年冬季南支繞流強北支繞流弱年的水平風場距平合成（單位：m s-1）：（a）850 hPa；（b）700 hPa；（c）500 hPa?；疑幱皡^(qū)代表高原3000 m 地形，黃色填色表示通過95%顯著性檢驗，A 代表反氣旋，C 代表氣旋Fig. 6 Composites of the horizontal wind anomaly fields for winters with the stronger southern branch flow and the weaker northern branch flow(units: m s-1) from 1979 to 2019: (a) 850 hPa; (b) 700 hPa; (c) 500 hPa. The gray shaded areas indicate the topography of more than 3000 m, the yellow shaded areas indicate the anomalies of the winds that are significant at the 95% confidence level, A denotes anticyclone, and C denotes cyclone

綜合青藏高原南支繞流強、北支繞流弱的對流層中下層異常環(huán)流的配置特征，烏拉爾山東部高緯度地區(qū)的異常反氣旋性環(huán)流攜帶高緯度冷空氣經(jīng)貝加爾湖西部和蒙古，切入我國內(nèi)蒙影響我國西部地區(qū)，中國東北到日本一帶的異常反氣旋性環(huán)流攜帶高緯度冷空氣經(jīng)朝鮮半島，從我國東部進入影響我國東南部大部分地區(qū)，導(dǎo)致我國大范圍地區(qū)的氣溫異常偏低。同時，從我國東部大部分地區(qū)850 hPa上東南風異常與700 hPa 以上暖濕西南風異常配置，也是導(dǎo)致我國除東北地區(qū)外全國大部分地區(qū)降水偏多的主要原因之一；我國東北到華北北部地區(qū)則是從850 hPa 到500 hPa 都是一致異常反氣旋式環(huán)流系統(tǒng)影響，降水偏少。

4.3 青藏高原繞流異常變化對對流層中高層大氣環(huán)流的影響

阻塞高壓作為中高緯度地區(qū)特有的大氣環(huán)流異常系統(tǒng)，其建立、維持和崩潰與地面極端溫度事件的發(fā)生密切相關(guān)。有關(guān)研究表明，阻塞高壓和局地的極端暖事件有直接關(guān)系（Pfahl and Wernli, 2012），并且可影響阻塞高壓區(qū)域以外其他區(qū)域的大范圍溫度變化；布和朝魯?shù)龋?018）發(fā)現(xiàn)，當烏拉爾山到東北亞地區(qū)有阻塞高壓存在時，中國容易出現(xiàn)大范圍降溫天氣。圖7 是青藏高原繞流異常變化年北半球亞洲地區(qū)500 hPa 位勢高度距平合成。當北支繞流強、南支繞流弱時（圖7a），45°N 以北為明顯的位勢高度負距平，45°N 以南地區(qū)則為顯著的正距平，亞洲中高緯度地區(qū)從西部到東部是一致的經(jīng)向位勢高度梯度異常大的區(qū)域，是緯向環(huán)流為主的異常環(huán)流特征，不利于大范圍冷空氣南下；相反，當南支繞流強、北支繞流弱時（圖7b），烏拉爾山到貝加爾湖以東的中高緯度地區(qū)都為異常的位勢高度正距平，阿拉伯半島北部到青藏高原東部則為異常顯著的負距平，是亞洲中高緯度地區(qū)阻塞高壓異?；钴S、經(jīng)向環(huán)流異常的變化特征，這種阻塞高壓活躍的特征在前述的對流層中低層也表現(xiàn)為有明顯的異常反氣旋式環(huán)流存在，是有利于冷空氣向南爆發(fā)，影響東亞和我國大范圍地區(qū)。

圖7 1979～2019 年冬季500 hPa 位勢高度距平合成（單位：gpm）：（a）北支繞流強南支繞流弱年；（b）南支繞流強北支繞流弱年。紅色實線代表高原3000 m 地形，打點表示通過95%的顯著性檢驗Fig. 7 Composites of the 500 hPa geopotential height anomalies (units: gpm)for winters with (a) the stronger northern branch flow and the weaker southern branch flow and (b) the stronger southern branch flow and the weaker northern branch flow from 1979 to 2019. The solid red line indicates the topography of more than 3000 m, the black dots indicate the correlation coefficients significant at the 95% confidence level

另外，冬季對流層上層200 hPa 從西亞到西北太平洋地區(qū)上空副熱帶西風急流也是影響我國天氣氣候的重要天氣系統(tǒng)之一，毛睿等（2007）也研究過冬季東亞中緯度西風急流對我國氣候的影響。我們通過對青藏高原繞流異常變化年200 hPa 緯向風的距平合成可以看到（圖8），當北支繞流強、南支繞流弱時（如圖8a 所示），高原北側(cè)為顯著的緯向西風正距平，并且向東北延伸到了西北太平洋上空，高原南側(cè)則為異常的緯向西風負距平，中心位于高原西南側(cè)，表明西風急流軸北移、急流加強，我國大部分地區(qū)位于急流入口區(qū)右側(cè)的反氣旋式切變加強區(qū)域。南支繞流強、北支繞流弱時（如圖8b所示），105°E 以西的高原北側(cè)為異常的緯向西風負距平，高原南側(cè)為顯著的緯向西風正距平，表明西段西風急流軸南移、急流減弱；相反，在105°E以東，西風急流北側(cè)的我國北方到日本一帶為異常緯向西風正距平，急流南側(cè)的華南到臺灣以東洋面為異常緯向西風負距平，表明東段東亞地區(qū)西風急流軸北移、急流加強，這與毛睿等（2007）及姚慧茹和李棟梁（2013）的研究結(jié)果類似，這種情況會導(dǎo)致東亞冬季風強度偏強，引起我國從北到南的陸面降溫。

圖8 同圖7，但為200 hPa 緯向風距平合成（單位：m s-1）Fig. 8 Same as Fig.7, but for composites of the 200 hPa zonal wind anomalies (units: m s-1)

4.4 青藏高原繞流異常變化的東亞大氣垂直結(jié)構(gòu)特征

前面分別分析了青藏高原南北繞流的強弱變化與對流層中環(huán)流的異常特征及其對我國天氣氣候的影響。這一小節(jié)，我們進一步從我國東部地區(qū)對流層整層大氣要素的垂直結(jié)構(gòu)異常變化分析青藏高原北支（南支）繞流強、南支（北支）繞流弱對我國天氣氣候異常的影響。

圖9 是青藏高原北支繞流強、南支繞流弱的中國東部105°～120°E 平均的異常緯向風和經(jīng)向風、垂直速度和氣溫的緯度—高度垂直剖面圖。從圖9a中可以看到，35°N 以北的整個對流層中都是西風異常，35°N 以南除850 hPa 以下的對流底層是弱西風異常外，850 hPa 以上都是東風異常，這表明當北支繞流強南支繞流弱時，我國東部整個對流層大氣有一致受青藏高原異常緯向繞流影響的“正壓特征”；結(jié)合經(jīng)向氣流異常，850 hPa 以下從南到北為一致的異常西南風，從850 hPa 到200 hPa 的對流層中高層，35°N 以北為異常西北風、35°N 以南為異常東北風，二者之間是反氣旋式切變。配合圖9a，在垂直速度和氣溫異常的垂直剖面圖上（圖9b）可以看到，除45°N 以北的對流層低層是小范圍的上升運動異常區(qū)域外，對流層中的其它區(qū)域都是下沉運動異常區(qū)，相應(yīng)的300 hPa 以下是異常偏暖區(qū)，200 hPa 以上為異常偏冷區(qū)，大氣垂直結(jié)構(gòu)穩(wěn)定。這種對流層底層一致異常偏南氣流的影響不利于冷空氣南下，與中上層異常反氣旋切變的影響，加強了下沉運動增溫作用，我國東部大部分地區(qū)氣溫偏高、降水偏少；而華北和東北則受高緯度地區(qū)低層異常上升的影響，降水偏多。

圖9 1979～2019 年冬季北支繞流強—南支繞流弱年合成的105°～120°E 平均的（a）異常緯向風（填色，單位：m s-1）和經(jīng)向風（等值線，單位：m s-1）、（b）垂直速度（等值線，單位：10-2 Pa s-1）和氣溫（填色，單位：°C）的緯度—高度剖面Fig. 9 Composite of the latitude-altitude cross section averaged between 105°-120°E for winters with the stronger northern branch flow and the weaker southern branch flow from 1979 to 2019 in winter: (a) Zonal wind (shaded, units: m s-1) and meridional wind (contour, units: m s-1); (b) air temperature (shaded, units: °C) andvertical velocity (contour, units: 10-2 Pa s-1)

與高原北支繞流強、南支繞流弱的情況明顯不同，如圖10 所示，當青藏高原南支繞流強、北支繞流弱時（圖10a），對流層中的緯向風異常有明顯的“斜壓特征”，西風異常呈現(xiàn)為從對流層低層到高層、從低緯度到高緯度的向北傾斜的帶狀特征，其下方自25°N 附近的近地面到45°N 附近的200 hPa高空“三角形”狀為東風異常，其上面自15°N 附近的850 hPa 到30°N 附近的100 hPa 也為東風異常；相應(yīng)的經(jīng)向風在整個對流層中都表現(xiàn)為南風異常，對流層中上層的25°～40°N、400～200 hPa 之間是超過3 m s-1的異常中心；綜合起來，傾斜的西風異常帶中為異常西南氣流，其下方為異常東南氣流，二者之間為氣旋式切變。相應(yīng)的圖10b 上可以看到，20°～40°N 之間、華南到華北地區(qū)為異常上升運動，以北地區(qū)則弱的異常下沉運動；溫度異常的垂直分布特征與緯向風異常類似，但低層的“三角形”狀的負溫度異常向南切入到了15°N 附近的我國南海地區(qū)，從低層到高層、自南到北傾斜的正溫度異常的高度更高。這種對流層低層的異常偏冷的東南氣流從北到南一直切入到我國華南沿海，其上層是異常偏暖的西南氣流自南向北爬升到我國中高緯度地區(qū)，結(jié)果導(dǎo)致我國大范圍的氣溫異常偏低、降水偏多。

圖10 同圖9，但為1979～2019 年冬季北支繞流弱—南支繞流強年Fig. 10 Same as Fig.9, but for winters with the stronger southern branch flow and the weaker northern branch flow from 1979 to 2019

5 結(jié)論與討論

本文利用1979～2019 年NCEP/NCAR 再分析資料，定義了客觀表征冬季青藏高原南北兩支繞流變化的指數(shù)、分析了其不同變化特征；并采用相關(guān)分析、合成分析等方法初步研究了青藏高原南北兩支繞流異常變化對我國氣溫和降水的影響機制。通過綜合分析冬季青藏高原北支（南支）繞流強、南支（北支）繞流弱異常變化情況下，亞洲地區(qū)對流層環(huán)流的異常變化對我國天氣氣候的影響機制。主要結(jié)論有：

（1）根據(jù)青藏高原冬季南北繞流的差異，定義了兩個指數(shù)來分別反映北支繞流和南支繞流的變

化。結(jié)果表明北支繞流和南支繞流之間存在明顯的不同變化特征，北支（南支）繞流強、南支（北支）繞流弱時，高原東北側(cè)為異常西北風（東南風）、西北側(cè)為異常西南風（東北風）、西南側(cè)為異常東南風（西北風）、東南側(cè)為異常東北風（西南風）。青藏高原南北兩支繞流變化呈顯著的負相關(guān)，相關(guān)系數(shù)達-0.57，通過了99%的顯著性檢驗。

（2）青藏高原冬季南北兩支繞流的異常變化對我國冬季天氣氣候有顯著影響。當青藏高原北支繞流強（弱）時，我國東北地區(qū)氣溫偏低（高）、河套及長江以南地區(qū)氣溫偏高（低），降水的變化是東北、新疆北部地區(qū)降水偏多（少），青藏高原和南方地區(qū)降水偏少（多）；當南支繞流強（弱）時，全國氣溫普遍偏低（高），東北及新疆北部地區(qū)降水偏少（多），西北、西南及南方大部分地區(qū)降水偏多（少）。

（3）對于青藏高原北支繞流強、南支繞流弱的高原繞流異常，對流層中低緯度地區(qū)的高原西部到我國東部沿岸為一個大范圍的異常反氣旋性環(huán)流系統(tǒng)，500 hPa 高原的中部為一個異常反氣旋環(huán)流中心，并可垂直延伸到300 hPa 高度；中高緯度巴爾喀什湖和貝加爾湖西北部地區(qū)分別為異常氣旋環(huán)流系統(tǒng)。受異常環(huán)流系統(tǒng)影響，我國的西北到東北地區(qū)700 hPa 以上為一致異常偏西氣流影響，850 hPa以下底層是異常西南氣流，冷空氣不易南下、沿西路向東影響東北地區(qū)；我國華北—東北地區(qū)也是冷氣團和西南暖濕氣流的交匯區(qū)，導(dǎo)致降水異常偏多、氣溫異常偏低；我國東部其他區(qū)、西南地區(qū)、西北地區(qū)，受850 hPa 以下底層的西南暖氣流、700 hPa

層以上異常反氣旋環(huán)流的下沉增溫的作用，導(dǎo)致這些地區(qū)降水偏少、氣溫偏高。對流層中上層500 hPa高度場異常特征表現(xiàn)為亞洲中高緯度地區(qū)經(jīng)向位勢高度梯度異常大、200 hPa 高空急流位置偏北、偏強，緯向環(huán)流為主的異常環(huán)流特征顯著，不利于冷空氣南下，也是我國大范圍降水偏少、氣溫偏高的因素之一。

（4）對高原南支繞流強、北支繞流弱的高原繞流異常，對流層中低緯度地區(qū)的高原西部到我國東部沿岸為一個大范圍的異常氣旋性環(huán)流系統(tǒng)，高原中部的500 hPa 為一個異常氣旋環(huán)流中心，但隨高度向西北方向傾斜；烏拉爾山東部的中高緯度東北亞地區(qū)和中國東北到日本一帶的異常反氣旋性環(huán)流系統(tǒng)。冷空氣分別經(jīng)高緯度異常反氣旋環(huán)流系統(tǒng)東部和東南部經(jīng)貝加爾湖西部、朝鮮半島和我國東部沿岸的850 hPa 以下的低層切入我國，自南至北、850～700 hPa 之間我國東部大部分地區(qū)處于異常氣旋環(huán)流東南位相的異常西南氣流中，我國東部大部分地區(qū)850 hPa 以下入侵東（南）風異常與700 hPa 以上暖濕西南風異常配置，是導(dǎo)致除東北地區(qū)外全國大部分地區(qū)降水偏多、氣溫異常偏低的主要原因之一；東北到華北北部地區(qū)則是從850 hPa 到500 hPa 都是一致異常反氣旋式環(huán)流系統(tǒng)影響，降水偏少。在對流層中上層，與高原北支繞流強、南支繞流弱不同，亞洲中高緯度經(jīng)向環(huán)流異常特征顯著、阻塞高壓系統(tǒng)活躍，有利于冷空氣向南爆發(fā)，影響東亞和我國大范圍地區(qū)；200 hPa 上東亞地區(qū)的東段西風急流軸北移、急流加強則是有利于東亞冬季風強度加強，引起我國從北到南的陸面降溫的因素。

（5）綜合分析青藏高原繞流異常變化對我國天氣氣候的影響機制表明：當青藏高原北支繞流強、南支繞流弱時，中國東部35°N 以北的整個對流層中都是西北異常，35°N 以南850 hPa 以上都是東北風異常，受青藏高原異常緯向繞流影響，對流層大氣是“正壓結(jié)構(gòu)”特征；結(jié)合經(jīng)向風、垂直速度和氣溫的異常變化，對流層中850 hPa 以下底層從南到北為一致的異常西南風，850 hPa 以上層中35°N 之間是反氣旋式切變和下沉運動異常、300 hPa以下是異常偏暖，這些不利于冷空氣南下的條件及反氣旋切變加強的下沉增溫作用，導(dǎo)致了我國東部大部分地區(qū)氣溫偏高、降水偏少。當青藏高原南支繞流強、北支繞流弱時，對流層中的緯向風異常則為明顯的“斜壓特征”，西風異常呈現(xiàn)為從對流層低層到高層、低緯度到高緯度的向北傾斜的帶狀特征，其下方自華南地區(qū)近地面到華北200 hPa 高度為“三角形”狀的東風異常；配合相應(yīng)的整層經(jīng)向風異常、華南到華北的異常上升運動、低層的“三角形”狀的異常冷氣團向南切入到我國南海地區(qū)和其上層異常偏暖的西南氣流自南向北爬升到我國中高緯度地區(qū)，導(dǎo)致我國大范圍的氣溫異常偏低、降水偏多。

本文僅是客觀定義冬季青藏高原繞流指數(shù)并初步分析了其異常變化條件下影響我國冬季天氣氣候異常的環(huán)流特征，其中我們也分析過高原繞流指數(shù)與相關(guān)的東亞冬季風指數(shù)的關(guān)系，發(fā)現(xiàn)兩者之間并沒有顯著的相關(guān)關(guān)系；但從我們的分析也可以看到，當青藏高原北支繞流強、南支繞流弱時，850 hPa上（圖5a）華南沿岸到日本南部洋面以南的我國南海到西北太平洋低緯度地區(qū)，都是異常北風，而我國從江南到東北都為一致西南風異常，這是否是東亞冬季風北弱—南強的模態(tài)？相反，當青藏高原南支繞流強、北支繞流弱時，850 hPa 上（圖6a）呈現(xiàn)出圖5a 相反的特征，是東亞冬季風南弱—北強的模態(tài)？換言之，青藏高原繞流異常變化是否會與東亞冬季風的南北強弱模態(tài)變化有關(guān)系？另外，值得進一步研究的問題是高原繞流變化對后期春夏季天氣氣候的影響，我們的研究結(jié)果也尚需數(shù)值試驗進一步驗證。影響我國冬季氣溫和降水的影響因子有很多，如厄爾尼諾（ENSO）（龔道溢和王紹武，1999）等對我國冬季氣溫的影響更為顯著，那么，高原繞流變化與ENSO 是否有關(guān)，這可能也是有待進一步研究的問題。