青藏高原—印度洋熱力差對(duì)南亞季風(fēng)活動(dòng)的多尺度影響

肖子牛 李張群

中國(guó)科學(xué)院大氣物理研究所大氣科學(xué)和地球流體力學(xué)數(shù)值模擬國(guó)家重點(diǎn)室驗(yàn)室, 北京 100029

1 引言

海陸熱力差異是導(dǎo)致冬夏季節(jié)之間氣壓中心變化，從而形成季風(fēng)的主要原因之一（Li and Yanai,1996; Webster et al., 1998）。亞洲季風(fēng)是全球最復(fù)雜、最強(qiáng)的季風(fēng)系統(tǒng)。南亞季風(fēng)是亞洲季風(fēng)的子系統(tǒng)之一，其干濕季分明，屬于典型的熱帶季風(fēng)（ Meehl, 1994; Wang et al., 2017; Singh et al.,2019）。2010 年和2022 年夏季巴基斯坦地區(qū)特大洪災(zāi)造成大范圍的人口死亡、財(cái)產(chǎn)損失、交通癱瘓等巨大損失，使南亞季風(fēng)的研究越來(lái)越受到重視（Wang et al., 2011; Turner and Annamalai, 2012;Wu et al., 2012; Li et al., 2023）。

很多研究已證實(shí)，歐亞大陸和印度洋之間產(chǎn)生的海陸熱力差異是驅(qū)動(dòng)南亞季風(fēng)環(huán)流和降水的根本原因（Yanai et al., 1992; Ueda and Yasunari, 1998;Minoura et al., 2003）。特別值得注意的是，幾十年來(lái)青藏高原一直被認(rèn)為其作為一個(gè)升高的熱源驅(qū)動(dòng)了大尺度季風(fēng)環(huán)流（葉篤正等, 1957）。位于歐亞大陸的青藏高原素有“世界屋脊”之稱，平均海拔4000 米以上。因此，青藏高原直接加熱對(duì)流層中層，高原強(qiáng)大的熱源作用會(huì)進(jìn)一步加強(qiáng)亞歐大陸和印度洋之間的熱力對(duì)比，使亞洲季風(fēng)成為全球最強(qiáng)盛的季風(fēng)。歐亞大陸和印度洋的海陸熱力差異對(duì)季風(fēng)的形成和演變至關(guān)重要，從冬到夏的季節(jié)轉(zhuǎn)換過(guò)程中，亞洲中高緯陸地與低緯海洋之間的熱力差異及其隨時(shí)間的變化與亞洲夏季風(fēng)的建立及季風(fēng)降水的出現(xiàn)存在著密切的聯(lián)系。春季，青藏高原地表的感熱通量將高原上空的空氣加熱到比周圍的空氣溫度更高，導(dǎo)致夏季風(fēng)爆發(fā)時(shí)對(duì)流層經(jīng)向溫度梯度的逆轉(zhuǎn)（He et al., 1987）。

青藏高原位于南亞季風(fēng)區(qū)北側(cè)，熱帶印度洋位于南亞季風(fēng)區(qū)南側(cè)，南亞夏季風(fēng)以緯向環(huán)流為主。根據(jù)熱成風(fēng)原理可知，青藏高原與印度洋熱力差異和南亞季風(fēng)區(qū)緯向環(huán)流關(guān)系密切，熱帶印度洋冷卻或青藏高原增暖引起的經(jīng)向熱力差增強(qiáng)均會(huì)引起南亞季風(fēng) 環(huán) 流的增強(qiáng)（Chou, 2003; Holton, 2004）。南亞季風(fēng)因受多時(shí)間尺度、多圈層相互作用的影響而具有日、天氣、次季節(jié)、季節(jié)、年際和年代際的時(shí)間尺度變化特征。那么，青藏高原與印度洋經(jīng)向熱力差異在不同時(shí)間尺度上對(duì)季風(fēng)活動(dòng)的影響如何？本文將通過(guò)對(duì)最近20 年的研究進(jìn)行回顧和總結(jié)，從不同的時(shí)間尺度上闡釋青藏高原與印度洋熱力差異對(duì)南亞夏季風(fēng)活動(dòng)的影響。

2 青藏高原與印度洋區(qū)域熱力特征及變化

區(qū)域熱力狀況可以使用不同的指標(biāo)進(jìn)行衡量，例如，大氣熱源（Luo et al., 2021a）、近地面氣溫（Fu and Fletcher, 1985; 孫秀榮等, 2002; Wu et al.,2022）、對(duì)流層平均氣溫（Liu and Yanai, 2001）、對(duì)流層不同層氣溫（Sun et al., 2010; Li and Xiao,2021; Luo et al., 2021b），以及大氣凈能量（Chou and Neelin, 2003）等。大氣熱源指能夠給大氣熱量，并使大氣溫度升高的地方。因此，大氣溫度是對(duì)大氣熱源的響應(yīng)，也是大氣熱源的最終表現(xiàn)形式。然而，地表溫度梯度只能產(chǎn)生淺層環(huán)流，無(wú)法解釋南亞夏季風(fēng)的垂直深對(duì)流加熱結(jié)構(gòu)，并且基于不同高度層的溫度可能會(huì)得到不同的結(jié)果。此外，相對(duì)于對(duì)流層中低層?！憻崃Σ町?，對(duì)流層中高層?！憻崃Σ町悓?duì)亞洲夏季風(fēng)的驅(qū)動(dòng)作用更大。對(duì)流層中高層（500～200 hPa）熱力差異對(duì)亞洲夏季風(fēng)強(qiáng)度和變化的貢獻(xiàn)約為對(duì)流層中低層（850-500 hPa）熱 力 差 異 貢 獻(xiàn) 的 三 倍（Sun et al., 2010; Sun and Ding, 2011; Dai et al., 2013）。Vaid and Liang（2023）也發(fā)現(xiàn)對(duì)流層上層熱力變化通過(guò)影響南亞季風(fēng)區(qū)的對(duì)流活動(dòng)導(dǎo)致了2009 年的季風(fēng)異常。因此，對(duì)流層中高層熱力差異對(duì)南亞夏季風(fēng)的發(fā)生和發(fā)展更為重要。

冬季，青藏高原大地形對(duì)亞洲天氣氣候的影響主要是動(dòng)力作用（葉篤正和高由禧, 1979）。從春季開(kāi)始，青藏高原的熱力作用逐漸加強(qiáng)，高原熱源的變化進(jìn)一步增大青藏高原—印度洋熱力差異，為南亞夏季風(fēng)的建立提供有利的環(huán)流背景場(chǎng)（劉新等, 2002）。夏季，青藏高原對(duì)亞洲天氣氣候的影響主要是熱力作用，青藏高原可使其上空的大氣柱增溫，高原四周低空的大氣被高原“抽吸”上升，并在對(duì)流層上部向外排放，這有利于印度洋低層暖濕氣流向北輸送（Duan and Wu, 2005; 吳國(guó)雄等,2018）。

圖1 為利用再分析資料獲得的500～200 hPa平均溫度和850 hPa 風(fēng)場(chǎng)四個(gè)季節(jié)空間分布特征。從圖中可見(jiàn)，從春季到夏季，對(duì)流層上層青藏高原與印度洋溫度梯度發(fā)生逆轉(zhuǎn)（圖1a、b）。夏季，500～200 hPa 平均溫度場(chǎng)在青藏高原南部及其西南側(cè)區(qū)域上空有一個(gè)大值中心，在熱帶西印度洋上空有一個(gè)低值中心，體現(xiàn)了季風(fēng)期青藏高原與印度洋區(qū)域明顯的南北溫度差異，經(jīng)向溫度低值中心和高值中心之間的低空盛行西南風(fēng)，即南亞夏季風(fēng)的主體環(huán)流（圖1b）。低空西南氣流將熱帶印度洋的水汽輸送到印度半島、中南半島、青藏高原南部，以及中國(guó)東南部等地區(qū)（Li and Xiao, 2020）。夏季到秋季，青藏高原與印度洋熱力差異再次發(fā)生逆轉(zhuǎn)；到冬季，青藏高原溫度值明顯小于印度洋溫度值，南亞季風(fēng)區(qū)低層盛行東北風(fēng)（圖1c、d）。比較季節(jié)平均的對(duì)流層上層青藏高原與印度洋熱力差異，以及南亞季風(fēng)區(qū)低層環(huán)流特征，可以看出低層環(huán)流的季節(jié)變化與對(duì)流層上層大氣經(jīng)向溫度梯度的逆轉(zhuǎn)有關(guān)，春季到夏季經(jīng)向溫度梯度逆轉(zhuǎn)前高原高層溫度比低緯度低，而經(jīng)向溫度梯度逆轉(zhuǎn)后高原比低緯度溫度高。由此可見(jiàn)，南亞季風(fēng)環(huán)流變化與青藏高原與印度洋熱力差異的變化有緊密的聯(lián)系。

圖1 （a）春季、（b）夏季、（c）秋季和（d）冬季500～200 hPa 平均溫度（填色；單位：°C）和850 hPa 風(fēng)場(chǎng)（矢量；單位：m s-1）氣候態(tài)（1979～2017 年）空間分布特征。Fig.1 Climatological (1979-2017) distributions of the averaged 500-200 hPa air temperature (shading; units: °C) and 850 hPa winds (vectors, units:m s-1) in (a) spring (MAM), (b) summer (JJA), (c) autumn (SON), and (d) winter (DJF).

3 青藏高原—印度洋熱力差與季風(fēng)指數(shù)

從20 世紀(jì)50 年代，人們就注意到青藏高原與印度洋之間的相互作用問(wèn)題。夏季青藏高原與周圍大氣形成的熱力梯度使得高原南側(cè)到熱帶印度洋一帶氣流上升運(yùn)動(dòng)活躍，青藏高原和熱帶印度洋的熱力作用可共同導(dǎo)致大氣環(huán)流的異常（葉篤正和顧震潮, 1955; 張永生和吳國(guó)雄, 1999）。青藏高原感熱是全球地表感熱的主要部分，春、夏季青藏高原東西部熱力差異與秋季的印度洋海溫異常有顯著的負(fù)相關(guān)，夏季青藏高原為主要的地表熱源，地表感熱的變化能反映大尺度海—陸熱力差的變化，它是影響季風(fēng)形成的主要原因（張艷和錢永甫, 2002）。張平等（2006）分析了高原氣溫異常與印度洋海溫異常之間的遙相關(guān)特征，指出青藏高原溫度異常和印度洋海溫異常有變化一致的對(duì)應(yīng)關(guān)系，即印度洋海溫一致偏暖異常對(duì)應(yīng)青藏高原溫度異常偏高，印度洋海溫異常南北反向結(jié)構(gòu)對(duì)應(yīng)青藏高原氣溫的南北反向結(jié)構(gòu)。此外，印度洋海溫不僅能影響青藏高原大氣熱源，同時(shí)也受高原熱源的影響（Jiang et al., 2016; Ji et al., 2018）。青藏高原加熱可以通過(guò)陸氣相互作用和海氣相互作用影響和調(diào)節(jié)亞洲季風(fēng)環(huán)流，高原增暖使北印度洋和南亞地區(qū)的西南季風(fēng)環(huán)流顯著增強(qiáng)，增強(qiáng)的西南風(fēng)主要通過(guò)風(fēng)—蒸發(fā)—海溫反饋機(jī)制降低海表溫度，海溫冷卻通過(guò)減弱季風(fēng)對(duì)流活動(dòng)導(dǎo)致向青藏高原的水汽輸送減弱，進(jìn)而削弱青藏 高 原熱源（He et al., 2019; Wang et al.,2019）；印度洋海溫偏暖可促進(jìn)高原降水的發(fā)展和凝結(jié)潛熱釋放的加強(qiáng)，年際時(shí)間尺度上，青藏高原的熱力強(qiáng)迫作用能被印度洋海表面溫度異常改變，印度洋增暖引起的局地哈德萊環(huán)流上升支位于印度洋西南部，下沉支位于青藏高原東南部，導(dǎo)致青藏高原東部降水減少，潛熱加熱減弱（Hu and Duan,2015; Zhao et al., 2018）。

許多研究表明，亞洲大陸特別是青藏高原與其南部熱帶海洋之間不同層次的溫度差異與南亞夏季風(fēng)的建立、季節(jié)演變以及年際和年代際變化密切相關(guān)（Fu and Fletcher, 1985; Liu and Yanai, 2001; 孫秀榮等, 2002; Chou and Neelin, 2003）。南亞夏季風(fēng)通過(guò)熱成風(fēng)關(guān)系和不同高度層青藏高原與印度洋熱力差異顯著正相關(guān)。海表溫度冷卻或者青藏高原增暖都會(huì)加強(qiáng)經(jīng)向溫度梯度，經(jīng)向溫度梯度的增大會(huì)增強(qiáng)亞洲季風(fēng)環(huán)流和降水，亞洲季風(fēng)雨帶向北延伸，并產(chǎn)生不同的區(qū)域降水響應(yīng)，可見(jiàn)，經(jīng)向溫度梯度可以代表大尺度的亞洲夏季風(fēng)，但降水異常存在區(qū)域差異（Chou, 2003）。此外，印度洋通過(guò)抑制局地對(duì)流活動(dòng)和降低溫度，可引起對(duì)流層中高層經(jīng)向熱力對(duì)比減弱，最終導(dǎo)致南亞季風(fēng)環(huán)流減弱和季風(fēng)降水減少（Wang et al., 2018）。

Sun et al.（2010）指出在全球變暖背景下，對(duì)流層上層和下層的青藏高原與印度洋熱力對(duì)比的表現(xiàn)不同，而驅(qū)動(dòng)南亞夏季風(fēng)的是對(duì)流層上層熱力對(duì)比，不是近地面或?qū)α鲗酉聦雍！憻崃?duì)比。因此，基于Webster and Yang（1992）對(duì)南亞季風(fēng)指數(shù)的定義，Li and Xiao（2021）使用對(duì)流層高層平均氣溫，將青藏高原及其周邊區(qū)域（圖2a 中黑色實(shí)線方框；25°N～38°N，65°E～95°E）和熱帶印度洋區(qū)域（圖2a 中黑色虛線方框；5°S～8°N，65°E～95°E）500～200 hPa 平均溫度之差定義為青藏高原—印度洋的熱力差異指數(shù)（Thermal Contrast Index，簡(jiǎn)稱TCI），以此代表青藏高原與印度洋熱力對(duì)比的強(qiáng)度，并探討了其對(duì)南亞夏季風(fēng)的代表性。全球變暖背景下，青藏高原和印度洋上空溫度顯著增暖（圖2b；Zhao et al., 2015; Jin and Wang, 2017; 明紹慧等, 2019; Li and Xiao, 2021；吳玉婷等，2022）。Li and Xiao（2021）研究指出雖然青藏高原溫度和印度洋溫度有相似的線性增加趨勢(shì)，但是在年際變化上兩者與南亞季風(fēng)的關(guān)系有所不同。并且，TCI與南亞夏季風(fēng)指數(shù)（South Asian monsoon Index，簡(jiǎn)稱SASMI）的相關(guān)關(guān)系強(qiáng)于青藏高原或印度洋溫度與南亞季風(fēng)的關(guān)系。青藏高原溫度和南亞夏季風(fēng)指數(shù)的相關(guān)系數(shù)為0.42，印度洋溫度和南亞夏季風(fēng)指數(shù)之間的相關(guān)系數(shù)為-0.60。青藏高原溫度和南亞季風(fēng)強(qiáng)度的正相關(guān)說(shuō)明青藏高原上空的暖/冷異常伴有異常強(qiáng)/弱的南亞季風(fēng)。反之，印度洋溫度和南亞季風(fēng)強(qiáng)度的負(fù)相關(guān)表明印度洋上空的暖/冷異常伴有異常弱/強(qiáng)的南亞季風(fēng)?？梢钥闯?，TCI 與南亞夏季風(fēng)的關(guān)系更為密切，其相關(guān)系數(shù)為0.87（圖2b），說(shuō)明青藏高原與印度洋熱力差異比單獨(dú)的青藏高原或者印度洋的溫度對(duì)南亞夏季風(fēng)特征的指示作用更強(qiáng)。

圖2 （a）1979～2017 年夏季500～200 hPa 平均氣溫與南亞季風(fēng)指數(shù)的空間相關(guān)，填色和等值線表示相關(guān)系數(shù)大小，其中實(shí)線表示相關(guān)系數(shù)為正，虛線表示相關(guān)系數(shù)為負(fù)，黑色實(shí)心圓點(diǎn)表示相關(guān)系數(shù)通過(guò)95%的信度檢驗(yàn)。（b）1979～2017 年夏季標(biāo)準(zhǔn)化的500～200 hPa 青藏高原平均溫度（TP，紅色點(diǎn)線）、印度洋平均溫度（IO，藍(lán)色虛線）、熱力差異指數(shù)（TCI，柱狀圖）以及南亞季風(fēng)指數(shù)（SASMI，黑色實(shí)線）的時(shí)間序列。改自Li and Xiao（2021）。Fig.2 (a) Correlation map of JJA-averaged 500-200-hPa air temperature values with respect to the South Asian monsoon index (SASMI) for the period from 1979 to 2017.The shadings and contours indicate the correlation coefficients, where solid lines indicate positive correlation coefficients,dashed lines indicate negative correlation coefficients, and black dots represent correlation coefficients meeting the 95% confidence level requirement.(b) Normalized time series of the Tibetan Plateau temperature (TP, red dotted line), Indian Ocean temperature (IO, blue dashed line), Thermal contrast index (TCI, bar) based on the 500-200-hPa air temperature values, and SASMI (black solid line) in JJA from 1979 to 2017.Sourced from Li and Xiao(2021).

亞洲夏季風(fēng)表現(xiàn)出顯著的多時(shí)間尺度變化特征（Ding et al., 2008），而最突出的特征是自20 世紀(jì)70 年代以來(lái)亞洲夏季風(fēng)強(qiáng)度的減弱（Zuo et al.,2013; Roxy et al., 2015）。亞洲夏季風(fēng)強(qiáng)度減弱導(dǎo)致自20 世紀(jì)70 年代以來(lái)，印度北部的季風(fēng)降雨減少了，而西海岸北部地區(qū)的季風(fēng)降雨增加，與此同時(shí)，中國(guó)東部夏季降水異常呈現(xiàn)南澇北旱的格局。最近的研究表明，在21 世紀(jì)，南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)環(huán)流和降水強(qiáng)度在一定程度上呈恢復(fù)趨勢(shì)（Jin and Wang, 2017; Zhou et al., 2017; Huang et al.,2020）。因此，除了明顯的季節(jié)變化，年際變化特征，南亞夏季風(fēng)也表現(xiàn)出顯著的年代際變化特征。下面將對(duì)不同時(shí)間尺度上，青藏高原與印度洋熱力差異對(duì)南亞夏季風(fēng)的影響進(jìn)行簡(jiǎn)單的闡述。

4 青藏高原—印度洋熱力差對(duì)南亞夏季風(fēng)爆發(fā)的影響

南亞季風(fēng)的爆發(fā)是其演變過(guò)程中最重要的特征，季風(fēng)爆發(fā)是從季風(fēng)前到季風(fēng)期的季節(jié)轉(zhuǎn)換，伴隨著風(fēng)場(chǎng)的快速轉(zhuǎn)變和大陸上降水的產(chǎn)生。青藏高原通過(guò)直接加熱對(duì)流層中高層大氣，在亞洲季風(fēng)爆發(fā)中發(fā)揮了重要作用，青藏高原明顯改變歐亞大陸與熱帶印度洋的熱力差異，并使高原和周圍大氣形成強(qiáng)烈的熱力對(duì)比，為亞洲夏季風(fēng)的爆發(fā)建立了有利的背景條件，對(duì)亞洲夏季風(fēng)的爆發(fā)產(chǎn)生明顯影響（劉新等, 2002; 何金海等, 2007）。印度洋和青藏高原兩區(qū)域之間對(duì)流層中高層的經(jīng)向溫度梯度是南亞季風(fēng)的一個(gè)重要指標(biāo)，經(jīng)向溫度梯度的反轉(zhuǎn)與南亞夏季風(fēng)的爆發(fā)和撤退同時(shí)發(fā)生，青藏高原—印度洋熱力差異的變化與南亞夏季風(fēng)的建立及季風(fēng)降水的出現(xiàn)存在密切聯(lián)系（Li and Yanai, 1996; Ueda et al.,2006; Dai et al., 2013）。

Li and Yanai（1996）發(fā)現(xiàn)亞洲季風(fēng)的建立經(jīng)常伴隨著青藏高原以南高空經(jīng)向溫度梯度的逆轉(zhuǎn)，這一溫度梯度逆轉(zhuǎn)是以青藏高原為中心的歐亞大陸溫度迅速增加的結(jié)果，同時(shí)還發(fā)現(xiàn)亞洲夏季風(fēng)強(qiáng)度與對(duì)流層中上層平均溫度有很強(qiáng)的正相關(guān)關(guān)系，當(dāng)歐亞大陸溫度增強(qiáng)時(shí)，對(duì)應(yīng)的季風(fēng)環(huán)流也增強(qiáng)。許多學(xué)者對(duì)青藏高原與印度洋熱力差異和南亞季風(fēng)爆發(fā)關(guān)系進(jìn)行研究，得到了與Li and Yanai（1996）相似的結(jié)論。例如，He et al.（2003）認(rèn)為在亞洲季風(fēng)區(qū)，青藏高原從冬季是冷源到夏季是熱源的變化對(duì)季風(fēng)活動(dòng)顯得尤為重要，高原熱源的變化使得亞洲南部地區(qū)對(duì)流層中上層500～200 hPa 經(jīng)向溫度梯度在冬季是負(fù)值，夏季是正值，其季節(jié)反轉(zhuǎn)被認(rèn)為是加熱場(chǎng)改變的一個(gè)重要標(biāo)志。印度季風(fēng)主要受亞洲大陸和印度洋之間的經(jīng)向溫度差異的影響，東南亞和印度雨季的爆發(fā)與對(duì)流層中高層大氣溫度梯度的逆轉(zhuǎn)有關(guān)，長(zhǎng)江流域梅雨也與青藏高原南側(cè)對(duì)流層400 hPa 經(jīng)向溫度梯度有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系（He et al., 1987; 李燕赟和劉曉東, 2015）。南印度洋與南亞地區(qū)熱力差異對(duì)印度夏季風(fēng)的爆發(fā)存在一定影響，Zhang et al.（2017）發(fā)現(xiàn)印度夏季風(fēng)的爆發(fā)時(shí)間滯后于南印度洋和南亞地區(qū)之間熱力差異發(fā)生逆轉(zhuǎn)的時(shí)間。

南亞地區(qū)對(duì)流層中上層500～200 hPa 經(jīng)向溫度梯度的反轉(zhuǎn)一般發(fā)生在東亞高空西風(fēng)急流的兩次北跳之前，因此，南亞地區(qū)對(duì)流層中高層經(jīng)向溫度梯度反轉(zhuǎn)被認(rèn)為是東亞高空西風(fēng)急流兩次北跳的重要原因之一（李崇銀等, 2004）。并且，東亞大陸與西太平洋溫度差異的季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)間可以表示東亞季風(fēng)的爆發(fā)，東亞大陸和西太平洋緯向海陸熱力差異的季節(jié)轉(zhuǎn)換可能預(yù)示著東亞副熱帶夏季風(fēng)的建立，包含青藏高原的亞洲大陸與西太平洋之間的緯向熱力差異形成的季節(jié)循環(huán)可能是東亞副熱帶季風(fēng)自身獨(dú)立存在的推動(dòng)力（Qi et al., 2008）。

不同時(shí)間和不同區(qū)域形成的海陸熱力對(duì)比影響亞洲季風(fēng)爆發(fā)的不同階段。亞洲季風(fēng)最早在孟加拉灣爆發(fā)，受到春季青藏高原及其南側(cè)海洋之間熱力對(duì) 比 的 調(diào) 制 影 響（Wu et al., 2011）。Zhang et al.（2017）研究南亞大陸和南印度洋熱力差異對(duì)印度夏季風(fēng)爆發(fā)的影響，發(fā)現(xiàn)海陸熱力差異在4 月開(kāi)始變得明顯，5 月南亞大陸地區(qū)出現(xiàn)比較強(qiáng)的加熱中心，南亞大陸和南印度洋熱力對(duì)比由負(fù)轉(zhuǎn)正的時(shí)間大約比印度夏季風(fēng)的爆發(fā)時(shí)間早15 候。5 月是亞洲大部分地區(qū)雨季開(kāi)始，北半球春季向夏季過(guò)渡的關(guān)鍵月份，5 月青藏高原偶極型熱源異常通過(guò)南亞地區(qū)經(jīng)向熱力差異，對(duì)南亞夏季風(fēng)爆發(fā)早晚造成影響，青藏高原非絕熱加熱東南部正異?！鞅辈控?fù)異常的模態(tài)可以增強(qiáng)高原東南的上升運(yùn)動(dòng)和西北的下沉運(yùn)動(dòng)，垂直運(yùn)動(dòng)和對(duì)流層中上層溫度的水平平流引起的加熱使青藏高原增溫，引起南亞地區(qū)經(jīng)向溫度梯度由冬到夏逆轉(zhuǎn)的發(fā)生時(shí)間早于氣候平均狀態(tài)，激發(fā)南亞夏季風(fēng)的提前爆發(fā)（Yu et al.,2021; Hu et al., 2022）。并且，高原不同區(qū)域熱力作用對(duì)季風(fēng)爆發(fā)影響有所差異。春季，青藏高原中西部增強(qiáng)的地表感熱造成的上升氣流在高原以西的印度季風(fēng)區(qū)北部下沉，通過(guò)局地對(duì)流層中上部的暖異常中心，引起印度季風(fēng)區(qū)對(duì)流層經(jīng)向熱力對(duì)比由冬到夏的季節(jié)性反轉(zhuǎn)提前，有助于印度季風(fēng)提前爆發(fā)（張盈盈等, 2015）。

圖3 為青藏高原—印度洋熱力差異指數(shù)（Li and Xiao, 2021）的逐日演變，南亞夏季風(fēng)爆發(fā)早的年份，青藏高原與印度洋熱力差異由負(fù)轉(zhuǎn)正的時(shí)間相對(duì)更早；反之，南亞夏季風(fēng)爆發(fā)晚的年份，青藏高原與印度洋熱力差異由負(fù)轉(zhuǎn)正的時(shí)間相對(duì)更晚。Li and Xiao（2021）指出該指數(shù)的逐候增量在提前南亞夏季風(fēng)爆發(fā)時(shí)間15 候的時(shí)候?qū)δ蟻喯募撅L(fēng)爆發(fā)早晚有一定的指示意義。圖4 展示了南亞夏季風(fēng)爆發(fā)前后對(duì)流層中高層熱力狀況的演變特征，從南亞夏季風(fēng)爆發(fā)前20 候到爆發(fā)當(dāng)候，青藏高原和熱帶印度洋的熱力對(duì)比從爆發(fā)前青藏高原偏冷、熱帶印度洋偏暖，逆轉(zhuǎn)為爆發(fā)時(shí)青藏高原偏暖、熱帶印度洋相對(duì)偏冷；并且在季風(fēng)爆發(fā)以后，青藏高原偏暖、熱帶印度洋偏冷的特征更為明顯，使南亞夏季風(fēng)盛行并維持。

圖3 1979～2017 年期間，南亞夏季風(fēng)爆發(fā)最早的10 年（藍(lán)色線）、最晚的10 年（紅色線）以及氣候平均（黑色線）的青藏高原與印度洋熱力差異指數(shù)（TCI，500～200 hPa）逐日演變。Fig.3 Daily evaluations of averaged 500-200 hPa TCI during the earliest 10 years (blue line), the latest 10 years (red line), and the climatological mean state (black line) of the South Asian summer monsoon onset time from 1979 to 2017.

圖4 1979～2017 年期間南亞夏季風(fēng)爆發(fā)（a）第-20 候、（b）第-15 候、（c）第-10 候、（d）第-5 候、（e）第0 候以及（f）第5 候的500～200 hPa 平均溫度（填色；單位：°C）空間分布。Fig.4 Distributions of averaged 500-200 hPa air temperature (shading, units: °C) at (a) pentad -20, (b) pentad -15, (c) pentad -10, (d) pentad -5,(e) pentad 0, and (f) pentad 5 of the onset of South Asian monsoon.

5 青藏高原—印度洋熱力差與南亞夏季風(fēng)年際變化的聯(lián)系

建立青藏高原與其周邊區(qū)域熱力差異指數(shù)來(lái)分析其與亞洲季風(fēng)的年際關(guān)系是探究熱力差異對(duì)亞洲季風(fēng)年際變化影響直接且方便的途徑，一些研究已通過(guò)計(jì)算熱力差異指數(shù)討論了熱力差異對(duì)南亞夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)的建立和發(fā)展具有的重要決定性作用（Zuo and Zhang, 2023）。基于地表溫度和海溫建立的海陸熱力差異指數(shù)能很好表征東亞季風(fēng)環(huán)流和夏季降水的年際變化。當(dāng)指數(shù)偏強(qiáng)時(shí)，東亞對(duì)流層?xùn)|風(fēng)氣流明顯偏強(qiáng)，我國(guó)雨帶偏北，江淮流域和長(zhǎng)江中下游明顯干旱，華南、華北降水偏多，弱指數(shù)年反之，這一降水異常特征可以從強(qiáng)弱海陸熱力差年份的環(huán)流異常得到解釋（孫秀榮等, 2002）。從對(duì)流層高層熱力作用的角度考慮其對(duì)2009 年南亞和東亞季風(fēng)異常的影響，能發(fā)現(xiàn)季風(fēng)異常主要是由對(duì)流層上層熱力對(duì)比及其相互作用引起的。對(duì)流層上層異常增暖或冷卻通過(guò)對(duì)應(yīng)的反氣旋或氣旋異常引起熱力環(huán)流異常，最終造成季風(fēng)對(duì)流活動(dòng)的改變（Vaid and Liang, 2023）。

Li and Xiao（2021）通過(guò)分析季風(fēng)環(huán)流的空間結(jié)構(gòu)，探討青藏高原—印度洋熱力差異對(duì)南亞季風(fēng)環(huán)流演變和對(duì)流活動(dòng)的代表性（圖5）。青藏高原—印度洋熱力差異指數(shù)偏大時(shí)，南亞季風(fēng)區(qū)包括印度半島、孟加拉灣和中南半島的對(duì)流活動(dòng)顯著增強(qiáng)（圖5a）。對(duì)應(yīng)南亞季風(fēng)對(duì)流異常（圖5a），在圖5b-c 中能看到明顯的季風(fēng)環(huán)流異常。850 hPa 風(fēng)場(chǎng)異常體現(xiàn)出非洲東岸的越赤道氣流顯著增強(qiáng)，從非洲東岸到孟加拉灣的西風(fēng)帶增強(qiáng)，西風(fēng)帶東部是增強(qiáng)的南亞季風(fēng)槽（圖5b）。在高層200 hPa，南亞高壓和其南部的東風(fēng)急流均顯著增強(qiáng)（圖5c）。Annamalai et al.（1999）基于印度夏季降水分析的環(huán)流場(chǎng)，以及Wang et al.（2001）基于850 hPa 緯向風(fēng)定義的印度季風(fēng)指數(shù)的相關(guān)環(huán)流場(chǎng)和對(duì)流場(chǎng)的結(jié)果與此相似?；谡麑臃e分的大氣熱源，也能得到青藏高原與熱帶印度洋熱力差異與南亞夏季風(fēng)具有很強(qiáng)的正相關(guān)關(guān)系，當(dāng)青藏高原與印度洋熱力差異偏大時(shí)，南亞夏季風(fēng)環(huán)流偏強(qiáng)（Luo et al., 2021b）。因此，在年際變化上，青藏高原—印度洋熱力差異指數(shù)代表的青藏高原與印度洋熱力對(duì)比可以很好地描述南亞季風(fēng)強(qiáng)度，以及南亞夏季風(fēng)環(huán)流演變和對(duì)流活動(dòng)的特征。

圖5 1979～2017 年夏季（a）對(duì)流場(chǎng)（用長(zhǎng)波輻射OLR 表示，填色單位：W m-2）、（b）850 hPa 風(fēng)場(chǎng)和（c）200 hPa 風(fēng)場(chǎng)（矢量，單位：m s-1）異?；貧w到青藏高原與印度洋熱力差異指數(shù)（TCI）。（a）中斜線和（b、c）中的黑色矢量表示回歸系數(shù)通過(guò)95%的信度檢驗(yàn)。改自Li and Xiao（2021）。Fig.5 Regression of (a) convection fields [represented by OLR (Outgoing Longwave Radiation), shading, units: W m-2], (b) 850 hPa wind, and (c)200 hPa wind (vectors, units: m s-1) anomalies against the thermal contrast between Tibetan Plateau and Indian Ocean in summer (JJA) during 1979-2017.The slanted hatching in (a) and black vectors in (b, c) denote regression coefficients that exceed the 95% confidence level.Adapted from Li and Xiao (2021).

6 青藏高原—印度洋熱力差與南亞季風(fēng)年代際變化的聯(lián)系

20 世紀(jì)60 年代中期和70 年代末，南亞季風(fēng)經(jīng)歷了兩次年代際減弱的變化，亞洲大陸與熱帶地區(qū)對(duì)流層的熱力對(duì)比減弱是這兩次南亞季風(fēng)環(huán)流減弱的主要原因。20 世紀(jì)60 年代中期海陸熱力對(duì)比減弱的原因可能是東亞大陸區(qū)域?qū)α鲗訙囟蕊@著下降，70 年代末海陸熱力對(duì)比減弱可歸因于從印度洋到西太平洋的熱帶海洋地區(qū)對(duì)流層顯著增暖（Wu, 2005）。Ding et al.（2008）指出熱帶高空東風(fēng)急流減弱是亞洲季風(fēng)系統(tǒng)年代際減弱的主要原因，而熱帶高空東風(fēng)急流減弱是中高緯對(duì)流層高層變冷和亞洲低緯度變暖引起的。緊接著的研究發(fā)現(xiàn)青藏高原在20 世紀(jì)70 年代末以后，春季和夏季進(jìn)入大氣的地表感熱顯著減少，引起的大氣熱源明顯減弱，這是70 年代末以后青藏高原—印度洋熱力對(duì)比年代際減弱的原因之一（Ding et al., 2009）。Dairaku and Emori（2006）發(fā)現(xiàn)在全球變暖背景下，陸地升溫強(qiáng)于海洋導(dǎo)致的海陸熱力差異增強(qiáng)使得對(duì)流層低層季風(fēng)環(huán)流北移和亞洲季風(fēng)區(qū)降水增強(qiáng)。圖6 展示了自20 世紀(jì)50 年代以來(lái)，由于印度洋迅速變暖，陸地—海洋熱力差異減弱，南亞夏季風(fēng)呈減弱趨勢(shì)，南亞夏季風(fēng)減弱導(dǎo)致局部經(jīng)向環(huán)流減弱。與1950～1999 年相對(duì)比，南亞夏季風(fēng)降水在2002年以后呈現(xiàn)增加的趨勢(shì)，這是由印度次大陸變暖迅速和印度洋變暖速度較慢引起陸地—海洋溫度梯度急劇增加，對(duì)流層經(jīng)向溫度梯度增強(qiáng)所驅(qū)動(dòng)的。印度次大陸變暖的原因是阿拉伯海的海洋蒸發(fā)減少導(dǎo)致低云減少，從而減少了向印度輸送的水分（Jin and Wang, 2017; Roxy, 2017）。

圖6 海陸熱力差異引起南亞夏季風(fēng)變化示意圖。（a）夏季，陸地和海洋之間的熱力差異驅(qū)動(dòng)季風(fēng)從海洋攜帶水分作為降水降落在印度大陸；（b）在1950～2002 年的半個(gè)世紀(jì)里，印度洋的快速變暖削弱了海陸熱力對(duì)比，從而減少陸地降雨量；（c）自2002 年以后，隨著印度大陸強(qiáng)烈變暖，季風(fēng)強(qiáng)度開(kāi)始恢復(fù)，印度大陸降水增加。Fig.6 Schematic illustration of changes in the Indian summer monsoon due to thermal differences between land and sea.(a) The thermal difference between land and ocean during summer drives the monsoon to carry water from the ocean to land as precipitation on the Indian mainland.(b) During the half century from 1950 to 2002, the rapid warming of the Indian Ocean weakened this thermal contrast, thereby reducing rainfall on land.(c) Since 2002, with a strong warming of the Indian mainland, the monsoon intensity has begun to recover, and the precipitation on the Indian mainland has increased.

亞洲大陸與印度洋的熱力差異和亞洲季風(fēng)環(huán)流的年代際變化高度一致，即，在1970s 之前和1990s后期之后，包括青藏高原的亞洲大陸與印度洋熱力差異和亞洲夏季風(fēng)環(huán)流均比1970s 到1990s 后期之間強(qiáng)。大西洋多年代際振蕩是亞洲大陸和印度洋熱力差異年代際變化的原因之一，大西洋多年代際振蕩變化引起的對(duì)流層高層青藏高原與印度洋熱力差異的減弱趨勢(shì)將導(dǎo)致南亞夏季風(fēng)環(huán)流的減弱（Wu et al., 2022; Zuo and Zhang, 2023）。

5 月是南亞夏季風(fēng)爆發(fā)的關(guān)鍵月份，Li and Xiao（2022）發(fā)現(xiàn)5 月青藏高原—印度洋熱力差異通過(guò)增強(qiáng)阿拉伯海經(jīng)向水汽輸送引起的大氣熱源，改變中高緯波活動(dòng)通量的傳播路徑，最終對(duì)青藏高原南部及南亞地區(qū)降水產(chǎn)生影響。5 月青藏高原—印度洋熱力差異對(duì)南亞季風(fēng)降水的影響發(fā)生了年代際轉(zhuǎn)變，與1979～1996 年相比，青藏高原南部與青藏高原—印度洋熱力差異指數(shù)顯著相關(guān)的降水正異常在1997～2014 年明顯向北、向西擴(kuò)展，青藏高原—印度洋熱力差異對(duì)南亞季風(fēng)降水的影響范圍在20 世紀(jì)90 年代中期以后增大（圖7）。

圖7 （a）1979～1996 年和（b）1997～2014 年5 月降水異常（填色，單位：mm d-1）回歸到青藏高原與印度洋熱力差異指數(shù)（TCI）。圓點(diǎn)和虛線分別表示結(jié)果通過(guò)95%和90%的信度檢驗(yàn)。Fig.7 Regression of precipitation anomalies (shading, units: mm d-1) against the thermal contrast between Tibetan Plateau and Indian Ocean in May for (a) 1979-1996 and (b) 1997-2014.Results above 95% and 90% confidence level are denoted by black dots and circled with dashed lines,respectively.

7 總結(jié)與討論

隨著觀測(cè)資料的豐富和數(shù)值模式的不斷發(fā)展，關(guān)于青藏高原和印度洋熱力差異對(duì)亞洲季風(fēng)影響的研究在過(guò)去得到不斷深入。其中，對(duì)青藏高原—印度洋經(jīng)向熱力差異影響南亞夏季風(fēng)機(jī)制的探索，豐富和加深了對(duì)青藏高原—印度洋熱力差氣候效應(yīng)的理解和認(rèn)識(shí)。本文主要從青藏高原—印度洋熱力差異對(duì)南亞夏季風(fēng)爆發(fā)的影響，青藏高原—印度洋熱力差異與南亞夏季風(fēng)的年際和年代際關(guān)系三個(gè)方面，簡(jiǎn)單總結(jié)和回顧了青藏高原—印度洋熱力差異對(duì)亞洲季風(fēng)活動(dòng)的多尺度影響。關(guān)于青藏高原—印度洋熱力差異及其對(duì)亞洲季風(fēng)影響的研究成果，主要結(jié)論總結(jié)如下：

季風(fēng)的爆發(fā)是季風(fēng)活動(dòng)最重要的次季節(jié)特征，青藏高原—印度洋熱力差異由負(fù)轉(zhuǎn)正的逆轉(zhuǎn)時(shí)間與南亞夏季風(fēng)的爆發(fā)時(shí)間對(duì)應(yīng)，熱力差異由負(fù)到正逆轉(zhuǎn)時(shí)間越早對(duì)應(yīng)南亞夏季風(fēng)爆發(fā)越早。青藏高原—印度洋熱力差異逐候增量的變化對(duì)南亞夏季風(fēng)的爆發(fā)存在提前的信號(hào)，逐候增量提前南亞夏季風(fēng)爆發(fā)時(shí)間15 候時(shí)，與南亞夏季風(fēng)爆發(fā)時(shí)間關(guān)系最為密切。加強(qiáng)對(duì)青藏高原—印度洋熱力差異信號(hào)的綜合分析有助于提前預(yù)測(cè)南亞夏季風(fēng)的爆發(fā)，進(jìn)而為農(nóng)業(yè)和水資源的管理，以及氣象災(zāi)害的預(yù)報(bào)預(yù)警提供重要的決策依據(jù)。

季風(fēng)強(qiáng)度具有明顯的年際變化特征，對(duì)降水的年際變化也具有指示意義。青藏高原—印度洋熱力差異的變化能表征南亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的變化，青藏高原—印度洋熱力差異與南亞夏季風(fēng)強(qiáng)度具有很好的關(guān)系，其前期信號(hào)能在一定程度上預(yù)測(cè)季風(fēng)強(qiáng)度的年際變化。此外，通過(guò)揭示青藏高原—印度洋熱力差異的海溫、積雪等外強(qiáng)迫影響因素對(duì)南亞季風(fēng)的影響，有助于提供一個(gè)較為綜合的預(yù)測(cè)南亞夏季風(fēng)強(qiáng)度和降水異常的指標(biāo)。

包含青藏高原的亞洲大陸與熱帶海洋的熱力差異和南亞季風(fēng)環(huán)流的年代際變化一致。亞洲大陸與熱帶海洋的熱力差異減弱，驅(qū)動(dòng)了20 世紀(jì)60 年代中期和70 年代末南亞季風(fēng)經(jīng)歷的兩次年代際減弱的變化；亞洲陸地和海洋之間溫度梯度增大驅(qū)動(dòng)了南亞夏季風(fēng)在2002 年以后的增強(qiáng)趨勢(shì)。青藏高原—印度洋熱力差異與南亞夏季風(fēng)降水的關(guān)系也存在年代際轉(zhuǎn)變，而影響該年代際轉(zhuǎn)變的關(guān)鍵因子之一是阿拉伯海經(jīng)向水汽輸送。

盡管我們已經(jīng)開(kāi)展了大量青藏高原—印度洋熱力差異對(duì)南亞季風(fēng)活動(dòng)、水汽輸送和降水異常的影響研究工作，但從決策者對(duì)氣候預(yù)測(cè)信息的利用需求來(lái)說(shuō)，掌握更為細(xì)致的月到次季節(jié)尺度的異常變化是更為重要的，目前我們對(duì)青藏高原—印度洋熱力差異與南亞季風(fēng)的次季節(jié)變化特征，及其中影響機(jī)制的認(rèn)識(shí)尚不完全充分，未來(lái)仍有許多方面值得進(jìn)一步深入研究。