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约侯
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1 中国科学 D 辑 : 地球科学 2009 年第 39 卷第 11 期 : 1473 ~ earth.scichina.com SCIENCE IN CHINA PRESS 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究周秀骥 1, 赵平 2*, 陈军明 1, 陈隆勋 1 1, 李维亮 1 中国气象科学研究院, 北京 ; 2 国家气象信息中心, 北京 * 联系人, zhaop@cma.gov.cn 收稿日期 : ; 接受日期 : 国家自然基金项目 ( 批准号 : , ) 国家重点基础研究发展计划 ( 编号 : 2009CB421404) 和财政部 / 科技部公益类行业专项 ( 编号 : GYHY ) 资助摘要总结了近年来关于青藏高原热力作用的气候特征及其对北半球区域气候影响的研究成果, 主要包括 : 青藏高原热力作用不仅对亚洲季风和降水变率有着重要影响, 而且还通过激发类似于亚洲 - 太平洋涛动的大尺度遥相关, 影响着北美和欧洲以及南印度洋的大气环流和气候. 青藏高原气候不是被动的受热带太平洋海温影响, 它也可以通过北太平洋大气环流调制着太平洋热带和中纬度海 - 气相互作用. 春夏季青藏高原加热异常通过影响北太平洋副热带高压哈德莱 (Hadley) 环流和赤道辐合带 (ITCZ), 调制着热带 ENSO 发展, 因此研究从青藏高原气候异常来预测 ENSO 发展的方法是必要的. 这体现了北半球海 - 陆 - 气相互作用的本质. 由于过去的研究更多地集中在青藏高原对亚洲季风区气候的影响方面, 因而加强研究青藏高原在北半球乃至全球气候变化中的作用十分必要. 关键词青藏高原热力作用亚洲季风北半球气候太平洋海气相互作用青藏高原东西长二千多公里, 南北宽一千多公里, 平均海拔高度约 4000 m, 约占对流层的三分之一. 由于青藏高原加热直接作用于对流层中层大气, 与周围的大气形成了强的热力对比, 因此半个世纪以来, 青藏高原大地形的热力和动力作用对大气环流和气候的影响一直受到国内外气象学家的广泛关注. 早在 20 世纪 50 年代, Flohn [1] 研究了青藏高原抬高加热与东亚地区大尺度环流系统变化和印度次大陆季 [2,3] 风爆发的关系. 到 20 世纪 80 年代初, Ye 等分析了青藏高原地形动力和热力作用对大气环流平均状况的影响. 后来, 高原夏季热源与大气环流和季风的关系得到进一步研究 [4,5]. 进入 20 世纪 90 年代, 青藏高原气候学研究主要集中在高原热状况季节变化对季风爆发时间和地点的影响方面 [6~8]. 20 世纪 90 年代后期, 人们开始关注青藏高原热源年际变率的影响 [9,10] [11~15]. 赵平和陈隆勋研究了 35 年青藏高原热状况气候特征及年际和年代际变率, 并分析了冬夏季高原热状况年际异常与大气环流亚洲季风降水和太平洋热带海 - 气相互作用的关系. [16] [17] 以后, Duan 等和刘新等进一步研究了夏季青藏高原加热年际变率对亚洲季风区气候和北半球大气 [18] 环流的影响, 最近 Wang 等研究了夏季青藏高原表面温度变暖对东亚降水的影响. 此外, 一些学者用青藏高原的积雪和植被作为热状况代用指标研究了它们的年际和年代际变率对北半球大气环流东亚季风降水的影响 [19~22]. 引用格式 : Zhou X J, Zhao P, Chen J M, et al. Impacts of thermodynamic processes over the Tibetan Plateau on the Northern Hemispheric climate. Sci China Ser D-Earth Sci, 2009, doi: /s

2 周秀骥等 : 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究关于青藏高原对夏季亚洲季风气候影响的较早研究成果已经概括在文献 [23] 中, 因此本文重点总结近年来我们研究组关于青藏高原抬升热源年际和年代际变率及其对亚洲季风北半球和南印度洋气候及太平洋海 - 气相互作用影响的新成果. 1 青藏高原热状况气候特征由于表面积雪和植被直接影响着地表和大气顶对太阳辐射的反射率大小, 改变着地面和大气的加热状况, 因此有必要了解青藏高原积雪植被及反射率的气候特征. 平均而言, 青藏高原地区积雪积累期主要在 10~12 月, 消融期主要在 4~6 月, 比北半球其他地区的积雪消融期 ( 一般在 3~5 月 ) 晚一个月左右 [24]. 随着高原积雪逐渐消融, 植被覆盖从 4 月开始增加, 6~7 月增加最快, 8 月达到最大 ; 在青藏高原冷季, 当植被覆盖多时, 地面感热偏强上空温度偏高, 这说明植被覆盖率高对大气起加热作用 [22] ; 而在高原暖季, 植被对大气起冷却作用. 青藏高原地表反射率在 1~2 月最大 (0.29), 3 月份减小到 0.24, 夏季 ( 没有特别说明, 夏季指 6~8 月 ) 为 0.17 左右, 10~12 月增加明显 ( 图 1); 与地表反射率不同, 高原大气顶的行星反射率季节变化比较小, 在 0.34~0.39 之间变化 [11]. 相应于青藏高原下垫面状况显著的季节变化, 当地热状况也有明显的季节差异. 在地面感热加热影响下, 高原西南部地面加热 ( 包括地面的感热蒸发潜热和有效辐射 ) 在 2~5 月明显增加, 形成整个高原地区的主要加热区, 3 月份高原北部地面加热也加强, 成为高原地区另一个加热区, 它们两个一直维持到 9 月份 ; 入夏以后, 高原西部加热中心向更偏西的位置移动 [12]. 平均而言, 高原地面加热在 5~6 月最大, 在 12~1 月最小, 并且西部大于东部, 南部大于北部 ; 全年高原地面向大气输送 152 W m 2 的热量. 与地面加热一致, 高原西部的大气热量源汇 (Q 1 ) 正值比东部出现早, 在 2~5 月期间西南部 Q 1 明显比东部大, 而在 6~9 月期间东部则大于西部 [14]. 高原大气在 4~9 月期间为热源, 热源最强在 6~7 月, 为 75 W m 2 左右 ; 其他月份为冷源, 冷源最强在 12 月份, 为 72 W m 2 ( 图 2). 春季地面感热是大气从冷源变为热源的主要贡献者, 夏季凝结潜热大幅度增加, 成为与感热同样重要的加热因子. 因此, 青藏高原对大气的加热作用主要表现在春季和夏季. 青藏高原大气热状况有明显的年际和年代际变率 [14]. 冬季, Q 1 在 20 世纪 60~70 年代中期呈现出下降趋势, 并在 1977 年到达最小, 从 1978 年到 1983 年明显上升, 在 1983 年达到极大值, 之后以年际振荡为主 ; 夏季, 高原 Q 1 从 1961 到 1977 年也呈现出下降趋 [11] 图 ~1990 年青藏高原区域月平均地表反射率 ( 实线 ) 和行星反射率 ( 虚线 ) 的气候特征 1474

3 中国科学 D 辑 : 地球科学 2009 年第 39 卷第 11 期图 ~1990 年青藏高原区域 Q 1 ( 黑色 ) 地面感热( 红色 ) 大气降水潜热( 绿色 ) 和大气净辐射加热 ( 蓝色 ) 月平均值的气候特征 ( 单位 : W m 2 ) [14] 势, 在 1977 年达到最小, 此后表现出更明显的年际变率. 在 1962, 1974, 1980, 1984, 1987 和 1993 年夏季 Q 1 较大, 为强热源年, 而在 1967, 1972, 1975, 1977 和 1978 年 Q 1 较小, 为弱热源年. 就年平均而言, 在 20 世纪 60 年代, Q 1 呈现出下降趋势, 从 70 年代后期到 80 年代初表现为上升, 最明显的年代际变率出现在 1977 年前后. 2 青藏高原加热对大气环流影响的基本物理模型从前面的分析可以看出, 从冬到夏青藏高原大气热源逐渐加强, 在夏季达到最强, 起着巨大的热源作用, 其直接结果是造成了当地强烈的上升气流, 在对流层上层形成庞大的南亚高压, 而在高原及其邻近地区的低层为低压系统 ( 中心在东亚和南亚 ). 图 3(a) 给出了 1958~2001 年 ECWMF 再分析资料的夏季纬向垂直环流气候平均沿 15 ~50 N 的东西向剖面. 可以看到 : 在纬向上, 青藏高原上升气流的一支在对流层里向东流到东太平洋下沉, 其中一部分与北美的较弱上升气流汇合后继续向东流并在大西洋东部下沉 ; 而高原上升气流的另一支进入平流层低层并向西流到欧洲上空下沉. 这样就在北半球对流层中形成了一个庞大的顺时针垂直环流 ( 即北半球中纬度纬向环流 ), 它的两个中心分别在东太平洋和大西洋对流层低层. 同时在对流层上层 - 平流层低层形成一个逆时针垂直环流, 其中心在高原上空 [25] ( 图 3(a)). 该纬向环流的亚洲 - 太平洋部分已被 Ye [2] 注意到. 这表明, 在北半球中纬度地区存在着类似于热带太平洋澳克环流的大尺度纬向环流, 并且其水平尺度比澳克环流的还大. 在经向上, 一个大尺度的逆时针垂直环流出现在青藏高原与南印度洋中纬度之间, 其中心在南半球热带的低层, 这里称为青藏高原 - 南印度洋经向环流. 其深厚的上升运动仍然位于青藏高原及附近地区, 下沉运动主要在南半球中低纬度 ( 图 3(b)). 该经向环流也已被注意到 [2]. 类似的经向环流也出现在中国东部大陆与其南侧的热带海洋之间, 其上升运动最强在 20 N 以南 ( 图 3(c)). 由于我国东部位于该垂直上升运动区的北缘, 低层的垂直运动较弱, 因此我国东部降水可能与图 3(a) 所示纬向环流的关系比与东亚经向环流的关系更紧密. 此外, 这些经向环流削弱了季风区的 Hadley 环流. 为了维持上述纬向和经向垂直环流, 受青藏高原抬升加热影响的上升运动区空气质量变化会导致下沉运动区的空气质量异常, 从而引起北半球中纬度和南印度洋大气环流和气候的异常. 此外, 在图 3(a) 中, 青藏高原上空对流层 - 平流层之间的垂直运动比其他经度的强, 说明该地区是对流层与平流层大气交换的一个重要通道. 1475

4 周秀骥等 : 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究图 3 (a) 1958~2001 年 ECMWF 再分析资料的夏季沿 15 ~50 N 纬向垂直环流气候平均 [25] ; (b) 与 (a) 一致, 但是针对沿 90 E 的经向垂直环流气候平均 ; (c) 与 (a) 一致, 但是针对沿 115 E 的经向垂直环流气候平均 1476

5 中国科学 D 辑 : 地球科学 2009 年第 39 卷第 11 期 3 青藏高原加热对大气环流和降水的影响 (1) 对亚洲季风和降水的影响. 亚洲夏季风发生在东亚和南亚地区, 其中东亚季风包括发生在南海 - 西太平洋的热带季风及在东亚大陆 - 日本的副热带季风 [26]. 由于这些季风区处于青藏高原及邻近地区的低层季风槽与上层的南亚高压区域内, 上升运动强烈 ( 图 3), 因此青藏高原加热异常变化对东亚和南亚季风降水有重要影响. 当夏季高原大气热源偏强时, 在 500 hpa 上 ( 图 4(a)), 从青藏高原到东亚中纬度为一个大范围的气旋性异常环流, 印度南部地区也为异常气旋性环流 ( 对应着偏强的南亚季风槽 ), 从青藏高原南侧到我国南方以异常西南气流为主. 此时, 我国南方的低层也以异常西南气流为主, 并且伴随着低层异常偏北风出现在长江以北, 从而加强了长江流域的低层辐合 [15]. 总体上, 在青藏高原大气热源偏强的情况下, 东亚和南亚季风区对流偏强 ( 图 5(a)), 从四川到长江三角洲的较大范围降水偏多 ( 图 5(b)) [ 14,15]. 类似地, 当冬图 4 (a) 在夏季青藏高原大气热源强年 (1962, 1974, 1980, 1984, 1987, 1993) 和弱年 (1967, 1972, 1975, 1977, 1978, 1986) [15] 合成的同期 500 hpa 流场差值 ; (b) 在冬季青藏高原冷源弱年 (1961, 1963, 1981, 1982, 1985, 1988) 和强年 (1965, 1966, 1968, 1969, 1970, 1976) 合成的同期 500 hpa 流场差值. C 和 A 分别指示异常气旋和反气旋环流中心 1477

6 周秀骥等 : 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究图 5 (a) 1975~1994 年夏季青藏高原热源与同期大气向外长波辐射 (ORL, 指示着对流活动强度 ) 的相关 ( 0.01) [15] ; (b) 与图 4(a) 相同, 只是针对合成的夏季降水差值 ( 100 mm). 阴影区通过 95% 置信度检验季青藏高原大气偏暖时, 一个气旋性异常环流覆盖了从青藏高原到我国东南沿海地区 ( 图 4(b)), 这说明即使冬季高原大气是冷源, 但其冷源强度变化也影响着高原及其附近上空的大气环流. 此时, 一个异常反气旋环流出现在高原北侧 ( 图 4(b)), 反映了冬季东亚长波槽位置比平均状况偏东, 指示着东亚中纬度偏弱的冬季风 [15]. 冬季的这种异常大气环流型也指示着在东亚大陆高低纬度大气环流之间存在着反位相变化关系. 在 20 世纪后半叶全球增暖背景下, 青藏高原冬春季积雪呈现出增加趋势 [24], 可以引起夏季青藏高原上空对流层温度降低 [21], 东亚与其周边海域的大气热力差异减弱, 夏季东亚低层的低压减弱, 西太平洋副热带高压位置偏南. 此时, 我国东部西南风强度 1478

7 中国科学 D 辑 : 地球科学 2009 年第 39 卷第 11 期减弱, 东部强降水带没有表现出明显的从华南向华北移动的特征, 而主要停滞在南方, 北方降水减少, 从而导致东部地区出现南涝北旱 [27,28]. (2) 对北半球大气遥相关的影响. 图 3(a) 所示的纬向垂直环流说明在青藏高原与东太平洋大气环流之间存在着密切联系, 而亚洲 - 太平洋涛动 (Asian-Pacific Oscillation, APO) 就是其中的一个大尺度遥相关现象 [29]. APO 是指在年际和年代际尺度上亚洲与太平洋中纬度对流层温度之间的一种跷跷板现象, 即当亚洲大陆对流层偏冷 ( 暖 ) 时, 中东太平洋对流层偏暖 ( 冷 )( 图 6(a)) [29], 这种遥相关现象也出现在气压场上 [30]. 此外, APO 还指示着在东西半球之间一个更大尺度的遥相关, 表现出纬向 1 波的特征, 即当东半球对流层温度偏高时, 西半球对流层温度偏低 ( 图 6(a)). APO 的强度变化实际上指示着欧亚大陆与其两侧海洋 ( 太平洋和大西洋 ) 热力差的异常, 也反映了东亚季风区东西向和南北向海陆热力差异的异常 [25]. 当 APO 强度异常时, 亚洲与太平洋区域一些主要大气环流系统和降水 ( 如, 南亚高压亚洲低层低压北太平洋副热带高压北半球中纬度西风急流和热带东风急流亚洲季风降水以及西北太平洋热带气旋 ) 都表现出明显差异 [[25,29,31]. 以前的研究表明, 春夏季青藏高原抬升加热异常可以激发出 APO 遥相关型 [25,32]. 我们采用美国大气研究中心的一个海气耦合模式 (CCSM3) 进行改变青藏高原地形高度的模拟试验, 并且设计了两个试验 ( 方案 A 和 B). 其中 : 方案 A 采用原始的 CCSM3 模式和所用的数据, 方案 B( 降低青藏高原地形高度 ) 是在方案 A 中, 把青藏高原地区 3000 m 以上地形海拔高度降低 1/2. 对每个方案, 模式被积分 100 年, 取模拟的全球平均表面温度达到平衡后的最后 50 年进行分析. 试验结果显示随着青藏高原地形抬升, 扰动温度正异常出现在欧亚大陆上空对流层里, 这里扰动温度定义为温度与其纬向平均的差值. 这一结果说明当青藏高原地区的地形高度增加时, 高原抬升加热对欧亚大陆对流层起增温作用 ( 图 6(b)), 同时在中东太图 6 (a) 1958~2001 年夏季 500~200 hpa 平均扰动温度的自然正交分解第一模态 ( 0.01, 阴影区大于 0) [25] ; (b) 方案 A 与 B 模拟的夏季扰动温度差值 ( 单位 : ; 方案 A 减 B) 沿 30 N 剖面, 浅阴影区超过 95% 统计置信度 1479

8 周秀骥等 : 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究平洋到大西洋的大范围区域内对流层中上层温度下降. 这些模拟特征与观测的 APO 特征非常相似 [25,29], 说明夏季降低青藏高原地形高度的动力和热力影响更大程度上是与青藏高原的热力影响一致的. (3) 对北美和欧洲大气环流和降水的影响. 夏季青藏高原抬升加热年际变率可以通过影响大尺度遥相关, 进一步对北半球更大范围的气候产生影响. 根据大气静力平衡方程, 相应于图 6(b) 中的西半球对流层温度降低, 西半球低层出现异常高压. 图 7(a) 给出了方案 A 与 B 模拟的夏季 700 hpa 流场差值, 从图中看到 : 总体上, 大范围的异常反气旋出现在从北美到欧洲的中纬度广大地区, 其中一个中心在北美西部, 另一个在欧洲西部. 与气候平均状况比较, 这些异常环流指示着中东太平洋和大西洋的副热带高压图 7 (a) 方案 A 与 B 模拟的夏季 700 hpa 流场差值 ( 方案 A 减 B; 图中 A 指示异常反气旋环流中心 ); (b) 与 (a) 相同, 只是针对模拟的夏季降水差值 ( 10 mm; 紫蓝色阴影区分别为超过 90% 统计置信度的显著正负异常 ); (c) 在夏季亚洲大陆对流层中上层扰动温度强年和弱年合成的同期降水差值 ( 10 mm; 紫蓝色阴影区分别为超过 90% 统计置信度的显著正负异常 ) 1480

9 中国科学 D 辑 : 地球科学 2009 年第 39 卷第 11 期向东扩展. 在这种环流形势下, 显著降水负异常值出现在欧洲和北美中纬度 ( 图 7(b)), 指示着这些地区降水都减少. 图 7(c) 进一步给出了在夏季亚洲大陆 (15 ~50 N, 60 ~120 E) 500~200 hpa 扰动温度 7 个最高 (1953, 1961, 1962, 1967, 1971, 1984, 2000) 和 7 个最低 (1950, 1951, 1969, 1980, 1987, 1992, 1993) 年份合成的夏季 HadCRUT2 降水差值, 其中用 NCEP 再分析资料计算扰动温度, 并且在合成分析时去掉了线性趋势. 从图 7(c) 看到, 在欧洲和北美的中纬度地区降水以显著负异常为主, 这种特征与图 7(b) 所示的模拟结果一致. 因此, 夏季青藏高原加热异常变化对北美和欧洲大陆中纬度降水有显著影响. (4) 对南半球大气环流的影响. 在图 3(b) 中, 青藏高原上升气流可以沿着青藏高原 - 南印度洋经向环流越过赤道进入南印度洋上空. 数值试验表明 : 当增强青藏高原抬升加热时, 亚洲大陆对流层温度升高, 正温度异常从亚洲大陆向南向上扩展到南印度洋热带和副热带地区, 使这些地区对流层温度增加, 同时在南印度洋中高纬度的对流层中低层产生负异常, 指示着温度下降 ( 图 8(a)). 模拟的特征是与再分析资料的结果基本一致 ( 图 8(b)), 只是模拟的南印度洋温度负异常的位置更偏南. 此外, 还模拟出青藏高原加热异常在南印度洋与南太平洋中高纬度形成的一个波列 ( 图 8(c)). 由此可见, 青藏高原加热异常产生的扰动可以越过赤道地区影响到南半球大气环流, 这也说明青藏高原 - 南印度洋经向环流可能是南北半球相互作用的一个重要通道. 4 青藏高原加热对太平洋海 - 气相互作用的影响过去人们更多地关注 ENSO 对中国气候的影响. 由于东亚季风对 ENSO 发展有影响 [33], 而青藏高原热力作用又对东亚季风有重要影响, 因此青藏高原气候与 ENSO 的关系一直受到关注 [13,21,32,34]. 研究表明, 春季青藏高原地区偏少 ( 多 ) 的积雪或偏多 ( 少 ) 的植被都可以增强 ( 减弱 ) 当地加热, 导致其上空温度升高 ( 降低 ) [21,22]. 在 APO 理论框架下, 升高 ( 降低 ) 的高原对流层温度可以引起中东太平洋副热带对流层降 ( 升 ) 温, 东太平洋副热带高压加强 ( 减弱 ), 反气旋 ( 气旋 ) 性异常环流出现在太平洋中纬度 [32]. 此外, 夏季青藏高原异常信号也可以通过以下过程影响太平洋大气环流. 当青藏高原加热偏强 ( 弱 ), 南亚高压也偏强 ( 弱 ), 高原上空的正 ( 负 ) 位势高度异常可以沿着北半球西风急流波导向两侧传播, 其中向东可以传播到东太平洋 ( 图 9(a)) [21,34], 这种传播主要以 10 天以下的高频波和准双周振荡为主 ; 并且在向东传播中, 大气正 ( 负 ) 位势高度异常同时也从对流层上层向下扩展, 最终使得夏季北太平洋低层的副热带高压加强 ( 减弱 ), 显著正 ( 负 ) 位势高度异常发生在太平洋中纬度地区 ( 图 9(b)). 当春夏季北太平洋副热带高压加强 ( 减弱 ) 时, 异常东 ( 西 ) 风盛行在热带太平洋地区 ( 图 10(a)), 东太平洋 Hadley 环流和 ITCZ 发生异常, 从而导致赤道中东太平洋低层经向辐散 ( 辐合 ) 异常和信风加强 ( 减弱 ), 改变了温跃层和海洋环流, 结果引起冷舌区上翻增强 ( 减弱 ), 使赤道东太平洋海表温度 (SST) 降低 ( 升高 ), 因而导致了在青藏高原温度与赤道东太平洋 SST 之间的显著负相关关系 ( 图 10(b)), 并且这种负相关可以持续到随后的秋季 [32,34]. 用 CCSM3 海 - 气耦合模式证实了上述青藏高原抬升加热对太平洋副热带高压和 SST 的影响 [32,34]. 因此从青藏高原气候异常来预测 ENSO 发展是可能的. 由于在图 10(a) 中, 热带中东太平洋的异常西风没有来自亚洲热带季风区, 因而青藏高原加热对 ENSO 的调制作用没有通过热带季风过程, 而是通过亚洲 - 太平洋中纬度的大气环流来实现的 [32]. 另外, 青藏高原热力作用还可以通过影响北太平洋副热带高压来调制太平洋中纬度海气相互作用. 当副热带高压加强 ( 减弱 ) 时, 异常反气旋性 ( 气旋性 ) 环流出现在太平洋中纬度, 使其北侧海表向大气输送的感热和潜热通量减少 ( 增加 ), 并加强 ( 减弱 ) 表面纬向风应力对暖水的向北输送, 从而导致西北太平洋中纬度 SST 增加 ( 减少 ), 而其东侧 SST 减少 ( 增加 ) [35]. 用 CCSM3 海气耦合模式, 通过改变夏季高原抬升加热, 总体上模拟出了青藏高原加热异常对太平洋中纬度大气环流和 SST 的这种调制作用 [34]. 5 结论和讨论本文总结了近年来关于青藏高原热力状况气候特征及其对南北半球气候影响的主要成果, 得到以 1481

10 周秀骥等 : 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究图 8 (a) 方案 A 与 B 模拟的夏季扰动温度差值沿 90 E 剖面 ; (b) 与图 7(c) 一致, 只是针对扰动温度差值沿 90 E 剖面 ; (c) 与图 (a) 相同, 只是针对模拟的 500 hpa 扰动温度差值 ( 粗实线指示波列 ). 阴影区超过 95% 统计置信度, 单位 : 下结论 : (1) 受青藏高原独特下垫面状况影响, 当地加热表现出年际和年代际变率. 当夏季高原热源偏强时, 加强了与其周边的热力对比, 亚洲大陆中低纬度的低压系统加强, 东亚和南亚季风区对流偏强, 其中长江流域降水偏多. 在冬季, 当青藏高原大气偏暖时, 其上空的气旋性异常环流也对东亚冬季风产生影响. (2) 青藏高原加热异常可以通过调整北半球中纬度纬向环流, 激发出北半球中纬度的大尺度遥相关 ( 如 APO), 并通过这种遥相关进一步对北美和欧洲 1482

11 中国科学 D 辑 : 地球科学 2009 年第 39 卷第 11 期图 9 (a) 在夏季南亚高压指数高和低情况下合成的 150 hpa 位势高度差值 ( 10 m) 沿中纬度西风急流轴的时间 - 经度剖面, 箭头指示扰动向东传 [34] 播的方向 ; 阴影区 >40 m. (b) 与 (a) 一致, 但是针对夏季 850 hpa 位势高度差值的水平分布, 阴影区超过 95% 统计置信度的降水产生影响. 沿着青藏高原 - 南印度洋经向环流, 青藏高原加热产生的异常可以越过赤道影响南半球大气环流, 因此该经向环流很可能一是南北半球相互作用的一个重要通道. (3) 在 APO 理论框架下, 春夏季青藏高原加热异常通过影响北太平洋副热带高压中东太平洋 Hadley 环流和 ITCZ, 调制着热带 ENSO 发展及太平洋中纬度海 - 气相互作用, 因此从青藏高原气候异常来预测 ENSO 发展是可能的. 由于太平洋年代际涛动 (PDO) 是北太平洋中纬度 SST 的一种重要模态 [36], 因此青藏高原对北太平洋中纬度 SST 的影响可能反映了青藏高原气候对 PDO 的调制作用. 另一方面, 冬季 ENSO 和春季北太平洋海冰的异常变化也影响着欧亚大陆降水, 并通过陆 - 气相互作用对后期春夏季亚洲大气环流产生影响 [34,37]. 因此, 北半球中纬度海 - 陆 - 气相互作用过程是复杂的, 其中在某些季节海洋可以起主导作用, 而在夏季陆地 ( 特别是青藏高原 ) 加热可能起更重要的作用. 1483

12 周秀骥等 : 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究图 10 (a) 在春季青藏高原温度指数低和高情况下合成的 850 hpa 纬向风差值 (m s 1 ) 沿 5 S~5 N 的时间 - 经度剖面 ; (b) 在 1973~2007 年期间春季 [32] 青藏高原温度与同期 SST 的相关, 阴影区超过 95% 统计置信度由此可见, 青藏高原热力作用不仅影响着亚洲季风区气候, 而且还影响着北半球乃至全球的气候. 尽管海 - 陆 - 气相互作用被广泛认可, 但是以往的研究更多地关注热带海洋对东亚气候的影响, 而对以青藏高原为中心的亚洲大陆加热影响 ( 特别是对海洋的调制作用 ) 重视不够. 此外, 我们通过对青藏高原大气臭氧低值中心的研究 [38], 揭示出在 6~9 月期间青藏高原是对流层与平流层大气交换的一个主要通道 [39], 通过高原深厚上升气流, 对流层大气成分持续稳定地向平流层输送, 从而改变了平流层的臭氧等成分的浓度及对流层的辐射强迫, 这种变化很可能对北半球气候产生重要影响. 因此, 青藏高原热力作用不仅直接扰动了北半球对流层大尺度环流, 而且还可以通过对平流层过程的扰动来影响北半球气候变化. 致谢感谢审稿专家提出的宝贵意见. 参考文献 1 Flohn H. Large-scale aspects of the summer monsoon in South and East Asian. J Meteor Soc Jpn, 1957, 36: Ye D Z. Some characteristics of the summer circulation over the Qinghai-Xizang (Tibet) Plateau and its neighborhood. Bull Amer Meteorl Soc, 1981, 62(1): 14 19[doi] 3 Ye T C. Some aspects of the thermal influences of the Qinghai-Tibetan Plateau on the atmospheric circulation. Arch Met Geoph Biokl 1484

13 中国科学 D 辑 : 地球科学 2009 年第 39 卷第 11 期 Ser A, 1982, 31: 陈隆勋, 段廷扬, 李维亮年夏季青藏高原上空大气热源的变化及能量收支特征. 气象学报, 1985, 43(1): 黄荣辉. 青藏高原上空热源异常对北半球大气环流异常的作用. 气象学报, 1985, 43(2): 吴国雄, 李伟平, 郭华, 等. 青藏高原感热气泵和亚洲夏季风. 赵九章诞辰九十周年纪念文集. 北京 : 科学出版社, 吴国雄, 张永生. 青藏高原的热力强迫和机械作用以及亚洲季风的爆发 (Ⅰ) 爆发地点. 大气科学, 1998, 22(6): 吴国雄, 张永生. 青藏高原的热力强迫和机械强迫作用以及亚洲季风的爆发 (Ⅱ) 爆发时间. 大气科学, 1999, 23(1): Li C, Yanai M. The onset and interannual variability of the Asian summer monsoon in relation to Land-Sea thermal contrast. J Clim, 1996, 9: [doi] 10 赵平. 青藏高原热源状况及其与海气关系的研究. 博士学位论文. 北京 : 中国气象科学研究院, Zhao P, Chen L X. Calculation of solar albedo and radiation equilibrium over the Qinghai-Xizang Plateau and the analysis of their climate features. Adv Atmos Sci, 2000, 17(1): [doi] 12 Zhao P, Chen L X. Study on climatic features of surface turbulent heat exchange coefficients and surface thermal sources over the Qinghai-Xizang Plateau. Acta Meteor Sin, 2000, 14(1): 赵平, 陈隆勋. 青藏高原大气热量源汇在海 - 地 - 气相互作用准 4 年振荡中的作用. 科学通报, 2000, 45(15): 赵平, 陈隆勋. 35 年来青藏高原大气热源气候特征及其与中国降水的关系. 中国科学 D 辑 : 地球科学, 2001, 31(4): Zhao P, Chen L X. Interannual variability of atmospheric heat source/sink over the Qinghai-Xizang (Tibetan) Plateau and its relation to circulation. Adv Atmos Sci, 2001, 18(1): [doi] 16 Duan A M, Wu G X. Role of the Tibetan Plateau thermal forcing in the summer climate patterns over subtropical Asia. Clim Dyn, 2005, 24: [doi] 17 刘新, 李伟平, 吴国雄. 夏季青藏高原加热和北半球环流年际变化的相关分析. 气象学报, 2002, 60(3): Wang B, Bao Q, Hoskins B, et al. Tibetan Plateau warming and precipitation changes in East Asia. Geophys Res Lett, 2008, 35: L14702 [doi] 19 张顺利, 陶诗言. 青藏高原积雪对亚洲夏季风影响的诊断及数值研究. 大气科学, 2001, 25: 钱永甫, 张艳, 郑益群. 青藏高原冬春季积雪异常对中国春夏季降水的影响. 干旱气象, 2003, 21(3): Zhao P, Zhou Z J, Liu J P. Variability of Tibetan spring snow and its associations with the Hemispheric extratropical circulation and East Asian summer monsoon rainfall: an observational investigation. J Clim, 2007, 20: [doi] 22 Wang Y X, Zhao P, Yu R C, et al. Inter-decadal variability of Tibetan spring vegetation and its associations with eastern China spring rainfall. Int J Climatol, 2009[doi] 23 吴国雄, 毛江玉, 段安明, 等. 青藏高原影响亚洲夏季气候研究的最新进展. 气象学报, 2004, 62(5): 赵平, 龚道溢. 影响中国气候的主要因子. 见 : 丁一汇, 主编. 中国气候卷. 北京 : 科学出版社, 赵平, 陈军明, 肖栋, 等. 夏季亚洲 - 太平洋涛动与大气环流和季风降水. 气象学报, 2008, 66(5): Ding Y H. Seasonal march of the East-Asian summer monsoon. In: Zhang C P, ed. East Asian Monsoon. Singapore: World Scientific, 赵平, 周秀骥. 近 40 年我国东部降水持续时间和雨带移动的年代际变化. 应用气象学报, 2006, 17(5): 赵平, 周秀骥, 陈隆勋, 等. 中国东部 - 西太平洋副热带季风和降水的气候特征及成因分析. 气象学报, 2008, 66(6): Zhao P, Zhu Y N, Zhang R H. An Asia-Pacific teleconnection in summer tropospheric temperature and associated Asian climate variability. Clim Dyn, 2007, 29: [doi] 30 赵平, 张人禾. 东亚 - 北太平洋偶极型气压场及其东亚季风年际变化的关系. 大气科学, 2006, 30(2): 周波涛, 崔绚, 赵平. 亚洲 - 太平洋涛动与西北太平洋热带气旋频数的关系. 中国科学 D 辑 : 地球科学, 2008, 38(1): Nan S L, Zhao P, Yang S. Springtime tropospheric temperature over the Tibetan Plateau and evolutions of the tropical Pacific SST. J Geophys Res, 2009, 114: D10104[doi] 33 李崇银. 频繁的强东亚大槽活动与 El Niño 的发生. 中国科学 B 辑, 1988, (6): Zhao P, Zhang X, Li Y F, et al. Remotely modulated tropical-north Pacific ocean-atmosphere interactions by the South Asian high. 1485

14 周秀骥等 : 青藏高原热力作用对北半球气候影响的研究 Atmos Res, 2009, 94: 45 60[doi] 35 Zhou B T, Zhao P, Cui X. Linkage between the Asian-Pacific Oscillation and the sea surface temperature in the North Pacific. Chin Sci Bull, 2009[doi] 36 杨修群, 朱益民, 谢倩, 等. 太平洋年代际振荡的研究进展. 大气科学, 2004, 28(6): Zhao P, Zhang X, Zhou X J, et al. The sea ice extent anomaly in the North Pacific and its impact on the East Asian summer monsoon rainfall. J Clim, 2004, 17: [doi] 38 周秀骥, 罗超, 李维亮. 中国地区臭氧总量变化与青藏高原低值中心. 科学通报, 1995, 40(15): 丛春华, 李维亮, 周秀骥. 青藏高原及其邻近地区上空平流层 - 对流层之间大气的质量交换. 科学通报, 2001, 46(22):

南京气象学院学报第卷

南京气象学院学报第卷 Ò Ò 潘敖大孙照渤在对长江中下游夏季降水进行分型的基础上分析了长江流域南北两支雨带与春季太平洋海温的相关关系并采用大气环流模式对前期海温进行了敏感性试验结果表明赤道东太平洋区域的海温异常对两支雨带夏季降水有重要影响海温正异常时南支雨带旱北支雨带不明显海温负异常时南支雨带涝北支雨带旱前期赤道东太平洋海温强迫可以在北半球对流层激发出遥相关波列并影响长江流域南北两支雨带的旱涝分布