7月青藏高原热低压与降水年际变化关系研究

Study on the Relationship Between Thermal Low-Pressure and Interannual Variation of Precipitation Over the Qinghai-Xizang Plateau in July

摘要

从春季到夏季，青藏高原（下称高原）持续的非绝热加热导致了夏季高原大气对流层低层热低压的形成和高原季风环流的建立，进一步影响了夏季高原降水的时空分布。基于1980—2018年逐月再分析和卫星遥感资料，构建了一个高原热低压指数，采用集合经验模态分解、线性回归方法和热力适应理论，分析了高原热低压的时空演变特征及其与降水异常的关系。结果表明：（1）7月高原热低压以2.2 a和7.8 a周期的年际变化为主；从空间分布来看，高原热低压异常对应高原降水异常的东-西偶极型分布，且2.2 a周期的年际振荡对上述降水异常空间型的影响更显著。（2）对流层高层中纬度准静止Rossby波传播，在高原形成异常反气旋，加强了高原对流层高层的辐散抽吸作用，使得对流层低层垂直上升运动增强，有利于降水的增多。（3）在2.2 a周期的时间尺度上，当高原热低压偏强时，热低压前端的高原东部地区降水偏多，释放对流凝结潜热，通过大气热力适应过程，维持了高原大气对流层低（高）层低（高）压异常及高原东（西）部降水异常多（少）的偶极型分布。研究结果对深入理解高原夏季风环流与夏季高原降水时空特征的互馈关系，提升高原夏季降水的预测准确性可提供一定的理论依据与参考。

Abstract

Based on monthly reanalysis and satellite remote sensing data from 1980 to 2018, a new index for thermal low-pressure tailored to the Tibetan Plateau(TP) was defined in this study. Furthermore, using ensemble empirical mode decomposition, linear regression methods, and thermal adaptation theory, the spatiotemporal evolution characteristics of thermal low and its relationship with anomalous precipitation were analyzed. The results indicate: (1) The plateau thermal low in July exhibits inter-annual variations dominated by 2.2 a and 7.8 a cycles, and anomalous TP thermal low-pressure of the 2.2 a period has a more significant impact on an east-west dipole pattern of anomalous precipitation. (2) The propagation of quasi-steady Rossby waves in the upper troposphere at mid-latitudes generates an anomalous anticyclone over the plateau. This enhances the divergent and pumping effect in the upper troposphere over the TP, strengthening vertical upward motion in the lower troposphere and promoting increased precipitation. (3) When the TP thermal low-pressure is stronger, increased precipitation occurs in the eastern TP region. This releases convective condensation latent heat, which, through atmospheric thermal adaptation processes, maintains the dipole distribution of abnormal low (high) pressure in the lower (upper) troposphere and increased (decreased) precipitation in the eastern (western) plateau. These findings provide a theoretical basis and reference for further understanding of the feedback relationship between the TP Summer Monsoon circulation and the anomalous precipitation on the TP, thereby improving the accuracy of plateau summer precipitation forecasts.

Graphical abstract

关键词

青藏高原 / 热低压 / 大气环流 / 降水

Key words

Tibetan Plateau / thermal low / atmospheric circulation / precipitation

引 言

在青藏高原（下称高原）大地形的动力强迫和地面与大气热源的综合影响下，高原大气环流呈现出显著的季节演变特征，具体表现为当年11月至次年3月，高原对流层低层为冷高压，而自6月至9月为热低压，形成高原季风^[1-3]。此外，随着南亚夏季风的爆发和高原夏季风的建立，夏季高原水汽辐合强烈，表现为一个明显的水汽汇，自5月至7月，高原降水逐步由高原东南部向高原内陆伸展，且在7月达到峰值^[4-7]。大气动力与热力过程的诊断分析、理论研究及数值模拟结果表明，高原地面感热加热以及降水过程产生的对流凝结加热反馈通过大气热力适应过程，在低层大气产生气旋式环流和水平辐合，而在高层大气产生反气旋式环流和水平辐散^[8-11]。在年际和年代际时间尺度上，中纬度纬向大气遥相关波列、ENSO、高原热源异常信号均对高原夏季风强度和高原夏季降水异常产生显著的影响^[12-15]，此外，受高原复杂地形和下垫面影响，使得夏季高原降水及能量水分循环过程时空差异显著^[16,17]，造成了短期气候预测的复杂性。因此，深入理解夏季高原大气环流演变及其与降水的关系，能够为高原夏季短期气候预测和降水预报提供一定的科学依据。当前，关于高原夏季环流和降水多尺度变率的研究多是基于季节平均时间尺度上。需要指出的是，由于夏季高原降水不仅在7月达到了气候平均值与年际变率的峰值，而且在空间分布上，也延伸到了高原内陆，其时空特征较为复杂。因此，该月降水异常将是影响高原夏季的能量水分循环的关键物理过程。同时，在气候平均西风急流季节推进的背景下，季节内大气遥相关与高原夏季风系统的耦合关系还有待进一步研究^[4-7,18]。因此，本文将基于再分析资料和卫星遥感资料，利用统计学方法和动力学诊断方法，明晰7月高原热低压强度的时间演变特征和主导周期，诊断高原热低压异常与高原及其周边区域的大气环流异常的联系，并探讨其与降水异常之间的互馈机制，对提高高原夏季降水预测的准确性提供理论支撑。

1 资料与方法

1.1 资料

本文使用的降水资料为GPCC（Global Precipitation Climatology Center）是德国气象局提供的全球陆地逐月降水格点数据集，该资料基于同化全球降水多源观测资料获得^[19]。等压面上的位势高度Φ（单位：m²/s²），纬向风U（单位：m/s）、经向风V（单位：m/s）、垂直速度ω（单位：Pa/s）温度T（单位：K）为欧洲中期天气预报中心（European Center for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）开发的第五代全球再分析资料（ERA-5），水平分辨率为 0. 25°×0. 25°^[20]。非绝热加热（单位：K/s）和水汽通量（单位：kg/m/s）资料来自于美国宇航局全球模式和同化办公室（GMAO）制作的现代卫星时代的最新大气再分析数据——现代研究与应用回顾分析第2版（MERRA-2）再分析资料，其中，非绝热加热包括辐射、边界层湍流扩散、对流和凝结过程产生的加热^[21]。上述资料均为1980—2018年7月的月平均资料。

1.2 方法

本文运用统计分析和大气动力学与热力学诊断两类方法。为厘清高原热低压的主导周期，本研究利用集合经验模态分解（Ensemble Empirical Mode Decomposition，EEMD）方法，它可对时间序列进行不同时间尺度的分离，获得不同时间尺度的本征模态函数（Intrinsic Mode Function，IMF）^[22,23]。针对高原热低压异常对应的大气环流、大气热力状况、降水异常，本文采用线性回归方法进行分析，并将线性回归系数定义为高原热低压异常对应的大气动力、热力状况和降水异常。在高原大气环流异常及其与降水异常的关系研究方面，本文将利用热力适应理论^[9,10]给出动力学机制解释。

2 结果与分析

2.1 7月高原热低压指数构建及其主导周期

在构建热低压指数之前，选取夏季高原热低压的关键区域是必要的。为了突出高原局地大气环流信号，并分析其在季节转换期间的演变规律，图1给出了气候平均态5月至10月高原对流低层（500 hPa）的位势高度和温度的纬向偏差场。首先，分析温度纬向偏差场，从5月起，高原西南部（E 80°\sim95°，N 27°\sim35°）的温度场出现了暖中心，且该暖中心逐步加强，并在7月达到峰值，强度约为6K（图1A至图1C），自8月至10月，暖中心强度逐步减弱（图1D至图1F）。其次，从位势高度的纬向偏差场来看，自5月起，高原南部被低压控制，随后低压逐步向北推进，并在高原西南部加强，到7月，高原西南部形成了一个闭合的位势高度低值中心，强度为-50 gpm，且上述位势高度低值区与暖中心区域大致重合（图1C）。此外，根据静力平衡关系，位势高度低值区应与气压低值区相对应。综上所述，位于高原西南部（E 80°\sim95°，N 27°\sim35°）的夏季高原热低压在7月发展到峰值。因此，本研究基于7月上述关键区域平均的位势高度和温度纬向偏差构建高原热低压指数，开展统计学分析和大气动力学与热力学过程诊断。具体计算公式如下：

I_{warm\_low}=\frac{\raisebox{1ex}{${\sum }_{i=\mathrm{1}}^N{T}_{i,t}^{\text{'}}$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$N$}\right.}{\left|\raisebox{1ex}{${\sum }_{i=\mathrm{1}}^N{\overline{T}}_i^{\text{'}}$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$N$}\right.\right|}-\frac{\raisebox{1ex}{${\sum }_{i=\mathrm{1}}^N{\Phi }_{i,t}^{\text{'}}$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$N$}\right.}{\left|\raisebox{1ex}{${\sum }_{i=\mathrm{1}}^N{\overline{\Phi }}_{i,t}^{\text{'}}$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$N$}\right.\right|}（1）

式中，T^{\text{'}}和\Phi \mathrm{\text{'}}逐年7月表示位势高度的纬向偏差，而{\overline{T}}^{\text{'}}与{\overline{\Phi }}^{\mathrm{\text{'}}}分别为其气候平均值，i代表区域内的格点，N为区域内的格点总数，t代表时间，单位为a（年）。

为便于分析7月高原热低压指数的年际变化及其对应的环流和降水异常，计算了其标准化序列。从图2的高原热低压指数标准化序列可以看出，高原热低压主要以年际变化为主，但其主导平均周期还需量化，从而进一步验证年际尺度是高原热低压逐年变化的主要时间尺度。从EEMD方法分解后的第一分量IMF1（图3A）和第二分量IMF2（图3B）可以看出，第一分量的解释方差约为69.4%，平均周期为2.2 a，与标准化序列的相关系数为0.76，通过了95%的显著性检验；第二分量的解释方差约为30.4%，平均周期为7.8 a，与标准化序列的相关系数为0.55，也通过了95%的显著性检验。从解释方差来看，第一分量和第二分量之和几乎可以表征高原热低压的逐年演变规律（两者的解释方差之和为99.8%），从平均周期来看，两个分量的平均周期均在年际尺度上。上述结果表明，7月高原热低压是以年际变化为主。

2.2 高原热低压异常对应的大气环流及降水异常

为深入分析不同时间尺度高原热低压年际变化与大气环流和降水的关系，通过分析标准化高原热低压序列第一、二分量与200 hPa和500 hPa等压面上的位势高度纬向偏差及水平风场、水平散度及垂直速度（图4和图5）和降水异常（图6）的线性回归，明晰不同周期高原热低压变化的环流异常特征，并解释其与高原降水异常空间分布的关系。

第一分量的线性回归结果表明，欧亚大陆对流层高层（200 hPa）大气环流异常呈现出两列准静止Rossby波，即欧洲平原上空的异常低压向东传播，在乌拉尔山和贝加尔湖上空分别形成异常高压和低压，由此构成了北支波列，与此同时，地中海上空的异常高压向东传播，并在西亚和伊朗高原上空形成异常低压，而在青藏高原上空形成异常高压，构成了南支波列（图4A）。而在高原对流层低层（500 hPa），为一异常低压气旋所控制（图4B）。基于上述结果可以进一步推断，由于高原上空200 hPa的异常高压反气旋中心位于青藏高原东部地区，使得该处对流层高层辐散增强（图4C），而增强的辐散通过“抽吸作用”加强了该区域对流层低层的垂直上升速度，进一步有利于降水的增加。由垂直速度异常场的结果可以看出，对流层低层高原东部地区大气垂直上升速度显著增强，出现了有利于降水增多的环流异常配置（图4D）。需要注意的是，高原西部对流层高层出现了异常辐合，而在500 hPa等压面上，该地区出现了异常下沉，使得该处降水减弱（图4C至图4D）。

此外，第二分量的线性回归结果表明，欧亚大陆对流层高层（200 hPa）大气环流异常呈现出以东欧平原上空的异常高压反气旋为波源，并向东南和正东方向传播，在西亚和伊朗高原、西西伯利亚形成异常低压气旋，而在青藏高原东部形成异常高压反气旋，且高压异常中心位于高原以东地区（图5A）。500 hPa等压面上，异常低压气旋控制着高原及中亚地区，其异常低压中心位于高原以西地区（图5B）。由此可知，200 hPa的异常高压反气旋和500 hPa的异常低压在高原上空的位置相较于第一分量而言，其中心并非处于高原东部上空，从而使得该区域的散度和垂直速度较弱（图5C至5D），由此可以推断，高原东部降水异常相较于第一分量而言，将有所减弱。

为进一步厘清高原热低压与高原降水异常空间分布的对应关系，并验证不同时间尺度的高原热低压演变与高原降水异常空间分布的关系。图6给出了高原热低压标准化序列及其第一、二分量与7月高原降水异常的线性回归结果，可以看出，高原热低压标准化序列与降水的线性回归场呈现出高原东（西）部降水异常多（少）的分布特征（图6A），而其第一分量与降水线性回归场的空间分布同上述空间特征相对应，且强度大致相同（图6B），表明以2.2 a为周期的7月高原热低压变化的第一分量与高原降水异常之间为最主要的关系。而第二分量与降水线性回归场的空间分布并未呈现出显著的东-西偶极型分布（图6C），表明其与高原降水异常的东-西偶极型分布之间的关系较弱。

2.3 高原热低压与降水异常的反馈机制

研究结果表明，7月高原热低压变化的第一分量能够显著解释高原热低压对应的高原降水异常的东-西偶极型分布，其对应的环流异常在高原大气对流层高层和低层分别出现了异常高压反气旋和异常低压气旋，并说明了这种环流异常配置有利于高原降水的产生。上述环流异常是如何维持，以及它与降水之间是否存在一个反馈关系。可以基于高原热低压标准化序列第一分量与高原上空的位势高度、垂直速度、热力学变量及非绝热加热线性回归的垂直剖面结果，并结合大气热力适应理论回答上述科学问题。

由于降水过程伴随着对流凝结潜热的释放，而对流凝结潜热将进一步反馈到环流异常^[11]。热力适应理论的发展与应用为解决上述科学问题提供了一个有利的工具^[9,10]，其核心思想是非绝热加热的空间分布不均匀将导致大气动力特征的变化，当忽略大气非绝热加热的水平梯度，仅考虑其垂直梯度时，可用该数学表达式来描述这一过程，具体计算公式如下所示：

\frac{\partial \mathrm{\zeta }}{\partial t}\propto \frac{\mathrm{1}}{{\theta }_z}(f+\mathrm{\zeta })\frac{\partial Q}{\partial z}（2）

式中，ζ为相对涡度，f为牵连涡度，Q为非绝热加热，{\theta }_z为位温的垂直梯度。

位温计算公式如下^[24]：

\theta =T{(\frac{P_{\mathrm{00}}}{P})}^{\raisebox{1ex}{$\mathrm{R}$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$C_p$}\right.}（3）

式中，\theta为位温，T为温度，P为气压，P_{\mathrm{00}}为标准大气压，R为理想气体常数，C_p为定压比热，\raisebox{1ex}{$\mathrm{R}$}\!\left/ \!\raisebox{-1ex}{$C_p$}\right.=0.286。

式（2）和式（3）表明，当非绝热加热随高度（气压）递增（减）时，局地相对涡度将增强，根据地转平衡关系，位势高度降低，而当非绝热加热随高度（气压）递减（增）时，局地相对涡度将减弱，位势高度将升高。

为探究高原非绝热加热异常与环流异常的互馈关系，图7和图8分别给出了N 28°～35°的平均位势高度、垂直速度、位温、温度（图7）及非绝热加热（图8）异常的经度-高度剖面结果。从位势高度异常的垂直分布来看，高原东部大气对流层低层为异常低压，而高层为异常高压，呈现出显著的斜压结构特征（图7A），垂直速度场方面，除高原西部有异常下沉外，高原主体均为异常上升，这也验证了高原大气对流层高层异常高压反气旋对应的辐散抽吸作用导致高原大气上升运动增强，有利于降水增加（图7B）。而位温和温度异常剖面均在高原大气对流层中层出现暖中心，且强度均在0.5 K以上（图7C和图7D）。图8给出了地面感热引起的边界层垂直扩散、对流凝结加热和辐射过程及其之和产生的非绝热加热率异常，从图8可以看出，高原热低压异常对应的非绝热加热异常主要是对流凝结潜热释放过程造成的（图8A和图8B）。此外，地面感热引发的边界层垂直扩散加热在高原东部表现为异常冷源，而西部为异常热源，但其强度（图8C）小于对流凝结加热（图8B），辐射加热异常强度最小（图8D）。

从非绝热加热与环流异常之间的反馈机制可以看出，在E 90°～105°区域内，约在300 hPa等压面以下，非绝热加热随高度的增加而增强，有利于相对涡度的增强和位势高度的降低，而在300 hPa等压面以上，非绝热加热随高度的增加而减弱，有利于相对涡度的减弱和位势高度的升高。因此，高原东部大气对流层高层的异常高压和对流层低层的异常低压的斜压结构（图7A），将在降水释放的凝结加热作用下得以维持。此外，高原东部的非绝热加热异常中心位于对流层中层，这也使位温剖面的异常暖中心得以维持（图7C）。需要进一步说明的是，水汽通量输送及其辐合异常也是判断降水多寡的一个重要条件，本文给出了高压热低压异常对应的水汽输送通量及其散度异常（图9），从中可以看出，在高原热低压增强的情景下，水汽输送呈现出显著的气旋式环流异常，且在高原东部出现了异常的向北经向输送和水汽辐合，加强了气候平均态势，由南亚夏季风区向高原的水汽输送，有助于高原东部地区降水的增强。

3 结 论

本文利用再分析资料和卫星遥感资料，基于统计分析和大气热力与动力过程的诊断方法，分析了7月青藏高原热低压的时间演变特征、高原热低压异常与大气环流、降水异常的关系，运用热力适应理论解释了夏季高原热低压与降水异常间的互馈关系及维持机制，得出以下结论：

（1）7月高原热低压存在着以2.2 a和7.8 a为显著周期的年际变化，与其对高原降水异常呈现出高原东（西）部偏多（少）的偶极型分布，且2.2 a周期的年际振荡对高原降水异常东-西偶极型分布的影响更显著。

（2）年际尺度上，中纬度对流层高层的准静止Rossby波传播在高原形成异常高压反气旋，增强高原对流层高层的辐散抽吸作用，使得对流层低层大气上升运动增强，有利于降水的增多。

（3）在2.2 a周期的时间尺度上，当高原热低压偏强时，热低压前端的高原中东部地区降水偏多，释放对流凝结潜热，在对流层低（高）层制造正（负）涡度，维持了高原大气对流层低（高）层低（高）压异常及高原东（西）部降水异常多（少）的偶极型分布。需要指出的是，本文关注的高原热低压异常是由欧亚大陆上空Rossby波列传播形成的，该波列产生的物理机制及传播到高原上空的物理过程需要在未来的工作中，借助大气环流模式的敏感性数值试验结果进行进一步的深入研究。

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基金资助

西藏自治区科技计划项目(XZ202401ZY0065)

西藏那曲市科技项目(NQKJ-2024-18)