華西南區(qū)秋雨異常及其對(duì)青藏高原冬季大氣冷源的響應(yīng)

鄭 然，劉嘉慧敏，王春學(xué)， 李棟梁，唐紅玉，劉 博

(1.四川省氣候中心，四川 成都 610072； 2.中國(guó)氣象局成都高原氣象研究所，高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 四川 成都 610072；3.陜西省氣象臺(tái)，陜西 西安 710014； 4.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心，江蘇 南京 210044； 5.重慶市氣候中心，重慶 401147；6.中國(guó)人民解放軍78092部隊(duì)，四川 成都 610036)

引 言

華西位于我國(guó)西部地區(qū)，主要包括四川盆地及關(guān)中平原一帶，秋季冷空氣頻繁南下與滯留在該地區(qū)的暖濕空氣相遇，對(duì)流活動(dòng)加劇而產(chǎn)生較長(zhǎng)時(shí)間的陰雨天氣，其雨量?jī)H次于夏季。秋季正是秋收作物成熟、收獲和越冬作物播種、移栽的季節(jié)，這一時(shí)期的天氣好壞不僅關(guān)系到當(dāng)年作物的收成，還影響來(lái)年的農(nóng)業(yè)生產(chǎn)。長(zhǎng)時(shí)間的陰雨寡照，還可造成城市內(nèi)澇、山洪、山體滑坡、泥石流等災(zāi)害，給工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、交通及人民生命財(cái)產(chǎn)安全帶來(lái)嚴(yán)重影響。華西地區(qū)為典型的雙峰型降水，夏、秋季降水峰值之間間隔較短且雨量差別小[1]，秋雨的建立既非全年雨季的開(kāi)始，也不是一年中第二個(gè)雨季的開(kāi)始[2]，它發(fā)生于大氣環(huán)流季節(jié)性調(diào)整期間，即東亞季風(fēng)由夏季風(fēng)向冬季風(fēng)轉(zhuǎn)變過(guò)程中，預(yù)測(cè)難度較大，因此開(kāi)展華西秋雨異常研究并探尋前期預(yù)測(cè)因子對(duì)防災(zāi)減災(zāi)意義重大。

自20世紀(jì)50年代，我國(guó)學(xué)者陸續(xù)開(kāi)展了華西秋雨的異常變化及其成因研究：華西秋雨的年際變化[3-5]、大氣環(huán)流的季節(jié)轉(zhuǎn)變與華西秋雨的關(guān)系[6]、海溫等外強(qiáng)迫因子對(duì)華西秋雨的影響[7-9]等。然而，早期研究中關(guān)于華西地區(qū)的范圍及秋雨的監(jiān)測(cè)標(biāo)準(zhǔn)沒(méi)有統(tǒng)一，部分研究以整個(gè)秋季降水量為標(biāo)準(zhǔn)，缺少對(duì)典型華西秋雨特征的描述。為了尋求更精細(xì)、準(zhǔn)確的定義，華西秋雨的監(jiān)測(cè)標(biāo)準(zhǔn)研究相繼展開(kāi)[10-11]。2015年，中國(guó)氣象局預(yù)報(bào)與網(wǎng)絡(luò)司組織國(guó)家氣候中心、國(guó)家氣象中心和部分省(區(qū)、市)氣象局聯(lián)合開(kāi)展了華西秋雨監(jiān)測(cè)標(biāo)準(zhǔn)的研制工作，并編制完成《華西秋雨監(jiān)測(cè)業(yè)務(wù)規(guī)定》(1)中國(guó)氣象局預(yù)報(bào)與網(wǎng)絡(luò)司. 關(guān)于印發(fā)《華西秋雨監(jiān)測(cè)業(yè)務(wù)規(guī)定(試行)》的通知[氣預(yù)函(2015)2號(hào)]，形成了統(tǒng)一監(jiān)測(cè)標(biāo)準(zhǔn)。該監(jiān)測(cè)標(biāo)準(zhǔn)根據(jù)國(guó)家級(jí)和省級(jí)天氣氣候業(yè)務(wù)及服務(wù)需求，選取華西地區(qū)8省(區(qū)、市)范圍內(nèi)373個(gè)國(guó)家氣象觀測(cè)站作為監(jiān)測(cè)站點(diǎn)，定義秋雨雨量、雨期長(zhǎng)度及強(qiáng)度3個(gè)指標(biāo)標(biāo)準(zhǔn)，并發(fā)現(xiàn)華西秋雨在空間上存在南北2個(gè)異常區(qū)。

青藏高原的大地形機(jī)械強(qiáng)迫作用及其本身明顯的熱力作用，直接影響著東亞季風(fēng)環(huán)流。青藏高原的熱力作用可分為地面熱源和大氣熱源，大氣熱源是指大氣中的非絕熱加熱，是大氣的驅(qū)動(dòng)力，夏季高原大氣為熱源，而冬季為冷源[12]，地表對(duì)大氣的季節(jié)性加熱激發(fā)了亞洲季風(fēng)的爆發(fā)[13]，冬季高原的阻擋使北半球中高緯西風(fēng)帶急流在南北兩側(cè)分叉，各自形成急流，東亞地區(qū)大氣環(huán)流的季節(jié)轉(zhuǎn)換具有突發(fā)性，與高原影響密切相關(guān)[14]。因此，高原的熱力作用和機(jī)械強(qiáng)迫作用是導(dǎo)致亞洲季風(fēng)爆發(fā)呈階段性和區(qū)域性變化的重要因子之一[15]。華西秋雨發(fā)生于夏季風(fēng)向冬季風(fēng)轉(zhuǎn)換過(guò)程中，高原的熱力作用及異常勢(shì)必對(duì)華西秋雨產(chǎn)生影響。陳忠明等[7]指出，華西秋雨與青藏高原地面熱源存在顯著相關(guān)關(guān)系，且與前期2月高原東部地面熱源的相關(guān)性最顯著。然而，華西秋雨區(qū)的2個(gè)異常中心的強(qiáng)度、位置變化均存在明顯差異，其異常變化受外部因素的影響是否不同？為此，本文選取雨量較大、影響較重的華西南區(qū)，包括湖北西部(28站)、湖南西部(30站)、重慶(34站)、四川東部(107站)、貴州北部(60站)以及陜西南部部分地區(qū)(10站)，共計(jì)269站，分析秋雨的年際變化特征，并以大氣視熱源表征高原熱力作用，探究華西南區(qū)秋雨對(duì)高原熱力作用的可能響應(yīng)。

1 資料與方法

(1) 華西秋雨強(qiáng)度

利用1971—2017年華西南區(qū)269站[圖1，該圖基于國(guó)家測(cè)繪地理信息局標(biāo)準(zhǔn)地圖服務(wù)網(wǎng)站下載的審圖號(hào)為GS(2019)1823的標(biāo)準(zhǔn)地圖制作，底圖無(wú)修改]逐日降水資料，根據(jù)華西秋雨監(jiān)測(cè)業(yè)務(wù)規(guī)定，采用各站秋雨期長(zhǎng)度指數(shù)和雨量指數(shù)等權(quán)求和計(jì)算秋雨強(qiáng)度，其計(jì)算公式如下：

Ii=0.5×Ii1+0.5×Ii2

(1)

其中：

(2)

式中：Ii為i站的秋雨強(qiáng)度指數(shù)；Ii1為i站秋雨期長(zhǎng)度指數(shù)；Ii2為i站秋雨期雨量指數(shù)；Lij(d)為i站j年秋雨期的長(zhǎng)度；L0、SL(d)分別為區(qū)域內(nèi)華西秋雨期長(zhǎng)度的氣候平均值和均方差；Rij(mm)為i站j年的秋雨量；R0、SR(mm)分別為區(qū)域內(nèi)華西秋雨量的氣候平均值和均方差。

圖1 華西南區(qū)269個(gè)氣象站點(diǎn)分布Fig.1 The distribution of 269 meteorological stations in the south area of West China

(2)青藏高原大氣視熱源

利用1971—2017年NCEP/NACR逐日再分析資料，采用倒算法[16]計(jì)算大氣視熱源，計(jì)算公式如下：

(3)

其中：Q1(W·m-2)為大氣視熱源；T(℃)為氣溫；θ(K)為位溫；ω(Pa·s-1)為P坐標(biāo)下垂直速度；P(hPa)為氣壓，P0取1000 hPa；k=R/CP，R和CP(J·kg-1·K-1)分別為氣體常數(shù)和干空氣定壓比熱容；V(m·s-1)為水平風(fēng)矢量；t(s)為時(shí)間。

將(3)式從地面到對(duì)流層頂垂直積分，可得到整層積分的大氣視熱源：

(4)

式中：Ps、Pt(hPa)分別為地表、對(duì)流層頂氣壓，Pt取100 hPa；g(m·s-2)為重力加速度。

另外，采用了相關(guān)分析、合成分析、回歸分析及t檢驗(yàn)等方法。氣候平均為1980—2010年的平均值。

2 青藏高原大氣冷源與華西南區(qū)秋雨的關(guān)系

2.1 華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度年際變化特征

計(jì)算1971—2017年華西南區(qū)各站點(diǎn)秋雨強(qiáng)度指數(shù)并進(jìn)行區(qū)域平均，得到南區(qū)秋雨強(qiáng)度。從圖2(a)可以看出，華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度年際變化趨勢(shì)不明顯，存在明顯的階段性變化，1970—1980年代前期南區(qū)秋雨有加強(qiáng)趨勢(shì)，1980年代后期開(kāi)始逐漸減弱，至1990年代中期再次逐漸增強(qiáng)，且秋雨強(qiáng)度變化的振幅明顯大于1990年代中期之前。此外，將南區(qū)秋雨強(qiáng)度與全區(qū)秋雨強(qiáng)度進(jìn)行相關(guān)分析，發(fā)現(xiàn)二者的相關(guān)系數(shù)為0.76，說(shuō)明南區(qū)秋雨強(qiáng)度的變化與整個(gè)華西秋雨區(qū)具有較高的一致性。

華西秋雨發(fā)生于夏、秋季節(jié)轉(zhuǎn)換時(shí)期，即大氣環(huán)流調(diào)整時(shí)期，但秋雨持續(xù)并非貫穿整個(gè)秋季。根據(jù)業(yè)務(wù)監(jiān)測(cè)標(biāo)準(zhǔn)，計(jì)算1971—2017年華西南區(qū)秋雨開(kāi)始日期[圖2(b)]和結(jié)束日期[圖2(c)]，發(fā)現(xiàn)開(kāi)始日期多集中于9月，平均開(kāi)始日期為9月8日，結(jié)束日期多集中于10月底至11月初，平均結(jié)束日期為11月3日，且開(kāi)始日期和結(jié)束日期的線性變化趨勢(shì)均不明顯。因此，下文僅討論主要秋雨期9—10月的環(huán)流異常變化。

圖2 1971—2017年華西南區(qū)秋雨的強(qiáng)度指數(shù)(a)及開(kāi)始日期(b)、結(jié)束日期(c)年際變化Fig.2 The annual changes of intensity index (a), the starting date (b) and ending date (c) of autumn rain in the south area of West China during 1971-2017

2.2 華西南區(qū)秋雨年際異常的環(huán)流背景

利用南區(qū)秋雨強(qiáng)度指數(shù)，回歸同期9—10月的環(huán)流場(chǎng)。500 hPa高度異常場(chǎng)[圖3(a)]顯示，巴爾喀什湖附近為高度場(chǎng)負(fù)距平，有利于冷空氣沿青藏高原東側(cè)南下，而中國(guó)東部一帶為正高度異常，有利于西太平洋副熱帶高壓(簡(jiǎn)稱“副高”)偏強(qiáng)，致使副高西側(cè)外圍水汽向華西地區(qū)輸送，與冷空氣匯合，產(chǎn)生降水。與500 hPa高度異常場(chǎng)有很好的對(duì)應(yīng)，850 hPa異常風(fēng)場(chǎng)為相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)[圖3(b)]，華西南區(qū)主要受暖濕偏南風(fēng)異常控制。根據(jù)秋雨強(qiáng)度指數(shù)，考慮到氣候背景以及進(jìn)入1990年代后秋雨強(qiáng)度振蕩顯著的差異，分別選取1990年以來(lái)南區(qū)秋雨偏強(qiáng)年1999、2008、2010、2014、2017年，偏弱年1991、1992、1998、2002、2006、2009年[圖2(a)]。從華西南區(qū)秋雨偏強(qiáng)、偏弱年的200 hPa緯向風(fēng)合成場(chǎng)[圖3(c)]看出，偏強(qiáng)年西風(fēng)急流位置相對(duì)偏弱年更偏西，華西秋雨南區(qū)位于急流入口區(qū)南側(cè)，高層為反氣旋式輻散，西風(fēng)急流位置偏西使得華西南區(qū)高層輻散加強(qiáng)，進(jìn)而上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)，對(duì)流活動(dòng)加劇，產(chǎn)生降水。這一特征從平均垂直速度差值場(chǎng)的緯向垂直剖面[圖3(d)]上可得到印證，秋雨偏強(qiáng)年較偏弱年有更強(qiáng)的上升運(yùn)動(dòng)。

圖3 華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度指數(shù)回歸的9—10月500 hPa高度場(chǎng)(a，黑色線，單位：gpm)和 850 hPa風(fēng)場(chǎng)(b，箭頭，單位：m·s-1)異常以及秋雨強(qiáng)(實(shí)線)、弱(虛線)年 200 hPa緯向風(fēng)(36 m·s-1)合成(c，單位：m·s-1)和25°N—32.5°N范圍 平均垂直速度差值場(chǎng)(偏強(qiáng)年減去偏弱年)的緯向垂直剖面(d，箭頭，單位：m·s-1) [紅色方框?yàn)槿A西南區(qū)位置，綠色線為青藏高原邊界線，下同；圖3(d)中兩條黑色平行虛線 為四川盆地經(jīng)度邊界；灰色陰影區(qū)通過(guò)α=0.1的顯著性檢驗(yàn)]Fig.3 The anomaly of 500 hPa geopotential height field (a, black lines, Unit: gpm) and 850 hPa wind field (b, arrows, Unit: m·s-1) from September to October regressed based on autumn rain intensity index in the south area of West China, the synthesis of 200 hPa zonal wind (wind speed with 36 m·s-1) in strong (solid line) and weak (dotted line) years of autumn rain (c, Unit: m·s-1) and zonal vertical section of average vertical velocity difference field (strong years minus weak years) over 25°N-32.5°N area (d, arrows, Unit: m·s-1) (the red box for the location of the south area of West China and green line for the location of the Qinghai-Tibet Plateau, the same as below, and two black parallel dashed lines inFig.3d for the east and west boundary of Sichuan Basin, grey shadow areas passing the significance test with 0.1 confidence level)

2.3 華西秋雨對(duì)青藏高原大氣熱源(匯)的響應(yīng)

圖4是華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度指數(shù)與前期1—8月青藏高原大氣視熱源的相關(guān)系數(shù)。可以看出，1月高原主體大氣視熱源與南區(qū)秋雨強(qiáng)度指數(shù)之間存在顯著正相關(guān)，7月在高原東北部小范圍為顯著負(fù)異常區(qū)，其他月份基本沒(méi)有通過(guò)α=0.1的顯著性檢驗(yàn)區(qū)域。比較1月和7月關(guān)鍵區(qū)大氣視熱源與南區(qū)秋雨強(qiáng)度的關(guān)系，發(fā)現(xiàn)1月的相關(guān)系數(shù)為0.41，通過(guò)α=0.01的顯著性檢驗(yàn)，顯著高于7月的相關(guān)系數(shù)-0.3，表明前期冬季(1月)高原大氣冷源與華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度存在顯著的相關(guān)性。選取1月82.5°E—95°E、27.5°N—35°N的區(qū)域作為青藏高原冬季大氣冷源關(guān)鍵區(qū)(簡(jiǎn)稱“高原大氣冷源關(guān)鍵區(qū)”)，探究高原大氣冷源強(qiáng)度對(duì)華西南區(qū)秋雨的影響。

在冬季(1月)青藏高原大氣視熱源氣候態(tài)分布圖(圖5)上看到，在高原西部邊界處上空出現(xiàn)非絕熱加熱正值區(qū)，這與宇婧婧等[17]研究結(jié)論一致，且視熱源正負(fù)值分界線在82.5°E左右，即高原大氣冷源關(guān)鍵區(qū)內(nèi)為一致冷源。對(duì)高原關(guān)鍵區(qū)冷源強(qiáng)度進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化處理(圖略)，考慮與華西南區(qū)秋雨強(qiáng)弱年一致性，選取1990年以來(lái)大于1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)差的正負(fù)異常年份分別作為1月高原大氣冷源偏弱年和偏強(qiáng)年，即正異常年(冷源偏弱年)為1995、2005、2008、2012、2015年共5 a，負(fù)異常年(冷源偏強(qiáng)年)為1990、1992、2003、2006、2009年共5 a。

圖4 華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度指數(shù)與前期1—8月青藏高原大氣視熱源的相關(guān)系數(shù)(線條) (a)1月，(b)2月，(c)3月，(d)4月，(e)5月， (f)6月，(g)7月，(h)8月 (陰影區(qū)分別通過(guò)α=0.1、0.05、0.02和0.01的顯著性檢驗(yàn))Fig.4 Correlation coefficients (lines) between intensity index of autumn rain in the south area of West China and atmospheric apparent heat source in the Qinghai-Tibet Plateau from January to August (a) January, (b) February, (c) March, (d) April, (e) May, (f) June, (g) July, (h) August (The shadows passed the significance test with 0.1, 0.05, 0.02 and 0.01 confidence levels, respectively)

圖5 1月青藏高原大氣視熱源氣候 平均態(tài)分布(單位：W·m-2)Fig.5 Distribution of average atmospheric apparent heat sources in the Qinghai-Tibet Plateau in January (Unit: W·m-2)

2.4 青藏高原冬季大氣冷源異常與華西秋雨期環(huán)流異常的關(guān)系

利用前期冬季(1月)高原大氣冷源關(guān)鍵區(qū)的冷源強(qiáng)度，回歸秋雨期(9—10月)500 hPa高度場(chǎng)及850 hPa風(fēng)場(chǎng)異常。在500 hPa高度距平場(chǎng)[圖6(a)]上，東亞地區(qū)由南至北呈現(xiàn)“+、-、+”分布，有利于副高偏強(qiáng)，巴爾喀什湖至中國(guó)北方一帶為負(fù)距平控制，利于冷空氣南下；在850 hPa風(fēng)場(chǎng)距平[圖6(b)]上，副高外圍暖濕偏南風(fēng)及北方南下的干冷空氣在華西南區(qū)匯合；在200 hPa緯向風(fēng)合成圖[圖6(d)]上，冷源異常偏弱年的西風(fēng)急流位置較冷源異常偏強(qiáng)年西伸，加強(qiáng)了高層輻散。在高低層環(huán)流共同作用下，水汽在華西南區(qū)產(chǎn)生輻合[圖6(c)]。綜上所述，前期冬季(1月)青藏高原大氣冷源對(duì)華西秋雨期環(huán)流的影響基本與華西南區(qū)秋雨強(qiáng)弱年回歸的環(huán)流形勢(shì)一致，說(shuō)明前期冬季青藏高原大氣冷源異常可對(duì)后期華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度產(chǎn)生一定影響。

圖6 前期1月高原大氣冷源關(guān)鍵區(qū)冷源強(qiáng)度指數(shù)回歸的華西南區(qū)秋雨期9—10月500 hPa 高度距平場(chǎng)(a，黑色線條，單位：gpm)和850 hPa風(fēng)場(chǎng)(b，箭頭，單位：m·s-1)、 水汽通量(矢量，單位：g·hPa-1·cm-1·s-1)距平及其散度 (陰影為輻合區(qū)，單位：g·hPa-1·cm-2·s-1)(c)，以及冷源偏弱年(實(shí)線) 與偏強(qiáng)年(虛線)200 hPa緯向風(fēng)(36 m·s-1)合成(d，單位：m·s-1) [圖6(a)、圖6(b)中的陰影區(qū)通過(guò)α=0.1的顯著性檢驗(yàn)]Fig.6 The anomalies of 500 hPa geopotential height field (a, black lines, Unit: gpm) and 850 hPa wind field (b, arrows, Unit: m·s-1), water vapor flux (vectors, Unit: g·hPa-1·cm-1·s-1) and its divergence (shadows for convergence areas, Unit: g·hPa-1·cm-2·s-1 ) (c) from September to October in the south area of West China regressed based on the intensity index of atmospheric cold source in the key region of the Qinghai-Tibet Plateau in previous January, and the synthesis of 200 hPa zonal wind (wind speed with 36 m·s-1) in weak (solid line) and strong (dotted line) years of cold sources (d, Unit: m·s-1) (The shadows inFig.6a andFig.6b passed the significance test with 0.1 confidence level)

3 可能的物理機(jī)制

作為外強(qiáng)迫，高原冷源對(duì)大氣環(huán)流的影響可從冬季持續(xù)到次年秋季[18]。利用前文選取的高原冬季大氣冷源強(qiáng)、弱年，對(duì)1—8月各月700 hPa環(huán)流場(chǎng)進(jìn)行合成(圖7)。

當(dāng)前期1月高原冷源偏強(qiáng)時(shí)，1月在高原外圍為反氣旋性環(huán)流異常，即高原冬季風(fēng)異常偏強(qiáng)，中國(guó)東北地區(qū)到日本一帶亦為反氣旋環(huán)流異常，而中國(guó)南海地區(qū)為異常氣旋，菲律賓附近為偏西氣流控制，赤道地區(qū)也為西風(fēng)異常[圖7(a)]；2月，系統(tǒng)東移，反氣旋移至北太平洋地區(qū)并加強(qiáng)，副熱帶地區(qū)為偏東氣流異常，而氣旋東移至低緯西太平洋上空，赤道西太平洋出現(xiàn)較弱的偏西氣流(圖略)；3月，南海氣旋東移至菲律賓以東地區(qū)并加強(qiáng)，赤道西太平洋地區(qū)為西風(fēng)異常控制[圖7(c)]；4月，氣旋在西太平洋上空維持，赤道西太平洋地區(qū)維持偏西異常氣流，并延伸至中太平洋地區(qū)附近(圖略)；5月，西太平洋地區(qū)的氣旋繼續(xù)維持加強(qiáng)，赤道西太平洋地區(qū)西風(fēng)異常維持[圖7(e)]；6月，氣旋東移，赤道太平洋地區(qū)西風(fēng)異常可至140°W附近(圖略)；7月環(huán)流形勢(shì)與6月類似，氣旋維持在西太平洋上空，赤道西太平洋存在較強(qiáng)的偏西風(fēng)異常[圖7(g)]；8月，氣旋南移，赤道太平洋地區(qū)均為偏西氣流控制(圖略)。

當(dāng)前期1月高原冷源偏弱時(shí)，1月在高原外圍對(duì)流層低層為氣旋性環(huán)流，而在高原東南側(cè)南海上空為較弱的反氣旋環(huán)流，菲律賓以西為偏東異常氣流，同時(shí)在日本以東地區(qū)存在較強(qiáng)的氣旋性環(huán)流，使得赤道西太平洋地區(qū)主要受西風(fēng)異?？刂芠圖7(b)]；到了2月(圖略)，系統(tǒng)東移加強(qiáng)，南海上空的反氣旋東南移至菲律賓以東地區(qū)，赤道西太平洋一帶出現(xiàn)偏東異常氣流；3月[圖7(d)]，反氣旋環(huán)流繼續(xù)東移，其南側(cè)赤道地區(qū)偏東氣流加強(qiáng)并向東擴(kuò)展，而在東側(cè)中太平洋地區(qū)也出現(xiàn)反氣旋環(huán)流異常，兩反氣旋環(huán)流共同作用，使得赤道東風(fēng)異常加強(qiáng)，并延伸至東太平洋地區(qū)；4月(圖略)和5月[圖7(f)]，反氣旋北移，低緯地區(qū)主要受反氣旋控制，東風(fēng)異常基本在10°N以北地區(qū)，赤道西太平洋出現(xiàn)西風(fēng)異常，而赤道東太平洋仍為東風(fēng)異?？刂?；6月(圖略)開(kāi)始西太平洋地區(qū)反氣旋環(huán)流加強(qiáng)，赤道中、西太平洋均為東風(fēng)異常控制；7月[圖7(h)]，菲律賓以東地區(qū)為反氣旋性環(huán)流異常，整個(gè)赤道地區(qū)均為東風(fēng)異常；8月維持西太平洋反氣旋性環(huán)流，赤道太平洋地區(qū)為一致偏東氣流控制(圖略)。

綜上所述，前期1月高原冷源偏強(qiáng)可激發(fā)南海地區(qū)氣旋環(huán)流，此后氣旋東移并維持在西太平洋上空，造成赤道西太平洋地區(qū)西風(fēng)異常，并向東傳播，到8月時(shí)，赤道西太平洋基本為異常西風(fēng)控制；前期1月高原冷源偏弱可激發(fā)南海地區(qū)反氣旋環(huán)流，此后反氣旋東移，赤道西太平洋地區(qū)為偏東氣流控制。此外，冷源偏強(qiáng)時(shí)，氣旋位置更穩(wěn)定，赤道西太平洋地區(qū)環(huán)流異常的持續(xù)性更好，這與陳隆勛等[18]利用動(dòng)力氣候模式的試驗(yàn)結(jié)果一致。

當(dāng)1月高原冷源偏強(qiáng)時(shí)，赤道地區(qū)對(duì)流層低層為持續(xù)偏西風(fēng)，赤道西太平洋表層暖水向東輸送，并在赤道中太平洋海區(qū)匯集，致使該區(qū)域海表溫度偏高；當(dāng)1月高原冷源偏弱，赤道地區(qū)對(duì)流層低層逐漸為東風(fēng)異常，赤道中太平洋表層暖水向西輸送，冷水上翻造成赤道中太平洋地區(qū)海溫冷異常，這從高原冷源強(qiáng)弱年赤道地區(qū)夏季海溫差值場(chǎng)(圖8)可以得到驗(yàn)證。根據(jù)GILL模型[19]，在熱源西北側(cè)可產(chǎn)生氣旋性環(huán)流，冷源西北側(cè)可產(chǎn)生反氣旋性環(huán)流。結(jié)合青藏高原關(guān)鍵區(qū)冷源異?；貧w的赤道地區(qū)夏季海溫場(chǎng)[圖9(a)]，發(fā)現(xiàn)在赤道中太平洋地區(qū)存在海溫受高原關(guān)鍵區(qū)冷源異常影響顯著的區(qū)域，故選取這個(gè)區(qū)域(160°E—180°、0°—10°N)的夏季海溫異常對(duì)9—10月850 hPa風(fēng)場(chǎng)進(jìn)行回歸。從圖9(b)可以看出，在西太平洋到南海一帶存在異常強(qiáng)的氣旋性環(huán)流，中國(guó)華西南區(qū)受偏北風(fēng)異?？刂疲麠l件較差，造成秋雨偏弱。綜上可見(jiàn)，當(dāng)高原冷源偏強(qiáng)時(shí)，激發(fā)西太平洋上空產(chǎn)生異常氣旋，造成赤道西風(fēng)異常，進(jìn)而使赤道中太平洋夏季海溫暖異常，在其西北側(cè)產(chǎn)生氣旋性環(huán)流，華西南區(qū)處于氣旋西北側(cè)的偏北氣流控制下，水汽條件較差，造成秋雨偏弱；當(dāng)高原冷源偏弱時(shí)，激發(fā)赤道東風(fēng)異常，造成赤道中太平洋夏季海溫冷異常，致使西太平洋到南海一帶出現(xiàn)反氣旋性環(huán)流，華西南區(qū)處于反氣旋西北側(cè)的偏南暖濕氣流控制下，將西太平洋、南海水汽向華西地區(qū)輸送，造成秋雨偏強(qiáng)。以上表明，當(dāng)前期1月青藏高原冷源異常變化時(shí)，激發(fā)后期西太平洋環(huán)流異常，使得赤道西太平洋出現(xiàn)東、西風(fēng)異常，并擴(kuò)展至中太平洋，造成赤道中太平洋夏季海表溫度異常，通過(guò)GILL響應(yīng)，后期9—10月在西太平洋到南海一帶產(chǎn)生異常環(huán)流，引導(dǎo)向華西南區(qū)的水汽輸送變化，造成秋雨異常。

圖7 前期1月青藏高原關(guān)鍵區(qū)大氣冷源強(qiáng)年(a、c、e、g)和弱年(b、d、f、h)1月(a、b)、 3月(c、d)、5月(e、f)及7月(g、h)700 hPa風(fēng)場(chǎng)合成(單位：m·s-1) (C、A分別表示氣旋與反氣旋，下同；黑色實(shí)線為青藏高原邊界線)Fig.7 The synthesis of 700 hPa wind field in January (a, b), March (c, d), May (e, f) and July (g, h) in the strong (a, c, e, g) and weak (b, d, f, h) years of atmospheric cold sources in the key area of the Qinghai-Tibet Plateau in previous January (Unit: m·s-1) (C and A represent the cyclone and anticyclone, respectively, the same as below, and the black solid line for the boundary of the Qinghai-Tibet Plateau)

圖8 1月青藏高原關(guān)鍵區(qū)冷源強(qiáng)弱年夏季赤道地區(qū)海溫異常合成差值(強(qiáng)年減去弱年，單位：℃) (星號(hào)區(qū)域通過(guò)α=0.1的顯著性檢驗(yàn))Fig.8 The composite difference (strong year minus weak year) of equatorial sea temperature anomalies in summer between strong and weak years of cold source in the key area of the Qinghai-Tibet Plateau in January (Unit: ℃) (The asterisks areas passed the significance test with 0.1 confidence level)

圖9 1月青藏高原關(guān)鍵區(qū)大氣冷源強(qiáng)度回歸的夏季海溫異常場(chǎng)(a，單位：℃)和夏季 西太平洋關(guān)鍵區(qū)海溫指數(shù)回歸的9—10月850 hPa風(fēng)場(chǎng)異常(b，單位：m·s-1)分布 (陰影區(qū)通過(guò)α=0.1的顯著性檢驗(yàn))Fig.9 The distribution of summer SST anomaly regressed based on the intensity of atmospheric cold source in the key region of the Qinghai-Tibet Plateau in January (a, Unit: ℃) and 850 hPa wind field anomaly from September to October regressed based on the SST index in the key region of west Pacific in summer (b, Unit: m·s-1) (The shadows passed the significance test with 0.1 confidence level)

4 結(jié)論與討論

(1)華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度在1970—1980年代前期有加強(qiáng)趨勢(shì)，1980年代后期開(kāi)始逐漸減弱，至1990年代中期再次出現(xiàn)加強(qiáng)趨勢(shì)，進(jìn)入21世紀(jì)后，偏強(qiáng)年份較多，且秋雨變化幅度明顯增大。華西南區(qū)秋雨開(kāi)始日期平均為9月8日，結(jié)束日期平均為11月3日，開(kāi)始和結(jié)束日期的年際變化趨勢(shì)不明顯。

(2)華西南區(qū)秋雨偏強(qiáng)年，500 hPa巴爾喀什湖附近為高度負(fù)距平，中國(guó)東部一帶為正高度異常，副高偏強(qiáng)，有利于副高西側(cè)外圍水汽向華西地區(qū)輸送，與南下冷空氣匯合，產(chǎn)生降水；高低層為相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)，850 hPa風(fēng)場(chǎng)上華西地區(qū)主要受偏南風(fēng)異常控制；200 hPa西風(fēng)急流偏西，華西秋雨區(qū)位于急流入口區(qū)南側(cè)，高層為輻散，西風(fēng)急流偏西使得華西南區(qū)高層輻散加強(qiáng)，進(jìn)而上升運(yùn)動(dòng)加強(qiáng)，對(duì)流活動(dòng)加劇，產(chǎn)生降水。

(3)華西南區(qū)秋雨強(qiáng)度異常與前期冬季(1月)高原關(guān)鍵區(qū)大氣冷源異常有關(guān)，當(dāng)1月關(guān)鍵區(qū)冷源偏弱，后期華西南區(qū)秋雨偏強(qiáng)，反之亦然。

(4)當(dāng)前期冬季冷源異常偏強(qiáng)(弱)時(shí)，可激發(fā)南海到西太平洋一帶氣旋(反氣旋)性異常環(huán)流，并維持到夏季，其南側(cè)持續(xù)偏西(東)氣流使得西(中)太平洋地區(qū)表層暖水東(西)傳，造成赤道中太平洋地區(qū)海溫暖(冷)異常，繼而在西北側(cè)南海地區(qū)激發(fā)氣旋性(反氣旋性)環(huán)流，華西地區(qū)處于該環(huán)流西側(cè)的偏北(南)風(fēng)控制下，水汽條件較差(好)，降水偏少(多)，進(jìn)而造成秋雨偏弱(強(qiáng))。

華西南區(qū)秋雨偏弱年與高原冷源偏強(qiáng)年對(duì)應(yīng)基本一致，但秋雨偏強(qiáng)年與冷源異常年的對(duì)應(yīng)關(guān)系相對(duì)較差，說(shuō)明大氣冷源對(duì)華西南區(qū)秋雨偏弱的影響更顯著，但二者的影響可能是非對(duì)稱的，也可能與海溫或中高緯環(huán)流有關(guān)，其成因還需進(jìn)一步研究。