高原季風異常與中國降水的相關性分析

普布扎西 邊瑪羅布 丹增倫珠 旦增冉珍

（西藏自治區(qū)氣象臺，西藏 拉薩 850000）

人們稱青藏高原為“第三極”或“世界屋脊”，其平均海拔4000m 之上，有獨特的氣候特征。早在20 世紀50 年代中期，葉篤正等[3]按冬夏盛行風之間交角≥120o的這個定義，統(tǒng)計我們國家各區(qū)域的季風時，發(fā)現了青藏高原地區(qū)（西藏北部、青海南部區(qū)域）也存在有一處“季風區(qū)”。這個“季風區(qū)”用亞洲其他季風系統(tǒng)的形成原因解釋不了，即這塊季風區(qū)用海陸熱力差異形成來解釋不通，所以去尋求了另外的形成機制。

青藏高原季風指數的定義主要有以下兩種：一種是湯愗蒼等[4]從 600hPa 高度場出發(fā)選取五個點計算高原季風指數；另一種是齊冬梅等[5]從風場出發(fā)計算的高原季風指數。這兩種方法計算的高原季風指數的相關系數為 0.71，通過了 0.01 信度水平。本文采用湯愗蒼等[4]的方法來計算高原季風指數。

一、資料與分析方法

（一）資料

1.1979年到2014 年NECP/NCAR 月平均高度場再分析資料，資料的水平分辨率為2.5o*2.5o。2.1979 年至2014 年我國160 個臺站月平均降水資料。本文把6 月至8 月平均取為夏季平均；把12 月及次年2 月平均取為冬季平均。

（二）分析方法

本文中主要應用了相關分析、t 檢驗等方法。1.相關分析：相關分析是可以用來揭示兩個時間序列的相互聯系緊密程度的方法，一般情況下相關系數用r 來表示，當絕對值r 越接近1 時，表示兩者的關系越緊密。2.t 檢驗：根據自己的信度查t 分布表。本文中高原季風與中國降水的信度取了0.1，是 n=36 年的相關，所以自由度是（n-2）=34，通過查表與計算得出臨界值rc=0.1839。在相關系數圖中，把相關系數大于rc 和小于－rc 的標出來，就是通過信度檢驗的區(qū)域。

二、高原夏季風異常

根據標準化后的SPMI 指數變化情況，取SPMI>1.0 為高原夏季風偏強年，挑選的偏強年有8 年，分別為：1979 年、1982 年、1983 年、1991 年、1994 年、1997 年、2013 年、2014 年；取SPMI<-1.0 為高原夏季風指數偏弱年，偏弱年有6 年，分別為：1986 年、1999 年、2001 年、2002 年、2006 年、2012 年。

當高原夏季風強（弱）時，正相關區(qū)域的降水偏多（少），負相關區(qū)域的降水偏少（多）。由圖1 看出，顯著正相關區(qū)主要分布在新疆東部、內蒙古、東北北部、長江中上游，以及青藏高原東部；顯著負相關區(qū)相對較少，只有吉林南部、福建南部等零星地區(qū)。說明在高原夏季風偏強時，新疆東部、內蒙古、東北北部、長江中上游，以及青藏高原東部的降水將會偏多，而吉林南部、福建南部等地區(qū)降水偏少。

在高原夏季風強年中國新疆大部分地區(qū)、青海一部分、云貴高原、長江中下游、黃河中下游、內蒙古東部、東北的東南部是正距平，說明高原夏季風偏強年在這些地區(qū)的降水偏多，其中新疆中東部有一個大的正距平中心值。此外新疆西部、高原南部、黃河中上游、長江中上游、東北的北部小塊區(qū)是負距平，說明當高原夏季風偏強年在這些地區(qū)的降水偏少。將圖2 與圖1 進行對比可見，正、負相關區(qū)與正、負距平區(qū)并不是一一對應，存在不一致的區(qū)域，例如長江中上游地區(qū)，在相關圖中是顯著正相關區(qū)，但在合成圖中強高原季風年對應這塊區(qū)域為弱地負降水距平。這種結果可能是因為高原季風系統(tǒng)并不是這塊區(qū)域降水的主力系統(tǒng)。

中國西部地區(qū)的西部，青海地區(qū)是比較明顯的正距平，內蒙古的小塊區(qū)域、華南南部、東北南部與北部、云南是小的正距平，說明高原季風偏弱年在這些地區(qū)的降水偏多。新疆中東北部、高原東南部、河套地區(qū)、內蒙古東部、東北東部為負距平，所以高原季風偏弱年在這些地區(qū)的降水偏少。將圖2 與圖1 進行對比可見，正、負相關區(qū)域合成圖中的正、負距平區(qū)并不是一一對應，也存在不一致的區(qū)域，例如在內蒙東部，在相關圖中是顯著正相關區(qū)，但在合成圖中弱高原季風年對應這塊區(qū)域為強的正降水距平。這可能也是由于高原季風系統(tǒng)并不是這塊區(qū)域降水的主力系統(tǒng)。而對新疆中東部、高原東部小塊區(qū)域而言，高原夏季風強（弱）時，新疆中東部、高原東部小塊區(qū)域的降水偏多（少），通過0.1 信度水平。

三、高原冬季風異常

圖1 是1979 年到2014 年的高原冬季風指數（WPMI）與同期中國冬季降水的相關。當高原冬季風強（弱）時，正相關區(qū)域的降水偏多（少），負相關區(qū)域的降水偏少（多）。由圖可以看出，新疆的西北部、華南地區(qū)西部、內蒙古中部、內蒙古東部小塊區(qū)域、吉林南部、西南地區(qū)西部是負的相關，通過0.1 信度水平，所以當高原冬季風偏強年這些地區(qū)的冬季降水偏多，高原季風冬季風偏弱時，這些地區(qū)降水偏少；西北地區(qū)中部、西北地區(qū)東南部、華南地區(qū)西部等是正地相關，所以，當高原冬季風偏弱時這些地區(qū)的降水偏多，反之，高原冬季風偏強，則這些地方降水偏少，通過0.1 信度檢驗。與中國夏季降水與160 站相關分析結果比較，指數偏強都會對西北地區(qū)中部和東南部都是正的相關，西南地區(qū)南部是負相關，兩個圖上比較一致的，說明高原季風偏強（偏弱）年，西北地區(qū)中東部的降水偏多（偏少）；高原季風偏強（偏弱）年，西南地區(qū)西南部偏少（偏多）。

圖1 1979 年－2014 年的高原冬季風指數（WPMI）與同期中國冬季降水的相關（圖中陰影區(qū)為相關系數通過0.1 信度檢驗區(qū)）

圖2是1979 年到2014 年高原冬季風指數強年中國冬季降水場的合成距平圖。由圖可以看出在冬季指數強年時新疆北部、西北地區(qū)中東部、西藏中東部和、兩江源頭即青海至華南有一個斜向下的負距平區(qū)域，說明冬季風指數偏強這些區(qū)域冬季降水偏少。而中國其他地區(qū)（中國西部的西部、華北地區(qū)、西南南部、蒙古地區(qū)、大部分東北地區(qū)）是正距平，說明高原冬季風偏強年這些區(qū)域冬季降水偏多。與圖1比較，比較一致的區(qū)域有華南西南部、西藏東部、新疆北部。

圖2 1979 年－2014 年高原冬季風指數強年中國冬季降水場的合成距平圖（單位：mm）

負距平主要分布在新疆、江淮地區(qū)、黃淮地區(qū)、東北大部分和華南地區(qū)一部分；其他都是正的距平。說明高原冬季風偏弱年新疆、江淮地區(qū)、黃淮地區(qū)、東北大部分和華南地區(qū)的冬季降水偏少，其他地區(qū)冬季降水偏多。與冬季風偏強年合成圖比較高原冬季風偏強偏弱對東北大部分地區(qū)、高原地區(qū)、青海到四川東部、西北地區(qū)中北部的冬季降水的影響比較一致即高原季風偏強年這幾個地區(qū)降水偏多，高原冬季風偏弱年這幾個地區(qū)降水同時減少。比較一致地對降水起正作用區(qū)域是西北地區(qū)中部、西北地區(qū)東南部、華南地區(qū)西部，一致的副作用區(qū)域有新疆北部、內蒙古西北部、吉林南部。

四、結論

經分析高原季風的異常與中國降水有較良好的相關：1.在高原夏季風偏強年，新疆中東部、高原東部和長江中下游降水偏多，黃河中上游、新疆西部、華南地區(qū)降水偏少。在高原夏季風弱年，中國西部地區(qū)的西部、青海地區(qū)、江南、內蒙古的小塊區(qū)域、華南南部、東北南部與北部、云南的降水偏多，新疆中東北部、高原東南部、河套地區(qū)、內蒙古東部、東北東部的降水偏少。2.高原冬季風偏強會使華南地區(qū)西部冬季降水偏少；西藏東部、新疆北部的冬季降水偏多。高原冬季風偏弱對西北地區(qū)中部、西北地區(qū)東南部、華南地區(qū)西部的冬季降水偏多；新疆北部、內蒙古西北部、吉林南部的冬季降水偏少。