1 引言
青藏高原（下称高原）占中国陆地总面积的四分之一， 其高度达到对流层厚度的四分之一， 素有“世界第三极”的称号， 特殊的地理位置、 地形地貌条件造就了其独特的高原气候， 高原干湿季分明， 5 -9月的降水占全年降水量的80%以上（李生辰等， 2007）， 对境内草地、 森林、 湿地生态系统、 区域水分平衡和水资源及利用等方面具有十分重要的影响。雨季不仅降水集中， 而且是全年中气温高、 湿度大、 风速小的时段， 为农作物生长发育的最佳 时期， 因而雨季是一年中高原地区非常重要的阶段， 分析增暖背景下高原雨季变化是研究高原气候变化的一项重要内容。
高原雨季自20世纪80年代就已提出， 徐国昌和李梅芳（1982）研究指出青藏高原是我国雨季最显著的地区； 章凝丹和姚辉（1984）基于1951 -1970年降水资料， 发现高原雨季是自东南至西北开始， 结束正好与此相反， 因而雨季具有西部短、 东部长的特点， 且高原雨季年际变化很大。90年代主要采用旬、 候降水相对系数法对高原雨季进行划分（戴加洗， 1990； 章基嘉等， 1988； 刘青春， 1998）， 并对雨季起讫过程中的环流特征进行了简要分析， 结果表明： 雨季开始后， 高原主体变为气旋式辐合， 西南季风北抬和西伸副高减缓了高原槽东移， 使北上的南支槽与南压的高空槽在高原汇合并维持相对稳定， 为高原雨季全面盛行提供了有利的环流形式， 即： 高原雨季起讫与高原夏季风、 南亚高压、 副高等有密切联系。进入21世纪， 关于高原雨季的研究仍然以旬、 候降水相对系数法为主， 其中黄晓清（2008）研究表明： 雨季开始期藏东南最早， 藏西最晚， 自东南向西北相继进入雨季； 陈少勇等（2011）指出， 高原夏季风开始和结束期与高原雨季相吻合， 在年代际变化上， 高原东部和东北区的雨季与高原夏季风同位相变化， 高原夏季风早（迟）雨季亦早（迟）， 高原夏季风越强， 高原降水越多。
旬、 候降水相对系数法划分雨季虽然较为普遍， 但主观性强， 且忽略了旬或候内短时极端降水对划分结果的影响， 而采用候雨量与有序样本最优分割法相结合的方法可以克服上述不足， 因此本文在借鉴华南前汛（夏）雨季、 长江梅雨、 华北雨季、 东北雨季及华西秋雨的阶段性特征、 影响及其形成机制等大量研究（郑彬等， 2006； 丁一汇等， 2007； 强学民和杨修群， 2008a； 梁萍等， 2010； 晏红明等， 2013）的基础上， 拟采用候雨量与有序样本最优分割法相结合的方法对高原雨季进行客观划分， 并利用突变方法检验划分结果的合理性， 进一步分析其起讫特征及环流演变特征， 并讨论了气候增暖背景下高原雨季起讫过程的环流演变特征及典型开始/结束早晚大气环流异常特征， 以期加深对气候增暖背景下高原雨季环流演变特征的认识， 为提升高原雨季气候预测水平和防灾减灾能力提供科学依据。
2 资料选取与方法介绍
2.1 资料选取
（1） 站点资料来自青藏高原地区110个气象台站逐日降水观测资料， 包括青海39个、 西藏38个、 四川23个、 甘肃10个（图1）， 青藏高原边界数据来源于国家地球系统科学数据中心（http： //www.geodata.cn）。
（2） 格点资料为美国国家环境预报中心的NCEP/NCAR逐日再分析资料， 由美国大气海洋局大气海洋研究中心地球系统研究实验室物理学部（NOAA/OAR/ESRLPSD）提供。物理量包括纬向、 经向风场、 位势高度场， 水平分辨率均为2.5°×2.5°。研究时段统一为1961 -2017年。
2.2 雨季划分方法
有序样本最优分割法是一种针对有序样本进行的聚类分析方法， 在其聚类过程中数据的顺序不能被破坏， 因此该法不采用一般聚类方法的相似性指标， 而是采用描述数据内部不整齐程度的度量指标进行聚类（分割）， 其聚类的目标为分割后各分割段内数据尽可能均匀、 波动小， 而段间差别要大， 使分割意义明显。对序列长度为n的数据有从2到n-1种分割方案。充分考虑分段后段内波动小而段间差异大这两个条件， 将分割后每一段看成一组， 将组间（方）差和组内（方）差之比Fk作为衡量分割方案的合理性指数， 通过求算最大Fk值来确定数据的最合理分割数（张强， 1977b）。
式中： 为对序列进行分割时的组间（方）差和组内（方）差之化； 为第 个分割段（组）的数据平均值； 为序列平均值； 为对序列进行分割时的最小变差总和； 越大； 反映组差（ ）越大、 组内差 越小， 分段（组）的统计意义越明显。当 达最大值时则认为其所对应的分割数 为最合理分割数， 此时用最优分割法对序列进行的最优 分割能满足 尽可能大（段/组间差异大）、 尽可能小（段/组内波动小）的条件。有序样本最优分割法对大尺度范围的雨季划分较为适用， 如黄琰等（2014）利用此法对区域的雨季进行定量划分， 划分结果具有明确的气象意义， 但对于小范围区域， 该方法在刻画起讫期的区域空间差异性上具有一定局限性。
本文以候为时间尺度， 针对单站分别计算， 首先统计各站历史侯雨量， 利用候雨量稳定通过（小于）临界阈值， 首先以全年72候的候平均雨量作为初始临界阈值， 初步确定出各站雨季起讫候； 然后和有序样本最优分割法确定的雨季起讫期进行对比， 对差异较大的站点， 以有序样本最优分割法的结果为参考， 调整临界阈值使两种划分结果较接近， 并采用滑动t检验进行突变检验， 使划分结果能够体现高原干-湿季转变特征。在此选取高原四个代表站（合作、 康定、 玛多、 当雄）， 表1为两种方法的结果。
表1 四个代表站雨季开始、 结束候划分结果对比Table 1 Split result comparison about rainy season beginning and offset in four stations |
| 标准 | 甘肃合作 | 四川康定 | 青海玛多 | 西藏当雄 | |||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 降水阈值 | 出现侯 | 降水阈值 | 出现侯 | 降水阈值 | 出现侯 | 降水阈值 | 出现侯 | ||
| 雨季开始期 | 最优分割 | 13.6 | 28 | 20.3 | 25 | 6.2 | 28 | 11.6 | 30 |
| 72候平均 | 7.6 | 22 | 11.6 | 23 | 4.5 | 29 | 6.6 | 27 | |
| 36候平均 | 13.1 | 30 | 19.5 | 29 | 7.9 | 34 | 12.3 | 30 | |
| 突变侯 | 10.7 | 26 | 16.0 | 23 | 4.8 | 27 | 9.8 | 31 | |
| 检验t值 | -8.17 | -9.656 | -7.83 | -8.58 | |||||
| 雨季终止期 | 最优分割 | 9.5 | 58 | 8.4 | 55 | 6.7 | 53 | 9.5 | 53 |
| 72侯平均 | 7.6 | 57 | 11.6 | 54 | 4.5 | 51 | 6.6 | 51 | |
| 36侯平均 | 13.1 | 52 | 19.5 | 56 | 7.9 | 54 | 12.3 | 54 | |
| 突变侯 | 9.0 | 56 | 7.2 | 57 | 3.9 | 55 | 9.8 | 54 | |
| 检验t值 | 10.39 | 10.69 | 9.43 | 9.11 | |||||
3 高原雨季起讫期时空变化特征
3.1 雨季起讫期变化特征
经9a低通滤波后发现， 高原雨季开始期变化具有明显的年代际特征， 20世纪60~90年代， 高原雨季开始期相对偏晚， 进入21世纪后， 雨季开始期明显提前。1961 -1974年雨季开始期提前趋势更明显， 每10年提前2候， 而1974 -1983年雨季开始期则逐年推迟， 每10年推迟2候； 1983 -1990年雨季开始日期又逐渐提前， 每10年提前2.8候； 1990 -1995年雨季开始日期又进入推迟期， 1995年为30.8候， 仅次于1966年； 1995 -2008年又是一次雨季开始日期明显提前阶段， 每10年提前1.7候； 2009年之后又呈提前趋势， 其中2016年开始日期最早， 为27候［图2（a）］。
从空间分布来看， 青藏高原雨季开始日期大致以33°N为主轴， 自东向西逐步推进。高原雨季最早在3月中下旬进入雨季， 东南部察隅地区是高原雨季开始最早（16候）的地区。早在夏季风来临前， 孟加拉湾地区就有低压出现， 西南气流将孟加拉湾水汽输送到该区， 雨季开始（章凝丹和姚辉， 1984）。高原东部最早在松潘于4月中下旬（22候）进入雨季， 整个高原东部于5月下旬进入雨季， 它比江淮梅雨要早， 然后逐渐向西推移， 直至6月中、 下旬（34~36候）高原西南部雨季才开始， 是我国雨季开始最迟的地方［图2（b）］， 从最早的察隅到最晚的阿里（36候）雨季开始前后相差20候， 这与文献（徐国昌和李梅芳， 1982）的研究结果相一致， 总体而言， 整体开始日期呈提前趋势。
高原雨季结束期演变特征较开始期波动幅度较小。1961 -2017年高原雨季平均结束候为54.4候（9月27日）， 接近常年（54.5候）， 雨季结束日期呈微弱推迟趋势。低通滤波结果显示， 雨季结束期变化也具有明显的年代际特征， 20世纪60~90年代， 高原雨季结束期偏早， 进入21世纪后雨季结束期逐渐推迟。结合上述雨季开始期的年代际特征， 由此表明， 高原雨季持续期在逐渐延长。1961 -1978年高原雨季结束期波动不大， 每10年推迟0.3候； 1981 -1989年雨季结束期逐年推迟， 每10年推迟1.0候， 1991年雨季结束最早（52候）； 1991 -1998年雨季结束日期推迟较为明显， 每10年推迟约3候； 2001-2008年又是雨季结束期明显推迟的阶段， 每10年推迟3候， 2008年雨季结束最晚（56候）； 2009年之后结束期呈提前趋势［图3（a）］。
高原雨季结束期总体自北向南撤退， 最早结束于柴达木盆地西北部， 于8月下旬至9月上旬就已结束， 9月中、 下旬（52~53候）西部雨季先后结束， 10月中上旬（56~57候）东部结束， 高原雨季结束日期空间分布特征同样以33°N为主轴， 自西向东逐步东退结束［图3（b）］。因此高原雨季来临是由东向西推进， 结束时则由西向东撤退， 相应地， 东部雨季开始最早， 但结束最迟， 因而雨季持续时间最长， 这与之前的研究结果较类似（章凝丹和姚辉， 1984； 周顺武和假拉， 1999）。
3.2 影响高原雨季开始的环流系统
高原雨季起讫受东亚夏季风环流系统建立及演变的影响， 首先从环流系统的角度出发， 分析雨季开始期与高低层大气环流系统的关系。图4为雨季开始候与5月对流层各层大气环流场的相关分布。从图4中可以看出， 雨季开始候与对流层高层200 hPa矢量风场的相关表明， 雨季来临偏早时， 中南半岛上空为显著反气旋性环流， 表明高原雨季开始期与5月南亚高压可能具有密切联系， Ashfaq et al（2009）研究表明， 南亚高压的东西振荡与印度夏季风的活跃与中断密切联系， 当南亚高压东伸减弱时， 印度半岛上空的高层东风急流也伴随着减弱， 进而导致印度夏季风的中断； 与500 hPa高度场及风场相关显示， 在西北太平洋地区高度场呈显著负相关， 表明5月副高偏弱时对应高原雨季来临偏早， 反之则偏晚； 由雨季开始候与低层600 hPa矢量风场的相关可见， 高原南侧存在明显西南风异常， 高原雨季开始期与5月高原夏季风气旋性环流相关显著， 下面将分析雨季起讫时期对应各层环流系统的演变特征。
图4 1961 -2017年雨季开始候与5月200 hPa风场（a， 矢量， 单位： m·s-1）、 500 hPa风场（矢量， 单位： m·s-1）及高度场（等值线， 单位： gpm）（b）、 600 hPa风场（c， 单位： m·s-1）相关分布加粗风场为通过95%显著性检验的风场； 填色区域为通过95%显著性检验的高度场 Fig.4 The correlation between the onset of the rainy season from 1961 to 2017 with the May 200 hPa wind field （a， vector， unit： m·s-1）， the 500 hPa wind field （vector， unit： m·s-1） and the height field （contour， unit： gpm） （b）， and the 600 hPa wind field （c， vector， unit： m·s-1）.The roughened wind field passes the 95% significance test； the shaded area is the height field passes the 95% significance test |
3.3 高原雨季起讫前后环流特征
高原雨季是季节特征的天气反映， 因此雨季起讫的早晚也必然与大气环流的季节性转换联系密切（黄福均等， 1980）， 在一定程度上反映了东亚大气环流从冬季型环流向夏季型环流转变在时间进程上的差异。汤懋苍等（1984）最早用600 hPa高度场距平图定义了高原季风指数， 指出高原近地层气压场上冬、 夏具有相反性年变化是高原季风最主要的特征之一， 反映在600 hPa高度场上最为清楚。在此选取600 hPa高度场和风场来分析雨季起讫前后不同的大气环流型及其与高原季风、 东亚季风之间的关系。
雨季开始（28候）前后组合的600 hPa多年气候平均高度场、 风场［图5（a）， （b）］表明， 高原雨季开始前后低层风场明显不同的变化特征。雨季开始前［图5（a）］， 受北印度洋反气旋影响， 高原季风尚未建立， 高原上空为浅槽区， 高原东北部为偏西北气流， 南部为西南气流， 高原上风场没有出现气旋性切变， 低纬10°N附近为东风气流， 孟加拉湾为由陆地向海洋的偏北风， 中南半岛-西北太平洋地区为反气旋性环流； 雨季开始后［图5（b）］， 可见高原夏季风已经建立， 高原主体为低压控制， 中心强度为4345 gpm， 对应风场上表现为明显气旋式切变， 以32.5°N为界， 其南侧为西南风， 北侧为东北风， 高原上空气流辐合， 为高原提供了利于降水的气流上升条件， 随着高原夏季风加强及东亚夏季风建立， 西南暖湿气流逐步进入高原， 为降水提供了水汽条件。
图5 1981 -2010年高原雨季开始前（a）、 后（b）， 结束前（c）、 后（d） 600 hPa气候平均高度场（等值线， 单位： gpm）和风场（矢量， 单位： m·s-1）Fig.5 600 hPa climatic average height field （contour line， unit： gpm） and wind field （vector， unit： m·s-1） before （a） and after （b） the beginning and ending of the plateau rainy season， before （c） and after （d） the ending of the plateau rainy season from 1981 to 2010 |
从雨季结束（54候）前后组合的雨季结束前后600 hPa多年气候平均高度场和风场［图5（c）， （d）］中可以看出， 雨季结束之前的一段时间， 高原上空仍然为夏季风环流形势， 高原上空仍然为低压控制， 其强度约为4375 gpm， 风场上气旋式环流逐渐减弱， 印度半岛气旋性环流使孟加拉湾进入高原的西南气流减弱， 高原上空辐合减弱， 此时华南地区已出现东风气流。雨季结束之后， 高原冬季风逐步建立， 整个高原以偏西气流为主， 无明显对流， 副高南移、 东退至105°E以东的洋面， 阿拉伯海—孟加拉湾10°N -25°N范围为明显的东风气流控制。
综上分析表明， 高原夏季风的建立为高原低层气流提供了辐合上升条件， 伴随东亚夏季风爆发， 孟加拉湾西南暖湿气流加强， 为高原雨季降水提供更有利的水汽条件， 高原雨季起讫期对高原夏季风、 东亚夏季风爆发与结束具有一定的响应。所以说， 高原季风的强弱及东亚夏季风建立早晚对高原雨季起讫有重要影响， 这与白虎志等（2001）的结果一致， 王奕丹等（2019）指出， 高原夏季风从4月开始形成， 暖性低值系统在高原上形成， 6月达到最强， 10月向东北方向移动且强度减弱并退出， 高原夏季风结束。
3.4 南亚高压的影响
南亚高压是亚洲季风系统的重要成员， 其季节性移动和发展对亚洲季风爆发产生影响， 根据上节分析， 南亚高压和雨季起讫具有密切联系。从高原雨季自开始（28候）至结束（54候）期间200 hPa纬向风及位势高度场的演变［（图6）］中可以看出， 南亚高压脊线指数用12520 gpm表示， 可明显看到雨季期间南亚高压位置及西风急流的明显差异， 雨季开始时。南亚高压刚刚在中南半岛110°E附近建立， 中心位于中南半岛南部， 偏南偏东， 当南亚高压偏东， 呈现青藏高压模态时， 青藏高原南部降水异常偏多（吴国雄等， 2004； 魏维， 2012， 2015）， 此时西风急流轴约位于33°N附近， 高原东西两侧形成两个急流中心， 分别位于黄海（大于40 m·s-1）和伊朗（30~35 m·s-1）上空， 利于孟加拉湾西南水汽进入高原， 此时高原南部位于急流轴右后侧， 气流下沉， 此时600 hPa气流受高原季风影响， 辐合上升， 垂直方向产生干、 湿空气对流， 降水增多。随着雨季的推进南亚高压不断向西北移动、 强度不断增强， 出现两个高压中心， 雨季也随之逐步向内陆开始推进， 位于高原西部的阿里最晚在36候雨季开始。40候时南亚高压范围最大， 强度最强， 完全控制了高原， 随着南亚高压的移动增强， 西风急流轴不断北移， 从雨季开始时的33°N北移到45°N， 东西两侧的两个急流中心逐步接近， 但强度有所减弱， 44候时在高原北部合并； 40候之后直至雨季结束， 南亚高压西风带南移， 进入高原的西南气流逐步减退， 雨季也自内陆开始至东南结束。
由此可见， 南亚高压从中南半岛建立开始， 其西北向的移动与高原雨季开始的演变具有很好的一致性， 南亚高压40候之后向东南缩小减弱， 与雨季结束时间的演变具有很好的一致性。南亚高压位置、 强度及范围会影响高原雨季的开始、 持续时间及水汽的输送， 进而影响雨季降水量、 降水强度。
3.5 垂直运动特征
从1981-2010年高原雨季起讫过程中80°E -105°E经向平均垂直速度分布（图7）中可以看出， 雨季开始前， 在高原南侧（25°N -27.5°N）低层为明显上升运动， 而中高层为弱下沉运动， 大气不稳定性增强， 为雨季开始提供了一定的动力条件； 雨季开始时， 高原主体上空上升运动开始增强， 且在28°N -38°N上升运动向上伸展至250 hPa， 南亚高压刚在中南半岛建立， 高原南部高层为下沉运动， 这与图7（a）分析结果一致， 随着南亚高压、 西风急流轴西北移， 孟加拉湾、 北印度洋暖湿气流输送至高原上空， 南亚高压东部以上升运动为主， 而西部以下沉运动为主（魏维， 2012， 2015）， 降水逐渐增强， 整个高原自南向北整层均以上升增温运动为主且不断加强， 36候整个高原上气流以上升运动为主， 在40候（7月下旬）南亚高压处于更暖的位置， 中心所在位置北边为加强的偏南风， 南边是减弱的偏北风， 辐合带移到高原上空（张宇， 2012）， 达到最强； 随着南亚高压、 西风急流东移南退， 垂直速度上升大值区逐步南移至高原南部， 影响高度缩减至最开始的600 hPa以下； 雨季结束后， 高原自北向南以下沉运动为主， 无明显上升运动。
可见， 雨季开始前对流上升运动， 最先在高原南部中低层出现， 雨季开始时， 南亚高压在中南半岛刚建立， 高原南部高层为下沉运动， 随着雨季推进， 高原自南向北整层均为不断增强的对流上升运动， 雨季结束后， 高原自北向南以下沉运动为主， 无明显上升运动。
3.6 雨季开始/结束早晚年的环流异常特征
在此以雨季起讫候标准化序列大于正负1作为标准， 选取历史上雨季开始/结束偏早和偏晚年的典型年份（表2）， 分别进行合成， 并对二者进行差值及检验。从高原雨季开始偏早与偏迟年200 hPa纬向风、 高度场和600 hPa风场、 高度场及500 hPa高度场差值场来看， 中高层200 hPa上［图8（a）］， 高原南部为显著西风异常， 北部为显著东风异常， 高原上为显著异常气旋性气流， 中心位于高原东部， 高原上位势高度显著负异常， 可见， 南亚高压偏南偏弱有利于高原雨季开始； 中低层［图8（b）］， 500 hPa上， 高原西部为高度正异常， 东部为显著负异常， 西北太平洋副热带高压为正异常， 位置西伸至127°E， 600 hPa上高原南部为显著异常气旋性环流， 在中南半岛异常反气旋影响下， 孟加拉湾西南气流一起进入高原， 气旋性切变显著， 有利于高原南部气流辐合上升， 齐冬梅（2008）的研究表明， 高原夏季风强年， 高原上低压强。胡梦玲和游庆龙（2019）也指出， 夏季季风环流增强时， 高原南侧上升支增强， 高原南部降水增加， 而高原北部降水出现减少。可见， 副高位置偏西偏强、 高原夏季风偏强有利于高原雨季开始； 反之， 高原雨季开始偏迟。
表2 历史上雨季开始/结束偏早和偏晚时对应年份及所在候Table 2 Rainy start/offset earlier or later time per year in history |
| 开始偏早 | 开始偏晚 | 结束偏早 | 结束偏晚 | |||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 年份 | 候 | 年份 | 候 | 年份 | 候 | 年份 | 候 | |||
| 1974 | 27.3 | 1961 | 30.8 | 1972 | 531 | 1971 | 55.8 | |||
| 2002 | 27.1 | 1962 | 30.8 | 1976 | 52.3 | 1977 | 55.7 | |||
| 2004 | 27.4 | 1966 | 30.9 | 1980 | 53.4 | 1978 | 56.0 | |||
| 2006 | 27.2 | 1979 | 29.7 | 1981 | 53.1 | 2008 | 56.1 | |||
| 2007 | 27.2 | 1983 | 30.2 | 1991 | 51.9 | 2009 | 55.6 | |||
| 2008 | 27.0 | 1995 | 30.8 | 1994 | 52.4 | 2010 | 56.0 | |||
| 2013 | 26.9 | - | - | - | - | 2013 | 55.5 | |||
| 2016 | 26.8 | - | - | - | - | 2016 | 55.6 | |||
| 2017 | 26.9 | - | - | - | - | - | - | |||
-表示无数据 |
图8 高原雨季来临偏早/偏晚时200 hPa纬向风（等值线， 单位： m·s-1）、 高度场（彩色区， 单位： gpm）（a）和600 hPa风场（矢量， 单位： m·s-1）、 高度场（等值线， 单位： gpm）、 500 hPa高度场（彩色区， 单位： gpm）（b）的差值检验场填色图打点部分通过95%显著性检验； 等值线及风场只显示通过95%显著性检验值 Fig.8 The differences of plateau rainy season onset earlier and later year on 200 hPa zonal wind （lines， unit： m·s-1） and geopotential height （color area， unit： gpm）（a） and 600 hPa wind （vector， unit： m·s-1）， geopotential height （contour， unit： gpm） and 500 hPa geopotential height （color area， unit： gpm） （b）.Shaded with dot represent above the 95% significance test； lines and vector only show above the 95% significance test values |
从高原雨季结束偏早与偏迟年200 hPa纬向风及高度场和600 hPa风场、 高度场及500 hPa高度场差值场来看， 中高层200 hPa上［图9（a）］， 高原南部为东风异常， 高原北部为东风异常中心， 高原上为显著的异常反气旋性气流， 中心位于高原北端柴达木盆地， 亦为位势高度正异常中心所在， 可见， 南亚高压偏北偏强会加快高原雨季结束； 中低层［图9（b）］， 500 hPa上， 高原整体为位势高度正异常， 西北太平洋副高为负异常， 位置东移至140°E以东， 600 hPa上， 高原上风场为异常反气旋， 可见， 副高位置偏东偏弱、 高原夏季风偏弱会加速雨季结束； 反之， 雨季结束偏迟。
图9 高原雨季结束偏早/偏晚时200 hPa纬向风（等值线， 单位： m·s-1）、 高度场（彩色区， 单位： gpm）（a）和600 hPa风场（矢量， 单位： m·s-1）、 高度场（等值线， 单位： gpm）、 500 hPa高度场（彩色区， 单位： gpm）（b）的差值检验场填色图打点部分通过95%显著性检验； 等值线及风场只显示通过95%显著性检验值 Fig.9 The differences of plateau rainy season offset earlier and later year on 200 hPa zonal wind （lines， unit： m·s-1） and geopotential height （color area， unit： gpm） （a） and 600 hPa wind （vector， unit： m·s-1）， geopotential height （contour， unit： gpm） and 500 hPa geopotential height （color area， unit： gpm） （b）.Shaded with dot represent above the 95% significance test； lines and vector only show above the 95% significance test values |
4 结论
（1） 1961 -2017年高原雨季开始日期呈逐年提前的趋势， 结束日期呈逐年微弱推迟趋势， 20世纪60~90年代， 高原雨季开始期相对偏晚、 结束期偏早， 进入21世纪后， 雨季开始期明显提前、 结束期逐渐推迟， 表明雨季持续期逐渐延长。青藏高原雨季开始、 结束日期大致以33°N为主轴， 先由东向西逐步推进， 而后再由西向东撤退， 高原东部雨季开始最早、 结束最迟、 雨季持续期最长， 总体具有开始早的区域结束迟， 开始迟的区域结束早的特点。
（2） 从600 hPa高度场、 风场在高原雨季起讫前后的对比可见， 雨季开始前后， 高原上空由浅槽发展为明显气旋式切变， 高原上空气流辐合， 随着高原夏季风加强及东亚夏季风建立， 西南暖湿气流进入高原； 雨季结束前后， 高原主体由弱气旋式环流转为脊前西北气流。高原夏季风的建立为高原低层气流提供了辐合上升条件， 伴随东亚夏季风爆发， 孟加拉湾西南暖湿气流加强， 为高原雨季降水提供更有利的水汽条件， 因此， 高原雨季起讫期对高原夏季风、 东亚夏季风爆发与结束具有一定的响应。
（3） 南亚高压在雨季起讫过程中的逐候演变表明， 南亚高压从28候中南半岛建立开始， 其西北向移动及加强与高原雨季开始的西北向推进演变具有很好的一致性， 40候之后向东南缩小减弱， 与雨季结束时间的演变较为一致。
（4） 从80°E -105°E经向平均垂直速度逐候演变可见， 雨季开始前对流上升运动， 最先在高原南部中低层出现， 雨季开始时， 南亚高压在中南半岛刚建立， 高原南部高层为下沉运动， 随着雨季推进， 高原自南向北整层均为不断增强的对流上升运动， 雨季结束后， 高原自北向南以下沉运动为主， 无明显上升运动。
（5） 雨季来临/结束早晚的合成差值表明： 南亚高压偏南偏弱、 副高位置偏西偏强、 高原夏季风偏强有利于高原雨季开始偏早、 结束偏迟， 反之雨季开始偏迟、 结束偏早。