1 引言
青藏高原位于中国西部地区， 是世界上平均海拔最高、 面积最大、 地形最为复杂的高原之一， 有“地球第三极”之称。由于其大地形、 高海拔以及下垫面复杂的特性， 青藏高原可以通过对大气层的动力、 热力和摩擦作用显著影响东亚气候格局及北半球大气环流， 进而对亚洲生态环境变化以及文明演变具有深刻意义（叶笃正等， 1957； Yanai et al， 1992； 冯松等， 1998； Ye et al， 1998）。其中， 青藏高原热力作用在局地乃至亚洲气候格局的形成上扮演着极其重要的角色（黄荣辉， 1985； 罗会邦和陈蓉， 1995； 刘新等， 2002）。理论研究和模式结果表明， 高原热力作用不仅可以通过驱动高原上空气柱垂直运动进而对亚洲夏季风的爆发起到“锚定”作用（Wu and Zhang， 1998）， 还可以通过激发大气定常波、 低频振荡和天气尺度的扰动影响东亚季风的环流和降水（Zhao and Chen， 2001； Duan and Wu， 2005； Wang et al， 2014）。此外， 由于高原热力作用， 使得高原存在一气候性的气压系统， 在对流层的中下层， 夏季为暖低压， 冬季为冷高压， 进而形成了与之相适应的冬夏相反的盛行风系， 即“高原季风”（汤懋苍等， 1979）。与此同时， 青藏高原 “中空加热”的高热动效率以及大气不稳定特性则为高原季风的维持提供了有利条件（汤懋苍， 1993）。
高原季风是亚洲季风系统中独立于东南季风和西南季风体系外的季风体系（汤懋苍等， 1979； Kuo and Qian， 1981）。前人通过观测分析和模拟研究对高原季风存在性的论证、 高原季风气候特征及其变化特征的分析为高原季风的研究提供了基础（汤懋苍等， 1979， 1984）。在观测事实的基础上， 汤懋苍等（1984）认为高原季风在600 hPa上特征最为显著， 并据此定义了表征高原季风强度的高原季风指数。数值模拟的结果也证实了夏季青藏高原的加热作用对于形成热低压和高原季风的重要意义（Kuo and Qian， 1981）。已有研究表明， 高原季风是高原热力作用转化为动力作用过程中的“高效率杠杆”， 对高原及其周边地区能量和水分循环和转换起着至关重要的作用， 进而深刻影响着高原及亚洲气候和环境的形成和演变。（汤懋苍， 1998； Tang and Reiter， 1984）。
习近平在致中国科学院青藏高原综合科学考察研究队的贺信中在肯定老一辈科学家艰苦卓绝的科学探索精神的同时， 也强调了深入研究青藏高原气候和环境变化机制， 优化生态安全屏障体系对于青藏高原的可持续发展、 国家生态文明建设以及促进全球生态环境保护治理都具有重大意义（新华社， 2017）。在此时代背景下， 对高原季风及其气候环境效应的研究不仅是深入理解高原环境和气候变化、 水分和能量循环的需要， 同时也符合国家生态文明建设与社会经济发展的要求。因此， 本文回顾了近年来青藏高原季风演变及其影响的研究进展， 分析了青藏高原季风气候特征、 多尺度变化及其影响因素， 并重点关注青藏高原季风对局地乃至亚洲环境和气候影响， 最后对应尚未解决的科学问题以及未来的研究方向进行了探讨和展望。旨在为青藏高原季风研究和青藏高原生态文明建设以及青藏高原可持续发展的科学决策提供重要的参考依据。
2 青藏高原季风演变过程及气候态特征
青藏高原季风的形成和演变与青藏高原的隆起过程紧密联系 （汤懋苍和刘晓东， 1995）。青藏高原的隆升是印度板块和欧亚板块相碰撞的结果， 始新世时期青藏高原开始隆起， 并在约37 MaB.P.左右水平尺度L达到斜压大气地转适应的临界尺度 （L0） （图1）， 在该尺度下， 高原热力作用所形成的气压场才得以维持， 风场向气压场调整。由于高原对大气的热力作用冬夏具有相反性变化， 于是浅薄高原季风开始形成。在青藏高原隆升过程中， 约在2.5 Ma B.P.高度 （H） 达到抬升凝结高度 （H0）。在此高度下， 过山气流从爬坡为主转变为绕流为主， 因而准地转运动得以维持。同时近地层大气强烈受热， 气温递减率大大增加， 由低空大气不稳定造成的对流活动异常强大， 进而形成了高原的凝结潜热反馈效应。因此， 在大尺度地形的动力性绕流、 高原热力作用（包括凝结反馈）和高原侧向摩擦力的共同作用下， 高原地区夏季低层辐合、 高层辐散和整层上升的平均环流形势建立， 浅薄的高原季风进而突变为深厚的高原季风。刘晓东等 （1996） 从大气动力学和热力学角度论证了高原隆起过程中这一临界高度为1.5~2 km。
图1 青藏高原水平尺度（L）， 斜压大气地转适应的临界尺度（L0）， 青藏高原垂直高度（H）及抬升凝结高度（H0）的时间变化曲线（汤懋苍和刘晓东， 1995）Fig.1 |
基于台站资料分析的结果表明 （汤懋苍等， 1979）， 高原的近地层夏季为热低压 （中心部分厚度约2 km）， 冬季为冷高压（厚度约1 km）。与平均气压场相适应， 在距地1 km以上围绕高原存在一盛行风向冬夏相反的季风层， 该季风层介于高原山谷风层和行星风系之间， 高度以高原中部为最高， 向四周逐渐降低。由于高原季风是形成于高原的热力作用下独立于南亚季风和东亚季风的风系， 因而被称为 “高原季风”。与高原季风相配合的温压场特征在11月至次年3月高原低层表现为冷高压， 属于冬季型； 在6 -9月表现为热低压， 属于夏季型； 而在4、 5和10月则呈现过渡型特征。参照 Ramage （1971） 对于季风的定义， 同时结合高原山谷风层可达1 km的特点， 汤懋苍等 （1979） 规定： 从距地1 km左右算起， 凡第一个层次以上1月和8月之间盛行风向交角>120°者， 称该区域有季风存在。由第一层往上到盛行风交角等于120°的高度， 称为该区域季风的高度， 凡距地1~2 km无季风存在者， 则称该区域无季风。由此可以确定高原季风的范围为围绕高原、 约为高原主体尺度2倍的区域。高原季风区南起喜马拉雅山脉， 北到塔克拉玛干沙漠， 西边界到达阿富汗高原， 东边界则与东亚季风的风向基本一致， 位于112°E附近。
图2 青藏高原夏季（a）、 冬季（b） 600 hPa相对涡度（彩色区， 单位： ×10-6 s-1）和散度（等值线， 单位： ×10-6 s-1）Fig.2 |
降水量的年变化可以刻画高原季风气候态的季节推进特征 （汤懋苍等， 1979）。高原季风降水随着5月高原季风的建立从高原东侧向西北推进。10月， 高原夏季风撤退、 冬季风建立， 高原季风降水也随之大减。与之相反的是高原以西的阿富汗和中亚等地区雨季降水相继大增。典型强季风年的个例分析也表明高原雨季的推进和撤退过程和高原夏季风的建立和结束时间基本对应 （李菲和段安民， 2011）。2008年高原雨季在雅鲁藏布江附近开始， 随着时间推移雨带也随之向高原腹地推进并到达高原中部以及北部地区。季风降水的撤退过程则相反， 雨季结束最早发生在高原东北部地区， 并向高原中部和南部撤退。荀学义等 （2011） 通过高原热低压研究高原夏季风季节推进过程， 发现： 低压系统于4月在青海省西南部形成， ５月沿西南方向移入西藏地区， 此后低压系统呈南北向波动西移， 直至到达“西至点”后转向东退于10月衰减消散； 强季风年低压系统中心强度总体上较弱季风年强。强季风年低压系统移动路径偏北， 南北向波动振幅较小， 弱季风年低压系统移动路径偏南， 南北向波动振幅较大。通过对多年平均的逐日青藏高原季风指数的计算， 白虎志等 （2001）认为高原夏季风平均建立时间为五月底， 撤退时间大概在10月初， 这与汤懋苍等 （1979）的研究结果基本一致。曾钰婵等 （2016） 的研究表明与高原夏季风平均建立日期相比， 高原大气热源由热汇转为热源比夏季风建立日期约早3候， 高原大气热源由热源转为热汇比夏季风结束日期约早1候。值得注意的是， 根据不同高原季风指数所得到的高原夏季风建立和撤退的时间往往出入较大（李俊乐等， 2015； 周懿等， 2015）。因此对于高原夏季风开始和结束时间的厘定还有待进一步的研究。
3 青藏高原季风多尺度变化特征
功率谱分析结果表明， 高原季风强度存在显著的的准双周振荡特征 （Quasi-Biweekly Oscillation， QBO）， 并在高原夏季风爆发之前显著增强 （王美蓉， 2015）， 这表明 QBO 可能是高原夏季风爆发的重要触发因素。也有研究指出， 在准双周时间尺度上， 高原夏季风与印度夏季风、 东亚夏季风表现为显著的反位相关系， 与之相对应的大气热源的空间分布特征能够显著影响着南亚高压准双周尺度的纬向振荡（李菲和段安民， 2011）。Wang et al （2018）发现高原夏季风的准双周振荡是源于北极涛动的准双周振荡所激发波列的东南向传向高原的结果。基于集合经验模态分解方法对高原夏季风不同时间尺度分量进行分离， 发现高原季风强度存在明显的20~90天季节内振荡， 其季节内变化与高原大气热源在季节内振荡特征上有很好的一致对应关系， 当高原夏季风偏强（弱）时， 大气热源偏强（弱） （陈悦等， 2019）。
同时， 除低频振荡特征外， 高原季风还具有显著的年际、 年代际变化特征。年际尺度上， 高原季风变率以2年和8年的周期较为明显， 在季风偏强的年份， 高原地区降水呈现“东多西少”的特点， 而在季风偏弱年降水分布则表现出“西多东少”的分布格局 （汤懋苍等， 1984）。 通过功率谱分析高原季风指数的显著振荡特征， 马振峰和高文良 （2003a） 研究发现， 高原夏季风振荡最为显著的周期主要是以22年为周期的年代际变化和2.5年高频振荡。1951 -1995年， 高原季风主要经历了四个变化阶段， 分别是20世纪50年代初期至60年代初期， 高原季风处于强弱振荡期； 60年代前期至70年代初期， 高原季风处于偏强期； 70年代中期至80年代中后期， 高原季风处于偏弱期， 以及80年代末以后高原季风又转入偏强期。高原季风长期趋势分析表明， 1958 -2010年高原夏季风表现为明显的增强趋势， 尤其是20世纪70年代中期以前 （华维等， 2012）。值得注意的是， 华维等 （2012）提出， 高原夏季风年代际增强伴随着亚洲夏季风其他子系统减弱。高原夏季风和东亚、 南亚夏季风在年代际尺度上显著的反位相关系的成因还有待进一步研究。利用奇异谱分析的结果也表明， 高原季风自20世纪60年代以来总体趋势增强， 具体表现为夏季风增强、 冬季风减弱。这可能是响应全球变暖的结果 （董安祥等， 2000）。万年时间尺度的高原夏季风变化则受高原气温变化所引起的地表反照率和热源的变化所调控。（汤懋苍， 1993）。高原温度偏低会导致植被较差和积雪偏多， 进而通过引起地表反照率的增加和热源的减弱调控高原夏季风的强度。
4 青藏高原季风变化的影响因子
高原热力作用深刻影响着青藏高原季风的形成和维持。随着高原垂直高度达到抬升凝结高度， 凝结潜热反馈作用使得浅薄的高原季风向深厚季风系统转变（汤懋苍和刘晓东， 1995）。模式结果也表明地表感热加热在下层造成正涡度和水平辐合， 产生气旋式环流， 同时伴随着等熵面下凹， 空气上升（吴国雄和刘屹岷， 2000）。并通过这种“抽吸动力”效应将水汽输送到高原中层大气， 释放凝结潜热（Xu et al， 2014）， 在大气低层制造正位涡异常， 从而引起辐合上升和气旋性环流（吴国雄和刘屹岷， 2000）。同时， 高原热力作用在不同时间尺度上也显著调控高原季风的变化。通过研究高原夏季风准双周振荡（QBWO）特征， 王美蓉（2015）发现高原季风QBWO活跃（中断）位相时， 高原中东部地区热源偏强（偏弱）。高原20~90天季节内振荡也表现为大气热源偏强（弱）， 高原夏季风偏强（弱）的特点（陈悦等， 2019）。高原热源在年际尺度与高原季风的联系也呈现显著的正相关关系， 热源偏强（弱）年， 由于热力适应， 高原低层气流辐合较强， 使得高原夏季风偏强（弱）（曾钰婵等， 2016）。通过分析年际尺度高原热力作用和高原季风爆发的联系， 白彬人和胡泽勇（2015）指出， 前期高原热力作用强度对后期高原夏季风爆发具有一定的预报价值， 当前期2月高原加热异常偏强时， 5月高原夏季风爆发异常偏早， 爆发初期强度偏强。相关分析表明， 初冬高原地面加热状况与当年隆冬高原季风呈现显著的负相关关系（徐丽娇等， 2010）。作为陆气相互作用的关键物理量， 土壤湿度的“记忆性”使得成为气候预测有效的前兆因子。 基于观测和模式验证， 周娟（2018）发现青藏高原春季（4、 5月）的土壤湿度的异常变化可以通过影响高、 低层的环流形势、 高原的非绝热加热以及水汽输送对后期高原夏季风产生影响。当高原土壤湿度为正异常时， 来自孟加拉湾的暖湿水汽与来自高纬度地区的干冷空气在高原东部地区汇合， 增加了该地区的水汽含量， 同时加上低层辐合、 高层辐散的环流形势， 导致高原东部区域夏季风降水异常增多。最新研究对高原夏季风强度与高原地表感热联系进行分析发现， 高原夏季风强度与青藏高原夏季地表感热通量关系呈现东西反向的纬向非对称空间分布特征。高原夏季风偏强对应着青藏高原西部感热通量偏强， 同时高原东部感热通量偏弱［图3（a）］。其空间分布与高原地表感热年际变化“西强东弱”的空间主模态类似［图3（b）］。滑动相关分析表明， 高原夏季风指数和高原地表感热年际变化主模态对应的EOF时间序列间的相关系数稳定在0.7以上［图3（c）， （d）］， 说明高原夏季风强度与高原地表感热固有空间模态间存在着稳定的联系。汤懋苍（1998）分析了高原季风年代际振荡及其成因， 发现高原岩石圈热量释放和高原季风强度存在很好的对应关系， 岩石圈释放热量增多时， 高原季风增强。并提出了地核环流可能是高原季风年代际振荡的根本原因这一观点。随着高原气候在万年时间尺度的变化， 受高原气温变化所引起的地表反照率和热源的变化能一定程度调控高原夏季风变化。具体表现为高原温度偏高（低）会导致植被较好（差）和积雪偏少（多）， 进而通过引起地表反照率的减少（增加）和热源的增强（减弱）使得高原季风偏强（偏弱）（汤懋苍， 1993）。
高原以外的强迫信号对高原季风强度具有显著影响。准双周尺度上， Wang et al （2018） 在分析高原夏季风准双周振荡及其可能原因， 发现高原夏季风QBWO与一支自北大西洋传向高原东部的非定常波有关。进一步研究指出该波列是联系北大西洋涛动和高原夏季风的中间纽带。与高原夏季风强度相关的经向风呈沿西风急流传播的准定常Rossby波特征， 其空间模态与丝绸之路遥相关类似 （Lu et al， 2002）， 这意味着丝绸之路遥相关型可能与高原夏季风之间存在反馈与联系 （荀学义， 2012； 齐玉磊等， 2015）。热带海温存在强烈的年际振荡信号， 在年际尺度上能显著影响高原夏季风。通过分析热带海温变化和高原季风发展的联系， 马振锋和高文良 （2002） 发现， 高原季风偏强年份， 赤道中东太平洋和孟加拉湾、 南海以及冬暖池存在“东负西正”的反位相关系， 其异常海温空间型与La Niña型类似； 反之， 高原季风弱年， 表现为El Niño型异常海温空间型特点。近期研究也表明， 在年际尺度上， 欧亚大陆上一支从北大西洋传向高原的准定常行星波可以影响高原夏季风及其降水， 大约能解释高原夏季风30%的年际变化。该波列的南支传向高原， 使得高原低层大气出现气旋性辐合和异常低压， 异常增强的水汽输送和垂直运动使得高原夏季风降水增强。华维等 （2012） 在分析高原夏季风年代际增强的原因时， 强调了高原和同纬度中国东部平原热力差异与高原夏季风强度间的联系。
5 青藏高原季风对气候的影响
青藏高原季风对北半球气候格局的形成具有重要意义。随着青藏高原隆升达到凝结高度， 深厚高原季风形成， 增加了高原影响大气圈的有效高度， 行星西风加强， 使得高、 低纬之间温差加大， 直接导致了全球一次明显变冷； 同时， 夏季高原对流层上层出现强大高压， 造成了高原西南方的高空辐合下沉气流， 使印度西部至非洲降水减少， 气候变干； 另一方面， 随着高原季风的形成， 季风区外围补偿下沉气流增强， 特别是我国西北干旱区， 加速了该区沙漠化， 为黄土堆积提供了原料， 季风所引起的近地层风速的增强也有利于黄土的堆积。基于深厚高原季风形成所产生的以上三个结果， 汤懋苍和刘晓东（1995）认为， 深厚高原季风系统格局建立， 标志着第四纪的开始。在高原季风的影响下， 青藏高原大气低层东、 西边盛行方向相反的特征使得其气候呈现显著的差异， 高原西边如阿富汗和伊朗等地呈现出冬湿夏干的“高原冬季风气候”， 而从高原到东亚季风区（110°E）以西则为“高原夏季风气候”（汤懋苍， 1993）。
青藏高原季风对气候异常的影响主要体现在对降水（白虎志等， 2000； 荀学义等， 2011； 田俊等， 2010a； 齐冬梅等， 2015； 王颖和李栋梁， 2015； 吴钩和白爱娟， 2016） 和积雪（徐丽娇等， 2010）等气象要素以及南亚高压（马振锋， 2003b； 郑飒飒等， 2014； 张菁等， 2016， 2017）、 西风带（田俊等， 2010b； 方韵等， 2016） 以及亚洲季风（李俊乐等， 2015； 万超等， 2015； Ge et al， 2017； 王奕丹等， 2019）等天气气候系统的影响。天气尺度上， 高原季风活跃期和中断期的气候特征差异表现为活跃期多雨， 此时高原低层季风低压和切变线活动频繁； 中断期晴朗少雨， 环流场表现为南亚高压东移或者西太平洋副热带高压（简称西太副高）的西伸（汤懋苍， 1985）。年际尺度上， 高原季风偏强时， 高原季风降水表现为“东强西弱”的异常格局 （汤懋苍， 1993）。同时高原季风对高原周边地区的降水影响研究主要集中在我国西北地区和西南地区。高原夏季风偏弱时， 印度低压加强， 同时西太副高偏北， 来自孟加拉湾的西南风水汽输送和源于西太平洋的偏南风水汽输送均加强， 有利于四川盆地出现“西涝东旱”的降水异常（田俊等， 2010a）。Zhao et al（2016）研究了高原夏季风强度和塔里木盆地降水的联系， 指出高原夏季风偏强时， 青藏高原对流层中部出现气旋性环流， 高原西北部对流层上层出现反气旋环流。该环流异常型使得冷空气进入中亚， 同时该地区盛行下沉运动。导致位于中亚东部的塔里木盆地出现南风和上升运动异常， 进而增强塔里木盆地降水。此外， 他们还研究了南亚夏季风和高原夏季风对塔里木盆地降水的协同影响（Zhao et al， 2018）， 指出高原季风的增强（减弱）和南亚季风的减弱（增强）会导致对流层中上层冷却（增暖）， 引起副热带西风急流向南（北）偏移。进而塔里木盆地出现偏南（北）风异常， 将更多（更少）的水汽输送到塔里木盆地， 并引起该地夏季降雨的增加（减少）（图3）。荀学义等（2018）的研究也表明强（弱）高原季风年， 高原北部边缘水汽条件和抬升条件更有利于（不利于）降水。此外， 高原季风对高原积雪也有着显著影响。高原夏季风的强弱会显著影响高原唐古拉山以及青海东北部地区积雪日数的变化（徐丽娇等， 2010）。Zhao（2004）在研究青藏高原西部积雪和印度季风降水联系的年代际转折时， 强调了高原季风的调控作用， 指出高原季风在1980年代中期的年代及增强是引起印度季风降水和高原西部积雪相关性由负转正的主导因子。
气候系统对高原季风异常存在着显著的响应。研究表明， 高原夏季风强度异常可以显著调控南亚高压以及西太副高的强度和位置， 高原夏季风偏强时， 南亚高压东伸且强度减弱， 而西太副高则相反（强度增强， 位置西伸）（郑飒飒等， 2014）。这可能与高原季风异常引起的潜热释放异常有关（徐祥德等， 2019）。此外， 高原季风强度对西风带的北跳和南撤都有显著影响， 高原季风偏强时， 在西风带北跳期间， 南亚高压偏北， 贝加尔湖西部槽加深， 西风带北跳时间偏早； 同时在西风带南撤期间， 副热带高压位置偏南， 东亚大槽加深加强有利于西风带南撤（方韵等， 2016）。通过研究高原夏季风和印度季风降水的联系， Ge et al（2017）发现青藏高原夏季风对高原地区以及印度北部的夏季降水有非常显著的影响。强（弱）高原季风与高原西部大气低层的异常气旋（反气旋）有关， 增强（减弱）了高原南侧的西风气流， 抑制（有利于）来自印度洋的暖湿空气的经向流动， 从而使得印度北部的水汽输送和季风降雨减少（增加）。
6 结论与展望
本文回顾了近年来青藏高原季风研究进展和动态， 综述了高原季风形成和演变过程、 多尺度变率特征、 高原季风变化的影响因子及其气候与环境效应。
青藏高原的隆升过程中其水平尺度达到斜压大气地转适应的临界尺度， 垂直高度达到抬升凝结高度， 高原季风系统形成， 并直接导致了全球明显变冷、 北非气候干旱以及黄土堆积， 使其成为第四纪开始的重要标志。高原多尺度变率特征研究主要集中在季节内、 年际、 年代际以及万年尺度。高原局地热力作用以及高原外太平洋海温、 中高纬北极涛动和遥相关波列显著调控高原季风不同尺度的变化。青藏高原季风气候效应则主要体现在对高原及其周边地区气候形成和变化的影响， 主要体现在对降水、 温度和积雪异常以及南亚高压、 副热带西风急流和亚洲季风等气候系统的影响。
尽管以往研究在认识高原季风形成和变化规律及其成因和气候效应方面取得了很大的进展， 但仍然存在以下不足。
（1） 季风环流作为水汽输送的载体， 源源不断地把海洋上的暖湿空气输送到大陆上空， 其强弱和活动范围对高原及其周边地区的水循环具有直接影响。同时， 高原季风的多尺度变化与我国区域水循环异常有着必然的联系， 但目前这方面的研究在针对高原地区水汽输送的影响上还较少， 且对于高原季风与高原水汽输送两者之间的相互作用关系尚不明确， 仍是一个亟待解决的科学问题。
（2） 近年来利用数值模式结合遥感和实测资料在青藏高原上的研究有许多突出的工作， 但依旧缺乏利用数值模式高原演变过程和作用机理的探讨， 因此亟待运用数值模式开展对高原季风系统的模拟研究。比如通过数值模式研究高原夏季风与高原热源各组份之间的联系有利于加深高原热力作用及其气候效应的理解。
（3） 以往的研究多从大尺度气候动力学角度研究高原季风， 忽略了高原下垫面的复杂性， 因此有必要研究复杂下垫面下高原季风与陆面过程间的反馈机制， 这有利于加深高原季风年循环特征及其气候效应的理解。
此外， 全球变化背景下， 高原增暖幅度是全球平均的2倍左右（Liu and Chen， 2000）， 高原季风对高原气候环境急剧变化的响应及其机理还有待进一步研究。近期研究表明， 在年代际尺度， 北大西洋多年代际振荡和丝绸之路遥相关的年代际变化能显著影响高原热源和降水（Sun et al， 2020； Han et al， 2021）， 因此年代际信号如 AMO， PDO 能否显著影响高原季风的年代际变化是下一步研究的重点。