1 引言
素有“世界屋脊”之称的青藏高原位于欧亚大陆中南部， 是全球海拔最高、 地形最复杂的高原。其大地形机械动力和热力作用调节着亚洲环流形势的发展和演变趋势， 显著影响亚洲气候格局（叶笃正等， 1957； Wu et al， 2007； 王同美等， 2008）。青藏高原上空对流层不时出现的暖中心与高原的加热作用密切相关， 它是东亚地区独特的天气气候现象。早在20世纪70年代， 我国气象学家就发现， 夏季青藏高原上空是明显的暖区， 暖区的范围随高度扩大（叶笃正和高由禧， 1979）。随着青藏高原观测试验的开展， He et al（1987）和Yanai et al（1992）明确了高原近地层加热可形成对流层中层高于-7 ℃的暖中心。经典理论认为， 青藏高原上空夏季是一个巨大的热源， 对流层暖中心的形成来源于高原直接加热作用（叶笃正和高由禧， 1979）， 数值试验也证实， 高原大地形的存在明显增加了对流层中高层的温度（Hahn and Manabe， 1975； 刘晓东等， 1989； Molnar and Emanuel， 1999）。然而近年来的研究表明， 高原夏季暖中心成因复杂， 不能简单地将暖中心视为高原加热的结果。Boos and Kuang（2010）认为印度大陆表面的高湿位能加热强迫决定了高原夏季暖中心的位置和强度； Tamura et al（2010）将高层暖中心的形成归因为孟加拉湾凝结潜热释放触发的局地Hadley环流绝热下沉支的作用； Wu et al（2015）基于温度-加热垂直梯度（T-Qz）理论， 指出高层暖中心的形成是欧亚大陆东部季风对流加热、 中西部表面感热加热和高层长波辐射冷却共同作用的结果。最近， Shang et al（2021）基于事件统计的方法区分出了青藏高原对流层高、 低层两种类型的暖中心， 指出低层暖中心的形成取决于高原地表的非绝热加热作用， 而高层暖中心的形成则主要受印太暖池对流性降水激发的大尺度环流控制。以上研究表明， 青藏高原暖中心形成机制复杂， 低层暖中心是高原加热的直接体现， 因此有必要将低层暖中心作为独立研究对象并探讨其气候效应， 这对深入理解高原热力作用具有重要科学意义。
中亚-青藏高原处于干旱-半干旱区， 是“一带一路”沿线重要的组成部分， 这里生态环境脆弱且对气候变化非常敏感（任余龙等， 2013）。中亚-高原降水的变化显著影响冰川、 径流、 湖泊等水资源分布（Chen et al， 2011）。与东亚季风区降水不同， 受中纬度西风带天气系统影响， 中亚-青藏高原西部的主雨季出现在偏冷季（Yin et al， 2014）。影响中亚降水年际变化的因素复杂。一些学者指出大尺度大气遥相关型如厄尔尼诺-南方涛动（Mariotti， 2007； Hoell et al， 2015）和北大西洋涛动（Syed et al， 2006； Filippi et al， 2014； Liu et al， 2017）等是造成中亚降水异常的关键环流因子。同时， 一些研究强调了青藏高原动力和热力作用对中亚-高原降水的重要影响。Cannon et al（2016）研究发现， 受青藏高原大地形的阻挡， 中纬度西风扰动有助于上游气旋活动， 并入侵中亚-青藏高原西部触发降水形成。吴国雄等（2005）通过数值模拟试验证实， 受夏季欧亚大陆和青藏高原热力效应的驱动， 东亚和中亚地区经向风和垂直运动出现叠加增强， 夏季青藏高原及其抬升加热对中亚干旱气候起到“放大器”的作用。夏季青藏高原地表感热不仅使中亚夏季降水减少， 而且增加了我国东部季风区降水（Wu et al， 2012）。Sun and Liu（2021）基于全球季风模式比较计划（Global Monsoons Model Inter-comparison Project）提供的数值试验结果分析表明， 冬季高原动力作用是中亚降水减少的主因， 而夏季高原热力作用引起的补偿性下沉气流则造成了中亚干旱。
以上针对青藏高原热力强迫对中亚降水的影响多关注季风活跃的冬季或盛夏季节， 然而在夏季风爆发前的春夏过渡时期高原已经成为独立热源（段安民等， 2003）。地形对大气的热力强迫在不同环流背景下有显著差异， 春季高原热力作用对干旱-半干旱区降水的影响也至关重要。目前已有不少研究关注春季青藏高原感热与我国西北干旱区降水之间的显著联系（王蕊等， 2019； 周俊前等， 2016； 王天竺和赵勇， 2021； 赵勇等， 2013）， 然而春季高原加热对其上游中亚地区降水的可能影响还较少涉及。此外， 针对青藏高原暖中心表征的高原热状况与中亚降水年际尺度上联系的研究目前仍较为缺乏。
基于以上问题， 并考虑到青藏高原上空低层暖中心的形成和变化是高原热力强迫的直接体现（Shang et al， 2021）， 本文将聚焦于表征高原热状况的低层暖中心， 重点探讨春季高原低层暖中心强度年际变化对中亚-高原地区降水异常的调制作用， 以期为全面理解青藏高原热力作用和改进中亚-高原降水气候预测提供新的视角和科学依据。
2 资料来源和方法介绍
2.1 资料来源
（1） 环流资料为欧洲中期数值预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts）提供的ERA-interim（Dee et al， 2011）全球再分析网格资料。ERA-interim资料采用了更加先进的四维变分资料同化技术， 与其他再分析资料相比， 在青藏高原温度研究上有更好的适用性（Wang and Zeng， 2012； Bao and Zhang， 2013）。此套再分析资料常被用于研究高原地区的温度变化（魏莹和段克勤， 2020）、 云水含量（赫小红等， 2020）和水循环（许建伟等， 2020）等特征。
本文选用1979 -2018年垂直方向1000~100 hPa共27层、 时间分辨率为6 h、 水平分辨率为1°×1°的再分析资料。选用的标准等压面变量包括温度、 水平风速、 垂直风速和比湿， 以及青藏高原地表热通量和辐射通量等。
（2） 降水资料选用美国气候预报中心（Climate Prediction Center， CPC）的陆地逐日降水资料数据集（Chen et al， 2008）， 水平分辨率为0.5°×0.5°， 选取资料时间长度为1979 -2018年。
2.2 方法和相关定义
（1） 暖中心的定义
在大气环流系统中， 海陆及地形分布的差异往往导致与环流系统密切联系的气象要素呈现纬向非对称特征， 并存在显著的季节性变化， 通过去掉纬向对称分量的方法可以突出系统的纬向非对称性。这种方法在季风环流研究中被广泛应用（Kawamura et al， 2002； Zhao et al， 2007； 贲海荣等， 2017）。本文将各格点的温度减去相应纬度的纬圈平均值， 得到各等压面层各格点上的温度纬向偏差值（Zonal temperature deviation， ZTD）：
式中：
为温度纬向偏差值，
为原始温度值，
为温度的纬圈平均值。用ZTD代替原始温度， 以此来统计暖中心事件， 可以有效克服直接用温度变量无法直接比较不同等压面层暖中心的缺陷。
本文参考Shang et al（2021）的定义， 基于1979 -2018年分辨率为6 h的ZTD， 以550 hPa作为青藏高原对流层低层代表层， 采用事件统计的方法， 将某时次某格点满足ZTD为其周围80个水平格点内的最大值， 且中心ZTD值大于或等于3 K这两个条件定义为发生一次暖中心事件， 该时次该格点上对应的ZTD值为暖中心强度。根据以上定义， 本文计算了1979 -2018年逐年3 -4月青藏高原3000 m地形廓线范围内所有暖中心事件强度的平均值， 去除线性趋势并进行标准化处理， 由此确定了低层暖中心强度指数年际变化序列。
（2） 地面热源
参考叶笃正和高由禧（1979）， 在本文中青藏高原地面热源（Surface heat source， SHS）被定义为青藏高原地表以湍流感热、 蒸发潜热和有效辐射三种方式从地面输送到大气的能量之和：
式中：
为感热；
为潜热；
为有效辐射。
（3） 奇异值分解
奇异值分解（Singular Value Decomposition， SVD）常用来识别两个气象要素场之间的相互联系， 可用以分析两个场之间耦合相关场的空间结构和它们各自对相关场的贡献。其数学方法严谨， 物理意义清晰， 在气象场耦合信号诊断分析中得到了广泛的应用（丁裕国和江志红， 1996； 程慧萍和贾晓静， 2014）。
3 结果分析
3.1 青藏高原对流层低层温度季节变化与春季中亚-高原降水格局的气候特征
青藏高原（地形高度3000 m以上）区域平均等压面温度日增量（当日与前一日温度之差）可以表征温度变化的速率。本文关注春季这一季节平均尺度上高原温度与中亚-高原降水的联系， 故选用31天滑动平均的处理方式， 滤除高频扰动从而保留月尺度以上的信号。如图1（a）所示， 高原上空低层550 hPa和500 hPa温度日增量在1月中旬由负转正， 高原低层开始稳定转暖。1月中旬至2月底， 高原表层缓慢升温； 3 -4月高原温度日增量达到峰值（大于0.1 K）； 5 -6月高原上的增温幅度较3 -4月略有减小， 但仍然处于快速增温阶段； 7 -8月高原低层增温迅速减缓， 9月开始高原温度日增量值转为负值， 在10月达到谷值， 最小值小于-0.2 K。高原温度日增量变化呈非对称性， 日增量峰值区间宽， 谷值区间较窄。由于3 -4月高原低空升温最为迅速， 大气环流在该时期对高原温度变化的响应可能也更为敏感。该时期的迅速增温来源于高原感热和地表有效辐射的突增（叶笃正和高由禧， 1979； Yanai et al， 1992； Ueda et al， 2003）， 如图1（b）所示， 3 -4月高原地表感热迅速增长至45 W·m-2， 对应同期高原温度增长的峰值阶段。虽然6月份的温度日增量也较高， 但随着高原部分地区雨季的来临， 地表感热值迅速下降， 因此6月份的部分增温是由于降水的凝结潜热造成的， 与3 -4月的增温主要源于高原地表的感热加热明显不同。因此， 本文重点考察3 -4月（简称春季）低层暖中心变化引起的降水异常。
图1 1979 -2018年平均的青藏高原（地形高度>3000 m）范围内平均550 hPa和500 hPa温度日增量（a）和地表感热（b）的年循环（经过31天滑动平均处理）Fig.1 |
青藏高原及其以西地区降水分布具有显著的区域差异。春季中亚至青藏高原地区的气候平均场上有3个多雨中心［图2（a）］， 分别位于50°E以东的里海西南侧（大于1 mm·d-1）， 天山-兴都库什山脉以西的中亚地区（2~3 mm·d-1）以及青藏高原东南侧迎风坡（2~3 mm·d-1）。在青藏高原西侧的高山地形区域降水偏多， 而中亚西部平原地区降水相对较少。该区域3 -4月降水量占全年总降水量的百分率高达30%~35% ［图2（b）］， 是全年降水中的重要时段。胡增运等（2013）基于再分析资料和观测资料的统计结果发现， 3 -4月是中亚降水年循环的峰值阶段。Yin et al（2014）在中亚西风区与东亚季风区降水气候学特征的对比分析中指出， 中亚西风区降水年循环与东亚季风区显著不同， 其降水标准差的峰值时期出现在偏冷季的3 -4月。该时期中亚-高原西部受西风带长波东移和气旋等天气活动主导， 源于里海和大西洋的水汽经偏西南风水汽输送在帕米尔高原西侧形成水汽辐合中心进而产生降水（Cannon et al， 2016； Schiemann et al， 2008）。
3.2 春季青藏高原上空低层暖中心与中亚-高原降水的联系
青藏高原地表春季剧烈升温形成对流层低层暖中心， 在年际尺度上暖中心强度变化可以引起高原周边降水异常。为了探寻高原低层温度与降水在年际尺度上的耦合关系， 本文选取1979 -2018年3 -4月高原范围内ZTD标准化距平作为左场， 以中亚-青藏高原范围（45°E -105°E， 20°N -50°N）同期降水标准化距平值作为右场进行奇异值分解（SVD）（图3）。
第一模态解释协方差平方和百分率高达47.71%， 贡献了SVD的绝大部分方差。左、 右场第一模态异性时间系数之间的相关系数高达0.84， 通过99.9%的显著性检验。如第一模态左异类相关图所示［图3（a）］， 青藏高原ZTD呈全区一致型分布， 大于0.7的值区范围为ZTD与中亚-高原降水变化的耦合敏感区域， 该区域与低层暖中心平均位置吻合。右异类相关图［图3（b）］呈现出中亚至青藏高原西部降水偏多， 高原东部至印度北部降水偏少的偶极型降水分布。这种耦合分布场表明， 春季青藏高原低层的热状况与中亚-高原地区降水场有紧密联系。高原低层偏暖（冷）时， 有利于形成中亚-帕米尔高原降水偏多（少）， 而高原东部至印度北部降水偏少（多）的偶极型降水异常分布。
合成分析［图4（a）］和相关分析［图4（b）］的结果与上文SVD分析结果一致， 高原低层暖中心强度变化与中亚-高原偶极型降水异常分布密切相关。基于低层550 hPa暖中心强度指数， 本文选取绝对值大于1的年份作为暖中心异常年进行合成分析。其中7个暖异常年为： 1984， 1992， 1996， 1999， 2004， 2007和2009年； 5个冷异常年为： 2000， 2001， 2006， 2008和2012年。从低层暖中心强度异常年合成的降水差值（强年减弱年）场［图4（a）］可知， 中亚至青藏高原西部为降水正差值中心， 而青藏高原东部至印度北部地区为降水负差值中心， 表明与暖中心偏弱年相比， 低层暖中心偏强有利于形成中亚降水偏多-高原东部降水偏少的偶极分布型。相关分析也表明， 低层暖中心强度偏强时， 中亚地区30°N-40°N降水显著偏多， 而高原东部至印度北部降水显著偏少［图4（b）］。
3.3 高原低层暖中心强度变化影响中亚-高原降水的可能机理
上述SVD分析、 合成分析及相关分析的结果均表明， 高原低层暖中心强度与中亚-高原偶极型降水分布有紧密联系， 这种联系是显著且稳定的。以下将进一步分析， 低层暖中心的强度变化导致降水异常的具体物理机制。
低层暖中心强度变化显著改变了高原周围对流层中上层温度经向和纬向梯度。为方便讨论， 文中温度经向梯度指
， 温度纬向梯度指
。气候平均场上， 初春中高纬温度经向梯度
除青藏高原南侧外均为正值分布， 高原温度纬向梯度
则呈西正东负的分布型（图略）。如图5所示， 低层暖中心强度异常直接引起高原表面至300 hPa经向温度梯度的显著改变。相对于偏弱年， 偏强的低层暖中心减弱了高原南侧的温度经向梯度， 但使高原北侧的温度经向梯度加强。这种经向温度梯度差值的强度随高度减弱， 550~300 hPa上这种北正南负的经向梯度差值分布较为明显， 在200 hPa上这种差值分布特征消失。图6为温度纬向梯度在低层暖中心偏强和偏弱年的合成差值场。与温度经向梯度合成场的变化类似， 低层暖中心异常偏强引起从高原表面到300 hPa温度纬向梯度在高原西侧明显偏高， 而在高原东侧则偏低。低层暖中心强度变化对200 hPa的温度纬向梯度变化的影响不明显。这表明春季高原低层增暖通过垂直扩散可以加热300 hPa以下的对流层中高层大气， 引起相应的温度梯度的改变， 但对高层200 hPa的温度变化影响相对有限。
图5 基于3 -4月高原550 hPa暖中心强度强、 弱年合成的同期550 hPa （a）、 400 hPa （b）、 300 hPa （c）和200 hPa （d）温度经向梯度 |
根据热成风原理［公式（3） ］， 温度场的改变直接导致对流层中高层的流场异常（图7）。在暖中心异常偏强年， 高原与周围大气之间产生的异常经向和纬向温度梯度触发风场在垂直方向上的梯度变化， 生成青藏高原对流层中上层从550 hPa到200 hPa的异常正压反气旋。值得注意的是， 虽然高原低层暖中心年际变化对高层200 hPa温度影响较弱， 但却可以触发形成200 hPa显著的风场异常， 这主要是因为低层温度扰动引起的水平温度梯度异常可以通过改变风场垂直梯度引起高层风场的改变。
高原加热引起的异常反气旋的存在， 使中亚地区与高原至印度北部一带在垂直速度场上呈现出准纬向的偶极型异常分布。反气旋西侧受异常强盛的西南风控制， 中亚至帕米尔高原盛行异常偏强的上升运动， 动力条件有利于降水生成； 而在反气旋内部的青藏高原东部至印度北部地区受异常下沉气流主导， 反气旋东侧和南侧分别出现异常的偏北风和偏东风， 抑制了对流发展、 水汽输送和降水产生。
在强盛的高原异常正压反气旋的驱动下， 高原至中亚地区整层云量和地表热力要素场也呈现出准纬向偶极型分布（图8）。异常偏强的低层暖中心加强了中亚地区的上升运动， 水汽凝结造成整层云量偏多， 地表接收到的太阳短波辐射随之减少， 地表长波辐射减弱， 地面热源减弱。与之相反， 高原至印度北部地区受异常反气旋内部的下沉气流控制， 局地云量偏少， 地表短波辐射、 长波辐射和地面热源则显著偏强。高原表层辐射和热源强度的偏强也进一步加强了高原低层暖中心， 从而使水平温度梯度和风场上的异常扰动稳定维持。
综上所述， 高原低层暖中心异常产生中亚-高原的偶极型降水分布的关键系统是对流层中高层异常正压反气旋。de Kok and Immerzeel（2019）通过示意图（图10）解释了高原表层温度热力扰动激发中高层异常反气旋的机制。假定北半球纬向温度均匀定常， 由于科里奥利参数的纬度依赖性导致了纬向风垂直切变随纬度的变化， 但此时经向风不随高度变化［图10（a）］。若温度场上存在温度扰动［图10（b）， 类似于本文中的低层暖中心］， 水平温度经向和纬向梯度随之改变， 风场向气压场适应产生水平风场垂直梯度， 由于低层风速较小且相对定常， 因而高层风速的变化很大程度上取决于水平风垂直梯度的改变， 结果产生类反气旋性的环流异常［图10（c）］。
图10 北半球温度场（彩色区， 从蓝色到红色表示温度从冷到暖）和水平风场的垂直梯度（矢量）分布（引自de Kok and Immerzeel， 2019）Fig.10 |
4 结论与讨论
利用1979 -2018年ERA-interim再分析资料、 CPC陆地降水等资料探讨了年际尺度上春季青藏高原低层暖中心变化与中亚-高原偶极型降水异常之间的联系， 并初步解释了其可能的物理机制， 得到如下主要结论：
（1） 春季3 -4月青藏高原低空升温最为迅速， 此时也是中亚地区的多雨时段， 是研究高原低层暖中心与中亚-高原降水耦合联系的关键时期。
（2） SVD分析、 合成分析和相关分析的结果均显示， 春季青藏高原低层暖中心强度变化显著影响同期周边降水分布。年际尺度上， 暖中心强度偏强（弱）时， 利于产生中亚帕米尔高原至伊朗高原东北部降水偏多（少）， 而高原东部至印度北部降水偏少（多）的偶极型降水分布。
（3） 低层暖中心异常偏暖产生中亚-高原偶极型降水异常的物理机制如下： 异常偏强的暖中心显著改变了高原周围温度经向和纬向梯度， 触发生成高原中高层异常正压反气旋。反气旋内部下沉运动不利于对流发展， 反气旋东侧和南侧异常的偏北风和偏东风抑制了西南风水汽输送， 造成高原东部至印度北部降水减少； 而在反气旋西北侧异常强盛的西南风增加了高原西北侧整层水汽通量， 中亚地区形成异常水汽辐合中心， 导致帕米尔高原-伊朗高原东北部降水增多。
除高原加热作用外， 青藏高原的动力阻挡（Cannon et al， 2016）、 厄尔尼诺-南方涛动（Mariotti， 2007）和北大西洋涛动（Filippi et al， 2014）等因子对中亚-高原降水也有显著的影响。本文仅基于诊断分析讨论了年际尺度上青藏高原低层暖中心变动对中亚-高原降水分布的可能影响， 暖中心强度变化与中亚-高原降水的这种强耦合关系是否为因果联系有待于未来应用大气环流模式（AGCM）设计敏感性模拟试验加以验证。此外， 作者前期相关工作表明， 在春夏过渡时期青藏高原对流层存在高、 低层两种不同类型的暖中心， 在不同的主导因子调制下， 二者强度的年际变化也有明显区别。低、 高层暖中心强度的年际相关关系弱且不稳定， 二者强度变动与欧亚降水异常的联系存在相对独立性。初春中亚-高原偶极型降水分布与高原低层热状况的联系比高层更为紧密（图略）， 高层暖中心强度变化则与印-太暖池区降水呈现出显著的正相关关系， 不同配置之下的高、 低层暖中心协同作用所产生的降水空间分布型及其物理机制上的差异也值得未来深入挖掘。