1 引言
青藏高原（以下简称高原）地域广袤， 平均海拔达到4000 m以上， 被称为“世界第三极”。由于其海拔位于对流层中层， 使得高原热力作用显著， 因此青藏高原被称为是全球气候的“热力气泵”（Wu et al， 2007）， 青藏高原热源直接和亚洲季风的强弱、 起讫相联系（吴国雄和张永生， 1998）， 可见高原热力作用不仅影响着我国气候格局， 还会对北半球及全球大气环流产生影响（Mann and Jones， 2003； Jones et al， 2001； Kutzbach et al， 1993； 吴国雄和张永生， 1998； 荀学义等， 2018）。同时， 青藏高原也是我国长江、 黄河、 澜沧江等重要河流的发源地， 影响着高原及其周边区域的水资源可持续利用、 农业生产和社会经济活动。因此， 青藏高原也被称为“亚洲水塔”（Xu et al， 2008； 马耀明等， 2014）。
高原降水作为高原气候系统的重要分量， 联系着高原气候系统的能量和水分循环过程。高原降水不仅调控了亚洲水塔的收支平衡及水资源可持续利用， 同时， 夏季高原降水产生的对流凝结加热成为了高原热源的主要成分， 调节着高原及其周边区域的大气环流异常。在全球变暖的背景下， 高原气候发生着显著的年际和年代际变化。例如， 气温出现不对称增加； 夏季降水与气温（1971 -2000年）均呈增加的趋势（吴绍洪等， 2005）。1961年至21世纪初， 高原年降水量呈增长趋势（李林等， 2010； 杨春艳等， 2014）。丁一汇和张莉（2008）的研究指出， 高原年降水量变化趋势不显著。然而， 高原降水时空演变复杂， 且存在多尺度变率。因此， 高原不同区域夏季降水的变化不但存在着不同的认识， 其发生变化的机理也存在着不同的认识。例如， 韦志刚等（2003）将高原以唐古拉山为界划分为南北两个区域， 通过站点资料的分析研究指出， 在季风期（5 -9月）， 高原南部降水量呈下降趋势， 在北部则呈上升趋势， 且两个区域的降水在年代际时间尺度上存在着显著的反相关关系。但有研究认为在20世纪50年代至90年代初期， 季风期高原中部以及东北部地区降水减少， 其他区域则增加（林振耀和赵昕奕， 1996）。也有研究认为， 夏季降水值较大但是变化幅度较小， 高原南部降水多而北部降水少（缪启龙和张磊， 2007）。季风期唐古拉山以南降水的水汽主要来源于印度洋（姚檀栋等， 1991）。需要说明的是， 分析时段和不同资料的使用也是一些研究结果存在差异的原因。
关于高原降水变化的成因， 也存在不同的认识。有研究认为， 高原降水不仅受到东亚季风系统的影响， 同时也受印度季风、 高原季风系统和西风带环流的影响（李生辰等， 2007； 荀学义等， 2018）。但有研究则认为， 高原季风期降水， 主要受南亚高压北移和加强的影响且上述过程与高原雨季起讫、 演变时间较为一致（温婷婷等， 2021）。南亚夏季风的建立主要体现在降水的突增以及季风雨带的快速北进。南亚夏季风建立日前后5日， 高原地区降水变差较大（朱敏等， 2005）。使用器测降水资料和重建降水资料结合的分析结果表明， 高原南部降水主要与印度季风相关， 而高原北部的降水主要与西风带相关联（段克勤等， 2008）。
上述研究得到的认识可归纳为三个方面： 一是高原的降水存在着时空差异。不但存在南北差异、 也存在着东西差异； 二是高原降水南北差异的机理主要归结为东亚夏季风、 高原上空的系统（南亚高压）和高原季风； 三是主要关注季风对夏季降水变化的影响。根据上述研究的总结和回顾， 我们关心的科学问题是， 如果高原夏季降水是季风的产物， 那么， 季风期的降水是否也和夏季降水一样存在着南北反相变化的特征？南亚夏季风期间的高原南、 北降水变化的机理是什么， 和东亚夏季风、 中纬度的副热带急流是否存在关系？
本文试图利用过去近60年（1961 -2020年）的格点降水资料和再分析资料， 分析研究季风期降水的时空变化， 探讨季风期降水的南北反相变化的机理及影响系统， 深入认识高原降水和南亚夏季风之间的关系， 加深青藏高原季风期降水和季风、 中高纬度大气环流关系的认识。
2 资料来源与方法介绍
在季风系统中， 南亚夏季风对青藏高原的影响最为直接。为分析青藏高原南、 北南亚夏季风期间降水的年际变化特征以及青藏高原地区的降水和南亚夏季风的关系， 本研究选取了季风期（5 -9月）高原气象站点的降水观测资料， GPCC降水资料和ERA5的环流要素资料。
为了弥补高原气象站点的观测资料主要集中在高原东部， 空间分布不均匀， 我们选取气象站点观测降水资料分析降水变化特征， 选用和气象站观测资料拟合较好的GPCC降水资料分析其变化机理， GPCC （Global precipitation climatology center）是德国气象局（Deutscher Wetterdienst， 简称DWD）提供的全球陆地逐月降水格点数据集， 该资料同化了全球降水多源观测资料得到。本研究使用了2022版GPCC的逐月降水数据集（1891 - 2020）， 选取1961 -2020年共60年进行分析， 分辨率为0.25°×0.25°。已有的研究表明， 包括高原在内的全球降水资料和观测资料具有很好的一致性（Schneider et al， 2014）。
ERA5是欧洲中期天气预报中心（European Center for Medium-Range Weather Forecasts简称ECMWF）开发的第五代全球再分析资料， 分辨率为0.25°×0.25°。本研究选取了1979 -2020年等压面上的纬向风、 经向风、 湿度、 温度等数据进行分析。
气象站观测资料取自国家气象信息中心整编的中国地面气候资料日值数据集（V3.0）中的逐日降水资料中青藏高原地区70个气象站的1961 - 2020年的观测资料。文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2016）1600的标准地图制作， 底图无修改。
参考韦志刚等（2003）和段克勤等（2008）的定义， 结合本文EOF2的正负区间， 计算高原南北部降水的区间为： 高原南部85°E -105°E， 25°N -32°N； 高原北部85°E -105°E， 32°N -40°N。
3 青藏高原季风期降水的气候特征
为了理解夏季风期高原降水异常的时空分布特征， 首先基于台站降水观测资料， 对5 -9月的高原降水进行了EOF分解。与已有的研究结果大致相同， 第一特征分量（方差贡献33.2%）解释了高原季风期降水在分析空间上基本一致的特征（图略）。图1 给出了青藏高原季风期降水的EOF分解结果中第二个特征向量， 第二特征向量的解释方差为24.1%， 前两个特征向量的解释方差达57.3%， 表明高原季风期降水具有很好的收敛性。从图1 也可以看出， 季风期的青藏高原降水大致以32.5°N唐古拉山为界， 降水的年际变化具有明显的南北变化特征。这和段克勤等（2008）得出的高原地区年降水量区域分界在32°N -33°N的结果相似， 与韦志刚等（2003）得出的6 -9月降水变化的分区基本一致。虽然南北的界线位置略有差异， 但总体变动不大。因此， 将高原分为南部和北部， 分析降水年际变化的特征及变化机理。
年降水量变率中， 高原南部降水的最大变率出现在8月， 而北部降水量的最大变率则发生在7月， 高原北部降水的变化率不大， 而高原南部降水的变化率则较大。
4 过去60年青藏高原南北区域季风期降水的时空变化特征
图3 1961 -2020年季风期用GPCC数据集标准化的高原南（PS）、 北（PN）降水的年际变化、 11年滑动平均变化及线性趋势Fig.3 The interannual variation， 11-year moving average variation， and linear trend of precipitation in the southern （PS） and northern （PN） regions of the QXP during the 1961 -2020 monsoon period using the standardized GPCC precipitation dataset |
为了更清晰地分析高原季风期降水随时间在空间上的演变， 图4 给出了以40 mm降水特征线的逐月变化。从图4 中可以看出， 5月降水在高原的东南部， 到了6月， 降水从西南向西北方向推进， 7 -8月位置变化不大， 表明7 -8月高原降水处于一个相对稳定的时段； 9月降水开始向西南方向回撤。这反映了青藏高原降水随着季风的进退， 降水的范围和强度也随之发生的北进——稳定——南撤三个阶段， 这也与之前的研究相似（杨耀先等， 2022）。
5 青藏高原南北季风期降水的大气环流异常特征
为了理解高原降水和季风之间的关系， 图5 给出了由高原南北部降水回归得到的5 -9月的大气环流场。图5 左列是高原南部季风期降水回归出的500 hPa高度场和合成风环流， 可以看出， 高原南、 北降水异常对应的大气环流具有显著差异。5月， 与高原南部降水相对应， 在35°N以南在大西洋和伊朗高原上存在两个反气旋环流， 尤其以大西洋反气旋最显著。对应于北部降水， 在西伯利亚存在着一个低压气旋环流， 青藏高原地区存在一个气旋性环流。6月， 500 hPa大气环流发生了显著变化， 南部降水对应的大气环流最显著的特征为， 中高纬度出现的高低压中心代替了原来的高原以南的高低压形势； 高原西部的高压突然消失； 对应于北部降水， 在45°N， 110°E处出现了一个低压气旋式环流， 而在50°N -70°N， 60°E -100°E之间有一个高压反气旋式环流。7月是高原降水最多的月份之一， 南、 北部降水对应的大气环流“型”基本相同， 只是位置和强度上有所差异。在欧洲大陆上的低压减弱， 而此时印度洋孟加拉湾处则有一个高压发气旋式的环流， 在高原上是一个低压气旋式环流。这表明， 盛夏7月份高原降水南北部的降水也许受到相同的大气环流影响。这是可以理解的， 从图4 可以看出， 此时高原降水特征线达到最北； 8月， 对应高原南北降水的“型”也基本相似， 只是对应于北部降水的中纬度高、 低压系统更为明显， 高原上的低压气旋也更强一些， 这是因为虽然高原降水在7 -8月到达高原北部， 但8月是最为稳定的后期， 和7月份降水对应的大气环流的“型”虽然相似但也存在差别。到了9月份， 南部降水对应的环流表现为， 中纬度的低压气旋明显， 而北部降水对应的欧洲大陆上的高压反气旋增强； 此时高原上南、 北部降水对应的环流相反。可见， 在季风撤退期高原南北部降水对应的高原上空的大气环流显著不同。上述分析表明， 高原南、 北部降水在季风建立初期和季风撤退期对应的大气环流有差异显著， 而在季风稳定到达最北位置时的差异较小； 高原南部降水很大程度上和高原以南的天气系统相关， 而高原北部则以中纬度大气环流的影响为主。
图5 用GPCC降水数据集回归的高原1979 -2020年5 -9月及季风期500 hPa位势高度距平场（EAR5）（彩色区， 单位： gpm）、 经纬向风合成环流（矢量， 单位： m·s-1）Fig.5 Regression of 500 hPa height anomaly field （EAR5） （color area， unit： gpm） and the wind circulation （vector， unit： m·s-1） on the QXP from May to September and the monsoon period of 1979 -2020 using the GPCC precipitation dataset |
由此看来， 在500 hPa的高度场上， 季风期控制高原南北降水的环流存在明显差异， 高原南部降水在5月份开始， 与此同时， 南亚半岛上伊朗高原上的高压反气旋十分明显， 这表明， 高原南部的降水可能与南亚季风相联系， 而北部则和副热带西风急流的Rossby波活动、 西伯利亚低压气旋的活动相联系。
为了进一步理解高原南、 北部降水与大气环流之间的关系， 图6 给出了高原南、 北部降水回归的200 hPa高度场和经纬向风的合成环流图。图6 （左列）是高原南部的降水回归的5-9月及季风期纬向风和径向风合成的环流， 可以看出， 5月， 和500 hPa环流对应， 高原南部降水对应的环流为， 伊朗高原及其以西是一个显著的反气旋环流， 高原南部为显著的东风异常， 高原东南部存在显著的反气旋性气流； 而高原北部降水对应的环流则是， 高原东北部上空为太平洋副热带高压西北侧的西南气流， 高原的西北部为一个浅槽区， 也即， 北部降水和中纬度的高低压中心组成的Rossby波列活动密切相关。6月， 对应于高原南部降水， 高原南侧的孟加拉湾附近的反气旋性环流开始减弱， 此时高原南部出现东风异常， 表明季风已经建立。与此同时， 对应于高原北部降水， 高原以北为新疆槽和贝加尔湖（西伯利亚平原）低槽， 高原以北上空为西南气流。到了7月， 高原降水进一步增强， 高原南部的降水增长迅速， 并向高原北部推进扩展， 高原南部维持东风异常； 高原北部对应着欧洲低压为中心的Rossby波的定常波列。8月， 对应高原南、 北降水的环流“型”与7月基本相似， 高原南部的孟加拉湾受到南亚高压反气旋环流影响， 高原南部存在显著的东风异常； 对应高原北部降水的中高纬度则维持着西风带的Rossby波。9月， 高原降水开始南撤， 南部降水对应的环流开始也变为类似Rossby波列， 显示出和北部降水类似的环流型态， 北部降水对应的欧洲大陆上的反气旋性气流增强， Rossby波随也有着随季节转换的明显特征： 从夏季的4波向冬季的3波转变。
图6 用GPCC降水数据集回归的高原1979 -2020年5 -9月及季风期200 hPa位势高度距平场（EAR5）（彩色区， 单位： gpm）与合成风场（矢量， 单位： m·s-1）Fig.6 Regression of 200 hPa height anomaly field （EAR5） （color area， unit： gpm） and the wind field （vector， unit： m·s-1） on the QXP from May to September and the monsoon period of 1979 -2020 using the GPCC precipitation dataset |
由此可见， 高原南部降水对应的200 hPa大气环流最显著的特征是， 5 -6月季风建立的初期， 为高原东风异常控制， 到了7 -8月东风异常尤为显著， 到了9月， 在西太平洋低压增强的作用下， 高原南部渐渐变为西风异常。而高原北部降水对应着的环流， 中高纬度一直和西风带中的一支Rossby波相联系， 随着季节变化， Rossby波也在3~4波之间转换。
为进一步理解高原南、 北降水和季风及西风带环流的关系。从高原南部5 -9月及季风期降水回归的垂直环流图（图7 ）可以看出， 从5月开始， 高原南侧（20°N -28°N）附近出现明显的上升气流， 下沉支在赤道附近， 形成与Hadley环流反向的次级经圈——季风环流， 这也意味着5月的降水即受季风环流在高原南部开始建立的影响， 高原上空对流层整层存在正异常； 6 -7月， 上升运动不断向高原北部扩展， 到达了50°N附近， 此时整个高原上空的对流层高层为高度正异常， 而在对流层中、 低层存在一个负异常。8月， 高原南部和北部的对流层上层和中低层都为正异常， 而高原中部对流层高层中低层都为负异常。9月份， 高原上空的上升运动变弱， 预示着季风开始从高原消退， 这时的高原中部对流层高层存在着一个负异常。可见， 高原南部5 -9月的降水和季风环流相联系。
图7 高原南部、 北部降水回归的沿70°E -90°E的位势高度距平场（彩色区： 单位： gpm）与v， w合成风垂直剖面（矢量， v和w×100合成风， 单位： m·s-1）灰色为青藏高原轮廓， 打点区为通过95% 的t检验显著区域 Fig.7 Cross section of geopotential height anomalies （color area， unit： gpm） and combined wind （vector， combined wind of v and w×100， unit： m·s-1） along 70°E -90°E regressed by precipitation over Northern and Southern QXP.The gray represents the contour of the QXP， and the dotted area is the significant area that has passed the 95% t-test |
高原北部5 -9月和季风期降水回归的垂直环流剖面图可以看出， 高原北侧从5 -9月， 在30°N附近有着明显的上升运动， 并向着高纬度发展。5月， 高原中部的对流层中高层为一个负异常， 而高原北部的对流层中高层为正异常。到6月， 高原中部的对流层高层也变为正异常， 7月， 高原南部和高原中部的高层都变为正异常， 而高原北部存在着负异常； 8月， 整个高原的对流层中高层都变成了正异常。到了9月， 高原上空的正异常开始变弱。整个季风期， 高原南部降水从5月开始， 就一直受到季风的影响； 而高原北部降水则与副热带西风急流的Rossby波活动相关。这与图5 和图6 的结论相一致。
6 结论
本文利用气象站观测和GPCC格点降水资料， ERA5再分析的环流资料， 分析了季风期青藏高原南、 北部降水特征及其变化特征， 揭示出了季风期青藏高原南、 北部降水相和东亚大气环流异常之间的联系， 得到如下初步结论：
（1） 青藏高原季风期降水随南亚夏季风的推进， 降水量从南向北增加， 季风期， 高原南、 北部降水呈现出反相偶极子的变化。在年代季尺度上， 高原南部降水1961 -1980年偏少， 1981 -2002年较多， 2002 -2019年又偏少的年代际变化特征。总体来看， 1961 -2020年间， 季风期高原南部降水呈略微减少的线性趋势， 这可能和南亚夏季风的衰退有关。高原北部降水基本和南部呈相反变化， 季风期高原北部降水则存在着28 mm·（10a）-1增加的趋势。
（2） 高原南部降水的变化主要受到南亚夏季风的影响， 随着季风环流的建立， 高原南部的降水也逐渐增加； 而随着季风环流的减弱消失， 南部降水也随之减少， 季风期高原南部降水与南亚夏季风之间存在着密切的联系。高原北部的降水则主要和中高纬度急流中传播的Rossby波列有关。
本文从降水演变对应的环流角度分析了青藏高原南、 北降水变化的特征及其机理， 下一步计划利用数值模拟方法从动力学角度出发进行更深入的分析。