1 引言
青藏高原（以下简称高原）地处亚洲中部、 中国的西南端， 平均海拔超过4000 m， 面积约为2.57×106 km2（张镱锂等， 2002）， 是世界上海拔最高、 地形最为复杂的高原， 被称作“世界屋脊”和“地球第三极”（李吉均等， 1979）。作为高耸入自由大气的动力和热力强迫扰源， 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影响（刘晓东， 1999； 梁潇云等， 2005a； 樊威伟等， 2021）。因此， 高原被称为“全球变化与地球系统科学统一研究的最佳天然实验室”（毕思文， 1997）和“全球气候变化的驱动机与放大器”（潘保田和李吉均， 1996）， 以及“亚洲水塔”（Immerzeel et al， 2010； 姚檀栋等， 2019）。高原位于西风带与南亚季风两大环流系统的交汇区， 两大系统的变化不仅能够改变高原地区的气候条件， 也在更大尺度上影响着东亚、 南亚的气候变迁。事实上， 西风和南亚季风是驱动高原气候环境变化的主控因素， 两大环流的变化直接影响高原的热力和动力条件， 进而影响其他圈层变化（Ye et al， 1981； 叶笃正等， 1977； 姚檀栋等， 2017）。
亚洲季风包含东亚季风和南亚季风两个子系统（Tao and Chen， 1987）， 主要是由海陆热力差异而形成（Webster et al， 1998）， 除欧亚大陆与太平洋、 印度洋的海陆热力差异的重要影响外， 高原的存在也促使亚洲季风区成为全球最强、 最为复杂的季风区。也就是说， 高原不仅影响着亚洲夏季风的形成， 而且对亚洲夏季风的爆发、 维持以及演化也有着重要影响。高原的隆升地形（包浪等， 2018； 马耀明等， 2021）和非绝热加热（黄荣辉， 1985； 刘新等， 2002； 赖欣等， 2021）共同影响着南亚季风的形成与维持。在高原的地形影响方面， 高原的隆升加强了大陆与大洋的热力差别和动力作用， 孕育了以夏季风为主的亚洲季风系统， 对季风起着放大器的作用（施雅风等， 1998； 吴国雄等， 2005）。钱云和钱永甫（1996）使用大气环流耦合模式对高原隆起过程大气环流的变化进行研究， 指出高原的隆起会加强南亚和东亚夏季风的强度。在高原的非绝热加热方面， 包庆等（2008）使用大气环流模式进行数值试验， 结果表明高原增暖有助于增强高原北侧西风急流和高原南侧东风急流以及印度低空西南季风。吴国雄和张永生（1998）研究发现， 在热力上， 高原中西部的表面感热加热在西风平流配合下使高原东部的上空气柱比西部的更暖， 高原的机械强迫作用使沿孟加拉湾东北岸的指向高原的偏南气流将得到加强， 致使东亚季风比南亚季风早爆发。范广洲等（1997）利用大气环流谱模式分析表明， 高原冬季积雪异常对南亚夏季风具有明显影响。梁潇云等（2005b）使用大气环流谱模式进行数值实验， 研究表明高原对于亚洲夏季风的爆发地点有锚定的作用， 在热带海陆分布的背景下使亚洲夏季风首先在高原东南面的海洋东岸-陆地西岸爆发。
同样， 亚洲季风的爆发与维持也会对高原的天气气候产生影响。徐祥德等（2002）分析了南亚季风水汽输送关键区“大三角扇型”区域特征， 发现夏季亚洲季风区为强大的水汽汇， 东亚大陆和印度季风区均有较强的水汽辐合中心。周长艳等（2005）分析高原东部及其邻近地区水汽输送的气候特征， 发现夏季的水汽部分来源于南亚季风带来的孟加拉湾水汽。黄荣辉等（1998）分析南亚季风的夏季水汽输送， 指出南亚季风区夏季水汽受高原的地形影响， 以纬向输送为主。桓玉和李跃清（2018）研究指出南亚季风偏强年会引起中国南方大范围降水异常偏多， 容易导致洪涝。王可丽等（2005）利用NCEP/NCAR再分析资料分析青藏高原东部的西南季风气流对高原的水汽输送， 发现青藏高原中西部地区的降水与西南季风密切相关。张宇等（2019）指出当南亚季风控制三江源流域的水汽输送时， 该流域北部的降水增加。
综上所述， 目前对南亚季风和高原的关系主要集中在讨论高原动力、 热力作用对南亚季风的影响， 或是从水汽输送的角度讨论南亚季风对高原环流的影响， 而南亚季风对高原垂直环流的影响研究较少， 本文试图从南亚季风的不同发展期入手， 对比分析南亚季风的强弱变化对高原上空垂直环流的影响， 从而补充南亚季风对高原上空环流系统在垂直方向上的作用， 进而更完整地勾勒出南亚季风对高原大气环流的三维影响模型。
2 资料来源和方法介绍
2.1 数据来源
因高原地区地形复杂， 观测资料多集中于高原中东部， 无法完整概述高原的状况， 具有时间序列长、 分辨率较高的再分析资料成为首选资料， 然而， 不同再分析资料对高原地区的描绘存在差异。日本气象厅（JMA）开发的第二个全球大气再分析项目数据JRA-55可追溯到全球无线电探空观测系统建立的1958年（涵盖了55年）， 与其前身JRA-25相比， JRA-55基于一种新的数据同化和预测系统（DA）， 该系统改进了第一套再分析资料中的缺陷， 并通过更高的空间分辨率（T319L60）、 新辐射方案、 卫星辐射的四维变分数据同化（4D Var）和变分偏差校正（VarBC）以及引入具有时变浓度的温室气体而实现了进一步提高。对比NCEP/NCAR、 ERA-Interim和JRA-55再分析资料发现JRA-55再分析资料对高原地区风场的描述要优于另外两套资料（姚慧茹和李栋梁， 2016）。王美蓉等（2019）比较了ERA-Interim、 JRA-55、 NCEP/NCAR和NCEP/DOE四种再分析资料对大气热源的计算， 结果表明JRA-55资料在长期趋势变化以及年际尺度和季节尺度上与观测资料最为接近。考虑到气候基本态为30年， 本研究选取1990 -2019年月平均JRA-55再分析数据集， 分辨率为0.562°×0.562°（Kobayashi et al， 2015）， 选用的物理量包括u、 v风分量、 垂直风分量、 速度流函数、 气压和温度数据。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）2948的世界地图制作， 底图无修改。
2.2 方法介绍
为了对南亚季风和高原垂直环流的强弱进行定量分析， 选取Webster and Yang（1992）定义的南亚季风指数WYI（Webster-Yang指数）， 即（EQ -20°N， 40°E -110°E）区域平均的850 hPa和200 hPa纬向风切变， 定义青藏高原主体上空500~200 hPa的平均垂直环流为高原垂直环流强度指数（Vertical circulation intensity index， VCII）， 并计算了南亚季风指数与垂直环流强度指数的相关性。对强相关和弱相关年份的垂直环流形势进行分析， 使用速度流函数和质量流函数对垂直环流在季风强弱年影响下高原的质量和能量的传输状况进行分析， 流函数代表质量传输的方向（丁一汇， 1989； 丁一汇和胡国权， 2003）。质量流函数由Palmen and Vurorela（1963）、 Vuorela and Tuominen（1964）所定义， 表示能量的传输方向， 其中单位时间内质量流函数Ψ与v的关系如下：
式中： ； α为地球半径； 为单位时间内自南向北通过子午面上单位气压差（1 hPa）等纬线的质量输送。
3 结果分析
3.1 南亚季风强弱年的选取
为了选取出南亚季风和高原垂直环流的强弱年， 绘制1990 -2019年共30年年平均南亚季风指数与垂直环流强度指数的标准化时间序列［图1 （a）］， 可见季风指数与垂直环流强度指数的强度和趋势均存在一致性， 两者的相关性为0.70， 说明青藏高原上空垂直环流与南亚季风有良好的相关性。为分析季风不同强度即强弱季风年对青藏高原垂直环流可能产生的影响， 选取WYI与VCII强度标准化均大于1的年份为WYI的正异常年， 均小于1的年份为负异常年。选取的南亚季风强年为： 1999年、 2000年、 2001年； 南亚季风弱年： 1991年、 1992年、 1997年。为进一步分析季风在年内爆发的时间状况， 对比WYI与VCII的逐月变化［图1 （b）］可见， WYI在4 -7月均处于上升趋势， 7月达到峰值， 即季风爆发， 之后开始逐月下降， 而VCII从1 -8月均持续上升， 在8月达到峰值， 之后持续下降， 选取上升与下降趋势的中位月份5月、 10月， 以及季风爆发的7月作为季风爆发前、 季风爆发后和季风爆发的关键月份对环流状况进行讨论。
3.2 不同时期高原垂直环流的差异
在确定南亚季风的强弱年后， 下面分析强弱季风年不同时期高原经向和纬向垂直环流的差异。图2 为5、 7、 10月WYI强年和弱年在高原主体80°E -100°E的平均经向垂直剖面， 考虑到南亚季风主要影响高原南部， 选取高原南部25°N -35°N的平均经向垂直剖面见图3 。结合图2 和图3 及各经纬度带的垂直剖面（图略）分析高原的垂直环流状况。通过分析高原主体的平均状况可见， WYI强年在5月高原主体及南侧均处于上升气流的控制下［图2 （a）］， 高原的西侧主要为下沉气流［图3 （a）］。WYI弱年的5月在高原主体为上升气流， 强度和范围均小于强年［图2 （d）， 图3 （d）］， 但高原南侧低空1000~500 hPa为上升气流， 500 hPa以上为下沉气流。5月WYI强弱年在高原西南侧喜马拉雅山脉西段以南均处于下沉气流的控制下， 高原东南侧喜马拉雅山脉东段以南为强上升气流， 高原西北侧喀喇昆仑山脉以西存在上升气流区， 高原的东北侧祁连山脉以北为下沉气流区， 高原主体处于上升气流的控制下。7月的高原主体及南侧均处于强上升气流的控制下［图2 （b）， （e）］， 高原主体的上升气流加强， 中心在500~400 hPa间， 高原南侧喜马拉雅山脉以南均转为上升气流， 强度增加， 中心在700~250 hPa， 高原的东北侧柴达木盆地区域仍处于下沉气流的控制下。10月高原南侧的上升气流减弱， 集中于高原的东南侧， 强度明显减弱， 中心范围减小， 位于700~500 hPa， WYI强年在高原南侧整层仍为上升气流［图2 （c）］， 弱年在500 hPa以上已转为下沉气流［图2 （f）］， 西南侧转为下沉气流［图3 （c）， （f）］， 高原的西北侧喀喇昆仑山脉以西的上升气流减弱， 高原主体的西部转为下沉气流， 东部的上升气流强度减弱。
图2 WYI强弱年不同发展期沿80°E -100°E平均的经向垂直环流彩色区为垂直速度ω（单位： ×10-2 Pa∙s-1）， 矢量为v、 ω合成风速（单位： m·s-1）Fig.2 Average latitudinal vertical circulation at 80°E -100°E for different periods of WYI strength years.The color areas are vertical velocities ω （unit： ×10-2 Pa∙s-1）， and the vectors are v， ω synthetic wind speed （unit： m·s-1） |
图3 WYI强弱年不同时期25°N -35°N平均纬向垂直环流彩色区为垂直速度ω（单位： ×10-2 Pa∙s-1）， 矢量为u、 ω合成风速（单位： m·s-1）Fig.3 Mean longitudinal vertical circulation at 25°N -35°N during different years of WYI strength and weakness.The color areas are vertical velocities ω （unit： ×10-2 Pa∙s-1）， and the vectors are u， ω synthetic wind speed （unit： m·s-1） |
对比WYI强弱年的垂直风场可见， 5月WYI强年在高原西南侧的下沉气流强度小于弱年， 中心强度差值达4×10-2 Pa·s-1， 而高原东南侧的上升气流强度和范围均大于弱年， 高原东南侧和高原主体强年上升气流的高度可达100 hPa以上， 弱年的上升气流仅能达到150 hPa。7月， WYI强年在高原南侧的上升气流中心强度达10×10-2 Pa·s-1以上， 中心位于850~200 hPa， 而弱年的中心位于850~250 hPa， 高原东北侧塔里木盆地的上升气流强度大于弱年， 高原主体的上升气流高度在强年更广阔。10月， WYI强年的垂直运动在高原东南侧的上升气流范围和强度均大于弱年， 高原西南侧的下沉气流强年的中心相较弱年更偏东， 强年在高原主体西部的下沉气流强度和范围强于弱年， 而东部的上升气流强度小于弱年。可见WYI强年5月南亚季风已增强， 使高原南侧整体的上升气流加强， 而弱年的垂直运动在5月高原南侧高空上层仍为下沉气流。7月WYI强年与弱年在高原主体及南侧的上升气流强度和范围差距并不明显， 可能因为高原主体自身在夏季作为热源的影响， 上升气流差距较小。10月WYI强年在高原南侧的上升气流已减弱， 但仍维持至150 hPa， WYI弱年的垂直运动在高原南侧低层的上升气流减弱， 高层已转为下沉气流， 强年在高原西侧的下沉气流强度大于弱年， 可见WYI强年在高原南侧的上升气流仍在维持。
3.3 不同时期高原能量输送状况
在对高原的垂直环流状况进行分析后， 为了解垂直环流的改变会如何影响垂直方向的质量和能量输送， 对高原区域的速度流函数和质量流函数纬向剖面进行绘制， 分析在季风强弱年情况下高原质量和能量的输送情况有何不同。图4 为WYI强弱年高原部分的平均速度流函数纬向剖面， 流函数的物理意义是表征速度场中有旋的部分， 北半球流函数正值的数值越大， 代表高压越强， 负值的绝对值越大， 代表低压越强。可见在季风爆发前（5月）， 速度流函数的负异常中心远离高原出现在200 hPa， 强度可达-104.5×106 m2∙s-1， 负异常中心延伸至高原上空。在高层100 hPa处， 高原南侧25°N左右及30 hPa以上存在正异常中心， 中心强度19.7×106 m2∙s-1。说明高原低层的低压气旋辐合周围的质量再携带质量上升至高层转为高压反气旋， 反气旋再向四周辐散出质量。季风爆发的7月， 高层的反气旋强度增大， 中心位置下移至150 hPa， 在高原中部30°N附近。低层的反气旋强度减小， 中心强度减小。说明在季风爆发时， 低层的辐合强度减小， 而高层的辐散强度增大。在季风撤退的10月， 高层的正异常中心强度减小， 而低层的负异常中心强度回升。
图4 WYI强弱年不同发展期高原范围速度流函数及其差值的平均纬向剖面（单位： ×106 m2∙s-1）打点处为通过90%显著性检验区域Fig.4 Highland-wide mean latitudinal profiles of the flow functions and their differences for different development periods in WYI strong and weak years.Unit： ×106 m2∙s-1.The point is the area that passes the 90% significance test |
对比WYI强年与弱年高原范围的速度流函数分布可见， 在季风爆发前， 5月强年［图4 （a）］的高层100 hPa， 高原南侧10°N -30°N之间存在正异常中心， 而弱年［图4 （b）］不存在该中心， 对于低层在高原以北的负异常中心， 强年的强度与范围均小于弱年， 强年的负异常集中于高原北部以北的30°N -65°N， 中心位于250~200 hPa， 而弱年的负异常范围延伸至15°N， 中心范围扩大至250~150 hPa， 中心强度相较强年差值可达-9.7×106 m2∙s-1 ［图4 （c）］， 强弱年在高原上空低层的负异常相差不大， 高层的正异常强年强于弱年。7月， 强年［图4 （d）］在高层100 hPa的正异常中心强度和范围大于弱年， 强年正异常在高原上空的15°N -45°N， 中心在150~100 hPa。而弱年范围在15°N -40°N， 中心在150 hPa， 中心强度差值为13.7×106 m2∙s-1， 弱年［图4 （e）］在高原以北低层的负异常中心强度大于强年， 中心强度差值较小， 负异常的范围较为相似， 说明在7月强弱年的正负异常差距不大。对于10月， 强年［图4 （g）］的高压中心强度比弱年［图4 （h）］大14.1×106 m2∙s-1， 范围集中于高原南侧的10°N -30°N， 中心在150 hPa， 而弱年的正异常仅在10°N -20°N存在。强年的低层的负异常范围与弱年相当， 但中心范围在250~150 hPa， 弱年在250~200 hPa间中心比弱年强度大3.2×106 m2∙s-1。可见在季风爆发到撤退的过程中， 强年对应的高层速度流函数正异常中心强度均大于弱年， 在季风爆发前和爆发时， 弱年的低层负异常中心强度大于强年， 但季风撤退时， 强年的低层负异常强度更大。强年与弱年的差异在5月最强， 10月次之， 7月最弱， 说明可能为季风爆发前的差异导致强弱年的垂直环流差异状况。
图5 WYI强弱年不同发展期高原范围质量流函数及其差值的平均纬向剖面（单位： ×107 t∙s-1）打点处为通过90%显著性检验区域Fig.5 Plateau-wide mean latitudinal profiles of mass flow functions and their differences for different development periods in WYI strong and weak years.Unit： ×107 t∙s-1.The point is the area that passes the 90% significance test |
从季风爆发前到季风爆发， 高原南侧的质量流函数由正值转为负值， 北侧由负值转为正值， 表明在季风爆发前高原南侧的能量越过高原向北输送， 而高原北侧存在的能量向南输送， 在季风爆发的时期转变为能量从高原分别向南向北输送， 说明了夏季高原作为热源的存在使其向周围输送能量。在季风撤退时， 由高原向周围输送能量转变为高原南侧向北的能量输送， 高原北侧的向南输送。对比强弱年的质量流函数， 可以发现在季风爆发前， 强年对高原南侧的向北输送能量的强度和范围均小于弱年， 而高原北侧的向南输送能量强度和范围又强于弱年。说明强年在高原北侧的能量输送较强， 弱年在高原南侧的能量输送较强。在季风爆发时， 强年高原向南输送能量的范围小于弱年， 但强度大于弱年， 差值可达-24.3×107 t∙s-1， 而高原北侧的向北输送强年的强度也大于弱年， 差值可达25.3×107 t∙s-1。说明强年高原上的能量输送强度更大， 而弱年高原的向南输送范围更广。在季风撤退时， 强年在高原南侧的向北输送和高原北侧的向南输送强度均小于弱年， 差值可达67.2×107 t∙s-1。质量流函数的差异在5月最强， 10月次之， 7月最弱。
对速度流函数和质量流函数的分析可知， 在季风爆发前， 高原低层的速度流函数负异常区强度大， 使高原周围的质量向高原内辐合， 对应了质量流函数中高原南侧的正异常和高原北侧的负异常， 正异常使高原南侧的能量向北输送， 负异常使高原北侧的能量向南输送， 在高原得到能量的汇集。季风爆发时， 高原上高层的速度流函数正异常强度增加， 高原高层向周围的辐散增强， 对应质量流函数中高原向南北分别输送能量。季风撤退时， 高原高层的速度流函数正异常高压中心衰退， 低层的负异常低压中心增强， 质量流函数又转为高原南北两侧向高原的能量输送。对比季风强弱年的输送可发现， 在季风爆发前5月， 强年在高原南侧的上升气流已开始汇聚， 强度大于弱年， 高原上的速度流函数正异常比弱年更强， 对应高原向南输送的质量流函数相比弱年强度更大， 弱年在高原高层的速度流函数正异常相比强年偏北， 对应质量流函数在高原向南输送的范围更偏北。季风爆发的7月， 强年在高原主体的上升气流强于弱年， 强年的速度流函数正异常更强， 对应质量流函数的向南向北输送也比弱年强度更大。在季风撤退的10月， 弱年在高原中部维持着上升气流， 而强年的在高原中部的上升气流已衰退， 强年的速度流函数低层负异常强度小于弱年， 对应质量流函数向高原的能量输送也小于弱年。
3.4 南亚季风影响高原垂直环流的环流背景分析
垂直环流会受到水平环流形势和地表温度的影响而产生变化， 通过对WYI强弱年高原范围的水平环流与地表温度的差异分析， 探寻南亚季风可能通过什么样的方式来影响高原垂直环流。
图6 30年气候态（上）、 WYI强年（中）和弱年（下）不同发展期东亚地区500 hPa高度场（等值线， 单位： dagpm）、 温度场（填色区， 单位： ℃）和风场（矢量， 单位： m·s-1）分布加粗线表示588 dagpm线Fig.6 Distribution of geopotential height （contour， unit： dagpm）， temperature （the shaded， unit： ℃） and wind （vector， unit： m·s-1） fields on 500 hPa over East Asia in different development periods for the 30-year climatological state （top） and WYI strong （middle） and weak （bottom） years.Black bolded line is line 588 dagpm |
图7 30年气候态（上）、 WYI强年（中）和弱年（下）不同发展期东亚地区100 hPa高度场（等值线， 单位： dagpm）、 温度场（填色区， 单位： ℃）和风场（矢量， 单位： m·s-1）分布加粗线表示高压中心Fig.7 Distribution of geopotential height （contour， unit： dagpm）， temperature （the shaded， unit： ℃） and wind （vector， unit： m·s-1） fields on 100 hPa over East Asia in different development periods for the 30-year climatological state （top） and WYI strong （middle） and weak （bottom） years.Black bolded line is the center of high pressure |
对于WYI强年， 在500 hPa， 5月［图8 （d）］高原中部90°E的大槽向南延伸， 使副高脊线南退至海上。高原西南侧的温度正异常中心范围扩大， 最高达-4 ℃。西风在高原南侧的扰流强度减小。7月［图6 （e）］副高北抬， 高原南侧的槽减弱， 高原整体的温度上升， 30°N，85°E的正异常中心强度为0 ℃。高原南侧的绕流西风在70°E转向， 高原南侧受南风的控制。10月［图6 （f）］副高南撤， 高原槽南退至30°N。高原的整体温度下降， 在高原西南部的温度正异常中心强度达-5 ℃。高原南侧转为西风。WYI强年在100 hPa， 5月［图7 （d）］南亚高压为西部型， 中心位于25°N， 75°E， 强度达1664 dagpm， 对应地在高原西南部的反气旋中心， 使高原处于西北风的控制下。7月［图7 （e）］南亚高压北抬，中心范围减小，强度增大至1680 dagpm，中心位置在30°N，70°E对应的反气旋使高原北侧为西风，南侧为东风。高原温度梯度减小， 最高温为-66 ℃。10月［图7 （f）］南亚高压为东部型， 中心位置在20°N， 105°E左右， 强度减弱至1660 dagpm， 高原上的温度梯度增大， 最高温为-62 ℃。
对于WYI弱年， 在500 hPa， 5月［图6 （g）］副高脊线在20°N左右， 高原中部有一小槽， 高原的西南部为温度的大值区， 中心强度达-5 ℃。西风在高原西侧分流向南北， 高原南侧为西风控制。7月［图6 （h）］副高北抬至25°N， 高原等高线变密集， 高原温度上升， 南侧最高温达-0 ℃。高原南侧分流的西风在70°E转向， 高原南侧为南风控制。10月［图6 （i）］副高断裂， 高原的西南部出现一槽， 高原的温度继续下降， 最高温约-6 ℃， 西风继续分流过高原。WYI弱年的100 hPa， 南亚高压为中部型， 中心在20°N， 105°E左右， 强度达1664 dagpm， 高原主体为西风，温度梯度较小，最高温为-60 ℃。7月［图7 （h）］南亚高压向西北抬升，转为西部型，中心位于35°N， 60°E -75°E， 强度增加至1680 dagpm， 高原北侧为西风控制， 南侧在东北风的控制下， 温度梯度减小。10月［图7 （i）］南亚高压东撤至海上， 转为东部型， 中心强度为1660 gpm， 高原处于西风的控制下， 高原的温度梯度增大。
对500 hPa和100 hPa的环流形势进行分析， 在气候态中， 7月500 hPa的温度场强度出现明显提升， 高原范围的等压线变稀疏， 西太副高明显北抬， 高原南侧风向由西风转为南风， 对应的100 hPa南亚高压在7月转为西部型， 中心强度明显增加， 高空温度梯度减小， 高原主体上的温度降低。WYI强年中10月的南亚高压略偏西， WYI弱年的南亚高压更偏东。说明强季风影响环流的情况延后， 而弱季风则使其提前发生。对应垂直环流情况可见， 强年10月高原南侧的上升气流的范围强度仍维持存在， 而弱年在10月上升气流已存在转向。可见在5月， WYI强年于500 hPa高原南侧具有更强的南风， 从孟湾传来的强季风影响使高原南侧90°E以东的垂直运动转为上升气流， 而WYI弱年在高原南侧的风速较小， 仅影响高原南侧低层500 hPa的垂直运动转为上升气流， 高层仍为下沉气流。7月强弱年500 hPa的水平风速在高原南侧差距较小， 使高原南侧的上升气流强度相差不大。10月WYI强年在高原南侧500 hPa的南风已减弱， 高原中部转为下沉气流， 而WYI弱年仍存在较强南风影响高原中部维持上升气流。季风的强弱状况影响到了高原上高空的水平环流状况， 继而水平环流对垂直环流产生影响。
地表温度的变化同样能影响垂直环流， 对高原及周围的地表温度进行分析， 图8 为WYI强弱年的地表与海表温度分布图。WYI强年在5月［图8 （a）］， 高原西南侧为地表温度的大值区， 最高达35 ℃， 高原内的温度从东南向西北递减， 最低在高原西侧达-3 ℃。7月［图8 （d）］， 地表温度在高原西南部的大值区北移至25°N -30°N， 60°E -75°E， 范围与强度均缩小， 最高为33 ℃， 但高原周围的平均地表温度上升， 高原的主体温度也上升， 低值区仍集中于西北部。10月［图8 （g）］地表温度明显下降， 高原西南侧的大值中心南移至20°N -25°N， 60°E -70°E， 最高达30.94 ℃， 高原西北部的低值中心温度达-9 ℃。在5月时， WYI弱年［图8 （b）］的地表温度在15°N -30°N， 70°E -80°E存在大值区， 最高达35 ℃， 高原西侧30°N -40°N， 70°E - 80°E为地表温度的低值中心， 最低为-7 ℃。高原主体的地表温度由东南向西北递减， 最高为34 ℃， 最低为-7 ℃。7月［图8 （e）］地表温度整体上升， 大值中心移至高原西部25°N -45°N， 60°E -70°E， 最高达35 ℃， 低值中心仍在高原西部30°N -40°N， 70°E -80°E处。高原内温度由东向西递减， 最高为34 ℃。10月［图8 （h）］地表温度的大值区南退至20°N -25°N， 65°E -70°E， 高原西侧的最低温达-11 ℃。高原内的地表温度呈东南至西北的递减。
对比强弱年的地表温度状况， 可见在5月［图8 （c）］地表温度的差值在25°N以北均为正异常， 25°N -30°N， 60°E -70°E存在正异常的大值中心， 最高达6 ℃。高原内除东南部外均为正异常， 西部的正异常中心达5 ℃， 差值在高原85°E以西区域通过了90%的显著性检验。7月［图8 （f）］地表温度的差值在80°E以西多为负异常， 以东多为正异常， 负异常中心在45°N， 75°E左右， 达-3 ℃， 正异常中心在45°N， 110°E， 为6 ℃。高原基本属于正异常， 仅在西部存在极小部分负异常区， 正异常最高达5 ℃， 差值在高原35°N以北通过了90%的显著性检验。10月［图8 （i）］的地面温度差值， 40°N以南均为正异常， 以北为负异常， 正异常中心在25°N - 30°N， 75°E， 最大可达3 ℃， 差值在高原西北部通过了90%的显著性检验。分析可知， 高原主体范围内地表温度从5 -7月存在明显上升趋势， 7月高原主体的地表温度均为正值， 7 -10月地表温度逐渐降低， 在高原西北侧已降低至0 ℃以下。
可见5月WYI强年在高原南侧的上升气流更强， 暖湿气流从高原南侧抬升至高原， 影响高原的地表温度上升， 弱年在高原南侧的上升气流偏弱， 对高原的地表温度影响较小， 高原主体的上升气流范围较小。7月季风带来的强南风从高原南侧抬升， 加热高原南部的地表温度， 使温度呈现由南向北递减的趋势， 而弱年的季风强度弱于强年， 使高原的地表温度差值呈现明显的正异常， 继而影响高原的上升气流强度弱于强年。10月WYI强年在高原南侧的上升气流仍维持存在， 而弱年的上升气流已衰退， 对应高原上的地表温度强于弱年。强年在5、 7、 10月的地表温度均大于弱年， 说明强年的南亚季风带来更多的暖湿水汽加热高原， 使高原整体温度出现抬升， 继而影响高原的垂直环流。在5月高原南侧和7月高原西侧， 强年的地表温度低于弱年， 可能为南亚季风携带的水汽产生降水导致温度的降低。
4 结论
利用南亚季风指数WYI计算出季风的逐年变化情况， 筛选出季风的强弱年， 并选取了季风爆发前、 季风爆发和季风爆发后的关键月份， 分别分析了季风在强弱状态下不同时期对高原垂直环流产生的影响， 绘制了速度流函数与质量流函数的垂直剖面图以观察质量与能量的传输情况， 并对比强弱年的水平环流和地表温度来分析可能影响垂直环流产生的原因。结果表明：
（1） 在季风爆发前的5月， WYI强年于青藏高原南侧的上升气流强度和范围均大于弱年， 高原西南侧和东南侧的下沉气流强度也大于弱年。季风爆发的7月， WYI强弱年在高原南侧和高原主体的上升气流强度和范围相似， 可能受高原自身在夏季作为的强大热源影响， 使南亚季风的影响不明显。对于季风爆发后的10月， WYI强年在高原南侧的上升气流仍在维持， 但强度减小， WYI弱年在高原南侧低空的上升气流还在维持， 但高空已转为下沉气流。强季风对高原的影响主要集中于季风爆发前， 季风爆发时的影响较小。
（2） 利用速度流函数和质量流函数分析高原的质量和能量传输情况。在5月高原上的速度流函数正异常比弱年更强， 对应高原向南输送的质量流函数向比弱年强度更大。7月强年的速度流函数正异常更强， 对应质量流函数的向南向北输送也比弱年强度更大。10月强年的速度流函数低层负异常强度小于弱年， 对应质量流函数向高原的能量输送也小于弱年。速度流函数和质量流函数在强弱年的差异均在5月最大， 10月次之， 7月最弱， 说明强弱季风产生的质量和能量传输差异在季风爆发前最为明显， 季风爆发时传输的差异较弱， 季风爆发前的传输差异最有可能影响到垂直环流。
（3） 分析可能影响高原垂直环流的水平环流型和地面温度表明， WYI强年100 hPa南亚高压于10月呈东部型， 位置较气候态偏西， 对应 500 hPa的西太副高维持， 以及高原上空温度的减弱的幅度偏小， 弱年南亚高压的位置更偏东， 西太副高偏弱。强年于高原南侧500 hPa的南风强度在5月、 7月、 10月均强于弱年， 影响高原南侧的上升气流抬升至高原， 使高原中部的上升气流强度更大。这说明WYI强年的季风爆发维持至10月， 持续影响高原的500 hPa水平环流型， 高原南侧的上升气流持续加强至10月， 影响高原南侧的垂直环流维持至10月。对应的地表温度状况可见， WYI强年在高原南侧的上升气流输送强度强于弱年， 带来更多的暖湿气流加热高原上的地表温度， 使高原主体的地面温度强度在5月、 7月和10月均大于弱年， 进而影响高原上的垂直环流。
（4） 5月WYI强年在500 hPa高原南侧的南风抬升至高原， 高原主体的地表温度高于强年， 高原上空的垂直气流强度也大于弱年， 高原低层的低压气旋较强， 辐合高原两侧的质量和能量， 高原的上升气流强度偏弱， 范围偏小， 四周为下沉气流。此时高原南侧的上升气流差异最大， 说明南亚季风对高原垂直环流的影响主要体现于季风爆发前。7月强弱年在高原南侧的水平流场强度差距不大， 高原主体的地表温度强年大于弱年， 高原上高空的高压反气旋强度增大， 低层气旋强度减小， 高原内上升气流的范围和强度扩大， 质量和能量的流向转为高原向南北两侧输出， 高原转为强大的热源， WYI强弱年的垂直环流差异不明显。季风爆发后， 10月的高原高层的反气旋衰弱， 低层的气旋增强， 强年的100 hPa南亚高压位置偏西， 对应的气旋强度增大， 高原南侧的上升气流维持高度大于弱年。