华西南区秋雨异常及其对青藏高原冬季大气冷源的响应

郑 然，刘嘉慧敏，王春学， 李栋梁，唐红玉，刘 博

(1.四川省气候中心，四川 成都 610072； 2.中国气象局成都高原气象研究所，高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室， 四川 成都 610072；3.陕西省气象台，陕西 西安 710014； 4.南京信息工程大学气象灾害预报预警与评估协同创新中心，江苏 南京 210044； 5.重庆市气候中心，重庆 401147；6.中国人民解放军78092部队，四川 成都 610036)

引 言

华西位于我国西部地区，主要包括四川盆地及关中平原一带，秋季冷空气频繁南下与滞留在该地区的暖湿空气相遇，对流活动加剧而产生较长时间的阴雨天气，其雨量仅次于夏季。秋季正是秋收作物成熟、收获和越冬作物播种、移栽的季节，这一时期的天气好坏不仅关系到当年作物的收成，还影响来年的农业生产。长时间的阴雨寡照，还可造成城市内涝、山洪、山体滑坡、泥石流等灾害，给工农业生产、交通及人民生命财产安全带来严重影响。华西地区为典型的双峰型降水，夏、秋季降水峰值之间间隔较短且雨量差别小[1]，秋雨的建立既非全年雨季的开始，也不是一年中第二个雨季的开始[2]，它发生于大气环流季节性调整期间，即东亚季风由夏季风向冬季风转变过程中，预测难度较大，因此开展华西秋雨异常研究并探寻前期预测因子对防灾减灾意义重大。

自20世纪50年代，我国学者陆续开展了华西秋雨的异常变化及其成因研究：华西秋雨的年际变化[3-5]、大气环流的季节转变与华西秋雨的关系[6]、海温等外强迫因子对华西秋雨的影响[7-9]等。然而，早期研究中关于华西地区的范围及秋雨的监测标准没有统一，部分研究以整个秋季降水量为标准，缺少对典型华西秋雨特征的描述。为了寻求更精细、准确的定义，华西秋雨的监测标准研究相继展开[10-11]。2015年，中国气象局预报与网络司组织国家气候中心、国家气象中心和部分省(区、市)气象局联合开展了华西秋雨监测标准的研制工作，并编制完成《华西秋雨监测业务规定》(1)中国气象局预报与网络司. 关于印发《华西秋雨监测业务规定(试行)》的通知[气预函(2015)2号]，形成了统一监测标准。该监测标准根据国家级和省级天气气候业务及服务需求，选取华西地区8省(区、市)范围内373个国家气象观测站作为监测站点，定义秋雨雨量、雨期长度及强度3个指标标准，并发现华西秋雨在空间上存在南北2个异常区。

青藏高原的大地形机械强迫作用及其本身明显的热力作用，直接影响着东亚季风环流。青藏高原的热力作用可分为地面热源和大气热源，大气热源是指大气中的非绝热加热，是大气的驱动力，夏季高原大气为热源，而冬季为冷源[12]，地表对大气的季节性加热激发了亚洲季风的爆发[13]，冬季高原的阻挡使北半球中高纬西风带急流在南北两侧分叉，各自形成急流，东亚地区大气环流的季节转换具有突发性，与高原影响密切相关[14]。因此，高原的热力作用和机械强迫作用是导致亚洲季风爆发呈阶段性和区域性变化的重要因子之一[15]。华西秋雨发生于夏季风向冬季风转换过程中，高原的热力作用及异常势必对华西秋雨产生影响。陈忠明等[7]指出，华西秋雨与青藏高原地面热源存在显著相关关系，且与前期2月高原东部地面热源的相关性最显著。然而，华西秋雨区的2个异常中心的强度、位置变化均存在明显差异，其异常变化受外部因素的影响是否不同？为此，本文选取雨量较大、影响较重的华西南区，包括湖北西部(28站)、湖南西部(30站)、重庆(34站)、四川东部(107站)、贵州北部(60站)以及陕西南部部分地区(10站)，共计269站，分析秋雨的年际变化特征，并以大气视热源表征高原热力作用，探究华西南区秋雨对高原热力作用的可能响应。

1 资料与方法

(1) 华西秋雨强度

利用1971—2017年华西南区269站[图1，该图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS(2019)1823的标准地图制作，底图无修改]逐日降水资料，根据华西秋雨监测业务规定，采用各站秋雨期长度指数和雨量指数等权求和计算秋雨强度，其计算公式如下：

Ii=0.5×Ii1+0.5×Ii2

(1)

其中：

(2)

式中：Ii为i站的秋雨强度指数；Ii1为i站秋雨期长度指数；Ii2为i站秋雨期雨量指数；Lij(d)为i站j年秋雨期的长度；L0、SL(d)分别为区域内华西秋雨期长度的气候平均值和均方差；Rij(mm)为i站j年的秋雨量；R0、SR(mm)分别为区域内华西秋雨量的气候平均值和均方差。

图1 华西南区269个气象站点分布Fig.1 The distribution of 269 meteorological stations in the south area of West China

(2)青藏高原大气视热源

利用1971—2017年NCEP/NACR逐日再分析资料，采用倒算法[16]计算大气视热源，计算公式如下：

(3)

其中：Q1(W·m-2)为大气视热源；T(℃)为气温；θ(K)为位温；ω(Pa·s-1)为P坐标下垂直速度；P(hPa)为气压，P0取1000 hPa；k=R/CP，R和CP(J·kg-1·K-1)分别为气体常数和干空气定压比热容；V(m·s-1)为水平风矢量；t(s)为时间。

将(3)式从地面到对流层顶垂直积分，可得到整层积分的大气视热源：

(4)

式中：Ps、Pt(hPa)分别为地表、对流层顶气压，Pt取100 hPa；g(m·s-2)为重力加速度。

另外，采用了相关分析、合成分析、回归分析及t检验等方法。气候平均为1980—2010年的平均值。

2 青藏高原大气冷源与华西南区秋雨的关系

2.1 华西南区秋雨强度年际变化特征

计算1971—2017年华西南区各站点秋雨强度指数并进行区域平均，得到南区秋雨强度。从图2(a)可以看出，华西南区秋雨强度年际变化趋势不明显，存在明显的阶段性变化，1970—1980年代前期南区秋雨有加强趋势，1980年代后期开始逐渐减弱，至1990年代中期再次逐渐增强，且秋雨强度变化的振幅明显大于1990年代中期之前。此外，将南区秋雨强度与全区秋雨强度进行相关分析，发现二者的相关系数为0.76，说明南区秋雨强度的变化与整个华西秋雨区具有较高的一致性。

华西秋雨发生于夏、秋季节转换时期，即大气环流调整时期，但秋雨持续并非贯穿整个秋季。根据业务监测标准，计算1971—2017年华西南区秋雨开始日期[图2(b)]和结束日期[图2(c)]，发现开始日期多集中于9月，平均开始日期为9月8日，结束日期多集中于10月底至11月初，平均结束日期为11月3日，且开始日期和结束日期的线性变化趋势均不明显。因此，下文仅讨论主要秋雨期9—10月的环流异常变化。

图2 1971—2017年华西南区秋雨的强度指数(a)及开始日期(b)、结束日期(c)年际变化Fig.2 The annual changes of intensity index (a), the starting date (b) and ending date (c) of autumn rain in the south area of West China during 1971-2017

2.2 华西南区秋雨年际异常的环流背景

利用南区秋雨强度指数，回归同期9—10月的环流场。500 hPa高度异常场[图3(a)]显示，巴尔喀什湖附近为高度场负距平，有利于冷空气沿青藏高原东侧南下，而中国东部一带为正高度异常，有利于西太平洋副热带高压(简称“副高”)偏强，致使副高西侧外围水汽向华西地区输送，与冷空气汇合，产生降水。与500 hPa高度异常场有很好的对应，850 hPa异常风场为相当正压结构[图3(b)]，华西南区主要受暖湿偏南风异常控制。根据秋雨强度指数，考虑到气候背景以及进入1990年代后秋雨强度振荡显著的差异，分别选取1990年以来南区秋雨偏强年1999、2008、2010、2014、2017年，偏弱年1991、1992、1998、2002、2006、2009年[图2(a)]。从华西南区秋雨偏强、偏弱年的200 hPa纬向风合成场[图3(c)]看出，偏强年西风急流位置相对偏弱年更偏西，华西秋雨南区位于急流入口区南侧，高层为反气旋式辐散，西风急流位置偏西使得华西南区高层辐散加强，进而上升运动加强，对流活动加剧，产生降水。这一特征从平均垂直速度差值场的纬向垂直剖面[图3(d)]上可得到印证，秋雨偏强年较偏弱年有更强的上升运动。

图3 华西南区秋雨强度指数回归的9—10月500 hPa高度场(a，黑色线，单位：gpm)和 850 hPa风场(b，箭头，单位：m·s-1)异常以及秋雨强(实线)、弱(虚线)年 200 hPa纬向风(36 m·s-1)合成(c，单位：m·s-1)和25°N—32.5°N范围 平均垂直速度差值场(偏强年减去偏弱年)的纬向垂直剖面(d，箭头，单位：m·s-1) [红色方框为华西南区位置，绿色线为青藏高原边界线，下同；图3(d)中两条黑色平行虚线 为四川盆地经度边界；灰色阴影区通过α=0.1的显著性检验]Fig.3 The anomaly of 500 hPa geopotential height field (a, black lines, Unit: gpm) and 850 hPa wind field (b, arrows, Unit: m·s-1) from September to October regressed based on autumn rain intensity index in the south area of West China, the synthesis of 200 hPa zonal wind (wind speed with 36 m·s-1) in strong (solid line) and weak (dotted line) years of autumn rain (c, Unit: m·s-1) and zonal vertical section of average vertical velocity difference field (strong years minus weak years) over 25°N-32.5°N area (d, arrows, Unit: m·s-1) (the red box for the location of the south area of West China and green line for the location of the Qinghai-Tibet Plateau, the same as below, and two black parallel dashed lines inFig.3d for the east and west boundary of Sichuan Basin, grey shadow areas passing the significance test with 0.1 confidence level)

2.3 华西秋雨对青藏高原大气热源(汇)的响应

图4是华西南区秋雨强度指数与前期1—8月青藏高原大气视热源的相关系数。可以看出，1月高原主体大气视热源与南区秋雨强度指数之间存在显著正相关，7月在高原东北部小范围为显著负异常区，其他月份基本没有通过α=0.1的显著性检验区域。比较1月和7月关键区大气视热源与南区秋雨强度的关系，发现1月的相关系数为0.41，通过α=0.01的显著性检验，显著高于7月的相关系数-0.3，表明前期冬季(1月)高原大气冷源与华西南区秋雨强度存在显著的相关性。选取1月82.5°E—95°E、27.5°N—35°N的区域作为青藏高原冬季大气冷源关键区(简称“高原大气冷源关键区”)，探究高原大气冷源强度对华西南区秋雨的影响。

在冬季(1月)青藏高原大气视热源气候态分布图(图5)上看到，在高原西部边界处上空出现非绝热加热正值区，这与宇婧婧等[17]研究结论一致，且视热源正负值分界线在82.5°E左右，即高原大气冷源关键区内为一致冷源。对高原关键区冷源强度进行标准化处理(图略)，考虑与华西南区秋雨强弱年一致性，选取1990年以来大于1个标准差的正负异常年份分别作为1月高原大气冷源偏弱年和偏强年，即正异常年(冷源偏弱年)为1995、2005、2008、2012、2015年共5 a，负异常年(冷源偏强年)为1990、1992、2003、2006、2009年共5 a。

图4 华西南区秋雨强度指数与前期1—8月青藏高原大气视热源的相关系数(线条) (a)1月，(b)2月，(c)3月，(d)4月，(e)5月， (f)6月，(g)7月，(h)8月 (阴影区分别通过α=0.1、0.05、0.02和0.01的显著性检验)Fig.4 Correlation coefficients (lines) between intensity index of autumn rain in the south area of West China and atmospheric apparent heat source in the Qinghai-Tibet Plateau from January to August (a) January, (b) February, (c) March, (d) April, (e) May, (f) June, (g) July, (h) August (The shadows passed the significance test with 0.1, 0.05, 0.02 and 0.01 confidence levels, respectively)

图5 1月青藏高原大气视热源气候 平均态分布(单位：W·m-2)Fig.5 Distribution of average atmospheric apparent heat sources in the Qinghai-Tibet Plateau in January (Unit: W·m-2)

2.4 青藏高原冬季大气冷源异常与华西秋雨期环流异常的关系

利用前期冬季(1月)高原大气冷源关键区的冷源强度，回归秋雨期(9—10月)500 hPa高度场及850 hPa风场异常。在500 hPa高度距平场[图6(a)]上，东亚地区由南至北呈现“+、-、+”分布，有利于副高偏强，巴尔喀什湖至中国北方一带为负距平控制，利于冷空气南下；在850 hPa风场距平[图6(b)]上，副高外围暖湿偏南风及北方南下的干冷空气在华西南区汇合；在200 hPa纬向风合成图[图6(d)]上，冷源异常偏弱年的西风急流位置较冷源异常偏强年西伸，加强了高层辐散。在高低层环流共同作用下，水汽在华西南区产生辐合[图6(c)]。综上所述，前期冬季(1月)青藏高原大气冷源对华西秋雨期环流的影响基本与华西南区秋雨强弱年回归的环流形势一致，说明前期冬季青藏高原大气冷源异常可对后期华西南区秋雨强度产生一定影响。

图6 前期1月高原大气冷源关键区冷源强度指数回归的华西南区秋雨期9—10月500 hPa 高度距平场(a，黑色线条，单位：gpm)和850 hPa风场(b，箭头，单位：m·s-1)、 水汽通量(矢量，单位：g·hPa-1·cm-1·s-1)距平及其散度 (阴影为辐合区，单位：g·hPa-1·cm-2·s-1)(c)，以及冷源偏弱年(实线) 与偏强年(虚线)200 hPa纬向风(36 m·s-1)合成(d，单位：m·s-1) [图6(a)、图6(b)中的阴影区通过α=0.1的显著性检验]Fig.6 The anomalies of 500 hPa geopotential height field (a, black lines, Unit: gpm) and 850 hPa wind field (b, arrows, Unit: m·s-1), water vapor flux (vectors, Unit: g·hPa-1·cm-1·s-1) and its divergence (shadows for convergence areas, Unit: g·hPa-1·cm-2·s-1 ) (c) from September to October in the south area of West China regressed based on the intensity index of atmospheric cold source in the key region of the Qinghai-Tibet Plateau in previous January, and the synthesis of 200 hPa zonal wind (wind speed with 36 m·s-1) in weak (solid line) and strong (dotted line) years of cold sources (d, Unit: m·s-1) (The shadows inFig.6a andFig.6b passed the significance test with 0.1 confidence level)

3 可能的物理机制

作为外强迫，高原冷源对大气环流的影响可从冬季持续到次年秋季[18]。利用前文选取的高原冬季大气冷源强、弱年，对1—8月各月700 hPa环流场进行合成(图7)。

当前期1月高原冷源偏强时，1月在高原外围为反气旋性环流异常，即高原冬季风异常偏强，中国东北地区到日本一带亦为反气旋环流异常，而中国南海地区为异常气旋，菲律宾附近为偏西气流控制，赤道地区也为西风异常[图7(a)]；2月，系统东移，反气旋移至北太平洋地区并加强，副热带地区为偏东气流异常，而气旋东移至低纬西太平洋上空，赤道西太平洋出现较弱的偏西气流(图略)；3月，南海气旋东移至菲律宾以东地区并加强，赤道西太平洋地区为西风异常控制[图7(c)]；4月，气旋在西太平洋上空维持，赤道西太平洋地区维持偏西异常气流，并延伸至中太平洋地区附近(图略)；5月，西太平洋地区的气旋继续维持加强，赤道西太平洋地区西风异常维持[图7(e)]；6月，气旋东移，赤道太平洋地区西风异常可至140°W附近(图略)；7月环流形势与6月类似，气旋维持在西太平洋上空，赤道西太平洋存在较强的偏西风异常[图7(g)]；8月，气旋南移，赤道太平洋地区均为偏西气流控制(图略)。

当前期1月高原冷源偏弱时，1月在高原外围对流层低层为气旋性环流，而在高原东南侧南海上空为较弱的反气旋环流，菲律宾以西为偏东异常气流，同时在日本以东地区存在较强的气旋性环流，使得赤道西太平洋地区主要受西风异常控制[图7(b)]；到了2月(图略)，系统东移加强，南海上空的反气旋东南移至菲律宾以东地区，赤道西太平洋一带出现偏东异常气流；3月[图7(d)]，反气旋环流继续东移，其南侧赤道地区偏东气流加强并向东扩展，而在东侧中太平洋地区也出现反气旋环流异常，两反气旋环流共同作用，使得赤道东风异常加强，并延伸至东太平洋地区；4月(图略)和5月[图7(f)]，反气旋北移，低纬地区主要受反气旋控制，东风异常基本在10°N以北地区，赤道西太平洋出现西风异常，而赤道东太平洋仍为东风异常控制；6月(图略)开始西太平洋地区反气旋环流加强，赤道中、西太平洋均为东风异常控制；7月[图7(h)]，菲律宾以东地区为反气旋性环流异常，整个赤道地区均为东风异常；8月维持西太平洋反气旋性环流，赤道太平洋地区为一致偏东气流控制(图略)。

综上所述，前期1月高原冷源偏强可激发南海地区气旋环流，此后气旋东移并维持在西太平洋上空，造成赤道西太平洋地区西风异常，并向东传播，到8月时，赤道西太平洋基本为异常西风控制；前期1月高原冷源偏弱可激发南海地区反气旋环流，此后反气旋东移，赤道西太平洋地区为偏东气流控制。此外，冷源偏强时，气旋位置更稳定，赤道西太平洋地区环流异常的持续性更好，这与陈隆勋等[18]利用动力气候模式的试验结果一致。

当1月高原冷源偏强时，赤道地区对流层低层为持续偏西风，赤道西太平洋表层暖水向东输送，并在赤道中太平洋海区汇集，致使该区域海表温度偏高；当1月高原冷源偏弱，赤道地区对流层低层逐渐为东风异常，赤道中太平洋表层暖水向西输送，冷水上翻造成赤道中太平洋地区海温冷异常，这从高原冷源强弱年赤道地区夏季海温差值场(图8)可以得到验证。根据GILL模型[19]，在热源西北侧可产生气旋性环流，冷源西北侧可产生反气旋性环流。结合青藏高原关键区冷源异常回归的赤道地区夏季海温场[图9(a)]，发现在赤道中太平洋地区存在海温受高原关键区冷源异常影响显著的区域，故选取这个区域(160°E—180°、0°—10°N)的夏季海温异常对9—10月850 hPa风场进行回归。从图9(b)可以看出，在西太平洋到南海一带存在异常强的气旋性环流，中国华西南区受偏北风异常控制，水汽条件较差，造成秋雨偏弱。综上可见，当高原冷源偏强时，激发西太平洋上空产生异常气旋，造成赤道西风异常，进而使赤道中太平洋夏季海温暖异常，在其西北侧产生气旋性环流，华西南区处于气旋西北侧的偏北气流控制下，水汽条件较差，造成秋雨偏弱；当高原冷源偏弱时，激发赤道东风异常，造成赤道中太平洋夏季海温冷异常，致使西太平洋到南海一带出现反气旋性环流，华西南区处于反气旋西北侧的偏南暖湿气流控制下，将西太平洋、南海水汽向华西地区输送，造成秋雨偏强。以上表明，当前期1月青藏高原冷源异常变化时，激发后期西太平洋环流异常，使得赤道西太平洋出现东、西风异常，并扩展至中太平洋，造成赤道中太平洋夏季海表温度异常，通过GILL响应，后期9—10月在西太平洋到南海一带产生异常环流，引导向华西南区的水汽输送变化，造成秋雨异常。

图7 前期1月青藏高原关键区大气冷源强年(a、c、e、g)和弱年(b、d、f、h)1月(a、b)、 3月(c、d)、5月(e、f)及7月(g、h)700 hPa风场合成(单位：m·s-1) (C、A分别表示气旋与反气旋，下同；黑色实线为青藏高原边界线)Fig.7 The synthesis of 700 hPa wind field in January (a, b), March (c, d), May (e, f) and July (g, h) in the strong (a, c, e, g) and weak (b, d, f, h) years of atmospheric cold sources in the key area of the Qinghai-Tibet Plateau in previous January (Unit: m·s-1) (C and A represent the cyclone and anticyclone, respectively, the same as below, and the black solid line for the boundary of the Qinghai-Tibet Plateau)

图8 1月青藏高原关键区冷源强弱年夏季赤道地区海温异常合成差值(强年减去弱年，单位：℃) (星号区域通过α=0.1的显著性检验)Fig.8 The composite difference (strong year minus weak year) of equatorial sea temperature anomalies in summer between strong and weak years of cold source in the key area of the Qinghai-Tibet Plateau in January (Unit: ℃) (The asterisks areas passed the significance test with 0.1 confidence level)

图9 1月青藏高原关键区大气冷源强度回归的夏季海温异常场(a，单位：℃)和夏季 西太平洋关键区海温指数回归的9—10月850 hPa风场异常(b，单位：m·s-1)分布 (阴影区通过α=0.1的显著性检验)Fig.9 The distribution of summer SST anomaly regressed based on the intensity of atmospheric cold source in the key region of the Qinghai-Tibet Plateau in January (a, Unit: ℃) and 850 hPa wind field anomaly from September to October regressed based on the SST index in the key region of west Pacific in summer (b, Unit: m·s-1) (The shadows passed the significance test with 0.1 confidence level)

4 结论与讨论

(1)华西南区秋雨强度在1970—1980年代前期有加强趋势，1980年代后期开始逐渐减弱，至1990年代中期再次出现加强趋势，进入21世纪后，偏强年份较多，且秋雨变化幅度明显增大。华西南区秋雨开始日期平均为9月8日，结束日期平均为11月3日，开始和结束日期的年际变化趋势不明显。

(2)华西南区秋雨偏强年，500 hPa巴尔喀什湖附近为高度负距平，中国东部一带为正高度异常，副高偏强，有利于副高西侧外围水汽向华西地区输送，与南下冷空气汇合，产生降水；高低层为相当正压结构，850 hPa风场上华西地区主要受偏南风异常控制；200 hPa西风急流偏西，华西秋雨区位于急流入口区南侧，高层为辐散，西风急流偏西使得华西南区高层辐散加强，进而上升运动加强，对流活动加剧，产生降水。

(3)华西南区秋雨强度异常与前期冬季(1月)高原关键区大气冷源异常有关，当1月关键区冷源偏弱，后期华西南区秋雨偏强，反之亦然。

(4)当前期冬季冷源异常偏强(弱)时，可激发南海到西太平洋一带气旋(反气旋)性异常环流，并维持到夏季，其南侧持续偏西(东)气流使得西(中)太平洋地区表层暖水东(西)传，造成赤道中太平洋地区海温暖(冷)异常，继而在西北侧南海地区激发气旋性(反气旋性)环流，华西地区处于该环流西侧的偏北(南)风控制下，水汽条件较差(好)，降水偏少(多)，进而造成秋雨偏弱(强)。

华西南区秋雨偏弱年与高原冷源偏强年对应基本一致，但秋雨偏强年与冷源异常年的对应关系相对较差，说明大气冷源对华西南区秋雨偏弱的影响更显著，但二者的影响可能是非对称的，也可能与海温或中高纬环流有关，其成因还需进一步研究。