一種改進的高原季風指數及其與四川春旱的關系

張順謙 王春學 甘薇薇

（1 中國氣象局成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室，成都 610071； 2 四川省氣候中心，成都 610071）

0 引言

春旱是四川常發的一種氣象災害，嘉陵江以西龍泉山以東的地區有70%以上的年份都會發生春旱[1]。嚴重的春旱常給四川社會經濟造成重大損失，如1999年四川盆地發生的嚴重春旱，造成糧食減產3.5×108kg，6.563×106人飲水困難[2]。再如2009年秋至2010年春，攀西地區發生了50年不遇的秋冬春連旱，造成1.4×108m2農作物絕收，6.3×105人飲水困難。因此，加強四川春旱形成機理研究，提高春旱預測能力，對于減輕干旱造成的損失有重要意義。

青藏高原通過熱力作用對周圍及鄰近地區的大氣環流、天氣氣候產生影響[3]。夏季青藏高原近地面層為熱低壓，冬季為冷高壓，與此氣壓系統相適應，在高原周圍存在一冬夏盛行風向相反的季風層，這就是青藏高原季風[4]（以下簡稱高原季風）。高原季風指數是反映高原季風強弱的指標，湯懋蒼等[5]從高度場出發首次定義了高原季風指數TPMI（Traditional Plateau Monsoon Index），Xun等[6]通過引入高原近地層氣壓系統中心位置參數對TPMI進行修正，以此定義了一個動態高原季風指數DPMI（Dynamic Plateau Monsoon Index），齊冬梅等[7]、田俊等[8]從風場出發，根據高原南北兩側緯向風差異定義了一個高原夏季風指數ZPMI（Zonal Wind Plateau Monsoon Index），周懿等[9]根據600 hPa散度場高原主體區冬夏季輻散輻合相反的特性，從散度場出發定義了一個高原季風指數Div_PMI（Divergence Plateau Monsoon Index），王穎等[10]和龐軼舒等[11]從高原季風環流角度出發定義高原季風強度指數。這些指數從不同側面反映了高原季風的特征，對高原季風都具有一定的表征能力，但由于定義角度和應用目的不同，所反映出的高原冬夏季風相對強弱、轉換時間等不盡相同，與四川春旱的相關程度也有較大差異。

高原季風異常引起大氣環流發生改變，對我國及高原地區天氣氣候產生影響。白虎志等[12-13]研究發現，夏季青藏高原高度場指數與同期我國降水相關分布從華北到華南呈“-+-”東西向帶狀分布，冬季高原高壓強度指數與同期我國氣溫均為正相關。馬振峰等[14-16]研究指出，當高原夏季風偏強（弱）時，熱帶海溫表現為拉尼娜（厄爾尼諾）特征，南亞高壓也偏強（弱），位置偏北偏東（偏南偏西）。周娟等[17]分析發現，在高原夏季風強年，高原中、東（西）部降水多（少），氣溫高（低），而弱季風年，則與之相反。齊玉磊等[18]分析發現高原夏季風異常與中東亞干旱半干旱區夏季降水異常有關。王穎等[19]、齊冬梅等[20]發現高原冬季風對西南地區冬季氣溫有著一致影響，當高原冬季風偏強（弱）時，西南地區冬季氣溫一致偏高（低）。羅雯等[21]分析了高原冬季風強弱年我國的氣候差異，發現高原冬季風的影響具有滯后效應，高原冬季風強弱年的夏季，大氣環流和我國氣候明顯不同。

四川地處青藏高原東側，其天氣氣候與高原季風之間有密切的聯系。馬振峰等[22]發現，四川盆地初夏干旱通常表現為高原夏季風偏弱，高原低壓偏西，而多雨年則表現為高原夏季風偏強，高原低壓偏東。高原夏季風的強弱變化對四川盆地東、西部區和川西高原區的降水有著不同的影響，當高原夏季風偏強（弱）時，四川盆地東部區及川西高原區容易發生洪澇（干旱），四川盆地西部區容易發生干旱（洪澇）[8,23]。

如前所述，目前高原季風指數定義尚無統一標準，幾種代表性指數反映出的高原季風特征并不完全一致，在高原季風對我國天氣氣候的影響研究上，更多的是關注高原夏季風對夏季氣候和旱澇的影響，關于高原冬季風及其對四川春季干旱的影響研究還很欠缺。本文選取計算簡便且物理意義明確的高原季風指數Div_PMI，對其加以改進，使其能更好反映高原冬夏季風轉換時間和年際變化特征，且與四川春季干旱有更好相關關系，然后分析高原冬季風異常對四川春季干旱的影響，并從大氣環流異常角度探討其可能的原因，以便為四川春季干旱的氣候預測提供新的線索和依據。

1 資料與指數

1.1 資料來源及預處理

1）地面觀測資料：本文所用地面資料為完整性較好的四川150個臺站的逐日氣溫、降水資料，來自四川省氣象探測數據中心日值資料集，資料時段為1961—2016年。

2）再分析資料：使用NCEP/NCAR再分析中心1961—2016年的逐月再分析資料，包括u、v風場、位勢高度場、垂直速度場、地面氣壓場、比濕場等，資料分辨率為2.5°×2.5°，各物理量春季值由3、4月再分析資料平均得到。

3）春旱日數資料：目前中國氣象局推行的綜合氣象干旱指數MCI（Meteorological drought Composite Index）在四川的適用性還有待提高，其監測結果總體來說旱情偏重、范圍偏大，因此作者對其作了修訂[24]，本文所用春旱日數資料為根據作者改進后的MCI指數計算得到，即按照國標GB/T 20481—2006的標準（改進后的MCI連續10 d≤-0.5）先計算得到各站1961年以來的歷次干旱過程，然后以各次干旱過程跨某年3—4月的干旱日數之和作為當年的春旱日數。

1.2 高原季風指數

為檢驗改進后的高原季風指數的性能，本文選取3個有代表性的季風指數與其作對比分析，它們是：

1）TPMI：即湯懋蒼等[5]提出的傳統高原季風指數，定義為高原四周東（80°E，32.5°N）、南（90°E，25°N）、西（100°E，32.5°N）、北（90°E，40°N）四個點與高原主體中心點（90°E，32.5°N）600 hPa高度距平差值之和。夏季高原近地面為熱低壓，因此TPMI夏季為正。

2）ZPMI：它是田俊等[8]根據高原南北側600 hPa緯向風差異定義的高原季風指數。定義為高原主體正南側（85°—95°E，27.5°—30°N）和正北側（85°—95°E，35°—37.5°N）的平均緯向風分量U1、U2的差值與它們的氣候平均值的差值之比。夏季高原為氣旋性環流，高原南側為偏西風北側為偏東風，因此夏季ZPMI為正。

3）Div_PMI：它是周懿等[9]根據高原主體夏冬季600 hPa散度場存在相反特征定義的高原季風指數。定義為（30°—35°N，80°—100°E）范圍內的平均散度。夏季高原近地面為熱低壓，氣流從四周向中心輻合，因此夏季Div_PMI為負值。

為了比較幾種高原季風指數的周期性振蕩特征與四川春旱周期性振蕩特征的異同，采用Morlet小波進行季風指數和平均春旱日數的多尺度時間特征分析[25]。根據小波系數實部等值線圖分析不同時段的周期性特征，利用小波方差曲線圖分析時間序列存在的主周期，振蕩周期的顯著與否采用Torrence等[26]提出的紅噪聲標準譜方法進行檢驗。

2 改進的高原季風指數

周懿等[9]定義的Div_PMI具有明確的物理意義，能合理的解釋高原季風的形成機理，且計算方法簡單。但根據該指數計算得到的冬季風強度比夏季風明顯偏弱，Div_PMI最大值為2.2×10-6s-1（12月），最小值為-5.1×10-6s-1（6月），冬季風強度指數不及夏季風的一半。而白虎志等[13]計算的各月TPMI結果顯示，其值介于-7.5～6.9 dagpm，Xun等[6]計算的DPMI和TPMI均介于正負2倍標準差之間，表明DPMI和TPMI計算的高原冬、夏季風強度基本相當。由此可見，雖然Div_PMI具有計算簡單等優勢，但不能很好地反映高原冬、夏季風的相對強弱。

從7月和1月600 hPa平均流場與平均散度場（圖1）可以看出，7月（圖1a），在高原南側印度半島有一氣旋式流場，高原北部塔克拉瑪干沙漠有一反氣旋式流場，氣旋式流場東部的偏南氣流與反氣旋式流場東部的偏北氣流，從南北兩側流向高原主體中心，從而在高原上形成一個寬廣的輻合區，Div_PMI定義區域內散度值全部為負。而1月（圖1b），從平均流場看，高原主體以平直西風為主，僅在高原南北兩側各有一弱氣旋和弱反氣旋擾動，從平均散度場看，高原主體北部為負值區（輻合區），南部為正值區（輻散區），Div_PMI定義區跨南北兩個區域，其上半部存在大片的負值區，整個冬季（12—次年2月）的情況與1月基本一致，由于上述原因，造成冬季Div_PMI比夏季偏小。如果只取矩形框下半部，則夏季整個區域為散度負值區，而冬季整個區域為散度正值區，以此得到的冬、夏季風指數值將大體相當。因此對Div_PMI加以改進，定義為（30°—32.5°N，80°—100°E）范圍內600 hPa平均散度值，記為 Div_PMI2（Divergence Plateau Monsoon Index 2）。

圖1 1961—2016年平均（a）7月和（b）1月600 hPa流場和散度場（等值線，單位：10-5s-1，實線矩形框為Div_PMI定義區，被虛線分隔的下部矩形框為Div_PMI2定義區） Fig. 1 The average field of flow and divergence over 600 hPa at July (a) and January (b) during 1961-2016 (units：10-5s-1, the solid line rectangle is the scope of the Div_PMI, and the lower part separated by the dotted line is the scope of the Div_PMI2)

2.1 季風強度與轉換時間的比較

圖2 為TPMI、ZPMI、Div_PMI和Div_PMI24種指數逐月變化對比圖，從圖2a可以看出，ZPMI指數只在11月為冬季風，其余月份均為夏季風，這顯然與事實不符；Div_PMI 3—10月為負，11月至次年2月為正，最小值出現在6月，為-5.1×10-6s-1，最大值出現在12月，為2.2×10-6s-1，說明Div_PMI 3—10月為夏季風，以6月夏季風最強，11月至次年2月為冬季風，以12月冬季風最強，且冬季風強度明顯弱于夏季風； Div_PMI24—9月為負，10月至次年3月為正，最小值出現在7月，為-3.8×10-6s-1，最大值出現在12月，為4.2×10-6s-1，說明Div_PMI24—9月為夏季風，以7月夏季風最強，10月至次年3月為冬季風，以12月冬季風最強，且冬、夏季風強度基本相當；TPMI與Div_PMI2具有相似的年內變化特征，即同樣表現為4—9月為夏季風，以6月夏季風最強（6.7 dagpm），10月至次年3月為冬季風，以12月冬季風最強（-6.4 dagpm），且冬、夏季風強度基本相當。

圖2 1961—2016年4種高原季風指數逐月氣候平均值（a）及與平均值符號相反年份數（b） Fig. 2 The monthly average of the four Plateau Monsoon Indices (a) and number of years with different signs relative to the mean value (b) from 1961-2016

王同美等[27]在研究高原區域月平均加熱率的垂直分布后發現，3月高原區域只在低層因地面感熱增強開始出現正的加熱，4月低層感熱的迅速增長使垂直積分的總加熱由冷源轉為熱源，并在7月達到最大，10月積分的總加熱由熱源轉為冷源，只有低層因感熱加熱為弱的正加熱，垂直積分的總加熱率在4—9月為正值，7月最大，10月至次年早春3月為負，12月最小。可見，Div_PMI所指示的夏季風轉冬季風時間比大氣熱源轉冷源時間晚了1個月，冬季風轉夏季風的時間比大氣冷源轉熱源的時間提前了1個月，而Div_PMI2和TPMI所指示的高原冬、夏季風轉換時間與高原大氣冷、熱源的轉換時間一致，且Div_PMI2所指示的最強高原冬、夏季風出現時間與高原大氣冷、熱源極值出現時間一致，說明Div_PMI2能更好地揭示高原冬夏季風的轉換期和強盛期。

2.2 季風指數季節一致性的比較

圖2b給出了1961—2016年各月高原季風指數與其氣候平均值反相（符號相反）的年份數，用nr表示，其值大小可反映季風指數所指示的冬、夏季風“相悖”程度。由于ZPMI對高原季風的季節變化表征能力較差，因此不再對它進行討論，但可以看出其nr值在8—12月都很大。Div_PMI2的nr值在7—8月和12—2月均為0，表示56a每年夏季均為夏季風，冬季均為冬季風，沒有出現夏季為冬季風、冬季為夏季風這種“相悖”的情況，說明Div_PMI2能夠揭示出每一年高原冬夏季風的存在，具有很強的高原季風表征能力，而4月和10月的nr值較大，恰好體現了過渡季節的季風特征，高原大氣熱源建立時間早的年份其4月表現為夏季風，反之表現為冬季風，高原大氣冷源建立時間早的年份其10月表現為冬季風，反之表現為夏季風。Div_PMI的nr值在夏季7—8月也為0，即沒有出現夏季為冬季風的情況，但冬季12月至次年2月不為0，特別是隆冬2月有14a表現為夏季風，說明Div_PMI對高原夏季風有很強的表征能力，但對高原冬季風的表征能力欠佳。TPMI的nr值在夏季7—8月為1，即有1a夏季表現為冬季風，冬季1—2月也不為0，特別是隆冬2月有9a表現為夏季風，說明TPMI對高原夏季風的表征能力較強，但對高原冬季風的表征能力不夠理想。

3 高原冬季風與四川春旱的聯系

3.1 四川春旱氣候特征

表征春旱強度的物理量可以是春旱日數、春旱期平均MCI、春旱期最小MCI等，但一般來說春旱日數越長，旱期平均MCI和最小MCI就越小，三者之間具有很高的相關性。通過計算相關系數發現，四川平均春旱日數與平均MCI和最小MCI之間的相關系數分別達到-0.974和-0.966，而業務服務上更加關注干旱持續時間，因此本文以春旱日數作為研究對象。

從圖3a可以看出，四川盆地東部、川西高原北部春旱時間較短，平均春旱日數在10 d以下，四川盆地西北部、中部和西南部、甘孜州南部春旱時間較長，平均春旱日數在10～20d，川西南山地春旱時間最長，平均春旱日數在20 d以上。從圖3b可以看出，四川大部地區春旱日數呈弱減少趨勢，其中川西高原西北部和四川盆地中部的減少趨勢通過了水平0.05的顯著性檢驗，四川盆地西部沿綿陽、德陽、成都一線，川南宜賓及川西南山地中西部，其春旱日數呈增加趨勢，且通過了水平0.05的顯著性檢驗。

圖3 四川春旱日數氣候平均值（a，單位：d）及氣候變化傾向率（b，單位：d/10a，+為變化顯著臺站） Fig. 3 Climatological average of spring drought days (a, units: d) and the climate change propensity (b, units: d/10a, + stands for the significant stations) in Sichuan

3.2 高原冬季風對四川春旱的影響

分析冬季各月季風指數與四川平均春旱日數的相關系數發現，12月和1月各指數與四川平均春旱日數均無相關性，但2月3種季風指數與四川平均春旱日數均顯著相關，因此，下面以2月季風指數代表高原冬季風進行相關分析。從2月3種季風指數與四川平均春旱日數的相關系數看，TPMI為0.31，Div_PMI為0.33，只通過了0.05的顯著性水平檢驗，而Div_PMI2的相關系數為0.38，通過了0.01的顯著性水平檢驗，說明Div_PMI2與四川平均春旱日數之間的相關性更好。

圖4 2月Div_PMI2指數與各站春旱日數相關系數分布圖 （注: +表示通過水平0.05顯著性檢驗的臺站） Fig. 4 Distribution charts of correlation coefficients between Div_PMI2 in February and spring drought days in different stations (+ indicates a significant level of 0.05)

從2月Div_PMI2指數與各站春旱日數的相關系數分布圖（圖4）可以看出，2月Div_PMI2指數與各站春旱日數均為正相關，說明高原冬季風偏強（弱），四川全境未來春旱日數將一致偏多（少），尤其是在盆地西北部、盆地西南部、攀西地區東部和川西高原更是如此，這些地方多數臺站春旱日數與高原冬季風指數的正相關系數通過了0.05的顯著性水平檢驗。TPMI和Div_PMI與春旱日數的關系也表現為四川一致正相關，且通過顯著性檢驗的區域位置與Div_PMI2基本一致，但以通過顯著性檢驗的臺站數看，TPMI為32站，Div_PMI為36站，Div_PMI2為46站，說明 Div_PMI2與四川春旱的正相關關系更具普遍性。

圖5為2月各季風指數及四川平均春旱日數的多尺度時間變化特征（左圖中細實（虛）線分別表示高原冬季風或四川春旱偏強（弱），粗實線所圍區域為小波方差通過0.05顯著性水平檢驗的區域，粗虛線表示邊界效應影響錐，該曲線以外的區域受邊界效應影響不予考慮；右圖中實線為時間平均小波方差，虛線為水平0.05的紅噪聲方差），可以看出，TPMI、Div_PMI、Div_PMI2、四川平均春旱日數都具有準3a周期性振蕩特征，且都通過了0.05的紅噪聲水平檢驗，說明3個高原冬季風指數都可以反映出四川春旱的準3 a周期變化規律。但從全局方差看，Div_PMI2和四川平均春旱日數的準3 a周期的全局方差最大，為各自振蕩的第一主周期，而TPMI和Div_PMI的準3a周期全局方差較小，只是其振蕩的第二主周期。從時域關系上看，Div_PMI2和四川平均春旱日數的準3a振蕩從1960年代后期至2000年代中期均很顯著（通過了0.05的紅噪聲水平檢驗），而TPMI和Div_PMI的準3 a振蕩在1980年代中前期并不顯著，另外，Div_PMI2和四川平均春旱日數的準3a周期在1960年代后期至1970年代初期及1990年代后期至2000年代初期都異常強烈（方差在0.6以上），而TPMI和Div_PMI只有1990年代后期至2000年代初期一個異常強烈時段。由此可知，與TPMI和Div_PMI相比，Div_PMI2具有與四川平均春旱日數更為相似的周期性振蕩特征。

圖5 TPMI（a）、Div_PMI（b）、Div_PMI2（c）及四川平均春旱日數（d）的小波分析圖 （其中左圖為小波系數實部等值線，右圖為全局小波方差） Fig. 5 Wavelet analysis of TPMI (a), Div_PMI (b), Div_PMI2 (c), and the average spring drought days of Sichuan (d) (The left is the real part of the wavelet coefficient contours, the right picture is the time average variance)

圖6 為1961—2016年2月Div_PMI2與四川平均春旱日數年變化曲線，可以看出，冬季風指數和四川春旱日數均未發生趨勢性變化，且階段性變化特征相似。根據對1961—2016年2月Div_PMI2和四川平均春旱日數距平及異常情況的統計（表1），56 a中，有35 a的Div_PMI2處于正位相（正距平），其中有23 a四川平均春旱日數也同時處于正位相，正位相一致率為65.7%，而另外21 a的Div_PMI2處于負位相（負距平），其中有16 a四川平均春旱日數同時處于負位相，負位相一致率為76.2%，總的位相（符號）一致率（符號一致年數/總年數）達到69.6%。以0.5倍標準差作為異常標準，以此得到56 a中有25a Div_PMI2處于正異常，其中有15 a四川平均春旱日數也同時處于正異常，正異常一致率為60%，Div_PMI2處于負異常的年份為13 a，四川平均春旱日數同時處于負異常的年份為10 a，負異常一致率為76.9%，總的異常一致率（異常一致年數/Div_PMI2異常總年數）為65.8%。由此可見，2月Div_PMI2的大小對未來四川春旱的強弱具有較好的指示意義。

圖6 1961—2016年2月Div_PMI2指數與四川平均春旱日數逐年變化曲線圖 Fig. 6 Annual variation of Div_PMI2 in February and the average spring drought days of Sichuan from 1961-2016

4 高原冬季風影響四川春旱的大氣環流分析

從表1可知，高原冬季風異常與四川春旱異常之間有大約三分之一的年份不一致，說明四川春旱不僅與高原冬季風異常有關，而且還受其他因子的影響，比如高原積雪、海溫的異常等（我們將另文分析這些影響）。因此，為了使環流分析能更好地反映高原冬季風對四川春旱的影響，我們從異常一致年中選取極端干旱年進行環流合成分析。根據平均春旱日數，以1倍標準差作為選取標準，從15個正異常一致年中挑選出9個春旱極端強年：1966、1969、1978、1984、1987、1991、1999、2003、2013年，從10個負異常一致年中挑選出7個春旱極端弱年：1961、1970、1977、1992、2000、2008、2016年，以此對高原冬季風異常引起的四川極端春旱進行大氣環流的合成分析。

表1 1961—2016年2月Div_PMI2與四川平均春旱日數一致性統計結果 Table 1 Statistical results of the consistency between Div_PMI2 in February and the average spring drought days of Sichuan from 1961-2016

4.1 500 hPa 高度場合成分析

從對流層中層500 hPa高度場（圖7）上可以清楚看到，高原冬季風強年（圖7a）歐亞中高緯總體表現為北低南高的緯向型環流分布，在40°N以北地區，西西伯利亞—蒙古高原—中國東北—日本海一線均為位勢高度負距平，且距平中心在貝加爾湖以西地區，表明烏拉爾山地區沒有形成阻塞形勢，西伯利亞高壓脊顯著減弱，北方冷空氣不易南下。而在40°N以南的伊朗高原經青藏高原并東延至東海洋面為正距平，距平中心位于青藏高原主體，表明高原冬季風強年高原高度場偏高，不利于高原低值系統的形成和東移，川西高原和四川盆地受高值系統控制以晴好天氣為主。同時孟加拉灣高度場也為正距平，南支槽活動受到抑制，不利于孟加拉灣水汽向西南地區輸送，副高位于菲律賓以東的西太平洋上，位置比常年偏東。高原冬季風弱年（圖7b）情況正好相反，位勢高度距平場呈北高南低分布，西伯利亞高壓脊加強形成阻塞有利于冷空氣的爆發南下，青藏高原—華東沿海—西太平洋為一寬廣的負距平區，有利于高原低值系統的發展東移，給四川和我國東部地區帶來降水，副高西伸到菲律賓以西的南海上，位置比常年偏西，更有利于熱帶暖濕氣流的向西輸送。從高原冬季風強弱年位勢高度差值場（圖7c）可以看出，高緯地區強年比弱年的位勢高度顯著偏低，而青藏高原、四川盆地和我國南方地區強年位勢高度比弱年偏高，副高位置強年比弱年偏東約9個經度。

4.2 500 hPa 垂直速度場合成分析

為了揭示高原冬季風與春季對流層中層垂直速度場的關系，選取高原冬季風強、弱年500 hPa垂直速度場進行合成分析。從500 hPa垂直速度距平場可以看出，高原冬季風強年（圖8a），青藏高原、川渝地區為正距平，該地區為下沉氣流，高原冬季風弱年（圖8b），四川地區為負距平，被上升氣流所控制，而500 hPa垂直速度差值場（圖8c）上，青藏高原東部、川渝地區為正差值，說明四川地區被下沉氣流所控制。由此可見，在高原冬季風強年，春季川西高原和四川盆地對流層中層被下沉氣流所控制，沒有有利的動力條件配合形成降水，致使春旱較重發生。

4.3 水汽輸送合成分析

圖7 高原冬季風不同強度年份春季500 hPa高度距平場及差值場（單位：gpm ） （a）強年；（b）弱年；（c）強年減弱年，（其中，粗實線、粗虛線、點劃線分別為春季副高5875 gpm線多年平均位置及高原冬季風強、弱年位置。由淺到深陰影區分別為通過0.10、0.05、0.02和0.01顯著性水平檢驗的區域，灰色區域為青藏高原，圖8、圖9同此） Fig. 7 The anomaly of strong (a) , weak (b) plateau winter monsoon years and the composited difference (c) of 500 hPa height (units: gpm, the rough line, rough dotted line and dot line are the position of 5875 gpm for the climate mean, strong years, and weak years. The shaded from shallow to deep indicate the confidence level of 0.10, 0.05, 0.02, and0.01. The gray area is the Qinghai Tibet Plateau. The meaning is the same in Figure 8 and 9)

為了揭示高原冬季風對春季水汽來源和輸送途徑的影響，這里我們給出了高原冬季風強、弱年垂直積分的水汽通量和水汽通量散度的合成差值場。由圖9a可以看出，高原冬季風強年，孟加拉灣出現氣旋式水汽輸送異常，西太平洋出現反氣旋式水汽輸送異常，從蘇門答臘島經菲律賓到日本島南部出現一條異常水汽輸送帶，四川位于這條異常水汽輸送帶西北側，南方暖濕水汽難以到達，同時西北方向也沒有冷空氣的輸送。從水汽通量散度場看，四川地區為水汽輻散區，水汽向外凈流出。缺乏冷暖空氣的交匯加之水汽的流失，導致四川干旱的發生。高原冬季風弱年（圖9b），印度半島出現氣旋式水汽輸送異常，暖濕空氣可以通過孟加拉灣直接輸送到我國西南部，同時南支繞流偏強，青藏高原南側偏西冷空氣輸送增強，與暖濕水汽在青藏高原東側匯合；從水汽通量散度場看，四川地區為負距平，即水汽在該地區輻合，有利于降水的形成，因而不易發生干旱。距平差值場（圖9c）的水汽輸送特征更為明顯，可以看出，孟加拉灣地區出現氣旋式水汽輸送異常，但其右側北上的暖濕空氣路徑偏東，無法到達我國西南部，同時青藏高原南側出現異常偏東水汽輸送，即南支繞流偏弱，四川以偏東、偏北的水汽輸送為主，水汽呈流出狀態，水汽通量散度也表現為異常輻散區，即來自孟加拉灣北部的暖濕氣流和南支繞流帶來的西北冷空氣無法在高原東部匯合，四川地區水汽來源嚴重不足，從而導致干旱的發生。

5 結論與討論

本文利用地面觀測資料和NCEP再分析資料，對Div_PMI加以改進，以（30°—32.5°N，80°—100°E）范圍內600 hPa平均散度定義了一個新的高原季風指數Div_PMI2，分析了四川春旱的氣候特征，從高原冬夏季風的表征能力、與四川春旱日數的關系等方面對Div_PMI2和幾種代表性高原季風指數作了對比分析，最后探討了高原冬季風強弱與春季大氣環流異常的關系及對四川春季干旱的影響，得到如下主要結論：

1）Div_PMI2具有更強的高原季風表征能力。由該指數得到的高原冬夏季風強度基本相當，一年之中4—9月為夏季風，10月至次年3月為冬季風，夏季風7月最盛，冬季風12月最盛，這與高原大氣冷熱源轉換時間及極值出現時間完全吻合。在1961—2016年的56a中，該指數夏季（7—8月）均為夏季風，冬季（1—2月）均為冬季風，沒有出現夏季為冬季風、冬季為夏季風這種“相悖”的情況。

2）四川盆地東部春旱時間較短，四川盆地西北部、中部和甘孜州南部春旱時間較長，川西南山地春旱時間最長。四川大部地區春旱日數呈弱減少趨勢，但四川盆地西部、川南及川西南山等春旱常發區的春旱日數呈顯著增加趨勢。幾種高原季風指數和四川平均春旱日數的小波分析表明，高原冬季風和四川春季干旱均存在顯著的準3a周期性振蕩，但與其他幾種指數相比，Div_PMI2的準3a振蕩與四川平均春旱日數的準3a振蕩同為第一主周期，且在時域上具有更好的強弱一致性。

圖8 高原冬季風強弱年春季500 hPa垂直速度距平場及差值場（單位：Pa·s-1） （a）強年；（b）弱年；（c）強年減弱年 Fig. 8 The anomaly of strong (a), weak (b) plateau winter monsoon years and the composited difference (c) of 500 hPa vertical velocity (units: Pa·s-1)

3）高原冬季風強年春季西伯利亞高壓脊減弱，高原和孟加拉灣高度場偏高，副高位置偏東，致使北方冷空氣不易南下，高原低值系統發展受阻不能東移影響四川，南支槽活動受到影響，來自孟加拉灣的西南暖濕氣流與南支繞流帶來的西北冷空氣無法在高原東部匯合，川西高原和四川盆地處于水汽輻散區，對流層中層被強烈的下沉氣流所控制，這樣的環流形勢導致該地區春季以晴朗天氣為主，有利于干旱的發生。

高原季風是高原與周圍大氣的熱力差異所致，季風強弱與高原熱力作用具有正相關關系，當高原主體熱源較四周大氣強（弱）時，高原夏季風就越強（弱）[28]。不僅如此，高原熱力異常還對后期高原季風、大氣環流和我國天氣氣候產生影響，白彬人等[29]指出，高原地面加熱場強度與DPMI指數之間存在超前1～3個月的相關關系，并發現前期2月青藏高原熱力作用偏強將會導致高原夏季風爆發偏早，爆發初期強度偏強。黃儀方等[30]研究發現，前期冬季青藏高原地面加熱場通過影響后期春季500 hPa高度場，導致高原東側川渝地區春季氣溫異常。由此可知，高原冬季風對四川春旱的影響其本質是冬季青藏高原的熱力異常，當冬季青藏高原異常偏冷時，一方面使高原冷高壓偏強，導致高原冬季風偏強，另一方面使春季高原加熱變緩，高原由冷源變熱源需要的時間更長，此時春季高原仍將偏冷，高原冷高壓繼續偏強，導致春季高原季風也偏強，Div_PMI2計算結果證實，當冬季（2月）Div_PMI2為正距平時，有三分之二以上年份其春季（3月）Div_PMI2也為正距平。由于春季高原冷高壓強大，致使高原低值系統的發展東移和西南暖濕氣流的向北輸送受阻，從而導致四川少雨干旱。

本文只是合成分析了高原冬季風影響四川春旱的大氣環流異常原因，今后需要進一步通過數值模擬的方法研究冬季高原熱力異常—高原冬季風異常—大氣環流異常之間的聯系，揭示高原冬季風影響四川春季干旱的有關動力學機制與過程，以便加深高原冬季風對四川春旱影響機理的認識。

圖9 高原冬季風強弱年春季垂直積分的水汽通量（矢量，單位：102kg·m-1·s-1）和水汽通量散度（等值線，單位：10-5kg·m-2·s-1）距平場及差值場 （a）強年；（b）弱年；（c）強年減弱年 Fig. 9 The anomaly of strong(a), weak(b) plateau winter monsoon years and the composited difference(c) of the vertically integrated vapor flux (Vector, unit: 102kg.m-1·s-1) and the divergence(contour, unit: 10-5kg·m-2·s-1)