青藏高原低頻振蕩對2013年夏季長江流域高溫熱浪的影響

魏挪巍 , 李曉敏 , 鞏遠發

（1. 四川省氣象災害防御技術中心，成都 610072；2. 成都信息工程大學，成都 610225）

引言

近100a來，全球溫度升高已經是一個公認的事實[1]。2015年，IPCC第五次評估報告指出，1880～2012年，全球增暖了0.85℃，同時過去的30a是1400多年來最暖的[2]。氣候變暖使得極端氣候事件越變越強、越變越多，其中高溫熱浪事件近年來更是屢見不鮮，對國民經濟和社會生活都造成了很大的危害。國內很多學者對中國各地的極端氣溫和高溫熱浪時空分布及變化特征進行了研究[3?5]。

長江流域時有氣候異常事件發生[6?9]，其中尤為突出的是在2013年發生的高溫熱浪事件。2013年夏季，是1961年以來最高氣溫與平均氣溫最高且距平值最大的年份，具有持續時間長、覆蓋范圍廣、極端性突出的特點；其中7、8月，長江流域大部分地區地面氣溫較常年平均偏高2℃以上，部分地區偏高4℃以上，最高溫度超過35℃的天數持續時間非常長，江西和浙江個別站點達到50d以上，25°～35°N之間的105°E以東大部分地區的高溫日數較氣候平均多20d以上，重慶中部和江蘇南部部分站點則較常年平均多35d以上[10]。相關研究[11?12]表明，長江中下游高溫日數與中高緯緯向風異常、印度洋和太平洋海溫異常以及長江流域春夏土壤干燥狀況密切相關，引起2013年長江中下游的極端高溫熱浪天氣的直接原因是強大而穩定的西太平洋副熱帶高壓，而青藏高原高壓的東伸有利于副高的西伸，熱帶、亞熱帶和極地環流的異常以及下墊面也可能是造成這種極端熱浪的原因。

以往對夏季高溫天氣的研究主要傾向于分析氣候特征，缺乏從低頻振蕩的方面進行探討，而大氣低頻振蕩在中長期天氣預報中有非常重要的作用。眾所周知，青藏高原（以下簡稱高原）的動力和熱力強迫作用對我國的天氣氣候有著重要的影響，而高原季風是在高原的熱力作用下形成的一種獨立風系，并且在600hPa上反映最為明顯[13]。章基嘉等[14]發現高原大氣存在低頻振蕩現象，在高原夏半年具有顯著的30～60d振蕩周期，并且與我國天氣有很大的聯系。因此，對2013年夏季高溫熱浪進行深入研究，分析與其密切相關的青藏高原季風系統之間低頻振蕩的聯系，具有重大的科學意義和應用價值。

1 資料與方法

研究使用的資料是國家氣象信息中心提供的中國地面氣候資料日值數據集（包含中國839個基本、基準地面氣象觀測站及自動站1951年以來日值數據集）、1960～2013年NCEP/NCAR的高度場、風場等資料。由于站點資料有部分缺失，且早期站點數量較少，考慮到站點數據的完整性，從中選擇了522個站點，時間區間為1971～2013年，并從中提取出290個站點均勻分布于長江中下游地區。

為了研究2013年夏季長江流域氣溫是否有顯著的低頻振蕩周期，選取了25°～35°N、105°E以東的長江中下游地區280余站的溫度資料。由于本文主要分析的是2013年長江中下游區域氣溫在季節內的變化特征，因此需要去除季節變化趨勢的影響，即用2013年1月1日～12月31日長江流域區域平均的逐日平均溫度（最高溫度）的原始時間序列減去季節變化趨勢（即傅里葉變換的1～3波），得到2013年長江流域氣溫與其季節變化趨勢的偏差，進行小波變換（圖1）?？紤]到小波分析的邊界影響，取2013年4月1日～9月30日的結果（圖3），以此研究2013年青藏高原低層的低頻變化特征。

圖1 2013年夏季長江流域平均氣溫與其季節變化趨勢偏差的小波分析（a. 小波變換，b. 小波方差），最高氣溫與其季節變化趨勢偏差的小波分析（c. 小波變換，d. 小波方差）

2 長江流域氣溫的低頻振蕩特征

2013年夏季長江流域平均氣溫與其季節變化趨勢偏差的小波分析（圖1a）給出了平均氣溫在不同時間層次上的變化特征，其在2～8和8～16的時間尺度上變化明顯。在2～8的時間尺度上，有兩次完整的周期，表明6月和9月平均溫度存在高低變化；有3次平均氣溫較高，分別在4月中旬和9月中旬達到最大值。在8～16的時間尺度上，有2次平均氣溫較高，分別為5月中旬和8月上旬。從2013年夏季長江流域平均氣溫與其季節變化趨勢偏差的小波方差（圖1b）中可以看出，方差有兩個極大值點，分別對應準16d和準64d，說明2013年夏季平均氣溫存在兩個較為顯著的低頻振蕩周期，分別是40～70d的季節內振蕩以及10～20d的準雙周振蕩。

2013年夏季長江流域最高氣溫與其季節變化趨勢偏差的小波變換（圖1c）以及小波方差（圖1d）與平均氣溫的小波分析結果非常相似，小波變換值更大，方差值更大，表明最高溫度的變化更為劇烈，在2～8和8～16的時間尺度上變化較為明顯。在2～8的時間尺度上，有兩次完整的周期，表明6月和9月最高溫度存在高低變化；有5次最高氣溫較大，并且在4月中旬和9月中旬達到最大值。在8～16的時間尺度上，有兩次最高氣溫的較大值，并在8月上旬最高氣溫達到最大值。小波方差同樣存在兩個極大值點，分別對應準16d和準64d，說明2013年夏季最高氣溫同樣存在兩個較為顯著的低頻振蕩周期，分別是40～70d的季節內振蕩以及10～20d的準雙周振蕩。

3 青藏高原的低頻振蕩特征

3.1 高原季風的低頻振蕩特征

高原季風是由高原與平原之間的熱力差異引起的季風現象，形成的根本原因是冬季與夏季高原上大氣的熱力作用相反，在600hPa最能體現高原主體上空的環流特征。參考湯懋蒼等[15]定義的青藏低層環流指數（高原季風指數，TMC），選取600hPa上青藏高原西部H1（32.5°N，80°E），南部H2（25°N，90°E），東部H3（32.5°N，100°E），北部H4（40°N，90°E）四個點的平均位勢高度減去中部點H0（32.5°N，90°E）的位勢高度值，即IH=H1+H2+H3+H4?4×H0。選取2013年1月1日～12月31日的逐日高原季風指數，研究青藏高原對流層低層環流的低頻振蕩特征。通過上述的計算方法，得到2013年1月1日～12月31日青藏高原600hPa高度場環流指數的逐日變化曲線（圖2）。如圖所示，高原季風指數IH在冬半年和夏半年具有明顯的相反變化特征。從9月中旬～次年3月中旬，也就是冬半年時，高原季風指數多小于零，對應的是高原高壓系統，IH越?。ù螅?，高原高壓越強（弱），高原冬季風也越強（弱）；從3月中旬～9月中旬，也就是夏半年時，高原季風指數多大于零，對應的是高原低壓系統，IH越大（小），高原低壓系統越強（弱），高原夏季風也越強（弱）。這樣的特征從季節變化趨勢上看更為明顯，3月中旬高原季風指數從負到正發展，高原冬季風向夏季風轉變，并且高原夏季風在7月達到最強，9月中旬高原季風指數從正到負發展，即高原夏季風向冬季風轉變，并且冬季風在12月達到最強。

圖2 2013年青藏高原600hPa高原季風指數的逐日變化（虛線為季節變化趨勢，單位：gpm）

圖3a給出了2013年夏季高原季風指數在不同時間層次上的變化特征。可以看出高原夏季風在8～16的時間尺度上變化顯著，6月下旬～9月上旬有三個比較完整的周期變化，對應高原夏季風的強弱變化，分別在7月上旬和8月下旬達最大值，即在這兩個時間段存在較強的高原夏季風。從2013年夏季高原季風指數的小波方差（圖3b）中可以看出，小波方差主要有一個極大值點，對應著高原夏季風56d的季節內振蕩周期。

圖3 2013年夏季高原季風指數與其季節變化趨勢偏差的小波分析（a. 小波變換，b. 小波方差）

3.2 高原高層的低頻振蕩特征

與高原低層不同的是，在夏季青藏高原高層存在顯著的高壓系統，即被強大的南亞高壓所控制。對于高原上層環流系統的研究，選取了與600hPa相同范圍內的200hPa區域平均位勢高度場作為高層環流系統的變化指標，就夏季而言，也可以表示南亞高壓的區域強度變化，即南亞高壓指數。按照上文中對高原季風指數的處理方法，得到2013年1月1日～12月31日的南亞高壓指數逐日變化（圖4）。從圖4上可以看出，南亞高壓指數從1～7月中旬為逐漸上升的趨勢，相較于高原季風指數，南亞高壓指數增長趨勢十分顯著，而在7月南亞高壓指數達到最大值之后又開始呈現逐漸下降的趨勢，并且在季節變化趨勢上更為明顯。南亞高壓指數為高原高層的區域平均高度場強度，南亞高壓指數越大，區域平均高度場越強，南亞高壓指數越小，區域平均高度場越弱。即南亞高壓夏季最強，冬季最弱。

圖4 2013年青藏高原200hPa南亞高壓指數的逐日變化（虛線為季節變化趨勢，單位：gpm）

圖5是2013年夏季南亞高壓指數與其季節變化趨勢偏差的小波變換以及小波方差。從圖5a上可以看出，在8～16的時間尺度上，南亞高壓變化較為顯著，8月中旬～9月下旬存在兩個比較完整的周期，對應兩次南亞高壓強度的強弱變化，并且在8月下旬達到南亞高壓指數的最大值。在16～32的時間尺度上，南亞高壓的變化也相對顯著，分別在6月中上旬及9月下旬，并且在4～7月存在兩個比較完整的周期，對應著兩個完整的南亞高壓強弱變化。圖5b的方差變化表明，小波方差存在兩個極大值點，分別對應準49d和準97d的振蕩周期。由于本文討論高原高層的季節內振蕩特征，所以只研究準49d的振蕩周期。

圖5 2013年夏季南亞高壓指數與其季節變化趨勢偏差的小波分析（a. 小波變換，b. 小波方差）

4 青藏高原的低頻振蕩及其對長江流域氣溫變化的影響

4.1 青藏高原高低空環流系統的特征

基于上文中小波分析的結果，選取600hPa和200hPa位勢高度場上40～70d的兩個主振蕩周期，分為4個位相對2013年5～9月平均風場40～70d的帶通濾波結果進行合成分析。在600hPa上，取第1（3）位相為高原季風低頻信號由正到負的減弱（由負到正的增強）時期，第2（4）位相為高原季風低頻信號最弱（最強）時期。

圖6是2013年5～9月600hPa高原季風指數40～70d低頻振蕩的合成低頻風場的4個不同位相。在600hPa上，第1位相（圖6a）對應高原季風低頻信號由正到負的減弱期。此時以青藏高原東南部為中心、從80°～120°E有一個低頻氣旋系統，在緯度范圍25°～30°N，從青藏高原一直延伸到整個長江流域西部。

第2位相（圖6b）對應高原季風低頻信號最弱期，青藏高原上空為較強的低頻反氣旋環流系統，位置在高原南部30°N附近，在高原同緯度以西伊朗高原上為一個低頻反氣旋系統，二者強度相當。在高原以東，臺灣海峽北部與大陸交界處有一個比前兩者較弱的低頻反氣旋環流，范圍較大，影響我國長江中下游地區。

在高原季風低頻信號由負到正增強的第3位相（圖6c），青藏高原上空的低頻反氣旋環流中心向東移動，強度較弱。菲律賓群島東部至南海地區的低頻氣旋系統向北移動至我國大陸南部與海南島附近，并且強度有明顯的加強，對我國長江中下游地區有較大影響。此時部分與第1位相對應的位置上為相反的低頻環流系統。

第4位相（圖6d）對應高原季風低頻信號最強期。此時，相近位置上的大氣低頻環流系統與第3位相近乎相反，青藏高原上空為從印度半島移動過來的低頻氣旋環流系統，強度達到最強。在與青藏高原同緯度方向上，高原以西65°E的伊朗高原上為一個較弱的低頻氣旋系統。我國大陸南部的低頻氣旋系統移動至高原以東的長江三角洲附近，并且強度減弱。

圖6 2013年5～9月600hPa高原季風指數40～70d低頻振蕩4個不同位相的合成低頻風場（a. 第1位相，b. 第2位相，c. 第3位相，d. 第4位相；A代表低頻反氣旋；C代表低頻氣旋）

可以看出，從第1位相到第4位相，就低頻環流系統的發展演變而言，有低頻環流系統不斷從印度半島和孟加拉灣向青藏高原移動，對高原低層的低頻環流有很大的影響。

圖7是2013年5～9月200hPa南亞高壓指數40～70d低頻振蕩的合成低頻風場的4個不同位相。第1（3）位相，區域平均位勢高度由低（高）變高（低）時期，第2（4）位相，區域平均位勢高度為大（?。┲禃r期。

在200hPa上，南亞高壓的低頻分量由正到負的第1位相（圖7a）時期，青藏高原東部受到重慶附近的低頻氣旋系統的影響，青藏高原西南部受到高原同緯度以西的印度半島北部的低頻反氣旋環流的影響。西太平洋靠近臺灣島的區域有一個較弱的低頻反氣旋環流系統，與重慶附近的低頻氣旋系統共同影響我國長江中下游地區。

第2位相（圖7b）對應南亞高壓大值期，此時青藏高原高層的低頻反氣旋環流達到最強，中心位置向東北移動，位于我國青海省上空35°N、95°E附近，青藏高原以東的我國長江中下游地區的低頻氣旋系統轉變為低頻反氣旋系統，并且向東移動，強度較弱。

第3位相（圖7c）對應南亞高壓的低頻分量由負到正的時期，高原上空變為低頻反氣旋系統，環流中心位于高原西南部30°N、95°E，強度較弱，范圍較廣，高原西部主要為較強的西南風，高原東部為較弱的西風。此時，在第1位相的對應位置上為相反的低頻環流系統。

第4位相（圖7d）對應南亞高壓小值時期，新疆西部的低頻氣旋環流系統向東北移動，強度增強，中心位于蒙古高原西南部42°N、95°E附近。受此影響，高原主體盛行很強的西南風，與第2位相的低頻環流系統正好相反。高原西面的伊朗高原有較強的低頻反氣旋環流系統。

從圖6和圖7可以看出，在40～70d的低頻頻帶上，高原季風偏弱時，從伊朗高原到青藏高原再到臺灣海峽，600hPa上均為低頻反氣旋系統，長江流域處于臺灣海峽北部的低頻反氣旋范圍內；高原季風偏強時，環流配置相反。南亞高壓偏弱時，200hPa上高原主體處于蒙古高原的低頻氣旋系統外圍，受此影響，高原主體為很強西南風，臺灣海峽附近為較弱的低頻氣旋系統，長江中下游地區處于這兩個低頻氣旋環流系統之間，形成一個很弱的低頻反氣旋環流系統；南亞高壓偏強時，環流配置相反。

圖7 2013年5～9月200hPa南亞高壓指數40～70d低頻振蕩4個不同位相的合成低頻風場（a. 第1位相，b. 第2位相，c. 第3位相，d. 第4位相；A代表低頻反氣旋；C代表低頻氣旋）

結合高低層低頻環流系統配置，當高原季風偏弱時，長江中下游地區受到高原和東海地區低頻系統的影響，高層輻合，低層輻散，近地面氣壓升高，可能導致溫度的上升。當高原季風偏強時，配置相反，可能導致長江中下游地區的氣溫降低。因此，高原季風可能與滯后的長江中下游地區氣溫有所聯系。

4.2 高原季風、南亞高壓與長江中下游區域氣溫低頻振蕩的聯系

長江中下游區域平均氣溫及最高氣溫、高原季風、南亞高壓均存在56d振蕩，因此將小波分析的結果截取振蕩中心頻率為56d的部分，得到長江流域平均氣溫及最高氣溫、高原季風指數、南亞高壓指數的低頻序列（圖8）。

圖8 2013年長江流域平均氣溫及最高氣溫、高原季風指數、南亞高壓指數的低頻振蕩（左邊縱坐標表示溫度，單位：℃；右邊縱坐標表示高原季風指數和南亞高壓指數，單位：gpm）

從長江流域平均氣溫及最高氣溫、高原季風指數、南亞高壓指數的低頻振蕩（圖8）上可以看出，從2013年5月初開始，青藏高原低層的高原季風先減弱（加強），青藏高原對流層高層的南亞高壓再加強（減弱），此后長江流域中下游地區的區域氣溫降低（升高），三者之間大約相差7～10d左右。可以認為長江流域區域氣溫、高原季風、南亞高壓之間有超前滯后的關系。

為了進一步研究高原季風、南亞高壓與2013年長江流域異常高溫的聯系，計算了高原季風指數及南亞高壓指數逐日低頻時間序列與7～8月中國839站逐日最高溫度的超前滯后相關。分析發現，當高原季風指數低頻時間序列為2013年6月11日～8月11日、中國逐日最高溫度時間區間為2013年7月1日～8月1日時，高原季風與長江流域最高溫度相關性最大，即高原季風與滯后20d的長江流域最高溫度有明顯的正相關，結果如圖9a所示。從圖中可以看出，正相關最顯著的區域位于長江流域東部，相關系數最高達到了0.6以上。當南亞高壓指數低頻時間序列為6月18日～8月18日、中國逐日最高溫度時間區間為7月1日～8月1日時，南亞高壓指數與長江流域最高溫度相關性最大，也就是說南亞高壓與滯后13d的長江流域最高溫度具有顯著的正相關，結果如圖9b所示。該圖表明，長江中下游地區的最高溫度與南亞高壓指數為明顯的正相關關系，相關系數大值區位于長江流域北部，相關系數達到0.7以上。

圖9 2013年7～8月高原季風與滯后20d的中國最高溫度相關分布（a）、南亞高壓與滯后13d的中國最高溫度相關分布（b）（陰影部分通過0.01水平的顯著性檢驗）

5 結論

本文利用湯懋蒼等[15]提出的高原季風指數和南亞高壓指數，分析了2013年夏季青藏高原的低頻振蕩特征，對高原季風低頻振蕩不同位相的對流層低層和高層低頻環流系統進行合成分析，研究了長江流域溫度、高原季風、南亞高壓三者之間的聯系，結論如下：

（1）在2013年夏季，長江中下游地區的最高氣溫和平均氣溫小波分析的結果相似，不僅存在顯著的40～70d的季節內振蕩，同時還具有10～20d的準雙周振蕩。高原季風存在顯著的40～70d低頻振蕩，相同區域的200hPa平均位勢高度場同樣有明顯的40～70d低頻振蕩周期。

（2）在40～70d的低頻振蕩帶上，高原季風偏弱時，從伊朗高原到青藏高原再到臺灣海峽，600hPa上均為低頻反氣旋系統，長江流域處于臺灣海峽北部的低頻反氣旋范圍內；高原季風偏強時，環流配置相反。南亞高壓偏弱時，200hPa上高原主體處于蒙古高原的低頻氣旋系統外圍，受此影響，高原主體為很強西南風，臺灣海峽附近為較弱的低頻氣旋系統，長江中下游地區處于這兩個低頻氣旋環流系統之間，形成一個很弱的低頻反氣旋環流系統；南亞高壓偏強時，環流配置相反。

（3）結合高低層低頻環流系統配置，當高原季風偏弱時，長江中下游地區受到高原和東海地區低頻系統的影響，高層輻合，低層輻散，近地面氣壓升高，可能將會導致溫度上升。當高原季風偏強時，配置相反，可能導致長江中下游地區氣溫降低。

（4）自2013年5月初開始，在低頻方面，青藏高原低層的高原季風先減弱（加強），青藏高原對流層高層的南亞高壓再加強（減弱），此后長江流域中下游地區的區域氣溫降低（升高）。高原季風與滯后20d的長江流域最高溫度存在顯著的正相關，南亞高壓與滯后13d的長江流域最高溫度存在顯著的正相關。