青藏高原冬季风异常与塔里木盆地冬季气温的关系

迪丽努尔·托列吾别克，毛炜峄*，李红军，叶尔纳尔·胡马尔汗

（1.中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所，新疆 乌鲁木齐830002；2.中亚大气科学研究中心，新疆 乌鲁木齐830002；3.新疆环境监测总站，新疆 乌鲁木齐830011）

青藏高原因其高海拔的独特地表特征， 在冷暖季具有不同的热力及动力作用， 对高原及其周边地区天气气候乃至全球气候变化都有重大影响。 叶笃正等[1]在20 世纪50 年代提出，在暖季青藏高原是热源，近地层大气由四周向高原辐合上升，高原上空为气旋式风场。 徐淑英和高由禧[2]指出，青藏高原在冬季和夏季，相对于周边自由大气分别是冷、热源，热力作用随季节发生明显变化。 汤懋苍等[3]认为青藏高原上空及周围存在一个冬、 夏季盛行风向相反的季风层，即高原季风，并定义了一个高原季风指数[4]，以600 hPa 月平均位势高度场上高原周边东、 南、西、 北4 个方位代表点与高原中心点的位势高度差之和作为月高原季风指数。 随着对高原季风研究的不断深入，利用位势高度场[4-6]、风场[7-9]及涡度场[10]等不同物理量来定义青藏高原高原季风指数及其影响的研究越来越多。由于青藏高原季风的年内变化，在不同季节高原上空的气旋或者反气旋风场叠加在中纬度准纬向基流上，形成独特的高原气候，造成高原东、西两侧气候明显差异，也影响着高原南部与北部的气候变化[11-12]。 Liu 等指出青藏高原的热力及动力作用对其南部的南亚季风气候和东部的东亚季风，北部中纬度的中蒙干旱气候， 西部中亚的干旱气候及高原独特的季风气候的形成具有重要的作用[13]。白虎志等[14-15]研究了青藏高原季风年际和年代变化特征及其与我国气候异常之间的联系；王颖等[5]分析了青藏高原季风变化特征及其与我国西南地区地面气温之间的定量关系；荀学义[6]分析了高原季风与西北干旱区气温、降水之间的关系，探讨了高原季风对西北干旱区气候的影响。

我国不同区域冬季气温异常受不同气候系统影响，外强迫因子和大气环流因子综合作用造成区域气温异常[16]。 冬季青藏高原为冷源，其强度的变化对北半球大气环流和中国的天气气候具有重要影响[17-18]。 新疆地处中纬度欧亚大陆腹地，随全球变暖，冬季气温上升十分显著[19]。 新疆南部的阿尔金山、昆仑山、喀喇昆仑山、帕米尔高原与青藏高原相连，受高原季风直接影响，但是关于高原冬季风变化对新疆冬季气温的影响研究不多，亟待加强。探讨新疆区域冬季气温异常的环流成因， 研究青藏高原冬季风异常及其对新疆塔里木盆地冬季气温变化的影响机制， 可为提高新疆冬季气温季节预测水平提供科学支撑。

1 资料和方法

1.1 资料和方法

选取1961 年1 月—2018 年12 月新疆103 站（图1）逐月平均气温资料，以及NECP/NCAR 的2.5°×2.5°逐月再分析资料， 包括多个层次的位势高度、空气温度、东西风和南北风等。使用再分析资料计算青藏高原季风指数， 分析青藏高原冬季风异常年的环流特征。 采用相关分析、 合成分析等统计诊断方法， 探讨高原冬季风异常影响新疆塔里木盆地同期气温变化的可能机制。

图1 新疆气象站点分布

1.2 高原季风指数

利用汤懋苍等[4]提出的高原季风指数定义，在600 hPa 月平均位势高度场上，以（32.5°N，90°E）为青藏高原中心点Hc，分别选取（32.5°N，100°E）、（25°N，90°E）、（32.5°N，80°E）和（40°N，90°E）4 个点代表青藏高原东、南、西和北4 个边界点HE、HS、HW、HN，计算4 个边界点与中心点的位势高度差之和， 作为高原季风指数（TPMI），公式如下：

2 青藏高原冬季风变化特征

2.1 高原季风年内变化

依据公式（1）计算1961—2018 年逐月青藏高原季风指数（TPMI）。 由图2 可知，TPMI 有明显的年内变化，其中在夏季为正，冬季为负；6 月最高，达到67 gpm，而在11 月最低，接近-64 gpm。 即在600 hPa上，夏季青藏高原四周位势高度高于中心区域，高原上空600 hPa 叠加有一个季风低压； 冬季高原四周位势高度低于中心区域， 高原上空600 hPa 叠加一个季风高压。 4 月TPMI 由负转正， 高原上空600 hPa 季风热低压发展，6 月份最强；10 月TPMI 由正转负， 高原上空600 hPa 逐渐出现季风高压，11 月和12 月最强。

图2 1961—2018 年高原季风指数年内变化

2.2 高原冬季风指数的年际变化及其异常年诊断

定义12 月、1 月和2 月的高原季风指数算术平均值为青藏高原冬季风指数（TPMI_DJF），如，1961 年的TPMI_DJF指1961 年12 月和1962 年1 月、2 月的月季风指数算数平均值，得到1961—2017 年逐月的高原冬季风指数序列。 对TPMI_DJF进行标准化处理结果见图3，TPMI_DJF数值越小（大），高原冬季风越强（弱）。 近57 a 来TPMI_DJF呈略下降趋势，线性倾向率为-0.05/（10 a），表明青藏高原冬季风呈略增强趋势。

图3 1961—2017 年高原冬季风指数年际变化

以TPMI_DJF偏差超过1 个标准差作为异常年标准， 用标准化序列诊断识别高原冬季风异常偏强年（偏差≤-1.0）和异常偏弱年（偏差≥1.0）年。 由图3可知，1961—2017 年青藏高原冬季风异常偏强年共9 a，分 别 为 1965、1971、1978、1980、1985、1986、1987、1997 年和2014 年； 异常偏弱年共10 a， 分别为1967、1968、1969、1973、1974、1976、2000、2006、2007年和2011 年。

2.3 高原冬季风异常年600 hPa 环流系统主要特征

高原冬季风指数TPMI_DJF有明显的年际变化，图4 为高原冬季风异常偏强（弱）年份，高原上空以及周边的环流系统的差异特征，图4a、图4b 分别为青藏高原冬季风异常偏强年、 偏弱年600 hPa 欧亚位势高度及其距平合成。 由图4a 可见，在位势高度场上，欧亚大陆上空中纬度地区为两槽一脊，大槽分别位于欧洲和东亚上空， 中亚—西伯利亚—青藏高原区域为高压脊区；在位势高度距平场上，欧亚大陆上空中纬地区呈北负南正， 青藏高原上空为位势高度正距平中心， 正距平区域远远大于青藏高原海拔高度超过1500 m 的区域范围。 在600 hPa 高度，欧亚中纬度地区以纬向环流为主， 导致新疆及其上游地区多处在高压脊控制之下，新疆西部为西南风，对气温偏高十分有利。 由图4b 可见，在位势高度距平场上，欧亚大陆上空中纬度地区呈北正南负，正距平中心位置偏西，在乌拉尔山北部，而负距平中心位置偏东，在贝加尔湖以南的蒙古高原上空。 另外，青藏高原中心区域有一个较小范围的负距平中心。 在600 hPa 高度上，乌拉尔山地区有明显的正距平，有利于乌拉尔山高压脊发展，环流经向度加大，更易引导冷空气南下侵袭塔里木盆地。

图4 高原冬季风异常偏强（a）、偏弱（b）年冬季600 hPa 位势高度场气候态（等值线）及距平（阴影）（单位: gpm）

综上所述， 根据汤懋苍等给出的高原季风指数定义，得到的季风指数有明显的年内变化， TPMI_DJF也能够清晰地反映出年际异常变化特征。 在高原冬季风异常偏强、 偏弱年份，600 hPa 位势高度场、距平合成场上， 青藏高原及其周边区域的大气环流系统及其距平场有明显的强度变化差异， 对塔里木盆地冬季气温异常具有明显物理意义。

3 高原冬季风异常与新疆同期气温的关系

3.1 高原冬季风指数与新疆同期气温相关分析

以全疆103 站平均值作为新疆区域冬季气温（T_XJ_DJF），计算了TPMI_DJF与T_XJ_DJF之间的相关系数，两者呈显著的负相关（相关系数为-0.37），通过了0.01 的显著性水平检验。 TPMI_DJF越小，冬季气温越高，说明高原冬季风越强，新疆冬季气温偏高幅度越大；反之，TPMI_DJF越大，冬季气温越低，说明高原冬季风越弱，新疆冬季气温偏低幅度越大。进一步分析发现，TPMI_DJF与新疆103 站冬季气温之间均为负相关关系（表1）。 在新疆103 站中， 68 站的相关系数通过了0.05 的显著性水平检验， 占总站数66.0%；42 站的相关系数通过了0.01 的显著性水平检验，占总站数40.8%。

表1 1961—2017 年高原冬季风指数与新疆同期各站气温相关水平统计

TPMI_DJF与新疆103 站冬季气温之间均呈负相关关系（图5），但存在区域性差异。 其中TPMI_DJF与南疆各站冬季气温之间的相关系数绝对值相对较大， 而与北疆区域各站点冬季气温的相关系数绝对值小；此外，西部大于东部，平原地区大于海拔较高的地区。TPMI_DJF与新疆各站冬季气温相关系数通过0.01 显著性水平检验的测站主要分布在南疆塔里木盆地， 相关系数绝对值最大的3 个站点分别是且末（-0.55）、阿瓦提（-0.51）和柯坪（-0.50）。 因此，青藏高原冬季风偏强时，新疆塔里木盆地、新疆西部地区及平原地区的冬季气温更容易偏高。

图5 1961—2017 年高原冬季风指数和新疆同期气温相关系数的空间分布

3.2 高原冬季风异常偏强、偏弱年新疆气温差异

图6 分析了青藏高原冬季风异常偏强年与异常偏弱年对应的新疆冬季温度差值。 高原冬季风异常偏强、偏弱年，塔里木盆地各站的冬季气温差值明显大于北疆，偏西地区各站明显大于偏东地区。进一步说明青藏高原冬季风偏强年， 新疆塔里木盆地冬季气温明显偏高。

图6 高原冬季风异常偏强、偏弱年新疆各站冬季气温差值空间分布

3.3 高原冬季风异常与塔里木盆地冬季气温变化

以TPMI_DJF与新疆冬季气温高相关的塔里木盆地为典型区域， 分析高原冬季风异常对塔里木盆地冬季气温的影响。近57 a 来，TPMI_DJF与塔里木盆地冬季温度（T_TLM_DJF） 的相关系数为-0.497， 通过了0.01 的显著性水平检验（图7）。 塔里木盆地冬季气温呈显著增暖趋势， 线性增温率为0.37℃/（10·a）。分别滤除TPMI_DJF与T_TLM_DJF的线性趋势， 再进行相关分析，发现两者之间的相关系数为-0.513，通过了0.001 的显著性水平检验。TPMI_DJF与T_TLM_DJF呈显著的负相关关系，滤除线性趋势后，两者之间的负相关程度更高， 说明青藏高原冬季风强度与塔里木盆地冬季气温距平变化之间关系密切， 滤除年代际变化背景后，两者之间的年际变化关系更为密切。

图7 1961—2017 年冬季风指数与塔里木盆地冬季气温变化标准化曲线

4 高原冬季风异常影响同期塔里木盆地气温变化的可能机制

塔里木盆地地处中纬度地区， 是否有北方冷空气入侵、 或者是否有暖平流影响时都会造成地表气温的显著变化。 从近地面层850 hPa、 对流层中层500 hPa 的环流系统入手， 来分析青藏高原冬季风异常偏强（弱）年份，不同高度层上影响新疆塔里木盆地冬季气温变化的环流系统特征。

4.1 850 hPa 温度场距平及风场距平特征

高原冬季风异常偏强年（图8a），在850 hPa 高度的温度距平场上， 欧亚大陆55°N 以北为负距平区域，贝加尔湖以南的蒙古高原上空是正距平中心，里咸海地区也位于温度正距平区。 欧亚大陆北部温度负距平区南侧是明显的西风距平； 中亚里咸海以及蒙古高原西侧区域均表现为明显的南风异常。 这种温度距平场、风场距平配置，在850 hPa 上的温度负距平区域位置偏北，55°N 以北地区西风偏强，不利于冷空南下入侵新疆。 在新疆西部天气上游中亚里咸海地区，以及东灌天气上游蒙古高原西南侧，均出现南风异常，存在弱距平暖平流影响南疆地区，造成塔里木盆地区域气温偏高。

高原冬季风异常偏弱年（图8b），在850 hPa 温度距平场上，欧亚大陆40°～60°N 范围受温度负距平区域控制， 中亚里咸海以及蒙古高原区域为温度负距平区；在850 hPa 合成的距平风场上，乌拉尔山地区为距平反气旋，蒙古地区为距平气旋，中亚里咸海以及蒙古高原西侧区域均表现为明显的北风异常。这种温度距平场、风场距平的配置，在新疆的西北、北方以及东北方向上都有明显的距平冷平流影响，有利于冷空气南下入侵新疆， 造成新疆塔里木盆地冬季气温偏低。

4.2 500 hPa 温度场距平及风场距平特征

高原冬季风异常偏强年（图9a），在500 hPa 温度距平场上，欧亚范围温度距平区呈带状分布，从北到南呈“负—正—负”分布，其中北、南两条纬向负距平带较明显，中间的温度正距平带略偏弱，其中在里黑海地区以及蒙古高原上空， 均存在温度正距平中心。在500 hPa 合成的距平风场上，里咸海北部是明显的气旋距平，蒙古高原上空为反气旋距平。500 hPa上欧亚北部的中高纬地区绕极西风偏强， 纬向型更强；在蒙古高原上空是一个距平反气旋，会限制引起东灌的贝加尔湖大槽加强， 或者利于贝加尔湖一带出现高压脊。 这种温度距平场、风场距平的配置，不利于冷空南下入侵新疆， 使塔里木盆地冬季气温偏高。

高原冬季风异常偏弱年（图9b），在500 hPa 温度距平场上， 欧亚大陆北方地区以温度负距平区为主，西伯利亚上空是温度负距平中心。在500 hPa 合成的距平风场上，里海北部是明显的反气旋距平，蒙古高原上空为强盛的气旋距平。 500 hPa 上从中亚咸海以东到蒙古高原西南部， 都存在明显的北风距平，引导北方的温度负距平中心的冷空气南下。这种温度距平场、风场距平的配置，利于西伯利亚冷空通过西北、北方、东北路径南下入侵新疆，易造成塔里木盆地冬季气温偏低。

4.3 500 hPa 位势高度场特征

图8 高原冬季风异常偏强（a）、偏弱（b）年850 hPa风矢量与温度的距平（阴影）

图9 高原冬季风异常偏强（a）、偏弱（b）年500 hPa 风矢量与温度的距平（阴影）

青藏高原冬季风异常偏强（弱）年的500 hPa 位势高度及其距平的合成场见图10。在冬季风异常偏强年（图10a），在500 hPa 北半球极涡分裂为两个中心，分别偏向于高纬度的北美和东亚上空；高纬地区绕极环流呈3 波，大槽分别位于东亚、北美和乌拉尔山北部一带； 在欧亚大陆中高纬地区以纬向环流为主。 位势高度距平场上，极地附近为弱正距平区；在高纬度极区，东半球负距平为主，西半球正距平为主；在欧亚大陆上空，自北极到青藏高原，位势高度距平场呈“+ - +”分布，北极极区为正距平，从东欧到西伯利亚为广阔的负距平区， 负距平中心位于新地岛以东的西比利亚北部， 再向南的中纬度地区是以青藏高原为中心的正距平区， 新疆也在该正距平区域内。这种环流配置下，500 hPa 在北半球50°N 以北地区位势高度偏低，冷空气活动偏强，50°N 以南地区为位势高度偏高， 利于青藏高原及新疆上空高压脊发展；亚洲大陆中纬度盛行纬向环流，西风偏强，不利于气流南北交换。

在冬季风异常偏弱年（图10b），在500 hPa 北半球极涡同样分裂为2 个中心， 分别位于北美和东亚上空，高纬地区绕极环流呈3 波型，较强的2 个大槽分别位于东亚、北美，另一个低槽较弱，位于大西洋欧洲沿岸上空。位势高度距平场上，北美与亚洲北部新地岛上空是2 个正距平中心，后者更强，该正距平中心向南控制乌拉尔山及周边地区。 亚洲大陆北部为正距平区， 中亚到东亚的广阔区域均为负距平区， 新疆也在该负距平区内。 这种环流配置下，500 hPa 亚洲大陆大部分区域位势高度偏低， 冷空气活动偏强，在乌拉尔山及及其附近，位势高度正距平中心强度大， 有利于乌拉尔山地区的高压脊发展和维持， 而乌拉尔山一带是北半球中纬度典型的阻塞高压多发区之一，乌拉尔山高压的形成及维持，脊前北风带会引导强冷空气向南爆发，侵袭新疆。乌拉尔山以南的里咸海地区为位势高度负距平区， 有利于南支槽加深， 在新疆以西的中亚地区更易形成南支偏南气流与北支偏北气流汇合， 然后进入新疆的环流型。

5 结论与讨论

本文利用汤懋苍等基于位势高度场定义的青藏高原季风指数，研究了1961—2017 年青藏高原冬季风变化及其与新疆同期气温之间的关系， 初步探讨了冬季风异常强、 弱年影响新疆塔里木盆地冬季气温变化环流成因，并得出以下基本结论：

（1）青藏高原季风有明显的年内季节变化，6 月夏季风最强， 高原上空600 hPa 叠加有一个季风低压，11 月冬季风最强， 高原上空600 hPa 叠加一个季风高压。1961—2017 年高原冬季风异常偏强年共9 a、 异常偏弱年共10 a，57 a 来青藏高原冬季风呈略增强趋势。

图10 高原冬季风异常偏强年（a）与异常偏弱年（b）500 hPa 位势高度合成距平（阴影）及气候态（等值线）（单位:gpm）

（2）青藏高原冬季风指数与新疆同期气温之间呈显著负相关，季风指数越低，高原冬季风偏强，则新疆冬季气温偏高，反之亦然。两者相关性存在区域差异，南疆高于北疆，西部高于东部，平原高于高海拔山区。 塔里木盆地冬季气温变化受高原冬季风影响最显著，两者滤去线性趋势后的相关更加显著，说明塔里木盆地冬季气温的年际变化受高原冬季风异常的影响更强。

（3）青藏高原冬季风异常偏强年，新疆在850 hPa温度正距平区， 中亚区域以及东部蒙古高原都有弱距平暖平流； 塔里木盆地同样位于500 hPa 位势高度正距平区，乌拉尔山北部为负距平区，500 hPa 上欧亚50°N 以北区域盛行西风气流， 不利于北方冷空气南下影响新疆。 青藏高原冬季风异常偏弱年，850 hPa 乌拉尔山地区为负温度距平叠加反气旋距平，蒙古高原西南部为负温度距平叠加气旋距平，新疆受距平冷平流影响；500 hPa 上利于西伯利亚冷空通过西北、北方、东北路径南下入侵新疆，易造成塔里木盆地冬季气温偏低。

已有研究表明冬季北极涛动对新疆同期气温有显著影响， 对北疆地区的影响程度明显高于南部地区[20]。 本文发现青藏高原冬季风异常对新疆同期气温也有明显关系， 对塔里木盆地的气温影响程度更高。 新疆冬季气温变化是多个物理因素综合作用的结果， 单个气候因子不能全面的解释新疆冬季气温的异常机理。因此，综合考虑北极涛动（AO）、北大西洋涛动（NAO）、高原冬季风，甚至中纬度乌拉尔山脊等系统的协同作用， 进一步探讨不同环流因子共同对新疆同期气温产生影响的贡献， 是需要进一步加强的工作。本文研究发现，在青藏高原冬季风异常偏强、 偏弱年， 欧亚大陆中纬度地区的乌拉山阻塞高压、高纬欧洲低槽的东西位置都会有明显差异。青藏高原冬季风异常对高原周边之外的环流系统的强度、位置变化是否也存在内在的联系机制？进而影响到新疆及中亚地区的冬季气温异常， 也需要进一步研究。