青藏高原低频振荡对2013年夏季长江流域高温热浪的影响

魏挪巍 , 李晓敏 , 巩远发

（1. 四川省气象灾害防御技术中心，成都 610072；2. 成都信息工程大学，成都 610225）

引言

近100a来，全球温度升高已经是一个公认的事实[1]。2015年，IPCC第五次评估报告指出，1880～2012年，全球增暖了0.85℃，同时过去的30a是1400多年来最暖的[2]。气候变暖使得极端气候事件越变越强、越变越多，其中高温热浪事件近年来更是屡见不鲜，对国民经济和社会生活都造成了很大的危害。国内很多学者对中国各地的极端气温和高温热浪时空分布及变化特征进行了研究[3−5]。

长江流域时有气候异常事件发生[6−9]，其中尤为突出的是在2013年发生的高温热浪事件。2013年夏季，是1961年以来最高气温与平均气温最高且距平值最大的年份，具有持续时间长、覆盖范围广、极端性突出的特点；其中7、8月，长江流域大部分地区地面气温较常年平均偏高2℃以上，部分地区偏高4℃以上，最高温度超过35℃的天数持续时间非常长，江西和浙江个别站点达到50d以上，25°～35°N之间的105°E以东大部分地区的高温日数较气候平均多20d以上，重庆中部和江苏南部部分站点则较常年平均多35d以上[10]。相关研究[11−12]表明，长江中下游高温日数与中高纬纬向风异常、印度洋和太平洋海温异常以及长江流域春夏土壤干燥状况密切相关，引起2013年长江中下游的极端高温热浪天气的直接原因是强大而稳定的西太平洋副热带高压，而青藏高原高压的东伸有利于副高的西伸，热带、亚热带和极地环流的异常以及下垫面也可能是造成这种极端热浪的原因。

以往对夏季高温天气的研究主要倾向于分析气候特征，缺乏从低频振荡的方面进行探讨，而大气低频振荡在中长期天气预报中有非常重要的作用。众所周知，青藏高原（以下简称高原）的动力和热力强迫作用对我国的天气气候有着重要的影响，而高原季风是在高原的热力作用下形成的一种独立风系，并且在600hPa上反映最为明显[13]。章基嘉等[14]发现高原大气存在低频振荡现象，在高原夏半年具有显著的30～60d振荡周期，并且与我国天气有很大的联系。因此，对2013年夏季高温热浪进行深入研究，分析与其密切相关的青藏高原季风系统之间低频振荡的联系，具有重大的科学意义和应用价值。

1 资料与方法

研究使用的资料是国家气象信息中心提供的中国地面气候资料日值数据集（包含中国839个基本、基准地面气象观测站及自动站1951年以来日值数据集）、1960～2013年NCEP/NCAR的高度场、风场等资料。由于站点资料有部分缺失，且早期站点数量较少，考虑到站点数据的完整性，从中选择了522个站点，时间区间为1971～2013年，并从中提取出290个站点均匀分布于长江中下游地区。

为了研究2013年夏季长江流域气温是否有显著的低频振荡周期，选取了25°～35°N、105°E以东的长江中下游地区280余站的温度资料。由于本文主要分析的是2013年长江中下游区域气温在季节内的变化特征，因此需要去除季节变化趋势的影响，即用2013年1月1日～12月31日长江流域区域平均的逐日平均温度（最高温度）的原始时间序列减去季节变化趋势（即傅里叶变换的1～3波），得到2013年长江流域气温与其季节变化趋势的偏差，进行小波变换（图1）。考虑到小波分析的边界影响，取2013年4月1日～9月30日的结果（图3），以此研究2013年青藏高原低层的低频变化特征。

图1 2013年夏季长江流域平均气温与其季节变化趋势偏差的小波分析（a. 小波变换，b. 小波方差），最高气温与其季节变化趋势偏差的小波分析（c. 小波变换，d. 小波方差）

2 长江流域气温的低频振荡特征

2013年夏季长江流域平均气温与其季节变化趋势偏差的小波分析（图1a）给出了平均气温在不同时间层次上的变化特征，其在2～8和8～16的时间尺度上变化明显。在2～8的时间尺度上，有两次完整的周期，表明6月和9月平均温度存在高低变化；有3次平均气温较高，分别在4月中旬和9月中旬达到最大值。在8～16的时间尺度上，有2次平均气温较高，分别为5月中旬和8月上旬。从2013年夏季长江流域平均气温与其季节变化趋势偏差的小波方差（图1b）中可以看出，方差有两个极大值点，分别对应准16d和准64d，说明2013年夏季平均气温存在两个较为显著的低频振荡周期，分别是40～70d的季节内振荡以及10～20d的准双周振荡。

2013年夏季长江流域最高气温与其季节变化趋势偏差的小波变换（图1c）以及小波方差（图1d）与平均气温的小波分析结果非常相似，小波变换值更大，方差值更大，表明最高温度的变化更为剧烈，在2～8和8～16的时间尺度上变化较为明显。在2～8的时间尺度上，有两次完整的周期，表明6月和9月最高温度存在高低变化；有5次最高气温较大，并且在4月中旬和9月中旬达到最大值。在8～16的时间尺度上，有两次最高气温的较大值，并在8月上旬最高气温达到最大值。小波方差同样存在两个极大值点，分别对应准16d和准64d，说明2013年夏季最高气温同样存在两个较为显著的低频振荡周期，分别是40～70d的季节内振荡以及10～20d的准双周振荡。

3 青藏高原的低频振荡特征

3.1 高原季风的低频振荡特征

高原季风是由高原与平原之间的热力差异引起的季风现象，形成的根本原因是冬季与夏季高原上大气的热力作用相反，在600hPa最能体现高原主体上空的环流特征。参考汤懋苍等[15]定义的青藏低层环流指数（高原季风指数，TMC），选取600hPa上青藏高原西部H1（32.5°N，80°E），南部H2（25°N，90°E），东部H3（32.5°N，100°E），北部H4（40°N，90°E）四个点的平均位势高度减去中部点H0（32.5°N，90°E）的位势高度值，即IH=H1+H2+H3+H4−4×H0。选取2013年1月1日～12月31日的逐日高原季风指数，研究青藏高原对流层低层环流的低频振荡特征。通过上述的计算方法，得到2013年1月1日～12月31日青藏高原600hPa高度场环流指数的逐日变化曲线（图2）。如图所示，高原季风指数IH在冬半年和夏半年具有明显的相反变化特征。从9月中旬～次年3月中旬，也就是冬半年时，高原季风指数多小于零，对应的是高原高压系统，IH越小（大），高原高压越强（弱），高原冬季风也越强（弱）；从3月中旬～9月中旬，也就是夏半年时，高原季风指数多大于零，对应的是高原低压系统，IH越大（小），高原低压系统越强（弱），高原夏季风也越强（弱）。这样的特征从季节变化趋势上看更为明显，3月中旬高原季风指数从负到正发展，高原冬季风向夏季风转变，并且高原夏季风在7月达到最强，9月中旬高原季风指数从正到负发展，即高原夏季风向冬季风转变，并且冬季风在12月达到最强。

图2 2013年青藏高原600hPa高原季风指数的逐日变化（虚线为季节变化趋势，单位：gpm）

图3a给出了2013年夏季高原季风指数在不同时间层次上的变化特征。可以看出高原夏季风在8～16的时间尺度上变化显著，6月下旬～9月上旬有三个比较完整的周期变化，对应高原夏季风的强弱变化，分别在7月上旬和8月下旬达最大值，即在这两个时间段存在较强的高原夏季风。从2013年夏季高原季风指数的小波方差（图3b）中可以看出，小波方差主要有一个极大值点，对应着高原夏季风56d的季节内振荡周期。

图3 2013年夏季高原季风指数与其季节变化趋势偏差的小波分析（a. 小波变换，b. 小波方差）

3.2 高原高层的低频振荡特征

与高原低层不同的是，在夏季青藏高原高层存在显著的高压系统，即被强大的南亚高压所控制。对于高原上层环流系统的研究，选取了与600hPa相同范围内的200hPa区域平均位势高度场作为高层环流系统的变化指标，就夏季而言，也可以表示南亚高压的区域强度变化，即南亚高压指数。按照上文中对高原季风指数的处理方法，得到2013年1月1日～12月31日的南亚高压指数逐日变化（图4）。从图4上可以看出，南亚高压指数从1～7月中旬为逐渐上升的趋势，相较于高原季风指数，南亚高压指数增长趋势十分显著，而在7月南亚高压指数达到最大值之后又开始呈现逐渐下降的趋势，并且在季节变化趋势上更为明显。南亚高压指数为高原高层的区域平均高度场强度，南亚高压指数越大，区域平均高度场越强，南亚高压指数越小，区域平均高度场越弱。即南亚高压夏季最强，冬季最弱。

图4 2013年青藏高原200hPa南亚高压指数的逐日变化（虚线为季节变化趋势，单位：gpm）

图5是2013年夏季南亚高压指数与其季节变化趋势偏差的小波变换以及小波方差。从图5a上可以看出，在8～16的时间尺度上，南亚高压变化较为显著，8月中旬～9月下旬存在两个比较完整的周期，对应两次南亚高压强度的强弱变化，并且在8月下旬达到南亚高压指数的最大值。在16～32的时间尺度上，南亚高压的变化也相对显著，分别在6月中上旬及9月下旬，并且在4～7月存在两个比较完整的周期，对应着两个完整的南亚高压强弱变化。图5b的方差变化表明，小波方差存在两个极大值点，分别对应准49d和准97d的振荡周期。由于本文讨论高原高层的季节内振荡特征，所以只研究准49d的振荡周期。

图5 2013年夏季南亚高压指数与其季节变化趋势偏差的小波分析（a. 小波变换，b. 小波方差）

4 青藏高原的低频振荡及其对长江流域气温变化的影响

4.1 青藏高原高低空环流系统的特征

基于上文中小波分析的结果，选取600hPa和200hPa位势高度场上40～70d的两个主振荡周期，分为4个位相对2013年5～9月平均风场40～70d的带通滤波结果进行合成分析。在600hPa上，取第1（3）位相为高原季风低频信号由正到负的减弱（由负到正的增强）时期，第2（4）位相为高原季风低频信号最弱（最强）时期。

图6是2013年5～9月600hPa高原季风指数40～70d低频振荡的合成低频风场的4个不同位相。在600hPa上，第1位相（图6a）对应高原季风低频信号由正到负的减弱期。此时以青藏高原东南部为中心、从80°～120°E有一个低频气旋系统，在纬度范围25°～30°N，从青藏高原一直延伸到整个长江流域西部。

第2位相（图6b）对应高原季风低频信号最弱期，青藏高原上空为较强的低频反气旋环流系统，位置在高原南部30°N附近，在高原同纬度以西伊朗高原上为一个低频反气旋系统，二者强度相当。在高原以东，台湾海峡北部与大陆交界处有一个比前两者较弱的低频反气旋环流，范围较大，影响我国长江中下游地区。

在高原季风低频信号由负到正增强的第3位相（图6c），青藏高原上空的低频反气旋环流中心向东移动，强度较弱。菲律宾群岛东部至南海地区的低频气旋系统向北移动至我国大陆南部与海南岛附近，并且强度有明显的加强，对我国长江中下游地区有较大影响。此时部分与第1位相对应的位置上为相反的低频环流系统。

第4位相（图6d）对应高原季风低频信号最强期。此时，相近位置上的大气低频环流系统与第3位相近乎相反，青藏高原上空为从印度半岛移动过来的低频气旋环流系统，强度达到最强。在与青藏高原同纬度方向上，高原以西65°E的伊朗高原上为一个较弱的低频气旋系统。我国大陆南部的低频气旋系统移动至高原以东的长江三角洲附近，并且强度减弱。

图6 2013年5～9月600hPa高原季风指数40～70d低频振荡4个不同位相的合成低频风场（a. 第1位相，b. 第2位相，c. 第3位相，d. 第4位相；A代表低频反气旋；C代表低频气旋）

可以看出，从第1位相到第4位相，就低频环流系统的发展演变而言，有低频环流系统不断从印度半岛和孟加拉湾向青藏高原移动，对高原低层的低频环流有很大的影响。

图7是2013年5～9月200hPa南亚高压指数40～70d低频振荡的合成低频风场的4个不同位相。第1（3）位相，区域平均位势高度由低（高）变高（低）时期，第2（4）位相，区域平均位势高度为大（小）值时期。

在200hPa上，南亚高压的低频分量由正到负的第1位相（图7a）时期，青藏高原东部受到重庆附近的低频气旋系统的影响，青藏高原西南部受到高原同纬度以西的印度半岛北部的低频反气旋环流的影响。西太平洋靠近台湾岛的区域有一个较弱的低频反气旋环流系统，与重庆附近的低频气旋系统共同影响我国长江中下游地区。

第2位相（图7b）对应南亚高压大值期，此时青藏高原高层的低频反气旋环流达到最强，中心位置向东北移动，位于我国青海省上空35°N、95°E附近，青藏高原以东的我国长江中下游地区的低频气旋系统转变为低频反气旋系统，并且向东移动，强度较弱。

第3位相（图7c）对应南亚高压的低频分量由负到正的时期，高原上空变为低频反气旋系统，环流中心位于高原西南部30°N、95°E，强度较弱，范围较广，高原西部主要为较强的西南风，高原东部为较弱的西风。此时，在第1位相的对应位置上为相反的低频环流系统。

第4位相（图7d）对应南亚高压小值时期，新疆西部的低频气旋环流系统向东北移动，强度增强，中心位于蒙古高原西南部42°N、95°E附近。受此影响，高原主体盛行很强的西南风，与第2位相的低频环流系统正好相反。高原西面的伊朗高原有较强的低频反气旋环流系统。

从图6和图7可以看出，在40～70d的低频频带上，高原季风偏弱时，从伊朗高原到青藏高原再到台湾海峡，600hPa上均为低频反气旋系统，长江流域处于台湾海峡北部的低频反气旋范围内；高原季风偏强时，环流配置相反。南亚高压偏弱时，200hPa上高原主体处于蒙古高原的低频气旋系统外围，受此影响，高原主体为很强西南风，台湾海峡附近为较弱的低频气旋系统，长江中下游地区处于这两个低频气旋环流系统之间，形成一个很弱的低频反气旋环流系统；南亚高压偏强时，环流配置相反。

图7 2013年5～9月200hPa南亚高压指数40～70d低频振荡4个不同位相的合成低频风场（a. 第1位相，b. 第2位相，c. 第3位相，d. 第4位相；A代表低频反气旋；C代表低频气旋）

结合高低层低频环流系统配置，当高原季风偏弱时，长江中下游地区受到高原和东海地区低频系统的影响，高层辐合，低层辐散，近地面气压升高，可能导致温度的上升。当高原季风偏强时，配置相反，可能导致长江中下游地区的气温降低。因此，高原季风可能与滞后的长江中下游地区气温有所联系。

4.2 高原季风、南亚高压与长江中下游区域气温低频振荡的联系

长江中下游区域平均气温及最高气温、高原季风、南亚高压均存在56d振荡，因此将小波分析的结果截取振荡中心频率为56d的部分，得到长江流域平均气温及最高气温、高原季风指数、南亚高压指数的低频序列（图8）。

图8 2013年长江流域平均气温及最高气温、高原季风指数、南亚高压指数的低频振荡（左边纵坐标表示温度，单位：℃；右边纵坐标表示高原季风指数和南亚高压指数，单位：gpm）

从长江流域平均气温及最高气温、高原季风指数、南亚高压指数的低频振荡（图8）上可以看出，从2013年5月初开始，青藏高原低层的高原季风先减弱（加强），青藏高原对流层高层的南亚高压再加强（减弱），此后长江流域中下游地区的区域气温降低（升高），三者之间大约相差7～10d左右。可以认为长江流域区域气温、高原季风、南亚高压之间有超前滞后的关系。

为了进一步研究高原季风、南亚高压与2013年长江流域异常高温的联系，计算了高原季风指数及南亚高压指数逐日低频时间序列与7～8月中国839站逐日最高温度的超前滞后相关。分析发现，当高原季风指数低频时间序列为2013年6月11日～8月11日、中国逐日最高温度时间区间为2013年7月1日～8月1日时，高原季风与长江流域最高温度相关性最大，即高原季风与滞后20d的长江流域最高温度有明显的正相关，结果如图9a所示。从图中可以看出，正相关最显著的区域位于长江流域东部，相关系数最高达到了0.6以上。当南亚高压指数低频时间序列为6月18日～8月18日、中国逐日最高温度时间区间为7月1日～8月1日时，南亚高压指数与长江流域最高温度相关性最大，也就是说南亚高压与滞后13d的长江流域最高温度具有显著的正相关，结果如图9b所示。该图表明，长江中下游地区的最高温度与南亚高压指数为明显的正相关关系，相关系数大值区位于长江流域北部，相关系数达到0.7以上。

图9 2013年7～8月高原季风与滞后20d的中国最高温度相关分布（a）、南亚高压与滞后13d的中国最高温度相关分布（b）（阴影部分通过0.01水平的显著性检验）

5 结论

本文利用汤懋苍等[15]提出的高原季风指数和南亚高压指数，分析了2013年夏季青藏高原的低频振荡特征，对高原季风低频振荡不同位相的对流层低层和高层低频环流系统进行合成分析，研究了长江流域温度、高原季风、南亚高压三者之间的联系，结论如下：

（1）在2013年夏季，长江中下游地区的最高气温和平均气温小波分析的结果相似，不仅存在显著的40～70d的季节内振荡，同时还具有10～20d的准双周振荡。高原季风存在显著的40～70d低频振荡，相同区域的200hPa平均位势高度场同样有明显的40～70d低频振荡周期。

（2）在40～70d的低频振荡带上，高原季风偏弱时，从伊朗高原到青藏高原再到台湾海峡，600hPa上均为低频反气旋系统，长江流域处于台湾海峡北部的低频反气旋范围内；高原季风偏强时，环流配置相反。南亚高压偏弱时，200hPa上高原主体处于蒙古高原的低频气旋系统外围，受此影响，高原主体为很强西南风，台湾海峡附近为较弱的低频气旋系统，长江中下游地区处于这两个低频气旋环流系统之间，形成一个很弱的低频反气旋环流系统；南亚高压偏强时，环流配置相反。

（3）结合高低层低频环流系统配置，当高原季风偏弱时，长江中下游地区受到高原和东海地区低频系统的影响，高层辐合，低层辐散，近地面气压升高，可能将会导致温度上升。当高原季风偏强时，配置相反，可能导致长江中下游地区气温降低。

（4）自2013年5月初开始，在低频方面，青藏高原低层的高原季风先减弱（加强），青藏高原对流层高层的南亚高压再加强（减弱），此后长江流域中下游地区的区域气温降低（升高）。高原季风与滞后20d的长江流域最高温度存在显著的正相关，南亚高压与滞后13d的长江流域最高温度存在显著的正相关。