李燕赟，劉曉東

（1.中國科學院地球環(huán)境研究所，西安 710061；2.中國科學院大學，北京 100049）

春夏轉換期青藏高原南側對流層大氣經向溫度梯度逆轉與亞洲夏季風建立及降水變化的聯系

李燕赟1，2，劉曉東1

（1.中國科學院地球環(huán)境研究所，西安 710061；2.中國科學院大學，北京 100049）

利用歐洲中期數值預報中心（ECMWF）提供的1979—2014年逐日對流層大氣再分析資料和美國氣候預測中心（CPC）整理的同期逐日格點降水資料，分析了春夏季節(jié)轉換期間青藏高原南側對流層大氣經向溫度梯度逆轉時間與亞洲季風建立及降水變化的關系。結果表明，從春到夏高原南側對流層中上層（600～200 hPa）不同層次經向溫度梯度逆轉的時間不同，逆轉時間最晚的400 hPa溫度梯度逆轉可作為青藏高原上空整層氣柱變暖和亞洲夏季風全面建立的標志。36年的合成分析發(fā)現，隨著400 hPa溫度梯度的逆轉，850 hPa上大于6 m·s-1的強西南季風從10°N以南擴大到20°N以北并進入印度中部，東亞地區(qū)偏南氣流也明顯增強北進且在長江中下游形成穩(wěn)定的輻合區(qū)，從而導致南亞和東亞季風區(qū)的核心地區(qū)降水急劇增加，溫度梯度逆轉后25天較前25天在印度中部和長江中下游地區(qū)的降水量分別增加220 mm和140 mm以上，對應印度季風突然爆發(fā)和江淮流域迅速進入梅雨期。

青藏高原；經向溫度梯度；亞洲夏季風建立；季風降水

作為全球氣候系統(tǒng)的重要組成部分，亞洲季風長期以來倍受關注（Wang，2006； Chang et al.，2011）。海陸熱力性質的差異導致冬夏季節(jié)之間氣壓中心的變化是形成季風的主要原因之一（Webster et al，1998）。冬季歐亞大陸冷而南側的印度洋和東側的太平洋暖，導致陸地上氣壓高而海洋上氣壓低，于是形成從中高緯度陸地吹向低緯度熱帶海洋的亞洲冬季風。夏季正好相反，陸地上暖、氣壓低，而海洋上冷、氣壓高，結果形成從熱帶海洋吹向亞洲大陸的亞洲夏季風。素有世界屋脊之稱的青藏高原（以下簡稱高原）夏季作為一個被抬高的熱源（葉篤正和高由禧，1979；Yanai et al，1992）進一步強化了海陸之間的熱力對比，使亞洲季風成為全球最強盛的季風。因此，在從冬到夏的季節(jié)轉換過程中，亞洲中高緯度陸地，特別是青藏高原與低緯度海洋之間的熱力差異及其隨時間的變化與亞洲夏季風的建立及季風降水的出現存在著密切的聯系。

亞洲夏季風環(huán)流的建立與發(fā)展不僅取決于大尺度的海陸分布格局，而且與青藏高原的加熱作用密切相關。例如，He等（1987）利用全球大氣研究計劃第一次全球試驗的觀測資料的分析發(fā)現，1979年晚春到初夏亞洲的大氣環(huán)流經歷了兩次顯著的變化，環(huán)流的季節(jié)變化與對流層高層大氣溫度梯度的逆轉有關，即溫度梯度逆轉前高原所在的中緯地區(qū)高層溫度比低緯地區(qū)低，而溫度梯度逆轉后中緯比低緯地區(qū)溫度高，隨后東南亞和印度的雨季開始出現。Wu和Zhang（1998）分析了1989年亞洲夏季風發(fā)展過程，指出亞洲季風爆發(fā)存在三個階段，每個階段都伴有高原上空氣柱的急速升溫，高原持續(xù)的感熱加熱為亞洲夏季風最早在孟加拉灣東北部爆發(fā)提供了有利的背景條件。后來的一系列研究利用多年的再分析資料進一步肯定了在季節(jié)轉換過程中青藏高原的加熱作用對對流層溫度梯度逆轉和亞洲夏季風建立的重要性（Li and Yanai，1996； Ueda and Yasunari，1998； He et al，2003）。特別是（Li and Yanai，1996）通過對1979—1992年14年平均環(huán)流演化的氣候學分析，發(fā)現亞洲季風建立與高原以南高空溫度梯度逆轉同時出現。這一溫梯度逆轉是以青藏高原為中心的歐亞大陸溫度增加的結果，因為印度洋上溫度并無明顯變化。此外，何金海等（2010）的分析還提出，隨著緯向海陸熱力差異的季節(jié)變化，東亞大氣環(huán)流由冬向夏的轉變早在3月底至4月初就已經開始了，從而孕育了東亞副熱帶夏季風。

與受青藏高原熱源調制的亞洲季風區(qū)大氣環(huán)流變化相適應，從冬到夏也會帶來季風區(qū)降水的顯著增加。為此，不少學者研究了高原熱源對亞洲季風降水的可能影響。例如，趙平和陳隆勛（2001）指出，高原春季的熱源對于隨后的夏季中國江淮地區(qū)降水有一定的指示意義，并且夏季高原熱源與長江流域降水存在著明顯的正相關。段安民等（2003）通過分析東亞夏季風爆發(fā)前4—6月高原熱狀況與東亞地區(qū)7月降水和環(huán)流關系，得出高原熱狀況是中國江淮等地盛夏降水和環(huán)流異常的一個顯著前期強信號。劉新等（2007）和Hsu and Liu（2003）的分析表明，東亞地區(qū)夏季降水的分布形勢與青藏高原非絕熱加熱變化有很好的相關關系。高原非絕熱加熱可在亞洲東部沿海地區(qū)強迫出類似Rossby波列的大氣環(huán)流低頻振蕩結構，由此可以影響到西太平洋副熱帶高壓，從而使得東亞夏季降水的形勢發(fā)生變化。Liu和Wang（2011）通過統(tǒng)計分析研究了青藏高原熱源異常對我國東南地區(qū)春夏轉換時期降水的影響。結果表明春季高原暖年我國東南地區(qū)晚春降水量偏多，初夏降水量偏少，反之亦然。同時，Rajagopalan和Molnar （2013）的分析也顯示，高原熱源對春夏之交（5月下旬至6月中）印度降水的影響最為顯著，對盛夏降水的影響反而有限。

綜上所述，之前的研究雖然指出了春季青藏高原加熱作用對高原南側對流層大氣經向溫度梯度逆轉、亞洲夏季風建立及東亞或南亞某些地區(qū)降水變化的可能影響和指示作用，但過去的多數工作分析的年限比較短，而且基本上都是把對流層中上層溫度作為一個整體來討論，并沒有詳細分析經向溫度梯度逆轉的垂直分布特征。同時，對溫度梯度逆轉前后亞洲區(qū)域降水和環(huán)流的氣候學特征也缺乏全面的了解。因此，將針對這些問題，本文將通過最近36年（1979—2014）觀測資料的統(tǒng)計分析，深入探討春夏季節(jié)轉換期間對流層大氣經向溫度梯度逆轉與亞洲夏季風建立及降水變化的聯系。

1 資料與方法

本文所用資料為1979—2014年歐洲中期數值預報中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）提供的逐日再分析資料（ERA-interim）和美國氣候預測中心（Climate Prediction Center，CPC）整理的逐日格點降水資料。ERA-interim資料垂直方向有27個等壓面層，水平分辨率為0.5°（經度）×0.5°（緯度），時間間隔為12小時。關于ERA-interim數據集的技術處理和完整描述見（Dee et al，2011）。在我們的分析中采用了各層等壓面氣溫、水平緯向風速、經向風速、整層水汽含量等氣象要素。各氣象要素逐日的日平均值由其每日2次的值平均獲得。CPC的逐日降水量資料是基于氣象臺站觀測并經過客觀分析處理獲得的全球格點逐日降水數據，水平分辨率也為0.5°（經度）×0.5°（緯度），其詳細情況可參見（Chen et al，2008）。

其中，T32.5為32.5°N緯度上85°～95°E 經度帶內的平均氣溫，T2.5為2.5°N緯度上85°～95°E 經度帶內的平均氣溫?？梢?，TGI反映了高原主體經度范圍內高原中心地區(qū)與近赤道地區(qū)的氣溫差。通常TGI冬季為負值，而夏季為正值，因此從冬到夏TGI由負到正的轉變可以直觀地顯示經向氣溫梯度的變化。本文以每年春夏轉換過程中用日平均氣溫計算的TGI最接近0的一天確定為溫度梯度逆轉的日期。

在通過計算確定了36年間每年對流層各層的經向溫度梯度逆轉日期后，本文主要以每年的對流層溫度梯度逆轉時間為基準，將各年氣溫梯度逆轉前后對應時間的降水、風場等氣象要素進行合成分析，以檢查它們在氣溫梯度逆轉前后的變化特征和規(guī)律，從氣候學角度分析青藏高原熱力作用影響下的溫度梯度逆轉對亞洲夏季風爆發(fā)和降水變化的影響。

2 亞洲對流層溫度場春夏季節(jié)轉換特征

2.1 亞洲對流層溫度場由春到夏的季節(jié)變化

為了直觀地認識亞洲對流層溫度場由春到夏的季節(jié)變化，我們首先觀察春季和夏季對流層中層500 hPa溫度場的氣候平均分布（圖1）。在夏季風尚未建立的春季（圖1a）4月，亞洲大陸500 hPa等溫線基本上呈緯向分布，溫度場的總趨勢表現為南暖北冷。但到夏季風完全建立后的盛夏（圖1b）7月，亞洲地區(qū)500 hPa溫度場上最顯著的特征為青藏高原西南部出現暖中心。這時高原溫度梯度的方向則轉變?yōu)楸迸侠?，即高原中心所在地區(qū)的氣溫高于赤道上空。7月與4月的對比發(fā)現，從春到夏對流層中層增溫最大的地區(qū)位于青藏高原，而赤道和熱帶地區(qū)氣溫的季節(jié)變化不大。由于青藏高原上空的顯著增溫導致了高原南側溫度場由春季的南暖北冷變?yōu)橄募镜谋迸侠?。已有研究表明，青藏高原的感熱加熱是春季高原上空變暖、最終導致高原南側溫度梯度逆轉的重要原因（Yanai et al，1992； Li and Yanai，1996）。

為了進一步說明青藏高原從春到夏增溫的垂直分布特征，我們制作了6月與3月氣溫差通過高原中心的經向（圖2a）和緯向（圖2b）垂直剖面（圖2）。結果顯示，6月與3月相比，經向剖面或緯向剖面上高原上空均存在一個明顯的增溫中心，增溫在400～200 hPa最強，中心區(qū)域增溫達14°C以上。由此直觀地展現了從春到夏青藏高原對流層中高層的強烈增溫，并最終導致高原南側經向溫度梯度方向的逆轉。

圖2 1979—2014年6月與3月平均氣溫差的垂直剖面圖（單位：℃）（a）沿90oE的經向剖面；（b） 沿32.5°N的緯向剖面. 圖中陰影是地形Fig.2 Vertical sections of the air temperature difference between June and March averaged for1979—2014 （Unit：℃） （a） along 90°E；（b） along 32.5°N. The terrains are shown in shaded areas

2.2 青藏高原南側對流層大氣經向溫度梯度逆轉分析

基于上一節(jié)定義的高原主體范圍內經向溫度梯度指數TGI，我們計算了1979—2014年3月1日至7月31日對流層中高層600 hPa至200 hPa內9個標準等壓面上的TGI值，從而可以獲得各層逐年溫度梯度逆轉時間。在此基礎上我們再作36年的平均，進而獲得各層溫度梯度逆轉時間的氣候平均值（圖3）。結果發(fā)現，氣候平均的溫度梯度逆轉時間隨高度有明顯變化。600—550 hPa 溫度梯度逆轉出現在5月中旬，向上直到400—350 hPa溫度梯度逆轉時間逐漸推遲。另一方面，對流層頂附近的200 hPa 溫度梯度逆轉平均出現在5月10日，200 hPa等壓面層以上不存在溫度梯度逆轉現象，從200 hPa向下到400—350 hPa溫度梯度逆轉時間也逐漸推遲，400—350 hPa等壓面層附近溫度梯度逆轉的時間最晚，出現在6月10日前后?？梢?，不同層次上溫度梯度逆轉時間相差最大可達

圖3 1979—2014年平均3月1日至7月31日期間85°～95°E范圍內600～200 hPa各等壓面層溫度梯度逆轉時間分布. 圖中灰色和橙色段分別表示TGI值為負和為正的時期，兩種顏色的交匯處即為溫度梯度逆轉時間，溫度梯度逆轉前后的線段指示了95％的置信區(qū)間Fig.3 1979—2014averaged reversal time of the temperature gradient at various standard isobaric levels from 600 hPa to 200 hPa during March 1—July 31in the longitudinal extent of 85°～95°E. The grey （orange） bars show the periods with negative （positive） values of TGI. The junctions of greyand orange bars indicate the reversaldates. The 95％ conf dence intervals are shown near the reversal dates

3 溫度梯度逆轉與亞洲季風降水和環(huán)流變化的聯系

我們通過合成分析首先檢查了高原南側上空一個月。不同層次上溫度梯度逆轉時間差異的原因值得今后深入研究。當400—350 hPa層溫度梯度出現逆轉之后，則意味著青藏高原上空整個氣柱都已變暖，從而帶來大氣環(huán)流的顯著變化。因此，在本文以下有關降水和大氣環(huán)流的合成分析研究中，均以400 hPa溫度梯度逆轉時間作為參考。

圖4 1979—2014年85°～95°E范圍內3個等壓面層溫度梯度逆轉時間的逐年變化圖中溫度梯度逆轉時間指從每年3月1日算起的天數Fig.4 Year-to-year variations of the reversal time of the temperature gradient at 200 hPa，400 hPa and 600 hPa for 85°～95°E from 1979 to 2014. The reversal time indicates the number of days from March 1 of each year

圖4顯示了高原主體范圍內1979—2014年400 hPa經向溫度梯度逆轉時間的逐年變化序列。作為對比，圖中也同時給出了200 hPa和600 hPa溫度梯度逆轉時間序列。由圖可見，400 hPa經向溫度梯度逆轉時間存在明顯的年際變化。在36年間，最早出現在5月29日（2006年），最晚出現在6月22日（1983年），前后相差達25天。此外，我們還注意到，200 hPa和600 hPa溫度梯度逆轉時間也有明顯的年際變化，400 hPa與600 hPa序列的年際變化更為相近，而與200 hPa序列差異較大。由此我們推測400 hPa氣壓面層溫度梯度可能主要是受高原熱力作用控制的。氣溫梯度逆轉以后亞洲地區(qū)的降水是否隨之有明顯變化。以每年春季400 hPa上TGI最接近0的一天作為溫度梯度逆轉日，在此前和此后各選25天作為溫度梯度逆轉前和逆轉后的代表時段，然后將1979—2014年每年對應的400 hPa溫度梯度逆轉后代表時段與逆轉前代表時段的降水量相減并作36年的平均，由此獲得圖5?？梢姡?00 hPa溫度梯度逆轉后在印度中部（18～25°N，75～85° E）和長江中下游（28～32°N，114～122° E）兩個地區(qū)的降水量有顯著增加，溫度梯度逆轉后25天較前25天印度中部中心區(qū)降水增加在220 mm以上，長江中下游最大降水增加在140 mm以上。這兩個區(qū)域恰恰是南亞季風和東亞季風的核心地區(qū)。為了進一步檢查溫度梯度逆轉前后這兩個地區(qū)降水的變化趨勢，同樣以每年400 hPa溫度梯度逆轉日為基準，前后各選取40天分別計算上述兩個地區(qū)的區(qū)域平均日降水量，通過36年合成分析獲得兩個地區(qū)以溫度梯度逆轉日為中心的81天降水變化序列（圖6）。從日降水變化曲線可以清楚地看出，400 hPa溫度梯度逆轉日確實是這兩個地區(qū)降水變化的一個轉折點。其中，印度中部地區(qū)在溫度梯度逆轉前日降水量多在2 mm左右，溫度梯度逆轉后日降水量猛增到7 mm以上，對應印度季風迅速爆發(fā)；長江中下游地區(qū)在溫度梯度逆轉前日降水量多維持在5 mm左右，而溫度梯度逆轉后的約25天內日降水量突然增加到8～10 mm，即江淮流域進入梅雨期。綜上所述，400 hPa溫度梯度逆轉與印度中部雨季爆發(fā)和長江中下游梅雨的開始在時間上有良好的對應關系。

圖5 1979—2014年合成的400 hPa溫度梯度逆轉后25天與前25天降水量之差（單位：mm）圖中藍色和紅色框分別指印度中部和長江中下游地區(qū)，陰影區(qū)表示顯著性水平超過0.05的地區(qū)Fig.5 1979—2014composite difference between precipitationaveraged for 25 daysafter the reversal day of the 400 hPa temperaturegradientand that for 25 days before the reversal day （Unit：mm）.The blue （red） box indicates central India （the middle and lower reaches of the Yangtze River）.The shaded areas represent those wherethe signif cance level exceeds 0.05

合成分析的風場可以反映大氣環(huán)流的變化。圖7給出了1979—2014年合成的400 hPa氣溫梯度逆轉前、后25天對流層低層850 hPa平均風場。由圖可見，在400 hPa溫度梯度逆轉前（圖7a），大于6 m·s-1的西南季風主要限于10°N以南的地區(qū)，這時印度中部仍受偏北氣流控制，長江中下游地區(qū)風速很低；在400 hPa溫度梯度逆轉后（圖7b），南亞大于6 m·s-1的西南季風擴大到20°N以北并進入印度中部地區(qū)，所以印度半島上的夏季風全面爆發(fā)。較強的偏南風在東亞地區(qū)也明顯北進，風速明顯增大，且使長江中下游成為穩(wěn)定的輻合區(qū)，導致了梅雨的出現。可見，隨著溫度梯度逆轉，南亞和東亞降水的急劇增加是與大氣環(huán)流的迅速轉變密不可分的。

圖6 1979—2014年合成的400 hPa溫度梯度逆轉前后80天印度中部（75～85°E，18～25°N）及長江中下游（114～122°E，28～32°N）逐日降水量序列. X軸的負值和正值分別表示溫度梯度逆轉前和逆轉后的天數Fig.6 1979—2014 composite daily precipitation series from the fortieth daybefore the reversal day of the 400 hPa temperature gradient to the fortiethday after the reversal day in central India （75～85°E，18～25°N） and middle-lower reaches of the Yangtze River （114～122°E，28～32°N）. The negative （positive） values at the X axis indicate the numbers of days before （after） the reversal day

圖7 1979—2014年合成的400 hPa溫度梯度逆轉前（a）和逆轉后（b）25天平均的850 hPa風場圖中陰影區(qū)表示風速值大于6 m·s-1的地區(qū)，藍色和紅色框含義同圖5Fig.7 1979—2014 composite 850 hPa wind f elds averaged for 25 days before（a）and after （b） the reversal day of the 400 hPa temperature gradient. The shade areas indicate those with wind speeds greater than 6m/s. The meaning of blue and red boxes is same as in Fig.5

為了進一步觀察溫度梯度逆轉前后大氣水汽含量的變化，我們繪制了400 hPa溫度梯度逆轉前后25天從地面至大氣層頂整層大氣水汽量的差值圖（圖8）?？梢钥闯鲈谟《戎胁亢捅辈?，以及從長江中下游至日本南部地區(qū)，當溫度梯度逆轉后大氣柱中的水汽含量大大增加。結合風場的變化（圖7），可以看出溫度梯度逆轉后形成了一條起于南半球，在索馬里附近越過赤道并向東轉向，經由印度一孟加拉灣一中南半島輸送至東亞的水汽輸送帶，帶來充沛的暖濕氣流，從而有利于印度和東亞上空的水汽聚集，為降水提供了良好條件，促進了亞洲夏季風的發(fā)展和增強。

圖8 同圖5，但為整層水汽量（單位：kg·m-2），陰影區(qū)為3000 m以上的地形Fig.8 Same as in Fig.5，but for total column water vapor （Unit：kg·m-2）. The shaded indicates the topographic areas above 3000 m

4 結論

本文利用1979—2014年逐日大氣再分析資料和逐日降水資料，分析了春夏季節(jié)轉換期間青藏高原南側對流層大氣經向溫度梯度變化的氣候學特征，并通過合成分析揭示了溫度梯度逆轉前后亞洲季風降水和環(huán)流的變化，主要結論歸納如下：

（1）從春到夏青藏高原南側對流層中上層（600～200 hPa）不同層次經向溫度梯度逆轉的時間不同。通常高層200 hPa和低層600 hPa溫度梯度逆轉較早，多年平均出現在5月10—15日前后，而中層400 hPa溫度梯度逆轉出現得晚，在6月10日左右。400 hPa以下溫度梯度的逆轉主要受到高原熱力作用的影響。據此我們提出400 hPa經向溫度梯度逆轉作為青藏高原上空整層氣柱變暖的標志，分析證實它也是衡量亞洲夏季風建立的一個重要指標。

（2）在從春到夏的季節(jié)演變過程中，隨著高原南側400 hPa經向溫度梯度的逆轉，南亞和東亞季風區(qū)的核心地區(qū)降水急劇增加。36年的合成分析表明，印度中部和長江中下游地區(qū)溫度梯度逆轉后25天較前25天的降水量增加分別高達220 mm和140 mm以上，分別對應著印度季風突然爆發(fā)和江淮流域迅速進入梅雨期。

（3）春夏轉換期間高原南側400 hPa經向溫度梯度逆轉促進了亞洲夏季風環(huán)流的全面建立。隨著溫度梯度逆轉，大于6 m·s-1的強西南季風從10°N以南擴大到20°N以北并進入印度中部，東亞地區(qū)偏南氣流也明顯增強北進且在長江中下游形成穩(wěn)定的輻合區(qū)。夏季風環(huán)流的建立促進了水汽向北和向東輸送并在印度和東亞上空聚集，最終導致季風降水的爆發(fā)性增長。

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Reversal of tropospheric meridional temperature gradient south of the Tibetan Plateau during spring-summer transition and its relation to Asian summer monsoon onsetand precipitation change

LI Yan-yun1，2，LIU Xiao-dong1
（1. Institute of Earth Environment，Chinese Academy of Sciences，Xi'an 710061，China； 2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China）

Using 1979—2014 dailytropospheric reanalysis data provided by the European Centre for Medium-Range Forecasting （ECMWF） and gridded daily precipitation datapreparedby the US Climate Prediction Center （CPC），we analyzed the reversal of tropospheric meridional temperature gradient south of the Tibetan Plateau during spring-summer transition and its relation to Asian summer monsoon onset and precipitation change. The results show that there are different reversal times of meridional temperature gradient at different levels in the middle-upper troposphere （600～200 hPa） south of the plateau from spring to summer. As the latest one in all levels，the reversal of 400 hPa temperature gradient marks the warming of the whole column over the Tibetan Plateau and establishment of Asian Summer monsoon. Composite analyses of 36 years have found that the Asian atmospheric circulation and precipitation undergo abrupt changes with the reversal of 400 hPa temperature gradient. The strong southwesterlyf ows greater than 6 m·s-1expand at 850 hPa from the south of 10°N to the north of 20°N and enter central India. The southerly f ows also increase signif cantly and move northward over EastAsia，forming a stable convergence region in the middle and lower reaches of the Yangtze River. This circulation pattern results in dramaticincrease in rainfall in the core areas of South and East Asia monsoons. The rainfall for 25 days after the reversal of 400 hPa temperature gradient is more than 220 mm in central India and 140 mm in the middle and lower reaches of the Yangtze River compared with that for 25 days before the reversal，corresponding to a sudden outbreak of the Indian monsoon and rapidoccurrence of the plum rain season over Jianghuai Basin.

Tibetan Plateau； meridionaltemperature gradient； Asian summer monsoon onset； monsoonalprecipitation

P426.6

A

1674-9901（2015）01-0027-09

10.7515/JEE201501004

2015-01-05

中國科學院戰(zhàn)略性先導科技專項B（XDB03020601）；國家自然科學基金項目（41290255）

劉曉東，E-mail：liuxd@loess.llqg.ac.cn