为什么夏天的低压区在印度而不在蒙古西伯利亚?和青藏高原有关?
为什么夏天的低压区在印度而不在蒙古西伯利亚?和青藏高原有关?为什么冬天在西伯利亚形成高压而不在纬度更高更冷的地方?那夏天怎么不是那里 最低压?这究竟和青藏高原有什么关系?我们地理老师说和青藏高原有关
补充,是蒙古－西伯利亚高压,中间是破折号,引起注意!每年的冬季,亚欧大陆上形成的强烈的高压,能广泛影响到整个亚欧大陆,带来寒冷干燥的气候 印度低压是大致位于印度的低压中心,每年的夏季形成． 这是气象上的名词,根据高压低压形成的地点进行命名的.确实和青藏高原有关,夏季来自印度洋的暖湿气流受高原地形阻挡,无法北上,所以就在印度地区形成低压了.
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因为欧洲对印度的了解远大于对中国的了解.欧洲很早就认识了印度,早在古希腊时代,马其顿王亚历山大就曾率领大军侵入印度,在历史上,欧洲人与东方的联系主要通过小亚细亚和地中海,其中由阿拉伯联系起来的跨越阿拉伯海、红海的商路是其中最主要的沟通渠道,中国的距离远在印度以东,历史上,丝绸之路断断续续,远不及经由印度的东西方贸易那样
The Crusades）是欧洲发生的向东的六次宗教性军事行动的总称. 西欧封建主、大商人和罗马教廷在“拯救圣地”的名义下,号召基督教徒 十字军东征的侵略性远征. 11世纪末,西欧社会生产力有了长足的发展,手工业从农业中分离出来,城市崛起,已有的财富已不能满足封建主贪婪的欲望,他们渴望向外攫取土地和财富,扩充政治、经济
Firs,the Indian tectonic plate to the Asian tectonic plate dive,causes the Qinghai-Tibet Plain fast to rise to cause the earthquake prosperously.two are counter
首先,冬天的冷空气达不到青藏高原以南,再由于冬季太阳直射点在南半球,我国纬度较高的北方昼短夜长,受到太阳辐射小,再来离冬季风源地近.所以我国最冷是在北方的漠河.夏天,太阳直射点在北半球,海南虽然纬度低,但是是岛,受到海洋性质的影响,雨也比较多.台湾多雨的原因也有海洋性的原因,还受到带来水汽的东南风影响,另外台湾山脉（东
巴西高原地质都为远古海洋性陆地(很就以前是在海底的,后来地壳变化露出地面) 地貌都为高原
青藏高原不仅仅在夏天,在其他时间的气压都比其他地方低.这是因为青藏高原的海拔比其他地方高,海拔高的地方气压一般会比海拔低的地方低,这是与地球引力有关的缘故.
B 再问： 可不可以说明一下理由 再答： 冬季，气候带北移，所以，副极地低压对我国影响小，而副热带高压是由赤道吹来的，温暖湿润。故选择B
我是地理教师,教高一,教材有的,随海拔高度的增加,气温逐渐降低（每升高100m气温下降0.6度）,山顶的降水状况与山底差异增大,因而导致了气候、植被、土壤和自然景观呈现出垂直方向上的带状分布与变化,这就是垂直地带性.要着重注意两点,影响垂直分异的基础是热量,这和纬度分异规律是一样的,而经度分异规律的基础是水份（距离海洋
我是一个地理学生.首先,我要声明一点：地球并不是固体的.地球的表面是一层很薄的岩石,叫做地壳,而印度洋版块和亚欧版块都属于地壳的一部分.地壳的下面是流动的岩浆,岩浆是高温的地热把岩石和各种矿石熔成的流体,其受到地球自转造成的地心偏转力影响而流动,从而带动它上面的各个版块随之移动.虽然移动的速度很慢,但是由于版块的质量很
印度的工业布局及原因：A.以加尔各答为中心的工业区：钢铁工业区,也是印度的麻纺织中心,也是印度第一大城市和第二大海港.临近黄麻产地,所以形成麻纺工业中心.B.以孟买为中心的工业区：孟买是印度的棉纺织中心,也是印度的第二大城市和第一大海港.临近棉花产地,所以形成棉纺工业中心.C.以班加罗尔为中心的工业区：发展迅速,班加罗
如果因为某种原因德干高原上升到和青藏高原一样高,那么将会出现以下情况：德干高原南部将会成为世界下雨最多的地方；恒河平原东部（恒河三角洲附近）和现在的气候差别不大,会略干燥一点点,因而乞拉朋齐降水会比现在少一些,不能成为世界雨极,恒河三角洲的农作物与现在的情况也差不多；恒河平原中部和西部,成为德干高原和青藏高原之间的谷地
亚洲高压“蒙古高压”或“西伯利亚高压”.出现在蒙古—西伯利亚的半永久性冷高压.是极地高压带的一部分,在海陆热力差异作用下形成.蒙古—西伯利亚是北半球冬季最寒冷的地方,大气冷缩下沉,形成北半球最强覆盖面最广的高压.是亚洲季风环流的组成部分,冬季亚洲大陆大气活动中心.高压中心位置在西伯利亚和蒙古高压一带,春季东移,盛夏时消
&&&& 由于两种情况的影响因素不同，所以导致了不同季节的生产不同．夏天由于蒸发量较大，水分损失多，所以导致溶解度受温度影响不大的氯化钠析出．而冬天时，由于大温差的存在，导致了溶解度受温度影响较大的碳酸钠结晶析出．故答案为：由于Na2CO3的溶解度随温度降低而减小，故冬天盐湖中析
上述气压中心都是北半球的气压中心,主要是因为海陆热力性质差异形成的.冬季,陆地更冷（陆地比热小,温差大）,形成冷高压,在亚欧大陆上形成的是亚洲高压,其中心位于副极地地区的蒙古—西伯利亚（纬度高,气温低,进而气压更高）,又称为蒙古—西伯利亚高压.而本来应该在副极地地区存在的副极地低压带被大陆上的高压所切断,只保留在海洋上
目前四川到西藏的铁路还没有吧主要通过川藏,康藏,青藏等公路运输
影响我国冬季温度分布的因素：1.纬度位置：冬季太阳直射南半球,北半球纬度越高太阳高度越低,白昼越短,地面接收的太阳辐射少,所以气温低.2.冬季风：影响我国的冬季风源地离北方近,所以加剧了北方的严寒.而青藏高原虽然海拔高,但地形却对冬季风有阻隔作用.
西藏高原是嘛玩意儿?我只听说过青藏高原ORZ 其次印度的气候一点也不宜人 夏天半岛上会有其独特的热季 每年都要热死很多人 而且季风气候极其不稳定 水旱灾害频繁真正宜人的地方应该是尼泊尔、不丹这些地方 四季如春 主要是受来自印度洋的暖湿气流影响再加上北部高大的山脉阻挡冷空气南下 它也不会像印度一样受到太阳直射 最后 青藏
印度发展经济状况主要是高新技术为主,印度的新德里有亚洲硅谷之称.巴西主要是以原材料出口为主,比如木材,粮食,等等.印度处与热带与亚热带,属于亚热带季风气候,气候温和多雨,而且印度背靠喜马拉雅山脉,来自青藏高原的寒冷干燥季风刚好被喜马拉雅山脉阻挡!
汶川地震的可能起因 汶川地震缘起喜马拉雅造山运动——美国通过间谍卫星图片评估四川灾情 地震是由建立在液体状地幔之上的陆地之间的运动引起的.喜马拉雅山就是这一过程的证明.4000多万年前,携带印度的大陆板块与携带亚洲的大陆板块发生碰撞,形成了如今的喜马拉雅山.此后,印度板块一直以每年约2英寸的速度向北推进.朴茨茅斯大学结当前位置： >>
近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对中国东部降水的影响
第 36 卷第 4 期 2012 年 7 月大 气 科 学 Chinese Journal of Atmospheric SciencesVol. 36, No. 4 Jul. 2012华维, 范广洲, 王炳S. 2012. 近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对中国东部降水的影响 [J]. 大气科学, 36 (4): 784-794, doi:10.3878/j.issn.2.11173. Hua Wei, Fan Guangzhou, Wang Bingyun. 2012. Variation of Tibetan Plateau summer monsoon and its effect on precipitation in East China [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 36 (4): 784-794.近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对 中国东部降水的影响?华维1,2范广洲1王炳S11 成都信息工程学院大气科学学院，高原大气与环境四川省重点实验室，成都
中国科学院大气物理研究所竺可桢―南森国际研究中心，北京 100029摘要根据NCEP/NCAR、NCEP/DOE和ERA40再分析资料以及中国596个台站逐月降水观测资料，利用相关分析、小波分析和交叉谱分析等统计方法，分析了近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对中国东部降水的影响， 探讨了影响高原夏季风长期变化的可能原因。结果表明：高原夏季风具有年际和年代际的多时间尺度变化特征， 在年呈显著增强趋势，同时也存在明显的年际变化。进一步分析发现，高原夏季风异常增强时，亚洲季 风区大气环流出现显著变化，季风环流减弱，并伴随东亚季风降水异常，华南和华北降水减少，长江中下游地区 降水增加。高原夏季风的增强趋势可能与对流层中层青藏高原―周边陆地热力差异（尤其是高原―东部平原热力 差异）增大有关。 关键词 文章编号 高原夏季风 东亚夏季风 南亚夏季风 热力差异 中图分类号 P461 文献标识码 A 12)04-0784-11doi:10.3878/j.issn.12.11173Variation of Tibetan Plateau Summer Monsoon and Its Effect on Precipitation in East ChinaHua Wei1, 2, Fan Guangzhou1, and WANG Bingyun11 College of Atmospheric Sciences, Plateau Atmosphere and Environment Key Laboratory of Sichuan Province, Chengdu University of Information Technology, Chengdu
Nansen-Zhu International Research Centre, Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100029Abstract Based on the NCEP/NCAR, NCEP/DOE and ERA40 reanalysis data and the monthly precipitation data from 596 stations of China, the variation of the Tibetan Plateau (TP) summer monsoon and its impact on precipitation in eastern China are investigated by using the correlation analysis, the wavelet analysis, and the cross-spectral analysis. The results show that the plateau summer monsoon exhibits the strong interannual and long-term variability. It also shows an obviously upward trend during . The further analysis reveals that the abnormal enhancement of the plateau summer monsoon changes the Asia atmospheric circulation and then weakens the Asian summer monsoon. This leads to an increase of monsoon rainfall over the middle-lower reaches of the Yangtze River and a decrease over North China and South China. The strengthening of the plateau summer monsoon over the past 50 years may be related to the enhancement?????????????????????????????????????????????????????????????收稿日期 ， 收修定稿 资助项目 国家重点基础研究发展计划 , 中挪国际合作项目 “Exploring decadal to century scale variability and changes in the East Asian climate during the last Millennium (East Asia DecCen)”, 国家自然科学基金资助项目 , 国家科技支撑计划 2009BAC51B03, 公益 性行业(气象)科研专项 GYHY, 高原大气与环境四川省重点实验室开放课题 PAEKL-2010-K1 作者简介???华维，男，1982年出生，讲师，博士研究生，主要从事气候变化研究。E-mail: huawei@?4期 No. 4?华维等:? 近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对中国东部降水的影响? HUA Wei et al. Variation of Tibetan Plateau Summer Monsoon and Its Effect on Precipitation in East China?? 785of thermal difference between the TP and its surrounding plains in the middle-upper troposphere (especially of the increase of thermal difference between the TP and the plain in eastern China). Key words Tibetan Plateau summer monsoon, East Asian summer monsoon, South Asian summer monsoon, thermal difference1引言亚洲夏季风是大气科学领域最重要的研究课 题之一（黄荣辉等，1996；李崇银和张利平，1999； Wang，2000；丁一汇等，2004） 。一方面，亚洲夏 季风存在多种时间尺度的变异，年际变化和年代际 变化均十分强烈，可导致中国夏季大范围旱涝频繁 发生，对当地经济社会发展造成重大影响。 Wang (2001， 2002) 指出东亚夏季风在 1970 年代末发生了 一次明显的年代际减弱，使得我国东部北方降水减 少、江淮降水增多。最近，Zhu et al. (2011) 发现在 1999 年前后我国东部夏季降水分布又发生了一次 年代际变化，夏季降水异常多的区域开始北移。另 一方面，影响亚洲季风及季风气候的因素很多, 既 包括海表温度 (Chang et al.， 2000； 谷德军等， 2008； 袁媛和李崇银，2009；邓伟涛等，2009)，也有积雪 (张顺利和陶诗言，2001；朱玉祥等，2009)、植被 (Zhou et al. ， 2008) 和南极涛动 ( 范可和王会军 , 2007) 及南半球大气环流 (范可，2006；范可和王 会军，2006) 等因子。影响因子的复杂性造成了亚 洲特别是东亚季风气候的复杂多变，因此，研究亚 洲季风的变化和机理有助于提高对东亚气候长期 变化的预测能力。 青藏高原季风是亚洲季风系统中相互独立又 紧密联系的三大系统之一。高原季风的强弱对高原 季风区及临近区域旱涝有很大影响，其活动范围决 定了雨带位置，强度则影响到季风雨量大小，并且 高原季风建立和撤退的早迟、持续时间、中心位置 的偏移和高低压范围的大小，也会造成高原季风和 我国夏季风反常，进而对我国天气、气候产生重要 影响 (叶笃正和高由禧，1979)。高原季风研究始于 1950 年代中期， 叶笃正等 (1957) 最早指出： “夏季 贴近高原周围的风基本上是绕着高原作气旋式旋 转的，同时向高原耦合造成上升运动，这种现象是 由高原的热力作用所造成的。” 1962 年，甘肃省气 象学会年会上高由禧和汤懋苍首次提出 “高原季风” 的概念，指出：由于高原对大气的热力作用，使其 主体冬季为冷高压，夏季为热低压；在近地面的山 谷风层上， 气流有相反性年变化， 形成 “高原季风”。?在此基础上，汤懋苍等 () 通过对高原 气压场、风场和降水场的研究，证实了青藏高原确 实存在一个独立季风系统，该季风在 600 hPa 反映 最明显， “ 高原季风 ” 这一概念开始广泛受到国 内学者的关注。在对美国西部高原季风的研究中， Tang and Reiter (1984) 发现其基本特征与青藏 高原季风一致，青藏高原季风开始得到国际同行的 承认。数值模拟结果也显示夏季青藏高原的加热作 用 能 够 形 成 热 低 压 和 高 原 季 风 (Kuo and Qian, 1981)。 随着青藏高原气象资料的累积，高原夏季风的 长期变化引起了更多学者的关注。汤懋苍 (1995) 认为高原季风指数存在 94 个月的显著周期，并将 高原季风的变化分为 3 个阶段， 1966 年以前是高原 季风强盛期， 年是季风弱期，1984 年以 后又转为季风强期，并认为在高原季风的年代际变 化与高原气温和降水的关系密切。 白虎志等 (2001， 2005) 研究了高原季风近 40 年变化特征与我国气 候异常的联系，认为青藏高原夏季低压形成的时 间若提前，强度也呈增强趋势；夏季高原夏季风 指数与我国台站降水的相关分布从华北到华南呈 “- + -”东西向带状分布。这些研究成果加深了 对高原季风气候长期变化规律的理解。 由于青藏高原观测资料的匮乏，相对于东亚季 风和南亚季风的研究，针对高原季风的长期演变和 原因以及高原季风与亚洲季风各系统关系的研究 还很少。 高原季风是多种因子相互作用的结果， 青 藏高原―周围自由大气热力差异的变化也对高原 季风发展具有重要影响 (汤懋苍等， 1984)，因此 有必要从青藏高原―周围自由大气热力差异的角 度来探讨高原夏季风长期变化的可能原因，进一步 探索高原夏季风与亚洲季风子系统之间的联系 , 这将加深对东亚季风气候长期变化规律和原因的 认识。22.1资料和方法资料 大气环流资料为美国国家环境预报中心和国 家大气中心的NCEP/NCAR (NCEP1) 和NCEP/DOE? ? 786大? ? 气? ? 科? ? 学? Chinese Journal of Atmospheric Sciences?36 卷 Vol. 36(NCEP2) 以及欧洲中期天气预报中心 (ERA40) 高 度场再分析资料。降水量资料采用国家气象信息中 心提供的中国 596 个台站
年的逐月降水 资料，该资料进行了较严格的质量控制，订正了由 于各种人为原因造成的错误。为保证空间覆盖的一 致性，统一取年的记录，并对缺测值进 行简单插补，即用本站该月多年平均值代替。 2.2 方法 高原季风指数采用汤懋苍等 (1984) 定义的指 数， 取夏季 (6~8 月平均) 青藏高原四周的 (32.5°N, 80°E)、(25°N, 90°E)、(32.5°N, 100°E)、(40°N, 90°E) 四点和中心点 (32.5°N，90°E) 共 5 个点 600 hPa 高度值 H1、H2、H3、H4、H0，计算 H1＋H2＋H3＋ H4-4H0， 取其月距平值作为反映高原夏季风强弱的 高原夏季风指数 IPM。由于冬、夏季高原对大气具 有相反的热力作用，高原和周围自由大气会产生显 著的热力差异，造成高原冬季为冷高压，夏季是热 低压，因此，根据高度场资料计算的高原季风指数 在冬季一般小于零，指数越小 ( 大 ) ，冬季风越强 (弱)；夏季指数一般大于零，指数越大 (小)，夏季 风越强 (弱)， 所以高原季风指数的本质是体现了青 藏高原强大的加热作用，高原热力作用越强。高原 夏季风指数越大。采用曾庆存和张邦林（1998）定 义的标准化季节度指数来刻画东亚夏季风 (10°N~ 40°N, 110°E~140°E) 和南亚夏季风 (5°N~22.5°N, 35°E~97.5°E) 强度的变化。 为分析高原夏季风与中 国夏季降水和亚洲季风各系统的关系，计算了高原 夏季风与各物理量的相关系数，相关系数显著性水 平设为 α=0.05。 采用 Morlet 小波技术分析高原夏季 风的多尺度演变特征。为了解高原夏季风增强的可 能原因，使用了交叉谱方法。图1 ? 年600 hPa夏季平均高度场? (单位：gpm)? 和风场? (单 位：m/s)。阴影：3000 m地形 Fig. 1 ? Summer 600-hPa height field (units: gpm) and wind field during . The shaded areas denote 3000-m terrain?33.1高原夏季风变化及与中国降水和 亚洲季风环流的关系青藏高原夏季风的长期变化 由于青藏高原夏季强大的加热作用，高原主体 为一个强大的热低压控制 ( 图 1) ，低压中心位于 (32.5°N, 90°E)，附近，与之配合的600 hPa风场上, 高原主体部分近地层在夏季存在一个明显的气旋 性环流，风从高原四周向高原腹地辐合，构成了独 立于东南季风体系之外的一种新的季风体系 (汤懋 苍，1993)。 高原季风指数的计算是高原季风研究中的一个基本问题。汤懋苍（1995）取噶尔、茫崖、班玛、 帕里4站代表西、北、东、南4点，那曲代表中心点， 利用压高公式求出各站600 hPa的高度距平， 再计算 高原季风指数。近年来，一些学者将高度场再分析 资料用于计算高原季风指数，并对其合理性进行了 分析。马振锋（2003）指出利用NCEP1高度场再分 析资料计算的高原季风指数与白虎志等（2001）根 据台站资料给出的高原季风指数的年际变化趋势 基本一致，并且与汤懋苍等（1984）给出的高原夏 季风指数也具有较好的一致性，二者相关系数达到 0.82 ，通过 0.01 显著性水平检验。需要注意的是 , 尽管马振锋（2003）的结论表明NCEP1再分析资料 可用于高原季风研究，但其它再分析资料的可用性 仍不十分清楚。鉴于此，本文采用欧洲中期天气预 报中心高度场再分析资料（ERA40） 、美国国家环 境 预 报 中 心 和 国 家 大 气 中 心 的 NCEP/NCAR (NCEP1) 和 NCEP/DOE （ NCEP2 ）高度场再分析 资料分别计算了高原夏季风指数，并进行对比分 析。 图2给出了根据三种再分析资料得到的高原夏 季 风 指 数 标 准 化 曲 线 ， 由 图 中 可 见 ， NCEP1 与 ERA40 给 出 的 高 原 夏 季 风 强 度 在
年 存在一定差异，但其年际变化趋势仍是较为一致 的。1965年之后三种资料给出的指数在变化趋势和 强度方面都基本吻合，各指数之间为显著的正相关 关系，其中 NCEP1 与 NCEP2 ， NCEP1 与 ERA40 和 NCEP2 与 ERA40 间相关系数分别为 0.91 ， 0.62 和 0.83，均通过0.001显著性检验。这表明根据这三种 再分析资料得到的高原夏季风指数具有较好的一?4期 No. 4?华维等:? 近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对中国东部降水的影响? HUA Wei et al. Variation of Tibetan Plateau Summer Monsoon and Its Effect on Precipitation in East China?? 787致性，能很好地反映高原夏季风的年际和年代际变 化，将这些再分析资料用于高原季风研究是可行 的。考虑到NCEP1再分析资料在各种再分析资料中 具有资料时间长和实时更新等优势，因此，本文采 用 NCEP1 再分析资料给出高原夏季风指数 IPM 进行 进一步分析。由图2还可发现，年期间IPM 总体呈增强趋势，达到0.23/10a（通过0.01显著性水 平检验） ，1970年代中期之前显著增强，并在1974 年达到最大值；1970年代中后期有所减弱；1970年 代末至今，其主要特征为振荡增强。这种变化趋势 与齐冬梅等（2009）和田俊等（2010）利用600 hPa 风场再分析资料给出的高原夏季风指数的年代际 变化趋势也有很好的一致性。 3.2 高原夏季风与中国降水和亚洲季风环流的关系 季风强弱是影响季风雨量的重要因素。本文采 用相关分析和合成分析来讨论高原夏季风与中国降水和亚洲季风环流的关系。根据图2 选取IPM ≥1 和IPM≤1的年份作为强高原夏季风年（、 、年）年和弱高原夏季风年 (、、、1994年)。 图 3a 中相关系数分布反映了中国夏季降水由南到 北的 “ 负―正―负 ” 带状相关分布：高原季风强 (弱) 时华北、华南和东北降水偏少，而西北地区、 西藏东部和长江中下游地区降水偏多。这一现象与 Huang (2001) 提出的中国夏季降水从南到北的经 向三极子型是一致的。李菲和段安民 (2011) 最近 也发现由印度西北部经青藏高原东部到中国华北 地区形成的降水遥相关型 (刘芸芸和丁一汇， 2008) 与高原夏季风也密切关联。对比强弱季风年降水差 值 (图3b) 与相关系数分布 (图3a) 可见， 高原夏季 风强、弱年夏季降水量差值中心大致能与显著相关 区对应。图 2 ?
年高原夏季风指数标准化曲线 Fig.2? Annual normalized Tibetan Plateau summer monsoon index for the period 图 3 ? (a) IPM 与同期中国夏季降水量相关系数分布;（b）高原夏季风强弱年夏季降水量差值图（单位：mm） 。阴影：通过 0.05 显著性检验 Fig.3? (a) The correlation coefficient distribution between IPM and summer precipitation in C (b) the composite difference distribution of summer precipitation based on strong IPM years minus weak IPM years (units: mm). The areas passing the 0.05 significance level are shaded??? ? 788大? ? 气? ? 科? ? 学? Chinese Journal of Atmospheric Sciences?36 卷 Vol. 36高原夏季风强度变化反映了亚洲季风区环流 系统位置和强度的调整。 由图4a可见， 在对流层600 hPa，高原夏季风偏强时，高原近地层为气旋性环 流控制，利于引导对流层低层西南风水汽沿横断山 脉向高原腹地辐合；高原的东侧，西太平洋副热带 高压较常年位置偏南偏东，离东亚大陆较远，来自 副高东南部的水汽难以输送到中国华北地区；东亚 中高纬以经向型环流为主，有利于北方冷空气南 下。 在对流层低层850 hPa距平风场上 (图4b)， 中国 东部为距平北风控制，不利于东亚夏季风向北推 进，对应华北地区降水偏少；来自孟加拉湾以北、 南海北部、热带西太平洋的偏南风与南下的偏北风 在四川盆地东部和长江中下游以南汇合，造成这些 地区降水偏多；同时，阿拉伯海至印度洋盛行异常 偏东风，南亚季风偏弱。前文分析表明，高原夏季风偏强时对应东亚夏 季风和南亚夏季风异常偏弱。进一步给出高原夏季 风与二者的对应情况：高原夏季风与东亚夏季风 (图5a) 和南亚夏季风 (图5b) 均为显著反相关关系， 相关系数分别为-0.35和-0.50，均通过0.001显著性 水平检验。由相关系数可知，高原夏季风与南亚夏 季风的联系似乎更为紧密，二者之间存在 “跷跷板” 关系，这可能与低空西南风急流和印缅槽活动在二 者之中的调制作用有关 (李菲和段安民，2011)。东 亚夏季风属副热带夏季风，即受热带系统影响，中 高纬长波槽脊的作用也不可忽视，因此它的异常相 对高原季风和南亚季风的联系不明显。这些结果与 李菲和段安民（2011）针对2008年高原夏季风与南 亚夏季风和东亚夏季风关系的个例分析结果是一 致的。图 4? ? 青藏高原夏季风强弱年 (a) 600 hPa 和 (b) 850 hPa 风场差值图 (单位：m/s)：阴影：通过 0.05 显著性检验；粗实线：3000 m (a) 和 1500 m (b) 地形 Fig. 4? The composite difference distributions of (a) 600-hPa and (b) 850-hPa wind fields based on strong IPM years minus weak IPM years. The areas passing the 0.05 significance level are shaded and the thick lines in (a) and (b) denote the 3000-m and 1500-m terrains, respectively??4期 No. 4?华维等:? 近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对中国东部降水的影响? HUA Wei et al. Variation of Tibetan Plateau Summer Monsoon and Its Effect on Precipitation in East China?? 789图 5
年高原夏季风指数与 (a) 东亚夏季风指数和 (b) 南亚夏季风指数标准化曲线 Fig. 5? The time series of annual normalized IPM and (a) IEAM and (b) ISAM for the period ?4青藏高原夏季风增强的可能原因影响季风强弱的因子十分复杂， 汤懋苍 (1995) 认为高原季风强弱与地热涡有关，即高原地热涡范 围小，强度弱；地热涡范围大，强度增强，同时也 认为高原季风年代际变化与地球自转有关。海温也 是影响高原夏季的重要因子，孟加拉湾和南海以及 西太平洋暖池附近海表增温、赤道东太平洋降温有 利于高原夏季风发展。高原夏季风发展时，表现拉 尼娜特征；高原夏季风减弱时，表现厄尔尼诺特征 (马振锋和高文良，2002)。高原季风形成的基础是 青藏高原的加热作用，当夏季青藏高原热源异常 增强，高原为辐合区，对流层低层有明显的气旋式 气流辐合流入高原，高原近地层为气旋式环流控 制， 高原季风增强 (段安民和吴国雄， 2003)。 此外， 高原夏季风也与前期高原主体热状况密切相关，高 原春季感热加热异常偏强时，高原主体部分近地层?为气旋性差异环流，对应高原夏季风偏强（段安民 等，2003） 。从高原季风本质来看，高原加热导致 的高原与周围自由大气的热力差异是产生高原季 风的根本原因，因此本文将从该角度来探讨高原夏 季风增强的原因。 青藏高原与周围大气的热力差异可采用扰动 温度 T ' 表示， 这里 T ' ? T ? T ， 其中 T 是东亚某纬度 带上各经度500 hPa温度，T 是青藏高原区域纬向平 均。在夏季气候平均图上（图6） ，正 T ' 值出现在高 原主体所在范围，即高原为最强暖中心。负 T ' 值出 现中国东部平原至东太平洋地区（冷暖分界线大致 在110°E附近）和高原西部的中亚地区，对应于冷 区。这种青藏高原暖中心与东太平洋冷中心相对 应，即亚洲和太平洋中纬度对流层中高层扰动温度 之间的 “跷跷板” 现象，可近似归为亚洲―太平洋 涛动（APO） （Zhao et al.，2007） 。APO代表的海陆 热力差异显著减小对亚洲夏季风系统减弱有重要? ? 790大? ? 气? ? 科? ? 学? Chinese Journal of Atmospheric Sciences?36 卷 Vol. 36图 6 ? 夏季亚洲―太平洋 500 hPa T ' (单位: ℃) 气候平均图 Fig.6 ? Climatology of the summer mean 500-hPa T ' in Asia-the Pacific?影响（Zhao et al.，2007；周波涛等，2008） ，这从 夏季 APO 指数与南亚夏季风和东亚夏季风指数的 显著正相关关系也有所体现，相关系数分别为0.46 和0.48，均通过0.001显著性水平检验，APO与高原 夏季风间则为显著负相关 （相关系数为-0.48， 通过 0.001显著性水平检验） 。APO指示的是夏季亚洲大 陆与太平洋大气之间的大尺度热力差异，主要影响 空间尺度较大的东亚夏季风系统。若亚洲―太平洋 大尺度热力差异是高原夏季风驱动因子，那么根据 季风产生的原理，热力差异越大，季风应该越强。 而 近 几 十年来 亚 洲― 太平 洋 热力 差异 显 著减 小 (Zhao et al.，2007)，根据假设，高原夏季风也应随 之减弱，实际上高原夏季风并未随着亚洲―太平洋 地区大尺度大气热力差异的减小而减弱，反而有所 增强。青藏高原与周围大气热力差异不但包括高原 与海洋间大尺度大气热力差异，还应包括尺度相对 较小的高原与周边陆地间的大气热力差异，加之高 原季风范围主要为高原主体及其周边地区，高原季 风更大程度上可能受到尺度相对较小的高原与周 边陆地间的热力差异的影响，本文试图从该角度讨 论高原夏季风增强的可能原因。 从图6可见，陆地负 T ? 大值区大致分布在中国 东部平原和中亚地区。将夏季高原 (27.5°N~40°N, 80°E~100°E) 区域平均500 hPa温度分别与同纬度 中国东部平原 (27.5°N~40°N, 110°E~120°E) 和中 亚 (27.5°N~40°N, 45°E~65°E) 区域平均 500 hPa 温度之差标准化后得到高原―东部平原热力差异 指数 (IPEA) 和高原―中亚热力差异指数 (IPMA)。 图 7给出了IPMA和IPEA变化曲线，可以看到：在80年代 中期之前， IPMA 表现为一种逐渐减弱的趋势（图 7a） ，这与IPM同时段变化趋势相反；1980年代中期之后表现出增加的趋势，二者相关系数为0.33，通 过0.05的显著性水平检验。对比IPEA与IPM发现 (图 7b)，IPEA的增大能很好的对应高原夏季风增强，在 1974年最大IPEA也与IPM最大值相对应， 并且这种增 加趋势一直持续到现在，二者呈较一致的同步变 化， 相关系数达到0.52， 通过0.001的显著性水平检 验。这说明高原―东部平原热力差异与高原夏季风 在年代际尺度上的对应关系要好于高原―中亚热 力差异。然而，我们也注意到，在年际尺度上二者 也存在一些差异。例如，在年期间，高 原夏季风和高原―东部平原热力差异互为反相位 变化。 通过小波变换分析 (图8) 也可发现， 高原夏季 风指数和高原―东部平原热力指数存在同位相变 化的关系：在16~32a的长时间变化尺度上，二者都 经历了 “负―正” 的同位相分布；在4~8a短周期尺 度上，二者的位相变化也大致相同。这在小波方差 图上亦有体现：高原夏季风指数的小波变换方差贡 献主要集中在两个时间尺度，最大在8年左右的尺 度附近，其次是21年左右的尺度附近（图8a） ；高 原―东部平原热力指数最大方差贡献在 24 年左右 的尺度上，其次是6年左右的尺度附近（图8b） 。尽 管这些时间尺度表明二者变化具有较一致的年代 际变化特征，但在年际尺度上的主周期并不完全重 合。因此，有必要从多时间尺度的角度来分析研究 它们的联系。 进一步采用交叉谱方法来研究高原夏季风和 高原―东亚热力差异在不同频域区间上的相关关 2 系。交叉谱分析结果表明（表 1 ） ，凝聚值 R 12 (K) 在波数 K=2 和 K=16 时通过 0.05 显著性检验。其中 , K=16时F值达到最大，此时周期P=2.50年，对应落?4期 No. 4?华维等:? 近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对中国东部降水的影响? HUA Wei et al. Variation of Tibetan Plateau Summer Monsoon and Its Effect on Precipitation in East China?? 791图 7
年高原夏季风指数与 (a) 高原―东亚热力差异指数和 (b) 高原―中亚热力差异指数标准化曲线 Fig.7 The time series of annual normalized IPM and (a) IPEA and (b) IPMA for the period ?后时间长度为-0.0065年， 两个序列变化的同步相关 最好；K=2时，F值次之，P=20.00年，高原―东部 平原热力差异变化超前高原夏季风变化1年时，两 者相关性最显著，这说明在这些周期上高原夏季风 和高原―东部平原热力差异可能存在显著的相互 作用。这与之前得出的高原夏季风与高原―东亚热 力差异存在显著正相关的结论一致，为深入认识高 原夏季风与高原―周边陆地平原热力差异相互关 系及变化规律提供了依据。表1 IPM与IPEA显著相关的周期及对应滞后时间 Table 1 Significant periods for the correlation between IPM and IPEA, and the corresponding lag time波数K 2 16 通过F显著检验周期P/a 20.00 2.50 滞后时间/a -1.55结论和讨论本文利用NCEP/NCAR和ERA40再分析资料和 统计方法分析了在青藏高原夏季风变化及可能原 因，得到以下结论： (1) 高原夏季风具有年际和年代际的多时间尺 度变化特征。近53年青藏高原夏季风除存在一定幅 度的年际变化外，还呈现出0.23/10a的年代际增强 趋势。1970年代中期之前，高原夏季风表现为明显 的增强趋势， 1970 年代中后期高原夏季风有所减 弱；从1970年代末至今，高原夏季风振荡增强。 (2) 高原夏季风年代际增强伴随亚洲夏季风其 他子系统减弱，并通过东亚夏季风环流的异常变化 对中国夏季气候产生重要影响，造成华南和华北降 水减少，长江中下游地区降水增加。 (3) 在过去50多年亚洲季风区海陆热力差异减?? ? 792大? ? 气? ? 科? ? 学? Chinese Journal of Atmospheric Sciences?36 卷 Vol. 36图 8? ? 高原夏季风指数 (a) 和 (b) 高原―东亚热力差异指数小波变换系数 (左) 及其方差 (右) Fig.8 ? The wavelet coefficient (left) and its variance (right) for (a) IPM and (b) IPEA ?小，亚洲季风区海陆热力差异减小的背景下，高原 夏季风增强可能与青藏高原―周围陆地间夏季热 力差异 (尤其是高原―东部平原热力差异) 增大存 在密切联系， 二者在20年和2.5年两个时间尺度上 显著相关。 从季风产生的机制来看，季风是大气环流对热 力差异季节性改变的响应。同样，对高原地区季风 现象的研究也均认为高原和周围自由大气的热力差 异是产生高原季风的原因 (汤懋苍等，； 白虎志等，2001)，这种热力差异近年来也为一些学 者所关注。Yu et al. (2004) 发现近50年东亚对流层 中上层在盛夏存在显著的年代际尺度上的变冷。从 Yu et al. (2004) 中东亚夏季对流层中高层变冷趋势 的空间分布可以发现，就变冷程度而言，东亚平原 变冷强于青藏高原，这表明夏季东亚地区对流层中 高层变冷程度的不一致导致了青藏高原与周围自由大气热力差异发生变化，从而影响高原夏季风异 常。高原和周围自由大气的热力差异是下垫面加热 不均匀的产物，尽管青藏高原是产生高原与周围自 由大气的热力差异的直接原因，但高原周围大气的 温度不仅与高原加热作用有关，还与其他因子密切 联系。Zhou and Zhang（2009）进一步指出产生夏 季东亚地区对流层中高层变冷的空间不均匀的原 因与赤道中东太平洋、热带西印度洋海温和中纬度 北太平洋海温异常有关，但其物理机制需要进一步 深入分析。 本文只是通过统计方法发现高原夏季风与高 原―东亚热力差异存在密切联系，但尚不足以证明 就是高原―东亚热力差异引起了高原夏季风的变 化，这需要数值模拟加以验证。此外，高原夏季风 存在的准8年周期与高原―东亚热力差异并无显著 相关；对于影响高原―周围大气热力差异变化以及?4期 No. 4?华维等:? 近几十年青藏高原夏季风变化趋势及其对中国东部降水的影响? HUA Wei et al. Variation of Tibetan Plateau Summer Monsoon and Its Effect on Precipitation in East China?? 793高原夏季风准8年周期产生的原因，目前也尚不十 分清楚，因此，海―陆―气相互作用对高原季风系 统变异的影响是下一步研究的重点。致谢 中国科学院大气物理研究所王会军研究员对本文提出了宝贵的意见和建议，在此表示衷心的谢意。感谢两位匿名审稿人的耐心审阅和 宝贵意见。672-679. 范可, 王会军. 2006. 有关南半球大气环流与东亚气候的关系研究的若 干新进展 [J]. 大气科学, 30 (3): 402-412. Fan Ke, Wang Huijun. 2006. Studies of the relationship between southern hemispheric atmospheric circulation and climate over East Asia [J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences (in Chinese), 30 (3): 402-412. 范可, 王会军. 2007. 南极涛动异常及其对冬春季北半球大气环流影响 的数值模拟试验 [J]. 地球物理学报, 50 (2): 397-403. Fan Ke, Wang Huijun. 2007. Simulation of the AAO anomaly and its influence on the northern hemispheric circulation in boreal winter and spring [J]. Chinese Journal of Geophysics (in Chinese), 50 (2): 397-403. 谷德军, 梁建茵, 郑彬, 等. 2008. 华南夏季风降水开始日的异常与前冬 大气环流和海温的关系 [J]. 大气科学, 32 (1): 155-164. Gu Dejun, Liang Jianyin, Zheng Bin, et al. 2008. 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