Page 6 - 《高原气象》2022年第1期
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高     原      气     象                                 41 卷
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             级环流增强了上升运动和孟加拉湾向高原中东部                              and Wu，2009；Lin et al，2013；Yang et al，2014）。
             的 水 汽 输 送 ，使 该 地 区 降 水 增 强（Bao and You，            自 2002 年以来，高原表面风速距平出现了增长趋
             2019）。El Niño 发展年夏季，印缅季风槽的异常加                      势。有研究指出，这种增长趋势可能受东亚地区环
             深抑制了向高原西南部的水汽输送，使得高原西南                             流异常影响（Yang et al，2014）。此外，高原表面风
             部降水减弱（Hu et al，2021）。                              速变化还具有如下两个特征：随着海拔升高，风速
                  年代际尺度上，高原夏季平均降水距平在 20                         变化增强，这表明风速变化主要是由高空风场变化
             世纪 90 年代中期出现了由负位相向正位相的年代                           信号下传到边界层内造成的；在日循环和季节循环
             际转折。上述增湿变化主要是由北大西洋海温异                              尺度上，风速的年代际变化特征并未体现出来，说
             常所激发的大气定常波以及“丝绸之路遥相关”波                             明高原风速变化受控于大尺度环流异常的调控
             列传播到高原上空，产生反气旋环流异常，削弱了                            （Lin et al，2013；Yang et al，2014）。
             高原中东部向外的水汽输送，加强了南亚季风区向                                 基于站点资料计算的 1961 年以来高原东部的
             高原内部的水汽输送，增强高原中东部降水造成的                             表面风速距平变化结果（图 3）与前期相关工作的结
             （Zhou et al，2019；Sun et al，2020；Han et al，2021）。   论基本一致（Lin et al，2013；Yang et al，2014）。具
             对年平均降水的年代际变化而言，1961-2010 年的                        体表现为，20 世纪 60~70 年代中期，地表风速距平
             高原年平均降水在 1965 年、1977 年和 1995 年出现                   持续增强，20 世纪 70 年代中期到 2002 年，持续降
             了三次年代际尺度的突变并以此划分为四个阶段：                             低。但自2002年以来，地表风速距平出现了显著增
                                                                                             -1
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             1961-1964年，以平均速率为 13. 35 mm·a 的迅速                  强的趋势，具体数值为 0. 12 m·s ·（10a） ，且通过
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             增加阶段；1965-1976 年，以平均速率为 1. 937                     了 99% 的显著性检验。考虑到北大西洋海温异常
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             mm·a 的缓慢增加阶段；1977-1994 年，以平均速                      多年代际振荡（AMO）对高原气候具有显著影响
             率为-1. 31 mm·a 的微弱减缓阶段；1995-2010                   （Sun et al，2020；Zhang et al，2020），因此，我们探
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             年，以平均速率为 0. 572 mm·a 的微弱上升阶段                       讨了 AMO 与高原表面风速变化的关系，结果表
             （徐丽娇等，2019）。                                       明 ，AMO 指 数（https：//psl. noaa. gov/data/time‐
                  高原的持续增暖加速了水循环过程，从而显著                          series/AMO/，Enfield et al，2001）与高原表面风速
             影响“亚洲水塔”的水资源补给。目前，有工作基于                            变化呈显著的负相关关系，相关系数为-0. 74。这
             高原内部水循环和大尺度水汽输送异常两个物理                              为进一步研究 AMO 影响高原风速年代际变化的物
             过程来探究高原降水的长期变化趋势及其成因。                              理机制提供了依据。
             从年平均降水增长趋势的空间分布来看，除青海和
             高原东部外，其余地区降水呈增加趋势，尤以高原
             南部增加幅度最大，约为 10. 2%（马晓波和胡泽勇，
             2005）。夏季，高原西部持续性的增暖以及冰川消
             融导致的湖泊扩展促进了局地蒸发，加速了水循环
             以及印度洋向高原东南部的水汽输送持续性减弱，
             使得高原西部降水增长和东部降水减弱，同时，高
             原西部降水的增长进一步增强了潜热释放，促进了
             向高原西部的水汽输送，形成正反馈（He et al，                          图 3  1961-2017年青藏高原观测站点平均的年平均表面
             2021）。此外，自 20 世纪 70 年代末期以来，南亚夏                      风速距平和北大西洋海温异常多年代际振荡（AMO）指数
             季风爆发偏早，加强了由孟加拉湾向高原的水汽输                                 Fig 3  Time series of anomalous annual mean site
             送 及 初 夏 降 水（Zhang et al，2017；许 建 伟 等 ，                    observational surface wind speed and AMO
             2020）。                                                           index during 1961-2017
             2. 4  青藏高原表面风速变化及其机制的研究综述                              为分析 2002-2020 年高原表面风速增强趋势
                  青藏高原表面风速的变化主要体现在年代际                           的具体原因，基于 ERA-5 再分析资料，计算了高空
             尺度上。其中，20 世纪 70 年代至 21 世纪 00 年代，                   250 hPa 和500 hPa等压面上的位势高度纬向偏差场
             中高纬度地区持续增暖减弱了高原与该地区的经                              与风场趋势（图 4 和图 5）。结果显示，高空 250 hPa
             向热力梯度，根据热成风适应理论，高空风场减                              的环流异常主要表现为由北大西洋传向青藏高原
             弱，通过动量下传，高原表面风速持续下降（Duan                           的大气波列，并在高原上形成低压异常，出现西南
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