Page 57 - 《高原气象》2026年第1期

1 期 鲁宇霞等：青藏高原地表感热春季增强与中国南方春雨的联系 53

图4 感热达最强时间T（a）和增强强度Q（b）的PC1回归中国南方春雨总量（单位： mm）
打点区域通过了α=0. 1显著性水平t检验
Fig. 4 Regression of PC1 for the peak sensible heat occurrence time T （a） and the intensity Q （b） on total spring
rainfall in Southern China. Units： mm. The dotted areas passed the t-test of significance level α=0. 1
部分区域春雨量均与 T 和 Q 具有显著的相关关系， 和杜晖等（2024）的研究结论一致； 春雨总量最多为
特别是广东、 福建和浙江等沿海地区， 这表明高原 1983 年， 达 700 mm 以上， 最少为 2011 年， 不足
春季地表感热增强异常偏强和感热达最强时间异 100 mm。中国南方春雨的演变趋势与 I 指数演变
SH
常偏晚均有利于中国南方春雨量的异常偏多。 具有很好的一致性（图 5）。前人研究指出， 中东太
综上可知， 高原地表感热增强过程量 T 和 Q 均 平洋和热带印度洋海温异常是影响中国华南和西
与中国南方春雨量关系密切， 为了考察两者的综合 南地区春季降水的重要外强迫因子（Chen et al，
影响， 这里以两者与春雨量的简单相关系数作为权 2014； Duan et al， 2020； Wen et al， 2021）。因此，
重， 对 PC1s进行加权计算（Wang et al， 2022）， 定义 有必要探究一下 ENSO 和热带印度洋海盆一致模
了高原地表感热增强过程量综合指数（I ）。研究 （IOBM）对高原春季地表感热增强与中国南方春季
SH
表明， 该指数与中国南方春雨的关系（相关系数 降水联系的影响。研究发现， 去除春季中东太平洋
0. 60， p<0. 01）比 T 和 Q 的单独影响有了一定的提 海温 Niño3. 4 指数（I NINO3. 4 ）和春季印度洋海盆一致
高（表 1 和图 6）， 整个中国南方几乎全部表现为显 模指数（I IOBM ）后 I 指数与中国南方春雨总量的偏相
SH
著正相关（p<0. 1）， 除了湖南西北部部分区域［图 6 关分别为 0. 55 和 0. 60（表 1）， 仍为显著相关（p<
（a）］， 大值中心位于广东省沿海地区。从图 5 也可 0. 01）， 他们的分布与简单相关分布类似［图 6（b），
以看出， 中国南方春雨总量平均为400 mm， 具有明 （c）］， 相关性不仅没有减弱， 在沿海地区还有明显
显的年际和年代际变化， 在 20 世纪 80 年代、 90 年 提高， 特别是去除 I IOBM 后， 在江南地区的相关性大
代和 21 世纪 10 年代春雨总量以偏多为主， 在 21 世 大提高。这说明春季赤道太平洋和热带印度洋海
纪 00 年代春雨总量偏少； 在 2010 年前呈现波动减 温可能对高原地表感热增强与中国南方春雨量的
少趋势， 气候倾向率为-70 mm·（10a）（p<0. 01）， 联系具有一定的抑制作用， 剔除海温影响之后， 两
-1
在 2010 年后又开始增多， 这与 You and Jia （2018） 者的联系更加密切， I 指数对中国南方春雨的影响
SH
是独立于海温的影响的。
5 高原春季地表感热增强影响中国

南方春雨的关键环流系统

由上文的分析可知， 高原地表感热增强综合指
数与中国南方春雨量关系密切。那么， 它们之间联
系的关键环流系统和物理过程是什么？为了探究
图5 1982 -2020年I 指数与中国南方春雨的逐年演变 这一问题， 这里以 I 异常值超过 0. 8 倍标准差为标
SH
SH
Fig. 5 Annual evolution of I index and spring rain 准， 分别选取了典型高值年和典型低值年， 其中高
SH
in Southern China from 1982 to 2020 值年 7 个， 分别为 1983 年、 1984 年、 1985 年、 1986