引言

自从20世纪70年代初，Madden等(1971；1972) 发现热带大气的纬向风和气压场存在40~50 d周期的低频振荡后，大气中的低频振荡现象一直受到国内外学术界的高度重视，并成为大气科学重要的前沿课题之一(李崇银，1993；2004)。越来越多的研究证实，大气低频振荡不仅存在于热带地区，而且也存在于中高纬地区，具有全球性的特征(Krishnamurti et al，1985；李崇银，1991；丁一汇等，2010；贾小龙等，2012)。青藏高原(以下简称为高原)具有独特的天气气候特征，其动力和热力作用对我国乃至全球天气气候有重要影响(叶笃正等，1957；Yanai et al，1992a)。根据1979年高原气象科学试验(QXPMEX)取得的观测资料，我国气象学家发现高原地区存在低频振荡现象(章基嘉等，1984)。基于对观测资料和各种再分析资料的分析，许多研究相继揭示出高原及其附近地区存在着显著的大气低频振荡信号(孙国武等，1988；He et al，1988；谢安等，1989；孙照渤等，1991；孙安健等，1994；张耀华等，2012；陶亦为等，2011；朱乾根等，2000；冯俊阳等，2012)。随着对高原大气低频振荡研究的深入，发现其对高原低涡(孙国武等，1994；王鑫，2008；张鹏飞等，2010)、副热带高压(李云康等，1991；巩远发等，2006)、南亚高压(李跃清，1996) 等天气系统以及我国区域降水(孙国武等，1992；周兵等，2000；简茂球等，2004；贺懿华等，2006；巩远发等，2007；王跃男等，2009；韦晋等，2013) 等均有一定的影响。巩远发等(2006) 分析了1993/1994年夏季高原东部降水变化与西太平洋副热带高压(以下简称为副高)南北移动的关系后，发现副高南北进退和高原低频降水具有相同的振荡周期。张瑛等(2008) 研究了1998年夏季亚洲地区低频环流特征及其与长江中下游降水的关系后，指出长江中下游降水和高原东部上空100 hPa涡度在低频模态上存在显著的反相关变化关系。

徐国强等(2000a)基于NCEP/NCAR提供的再分析逐日降水资料对1998年整个高原的低频降水特征进行了分析，他们采取的方法是将高原主体部分(30°~35°N、85°~95°E)平均后的降水进行Morlet小波分析，并指出高原和长江中下游低频降水存在同时加强和同时减弱的关系(徐国强等，2000b)。通过对高原观测资料的分析，许多研究指出高原夏季降水存在着南北反向变化的特征(段安民等，2003；李生辰等，2007；段克勤等，2008；占瑞芬等，2008；周顺武等，2011)，那么高原南北不同地区夏季降水的低频振荡是否具有相同的演变特征呢？

高原东南部地区是夏季高原降水最集中的地区(韦志刚等，2003；卢鹤立等，2007；李生辰等，2007)。贺懿华等(2006) 利用TBB资料分析了夏季高原TBB低频振荡，发现高原东南部(27°~30°N、90°~100°E)是30~60 d低频振荡最为活跃的地区。为此，针对高原东南部这个敏感区域研究其降水低频振荡特征十分必要。1998年夏季我国长江流域及其以南地区发生了严重的洪涝灾害，不少的研究表明该年长江流域强降水存在显著的30~60 d振荡周期(Chen et al，2001；陈桂兴等，2004)，且夏季高原也出现了自20世纪70年代以来最强的降水，并存在较为显著的30~60 d振荡周期(徐国强等，2000a)。有关1998年长江流域30~60 d低频降水的研究已有很多，相对来说有关该年夏季高原东南部降水30~60 d低频特征的研究还很少，且该年夏季长江中下游地区30~60 d低频降水与高原东南部30~60 d低频降水之间存在怎样的联系？在以往高原低频降水分析中，更多针对的是高原低频降水本身的演变特征，而对与降水密切联系的大气要素场的低频特征演变以及相关低频要素场传播特征的认识不够。为此，本文基于1998年的地面观测资料及再分析资料，分析了1998年夏季高原东南部降水及其相关要素场的低频振荡特征和传播特征，这有利于认识与高原地区降水有密切联系的低频大气环流场的演变规律以及了解高原地区低频降水与下游地区低频降水之间的联系，从而为预测高原地区的降水提供相关的理论依据。

1 资料和方法 1.1 资料选取

文中所用资料主要包括：(1) 中国气象信息中心提供的1998年5月1日至9月30日全国612站逐日降水资料，其中高原地区使用了83个台站。(2) NCEP/NCAR提供的该年逐日再分析资料(Kalnay et al，1996)。在分析周期以及提取低频信息中使用了Morlet小波分析(Torrence et al，1998) 和Butterworth带通滤波方法(Murakami，1979)。

1.2 大气视热源的计算

鉴于视热源的正算法需要降水、感热、辐射平衡等资料，而这些资料又难以获取，此外本文主要关注大气中总视热源(汇)的变化，因此采用Yanai等(1992b)提出的倒算法，利用NCEP/NCAR逐日再分析资料计算对流层整层大气视热源。

对于大气视热源(汇)的计算，由热力学方程可得：

$\begin{align} & {{Q}_{1}}={{c}_{p}}[\frac{\partial T}{\partial t}+\mathit{\boldsymbol{V}}\cdot \nabla T+{{(\frac{p}{{{p}_{0}}})}^{k}}\omega \frac{\partial \theta }{\partial p}] \\ & ={{Q}_{\rm{R}}}+L(c-e)-\frac{\partial (\overline{{S}'{\omega }'})}{\partial p} \\ \end{align}$

(1)

式中，Q₁表示单位质量大气的视热源(汇)，包含净辐射加热(冷却)Q_R、潜热加热和扰动产生垂直感热输送，c表示凝结率，e表示蒸发率，S′表示扰动感热通量，ω′表示扰动垂直速度，其他均为常用符号。对上式用质量权重对整层大气积分后，得到：

$\begin{align} & <{{Q}_{1}}>=\frac{1}{g}\int_{{{p}_{t}}}^{{{p}_{s}}}{{{Q}_{1}}\rm{d}}p=\frac{{{c}_{p}}}{g}\int_{{{p}_{t}}}^{{{p}_{s}}}{[\frac{\partial T}{\partial t}+} \\ & \mathit{\boldsymbol{V}}\cdot \nabla T+{{(\frac{p}{{{p}_{0}}})}^{k}}\omega \frac{\partial \theta }{\partial p}]{\rm{d}}p \\ \end{align}$

(2)

式中，p_s及p_t分别为地面气压和大气层顶气压(取100 hPa)；< Q₁ > 为整层大气中单位面积气柱内Q₁的垂直积分，< Q₁ > 为正(负)时，表示气柱中总的是非绝热加热(冷却)，也称之为大气视热源(汇)。式(2) 为间接计算，称为倒算法，得到大气中视热源(汇)的总量。

2 1998年高原东南部降水概况及其低频特征

利用旋转经验正交分解(REOF)对1979—2008年夏季高原降水进行分解，其空间第一旋转模态显示高原东南部降水是一个敏感区域(图 1)，方差贡献率为15.76%。有研究指出，夏半年高原东南部处在副高西侧和印度季风的东北部，有利于西太平洋和北印度洋的暖湿气流向青藏高原输送(周顺武等，2011)。

图 2给出了1998年夏季高原降水距平百分率分布图。由图可见，除了西藏西南部阿里地区降水偏少外，整个高原降水均为明显的正距平，其中高原东南部12个站点(图中用★表示)的降水均偏多5成，以下将这12站的降水进行算术平均后表示高原东南部的降水。考虑到边界效应，在分析周期和滤波时对时间序列进行了延长，将6—8月延长至5—9月，文中如没特别说明均是指夏季6—8月。

图 3是对上述高原东南部降水距平序列进行Morlet小波分析后的结果。由图可见，降水在10~20、20~30和30~60 d这3个低频周期谱带存在显著的谱峰，其中30~60 d振荡最为明显(整个夏季通过了α=0.05显著性水平检验)；10~20 d振荡信号主要出现在7月中下旬，20~30 d振荡主要出现在8月下旬至9月中旬。图 4a给出了高原东南部1998年5—9月降水距平时间序列(柱状线)以及10~20 d(虚线)和30~60 d(实线)的滤波结果，其中30~60和10~20 d低频降水与原降水距平序列均存在显著相关，其相关系数分别是0.48和0.53(均通过了0.001显著性水平检验)，说明这两个周期的低频分量对高原东南部地区的降水均有一定的贡献。已经有很多研究表明，10~20 d低频振荡对高原及其周围天气气候也有十分重要的影响(Nitta，1988；王跃男等，2009；张鹏飞等，2010；李菲等，2011；罗璇，2011；彭玉萍等，2012)。由于10~20 d振荡分量主要出现在7月下旬，20~30 d振荡主要出现在8月下旬至9月中旬(图 3)，而本文关注的是整个夏季，所以下文主要分析30~60 d低频特征。由图 4a还可以看出：该年夏季高原东南部几次明显的降水过程基本都发生在30~60 d振荡的峰值期间，而降水偏少的时段则主要出现在30~60 d振荡的谷值期间。为此，选取夏季降水30~60 d滤波曲线中峰值和谷值超过±1个标准差的一个低频降水的正位相(6月24日至7月11日，以下简称为正位相)和一个低频降水的负位相(7月12—31日，以下简称为负位相)，重点分析正、负位相期间(图中横线段表示高原东南部低频降水正、负位相)各相关要素场距平和低频分量的差异。

由图 2还可以看到，该年夏季高原东北部也存在一个降水距平百分率的大值区，将该区距平百分率超过30%的7个站(图中用 • 表示)的降水进行算术平均后，得到高原东北部的降水距平序列，对该序列进行小波分析后，发现其也存在着显著的30~60 d振荡，并且原降水距平序列与其30~60 d低频分量的相关系数为0.35(通过了α=0.001显著性水平检验)。那么高原东南部和东北部这两个区域低频降水的演变特征是否一致呢？图 4b给出了高原东北部的降水距平序列及其30~60 d滤波曲线，与高原东南部降水序列及其滤波曲线(图 4a)进行比较(图 4a中横线段为高原东南部低频降水正、负位相期)后，可知高原东南部降水与高原东北部降水的30~60 d低频振荡的正负位相并不一致，这可能是由于青藏高原面积广大，地形复杂，南北地区气候背景以及天气的影响系统不同(段安民等，2003；李生辰等，2007；段克勤等，2008；占瑞芬等，2008；周顺武等，2011)，从而导致高原南北地区低频振荡特征也不尽相同。因此单就1998年夏季降水而言，在分析高原降水低频振荡时，不宜将整个高原进行区域平均。

3 降水正、负位相相关要素距平场及30~60 d低频场的差异 3.1 降水正、负位相环流、水汽通量距平场及30~60 d低频场的差异

降水异常主要受大尺度环流异常的制约，因此有必要分析降水正、负位相期间环流场距平分布。正位相500 hPa风场距平图中(图 5a)，日本海上存在一个反气旋性距平环流，同时段孟加拉湾北部维持一个气旋性距平环流，此期间高原东南部为弱的偏北风距平控制。而在负位相期间(图 5b)，上述地区的距平环流场的分布与正位相的距平环流分布基本相反，负位相期间高原南侧为显著的偏西风距平。

水汽输送是与降水密切相关的构成大气水循环过程的关键环节(任宏利等，2006；林志强等，2011)，为此比较正、负位相期间整层积分的水汽通量距平场。在正位相期间(图 5c)，受日本海南侧反气旋的影响，来自中南半岛北部和南海的水汽由东南向西北方向输送，高原东南部地区为明显的水汽辐合区，而此期间长江中下游地区是显著的水汽辐散区。负位相(图 5d)，受西南气流影响，来自南海地区的暖湿气流向我国内陆地区输送，我国32°N以南地区维持水汽的辐合，其中最大的辐合区为西南地区，此时高原中南部地区虽然也为水汽辐合区，但东南部的辐合强度较正位相明显减弱。

李菲等(2011) 的分析表明，高原夏季风偏强(弱)时通常低层印缅槽偏东偏北(偏西偏南)，垂直积分的水汽输送在高原东部形成异常的气旋式(反气旋式)环流，与高原近地层600 hPa的气旋式(辐散)环流相配合，有(不)利于引导水汽输送大值带到达高原东南部，有(不)利于水汽向高原地区输送。

由以上分析可知，低频降水正、负位相期间的环流距平场以及水汽通量距平场存在一定的差异，其中风场距平呈现出较为明显的差异，但水汽通量距平场在高原地区的差异并不明显。为此进一步比较正、负位相期间30~60 d的低频流场以及低频水汽通量场之间的差异。在正位相期间500 hPa低频流场上(图 6a)，高原南侧维持一个低频气旋，而日本海上空为一个异常反气旋，500 hPa高度场上的588线西脊点约在114°E附近，说明该时段的副高强度偏强、位置偏北。高原东南部受到偏东南气流的影响，带来充足的水汽，处于水汽的辐合区(图 6c)，这有利于高原东南部产生降水；而长江中下游及其以东的西太平洋地区则受日本海上空低频反气旋的影响，处于水汽辐散区，不利于产生降水。但在负位相期间的低频风场分布图上(图 6b)，高原南侧出现一个低频反气旋，日本海上空出现一个异常气旋，588线西脊点约在111°E附近，副高强度偏弱位置偏南，这与任荣彩等(2003) 的分析结果一致。高原东南部受偏西干冷气流的影响，为水汽的辐散区(图 6d)，不利于该地区产生降水；长江中下游及其以东的西太平洋地区则受日本海上空低频气旋的影响，处于水汽辐合区，利于产生降水。低频流场与距平场的分布很相似，这表明在这一个低频振荡循环周期内30~60 d振荡与原始距平场很接近，30~60 d振荡为主要的振荡周期。

3.2 降水正、负位相期间热源距平及30~60 d低频分量场的差异

大气环流的异常变化常常是大气热源异常强迫的结果(巩远发等，2007)，以下分别比较正、负位相热源距平场的差异。在正位相期间的热源距平分布图中(图 7a)，我国大部分地区、孟加拉湾以及南海为连续分布的热源正距平区，仅在长江中下游的部分地区及其以东的西太平洋为负距平区。在负位相期间(图 7b)，除高原中东部地区维持弱的正距平区外，上述正(负)距平区均变为负(正)距平区。

图 8分别给出了两个位相热源30~60 d低频分量的分布。正位相期间(图 8a)，除长江中下游及其以东的西太平洋地区为低频热汇区外，包括高原在内的我国大部分地区均为连续的低频热源区，孟加拉湾和南海分别存在大于200和100 W·m^-2的热源中心。而在负位相期间，低频热源分布(图 8b)与正位相期间的低频分量分布完全相反：高原地区到孟加拉湾北部经中南半岛至南海由连续的低频热源区变为低频热汇区，只有长江中下游及其以东的西太平洋地区是较强的低频热源区。由此可见，相比距平分量而言，降水正、负位相期间的热源低频分量差异更加显著。

由以上分析可知，正、负位相风场、水汽通量、热源低频分量的分布基本相反，当高原东南部为水汽通量辐合区、热源区时，降水也集中发生在这一时段，反之亦然，表明这种分布型的差异与高原东南部低频降水多寡有关。为了更好地比较它们之间关系，图 9给出了1998年5—9月高原东南部低频降水与该地区低频热源(27.5°~32.5°N、90°~102.5°E平均)的演变图。由图可见，在30~60 d低频频段上，高原东南部低频降水与该地区低频热源在位相上存在很好的对应关系：低频降水的峰(谷)值分别对应着低频热源的高(低)值，二者的相关系数为0.81(通过了α=0.001的显著性水平检验)。

4 30~60 d低频水汽通量散度和100 hPa低频散度的纬向传播特征

由图 6和图 8的分析可知，高原东南部和长江中下游地区水汽通量及热源低频分量在高原东南部低频降水正、负位相的分布基本是相反的。为比较两地区低频降水演变特征，图 10给出了高原东南部地区(实线同图 4a实线)和长江中下游(27.5°~32.5°N、112°~123°E)68个代表站平均的降水30~60 d滤波序列。从图中可见：长江中下游地区存在显著的30~60 d振荡，两次强降水过程均出现在30~60 d振荡的正位相期间；两地区30~60 d滤波序列存在明显的位相差，且长江中下游降水30~60 d振荡强度远远强于高原东南部。那么两地区相关要素场低频分量的传播特征如何？为此，给出沿高原腹地所在纬度(30°N)各低频分量的经度-时间剖面图(图 11)。

一个地区降水量的多寡与大尺度环流背景下的水汽输送密切相关，尤其是水汽输送异常及其辐合/辐散(Yatagai et al，1998)。图 11a是整层积分30~60 d低频水汽通量散度沿30°N的经度-时间剖面图。从图中可以看出，纬向上30~60 d低频水汽辐合的西传主要有两次，一次是从150°E左右开始向西传播至高原东部地区；另一次是西传的低频分量与从80°E附近开始向东传播的低频分量在100°E附近汇合。5月中下旬西太平洋附近洋面上还是辐散区时，80°E附近已经存在辐合。大约到了6月中旬，东传的分量已经进入高原地区并继续向东传播至95°E附近，强度没有变化，而西传的分量传播到长江下游地区达到最强并继续西传，强度有所减弱，并最终于6月底至7月上旬传播至高原东部地区，并且低频辐合强度有所增强，时间与高原东南部低频降水正位相(图 4a中6月24日至7月11日)基本对应，使得该地区产生一次强降水过程。同样，第二次由西太平洋西传的低频分量与从80°E附近东传的低频分量在100°E附近汇合，基本与高原东南部第二次较强的降水过程(图 4a中8月1—15日)相对应。

朱乾根等(2000) 指出高原低频降水与高低空低频散度场有密切的联系，但由于低空流场在平原地区以850 hPa为主，而在高原地区以500 hPa为主，二者差距很大，因此在分析高原地区散度的传播特征时宜分析高空散度场，图 11b给出了30~60 d 100 hPa低频散度沿30°N的时间-经度剖面图。从图 11b可以看到，夏季30~60 d低频散度共有两次比较明显的西传，均是从西太平洋地区传播至长江中下游地区达到最强，之后继续西传到高原地区，这期间强度有所减弱。6月上旬，西太平洋上开始有低频辐散向西传播，到6月中旬到达长江下游地区，之后继续西传至85°E左右。6月下旬至7月初，西传的低频辐散到达高原东部地区的时间正对应着高原东南部低频降水的正位相。同样，西传的低频辐合于7月中下旬到达高原东部，时间与低频降水的负位相基本吻合，另一次低频辐散西传到高原同样对应着低频降水正位相(图 4a中8月1—15日)。

由以上分析表明，1998年夏季存在从西太平洋经长江中下游西传至高原地区的30~60 d整层积分水汽通量辐合(散)和100 hPa低频辐散(合)，且西传至高原东南部时基本与高原东南部30~60 d低频降水的正(负)位相对应。

5 结论和讨论

本文选取了20世纪70年代以来高原东南部地区的最强涝年1998年，分析了该年夏季高原东南部低频降水振荡特征及低频降水正、负位相期间相关要素场低频分量的异常分布及传播特征，得到以下结论：

(1) 1998年高原东南部降水存在10~20、20~30以及30~60 d周期的低频振荡，其中几次明显的降水过程基本都出现在30~60 d振荡的正位相，而在30~60 d振荡的负位相期间，降水为负距平为主。该年夏季高原东南部和东北部的降水都存在30~60 d的低频周期，但其正、负位相并不一致。因此分析高原降水低频振荡时不宜将整个高原进行区域平均。

(2) 环流场、水汽通量场的30~60 d低频分量的分布在降水正、负位相期间的配置正好相反。在降水正(负)位相期间，高原南侧存在一个低频气旋(反气旋)，而日本海上空维持着一个异常低频反气旋(气旋)，受高原南侧低频气旋(反气旋)东北侧的偏南(北)气流以及日本海上空低频反气旋(气旋)西南侧的偏南(北)气流的共同影响，高原东南部为明显的低频水汽辐合(散)区。

(3) 在低频降水的正、负位相期间热源的30~60 d低频分量配置正好相反。在降水正位相期间，高原地区经孟加拉湾至中南半岛到南海均为低频热源区；负位相，热源、汇低频分量的分布与正位相基本相反。

(4) 在30~60 d低频频段上，高原东南部低频降水与该地区低频热源在位相上存在很好的对应关系：低频降水的峰(谷)值分别对应着低频热源的高(低)值。

(5) 1998年夏季存在从西太平洋经长江中下游西传至高原地区的30~60 d整层积分水汽通量辐合(散)和100 hPa低频辐散(合)，且西传至高原东南部时基本与高原东南部30~60 d低频降水的正(负)位相对应。