青藏高原是全球海拔最高、面积最大、地形最复杂的高原，它通过地面有效辐射、湍流感热及潜热的输送形成了一个高耸入自由大气中的热源强迫，它以其自身的热力强迫和动力强迫作用改变了欧亚大陆的气候格局，影响着中国、亚洲乃至全球大气环流的变化和气候的形成(叶笃正等，1957；黄荣辉，1985；Yanai et al.，1992；Kutzbach et al.，1993；Ye and Wu，1998)，因此，高原气候及其变化一直是气象学界研究的重要课题之一。

众多学者对青藏高原气温的变化进行了研究并指出在全球变暖的背景下，高原地区近几十年总体也呈现增温趋势，且增温趋势存在明显的地区差异，1980年代以来高原大部分地区进入显著偏暖期(林振耀和赵昕奕，1996；朱文琴等，2001；牛涛等，2002；蔡英等，2003；韦志刚等，2003；Niu et al.，2004；边多和杜军，2006；李生辰等，2006)，高原增暖突变时间存在较复杂的空间差异和季节差异(丁一汇和张莉，2008；吕少宁等，2010)。但是，青藏高原并非整层大气增暖。Yu et al.(2004)指出近50年夏季东亚对流层中上层在年代际尺度上存在显著的变冷趋势。变冷趋势在高原上空出现的高度比同纬度的中国东部地区高，高原上空250 hPa高度以上为降温趋势，以下为增温趋势，且高原150 hPa以上的对流层上层和平流层低层的降温率明显大于非高原地区，高原250 hPa以下的增温率也明显大于非高原地区(张人禾和周顺武，2008)。造成夏季东亚地区对流层中高层变冷的空间差异的原因可能与赤道中东太平洋、热带西印度洋海温和中纬度北太平洋海温异常有关(Zhou and Zhang，2009)。高原上空臭氧总量减少也是导致高原上空平流层低层降温，对流层增温的原因之一(Zhou and Zhang，2005)。

可见，在全球变暖的大背景下，青藏高原地区的增温并非发生在高原上空所有大气层中，而高原热力作用应该表现为增温层与降温层对大气环流的总体作用。虽然目前的一些研究已经指出青藏高原对流层上部及平流层下层为降温趋势，但鲜有研究把高原大气视为升温层和降温层结合的整体来研究，而阐述高原上下气温的反相变化与降水及环流关系的工作更是少之又少。虽然青藏高原平流层下层气温也存在变冷趋势，但本文把气温研究的视角放在高原对流层中，因为对流层是地球大气层里密度最高的一层，它蕴含了整个大气层约75%的质量和几乎所有的水汽，且风、云、雨、雪、雷电等天气现象都发生在这一层内，同时对流层受地形影响也最直接最强烈，而青藏高原以其海拔高、面积大、地形复杂著称，加之已有研究表明青藏高原对流层中上层的增温趋势及对流层上部的降温趋势皆大于非高原地区(张人禾和周顺武，2008)，因此选择研究青藏高原这一特殊下垫面的对流层气温的变化，同时将其热力作用视为增温层与降温层的总效应，这一视角具有格外重要的意义。既然青藏高原对流层中上层增温，对流层高层降温，那么具体哪些层次增温显著，哪些层次降温显著？增温层与降温层之间在年际、年代际尺度上是否存在密切关系？若存在，存在怎样的关系？高原对流层中上层增温同时对流层高层降温时我国夏季降水及东亚大气环流又会表现出怎样的天气气候学响应？这些正是本文即将回答的问题。

本文格点资料取自美国国家环境预报中心和国家大气中心的NCEP(National Centers for Environmental Prediction)/NCAR(National Center for Atmospheric Research)月平均再分析数据集(NCEP1)，资料水平分辨率为2.5°×2.5°经纬度网格，由于方之芳等(2010)指出在东亚地区应用NCEP/NCAR资料时，为提高可信度，应尽量使用20世纪70年代以后的资料，因此本文NCEP/NCAR资料选取时段为1971～2012年。降水资料取自国家气象信息中心提供的中国596个台站1971～2012年的逐月降水，缺测值以同期气候平均补齐。另外，文中青藏高原范围定为(27.5°N～40°N，75°E～105°E)。同时，本文还利用国家气象信息中心提供的青藏高原地区拉萨、那曲、格尔木等11个探空站的气温观测资料对NCEP1资料所得结果之可靠性进行检验，资料时段为1971～2009年，垂直层次选择了在该时段有连续性观测的500、400、300、200、100 hPa五个层次。这11个台站均位于(28°N～39°N，87°E～103°E)范围内，平均海拔高度约为3112 m。

考虑到青藏高原的高度，在研究高原气温变化趋势的垂直分布时，选取600 hPa代表高原对流层低层，即本文所研究的高原对流层之垂直范围为600～100 hPa。同时由于探空资料的局限性，探空站气温变化趋势的垂直分布从500 hPa起画。图 1实线为1971～2012年青藏高原地区夏季加权区域平均气温的变化趋势的垂直分布图，虚线为1971～2009年青藏高原探空站气温观测值的平均变化趋势的垂直分布，虽然NCEP1资料与探空站资料对于高原最显著增温层的描述略有差别，但是无论是NCEP1资料还是探空站资料均显示自1971年以来，青藏高原地区夏季250 hPa以下呈现增暖趋势，200 hPa及其以上的对流层上部呈现变冷趋势。其中NCEP1资料(如图 1中实线所示)显示高原上空600～250 hPa的增温层中以300 hPa变暖趋势最大，为0.16 °C(10 a)⁻¹，达到0.10显著性水平；200～100 hPa的降温层中以100 hPa变冷趋势最强，达到－0.39 °C(10 a)⁻¹，达到0.01显著性水平。

图 1

Fig. 1

图 1 青藏高原地区夏季气温变化趋势的垂直分布 [单位：℃ (10 a)−1 Fig. 1 Vertical distributions of temperature trends over the Tibetan Plateau in summer [units: ℃ (10 a)−1]

由上述分析可知，在全球变暖的大背景下，高原近几十年的增暖主要发生在250 hPa以下，200～100 hPa气温为下降趋势，与张人禾和周顺武(2008)的研究结论一致。参考张人禾和周顺武(2008)文章中对高原对流层垂直层次的划分，同时结合本文图 1中的结论及研究的需要，本文定义600～300 hPa代表高原对流层低层至对流层中上部，100 hPa代表高原对流层上部，以下利用NCEP1资料中600～300 hPa平均温度来表征高原对流层低层至对流层中上部(即高原对流层增温层)气温的变化，利用100 hPa平均温度来表征高原对流层上部(即高原对流层降温层)气温的变化，以此来研究高原对流层上下气温的变化特征。在此之前，首先利用高原探空站气温观测资料对NCEP1资料之可靠性进行说明。

图 2a分别为NCEP1资料中高原地区夏季600～300 hPa平均气温距平(实线)及高原探空站500～300 hPa平均气温距平(虚线)，图 2b分别为NCEP1资料中高原地区夏季100 hPa平均气温距平(实线)及高原探空站100 hPa平均气温距平(虚线)。图 2中显示，在描述青藏高原地区的气温变化时NCEP1资料与探空站观测资料虽然在某些年份在气温变化强度上存在一定差异，但其年际变化趋势仍较为一致。NCEP1资料中高原夏季增温层气温距平与高原探空站增温层气温距平呈显著正相关，R = 0.757，达到0.001显著性水平；NCEP1资料中高原夏季降温层气温距平与高原探空站降温层气温距平也呈现显著正相关，R = 0.810，达到0.001显著性水平。这表明根据NCEP1资料及探空站观测资料得到的高原增温层及降温层的气温变化序列具有较好的一致性，即使用NCEP1资料研究高原地区对流层气温的年际和年代际变化是可行的，且相对于探空资料而言，NCEP1资料具有更长的时间尺度、更丰富的垂直层次及更完整的地域分布，因此，本文以下采用NCEP1再分析资料对高原对流层气温的变化及其与降水和环流的关系进行进一步分析。

图 2

Fig. 2

图 2 青藏高原地区夏季（a）增温层平均气温距平和（b）降温层平均气温距平（单位：°C） Fig. 2 Mean temperature anomalies in the layers of (a) increasing temperature and (b) decreasing temperature over the Tibetan Plateau in summer (units: °C)

图 2a显示高原对流层低层至对流层中上部呈现显著增暖趋势，线性增温率为0.10 °C(10 a)⁻¹，R = 0.264，达到0.10显著性水平。并且高原对流层低层至对流层中上部的增暖呈阶段性变化，在1980年代进入偏暖期，但在1990年代初出现短暂的偏冷期，之后在1990年代中后期逐渐进入偏暖期。这与丁一汇等(丁一汇和张莉，2008)的研究结果基本一致。而高原对流层上部(图 2b)呈现显著变冷趋势，线性降温率为－0.39 °C(10 a)⁻¹，R=－0.513，达到0.01显著性水平，即高原对流层上部气温的变化趋势趋向于同平流层低层变化趋势相同(张人禾和周顺武，2008)，而不同于250 hPa以下层次。可见，高原对流层低层至对流层中上部气温和对流层上部气温呈现截然相反的变化趋势，对流层上部的降温趋势比对流层低层至对流层中上部的增温趋势更加显著，并且两气温距平时间序列呈显著负相关，R =－0.297，达到0.05显著性水平，说明高原对流层低层至对流层中上部的增温与对流层上部的降温之间有较密切的关系。年际尺度上二者关系密切，年代际尺度上又将如何？以下给出具体的分析。

为了说明青藏高原对流层增温层及对流层降温层的气温在年代际尺度上变化的关系，在这里首先计算1971～2012年夏季青藏高原600～300 hPa及100 hPa平均温度的年代距平及其t检验(见表 1和表 2)。年代距平及t检验值的计算公式分别 为：$A = \bar x - {\mu _0}$和$t = A \cdot \sqrt n /s$，其中，A为年代距平，$\bar x$为物理量在各个年代的平均值(年代划分见表 1和表 2)，${\mu _0}$为物理量总体均值，n为样本量，s为样本标准差。

表 1 (Table 1)

表 1 1971～2012年青藏高原地区夏季600～300 hPa平均气温年代距平(表示t检验值达到0.10显著性水平) Table 1 The decadal anomaly of the temperature averaged between 600 hPa and 300 hPa over the Tibetan Plateau in summer during 1971-2012.The asterisk represents that with the significance levels below 0.10 阶段 距平/°C t 1971～1979年 -0.18 -1.33 1980～1989年 0.06 0.54 1990～1999年 -0.13 -0.9 2000～2009年 0.04 0.26 2010～2012年 0.64 3.43*

表 1 1971～2012年青藏高原地区夏季600～300 hPa平均气温年代距平(表示t检验值达到0.10显著性水平) Table 1 The decadal anomaly of the temperature averaged between 600 hPa and 300 hPa over the Tibetan Plateau in summer during 1971-2012.The asterisk represents that with the significance levels below 0.10

表 2 (Table 2)

表 2 1971～2012年青藏高原地区夏季100 hPa平均气温年代距平(**、***分别表示t检验值达到0.05、0.01显著性水平) Table 2 The decadal anomaly of the temperature averaged at 100hPa over the Tibetan Plateau in summer during 1971-2012. The asterisk represent those with the significance levels below 0.05 and 0.01，respectively 阶段 距平/°C t 1971～1979年 -0.08 -0.5 1980～1989年 0.89 3.83*** 1990～1999年 0.45 2.29** 2000～2009年 -1 －11.63*** 2010～2012年 -0.88 －4.96**

表 2 1971～2012年青藏高原地区夏季100 hPa平均气温年代距平(**、***分别表示t检验值达到0.05、0.01显著性水平) Table 2 The decadal anomaly of the temperature averaged at 100hPa over the Tibetan Plateau in summer during 1971-2012. The asterisk represent those with the significance levels below 0.05 and 0.01，respectively

表 1显示夏季青藏高原对流层低层至对流层中上部气温在1970年代偏低，1980年代略偏高，1990年代又出现偏冷期，但强度较弱，21世纪初至今高原对流层低层至对流层中上部持续偏暖，尤其是21世纪10年代初，气温显著偏高，达到0.10显著性水平。高原对流层低层至对流层中上部气温的年代距平分析进一步说明其增暖过程呈阶段性。

表 2显示夏季青藏高原对流层上部气温在1970年代偏低，1980年代显著偏高，达到0.01显著性水平，1990年代气温距平相对1980年代减小，但与其他年代相比仍显著偏高，达到0.05显著性水平，在21世纪初至今高原对流层上部气温均为显著负距平，达到0.05乃至0.01显著性水平。表 1、表 2对比可知，高原对流层低层至对流层中上部气温年代距平与对流层上部气温年代距平几乎呈反位相，尤其是在1980年代以后，1980年代高原对流层低层至对流层中上部气温年代距平虽为正值但数值较小，1990年代为负距平，2000年以后至今均为正距平，而对流层上部气温在1980年代及1990年代均为显著正距平，而2000年以后至今均为显著负距平。因此，年代际尺度上高原对流层低层至对流层中上部与对流层上部气温变化呈现较明显的反相变化关系。并且，在全球变暖的背景下，1980年代至1990年代青藏高原夏季的变暖在对流层上部比其以下层次更显著，而当1990年代末21世纪初高原对流层低层至对流层中上部显著增暖时，高原对流层上层反而显著偏冷，是否是高原地区的增暖首先发生在高层大气，然后以某种形式将能量下传，从而使高原低层大气增温，这一问题值得探究。

利用小波分析方法分别对1971～2012年青藏高原地区夏季600～300 hPa平均气温距平及100 hPa平均气温距平的时间序列进行周期分析(母函数取Morlet小波)，得出小波系数的实部、小波功率谱及其显著性检验，在这里小波功率谱的定义根据Torrence(Torrence and Compo，1998)提出的，即复小波系数的模方。对高原600～300 hPa平均气温距平的周期分析(如图 3)显示高原夏季对流层低层至对流层中上部气温存在2～4 a及8～13 a的周期。对高原100 hPa平均气温距平的周期分析(如图 4)显示高原夏季对流层上部气温也存在2～4 a及8～13 a的周期，其中2～4 a为其显著周期，且这一周期成分在1970年代后期至1980年代末及2010年代初比较显著，达到0.10显著性水平。基于高原夏季600～300 hPa平均气温距平及100 hPa平均气温距平均存在8～13 a的周期，这里对这两个时间序列分别进行7年滑动平均处理，处理后的时间序列求相关系数得出R = －0.268，略高于0.10显著性水平，这进一步说明年代际尺度上高原对流层低层至对流层中上部气温与高原对流层上部气温也呈负相关关系。

图 3

Fig. 3

图 3 1971～2012年青藏高原地区夏季600～300 hPa平均气温距平的（a）小波功率谱和（b）小波系数的实部。虚线弧：头部影响（即虚线弧以外是小波变换受边界影响的区域） Fig. 3 (a) Wavelet power spectrum and (b) wavelet real-part spectrum of the temperature anomaly averaged between 600 hPa and 300 hPa over the Tibetan Plateau in summer during 1971–2012 (the cone of influence is indicated by the dashed arc)

图 4

Fig. 4

图 4 1971～2012年青藏高原地区夏季100 hPa平均气温距平的（a）小波功率谱和（b）小波系数的实部。虚线弧：头部影响（即虚线弧以外是小波变换受边界影响的区域）；（a）中阴影表示达到0.10显著性水平的区域 Fig. 4 (a) Wavelet power spectrum and (b) wavelet real-part spectrum of the temperature anomaly averaged at 100 hPa over the Tibetan Plateau in summer during 1971–2012. The cone of influence is indicated by the dashed arc; shaded areas in (a) indicate statistical significance below 0.10 level

为进一步说明高原夏季对流层低层至对流层中上部升温同时对流层上部降温的热力异常变化与降水及环流的关系，本文对高原夏季主体范围内沿27.5°N～40°N平均的温度距平垂直分布做EOF分解，为了将显著降温层(100 hPa)更好的呈现出来，EOF中垂直高度的上限取至70 hPa，即垂直范围为600～70 hPa，得出第一模态(方差贡献达44.8%)的特征向量及时间序列，如图 5所示。图 5a显示第一模态特征向量的垂直分布表现为高原上空200 hPa以下层次降温，200 hPa以上层次升温，即高原夏季气温在对流层表现为“下减上增”的反相变化，相应的时间权重系数(图 5b)表现出显著负趋势，R = －0.502，达到0.01显著性水平，表明青藏高原夏季对流层低层至对流层中上部升温同时对流层上部降温的变化趋势随时间越来越显著，与上述趋势分析的结论一致。且图 5b还显示在1970年代末至1990年代中期以前时间系数为较大正值，与年代距平分析中该期间高原对流层低层至对流层中上部增温不明显乃至降温，及对流层上部显著增温的分析结果基本一致；在1990年代中后期至2010年代初，时间系数大体为负值且绝对值较大，这进一步说明此期间高原对流层低层至对流层中上部升温显著而对流层上部降温显著。可见，EOF第一模态的特征向量能充分表现出青藏高原夏季气温在对流层呈上下反相变化的特征，其时间系数的变化表明这一气温垂直分布特征具有明显的年际、年代际变化。

图 5

Fig. 5

图 5 1971～2012年夏季青藏高原地区沿27.5°N～40°N平均气温距平垂直分布：（a）EOF分解第一特征向量和（b）相应的时间系数 Fig. 5 (a) First EOF mode of the vertical temperature anomaly averaged along 27.5°N–40°N over the Tibetan Plateau in summer during 1971–2012 and (b) the corresponding time coefficient

图 5b显示，高原夏季气温在对流层的上下反相变化特征在1970年代末存在一个由“下增温上降温”向“下降温上增温”的转变，在1990年代中期存在一个由“下降温上增温”向“下增温上降温”的转变。采用Yamamoto方法(魏凤英，1999)对图 5b中的时间系数进行突变检验，具体计算时子序列的长度分别取为4、5、6 a，计算结果指出，时间系数在1978年和1994年信噪比均达到0.01显著性水平。分别以1978、1994年为基准点，采用滑动t检验法(魏凤英，1999)对不同时段做检验，结果表明：当${n_1} = {n_2} = $5、6、7、8时，1978年$\left| t \right|$均达到0.05显著性水平，1994年$\left| t \right|$均达到0.01显著性水平。可见，1978年及1994年的突变点均为可信的，即高原夏季气温在1978年存在一个由对流层低层至对流层中上部升温同时对流层上部降温向对流层低层至对流层中上部降温同时对流层上部升温的突变，在1994年存在一个由对流层低层至对流层中上部降温同时对流层上部升温向对流层低层至对流层中上部升温同时对流层上部降温的突变。

为了研究青藏高原夏季气温在对流层上下反相变化与我国夏季降水及东亚大气环流的关系，这里利用图 5b中高原地区夏季沿27.5°N～40°N平均气温距平垂直分布EOF分解第一模态的时间系数，一方面分别求其与我国夏季降水、500 hPa高度场、500 hPa纬向风及经向风的同期相关系数，并给出与降水的相关系数分布图(如图 6a所示)，与500 hPa高度场的相关系数分布图(如图 7a所示)以及与500 hPa风场的相关系数构造出来的矢量的流场、相对涡度场(如图 7b所示)，其中图 7b中数值大小只有相对意义；另一方面将该时间系数年际变化的距平大于1倍均方差的年取为高原对流层低层至对流层中上部降温同时对流层上部增温年(即：下降温上增温年)，得到：1979、1980、1982、1983、1987、1992共6年；将该时间系数年际变化的距平小于－1倍均方差的年取为高原对流层低层至对流层中上部增温同时对流层上部降温年(即：下增温上降温年)，得到：2000、2005、2006、2007、2008、2009、2010、2011、2012年共9年，将我国夏季降水、500 hPa高度场、500 hPa流场、相对涡度场在“下降温上增温年”及“下增温上降温年”分别进行合成并制作差值图(差值图均为“下增温上降温年”与“下降温上增温年”的差值)，得到高原夏季对流层低层至中上部增温同时高原对流层上部降温时我国夏季降水异常分布(如图 6b所示)，500 hPa高度场异常分布(如图 7c所示)以及500 hPa流场、相对涡度场的异常分布图(如图 7d所示)，并与相关系数构造的图进行对比分析。

图 6

Fig. 6

图 6 （a）夏季青藏高原地区沿27.5°N～40°N平均气温距平垂直分布EOF分解第一模态的时间系数与同期降水的相关系数及（b）夏季青藏高原对流层“下增温上降温年”与“下降温上增温年”我国夏季降水差异的t检验。浅色、中间、深色阴影区域分别代表达到0.10、0.05、0.01显著性水平的区域；实（虚）等值线：正（负）值；等值线间隔分别为0.1、0.5 Fig. 6 (a) Correlations between the time coefficient of the first EOF mode of the vertical temperature anomaly averaged along 27.5°N–40°N over the Tibetan Plateau and precipitation in summer; (b) t-test based on the difference of precipitation in summer in China between the years when the temperature over the Tibetan Plateau increase in the lower to middle–upper troposphere and decrease in the high troposphere, and the years when there is a decrease in the lower to middle–upper troposphere and an increase in the high troposphere. Light, medium, and dark gray shadings indicate the significance levels below 0.10, 0.05 and 0.01, respectively; the solid (dashed) isolines indicate positive (negative) values.The interval of the contour in figure a and figure b are 0.1 and 0.5, respectively.

图 7

Fig. 7

图 7 夏季青藏高原地区沿27.5°N～40°N平均气温距平垂直分布EOF分解第一模态的时间系数（a）与同期500 hPa高度场的相关系数以及（b）与同期500 hPa U、V风场相关系数构造出来的矢量的流场和相对涡度场；夏季青藏高原对流层“下增温上降温年”与“下降温上增温年”我国夏季（c）500 hPa高度场分布差异的t检验和（d）流场及相对涡度场（单位：10−6 s−1）差异图。实（虚）等值线：正（负）值；（a、c）阴影：达到0.10显著性水平的区域 Fig. 7 (a) Correlations between the time coefficient of the first EOF mode of the vertical temperature anomaly averaged along 27.5°N–40°N over the Tibetan Plateau and height at 500 hPa in summer during 1971–2012. (b) Streamline field and relative vorticity comprising the correlations between the time coefficient and U and V wind at 500 hPa in summer. (c) The t-test based on the difference of the height at 500 hPa and (d) the differences of the streamline field and relative vorticity in summer between the years when the temperature over the Tibetan Plateau increase in the lower to middle–upper troposphere and decrease in the high troposphere, and the years when there is a decrease in the lower to middle–upper troposphere and an increase in the high troposphere. The units of relative vorticity in (c) are in 10−6 s−1. The solid (dashed) isolines indicate positive (negative) values. The shaded areas in (a) and (c) indicate statistical significance below 0.10 level

图 6a中显示，夏季青藏高原地区沿27.5°N～40°N平均气温距平垂直分布EOF分解第一模态的时间系数与我国华南地区、青藏高原地区、华北东部沿海地区呈负相关关系，与长江流域及长江以北的大部分地区呈正相关关系。这说明当高原对流层低层至对流层中上部增温同时对流层上部降温时(如图 6b所示)，我国夏季降水大体呈现南涝北旱分布特征，江南至华南地区降水显著偏多，另外西南地区西南部、青藏高原东北部、新疆西北部及华北东部沿海地区降水也明显偏多，长江流域上游及中游地区、我国东北地区及西北地区的局部降水显著偏少。

500 hPa环流形势显示：夏季青藏高原地区沿27.5°N～40°N平均气温距平垂直分布EOF分解第一模态的时间系数与东亚中高纬度地区的高度场呈显著负相关(如图 7a)，即该区受强大的异常气旋式环流控制，环流中心位于蒙古国西部，并且存在明显的正涡度中心(如图 7b)，受其影响，我国长江以北的大部分地区主要处于异常的低压控制，有利于产生降水；时间系数与500 hPa高度场在长江以南地区呈现显著正相关(如图 7a)，对应流场(如图 7b)在江南至华南沿海地区存在反气旋式弯曲，且相对涡度为负值，使得影响我国夏季降水分布的西太平洋副高偏强偏北，有利于长江流域的降水，而易造成我国江南、华南地区的伏旱天气。合成分析的结果进一步说明当高原对流层低层至中上部增温同时对流层上部降温时，东亚中高纬度地区的位势高度增加(如图 7c)，即该区受异常反气旋式环流控制，且存在明显的负涡度中心(如图 7d)，受其影响，我国长江以北的大部分地区主要处于异常的高压控制，不利于产生降水；当高原对流层低层至中上部增温同时对流层上部降温时，500 hPa高度场在长江以南地区呈现显著负值(如图 7c)，对应流场(如图 7d)在江南至华南沿海地区存在明显的气旋式环流异常，且对应较强正相对涡度中心，使得影响我国夏季降水分布的西太平洋副高强度偏弱，位置偏东偏南，这样的环流形势不利于我国北方的降水，而易造成我国江南、华南地区的连阴雨天气。

综上所述，相关分析与合成分析的结果均表明年际尺度上，当高原对流层低层至对流层中上部呈现增温趋势同时高原对流层上部呈现降温趋势时，我国夏季降水主要表现为南方型，其中以江南至华南地区、青藏高原东部地区、华北沿海地区降水显著偏多而长江中上游、我国东北地区及西北地区的局部降水显著偏少为主要分布特征。环流分析显示：高原对流层低层至对流层中上部呈现增温趋势同时高原对流层上部呈现降温趋势时，东亚中高纬度地区为异常高压控制，中低纬度地区受异常低压影响。环流场与降水分布有较好的配置关系。

由第3部分的分析可知青藏高原夏季对流层低层至对流层中上部与对流层上部气温在年代际尺度上也呈现较明显的反相变化关系，气温在高原对流层上下反相变化在1970年代末以后表现明显，并且在1994年存在一个由“下降温上增温”向“下增温上降温”转变的突变点，因此，在分析年代际尺度上高原气温在对流层上下反相变化与我国夏季降水及东亚大气环流的关系时，通过讨论突变前后我国夏季降水及东亚大气环流的差异来实现。在选取突变前后时间段时剔除了1993～1998年这一转折时期，即突变前时段为1979～1992年，突变后时段为1999～2012年，将突变前、后我国夏季降水、500 hPa高度场、500 hPa流场、相对涡度场分别进行合成并制作差值图(差值图均为突变后—突变前)，以此分析高原对流层低层至对流层中上部升温同时对流层上部降温在年代际尺度上与降水和环流的关系。

图 8为图 5b中的第一模态时间系数发生突变前后我国夏季降水分布差异的t检验，图 8中显示年代际尺度上，高原对流层低层至中上部升温同 时对流层上部降温时，我国夏季降水表现为南方型，其中以江南至华南地区降水显著偏多而我国东北地区降水显著偏少为主要分布特征；另外，长江流域的局部地区及我国西北的部分地区降水也明显偏少，而华北东部的局部地区、青藏高原中部及东部地区以及新疆西北部地区降水明显偏多；图 8与图 6比较可知，高原夏季气温在对流层上下反相变化与降水的关系在年代际尺度上比年际尺度更显著。

图 8

Fig. 8

图 8 夏季青藏高原地区沿27.5°N～40°N平均气温距平垂直分布EOF分解第一模态的时间系数发生突变前后我国夏季降水分布差异的t检验值分布。浅色、中间、深色阴影区域分别代表达到0.10、0.05、0.01显著性水平的区域；实（虚）等值线：正（负）值；等值线间隔0.6 Fig. 8 The t-test based on the difference of precipitation in summer before and after the abrupt change of the time coefficient in the first EOF mode of the vertical temperature anomaly averaged along 27.5°N–40°N over the Tibetan Plateau in summer. Light, medium and dark gray shading represents the statistical significance levels below 0.10, 0.05 and 0.01, respectively; the solid (dashed) isolines indicate positive (negative) values] The interval of the contour is 0.6.

图 9为图 5b中的第一模态时间系数发生突变前后500 hPa高度场、流场及相对涡度场的差异图。图 9a显示当高原夏季对流层低层至中上部升温同时对流层上部降温时，500 hPa中高纬度地区位势高度为正距平，中低纬度地区位势高度为负距平，即我国北方地区主要受异常高压控制，江南至华南一带受异常低压影响；500 hPa流场及相对涡度场(图 9b)显示东亚中高纬地区为强大的异常反气旋，对应较强负涡度中心，江南、华南一带流场存在气旋式弯曲。年代际尺度环流分布与年际尺度类似，年际尺度环流分析已经指出这样的环流特征不利于我国北方的降水，而有利于江南至华南地区的多雨形势。

图 9

Fig. 9

图 9 夏季青藏高原地区沿27.5°N～40°N平均气温距平垂直分布EOF分解第一模态的时间系数发生突变前后（a）我国夏季500 hPa高度场分布差异的t检验（阴影：达到0.10显著性水平的区域）及（b）流场和相对涡度场（单位：10−6 s−1）差异图, 实（虚）等值线：正（负）值 Fig. 9 (a) The t-test based on the difference of height at 500 hPa in summer before and after the abrupt change of the time coefficient in the first EOF mode of the vertical temperature anomaly averaged along 27.5°N–40°N over the Tibetan Plateau in summer. (b) Differences of the streamline field and relative vorticity (units: 10−6 s−1 ) before and after the abrupt change of the time coefficient in the first EOF mode of the vertical temperature anomaly averaged along 27.5°N–40°N over the Tibetan Plateau in summer. The shaded areas in (a) are statistically significant at the 0.10 level. The solid (dashed) isolines indicate positive (negative) values

由上可知，无论是年际尺度还是年代际尺度，青藏高原夏季对流层气温上下反相变化与我国夏季降水的关系均较显著。且当高原夏季对流层低层至中上部增温同时对流层上部降温时，东亚大气环流异常分布与降水异常分布均有较好的配置关系。

综上所述，可以得出以下结论：

(1)自1971年以来，在全球变暖的大背景下，青藏高原夏季对流层低层至对流层中上部(600～300 hPa平均)呈显著增暖趋势，而对流层上部(100 hPa)呈显著变冷趋势，且二者呈显著负相关关系。

(2)1970年代末至1990年代中期高原对流层低层至对流层中上部增温不明显乃至降温，而对流层上部显著增温；1990年代后期至2010年代初高原对流层低层至对流层中上部增温显著而对流层上部降温显著，年代际尺度上高原对流层低层至对流层中上部气温与对流层上部气温也呈反相变化关系。

(3)高原夏季对流层低层至对流层中上部气温及对流层上部气温均存在2～4 a及8～13 a的周期。

(4)夏季高原地区沿27.5°N～40°N平均的气温距平垂直分布的EOF分解第一模态特征向量在对流层表现为“下降温上增温”的反相变化，其时间系数呈显著负趋势，且存在1978年由“下增温上降温”向“下降温上增温”转变的突变点，及1994年由“下降温上增温”向“下增温上降温”转变的突变点。

(5)第一模态时间系数与降水的关系在年际、年代际尺度上均显示：当高原夏季对流层低层至对流层中上部升温而对流层上部降温时，我国夏季南涝北旱，其中以江南至华南地区降水显著偏多而我国东北地区降水显著偏少为主要分布特征；另外，长江流域的局部地区及我国西北的部分地区降水也明显偏少，而华北东部的局部地区、青藏高原中部及东部地区以及新疆西北部降水明显偏多；夏季降水异常分布在年代际尺度上比年际尺度更显著。

(6)第一模态时间系数与环流的关系在年际、年代际尺度上均显示：当高原对流层低层至对流层中上部升温而对流层上部降温时东亚中高纬度地区为异常高压控制，不利于我国北方的降水，中低纬度地区受异常低压影响，西太平洋副高强度偏弱，位置偏东偏南，易造成江南至华南一带的连阴雨天气。环流场与降水分布有较好的配置关系。

可见，在全球变暖的大背景下，青藏高原夏季对流层可分为显著增温层和显著降温层，增温层与降温层的气温在年际、年代际尺度上均呈负相关关系，且这种气温在高原对流层上下反相变化与我国夏季降水及东亚大气环流的异常变化之间存在较密切的关系，这对我国夏季降水预测具有一定的参考意义。但是由于以上结论都是由统计方法得出，高原气温在对流层上下反相变化与降水及环流关系的物理机制还有待进一步研究；另外，夏季高原对流层气温在1978年存在一个由“下升温上降温”向“下降温上升温”的突变，在1994年存在一个由“下降温上升温”向“下升温上降温”的突变。这两次突变时期与目前颇受关注的中国东部夏季降水年代际转型期一致(黄荣辉等，1999；陆日宇，2003；周连童和黄荣辉，2003；左洪超等，2004；杨修群等，2005；黄荣辉等，2006；赵平和周秀骥，2006；Kwon et al.，2007；张庆云等，2007；Ding et al，2008；邓伟涛等，2009；黄荣辉等，2011；马音等，2012；丁一汇等，2013；吕俊梅等，2014)，本文仅研究了青藏高原对流层“下降温上升温”这一模态在年际、年代际尺度上与我国夏季降水的关系，而高原增温层及降温层气温的年代际变化是否是中国东部(华南、长江流域、华北、东北)夏季降水的年代际转型的影响因子之一，且高原增温层、降温层气温的变化分别与我国夏季降水的关系如何，其二者与我国夏季降水的关系是否具有整体一致性还是具有区域差异，这一系列问题还有待进一步研究。

致谢 本文的小波分析程序由美国国家大气研究中心(NCAR)的Christopher Torrence博士提供，在此表示感谢！