早在20世纪50年代，科学家们就开始关注在不同季节青藏高原（以下简称高原）通过动力和热力作用对大气环流产生的影响（叶笃正等, 1957; Flohn, 1957）。其后，Luo and Yanai（1983, 1984）讨论了春末夏初高原及周边地区大尺度热源的特征。随着吴国雄等提出了热力适应理论（吴国雄等，1999；刘屹岷和吴国雄，2000；吴国雄和刘屹岷，2000；刘屹岷等，2001），对高原夏季的热状况及其对周边地区大气环流影响的研究开始大量涌现（刘新等, 2002; 段安民等, 2003; Duan and Wu, 2005; Wu et al., 2007; Liu et al., 2007; Wu et al., 2012; Wu et al., 2015）。研究指出，在北半球春夏季节高原地表感热加热起到了热力气泵（TP-SHAP）的作用（Wu et al., 2007），对亚洲季风的建立过程和大气环流的突变产生重要影响。高原可以通过热力适应过程，对海陆分布引起的季风环流产生加强作用，并且对亚洲夏季风的推进和爆发，以及东亚地区夏季降水产生影响（Duan and Wu, 2005; Wu et al., 2015）。对于夏季高原的热力作用，Boos and Kuang（2010, 2013）提出了不同的观点，认为相比高原的热力作用，喜马拉雅山脉的阻挡作用对南亚地区夏季风的影响更为重要。Wu et al.（2012, 2015）对这一观点进行了反驳。他们指出Boos and Kuang（2010, 2013）在数值试验中没有去除高原南坡的感热加热作用，并且有关机械阻挡和冷平流等机制的分析也存在诸多问题。因此，高原夏季热源，尤其是南坡的加热，对南亚夏季风形成和演变起到了重要作用。而后，夏季高原上空的潜热释放也越来越受到学者们的重视。最近，Jiang et al.（2016）通过分析多源合成的热源数据，分析了夏季不同时期影响高原热源的主要因子，强调了在7、8月，潜热释放是青藏高原总大气热源年际变率的重要组成部分，并且文中还进一步阐释了在盛夏时节高原热源与西海洋大陆地区对流活动的联系。Duan et al.（2016）也对高原地区各月总的大气热源的构成进行了分析，表明6月之后高原地区的总大气热源主要由潜热主导，并对西太平洋副热带高压（以下简称西太副高）的年际变率造成影响。

另一方面，大量研究表明，西北太平洋暖池区的对流活动是热带海洋异常信号影响东亚地区环流变化的重要纽带（黄荣辉和孙凤英, 1994; 吴国雄和孟文, 1998; 孟文和吴国雄, 2000; Wang et al., 2000; Wang et al., 2001; Li et al., 2006; Yang et al., 2007; Si and Ding, 2012; Xie et al., 2016）。Nitta（1987）及Huang and Sun（1992）的研究指出，菲律宾海上空的对流异常会激发一支北传的遥相关波列，称为东亚—太平洋或太平洋—日本遥相关型（EAP/PJ波列），影响东亚地区的天气气候。而Li et al.（2006）及Si and Ding（2012）则提出，在北半球夏季，海洋大陆地区是大尺度海气耦合的准两年振荡过程（TBO）的关键区域。海洋大陆地区的对流一方面通过激发EAP/PJ波列影响东亚地区，另一方面也通过影响局地海温对整个TBO过程造成影响。由此可见，西北太平洋暖池区的对流过程，尤其是EAP/PJ波列源地的菲律宾海区域，在东亚地区环流与热带海洋的信号之间起着重要的桥梁和纽带作用。

由于高原热源和西北太平洋暖池区对流活动都对东亚地区夏季风有重要影响，一些研究已经注意到二者之间的相互作用和其对东亚地区气候特征的影响。简茂球等（2004）初步分析了在夏季高原和西太平洋暖池大气热源对东亚地区影响的异同。结果表明两者影响夏季中国降水的区域有所不同，而中国降水受高原东部大气热源影响范围比受西太暖池区热源的影响范围更大。Jiang et al.（2016）对高原热源和海洋性大陆西部地区的对流活动进行了进一步的研究，发现就与高原热源相关的降水模态而言，6月与7、8月份降水模态有比较大的差别，而7、8月份在海洋性大陆西部地区有显著的对流活动与强的高原热源强迫相对应。海洋性大陆西部地区的对流活动会激发西印度洋低层气旋式异常环流，使得高原南侧至菲律宾海一带受反气旋环流控制，反气旋的西北侧的西南气流输送大量的水汽进入高原区域，使得该地降水大量增加，热源加强。

综上所述，高原热力强迫和菲律宾海对流存在相互作用，且对东亚地区产生了协同影响。虽然有一部分研究已经对这些影响进行了讨论，但大多基于夏季平均（简茂球等，2004；Hu and Duan, 2015）或经向环流特征（Jiang et al., 2016）。夏季，由于高原恰好位于西太副高脊线的位置附近，东亚地区夏季西太副高脊线又存在突变特征（缪锦海和丁敏芳，1985），并受到非线性临界层对大气波动吸收和反射的影响（陆维松和陶丽，1996），使得不同月份与高原联系的环流特征有较大的差异，纬向环流特征也有所不同，所以在讨论夏季高原热源作用时，细分各月进行讨论是非常必要的。并且由下文3.1节的分析可知，高原热力强迫和菲律宾海对流活动在8月联系更为紧密，因此，本文将从盛夏8月份入手，讨论高原热源与菲律宾海对流活动之间的联系，并对其联系的机制进行进一步的研究。

本文所使用的资料的时间范围均为1981~2013年，包括：

（1）JRA-55再分析资料（日本气象厅JMA；Ebita et al., 2011; Kobayashi and Iwasaki, 2016）。月平均与日平均资料的水平分辨率均为1.25°×1.25°，垂直方向共分为37层。候资料定义为从1月1日起每隔5天的5点时间平均，如起始第一候为1980年12月30日至1981年1月3日的平均，闰年略去了2月29日的数据。

（2）GPCP月平均降水数据（http://www.esrl.noaa.gov/psd/ [2016-07-01]，NOAA/OAR/ESRL PSD；Simmons et al., 2004）。水平分辨率为2.5°×2.5°。

本文采用的主要分析方法是相关分析、回归分析、合成分析及滑动t检验，此外，本文还采用了一个对线性相关系数分解的方法。

相关系数计算公式为

其中，x_i、y_i为第i个时次的变量x、y的值，x, y为变量x、y的平均值，${s_x} = \sum {{{({x_i} - \overline x)}^2}} $, ${s_y} = \sum {{{({y_i} - \overline y)}^2}} $。

交换计算顺序，则（1）式可以改写为

即相关系数的估计可以分解为所有时次的相关贡献项CTR之和，故可以通过计算每个时次的CTR_i来估计各个时次对总的相关系数贡献的大小，从而区分在计算相关系数时各个时次起到的不同作用，进一步的应用会在第5章节展开讨论。

Hu and Duan（2015）指出，基于再分析资料倒算法（Yanai，1973）计算的夏季高原视热源与利用卫星和台站资料结合计算得到的同期大气总热源有非常好的相关关系，对比JRA-55、ERA-Interim和NCEP/DOE三种再分析资料，发现其中JRA-55与之相关关系尤为显著，可以在一定程度上代替观测资料。故下文使用高原区域（25°N~45°N，72°E~105°E）范围内2000 m以上区域，平均的大气视热源整层积分结果（地面到100 hPa）来定义高原的热源指数（下文记为TP-Q1）。

Jiang et al.（2016）利用回归分析的方法，讨论了夏季各个月份与高原热源相联系的降水分布特征，并指出6月份与热源联系的降水异常与7、8月有着明显的差异，研究中需要分别讨论。为了进一步说明分月讨论高原热源特征的必要性，我们将6、7、8月及夏季平均的高原热源序列分别与同期500 hPa位势高度场做相关分析。从图 1可以看出，6月份时与高原热源相关的位势高度正异常主要出现在高原的北侧，贝加尔湖以西的位置（图 1a），7月份异常分布与6月份类似，但正异常中心在更偏西的位置（图 1b），而8月份时高原热源的异常则与低纬地区和中高纬地区都有联系，并且在副高西南侧出现了一个很强的正相关中心（图 1c），夏季平均的相关场虽然也同时与低纬地区和中高纬地区联系密切，但异常的结构与6、7、8月均有不同（图 1d），这种夏季各月互不相同的特征，在不同层次位势高度场和风场中也有体现（图略）。从以上分析可以看出，夏季各个月份与高原热源相联系的环流异常有比较大的不同，说明各月与高原热源联系的环流相互作用机制也不尽相同，故将与高原热源相关的问题进行分月讨论是非常有必要的。

图 1 夏季各个月份高原热源与500 hPa位势高度的相关系数场（等值线）及气候态位势高度分布（填色，单位：gpm）：（a）6月；（b）7月；（c）8月；（d）夏季平均。打点区域表示通过95%信度检验的区域 Figure 1 Distributions of correlation coefficients (contours) between thermal forcing over Tibetan Plateau (TP-Q1) and geopotential height at 500 hPa (shaded, units: gpm) in (a) June, (b) July, (c) August, and (d) summer climatology. The dotted areas are for values that pass the significance test at the 95% confidence level

另外，从图 1可以看出，8月份低纬地区位势高度场与高原热源异常有更为紧密的联系，而菲律宾海对流主要也发生在低纬地区，故下文将从8月份高原热源与菲律宾海对流的联系着手，阐述二者在盛夏8月份环流背景下的联系。

图 2a给出了8月高原热源指数与各物理量之间的超前滞后相关结果，为了讨论逐月演变，我们对候资料在时间上作了6点滑动平均，图中P（0）表示的是8月份6个候（44~49候）各气象因子的平均值。高原热源具有很好的持续性，8月高原热源指数的显著自相关可以从超前5个候延续到滞后3个候，而整层水汽通量散度和整层垂直运动也与其有显著的联系，这三个因子基本上表现为同期变化，垂直运动变化稍落后一些。此外，在其他因子中，8月高原热源除了与200 hPa高层位势高度场和低层经向风在超前2候的时间尺度上有所联系以外，与其他的本地物理量联系并不紧密。高原8月高原大气视热源主要与降水凝聚潜热的释放联系在一起，这与前人的结论一致（Jiang et al., 2016; Duan et al., 2016），并且其降水过程在7月到8月过程中，有一定的延续性。至于高原热源和其所在整个区域上空的热力和水平环流结构联系不大，3.3节会进一步讨论其与外界环流联系的因子。高原热源的异常主要与整层水汽输送和上升运动相联系，但由于高原热源只与整层水汽输送和上升运动有关，而和低高层热力和动力配置关系并不明显，这与一般认识上高低层耦合的环流配置有所不同，所以下面将对8月高原热源配置进行进一步地讨论，以说明其与背景环流的联系。

图 2 8月（a）高原的热源指数（TP-Q1）和（b）菲律宾海对流指数（Phil-pre）各自定义区域上空物理量区域平均与其热源指数间的超前滞后相关关系演变图。为了表示8月的演变过程，各指数均做了6点平滑，横坐标括号内负数表示超前8月份（44~49候）热源的候数，正数表示滞后于8月份热源的候数，纵坐标各个物理量：Phil-Q1表示菲律宾海热源指数；Water Vapor和omega分别表示水汽通量散度和p坐标系垂直速度从地面到100 hPa的垂直积分；v、u、temp分别为从地面至400 hPa经向风速、纬向风速和温度的垂直积分；pre表示表面气压；500H、200H分别表示500 hPa和200 hPa位势高度场 Figure 2 Lead–lag correlation coefficients between thermal forcing and the areal averages of several variables over the key region for the (a) TP-Q1 and (b) Phil-pre index definition (six-pentad running average). The x-axis: minus/plus denotes the thermal pentads (44–49 pentads) leading / lagging behind August. Variables shown in y-axis are: Phil-Q1 represents heat source index over key region around Phalipine sea; Water vapor/omega denote the vertical integration of divergence of water vapor flux/vertical velocity in the pressure coordinate from surface to 100 hPa; v, u, temp denote the integration of meridional wind velocity, zonal wind velocity, and temperature from surface to 400 hPa; pre denotes surface pressure. 500H/200H denote geopotential height at 500 hPa/200 hPa

为了更清楚的说明8月高原主体热源变化的特征，我们进一步分析1981年至2013年共33年间高原大气视热源的年际变化特征。从图 3a可以看出，8月高原35°N以南区域的热源明显要强于35°N以北的区域，其差异甚至可以达到一个量级。与此同时，图 3b、c表示的年际方差和EOF第一模态与图 3a的空间分布特征基本相同，说明8月份高原主体上空大气视热源变化主要取决于高原南部大气视热源的变化。而由图 3d可以看出，高原热源指数也主要与高原南部大气视热源有好的相关关系，因此，8月高原高原南部主体大气视热源变化主要取决于其南部。

图 3 8月高原区域地面至100 hPa积分的大气视热源：（a）平均值（单位：W m-2）；（b）方差（单位：W m-2）；（c）EOF第一模态（解释方差62%）；（d）其与高原热源指数相关系数分布。斜线区为所选高原南部区域 Figure 3 (a) Climatological mean (units: W m-2), (b) standard deviation (units: W m-2), (c) the leading mode of EOF (variance contribution of 62%) of integration of Q1 (Atmospheric apparent heat source; Yanai, 1973) from surface to 100 hPa over the Tibetan Plateau, and (d) the correlation coefficients between TP-Q1 and integration of Q1 from surface to 100 hPa over the Tibetan Plateau

我们选取高原南部，即（25°N~35°N，80°E~105°E）范围内高原2000 m以上格点（图 3斜线区），计算其东南西北四个边界上的水汽流入量。经计算，边界处44~49候四个边界之和的水汽输入量与同期高原热源指数的相关系数为0.87，结合图 2和图 3的结果可以认为，高原上空的环流异常是通过影响南部的水汽通量变化引起降水变化，从而引起高原热源整体变化。四个边界处气候平均态水汽流入量逐候演变情况如图 4所示，图中最显著的特征是36候以后四个边界水汽流入流出量都有所减弱，这与高原36候以后高原上空水平气流较弱有关。至44~49候，南边界的水汽输入成为高原水汽输入的主导因子。我们将高原热源指数的标准化序列回归到不同边界处水汽输入量（表 1），发现高原热源与西侧和南侧水汽输送量有很强的联系，通过95%信度检验，并且与之相联系的南边界和西边界异常比东边界和北边界异常大一个量级，因此，西南风异常带来的水汽输入对8月份高原热源变率的起着主要作用。

图 4 高原南部（25°N~35°N，85°E~105°E；海拔高于2000 m区域）东边界（蓝线）、西边界（绿线）、南边界（红线）及北边界（黑线）地面至100 hPa水汽总输送量（流入高原为正，单位: kg s-1）的逐候平均值演变，竖虚线表示44候与49候 Figure 4 The pentad evolution of vertically integrated water vapor transport from surface to 100 hPa on the eastern boundary (blue), western boundary (green), southern boundary (red), and northern boundary (black) of the southeastern Tibetan Plateau (25°N–35°N, 85°E–105°E; altitude above 2000 m). Units: kg s-1. The vertical dashed lines denote pentad 44 and pentad 49

表 1(Table 1)

表 1 标准化的高原热源指数与高原南部（25°N~35°N，85°E~105°E；海拔高于2000 m区域）四个边界处水汽流入量的回归系数（单位：kg s-1） Table 1 Coefficients of water vapor transport along the four boundaries of southeastern Tibetan Plateau (25°N– 35°N, 85°E–105°E; with attitude above 2000 m) regressed onto the normalized the Tibetan Plateau heat source index (TP-Q1) 东边界 西边界 南边界 北边界 回归系数/ kg s-1 -4.96×106 8.87×106★ 1.18×107★★ 1.35×106 注：加★表示通过95%信度检验，加★★表示通过99%信度检验

表 1 标准化的高原热源指数与高原南部（25°N~35°N，85°E~105°E；海拔高于2000 m区域）四个边界处水汽流入量的回归系数（单位：kg s-1） Table 1 Coefficients of water vapor transport along the four boundaries of southeastern Tibetan Plateau (25°N– 35°N, 85°E–105°E; with attitude above 2000 m) regressed onto the normalized the Tibetan Plateau heat source index (TP-Q1)

前人对西太平洋地区的对流活动区域的定义有非常大的不同。Nitta（1986）指出，夏季的菲律宾海区域（15°N~25°N，120°E~150°E）的热源与东亚区域30°N为界的偶极型异常环流有密切的联系；简茂球等（2004）则将夏季（5°N~10°N，125°E~135°E）的区域大气视热源定义为西太平洋暖池热源；而Kosaka and Nakamura（2006, 2010）则通过按月合成确定OLR异常中心位置，再通过中心位置定义对流活动区域的方法来研究PJ波列的结构与特征。可见西太平洋暖池区对流指数的定义需要通过具体问题来定义，因本文讨论其与8月份高原热源的联系，而西太平洋地区的对流又与副热带高压及赤道辐合带都有联系，故从8月份高原热源相关场和平均环流系统位置的角度出发，结合前人对对流区域的划定，来定义菲律宾海对流指数（Phil-pre）。

由图 5可以看出，8月份菲律宾海附近的对流降水与高原热源有较强的相关关系。强相关区域有三个大值中心，一个在菲律宾岛附近，一个在中国台湾岛附近，另一个在菲律宾以东海面延伸至150°E。三个中心区域之间的相关系数均通过95%的信度检验，故可以认为三者受同一过程控制。而且该区域处于西太副高西南边缘位置，与西太副高的移动关系密切。为了使得所选区域更为连续，又保证其有相对强的相关性，选取降水场中与高原热源相关系数绝对值大于0.3（通过90%信度检验）的区域（图 5）做降水量的区域平均，作为菲律宾海对流指数。该指数与三个区域相关系数均通过99%信度检验，表明其演变特征可以代表这些中心强度的变化，并经计算，该指数与高原热源指数的相关系数达－0.62，超过99%的信度检验（两指数去线性趋势后相关系数变化不大），并且将选定区域标准放宽至－0.25时选定区域面积及其与高原热源的相关关系变化不大，故相关系数标准的选取对计算结果影响影响有限，因此指数的定义具有一定的代表意义。

图 5 8月份高原热源与印度—西太平洋区域对流降水（填色）的相关系数场及气候态位势高度场（等值线）分布。红线表示用于定义菲律宾海对流指数Phil-pre的关键区边界 Figure 5 The correlation cofficients between the heat source over Tibetan Plateau and the convective precipitation over India-Western Pacific area and the distribution of geopotential height in climatology. The contours denote the geopotential height at 500 hPa. The red contour represents the boundary of key region.

为了说明高原热源和菲律宾海对流活动之间的联系，我们需要先分析8月份与高原热源和菲律宾海对流密切相关的主要因子是什么。参考简茂球等（2004）的工作，由于菲律宾海对流与其上空的大气热源联系紧密，也方便与高原热源对应比较，同时更清楚地反映物理过程，我们计算了8月份（44~49候）平均的菲律宾海对流与其区域内从下边界至100 hPa垂直积分的大气视热源的相关关系，其相关系数达到0.94，通过99%的信度检验，故下文有关候演变的讨论均利用菲律宾海对流区上空从下边界至100 hPa整层积分的大气视热源（Phil-Q1）来讨论。

从菲律宾海热源的角度来看（图 2b），8月选取的菲律宾海热源与自身也有一定的自相关关系，但延续时间是从提前2个候到落后3个候，同时整层水汽通量散度和整层垂直运动也存在与热源本身同样的变化特征，但与高原热源不同的是，菲律宾海热源在低层温度的垂直积分、中层位势高度场（500 hPa）和表面气压场有超前3个候的超前滞后相关关系，低层经向和纬向风速也有不同程度的相关关系，值得注意的是，高层200 hPa没有表现出其他物理量那种延续到同期的相关关系。由此可见，菲律宾海热源的变化与不单单与降水和垂直运动相配合，还与其所在区域上空低层的热力、动力配置有密切联系，并且其变化可以造成低层环流场的变化（低层经向风和纬向风的滞后相关关系）。在物理上，由于其处于热带区域，服从热带地区的大气对加热的响应特征，在后面的分析中可以看出，其响应的环流结构服从Matsuno-Gill模态的分布（Matsuno, 1966; Gill, 1980）。

而菲律宾海区域热源异常则和低层位势高度场、温度场及三维环流场都有联系，故可以通过这些环流因子的变化联系两个热源，从而分析二者在8月份反位相变化的原因。

以正负0.5倍标准差的高原热源指数为准则，本文的研究时段可以分为高原热源强年（高原热源指数超过0.5倍标准差，有1987、1988、1991、1995、1998、1999、2000和2005年，共8年），以及高原热源弱年（高原热源指数低于－0.5倍标准差，包括1981、1982、1983、1984、1986、1990、1992、1997、2009、2011和2013年，共11年），合成结果如图 6所示。

图 6 青藏高原热源强（左列）、弱（右列）年（a、b）850 hPa、（c、d）500 hPa和（e、f）200 hPa环流场合成图。其中黑色等值线为位势高度合成场[单位：gpm；绿色线条区域表示位势高度正（+），负（□）异常通过95%信度检验]，850 hPa和500 hPa填色区域表示垂直运动异常（上升为负；单位：Pa s-1），200 hPa填色区表示纬向气流异常（向东为正；单位：m s-1），850 hPa和500 hPa风羽表示合成风场异常（单位：m s-1，只显示了通过95%信度检验的部分），200 hPa中流线表示合成风场 Figure 6 Composites of strong (left column) and weak (right column) heat source events over TP according to the 0.5 standard deviation of TP-Q1 at (a, b) 850 hPa, (c, d) 500 hPa and (e, f) 200 hPa. Black contours denote geopotential height (units: gpm, the green lines areas are for values passing the significance test at the 95% confidence level, '+'for positive anmomalies, '□' for negative anomalies). Shaded areas denote omega anomalies (units: Pa s-1) at 200 hPa and 500 hPa, and zonal wind anomalies (units: m s-1) at 200 hPa. Wind barbs denote the wind anomalies (units: m s-1, only those anomalies exceeding the 95% confidence level are shown). Streamlines denote composite winds at 200 hPa

850 hPa和500 hPa等压面上（图 6a、c）菲律宾海受下沉气流控制，对流抑制，西太副高西南侧出现显著的位势高度正异常，显示西太副高偏西偏南，且强度也明显强于高原热源弱年，由4.2节讨论可知，菲律宾对流的变化与低层整体热力动力配置都有紧密的联系，其变化导致西太副高偏西偏南。另一方面，气候态中高原南侧的高压单体被西风带的深槽所代替，使得高原区域出现异常上升运动，并且印度上空的500 hPa季风低压消失，高原南侧出现显著的西风异常，东南坡出现西南风异常，有利于低层西南季风对水汽的输送，由3.3节的讨论可知，南部的水汽流入可以产生高原强的热源响应，从而有助于高原南侧的降水过程，加强潜热释放。在对流层高层的200 hPa（图 6e），南亚高压北侧西风急流减弱，南亚高压近中心偏北区域西风加强，表现了西风急流南压的特征，热带西太平洋地区则表现为大面积的气候态的东风减弱，结合经向风异常（图略），该异常实际为气候态西北太平洋季风上支减弱的表现，即西北太平洋季风减弱。

从高原热源弱年时来看，环流异常基本与强年形势相反，但相较于气候态而言环流异常较弱。850 hPa和500 hPa等压面上（图 6b、d）西太副高相较于强年向东北方向收缩，强度减弱，季风槽伸入副高西南缘，菲律宾海受上升气流控制，有利于菲律宾海发生强对流活动。与此同时，500 hPa等压面上高原南侧由高压系统控制，并且存在显著的印度半岛季风低压，西风带也趋于纬向型环流特征，高原地区降水受到抑制，但是上述环流异常以及流场的异常相对于气候态都不明显，值得一提的是850 hPa高原以北的位势高度异常显著，这可能说明这种高原热源指数弱年环流特征下，高原热源与高纬度地区的环流的联系更为紧密。200 hPa南亚高压北侧西风急流则有加强的倾向，而西北太平洋季风区的环流异常并不显著。

综上，高原大气视热源与菲律宾海对流在8月份的反相关关系，是通过西太副高、印度季风低压、西风带槽脊和南亚高压通过高低空耦合的方式相互影响的。菲律宾海对流弱（强）年，西太副高偏西偏南（偏东偏北），西北太平洋季风环流减弱（加强），印度季风低压减弱（加强），西风带南压至高原主体位置（北抬），又加之副高西侧有强（弱）的水汽输送，兼以高层南亚高压加强（减弱），使得高原南部至东亚降水显著增强（减弱），最终该区域热源整体加强（减弱）。而另一方面，上述的热源异常使得夏季风气流在高原南部至东亚区域辐合（辐散），造成西太副高西侧偏南风增强（减弱），从而加强（减弱）西太副高异常，进一步抑制（促进）菲律宾海对流。

图 7表现的是8月高原热源与同期850 hPa、500 hPa及200 hPa位势高度场、温度场及三维风速场的相关系数分布。在850 hPa（图 7a），位势高度正相关中心和一个下沉运动中心出现在中国南海至菲律宾海东北侧的区域，印度半岛季风低压的位置处有反气旋式的环流异常，而在海洋性大陆地区有一个上升运动中心，对流层低层存在一支从西北太平洋区域流向海洋性大陆地区的东北风气流异常，表现出反对称加热型的Matsuno-Gill模态特征。在500 hPa等压面上（图 7b），与850 hPa环流异常对应，南海至菲律宾海东北侧的区域和印度半岛西侧出现两个位势高度正相关中心，这与前述的西太副高偏西偏南的特征和印度季风低压减弱的过程相对应，高原南部至东亚区域则有强烈的西南风异常，并伴随上升运动异常中心，这与水汽输送过程有紧密的联系，并有利于西太副高的加强。而高纬地区有位势高度正异常，高原北侧有东风异常，南侧有强的西风异常，表现此处的西风带南压的特征。在200 hPa（图 7c），在高原南侧有位势高度正相关中心，西南侧为温度正相关中心，高原北侧则与500 hPa类似，西风带有南压的特征。热带区域一个明显的特征是与高空的季风气流反向的西南风异常，从海洋大陆上升运动异常区域流向西太平洋下沉运动异常区域，对应着西北太平洋季风环流圈减弱，即西北太平洋季风区的哈德莱环流异常。

图 7 高原热源指数与（a）850 hPa、（b）500 hPa和（c）200 hPa位势高度场（黑色等值线）、温度场（红色等值线）、水平风场（矢量）及垂直速度（填色）的相关系数分布。图中只显示了通过95%信度检验的区域 Figure 7 Distributions of correlation coefficients between geopotential height (black contour) /temperature (red contour) /horizontal wind (vector) /vertical wind (shaded area) and TP-Q1 at (a) 850 hPa, (b) 500 hPa, and (c) 200 hPa respectively (only the values passing the significance test at the 95% confidence level are shown)

总结高低层的环流配置，我们可以看到，与高原热源异常偏强相关的环流主要表现为：（1）中低层的从西北太平洋至阿拉伯海区域的反气旋异常；（2）高层高原南侧位势高度正异常；（3）中高层西风带的南压和高纬的高压异常；（4）西北太平洋季风区的季风环流异常。这与之前合成分析各天气系统异常的配置特征基本一致，说明这种机制在统计意义上是存在的。

由于高原热源和菲律宾对流过程存在强的相关性，本文进一步通过求偏相关的方式探讨与上述两个因子联系的大气环流特征。图 8a、c、e为去除菲律宾对流后高原热源指数与大气环流的偏相关关系，可以看到图 7中西太副高、季风低压还有西北太平洋季风区的异常基本消失，西南季风区异常也受到一定的影响，但西南季风的异常依然十分显著，中高纬响应分布与去除菲律宾对流指数前的相关场分布类似。与之对应，图 8b、d、f为去除高原热源指数后菲律宾对流指数与大气环流的偏相关关系，图中最为显著的特征是西北太平洋季风区的三维环流特征，以及西太副高西伸的特征，而中高纬地区环流响应并不显著。从上述偏相关特征的分析可以看出，8月份的高原热源与高原南侧的西南季风有紧密的联系，而菲律宾对流活动的确与西太副高活动及西北太平洋季风密切相关，而无论哪一层次，高纬度大气只受到菲律宾对流活动有限的影响。故根据5.2节的总结和上述偏相关的结果，我们可以认为高纬度的高压异常只是与8月高原热源联系的一个因子，并不与菲律宾对流活动密切相关。事实上由于高纬地区高压异常物理上与菲律宾对流过程联系不大，在合成分析得出的机制中也并未提及其影响。

图 8 同图 7，但为偏相关系数。其中左列为高原热源指数去除菲律宾对流指数后的偏相关系数，右列为菲律宾对流指数去除高原热源指数后的偏相关系数 Figure 8 Same as Fig. 7, but for partial correlation coefficients. (a, c, e) show the partial correlation coefficients between TP-Q1 and circulation field without impact of the Phil-pre, (b, d, f) show those between Phil-pre and circulation field without impact of the TP-Q1

定义西太副高西伸指数WPSHZI（15°N~27.5°N，125°E~150°E；区域850 hPa平均涡度；Lu et al., 2008），高原南坡西南风指数WEI（25°N~30°N，90°E~100°E；区域500 hPa西南风平均），计算去除这两种指数后，高原热源指数和菲律宾对流指数的偏相关系数，发现二者偏相关系数由原先的－0.62下降至－0.27，无法通过90%信度检验。这说明去除这两个因子的变率影响后高原热源和菲律宾对流活动相对独立，进一步论证了西太副高西伸和高原东南侧西南风异常联系了高原热源和菲律宾对流活动。但WPSHZI和WEI之间的相关系数只有－0.30，并不能通过信度检验，所以二者的联系是间接的。定义表征印度季风低压、西北太平洋季风和东亚高低空经向风切变（任荣彩和吴国雄，2003；用以说明南亚高压影响西太副高的过程）的指数，并进行相关性分析（表略），发现各指数与WPSHZI和WEI都有非常好的相关关系，即西太副高西伸和高原东南侧西南风异常可以通过这些因子相互联系，从而说明5.1节所述机制中因子都是必不可少的。

对8月高原热源与菲律宾海对流强进行相关系数分解（图 9a），结果表明，分解后正贡献年份有8年，平均值为0.009，最大正贡献为1982年，为0.022，接近0的年份（贡献值绝对值小于1×10^-3）有3年，负贡献年份有22年，平均值为－0.031，负贡献年份中1998年相关系数贡献项CTR是－0.163，为最大负贡献，各年份CTR总和为－0.62，与二者的相关系数相等。由上述结果可知，负贡献年份远多于正贡献年份，说明二者反相关关系出现的情况占优，而负贡献均值远大于正贡献均值，说明二者即使出现正位相变化，也只发生在其中某一指数偏弱的年份，进一步说明了二者的反位相关系非常稳定；1998年对负相关系数贡献很大，为强的异常年，但剔除1998年后，两序列的相关系数仍有－0.552，依然可以通过99%的信度检验，说明8月高原热源与菲律宾海对流之间的联系是稳定的，并不是由异常年份特殊事件主导，并且1998年是一个典型年份。进一步分析高原热源与菲律宾海对流标准化序列的散点图（图 9b），可以发现菲律宾海对流与高原热源的关系存在非对称的特征，即在高原热源弱年或者菲律宾海对流弱年，二者的线性关系会相对松散。

图 9 （a）8月高原热源与菲律宾海对流相关贡献项在各年分布；（b）标准化的TP-Q1与Phil-pre散点分布，横轴表示Phil-pre指数，纵轴表示TP-Q1指数，红线表示一元线性回归的拟合线 Figure 9 (a) The distribution of CTR of correlation coefficients between TP-Q1 and Phil-pre in August during 1981–2013; (b) the scatter plot of normalized TP-Q1 index and normalized Phil-pre index. The red line denotes the fitting curve of linear regression of the scatter points

根据相关系数分解的结果，我们选取1998年个例来验证上述机制。在对流层中低层，对比1998年与气候平均态8月份500 hPa逐候天气图（图 10、图 11），我们可以看到，气候态8月份，西风带基本处于30°N以北，西太副高稳定偏北。各候高原南部均由高压系统控制，而南亚次大陆季风低压明显，但随时间演变逐渐减弱，季风低压在48候以后消失。西太副高西南侧（10°N~20°N，120°E~140°E）菲律宾海区域受季风槽控制，赤道区域东西风的分界线（蓝虚线）在100°E附近。而1998年8月份，（10°N~20°N，120°E~140°E）菲律宾海区域受高压系统控制，对流抑制（黄荣辉等，1998；庄世宇等，2005），并且受此异常经向环流影响（庄世宇等，2005），西风带南压至30°N以南。此时高原处于西侧伊朗高压和东侧西太副高的辐合区，西太副高的西侧脊线向西南方倾斜，气候态中控制高原南部的高压系统消失，从而处于西太副高西侧的偏南气流中，大量水汽流入高原，造成高原地区降水偏多（徐国强等，2003）。而赤道东风西界可以西推至80°E~90°E，即海洋性大陆以西的位置。

图 10 气候平均态（a–f）44~49候500 hPa位势高度场（黑色实线，单位：gpm），u=0特征线（蓝色虚线）及整层积分的大气视热源（填色，单位：W m-2） Figure 10 Climatological-mean geopotential height (black contours, units: gpm), contours of u=0 (blue dash line), and vertical integration of Q1 (shaded, units: W m-2) at 500 hPa during (a–f) pentad 44 to pentad 49

图 11 同图 10，但为1998年。 Figure 11 Same as Fig. 10, but for 1998

在对流层高层，对比1998年与气候平均态8月份200 hPa逐候天气图（图 12、图 13），可见气候态条件下西风急流急流轴基本处在40°N~50°N，最大风速为35 m s^-1左右，南亚高压在南侧东风急流和北侧西风急流之间稳定维持。在菲律宾海以东区域高空为反气旋控制，并随时间减弱，至47候以后消失成为偏北风气流，结合低空季风槽的特征，说明高空反气旋环流应当是西北太平洋季风环流圈的一部分。但1998年的情况有所不同，首先8月各候的西风急流相对较窄，强度更强，最大风速达到40 m s^-1以上，除47候和48候以外，在60°E东侧的西风急流急流轴偏南；其次南亚高压南侧的东风带强度也有所增加，预示着南亚高压整体的加强，其东侧的北风气流与西太副高西侧的南风气流相配合，对西太副高西侧的上升运动产生加强作用（任荣彩和吴国雄，2003）。最后，在菲律宾海以东区域高空各候都没有反气旋出现，反而有气旋式环流的特征，这一特征表现了气候态下西北太平洋季风环流的减弱。

图 12 气候平均态（a–f）44~49候200 hPa流场（流线）和纬向风场（填色，单位: m s-1） Figure 12 Climatological means of streamline field (streamline), zonal wind velocity (shaded, units: m s-1) at 200 hPa during (a–f) pentad 44 to pentad 49

图 13 同图 12，但为1998年 Figure 13 Same as Fig. 12, but for 1998

以上所述基本与高原热源强年合成分析结果一致，故前述机制在实际个例中是存在的。

由于高原热源异常和菲律宾海对流异常均可触发上述机制，我们进一步探讨这种联系机制的启动因子。1998年两个热源异常指数标准化序列的演变显示（图 14），1998年38候至50候，菲律宾海上空的热源基本为负值，而高原热源则在43候从42候的负值突跃至正值，并在44候超过了一倍标准差。将两序列在40候至53候部分进行滑动t检验，可以算得TP-Q1在44候时出现第一个显著的突变点，在50候出现最后一个突变点，而Phil-Q1在40~47候之间没有明显的突变点，只在50候左右出现一个突变点，这说明1998年，菲律宾海热源在50候之前一直处于负位相的状态，而在50候左右发生突变，跃至正位相。而高原热源则在44候左右时发生突变，从负位相进入正位相，而在50候左右时再由正位相进入负位相。故可以认为，在1998年个例中，菲律宾海热源是在8月（44~49候）之前便处于负位相，而高原热源则在44候后进入正位相，此后二者产生了反位相关系。所以1998年是菲律宾海热源变化提前于高原热源变化，所以是菲律宾海对流引起了高原热源的变化。

图 14 1998年标准化的TP-Q1（黑线）与标准化的Phil-Q1（红线）逐候演变图。竖虚线表示44候与49候。 Figure 14 The pentad evolution of normalized TP-Q1 (black curve) and normalized Phil-Q1 (red curve) in 1998. The vertical dashed lines denote pentad 44 and pentad 49

利用菲律宾海对流指数和高原热源指数相关系数分解后各年的CTR，我们挑出了二者相关性最好的10年，其CTR总和为－0.619，基本解释了－0.622的相关系数。我们可以分别得到这10个个例中两个热源与8月份位相有关的位相转换时间节点（表 2）。结果表明，10个个例中仅有1个是菲律宾海热源变化超前于高原热源，而高原热源超前于菲律宾海热源的有5个个例，不分先后的有4个个例。因此，高原热源和菲律宾海对流均可成为该联系机制的启动因子，但统计上由高原热源引起菲律宾对流发生变化以及二者同时发生变化的个例更为常见。

表 2(Table 2)

表 2 各年高原热源和菲律宾海热源8月前后位相转换的时间节点（通过95%信度滑动t检验）、相关系数贡献项CTR值以及超前因子。TP（Tibetan Plateau）起和TP止分别为高原热源指数位相突变的起止时间；Phil（Philippine Sea）起和Phil止分别为菲律宾海热源指数位相突变的起止时间；若在40~53候没有突变点，则取“/”；超前因子中，P代表菲律宾海热源超前于高原热源，T代表高原热源超前于菲律宾海热源，N表示没有明确先后顺序。有关起止时间均值/总计部分用均值表示，CTR在均值/总计部分用总计表示 Table 2 Points of time for phase transformation of TP-Q1 and Phil-Q1 (exceeding the 95% confidence level by slide t-test) around August, CTR values, and leading factors in special years. "TP start" and "TP end" are the times when TP-Q1 started to be into and out of the phase respectively. "Phil start" and "Phil end" are the times when Phil-Q1 started to be into and out of the phase respectively. The symbol '/' means there exists no abrupt point from pentad 40 to pentad 53. P, T, N represent Phil-Q1 leading TP-Q1, TP-Q1 leading Phil-Q1, and no significant change from pentad 40 to pentad 53, respectively. The Mean/Sum records in various fields are calculated using the mean values except "CTR" field, for which the sum is used 年份 位相转换的时间（候） CTR 超前因子 TP起 Phil起 TP止 Phil止 1998 44 / 50 50 －0.163 P 1988 / 43 / 53 －0.095 T 1984 42 42 53 49 －0.095 N 1997 / / 52 51 －0.069 N 1990 43 44 / 53 －0.046 T 1999 43 44 51 / －0.044 T 1995 / / / / －0.035 N 1987 / 40 / 51 －0.034 T 1992 42 44 / 51 －0.021 T 1986 / / / / －0.018 N 均值/总计 42.8 42.8 51.5 51.1 －0.619 /

表 2 各年高原热源和菲律宾海热源8月前后位相转换的时间节点（通过95%信度滑动t检验）、相关系数贡献项CTR值以及超前因子。TP（Tibetan Plateau）起和TP止分别为高原热源指数位相突变的起止时间；Phil（Philippine Sea）起和Phil止分别为菲律宾海热源指数位相突变的起止时间；若在40~53候没有突变点，则取“/”；超前因子中，P代表菲律宾海热源超前于高原热源，T代表高原热源超前于菲律宾海热源，N表示没有明确先后顺序。有关起止时间均值/总计部分用均值表示，CTR在均值/总计部分用总计表示 Table 2 Points of time for phase transformation of TP-Q1 and Phil-Q1 (exceeding the 95% confidence level by slide t-test) around August, CTR values, and leading factors in special years. "TP start" and "TP end" are the times when TP-Q1 started to be into and out of the phase respectively. "Phil start" and "Phil end" are the times when Phil-Q1 started to be into and out of the phase respectively. The symbol '/' means there exists no abrupt point from pentad 40 to pentad 53. P, T, N represent Phil-Q1 leading TP-Q1, TP-Q1 leading Phil-Q1, and no significant change from pentad 40 to pentad 53, respectively. The Mean/Sum records in various fields are calculated using the mean values except "CTR" field, for which the sum is used

本文利用多源资料，分析了盛夏菲律宾海对流活动与高原热源之间的联系及其可能机制，主要结论如下：

（1）北半球夏季，高原热源在各月份不同的环流背景下，与其关联的环流异常有很大的不同，因此有必要分别予以讨论。8月高原主体的大气视热源变率主要由其南部的决定，而高原南边界的水汽输送是联系高原热源与大气环流场的一个主要因子。

（2）8月份高原热源与菲律宾海区域的对流活动有强的反相关关系，菲律宾海对流过程与局地对流层中低层的热力结构和环流结构都有联系，而与高层环流异常的联系相对较弱。

（3）合成分析所得机制在高原热源偏强年和高原热源偏弱年均有表现，但强年特征更为显著，发现联系高原热源和菲律宾海对流的一个可能机制是：菲律宾海对流弱（强）年，西太副高偏西（东）偏南（北），西北太平洋季风环流减弱（加强），菲律宾海对流抑制（活跃），印度季风低压减弱（加强），西风带南压（北抬），又加之副高西侧有强（弱）的水汽输入，兼以高层南亚高压加强（减弱），使得高原南部降水显著增强（减弱），高原热源整体加强（减弱），高原热源的加强（减弱）又造成了高原南部到东亚区域低层西南风异常，又利于西太副高偏西（东）偏南（北），从而菲律宾海对流进一步抑制（活跃）。更深入的分析发现，菲律宾对流对高纬环流影响有限，8月高原热源和菲律宾对流发生联系的主要过程主要通过西太副高和高原南侧西南风气流等副热带和热带系统完成的。

（4）利用相关系数分解方法，讨论了盛夏高原热源与菲律宾海对流活动相关关系，发现二者存在稳定的负相关关系，并且据此挑选1998年个例用以分析高原热源与菲律宾海对流活动之间的联系机制，所述机制在1998年个例中有很好的体现。

（5）盛夏青藏高原热源异常和菲律宾海对流异常存在显著的相互作用，高原热源异常影响菲律宾海对流和菲律宾海对流影响高原热源情况实际情况中都存在。但在统计上，高原热源影响菲律宾海对流以及二者同时发生变化的个例更为常见。

本文结论与Jiang et al.（2016）都表明，与高原热源联系的环流异常在夏季诸月的特征各有不同，并且均着眼于盛夏季节高原热源与热带系统之间的联系。但Jiang et al.（2016）更侧重于高原热源与西海洋大陆之间经向的环流联系，且盛夏是以7、8月平均来描述的，而本文则侧重于高原热源与菲律宾海对流活动之间纬向的环流联系，盛夏则是只讨论8月的平均环流特征。

基于以上讨论，本文讨论了在年际变率尺度上高原热源和菲律宾海对流在盛夏特定环流背景下的联系与机制，但如下问题还有待今后进一步研究。首先，二者的这种联动机制下各系统关联的细节物理过程尚不清楚。其次，从图 2的结果可以看出，延续至8月份的高原热源异常信号可以追溯到7月中上旬，而菲律宾海对流也有类似情况，但它们延续性的物理过程是什么，是否可以利用这种关系来提高对东亚地区天气气候的预报技巧需要解答。另外，文中所述机制在模式中是否有所体现，模式是否可以模拟上述物理过程，这些问题在以后的工作中尚需要继续深入研究。