齊冬梅，李躍清，周長艷，陳永仁

（1.中國氣象局成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川 成都 610072；2.四川省氣象臺(tái)，四川 成都 610072）

夏季青藏高原濕池變化特征及其與降水的關(guān)系

齊冬梅1，李躍清1，周長艷1，陳永仁2

（1.中國氣象局成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川 成都 610072；2.四川省氣象臺(tái)，四川 成都 610072）

利用1979—2011年ERA-Interim的月平均再分析資料和全國氣象臺(tái)站觀測資料，通過小波分析、合成分析和相關(guān)分析等多種統(tǒng)計(jì)分析方法，分析了夏季青藏高原濕池的基本特征，定義了能較好表征夏季青藏高原濕池強(qiáng)度變化的特征指數(shù)，并揭示了夏季青藏高原濕池強(qiáng)弱異常時(shí)的大氣環(huán)流特征及其與中國夏季降水的關(guān)系。主要結(jié)論為：夏季高原上濕池特征非常明顯，2個(gè)濕中心分別位于高原東南部和西南部。高原濕池強(qiáng)度指數(shù)有明顯的階段性變化特征，以4 a左右和6 a左右的變化周期為主。夏季高原濕池偏強(qiáng)（弱）年，南亞高壓、西太副高、高原季風(fēng)、低層風(fēng)場以及整層水汽輸送等均有顯著變化，進(jìn)而對(duì)我國夏季降水產(chǎn)生重要影響。

青藏高原濕池；大氣可降水量；高原季風(fēng)

青藏高原是世界上海拔最高、地形最復(fù)雜的高原，是我國主要江河的發(fā)源地，素有“亞洲水塔”之稱。高原水汽的分布及輸送對(duì)亞洲季風(fēng)、東亞大氣環(huán)流及全球氣候變化均有重要影響，因此高原水汽分布及其輸送特征的研究受到了廣大學(xué)者的重視。葉篤正等[1]最早指出，夏季青藏高原地區(qū)相對(duì)四周是一個(gè)高濕區(qū)，高原北側(cè)是一條干帶，而高原東南部是一個(gè)巨大的高濕中心。朱?？礫2]利用1979年青藏高原氣象科學(xué)實(shí)驗(yàn)觀測資料對(duì)高原上的水汽分布特征分析指出，在高原東南部上空存在“濕池”，并對(duì)高原濕池的性質(zhì)、水汽來源及其對(duì)下游天氣氣候的影響做了一定的分析。徐祥德等[3]討論了夏季高原—季風(fēng)水汽輸送“大三角扇型”影響區(qū)域特征，指出夏季高原是我國東部長江流域梅雨帶的重要水汽源或“轉(zhuǎn)運(yùn)站”，其強(qiáng)弱變化對(duì)長江中下游旱澇具有重要的影響。

近年來，隨著研究的深入，有關(guān)高原及其周邊空中水資源演變特征以及水汽輸送等研究已有不少。梁宏等[4-6]指出地理緯度和海拔高度決定了高原南濕北干的大氣水汽分布特征，而大氣環(huán)流變化則是造成青藏高原及周邊地區(qū)大氣水汽分布季節(jié)變化的主要原因。蔡英等[6]，周長艷等[7]利用再分析資料分析了青藏高原及周圍地區(qū)整層大氣可降水量的分布、變化特征，其研究表明高原及周圍地區(qū)大氣可降水量存在明顯的地區(qū)差異和季節(jié)變化特征。王霄等[8]分析了高原夏季大氣可降水量的分布和變化特征，發(fā)現(xiàn)高原上空存在3個(gè)明顯的水汽含量高值中心：高原的東南部、西南部和南側(cè)。卓嘎等[10-12]分析了近30 a西藏地區(qū)大氣可降水量及水汽輸送的氣候特征。周順武等[13]，韓軍彩等[14]分析了青藏高原上空夏季水汽含量的時(shí)空分布特征及其與降水的關(guān)系，得出高原夏季水汽含量在空間上表現(xiàn)出隨海拔高度升高而減少的分布特征，高原南部降水轉(zhuǎn)化率明顯大于北部地區(qū)。Oliver Bothe等[15]分析青藏高原夏季旱澇與大尺度環(huán)流的關(guān)系。謝啟玉等[16]指出在對(duì)流層中上層，高原上無論夏、冬季都有大氣水汽含量的高值中心，即高原“濕池”均存在，夏季7月高原“濕池”強(qiáng)度最強(qiáng)，并且比較發(fā)現(xiàn)ERA資料與探空觀測資料的高濕中心區(qū)更為接近。

過去關(guān)于高原水汽的研究基本集中在水汽的分布、輸送特征及其水汽來源方面，對(duì)高原濕池指數(shù)定義及其對(duì)降水影響的研究還很少。為此本文用1979—2011年ERA-Interim的月平均再分析資料分析夏季青藏高原濕池的氣候特征，定義一個(gè)能較好地表征夏季青藏高原濕池強(qiáng)度變化的特征指數(shù)，并初步討論了夏季青藏高原濕池指數(shù)強(qiáng)弱異常年的大氣環(huán)流特征及其對(duì)我國夏季降水的影響。

1 資料與分析方法

本文使用的資料主要是ERA-Interim 1979—2011年的月平均再分析資料，包括1000～100 hPa（共27層）的比濕、平均水平緯向風(fēng)、平均水平經(jīng)向風(fēng)、垂直速度、位勢高度場資料以及相應(yīng)的地面氣壓資料，資料的水平分辨率為1.5°×1.5°。國家氣象信息中心提供的全國（643個(gè)站點(diǎn)）1979—2011年的日平均降水資料集。

大氣可降水量（單位面積氣柱中的總水汽含量）表示為：

式中g(shù)表示重力加速度，q為比濕，Ps表示地面氣壓，Pt表示大氣頂部氣壓。計(jì)算時(shí)取大氣頂部氣壓Pt為100 hPa，為了突出對(duì)流層中層高原上空大氣的特征，計(jì)算時(shí)采用王霄等[9]的方法，對(duì)地面氣壓Ps進(jìn)行了處理：當(dāng)Ps>600 hPa時(shí)，取Ps=600 hPa；當(dāng)Ps< 600 hPa時(shí)，Ps不變。

2 夏季青藏高原濕池的基本特征

圖1和圖2分別是1979—2011年夏季全球和青藏高原的大氣可降水量分布圖。從圖1中可以看出，從全球范圍看，亞澳季風(fēng)區(qū)是大氣可降水量比較大的區(qū)域，尤其是青藏高原上有一個(gè)大氣可降水量的高值中心，是夏季亞澳季風(fēng)區(qū)乃至全球相同高度上大氣可降水量最高的區(qū)域，說明夏季對(duì)流層中層的青藏高原上空相對(duì)于全球其他區(qū)域是一個(gè)明顯的高濕區(qū)，青藏高原東南部存在明顯的高濕中心，濕池特征非常顯著。從圖2中可以看出，夏季青藏高原上空的大氣可降水量在6 mm以上，呈東南多西北少的分布特征。青藏高原上空有2個(gè)主要的水汽中心，分別位于高原的東南部和西南部。其中高原東南部最濕，范圍也最大，大氣可降水量中心達(dá)到了13mm以上。高原西南部的水汽中心大氣可降水量在12 mm左右，范圍較東南部中心小，可見夏季高原上濕池特征相當(dāng)明顯。

圖1 1979—2011年夏季全球的大氣可降水量分布（單位：mm）

圖2 1979—2011年夏季青藏高原的大氣可降水量分布（單位：mm）

3 夏季青藏高原濕池指數(shù)的定義及其變化特征

圖3 1979—2011年夏季青藏高原濕池強(qiáng)度指數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化值

根據(jù)夏季青藏高原濕池特征，本文將高原上大氣可降水量值大于12的若干格點(diǎn)的大氣可降水量的平均值代表夏季青藏高原濕池指數(shù)，繪制于圖3中。為了突出年代際的變化趨勢，對(duì)夏季青藏高原濕池強(qiáng)度指數(shù)序列進(jìn)行了9 a滑動(dòng)平均，從圖中可以看出，從20世紀(jì)80年代初期至90年代初期，高原濕池指數(shù)呈現(xiàn)微弱的下降趨勢，從20世紀(jì)90年代中期至21世紀(jì)初期，高原濕池指數(shù)表現(xiàn)為上升趨勢，2000年代初期以后呈下降趨勢。

為研究夏季青藏高原濕池強(qiáng)度的周期變化特征，對(duì)夏季青藏高原濕池強(qiáng)度指數(shù)序列進(jìn)行了Morlet小波分析處理（圖4）。小波變換系數(shù)的實(shí)部反映了夏季青藏高原濕池強(qiáng)度在不同時(shí)間尺度上的周期振蕩特征[17-18]。正值代表高原濕池強(qiáng)度偏強(qiáng)，負(fù)值代表高原濕池強(qiáng)度偏弱，正負(fù)位相交替出現(xiàn)。從圖3中可以看出，高原濕池強(qiáng)度指數(shù)主要以4 a左右和6 a左右的變化周期為主，主要出現(xiàn)在20世紀(jì)80年代中期至90年代初期，20世紀(jì)90年代末期至21世紀(jì)初期。

圖4 夏季青藏高原濕池強(qiáng)度指數(shù)小波分析的實(shí)部（陰影區(qū)表示正位相）

4 夏季青藏高原濕池指數(shù)與我國夏季降水的關(guān)系

高原水汽分布對(duì)高原及周邊地區(qū)的天氣氣候、旱澇異常及水分收支有重要影響，下面分析高原濕池指數(shù)與我國夏季降水的關(guān)系。將圖3中高原濕池指數(shù)標(biāo)準(zhǔn)化值大≥1的年份定義為高原濕池偏強(qiáng)年，而標(biāo)準(zhǔn)化值≤-1的年份則定義為高原濕池偏弱年，得到高原濕池偏強(qiáng)年4 a（1981，1987，1998，2005年）和高原濕池偏弱年4 a（1984，1992，1994，1997年）。圖5是夏季青藏高原濕池指數(shù)與我國夏季降水的空間相關(guān)分布，以及青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)、偏弱年對(duì)應(yīng)的中國夏季降水距平合成圖。從圖5a中可以看出，高原濕池指數(shù)和同期新疆南部、青藏高原東南部、川西高原、四川南部、東部、重慶及長江中下游一帶呈明顯的正相關(guān)，和新疆北部、河套地區(qū)、華北、浙江、廣東及湖南南部、江西南部地區(qū)呈明顯負(fù)相關(guān)，中國雨帶從北向南呈“+-+-”分布。從青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)、偏弱年對(duì)應(yīng)的中國夏季降水距平合成也可以看出，當(dāng)夏季高原濕池偏強(qiáng)年（圖5b），青藏高原東南部降水偏多，川渝地區(qū)降水偏多，中國東部易出現(xiàn)江淮流域雨帶；當(dāng)夏季高原濕池偏弱年（圖5c），青藏高原東南部、川渝地區(qū)及江淮流域降水偏少，中國東部易出現(xiàn)南、北兩條雨帶，分別位于華南和華北。

圖5 夏季青藏高原濕池指數(shù)與我國夏季降水的相關(guān)分布（a）（圖中陰影區(qū)域超過90%信度檢驗(yàn)）及青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)年（b）、偏弱年（c）對(duì)應(yīng)的我國夏季降水距平合成

5 夏季青藏高原濕池指數(shù)強(qiáng)弱年對(duì)應(yīng)的對(duì)流層環(huán)流分布特征

夏季青藏高原濕池指數(shù)和我國夏季降水有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，那么，夏季青藏高原濕池指數(shù)強(qiáng)弱年對(duì)應(yīng)的對(duì)流層大氣環(huán)流分布特征又如何？高原濕池指數(shù)強(qiáng)弱年往往伴隨著對(duì)流層各層環(huán)流系統(tǒng)的位置和強(qiáng)度變化，通過大氣環(huán)流的反饋機(jī)制進(jìn)而影響我國夏季降水的變化。

5.1 對(duì)流層中層環(huán)流特征

圖6是夏季青藏高原濕池偏強(qiáng)和偏弱年500 hPa高度距平合成場。從圖6a中發(fā)現(xiàn)，夏季青藏高原濕池偏強(qiáng)年的500 hPa高度距平合成場上，在烏拉爾山南部、巴爾喀什湖地區(qū)上空為明顯的正距平區(qū)，表明這些區(qū)域脊區(qū)發(fā)展；貝加爾湖附近地區(qū)為負(fù)距平區(qū)，中南半島、南海及附近的西太平洋地區(qū)上空為正距平區(qū)，亞歐大陸中高緯大氣以經(jīng)向型環(huán)流為主。在東亞地區(qū)500 hPa高度場上出現(xiàn)“+-+”的距平分布型，這是我國長江流域夏季降水偏多的典型環(huán)流形勢[19]，同時(shí)東亞—西太平洋地區(qū)30°N以南為正距平、30°N以北為負(fù)距平，表明西太平洋副熱帶高壓位置偏南，有利于川渝及長江中下游地區(qū)降水偏多。而在夏季青藏高原濕池偏弱年（圖6b），烏拉爾山、巴爾喀什湖及其以北地區(qū)上空為明顯的負(fù)距平區(qū)，表明這些區(qū)域脊區(qū)減弱；同時(shí)日本海、黃海及青藏高原地區(qū)的高度場偏高，表明日本海、黃海一線低槽減弱，高原上低壓減弱，中高緯環(huán)流比較平直，東亞地區(qū)盛行緯向環(huán)流，同時(shí)在高原東側(cè)的東亞—西太平洋地區(qū)30°N以南為負(fù)距平、30°N以北為正距平，表明西太平洋副高位置偏北，川渝及長江中下游地區(qū)處于西太平洋副高的控制之下，盛行下沉氣流，降水偏少。綜上可見，當(dāng)夏季高原濕池偏強(qiáng)時(shí)，西太平洋副熱帶高壓偏南，夏季中國東部易出現(xiàn)江淮流域雨帶；夏季高原濕池偏弱時(shí)，西太平洋副熱帶高壓偏北，夏季中國東部易出現(xiàn)南、北二條雨帶。

圖6 青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)年（a）、偏弱年（b）對(duì)應(yīng)的500 hPa高度距平合成（單位：gpm）

圖7是夏季青藏高原濕池偏強(qiáng)和偏弱年600 hPa高度距平合成場。從圖7a中發(fā)現(xiàn)，夏季青藏高原濕池偏強(qiáng)年的600 hPa高度距平合成場上，青藏高原上是明顯的負(fù)距平區(qū)，說明高原上低壓偏強(qiáng)，高原夏季風(fēng)偏強(qiáng)，高原南北兩側(cè)是正距平區(qū)，說明高原南北兩側(cè)高壓帶偏強(qiáng)；當(dāng)夏季青藏高原濕池偏弱年（圖7b），青藏高原上是明顯的正距平區(qū)，說明高原上低壓偏弱，高原夏季風(fēng)偏弱，高原南北兩側(cè)是負(fù)距平區(qū)，說明高原南北兩側(cè)高壓帶偏弱。

圖7 青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)年（a）、偏弱年（b）對(duì)應(yīng)的600 hPa高度距平合成（單位：gpm）

用ERA Interim逐月再分析資料計(jì)算了1979—2011年的高原夏季風(fēng)指數(shù)，取6—8月600 hPa 27°～30°N，81°～100.5°E范圍內(nèi)平均的西風(fēng)分量距平與33°～36°N，81°～100.5°E范圍內(nèi)平均的東風(fēng)分量距平之差作為高原夏季風(fēng)指數(shù)。其差值越大，證明高原夏季近地面切變線南北緯風(fēng)向差越大，氣旋性旋轉(zhuǎn)越強(qiáng)，高原夏季風(fēng)越強(qiáng)；反之，則高原夏季風(fēng)越弱[20]。通過計(jì)算發(fā)現(xiàn)高原夏季風(fēng)和高原濕池指數(shù)的相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.5，超過99%信度檢驗(yàn)。這說明高原夏季風(fēng)的強(qiáng)弱變化和高原濕池的變化呈顯著正相關(guān)，當(dāng)高原夏季風(fēng)偏強(qiáng)年，高原濕池指數(shù)偏大，高原上大氣可降水量偏多，高原上偏濕；而當(dāng)高原夏季風(fēng)偏弱年，高原濕池指數(shù)偏小，高原上大氣可降水量偏少。

5.2 對(duì)流層高層環(huán)流特征

圖8是夏季青藏高原濕池偏強(qiáng)和偏弱年100 hPa高度距平合成場。從圖8a中發(fā)現(xiàn)，夏季青藏高原濕池偏強(qiáng)年的100 hPa高度距平合成場上，青藏高原及其鄰近地區(qū)上空是明顯的正距平區(qū)，表明南亞高壓整體偏強(qiáng)；當(dāng)夏季青藏高原濕池偏弱年，青藏高原及其鄰近地區(qū)上空是負(fù)距平區(qū)，表明南亞高壓整體偏弱。對(duì)比圖7發(fā)現(xiàn)，當(dāng)夏季青藏高原濕池偏強(qiáng)年，在600 hPa上高原上位勢高度為負(fù)距平，而在100 hPa上高原上空為正距平，說明當(dāng)夏季青藏高原濕池偏強(qiáng)年高原上低層的低壓和高層的高壓系統(tǒng)均較常年偏強(qiáng)，即低層的輻合上升和高層的輻散下沉均增強(qiáng)，這樣的環(huán)流形勢有利于水汽向高原輻合。而當(dāng)夏季青藏高原濕池偏弱年則相反（圖8b），高原上低層的低壓和高層的高壓系統(tǒng)均較常年偏弱，即低層的輻合和高層的輻散均減弱，不利于水汽向高原輻合。

圖8 青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)年（a）、偏弱年（b）對(duì)應(yīng)的100 hPa高度距平合成（單位：gpm）

5.3 對(duì)流層低層環(huán)流特征

圖9 青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)年（a）、偏弱年（b）對(duì)應(yīng)的850 hPa風(fēng)場距平合成（單位：gpm）

從850 hPa風(fēng)場距平合成可以很好地看出青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)和偏弱年低層風(fēng)場的輻合輻散。圖9是青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)和偏弱年850 hPa風(fēng)場距平合成圖。從圖9a青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)年合成情況來看，沿25°N在140°～160°E間有一反氣旋，說明青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)年西太平洋副高偏南，來自于南海、熱帶太平洋地區(qū)的異常偏南風(fēng)與東北亞南下的異常偏北風(fēng)在青藏高原東側(cè)四川、重慶至長江中下游地區(qū)匯合；還有一支來自阿拉伯海北部經(jīng)過高原南部到達(dá)高原東側(cè)四川、重慶至長江中下游地區(qū)的異常偏西風(fēng)，三者在高原東側(cè)四川、重慶至長江中下游地區(qū)匯合，同時(shí)這些地區(qū)處于副高西沿上升氣流控制中，容易產(chǎn)生降水。河套、華北地區(qū)為偏北距平風(fēng)控制，不易產(chǎn)生降水。同時(shí)從圖中發(fā)現(xiàn)，西風(fēng)距平出現(xiàn)在東亞30°N附近，表明東亞梅雨鋒加強(qiáng)[21-22]。梅雨鋒加強(qiáng)，有利于夏季江淮流域降水偏多。青藏高原濕池指數(shù)偏弱年（圖9b），沿35°N在115°～150°E之間為一個(gè)反氣旋式距平環(huán)流控制，說明青藏高原濕池指數(shù)偏弱年西太平洋副高位置偏北，在其南部為一氣旋。四川、重慶至長江中下游地區(qū)為東北距平風(fēng)控制，不易產(chǎn)生降水。河套、華北地區(qū)為偏南距平風(fēng)控制，有利于降水發(fā)生。同時(shí)從圖中發(fā)現(xiàn)，西風(fēng)距平分別出現(xiàn)在東亞20°N和40°N附近，而30°N附近出現(xiàn)東風(fēng)距平。西風(fēng)距平出現(xiàn)在20°N附近，說明東亞熱帶季風(fēng)槽加強(qiáng)[23]，西風(fēng)距平出現(xiàn)在40°N附近，表明東亞西風(fēng)帶西風(fēng)加強(qiáng)。由此可見，夏季青藏高原濕池指數(shù)偏弱年，有利于東亞熱帶季風(fēng)槽和西風(fēng)帶擾動(dòng)加強(qiáng)，因此夏季中國東部易出現(xiàn)南北二條雨帶。

5.4 水汽輸送特征

圖10是青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)、偏弱年對(duì)應(yīng)的夏季平均整層水汽輸送通量距平合成圖，旨在了解青藏高原濕池偏強(qiáng)與偏弱年高原周邊地區(qū)水汽輸送的異常分布特征。從青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)年的水汽輸送通量距平合成圖（圖10a）中可以看出，來自阿拉伯海、孟加拉灣的水汽通量很強(qiáng)，這些水汽沿著西南風(fēng)不斷向高原地區(qū)輸送，同時(shí)來自南海、西太平洋的水汽沿著副高西南側(cè)的偏東氣流向西北輸送，在中南半島與來自孟加拉灣的水汽匯合，這些地區(qū)的水汽沿著西南、東南風(fēng)不斷地向高原地區(qū)東南部輸送，再從高原東南側(cè)向長江流域輸送，有利于高原上及長江流域尤其是中下游地區(qū)降水的發(fā)生。在青藏高原濕池指數(shù)偏弱年的水汽輸送通量距平合成圖（圖10b）中，阿拉伯海、孟加拉灣一帶的水汽主要沿著很強(qiáng)的西風(fēng)向東輸送，只有很弱的偏南風(fēng)攜帶水汽向高原南部輸送，不利于高原上降水的發(fā)生。同時(shí)長江流域尤其是中下游地區(qū)是一個(gè)強(qiáng)水汽輻散帶，受偏東風(fēng)水汽輸送距平控制，表明來自上游地區(qū)的偏西風(fēng)水汽輸送偏弱，不利于降水的發(fā)生。

6 結(jié)論

通過多種分析方法研究了夏季青藏高原濕池的基本特征，定義了能較好表征夏季青藏高原濕池強(qiáng)度變化的特征指數(shù)，并探討了夏季青藏高原濕池強(qiáng)弱異常時(shí)的大氣環(huán)流特征及其與我國夏季降水的關(guān)系。主要得出以下結(jié)論：

（1）夏季青藏高原上空的大氣可降水量呈東南多西北少的分布特征，高原上濕池特征相當(dāng)明顯，有2個(gè)主要的濕中心，分別位于高原的東南部和西南部，其中高原東南部最濕，范圍也最大。

（2）高原濕池強(qiáng)度指數(shù)有明顯的階段性變化特征，從20世紀(jì)80年代初期至90年代初期，高原濕池指數(shù)呈現(xiàn)微弱的下降趨勢，從20世紀(jì)90年代中期至21世紀(jì)初期，高原濕池指數(shù)表現(xiàn)為上升趨勢，21世紀(jì)初期以后呈下降趨勢。通過小波分析發(fā)現(xiàn)其主要以4 a左右和6 a左右的變化周期為主。

（3）夏季高原濕池偏強(qiáng)年，青藏高原東南部降水偏多，川渝地區(qū)降水偏多，中國東部易出現(xiàn)江淮流域雨帶；夏季高原濕池偏弱年，青藏高原東南部降水偏少，川渝地區(qū)降水偏少，中國東部易出現(xiàn)南、北兩條雨帶。

（4）夏季高原濕池偏強(qiáng)、弱年，對(duì)流層高層、中層、低層環(huán)流場分布形勢均有顯著差別。夏季高原濕池偏強(qiáng)年，100 hPa上南亞高壓整體偏強(qiáng)；500 hPa上西太副高偏南，600 hPa高原上低壓偏強(qiáng)，高原夏季風(fēng)偏強(qiáng)；850 hPa風(fēng)場上東亞30°N附近出現(xiàn)西風(fēng)距平；同時(shí)水汽沿著西南、東南風(fēng)不斷地向高原地區(qū)東南部輸送，再從高原東南側(cè)向長江流域輸送。在這樣的環(huán)流背景下，有利于高原東南部、川渝地區(qū)及長江流域降水的發(fā)生。

夏季高原濕池偏弱年，100 hPa上南亞高壓整體偏弱；500 hPa上西太副高偏北，600 hPa高原上低壓偏弱，高原夏季風(fēng)偏弱；850 hPa風(fēng)場上高原東部的東亞20°N和40°N附近分別呈現(xiàn)西風(fēng)距平；同時(shí)高原南部偏南風(fēng)水汽輸送偏弱，來自上游地區(qū)的偏西風(fēng)水汽輸送偏弱，在這樣的背景下不利于高原東南部、川渝地區(qū)及長江流域降水的發(fā)生。

圖10 青藏高原濕池指數(shù)偏強(qiáng)（a）和偏弱年（b）對(duì)應(yīng)的夏季平均整層水汽輸送通量距平合成（單位：kg·m-1·s-1；等值線表示水汽輸送的量值；淺、深陰影區(qū)分別表示輸送≥20、30、50的區(qū)域）

[1]葉篤正，高由禧.青藏高原氣象學(xué)[M].北京：科學(xué)出版社，1979：39-48.

[2]朱?？担赵娧?，陳聯(lián)壽.高原濕池[C]//第二次青藏高原大氣科學(xué)試驗(yàn)理論研究進(jìn)展（二）.北京：氣象出版社，2000：106-112.

[3]徐祥德，陶詩言，王繼志，等.青藏高原：季風(fēng)水汽輸送“大三角扇型”影響域特征與中國區(qū)域旱澇異常的關(guān)系[J].氣象學(xué)報(bào)，2002，60（3）：257-266.

[4]梁宏，劉晶淼，章建成，等.青藏高原大氣總水汽量的反演研究[J].高原氣象，2006，25（6）：1055-1063.

[5]梁宏，劉晶淼，李世奎.青藏高原及周邊地區(qū)大氣水汽資源分布和季節(jié)變化特征分析[J].自然資源學(xué)報(bào)，2006，21（4）：526-534.

[6]段瑋，段旭，樊風(fēng)，等.青藏高原東南側(cè)干濕季氣候特征與成因[J].干旱氣象，2015，33（4）：546-554.

[7]蔡英，錢正安.青藏高原及周邊地區(qū)大氣可降水量的分布變化與各地多變的降水氣候[J].高原氣象，2004，23（1）：1-10.

[8]周長艷，蔣興文，李躍清，等.高原東部及鄰近地區(qū)空中水汽資源的氣候變化特征[J].高原氣象，2009，28（1）：55-63.

[9]王霄，鞏遠(yuǎn)發(fā)，岑思弦.夏半年青藏高原“濕池”的水汽分布及水汽輸送特征[J].地理學(xué)報(bào)，2009，64（5）：601-608.

[10]卓嘎，羅布，周長艷.1980—2009年西藏地區(qū)水汽輸送的氣候特征[J].冰川凍土，2012，34（4）：783-794.

[11]卓嘎，邊巴次仁，楊秀海，等.近30年西藏地區(qū)大氣可降水量的時(shí)空變化特征[J].高原氣象，2013，32（1）：23-30.

[12]謝啟玉，鞏遠(yuǎn)發(fā)，楊蓉.冬季青藏高原濕中心區(qū)域水汽收支及其與中國降水的關(guān)系[J].干旱氣象，2015，33（5）：732-739.

[13]周順武，吳萍，王傳輝，等.青藏高原夏季上空水汽含量演變特征及其與降水的關(guān)系[J].地理學(xué)報(bào)，2011，66（11）：1466-1478.

[14]韓軍彩，周順武，吳萍，等.青藏高原上空夏季水汽含量的時(shí)空分布特征[J].干旱區(qū)研究，2012，29（3）：457-463.

[15]Oliver Bothe，Klaus Fraedrich，Xiuhua Zhu.青藏高原夏季旱澇與大尺度環(huán)流的關(guān)系[J].李耀輝，翟穎佳譯，干旱氣象，2013，31（4）：845-858.

[16]謝啟玉，鞏遠(yuǎn)發(fā)，楊蓉，等.基于ERA-Interim資料分析青藏高原“濕池”變化特征[J].自然資源學(xué)報(bào)，2015（7）：1163-1171.

[17]胡增臻，石偉.子波變換在大氣科學(xué)中的應(yīng)用研究[J].大氣科學(xué)，1997，21（1）：58-72.

[18]吳洪寶，吳蕾.氣候變率診斷和預(yù)測方法[M].北京:氣象出版社，2005：208-225.

[19]黃榮輝，李維京.夏季熱帶西太平洋上空的熱源異常對(duì)東亞上空副熱帶高壓的影響及其物理機(jī)制[J].大氣科學(xué)，1988，12（特刊）：95-107.

[20]齊冬梅，李躍清，白瑩瑩，等.高原夏季風(fēng)指數(shù)的定義及其特征分析[J].高原山地氣象研究，2009，29（4）：1-9.

[21]吳凌云，余志豪.青藏高原潛熱感熱、地形高度與我國冬、夏季溫度的可能影響[J].氣象科學(xué)，2001，21（3）：291-298.

[22]張慶云，金祖輝，彭京備.青藏高原對(duì)流時(shí)空變化與東亞環(huán)流的關(guān)系[J].大氣科學(xué)，2006，30（5）：802-812.

[23]張慶云，陶詩言，陳烈庭.東亞夏季風(fēng)指數(shù)的年際變化與東亞大氣環(huán)流[J].氣象學(xué)報(bào)，2003，61（5）：559-568.

Characteristics of the Moist Pool over Qinghai-Xizang Plateau and Their Association with Precipitation over China in Summer

QIDongmei1，LIYueqing1，ZHOU Changyan1，CHEN Yongren2
（1.Chengdu Institute of Plateau Meteorology，China Meteorology Administration，Heavy Rain and Drought-Flood Disasters in Plateau and Basin Key Laboratory of Sichuan Province，Chengdu 610072，China；2.Sichuan Provincial Meteorological Observatory，Chengdu 610072，China）

Using ERA-Interim reanalysis monthly data and the monthly precipitation data at meteorological stations in China from 1979 to 2011,we analyzed the variation characteristics of the moist pool over Qinghai-Xizang Plateau in summer.Further,we defined a moist pool index of Qinghai-Xizang Plateau and analyzed the relationship between the moist pool index and summer precipitation in China by the wavelet transformation,correlation analysis and composite analysis. The results showed that there was a moist pool over the plateau and there was also two moisture centers located over southeastern part,southwestern part of the Qinghai-Xizang Plateau, respectively.The summermoist pool of index showed a significant periodic variation characteristic of the Qinghai-Xizang Plateau,with quasi-periods of 4 years and 6 years.The variations of the moist pool had close connection with summer precipitation in China.The variations of themoist pool of Qinghai-Xizang Plateau intensity were closely related with persistent anomalies of atmospheric circulation in the same period,such as the South Asia High（SAH），Western Pacific Subtropical High（WPSH），Plateau summer monsoon,lower level flow field,vertically integrated water vapor flux，and then affected summer precipitation in China.

moist pool of Qinghai-Xizang Plateau；precipitable water vapor；plateau summer monsoon

P458.121

B

1002-0799（2016）05-0029-08

10.3969/j.issn.1002-0799.2016.05.005

2016-07-12；

2016-07-19

國家自然科學(xué)基金青年科學(xué)基金項(xiàng)目（41305082）和成都高原氣象開放實(shí)驗(yàn)室基金課題（BROP201613）共同資助。

齊冬梅（1983-），女，助理研究員，主要從事氣候變化研究。E-mail：qidongmei1983@163.com

齊冬梅，李躍清，周長艷，等.夏季青藏高原濕池變化特征及其與降水的關(guān)系[J].沙漠與綠洲氣象，2016，10（5）：29-36.