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害四川省重點實驗室，四川 成都 610072；2.四川省氣象臺，四川 成都 610072）

夏季青藏高原濕池變化特征及其與降水的關系

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害四川省重點實驗室，四川 成都 610072；2.四川省氣象臺，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站觀測資料，通過小波分析、合成分析和相關分析等多種統(tǒng)計分析方法，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度變化的特征指數，并揭示了夏季青藏高原濕池強弱異常時的大氣環(huán)流特征及其與中國夏季降水的關系。主要結論為：夏季高原上濕池特征非常明顯，2個濕中心分別位于高原東南部和西南部。高原濕池強度指數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（弱）年，南亞高壓、西太副高、高原季風、低層風場以及整層水汽輸送等均有顯著變化，進而對我國夏季降水產生重要影響。

青藏高原濕池；大氣可降水量；高原季風

青藏高原是世界上海拔最高、地形最復雜的高原，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亞洲季風、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者的重視。葉篤正等[1]最早指出，夏季青藏高原地區(qū)相對四周是一個高濕區(qū)，高原北側是一條干帶，而高原東南部是一個巨大的高濕中心。朱福康[2]利用1979年青藏高原氣象科學實驗觀測資料對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”，并對高原濕池的性質、水汽來源及其對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“轉運站”，其強弱變化對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)現高原上空存在3個明顯的水汽含量高值中心：高原的東南部、西南部和南側。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空分布特征及其與降水的關系，得出高原夏季水汽含量在空間上表現出隨海拔高度升高而減少的分布特征，高原南部降水轉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)流的關系。謝啟玉等[16]指出在對流層中上層，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”強度最強，并且比較發(fā)現ERA資料與探空觀測資料的高濕中心區(qū)更為接近。

過去關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，對高原濕池指數定義及其對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，定義一個能較好地表征夏季青藏高原濕池強度變化的特征指數，并初步討論了夏季青藏高原濕池指數強弱異常年的大氣環(huán)流特征及其對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、平均水平經向風、垂直速度、位勢高度場資料以及相應的地面氣壓資料，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個站點）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。計算時取大氣頂部氣壓Pt為100 hPa，為了突出對流層中層高原上空大氣的特征，計算時采用王霄等[9]的方法，對地面氣壓Ps進行了處理：當Ps>600 hPa時，取Ps=600 hPa；當Ps< 600 hPa時，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大氣可降水量的高值中心，是夏季亞澳季風區(qū)乃至全球相同高度上大氣可降水量最高的區(qū)域，說明夏季對流層中層的青藏高原上空相對于全球其他區(qū)域是一個明顯的高濕區(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的定義及其變化特征

圖3 1979—2011年夏季青藏高原濕池強度指數標準化值

根據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的若干格點的大氣可降水量的平均值代表夏季青藏高原濕池指數，繪制于圖3中。為了突出年代際的變化趨勢，對夏季青藏高原濕池強度指數序列進行了9 a滑動平均，從圖中可以看出，從20世紀80年代初期至90年代初期，高原濕池指數呈現微弱的下降趨勢，從20世紀90年代中期至21世紀初期，高原濕池指數表現為上升趨勢，2000年代初期以后呈下降趨勢。

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

圖4 夏季青藏高原濕池強度指數小波分析的實部（陰影區(qū)表示正位相）

4 夏季青藏高原濕池指數與我國夏季降水的關系

高原水汽分布對高原及周邊地區(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與我國夏季降水的關系。將圖3中高原濕池指數標準化值大≥1的年份定義為高原濕池偏強年，而標準化值≤-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與我國夏季降水的空間相關分布，以及青藏高原濕池指數偏強、偏弱年對應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，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)呈明顯負相關，中國雨帶從北向南呈“+-+-”分布。從青藏高原濕池指數偏強、偏弱年對應的中國夏季降水距平合成也可以看出，當夏季高原濕池偏強年（圖5b），青藏高原東南部降水偏多，川渝地區(qū)降水偏多，中國東部易出現江淮流域雨帶；當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與我國夏季降水的相關分布（a）（圖中陰影區(qū)域超過90%信度檢驗）及青藏高原濕池指數偏強年（b）、偏弱年（c）對應的我國夏季降水距平合成

5 夏季青藏高原濕池指數強弱年對應的對流層環(huán)流分布特征

夏季青藏高原濕池指數和我國夏季降水有很好的對應關系，那么，夏季青藏高原濕池指數強弱年對應的對流層大氣環(huán)流分布特征又如何？高原濕池指數強弱年往往伴隨著對流層各層環(huán)流系統(tǒng)的位置和強度變化，通過大氣環(huán)流的反饋機制進而影響我國夏季降水的變化。

5.1 對流層中層環(huán)流特征

圖6是夏季青藏高原濕池偏強和偏弱年500 hPa高度距平合成場。從圖6a中發(fā)現，夏季青藏高原濕池偏強年的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向型環(huán)流為主。在東亞地區(qū)500 hPa高度場上出現“+-+”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]，同時東亞—西太平洋地區(qū)30°N以南為正距平、30°N以北為負距平，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)上空為明顯的負距平區(qū)，表明這些區(qū)域脊區(qū)減弱；同時日本海、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，同時在高原東側的東亞—西太平洋地區(qū)30°N以南為負距平、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，當夏季高原濕池偏強時，西太平洋副熱帶高壓偏南，夏季中國東部易出現江淮流域雨帶；夏季高原濕池偏弱時，西太平洋副熱帶高壓偏北，夏季中國東部易出現南、北二條雨帶。

圖6 青藏高原濕池指數偏強年（a）、偏弱年（b）對應的500 hPa高度距平合成（單位：gpm）

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

圖7 青藏高原濕池指數偏強年（a）、偏弱年（b）對應的600 hPa高度距平合成（單位：gpm）

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

5.2 對流層高層環(huán)流特征

圖8是夏季青藏高原濕池偏強和偏弱年100 hPa高度距平合成場。從圖8a中發(fā)現，夏季青藏高原濕池偏強年的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；當夏季青藏高原濕池偏弱年，青藏高原及其鄰近地區(qū)上空是負距平區(qū)，表明南亞高壓整體偏弱。對比圖7發(fā)現，當夏季青藏高原濕池偏強年，在600 hPa上高原上位勢高度為負距平，而在100 hPa上高原上空為正距平，說明當夏季青藏高原濕池偏強年高原上低層的低壓和高層的高壓系統(tǒng)均較常年偏強，即低層的輻合上升和高層的輻散下沉均增強，這樣的環(huán)流形勢有利于水汽向高原輻合。而當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 青藏高原濕池指數偏強年（a）、偏弱年（b）對應的100 hPa高度距平合成（單位：gpm）

5.3 對流層低層環(huán)流特征

圖9 青藏高原濕池指數偏強年（a）、偏弱年（b）對應的850 hPa風場距平合成（單位：gpm）

從850 hPa風場距平合成可以很好地看出青藏高原濕池指數偏強和偏弱年低層風場的輻合輻散。圖9是青藏高原濕池指數偏強和偏弱年850 hPa風場距平合成圖。從圖9a青藏高原濕池指數偏強年合成情況來看，沿25°N在140°～160°E間有一反氣旋，說明青藏高原濕池指數偏強年西太平洋副高偏南，來自于南海、熱帶太平洋地區(qū)的異常偏南風與東北亞南下的異常偏北風在青藏高原東側四川、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過高原南部到達高原東側四川、重慶至長江中下游地區(qū)的異常偏西風，三者在高原東側四川、重慶至長江中下游地區(qū)匯合，同時這些地區(qū)處于副高西沿上升氣流控制中，容易產生降水。河套、華北地區(qū)為偏北距平風控制，不易產生降水。同時從圖中發(fā)現，西風距平出現在東亞30°N附近，表明東亞梅雨鋒加強[21-22]。梅雨鋒加強，有利于夏季江淮流域降水偏多。青藏高原濕池指數偏弱年（圖9b），沿35°N在115°～150°E之間為一個反氣旋式距平環(huán)流控制，說明青藏高原濕池指數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)為東北距平風控制，不易產生降水。河套、華北地區(qū)為偏南距平風控制，有利于降水發(fā)生。同時從圖中發(fā)現，西風距平分別出現在東亞20°N和40°N附近，而30°N附近出現東風距平。西風距平出現在20°N附近，說明東亞熱帶季風槽加強[23]，西風距平出現在40°N附近，表明東亞西風帶西風加強。由此可見，夏季青藏高原濕池指數偏弱年，有利于東亞熱帶季風槽和西風帶擾動加強，因此夏季中國東部易出現南北二條雨帶。

5.4 水汽輸送特征

圖10是青藏高原濕池指數偏強、偏弱年對應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偏強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，這些水汽沿著西南風不斷向高原地區(qū)輸送，同時來自南海、西太平洋的水汽沿著副高西南側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、東南風不斷地向高原地區(qū)東南部輸送，再從高原東南側向長江流域輸送，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的西風向東輸送，只有很弱的偏南風攜帶水汽向高原南部輸送，不利于高原上降水的發(fā)生。同時長江流域尤其是中下游地區(qū)是一個強水汽輻散帶，受偏東風水汽輸送距平控制，表明來自上游地區(qū)的偏西風水汽輸送偏弱，不利于降水的發(fā)生。

6 結論

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度變化的特征指數，并探討了夏季青藏高原濕池強弱異常時的大氣環(huán)流特征及其與我國夏季降水的關系。主要得出以下結論：

（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明顯，有2個主要的濕中心，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）高原濕池強度指數有明顯的階段性變化特征，從20世紀80年代初期至90年代初期，高原濕池指數呈現微弱的下降趨勢，從20世紀90年代中期至21世紀初期，高原濕池指數表現為上升趨勢，21世紀初期以后呈下降趨勢。通過小波分析發(fā)現其主要以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，中國東部易出現南、北兩條雨帶。

（4）夏季高原濕池偏強、弱年，對流層高層、中層、低層環(huán)流場分布形勢均有顯著差別。夏季高原濕池偏強年，100 hPa上南亞高壓整體偏強；500 hPa上西太副高偏南，600 hPa高原上低壓偏強，高原夏季風偏強；850 hPa風場上東亞30°N附近出現西風距平；同時水汽沿著西南、東南風不斷地向高原地區(qū)東南部輸送，再從高原東南側向長江流域輸送。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，高原夏季風偏弱；850 hPa風場上高原東部的東亞20°N和40°N附近分別呈現西風距平；同時高原南部偏南風水汽輸送偏弱，來自上游地區(qū)的偏西風水汽輸送偏弱，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 青藏高原濕池指數偏強（a）和偏弱年（b）對應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[M].北京：科學出版社，1979：39-48.

[2]朱福康，陶詩言，陳聯壽.高原濕池[C]//第二次青藏高原大氣科學試驗理論研究進展（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)域旱澇異常的關系[J].氣象學報，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].自然資源學報，2006，21（4）：526-534.

[6]段瑋，段旭，樊風，等.青藏高原東南側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].地理學報，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)大氣可降水量的時空變化特征[J].高原氣象，2013，32（1）：23-30.

[12]謝啟玉，鞏遠發(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系[J].地理學報，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)流的關系[J].李耀輝，翟穎佳譯，干旱氣象，2013，31（4）：845-858.

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

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

[18]吳洪寶，吳蕾.氣候變率診斷和預測方法[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東亞上空副熱帶高壓的影響及其物理機制[J].大氣科學，1988，12（特刊）：95-107.

[20]齊冬梅，李躍清，白瑩瑩，等.高原夏季風指數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，2001，21（3）：291-298.

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

[23]張慶云，陶詩言，陳烈庭.東亞夏季風指數的年際變化與東亞大氣環(huán)流[J].氣象學報，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

國家自然科學基金青年科學基金項目（41305082）和成都高原氣象開放實驗室基金課題（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系[J].沙漠與綠洲氣象，2016，10（5）：29-36.