高佳佳 杜軍 卓嘎

摘要 應(yīng)用SVD方法對1981—2018年青藏高原春季土壤濕度和高原地區(qū)夏季降水進行診斷。結(jié)果表明：土壤濕度前兩個模態(tài)累積協(xié)方差百分比達到了61.15%，左右場展開序列的時間相關(guān)系數(shù)均為0.78，反映兩場關(guān)系的主要特征。土壤濕度場表現(xiàn)出南北相的一致性，而降水場的一致性較差。第一模態(tài)說明青藏高原北部春季土壤濕度較大時，對應(yīng)高原北部地區(qū)和東南部地區(qū)夏季降水偏少。第二模態(tài)說明高原大部分地區(qū)春季土壤濕度較大時，高原北部、中部地區(qū)夏季降水偏多，南部夏季降水偏少。從合成500 hPa環(huán)流場和可降水量場看，在高原春季土壤濕度偏大的年份，環(huán)流形勢表現(xiàn)為“-+-”形式，正距平中心位于高原南部和印度北部地區(qū)，且有槽存在時，會導致地面降水量增多。

關(guān)鍵詞 青藏高原;土壤濕度;夏季降水;SVD;大氣環(huán)流

土壤濕度作為陸面與能量、物質(zhì)交換的重要物理量，可以通過改變地表反照率、土壤熱容量和感熱、潛熱通量等，影響和改變地表大氣能量與水分交換，進而對大氣環(huán)流、氣溫、降水等產(chǎn)生顯著影響。土壤濕度偏大時，蒸發(fā)量增加，大氣中的水汽增多，利于局地降水。此外，土壤濕度的梯度變化會導致海陸溫度差異，影響大尺度環(huán)流和降水。由于土壤濕度具有較長時間尺度的“記憶性”，在氣候變化中被作為前兆信號來研究長期天氣預報和短期氣候預測（Chahine，1992;李崇銀，1995;郭維棟等，2007）。

不少學者通過數(shù)值模擬試驗診斷來分析土壤濕度和降水的關(guān)系。Rowntree and Bolton（1983）和Dimeyer（2000）通過敏感性數(shù)值試驗指出，土壤濕度增加可使未來的氣溫降低、降水持續(xù)，GCM模式顯示在氣候的干濕過渡帶，土壤濕度對降水預報具有較強的指示作用。Chow et al.（2008）、梁樂寧和陳海山（2010）通過區(qū)域氣候模式發(fā)現(xiàn)長江流域1998年和1995年高原春季土壤偏濕，地表潛熱較大，地面溫度較低，進而導致東亞季風強度偏強，長江流域降水偏多。沈丹和王磊（2015）利用中尺度模式，選取青藏高原為關(guān)鍵區(qū)域，指出濕土壤導致東北、內(nèi)蒙古東北部以及華東地區(qū)降水增多，干土壤導致西北、華北、華中以及西南除四川西部以外的地區(qū)降水減小。張雯等（2015）、王靜等（2018）利用觀測資料分析了高原東部土壤濕度與全國降水的關(guān)系，結(jié)果表明高原東部地區(qū)土壤濕度偏濕，則江淮流域夏季降水偏少。

由于高原地區(qū)土壤濕度觀測資料缺測較多，且站點觀測多集中在個別區(qū)域，不足以描述土壤濕度的區(qū)域特征及其與大范圍氣候異常的聯(lián)系，因此，有研究者圍繞土壤濕度再分析資料和衛(wèi)星反演資料等展開研究。Li et al.（2005）、左志燕和張人禾（2008）、張文君等（2008）通過對比觀測得出ERA40資料的空間分布和年際變化同觀測資料具有較好的一致性，且對降水的響應(yīng)好于其他資料;NECP/NCAR R1、NECP-DOE R2可以較好地描述季節(jié)性變化，但在中國區(qū)域空間平均土壤濕度偏大，AMSR-E描述的土壤濕度偏小（王國杰，2018）。拉巴等（2017）、陳濤等（2017）應(yīng)用MODIS衛(wèi)星遙感產(chǎn)品和實測資料，建立了西藏藏北地區(qū)土壤含水量遙感反演模型，為高原土壤濕度遙感監(jiān)測提供了可行的方法。

青藏高原作為世界第三極，平均海拔4 000 m，被稱作全球氣候變化的敏感區(qū)、關(guān)鍵區(qū)，其本身獨特的高寒環(huán)境已經(jīng)成為影響東亞乃至全球氣候系統(tǒng)的重要因素。由于青藏高原土壤濕度資料時間尺度較短，站點分布稀疏，導致土壤濕度資料欠缺，使用多種代替資料進行診斷分析研究是可行的。目前，大多數(shù)研究主要集中在青藏高原土壤濕度分布特征及其對我國東部降水的影響，對青藏高原本地降水的影響較少。本文擬用再分析數(shù)據(jù)進行綜合分析，探討青藏高原春季土壤濕度對高原區(qū)域夏季降水的影響，從前期土壤濕度特征中尋找后期影響高原降水的預測信息，分析青藏高原春季土壤濕度對降水分布的影響機理，不僅有利于改善和提高全球變暖條件下高原汛期降水的預測水平，而且對氣候變化影響和對策評估服務(wù)具有重要參考意義。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域

青藏高原地區(qū)指74.5°～105.5°E、24.5°～40.5°N，海拔高于2 500 m的范圍，西起帕米爾高原，東至橫斷山脈，北起昆侖-祁連山北側(cè)區(qū)域，南至喜馬拉雅山南脈（圖1）。

1.2 資料來源

土壤濕度資料來源于美國氣候預測中心（Climate Prediction Center，CPC，http：//www.esrl.noaa.gov/psd/data/gridded/data.cpcsoil.html），利用全球觀測降水和氣溫驅(qū)動陸面過程模型而得到的，空間分辨率為0.5×0.5，垂直層為1層（0～160 cm）。該資料既有較長的時間序列，又能較好地模擬土壤濕度的季節(jié)和年際變化特征?？紤]到青藏高原的降水資料有完整記錄的時間是從1981年開始，本文選取的土壤濕度時間長度為1981—2018年春季（3—5月）逐月再分析資料。土壤濕度的觀測資料來自中國科學院那曲高寒氣候環(huán)境觀測研究站安多觀測點。

本文所采用的降水資料來自國家氣候中心，該數(shù)據(jù)是基于青藏高原地面氣象臺站131個氣象站點的記錄數(shù)據(jù)，資料長度為1981—2018年夏季（6—8月）逐月資料。環(huán)流數(shù)據(jù)和可降水量數(shù)據(jù)來自美國國家環(huán)境預測中心（NECP）再分析數(shù)據(jù)集，空間分辨率為2.5°×2.5°。

1.3 研究方法

奇異值分解（Singular Value Decomposition，SVD），用于分析兩個氣象要素場之間相互關(guān)系，能給出兩個要素場中若干對時間上同步的空間型之間相互配對的典型空間分布和每個典型分布的權(quán)重系數(shù)序列。典型空間分布是指每一對典型空間分布之間有盡可能大的協(xié)方差，由于奇異值分解是以兩個場之間的最大協(xié)方差為基礎(chǔ)展開，計算簡捷，物理解釋清晰，在氣象場的時空分布耦合信號診斷分析中具有普適性（丁裕國和江志紅，1996;張萬斌和謝明恩，2002）。

合成分析主要是將高原地區(qū)春季土壤濕度標準化后，按照標準差的正負一倍為臨界值劃分出土壤濕度的大/小值年。降水偏多/偏少年主要采用國家氣候中心的劃分標準：P≥50%為異常偏多，50%>P≥20%為偏多，20%>P≥-20%為正常。利用NECP資料合成青藏高原夏季500 hPa高空位勢高度場和可降水量場。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤資料的適用性

首先，對春季土壤濕度和同期降水的氣候特征進行對比分析（圖2）。1981—2018年青藏高原春季土壤濕度為0.119～0.171 mm3·mm-3，平均值為0.152 mm3·mm-3。總體呈現(xiàn)出增多的趨勢，1989—1995年土壤濕度為減少期，之后逐年增多。降水量也呈現(xiàn)增多趨勢，在1989—1995年之間降水量為偏少期，這與土壤濕度減少期一致。土壤濕度最大值出現(xiàn)在2006年為0.171 mm3·mm-3，最小值出現(xiàn)在1995年為0.119 mm3·mm-3。

由于土壤濕度觀測資料時間較短，挑選了安多站2014年全年的土壤濕度觀測記錄，與同樣年份的CPC土壤濕度再分析資料進行對比分析（圖3）。

總體來看，土壤濕度觀測資料與CPC資料變化基本一致。從各個月份來看，CPC土壤濕度值總體要高于觀測資料的土壤濕度值，CPC土壤濕度值約是觀測值的2倍。兩種資料的土壤濕度均呈現(xiàn)出單峰型結(jié)構(gòu)，最大值均出現(xiàn)在9月，且1—9月均表現(xiàn)為上升趨勢，9月之后表現(xiàn)為下降趨勢。這可能與高原雨季相關(guān)，因為5—9月為高原雨季，降水較多，導致土壤濕度值大，9月之后高原降水逐漸減少，導致土壤濕度值也偏小。有研究表明，土壤濕度與降水量的分布具有較好的對應(yīng)關(guān)系，卓嘎等（2017）對比分析了CPC再分析資料和降水格點數(shù)據(jù)資料，指出青藏高原1—5月土壤濕度大值區(qū)在藏東南，6月以后，隨著降水增加，高原土壤濕度逐漸增加，在9—10月達到最大值，11月以后逐漸減小，并且青藏高原土壤濕度呈自東南向西北遞減的分布特征，與觀測資料一致。石磊等（2016）指出CPC土壤濕度資料1980—2012年間高原土壤濕度呈顯著增加趨勢。劉麗偉等（2019）指出CPC土壤濕度資料最接近觀測事實，土壤濕度空間分布更接近降水的空間分布格局，能較好的反映地表局部特征，表現(xiàn)出祁連山東部和昆侖山區(qū)土壤濕度的干燥區(qū)，高原中部和東南部為中等濕潤區(qū)。CPC資料能夠反映青藏高原中部有變濕趨勢，并通過信度為0.01的顯著性檢驗。

2.2 前期土壤濕度與夏季降水的相關(guān)關(guān)系

通過SVD方法對1981—2018年青藏高原春季土壤濕度和高原地區(qū)夏季降水進行統(tǒng)計分析，青藏高原春季土壤濕度的標準化距平為左場，高原夏季降水為右場。

從表1可以看出，前3個模態(tài)的貢獻率達到了71.31%。前兩個模態(tài)累積協(xié)方差百分比達到了60%以上，左右場展開序列的時間相關(guān)系數(shù)均為0.78，通過了90%的Mont-Carlo檢驗。因此，前兩個模態(tài)為SVD分解后的主要模態(tài)，說明這兩個模態(tài)所代表的兩個場之間的聯(lián)系顯著，可以反映兩個要素場相互作用的主要特征，因此本文主要對前兩個模態(tài)的相關(guān)特征進行分析。

圖2為高原春季土壤濕度和夏季降水的前兩個模態(tài)的異類相關(guān)分布。高原春季土壤濕度場和夏季降水場SVD分解的第一模態(tài)協(xié)方差貢獻率為33.68%，收斂速度較慢，但在這三個模態(tài)中占有較大比重，相關(guān)系數(shù)為0.78，達到0.001的信度檢驗。第一模態(tài)的左場（土壤濕度場）大部分表現(xiàn)為負值，負值中心大多位于西藏南部邊緣地區(qū)和川西交界地區(qū)，說明第一模態(tài)所反映的青藏高原土壤濕度以偏低為主，主要表現(xiàn)為干旱區(qū)。土壤濕度較大的地區(qū)分布范圍較小，主要在新疆南部，青海省西南部和西藏西部地區(qū)。這種土壤濕度的分布可能與海拔高度相關(guān)。西藏地區(qū)的海拔高度高于新疆、青海地區(qū)，且凍土層分布較廣，春季氣溫回升，低海拔地區(qū)的凍土層融化更快，導致高原北部的土壤濕度大于高原南部的土壤濕度。第一模態(tài)的右場（降水場）呈現(xiàn)出東北少西南多的趨勢。高原夏季降水量較少的地方主要在高原北部和高原東南部;高原夏季降水較多的地方主要位于西藏地區(qū)，降水大值中心位于高原西南部。由于第一模態(tài)的相關(guān)系數(shù)為0.78，說明高原大部分地區(qū)春季土壤濕度與該地區(qū)夏季降水存在負相關(guān)關(guān)系，即青藏高原北部春季土壤濕度較高時，對應(yīng)地高原北部地區(qū)和東南部地區(qū)夏季降水偏少;當高原大部分地區(qū)春季土壤濕度異常偏低時，高原西南部夏季降水偏多。

高原春季土壤濕度與夏季降水場的第二模態(tài)與第一模態(tài)呈相反分布。第二模態(tài)中，左場呈現(xiàn)較為明顯的南北相分布，即高原東南部和西南部主要表現(xiàn)為負值區(qū)域，且負值中心位于高原東南部。高原北部、中部地區(qū)土壤濕度較大，為正值分布區(qū)，大值中心主要位于高原東北部。值得注意的是，沿喜馬拉雅山一帶的土壤濕度也表現(xiàn)為正值，說明土壤水分含量的分布，除與海拔和凍土層相關(guān)外，還與高山冰雪融水有關(guān)（陳宇航等，2016;葛駿等，2016）。沿喜馬拉雅山一帶的海拔雖然較高，但春季氣溫回升導致高山冰雪融水量較大，進而造成該地區(qū)的土壤濕度也相對較大（范科科等，2018）。第二模態(tài)的降水場與第一模態(tài)的降水場相反，表現(xiàn)為“北高南低”。降水主要分布在高原北部、中部地區(qū)，高原南部降水較少。第二模態(tài)左右場的相關(guān)系數(shù)也為0.78，說明高原大部分地區(qū)春季土壤濕度較大時，高原北部、中部地區(qū)夏季降水偏多，南部夏季降水偏少。春季高原氣溫回升較快，當土壤濕度較大時，蒸散量也會增加，潛熱通量會隨之增加，進而使得對流層正渦度增強，高層負渦度增強，有利于垂直運動的上升和維持（白莉娜等，2010），導致大氣中水汽增多，降水偏多。另外，高原東南部土壤濕度偏小，感熱通量加強，有利于西部型的青藏高壓形成，有利于高原夏季降水“北多南少”（宋善允等，2013）。

進一步分析時間系數(shù)，在第一模態(tài)和第二模態(tài)中，左場和右場的時間系數(shù)相關(guān)系數(shù)分別為0.74和0.75，均通過顯著性檢驗。左場和右場的時間系數(shù)呈同位相變化。說明兩個模態(tài)的左場和右場均有較好的對應(yīng)關(guān)系，但第一模態(tài)的左場和右場的時間相關(guān)系數(shù)從2004年之后表現(xiàn)相對較差。

兩個模態(tài)作為高原春季土壤濕度和夏季降水的主要模態(tài)，均反映出前期土壤濕度與夏季降水存在密切的相關(guān)關(guān)系。土壤濕度場表現(xiàn)出南北相的一致性，而降水場的一致性較差。從其空間分布特征看，兩個模態(tài)的土壤濕度場均分布有正、負中心，表明在高原地區(qū)土壤濕度的強度、位置及變化范圍的不同會對高原夏季降水的位置和范圍產(chǎn)生不同程度的影響。當高原大部分地區(qū)春季土壤濕度較小時，高原東北部夏季降水偏少，西南部夏季降水較多;當高原大部分地區(qū)春季土壤濕度較大時，對應(yīng)的高原大部分地區(qū)夏季降水也偏多。李登宣和王澄海（2016）用SVD方法對青藏高原地區(qū)10～40 cm、40～100 cm深度的土壤濕度進行診斷，得出第一模態(tài)的協(xié)方差平方和分別為23.9%、29.6%，大值區(qū)位于高原北部和中部，西南部為土壤濕度小值區(qū)，這一結(jié)論與本文研究結(jié)果一致。孫夏等（2019）也指出，青藏高原深層、中層土壤濕度的高值中心位于高原東北部。

2.3 前期土壤濕度與夏季降水的環(huán)流關(guān)系

環(huán)流異常是導致青藏高原降水異常的直接原因，利用NECP資料分析了高原春季土壤濕度大值年、小值年對應(yīng)的500 hPa高空位勢場和可降水量場的變化，進一步探討春季土壤濕度和夏季降水之間的物理機制。

根據(jù)高原地區(qū)春季土壤濕度標準差的正負一倍為臨界值劃分出土壤濕度的大/小值年。土壤濕度較大的年份分別為：1982、1989、1990、2004、2005、2006、2009、2013、2014、2017、2018年。大氣環(huán)流可作為降水和地表濕度變化的中間介質(zhì)，為進一步理解土壤濕度是如何影響降水的，我們利用NECP環(huán)流資料來合成500 hPa高空位勢高度場和可降水量場。

土壤濕度偏大的年份，其大值區(qū)主要位于高原南部地區(qū)，次大值區(qū)位于高原東北部。柴達木一帶為土壤濕度低值區(qū)（圖5a）。高原夏季降水偏多年份合成（圖5b）與土壤濕度偏多年份的濕度分布基本一致。從環(huán)流來看，500 hPa大尺度環(huán)流（圖5c）背景的主要特征是：極地地區(qū)到白令海峽為負距平中心，歐洲大部分地區(qū)、中西伯利亞、烏拉爾山脈和貝加爾湖為正距平，我國東北地區(qū)和日本海上空為負距平，西西伯利亞為負距平中心;副熱帶高壓位置偏西偏強;烏拉爾山附近的阻塞高壓形式明顯，高壓兩側(cè)有明顯斜壓槽出現(xiàn)，青藏高原北部正位于槽的左后方，導致高原北部降水較少。青藏高原中、南部地區(qū)為正距平，正距平中心位于西藏南部和印度北部地區(qū)。高原南部和印度地區(qū)有槽存在，受印度洋孟加拉灣水汽影響，使得高原南部夏季降水偏多，與圖5b顯示一致，降水偏多的區(qū)域主要位于高原南部。有研究指出，青藏高原500 hPa高度場與青藏高原的水汽凝結(jié)呈正相關(guān)性，當500 hPa位勢高度場異常升高，且強度明顯，高原低值系統(tǒng)活躍，水汽凝結(jié)較強，有利于降水偏多（李棟梁等，2008）。春季高原土壤濕度持續(xù)異常，對應(yīng)的感熱、潛熱異常也會持續(xù)到夏季，高原中西部地面感熱偏強，其上空會出現(xiàn)異常的對流加熱中心（張盈盈等，2015），高原南坡的強表面感熱能夠通過“感熱氣泵”將其南部海洋上的水汽輸送到高原地區(qū)（吳國雄等，1997），導致高原南部降水偏多。另外，偏高的地表溫度和偏低的潛熱通量可以減小海陸溫差，夏季風減弱，從而引起降水異常。

大氣環(huán)流的變化會造成高原地區(qū)水汽分布變化。卓嘎等（2013）利用NECP再分析資料驗證了可降水量的再分析資料在青藏高原的適用性，指出大氣可降水量與地面降水量的空間分布具有一致性，且呈正相關(guān)性（秦鑫等，2020）。土壤濕度偏大時，風速會加快水汽的蒸發(fā)和蒸騰作用，對大氣中的水汽通量、水汽輻合及可降水量產(chǎn)生正貢獻（李潤春等，2017）。從可降水量診斷場（圖5d）也可以看出，高原南部高層大氣中的可降水量較高原北部偏多，會導致較多的地面降水。所以，在土壤濕度偏大的年份，土壤濕度和夏季降水的大值區(qū)均位于高原南部地區(qū)。因為土壤濕度偏大，土壤吸力減小，蒸發(fā)量可能會增大，導致感熱通量減小，潛熱通量增加。潛熱通量是影響高原夏季降水的主要因子之一，潛熱通量異常會改變大氣環(huán)流，引起垂直上升運動增強，有利于地表向大氣輸送水汽，使得高層大氣中的可降水量較多。另外，對應(yīng)的高原上空500 hPa環(huán)流場為“-+-”配置，且印度附近有槽存在時，會導致地面降水偏多。

相反地，當高原春季土壤濕度偏小時，500 hPa大尺度環(huán)流背景場（圖略）的主要特征表現(xiàn)為極地地區(qū)、歐洲大部分地區(qū)為正距平，烏拉爾山脈和貝加爾湖為負距平，我國大部地區(qū)上空為負距平，距平零線位于高原南部，且有較深的南支槽存在。500 hPa環(huán)流在該地區(qū)高度下降，高原地區(qū)有槽存在，經(jīng)向環(huán)流加大，有利于冷空氣南下，高原大部地區(qū)降水偏多（周晉紅等，2012）。因為當高原上500 hPa有負位勢高度時，高原北部有偏西風和西南風異常，結(jié)合氣候態(tài)環(huán)流場，高原中部低槽減弱，高原西南側(cè)有正位勢高度，會產(chǎn)生反氣旋，這種明顯的反氣旋會影響高原南部地區(qū)風場的輻散，不利于高原南部降水的產(chǎn)生。某些年份，西太平洋副高北跳時，高原北部降水通常是增加的（戴加洗，1990;胡夢玲和游慶龍，2019）。王傳輝等（2015）指出，高原地區(qū)500 hPa環(huán)流場在波羅的海上空的高度距平為顯著正距平，而烏拉爾山至貝加爾湖上空的高度場為負距平時，正異常年高原北麓處在低壓槽前，有利于降水的發(fā)生。

3 結(jié)論

土壤濕度作為陸面過程的重要因子，對局地大氣環(huán)流和天氣氣候有重要影響，以往大部分研究關(guān)注的是高原土壤濕度對內(nèi)陸地區(qū)降水的影響，而本文將研究重點集中在高原春季土壤濕度對高原夏季降水的影響，通過分析得出以下結(jié)論：

1）通過SVD方法對青藏高原春季土壤濕度和高原夏季降水進行統(tǒng)計分析，得出前兩個模態(tài)累積協(xié)方差百分比達到了60%以上，左右場展開序列的時間相關(guān)系數(shù)均為0.78，說明前兩個模態(tài)可以反映兩個要素場相互作用的主要特征。

2）青藏高原夏季降水與前期春季土壤濕度呈顯著相關(guān)。第一模態(tài)顯示高原大部分地區(qū)春季土壤濕度異常偏低時，則該地區(qū)夏季降水偏多。第二模態(tài)顯示高原大部分地區(qū)春季土壤濕度較大時，高原北部、中部地區(qū)夏季降水偏多，南部夏季降水偏少。

3）通過環(huán)流和可降水量場分析得出，青藏高原土壤濕度偏大的年份，青藏高原北部為負距平控制，中、南部地區(qū)為正距平，且對應(yīng)的高層可降水量較多，這種高空配置有利于高原西南部降水偏多。土壤濕度偏小的年份，青藏高原大部分為負距平控制，且有較深的南支槽存在，有利于高原南部地區(qū)降水。

致謝：中國科學院那曲高寒氣候環(huán)境觀測研究站提供了土壤濕度觀測資料及NOAA提供土壤濕度、環(huán)流和水汽資料的在線下載服務(wù)，謹致謝意。

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The relationship between soil moisture and precipitation has became a research focus，because soil moisture has the “memory”.Using the data of soil moisture from CPC （Climate Prediction Center） and the SVD （Singular Value Decomposition） method，the influence of soil moisture on summer precipitation in Tibetan Plateau （TP） in spring was discussed.The results showed that the cumulative covariance percentages of the first two modes reached 59.15%，and the time correlation coefficients of the two field expansion sequences were 0.78，reflecting the main characteristics of the two field relations.The soil moisture field shows the consistency of the north and south phases;however，the consistency of the precipitation field was weak.The first mode indicated that when the soil moisture in the northern part of the TP in spring was higher than that of other areas，the precipitation in the northern and southeastern part of the TP in summer was lower than that of other areas.The second mode indicated that when the soil moisture was higher than that of other areas in most areas of the TP in spring，the precipitation in the northern and central parts of the plateau was higher than that of other areas in summer，and the precipitation in the southern part was low.The 500 hPa circulation and precipitable water field match well.When the soil moisture was relatively high in spring，negative anomalies were controlled in the northern part of the TP，and the corresponding high-level precipitation was relatively large.The configuration was conducive to more precipitation in the southwest of the TP.

Tibetan Plateau;soil moisture;summer precipitation;SVD;atmospheric circulation

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20200720001

（責任編輯：袁東敏）