胡 潔 , 鞏遠發(fā) , 黃 鵬 , 次丹卓瑪

（1. 西藏自治區(qū)氣候中心, 拉薩 850000；2. 成都信息工程大學(xué)大氣科學(xué)學(xué)院, 成都 610225；3. 西藏自治區(qū)昌都市氣象局, 昌都 854000）

引言

青藏高原高聳于亞洲大陸的南部，以其特有的方式對對流層大氣產(chǎn)生動力和熱力的強迫作用，并影響大氣環(huán)流和天氣氣候的變化。不僅是高原地區(qū)的天氣及氣候受高原的動力和熱力作用影響，東亞及全球的水分和能量循環(huán)也與其有關(guān)[1-5]

青藏高原低渦是一種次天氣尺度的低壓渦旋，通常出現(xiàn)在夏季的青藏高原主體上空，垂直高度一般在500 hPa，生命期為1～3 d，常在高原中東部生成，大多數(shù)時候在高原東部地形的下坡處減弱直至消失，是夏季高原地區(qū)主要的降水系統(tǒng)[6-7]。高原切變線是高原邊界層內(nèi)特有的天氣系統(tǒng)，常指500 hPa 等壓面上溫度梯度小、三站風(fēng)向?qū)Υ祷騼烧撅L(fēng)向?qū)Υ档?，長度大于5個經(jīng)（緯）距的輻合線[8]。青藏高原低渦和切變線（以下簡稱為高原低值系統(tǒng)）是青藏高原上生成的特殊天氣系統(tǒng)，其發(fā)生、發(fā)展和移動過程中常有暴雨、洪澇等災(zāi)害天氣的發(fā)生，高原低值系統(tǒng)不僅影響高原地區(qū)，移出高原后還會影響我國東部大部分地區(qū)的天氣[9-16]。郁淑華[17]研究表明，青藏高原東部生成并發(fā)展東移的高原低渦以及切變線是1998年長江流域特大暴雨產(chǎn)生的主要天氣系統(tǒng)。高建鋒等[18]、卓嘎[19]分析多年雅魯藏布江流域降水資料，認為沿江切變線是暴雨天氣的主要影響系統(tǒng)之一。郁淑華等[20]統(tǒng)計分析表明，冬半年高原低渦可造成高原及其周邊地區(qū)的雨雪天氣，夏半年高原低渦影響高原和我國其他地區(qū)的降水范圍和強度均增大。黃楚惠等[21]研究表明，東移型高原低渦頻次與長江流域中上游、黃河流域上游及江淮地區(qū)的降雨有較好的正相關(guān)，東北移型低渦頻次與長江流域上游、黃河流域以及東北降雨相關(guān)較好，東南移型低渦頻次與高原東南側(cè)及長江流域的降雨有較好正相關(guān)。高原熱源變化對高原低值系統(tǒng)活動有著重要影響。劉云豐和李國平[22]研究指出，高原低渦高發(fā)年的大氣熱源強度明顯強于低發(fā)年，高原南部和北部大氣熱源的水平異常分布與高原低渦生成頻數(shù)在統(tǒng)計關(guān)系上有較好的正相關(guān)。李國平等[23]研究發(fā)現(xiàn)，夏季高原低渦生成頻數(shù)與同期地面熱源呈顯著正相關(guān)，氣候尺度上高原地面熱源偏強，尤其是地面感熱偏強時，高原低渦多發(fā)。

諸多氣象學(xué)者在前人研究的基礎(chǔ)上，充分論證了青藏高原熱力作用對中國夏季環(huán)流和降水有著重要影響[24-35]。羅會邦等[24]研究指出高原熱源異常增強（減弱）時，長江和淮河流域的降水增多（減少），華南地區(qū)的降水減少（增多）。趙平和陳隆勛[25]提出青藏高原春季4月的熱源對夏季中國江淮、華南等地區(qū)有一定指示意義，且夏季高原熱源與長江流域的降水為正相關(guān)。此外，段安民和吳國雄[26]認為與高原不同區(qū)域的大氣加熱異常相對應(yīng)的東亞大氣環(huán)流形勢和降水有所差異。鞏遠發(fā)等[27]研究了高原熱源（匯）低頻分量的異常變化與長江流域旱澇的聯(lián)系后指出，高原中南部的低頻熱源（匯）較強時，后期江淮流域降水偏多（少）。

在高原地表加熱大氣的過程中，地面感熱是一個不可或缺的組成部分，而地氣溫差是有效的反映高原地面感熱變化的主要因子[36]。陸面過程中非絕熱加熱的地表感熱，通常是用氣象站點觀測數(shù)據(jù)，通過總體動力學(xué)公式進行估算：

式中：S H表示感熱，CP是空氣的等壓比熱，ρ是近地面大氣密度，CDH為熱力輸送系數(shù)，V0是地面風(fēng)速,Ts是地表溫度 ,Ta是空氣溫度，CP和 ρ均為常量，CDH值大小主要由地形和風(fēng)速等因素決定。在不考慮風(fēng)速變化的情況下，地面感熱通量的變化主要取決于地氣溫差(Ts-Ta）[6]。但是，關(guān)于高原氣候變化的研究表明，隨著高原變暖，高原地氣溫差趨于增大[37]，高原地面風(fēng)速[38]則呈減弱趨勢， “地氣溫差”與“地面風(fēng)速”兩個變化趨勢相反的因子相乘，導(dǎo)致“高原地面感熱”的變化特征有較大的不確定性。因此，本文只考慮“高原地氣溫差”這一個因子來表征高原地氣熱力狀況。事實上，高原低值系統(tǒng)的頻發(fā)地區(qū)主要在高原中部和東部地區(qū)[15]，而高原地面感熱的大值區(qū)域在高原西部地區(qū)[6]，這也是選擇地氣溫差的原因之一。本文擬從高原地氣溫差入手，分析高原低值系統(tǒng)多、少發(fā)年夏季高原地氣溫差變化的差異及其對我國降水的影響，以期加深對青藏高原熱力作用影響我國夏季環(huán)流和降水規(guī)律及機理的認識。

1 資料

本文選用的高原低值系統(tǒng)統(tǒng)計資料為：中國氣象局成都高原氣象研究所整編出版的青藏高原低渦和切變線年鑒[39]；國家氣象科學(xué)數(shù)據(jù)中心（中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)）的中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集（V3.0）的逐日平均氣溫（Ta）、地面0 cm 溫度（Ts）及逐日累計降水量資料；相應(yīng)的ERA-Interim 逐月全球再分析資料，分辨率為0.5°×0.5°，利用ERA-Interim 資料繪制了風(fēng)場、垂直速度場、整層水汽通量以及水汽通量散度場。研究資料時間范圍均為1998～2016年，夏季為每年4～9月。綜合考慮該研究時段中站點數(shù)據(jù)的完整性，選擇了101個位于高原主體的氣象站點（圖1）。文中使用地圖是基于全國地理信息資源目錄服務(wù)系統(tǒng)提供的1:100 萬全國基礎(chǔ)地理數(shù)據(jù)庫，審圖號為GS(2016)2556 號，底圖無修改。

圖1 青藏高原101個站點的空間分布

2 高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年夏季的地氣溫差及我國降水變化

2.1 夏季高原低值系統(tǒng)的年際變化

圖2 是利用成都高原氣象研究所整編出版的1998～2016年青藏高原低渦和切變線年鑒資料，統(tǒng)計的夏季高原低值系統(tǒng)發(fā)生頻數(shù)及兩者之和的時間演變。如圖所示，高原低值系統(tǒng)及兩者之和發(fā)生頻數(shù)的演變趨勢總體上是增加的；2000～2013年呈逐漸增多的趨勢，兩者之和增多幅度達到34個頻次；2014年后，高原低值系統(tǒng)頻數(shù)稍有減少。分析去除趨勢變化后的時間序列可知，2000年、2002年和2015年為高原低值系統(tǒng)少發(fā)年（后文簡稱少發(fā)年），總頻數(shù)分別為34、44 和53；2008年、2009年和2011年為高原低值系統(tǒng)的多發(fā)年（后文簡稱多發(fā)年），總頻數(shù)分別為68、66 和67；多發(fā)年平均是少發(fā)年的1.53 倍。下文將針對典型多發(fā)年和少發(fā)年，分析高原地氣溫差的特征及其與高原低值系統(tǒng)的聯(lián)系。

圖2 1998～2016年夏季高原低值系統(tǒng)發(fā)生頻數(shù)及兩者之和的時間演變（紫色表示低渦，綠色表示高原切變線，紅色表示兩者之和，黑色表示兩者之和的線性趨勢，藍色表示兩者之和在去除趨勢變化后的規(guī)律）

隨著高原變暖，高原地氣溫差趨于增大[37]，但高原地面風(fēng)速減小[38]。 “高原低渦切變線出現(xiàn)的頻數(shù)”與“高原地氣溫差”具有基本相同的增加趨勢，而與“高原地面風(fēng)速”是相反的變化趨勢。因此，本文考慮用“高原地氣溫差”一個因子來表征高原地氣熱力因子。

2.2 多發(fā)年與少發(fā)年夏季地氣溫差和中國降水的總體差異

圖3 給出了多發(fā)年與少發(fā)年夏季中國降水和地氣溫差的空間差異分布特征。在高原低值系統(tǒng)少發(fā)年（圖3a），低渦源地及移出頻數(shù)為230，切變線源地及移出頻數(shù)為107，低渦源地及移出區(qū)域偏北，切變線活動區(qū)域的位置較為集中。在高原低值系統(tǒng)多發(fā)年（圖3b），低渦源地及移出頻數(shù)為268，切變線源地及移出頻數(shù)為221，低值系統(tǒng)源地及移出頻數(shù)的數(shù)量偏多。

進一步分析圖3c 可知，高原低值系統(tǒng)多發(fā)年和少發(fā)年，中國降水的空間分布存在顯著差異。我國東部地區(qū)從南到北降水呈“+”、“-”、“+”、“-”、“+”的差異分布特征，即華南南部、海南地區(qū)、黃河流域及東北北部降水在多發(fā)年偏多，而我國南方大部分地區(qū)、華北到東北東部降水在少發(fā)年偏多；在青藏高原和我國西部地區(qū)，高原中部和東北部及四川北部降水在多發(fā)年偏多，高原南側(cè)和西北部、四川南部、貴州及云南地區(qū)則是少發(fā)年偏多。

圖3 高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年夏季中國降水（單位：mm/d）和青藏高原地氣溫差（單位：℃）的空間分布（a. 多發(fā)年降水，b. 少發(fā)年降水，c. 降水差值，d. 地氣溫差差值，黑點表示夏季高原低渦源地和移出地，紅五角星表示高原切變線的幾何中心，黑色加點區(qū)表示超過90%水平的置信度檢驗，紅色實線表示青藏高原輪廓）

高原低值系統(tǒng)多發(fā)年和少發(fā)年夏季高原地區(qū)平均地氣溫差也有很大的差異。如圖3d 所示，在高原低值系統(tǒng)頻發(fā)地區(qū)，多發(fā)年的地氣溫差比少發(fā)年高0～2℃，其中山南、大柴旦地區(qū)有差值的高中心，僅在高原東南部的小部分地區(qū)多發(fā)年地氣溫差比少發(fā)年低。這說明青藏高原地氣溫差對高原低值系統(tǒng)的發(fā)生、移動可能有重要作用。

2.3 多發(fā)年與少發(fā)年夏季地氣溫差和降水差異的變化

為了更好地了解高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年青藏高原夏季地氣溫差差值的季節(jié)變化特征，圖4 給出了高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年4～9月地氣溫差差值的演變特征。從4月開始（圖4a），高原上地氣溫差的差值整體大多為正值，即多發(fā)年的地氣溫差比少發(fā)年大，高原中南部有3℃以上的正值中心，高原東部也有2℃以上正值，僅高原西北和東南部存在零散的負值區(qū)域。進入5月（圖4b），與4月相比高原上的正值區(qū)域增大，高原北部地氣溫差差值也出現(xiàn)了3℃以上的正值中心。6月（圖4c）地氣溫差差值較5月又明顯增大，整體幾乎均為顯著的正值區(qū)，柴達木盆地和高原西北部均為超過3℃的大值區(qū)域，6月是夏季地氣溫差差值最大的月份。到了7月（圖4d），高原地氣溫差差值出現(xiàn)了明顯的東西部差異，高原中西部是一片明顯的正值區(qū)，高原東部則是成片的負值區(qū)，此現(xiàn)象與低值系統(tǒng)多發(fā)年夏季高原東部降水比少發(fā)年多，地面溫度降低有關(guān)。8月（圖4f），高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年地氣溫差差值的正值區(qū)相比于7月略有減小，高原東部的負值區(qū)域也偏少，但還是有”西大東小“的明顯差異。9月（圖4g）地氣溫差差值整體與8月一致，僅是差值的大值中心出現(xiàn)在山南和林芝地區(qū)?？偟恼f來，4～9月期間，高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年青藏高原地氣溫差差值經(jīng)歷了“小-相對小-大-相對小-小”的演變過程。

圖4 青藏高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年4～9月高原地氣溫差差值的演變特征（a～f. 依次對應(yīng)4～9月，單位：℃，黑色加點區(qū)表示超過90%水平的顯著性檢驗）

圖5 是高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年4～9月中國降水差值的演變特征。如圖5a 所示，高原地區(qū)4月降水的差值總體為負，即多發(fā)年的降水比少發(fā)年少。到5月（圖5b），除高原南側(cè)外，高原中部和東部降水的差值都為正，多發(fā)年的降水比少發(fā)年多。6月（圖5c），高原中東部降水差值為負，少發(fā)年降水多；西南部降水差值為正，多發(fā)年降水多。7月（圖5d）與6月相反，高原中東部降水差值轉(zhuǎn)為正，西南部降水差值為負。8月（圖5e）和9月（圖5f），高原地區(qū)總體上多發(fā)年降水偏少。比較高原地區(qū)降水差值與地氣溫差差值（圖4）可知，受高原地氣溫差的影響，多發(fā)年4月地氣溫差小，地面感熱作用為主，高原降水少；到5月，受地面感熱影響高原低值系統(tǒng)增多，隨之降水增多；6～7月又經(jīng)歷一次地氣溫差增大到減小、高原中東部降水減少到增多、高原南部降水增多到減少的過程。實際上，這是一個“高原地氣溫差增大（減?。?地面感熱加強（減弱）-低值系統(tǒng)多（少）發(fā)-降水增多（減少）”的反饋過程。

除高原地區(qū)外，我國東部降水的變化在高原低值系統(tǒng)多發(fā)年和少發(fā)年也有明顯的差異。從4月（圖5a）開始，黃淮流域和西南部分地區(qū)為正值，多發(fā)年降水多；華南大部、江南和東北地區(qū)為負值，少發(fā)年降水多。5月（圖5b）和6月（圖5c），我國東部從南向北有“+”、“-”、“+”、“-”、“+”5個降水的差值帶，即在高原低值系統(tǒng)多發(fā)年，華南、長江中下游、華北到東北大部降水偏多，而江南和江淮地區(qū)則在高原低值系統(tǒng)少發(fā)年降水偏多。進入7月（圖5d），幾乎以長江為界，我國北方大部分地區(qū)，高原低值系統(tǒng)多發(fā)年降水偏多，南方則是少發(fā)年降水偏多。8月（圖5e）差值分布與7月類似，只是北方降水偏多區(qū)域變小，南方降水偏多區(qū)域變大。9月（圖5f），東北、華北、華西以及西南地區(qū)在多發(fā)年降水偏多，其余區(qū)域少發(fā)年降水偏多。

圖5 同圖4，但為降水差值（單位：mm/d）

3 多發(fā)年與少發(fā)年夏季環(huán)流系統(tǒng)差異對降水的影響

為了分析高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年影響中國降水變化差異的物理機制，圖6 給出了高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年5～8月我國東部地區(qū)850 hPa 大氣環(huán)流的差值特征。5月（圖6a），我國東北處于氣旋性的西南氣流區(qū)域，黃河流域和西南地區(qū)為氣流輻合帶，華南沿海位于南海一帶低緯度氣旋性環(huán)流的西北部，這些系統(tǒng)導(dǎo)致除黑龍江外東北大部、黃河流域以及東南沿海地區(qū)在多發(fā)年降水偏多；而華北和長江中下游為反氣旋環(huán)流，對應(yīng)多發(fā)年降水偏少。6月（圖6b），東北西部地區(qū)依以偏南氣流為主，長江中下游和華南地區(qū)為氣旋性環(huán)流，導(dǎo)致這些區(qū)域在多發(fā)年降水偏多；黃河中下游流域為輻散區(qū)，對應(yīng)多發(fā)年降水偏少。7月（圖6c），我國東南部到西太平洋為一個反氣旋性環(huán)流，華北到東北大部地區(qū)處于反氣旋環(huán)流北側(cè)和內(nèi)蒙東部低槽槽前的西南氣流區(qū)域；我國南方則位于反氣旋環(huán)流與高原東南部之間氣流的輻散區(qū)，多發(fā)年降水相對偏少。8月（圖6d），華北到東北的氣流輻合帶北移減弱，多發(fā)年降水帶的位置北移且量值減小，西北太平洋反氣旋環(huán)流中心西移到福建廣東沿岸，導(dǎo)致這些地區(qū)多發(fā)年降水偏少。

圖6 高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年5～8月我國東部地區(qū)850 hPa 大氣環(huán)流的差值特征（a～d. 依次對應(yīng)5～8月；矢量表示風(fēng)場，單位：m/s；填色表示散度場，單位：10-6s-1）

圖7 給出了高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年5～8月青藏高原及鄰近地區(qū)500 hPa 大氣環(huán)流的差值特征。5月（圖7a），伊朗高原為一個大的氣旋環(huán)流系統(tǒng)，系統(tǒng)中心在（65°E、30°N）附近，孟加拉灣到中南半島西北部為一個反氣旋環(huán)流系統(tǒng)，這類配置使得青藏高原位于其間的西南氣流中，有利于高原整體降水在多發(fā)年偏多。6月（圖7b），高原東北部為反氣旋切變，高原西南部為氣旋式切變，導(dǎo)致了多發(fā)年高原東北降水少、西南降水多的差異。7月（圖7c），伊朗高原、西北太平洋各有一個反氣旋環(huán)流系統(tǒng)，印度半島、蒙古高原各有一個氣旋環(huán)流系統(tǒng)，青藏高原位于這4個系統(tǒng)之間，高原北部大部地區(qū)位于蒙古高原南部低槽槽前的西南氣流區(qū)域中，高原南側(cè)則處于4個系統(tǒng)之間的“鞍形場”輻散帶上，這與圖5d 中多發(fā)年高原北部降水多、南側(cè)降水少的結(jié)果相吻合。8月（圖7d），高原西北維持一個輻合帶，高原東南位于反氣旋性切變環(huán)流中，多發(fā)年與少發(fā)年降水差值的空間特征也與之對應(yīng)。

圖7 同圖6，但為500 hPa

綜上可知，在降水差值為正值的區(qū)域，即高原低值系統(tǒng)多發(fā)年降水多的區(qū)域，對流層中下層850 hPa（我國東部地區(qū)）和500 hPa（青藏高原地區(qū)）上是有利于降水產(chǎn)生的氣旋式環(huán)流或輻合區(qū)差值帶；在降水差值為負的地區(qū)，即高原低值系統(tǒng)少發(fā)年降水多的區(qū)域，對流層低層是反氣旋式環(huán)流或輻散區(qū)差值帶。

4 多發(fā)年與少發(fā)年導(dǎo)致中國降水異常的物理量

本節(jié)進一步分析高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年影響降水變化的主要物理因子差異。垂直運動是導(dǎo)致降水變化的主要原因之一，圖8 給出了高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年5～8月500 hPa 垂直速度的差值空間分布。5月（圖8a），高原上是大范圍垂直速度負差值區(qū)，對應(yīng)圖5b 是多發(fā)年降水偏多；我國東部從華南、長江流域、江淮、華北到東北分別對應(yīng)“-”、“+”、“-”、“+”、“-”的垂直速度差值，也與圖5b 中我國東部降水差異在多發(fā)年從南到北是“多”、“少”、“多”、“少”、“多”基本一致。6月（圖8b），青藏高原上升運動差值集中在其西南部，除云南省為上升運動差值區(qū)外，西南地區(qū)是大范圍下沉運動差值區(qū)；相應(yīng)的多發(fā)年高原北部降水量偏少、高原西南部降水偏多，我國西南地區(qū)除云南省降水偏多外，其余地區(qū)則是大范圍降水偏少；我國東部從華南到東北的垂直運動差異與5月相比較，僅有南北位置的偏移，同樣與圖5c 中我國東部降水差異特征相對應(yīng)。7月（圖8c），高原東南部是下沉運動差值區(qū)，高原東北部是上升運動差值區(qū)，西南到華南地區(qū)為大范圍正值下沉運動差值區(qū)，江淮和東北是負值上升運動差值區(qū)域。與7月相比較，到8月（圖8d），高原東南部到華南的正值差值區(qū)連成一片，高原東北部負的上升運動差值區(qū)強度減弱。總體上，高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年7～8月垂直運動差值變化基本與降水差值變化相對應(yīng)。高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年對流層高層200 hPa 的垂直速度差值分布特征與500 hPa 基本一致（圖略），在降水差異帶里，垂直速度差值均為負值，說明對流層整層都處于較強的上升運動差值區(qū)。

水汽變化也是影響降水的重要物理因子。圖9是高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年5～8月整層水汽通量和水汽通量散度的差值空間分布。結(jié)合上文對垂直速度的分析可知，5～8月垂直運動差值負值（正值）區(qū)基本對應(yīng)了水汽的輻合（輻散）區(qū)，其中以6～7月最為典型，高原東南部水汽輻散，高原東北部水汽輻合，西南到華南地區(qū)水汽輻散，江淮水汽輻合等等，這些水汽輻散（輻合）區(qū)的差異都與圖8c 中的下沉（上升）運動差異相對應(yīng)。因此，高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年5～8月水汽通量散度的差值變化是導(dǎo)致青藏高原和我國東部不同地區(qū)降水異常的因子之一。

圖8 同圖6，但為500 hPa 垂直速度的差值（單位：10-2 Pa/s）

圖9 同圖6，但為整層積分的水汽通量（矢量，單位：kg·m-1·s-1）和水汽通量散度的差值（填色，單位：10-5kg·m-2·s-1）

5 結(jié)論

本文利用青藏高原低值系統(tǒng)年鑒資料、國家氣象站地面觀測資料及ERA-Interim 再分析資料，分析了青藏高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)夏季年高原地氣溫差和我國降水的差異，研究了對流層中影響我國降水發(fā)生差異變化的環(huán)流系統(tǒng)和物理因子，得到如下主要結(jié)論：

（1）高原低值系統(tǒng)多、少發(fā)年夏季的高原地區(qū)平均地氣溫差有很大的差異，同時我國的降水也有很大的差異。在低值系統(tǒng)頻發(fā)區(qū)，多發(fā)年地氣溫差明顯比少發(fā)年高，其中那曲、大柴旦地區(qū)差值達2.5 ℃。在高原低值系統(tǒng)多發(fā)年，我國西部的青藏高原中部、東北部及西南大部分地區(qū)降水偏多，我國東部地區(qū)是東北大部、華北北部、江淮流域、華南南部的降水偏多；在高原低值系統(tǒng)少發(fā)年，我國西部的高原南部和東南部降水偏多，我國東部是黃淮流域和江南地區(qū)的降水偏多。

（2）高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年夏季對流層環(huán)流系統(tǒng)差異顯著，影響了高原和我國降水。在高原（500 hPa）上，多發(fā)年與少發(fā)年大氣環(huán)流差異主要受高原東部和南部的氣流輻合（輻散）場變化的影響；在我國東部（850 hPa），主要受南海到華南、長江流域、華北到東北為氣旋（反氣旋）環(huán)流系統(tǒng)及其輻合（輻散）帶變化的影響。

（3）高原低值系統(tǒng)多發(fā)年與少發(fā)年夏季對流層垂直速度和水汽輸送有顯著的差異，相應(yīng)的環(huán)流系統(tǒng)匹配影響高原和我國東部降水的變化。多發(fā)年與少發(fā)年之間垂直運動差值的負值（正值）區(qū)域與水汽的輻合（輻散）區(qū)基本一致，并與相應(yīng)的環(huán)流系統(tǒng)輻合（輻散）帶配合影響降水。