王靜，祁莉，何金海，吳志偉

南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，南京 210044

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青藏高原春季土壤濕度與我國長江流域夏季降水的聯(lián)系及其可能機(jī)理

王靜，祁莉*，何金海，吳志偉

南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害預(yù)報預(yù)警與評估協(xié)同創(chuàng)新中心，南京 210044

土壤濕度作為陸面過程的重要因子，對局地及鄰近地區(qū)的大氣環(huán)流和天氣氣候有重要影響.青藏高原的土壤濕度觀測站點(diǎn)稀少，時間較短，鑒于此，本文使用經(jīng)過部分觀測站點(diǎn)檢驗(yàn)的衛(wèi)星反演數(shù)據(jù)，研究了春季高原土壤濕度的年際變化與后期夏季我國東部降水的聯(lián)系和可能機(jī)理.結(jié)果表明：在全球變暖的背景下，高原土壤濕度總體呈現(xiàn)出顯著增加的趨勢，去除該線性趨勢后，我們定義了一個高原土壤濕度指數(shù)TPSMI來定量表征高原土壤濕度的年際變化特征，發(fā)現(xiàn)表層、中層、深層的土壤濕度年際變率趨于一致，且春季土壤濕度與夏季土壤濕度顯著相關(guān)(相關(guān)系數(shù)可達(dá)0.56).當(dāng)TPSMI偏大時，即高原東部土壤濕度偏大，而西部偏小時，夏季在高原東部(西部)存在一個潛熱(感熱)熱源，二者共同作用下，在對流層中高層從高原西部經(jīng)我國大陸直至東北地區(qū)激發(fā)出一個氣旋—反氣旋—?dú)庑?，該波列呈相?dāng)正壓結(jié)構(gòu)，有利于東北冷渦的加強(qiáng)及冷空氣向南爆發(fā)；與此同時，南亞高壓加強(qiáng)東伸，西太副高西伸加強(qiáng)，低空南方暖濕氣流與北方干冷氣流在長江流域匯合，伴隨著上升運(yùn)動加強(qiáng)，從而有利于夏季長江流域降水增多；反之，當(dāng)TPSMI偏小時，夏季長江流域降水減少.

衛(wèi)星資料；高原土壤濕度指數(shù)(TPSMI)；長江流域夏季降水；大氣熱源

1 引言

素有“世界屋脊”之稱的青藏高原(下稱高原)，有約56%的面積在海拔4000 m以上，其動力、熱力作用在影響我國天氣氣候的同時對整個亞洲乃至全球的大氣環(huán)流都有極其重要的影響(葉篤正和高由禧，1979；章基嘉等，1988；Lin and Wu，2011；Wu et al.，2012).高原地區(qū)由于特殊的地形地貌，這里分布著中緯度地區(qū)面積最大的積雪和凍土，高原積雪和凍土變化，對高原地表熱源變化有重要的影響，通過改變其上空大氣的熱力狀況及環(huán)流，從而影響周圍及鄰近地區(qū)的大氣環(huán)流和天氣氣候，對中國東部地區(qū)降水特別是汛期降水預(yù)測有重要的指示作用(簡茂球等，2004).以夏季旱澇為焦點(diǎn)的短期氣候預(yù)測的改進(jìn)，能夠更好地為防災(zāi)減災(zāi)提供決策服務(wù)，對我國社會經(jīng)濟(jì)發(fā)展建設(shè)起著重要的作用.目前高原積雪對亞洲夏季降水的影響還缺乏統(tǒng)一的認(rèn)識，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為(陳乾金和劉玉潔，2000；張順利和陶詩言，2001；Wu and Qian，2003；朱玉祥等，2007 ；Wu et al.，2016)，高原積雪與亞洲季風(fēng)降水之間存在“隔季相關(guān)”的關(guān)系，并且得出相似的結(jié)論，即高原積雪偏多(少)，東亞夏季風(fēng)減弱(加強(qiáng))，長江流域降水偏多(少)，華南、華北降水偏少(多).由于高原環(huán)境的惡劣和資料獲取的艱難，對高原凍土的研究較少，王澄海等(2003)研究認(rèn)為，高原最大凍結(jié)深度與中國夏季降水由北向南存在“東北華北—長江中下游—東南沿?！?條高的相關(guān)分布帶；Gao等(2005)分析認(rèn)為高原解凍早晚與長江中下游降水呈正相關(guān)關(guān)系.然而，單獨(dú)研究高原積雪或者凍土對中國夏季降水的影響都有一定的局限性(Warrach et al.，2001)，若同時考慮高原積雪和季節(jié)性凍土的影響能夠提高夏季降水的可預(yù)測性(高榮等，2010).高原土壤含水量的變化是由融雪和解凍的不同配置引起的，將其作為陸面過程的重要因子，應(yīng)有一定的優(yōu)越性，研究它對我國東部降水的影響，具有重要的科學(xué)意義.

眾所周知，土壤濕度在整個蒸發(fā)過程中對全球范圍內(nèi)的溫度、降水都有顯著的影響，它的持續(xù)性可以影響未來局地及其周邊的溫度和降水(Shukla and Mintz，1982).前人研究表明，土壤濕度作為地球系統(tǒng)中的一個慢變量，可以“記憶”在大氣中已經(jīng)“忘記”了很長時間的濕或干的條件，如此的一個記憶被認(rèn)為對長期天氣預(yù)報和短期氣候預(yù)測有重要的指示意義，可能可以改善月或季節(jié)的預(yù)測水平(左志燕，2007).但是由于高原自然環(huán)境惡劣，地面觀測站點(diǎn)稀少，加之土壤濕度本身的時空變率較大，造成長時間序列土壤濕度觀測資料十分缺乏，目前所使用的資料多是衛(wèi)星資料、再分析資料和陸面模式資料，而這些資料在可靠性和適用性方面都存在很大的爭議，因此在高原土壤濕度對我國東部夏季降水影響的研究方面，還存在很大的不確定性.例如Chow等(2008)等選取了長江流域發(fā)生災(zāi)害性洪水的1998年，通過給定不同的初始土壤濕度并利用區(qū)域氣候模式(RCM)做敏感性試驗(yàn)，發(fā)現(xiàn)高原春季土壤偏濕，長江流域的夏季降水增加，南方降水減少，但是這個數(shù)值試驗(yàn)過于理想化，整個高原的土壤濕度初始場是一致的，實(shí)際上它具有顯著的空間差異.王瑞等(2009)則利用耦合的全球海氣模式(NCAR CCSM3)連續(xù)積分了300年，選取后100年的逐月平均資料進(jìn)行分析，得出相反的結(jié)論，即若5月中層土壤偏濕，潛熱通量增加，感熱通量減少，高原表面的加熱作用減弱，環(huán)流系統(tǒng)的季節(jié)性轉(zhuǎn)換偏晚，我國夏季華北和華南多雨，江淮少雨，文中雖指出了高原土壤濕度變化的東西不一致性，但作者還是將其忽略，且缺乏高原潛熱加熱作用的研究，這可能會對結(jié)果造成一定的影響.總之，高原土壤濕度是非均一的，它不僅對感熱同時也對潛熱產(chǎn)生了重要影響，進(jìn)而影響我國東部降水.然而，高原土壤濕度究竟對我國東部降水有什么樣的影響，如何影響，這仍然是一個尚未回答的問題，也是本文將要研究的核心問題.

文中使用的土壤濕度衛(wèi)星資料，由Van der Velde等(2013)利用專用傳感器微波成像儀(SSM/I)的基本氣候數(shù)據(jù)集(FCDR)反演得到，反演算法則是基于模擬大氣頂部亮溫的輻射傳輸模式與土壤—植被—大氣相結(jié)合的半經(jīng)驗(yàn)微波排放模式(Kerr and Njoku，1990)，資料經(jīng)過了2005年8月—2008年12月的青藏高原中部4個站點(diǎn)的觀測數(shù)據(jù)檢驗(yàn)，具有一定的可靠性.本文在研究前期高原土壤濕度的變化與我國后期東部降水的聯(lián)系和機(jī)理時，同時考慮了土壤濕度的空間差異性及其相關(guān)的不同熱力作用.

2 資料與方法

本文所使用的資料包括：Van der Velde等(2013)反演的逐日土壤濕度衛(wèi)星資料(網(wǎng)格分辨率為0.25°×0.25°，厚度約為0～3 cm)、CMAP(CPC Merged Analysis of Precipitation)1°×1°的逐月降水資料和NCEP/NCAR的逐日再分析資料，以上資料的時間范圍為1988—2008年.利用NCEP/NCAR提供的逐日位勢高度場、風(fēng)場、溫度場和比濕場，通過倒算法對大氣視熱源和視水汽匯進(jìn)行計(jì)算.由熱力學(xué)方程和水汽方程可得：

(1)

(2)

其中，k=R/Cp，R和Cp分別為干空氣氣體常數(shù)和定壓比熱，θ為位溫，T為氣溫，q為比濕，V為水平風(fēng)向量，ω為p坐標(biāo)的垂直速度，L為凝結(jié)潛熱，Q1表示單位時間內(nèi)單位質(zhì)量空氣的加熱率，Q2表示單位時間內(nèi)單位質(zhì)量水汽凝結(jié)釋放熱量引起的增溫率.

對(1)式和(2)式從pt(對Q1為100 hPa，對Q2為300 hPa)到ps(地面氣壓)整層垂直積分(Yanai et al.，1992)，公式為

(3)

(4)

其中視熱源〈Q1〉表示整層大氣中單位面積氣柱內(nèi)Q1的垂直積分，包括大氣凈輻射〈QR〉，地面感熱加熱SH和凝結(jié)潛熱加熱LP；視水汽匯〈Q2〉是整層大氣中單位面積氣柱內(nèi)Q2的垂直積分，P代表降水量，E代表蒸發(fā)量，當(dāng)水汽因凝結(jié)或凝華而減少，潛熱釋放，視水汽匯為正，反之為負(fù)，大氣熱源〈Q1〉的變化一定程度上受到了水汽匯〈Q2〉的影響(簡茂球和羅會邦，1996；江寧波和羅會邦，1994).

另外，本文還用到了統(tǒng)計(jì)學(xué)中常用的相關(guān)、回歸、偏回歸、信度檢驗(yàn)等方法.

3 高原春季土壤濕度特征及其與我國長江流域夏季降水的聯(lián)系

圖1a為高原春季(4—5月)土壤濕度的近20年變化趨勢，可以看出，高原大部分地區(qū)的土壤濕度變化趨勢為正，且多通過了99%的Mann-Kendall置信度檢驗(yàn)，僅在高原西部及南部邊緣的趨勢不明顯.有研究表明(楊紹富等，2008)，在融雪期間，30 cm內(nèi)土壤濕度和土壤溫度基本呈同步變化，張文綱等(2008)利用青藏高原60個氣象站1960—2005年的土壤溫度觀測資料得出高原淺層土壤溫度自1970年以來升高趨勢明顯，李棟梁等(2005)對青藏高原86個氣象觀測站自建站到2001年的地面0 cm溫度資料做EOF分析，也得出了高原地表溫度除南部小范圍減小外，大部分地方為一致的明顯上升趨勢，這與圖1a中土壤濕度變化趨勢的分布較一致.丁一匯等(2006)指出在全球變暖背景下，近100年中國年平均地表氣溫增幅比同期全球升溫幅度略高，而高原作為氣候變化的敏感區(qū)，增暖現(xiàn)象更為明顯，與之對應(yīng)的高原主體土壤濕度的顯著增加，從另一個角度驗(yàn)證了這套衛(wèi)星資料數(shù)據(jù)的可靠性.由于本文著重研究高原土壤濕度的年際變化與我國夏季降水的聯(lián)系，因此下文的研究中將土壤濕度的線性趨勢去除.

圖1 (a)高原春季(4—5月)土壤濕度近20年變化趨勢(m3m-3/10a)，打點(diǎn)區(qū)域通過了99%的Mann-Kendall置信度檢驗(yàn)；(b)高原春季(4—5月)土壤濕度去趨勢后的均方差(%)，紅色方框?yàn)闁|部(30.5°N —36°N，90°E —102°E)和西部(34.5°N—38°N，75°E —82°E)兩個均方差大值區(qū)Fig.1 (a) Trends (m3m-3/10a) of spring (April to May) soil moisture on the Tibetan Plateau in nearly 20 years.Dotted areas are through the Mann-Kendall confidence test at 99%.(b) Standard deviations (%) of spring (April to May) soil moisture on the Tibetan Plateau after removing trends.Red boxes are two large standard deviations areas in east (30.5°N —36°N，90°E —102°E) and west (34.5°N—38°N，75°E —82°E)

圖1b為春季高原土壤濕度去除線性趨勢后的均方差，可以發(fā)現(xiàn)在高原東部和西部各有一個均方差大值區(qū)，即年際變率大值區(qū)，其中東部關(guān)鍵區(qū)正好為三江源地區(qū)(長江、黃河、瀾滄江的源頭匯水區(qū)).為了能夠定量描述高原土壤濕度的年際變化對我國夏季降水的影響，將這兩個大值區(qū)的土壤濕度進(jìn)行區(qū)域平均，標(biāo)準(zhǔn)化后得到東部土壤濕度指數(shù)和西部土壤濕度指數(shù).

從圖2a和圖2b可見，無論是高原東部還是西部土壤濕度均與我國夏季降水密切相關(guān).東部土壤濕度指數(shù)和西部土壤濕度指數(shù)回歸的夏季降水在長江流域都通過了顯著性檢驗(yàn)，但前者為正，后者為負(fù).然而這兩個指數(shù)之間的相關(guān)較小(相關(guān)系數(shù)僅為0.22)，可視為獨(dú)立，說明高原土壤濕度具有顯著的非均勻性.因此，我們簡單地取東部指數(shù)減西部指數(shù)作為表征高原土壤濕度的綜合指數(shù)，記為TPSMI(Tibetan Plateau soil moisture index)，它回歸的夏季降水場和500hPa垂直速度場如圖2c所示.由圖可見，當(dāng)春季TPSMI偏大時，即高原東部土壤偏濕，而西部地區(qū)土壤偏干時，我國東部夏季降水場與第三類雨型分布相似，長江流域降水偏多，此處正好有加強(qiáng)的上升運(yùn)動與之對應(yīng)，而淮河以北及東南沿海地區(qū)降水偏少.我國長江流域的高顯著正回歸帶，可一直延伸到日本，這一降水異常帶正好與胡景高等(2013)通過REOF分區(qū)定義的長江型梅雨區(qū)吻合.將夏季長江流域(27°N—31°N，105°E—120°E)的降水進(jìn)行區(qū)域平均，其標(biāo)準(zhǔn)化后的年際變化與春季TPSMI的變化十分相似(圖2d)，相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.72.

選取春季TPSMI大于1倍標(biāo)準(zhǔn)差(小于-1倍標(biāo)準(zhǔn)差)的年份作為高(低)值年，得到典型高值年有：1996、1998、1999，典型低值年有：1990、2001、2006.據(jù)歷史資料記載，1998、1999長江流域連續(xù)發(fā)生特大洪水，1996年洪水造成的死亡人數(shù)甚至比1998年還要多；2001、2006年長江中下游部分地區(qū)及四川盆地、重慶等地出現(xiàn)嚴(yán)重伏旱，1990年下半年南方伏旱范圍較廣，部分地區(qū)伏秋連旱，旱情嚴(yán)重.這些災(zāi)害事件都說明春季4—5月的高原土壤濕度能夠預(yù)測后期長江流域的旱澇.因此，春季TPSMI與夏季長江流域降水高度相關(guān)，這對我國夏季梅雨期降水有很好的預(yù)測意義.那么春季的高原土壤濕度與后期長江流域的降水為什么會有這種高相關(guān)聯(lián)系？

4 高原春季土壤濕度影響我國夏季長江流域降水的可能原因

前人研究發(fā)現(xiàn)，土壤濕度具有較好的持續(xù)性(Shukla and Mintz，1982；左志燕，2007)，那么高原春季土壤濕度的異常，能否持續(xù)到夏季？我們從圖3a可以看出，春季與夏季的TPSMI年際變化相似，相關(guān)系數(shù)達(dá)0.56，春季TPSMI異常高(低)值年，到了夏季基本依舊為異常高(低)值年，說明高原春季的土壤濕度有很好的持續(xù)性.但是由于衛(wèi)星資料只覆蓋表層0～3 cm的土壤濕度，我們對這種表層的土壤濕度異常信號持續(xù)到夏季，仍會存在一些疑問.為了進(jìn)一步說明這一問題，我們采用另一套最近使用頻率較高、模擬效果較好、土壤濕度層次較多的GLDAS-1的Noah資料(Chen et al.，2013；劉川等，2015)，選取同樣的區(qū)域平均計(jì)算得到近20年來的表層(0～10 cm)、中層(10～40 cm)和深層(40～100 cm)的春季TPSMI(圖3b)，表層與中層、中層與深層的TPSMI相關(guān)系數(shù)均在0.8以上，這表明高原表層、中層、深層土壤濕度的年際變化具有較高的一致性，春季高原表層的土壤濕度異常信號，能夠存儲在更深層次的土壤中，進(jìn)而將這種信號保持到夏季，最終影響夏季的大氣環(huán)流與降水.因此下面我們將采用夏季高原土壤濕度指數(shù)(TPSMI)回歸的流場及其熱力場來討論春季高原土壤濕度影響夏季長江流域降水的可能機(jī)理.

圖2 (a)春季(4—5月)高原東部土壤濕度指數(shù)回歸的夏季(6—8月)降水場(陰影)；(b)春季高原西部土壤濕度指數(shù)回歸的夏季降水場(陰影)；(c)春季高原綜合土壤濕度指數(shù)TPSMI回歸的夏季降水場(陰影)與500hPa垂直速度場(-ω,等值線)(綠色和黃色陰影由深到淺分別表示正回歸系數(shù)和負(fù)回歸系數(shù)通過95%、90%和80%的置信度檢驗(yàn)，等值線間隔為1×10-3m·s-1)；(d)春季TPSMI(黑色實(shí)線)與夏季長江流域(c中紅色方框，27°N—31°N，105°E—120°E)區(qū)域平均降水的標(biāo)準(zhǔn)化序列(黑色虛線)Fig.2 (a) Summer (June to August) precipitation regressed to spring (April to May) of soil moisture index (TPSMI) in eastern Tibetan Plateau (TP) .(b) Same as (a) but for western TP.(c) Same as (a) but for whole TP.Green and yellow shadows from deep to shallow respectively show positive and negative regression coefficients through the confidence tests at 95%,90% and 80%.Contour interval is 1×10-3m·s-1);(d) Spring TPSMI (black solid line) and normalized time series of summer precipitation (black dotted line) defined by the average of China Yangtze river basin (red box in c)

從夏季TPSMI回歸的同期200hPa高度場與風(fēng)場(圖4a)可以看出，當(dāng)夏季TPSMI偏大時，即高原東部土壤偏濕，而西部地區(qū)土壤偏干時，在高原西部與我國東北地區(qū)分別存在一個異常的氣旋性環(huán)流，巴爾克什湖以南的槽加深，東亞大槽加深，經(jīng)向環(huán)流加強(qiáng)，有利于北方冷空氣的南下，同時在我國南方大陸上空為異常反氣旋環(huán)流，南亞高壓增強(qiáng)東伸，高空為輻散氣流，從高原西部經(jīng)我國大陸直至東北地區(qū)為氣旋(C)-反氣旋(A)-氣旋(C)的波列.在夏季TPSMI回歸的500hPa高度場與風(fēng)場上(圖4b)，可以發(fā)現(xiàn)一個與高層200hPa相對應(yīng)的C-A-C波列，并呈現(xiàn)相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)，高原西部和我國東北地區(qū)存在顯著的氣旋性環(huán)流異常，在其中間與200hPa異常反氣旋相對應(yīng)的地方有一個不甚明顯的脊存在，東北地區(qū)的異常氣旋性環(huán)流有利于東北冷渦的加強(qiáng)，導(dǎo)致冷空氣向南爆發(fā)，在這兩個氣旋性環(huán)流底部出現(xiàn)一條異常西風(fēng)帶，北方冷空氣南下至長江流域附近，沿20°N附近有明顯的高度正異常帶，西太平洋副熱帶高壓增強(qiáng)西伸.南亞高壓加強(qiáng)東伸，對應(yīng)西太副高西伸加強(qiáng)，會導(dǎo)致長江流域降水偏多(陶詩言和朱?？?，1964；王躍男等，2008；張琪和陳海山，2011).從整層水汽通量及其散度的回歸場上(圖4c)可以看出，在長江流域至日本地區(qū)有一條水汽輻合帶，西太副高西北側(cè)帶來的偏南暖濕氣流，與東北冷渦西側(cè)南下的干冷氣流在長江流域匯合，同時在長江流域有加強(qiáng)的上升運(yùn)動(圖2c)，低層輻合，高層輻散，形成了非常有利于長江流域降水的高低空配置.

圖3 (a)春季(4—5月，黑色實(shí)線)與夏季(6—8月，黑色虛線)TPSMI的年際變化；(b)春季(4—5月)表層(0～10 cm，黑色實(shí)線)、中層(10～40 cm，黑色虛線)和深層(40～100 cm，灰色實(shí)線)TPSMI的年際變化Fig.3 (a) Annual variations of spring (April to May,black solid line) and summer (June to August,black dotted line) of Tibetan Plateau soil moisture index (TPSMI).(b) Annual variations of spring (April to May) TPSMI in surface layer (0～10 cm,black solid line),middle layer (10～40 cm,black dotted line) and deep layer (40～100 cm, gray solid line)

圖4 夏季(6—8月)TPSMI回歸的同期環(huán)流場、風(fēng)場和水汽場(a) 200 hPa高度場和風(fēng)場；(b) 500 hPa高度場和風(fēng)場；(c) 整層水汽通量和水汽通量散度.綠色和黃色陰影分別表示正回歸系數(shù)和負(fù)回歸系數(shù)通過90%的置信度檢驗(yàn)，黑色粗箭頭表示風(fēng)場和水汽通量通過90%的置信度檢驗(yàn)，A表示反氣旋，C表示氣旋，藍(lán)色陰影為散度<0的區(qū)域.Fig.4 Summer (June to August) circulation fields,wind fields and vapor fields regressed to the summer (June to August) TPSMI(a) 200 hPa geopotential height fields and wind fields;(b) 500 hPa geopotential height fields and wind fields;(c) Vertically integrated vapor flux and divergence fields.Green and yellow shadows respectively show positive and negative regression coefficient through the confidence level at 90%.Black thick arrows show wind fields and vapor flux fields through the confidence level at 90%,A is anticyclone.C is cyclone.Blue shaded means the areas of divergence less than 0.

那么，高原土壤濕度異常如何引起它下游地區(qū)大氣環(huán)流異常呢？前人研究表明，土壤濕度能夠通過改變地表的反照率、熱容量進(jìn)而改變向大氣輸送的感熱、潛熱來影響大氣環(huán)流，最終影響季風(fēng)區(qū)及北半球的天氣和氣候變化(葉篤正和張捷遷，1974；馬柱國等，2001).圖5a和5b分別為夏季TPSMI回歸的同期整層大氣視熱源〈Q1〉和整層視水汽匯〈Q2〉，其中〈Q1〉表示氣柱中總的非絕熱加熱，包含凈輻射加熱、潛熱加熱和擾動產(chǎn)生的垂直感熱輸送，〈Q2〉則表示整個空氣柱中水汽由于凝結(jié)或凝華造成的潛熱釋放.從圖5a可以看出，當(dāng)夏季TPSMI偏大時，高原及鄰近地區(qū)存在兩個顯著的視熱源大值區(qū)，分別位于高原東部和西部關(guān)鍵區(qū)北側(cè).由圖5b可以看出，高原東部不僅是個大的視熱源區(qū)，同時也是大的視水汽匯區(qū)，將東部關(guān)鍵區(qū)(30.5°N —36°N，90°E —102°E)的〈Q1〉與〈Q2〉進(jìn)行區(qū)域平均，發(fā)現(xiàn)其相關(guān)系數(shù)達(dá)0.67，同時〈Q2〉占〈Q1〉的77%，表明高原東部的大氣熱源主要以凝結(jié)潛熱為主，這與Riehl(1967)、Nitta(1983)等的研究結(jié)果一致.當(dāng)夏季高原東部土壤偏濕時，會產(chǎn)生更強(qiáng)的對流上升運(yùn)動，能夠釋放更多的凝結(jié)潛熱，使得高原東部在夏季成為一個大的熱源中心.而在高原西部的視熱源大值區(qū)(圖5a)，并沒有顯著的視水汽匯與之相對應(yīng)(圖5b)，說明該熱源主要以感熱為主.

夏季高原東部土壤偏濕，而西部土壤偏干時，高原東部熱源主要以潛熱為主，西部熱源主要以感熱為主，那么在造成如圖4所示的有利于長江流域夏季降水的環(huán)流形勢中，到底是東部潛熱熱源還是西部感熱熱源起作用，抑或是二者共同作用？我們將這兩個熱源進(jìn)行區(qū)域平均后得到東部熱源Q1(E)和西部熱源Q1(W)，分別做Q1(E)和Q1(W)偏回歸的夏季環(huán)流場、風(fēng)場和水汽場，如圖6所示，以此來研究東部熱源和西部熱源分別對造成我國長江流域夏季降水的環(huán)流異常有何影響.

圖6a—c為東部熱源Q1(E)偏回歸的夏季環(huán)流場、風(fēng)場和水汽場.在夏季Q1(E)偏回歸的200hPa高度場與風(fēng)場上(圖6a)，從高原西部經(jīng)我國大陸直至日韓地區(qū)存在一個C-A-C的波列，與夏季TPSMI回歸的200hPa高度場和風(fēng)場(圖4a)相似，我國南方大陸上空為異常反氣旋性環(huán)流，南亞高壓增強(qiáng)并偏東，僅高原西部與日韓地區(qū)的異常氣旋性環(huán)流比圖4a稍微弱些，位置略偏東.這與羅會邦和陳蓉(1995)的研究結(jié)論一致，夏季高原東部熱源偏大時，南亞高壓增強(qiáng)，長江流域降水明顯增多.夏季Q1(E)偏回歸的500hPa高度場和風(fēng)場(圖6b)上，C-A-C波列與高層200hPa波列(圖6a)呈相當(dāng)正壓結(jié)構(gòu)，并且它與TPSMI回歸的環(huán)流場和風(fēng)場(圖4b)相似，位置略偏東，這使得原本位于東北地區(qū)的異常氣旋性環(huán)流東移到日本以東洋面，這對夏季東北冷渦的增強(qiáng)有一定的影響，同時西太副高的增強(qiáng)不是很明顯.夏季Q1(E)偏回歸的整層水汽通量及其散度場(圖6c)，與TPSMI回歸的水汽場(圖4c)相比，南方有大量的暖濕水汽沿副高西北邊緣北上，但是由于對流層中高層(圖6a和6b)的東北地區(qū)異常氣旋性環(huán)流略偏東偏弱，使得長江流域無顯著的冷空氣南下與南方暖濕氣流匯合，最強(qiáng)水汽輻合區(qū)位于我國東部海域，而較圖4c中的從長江流域直至日本的水汽輻合帶偏東，因此單靠高原東部潛熱熱源，是不能完全解釋有利于長江流域夏季降水的環(huán)流形勢的.

圖5 夏季(6—8月)TPSMI回歸的同期整層大氣視熱源〈Q1〉(a)和整層大氣視水汽匯〈Q2〉(b)(綠色和黃色陰影由深到淺分別表示正回歸系數(shù)和負(fù)回歸系數(shù)通過95%、90%和80%的置信度檢驗(yàn))Fig.5 (a) Summer (June to August) total atmospheric apparent heat source 〈Q1〉 regressed to TPSMI.(b) Total atmospheric apparent moist sink 〈Q2〉 regressed to TPSMI.Green and yellow shadow from deep to shallow respectively positive and negative regression coefficients through the confidence level at 95%,90% and 80%

圖6 夏季(6—8月)高原東部Q1(E)(a—c)和西部Q1(W)(d—f)偏回歸的同期環(huán)流場、風(fēng)場和水汽場(偏回歸是分別去掉Q1(W)和Q1(E)的影響 (a)(d) 200 hPa高度場和風(fēng)場；(b)(e) 500 hPa高度場和風(fēng)場；(c)(f) 整層水汽通量和水汽通量散度.綠色和黃色陰影分別表示正回歸系數(shù)和負(fù)回歸系數(shù)通過90%的置信度檢驗(yàn)，黑色粗箭頭表示風(fēng)場和水汽通量通過90%的置信度檢驗(yàn)，A表示反氣旋，C表示氣旋，藍(lán)色陰影為散度<0的區(qū)域.Fig.6 Summer (June to August) circulation fields,wind fields and vapor fields partial partially to TP for (a—c) Eastern plateau Q1(E) and (d—f) western plateau Q1(W).Partial regression means to respectively remove the influence of Q1(W) and Q1(E).(a)(d) 200 hPa geopotential height fields and wind fields;(b)(e)500 hPa geopotential height fields and wind fields;(c)(f) Vertically integrated vapor flux and divergence fields.Green and yellow shadows respectively show positive and negative regression coefficients through the confidence level at 90%.Black thick arrows show wind fields and vapor flux fields through the confidence level at 90%.A is anticyclone.C is cyclone.Blue shaded means the areas of divergence less than 0.

圖6d—f為西部熱源Q1(W)偏回歸的夏季環(huán)流場、風(fēng)場和水汽場，與夏季TPSMI回歸的環(huán)流場、風(fēng)場和水汽場(圖4a—c)幾乎一致.在夏季Q1(W)偏回歸的200hPa高度場和風(fēng)場上(圖6d)，我國南方大陸上空的異常反氣旋使得南亞高壓強(qiáng)度偏強(qiáng)，位置偏東，相對于圖6a來說，高原西部和我國東北地區(qū)的異常氣旋性環(huán)流較強(qiáng)，與夏季TPSMI回歸的200hPa高度場和風(fēng)場(圖4a)更相似.在夏季Q1(W)偏回歸的500hPa高度場和風(fēng)場上(圖6e)，高原西部和東北地區(qū)的氣旋性異常較圖6b更明顯，特別是東北地區(qū)的異常氣旋性環(huán)流使得東北冷渦加強(qiáng)，有利于北方冷空氣向南爆發(fā)，同時西太副高也如圖4b一樣增強(qiáng)西伸.在整層水汽通量及其散度的偏回歸場上(圖6f)，北方的冷空氣與南方的暖濕氣流交匯在長江流域，并在長江流域到日本形成一條水汽輻合帶.可以看出，只有當(dāng)高原東部潛熱熱源與西部感熱熱源共同作用時，才能在長江流域形成有利于北方冷空氣與大量南方暖濕氣流交匯的高低空配置，最終在長江流域形成大范圍、高強(qiáng)度的降水.

綜上所述，春季高原土壤濕度影響我國長江流域夏季降水的概念框圖如圖7所示，當(dāng)春季TPSMI偏大(小)時，即高原東部土壤偏濕(干)，西部土壤偏干(濕)，由于土壤濕度有很好的持續(xù)性，夏季TPSMI也偏大(小)，高原東部存在一個潛熱熱源(匯)，而在高原西部存在一個感熱熱源(匯)，二者共同作用，在對流層中高層誘生一個C-A-C(A-C-A)的波列，使得長江流域有(無)南方暖濕氣流與北方干冷空氣匯合，進(jìn)而造成了長江流域降水增多(減少).

圖7 春季(4—5月)高原土壤濕度影響我國夏季(6—8月)長江流域降水的概念圖Fig.7 Concept diagram of spring TP soil moisture influencing the summer precipitation in Yangtze river basin

5 結(jié)論與討論

土壤濕度作為陸面過程的重要因子，對地表熱力狀況的變化有重要影響，通過改變其上空大氣的熱力狀況及環(huán)流，影響局地及鄰近地區(qū)的大氣環(huán)流和天氣氣候，進(jìn)而對中國東部地區(qū)降水特別是汛期降水預(yù)測有重要的指示作用.由于高原自然環(huán)境惡劣，地面觀測站點(diǎn)稀少，長時間序列的土壤濕度觀測資料十分缺乏，本文采用經(jīng)過部分觀測站點(diǎn)檢驗(yàn)的衛(wèi)星反演數(shù)據(jù)，研究了春季高原土壤濕度的年際變化與后期夏季我國東部降水的聯(lián)系和可能機(jī)理.結(jié)論如下：

(1) 在全球變暖的背景下，作為氣候變化的敏感區(qū)，高原大部分地區(qū)的春季土壤濕度有明顯的增加趨勢，去除該線性趨勢后，高原東西各有一個均方差大值區(qū)(即年際變率大值區(qū))，將這兩個大值區(qū)的土壤濕度進(jìn)行區(qū)域平均，由東部關(guān)鍵區(qū)減去西部關(guān)鍵區(qū)，得到表征高原土壤濕度的綜合指數(shù)TPSMI.結(jié)果表明春季TPSMI對我國長江流域夏季降水有先兆作用，相關(guān)系數(shù)高達(dá)0.72.

(2) 高原春季土壤濕度的異常能夠持續(xù)到夏季(春季與夏季的TPSMI相關(guān)系數(shù)達(dá)0.56)，這是因?yàn)榇杭颈韺印⒅袑?、深層土壤濕度的年際變化具有較高的一致性(相關(guān)系數(shù)均在0.8以上)，使得春季土壤濕度的異常信號存儲在更深層次的土壤中，進(jìn)而將這種信號保持到夏季，最終影響夏季的大氣環(huán)流與降水.

(3) 當(dāng)夏季TPSMI偏大時，即高原東部土壤偏濕，而西部地區(qū)土壤偏干時，在高原東部和西部分別存在一個顯著的潛熱熱源和感熱熱源，二者共同作用，在200hPa和500hPa激發(fā)出一個從高原西部經(jīng)我國大陸直至東北地區(qū)的氣旋—反氣旋—?dú)庑?，該波列呈相?dāng)正壓結(jié)構(gòu)，其中東北地區(qū)的異常氣旋性環(huán)流有利于東北冷渦的加強(qiáng)，導(dǎo)致冷空氣向南爆發(fā)，與此同時南亞高壓加強(qiáng)東伸，西太副高西伸加強(qiáng)，副高西北側(cè)帶來的暖濕氣流，與東北冷渦西側(cè)南下的干冷氣流在長江流域匯合，伴隨強(qiáng)的上升運(yùn)動，低層輻合，高層輻散，使得夏季長江流域降水增多；反之，當(dāng)TPSMI偏小時，夏季長江流域降水減少.

雖然目前所采用的青藏高原土壤濕度衛(wèi)星資料截止到2008年，但2008年之后的土壤濕度數(shù)據(jù)正處于反演計(jì)算中，相信不久的將來便能夠獲取最新的資料并對長江流域夏季降水起到預(yù)測作用.文中對春季高原的土壤濕度如何影響到夏季長江流域的降水作出了一定的分析與機(jī)理解釋，但是對高原夏季熱源如何激發(fā)出從高原西部經(jīng)我國大陸直至東北地區(qū)的氣旋—反氣旋—?dú)庑?，其動力機(jī)制如何，仍需我們進(jìn)行深入探討.另外，夏季高原東部成為顯著的熱源，以凝結(jié)潛熱為主，對流運(yùn)動旺盛，也可能造成高原小槽的頻繁東移，使得下游長江流域產(chǎn)生更多的降水，其中的原因、機(jī)理值得進(jìn)一步研究.

致謝 感謝評審專家提出的寶貴意見，感謝王國杰教授為我們提供的青藏高原土壤濕度衛(wèi)星資料，以及NOAA提供的NCEP/NCAR逐日再分析資料、CMAP逐月降水資料和GES DISC提供的全球陸面數(shù)據(jù)同化系統(tǒng)資料GLDAS-1，感謝張文君教授在文章的研究過程中提供的很多建設(shè)性意見，使文章的思路及內(nèi)容更有說服力.

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(本文編輯 張正峰)

Relationship between spring soil moisture in the Tibetan Plateau and summer precipitation in the Yangtze river basin and its possible mechanism

WANG Jing,QI Li*,HE Jin-Hai,WU Zhi-Wei

Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters, Nanjing University of Information Science and Technology,Nanjing 210044,China

As an important factor of surface processes,soil moisture has great influence on atmospheric circulation and weather climate of local and adjacent areas.Because the observation sites of soil moisture in the Tibetan Plateau (TP) are sparse and the observation time is short,we use a set of satellite retrieval data which has validated by field observations,to study the relationship between earlier soil moisture of TP and later precipitation of eastern China and its mechanism.The results indicate that with the global warming,the general soil moisture of TP has an obvious trend to increase.After removing the linear trend,we define the Tibetan Plateau soil moisture index (TPSMI) to characterize the interannual variation of TP soil moisture.Such variations of soil moisture have great conformance in 0～10 cm,10～40 cm and 40～100 cm,which makes soil moisture interannual signal from spring continue into summer.The correlation coefficient between spring and summer TPSMI is 0.56.When the TPSMI is bigger,which means that the soil moisture of eastern TP is bigger,and when the soil moisture of western TP is smaller,there is a latent heat source (sensible heat source) in eastern (western) TP.The two heat sources together induce a cyclone-anticyclone-cyclone wave train from the west of TP through China mainland to northeast China,which presents a prominent quasi-barotropic structure through the middle and upper troposphere.This has great contribution to the enhancement of Northeast Cold Vortex,which leads to the outburst of cold air.At the same time,the South Asian anticyclone gets enhanced and eastward,while the Sub-tropical anticyclone gets enhanced and westward with the converge of warm moist airflow from south and cold dry airflow from north in the Yangtze River basin.In addition to the stronger rising movement,the summer precipitation of the Yangtze River basin is much more.On the contrary,when the TPSMI is smaller,the precipitation of the Yangtze River basin is much less.

Satellite data；Tibetan Plateau soil moisture index (TPSMI)；Yangtze river basin summer precipitation；Atmospheric heat source

王靜，祁莉，何金海等.2016.青藏高原春季土壤濕度與我國長江流域夏季降水的聯(lián)系及其可能機(jī)理.地球物理學(xué)報，59(11):3985-3995,

10.6038/cjg20161105.

Wang J,Qi Li,He J H,et al.2016.Relationship between spring soil moisture in the Tibetan Plateau and summer precipitation in the Yangtze river basin and its possible mechanism.Chinese J.Geophys.(in Chinese),59(11):3985-3995,doi:10.6038/cjg20161105.

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(91337216，91437216，91337108，41575075)、國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃973項(xiàng)目(2013CB430202)、江蘇高校優(yōu)勢學(xué)科建設(shè)工程資助項(xiàng)目(PAPD)、長江學(xué)者和創(chuàng)新團(tuán)隊(duì)發(fā)展計(jì)劃(PCSIRT)和江蘇省青藍(lán)工程創(chuàng)新團(tuán)隊(duì)項(xiàng)目聯(lián)合資助.

王靜，女，1989年生，山西晉中人，博士研究生，主要從事高原與海陸氣相互作用研究.E-mail:sxwangjing@163.com

*通訊作者 祁莉，女，1981年生，副教授，主要從事季風(fēng)和海陸氣相互作用研究.E-mail:qili@nuist.edu.cn

10.6038/cjg20161105

P445

2016-05-05，2016-09-19收修定稿