青藏高原夏季高空水汽含量与 地面降水的空间耦合关系 周顺武 吴萍 南京信息工程大学 2011 年 8 月 19 日

汇报内容 一．研究意义和目的 二．资料和方法 三．分析结果 四．结论与讨论

研究意义和目的  青藏高原水资源丰富  作为 “ 亚洲水源 ” 和 “ 中 华水塔 ”  青藏高原水资源短缺  高空水汽  干旱频发 高空水汽含量（大气可降水量） 一方面青藏高原地区总体水资源极为丰富； 另一方面青藏高原又面临水资源的严重短缺。

研究意义和目的  黄荣辉等 (1998) 利用高原夏季降水资料及 NCEP/NCAR 再分析资料，分析了高原夏季降水与 邻近地区水汽输送的相关关系。  徐祥德等 (2002) 讨论了夏季高原 — 季风水汽输送 “ 大 三角扇型 ” 影响域特征与中国区域主要是长江流域 的旱涝异常的关系。

研究进展 高空水汽含 量研究较少 再分析资料 与降水的 转化关系 全国 西北 江淮 华北 高原 邹进上等， 1981 郑斯中等， 1962 戴莹等， 2009 俞亚勋等， 2003 王宝鉴等， 2006 王秀荣等， 2003 ， 2007 曹丽青等， 1993 何金海等， 2005 胡国权等， 2003 樊增全等， 1992 曹丽青等， 2005 周晓霞等， 2008 梁宏等， 2005 黄玉霞等， 2006 周长艳等， 2005

研究意义和目的  梁宏等（ 2005 ）指出地理纬度和海拔高度决定了高 原地区南湿北干的大气水汽分布特征。  王霄等（ 2006 ）发现在对流层中层的高原上空，夏 季是一个明显的大气水汽含量高中心， “ 湿池 ” 特征非 常显著。  黄玉霞等（ 2006 ）分析了青海高原夏季降水异常及 其水汽输送特征。  周长艳等（ 2005 ）利用 1958—2001 年 ERA40 再分析 资料，得出高原东部及邻近地区年平均大气可降水 量总体呈减少趋势。

资料和方法 ①国家气象信息中心提供的西藏、青海以及周边山区 14 个探空站（站点位置见下图 a 中的▲）近 30a （ 1979—2008 年）地面到 200hPa 各标准等压面上 的月平均温度以及相对湿度资料； ②该中心提供的高原地区 83 个地面站（站点位置见下 图 b 中的  ）同期的降水资料； ③ NCEP/NCAR 同期的再分析月平均资料。

高空水汽含量的计算公式 1 、水汽压（ e ）： 2 、比湿（ q ）： 3 、整层大气的水汽含量（ W ）： a 、 b 为常数； T d 为露点温度 ( ℃ ) ； P 为气压（ hPa ）； g 为重力加速度（ 9.8m/s 2 ）； Ps 为地面气压（ hPa ）， Pz 为积分上限，取 200hPa ， w 单位为 mm 。

分析结果 1. 高原夏季水汽含量、降水的气候场特征 高原夏季平均水汽含量 (a) 、降水 (b) 的空间分布 （单位： mm ）

高原夏季水汽含量和降水的异常分布型 模态 1234 水汽 含量 方差贡献 累积方差贡献 降水 方差贡献 累积方差贡献 高原夏季水汽含量和降水经 EOF 分解后前 4 个模态的方差 贡献（ % ）

夏季水汽含量 EOF 分解的前 2 个模态 夏季降水 EOF 分解的前 2 个模态

高原整体夏季水汽含量和降水的年际变化 高原夏季水汽含量和降水的年际变化曲线 （图中红色线代表水汽含量，紫色线代表降水） 相关系数为 0.47 ，通过 0.01 的显著性检验

高原南北区夏季水汽含量和降水的年际变化 高原夏季水汽含量第 2 特征向量和降水第 1 特征向量的时 间系数演变曲线 （ 图中实线代表水汽含量第 2 特征向量的时间 系数，虚直线代表降水第 1 特征向量的时间系数 ） 相关系数为 0.71 ，通过 的显著性检验

高原夏季水汽含量异常年地面降水的空间分布 通过合成分析了解水汽含量南北反向典型异常 年地面降水的空间分布差异，依据水汽含量的 第 2 特征向量场的时间序列变化曲线（上图中实 线），分别选出 5 个正异常年（南多北少）以及 5 个负异常年（北多南少）。 水汽含量异常 年份 正异常 1980 、 1987 、 1991 、 2000 、 2008 负异常 1981 、 1983 、 1986 、 1989 、 1994

高原夏季水汽含量南多北少年（ a ）与北多南少年（ b ）以及南多北 少年减去北多南少年（ c ）地面降水的距平分布（单位： mm ） （图 c 中浅、深色阴影区分别通过 0.05 和 0.01 显著性检验）

高原夏季水汽含量和降水空间耦合关系 为了分析水汽含量和降水的空间耦合关系，以 水汽含量为左场，降水为右场，对两者进行了 SVD 分解。下表给出了经过 SVD 分解后前两个 模态的相关系数及其方差贡献率（ % ）。 模态模态相关 系数 协方差贡 献 累积协方差 贡献

高原夏季水汽含量和降 水的 SVD 分解的第 1 模 态的空间分布 （ a 、 b 分别为水汽含量 场和降水场，图中阴影 区为模态的绝对值＞ 0.4 的区域）

高原夏季水汽含量和降 水的 SVD 分解的第 2 模 态的空间分布 （ c 、 d 分别为水汽含量 场和降水场，图中阴影 区为模态的绝对值＞ 0.4 的区域）

高原夏季水汽含量和降水的 SVD 分解的第 1 模态（ a ）和 第 2 个模态（ b ）的时间系数演变曲线 （实线为水汽含量的时间系数，虚线为降水的时间系数）

蔡英等（ 2004 ） 基于 NCEP/NCAR 再分析资料，分析了 高原及周围地区大气可降水量的多年平均特征及其季节 变化，指出我国各地夏季平均降水转化率明显不同。发 现青藏高原上最高，东亚季风区次之，南疆盆地最低。 高原夏季降水转化率演变特征

降水转化率的计算方法 高原夏季降水转化率演变特征

高原夏季多年平均降水转化率的空间分布（单位： % ） 高原夏季降水转化率气候场特征

模态 1234 方差贡献 累积方差贡献 高原夏季降水转化率经 EOF 分解后前 4 个模态的方 差贡献（ % ） 高原夏季降水转化率的时空演变特征

高原夏季降水转化率 EOF 分解后的前 2 个特征向量场 （ a 、 b 分别为降水转化率的第 1 、 2 特征向量场。图中数值 ×100 。）

高原夏季降水转化率异常年降水场的差异 高原夏季降水转化率南高 北低年（ a ）与北高南低年 （ b ）以及南高北低年减去 北高南年年（ c ）地面降水 的距平分布

降水转化率异常年垂直速度场的差异 夏季 500hPa 垂直速度 （  ）场的空间分布 （ a ：多年平均垂直速 度； b ：降水转化率南 高北低年垂直速度距平 场。单位： ×Pa/s ）

降水转化率异常年垂直速度场的差异 夏季 500hPa 垂直速度 （  ）场的空间分布 （ c ：降水转化率北高 南低年垂直速度距平场； d ：降水转化率南高北 低年减去北高南低年垂 直速度合成差值场。单 位： ×Pa/s ）

结论与讨论 （ 1 ）高原夏季平均水汽含量自东向西随海拔高度的增 加而减小。高原夏季降水整体上由东南向西北递减。 （ 2 ）高原夏季水汽含量在空间分布主要存在全区一致 型和南北反向型。降水则主要表现为南北反向的变化 特征，该型与水汽含量的南北反向空间分布非常相似。 当高原夏季水汽含量出现南多北少时，高原南部地区 降水普遍偏多而北部地区降水普遍偏少，反之亦然。

结论与讨论 （ 3 ）高原夏季降水转化率的空间差异非常明显。 35  N 以南地区降水转化率超过了 24% 以上， 35  N 以北地区降 水转化率在 20% 以下。 （ 4 ）对降水转化率典型异常年进行合成分析的结果表 明，降水转化率南高北低年异常年高原南（北）部地区 降水为正（负）距平，此时高原南（北）部地区 500hPa 垂直上升运动增强（减弱），高原夏季降水转 化率高低决定了地面降水的空间分布。

青海和西藏降水转化率的年际变化 水从哪里来？水到哪里去？ 结论与讨论

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