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

问题

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 ）：

b16.273

aexp611.0e

d

d

T

T

e378.0p

e62197.0q

s

z

1qdp

g

P

PW

a 、 b 为常数； Td 为露点温度 ( )℃ ； P 为气压

（ hPa ）； g 为重力加速度（ 9.8m/s2 ）； 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 1 2 3 4

水汽含量

方差贡献 63.03 16.13 8.70 3.35

累积方差贡献 63.03 79.16 87.86 97.21

降水方差贡献 21.70 16.09 8.43 6.70

累积方差贡献 21.70 37.79 46.22 52.92

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 0.001 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

1 0.72 58.4 58.4

2 0.77 23.1 81.5

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）

高空水汽含量

（可降水量） 水汽输送 地面降水

降水转化率

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

100%

降水转化率日降水量（月、季、年）总天数日可降水量（月、季、年）总天数

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 1 2 3 4

方差贡献 23.42 17.82 16.57 7.13

累积方差贡献 23.42 41.24 57.81 65.94

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： 10-3×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： 10-3×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。 35N 以南地区降水转化率超过了 24% 以上， 35N 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

高空水汽含量

（可降水量） 水汽输送 地面降水

降水转化率

结论与讨论

( )( )=

( )

Rc

W

R c W

降水量降水转化率可降水量

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