素有“世界屋脊”之称的青藏高原(下称高原),有约56%的面积在海拔4000 m以上,其动力、热力作用在影响我国天气气候的同时对整个亚洲乃至全球的大气环流都有极其重要的影响(叶笃正和高由禧,1979；章基嘉等,1988；Lin and Wu, 2011；Wu et al., 2012).高原地区由于特殊的地形地貌,这里分布着中纬度地区面积最大的积雪和冻土,高原积雪和冻土变化,对高原地表热源变化有重要的影响,通过改变其上空大气的热力状况及环流,从而影响周围及邻近地区的大气环流和天气气候,对中国东部地区降水特别是汛期降水预测有重要的指示作用(简茂球等,2004).以夏季旱涝为焦点的短期气候预测的改进,能够更好地为防灾减灾提供决策服务,对我国社会经济发展建设起着重要的作用.目前高原积雪对亚洲夏季降水的影响还缺乏统一的认识,多数学者认为(陈乾金和刘玉洁,2000；张顺利和陶诗言,2001；Wu and Qian, 2003；朱玉祥等,2007 ；Wu et al., 2016),高原积雪与亚洲季风降水之间存在“隔季相关”的关系,并且得出相似的结论,即高原积雪偏多(少),东亚夏季风减弱(加强),长江流域降水偏多(少),华南、华北降水偏少(多).由于高原环境的恶劣和资料获取的艰难,对高原冻土的研究较少,王澄海等(2003)研究认为,高原最大冻结深度与中国夏季降水由北向南存在“东北华北—长江中下游—东南沿海”3条高的相关分布带；Gao等(2005)分析认为高原解冻早晚与长江中下游降水呈正相关关系.然而,单独研究高原积雪或者冻土对中国夏季降水的影响都有一定的局限性(Warrach et al., 2001),若同时考虑高原积雪和季节性冻土的影响能够提高夏季降水的可预测性(高荣等,2010).高原土壤含水量的变化是由融雪和解冻的不同配置引起的,将其作为陆面过程的重要因子,应有一定的优越性,研究它对我国东部降水的影响,具有重要的科学意义.

众所周知,土壤湿度在整个蒸发过程中对全球范围内的温度、降水都有显著的影响,它的持续性可以影响未来局地及其周边的温度和降水(Shukla and Mintz, 1982).前人研究表明,土壤湿度作为地球系统中的一个慢变量,可以“记忆”在大气中已经“忘记”了很长时间的湿或干的条件,如此的一个记忆被认为对长期天气预报和短期气候预测有重要的指示意义,可能可以改善月或季节的预测水平(左志燕,2007).但是由于高原自然环境恶劣,地面观测站点稀少,加之土壤湿度本身的时空变率较大,造成长时间序列土壤湿度观测资料十分缺乏,目前所使用的资料多是卫星资料、再分析资料和陆面模式资料,而这些资料在可靠性和适用性方面都存在很大的争议,因此在高原土壤湿度对我国东部夏季降水影响的研究方面,还存在很大的不确定性.例如Chow等(2008)等选取了长江流域发生灾害性洪水的1998年,通过给定不同的初始土壤湿度并利用区域气候模式(RCM)做敏感性试验,发现高原春季土壤偏湿,长江流域的夏季降水增加,南方降水减少,但是这个数值试验过于理想化,整个高原的土壤湿度初始场是一致的,实际上它具有显著的空间差异.王瑞等(2009)则利用耦合的全球海气模式(NCAR CCSM3)连续积分了300年,选取后100年的逐月平均资料进行分析,得出相反的结论,即若5月中层土壤偏湿,潜热通量增加,感热通量减少,高原表面的加热作用减弱,环流系统的季节性转换偏晚,我国夏季华北和华南多雨,江淮少雨,文中虽指出了高原土壤湿度变化的东西不一致性,但作者还是将其忽略,且缺乏高原潜热加热作用的研究,这可能会对结果造成一定的影响.总之,高原土壤湿度是非均一的,它不仅对感热同时也对潜热产生了重要影响,进而影响我国东部降水.然而,高原土壤湿度究竟对我国东部降水有什么样的影响,如何影响,这仍然是一个尚未回答的问题,也是本文将要研究的核心问题.

文中使用的土壤湿度卫星资料,由Van der Velde等(2013)利用专用传感器微波成像仪(SSM/I)的基本气候数据集(FCDR)反演得到,反演算法则是基于模拟大气顶部亮温的辐射传输模式与土壤—植被—大气相结合的半经验微波排放模式(Kerr and Njoku, 1990),资料经过了2005年8月—2008年12月的青藏高原中部4个站点的观测数据检验,具有一定的可靠性.本文在研究前期高原土壤湿度的变化与我国后期东部降水的联系和机理时,同时考虑了土壤湿度的空间差异性及其相关的不同热力作用.

本文所使用的资料包括：Van der Velde等(2013)反演的逐日土壤湿度卫星资料(网格分辨率为0.25°×0.25°,厚度约为0~3 cm)、CMAP(CPC Merged Analysis of Precipitation)1°×1°的逐月降水资料和NCEP/NCAR的逐日再分析资料,以上资料的时间范围为1988—2008年.利用NCEP/NCAR提供的逐日位势高度场、风场、温度场和比湿场,通过倒算法对大气视热源和视水汽汇进行计算.由热力学方程和水汽方程可得：

(1)

(2)

其中,k=R/C_p,R和C_p分别为干空气气体常数和定压比热,θ为位温,T为气温,q为比湿,V为水平风向量,ω为p坐标的垂直速度,L为凝结潜热,Q₁表示单位时间内单位质量空气的加热率,Q₂表示单位时间内单位质量水汽凝结释放热量引起的增温率.

对(1)式和(2)式从p_t(对Q₁为100 hPa,对Q₂为300 hPa)到p_s(地面气压)整层垂直积分(Yanai et al., 1992),公式为

(3)

(4)

其中视热源〈Q₁〉表示整层大气中单位面积气柱内Q₁的垂直积分,包括大气净辐射〈Q_R〉,地面感热加热SH和凝结潜热加热LP；视水汽汇〈Q₂〉是整层大气中单位面积气柱内Q₂的垂直积分,P代表降水量,E代表蒸发量,当水汽因凝结或凝华而减少,潜热释放,视水汽汇为正,反之为负,大气热源〈Q₁〉的变化一定程度上受到了水汽汇〈Q₂〉的影响(简茂球和罗会邦,1996；江宁波和罗会邦,1994).

另外,本文还用到了统计学中常用的相关、回归、偏回归、信度检验等方法.

图 1a为高原春季(4—5月)土壤湿度的近20年变化趋势,可以看出,高原大部分地区的土壤湿度变化趋势为正,且多通过了99%的Mann-Kendall置信度检验,仅在高原西部及南部边缘的趋势不明显.有研究表明(杨绍富等,2008),在融雪期间,30 cm内土壤湿度和土壤温度基本呈同步变化,张文纲等(2008)利用青藏高原60个气象站1960—2005年的土壤温度观测资料得出高原浅层土壤温度自1970年以来升高趋势明显,李栋梁等(2005)对青藏高原86个气象观测站自建站到2001年的地面0 cm温度资料做EOF分析,也得出了高原地表温度除南部小范围减小外,大部分地方为一致的明显上升趋势,这与图 1a中土壤湿度变化趋势的分布较一致.丁一汇等(2006)指出在全球变暖背景下,近100年中国年平均地表气温增幅比同期全球升温幅度略高,而高原作为气候变化的敏感区,增暖现象更为明显,与之对应的高原主体土壤湿度的显著增加,从另一个角度验证了这套卫星资料数据的可靠性.由于本文着重研究高原土壤湿度的年际变化与我国夏季降水的联系,因此下文的研究中将土壤湿度的线性趋势去除.

图 1

Fig. 1

图 1 (a)高原春季(4—5月)土壤湿度近20年变化趋势(m3m-3/10a),打点区域通过了99%的Mann-Kendall置信度检验；(b)高原春季(4—5月)土壤湿度去趋势后的均方差(%),红色方框为东部(30.5°N —36°N,90°E —102°E)和西部(34.5°N—38°N,75°E —82°E)两个均方差大值区 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)

图 1b为春季高原土壤湿度去除线性趋势后的均方差,可以发现在高原东部和西部各有一个均方差大值区,即年际变率大值区,其中东部关键区正好为三江源地区(长江、黄河、澜沧江的源头汇水区).为了能够定量描述高原土壤湿度的年际变化对我国夏季降水的影响,将这两个大值区的土壤湿度进行区域平均,标准化后得到东部土壤湿度指数和西部土壤湿度指数.

从图 2a和图 2b可见,无论是高原东部还是西部土壤湿度均与我国夏季降水密切相关.东部土壤湿度指数和西部土壤湿度指数回归的夏季降水在长江流域都通过了显著性检验,但前者为正,后者为负.然而这两个指数之间的相关较小(相关系数仅为0.22),可视为独立,说明高原土壤湿度具有显著的非均匀性.因此,我们简单地取东部指数减西部指数作为表征高原土壤湿度的综合指数,记为TPSMI(Tibetan Plateau soil moisture index),它回归的夏季降水场和500 hPa垂直速度场如图 2c所示.由图可见,当春季TPSMI偏大时,即高原东部土壤偏湿,而西部地区土壤偏干时,我国东部夏季降水场与第三类雨型分布相似,长江流域降水偏多,此处正好有加强的上升运动与之对应,而淮河以北及东南沿海地区降水偏少.我国长江流域的高显著正回归带,可一直延伸到日本,这一降水异常带正好与胡景高等(2013)通过REOF分区定义的长江型梅雨区吻合.将夏季长江流域(27°N—31°N,105°E—120°E)的降水进行区域平均,其标准化后的年际变化与春季TPSMI的变化十分相似(图 2d),相关系数高达0.72.

选取春季TPSMI大于1倍标准差(小于-1倍标准差)的年份作为高(低)值年,得到典型高值年有：1996、1998、1999,典型低值年有：1990、2001、2006.据历史资料记载,1998、1999长江流域连续发生特大洪水,1996年洪水造成的死亡人数甚至比1998年还要多；2001、2006年长江中下游部分地区及四川盆地、重庆等地出现严重伏旱,1990年下半年南方伏旱范围较广,部分地区伏秋连旱,旱情严重.这些灾害事件都说明春季4—5月的高原土壤湿度能够预测后期长江流域的旱涝.因此,春季TPSMI与夏季长江流域降水高度相关,这对我国夏季梅雨期降水有很好的预测意义.那么春季的高原土壤湿度与后期长江流域的降水为什么会有这种高相关联系？

图 2

Fig. 2

图 2 (a)春季(4—5月)高原东部土壤湿度指数回归的夏季(6—8月)降水场(阴影)；(b)春季高原西部土壤湿度指数回归的夏季降水场(阴影)；(c)春季高原综合土壤湿度指数TPSMI回归的夏季降水场(阴影)与500hPa垂直速度场(-ω,等值线)(绿色和黄色阴影由深到浅分别表示正回归系数和负回归系数通过95%、90%和80%的置信度检验,等值线间隔为1×10-3m·s-1)；(d)春季TPSMI(黑色实线)与夏季长江流域(c中红色方框,27°N—31°N,105°E—1 20°E)区域平均降水的标准化序列(黑色虚线) 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)

前人研究发现,土壤湿度具有较好的持续性(Shukla and Mintz, 1982；左志燕,2007),那么高原春季土壤湿度的异常,能否持续到夏季？我们从图 3a可以看出,春季与夏季的TPSMI年际变化相似,相关系数达0.56,春季TPSMI异常高(低)值年,到了夏季基本依旧为异常高(低)值年,说明高原春季的土壤湿度有很好的持续性.但是由于卫星资料只覆盖表层0~3 cm的土壤湿度,我们对这种表层的土壤湿度异常信号持续到夏季,仍会存在一些疑问.为了进一步说明这一问题,我们采用另一套最近使用频率较高、模拟效果较好、土壤湿度层次较多的GLDAS-1的Noah资料(Chen et al., 2013；刘川等,2015),选取同样的区域平均计算得到近20年来的表层(0~10 cm)、中层(10~40 cm)和深层(40~100 cm)的春季TPSMI(图 3b),表层与中层、中层与深层的TPSMI相关系数均在0.8以上,这表明高原表层、中层、深层土壤湿度的年际变化具有较高的一致性,春季高原表层的土壤湿度异常信号,能够存储在更深层次的土壤中,进而将这种信号保持到夏季,最终影响夏季的大气环流与降水.因此下面我们将采用夏季高原土壤湿度指数(TPSMI)回归的流场及其热力场来讨论春季高原土壤湿度影响夏季长江流域降水的可能机理.

图 3

Fig. 3

图 3 (a)春季(4—5月,黑色实线)与夏季(6—8月,黑色虚线)TPSMI的年际变化；(b)春季(4—5月)表层(0~10 cm,黑色实线)、中层(10~40 cm,黑色虚线)和深层(40~100 cm,灰色实线)TPSMI的年际变化 Fig. 3 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)

从夏季TPSMI回归的同期200 hPa高度场与风场(图 4a)可以看出,当夏季TPSMI偏大时,即高原东部土壤偏湿,而西部地区土壤偏干时,在高原西部与我国东北地区分别存在一个异常的气旋性环流,巴尔克什湖以南的槽加深,东亚大槽加深,经向环流加强,有利于北方冷空气的南下,同时在我国南方大陆上空为异常反气旋环流,南亚高压增强东伸,高空为辐散气流,从高原西部经我国大陆直至东北地区为气旋(C)-反气旋(A)-气旋(C)的波列.在夏季TPSMI回归的500 hPa高度场与风场上(图 4b),可以发现一个与高层200 hPa相对应的C-A-C波列,并呈现相当正压结构,高原西部和我国东北地区存在显著的气旋性环流异常,在其中间与200 hPa异常反气旋相对应的地方有一个不甚明显的脊存在,东北地区的异常气旋性环流有利于东北冷涡的加强,导致冷空气向南爆发,在这两个气旋性环流底部出现一条异常西风带,北方冷空气南下至长江流域附近,沿20°N附近有明显的高度正异常带,西太平洋副热带高压增强西伸.南亚高压加强东伸,对应西太副高西伸加强,会导致长江流域降水偏多(陶诗言和朱福康,1964；王跃男等,2008；张琪和陈海山,2011).从整层水汽通量及其散度的回归场上(图 4c)可以看出,在长江流域至日本地区有一条水汽辐合带,西太副高西北侧带来的偏南暖湿气流,与东北冷涡西侧南下的干冷气流在长江流域汇合,同时在长江流域有加强的上升运动(图 2c),低层辐合,高层辐散,形成了非常有利于长江流域降水的高低空配置.

图 4

Fig. 4

图 4 夏季(6—8月)TPSMI回归的同期环流场、风场和水汽场 (a)200 hPa高度场和风场；(b)500 hPa高度场和风场；(c)整层水汽通量和水汽通量散度.绿色和黄色阴影分别表示正回归系数和负回归系数通过90%的置信度检验,黑色粗箭头表示风场和水汽通量通过90%的置信度检验,A表示反气旋,C表示气旋,蓝色阴影为散度<0的区域. 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,高原土壤湿度异常如何引起它下游地区大气环流异常呢？前人研究表明,土壤湿度能够通过改变地表的反照率、热容量进而改变向大气输送的感热、潜热来影响大气环流,最终影响季风区及北半球的天气和气候变化(叶笃正和张捷迁,1974；马柱国等,2001).图 5a和5b分别为夏季TPSMI回归的同期整层大气视热源〈Q₁〉和整层视水汽汇〈Q₂〉,其中〈Q₁〉表示气柱中总的非绝热加热,包含净辐射加热、潜热加热和扰动产生的垂直感热输送,〈Q₂〉则表示整个空气柱中水汽由于凝结或凝华造成的潜热释放.从图 5a可以看出,当夏季TPSMI偏大时,高原及邻近地区存在两个显著的视热源大值区,分别位于高原东部和西部关键区北侧.由图 5b可以看出,高原东部不仅是个大的视热源区,同时也是大的视水汽汇区,将东部关键区(30.5°N —36°N,90°E —102°E)的〈Q₁〉与〈Q₂〉进行区域平均,发现其相关系数达0.67,同时〈Q₂〉占〈Q₁〉的77%,表明高原东部的大气热源主要以凝结潜热为主,这与Riehl(1967)、Nitta(1983)等的研究结果一致.当夏季高原东部土壤偏湿时,会产生更强的对流上升运动,能够释放更多的凝结潜热,使得高原东部在夏季成为一个大的热源中心.而在高原西部的视热源大值区(图 5a),并没有显著的视水汽汇与之相对应(图 5b),说明该热源主要以感热为主.

图 5

Fig. 5

图 5 夏季(6—8月)TPSMI回归的同期整层大气视热源〈Q1〉(a)和整层大气视水汽汇〈Q2〉(b)(绿色和黄色阴影由深到浅分别表示正回归系数和负回归系数通过95%、90%和80%的置信度检验) 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%

夏季高原东部土壤偏湿,而西部土壤偏干时,高原东部热源主要以潜热为主,西部热源主要以感热为主,那么在造成如图 4所示的有利于长江流域夏季降水的环流形势中,到底是东部潜热热源还是西部感热热源起作用,抑或是二者共同作用？我们将这两个热源进行区域平均后得到东部热源Q₁(E)和西部热源Q₁(W),分别做Q₁(E)和Q₁(W)偏回归的夏季环流场、风场和水汽场,如图 6所示,以此来研究东部热源和西部热源分别对造成我国长江流域夏季降水的环流异常有何影响.

图 6

Fig. 6

图 6 夏季(6—8月)高原东部Q1(E)(a—c)和西部Q1(W)(d—f)偏回归的同期环流场、风场和水汽场(偏回归是分别去掉Q1(W)和Q1(E)的影响 (a)(d)200 hPa高度场和风场；(b)(e)500 hPa高度场和风场；(c)(f)整层水汽通量和水汽通量散度. 绿色和黄色阴影分别表示正回归系数和负回归系数通过90%的置信度检验,黑色粗箭头表示风场和水汽通量通过90%的置信度检验,A表示反气旋,C表示气旋,蓝色阴影为散度<0的区域. 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.

图 6a—c为东部热源Q₁(E)偏回归的夏季环流场、风场和水汽场.在夏季Q₁(E)偏回归的200 hPa高度场与风场上(图 6a),从高原西部经我国大陆直至日韩地区存在一个C-A-C的波列,与夏季TPSMI回归的200 hPa高度场和风场(图 4a)相似,我国南方大陆上空为异常反气旋性环流,南亚高压增强并偏东,仅高原西部与日韩地区的异常气旋性环流比图 4a稍微弱些,位置略偏东.这与罗会邦和陈蓉(1995)的研究结论一致,夏季高原东部热源偏大时,南亚高压增强,长江流域降水明显增多.夏季Q₁(E)偏回归的500hPa高度场和风场(图 6b)上,C-A-C波列与高层200hPa波列(图 6a)呈相当正压结构,并且它与TPSMI回归的环流场和风场(图 4b)相似,位置略偏东,这使得原本位于东北地区的异常气旋性环流东移到日本以东洋面,这对夏季东北冷涡的增强有一定的影响,同时西太副高的增强不是很明显.夏季Q₁(E)偏回归的整层水汽通量及其散度场(图 6c),与TPSMI回归的水汽场(图 4c)相比,南方有大量的暖湿水汽沿副高西北边缘北上,但是由于对流层中高层(图 6a和6b)的东北地区异常气旋性环流略偏东偏弱,使得长江流域无显著的冷空气南下与南方暖湿气流汇合,最强水汽辐合区位于我国东部海域,而较图 4c中的从长江流域直至日本的水汽辐合带偏东,因此单靠高原东部潜热热源,是不能完全解释有利于长江流域夏季降水的环流形势的.

图 6d—f为西部热源Q₁(W)偏回归的夏季环流场、风场和水汽场,与夏季TPSMI回归的环流场、风场和水汽场(图 4a—c)几乎一致.在夏季Q₁(W)偏回归的200hPa高度场和风场上(图 6d),我国南方大陆上空的异常反气旋使得南亚高压强度偏强,位置偏东,相对于图 6a来说,高原西部和我国东北地区的异常气旋性环流较强,与夏季TPSMI回归的200 hPa高度场和风场(图 4a)更相似.在夏季Q₁(W)偏回归的500hPa高度场和风场上(图 6e),高原西部和东北地区的气旋性异常较图 6b更明显,特别是东北地区的异常气旋性环流使得东北冷涡加强,有利于北方冷空气向南爆发,同时西太副高也如图 4b一样增强西伸.在整层水汽通量及其散度的偏回归场上(图 6f),北方的冷空气与南方的暖湿气流交汇在长江流域,并在长江流域到日本形成一条水汽辐合带.可以看出,只有当高原东部潜热热源与西部感热热源共同作用时,才能在长江流域形成有利于北方冷空气与大量南方暖湿气流交汇的高低空配置,最终在长江流域形成大范围、高强度的降水.

综上所述,春季高原土壤湿度影响我国长江流域夏季降水的概念框图如图 7所示,当春季TPSMI偏大(小)时,即高原东部土壤偏湿(干),西部土壤偏干(湿),由于土壤湿度有很好的持续性,夏季TPSMI也偏大(小),高原东部存在一个潜热热源(汇),而在高原西部存在一个感热热源(汇),二者共同作用,在对流层中高层诱生一个C-A-C(A-C-A)的波列,使得长江流域有(无)南方暖湿气流与北方干冷空气汇合,进而造成了长江流域降水增多(减少).

图 7

Fig. 7

图 7 春季(4—5月)高原土壤湿度影响我国夏季(6—8月)长江流域降水的概念图 Fig. 7 Concept diagram of spring TP soil moisture influencing the summer precipitation in Yangtze river basin

土壤湿度作为陆面过程的重要因子,对地表热力状况的变化有重要影响,通过改变其上空大气的热力状况及环流,影响局地及邻近地区的大气环流和天气气候,进而对中国东部地区降水特别是汛期降水预测有重要的指示作用.由于高原自然环境恶劣,地面观测站点稀少,长时间序列的土壤湿度观测资料十分缺乏,本文采用经过部分观测站点检验的卫星反演数据,研究了春季高原土壤湿度的年际变化与后期夏季我国东部降水的联系和可能机理.结论如下：

(1) 在全球变暖的背景下,作为气候变化的敏感区,高原大部分地区的春季土壤湿度有明显的增加趋势,去除该线性趋势后,高原东西各有一个均方差大值区(即年际变率大值区),将这两个大值区的土壤湿度进行区域平均,由东部关键区减去西部关键区,得到表征高原土壤湿度的综合指数TPSMI.结果表明春季TPSMI对我国长江流域夏季降水有先兆作用,相关系数高达0.72.

(2) 高原春季土壤湿度的异常能够持续到夏季(春季与夏季的TPSMI相关系数达0.56),这是因为春季表层、中层、深层土壤湿度的年际变化具有较高的一致性(相关系数均在0.8以上),使得春季土壤湿度的异常信号存储在更深层次的土壤中,进而将这种信号保持到夏季,最终影响夏季的大气环流与降水.

(3) 当夏季TPSMI偏大时,即高原东部土壤偏湿,而西部地区土壤偏干时,在高原东部和西部分别存在一个显著的潜热热源和感热热源,二者共同作用,在200 hPa和500 hPa激发出一个从高原西部经我国大陆直至东北地区的气旋—反气旋—气旋波列,该波列呈相当正压结构,其中东北地区的异常气旋性环流有利于东北冷涡的加强,导致冷空气向南爆发,与此同时南亚高压加强东伸,西太副高西伸加强,副高西北侧带来的暖湿气流,与东北冷涡西侧南下的干冷气流在长江流域汇合,伴随强的上升运动,低层辐合,高层辐散,使得夏季长江流域降水增多；反之,当TPSMI偏小时,夏季长江流域降水减少.

虽然目前所采用的青藏高原土壤湿度卫星资料截止到2008年,但2008年之后的土壤湿度数据正处于反演计算中,相信不久的将来便能够获取最新的资料并对长江流域夏季降水起到预测作用.文中对春季高原的土壤湿度如何影响到夏季长江流域的降水作出了一定的分析与机理解释,但是对高原夏季热源如何激发出从高原西部经我国大陆直至东北地区的气旋—反气旋—气旋波列,其动力机制如何,仍需我们进行深入探讨.另外,夏季高原东部成为显著的热源,以凝结潜热为主,对流运动旺盛,也可能造成高原小槽的频繁东移,使得下游长江流域产生更多的降水,其中的原因、机理值得进一步研究.

感谢评审专家提出的宝贵意见,感谢王国杰教授为我们提供的青藏高原土壤湿度卫星资料,以及NOAA提供的NCEP/NCAR逐日再分析资料、CMAP逐月降水资料和GES DISC提供的全球陆面数据同化系统资料GLDAS-1,感谢张文君教授在文章的研究过程中提供的很多建设性意见,使文章的思路及内容更有说服力.