高原气象

高原气象 >

2023 , Vol. 42 >Issue 1: 60 - 67

DOI: https://doi.org/10.7522/j.issn.1000-0534.2022.00020

论文

夏季南亚高压位置与青藏高原降水年际变化的关系研究

  • 朱羿洁 ,
  • 张飞民 ,
  • 杨耀先 ,
  • 王澄海
展开
  • 1. 甘肃省气候资源开发及防灾减灾重点实验室，兰州大学地球系统模式发展研究中心，兰州大学大气科学学院，甘肃 兰州 730000
    2. 中国科学院西北生态环境资源研究院/寒旱区陆面过程与气候变化重点实验室，甘肃 兰州 730000
    3. 中国科学院西北生态环境资源研究院那曲高寒气候环境观测研究站，西藏 那曲 852000

朱羿洁（1999 -）， 女， 新疆塔城人， 硕士研究生， 主要从事数值模拟及动力诊断研究. E-mail：

收稿日期: 2021-11-09

  修回日期: 2022-03-07

  网络出版日期: 2023-01-13

基金资助

国家自然科学基金项目(41805032); 甘肃省杰出青年基金项目(20JR5RA309); 甘肃省重点实验室建设基金项目(20JR10RA654); 中央高校基本科研业务费专项资金(lzujbky-2021-15)

收起

Relation between Inter-annual Variation of the South Asian High Location and Precipitation over the Qinghai-Xizang Plateau in Summer

  • Yijie ZHU ,
  • Feimin ZHANG ,
  • Yaoxian YANG ,
  • Chenghai WANG
Expand
  • 1. Key Laboratory of Climate Resources Development and Disaster Prevention of Gansu Province，Research Center for Earth System Model Development，College of Atmospheric Sciences，Lanzhou University，Lanzhou 730000，Gansu，China
    2. Key Laboratory of Land Surface Process and Climate Change in Cold and Arid Regions，Northwest Institute of Eco-Environment and Resources，Lanzhou 730000，Gansu，China
    3. Nagqu Station of Plateau Climate and Environment，Northwest Institute of Eco-Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Nagqu 852000，Xizang，China

Received date: 2021-11-09

  Revised date: 2022-03-07

  Online published: 2023-01-13

Fold

本文引用格式

朱羿洁 , 张飞民 , 杨耀先 , 王澄海 . 夏季南亚高压位置与青藏高原降水年际变化的关系研究[J]. 高原气象, 2023 , 42(1) : 60 -67 . DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2022.00020

1 引言

青藏高原（以下简称“高原”）被称为“亚洲水塔”， 其降水变化直接影响着高原及其周边地区的天气气候、 生态系统、 水源涵养和水资源利用。高原降水主要集中在夏季（叶笃正和高由禧， 1979； 李生辰等， 2007）。年际尺度上高原夏季降水受亚洲夏季风系统的影响， 时空变化较为复杂（林振耀和赵昕奕， 1996； Gao et al， 2014； 汤秋鸿等， 2020； 许建伟等， 2020； 黄凌昕等， 2021）。深入理解影响青藏高原夏季降水变化的原因具有重要的意义。
大尺度动力过程伴随的水汽输送、 高原非绝热加热对高原夏季降水具有重要的影响。研究表明， 高原降水的水汽主要源于西风带和高原东南部的季风区； 西风带水汽的贡献呈减小趋势， 而来自南亚季风区、 东亚季风区和局地水汽蒸散发水汽的贡献则呈增加趋势（Zhang et al， 2017； Zhang et al， 2019）。印度中东部水汽可通过深对流的“抬升-翻越”机制进入高原西南部， 从而影响高原夏季降水（Dong et al， 2016）。年际尺度上， 印度夏季风强（弱）年对应着高原西部降水偏多（少）、 高原东部降水偏少（多）（孙亦和巩远发， 2019）。高原夏季降水的强度和分布与高原地形和地表、 大气的非绝热加热密切相关（叶笃正和高由禧， 1979； Luo et al， 2011； Zhang et al， 2019）。一些研究还表明， 青藏高原内部的蒸散发水汽增多、 水汽再循环率增大、 区域水循环加速是高原降水增加的重要原因， 但其作用具有明显的空间差异（Guo and Wang， 2014）。
作为北半球夏季强大而稳定的半永久性系统， 南亚高压位置、 强度变化与高原夏季降水之间存在着密切的关系（陶诗言和朱福康， 1964； 钱永甫等， 2002； Zhang et al， 2002； 吴国雄等， 2004； 岑思弦等， 2021）。研究表明， 在次季节尺度上， 南亚高压偏东时， 自南海进入中国的水汽输送偏强， 高原东部川渝地区夏季降水偏多（董一平和陈权亮， 2010）。在候尺度上， 南亚高压位置的纬向变化与高原南部降水密切相关， 当南亚高压偏东（西）时， 高原南部降水偏多（少）（吴国雄等， 2004）。在天气尺度上， 高原涡移出高原、 发展和消亡分别对应南亚高压东伸、 增强和减弱， 南亚高压可通过高层高位涡、 高动量向下输送， 促使高原涡的生成和发展（高文良和郁淑华， 2018）。
综上， 已有研究主要讨论了南亚高压位置在天气尺度、 候尺度和（次）季节尺度上位置的变化与高原夏季降水的关系。在年际尺度上， 南亚高压的位置还存在显著的东南—西北方向上的变化特征（Wei et al， 2015）， 这与高原夏季降水存在何种关系？相应的水汽输送和高原非绝热加热的特征及作用是什么？仍需要进一步探讨。

2 资料来源和方法介绍

本文的研究时段为1979 -2019年的夏季（6 -8月）， 地表和大气资料来源于欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts， ECWMF）的ERA5再分析资料， 其水平分辨率为0.25°×0.25°， 包括地表感潜热、 等压面上的位势高度、 温度、 水平风场、 垂直速度等。降水再分析资料来自于全球降水气候中心（Global Precipitation Climatology Centre， GPCC）（Schneider et al， 2014）， 其水平分辨率为0.25°×0.25°。除计算大气视热源（Q 1）和视水汽汇（Q 2）时采用6 h分辨率的资料外， 其余均采用月平均资料。
参考Wei et al（2015）的研究方法， 采用经验正交函数（Empirical Orthogonal Function， EOF）分解和标准化分析（黄嘉佑， 1990）提取南亚高压位置年际变化的主导模态， 并挑选相应的异常年份。在此基础上， 使用合成分析与基于线性斜压模式的数值模拟， 研究水汽输送、 高原非绝热加热的特征及作用。
使用倒算法计算大气视热源Q 1和视水汽汇Q 2（单位均为m2·s-3， Yanai et al， 1973； Yanai and Tomita， 1998）：
Q 1 = c p ∂ T ∂ t + V ⃗ · ∇ T + ω P P 0 κ ∂ θ ∂ p
Q 2 = - L ∂ q ∂ t + V ⃗ · ∇ q + ω ∂ q ∂ p
式中： Q 1和Q 2分别为温度和水汽的局地变化项、 平流项和垂直输送项之和； T为温度（单位： K）； θ为位势温度（单位： K）； t为时间（单位： s）； q为比湿（单位： kg·kg-1）； V为水平风矢量（单位： m·s-1）； ω为p坐标下的垂直速度（单位： Pa·s-1）； R为干空气气体常数（单位： J·K-1·kg-1）； cp 为干空气定压比热容（单位： J·K-1·kg-1）； κ=R/cp； L为零摄氏度时凝结潜热（单位： J·kg-1）； p为气压（单位： Pa）； g为重力加速度（单位： m·s-2）； p 0=1000 hPa。
整层积分的视热源<Q 1>和视水汽汇<Q 2>（单位均为W·m-2， Yanai and Tomita， 1998）计算如下：
Q 1 = 1 g ∫ P t P s Q 1 d p
Q 2 = 1 g ∫ P t P s Q 2 d p
式中： g为重力加速度（单位： m·s-2）， P s和 P t（单位： Pa）为积分下、 上界， 分别取600 hPa和100 hPa。整层积分的视热源<Q 1>代表大气总体的热量情况， 反映了辐射、 凝结潜热和地表感、 潜热的总体效应， 整层积分的视水汽汇<Q 2>则代表凝结潜热效应。
整层水汽输送通量计算如下：
Q ⃗ = 1 g ∫ P t P s V ⃗ · q d p
整层水汽通量散度计算如下：
∇ · Q ⃗ = 1 g ∫ P t P s V ⃗ · ∇ q d p + 1 g ∫ P t P s q · ( ∇ · V ⃗ ) d p
式中： Q ⃗为整层水汽输送通量（单位： kg·m-1·s-1）； ∇ · Q ⃗为整层水汽通量散度（单位： kg·m-2·s-1）； q为各层大气的比湿（单位： kg·kg-1）； V ⃗为各层大气水平风速矢量（单位： m·s-1）； P s和 P t（单位： Pa）分别是积分下、 上界， 分别取850 hPa和300 hPa。
本文使用的线性斜压模式（Linear Baroclinic Model， LBM）是由东京大学气候系统研究中心研发的谱模式（Watanabe and Kimoto， 2000）。该模式将大气环流变量拆分为平均项与扰动项， 并对大气运动的原始方程进行线性化处理， 用来模拟大气环流扰动对异常热力或动力强迫的响应。数值试验选取的水平分辨率为T42（约为4.3°×4.3°）； 垂直方向采用地形追随的 σ坐标， 共20层； 以夏季6 -8月平均为背景场进行试验， 积分时间为30天， 取后20天达到平衡态后的平均结果进行分析。
文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为GS（2016）2948号的世界地图制作， 底图无修改。

3 结果分析

3.1　南亚高压位置变化与高原降水的关系

图1给出了200 hPa位势高度EOF前两个模态的空间分布及时间序列。前两个模态的方差占比分别为51.8%和15.8%， 均通过了0.05的North显著性检验。第一模态的空间分布［图1（a）］反映了夏季200 hPa位势高度场的整体特征， 存在显著的年代际变化特征［图1（c）］， 在2010年之前整体偏弱， 而在2010年之后整体偏强。第二模态的空间分布［图1（b）］反映出南亚高压存在东南—西北方向位置的变化特征， 且存在显著的年际变化［图1（d）］， 表明在年际尺度上， 南亚高压的位置存在东南—西北方向的变化特征， 零线位置大致位于青藏高原中部。
图1 1979 -2019年夏季200 hPa位势高度的EOF空间模态及时间变化序列

Fig.1 Spatial mode and temporal series of EOF for 200 hPa geopotential height in summer from 1979 to 2019

为得到年际尺度上南亚高压位置变化的异常年份， 本文对200 hPa位势高度场EOF第二模态的时间序列进行了标准化处理（图2）， 其结果与Wei et al（2015）定义的南亚高压位置年际变化指数的大小和变化基本一致， 说明使用200 hPa位势高度场EOF第二模态时间序列的标准化序列可以较好地表征南亚高压年际尺度位置的异常。为使合成分析中异常年份的样本数尽可能相等， 本文以正负0.75为标准， 定义标准化序列值大于0.75的年份为异常偏西北年份（共9年）， 分别为1984， 1985， 1994， 1996， 2000， 2001， 2006， 2008和2013年； 标准化序列值小于-0.75的年份为异常偏东南年份（共9年）， 分别为1982， 1983， 1987， 1993， 1998， 2009， 2014， 2015和2019年。
图2 1979 -2019年200 hPa位势高度场EOF第二模态时间序列的标准化序列（黑色实线）和南亚高压位置变化指数（黑色虚线， 引自Wei et al， 2015）

The dotted gray line represents ±0.75

Fig.2 Normalized time series of PC2 for 200 hPa geopotential height from 1979 to 2019 （solid black line） and position index of South Asian High （SAH） at inter-annual scale （dashed black line， from Wei et al， 2015）.

为分析高原夏季降水对南亚高压位置异常的响应。通过比较南亚高压位置异常年份中高原及其周边地区的夏季降水及其差异（图3）可以看出， 高原夏季降水空间分布自东南向西北逐渐递减［图3（a）， （b）］。以90°E为界（下同）， 南亚高压位置偏东南时， 高原东部的夏季降水显著偏多， 而高原西部的夏季降水显著偏少［图3（c）］。换言之， 年际尺度上南亚高压位置的东南—西北变化会引起高原夏季降水的东西反向变化， 南亚高压位置偏东南（西北）时， 高原东部降水显著偏多（少）。
图3 南亚高压位置年际异常合成年份中高原及其周边地区（a~c）夏季累积降水率的空间分布（单位： mm· mon-1）

The dotted area denotes that the difference passes the significance test of 0.05

Fig.3 Spatial distribution of summer accumulated precipitation rate over the Qinghai-Xizang Plateau （QXP） and its vicinity （a~c） in composite year of inter-annual anomaly of SAH position.Unit： mm·mon-1.

3.2　关键物理过程的特征及作用

研究表明， 高原夏季降水年际异常与南亚季风区水汽输送、 高原非绝热加热异常联系密切（叶笃正和高由禧， 1979； 黄荣辉， 1985； Luo et al， 2011）。因此， 本节将分析二者的特征及作用。由于合成年份中不同物理量的空间分布基本一致， 为简要起见， 本节仅给出合成场之间差异的结果。
图4（a）和（b）给出了25°N -35°N平均的散度、 垂直速度和水平风速的垂直剖面差异。结果表明， 南亚高压位置偏东南时， 高原东部地区的高层辐散偏强， 造成了显著的上升运动， 在补偿气流的作用下， 低层大气辐合显著， 有利于高原南部的水汽输送； 而高原西部地区的则存在显著的下沉气流， 低层大气以偏北风为主， 不利于高原南部水汽的输送。为进一步分析南亚高压位置变化对水汽输送的影响， 图4（c）给出了高原及其周边地区整层大气水汽输送的差异。可以看出， 南亚高压位置偏东南时， 孟加拉湾和高原西南部的偏南水汽输送显著偏强， 高原东部及孟加拉湾地区存在显著的水汽辐合。这表明南亚高压位置偏东南时， 高原东部对应着显著偏强的水汽输送及水汽辐合， 有利于高原东部降水的增多； 尽管高原西南部（唐古拉山以南、 90°E以西， 下同）也存在显著偏强的水汽输送， 但水汽通量异常辐散增强、 下沉气流显著， 不利于高原西南部降水的形成。
图4 南亚高压位置偏东南年份与偏西北年份（偏东南-偏西北）对应的25°N -35°N平均的垂直速度（a， 彩色区， 单位： ×10-2 m·s-1）， 散度（b， 彩色区， 单位： ×10-5 s-1）， 高原及其周边地区850~300 hPa积分水汽通量（矢量， 单位： ×102 kg·m-1·s-1）及其散度（彩色区， 单位： ×10-7 kg·m-2·s-1）的差异（c）

The vectors in Fig.4（a）~（b） represent the difference of horizontal wind speed.The dotted area in （a）~（c） represents that the difference passes the significance test of 0.05， the vector in Fig.4（c） denotes that the difference passes the significance test of 0.05

Fig.4 Height vs.longitude cross-section of the mean vertical velocity （a， color area， unit： ×10-2 m·s-1）， the mean divergence （b， color area， unit： ×10-5 s-1） for the region of 25°N -35°N， and the spatial distribution of integrated water vapor flux from 850 hPa to 300 hPa （ ×102 kg·m-1·s-1） and its divergence （color area， unit： ×10-7 kg·m-2·s-1） （c） over the Qinghai-Xizang Plateau and its surrounding areas， corresponding to the differences between the anomaly of South Asia High position （southeast minus northwest）.

值得注意的是， 高原西北部（唐古拉山以北、 90°E以西， 下同）的水汽通量及其散度对南亚高压位置变化的响应并不显著， 而高原西北部降水对南亚高压位置变化的响应则是显著的（图3）。为解释高原西北部降水的变化， 本文分析了非绝热加热特征。图5（a）、 （b）比较了高原及其周边地区整层视热源<Q 1 >和整层视水汽汇<Q 2 >的差异。结果表明， 南亚高压位置偏东南时， <Q 1 >和<Q 2 >的显著偏强区域均位于高原东部， 显著偏弱区域则主要位于高原西南部。上述地区<Q 1 >和<Q 2 >差异的空间分布及大小与OLR的分布（图略）基本一致， 这表明年际尺度上高原东部和西南部地区大气凝结潜热加热对南亚高压位置的变化具有显著的响应， 与降水对南亚高压位置变化的响应基本一致。而在高原西北地区， 南亚高压偏东南时， <Q 1 >显著偏强， <Q 2 >偏弱但不显著， 也即南亚高压位置异常引起的<Q 1 >和<Q 2 >在高原西北部相反。高原地表感热和地表潜热的差异结果［图5（c）， （d）］表明， 南亚高压位置偏东南时， 高原西北部的地表感热偏弱， 地表潜热偏强， 高原西北部500 hPa位势高度偏低［图5（e）］， 这意味着该地区的局地降水再循环偏强， 有利于降水的偏多， 这与Guo and Wang（2014）得出的高原西部降水与局地降水再循环密切相关一致。但是， 这些变化并不显著， 表明高原西北部降水的显著变化可能是多因素综合影响的结果， 一方面与该地区降水异常的空间尺度较小有关， 另一方面也可能与再分析资料中地表感、 潜热在该地区具有较大的不确定性有关（Cui and Wang， 2009）。
图5 南亚高压位置偏东南年份与偏西北年份（偏东南-偏西北）对应的高原及其周边地区整层视热源<Q 1 >（a， 单位： W·m-2）、 整层视水汽汇<Q 2 >（b， 单位： W·m-2）、 高原地表感热（c， 单位： W·m-2）、 高原地表潜热（d， 单位： W·m-2）及高原500 hPa位势高度（e， 单位： m）的差异

打点区域表示差值通过了0.05的显著性检验

Fig.5 Spatial distribution of vertically integrated apparent heat source<Q 1 > （a， unit： W·m-2）， vertically integrated apparent moisture sink <Q 2 > （b， unit： W·m-2）， surface sensible heat flux （c， unit： W·m-2）， surface latent heat flux （d， unit： W·m-2）， and geopotential height at 500 hPa （e， unit： m） over the Qinghai-Xizang Plateau and its surrounding areas， results are corresponding to the differences between the anomaly of South Asia High position （southeast minus northwest）.

The dotted area represents that the difference passes the significance test of 0.05

上述结果还表明， 高原东部和西南部大气凝结潜热加热对南亚高压位置的变化具有显著的响应， 并与降水对南亚高压位置变化的响应基本一致。为分析高原东部和高原西南部大气凝结潜热的作用， 本文设计了大气异常加热的数值敏感性试验。从图5（a）和（b）的结果可知， 南亚高压偏东南对应着高原东部显著的大气热源正异常， 因此， 参考高原东部热源差异的水平分布［图5（a）， （b）］和垂直廓线（图略）， 敏感性试验在高原东部30°N、 96°E处加入了异常热源， 其在 σ = 0.5层的水平分布如图6（b）所示， 加热率从热源中心向外逐渐衰减； 25°N -35°N、 90°E -102°E区域平均的异常热源垂直廓线如图6（a）所示。进一步分析200 hPa位势高度异常对高原东部大气异常加热的响应结果［图6（b）］表明， 高原东部大气的异常加热会导致高原东南部位势高度出现正异常， 而高原西北部位势高度出现负异常， 这与图1（b）中EOF分解的结果基本一致， 但正异常位置偏东北， 可能与高原异常热源激发的准定常罗斯贝波传播有关（Hu and Duan， 2015）。高原西南部大气异常热源的数值试验结果也可得出与图1（b）类似的空间分布（图略）。由此说明， 年际尺度上高原东部和高原西南部大气凝结潜热加热在南亚高压位置变化与高原降水关系中起着维持的作用。换言之， 高原东部和西南部降水与南亚高压位置的变化存在正反馈关系， 二者是通过大气凝结潜热加热异常联系在一起的。
图6 敏感性试验中高原东部大气加热廓线的垂直分布（a）， 200 hPa位势高度异常（等值线， 间隔分别为-1.0、 0.0、 1.0、 2.0、 4.0、 6.0， 单位： m）及 σ = 0.5层的大气异常加热（阴影， 单位： K·d-1）的水平分布（b）

Fig.6 The vertical distribution of atmospheric heating profiles on the eastern Qinghai-Xizang Plateau （a）， the spatial distribution of geopotential height anomaly at 200 hPa （contours with intervals of -1.0， 0.0， 1.0， 2.0， 4.0， and 6.0， respectively.Unit： m） and horizontal atmospheric heating （the shaded， unit： K·d-1） at σ = 0.5 in the sensitivity experiment （b）

天气尺度的研究表明， 南亚高压可将高层高位涡向下输送， 促使高原降水的生成和发展（高文良和郁淑华， 2018）。然而， 25°N -40°N平均的位涡垂直差异结果表明， 高、 低层位涡异常之间不存在位涡“打通”现象（图略）， 这意味着年际尺度上南亚高压与高原降水关系中， 高层大气的高位涡向下传播对低层大气的影响不显著。

4 结论

基于1979 -2019年的再分析资料， 分析了夏季南亚高压位置与高原降水年际变化的关系， 诊断了水汽输送、 高原非绝热加热的特征及作用。主要结论如下：
（1） 年际尺度上南亚高压位置的变化与高原降水存在密切的关系。南亚高压位置偏东南（西北）时， 高原东部（90°E以东）降水显著偏多（偏少）， 而高原西部（90°E以西）降水显著偏少（偏多）。
（2） 南亚高压位置偏东南（西北）时， 高原东部水汽辐合（散）显著、 水汽输送显著偏强（弱）， 而高原西南部水汽辐散（合）显著， 是造成高原东部降水显著偏多（少）， 高原西南部降水显著偏少（多）的重要原因。线性斜压模式的敏感性试验结果表明， 高原东部和西南部降水与南亚高压位置的变化存在正反馈关系， 大气凝结潜热加热起着维持作用。
（3） 南亚高压位置偏东南（西北）时， 高原西北部降水显著偏多（少）， 这与高原西北部地表潜热偏强（弱）， 500 hPa位势高度偏低（高）存在一定的关系。但是， 地表潜热、 500 hPa位势高度的变化并不显著， 意味着高原西北部降水的显著变化可能是多因素综合影响的结果， 需要在未来的工作中进一步深入研究。

参考文献

null
Cui Y， Wang C H， 2009.Comparison of sensible and latent heat fluxes during the transition season over the western Tibetan Plateau from reanalysis datasets［J］.Progress in Natural Science， 19（6）： 719-726.DOI： 10.1016/j.pnsc.2008.11.001 .
null
Dong W H， Lin Y L， Wright J S， et al， 2016.Summer rainfall over the southwestern Tibetan Plateau controlled by deep convection over the Indian subcontinent［J］.Nature Communications， 7： 19.DOI： 10.1038/ncomms10925 .
null
Gao Y H， Guo L， Zhang Y X， 2014.Changes in moisture flux over the Tibetan Plateau during 1979-2011 and possible mechanisms［J］.Journal of Climate， 27（5）： 1876-1893.DOI： 10.1175/JCLI-D-13-00321.1 .
null
Guo Y P， Wang C H， 2014.Trends in precipitation recycling over the Qinghai-Xizang Plateau in last decades［J］.Journal of Hydrology， 517： 826-835.DOI： 10.1016/j.jhydrol.2014.06.006 .
null
Hu J， Duan A M， 2015.Relative contributions of the Tibetan Plateau thermal forcing and the Indian Ocean Sea surface temperature basin mode to the interannual variability of the East Asian summer monsoon ［J］.Climate Dynamics， 45（9-10）： 2697-2711.DOI： 10.1007/s00382-015-2503-7 .
null
Luo Y L， Zhang R H， Qian W M， et al， 2011.Intercomparison of deep convection over the Tibetan Plateau-Asian Monsoon Region and Subtropical North Amercia in boreal summer using CloudSat/CALIPSO Data［J］.Journal of Climate， 24（8）： 2164-2177.DOI： 10.1175/2010JCLI4032.1 .
null
Schneider U， Becker A， Finger P， et al， 2014.GPCC's new land surface precipitation climatology based on quality-controlled in situ data and its role in quantifying the global water cycle［J］.Theoretical and Applied Climatology， 115（S1/2）： 15-40.DOI： 10.1007/s00704-013-0860-x .
null
Watanabe M， Kimoto M， 2000.Atmosphere-ocean thermal coupling in the North Atlantic： A positive feedback［J］.Quarterly Journal of Royal Meteorological Society， 126（570）： 3343-3369.DOI： 10.1256/smsqj.57016 .
null
Wei W， Zhang R H， Wen M， et al， 2015.Interannual variation of the South Asian High and its relation with Indian and East Asian summer monsoon rainfall［J］.Journal of Climate， 28（7）： 2623-2634.DOI： 10.1175/JCLI-D-14-00454.1 .
null
Yanai M， Esbensen S， Chu J H， 1973.Determination of bulk properties of tropical cloud clusters from large-scale heat and moisture budgets［J］.Journal of the Atmospheric Sciences， 30（4）： 611-627.DOI： 10.1175/1520-0469（1973）030<0611： DOBPOT>2.0.CO； 2 .
null
Yanai M， Tomita T， 1998.Seasonal and interannual variability of atmospheric heat sources and moisture sinks as determined from NCEP-NCAR reanalysis［J］.Journal of Climate， 11（3）： 463-482.DOI： 10.1175/1520-0442（1998）011<0463： SAIVOA>2.0.CO； 2 .
null
Zhang C， Tang Q H， Chen D L， 2017.Recent changes in the moisture source of precipitation over the Tibetan Plateau［J］.Journal of Climate， 30（5）： 1807-1819.DOI： 10.1175/jcli-d-15-0842.1 .
null
Zhang F M， Wang C H， Pu Z X， 2019.Genesis of Tibetan Plateau vortex： Roles of surface diabatic and atmospheric condensational latent heating［J］.Journal of Applied Meteorology and Climatology， 58（12）： 2633-2651.DOI： 10.1175/JAMC-D-19-0103.1 .
null
Zhang Q， Wu G X， Qian Y F， 2002.The bimodality of the 100 hPa South Asia High and its relationship to the climate anomaly over East Asia in summer［J］.Journal of the Meteorological Society of Japan， 80（4）： 733-744.DOI： 10.2151/jmsj.80.733 .
null
Zhang W X， Zhou T J， Zhang L X， 2017.Wetting and greening Tibetan Plateau in early summer in recent decades［J］.Journal of Geophysical Research， 122（11）： 5808-5822.DOI： 10.1002/2017JD026468 .
null
岑思弦， 陈文， 胡鹏， 等， 2021.南亚高压演变过程及其变异机制研究进展［J］.高原气象， 40（6）： 1304-1317.DOI： 10.7522/j.issn.1000-0534.2021.zk014 .
null
董一平， 陈权亮， 2010.热带对流活动对川渝地区夏季降水的影响［J］.安徽农业科学， 38（12）： 6329-6332.DOI： 10.3969/j.issn.0517-6611.2010.12.091 .
null
高文良， 郁淑华， 2018.高原涡诱发西南涡伴行个例的环境场与成因分析［J］.高原气象， 37（1）： 54-67.DOI： 10.7522/j.issn. 1000-0534.2017.00020 .
null
黄荣辉， 1985.夏季青藏高原上空热源异常对北半球大气换就异常的作用［J］.气象学报， 43（2）： 208-220.DOI： 10.11676/qxxb1985.026 .
null
黄嘉佑， 1990.气象统计分析与预报方法［M］.北京： 气象出版社， 179-197.
null
黄凌昕， 张帅， 陈婕， 等， 2021.中全新世青藏高原西南部异常高降水机制探讨［J］.高原气象， 40（6）： 1407-1418.DOI： 10.7522/j.issn.1000-0534.2021.zk022 .
null
李生辰， 徐亮， 郭英香， 等， 2007.近34a 青藏高原年降水变化及其分区［J］.中国沙漠， 27（2）： 307-314.DOI： 10.3321/j.issn： 1000-694X.2007.02.024 .
null
林振耀， 赵昕奕， 1996.青藏高原气温降水变化的空间特征［J］.中国科学（地球科学）， 26（4）： 354-358.DOI： 10.1360/zd1996-26-4-354 .
null
钱永甫， 张琼， 张学洪， 2002.南亚高压与我国盛夏气候异常［J］.南京大学学报（自然科学版）， 38（3）： 295-307.DOI： 10.3321/j.issn： 0469-5097.2002.03.004 .
null
孙亦， 巩远发， 2019.印度夏季风影响下的青藏高原降水及环流异常变化特征［J］.成都信息工程大学学报， 34（4）： 411-419.DOI： 10.16836/j.cnki.jcuit.2019.04.014 .
null
陶诗言， 朱福康， 1964.夏季亚洲南部100毫巴流型的变化及其与西太平洋副热带高压进退的关系［J］.气象学报， 34（4）： 385-396.DOI： 10.11676/qxxb1964.039 .
null
汤秋鸿， 刘宇博， 张弛， 等， 2020.青藏高原及其周边地区降水的水汽来源变化研究进展［J］.大气科学学报， 43（6）： 1002-1009.DOI： 10.13878/j.cnki.dqkxxb.20201003001 .
null
吴国雄， 毛江玉， 段安民， 等， 2004.青藏高原影响亚洲夏季气候研究的最新进展［J］.气象学报， 62（5）： 528-540.DOI： 10. 11676/qxxb2004.054 .
null
许建伟， 高艳红， 彭保发， 等， 2020.1979-2016 年青藏高原降水的变化特征及成因分析［J］.高原气象， 39（2）： 234-244.DOI： 10.7522/j.issn.1000-0534.2019.00029 .
null
叶笃正， 高由禧， 1979.青藏高原气象学［M］.北京： 科学出版社， 49-59.
Options
文章导航

/

〈 〉

本系统由北京玛格泰克科技发展有限公司设计开发 技术支持：support@magtech.com.cn