青藏高原土壤湿度对黄河流域夏季降水的影响
土壤温湿度记录仪：ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｔｒｓｆｙｑ．ｃｏｍ／ 记录仪：ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｗｓｇｊｌｙ．ｃｏｍ／
李理，李栋梁
（1.张家口市气象局，张家口，075000；
2.南京信息工程大学，南京，210044） 12
摘要：本文利用NCEP 再分析资料、1958年-2008年黄河流域40个气象点的降水资料研究了青藏高原春季土壤湿度的时空变化规律和黄河流域夏季降水的时空变化规律，并分析了青藏高原春季土壤湿度对黄河流域汛期降水的影响，及其可能机制。结果表明：高原近30a 的土壤湿度有下降的趋势；黄河流域降水也有微弱的下降趋势。高原4月浅层的土壤湿度与黄河中游流域夏季降水有正相关关系。若高原4月浅层土壤偏湿，则副高偏北偏西，东亚地区形成有利于我国夏季出现第Ⅰ类雨型的环流分布形势，我国的东部雨带偏北偏西，使得黄河中游流域降水偏多。
关键词：青藏高原；土壤湿度；黄河流域；夏季降水
1 引言
土壤湿度通过改变地表反照率、热容量和向大气输送的感热、潜热等途径影响气候，被认为是陆面过程中重要的物理量之一。有观点认为，土壤湿度是影响气候变化的仅次于海表温度的第二大因子，而在中高纬，其对气候的影响甚至与海洋相当。青藏高原平均海拔在4000米以上，主体的高度可达对流层中部。这种独特的地形特征不仅使其本身具有独特的高原气候，而且对东亚季风环流和全球的气候都有一定的影响。高原热力作用是影响东亚环流的重要因子，其强度依赖于太阳辐射强度和大气层及地面物质吸收太阳强度的物理属性。这两者又都和环流及天气状态有关，到目前为止，高原上的云量观测和预报依然很困难，相比之下，土壤湿度却是可以观测和预估的。因此，通过土壤湿度状况来探讨高原热力作用及其对亚洲季风和黄河流域降水的影响就具有了一定的优势。
对土壤湿度的各种气候效应的研究发现：土壤湿度的季节性差异对大气的季节变化有着非常重要的作用。有研究者指出[1]，较干的土壤可使后期的较高的气温、较少的降水，湿土壤则相反。多位研究者指出[2]土壤湿度有“记忆”功能。近年的研究发现[3]，对于受地表状况影响显著的半干旱区而言，在季节尺度上土壤湿度对陆——气之间的相互作用起主导作用，偏湿的土壤能产生较多的降水，土壤湿度可以通过影响地表反照率、热容量、陆面植物的生长状况以及蒸发和蒸腾等因子来改变陆——气之间的感热通量、潜热通量、辐射通量和动量通量，从而导致气候不稳定，而土壤湿度的变化也同样会影响土壤本身的热力性质和水文过程，进一步引起气候变化和异常。
据统计，若只考虑全球陆地降水，来自于陆地表面的蒸发的降水占65%，而来自于海洋的水汽输送的只有35% [4]。在20世纪50年代，Namias [5-6]的研究表明，土壤湿度的季节性变化对大气的季节变化有着重要的影响。在20世纪70年代，Walker [7]的敏感性试验得出如下结论：干土壤可以使后期有较高的气温，湿土壤可使后期产生持续的降水。Shukla [8]利用数值模式分别对干、湿土壤的影响作了对比试验，结果发现干、湿土壤对后期降水和气温的影响有较大差异，他们的研究结论认为土壤湿度与大气之间的反馈过程在副热带地区的作用甚至与热带地区海表温度的作用相当。Rowntree 和Bolton [9]、Yeh 等[10]先后通过数值试验证实了土壤湿度异常能产生重要的气候效应。Yeh 等[10]的研究认为，当北半球中纬度地区的土壤达到饱和后，可以影响大尺度的降水，不同纬度带的土壤湿度对后期降水和气温影响的时间尺度不同，它们不仅对本地区的大气状态有着极大的影响，而且影响到了全球范围的大气环流
和气候。此外，最近的研究还表明，土壤湿度还是影响气候可预报性强弱和短期气候预测的重要因素[11~13]。Smith 等[14]、Douville [15]等的研究结果均表明，数值模式对土壤湿度的初始场设置非常敏感，土壤湿度是影响全球和区域季节气候预测的关键因子之一。土壤湿度在短期气候预测，尤其是季节气候预测中具有重要的作用[16-17]。
我国科学家也很早就对土壤湿度对气候影响的研究有所关注[18-19]。但是系统的研究起步较晚。近十年来，一些学者通过数值模拟深入研究了土壤湿度对我国短期气候的影响 [20-25]。土壤湿度在我国短期气候预测中的作用也逐步引起了重视[26-29]。最近，一些学者的研究通过资料对比和诊断分析，揭示了中国区域的土壤湿度变化的一些重要特征，为深入研究土壤湿度对我国气候的影响提供了大量的线索[30-35]。孙丞虎等[36]基于中国土壤湿度站点资料，运用观测资料分析了淮河流域土壤湿度异常与后期气候异常的关系，他们的研究指出各层土壤湿度与前期和同期降水呈显著正相关关系，与约半年后的降水呈负相关关系。左志燕和张人禾[37-38]的研究也揭示了中国东部夏季降水与春季土壤湿度之间的密切联系。这些研究在很大程度上加深人们对于土壤湿度异常对我国气候的影响及其物理机制的认识。
目前，土壤湿度的研究仍有一些制约因素：（1）土壤湿度仍是是气候观测的非常规观测量；（2）土壤湿度的时空变率较大；（3）观测土壤湿度的仪器售价昂贵，不易推广，因而起步较晚，导致多年的资料缺失。
正由于直接观测资料的缺乏，所以在对土壤湿度进行研究时很多时候只能使用间接资料。而间接资料在选择和运用的过程中必然有不合理和失真之处。希望土壤观测技术的发展可以使土壤湿度成为气象观测的常规资料。
黄河流域处于东经95度53分~119度05分北纬32度10分~41度50分之间，东西长约1900千米，南北宽约1100千米，流域面积为79.5万平方千米（见图1）。杨特群等[39]对1951年以来的黄河流域降水资料研究发现黄河流域各区间汛期降水量的年代际变化规律与年降水总量的变化规律大致相同; 朱厚华等[40]指出黄河流域的降水过程有较弱的减少趋势，但也有一定的周期性，短周期为准3年周期，中长周期一般表现为11年和22年左右的周期。
图1 黄河流域图
黄河流域的降水量高度集中于夏季（6-8月），各地夏季降水量占年降水量50%以上。春季降水量不足的地区如河北平原，夏季降水量占年降水量75%左右；山东、山西以及内蒙南部夏季降水量大致占年降水量60-70%，也是显著的夏雨集中地区。而渭河流域由放春秋降水量都较多，夏雨集中现象较为和缓，一般占年降水量40-50%。此外，伊洛河流域约占50%，黄河中上游大致占50-60%。夏季各地的平均降水量，除中上游西北部外都在200毫米以上，山东及河北东北部已达400毫米以上。
黄河流域夏季降水盘高度集中的现象，是东亚环流季节变化的特征所引起的结果。夏季
太平洋副热带高压发展旺盛，其西部的高压脊常仲展至我国东部沿海地区，使暖湿的热带海洋气团可能到达黄河流域各地，尤其中下游广大地区，盛夏时，海洋气团发展也很盛行。极锋的平均位置此时在黄河流域范围内。每当北方或西北方有冷空气入侵本流域时，冷锋附近就能产生范围较广的强大雨区。当冷绛在流域范围内逐渐变为静止锋时，锋区附近更能出现暴雨或大雨带，一次降水量很可观，常在50毫米以上，甚至可以达到100-200毫米以上。
许多研究工作证实了陆面状况对局地、区域甚至全球大气环流和气候特征有着重要影
，响。王万秋[41]、朱乾根[42]、刘永强[2122]等许多学者的研究均表明陆面特征对降水有明显影
响。在对陆面温、湿度观测资料的分析中，汤懋苍等[43]分析了土壤温度与降水的关系，发现0~3.2m的土壤温度与后期降水有很显著的统计相关。马柱国等[44]对不同深度的土壤湿度与降水、气温的研究也表明，无论超前还是滞后，0~1m土壤湿度和气温、降水均有密切关系。从上述研究中可以看出，土壤温湿度因子对后期降水的预报具有很好的指示意义。
目前我国学者对土壤湿度和汛期降水关系的研究，主要集中在东部地区近20多年的土壤湿度观测分析和数值模拟上。这些研究表明，前期土壤湿度与后期气候变化关系密切。本文利用土壤湿度资料和黄河流域降水资料探讨青藏高原春季土壤湿度对黄河流域汛期降水的影响，试图揭示其中的物理过程，为以后的利用青藏高原土壤湿度资料进行气候预测提供一个思路。
黄河流域下游河段、中游的禹门口至潼关河段和三门峡库区、上游的宁蒙河段都存在不同程度的暴雨洪水和凌汛危害。由于下游是举世闻名的地上悬河，洪水危害最为严重。近年来，黄河流域水资源供需矛盾十分突出，缺水断流严重。对黄河流域降水变化趋势特征进行研究分析对于合理规划流域水资源、解决黄河下游断流问题具有重要意义。在黄河流域汛期之前预报出汛期的降水量及降水分布情况，有助于防洪抗旱工作的开展。
2 资料和方法
本文使用的NCEP-DOE Ⅱ再分析资料有：1979-2010年青藏高原两层土壤湿度逐月资料，浅层为0—10cm ，深层为10—100cm 。分辨率2.5°×2.5°；1979-2008年的500hPa 位势高度场月平均资料。
黄河流域降水资料为从全国752个气象站中选取了黄河流域40个气象站1958年-2008年的月平均资料。
主要分析方法有：相关关系分析、t 检验、一元线性回归和小波分析等。
简单相关系数（pearson 相关系数）是描述两个变量线性相关的统计量，一般简称为相关系数或者点相关系数，用r 表示。对原数据求相关系数的公式：
（1）
t检验的公式为：
（2）
t 符合自由度为n-2的t 分布。给定信度α和样本相关系数r ，
根据自由度查出，若
则否定ρ=0，总体相关。反之，则总体非相关。
一元回归处理的是两个变量之间的关系，即一个预报量和一个预报因子之间的关系。
一般来说，对样本量为n 的预报量y 与预报因子x 的一组样本，如果认为y 与x 是一种统计线性关系，预报量的估计量与x 有如下关系：
（3）
a 和b 的计算公式如下：
（4）
3 青藏高原春季土壤湿度特征分析
根据资料，把土壤分为浅层（0—10cm ）与深层（10—100cm ）两层。分别对青藏高原地区4月与5月的浅层和深层土壤湿度进行分析。图2为青藏高原浅层4月土壤湿度的平均气候场，体现了近三十年来青藏高原土壤湿度的空间分布。可以看出，土壤湿度从北向南有递增的趋势。土壤湿度的大值区主要分布在青藏高原的南侧边缘地带。出现这一现象的原因为：此处为喜马拉雅山南麓的迎风坡，水汽在此上升凝结，容易产生降水，从而使得土壤湿度偏高；另外，南侧的纬度较低，此处高原积雪必然会更早的融化，前期融化的雪水也使得此处土壤湿度偏高；再者，土壤湿度大值的分布与青藏高原植被的分布有较好的一致性，此处较高的土壤湿度与植被的水分的保持能力也有一定关系。高原的中部及北部土壤湿度的分布较为平均，各地相差不大，土壤中水分的质量比重基本在0.26左右。土壤湿度的低值区出现在高原西北地区，部分区域的土壤湿度甚至低于0.18。
图2. 1979年—2008年4月青藏高原浅层（0—10cm ）平均土壤湿度空间分布（单位：g/g）
图3为青藏高原浅层5月土壤湿度的平均气候场。分析可知，土壤湿度的大值区主要分布在青藏高原的南侧边缘地带，与四月的分布形态相比有一定的北移趋势。这一现象也进一步证明了，土壤湿度与高原积雪融化，以及植被生长状态的关系；进入5月，随着温度的升高，高原积雪进一步融化，高原边缘也更多的从积雪覆盖下裸露出来；随着夏季的到来，喜马拉雅山南麓的植被不断生长，土壤水分也得以更好的保持。高原的中部及北部土壤湿度的分布仍较为平均，各地相差不大，土壤中水分的质量比重基本在0.24—0.27。
图3. 1979年—2008年，5月青藏高原浅层（0—10cm ）平均土壤湿度空间分布（单位：g/g）
土壤湿度的低值区出现在高原西北地区，部分区域的土壤湿度甚至低于0.15。分析之前提及的影响高原土壤湿度的三个因子可知：这些地区与青藏高原南侧的情况恰恰相反：前期降水较少，高原积雪的融化较少，植被的覆盖程度也较差。
图4. 1979年—2008年，4月青藏高原深层（10—100cm ）平均土壤湿度空间分布（单位：g/g）
图5. 1979年—2008年5月青藏高原深层（10—100cm ）平均土壤湿度空间分布（单位：g/g）
图4为青藏高原深层4月土壤湿度的平均气候场。分析可知，土壤湿度大值区的分布与浅层有较好的一致性。相比之下，深层的土壤湿度比浅层要略大，最大值地区甚至超过了0.39，而浅层的最大值约为0.38。土壤湿度小值区仍位于高原西北地区，但是最小值所
在地区已不在高原上。从整体来看，深层的等值线更加平滑，可见此层的土壤湿度有更好的持续性。另外，从北向南，仍保持了浅层土壤湿度的递增趋势。5月的青藏高原深层土壤湿度的平均气候场。分析图5可知，土壤湿度大值区的分布与同期的浅层大值区分布有较好的一致性。相比之下，深层的土壤湿度比浅层要略大，南侧的最大值甚至超过了0.39，而浅层南侧的最大值约为0.36。土壤湿度小值区仍位于高原西北地区，但是最小值所在地区已位于高原以西北地区。从整体来看，土壤湿度大值区的北移没有浅层那么明显。而且在喜马拉雅山南麓的等值线梯度比浅层的要大，与4月深层有很好的一致性。这些再次体现了此层的土壤湿度有更好的持续性。土壤湿度从北向南递增趋势仍有较好的体现。
图6. 1979年—2008年青藏高原4月浅层平均土壤湿度年纪变化及一元线性回归曲线图（单位：g/g）
图g/g） 由以上分析可知，青藏高原4月浅层的土壤湿度有一定的代表性。以青藏高原浅层土壤湿度为例来分析土壤湿度的年纪变化。青藏高原4月浅层的土壤湿度的最大值出现在1987年，最小年出现在1982年。1979—1988年10年间，土壤湿度有上升的趋势，土壤湿度的年纪变化较大；1989—1998年10年间，土壤湿度相对比较稳定，但是仍有略微的下降趋势；1999—2008年10年间，土壤湿度有明显的下降趋势，年纪变化也变的剧烈。可见，1979—2008年30年间，青藏高原土壤湿度经历了前期不稳定—中期稳定—后期不稳定的过程。由一元线性回归的曲线可以看出，土壤湿度有略微的下降趋势，青藏高原土壤整体上有变干的趋势，可能与全球变暖导致的高原积雪减少有关。深层的土壤总体上要比浅层的土壤湿度干，且年际变化的幅度要大很多（图7）。
图8. 1979年—2008年青藏高原4月浅层平均土壤湿度MK 检验
由UF 曲线可见，自1979年到1996年的17年，青藏高原4月的土壤湿度有一明显的增大趋势，只在1986年有所浮动。1990年这种增大趋势超过显著性水平0.05临界线，表明前17年青藏高原4月土壤湿度的上升趋势是十分显著的。而在1997年到2002年的波动之后，土壤湿度保持了下降趋势。根据UF 和UB 曲线交点的位置，可以分析得出发生了土壤湿度减小的突变现象，突变点是2004年。由此估计未来几年间青藏高原春季的土壤湿度将持续下降的趋势。
4 黄河流域夏季降水特征分析
黄河流域横贯中国东西，大部分区域位于中国的西北部。黄河流域幅员辽阔，地形地貌差别很大。从西到东横跨青藏高原、内蒙古高原、黄土高原和黄淮海平原四个地貌单元。流域地势西高东低，西部河源地区平均海拔在4000m 以上，由一系列高山组成，常年积雪，冰川地貌发育；中部地区海拔在1000—2000m之间，为黄土地貌，水土流失严重；东部主要由黄河冲积平原组成，河道高悬于地面之上，洪水威胁较大。
图9. 1958—2008年黄河流域夏季51年平均降水量空间分布
从1958到2008年的51年间，黄河流域夏季的降水量从东南至西北有明显的递减趋势（图9）。黄河平均夏季降水流域降水最少的地区在甘肃北部与内蒙交接一带，黄河平均降水流域降水最多的地区在山东黄河入海口地区。降水量东多西少，南多北少。这一点是由我国夏季风降水的特性引起的，黄河流域的东南沿海地区是受夏季风影响最大的地区之一，而
西北地区则为东亚夏季风的北边缘带，受到季风的影响较小。壶口地区东部有一小值向南深入，而壶口地区西部有一大值向北深入。
图10. 1979—2008年黄河流域夏季30年平均降水量空间分布
从1979到2008年的30年间，黄河流域夏季的降水量空间分布与1958—2008年51年间的降水量空间分布有很好的一致性，总体上从东南至西北保持了明显的递减趋势（图10）。黄河平均降水流域降水最少的地区在甘肃北部与内蒙交接一带，与51年的平均场分布几乎完全一致；黄河平均降水流域降水最多的地区在山东黄河入海口地区，也几乎没有变化。降水量也是东多西少，南多北少。壶口地区东部仍有一小值向南深入，而壶口地区西部也有一大值向北深入，这一分布特点也得以维持。但是，降水量260mm 线与51年平均场相比明显偏南，320mm 线明显偏北。可见，从1958年开始到2008年的51年间，后30年相对于前21年，壶口—洛阳一带降水量增加，而河口一带降水量减少。
图 11. 1958—2008年黄河流域夏季降水总量的年际变化的小波频谱分析
黄河流域夏季降水总量的年际变化较为剧烈，大体上有先下降后上升的趋势。降水量最大值发生在1958年，降水量的最小值发生在1965年。从黄河流域的夏季平均降水标准化曲
线可以看出，在51年间有略微的下降趋势（图11a ）。由小波频谱分析可知（图11b ），在黄河流域内夏季降水有准3年震荡变化周期。
5 青藏高原春季土壤湿度对黄河流域夏季降水的影响分析
从图12 可以看出30年间青藏高原深层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关性的空间分布：黄河流域大部分地区为负相关，负相关较强的下游流域的中西部、河套地区的中部以及上游大部分地区，但是没有地区通过负相关的显著性检验。相关系数的正值区主要分布在河套南部、壶口以东北地区以及黄河入海口地区，河套南部的部分地区通过了信度为95%的正相关显著性检验。可见，如果青藏高原深层5月的土壤较湿，则黄河流域大部分地区降水较少；如果土壤较干，则黄河流域大部分地区降水较多。从图13 可以看出30年间青藏高原浅层5月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关性的空间分布：河套地区基本上为正相关，河套西南部分地区和汾河流域通过了90%信度检验。其他正相关地区分布在黄河流域下游、甘肃宁夏的黄河以北地区。相关系数的负值区主要分布在黄河流域上游、延安以北的河套地区、三门峡地区以及内蒙部分地区。可见，如果青藏高原浅层4月的土壤较湿，则河套地区降水较多；如果土壤较干，则河套地区降水较少。总体来看，黄河流域正相关区域的面积要大于负相关区域的面积。
图12. 1979—2008年青藏高原深层5月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
从图14 可以看出30年间4月份青藏高原深层平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关性的空间分布：河套地区南部和北部、壶口附近地区以及黄河入海口地区为正相关，河套西南部分地区通过了90%信度检验；相关系数的负值区主要分布在黄河流域上游、河套地区中部、下游出入海口外的大部分地区，其中甘肃部分地区通过了显著性检验。总体来看，青藏高原深层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水为负相关。可见，如果青藏高原浅层4月的土壤较湿，则黄河流域大部分地区降水较少；如果土壤较干，则黄河流域大部分地区降水较多。从图15 可以看出30年间青藏高原浅层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关性的空间分布：河套地区基本上为正相关，河套西南部分地区和汾河流域通过了90%信度检验。其他正相关地区分布在黄河流域下游、甘肃宁夏的黄河以北地区。相关系数的负值区主要分布在黄河流域上游、延安以北的河套地区、三门峡地区以及内蒙部分地区。可见，
图13. 1979—2008年青藏高原浅层5月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
图14. 1979—2008年青藏高原深层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
图15. 1979—2008年青藏高原浅层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
如果青藏高原浅层4月的土壤较湿，则河套地区降水较多；如果土壤较干，则河套地区降水较少。总体来看，黄河流域正相关区域的面积要大于负相关区域的面积。
由图16可以分析青藏高原3月深层的土壤湿度与黄河流域夏季降水的相关性的空间分布，黄河流域大部分地区的夏季降水与3月高原深层的土壤湿度呈负相关，相关性较好的地
区位于河套东部地区和甘肃黄河以北地区，这两个区域的大部分地区都通过了90%的信度
图16. 1979—2008年青藏高原深层3月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
图17. 1979—2008年青藏高原浅层3月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
检验。呈正相关的地区为河套北部地区和黄河入海口地区，其中入海口地区的部分区域通过了90%的信度检验。可见，如果高原3月深层的土壤较湿，黄河流域大部分地区的夏季降水减少；如果高原3月深层的土壤较干，黄河流域大部分地区的夏季降水增加。青藏高原3月浅层的土壤湿度与黄河流域夏季降水的相关性较差，只有极少数几个站点通过了信度为90%的相关性检验。黄河流域大部分地区的夏季降水与3月高原浅层的土壤湿度呈正相关，相关性相对较好的地区位于宁夏黄河以北地区和河套西南地区。呈负相关的地区为河套东部地区和甘肃黄河以北地区。
由于青藏高原的积雪从3月开始消融，到5月基本融化，所以积雪对土壤湿度的影响在4、5月份相对稳定。3月份受积雪融化的影响较大，所以年纪变化较为紊乱。而深层的土壤湿度过多保存了前期土壤湿度的信号，也难以很好的体现土壤湿度本身的变化规律。
6 青藏高原春季土壤湿度影响黄河流域夏季降水的成因分析
为了分析高原4月土壤湿度影响黄河流域夏季降水的物理过程，对青藏高原地区4月浅层土壤湿度求平均，选择5个土壤湿度极大值年（1987年，1990年，1989年，2000年，1988年）和5个极小值年（1982年，2007年，1986年， 2005年，2008），对5月到7月500 hPa
高度场进行合成。图18给出了土壤湿度高值年减低值年合成的5—7月500hPa 高度场的差值与5—7月30年500hPa 平均高度场的对比。
春末初夏（5，6月）是大气环流系统季节转换的时期，反映了东亚地区夏季风建立的过程。从500hPa 位势高度场差值图（图 18）上可以看出，环流图上两个关键地区都有明显的变化：青藏高原上空为正值区，尤其在5月为一正值中心。500hPa 是青藏高原热低压与200hPa 南亚高压的渐变区，此层的位势高度偏高说明南亚高压偏高。另外，副高北部及以西北所在的西太平洋地区也一直处于正值区，且副高以西以北地区的正值要比副高所控制地区的正值更大，所以有利于副高的北移西进。因此，青藏高原春季土壤湿度的大值年的夏季副高位置要比小值年的副高偏北。而此情况下北抬西进的西太平洋副热带高压有利于中国雨带的偏北偏西，造成黄河中游地区降水偏多。
(a)
(d)
(b)
(e)
(c) (f)
图18. 土壤湿度高值年减低值年合成的5—7月500hPa 高度场的差值与5—7月30年500hPa 平均高度
场的对比
(a)5月500hPa 高度场的差值(b)6月500hPa 高度场的差值(c)7月500hPa 高度场的差值
(d)5月500hPa 平均高度场 (e) 6月500hPa 平均高度场 (f) 7月500hPa 平均高度场
春季青藏土壤湿度大值年(图19a) , 黄河上游地区处于低层( 850hPa)气旋环流的东北部，对应高层(150hPa)辐合；黄河中游地区处于低层偏南暖湿气流与西北冷气流的交界处； 对应高层(150hPa)散度值大于零表示辐散，低层辐合高层辐散的上升运动有利于此处降水的产生, 并且低层的偏南气流也为降水天气的发生提供了有利的水汽条件；下游地区处于低层( 850hPa)反气旋环流的西北侧，高层(150hPa)辐散。在低值年(图19b) ,风场的形势变化较小，但是黄河流域高层的散度显著减弱。总体来看，黄河中上游地区低层(850hPa)一直处在偏南气流与西北气流的交汇处，土壤湿度大值年的黄河中游地区低层(850hPa)偏南气流比小值年更强，且高层 (150hPa)的辐散更强，所以有利于降水的异常偏多。这种环流形势在一定程度上解释了青藏高原土壤湿度大值年河套地区降水偏多; 小值年河套地区降水偏少的这种特点。
(a)
(b)
图 19. 土壤湿度正异常年( a)和负异常年( b) 夏季( 6- 8月) 850 hPa风场和150 hPa 散度距平合成场(矢量表
示850hPa 风场, 单位: m / s; 阴影区表示150 hPa散度场, 单位: 10- 7 s- 1 )
7 结果和讨论
(1)青藏高原春季土壤湿度30年来有下降趋势；各层的土壤湿度高值区均分布在高原南侧，由南向北有明显的下降趋势；浅层土壤湿度的高值区从3月到5月会不断北移；深层的
土壤湿度较为稳定，保持了较多的前期信号。
(2)黄河流域夏季降水30年来有略微的下降趋势，近30年相比于更早的20年降水量有所增加；降水量从黄河流域东南到西北有逐渐减少的趋势；夏季降水量有准3年的周期震荡。
(3)青藏高原4月份的浅层土壤湿度与黄河流域降水的相关性最好，相关性最好的区域在河套地区。3月份青藏高原土壤湿度与黄河流域降水的相关性最差。春季土壤湿度对黄河流域汛期降水的影响的物理机制为：若4月高原浅层土壤偏湿，则高原表面的加热作用减弱，通过环流使得5月-7月副高位置偏西偏北，东亚地区形成有利于我国夏季出现第Ⅰ类雨型的环流分布形势，使我国的东部雨带偏北，另外，低层的偏南风水汽输送会有所增强，高层的辐散显著增强，使得黄河流域总体降水偏多。
本文的研究仍存在一些不足，资料采用的是土壤湿度NCEP-DOE Reanalysis 2再分析资料，该资料与观测资料相比仍存在一定的偏差，还需进一步证实此套资料的代表性；本文的结论是通过对资料的诊断分析得到的，需用数值试验来进一步加以验证。
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Impacts of Spring Soil Moisture over the Tibetan Plateau on
Summer Precipitation of the Yellow River Basin
Li Li
( Department of Atmospheric Sciences, NUIST ,Nanjing 210044)
Abstract
After the study about the spatial and temporal variations of the Tibetan Plateau in spring soil moisture and precipitation in the Yellow River each summer by using statistical methods, I start the explore of the impacts of spring soil moisture over the Tibetan Plateau on Summer Precipitation of the Yellow River Basin and its physical mechanism. Results show that if the plateau of shallow soil wet in April, the late spring to early summer the plateau surface evaporation, latent heat flux increased, while the sensible heat flux, surface temperature decreased, weakening the role of the plateau surface of the heating and circulation system of partial late seasonal change ,And the subtropical high goes north west, the East Asian region is conducive to the formation of the first class Ⅰ of the summer rainfall pattern appears in the circulation distribution of the situation, the rain belt north of the east west, making the middle Yellow River basin precipitation above normal. Key words: Tibetan Plateau; Soil moisture; the Yellow River basin; Summer Precipitation
青藏高原土壤湿度对黄河流域夏季降水的影响
土壤温湿度记录仪：ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｔｒｓｆｙｑ．ｃｏｍ／ 记录仪：ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｗｓｇｊｌｙ．ｃｏｍ／
李理，李栋梁
（1.张家口市气象局，张家口，075000；
2.南京信息工程大学，南京，210044） 12
摘要：本文利用NCEP 再分析资料、1958年-2008年黄河流域40个气象点的降水资料研究了青藏高原春季土壤湿度的时空变化规律和黄河流域夏季降水的时空变化规律，并分析了青藏高原春季土壤湿度对黄河流域汛期降水的影响，及其可能机制。结果表明：高原近30a 的土壤湿度有下降的趋势；黄河流域降水也有微弱的下降趋势。高原4月浅层的土壤湿度与黄河中游流域夏季降水有正相关关系。若高原4月浅层土壤偏湿，则副高偏北偏西，东亚地区形成有利于我国夏季出现第Ⅰ类雨型的环流分布形势，我国的东部雨带偏北偏西，使得黄河中游流域降水偏多。
关键词：青藏高原；土壤湿度；黄河流域；夏季降水
1 引言
土壤湿度通过改变地表反照率、热容量和向大气输送的感热、潜热等途径影响气候，被认为是陆面过程中重要的物理量之一。有观点认为，土壤湿度是影响气候变化的仅次于海表温度的第二大因子，而在中高纬，其对气候的影响甚至与海洋相当。青藏高原平均海拔在4000米以上，主体的高度可达对流层中部。这种独特的地形特征不仅使其本身具有独特的高原气候，而且对东亚季风环流和全球的气候都有一定的影响。高原热力作用是影响东亚环流的重要因子，其强度依赖于太阳辐射强度和大气层及地面物质吸收太阳强度的物理属性。这两者又都和环流及天气状态有关，到目前为止，高原上的云量观测和预报依然很困难，相比之下，土壤湿度却是可以观测和预估的。因此，通过土壤湿度状况来探讨高原热力作用及其对亚洲季风和黄河流域降水的影响就具有了一定的优势。
对土壤湿度的各种气候效应的研究发现：土壤湿度的季节性差异对大气的季节变化有着非常重要的作用。有研究者指出[1]，较干的土壤可使后期的较高的气温、较少的降水，湿土壤则相反。多位研究者指出[2]土壤湿度有“记忆”功能。近年的研究发现[3]，对于受地表状况影响显著的半干旱区而言，在季节尺度上土壤湿度对陆——气之间的相互作用起主导作用，偏湿的土壤能产生较多的降水，土壤湿度可以通过影响地表反照率、热容量、陆面植物的生长状况以及蒸发和蒸腾等因子来改变陆——气之间的感热通量、潜热通量、辐射通量和动量通量，从而导致气候不稳定，而土壤湿度的变化也同样会影响土壤本身的热力性质和水文过程，进一步引起气候变化和异常。
据统计，若只考虑全球陆地降水，来自于陆地表面的蒸发的降水占65%，而来自于海洋的水汽输送的只有35% [4]。在20世纪50年代，Namias [5-6]的研究表明，土壤湿度的季节性变化对大气的季节变化有着重要的影响。在20世纪70年代，Walker [7]的敏感性试验得出如下结论：干土壤可以使后期有较高的气温，湿土壤可使后期产生持续的降水。Shukla [8]利用数值模式分别对干、湿土壤的影响作了对比试验，结果发现干、湿土壤对后期降水和气温的影响有较大差异，他们的研究结论认为土壤湿度与大气之间的反馈过程在副热带地区的作用甚至与热带地区海表温度的作用相当。Rowntree 和Bolton [9]、Yeh 等[10]先后通过数值试验证实了土壤湿度异常能产生重要的气候效应。Yeh 等[10]的研究认为，当北半球中纬度地区的土壤达到饱和后，可以影响大尺度的降水，不同纬度带的土壤湿度对后期降水和气温影响的时间尺度不同，它们不仅对本地区的大气状态有着极大的影响，而且影响到了全球范围的大气环流
和气候。此外，最近的研究还表明，土壤湿度还是影响气候可预报性强弱和短期气候预测的重要因素[11~13]。Smith 等[14]、Douville [15]等的研究结果均表明，数值模式对土壤湿度的初始场设置非常敏感，土壤湿度是影响全球和区域季节气候预测的关键因子之一。土壤湿度在短期气候预测，尤其是季节气候预测中具有重要的作用[16-17]。
我国科学家也很早就对土壤湿度对气候影响的研究有所关注[18-19]。但是系统的研究起步较晚。近十年来，一些学者通过数值模拟深入研究了土壤湿度对我国短期气候的影响 [20-25]。土壤湿度在我国短期气候预测中的作用也逐步引起了重视[26-29]。最近，一些学者的研究通过资料对比和诊断分析，揭示了中国区域的土壤湿度变化的一些重要特征，为深入研究土壤湿度对我国气候的影响提供了大量的线索[30-35]。孙丞虎等[36]基于中国土壤湿度站点资料，运用观测资料分析了淮河流域土壤湿度异常与后期气候异常的关系，他们的研究指出各层土壤湿度与前期和同期降水呈显著正相关关系，与约半年后的降水呈负相关关系。左志燕和张人禾[37-38]的研究也揭示了中国东部夏季降水与春季土壤湿度之间的密切联系。这些研究在很大程度上加深人们对于土壤湿度异常对我国气候的影响及其物理机制的认识。
目前，土壤湿度的研究仍有一些制约因素：（1）土壤湿度仍是是气候观测的非常规观测量；（2）土壤湿度的时空变率较大；（3）观测土壤湿度的仪器售价昂贵，不易推广，因而起步较晚，导致多年的资料缺失。
正由于直接观测资料的缺乏，所以在对土壤湿度进行研究时很多时候只能使用间接资料。而间接资料在选择和运用的过程中必然有不合理和失真之处。希望土壤观测技术的发展可以使土壤湿度成为气象观测的常规资料。
黄河流域处于东经95度53分~119度05分北纬32度10分~41度50分之间，东西长约1900千米，南北宽约1100千米，流域面积为79.5万平方千米（见图1）。杨特群等[39]对1951年以来的黄河流域降水资料研究发现黄河流域各区间汛期降水量的年代际变化规律与年降水总量的变化规律大致相同; 朱厚华等[40]指出黄河流域的降水过程有较弱的减少趋势，但也有一定的周期性，短周期为准3年周期，中长周期一般表现为11年和22年左右的周期。
图1 黄河流域图
黄河流域的降水量高度集中于夏季（6-8月），各地夏季降水量占年降水量50%以上。春季降水量不足的地区如河北平原，夏季降水量占年降水量75%左右；山东、山西以及内蒙南部夏季降水量大致占年降水量60-70%，也是显著的夏雨集中地区。而渭河流域由放春秋降水量都较多，夏雨集中现象较为和缓，一般占年降水量40-50%。此外，伊洛河流域约占50%，黄河中上游大致占50-60%。夏季各地的平均降水量，除中上游西北部外都在200毫米以上，山东及河北东北部已达400毫米以上。
黄河流域夏季降水盘高度集中的现象，是东亚环流季节变化的特征所引起的结果。夏季
太平洋副热带高压发展旺盛，其西部的高压脊常仲展至我国东部沿海地区，使暖湿的热带海洋气团可能到达黄河流域各地，尤其中下游广大地区，盛夏时，海洋气团发展也很盛行。极锋的平均位置此时在黄河流域范围内。每当北方或西北方有冷空气入侵本流域时，冷锋附近就能产生范围较广的强大雨区。当冷绛在流域范围内逐渐变为静止锋时，锋区附近更能出现暴雨或大雨带，一次降水量很可观，常在50毫米以上，甚至可以达到100-200毫米以上。
许多研究工作证实了陆面状况对局地、区域甚至全球大气环流和气候特征有着重要影
，响。王万秋[41]、朱乾根[42]、刘永强[2122]等许多学者的研究均表明陆面特征对降水有明显影
响。在对陆面温、湿度观测资料的分析中，汤懋苍等[43]分析了土壤温度与降水的关系，发现0~3.2m的土壤温度与后期降水有很显著的统计相关。马柱国等[44]对不同深度的土壤湿度与降水、气温的研究也表明，无论超前还是滞后，0~1m土壤湿度和气温、降水均有密切关系。从上述研究中可以看出，土壤温湿度因子对后期降水的预报具有很好的指示意义。
目前我国学者对土壤湿度和汛期降水关系的研究，主要集中在东部地区近20多年的土壤湿度观测分析和数值模拟上。这些研究表明，前期土壤湿度与后期气候变化关系密切。本文利用土壤湿度资料和黄河流域降水资料探讨青藏高原春季土壤湿度对黄河流域汛期降水的影响，试图揭示其中的物理过程，为以后的利用青藏高原土壤湿度资料进行气候预测提供一个思路。
黄河流域下游河段、中游的禹门口至潼关河段和三门峡库区、上游的宁蒙河段都存在不同程度的暴雨洪水和凌汛危害。由于下游是举世闻名的地上悬河，洪水危害最为严重。近年来，黄河流域水资源供需矛盾十分突出，缺水断流严重。对黄河流域降水变化趋势特征进行研究分析对于合理规划流域水资源、解决黄河下游断流问题具有重要意义。在黄河流域汛期之前预报出汛期的降水量及降水分布情况，有助于防洪抗旱工作的开展。
2 资料和方法
本文使用的NCEP-DOE Ⅱ再分析资料有：1979-2010年青藏高原两层土壤湿度逐月资料，浅层为0—10cm ，深层为10—100cm 。分辨率2.5°×2.5°；1979-2008年的500hPa 位势高度场月平均资料。
黄河流域降水资料为从全国752个气象站中选取了黄河流域40个气象站1958年-2008年的月平均资料。
主要分析方法有：相关关系分析、t 检验、一元线性回归和小波分析等。
简单相关系数（pearson 相关系数）是描述两个变量线性相关的统计量，一般简称为相关系数或者点相关系数，用r 表示。对原数据求相关系数的公式：
（1）
t检验的公式为：
（2）
t 符合自由度为n-2的t 分布。给定信度α和样本相关系数r ，
根据自由度查出，若
则否定ρ=0，总体相关。反之，则总体非相关。
一元回归处理的是两个变量之间的关系，即一个预报量和一个预报因子之间的关系。
一般来说，对样本量为n 的预报量y 与预报因子x 的一组样本，如果认为y 与x 是一种统计线性关系，预报量的估计量与x 有如下关系：
（3）
a 和b 的计算公式如下：
（4）
3 青藏高原春季土壤湿度特征分析
根据资料，把土壤分为浅层（0—10cm ）与深层（10—100cm ）两层。分别对青藏高原地区4月与5月的浅层和深层土壤湿度进行分析。图2为青藏高原浅层4月土壤湿度的平均气候场，体现了近三十年来青藏高原土壤湿度的空间分布。可以看出，土壤湿度从北向南有递增的趋势。土壤湿度的大值区主要分布在青藏高原的南侧边缘地带。出现这一现象的原因为：此处为喜马拉雅山南麓的迎风坡，水汽在此上升凝结，容易产生降水，从而使得土壤湿度偏高；另外，南侧的纬度较低，此处高原积雪必然会更早的融化，前期融化的雪水也使得此处土壤湿度偏高；再者，土壤湿度大值的分布与青藏高原植被的分布有较好的一致性，此处较高的土壤湿度与植被的水分的保持能力也有一定关系。高原的中部及北部土壤湿度的分布较为平均，各地相差不大，土壤中水分的质量比重基本在0.26左右。土壤湿度的低值区出现在高原西北地区，部分区域的土壤湿度甚至低于0.18。
图2. 1979年—2008年4月青藏高原浅层（0—10cm ）平均土壤湿度空间分布（单位：g/g）
图3为青藏高原浅层5月土壤湿度的平均气候场。分析可知，土壤湿度的大值区主要分布在青藏高原的南侧边缘地带，与四月的分布形态相比有一定的北移趋势。这一现象也进一步证明了，土壤湿度与高原积雪融化，以及植被生长状态的关系；进入5月，随着温度的升高，高原积雪进一步融化，高原边缘也更多的从积雪覆盖下裸露出来；随着夏季的到来，喜马拉雅山南麓的植被不断生长，土壤水分也得以更好的保持。高原的中部及北部土壤湿度的分布仍较为平均，各地相差不大，土壤中水分的质量比重基本在0.24—0.27。
图3. 1979年—2008年，5月青藏高原浅层（0—10cm ）平均土壤湿度空间分布（单位：g/g）
土壤湿度的低值区出现在高原西北地区，部分区域的土壤湿度甚至低于0.15。分析之前提及的影响高原土壤湿度的三个因子可知：这些地区与青藏高原南侧的情况恰恰相反：前期降水较少，高原积雪的融化较少，植被的覆盖程度也较差。
图4. 1979年—2008年，4月青藏高原深层（10—100cm ）平均土壤湿度空间分布（单位：g/g）
图5. 1979年—2008年5月青藏高原深层（10—100cm ）平均土壤湿度空间分布（单位：g/g）
图4为青藏高原深层4月土壤湿度的平均气候场。分析可知，土壤湿度大值区的分布与浅层有较好的一致性。相比之下，深层的土壤湿度比浅层要略大，最大值地区甚至超过了0.39，而浅层的最大值约为0.38。土壤湿度小值区仍位于高原西北地区，但是最小值所
在地区已不在高原上。从整体来看，深层的等值线更加平滑，可见此层的土壤湿度有更好的持续性。另外，从北向南，仍保持了浅层土壤湿度的递增趋势。5月的青藏高原深层土壤湿度的平均气候场。分析图5可知，土壤湿度大值区的分布与同期的浅层大值区分布有较好的一致性。相比之下，深层的土壤湿度比浅层要略大，南侧的最大值甚至超过了0.39，而浅层南侧的最大值约为0.36。土壤湿度小值区仍位于高原西北地区，但是最小值所在地区已位于高原以西北地区。从整体来看，土壤湿度大值区的北移没有浅层那么明显。而且在喜马拉雅山南麓的等值线梯度比浅层的要大，与4月深层有很好的一致性。这些再次体现了此层的土壤湿度有更好的持续性。土壤湿度从北向南递增趋势仍有较好的体现。
图6. 1979年—2008年青藏高原4月浅层平均土壤湿度年纪变化及一元线性回归曲线图（单位：g/g）
图g/g） 由以上分析可知，青藏高原4月浅层的土壤湿度有一定的代表性。以青藏高原浅层土壤湿度为例来分析土壤湿度的年纪变化。青藏高原4月浅层的土壤湿度的最大值出现在1987年，最小年出现在1982年。1979—1988年10年间，土壤湿度有上升的趋势，土壤湿度的年纪变化较大；1989—1998年10年间，土壤湿度相对比较稳定，但是仍有略微的下降趋势；1999—2008年10年间，土壤湿度有明显的下降趋势，年纪变化也变的剧烈。可见，1979—2008年30年间，青藏高原土壤湿度经历了前期不稳定—中期稳定—后期不稳定的过程。由一元线性回归的曲线可以看出，土壤湿度有略微的下降趋势，青藏高原土壤整体上有变干的趋势，可能与全球变暖导致的高原积雪减少有关。深层的土壤总体上要比浅层的土壤湿度干，且年际变化的幅度要大很多（图7）。
图8. 1979年—2008年青藏高原4月浅层平均土壤湿度MK 检验
由UF 曲线可见，自1979年到1996年的17年，青藏高原4月的土壤湿度有一明显的增大趋势，只在1986年有所浮动。1990年这种增大趋势超过显著性水平0.05临界线，表明前17年青藏高原4月土壤湿度的上升趋势是十分显著的。而在1997年到2002年的波动之后，土壤湿度保持了下降趋势。根据UF 和UB 曲线交点的位置，可以分析得出发生了土壤湿度减小的突变现象，突变点是2004年。由此估计未来几年间青藏高原春季的土壤湿度将持续下降的趋势。
4 黄河流域夏季降水特征分析
黄河流域横贯中国东西，大部分区域位于中国的西北部。黄河流域幅员辽阔，地形地貌差别很大。从西到东横跨青藏高原、内蒙古高原、黄土高原和黄淮海平原四个地貌单元。流域地势西高东低，西部河源地区平均海拔在4000m 以上，由一系列高山组成，常年积雪，冰川地貌发育；中部地区海拔在1000—2000m之间，为黄土地貌，水土流失严重；东部主要由黄河冲积平原组成，河道高悬于地面之上，洪水威胁较大。
图9. 1958—2008年黄河流域夏季51年平均降水量空间分布
从1958到2008年的51年间，黄河流域夏季的降水量从东南至西北有明显的递减趋势（图9）。黄河平均夏季降水流域降水最少的地区在甘肃北部与内蒙交接一带，黄河平均降水流域降水最多的地区在山东黄河入海口地区。降水量东多西少，南多北少。这一点是由我国夏季风降水的特性引起的，黄河流域的东南沿海地区是受夏季风影响最大的地区之一，而
西北地区则为东亚夏季风的北边缘带，受到季风的影响较小。壶口地区东部有一小值向南深入，而壶口地区西部有一大值向北深入。
图10. 1979—2008年黄河流域夏季30年平均降水量空间分布
从1979到2008年的30年间，黄河流域夏季的降水量空间分布与1958—2008年51年间的降水量空间分布有很好的一致性，总体上从东南至西北保持了明显的递减趋势（图10）。黄河平均降水流域降水最少的地区在甘肃北部与内蒙交接一带，与51年的平均场分布几乎完全一致；黄河平均降水流域降水最多的地区在山东黄河入海口地区，也几乎没有变化。降水量也是东多西少，南多北少。壶口地区东部仍有一小值向南深入，而壶口地区西部也有一大值向北深入，这一分布特点也得以维持。但是，降水量260mm 线与51年平均场相比明显偏南，320mm 线明显偏北。可见，从1958年开始到2008年的51年间，后30年相对于前21年，壶口—洛阳一带降水量增加，而河口一带降水量减少。
图 11. 1958—2008年黄河流域夏季降水总量的年际变化的小波频谱分析
黄河流域夏季降水总量的年际变化较为剧烈，大体上有先下降后上升的趋势。降水量最大值发生在1958年，降水量的最小值发生在1965年。从黄河流域的夏季平均降水标准化曲
线可以看出，在51年间有略微的下降趋势（图11a ）。由小波频谱分析可知（图11b ），在黄河流域内夏季降水有准3年震荡变化周期。
5 青藏高原春季土壤湿度对黄河流域夏季降水的影响分析
从图12 可以看出30年间青藏高原深层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关性的空间分布：黄河流域大部分地区为负相关，负相关较强的下游流域的中西部、河套地区的中部以及上游大部分地区，但是没有地区通过负相关的显著性检验。相关系数的正值区主要分布在河套南部、壶口以东北地区以及黄河入海口地区，河套南部的部分地区通过了信度为95%的正相关显著性检验。可见，如果青藏高原深层5月的土壤较湿，则黄河流域大部分地区降水较少；如果土壤较干，则黄河流域大部分地区降水较多。从图13 可以看出30年间青藏高原浅层5月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关性的空间分布：河套地区基本上为正相关，河套西南部分地区和汾河流域通过了90%信度检验。其他正相关地区分布在黄河流域下游、甘肃宁夏的黄河以北地区。相关系数的负值区主要分布在黄河流域上游、延安以北的河套地区、三门峡地区以及内蒙部分地区。可见，如果青藏高原浅层4月的土壤较湿，则河套地区降水较多；如果土壤较干，则河套地区降水较少。总体来看，黄河流域正相关区域的面积要大于负相关区域的面积。
图12. 1979—2008年青藏高原深层5月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
从图14 可以看出30年间4月份青藏高原深层平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关性的空间分布：河套地区南部和北部、壶口附近地区以及黄河入海口地区为正相关，河套西南部分地区通过了90%信度检验；相关系数的负值区主要分布在黄河流域上游、河套地区中部、下游出入海口外的大部分地区，其中甘肃部分地区通过了显著性检验。总体来看，青藏高原深层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水为负相关。可见，如果青藏高原浅层4月的土壤较湿，则黄河流域大部分地区降水较少；如果土壤较干，则黄河流域大部分地区降水较多。从图15 可以看出30年间青藏高原浅层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关性的空间分布：河套地区基本上为正相关，河套西南部分地区和汾河流域通过了90%信度检验。其他正相关地区分布在黄河流域下游、甘肃宁夏的黄河以北地区。相关系数的负值区主要分布在黄河流域上游、延安以北的河套地区、三门峡地区以及内蒙部分地区。可见，
图13. 1979—2008年青藏高原浅层5月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
图14. 1979—2008年青藏高原深层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
图15. 1979—2008年青藏高原浅层4月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
如果青藏高原浅层4月的土壤较湿，则河套地区降水较多；如果土壤较干，则河套地区降水较少。总体来看，黄河流域正相关区域的面积要大于负相关区域的面积。
由图16可以分析青藏高原3月深层的土壤湿度与黄河流域夏季降水的相关性的空间分布，黄河流域大部分地区的夏季降水与3月高原深层的土壤湿度呈负相关，相关性较好的地
区位于河套东部地区和甘肃黄河以北地区，这两个区域的大部分地区都通过了90%的信度
图16. 1979—2008年青藏高原深层3月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
图17. 1979—2008年青藏高原浅层3月平均土壤湿度与黄河流域夏季降水相关分布
阴影区表示通过90%的信度检验
检验。呈正相关的地区为河套北部地区和黄河入海口地区，其中入海口地区的部分区域通过了90%的信度检验。可见，如果高原3月深层的土壤较湿，黄河流域大部分地区的夏季降水减少；如果高原3月深层的土壤较干，黄河流域大部分地区的夏季降水增加。青藏高原3月浅层的土壤湿度与黄河流域夏季降水的相关性较差，只有极少数几个站点通过了信度为90%的相关性检验。黄河流域大部分地区的夏季降水与3月高原浅层的土壤湿度呈正相关，相关性相对较好的地区位于宁夏黄河以北地区和河套西南地区。呈负相关的地区为河套东部地区和甘肃黄河以北地区。
由于青藏高原的积雪从3月开始消融，到5月基本融化，所以积雪对土壤湿度的影响在4、5月份相对稳定。3月份受积雪融化的影响较大，所以年纪变化较为紊乱。而深层的土壤湿度过多保存了前期土壤湿度的信号，也难以很好的体现土壤湿度本身的变化规律。
6 青藏高原春季土壤湿度影响黄河流域夏季降水的成因分析
为了分析高原4月土壤湿度影响黄河流域夏季降水的物理过程，对青藏高原地区4月浅层土壤湿度求平均，选择5个土壤湿度极大值年（1987年，1990年，1989年，2000年，1988年）和5个极小值年（1982年，2007年，1986年， 2005年，2008），对5月到7月500 hPa
高度场进行合成。图18给出了土壤湿度高值年减低值年合成的5—7月500hPa 高度场的差值与5—7月30年500hPa 平均高度场的对比。
春末初夏（5，6月）是大气环流系统季节转换的时期，反映了东亚地区夏季风建立的过程。从500hPa 位势高度场差值图（图 18）上可以看出，环流图上两个关键地区都有明显的变化：青藏高原上空为正值区，尤其在5月为一正值中心。500hPa 是青藏高原热低压与200hPa 南亚高压的渐变区，此层的位势高度偏高说明南亚高压偏高。另外，副高北部及以西北所在的西太平洋地区也一直处于正值区，且副高以西以北地区的正值要比副高所控制地区的正值更大，所以有利于副高的北移西进。因此，青藏高原春季土壤湿度的大值年的夏季副高位置要比小值年的副高偏北。而此情况下北抬西进的西太平洋副热带高压有利于中国雨带的偏北偏西，造成黄河中游地区降水偏多。
(a)
(d)
(b)
(e)
(c) (f)
图18. 土壤湿度高值年减低值年合成的5—7月500hPa 高度场的差值与5—7月30年500hPa 平均高度
场的对比
(a)5月500hPa 高度场的差值(b)6月500hPa 高度场的差值(c)7月500hPa 高度场的差值
(d)5月500hPa 平均高度场 (e) 6月500hPa 平均高度场 (f) 7月500hPa 平均高度场
春季青藏土壤湿度大值年(图19a) , 黄河上游地区处于低层( 850hPa)气旋环流的东北部，对应高层(150hPa)辐合；黄河中游地区处于低层偏南暖湿气流与西北冷气流的交界处； 对应高层(150hPa)散度值大于零表示辐散，低层辐合高层辐散的上升运动有利于此处降水的产生, 并且低层的偏南气流也为降水天气的发生提供了有利的水汽条件；下游地区处于低层( 850hPa)反气旋环流的西北侧，高层(150hPa)辐散。在低值年(图19b) ,风场的形势变化较小，但是黄河流域高层的散度显著减弱。总体来看，黄河中上游地区低层(850hPa)一直处在偏南气流与西北气流的交汇处，土壤湿度大值年的黄河中游地区低层(850hPa)偏南气流比小值年更强，且高层 (150hPa)的辐散更强，所以有利于降水的异常偏多。这种环流形势在一定程度上解释了青藏高原土壤湿度大值年河套地区降水偏多; 小值年河套地区降水偏少的这种特点。
(a)
(b)
图 19. 土壤湿度正异常年( a)和负异常年( b) 夏季( 6- 8月) 850 hPa风场和150 hPa 散度距平合成场(矢量表
示850hPa 风场, 单位: m / s; 阴影区表示150 hPa散度场, 单位: 10- 7 s- 1 )
7 结果和讨论
(1)青藏高原春季土壤湿度30年来有下降趋势；各层的土壤湿度高值区均分布在高原南侧，由南向北有明显的下降趋势；浅层土壤湿度的高值区从3月到5月会不断北移；深层的
土壤湿度较为稳定，保持了较多的前期信号。
(2)黄河流域夏季降水30年来有略微的下降趋势，近30年相比于更早的20年降水量有所增加；降水量从黄河流域东南到西北有逐渐减少的趋势；夏季降水量有准3年的周期震荡。
(3)青藏高原4月份的浅层土壤湿度与黄河流域降水的相关性最好，相关性最好的区域在河套地区。3月份青藏高原土壤湿度与黄河流域降水的相关性最差。春季土壤湿度对黄河流域汛期降水的影响的物理机制为：若4月高原浅层土壤偏湿，则高原表面的加热作用减弱，通过环流使得5月-7月副高位置偏西偏北，东亚地区形成有利于我国夏季出现第Ⅰ类雨型的环流分布形势，使我国的东部雨带偏北，另外，低层的偏南风水汽输送会有所增强，高层的辐散显著增强，使得黄河流域总体降水偏多。
本文的研究仍存在一些不足，资料采用的是土壤湿度NCEP-DOE Reanalysis 2再分析资料，该资料与观测资料相比仍存在一定的偏差，还需进一步证实此套资料的代表性；本文的结论是通过对资料的诊断分析得到的，需用数值试验来进一步加以验证。
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Impacts of Spring Soil Moisture over the Tibetan Plateau on
Summer Precipitation of the Yellow River Basin
Li Li
( Department of Atmospheric Sciences, NUIST ,Nanjing 210044)
Abstract
After the study about the spatial and temporal variations of the Tibetan Plateau in spring soil moisture and precipitation in the Yellow River each summer by using statistical methods, I start the explore of the impacts of spring soil moisture over the Tibetan Plateau on Summer Precipitation of the Yellow River Basin and its physical mechanism. Results show that if the plateau of shallow soil wet in April, the late spring to early summer the plateau surface evaporation, latent heat flux increased, while the sensible heat flux, surface temperature decreased, weakening the role of the plateau surface of the heating and circulation system of partial late seasonal change ,And the subtropical high goes north west, the East Asian region is conducive to the formation of the first class Ⅰ of the summer rainfall pattern appears in the circulation distribution of the situation, the rain belt north of the east west, making the middle Yellow River basin precipitation above normal. Key words: Tibetan Plateau; Soil moisture; the Yellow River basin; Summer Precipitation