Page 244 - 《高原气象》2022年第1期
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高 原 气 象 41 卷
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王毅荣和吕世华（2008）通过研究指出黄土高原在 2 资料来源和方法介绍
夏季存在着西部湿润化，东部干旱化特征。干旱在
2. 1 研究区域
黄土高原东北部对降水异常的响应最为敏感，暴雨
黄土高原因其覆盖深厚的黄土、强烈的水土流
则在黄土高原中部表现出最为复杂的非线性机制，
失、独特的黄土塬、梁、峁地貌类型、以及中国悠
而在西北部和东南部地区则相对简单。
久历史渊源而著名。黄土高原地理范围为太行山
降水的多寡往往与环流形势的异常变化密切
以西、日月山以东，秦岭以北、阴山以南地区，面
相关，黄土高原地处温和半湿润气候区向温和半干
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积达 62. 46×10 km ，包括山西省、宁夏回族自治区
旱、温和干旱气候区的过渡地带，与其降水变化相
的全部，陕西省、河南省、甘肃省、青海省和内蒙
关的大气环流更为复杂多变（张宏芳等，2020；王
古自治区的部分地域（王正兴，2017）。
雅琦等，2020）。近半个世纪以来，季风边缘最北
2. 2 资料来源
位置呈现南退趋势，黄土高原气候干燥度对季风最
所用降水资料为国家气象信息中心整编的中
北边缘进退表现出显著和稳定的响应（张红丽和张
国地面气候资料日值数据集（V3. 0）中的逐日降水
强，2016）。赵阳等（2016）指出整层水汽输送及环 资料。为保证数据质量，剔除了累计缺测日数超过
流结构对中国东部暴雨高频区南北位移格局变动 60 天的站点，最终选取了 64 个站 1961-2016 年的
有显著影响效应。蔡英等（2015）曾在诊断分析和 逐日降水资料［图 1，该图及文中所涉及地图基于全
先前数值模拟基础上，指出西北内陆干旱区夏季降 球变化科学研究数据出版系统网站下载的黄土高
水的主要水汽源地在东南沿海一带，谓之“三支气 原地图制作，底图无修改］。文中所用再分析资料
流+两个中转站的三棒接力”式水汽输送模型是夏 为美国气象环境预报中心（NCEP）和美国国家大气
季输向西北内陆旱区的主要水汽输送通道。除季 研究中心（NCAR）联合提供的同期逐月再分析资
风影响外，黄土高原区域性暴雨事件在 1977 年出 料，水平分辨率为 2. 5°×2. 5°，要素包括位势高度、
现的突变性减少，还被发现与副高和青藏高压等天 气温、水平风速、垂直风速和比湿等。
气系统的位置关系密切。当西太平洋副热带高压
偏强，亚洲中高纬度多低值系统活动时，低层来自
南海的偏东气流与青藏高原南侧的偏西气流合并
为偏南气流向北伸展到西北地区东部，与西北气流
相遇，从而使得西北地区夏季大范围暴雨过程偏多
（赵庆云等，2014）。而厄尔尼诺西区 Niño W 区
（0°-10°N，140°E-180°E）亦可作为陕北黄土高原
地区极端降水响应的关键海区，当该区海温异常偏
高时，陕北黄土高原区降水普遍偏高，降水强度及
持 续 时 间 增 加 ，易 发 生 雨 涝 灾 害（李 双 双 等 ，
图1 黄土高原气象站点（黑点）分布
2020）。此外，还有进一步的研究指出，源自西欧 Fig. 1 Spatial distribution of meteorological stations
的遥相关波列也是影响中国西北月降水和极端降 （black dots）in the Loess Plateau
水的关键系统（ Chen and Huang，2012，Chen et al，
2. 3 方法介绍
2013；Chen and Zhai，2014；Orsolini et al，2015）。
类似于之前的研究（ Jones et al，1999；Yan et
黄土高原地处我国气候过渡区，影响系统复 al，2002），本文定义了以百分位为基础的极端降水
杂，在汛期旱涝预测中存在着很多不确定因素。目 阈值，具体为：将某测站 1961-2016 年夏季非零日
前，针对黄土高原地区极端降水环流背景的分析研 降水量序列逐年按升序排列，取序列第 90 个百分
究较少，因此，本研究在黄土高原地区夏季极端降 位值的 56 年平均值作为该站极端降水的阈值。当
水时空变化的基础上，主要对比分析了极端降水强 该测站某天的日降水量超过此阈值，记为一次极端
弱年的大气环流形势的差异，并初步探讨了导致黄 降水。
土高原夏季极端降水年代际变化的成因，以期能为 通过以下公式（Feng and Zhou，2012；Xu et al，
黄土高原夏季降水预测和诊断提供科学的理论 2020）计算目标区域四边的水汽通量及净水汽通
依据。 量：
