夏季青藏高原湿池变化特征及其与降水的关系

齐冬梅，李跃清，周长艳，陈永仁

（1.中国气象局成都高原气象研究所/高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，四川 成都 610072；2.四川省气象台，四川 成都 610072）

夏季青藏高原湿池变化特征及其与降水的关系

齐冬梅1，李跃清1，周长艳1，陈永仁2

（1.中国气象局成都高原气象研究所/高原与盆地暴雨旱涝灾害四川省重点实验室，四川 成都 610072；2.四川省气象台，四川 成都 610072）

利用1979—2011年ERA-Interim的月平均再分析资料和全国气象台站观测资料，通过小波分析、合成分析和相关分析等多种统计分析方法，分析了夏季青藏高原湿池的基本特征，定义了能较好表征夏季青藏高原湿池强度变化的特征指数，并揭示了夏季青藏高原湿池强弱异常时的大气环流特征及其与中国夏季降水的关系。主要结论为：夏季高原上湿池特征非常明显，2个湿中心分别位于高原东南部和西南部。高原湿池强度指数有明显的阶段性变化特征，以4 a左右和6 a左右的变化周期为主。夏季高原湿池偏强（弱）年，南亚高压、西太副高、高原季风、低层风场以及整层水汽输送等均有显著变化，进而对我国夏季降水产生重要影响。

青藏高原湿池；大气可降水量；高原季风

青藏高原是世界上海拔最高、地形最复杂的高原，是我国主要江河的发源地，素有“亚洲水塔”之称。高原水汽的分布及输送对亚洲季风、东亚大气环流及全球气候变化均有重要影响，因此高原水汽分布及其输送特征的研究受到了广大学者的重视。叶笃正等[1]最早指出，夏季青藏高原地区相对四周是一个高湿区，高原北侧是一条干带，而高原东南部是一个巨大的高湿中心。朱福康[2]利用1979年青藏高原气象科学实验观测资料对高原上的水汽分布特征分析指出，在高原东南部上空存在“湿池”，并对高原湿池的性质、水汽来源及其对下游天气气候的影响做了一定的分析。徐祥德等[3]讨论了夏季高原—季风水汽输送“大三角扇型”影响区域特征，指出夏季高原是我国东部长江流域梅雨带的重要水汽源或“转运站”，其强弱变化对长江中下游旱涝具有重要的影响。

近年来，随着研究的深入，有关高原及其周边空中水资源演变特征以及水汽输送等研究已有不少。梁宏等[4-6]指出地理纬度和海拔高度决定了高原南湿北干的大气水汽分布特征，而大气环流变化则是造成青藏高原及周边地区大气水汽分布季节变化的主要原因。蔡英等[6]，周长艳等[7]利用再分析资料分析了青藏高原及周围地区整层大气可降水量的分布、变化特征，其研究表明高原及周围地区大气可降水量存在明显的地区差异和季节变化特征。王霄等[8]分析了高原夏季大气可降水量的分布和变化特征，发现高原上空存在3个明显的水汽含量高值中心：高原的东南部、西南部和南侧。卓嘎等[10-12]分析了近30 a西藏地区大气可降水量及水汽输送的气候特征。周顺武等[13]，韩军彩等[14]分析了青藏高原上空夏季水汽含量的时空分布特征及其与降水的关系，得出高原夏季水汽含量在空间上表现出随海拔高度升高而减少的分布特征，高原南部降水转化率明显大于北部地区。Oliver Bothe等[15]分析青藏高原夏季旱涝与大尺度环流的关系。谢启玉等[16]指出在对流层中上层，高原上无论夏、冬季都有大气水汽含量的高值中心，即高原“湿池”均存在，夏季7月高原“湿池”强度最强，并且比较发现ERA资料与探空观测资料的高湿中心区更为接近。

过去关于高原水汽的研究基本集中在水汽的分布、输送特征及其水汽来源方面，对高原湿池指数定义及其对降水影响的研究还很少。为此本文用1979—2011年ERA-Interim的月平均再分析资料分析夏季青藏高原湿池的气候特征，定义一个能较好地表征夏季青藏高原湿池强度变化的特征指数，并初步讨论了夏季青藏高原湿池指数强弱异常年的大气环流特征及其对我国夏季降水的影响。

1 资料与分析方法

本文使用的资料主要是ERA-Interim 1979—2011年的月平均再分析资料，包括1000～100 hPa（共27层）的比湿、平均水平纬向风、平均水平经向风、垂直速度、位势高度场资料以及相应的地面气压资料，资料的水平分辨率为1.5°×1.5°。国家气象信息中心提供的全国（643个站点）1979—2011年的日平均降水资料集。

大气可降水量（单位面积气柱中的总水汽含量）表示为：

式中g表示重力加速度，q为比湿，Ps表示地面气压，Pt表示大气顶部气压。计算时取大气顶部气压Pt为100 hPa，为了突出对流层中层高原上空大气的特征，计算时采用王霄等[9]的方法，对地面气压Ps进行了处理：当Ps>600 hPa时，取Ps=600 hPa；当Ps< 600 hPa时，Ps不变。

2 夏季青藏高原湿池的基本特征

图1和图2分别是1979—2011年夏季全球和青藏高原的大气可降水量分布图。从图1中可以看出，从全球范围看，亚澳季风区是大气可降水量比较大的区域，尤其是青藏高原上有一个大气可降水量的高值中心，是夏季亚澳季风区乃至全球相同高度上大气可降水量最高的区域，说明夏季对流层中层的青藏高原上空相对于全球其他区域是一个明显的高湿区，青藏高原东南部存在明显的高湿中心，湿池特征非常显著。从图2中可以看出，夏季青藏高原上空的大气可降水量在6 mm以上，呈东南多西北少的分布特征。青藏高原上空有2个主要的水汽中心，分别位于高原的东南部和西南部。其中高原东南部最湿，范围也最大，大气可降水量中心达到了13mm以上。高原西南部的水汽中心大气可降水量在12 mm左右，范围较东南部中心小，可见夏季高原上湿池特征相当明显。

图1 1979—2011年夏季全球的大气可降水量分布（单位：mm）

图2 1979—2011年夏季青藏高原的大气可降水量分布（单位：mm）

3 夏季青藏高原湿池指数的定义及其变化特征

图3 1979—2011年夏季青藏高原湿池强度指数标准化值

根据夏季青藏高原湿池特征，本文将高原上大气可降水量值大于12的若干格点的大气可降水量的平均值代表夏季青藏高原湿池指数，绘制于图3中。为了突出年代际的变化趋势，对夏季青藏高原湿池强度指数序列进行了9 a滑动平均，从图中可以看出，从20世纪80年代初期至90年代初期，高原湿池指数呈现微弱的下降趋势，从20世纪90年代中期至21世纪初期，高原湿池指数表现为上升趋势，2000年代初期以后呈下降趋势。

为研究夏季青藏高原湿池强度的周期变化特征，对夏季青藏高原湿池强度指数序列进行了Morlet小波分析处理（图4）。小波变换系数的实部反映了夏季青藏高原湿池强度在不同时间尺度上的周期振荡特征[17-18]。正值代表高原湿池强度偏强，负值代表高原湿池强度偏弱，正负位相交替出现。从图3中可以看出，高原湿池强度指数主要以4 a左右和6 a左右的变化周期为主，主要出现在20世纪80年代中期至90年代初期，20世纪90年代末期至21世纪初期。

图4 夏季青藏高原湿池强度指数小波分析的实部（阴影区表示正位相）

4 夏季青藏高原湿池指数与我国夏季降水的关系

高原水汽分布对高原及周边地区的天气气候、旱涝异常及水分收支有重要影响，下面分析高原湿池指数与我国夏季降水的关系。将图3中高原湿池指数标准化值大≥1的年份定义为高原湿池偏强年，而标准化值≤-1的年份则定义为高原湿池偏弱年，得到高原湿池偏强年4 a（1981，1987，1998，2005年）和高原湿池偏弱年4 a（1984，1992，1994，1997年）。图5是夏季青藏高原湿池指数与我国夏季降水的空间相关分布，以及青藏高原湿池指数偏强、偏弱年对应的中国夏季降水距平合成图。从图5a中可以看出，高原湿池指数和同期新疆南部、青藏高原东南部、川西高原、四川南部、东部、重庆及长江中下游一带呈明显的正相关，和新疆北部、河套地区、华北、浙江、广东及湖南南部、江西南部地区呈明显负相关，中国雨带从北向南呈“+-+-”分布。从青藏高原湿池指数偏强、偏弱年对应的中国夏季降水距平合成也可以看出，当夏季高原湿池偏强年（图5b），青藏高原东南部降水偏多，川渝地区降水偏多，中国东部易出现江淮流域雨带；当夏季高原湿池偏弱年（图5c），青藏高原东南部、川渝地区及江淮流域降水偏少，中国东部易出现南、北两条雨带，分别位于华南和华北。

图5 夏季青藏高原湿池指数与我国夏季降水的相关分布（a）（图中阴影区域超过90%信度检验）及青藏高原湿池指数偏强年（b）、偏弱年（c）对应的我国夏季降水距平合成

5 夏季青藏高原湿池指数强弱年对应的对流层环流分布特征

夏季青藏高原湿池指数和我国夏季降水有很好的对应关系，那么，夏季青藏高原湿池指数强弱年对应的对流层大气环流分布特征又如何？高原湿池指数强弱年往往伴随着对流层各层环流系统的位置和强度变化，通过大气环流的反馈机制进而影响我国夏季降水的变化。

5.1 对流层中层环流特征

图6是夏季青藏高原湿池偏强和偏弱年500 hPa高度距平合成场。从图6a中发现，夏季青藏高原湿池偏强年的500 hPa高度距平合成场上，在乌拉尔山南部、巴尔喀什湖地区上空为明显的正距平区，表明这些区域脊区发展；贝加尔湖附近地区为负距平区，中南半岛、南海及附近的西太平洋地区上空为正距平区，亚欧大陆中高纬大气以经向型环流为主。在东亚地区500 hPa高度场上出现“+-+”的距平分布型，这是我国长江流域夏季降水偏多的典型环流形势[19]，同时东亚—西太平洋地区30°N以南为正距平、30°N以北为负距平，表明西太平洋副热带高压位置偏南，有利于川渝及长江中下游地区降水偏多。而在夏季青藏高原湿池偏弱年（图6b），乌拉尔山、巴尔喀什湖及其以北地区上空为明显的负距平区，表明这些区域脊区减弱；同时日本海、黄海及青藏高原地区的高度场偏高，表明日本海、黄海一线低槽减弱，高原上低压减弱，中高纬环流比较平直，东亚地区盛行纬向环流，同时在高原东侧的东亚—西太平洋地区30°N以南为负距平、30°N以北为正距平，表明西太平洋副高位置偏北，川渝及长江中下游地区处于西太平洋副高的控制之下，盛行下沉气流，降水偏少。综上可见，当夏季高原湿池偏强时，西太平洋副热带高压偏南，夏季中国东部易出现江淮流域雨带；夏季高原湿池偏弱时，西太平洋副热带高压偏北，夏季中国东部易出现南、北二条雨带。

图6 青藏高原湿池指数偏强年（a）、偏弱年（b）对应的500 hPa高度距平合成（单位：gpm）

图7是夏季青藏高原湿池偏强和偏弱年600 hPa高度距平合成场。从图7a中发现，夏季青藏高原湿池偏强年的600 hPa高度距平合成场上，青藏高原上是明显的负距平区，说明高原上低压偏强，高原夏季风偏强，高原南北两侧是正距平区，说明高原南北两侧高压带偏强；当夏季青藏高原湿池偏弱年（图7b），青藏高原上是明显的正距平区，说明高原上低压偏弱，高原夏季风偏弱，高原南北两侧是负距平区，说明高原南北两侧高压带偏弱。

图7 青藏高原湿池指数偏强年（a）、偏弱年（b）对应的600 hPa高度距平合成（单位：gpm）

用ERA Interim逐月再分析资料计算了1979—2011年的高原夏季风指数，取6—8月600 hPa 27°～30°N，81°～100.5°E范围内平均的西风分量距平与33°～36°N，81°～100.5°E范围内平均的东风分量距平之差作为高原夏季风指数。其差值越大，证明高原夏季近地面切变线南北纬风向差越大，气旋性旋转越强，高原夏季风越强；反之，则高原夏季风越弱[20]。通过计算发现高原夏季风和高原湿池指数的相关系数高达0.5，超过99%信度检验。这说明高原夏季风的强弱变化和高原湿池的变化呈显著正相关，当高原夏季风偏强年，高原湿池指数偏大，高原上大气可降水量偏多，高原上偏湿；而当高原夏季风偏弱年，高原湿池指数偏小，高原上大气可降水量偏少。

5.2 对流层高层环流特征

图8是夏季青藏高原湿池偏强和偏弱年100 hPa高度距平合成场。从图8a中发现，夏季青藏高原湿池偏强年的100 hPa高度距平合成场上，青藏高原及其邻近地区上空是明显的正距平区，表明南亚高压整体偏强；当夏季青藏高原湿池偏弱年，青藏高原及其邻近地区上空是负距平区，表明南亚高压整体偏弱。对比图7发现，当夏季青藏高原湿池偏强年，在600 hPa上高原上位势高度为负距平，而在100 hPa上高原上空为正距平，说明当夏季青藏高原湿池偏强年高原上低层的低压和高层的高压系统均较常年偏强，即低层的辐合上升和高层的辐散下沉均增强，这样的环流形势有利于水汽向高原辐合。而当夏季青藏高原湿池偏弱年则相反（图8b），高原上低层的低压和高层的高压系统均较常年偏弱，即低层的辐合和高层的辐散均减弱，不利于水汽向高原辐合。

图8 青藏高原湿池指数偏强年（a）、偏弱年（b）对应的100 hPa高度距平合成（单位：gpm）

5.3 对流层低层环流特征

图9 青藏高原湿池指数偏强年（a）、偏弱年（b）对应的850 hPa风场距平合成（单位：gpm）

从850 hPa风场距平合成可以很好地看出青藏高原湿池指数偏强和偏弱年低层风场的辐合辐散。图9是青藏高原湿池指数偏强和偏弱年850 hPa风场距平合成图。从图9a青藏高原湿池指数偏强年合成情况来看，沿25°N在140°～160°E间有一反气旋，说明青藏高原湿池指数偏强年西太平洋副高偏南，来自于南海、热带太平洋地区的异常偏南风与东北亚南下的异常偏北风在青藏高原东侧四川、重庆至长江中下游地区汇合；还有一支来自阿拉伯海北部经过高原南部到达高原东侧四川、重庆至长江中下游地区的异常偏西风，三者在高原东侧四川、重庆至长江中下游地区汇合，同时这些地区处于副高西沿上升气流控制中，容易产生降水。河套、华北地区为偏北距平风控制，不易产生降水。同时从图中发现，西风距平出现在东亚30°N附近，表明东亚梅雨锋加强[21-22]。梅雨锋加强，有利于夏季江淮流域降水偏多。青藏高原湿池指数偏弱年（图9b），沿35°N在115°～150°E之间为一个反气旋式距平环流控制，说明青藏高原湿池指数偏弱年西太平洋副高位置偏北，在其南部为一气旋。四川、重庆至长江中下游地区为东北距平风控制，不易产生降水。河套、华北地区为偏南距平风控制，有利于降水发生。同时从图中发现，西风距平分别出现在东亚20°N和40°N附近，而30°N附近出现东风距平。西风距平出现在20°N附近，说明东亚热带季风槽加强[23]，西风距平出现在40°N附近，表明东亚西风带西风加强。由此可见，夏季青藏高原湿池指数偏弱年，有利于东亚热带季风槽和西风带扰动加强，因此夏季中国东部易出现南北二条雨带。

5.4 水汽输送特征

图10是青藏高原湿池指数偏强、偏弱年对应的夏季平均整层水汽输送通量距平合成图，旨在了解青藏高原湿池偏强与偏弱年高原周边地区水汽输送的异常分布特征。从青藏高原湿池指数偏强年的水汽输送通量距平合成图（图10a）中可以看出，来自阿拉伯海、孟加拉湾的水汽通量很强，这些水汽沿着西南风不断向高原地区输送，同时来自南海、西太平洋的水汽沿着副高西南侧的偏东气流向西北输送，在中南半岛与来自孟加拉湾的水汽汇合，这些地区的水汽沿着西南、东南风不断地向高原地区东南部输送，再从高原东南侧向长江流域输送，有利于高原上及长江流域尤其是中下游地区降水的发生。在青藏高原湿池指数偏弱年的水汽输送通量距平合成图（图10b）中，阿拉伯海、孟加拉湾一带的水汽主要沿着很强的西风向东输送，只有很弱的偏南风携带水汽向高原南部输送，不利于高原上降水的发生。同时长江流域尤其是中下游地区是一个强水汽辐散带，受偏东风水汽输送距平控制，表明来自上游地区的偏西风水汽输送偏弱，不利于降水的发生。

6 结论

通过多种分析方法研究了夏季青藏高原湿池的基本特征，定义了能较好表征夏季青藏高原湿池强度变化的特征指数，并探讨了夏季青藏高原湿池强弱异常时的大气环流特征及其与我国夏季降水的关系。主要得出以下结论：

（1）夏季青藏高原上空的大气可降水量呈东南多西北少的分布特征，高原上湿池特征相当明显，有2个主要的湿中心，分别位于高原的东南部和西南部，其中高原东南部最湿，范围也最大。

（2）高原湿池强度指数有明显的阶段性变化特征，从20世纪80年代初期至90年代初期，高原湿池指数呈现微弱的下降趋势，从20世纪90年代中期至21世纪初期，高原湿池指数表现为上升趋势，21世纪初期以后呈下降趋势。通过小波分析发现其主要以4 a左右和6 a左右的变化周期为主。

（3）夏季高原湿池偏强年，青藏高原东南部降水偏多，川渝地区降水偏多，中国东部易出现江淮流域雨带；夏季高原湿池偏弱年，青藏高原东南部降水偏少，川渝地区降水偏少，中国东部易出现南、北两条雨带。

（4）夏季高原湿池偏强、弱年，对流层高层、中层、低层环流场分布形势均有显著差别。夏季高原湿池偏强年，100 hPa上南亚高压整体偏强；500 hPa上西太副高偏南，600 hPa高原上低压偏强，高原夏季风偏强；850 hPa风场上东亚30°N附近出现西风距平；同时水汽沿着西南、东南风不断地向高原地区东南部输送，再从高原东南侧向长江流域输送。在这样的环流背景下，有利于高原东南部、川渝地区及长江流域降水的发生。

夏季高原湿池偏弱年，100 hPa上南亚高压整体偏弱；500 hPa上西太副高偏北，600 hPa高原上低压偏弱，高原夏季风偏弱；850 hPa风场上高原东部的东亚20°N和40°N附近分别呈现西风距平；同时高原南部偏南风水汽输送偏弱，来自上游地区的偏西风水汽输送偏弱，在这样的背景下不利于高原东南部、川渝地区及长江流域降水的发生。

图10 青藏高原湿池指数偏强（a）和偏弱年（b）对应的夏季平均整层水汽输送通量距平合成（单位：kg·m-1·s-1；等值线表示水汽输送的量值；浅、深阴影区分别表示输送≥20、30、50的区域）

[1]叶笃正，高由禧.青藏高原气象学[M].北京：科学出版社，1979：39-48.

[2]朱福康，陶诗言，陈联寿.高原湿池[C]//第二次青藏高原大气科学试验理论研究进展（二）.北京：气象出版社，2000：106-112.

[3]徐祥德，陶诗言，王继志，等.青藏高原：季风水汽输送“大三角扇型”影响域特征与中国区域旱涝异常的关系[J].气象学报，2002，60（3）：257-266.

[4]梁宏，刘晶淼，章建成，等.青藏高原大气总水汽量的反演研究[J].高原气象，2006，25（6）：1055-1063.

[5]梁宏，刘晶淼，李世奎.青藏高原及周边地区大气水汽资源分布和季节变化特征分析[J].自然资源学报，2006，21（4）：526-534.

[6]段玮，段旭，樊风，等.青藏高原东南侧干湿季气候特征与成因[J].干旱气象，2015，33（4）：546-554.

[7]蔡英，钱正安.青藏高原及周边地区大气可降水量的分布变化与各地多变的降水气候[J].高原气象，2004，23（1）：1-10.

[8]周长艳，蒋兴文，李跃清，等.高原东部及邻近地区空中水汽资源的气候变化特征[J].高原气象，2009，28（1）：55-63.

[9]王霄，巩远发，岑思弦.夏半年青藏高原“湿池”的水汽分布及水汽输送特征[J].地理学报，2009，64（5）：601-608.

[10]卓嘎，罗布，周长艳.1980—2009年西藏地区水汽输送的气候特征[J].冰川冻土，2012，34（4）：783-794.

[11]卓嘎，边巴次仁，杨秀海，等.近30年西藏地区大气可降水量的时空变化特征[J].高原气象，2013，32（1）：23-30.

[12]谢启玉，巩远发，杨蓉.冬季青藏高原湿中心区域水汽收支及其与中国降水的关系[J].干旱气象，2015，33（5）：732-739.

[13]周顺武，吴萍，王传辉，等.青藏高原夏季上空水汽含量演变特征及其与降水的关系[J].地理学报，2011，66（11）：1466-1478.

[14]韩军彩，周顺武，吴萍，等.青藏高原上空夏季水汽含量的时空分布特征[J].干旱区研究，2012，29（3）：457-463.

[15]Oliver Bothe，Klaus Fraedrich，Xiuhua Zhu.青藏高原夏季旱涝与大尺度环流的关系[J].李耀辉，翟颖佳译，干旱气象，2013，31（4）：845-858.

[16]谢启玉，巩远发，杨蓉，等.基于ERA-Interim资料分析青藏高原“湿池”变化特征[J].自然资源学报，2015（7）：1163-1171.

[17]胡增臻，石伟.子波变换在大气科学中的应用研究[J].大气科学，1997，21（1）：58-72.

[18]吴洪宝，吴蕾.气候变率诊断和预测方法[M].北京:气象出版社，2005：208-225.

[19]黄荣辉，李维京.夏季热带西太平洋上空的热源异常对东亚上空副热带高压的影响及其物理机制[J].大气科学，1988，12（特刊）：95-107.

[20]齐冬梅，李跃清，白莹莹，等.高原夏季风指数的定义及其特征分析[J].高原山地气象研究，2009，29（4）：1-9.

[21]吴凌云，余志豪.青藏高原潜热感热、地形高度与我国冬、夏季温度的可能影响[J].气象科学，2001，21（3）：291-298.

[22]张庆云，金祖辉，彭京备.青藏高原对流时空变化与东亚环流的关系[J].大气科学，2006，30（5）：802-812.

[23]张庆云，陶诗言，陈烈庭.东亚夏季风指数的年际变化与东亚大气环流[J].气象学报，2003，61（5）：559-568.

Characteristics of the Moist Pool over Qinghai-Xizang Plateau and Their Association with Precipitation over China in Summer

QIDongmei1，LIYueqing1，ZHOU Changyan1，CHEN Yongren2
（1.Chengdu Institute of Plateau Meteorology，China Meteorology Administration，Heavy Rain and Drought-Flood Disasters in Plateau and Basin Key Laboratory of Sichuan Province，Chengdu 610072，China；2.Sichuan Provincial Meteorological Observatory，Chengdu 610072，China）

Using ERA-Interim reanalysis monthly data and the monthly precipitation data at meteorological stations in China from 1979 to 2011,we analyzed the variation characteristics of the moist pool over Qinghai-Xizang Plateau in summer.Further,we defined a moist pool index of Qinghai-Xizang Plateau and analyzed the relationship between the moist pool index and summer precipitation in China by the wavelet transformation,correlation analysis and composite analysis. The results showed that there was a moist pool over the plateau and there was also two moisture centers located over southeastern part,southwestern part of the Qinghai-Xizang Plateau, respectively.The summermoist pool of index showed a significant periodic variation characteristic of the Qinghai-Xizang Plateau,with quasi-periods of 4 years and 6 years.The variations of the moist pool had close connection with summer precipitation in China.The variations of themoist pool of Qinghai-Xizang Plateau intensity were closely related with persistent anomalies of atmospheric circulation in the same period,such as the South Asia High（SAH），Western Pacific Subtropical High（WPSH），Plateau summer monsoon,lower level flow field,vertically integrated water vapor flux，and then affected summer precipitation in China.

moist pool of Qinghai-Xizang Plateau；precipitable water vapor；plateau summer monsoon

P458.121

B

1002-0799（2016）05-0029-08

10.3969/j.issn.1002-0799.2016.05.005

2016-07-12；

2016-07-19

国家自然科学基金青年科学基金项目（41305082）和成都高原气象开放实验室基金课题（BROP201613）共同资助。

齐冬梅（1983-），女，助理研究员，主要从事气候变化研究。E-mail：qidongmei1983@163.com

齐冬梅，李跃清，周长艳，等.夏季青藏高原湿池变化特征及其与降水的关系[J].沙漠与绿洲气象，2016，10（5）：29-36.