青藏高原夏季降水研究進展

姚秀萍 馬嘉理,3 劉俏華 高媛

（1 中國氣象局氣象干部培訓學院，北京 100081；2 中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京 100081； 3 中國科學院大學，北京 100049；4 中國氣象局武漢暴雨研究所暴雨監(jiān)測預警湖北省重點實驗室，武漢 430205）

0 引言

青藏高原（以下簡稱高原）占我國陸地面積的四分之一，平均海拔高度超過4000 m，是全球海拔最高、北半球面積最大的高原，素有“世界屋脊”和“第三極”之稱。高原通過熱力和動力作用，對中國乃至整個北半球地區(qū)的天氣氣候產(chǎn)生重要的影響。夏季的高原是一個巨大的熱源，冬季的高原大部分是冷源，冷熱源的不同作用使得青藏高原對局地天氣氣候和大氣環(huán)流的影響有所不同。

高原的熱力和動力強迫作用對東亞夏季環(huán)流起著較重要的影響。夏季的高原有充沛的水汽從南方流入，配合高原地區(qū)的低渦和切變線，易使高原上發(fā)生降水天氣。此外，從高原東移出的低渦和切變線，也會對我國東部人口稠密和經(jīng)濟發(fā)展水平較高的長江中下游地區(qū)造成強降水。因此，高原夏季天氣特別值得關注，本文下面對高原夏季降水研究進行回顧和梳理，集中在如下方面：1） 高原夏季降水特征，包括降水的時空分布和演變特征；2） 影響高原夏季降水的高原天氣系統(tǒng)，包括高層的南亞高壓，500 hPa的高原高壓、高原低渦和切變線，以及高原的中尺度對流系統(tǒng)；3） 影響高原夏季降水的高原強迫作用，包括高原的動力（如爬坡和繞流等）、熱力強迫作用（熱源效應和局地熱力環(huán)流如山谷風等）以及高原中小尺度地形強迫作用；4） 結論與展望，對全文進行總結并對未來的研究問題進行了展望。

1 高原夏季降水特征

高原地形復雜，降水的空間分布極度不均勻，既有我國降水量最少的地區(qū)，如年平均降水量僅16～17 mm的柴達木西北部地區(qū)，也有居我國第二多雨中心的雅魯藏布江下游地區(qū)。統(tǒng)計表明，80%的高原降水集中在夏半年（5—10月），其中夏季（6—8月）降水就占到全年降水的61.3%。

1.1 高原夏季降水空間分布特征

高原夏季總降水量的空間分布特征呈現(xiàn)西北少而東南多，與全年雨量的分布型很像。夏季的降水日數(shù)、強降水和極端降水的分布型也與之類似（圖1）。降水量值南北差異明顯，高原西北的降水量梯度較大，這主要是因為高原東南部分盛行潮濕的偏南風，而西北部分盛行干燥的北風。越干旱（潮濕）的地區(qū)，夏季降水占全年降水的比重越高（低）。

圖1 1980—2008年西藏汛期（5—9月）強降水頻數(shù)的空間分布特征[17] Fig. 1 Spatial distribution of severe precipitation frequency during flood season (May-September) from 1980 to 2008 in Tibet[17]

采用主成分分析等方法，利用不同時段的降水資料，可將高原夏季降水分成不同的空間型。如周順武等將西藏高原汛期（5—9月）降水分為6個敏感區(qū)，即東南部、東北部、那曲中西部、雅魯藏布江谷地區(qū)、南部邊緣地區(qū)和高原西北部。張吉農(nóng)等將青藏高原夏季降水敏感區(qū)分為高原東北部、藏東北、柴達木盆地、黃河上游、長江源頭、藏西北6個區(qū)域。盧鶴立等將夏季降水分為3種類型場： 高原東南部類型場、 高原東北部類型場和三江源類型場，分界線大致沿著35°N。夏季降水的這些空間分布差異反映出高原動力和熱力效應、 高原季風、海拔高度、地形和下墊面狀況共同作用的結果，也與高原低渦和切變線的活動密切相關。

以往研究表明，對于山區(qū)降水而言，存在所謂最大降水高度。在最大降水高度以上，降水量隨著地形的增高而減小，在最大降水高度以下，降水量隨著地形的增高而增加，比如西藏東南地區(qū)。

1.2 高原夏季降水時間分布與演變特征

夏季降水是高原全年降水的主要來源。高原全年的降水峰值常出現(xiàn)在夏季的7—8月，強降水主要集中在7月上旬—8月中旬，7月下旬降水出現(xiàn)頻次最多。

高原整體的年均降水從20世紀50—90年代初呈減少趨勢，但高原的夏季降水在20世紀50年代—21世紀初呈增長趨勢，降水量每10年增長19 mm 左右，強降水量過程頻次有增多的趨勢。

高原的夏季降水年際變化存在一定的地域差別，在不同年代夏季降水的年際變化也有所不同。20世紀50—90年代，夏季降水顯著減少的地區(qū)是雅魯藏布江一帶以及丁青、昌都、沱沱河和川西高原等地區(qū)，而顯著增加的地區(qū)是藏東南、藏南、藏北高地等。雖然夏季降水量較大，但年變化幅度比冬季更小。夏季降水年變化最大的地區(qū)位于高原西北干旱區(qū)，年變化最小的地區(qū)位于三江源地區(qū)。

高原夏季降水的日變化特征明顯而獨特，日變化振幅比我國其他地區(qū)都大，高原內(nèi)部也存在很大的地域性差異。統(tǒng)計表明，整個高原地區(qū)夏季降水量和降水頻率的日變化表現(xiàn)出明顯的凌晨和傍晚的雙峰結構。第一個峰值出現(xiàn)在前半夜，而第二個峰值出現(xiàn)在早晨。高原東部的對流在午后—傍晚期間活躍，而且高原東部的對流和降水日變化有向東傳播的特征。

2 高原夏季天氣系統(tǒng)

高原上空的天氣系統(tǒng)按照尺度可劃分為行星尺度（如南亞高壓）、天氣尺度和次天氣尺度系統(tǒng)（如500 hPa的高原高壓、高原切變線和高原低渦）和中尺度對流系統(tǒng)（MCS）。下面按照南壓高壓、500 hPa高原高壓、高原切變線、高原低渦和高原中尺度對流系統(tǒng)的順序依次介紹：

2.1 南亞高壓

南亞高壓（South Asia high，SAH），位于對流層上層和平流層低層，是夏季北半球高層最強大和穩(wěn)定的行星尺度高壓系統(tǒng)，是亞洲夏季風的主要成員之一。南亞高壓在100 hPa附近反氣旋環(huán)流最明顯，其形成和維持得益于對流層的高原加熱作用。南亞高壓的活動對我國乃至亞洲的區(qū)域天氣、旱澇分布有重要的影響。

南亞高壓主要有兩種活動方式——高壓中心的東西振蕩和高壓脊線的南北擺動。南亞高壓的東西振蕩具有準雙周的特征，我國華北、西北、長江中下游、華南和四川盆地等地區(qū)降水的多寡與南壓高壓東西振蕩密切相關。南亞高壓南北位移具有季節(jié)性，對亞洲南部夏季風爆發(fā)以及我國東部地區(qū)的雨帶分布具有指示意義。南亞高壓的北上與東岸大槽和副熱帶高壓有關，也受到高原南側熱力作用影響。南亞高壓影響副熱帶西風急流北撤的進程和高原下游地區(qū)偏北氣流的強度，進而和我國夏季雨帶分布產(chǎn)生聯(lián)系。金愛浩等定義了南亞高壓的緯向、經(jīng)向位置指數(shù)，表征南亞高壓的南北向和東西向的活動，計算發(fā)現(xiàn)緯向位置指數(shù)與我國華北、華南沿海地區(qū)降水呈顯著正相關，而與長江中下游、東北北部地區(qū)降水呈顯著負相關；經(jīng)向位置指數(shù)與我國華北、東北南部地區(qū)降水呈顯著正相關，而與我國江南、華南地區(qū)降水呈顯著負相關。

2.2 500 hPa高原高壓

相對于出現(xiàn)在100—200 hPa的南亞高壓而言，對500 hPa的高原高壓的研究相對較少。通常情況下，在南亞高壓的下層多有天氣尺度低壓系統(tǒng)活動，即“上高下低”的氣壓場結構，但少數(shù)情況下，青藏高原上空從500～100 hPa等壓面上均為高壓系統(tǒng)控制，即“上高下高”的氣壓場結構，這就是由于高原地區(qū)500 hPa高壓系統(tǒng)的活動造成的。段廷揚統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，這些500 hPa高原高壓大多持續(xù)2天以下，溫度場呈西南暖、東北冷，高壓中心軸線隨高度向西南方向傾斜，高壓的東南方濕層較厚，對流旺盛。

500 hPa高度上，伊朗高壓東伸上青藏高原、西太平洋副熱帶高壓西伸上青藏高原、西風帶小高壓伴隨冷空氣入侵進入青藏高原，均可引起500 hPa高原高壓的生成，持續(xù)時間通常為1～15 d。 這種500 hPa高原高壓大多自西向東移動，最后或合并成西太平洋副熱帶高壓，或取代青海湖小高壓。500 hPa高原高壓抑制了高原的垂直上升運動，減弱了大氣的對流加熱作用，使得上層的南亞高壓強度減弱，中心位置西移，高原北側西風急流減弱，南側北支東風急流與南支東風急流合并位于原北支東風急流的偏南位置，侵入高原南麓的西南季風減弱，還會使得近海臺風轉向。

2.3 高原切變線

高原切變線指出現(xiàn)在高原上空500 hPa等壓面上，三站（或兩站）風向對吹或者且長度大于5個經(jīng)（緯）距的風場輻合線。高原切變線是高原夏季典型的降水天氣系統(tǒng)。

高原切變線屬于高原上的淺薄天氣系統(tǒng)，垂直方向最高可達到400 hPa，厚度接近2 km，隨高度向北傾斜。在夏季，高原切變線主要發(fā)生在高原中東部、活動范圍為30°—35°N，一般呈準靜止狀態(tài)，在500 hPa表現(xiàn)最清楚，大多呈東西向準水平狀態(tài)，長度可達2000 km，生命史可達4天。動力場上，切變線附近正渦度帶可伸展至350 hPa，上升運動伸展到200 hPa；450 hPa以下正渦度中心和輻合中心均位于切變線南側，輻合上升運動與正渦度帶位置對應。根據(jù)其走向，高原切變線可分為準南北向的豎切變線和準東西向的橫切變線。高原豎切變線出現(xiàn)的高頻區(qū)位于高原中部和高原東部的陡坡上，有56%的高原豎切變線導致了暴雨，近40%的暴雨是由高原豎切變線所導致的。高原橫切變線通常位于32.5°N附近，與經(jīng)圈交角大于45°，橫貫高原主體，高頻中心在西藏那曲附近，在6月出現(xiàn)最多，高原橫切變線是唯一能夠在平均流場上清楚地反映出來的高原低值系統(tǒng)（如圖2）。在夏半年（5—10月），半數(shù)以上的高原橫切變線可造成高原暴雨，1/3以上高原暴雨過程的影響系統(tǒng)為高原橫切變線。高原橫切變線在一定條件下可以轉為高原豎切變線。相比豎切變線而言，對高原橫切變線的研究更多，且多集中在溫壓濕場各氣象要素和物理量的分布情況。

圖2 500 hPa高原橫切變線強盛時刻的風場分布[64] （黑色粗實線為高原橫切變線，黑色邊界線為海拔3000 m以上青藏高原邊界） Fig. 2 Distribution of 500 hPa wind field for the meridionally-oriented shear line at its mature phase over the Tibetan Plateau[64] (The black bold line indicates the shear line, and the black polygon denotes the Tibetan Plateau)

高原橫切變線的形成和維持既與周邊系統(tǒng)及大尺度環(huán)流有關，也與高原的熱力作用有關。500 hPa伊朗高壓東伸和西太平洋副熱帶高壓西伸，印度季風低壓北上和越赤道氣流增強，200 hPa的南亞高壓東伸和高空急流增強，夏季青藏高原的熱源作用使得對流不穩(wěn)定得以觸發(fā)，均有利于高原切變線的生成、輻合上升運動的維持及正渦度柱的生成。高原橫切變線可通過誘生或加深為高原低渦，進一步引發(fā)暴雨。高原切變線南移還會引發(fā)高原東南側四川和云貴高原地區(qū)的暴雨天氣。

一些學者利用診斷方程和數(shù)值模擬探究高原切變線的生成和演變機制，分析背景場環(huán)流及動量、熱量、水汽等物理量變化對切變線形成維持的影響。主要的診斷方法有：天氣學分析，渦度及渦度變率方程，散度方程，視熱源和視水汽匯，動能收支方程，各種形式的Q矢量等。

2.4 高原低渦

高原主體地區(qū)的低渦是一種存在于高原上的低層氣旋性低壓系統(tǒng)，位于500 hPa邊界層中，系統(tǒng)淺薄，多呈暖性，水平尺度400～500 km，垂直厚度一般2～3 km （或400 hPa以下），多發(fā)生在5—9月（以6月最多），是造成高原地區(qū)降水的主要天氣系統(tǒng)，也是高原夏季上特有的氣旋式天氣系統(tǒng)。

高原低渦的自身發(fā)展受到諸多系統(tǒng)的影響，比如高原切變線（如2.3節(jié)所述）。高原切變線可以誘發(fā)高原低渦，而高原低渦也可以在減弱的過程中演變?yōu)楦咴凶兙€，后者主要源于散度項的作用。高原切變線和低渦可以協(xié)同影響西南地區(qū)降水，天氣預報員通常將其簡稱為“低渦切變線”。高原低渦在高原上多沿切變線而東移，繼而引發(fā)長江中下游、黃淮流域等中國東部地區(qū)的暴雨等災害性天氣。基于ERA-Interim資料的統(tǒng)計表明，高原低渦每年約有53個，其中年均6.7個移出高原。高原低渦主要在5500 m以上的高海拔地區(qū)生成，在相對較低的高原東部的山谷和背風坡消亡。

高原低渦的發(fā)生、發(fā)展和移動，受大尺度環(huán)流及高原大氣的動力和熱力作用的影響。300 hPa西南風急流軸北側出現(xiàn)強輻散中心，可引導高原低渦沿急流北側與最大風速中心一起東移。高層輻散的南亞高壓，強度減弱、范圍縮小的500 hPa西太平洋副熱帶高壓，低層輻合的配置，潛熱釋放、感熱加熱和輻射加熱作用與合適的地形條件，均有助于高原低渦的發(fā)展和增強。

高原測站稀少，往往采用再分析資料對高原低渦進行分析。Lin等發(fā)現(xiàn)ERA-Interim、ERA40、JRA55、NCEP CFSR以及NASA MERRA2等多種再分析資料在表征高原低渦的時空分布特征以及位置和移動路徑方面具有一致性，其中ERA-Interim和MERRA2對于高原低渦路徑的配合最好。關于高原低渦的判識，林志強等定義了高原低渦的客觀識別方法，考慮了低渦的閉合性、面積、連續(xù)性、風場等因素，雖然客觀判識結果與高原低渦活動年鑒相比，高原低渦的位置整體偏西，但低渦路徑活動更為細致，表現(xiàn)出了客觀分析高原低渦的潛力。

位渦常用來研究高原低渦發(fā)生時高原地表感熱及發(fā)展過程中凝結潛熱釋放對低渦演變的作用。夜間生成的高原低渦渦度增強，伴隨低層位渦顯著增大，位渦主要來源是對流單體合并時的位渦平流輸送及非絕熱加熱制造。高原近地層白天有位渦耗散，夜間有位渦制造，呈現(xiàn)明顯的晝夜循環(huán)；當夜間的位渦制造大于白天的耗散時高原低渦形成，出現(xiàn)降水。

2.5 高原中尺度對流系統(tǒng)

高原夏季降水以對流性降水為主，對流云主要分布在高原的中部和東部地區(qū)，高原中部的對流云和積雨云出現(xiàn)的比例超過其他地區(qū)。高原中尺度對流系統(tǒng)是高原上產(chǎn)生強降水和強對流天氣的直接系統(tǒng)，因此研究高原中尺度對流系統(tǒng)意義重大。觀測表明，高原上每10萬 km就有20～50個發(fā)展很強的積雨云，單在1992年高原夏季就出現(xiàn)807個MCS，高原對流云中的對流泡中心的垂直速度可超過1 m/s。夏季風爆發(fā)后，對流活動主要發(fā)生在高原中南部地區(qū)。

對流云可從高原切變線和高原低渦中產(chǎn)生，盛夏高原低渦的云型有類似于海洋熱帶氣旋的暖心螺旋結構和渦眼結構特征。青藏高原中部對流云呈水平尺度小、垂直厚度高的柱狀單體，并且在一定條件下，可以突破“暖蓋”逆溫層，形成高原“爆米花”狀的云。雖然青藏高原夏季積云頻繁出現(xiàn)，但降水量相對較小。對流云平均云頂高度為11.5 km左右（海拔高度），最大云頂高可超過19 km，平均云底高度為6.88 km。大部分對流云云頂高度超過15 km（海拔高度），最大上升氣流速度為10～40 m/s。冰相過程在高原云和降水過程中起著重要作用。

高原特有的熱力作用，如低層熱力強迫和條件不穩(wěn)定，復雜的地形地貌以及到中緯度西風槽的斜壓區(qū)，都可以成為MCS的發(fā)展機制。高原低渦、切變線就是中尺度對流系統(tǒng)發(fā)生發(fā)展的環(huán)流背景之一。高原夏季MCS的日變化特征與中低層熱力強迫息息相關——MCS普遍在后下午形成，傍晚達到最強，之后逐漸減弱，進而也使得高原降水產(chǎn)生一定的日變化，這些日變化信號也有向東傳播的特征。有些MCS在高原上生成后，會向東移出高原，常常造成長江中下游地區(qū)的暴雨。

3 高原的強迫機制

地形的具體形狀（高度、尺度、坡度、幾何形態(tài)等）對降水特征有著深遠的影響，而特定地形下降水的產(chǎn)生、分布以及強度則主要是由地形動力、熱力效應和云微物理機制共同造成的。高原的大尺度動力強迫作用可以使接近高原的氣流產(chǎn)生繞流和爬流，也可以影響大尺度的水汽輸送。同時，高原上星羅棋布地分布著大量的山峰山谷，這些中小尺度的地形強迫抬升和屏障作用對大氣運動有顯著影響，引發(fā)一系列氣流過山后的復雜過程。比如，青藏高原的雨峰雨谷和山峰山谷基本一一對應。因此，高原的強迫機制將分為大尺度動力強迫機制、熱力強迫機制和中小尺度地形的過山動力學機制進行一一介紹。

3.1 高原的大尺度動力強迫機制

從較大的行星尺度來看，高原大地形主要對西風氣流起作用，其對西風氣流的機械阻擋作用主要分為兩類，即繞流和爬流。繞流和爬流的相對大小取決于高原隆升的高度。數(shù)值模擬和理論推導表明，存在這樣一個臨界高度，當高原總體平均高度比臨界高度低時，氣流以爬流為主，繞流較弱，反之，氣流以繞流為主，爬流較弱。根據(jù)計算方式的不同，該臨界高度的數(shù)值約為1.5 km或0.9～1.8 km。早在20世紀50年代，葉篤正和顧震潮就提出了青藏高原對西風帶有分流作用，西風急流在高原南北分為兩支，并在高原東部匯合，在日本上空形成北半球最強大的西風急流。后期的模擬結果和方程診斷表明，夏季西風氣流過高原，繞流占主導地位。青藏高原北側繞流的主要表現(xiàn)形式是地形脊，南側繞流的主要表現(xiàn)形式為南支槽，南支槽存在于青藏高原以南至孟加拉灣一帶，可以東移引起中國華南地區(qū)的降水，南支繞流可以在青藏高原東側形成西南渦，而后者東移可以引發(fā)長江中下游強烈的暴雨過程。從高原對氣流的機械阻擋作用來看，氣流的動力學變化必然引起大氣環(huán)流格局的調(diào)整，進而造成大氣加熱場的重新分布，而加熱場的改變又進一步加劇了環(huán)流與氣候的變化。

3.2 高原的熱力強迫機制

數(shù)值試驗表明，若僅考慮高原動力作用而不計其熱力影響，則模擬不出青藏高壓等季風系統(tǒng)的重要成員，這充分說明高原熱力作用對此具有巨大的貢獻。 早在20世紀50年代，葉篤正等就發(fā)現(xiàn)了青藏高原在夏季是一個巨大的熱源，青藏高原陸面熱狀況對整個北半球氣候異常有著非常重要的影響，高原夏季上空的熱源異常將產(chǎn)生北半球中、高緯度大氣環(huán)流的異常。

日裔美國學者Yanai等通過熱力學方程和水汽方程，計算了大氣的干濕加熱率（

Q

和

Q

），揭示了青藏高原抬升加熱的特征及其與亞洲季風的聯(lián)系。高原的加熱使得其上大氣柱每天增溫3 ℃左右，有利于周邊大氣向高原的匯合和熱帶暖濕氣流北上，從而引起夏季風的爆發(fā)。青藏高原加熱所激發(fā)的水平環(huán)流和垂直運動，有助于增強東亞夏季風，其夏季抬升加熱及所增強的東亞季風的潛熱釋放，成為東亞定常波的非絕熱加熱波源。

高原的熱源效應存在明顯的日變化，最主要的表現(xiàn)之一就是山谷風現(xiàn)象。在山谷地形條件下，由于山谷與其附近空氣之間的熱力差異，而引起白天風從山谷吹向山坡，這種風稱谷風；夜晚風從山坡吹向山谷稱山風。山風和谷風總稱為山谷風。早在20世紀40年代，就有研究認為高原上熱狀況的日變化所引起的近似山谷風對巴山夜雨的形成有決定性作用，葉篤正指出高原邊緣的風白天向高原輻合，晚上自高原向四周輻散，這種現(xiàn)象不限于某個季節(jié)，而在高原上終年存在。這種風場的日變化的現(xiàn)象與海陸風類似，觀測表明高原上天氣氣候這種日變化特征比四周平原地區(qū)更明顯。山谷風在季風層之下，厚度不超過1 km。由山谷風導致的降水現(xiàn)象也有相應的日變化特征，比如位于云南省境內(nèi)的高原山地區(qū)域降水主要集中在午后，山谷風引起的局地環(huán)流也是山區(qū)夜雨形成的主要因素。不同地形所產(chǎn)生的山谷風有相互作用，弱者常為強者所掩蓋。

3.3 高原中小尺度地形的過山動力學機制

除大尺度地形的作用外，高原中小尺度地形的強迫抬升和屏障作用對大氣運動也有顯著影響。

中尺度地形的擾動可分為迎風坡的阻塞、背風坡的強下坡風、重力波和耗散過程（如重力波破碎）以及位勢渦度的產(chǎn)生。過山氣流低層的繞流在迎風坡減速，形成水平速度很小甚至為零或反轉的區(qū)域，叫做氣流阻塞（blocking）或駐點；繞流在背風坡匯合產(chǎn)生尾流，尾流中包含位勢渦度帶。過山氣流的波動特征由大氣條件（如過山氣流的速度、溫度和穩(wěn)定度等）和地形條件（山脈形狀和地面摩擦等）等因子共同決定。圖3給出了中小尺度氣流過山的垂直剖面示意圖。

圖3 中小尺度氣流過山的垂直剖面示意圖[128] （粗實線：地形；圓點線：上游逆溫層；點劃線：對流層頂； 黑圓點：駐點；箭頭線：流線；虛橢圓圈內(nèi)：重力波破碎區(qū)域） Fig. 3 Schematic illustration of mesoscale flow over topography[128] (The bold line indicates the topography. The dotted line indicates the upstream inversion layer. The dot dash line indicates the tropopause. The black point indicates the stagnation point. The arrow line indicates the streamline. And the dotted circle indicates the gravity wave breaking area)

觀測試驗證實，絕大多數(shù)重力波活躍的區(qū)域的波源都與山脈或對流活動有關，氣流流經(jīng)山脈時受其機械阻擋作用所激發(fā)產(chǎn)生的重力波即山脈重力波。重力波對于高原及其東部的對流具有重要的影響，可以引發(fā)高原東部地區(qū)的中尺度強降水，夏季重力波的水平傳播方向與西南渦的移出及移動路徑有一定的相關性，重力波的夜發(fā)性特征也與西南渦的夜發(fā)性特征存在密切關系。引入地形重力波拖曳方案比不引入更貼近真實情況，更能較好地模擬出降水和風場。在高原東側的暴雨過程中，充分考慮到中尺度重力波和對流運動的互相作用，才能完整地解釋雨帶的分布及降水機制。但受限于觀測資料等因素，關于高原上中尺度地形對降水和氣流分布影響的研究較少。

4 結論與展望

本文回顧了高原夏季降水的研究進展，主要包括高原夏季降水的時空分布和演變特征、影響高原降水的多尺度天氣系統(tǒng)——南亞高壓、500 hPa高壓、低渦、切變線以及中尺度對流系統(tǒng)以及高原強迫對降水作用。得出以下結論：

1）高原夏季降水是全年降水的主要來源，高原夏季降水復雜多樣，具有不同的空間分布型，但整體呈現(xiàn)西北少而東南多的特征。降水量、降水日數(shù)和強降水高頻中心較多地集中在高原的東部和南部。不同地區(qū)的降水隨時間的演變也有所不同。越是年降水量少的地方，夏季降水量占比越大。高原夏季降水整體呈逐年略增加的趨勢。高原降水還表現(xiàn)出明顯的日變化特征。

2）高原夏季降水的時空分布特征與高原的天氣系統(tǒng)息息相關。南亞高壓是影響高原夏季降水的對流層高層的行星尺度天氣系統(tǒng)，500 hPa的高原切變線和高原低渦是高原夏季降水的主要的次天氣尺度系統(tǒng)，中尺度對流系統(tǒng)是引起高原夏季降水的直接天氣系統(tǒng)。

3）高原地形的強迫作用主要分為大尺度的動力和熱力強迫作用，但中小尺度地形的作用更不容忽視。高原的動力作用主要表現(xiàn)在夏季西風帶的繞流作用，有助于激發(fā)高原低渦和西南渦。高原的大尺度熱力作用對形成夏季季風系統(tǒng)至關重要，由熱力作用所引起的山谷風影響高原降水的日變化。中小尺度地形的抬升和阻擋作用會引發(fā)一系列中小尺度復雜的氣流過山現(xiàn)象。

高原夏季天氣是一個巨大的研究領域，有很多值得探索和解決的問題，難以一一窮盡，本文從以下三個角度展望未來對高原夏季降水的研究。

1）利用不斷增加的高原觀測資料，使用高分辨率衛(wèi)星資料，對高原降水特征進行更為精細的研究。

2）深入對高原夏季中小尺度天氣發(fā)生發(fā)展機理的研究。尤其是高原地區(qū)中小尺度氣流過山動力學機制，對于揭示高原的對流天氣和降水天氣的機制均有著十分重要的意義。

3）深入研究影響高原夏季降水的多尺度、多因素的協(xié)同作用。高原地形地貌復雜，下墊面條件均不同，山谷、湖泊、荒漠、草地、雪地、冰川、城市等下墊面所形成的天氣有何差異？它們與次天氣尺度的低渦、切變線以及中小尺度的對流系統(tǒng)是如何通過動力和熱力作用耦合影響降水的？此外，高原上的氣溶膠對高原夏季天氣氣候的影響也是值得進一步探討的問題。

最后，值得說明的是，本文嘗試對高原夏季降水相關研究進展進行梳理與總結，但其中涉及到的文獻為該方面的主要文獻，無法做到全面，遺漏難免，歡迎各位讀者一起探討交流。