中国大陆夏季降水日变化特征外文翻译资料

 2022-11-13 04:11

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中国大陆夏季降水日变化特征

Rucong Yu1 , Tianjun Zhou2 , Anyuan Xiong3 , Yanjun Zhu3 , Jiming Li3

（1. 中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京，100081

2．中国科学院大气物理研究所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室，北京，100029

3．中国气象局国家气象信息中心，北京，100081）

摘要

利用1991 - 2004年期间588个台站的逐小时雨量计数据，研究了中国大陆夏季降水的日变化特征。研究发现，中国大陆的夏季降水有日变化显著，且具有鲜明的区域特征。中国大陆东南和东北地区的夏季降水在下午达到峰值，而在青藏高原的大部分地区及其东部周边地区，在午夜达到峰值。降水日变化特征在长江流域表现为自西向东变化，在长江流域的上游在午夜达到峰值，中游地区降水集中在清晨，下游地区降水主要集中在午后。在长江黄河之间的江淮流域降水日变化具有两个峰值：一个在清晨，另一个在傍晚。

1.引言

降水的日变化是研究天气和气候的重要内容。之前对地表资料[e.g., Wallace, 1975; Higgins et al., 1996; Dai et al.,1999; Dai, 2001]及卫星观测[e.g., Yang and Slingo, 2001; Sorooshian et al., 2002; Nesbitt and Zipser,2003]资料的分析，显示了暖季降水的日变化特征，除了美国中部等地可能存在凌晨的峰值，大多数陆地区域降水日变化在傍晚达到峰值。高原地区出现的日变化在清晨达到峰可能与地形背风处的大气对流系统向下游传播有关[Carbone et al., 2002; Wang et al., 2004]。由于降水日变化具有较大的振幅、一致的相位和较短的时间尺度，大振幅，其也被用于评估天气和气候模型中的积云参数化和其他模型中的物理过程。[e.g., Dai et al., 1999; Lin et al., 2000; Davis et al., 2003; Zhang, 2003;Liang et al., 2004; Dai, 2006]。

上述大多数研究都集中在美国和热带地区。中国占据了一个大的大陆区域，云的卫星图像显示出显著的日变化[Wang et al., 2004]。针对地面天气的研究[Dai, 2001]也显示区域降水频率的具有明显的日变化。一些研究队伍还研究了云量和降水在东亚地区的日变化[e.g., Murakami,1983; Kato et al., 1995; Kurosaki and Kimura, 2002; Zhao et al., 2005]。然而，由于高分辨率的降水数据的缺乏，这些研究没有详细描述中国大陆地区降水日变化的特征。在本文中，使用每小时雨量计记录分析夏季降水在中国大陆地区的日变化。

2.数据和分析方法

本文使用1991 - 2004年期间每小时和每日的雨量计记录，数据包括中国大陆的大约588个台站，以分析夏季（6月 - 8月或JJA）降水的日变化。每小时和每日雨量计数据源于中国的国家气候基准网和国家地面观测网。采用虹吸式或翻斗式雨量计自动记录每小时的降水量，同时通过以6小时的间隔的人工观测记录每日降水量。雨量计数据由中国气象局（CMA）国家气象信息中心（NMIC）收集并进行质量控制。每小时雨量计数据受到质量控制，包括两个步骤：极值检查和内部一致性检查。极值检查是检查本月每日降水量系列的峰值的记录。由于NMIC对日降水量的质量进行了很好的控制，所以每小时雨量计数据若超过同期每日降水量的峰值将被舍弃。内部一致性检查用于识别由不正确读取或不符合规律而引起的错误数据。

产生最大降水量时的降水空间分布可用来描述降水日变化的空间分布。在Dai等（1999）人之后，Liang等人（2004）将最大降水的发生时间用时钟上的箭头指针来表示。通过归一化将变化幅度与每日平均值进行比较从而定性地描述了降水日变化的重要性。

本文将在1991 - 2004年的平均条件下对夏季（JJA）降水日变化进行讨论，针对每一个测站进行日变化分析。注意本文使用的时间是指当地的标准时（LST）。

3. 夏季降水日相和振幅的空间分布

图一利用每个测站上的箭头显示了夏季降水日变化位相和振幅（均值归一化）的空间分布。可以清晰地看到，青藏高原东部和四川盆地（东经100°E沿30°N）在夜间达到最大降水量，这与之前的研究结果s[Lu, 1942; Yeh and Gao, 1979]相吻合。中国南方大部分地区和东北地区普遍在傍晚存在降水。在长江和黄河流域之间的区域，降水日变化特征表现为位相特征不一致，这是由于在该地区的两个不同的降水峰值对应不同的主要降水系统（见下一节）。此外，从图一中也可看出在长江中上游流域的南部位相呈顺时针演变，其将中国南部内陆地区与长江中上游流域的日变化联系在了一起。

图1 .1991 - 2004年的相位和振幅的空间分布（日均值标准化）即夏季（6月至8月）每小时降水的日变化；颜色表示归一化幅度（以日平均值为单位）；箭头表示降水达到峰值时的局地时间（LST）（相位时钟）；灰色实线表示3000米高度轮廓线；橙色线表示长江和黄河；图中还标记了五个不同的区域

振幅的空间分布揭示了在中国大陆地区降水日变化显著的特征。几乎所有的站点（586/588）归一化幅度大于25％。在588个站中有271个归一化幅度大于50％，并且有108个大于75％。

4.降水日变化的区域特征

图2为夏季五个不同区域（如图1中虚线所示）平均的降水日变化，揭示了详细的区域特征。

图2 1991 - 2004年夏季5个区域（图1中标出的五个地区）平均的降水日变化曲线，横轴对应于地方时，纵轴的单位为mm/h

青藏高原的东部周边地区及长江流域的上游（27°-32°N，100°-107°E）平均降水日变化曲线（图2a）显示谐波正弦变化峰值在午夜左右，最小值大约在中午。青藏高原东部降水日变化的特征与1区相似。2区（27°-30°N，108°-113°E）即长江中游地区平均的降水日变化曲线，显示降水峰值在清晨06时左右（如图2b）。中国南部地区（23°-26°N，110°-117°E）和东北地区（40°-50°N，110°-130°E）在傍晚达到峰值（图2c和图2d）。图2e是在长江流域和黄河流域（30°-40°N，110°-120°E）之间的区域平均降水日变化。如上所述，图1中该区域上没有一致的峰值时间位相特征。这是在黄淮区域存在两个峰值，一个在清晨，另一个在傍晚。

图3 Hovmoller图 夏季标准降水量即小时降水占日累计降水量的百分率(单位%)（a）27°-29°N区时间-经度横截面 （b）110°-130°E区域时间-纬度横截面纵轴是地方时，以小时为单位

图3a表示从27°-29°N平均的时间-经度降水比例（对应小时降水量占日累计降水量），图3b表示从110°-130°E小时降水量占日累计降雨量的百分比。图3a显示了青藏高原东部区域的夜间峰值向东传播到长江流域下游的变为午后达到峰值。这表明降水峰值在长江流域发生在不同时间，上游流域在夜间达到峰值，中游地区在清晨达到峰值，下游流域在午后达到峰值。这种位相变化意味着青藏高原东部地区的对流系统在向东传播。然而分析表明，长江流域上游夜间的强降水并不总是带来中游清晨的强降水，而长江中游地区发生清晨强降水也并不完全表明上游地区在夜间发生了强降水。例如，观测结果表明，2003年8月，四川盆地（位于青藏高原东部）发生了9次午夜暴雨事件，分别发生在8月2、3、9、10、21、22、26、29、30日。这些长江上游地区的夜间强降雨事件并不总是发生在中游地区的清晨强降雨事件之后（数字未显示）。1998年7月20日至21日，武汉（位于长江流域中游）清晨7点（北京时间）发生暴雨，强度超过80毫米/小时，但在长江上游流域没有观察到夜间强降雨，这表明它是局部对流，对于这一阶段的辩护仍需要进一步研究。

Wang等人（2004）通过分析1998年至2001年5月至8月期间地球静止气象卫星观测到的每小时红外（IR）亮温，发现对流在青藏高原东部地区最活跃，在傍晚和清晨有明显的峰值，其中一些系统可以向东传播到东亚地区，传播在5月至6月最强，7月至8月几乎停止。这与雨量计数据显示的青藏高原北风坡夏季降水在夜间达到峰值有所不同。根据Wang等人（2004）和戴（2006）的解释，这种差异是意料之中的，因为红外亮度温度是冷云顶的一个指标，并不代表有深厚的强对流。

图3b对比了中国南方地区与中国东北地区降水日变化。在南部地区和东北地区，日变化主要是傍晚峰值。但在30°-40°N之间的中东部地区，降水日变化呈现两个峰值，一个在傍晚，另一个清晨，如图2e所示。

5.总结和讨论

本文利用1991-2004年之间，588个台站的小时雨量计降水资料研究了中国大陆地区夏季降水的日变化，研究结果揭示了降水日变化的时空特征，该结果可用于评估数值模型。研究结果显示，在青藏高原的东部和长江流域上游地区降水日变化在午夜达到峰值，南部地区和东北地区峰值在傍晚出现，在长江与黄河之间的中东部地区，夏季降水日变化具有两个相当的峰值。在长江流域沿岸30°N附近，从青藏高原东部的午夜峰值到长江流域中游的清晨峰值及长江下游流域的傍晚峰值，日变化位相连贯地向东过渡。

降水日变化在傍晚达到峰值可以通过地面辐射加热来解释，地面辐射加热导致低层大气不稳定，从而导致在下午时发生湿对流。之前的研究表明青藏高原及其东部地区在夜间降水较强[e.g., Yeh and Gao, 1979; Zeng et al.,1994;Kurosaki and Kimura, 2002]，但其潜在的机制仍不清楚。夜间峰值可能是由复杂地形迫使局部环流的日变化所引起的，比如青藏高原东部纬向风的日变化可能引起大尺度垂直运动的日变化，从而引发或抑制深对流[Zeng et al.,1994; Yu et al., 2004; Li et al., 2005]，但对该机制的详细分析超出了本文研究的范围。对于其午夜峰值及下游的位相变化需要更深入的研究。

Carbone, R. E., J. D. Tuttle, D. A. Ahijevych, and S. B. Trier (2002),Inferences of predictability associated with warm season precipitation episodes, J. Atmos. Sci., 59(13), 2033–2056.

Dai, A. (2001), Global precipitation and thunderstorm frequencies. part II: Diurnal variations, J. Clim., 14(66), 1112–1128.

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Dai, A., F. Giorgi, and K. E. Trenberth (1999), Observed and model simulated diurnal cycles of precipitation over the contiguous United States, J.

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Davis, C. A., K. W. Manning, R. E. Carbone, S. B. Trier, and J. D. Tuttle (2003), Coherence of warm-season continental precipitation in numerical weather prediction models, Mon. Weather Rev., 131, 2667–2679.

Higgins, R. W., J. E. Janowiak, and Y.-P. Yao (1996), A gridded hourly precipitation data base for the United States (1963–1993), NCEP Clim. Predict. Center ATLAS 1, 47 pp., U.S. Dep. of Commer.,Washington, D. C.

Kato, K., J. Matsumoto, and H. Iwasaki (1995), Diurnal variation of Cbclusters over China and its relation to large-scale conditions in the summer of 1979, J. Meteorol. Soc. Jpn., 73, 1219–1234.

Kurosaki, Y., and F. Kimura

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