青藏高原夏季降水的水汽输送:多数据集分析外文翻译资料

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青藏高原夏季降水的水汽输送:多数据集分析

Lei Feng，Tianjun Zhou

2011年10月15日收到;2012年7月26日修订; 2012年9月20日接受; 2012年10月24日出版

[1] 夏季降水在东南上空的大气水汽输送，利用5次降水对1979-2002年青藏高原(以下简称TP)进行了研究数据集和三个再分析数据集。多数据集成的均值表明，在气候平均条件下，TP是夏季的一个水分汇，具有净水分收敛速度为4毫米/天。气候水汽从南方输送边界起于印度洋和孟加拉湾，占主导地位TP东南夏季降水。据估计，水蒸气从西界到TP的南缘大约是它的32%南部边界。东南TP夏季降水强烈年际变异性，标准差为1.3 mm/天，但不显著长期的趋势。夏季年际变化的水汽输送，东南TP的降水主要来自TP的西部边界，它起源于低纬度地区。超过1毫米/天的过量雨量异常，东南TP与异常水汽输入138 (104)kg/m/s有关从西(南)界开始。值得注意的是，定量分析中本研究由领域设置决定。夏季的年际变化东南方TP的降水主要受高原上空的一个异常反气旋控制印度北部次大陆和孟加拉湾，加剧了水汽沿TP南部边缘运移，导致更多水汽聚集东南TP上空，因此该地区降雨过多。

引文: Feng, L., and T. Zhou (2012), Water vapor transport for summer precipitation over the Tibetan Plateau: Multidata set analysis, J. Geophys. Res., 117, D20114, doi:10.1029/2011JD017012.

1. 引言

[2] 青藏高原(TP)影响全球气候和气候变化，气候通过动力和热效应[吴et al.,2007]。它在该地区水循环也发挥着显著的作用。例如，许多南亚和东亚的河流起源于TP，包括世界上几个主要的河流系统,即印度河，恒河-雅鲁藏布江,长江和黄河。因其通常调用TP在亚洲水文循环[Xu et al.， 2008] 的重要性而得名“亚洲水塔”。因为有很多的水从总磷流出，总磷是一种供应水蒸气的物质,其周边地区是需要维护的区域水平衡。因此，TP是最活跃的世界水文循环中心之一，并了解TP上的水文循环过程是一个至关重要的主题。

[3]给出了TP水文循环的重要性这个问题上做了很多努力。发现了一个独特的在TP上的降水的日变化周期[Barros et al.， 2004; Bhatt和Nakamura，2005;Zhou et al.,2008年]。一般来说，降水活动主要集中在丘陵地区，下午晚些时候区域最强，而山谷和湖泊显示主要的傍晚的高峰，和一个次要的大湖上空早雨高峰明显[辛格和中村，2009]。根据卫星数据显示循环的日变化[Bai et al.， 2008;Liu et al.， 2009]。白天伴随着强劲的风速通过喜马拉雅山增加山谷深处的相对湿度 [Ueno et al.， 2008]。在晚上，南方风持续，但强度较弱，水蒸气在喜马拉雅山前停滞不前。因此,夜间在喜马拉雅山山脚下和山谷中降水明显。[Barros and Lang, 2003]。Chow和Chan [2009]提出了一种可能的日变化机制：TP上空降水与TP异常供暖有关。

[4] 降水的季节内变化伴随对流活动在TP上也很明显。Yamadaand Uyeda[2006]指出了天气条件的差异，天气条件以西藏高压或天气扰动通道为主。在季风季节，该天气槽的通过预计将对印度洋到TP的水汽输送产生巨大贡献[Sugimoto et al.， 2008]。1993年季风期间的强降水是由西风带曲流的天气槽中的水分入侵造成的[Ueno, 1998]。Chang[1981]在次季节尺度上发现印度中部降水量与TP中部降水量呈反比关系，时间尺度约为15天和40天。高原的夏季季风间断期对应着印度夏季季风的活跃期。印度上空的气旋环流阻止水蒸气进入TP [Sugimoto et al.，2008]。

[5]除了分析水循环的日变率和季节内变率外，许多研究还集中在气候平均状态下向热带高压输送水汽的来源。然而，结果仍然不确定。准确仪器数据的稀缺性可能是原因之一。

一些研究强调了南部通道，来自孟加拉湾的水汽经过三个大的山谷，即、雅鲁藏布江、怒江、金沙江[Xu et al.， 1996, 2002]。流经雅鲁藏布江河道的水汽对TP东南部的降雨具有中心重要性[Yang et al.， 1987]。然而，其他研究则强调了来自印度北部次大陆的水汽输送的重要性，该次大陆经过喜马拉雅中部的一些通道，最终到达西TP [Gao et al.，1985; Xu et al.,1996,2002]。卫星云团从西TP向东移动的轨迹显示了西风道[Yang et al.， 1992; Xu et al.,1996]。哪个频道更重要?不幸的是，除了“两者都重要”这一模棱两可的妥协之外，到目前为止还没有达成共识[Lin andWu, 1990; Xu et al.,2002]。

[6]以往对青藏高原水文循环研究的不确定性主要是由于观测资料的局限性。由于近几十年来有越来越多的卫星产品、实地观测和再分析数据，现在有可能使用多套数据集重新检查TP的基本水文过程，如气候平均状态下的水汽输送源和年际变化。这是本研究的主要动机。此外，由于全球变暖，TP上空的地表气温在过去50年增加了1.8C°左右[Wang et al.， 2008]。因此，一个社会和科学都感兴趣的问题是TP上水文过程的潜在变化。我们试图通过研究长期和年际尺度上TP上的水文循环变化来回答这个问题。

[7]本文的其余部分组织如下。第2节描述数据集和分析过程。第3节分析了TP上夏季的气候学降水特征及相应的水汽输移。图4给出了夏季降水在总平面上的变化及异常水汽输运。第5节提供了结果的摘要和讨论。

1. 数据和方法描述
   1. 数据

[8] 在我们的分析中使用以下数据集:

[9]1.由国家气象信息中心提供的97个站点的月降水量数据集，无遗漏数据，用于TP地区的降水特征研究。这些数据包括1961年至2005年。该降水数据集均质化且可靠。如图1a所示，大部分监测站位于TP东部上方。在西TP只有几个站，那里的海拔很高。这些数据在中国的气候变化研究中得到了广泛的应用[Li et al.， 2010]。

[10]2.将两个卫星合并的降水数据集与台站数据进行了比较。第一个是气候预测中心(CPC)的降水合并分析(CMAP)数据集。这些数据合并了陆地上的雨量计数据;海洋上的卫星IR、OLR、MSU和SSM/I估计;和模型数据(主要是在极地地区)一起使用，海洋降雨由沿海和环礁站的雨量计数据校准[Xie和Arkin, 1997]。二是全球降水气候学项目(GPCP)数据集。红外估计值由微波估计值校准，然后由雨量计数据进行调整[Adler et al.， 2003]。两个数据集的分辨率为2.5°times;2.5°，覆盖的时间段为1979-2002年。CMAP和GPCP数据均已用于全球季风研究[Zhou et al.，2008b]。

[11]3.本研究还使用了亚洲上空的两个高分辨率网格降水数据集。第一种是由谢等人[2007]开发的。它涵盖1962-2002年期间，使用的分辨率为0.5°times;0.5°。是利用从若干独立来源收集的2200多个站的仪表观测数据建造的,利用独立坡度模型(PRISM)月降水量气候学的参数高程回归对降水场进行了调整，以纠正地形效应造成的偏差。第二种方法是通过亚洲降水活动收集亚洲各地的雨量计观测数据，将高度分辨率的观测数据集成到评估中水资源(APHRODITE)项目[Yatagaiet al.， 2009]。数据涵盖1961-2004年期间，分辨率为0.25°times;0.25°(以下为APHRO数据)。到目前为止，它被认为是唯一的长期(1961年以后)的大陆规模的每日产品，包含亚洲包括喜马拉雅山脉和中东山区的密集的每日雨量计数据网络。

图1.(a)青藏高原的地势高度(阴影部分)和97个站位(黑点);(b-i) 1979-2002年气候平均夏季(6 - 7 - 8月)降水空间分布(单位:mm/d)。

[12]4.1979-2002年国家环境预测中心/国家大气研究中心(NCEP/NCAR)再分析数据用于估算TP上空和周围的水汽输移[Kalnay et al.， 1996]。在估计水汽循环(包括水汽输送)的数据方面，已经进行了评估[Trenberth and Guillemot, 1995]，质量已经得到了保证，特别是在亚洲季风地区[Zhou et al.， 1999;周和Yu, 2005]。另外两个再分析数据集，欧洲中期天气预报中心40年再分析(ERA40) [Uppala et al.， 2005]和日本25年再分析(JRA25) [Onogi et al.， 2007]，也被用来评估NCEP/NCAR再分析的结果。NCEP/NCAR和ERA40再分析数据都可以在2.5°times;2.5°网格上获得。JRA25的水平分辨率是1.25°times;1.25°。表1给出了三次重新分析的详细信息，即，数据源。在我们的相互比较中，我们使用1979-2002年的公共时间段。

[13]为了检验再分析降水对站点信息和网格降水数据集的捕获程度，我们还对包括再分析产品在内的降水数据集进行了相互比较。

[14]由于数据集具有不同的水平分辨率，Xie等[2007]采用加权平均插值法在2.5°times;2.5°网格上对三组再分析数据集进行网格划分。

• 1. 分析方法

[15] 总水汽通量可分为两部分:平稳分量和瞬态分量[Trenberth,1991]。我们利用NCEP日重分析数据集计算了水汽的平稳输运和瞬态输运，发现后者比前者弱一个量级(图略)。使用ERA40每日再分析的分析显示了相同的结果[Bothe et al.， 2010, figure 1d和1e]。Zhou等[1999]之前的定量比较也发现，瞬态水汽输运对东亚总通量的贡献很小。因此，在我们的分析中，我们主要关注的是平稳分量，它是使用Zhou和Yu[2005]以及Bothe等[2010]的月平均数据来计算的。根据Trenberth[1991]的计算，TP上空和周围的垂直积分水汽通量计算如下:

其中q为比湿，u为纬向风，v为子午风，g为重力加速度。在我们的计算中，顶层pt的压力为300hpa，因为在300hpa以上的水汽可以忽略不计，NCEP/NCAR再分析中的比湿度设置为零[Xu et al.， 2008;周,2003]。复杂地形上的水汽收支分析对地形处理十分敏感[Rasmusson, 1968;Trenberth, 1991]。在我们的分析中，我们首先将三次重新分析的变量插值到相同的压力水平，间隔为50 hPa，然后将水蒸汽从表面压力ps积分到300 hPa。

[16]水汽通量散度也可分为两部分[Huang et al.， 1998]:水汽平流项和风散度项:

其中为水平风矢量，q为特殊性。右边的第一项是水分平流。当风从比湿度高(低)的地区流向比湿度低(高)的地区时，这一术语为负(正)向，称为湿(干)平流。它对总水蒸气的辐合(散度)有正(负)贡献。右边的第二项表示风散度的贡献。风场的散度对应于水汽输运场的散度。

1. 气候意味着水汽的输送
   1. 降水和相应的水汽输送

[17] 本研究重点研究海拔3000米以上(以下为TP区域)的区域(26-42N, 75-105E)，如图1所示。站内降水作为参考降水。为了使数据具有可比性，采用双线性插值法将4个网格化降水数据集和3个再分析降水数据集插值到TP(图1a黑点)上方的97个站点中。97个气象站的年平均降水量(图2)均在7月达到峰值。6-7-8月降水量占全年降水量的50%以上。台站与4个网格数据集的6月和8月降水量百分比仅略有差异(图2a-2e)。三种再分析产品一般捕捉TP上的年降水量周期(图2f-2h)，除了春季(夏季)降水量的百分比大于(小于)其他五个数据集。再分析的降水量也在6月或7月达到峰值，但峰值不像站内数据那样明显。根据图2所示的年周期，TP上夏季降水(6 - 7 - 8月)集中是合理的。

不同资料集TP夏季降水空间格局均呈现较强的东南-西北梯度(图1b-1i)。降雨量由TP东南(降雨量大于5毫米/天)至西北(降雨量小于1毫米/天)减少。由Xie(图1e)和APHRO(图1f)数据集得出的结果类似于由站点数据得出的空间模式(图1b)。由于更多的站站雨量数据被合并到这两个数据集中，因此两者的相似性是可以预期的。其他降水数据集呈现出许多均匀的空间格局，这可能是由于其水平分辨率较低(图1c、1d、1g、1i)。三种再分析产品高估了TP上的降水量，最大的降水量大于10mm /天(图1g和1i)。NCEP/NCAR和JRA25再分析均位于四川盆地(22-28N, 98-103E)，而ERA40区域位于TP南部(24-28N, 88-98E)。

图2.1979年至2002年期间，该热带高压计划内8个降水数据集的97个站点的年平均降水量周期(单位:%)。

[19]由三组再分析数据集推导出的总平面上方及周围气候学水汽输移平均值如图3d所示。一个包含26-40N, 80-102E的盒子(如图3a所示)被用

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