中国周边地区夏季降水日变化外文翻译资料

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中国周边地区夏季降水日变化

Rucong Yu, Tianjun Zhou, Anyuan Xiong, Yanjun Zhu, Jiming Li

利用中国588个台站1991—2004年逐时雨量资料，研究中国周边地区夏季降水的日变化。结果表明，中国周边地区夏季降水日变化较大，具有明显的区域特征。中国的南部和东北部地区的夏季降水量在傍晚达到高峰，而青藏高原及其东部周边大部分地区在午夜达到高峰。降水日变化沿着长江流域向东变化，长江流域上部为午夜峰值，中部为清晨峰值，下部为傍晚峰值。长江和黄河之间的地区夏季降水有两个峰值：一个在清晨，另一个在傍晚。

一、引言

降水日变化是地球气候和天气的一个重要方面。先前对地面观测[例如，Wallace等；Higgins等；Dai等；Dai]和卫星观测[例如，Yang和Slingo；Sorooshian等；Nesbitt和Zipser]已经显示出暖季降水日变化很大，大多数陆地地区在傍晚降水量最大，在美国和其他一些地区的峰值出现在清晨。在高地形背风区向下游传播的对流系统常常与早晨的峰值有关[Carbone等,2002；Wang等，2004]。由于降水的大振幅、相干相位和时间尺度短，降水的日变化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物理[Dai等，1999年；Lin等，2000年；Davis等，2003年；Zhang，2003年；Liang等，2004年；Dai，2006年]。

上述研究大多集中在美国和热带地区。中国占据了大部分大陆区域，云的卫星图像显示出相当大的日变化[wang等，2004年],地面天气报告[Dai,2001]也显示出该地区降水频率的日变化的重要意义。其他一些研究也研究了东亚上空云量和降水量的日变化[例如 Murakami,1983; Kato等,1995; Kurosaki和Kimura, 2002; Zhao等, 2005]。然而，由于缺乏高分辨率的降水资料，无法获得中国周边地区降水日变化的详细图像。本研究采用质控式逐时雨量计资料，对中国大陆地区夏季降水日变化进行定量分析。

二、资料及分析方法

本研究利用1991-2004年间中国大陆地区588个台站的逐时和逐日降水资料，对夏季（6-8月或JJA）降水日变化进行定量分析。逐时和逐日降水资料来自于国家气候基准网和国家气象地面网。用虹吸式或翻斗式雨量计自动记录每小时降水量，用人工观测每隔6小时记录得到日降水量。雨量计数据由中国气象局（CMA）国家气象信息中心（NMIC）采集并质量控制。对每小时雨量计数据进行质量控制，包括两个步骤：极端检查和内部一致性检查。极端检验是基于该月日降水序列的最大值。由于国家气象局对日降水量进行严格控制，所有超过同期日降水量月最大值的小时雨量计资料均被剔除。内部一致性检查用于识别由不正确的单元、读取或数据编码导致的错误数据。

最大降水发生时间的空间分布，用来显示日降水的空间特征。以下是Dai和Liang，最大降水发生的时间由圆形24小时拨号时钟上的箭头指针表示，利用归一化振幅对日均值和振幅进行比较,定性地表达了日周期的重要性。

本文讨论了1991—2004年条件下夏季平均降水的日变化。在每一站进行逐日降水分析。注意，这里使用的时间指的是本地太阳时间（LST）。

三、夏季降水日相和振幅的空间分布

图1 1991-2004年夏季（6-8月）逐时降水日平均周期相位和振幅的空间分布。颜色表示归一化振幅（即以日均为单位），而单位矢量表示最大降水量（相位时钟）的局部太阳时间（LST）。实心灰色线显示3000米海拔等高线。长江和黄河的位置被画成橙线，还标记了五个不同的颜色区域。

图1分别用箭头和颜色表示夏季降水日变化的相位和振幅（用日均值归一化）的空间分布。可以清楚地看出青藏高原东部和四川盆地（沿30N向东到100E）最大降水量发在夜间，证实了先前的研究（Lu, 1942; Yeh and Gao, 1979）。中国南方大部分地区和东北地区在傍晚降水较多。在长江和黄河流域之间的区域可以看到一种不太一致的相位模式，这是由于对应于不同主要降水系统的两个不同的降水高峰造成的（见下一节）。此外，图1还显示了长江中上游流域南部的最大降水位相呈现顺时针的演变，它把中国南部和长江中上游流域的日变化联系在一起。

振幅的空间分布显示了中国大陆地区的降水具有显著的日变化。在几乎所有的台站中（546台在588台以上），归一化幅度大于25％。在588个台站中，有271个台站的归一化振幅大于50％，588个台站中有108个台站的归一化振幅大于75％。

四．日降水周期的区域特征

为了揭示详细的区域特征，图2用虚线矩形表示了在五个不同区域平均的夏季降水日变化，如图1所示：在青藏高原东缘和长江流域上游(27-32N,100-107E)，平均降水日变化(图2a)表现为谐波正弦演变，最大值在午夜，最小值在中午。青藏高原东部降水日变化特征与1区相似（图未示出)。区域2（27-30N，108-113E）即长江流域中游的平均日变化在清晨达到最大值约为0600LST（图2b）。中国南部（23-26N，110-117E）和东北部（40-50N，110-130E）在傍晚达到最大值（图2c和2d）。图2e显示了长江流域和黄河流域（30-40N，110-120E）之间区域内的日变化。如前所述，图1中在该区域没有发现较为一致的相位图。这是由于两个类似的高峰，一个在清晨，另一个在傍晚。

图3a显示了经向（27-29N）平均小时降水百分比相对于日总降水量的时间-经度截面，图3b显示了纬向（110-130E）平均降水的相应结果。图3a显示了青藏高原东部周边夜间最大值向东过渡到长江下游傍晚的高峰，这表明长江沿岸地区不同时段出现最大降水，上游出现夜间降水峰值，中游出现清晨降水峰值，在下游出现下午降水峰值。这种变化意味着对流系统开始向东传播到青藏高原东缘。然而，案例分析表明，在夜间暴雨之后，长江上游并不总是紧接着中游的清晨暴雨，而在中游的清晨暴雨并不总是表明上游已经发生了夜间暴雨。

图2 1991-2004年夏季平均降水量的日变化在图1所示的五个区域平均。

水平轴对应于局部太阳时间，垂直轴的单位是mm/小时。

图3 每小时降水百分比相对于日总降水量(单位%)的平均日变化Hovmoller图。(a) 图是27-29N区的时间-经度截面。(b)图是时间-纬度截面平均超过110-130E。垂直轴是以小时为单位的局部太阳时间。

例如，观测表明，2003年8月2日、3日、9日、10日、21日、22日、26日、29日和30日，四川盆地（位于青藏高原东缘）发生了9次午夜暴雨。这些长江上游的夜间暴雨事件之后并不总是发生在在中游清晨暴雨事件之后（图略）。1998年7月20日—21日，武汉（位于长江中游流域）清晨暴雨，发生在北京时间早上7点，强度大于80mm/hr，但上游流域没有观测到夜间暴雨，表明是局部对流。对这种位相的变化还需要进一步的研究。

分析1998年5月至8月至2001年间地球静止气象卫星观测到的每小时红外亮度温度，发现青藏高原东缘附近对流最活跃，傍晚和清晨有明显的日降水高峰，其中一些系统向东传播穿越东亚，在5月至6月最强，在7月至8月几乎停止。这与由雨量计资料揭示的青藏高原背风区夜间最大夏季降水有所不同。据Wang等[2004]和Dai[2006]认为，这种差异并不出乎意料，因为IR亮度温度是冷云顶的量度，并不总是表示活跃的深对流。

图3b显示了中国南方至东北地区降水日变化的鲜明对比，在中国的南部内陆和东北部，日周期以下午晚些时候的最大值为主。但在华东中部30-40N之间，降水日变化表现为峰值，一个在傍晚，另一个出现在清晨，如图2所示。

五．总结与讨论

利用1991-2004年588个台站的逐时降水资料，研究了中国近邻地区夏季降水的日变化。计算结果揭示了一些有意义的时空特征，可用于数值模型的评价。结果表明，青藏高原东部和长江中上游地区为午夜最大值，中国南部内陆和东北部下午降水量最大，中国中东部地区夏季降水在长江流域和黄河流域之间的日周期具有两个峰值。在长江流域30N左右，日变化表现为从青藏高原东缘的午夜最大值向东连贯的过渡，到长江下游流域的近黎明或清晨降水最大值和傍晚最大值。

傍晚的最大值可以用地面太阳加热来解释，这导致下午低层大气的最大不稳定性，从而产生湿对流。青藏高原东部及其东部周边地区盛行的夜间降水（e.g., Yeh and Gao, 1979; Zeng et al., 1994; Kurosaki and Kimura, 2002），其基本机制仍不清楚。夜间最大值可能是由复杂地形强迫的局部环流日变化引起的。例如，沿着青藏高原东坡的纬向风的日变化可以引起大规模垂直运动的日变化，这反过来又可以触发或抑制深对流（Zeng et al., 1994; Yu et al., 2004; Li et al., 2005），但对其机制的详细分析超出了本文的研究范围。为了理解午夜最大值及其到下游的演变，仍需要做进一步的研究工作。

参考文献：

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