四川盆地及中国西南部邻区的雨季降水外文翻译资料

 2022-12-02 19:41:42

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四川盆地及中国西南部邻区的雨季降水

钱婷婷

灾害天气国家重点实验室、中国气象科学研究院，北京，中国

赵平

灾害天气国家重点实验室、中国气象科学院北京，和气象灾害预警与评估协同创新中心，南京大学信息科学与技术，南京，中国

张福清

宾夕法尼亚大学公园气象系，滨州州立大学

包兴华

灾害天气国家重点实验室、中国气象科学研究院，北京，中国

（2013年5月15日收到的稿件，最终形式是2014年9月4日）

摘要

利用高时空分辨率卫星降水估计，研究了四川盆地（SCB）和邻近山区的夏季雨季（2003至2010年）平均降水的空间变异性和日变化。四川盆地位于青藏高原（TP）的东部，并且容易沉降，常常在夜间和清晨达到高峰。在雨季，四川盆地上空的大尺度环境表现为青藏高原背风向中低层到中小圈辐合减弱，北部为对流层高空急流。在这种流动形态下，研究将降水模式和传播的独特昼夜变化与该地区独特的地形联系起来。研究发现，在雨季期间，当地日降水量最大值主要是下行坡和东南向，从白天的日照时间上升到夜间的四川盆地。从傍晚到清晨，次高值向云南 - 贵州高原的东北侧下坡向四川盆地移动。由于该盆地与周围山脉之间的地形高度差异较大，因此四川盆地及邻近地区降水的移动与多个区域尺度的山地螺线管紧密相关。

1、简介

四川盆地是中国西南地区人口最多的地区之一，拥有超过1亿人口。它位于青藏高原（TP）（世界上最高的山脉）以东，云贵高原（YGP）以北，乌山山脉（WuM）以西，大巴山脉以南（DaM）。凭借这一独特的地形，四川盆地地区在温暖季节容易出现频繁的强降雨事件，这往往会引发致命和昂贵的洪水和山体滑坡; 例如2010年7月15日至26日（14人死亡，11人失踪）和2013年7月7日至12日期间长期持续的暴雨事件（31人死亡，160人失踪）。

先前的研究表明，青藏高原和四川盆地的降雨峰值通常发生在傍晚或午夜（Yanai和Li 1994; Yu等2007; Yin等2009）。一些研究发现，青藏高原和四川盆地上的夏季降水往往是由中国气象学家东南部附近的次天气尺度旋风（称为西南涡），东亚地区的西风带，剪切线和锋面引起的（Jiao et al。2005 ; Xiao和Chen 2010）。其他研究人员提出四川盆地降雨可能直接来自青藏高原（Jiang and Fan 2002; Wang et al.2004; Yang and Tao 2005; Yang and Smith 2006; Bai et al.2008）。例如，Wang等人（2004）指出，东部的青藏高原附近的对流通常在下午晚些时候或傍晚达到高峰，然后向东传播。Bai等人（2008）也研究了四川盆地的夜间降水与源于青藏高原的东传波对流系统之间的联系。王等人（2005）和Johnson（2010）讨论了从东部到南部的降水的东南向传播和从云贵高原到四川盆地的东北部传播。

最近，鲍等人（2011，以下简称BZS11）利用高分辨率卫星资料估算了中国东部暖季东部暖季降水的日变化。他们发现东部地区的平均降水日高峰开始于下午，并向东扩展至平原。他们的动力分析进一步表明，由于山脉和平原（或海洋）之间的差异加热，昼夜降雨的传播与多个热力驱动的东西部山脉平原螺线管（MPS）有关。在下午的早些时候，MPS的上行分支出现在高地斜坡上，下行分支出现在平原上。然而，在午夜左右，向下的分支出现在高地的山坡上，向上的分支出现在平原上。向上分支可以增强当地降水的昼夜高峰。中国和美国的其他山区也出现类似的降雨特征。

作为BZS11的后续工作，目前的研究仅关注四川盆地和邻近地区暖季降水的日变化和传播与该地区独特的盆地地形和大规模流动模式相关的山坡。 我们特别感兴趣的是地形坡度的不同取向（不完全是由于BZS11所假定的东西向）以及下游山脉的存在将会改变昼夜降雨峰值的演变。 沿着直线经线平均，BZS11中的时间 - 经度图（即纬向）表明，昼夜降雨峰值以几乎恒定的速度向东传播，从青藏高原到四川盆地再到平原。 目前的研究也补充了He和Zhang（2010）的研究，该研究考察了区域MPS对华北地区的影响。

在第2节中，我们指定研究领域，在四川盆地中定义“雨季”，并描述数据和方法。 第3节研究雨季昼夜降雨的各种特征，包括降水的传播和日变化。 第4节研究了大尺度环境和多种热力驱动的区域尺度MPSs对雨季降水的影响。最后，我们在第5节给出一个总结和讨论。

2.资料与方法

图1a显示了中国西南地区的地形高程阴影图。 我们的重点地区是标有ABHG和DFNM的平行四边形。 继赵等人（2010年），我们使用1960 - 2000年期间雨量站测得的日降水量从气候学角度定义了雨季。 图1b显示了四川盆地内所有可用雨量计的平均气候5天（五项）平均降水率的时间序列。 对于这个领域，年平均降雨率为1.7毫米/天21。 我们将四川盆地雨季定义为持续5天的平均降雨率超过3毫米/天21的时间跨度，从6月20日开始至9月11日结束。其余的研究，我们将利用降水产品与水平网格约8公里，30分钟从几个低轨道卫星微波数据通过气候预测中心的变形技术的时间间隔（CMORPH；乔伊斯等人,2004）。的CMORPH降水估计已被用于研究中国降水特征（他和张2010；沈等人,2010 bzs11）。他们的研究结果表明，CMORPH估计是适合于研究具体的空间格局和中国暖季降水的时空变化，包括在这项研究中的四川盆地焦点区域。

图1

图1

对于本研究的其余部分，我们将使用降水产品，水平网格间距约为8 km，时间间隔为30 min，通过气候预测中心变形技术（CMORPH; Joyce等人,2004）。 CMORPH降水估算已被用于调查中国的降水特征（He and Zhang 2010; Shen et al。2010, BZS11）。 他们的结果表明，CMORPH估计非常适合检验暖季降水的详细空间格局和时间变化。

为了更好地理解大尺度流场构造和区域尺度环流，我们还使用来自美国国家环境预测中心（NCEP）终端（FNL）运行全球分析数据集的大气温度，位势高度，风和相对湿度。 FNL数据集的经度和纬度水平网格间距为18,3,18，包括垂直网格的表面水平和26个压力水平。FNL数据每天可以使用四次。

8年（2003-10）的平均值被用来研究降水的日变化，大尺度环境以及重点地区的大范围流域大气环流。为了更好地表示地形对四川盆地降水（及其日变化）的影响，在Ahijevych等人的文章中，应用了与具有直接垂直于地形坡度的平均截面的偏斜坐标，贺（2004）和张（2010）。沿着线BH（图1a）的横截面是从平行四边形ABHG中的平均方向平行线CD的偏斜坐标获得的。

3.降水日变化特征

图2a显示了来自CMORPH数据集的雨季的月平均降水量（从2003年到2010年）在四川盆地和周边地区的月平均空间分布。 几乎整个流域的月平均降雨量大于140毫米，月最高量超过200毫米21位于西南角（位于云贵高原的正反面/东北部以及背风面），最低 数量在盆地的东南部。 在青藏高原的大部分背风坡和云贵高原背斜坡的西北部，月降水量超过140毫米，在两个地形坡度上的一些局部地区，其值大于210毫米。

图2b显示了按照BZS11和贺和张（2010）所述的计算方法计算的雨季总降水日均贡献的百分比。昼夜百分比（DP）在BZS11中定义为

(1)

其中rt是每小时的平均降雨率，r是平均小时降水率，rd是平均日降水量。日本降水日变化对重点地区（本研究的主要目标）的重要性变得明显：雨季期间四川盆地西南三分之二的总降水量的近50％来自于昼间贡献，其中 青藏高原和云贵高原的大部分斜坡的百分比甚至更高。昼夜对乌巴山脉上游斜坡的贡献迅速减小。

图2（a）雨季期间月平均降雨量（毫米）的分布。 黑色轮廓适用于1000米的地形高度。 蓝色平行四边形区域是焦点区域。（b）雨季平均降水总量昼间贡献的百分比

图3显示了北京时间（北京时间，北京时间8点，北京时间前8点）每隔3 h开始的四川盆地及周边地区雨季降水的平均日变化周期。当地午间时间（BJT后2h）之前，当地日最大降水量最大值出现在东经1008E东侧的东坡。前一天的一些剩余日降水量位于四川盆地的东北部一半（图3a）。在下午的早些时候，青藏高原的东部斜坡上的日降水量在面积覆盖范围内扩大并且增强，峰值降水线向东北 - 西南方向移动，并向四川盆地西部边缘滑动下坡（图3b）。同时，四川盆地的东南侧出现了一个短暂的短期二级降水峰值，表明可能的上坡降雨开始与独立于原始昼夜高峰（其启动了青藏高原的下坡）无关。

青藏高原的东部斜坡的初级昼夜降水峰值在2000 BJT附近开始到达四川盆地的西部角落，此时又出现了另一个准独立的次生降雨最大值，这一次将云贵高原的下降坡向西南移动的四川盆地（图3c）。这两个昼夜降水最大值在傍晚（2300 BJT;图3d）合并，并覆盖四川盆地的西半部。 午夜到清晨，昼夜降水盛行整个四川盆地区域，而青藏高原斜率和云贵高原斜率首先下降（图3e-g）。最后，到深夜，昼夜降水减弱并退到南部海域的东北部一半（图3h）。

上述分析的一个独特的发现是，昼夜降雨从东部的青藏高原向东南方向移动到下午的四川盆地，但是在夜间不会继续向东南或东方传播穿过四川盆地。 这可以在图2a中看到，就四川盆地东部的总降雨量而言，在图2b中以昼夜贡献百分比表示，而在图3中以昼夜峰值地图的时间演变分配。

图3雨季平均降雨量的分布（阴影间距为0.2mm h-1且大于0.2mmh-1）（a）1400年，（b）1700年，（c）2000年，（d）2300年，（e）0200，（f）0500，（g）0800和（h）1100BJT。黑色轮廓适用于1000米的地形高度。

图4显示了盒装焦点区域ABHG（从图1中的青藏高原到四川盆地）沿上游地形坡度的平均综合分析。在这种复合体中，昼夜峰值在1400到2000 BJT的几乎相同的位置（在青藏高原的东部边缘）持续存在，但是从0200到0800 BJT转变为持续靠近盆地中心。 这种相当不连续的昼夜峰值演变可以在图5a中更清楚地看到，图5a显示了沿这个地形坡度的雨季平均降雨的复合时间距离Hovmouml;ller图。值得注意的是，在这个斜坡上有两个明显的不连续性：一个仅在傍晚在青藏高原斜率（近600km）下向东南倾斜的昼夜高峰降水的微弱信号，另一个几乎突然终止向东南传播 四川盆地的东侧（接近1000公里;这也在上面讨论的图3中示出）。

图4

这些不连续性是当前研究的一个独特发现，与BZS11相比，该研究侧重于四川盆地和周边地区的昼夜高峰降水的局部演变，而BZS11仅检查沿纬向（东 西）方向。 为了直接与BZS11比较，我们再现了纬度278之间的雨季平均降雨量的复合时间距离Hovmouml;ller图

和图5b中的358N，这显示了昼间降水峰值向东的相对连续的向东传播。 很显然，这种纬度平均的昼夜降雨量综合体并不代表该地区昼夜降雨的真正的东北向进展; 相反，这里采用的倾斜坐标（图5a）更好地捕捉与地形有关的不连续性。

尽管如此，两种复合材料之间的比较表明，最强降水的强迫在夜间向低风侧移动（图5a），但大尺度中层圈转向流也可能对图4中观测到的东向传播有重要贡献。如下所述（参见图6）。

图5雨季平均降雨量的时间距离Hovmler图（mm h-1），其中为了清晰起见周期重复两次。（a）沿着西北 - 东南（平行线BH）方向在盒装焦点区域ABHG上平均。垂直粗线用于线（左）DM和（右）FM。（b）沿纬度278-358N之间的平均截面。

4.日降雨的动力结构和地形效应

在本节中，我们分析了与四川盆地和周边地区降水独特日变化相关的大尺度环境和局地大气环流。

（a）大规模环境

图6a显示了四川盆地雨季期间代表大陆尺度天气环境的平均500 hPa位势高度和200 hPa急流风。 感兴趣的降雨发生在强西太平洋副热带高压与东部之间的一个鞍点附近，西部为弱的南亚副热带高压，对流层高层急流南端的中纬度西风带为浅槽。在图6b的放大地图中，四川盆地大部分位于青藏高原的左侧汇合区内，在低到中等范围内具有相当持久的正相对涡度。

图6

图6

图7显示了700hPa平均位势高度和相对涡度的日变化，由FNL分析提供的所有四次表示。虽然在700hPa位势高度或风场中（除了可能在1400 BJT）没有明显的闭合涡，但全天在四川盆地上仍然存在局部涡度最大值，这是中国常见的西南低涡的特征 通常被认为是该地区高效的降雨生产者（Huang 1986; He 2012）。 与浅层低对流层漩涡相联系，四川盆地上的700hPa风主要来自西南地区，这可能将来自孟加拉湾的潮湿空气通过云贵高原带入

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