中国东南部春季持续降雨的机制外文翻译资料

 2022-11-20 17:18:55

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中国东南部春季持续降雨的机制

万日金、吴国雄

1中国科学院大气物理研究所大气科学与地球物理流体力学数值模拟国家重点实验室，北京100029; 2广东气候与农业气象中心，广州510080; 3中国上海台风研究所，上海200030

摘要：长江中下游南部或中国东南部（SEC）南部地区的春季持续降雨（SPR）是东亚独特的天气和气候现象，这项研究揭示了通过气候平均数据分析和敏感数值模拟实验，可能的机制负责SPR形成的气候原因。SEC位于西南高速中心（SWVC）的下游，位于青藏高原东南侧。结果，西南风西风强度趋于强劲，水分收敛强劲，这是SPR形成的直接气候原因，春季，西南季风速度的季节演变包括TP东南地区的表面明显加热，表明SPR的形成不仅与TP的机械偏转流的西风相关，而且与热强迫的西南风相关 气旋低循环。敏感数值实验表明，没有TP，SWVC和SPR雨带都将消失。西南风速随着TP上升的总绝热加热量几乎线性增加。 因此，SWVC是TP的机械强迫和热强迫的结果。所有这些都强烈表明TP的存在在SPR的气候形成中起主要作用。

1、介绍

亚洲夏季风是世界上最典型和最重要的季风系统。它由两个相关也是独立的成员组成：南亚季风系统和东亚季风系统。在青藏高原（TP）的影响下，它首先建立在孟加拉湾（BOB）。南海（SCS）连接印度洋和太平洋，成为两个季风系统相互影响的重要区域。因此，更多地关注BOB和SCS中季风发生和活动的研究[2,3]。 然而，夏季风爆发前春季转运季节东亚地区的流域和降水的气候特征迄今尚未得到很好的研究。

TP是世界上最高和最强的地形。 人们认识到，其机械和热力强迫显着影响了大气环流和北半球气候的形成。 Yeh等人[4] 和赵等人[5] 分析了TP上的热源，并指出TP在夏季是一个强烈的热源，而冬季则是散热器。 而TP的异常加热可能导致东亚夏季风的大规模循环异常。Yanai等[6,7]发现，TP的加热主要是在季风开始之前明显加热，然后在潜热下进行。通过数值模拟，Wu和Li [8]证明，TP的明显加热驱动空气在TP上的运动，并提出了明智热空气泵（SHAP）的概念。他们发现，SHAP不仅影响了TP及其周边地区的流通，而且还散布了Rossby波，从而影响了全球流通和气候的演变。吴和张[9]发现，TP的合理加热阶段特征与亚洲夏季风相关。此外，他们证明，TP的机械和热力强迫首先在BOB中导致亚洲夏季风的开始。事实上，在明智的加热方面，TP在早春就从散热片变成热源。 TP在东亚亚热带地区形成春季循环和降水的机械和热力的作用是什么？机制是什么？所有这些都需要进一步的研究。

本文重点介绍了春季持续降雨（SPR），即位于东亚中低纬度地区，南太平洋副热带高压西北侧和东南侧的海域与陆地相互作用， 并发生在SCS夏季风开始之前。 通过分析SPR的气候特征和SPR形成机制，可以更好地理解季节转移的物理过程，可以提供基于SPR预测的基本理论，甚至可以预测亚洲夏季风的一些有价值的线索 可能会发现。

在中国，众所周知，春季持续阴沉，大部分证券交易所的雨是农业和交通运输的灾难。初夏夏季以来，SPR是梅雨还是梅雨的另一个雨季，长江中下游。自20世纪50年代以来，天气和中短期预报方面的研究得到了广泛的重视[10-13]。但作为一个气候观念，直到20世纪90年代后期，天津首都引入了SPR，他们提出了SPR气候形成机制是印度支那半岛与西方的西海东海热对比在菲律宾东部的北太平洋，或换句话说，春季季节性变暖的时差的影响。此外，他们认为SPR不是因为早期春季SEC从日本南部地区同时快速增加的暴雨造成的造成影响的现象。然而，这项研究表明，尽管北美南部的春季出现了类似的时差，但美国东南部不存在类似SPR的雨带，这意味着时滞机制是有问题的。

那么SPR气候形成的基本机制是什么？ 这是本研究试图回答的问题。

2、资料和方法

使用了两组具有不同时间跨度和空间分辨率的降水资料。 一个是国家气候中心（NCC）最近公布的1951 - 2000年间中国730个车站的日降水量数据。 为了研究降水的气候空间分布和季节演化特征，在50年内计算出气候五元组平均值，然后插入0.5°times;0.5°经纬度网格。 另一个数据集是来自CMAP [15]的五元组降水资料，从1979年到2004年，都有一个2.5°times;2.5°的纬度纬度网格。同样，计算（整个26年）的气候五元组平均值显示 北半球大面积降水分布。使用国家环境预测中心/国家大气研究中心（NCEP / NCAR）重新分析气候日平均数据（1968 - 1996年），包括位移高度，温度，水平风和850 hPa的比湿度。 所有数据均为2.5°times;2.5°经纬度网格。 为了方便调查相关的大规模流通分布和季节变化，进行五天平均值以获得气候五元组数据。 也从上述数据计算了850 hPa的湿度发散（qVnabla;nabla;）。

使用NCEP / NCAR日平均再分析在1968 - 1996年平均的表面显热通量（SH）的气候五元平均值来描述东南TP的季节演变，并检验与西南风的可能关系。 所有平均数据在绘制季节性进化曲线时进一步平滑，因为它们仍然包含一些短期随机波动。

3、SPR的气候特征

在田和亚苏纳[14]之后，选择了第12至26号的笔友代表了SPR期间。 SPR中SEC的平均降雨量如图1所示。SPR雨带位于长江中下游南部，大致沿着武义山南岭，高值区域约24°N -30°N，110°E-120°E，强度为6-7mm / d。 除了受到夏季风雨带（图2）的扰乱外，大部分地区以28°N左右的最大降雨量一般都在一年左右，这与Tian和Yasunari [14]的结果一致。

图1 SPR（12-26）中国平均（1951 - 2000年）降水的空间分布。 单位为mm / d。 阴影区域表示山体高度超过600米的地区。

图2在110°E-120°E之间的五分平均降水平均时间 - 纬度剖面。 单位为mm / d。 白色箭头表示雨带的运动。

如图3所示，东亚和北美的降水在SPR中的空间分布不同。 在赤道以外，主要降雨带位于两个海洋西部，靠近两大洲东海岸。 毫无疑问，它们都是北极冷空气和热带海洋暖暖空气之间极地前缘的雨带。 值得注意的是，在东亚大陆有一个中心强度超过6毫米/天的雨带，即SPR。 但相应的东南美洲则没有类似的雨带出现。

图3 CMAP气候平均值（1979-2004）的空间分布平均在第12-26位。 单位为mm / d

在中低纬度地区，东亚（10°N-30°N，90°E-120°E）与北美（10°N-30°N，80°W- 110°W）分别显示为图4中的两个粗体虚线矩形。它们都位于亚热带，北部大陆和东南大洋。 这两个地区都受到自然极地前雨带的影响。 在图4中，代表东南亚陆地和海洋的区域A（12.5°N-22.5°N，95°E -105°E）和B（10°N-20°N，130°E-140°E） 分别由Tian和Yasunari使用[14]。 在本文中，根据可比性，代表土地的区域C（15°N-25°N，95°W-105°W）和D（12.5°N-22.5°N，60°W-70°W） 北美南部海域分别被选中。 虽然它们比A区和D区的纬度更高，但并不影响我们的结果。

图4中纬度纬度（粗体虚线矩形）和低纬度代表区域之间的东亚与北美地区（A，C）和海（B，D）之间的比较区域。 阴影区域代表地形高度超过1500米的地区。 具有10times;10经度 - 纬度网格分辨率的地形数据来自NCEP。

图5显示了850 hPa东南亚和北美南部西部陆地东海温差的季节演变。 春季，西部地区的气温要比东海高。 这种现象不仅存在于东南亚，也在北美南部。 因此，SPR的气候形成机制，陆海热对比的影响或季节性变暖的时滞是值得怀疑的。 此外，两条曲线之间存在显着差异。 东南亚的冬季海陆温度反差完全相反，但北美南部则不会在冬季逆转，这与东亚季风非常强劲，北美弱势相关。

图5 850 hPa东南亚（实线，TA-TB）和北美南部（虚线，TC-TD）的陆 - 海温差的季节变化。 单位是℃。

显然，北美南部西部和东海之间强烈的热对比不会产生类似SPR的雨带。 是什么原因？ 下一节将重点介绍东亚和北美雨带相关大气环流的气候平均特征。 它们之间的差异可能与SPR形成的气候原因有关。

4、大规模大气环流的平均特征

从东亚和北美850 hPa的温度，高度，风矢量和水分收敛（qVsdot;nabla;）的角度，研究了SPR大气环流的平均空间特征（图6）。 图6（a）和（b）显然，在两大洲南部，西部地区（A，C）的温度分别高于东海（B，D）。 结果与图5一致。此外，C和D之间的温差为4.1℃，A和B的温差为3.2℃。 这表明北美南部的温度梯度大于东南亚的温度梯度。 如果时滞理论有效，东南美洲的雨带应该比东亚的SPR雨带强。

在850 hPa的高度场（图6（c）和（d）），SCS副热带高度非常弱。在TP东南部，西南低温发展较强，其与SCS副热带高压之间的压力梯度非常大。相反，在北美，墨西哥亚热带高度非常强劲。墨西哥高原的浅层地形沟槽影响不大。东亚与北美之间的显着差异来自两个因素。一个是海陆分配。在北纬25°左右，东亚有陆地，北美有大海。此外，作为大西洋副热带高压西部，墨西哥亚热带高地位于三大洲，即北美，南美和北非。海陆空气升高的联合热适应使亚热带高度异常强劲。另一个可能的因素是地形。东亚巨型TP的机械和热效应发展较低，亚热带高位减弱。 TP的影响可以在第5节的以下敏感数值模型实验中清楚地看出。

图6温度（（a），（b）），高度（（c），（d）），风向量（（e），（f））和水分收敛（qVnabla;sdot;）（（g ），（h））在东亚（左图）和北美（右图）的SPR（第12至第26个五边形）850 hPa。 阴影区域的高度超过1500米。 轮廓的单位为（a）和（b）的℃，（c）和（d）的gpm，（e）和（f）的m / s以及10-5g·kg-1·s-1 （g）和（h）。

对应于高度场，风向量场明显不同，如图6（e）和（f）所示。 由于TP的机械分散效应，东亚的西风喷气带分别沿TP的南北侧分为两个西风喷射，然后在约30°N，120°E处遇到。 TP的东南侧出现了最大7米/秒的西南风喷射速度中心。 因此，在中心的下游，存在强西南方向的速度收敛，导致SEC上的强烈的水分收敛（图6（g））。 水分收敛主导SEC的大部分，其中心值达到-3times;10-5 g /（kg·s）。 北美洲只出现一条西风喷射带，其中心位于大西洋西域（图6（f））。 东南美洲上游没有SWVC。 在该地区只有强烈的风力分散和弱水分收敛（图6（h））。

以上表明，它是TP的东南侧的独特的SWVC，导致SPR的形成。

在东亚（图7（a））和北美（图7（b））平均850 hPa的风矢量的五维平均场的纬度时间段，可以更清楚地看到这一点。在图7（a）中，阴影区域表明风速超过3m / s，虚线矩形大致表示SPR的时空位置。可以看出，西南高速带向南延伸至20°N，向北延伸至27.5°N，并保持约2.5个月，然后向南移动，正好与SPR的发生，发展和衰减相吻合。之后，西南风向SCS扩展，SCS季风爆发。 6月中旬，SEC的西南风再次加强，梅雨季节出现在长江中下游。七月中旬，西南风强劲延伸至35°N，雨季始于中国北方。同时，SCS的西南风也愈演愈烈，南中国风日益频繁。西南季节性演变包括华东地区雨带季节演变（参照图2）。在北美的中低纬度地区（图7（b）），几乎一年之内，东南风是盛行的。早春也出现西南风约30°N。但它不能坚持，而是随着季节向北退出。所以SEC的独特西南风是SPR形成的关键。

图7（a）和（b）中东亚110°E-120°E，北美90°W-80°W，平均为850 hPa，气候平均五度风矢量时间纬度剖面。 阴影区域矢量的速度超过3米/秒。

什么在TP东南侧产生SWVC？ 据认为，这是TP的机械强迫和热强迫的结果。 这可以从以下两个方面来看待。

第一个是TP的机械强制。众所周知，TP，甚至其东南部，云贵高原的地形高度都超过了流动的攀升或偏转的临界高度。结果，在SPR中，中纬度地区的西风喷射被TP分解成两个西风喷射（图6（e））。南部西南部沿着喜马拉雅山南侧向东流动，遇到了云南 - 贵州高原。涡度守恒的原理可以表示为[17] f常数ptheta;zeta; =Delta;，其中theta;zeta;表示两个等熵面之间的西风流的平均涡度，f是地转涡度，在这种情况下变化很小，Delta;p是差上等熵面与下降之间的压力。在风向一侧（云南 - 贵州高原西南侧），西风流的Delta;p减小，因此theta;zeta;减小，反气旋涡度增加。因此，流向东南偏东，变为西北。类似地，在背风侧（云南 - 贵州高原东南侧），当西风流量Delta;p增加时，theta;zeta;增加，气旋涡度增加。结果，流动偏向东北，变得西南。因此，偏西南风是西南风的主要部分。

第二个是TP的热强迫。 图8显示了欧亚大陆的一些地区（左图）和相关变量在这些地区平均的季节演变（右图）。 850 hPa（TG-E）南（G区）和北（E区）之间的温差从30℃迅速下降到18℃。 而中纬度地区（F区）850 hPa（UF）的平均西风从3 m / s降至SPR以下2 m / s以下。 众所周知，这是由于热风的影响。 平均西风的下降意味着TP的流入和偏转流都在SPR中下降。 令人惊讶的是，在3月中旬达到峰值（6米/秒以上）之前，TP（I地区）东南侧的850 hPa（Vsw）的西南风在冬至春季明显增加。 如果西南风仅被视为TP的偏转流，为什么偏流量在流入量减少时增加？

图8上半年相关五元平均变量的区域和相应季节变化。 TG-E：850区域（5°N-25°N，40°E-140°E）和E区（45°N-65°N，40°E-140°E）之间的平均温度差 hPa。 UF：850 hPa F区域（25°N

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