亚洲季风期间大气热源、汇的异常和梅雨期间长江中下游的旱涝之间的联系外文翻译资料

 2022-12-03 14:36:26

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亚洲季风期间大气热源、汇的异常和梅雨期间长江中下游的旱涝之间的联系

岑思弦1，巩远发2，赖欣2，彭亮3

  1. 成都高原气象研究所，中国气象局，四川省高原盆地旱涝灾害重点实验室，中国 成都 610072；2.大气科学院，四川省高原气象环境重点实验室，成都信息工程大学，中国 成都 610225；3.江西省人工影响天气领导小组办公室，中国 南昌 330046）

引言：本文将利用NCEP/NCAR再分析资料以及来自109个站30年间的每日观测降水数据集。利用REOF分析从1978年到2007年在梅雨期间，长江流域的109个测站降水的空间分布情况。结果表明长江流域的降水空间分布情况可以分为南方和北方两个部分来研究。亚洲地区的大气热源（下文我们统一称其为lt;Q1gt;）和在梅雨期间我国长江流域南部北部的降水之间的关系将在下文中分别论述。以下即为研究结果。长江流域北部的旱涝主要是和东亚夏季风地区的lt;Q1gt;相关联：当跨菲律宾穿越西太平洋直到中国南方的lt;Q1gt;减弱（增强）时，这就会导致长江流域北部的洪涝（干旱）；长江流域南部的降水和跨亚洲和印度夏季风区的lt;Q1gt;相关：当跨越中国南方，中国东北海峡和黄河以及日本的东南部lt;Q1gt;增强（减弱），同时穿过孟加拉湾至青藏高原的lt;Q1gt;减弱（增强）时，这会导致长江流域南部的洪涝（干旱）。

关键词：大气加热源（lt;Q1gt;）；梅雨期；长江流域；旱涝

中图分类号：426页 文档代码：A

标识符：10.16555/j.1006-8775.2015.04.004

1 简介

长江流域（YHRB)是我国工业农业最发达的地区之一，居住着密集的人口，旱涝灾害频繁发生。因此，它引起了众多研究专家学者的关注。很多研究都从各个方面研究了长江流域（吴国雄和刘[1];张琼等人[2];况和赵[3];黄和孙[4]；范[5]；张等人[6]；钱等人[7]）。洪涝和干旱实际上反映了大气环流的异常（ACA），而大气环流异常常常随着大气热源（lt;Q1gt;）而变化。罗等人[8]指出当青藏高原东部的热源增强的时候，长江流域上游的降水增加，而增强的热源也使得淮河流域后续一两个月的降水增加。赵和陈[9]计算35年来的lt;Q1gt;并且分析了它的气候特征和中国降水之间的联系，结果表明青藏高原春季的lt;Q1gt;可以对长江流域后续夏季降水情况有良好的指示作用。简等人[10]也发现青藏高原东部夏季的超强热源作用会导致长江流域夏季充沛的降水，反之亦然。杨[11]指出长江流域的旱涝和跨越青藏高原东南部至孟加拉湾以及我国南海和西太平洋的lt;Q1gt;相关，穿越青藏高原东南部和西太平洋的lt;Q1gt;是如何影响长江流域的降水已经被深入研究过来（简等人[12])。王等人[13]认为当长江流域持续的强烈的降水期间，在长江流域和孟加拉湾有明显热源和水汽的汇。lt;Q1gt;也可以影响中国南方的降水。

然而，在之前关于lt;Q1gt;和长江流域的旱涝之间联系的研究当中大都是重点关注夏季时期的长江流域中下游，而不是梅雨期，梅雨期的降水占夏季长江中下游降水的绝大部分。梅雨的开始和结束，梅雨持续的时间，梅雨的充沛或是匮乏以及梅雨带的移动都会伴随着一系列对夏季长江中下游流域旱涝的影响。在最新的研究中（张和钱[15]),长江中下游流域的降水集中程度和降水集中时期长短都在增长。同样在这方面的研究，胡等人[16]定义了一个广义的梅雨标准，并计算了各种梅雨期的参数。针对lt;Q1gt;和长江流域的旱涝之间的联系，公等人[17]分析了跨亚洲大陆的lt;Q1gt;和长江流域旱涝之间的关系。为了深入研究lt;Q1gt;和在梅雨期长江中下游流域旱涝之间的关系，梅雨期（6月18日到7月23日）的概念是由胡等人[16]提出的，在本文中将采用这个概念来研究过去30年（1978-2007年）每逾期长江流域的旱涝问题，并利用以上方法获得有关长江流域旱涝灾害的可能影响机制。

2 数据及方法

为了完成这项工作并达到预期目的，研究中使用的数据包括中国国家气象信息中心从1978年至2007年756个测站的日降水资料，以及109个站在选定好的区域（北纬25°到34°，东经110°到123°），还有从1978年到2007年网格数据为2.5°times;2.5°的NCEP/NCAR再分析资料。它们包括在17个标准压力水平和8点相对湿度水平下的地表压力，气温，垂直速度，纬向和经向风组件。

明显的热力源Q1[18]是由下式计算的：

在式一中，T是温度，为潜温，为垂直p速度，p0=1000hPa，k=R/cp，R和Cp 分别是气体常数和干空气下的定压比热容，V是水平方向风。整个空气柱的热源通过垂直整合计算从压强为100hPa Pt到地面压强Ps处的Q1：

3在梅雨期长江中下游流域降水的时空分布

为了深入研究梅雨期长江中下游流域降水的时空分布，利用旋转经验正交函数（REOF）分析长江中下游流域109个测站1978至2007年的降水情况。结果表明，前五个的特征向量的特征向量的累计方差占总数的50％，第一第二特征向量的方差分别占15.96％和15.77％。这表明这两个空间格局可以很大地决定在梅雨期长江中下游流域降水的空间分布特性。

第一和第二REOF模式如图一所示。据图可已得知主要集中在长江中下游地区的降水量。在北纬30°以北的区域，包括江苏，安徽的大部分地区还有湖北的东部地区，其等值的降水量值超过0.5，安徽中部和江苏北部等值降水率为0.8.夏季降水第二空间格局（图一b）在江西中西部有一个显著的降水中心（等值低于0.9）。浙江中部，江西中部，安徽部分地区，湖北和福建构成一个低于-0.5的等值区，该区主要在长江流域南部，表明这个区域的降水有很强的连贯性。

因此，在梅雨期的长江中下游的降水有着明显的南北差异。因而，当我们研究梅雨期长江流域旱涝特征的时候，通常把长江流域分为南北两部分，包括长江南北岸的地区。在图一a中，长江北岸地区选了等值降水超过0.5的19个气象站做代表；在图一b中，长江南岸地区选了等值低于-0.5的26个站做代表。

图一a

图一b

图二描述了1978年至2007年在梅雨期间长江两岸归一化处理后的平均总降水情况。为了研究梅雨期长江中下游旱涝的成因，在图二中归一化处理后的降水值超过一个标准差的年份表明处于涝年，所以在长江北岸有六年（1980,1983,1991,1996,2003,2007年）标记为涝年代表年份，在南岸有八个年份（1983,1992,1993,1995,1997,1998,1999,2002）选作代表涝年年份。同理下，数值低于一个负标准差的年份被认为是旱年，长江北岸选出六年（1978,1984,1988,1992,1994,2001）做为代表年份，长江南岸选了四年（1978,1985,1990,1991)做代表旱年年份。从图二a中可以看发现，在过去30年中，长江北岸旱年主要集中分布于19世纪90年代之前，只有2001年较晚；然而涝年较多于19世纪90年代之后。与之相反的是，在过去30年里，长江南岸涝年的年份数量远远大于旱年数量（图二b）。尤其在19世纪90年代，有六年数值超过一个标准差从而使得19世纪90年代严重的洪涝灾害。贯穿整个19世纪90年代，洪涝灾害频繁发生。

因此，我们得知长江两岸的旱涝变化十分不同。所以当我们研究调查梅雨期长江流域的旱涝灾害时，我们应该将其分为两个区域。在本文中，位于亚洲地区的lt;Q1gt;和梅雨期长江南北流域的降水之间的关系应该分开研究，长江流域的旱涝可能成因因此得到研究。

4 位于亚洲季风区的lt;Q1gt;和梅雨期长江流域旱涝灾害之间的关系

赵和陈[9]指出春季位于青海西藏高原的lt;Q1gt;对于长江流域夏季降水有着良好的指示作用。刘等人[19]认为青藏南方地区和东南地区的非绝热加热比其他地区强，这使得Rossby波引起西太平洋副热带高压的南移，南北气流在淮河的集合收敛导致淮河区域的降水。宫等[17]也提出在亚洲季风区lt;Q1gt;的低频振荡特征的区别才导致夏季中国长江流域旱涝的异常。所有的一切都证明了lt;Q1gt;对长江流域旱涝具有重要影响作用。为了研究了解lt;Q1gt;和长江流域旱涝的关系，以下部分里面我们将分别分析lt;Q1gt;于长江南北两岸旱涝年分配的区别。

图3a介绍了长江北岸旱涝年份之间lt;Q1gt;分配的复合性差异。阴影区域在t检验中有超过95％的置信水平；矩形A和B代表在第五部分中关注的重点区域。在图3a中，我们可以看到lt;Q1gt;的分布表明了旱涝年的显著不同，关键区主要在东亚洲季风区而不是印度季风区。在东亚洲季风区（北纬10°-40°，东经100°-120°），lt;Q1gt;的分布表明，从南至北，正负阶段为冷源，热源，冷源，热源。在长江流域有一个重要的热源，中心超过90w/m2，这个地区的lt;Q1gt;和长江北岸降水的凝结释放潜热之间紧密联系。从伊朗高原穿过青藏高原到中国华南，在华南关键地区有一条窄窄的散热带，而且在中心位置的lt;Q1gt;低于-60w/m2。在东部，在菲律宾至太平洋西北部副热带地区有一个广泛的冷源区域，和中国华南地区的热源区相联系，两个主要区域分别在菲律宾海和西太平洋副热带，区域中心lt;Q1gt;低于-90w/m2。与此同时，在长江北岸19个站的平均降水量和亚洲季风区的lt;Q1gt;之间的联系之中我们可以知道在长江中下游地区中存在一个正相关，这表明由长江北岸的降水释放的凝结潜热对这个地区的lt;Q1gt;有着重要影响。同样，位于中国华南还有菲律宾并穿越西太平洋西北部，有着通过检验95％的置信水平。而这都明确阐述了位于东亚夏季风区显著影响了长江北岸的旱涝。

在长江南岸的旱涝年份的lt;Q1gt;分布之间的复合性差异（图3b，阴影区通过了95％的显著性t检验，矩形C和D代表第5部分相关性的两个关键区）同长江北岸之间有着一定的区别。在图3b中可知，从华南东北向至中国东海,黄海,直到日本东南地区存在一个重要的热源区，中心位于黄海，强度超过90w/m2。位于华南的lt;Q1gt;和由长江南岸降水释放的凝结潜热之间紧密联系。纵观北部地区，渤海是一个重要的冷源地区。位于太平洋至菲律宾东部有一个广义的冷源中心，即太平洋中心部成为了一个关键区，从孟加拉湾到青藏高原东部的地区成为冷源的主流，而在孟加拉湾和青藏高原的东南部的两个冷源中心数值都低于-90w/m2。另一方面，计算了长江南岸26个测站的平均降水和亚洲地区的lt;Q1gt;之间的相关系数，结果显示从中国华南开始，跨东海黄海北部直至日本东南部有显著的正相关，而这也表示位于华南的lt;Q1gt;和长江南岸降水所释放的绝热潜热之间有着密切联系。同样，在青藏高原东南部出现显著负相关，相关性水平超过95％因此长江南岸的降水和穿越东亚和印度夏季季风区的lt;Q1gt;有较强的相关性。

因而，lt;Q1gt;和长江流域的降水有一定相关性：长江流域的旱涝主要和东亚夏季季风区地区的lt;Q1gt;有关。位于菲律宾太平洋东至西以及华南的lt;Q1gt;减弱（增强）的时候，长江中下游地区的lt;Q1gt;增

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