用优化的高分辨率卫星测量中国降水并进行谱分析外文翻译资料

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用优化的高分辨率卫星测量中国降水并进行谱分析

观察----II：日变化分析

摘要：从2008年到2013年，在中国使用一种新的高分辨率（0.10小时）卫星测量地面降水，并对夏季降水日变化进行分析。结果显示：（1）降水量和降水频率在当地表现出明显的昼夜周期性；（2）在青藏高原(TP)、新疆(XJ)、中国西北部(NW)、中国东北(NE)和中国华南(SC)的大部分地区降水峰值期主要发生15时至00时，在青藏高原南部、新疆东部、西北地区西部、东北地区南部、华北地区东部(NC)和云贵高原大部分地区PAPT发生在00时至09时；)PAPT随时间向东过渡，主要发生在青藏高原中部的15时，云贵高原地区的午夜，长江下游和武夷山北侧东部沿海地区的15-18时；4)PFPT与PAPT有相似的空间分布规律，但时间上滞后（1-2小时）；5)青藏高原东南部和云贵高原中部的PIPT发生在18-00时左右西南地区。长江上游的PIPT发生在00~06时附近.。长江中下游和华南大部分地区PIPT发生在早上06~09时左右。本文对中国降水日周期的研究可以作为验证大气和水文模式的参考，也可以指导水文气象研究和应用。

关键词：-大气测量，降雨，卫星。

一 介绍

降水日变化很大程度上是太阳辐射日变化影响的结果，长期以来一直是气候学和气象学研究的重要课题[1]，[2]。降水日变化也会对水文循环和与降水有关的自然灾害（如山体滑坡和山洪）产生重大影响。例如，2012年7月21日，一个60年一遇的极端对流风暴在很短的时间内为北京带来了非常高的降水量，暴雨淹没了城市地区河道的通行能力，引发了山洪和山体滑坡，这一事件造成79人死亡，直接经济损失达18亿6000万美元，影响了160多万人【3】-【6】。Carbone【7】等人的研究表明，如果数值天气预报模式能够更好地捕捉降水的日变化模式，了解日降水周期的时间、覆盖率和寿命可以延长数值天气预报模式对暖季降水预报的可预报性。数值天气预报模式可以利用这一知识更好地捕捉降水日变化规律。

在过去的几十年里，许多研究对美国本土及地球上的其他地方的降水的日变化进行了仔细检查【1】，【8】---【13】。这些研究表明：（1）夏季，内陆降水和雷暴往往在下午更为频繁，而最大降雨量则发生在夜间或清晨沿海和小岛地区；（2）在美国中部，夏季降水最为频繁的时间为午夜到清晨以及整个弗罗里达半岛上的14点到16点；（3）夏季降水的昼夜周期性比其他季节更为显著；（4）降水频率比降水强度有较大的日变化；（5）降水的第二峰值或降水弱半日周期可以在许多热带和中纬度地区观察。

在高海拔地区，对流系统通常在下午发展，随后在夜间在平原上向东传播（通常是向下风）。这种模式主要是由于不同地表地形和高程的地区之间不同的非绝热加热导致的【7】，【11】，【14】—【16】。PU和Dickinson【17】最近的一项研究表明，大平原地区夏季降水的日变化与低空急流的动力学有关。

类似的分析在中国历史上相当有限，这很大程度上与中国复杂的地形有关，在青藏高原以高海拔的山区为主，在中国西南部和西北部以高地为主，华南地区多丘陵（图1）。如此复杂的地形使得地面观测降水和其他气象因素很困难，一部分原因是雨量站和其他地面站的普遍缺乏。收集、管理和发表观测数据是一项挑战。此外，还需要更多的测站来记录复杂地形中的降水。准确地说，在那里很少有人（测站），因此，关于中国降水特性的研究报道相对较少。

图1

图1显示了中国的地形特征:固体的黑色线表示区域的轮廓（1）青藏高原（TP），（2）新疆（XJ），（3）西北（NW），（4）东北（NE），（5）中国北方（NC），（6）中国西南部的云贵高原（SW）（7），华南（SC）。山脉被标记为蓝色虚线。

遥感技术的发展推动了降水量的地面观测资料稀少的东亚地区降水时间和日变化的分析。例如，王【18】等人的一项研究发现地球静止气象卫星红外传感器观测到的卫星云图显示东亚地区降水在暖季有明显的日变化。东亚地区的降水频率也呈现明显的日变化【1】，。这与一份利用地表天气报告进行的研究一致，最近，一些研究利用稀疏测量网(lt;700)或仅卫星降水估计[17]、[19]-[23]的数据对中国部分地区的PF、PI和日变化进行了一些研究。这些研究表明，暖季日降水周期与几个山地平原的热驱动螺线管形式有关，这种形式是由于青藏高原、中国西南部和西北部的高地、中国东部的平原和太平洋西部不同的热效应形成。考虑到站点密度稀疏的区域，特别是中国西部，卫星降水产品有很大的偏差【3】、【24】—【26】，中国降水强度和降水频率的日变化仍需进一步的检查，采用优质的高分辨率网格降水产品。

近日，中国气象局发布了一颗高分辨率最佳合并卫星产品即标准校正气候预报中心变形技术（CMORPH;【27】）（CMORPHGC）。它的时间/空间分辨率为/小时，是通过将基于卫星的高分辨率估计与密集规范网络观测相结合而产生的。作为中国降水光谱分析的第二部分，本研究的主要目的是利用CMORPHGC扩展以往研究的中国降水的时间和日变化。 这项研究的另一个更大的目的是为水文气象研究人员提供更详细的中国降水变化图的更详细的图片，然后他们就可以把它合并到他们的应用程序中了。

本文的结构如下：第二节介绍数据集和分析方法；第三节介绍了夏季降水在降水量(PA)、降水频率（PF)）上的日变化、降水量(PI)以及PA、PF、PI在中国的峰值时间。结论意见载于第四节。

二 数据和分析方法

高分辨率(0.1/小时)的CMORPHGC由气候预报中心的8 km/30 min卫星定量降水估计(Qpe)产品与来自美国航空气象处自动气象站(AWS)网络高密度(30 000)的规范观测相结合而得。 自动站观测经过严格的质量控制程序，然后用PDF匹配技术对8 km/30 min的CMORPH产品进行校正，得到CMORPHGC产品。沈等人[28]报告说，与独立规范观测相比，CMOPHGC具有较低的均方根误差(RMSE；0.594 mm/h)和较高的相关系数(0.8)。此外，与独立的规范分析相比，CMORPHGC的平均偏差为0.012 mm/h，平均RMSE为0.237 mm/h。这一合并的地面降雨数据集包含了目前最密集的对全国的一系列规范观测，并提供了最好的时间和空间分辨率。另外，最后的OPE 利用国家环境预测中心(NCEP)的合理全球分析数据，计算季节平均600 mb位势高度和风速进行诊断分析[FI] g.。2(A)]。此外，还利用美国国家环境预报中心(NCEP)的最终全球业务分析数据诊断分析季节平均600 mb位势高度和风速[图2（a）]。 中国的地形特别复杂，包括青藏高原、中国东部众多的高原和平原。青藏高原，平均海拔3000米以上，被称为地球的“第三极”，在中国的地势划分中也被称为“第一阶梯”。“第二阶梯”是指高地，“第二阶梯”的典型特征是海拔高于1000米但低于3000米，且主要分布在中国西南部、西部和西北部。“第三阶梯”是指中国东部相对平坦的平原。为了便于研究降水特征随地理位置的变化，根据年平均降水量分布[29]、山脉[30]和海拔(图1)，我们将中国划分为七个区域。这些区域有：

1. 青藏高原区；
2. 中国内地干旱半干旱的新疆；
3. 中国西北地区以年降水量为400 mm等雨量线为界，主要由内蒙古高原和黄土高原组成；
4. 燕山以北的中国东北地区；
5. 秦岭与淮河以北的华北地区；
6. 中国西南部的云贵高原，北为大巴山，东为武陵山；
7. 秦岭和淮河以南，云贵高原以东的华南地区；

图1描述了这七个区域的地理位置。

图2

图2（a）2008—2013年，六年夏季平均600MB位势高度和风速（单位：米/秒）

（b）基于CMORPHGC的中国北部夏季在2008-2013年期间平均日降水量(mm/日)。

在接下来的章节中，首次将每小时0.1times;0.1的次网格投影到0.25times;0.25的次网格(即0.25times;0.25的次网格包含6.25个0.1times;0.1的CMORPHGC次网格盒)。然后，在0.25times;0.25的降水网格样本基础上，利用三个度量指标对降水的日变化进行了表征。这些指标包括PA、PF和PI。这些关键词的定义如下。PA定义为研究期间(2008-2013年)累计降水量与样本总数的比率；PI是总PA与降水总时间的比值；PF是沉淀像素数与采样像素总数的比值。为了表征降水变化的幅度，定义了每个0.25times;0.25日降水量的标准差为：

当RT为时间段t的平均降水量时，R为平均每小时时降水量，SD单位为mm/h。SD值越高，日降水量变化越显著。

三 结果与分析

1. 夏季降水概述

图2（b）显示中国夏季降水的空间分布变化显著，水汽输送受印度季风和东亚季风的影响。其影响主要是由东亚大陆于印度洋和太平洋之间的巨大压力差造成[图2（a）]。当西太平洋副热带高压（副高）加强并向西北方向移动，印度高压成型。西伯利亚低压、印度高压和副热带高压相互作用导致从青藏高原的东部边缘向东到中国东海岸的在和之间的准静止锋，这条锋线通常被称为梅雨锋[32],[33]。梅雨锋给中国南方地区带来大量降水，包括中国西南部的云贵高原和华南地区。此外，降水可以延伸到东北，中国北部以及青藏高原东。暴雨中心可以从渤海以东沿海地区向南延伸至中国南方的北部湾，向西至中国云贵高原的西南部。在青藏高原东部和云贵高原的西北部也存在局部暴雨中心。

1. 次日降水变化率

中国不同地域的天气模式和大气运动状况导致降水量在空间上的差异以及当地降水的变化。图3显示了中国日降水量的标准偏差。日降水量的标准偏差显示了一种地理上依赖模式，反映了夏季气流状况和天气模式对降水的影响。随着印度高压和副热带高压的加强印度季风越过中国西南部的横断山，影响中国西南地区的降水（主要在西南地区）[33]。于此同时，东亚季风到达青藏高原东部和中国北方，为中国北部和东南地区带来了大量降水。在青藏高原东南部和云贵高原西北部以及中国北方地区和华南地区东北部有很强烈的降水信号（日降水量标准偏差较大）。SD的这一变化说明了这些地区降水不同的原因，最显著的是印度高压对青藏高原和华南地区南部亚尺度降水的影响，以及副热带高压对云贵高原地区和华南地区以及中国北部亚尺度降水的影响。

C.降水量、降水频率和降水强度的日变化

降水量、降水频率和降水强度的日变化也表现出季节性变化。Bao [ 32 ]等研究表明，在中国东部的MPS环流东日移导致青藏高原地区降水的日变化。同样，新疆南部降水的日变化也可能受该地区MPS环流变化的影响。

降水量和降水频率在夏季的不同时段显示出相似的空间日变化(图4和图5)。强降水和频繁降水主要发生在华南和云贵高原地区，与山地的狭长分布相对应。此外，PA和PF均表现出两个不同的时间段。一个是从晚上（18点）到早上（06点）。在这期间，降水主要发

图3

2008-2013年日降水量的标准差(毫米/小时)，这七个分析区域用灰色标出

图4

图4为2008-2013年北部夏季夏季气温的日变化(mm/h)分布为：00-03时、

03-06时、06-09时、09-12时、12-15时、15-18时、18-21时和21-00时

生在西南等地，青藏高原东部，南岭以北，武夷山山脉的西南地区。另一个是从早上（09点）到晚上（21点）。在此期间，降水前期主要发生在南岭以南、武夷山东南沿海地区，在当地下午(15-18时)有PA/PF峰。这些峰值表明，太阳辐射对降水有很大影响，太阳辐射从日出开始增加，到上午11时超过了地球的长波辐射。太阳辐射在下午14时左右达到峰值，然后逐渐减弱，直到日落时地球长波辐射稳定增加，在日出前的清晨达到最大值。

图5

2008至2013年间夏季日间降水出现频率（%）分布；

时段分为00 - 03时, 03 - 06时, 06 - 09时, 09 - 15时, 15 - 18时, 18 - 21时和21 - 00

图6

2008—2013年北方夏季日降水强度分布

一般来说，在下午末(15时)至傍晚(18时)之间，青藏高原东部和云贵高原西北部的降水开始，然后持续增强，并在午夜(00-03时)左右达到高峰。这一时间与沈等人[28]用3 年(2005-2007年)基于规范的/小时的纯网格分析的分析相一致。最近的研究[21]、[32]、[34]对这种日变化的机制进行了广泛的研究。傍晚(18时)，青藏高原东面斜坡的气流向上运动加强，向青藏高原方向的异常东风气流导致高原东坡的低层辐合。这种辐合导致长江上游的降雨形成。随着时间的推移，异常东风在午夜转换成偏南气流，加速了长江中游经向风的流动，类似于美国中部平原地区的低空急流。这股强劲的偏南气流导致午夜前后（23—03时）开始降雨。 清晨，中国南方加速的西南气流与长江以北的减速风结合在一起，在长江流域附近形成一个强辐合带，从而促成长江下游清晨的降水。

PI显示的空间分布与PA和PF有很大的不同，但具有相似的日变化周期(图6)。强降水主要发生在东北地区和长江中下游地区沿海地区。东南华南(福建、广东和广西)沿海地区在09~18时间段内表现出较高的降水强度。

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