青藏高原北部夏季暴雨过程中横向切变线的气候学研究外文翻译资料

英语原文共 12 页，剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

青藏高原北部夏季暴雨过程中横向切变线的气候学研究

张霞，姚秀萍，马嘉理，米玛卓嘎

摘要

本文根据1981-2013年5 - 10月中国2474个台站的ERA-中期资料和降水资料，确定横向切变线（TSLs）的位置，并根据纬向风的经向剪切，相对涡度和纬向风的零等值线这三个要素分析了在北半球夏季时，它们的气候特征及其与青藏高原和东亚地区暴雨事件的关系。研究发现，青藏高原横向切变线一般以东西向为主，6月出现频率最高，10月最低。TSL的高频轴与青藏高原地形平行，从5月份向南移动到8月份，然后从9月份到10月份略微向北移动。TSL年平均频率为65.3天，且存在明显的年际和相互间变化。TSL频率的年度波动在20世纪80年代最为明显，其次是2000年，平均出现频率在1995 - 2000年。研究发现青藏高原的TSLs发生频率和强降水事件的发生频率在1981 - 2013年间保持稳定。但TSLs强降水事件的发生频率正在下降。超过50％的TSLs会导致强降雨，而40％的强降雨事件是由TSL引起的。另外，TSL与青藏高原6 - 8月洪水季节的暴雨密切相关。

关键词：青藏高原，横向切变线，暴雨，气候特征

1 引言

青藏高原的辐合切变线（SCLQXP）是青藏高原边界层的重要天气系统，特别是在500 hPa的高度层。当它在有利的流通条件下向东发展时，它不仅是导致青藏高原暴雨的最重要的天气系统，而且也影响了青藏高原以东的地区，如长江中下游和黄淮流域。同时，辐合切变线的活动也影响青藏高原及其邻近地区的干旱或洪水状况。许多有关洪水或干旱的研究都表明这与辐合切变线的活动密切相关。例如，Xue（1980）研究了1978年6月22日至23日期间由切变线触发的青藏高原（QXP）暴雨。Dong（1993）分析了1992年初夏发生在西藏自治区中部地区的严重干旱的大致环流。Yu等（1997）基于数值实验探讨了1995年8月24日四川盆地西部一次强降水事件中切变线对QXP的影响。Li（2000），Yu（2000）和Yang等（2001）都调研了1998年长江流域暴雨洪水与QXP大气环流的关系。 He等（2009）的观测分析表明，切变线比青藏高原上的高原涡旋更加活跃。

自1979年的“青藏高原气象试验”和1998年的“青藏高原大气科学试验”以来，SCLQXP在气候学特征，成因，结构，动力学，热力学，云的特征，运动和维护机制，甚至与其他天气系统的相互作用等方面的研究都取得了很大的突破进展（He，2013；Yao等人，2014；Yu等人，2016）。研究表明，根据它们的方向，SCLQXP可以分为准地带性切变线（横向切变线; TSLs）和准纵向切变线（垂直切变线; PSLs），其中前者的出现率是后者的两倍多（青藏高原拉萨气象科学研究组，1981；Qiao和Zhang，1994；Li等，2009，2010）。

SCLQXP可以在东西向或西风/东风之间的零线附近产生，其热特性和动力结构可以根据大尺度环流背景而显着不同。根据其热特性，一个SCLQXP可以分为暖式，斜压或冷式，其中一个冷式SCLQXP的高度可以达到300hPa水平（Qiao和Tan，1984）。利用1960 - 1969年的月平均上层资料，研究高原500 hPa水平切变线的热力学特征和动力学特征，表明当高原北部的西风增加并由于夏季高原地面的加热效应而在高原上降低时，剪切线的形成可能主要是由于地形引起的舍入流的动力效应（Xu，1984）。Tao（1984）指出，高原的热效应也推动了它的形成。一些研究表明，SCLQXP的维护与亚热带喷气机的维护，伊朗高地脊的东向范围，西南印度季风携带的水分以及潜热释放之间存在密切关系（四川省乐山市气象局，1976；Liu和Pan，1987；Tang，2002）。对QXP剪切线活动的统计分析表明，大多数SCLQXPs保持不到12小时，且不会超过84小时。夏半年切变线的寿命越长，QXP及其附近的降水区域和强度越大（Yu等，2013）。Shi和He（2011）表明，具体的背景环流条件决定了高原切变线能否移出青藏高原地区。与此同时，一些研究表明，约三分之一的TSL从高原移出，对中国中部和西南部甚至东部，南部和中国北部的暴雨的发生产生影响（Xu，1987；He等，2009）。一般来说，TSLs不太可能移动并影响东部高原的天气，而PSLs往往会移出高原地区以在QXP的邻近地区引发暴雨（Li和Luo，1986；Yu等人，1997；Jiao等人，2005；Zhao，2015）。

基于SCLQXP的观测分析近些年来已经取得了很大进展；然而，由于在SCLQXP开发的早期阶段缺乏观测资料，观测手段过于粗糙，因此存在以下一些缺陷。首先，数据覆盖的连续性和长度不够。例如，青藏高原拉萨地区气象科学研究组（1981）使用了1969-1976年的数据，而Li等（2010）和Yu等（2013）分别使用了1998-2004年和2007年的数据。He等人（2009年）仅使用2000年至2007年7年的数据。其次，使用的探测数据每天只记录两次，分辨率非常低。最后，不同研究中使用的统计标准不一致，统计方法主要是主观的；因此，关于TSL的时空特征，它们的活动以及它们与灾难性降雨事件之间的关系的统一知识尚未获得。然而，随着高原地区密集观测资料的积累，再加上再分析资料，使得对TSL的气候学研究变得可能，加上SCLQXP的联系，能够揭示高原南部暴雨发生与邻近地区附近地区之间的关系。

近年来，ERA-Interim资料和NCEP-NCAR再分析资料在天气和气候学研究中得到了较多的观测数据集的精细时间和空间分辨率（Dee等人，2011；Li等人，2014；Lin，2015a，c）。此外，客观识别方法如对江淮切变线，南支槽，纬向切变线和高原气旋等目标的识别方法，如今为TSLs的研究提供了参考（Sun等，2012；Neu等，2013；Lin，2015b；Ma和Yao，2015）。根据1981年至2013年5-10月ERA期临时数据和每日降雨观测资料，本研究通过客观分析探讨了TSL日数，高原暴雨日数和TSL暴雨日数，以更新和改进我们对SCLQXP与TSL相关的暴雨之间的关系的了解。

2 数据和方法

2.1 数据

本研究中使用的ERA暂行再分析数据集（Dee等人，2011）由1981年至2013年的500 hPa 6 h风廓线和1°times;1°的水平分辨率组成。国家气象台站也采用了中国气象局国家气候中心实施的质量控制日降水量数据集（3.0版）。

2.2 方法

2.2.1 定义

青藏高原的地区定义为25°-40°N，70°-103°E（He等人，2009；Shi和He，2011；Yu等人，2011），如图1所示。黑色边界包围的地区包括青海省，西藏自治区和新疆南部自治区，云南省北部，四川省西部和甘肃省西南部。

图1 青藏高原地图（黑色边界）和观测站点（点）的位置

北方夏季定义为5月至10月。

在高原地区，我们将日降雨量等于或大于25mm的日子定义为暴雨日（Zhuo，2006；Yu等人，2012）。

2.2.2 TSL客观识别方法

SCLQXP定义为TSL和PSL（1981年青藏高原拉萨气象科学研究组；Qiao和Zhang，1994；Li等，2009,2010）。本文以1981-2013年5-10月500hPa ERA-Interim风场资料为基础，利用三个标准，即纬向风的经向切变，相对涡度和纬向风的零线来进行TSL的识别。方法的细节如下。

参考纬向和经向风速u和v，相对涡度zeta;，

其中x是经向坐标，y是纬向坐标。那么，只有当同时满足以下三个标准时，我们才定义SCLQXP：

在研究区内，当站点（图1中的点）的数据同时满足公式（1）中的上述三个标准，并且满足这些要求的站点之间的距离长于5个经度时，该切变线才能被确定为TSL。

2.2.3 统计学定义

本研究采用三种统计方法：TSL天数，暴雨天数和TSL暴雨天数的统计。

如果在这“日”的四个时间点之一（前一个太阳日的UTC为UTC 1800，在接下来的太阳日为0000，0600和1200 UTC）的500 hPa风场数据满足公式（1）的标准，那么我们就认为那一天是TSL日。需要注意的是，如果一个标准不止被满足一次，它只会计算一次。当高原上有24小时以上的降雨量超过25毫米时，这一天被归类为高原暴雨日。如果这一天不仅是高原特大暴雨日，而且还是TSL日，并且TSL在5纬度附近发生了暴雨，那么这一天被认为是TSL暴雨日。图2给出了高原地区的TSL日和TSL暴雨日。

图2 （a）没有暴雨的高原横向切变线（TSL）日（2012年6月10日），（b）有暴雨的高原TSL日（2012年6月2日）和（c）没有TSL的暴雨日（2012年7月8日）。黑色粗线表示客观分析的高原TSL，黑色边界包围青藏高原主体，黑色风标表示500hPa风，黑色加号表示日降水量lt;25mm，灰色圆圈表示日降水量在25-50毫米，黑色实心三角形表示日降水量≧50毫米

3 TSL的统计特征

为了分析TSL和高原地形之间的关系，TSLs的累计频率通过使用ERA-Interim fourtime-daily数据集来确定。

3.1 地理分布

1983年至2013年北半球夏季TSL的累计频率分布和高频轴的逐月移动如图3所示。

图3 （a）1981年至2013年北方夏季高原TSL的累积频率分布，以及（b）5月至10月的高频轴分布。在（a）中，等高线表示TSL频率，粗实线表示高平均频率轴。在（b）中，从北到南的粗实线分别是5月，6月，7月和8月的高频轴；点划线是9月份的；虚线是10月份

从图3a可以看出，TSL位于北半球夏季的整个高原地区，并在30°-35°N范围内移动（有时在东部高原上方移动到35°N以北，对青海省中部和北部造成影响）。其高频范围从32°到35°N，高频轴接近33°N。很明显，接近33°N的TSL的发生最为常见，它向北或向南减少，其方向与高原地形平行。在北方夏季，有两个高TSL频率中心：一个位于沱沱河以南地区（33.5°N，92.5°E），另一个位于西藏地区西北部地区（34°N，82.5°E）。

从1981年到2013年，从5月到10月，我们发现TSL的运动区域，频率活动，高频中心位置和轴线方向每月都有所不同。从主洪水期的6月到8月，TSL高频轴位置在其他月份的南部。TSL高频区在7，8月份明显向南延伸，400多个频率的区域向西藏南部扩展；5月，9月和10月高频区南部边界位于西藏中部。六月份的TSL频率最高，而十月份的TSL频率最低。与此同时，5月，7月和8月的TSL频率非常相似，但在9月份明显下降。从图3b可以看出，高频轴从5月份向南移动到8月份，并从9月份到10月份向北返回，并略有偏移（约2个纬度）。

在这项研究中，使用高时空分辨率的长时间序列数据来研究TSL的地理特征。获得的结果与Qiao和Zhang（1994）的结果类似。然而，高频轴位置相对于于Qiao和Zhang（1994）的结果稍稍偏北，中心位置与Qiao和Zhang（1994）的那曲附近位置也有所不同。

3.2 时间统计

第3.1节的结果表明TSL通常在30°-35°N，80°-103°E范围内移动。但众所周知的是，QXP地面站的96％位于85°E以东地区，海拔高度超过4000米。因此，关于TSL天数，暴雨天数和TSL暴雨天数的统计数字指的是这个区域的天数，并且满足2.2.2和2.2.3节中描述的标准。

在本文中，平均TSL天数与其标准差之间的总和（差异）是确定高发（低发）年的阈值。当TSL天数大于（小于）平均值及其标准差的总和（差异）时，我们认为今年是高发（低发）年份。该方法应用于以下关于暴雨天数和TSL暴雨天数的高低发生年份的统计研究。

图4a显示了1981年至2013年北半球夏季TSL日的年变化。从图4a可以看出，高原研究地区的平均TSL天数平均为65.3天，占北方夏季天数总数的36％。此外，1986年，1987年，1989年，1993年和2008年为5个高发年份，其中1987年为78天。低发率年份包括1983年，1988年，1994年和2003年，1994年只有49天。在最高发生率和最低发生率年份之间相差了29天。

进一步的分析表明，TSL天数的年变化在20世纪80年代至90年代初期最大，20世纪80年代有超过一半的高发和低发年份出现。在20世纪90年代的最后六年中，年度变化是最低的，TSL天数接近平均水平。21世纪之后，年度变化再次增加，但幅度小于20世纪80年代。自2010年以来，TSL天数接近平均水平。TSL天数的趋势线几乎与33年平均线相符，增加或减少的趋势没有明显变化。上述结果与Huang和Zhang（2007）和Lu等（2007）得出的结论相符。

通过探索北半球夏季TSL天数的月变化，发现6月份TSL天数为471天，占总天数的49％，其最大平均天数达到14.7天，其次是7月份的14.3天（图4b）。5月至8月的天数略有变化，年平均值分别为12.6,14.3,13.6和12.4。截至9月和10月，这一数字在10月份显著下降至最低的4.6。因此，在一定程度上，月变化与夏季风的加强和减弱有关。 剩余内容已隐藏，支付完成后下载完整资料

资料编号：[21565]，资料为PDF文档或Word文档，PDF文档可免费转换为Word