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华北暖季降水的日变化

HUIZHONG HE

中国气象科学研究院，灾害天气国家重点实验室和宾夕法尼亚州立大学帕克分校气象系

FUQING ZHANG

宾西法尼亚州立大学帕克分校气象系

（收稿日期：2010.1.22，最终定稿:2010.2.12)

摘要：这个研究主要研究2003—2009年5月到8月期间中国华北暖季降水的日变化，使用了由气候预测中心变形技术获得的高分辨率的降水产品。重点关注区域是沿着黄土高原和内蒙古高原东侧和毗邻华北平原的燕山——太行山。研究发现，当地降水的平均峰值出现在下午早期，靠近山顶，以每秒13米的速度向着下坡和东南方向传播。峰值在午夜和凌晨时候出现在华北平原中心，并且导致了华北平原大范围的夜间降水量的最大值。日间降水的最大值（最小值）与山脉—平原螺线管（MPS）循环的上升支（下沉支）相联系。MPS和夜间活动的低空西南急流共同导致了平原夜间降水的极值。

1、引言

降水的日变化对当地和全球的天气和气候很重要，对水文循环和农业影响很大。例如，夏季的降水在下午蒸发更快，但很容易渗入土壤，并且在夜间储存起来。过去许多研究通过观察地面雨量计，天气雷达和卫星资料研究了降水的全球和区域的日变化。(例如：Wallace 1975; Carbone 等人。 2002; Yu 等人.。2007;Wang 等人。 2004; Dai 等人。 1999, 2007; Zhou 等人。2008;Chen 等人。 2009; Yin 等人。2009)。普遍观察到，除了像美国中西部的大平原这些低洼地，全球暖季降水的峰值在海洋上出现在早上，而在陆地出现在下午晚些时候（例如：Wallace 1975; Carbone 等人. 2002）。一些研究将平原夜间降水的峰值部分原因归结为是夜间活动的低空西南急流（例如：Higgins等人. 1997; Carbone and Tuttle 2008），低空西南急流在美国的中西部大平原也有广泛地被观测到（例如：Bonner 1968）。

研究补充了Carbone等人（2002）的成果，他们的研究更集中在美国的中部，目前的研究探索位于黄土高原和内蒙古高原东侧，毗邻华北平原的燕山—太行山山脉的暖季降水的日变化和传播（图1a）。暖季降水占了该地区年总降水量的近80%，有强烈的日变化。这个研究也是对最近关于中国降水日变化研究的补充（例如：王 等人. 2004; Yu 等人. 2007; 周 等人. 2008;Chen 等人. 2009）他们中的许多研究重点关注西藏高原的东部下坡和毗邻的向东的地区。

作者联系地址：Fuqing Zhang博士，宾夕法尼亚州立大学帕克分校气象系，PA16802

E-mail: fzhang@psu.edu

DOI: 10.1175/2010MWR3356.1

2010美国气象学会

2、降水数据集和平均值

本次研究利用美国国家海洋和大气管理局（NOAA)气候预测中心的变形技术（CMORPH; Joyce 等人。2004）提供的全球高分辨率的降水数据。CMORPH的空间分辨率是0.7277，并且从2002年的12月开始，南北纬60度范围内的数据每30分钟就可以获得一次。它结合了来自几个低轨道卫星的微波传感器精确传输的降水估计。当一地点的微波数据不可获得时，它利用由地球同步卫星红外数据获得的空间传播信息来传输微波以表征降水特点（查看更多技术细节浏览网页：http://www.cpc.noaa.gov/products/janowiak/cmorph_description.html）。

本次研究调查了覆盖2003—2009年暖季月份（五月—八月）在一个23°*23°区域内（258–488N, 1058–1288E; 图. 1a）所有可获得的CMORPH资料。NOAA全球预测系统（GFS）1°*1°运转分析被用来提供相符合的环境条件，在这个期间内资料每六小时获得一次。

本研究关注的区域是位于黄土高原和内蒙古高原东侧，毗邻华北平原的燕山—太行山山脉，在中国华北，下坡斜率的下降是横向从西北到东南，而不是像在落基山脉和毗邻的美国中西部大平原那样从西到东，除此之外地形模式与Carbone等人研究中的相似（2002, 见图. 1b）。在关注区域，主要的暖季中对流层引导层的风是从高的地形到较低平原的西北风（没有展示）。

平均2003—2009年五月到八月所有的暖季时刻，中国北方平原东南侧的总降水量比西北的高原要高很多（图1b）。CMORPH估计的降水分布与雨量计观测的结果很好地吻合（例如：Qian 等人。2002, 图. 1），这增加了Janowiak等人、(2005), Dai 等人、(2007)和Zhou 等人、(2008)验证 CMORPH数据集适用性的自信心。

图1c展示了在图1a中框起来的关注区域沿着西北—东南方向的平均地形和降水。在海拔1200m以上存在一个从~250到550km的急剧下降。平均来说，地势越高，暖季降水量越低。平均降水率从高原顶部（西北部）到平坦的平原（东南部），增加了近两倍。

图1（a）研究在华北方框ABCD所强调的关注区域的主要地图和地形的分布（阴影每200m),关注区域包括北京（表示为BJ），天津（TJ），山西（SX），内蒙古（NM），河北（HB），山东（SD），河南（HN），安徽（AH）和江苏（JS），图平均了CMORPH数据集关于2003—2009年五月到八月暖季每一时刻的估计，得到了平均暖季小时降水率（mm/ h）的分布。沿着西北东南方向平均的地形高度和小时降水率超过了图a中框起来的区域。横截面开始的点是线AB的平均值，结束的点是线CD的平均值，相同的平均方法被用于图4和图6中沿着相同横截面的部分。

3、日降水循环及其相位传播

图2a表明了白天对于总降水的贡献的空间分布，以百分比来解释（白天部分除以平均小时降水率）。白天的部分是通过将每小时的平均降水率与平均小时降水率的差的绝对值求和得到。不同于图1b中总降水量分布，白天降水的最高百分比发生在陡峭地形的下坡，在地形下坡形成了从低平原到高的高原的过渡区，并且白天降水的最低百分率出现在平原。图2b表示了当地日降水峰值的等时线，总结了在图3中所展示的不同时刻的日降水峰值位相的位置。由于Carbone 等人 (2002)的研究中的图12的促进，图4展现了沿着西北到东南横截面平均的归一化小时降水量偏差的距离—时间哈莫图（如图1c）。为了突出日降水峰值的大范围变化和与图5以及图6展现的粗糙的GFS分析直接进行比较，在图2b和3中二维谱分解（林和张，2008）已经被用来过滤水平尺度小于300km的信号，没有被过滤的信号表现在图4中。

图2a，图3和图4，表明当地日降水的峰值开始于下午早些时刻（伴随着太阳辐射加热最大）出现在燕山—太行山山脉顶部或附近。在午后时间（北京时间14：00到17：00，北京时间是当地标准时间（LST），比世界时提前8个小时：图4）高原东侧最陡峭的地形下坡处观察到了当地最强的日变化峰值，峰值随后朝着东南方向向着下坡移动（图2a和图4）。平原在下午晚些时刻达到峰值阶段，持续到傍晚（图3c），并且在夜间继续向东穿过平原中央（图3d，e）。世界时00：00（北京时08：00），它靠近关注区域的东部边缘，但在这个时候随着第二天早上日光的重现，日变化的峰值开始失去它的定势（图3f）。下午晚些时候，东部平原存在第二次降水最大值（图3b-d,图4），Yu 等人（2007）也注意到这些地区降水的一个半日循环。

从山脉顶部开始向着东南方向平均的相位传播速度接近每秒13m，这与Carbone等人（2002年，图2）研究中向东每秒14m的传播速度相似，而除了在最近的研究中相位传播更连贯之外（图4）。注意到图4也展现了在平原首次日变化峰值相位存在两个平行的，小尺度的峰值，水平距离上相距100km，时间上相隔3小时，这两个小尺度峰值在图3已被过滤的地图上是不可见的。平行于日降水峰值位相线，也存在一个西南—东北走向的日降水最小值带，而且几乎在所有时刻可见。午夜之后，最小的位相在燕山—太行山山脉顶部最明显，凌晨时刻在最陡峭地形的下坡处，在早上晚些时刻和下午早些时刻都在平原（图3和图4）。

图，2. (a) 总降水量的日贡献百分比（用每小时的平均降水率与平均小时降水率差的绝对值求和除以平均小时降水率来计算）800m地形高度以粗灰色曲线绘制表示最陡峭地形斜坡的近似位置。(b) 图3中不同时刻局地降水日变化峰值的等时线（相位前部），地形高度每增加200m阴影加深一个程度。在 (b)中等时线的时间标记为世界时。 [比当地标准时间晚8小时 (北京时间)]。

4、日传播和夜间降水峰值讨论

相位传播的速度和当地日降水量最大和最小之间的关系或许与区域尺度的日变化、山脉—平原螺线管（MPS）循环有关，MPS循环是由该地区高山和平原不同的加热引起的，在图5，图6展示的2003—2009年同一暖季月份的平均GFS分析证明了这一点。美国落基山脉和临近的平原的MPS环流演变以及它对夏季降水和其他天气现象的影响已经被广泛研究（例如：Tripoli 和Cotton 1989; Wolyn 和McKee 1994;Zhang 和Koch 2000; Koch 等人，2001; Carbone 和Tuttle 2008）。

图5表示了2003—2009年每个GFS分析区域的低层（900hPa）垂直运动和扰动风矢量。图6表示了相对应的平均垂直运动，或者说是沿着和图1c、图4相同的西北东南截面的平均扰动垂直环流。值得注意的是，在一些高山地区，900hPa等压面略低于地面，但从向下外推的GFS分析很好地描述了这些地区的低层流动模式。

下午世界时06：00（北京时间14：00），在高原上广泛存在低层抬升运动，其峰值在燕山—太行山山脉的东缘（图5a,图6a）。这个准西南东北走向的抬升运动峰值带与一个低层扰动收敛边界有关，两者都对应于一个日间发展的MPS的向上的分支（图6a），这可能是该地区日降水峰值的原因（图3a）。MPS环流向下的分支以及异常低层东北风的冷空气平流（图5a和图6a）可能是该时刻平原上日降水最小相位的原因(图3a）。

傍晚世界时12：00（北京时20：00），最大上升运动带位于燕山—太行山山脉东坡和山麓，此处来自低平原的扰动低空风被最陡的地形斜坡抬升（图5b和6b）。作为MPS环流上升支的一部分，在此刻沿着地形下坡和山麓，地形的抬升引起了最强的日降水峰值（图2a，图3c）。与此同时，平原东部地区主要分布在MPS向下的分支以下，这对降水产生了不利影响。同时，山顶也发生了向下运动的转变并且转换为了日降水最小的相位（图3c、5b）。

凌晨世界时18：00（北京时02:00），MPS环流向上的分支沿着背风辐合带（图5c、6c）向着平原中央移动，与夜间最大降水量很好地吻合（图3e）。期间，由于边界层摩擦力的减小和湍流混合导致太阳辐射加热有所损失，一个低层扰动的夜间活动的西南低空急流充分发展（图5c、6c）。这就增强了来自西南的低空暖湿气流和低层抬升，这两者都可能是造成平原夜间降水最大的原因（图3e）。到目前为止，强烈的下坡流已经导致斜坡和山麓降水的最小值（图3e）。与山脉平行的夜间活动的低空西南急流在美国中西部的大平原也广泛地被观察到（例如： Bonner 1968），它至少是造成夜间降水极值的部分原因（例如： Higgins 等人，1997）。

在世界时00：00（北京时08：00），日出后几个小时，残留的MPS环流向上的分支保留在平原中央，但明显减弱，而扰动低空西南急流完全被西北偏北的下坡风取代（图5d、6d）。与这支向上分支相关联的日降水量的峰值只有非常微弱的特征。除了海洋有强大影响的东部角落以外，在关注区域的大部分地区都观察得到降水最小的位相（图3f）。

上述GFS分析的诊断结果表明，日降水峰值的演变和一个MPS循环向上的分支之间有强烈的联系，向上的分支下午早些时候从山顶向东南方向移动，在凌晨到达华北平原中部。每秒13m的传播速度和传播方向与中对流层的引导层（500hPa左右）相对应（未展示）。

至少存在两个与MPS循环相关的可能的机制导致了平原夜间降水的最大值：1）下午在山脉的顶部或山脉东部斜坡该机制激发或者增强了降水事件并且随后受到中对流层平均气流的引导，向东南传播到平原。2）在夜间，当地降水的激发和增强作用随着MPS向上的分支也位于平原处，而且受夜间活动的低空西南急流作用进一步加强。

然而，由于利用了粗时空分辨率的GFS分析（1°*1°，6小时），MPS向上的分支和降水极值之间的因果关系不能被唯一确定，但夜间平原上空的抬升运动（图5c、6c）是夜间降水极值的结果（而不是原因），这一点依然有可能。

伴随着平原上首次日降水峰值的出现，有两个平行的次降水峰值存在空间分离。东部的最大值可能是通过中尺度的重力波或者冷池的动力，正如Carbone等人（2002），Trier等人（2006，2010）假设的那样，在下坡滑动的对流线之前，由对流的二次发生而产生的。

图，3.世界时(a) 0600, (b) 0900, (c) 1200, (d) 1500,(e) 1800, 和 (f) 0000归一化日降水偏差的分布，用这个时刻的平均降水率减去一天平均降水率，再用各个地区小时降水的标准化偏差做归一化来估计。小于200km的尺度被二维谱分解截断。

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