青藏高原水汽输送及其对长江流域夏季降水的影响外文翻译资料

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青藏高原水汽输送及其对长江流域夏季降水的影响

李驰钦，左群杰，徐祥德，高守亭

摘要

通过将水分输送分解成旋转和发散分量，研究了青藏高原（青藏高原）周围的水汽输送及其对长江流域（长江流域）夏季降雨的影响。 基于1985年至2014年的ERA中期和PREC / L（陆地降水重建）数据，检验了两个组成部分的垂直复合特征。 结果表明，发散部分支配西部青藏高原，而旋转部分支配青藏高原的其余部分，这意味着水分可能主要局部聚集在西部青藏高原中，但可以平流到青藏高原的其余部分。 发散和旋转湿气通量表现出沿青藏高原的南部周边的大时间尺度变化性，显示水蒸气对那里的陡峭地形的敏感性。 相关分析显示，青藏高原的东南角和南部，旋转带状水分输送和长江流域中的夏季降水之间存在显着相关性，表明青藏高原的东南角可能作为南亚（印度）季风和东亚季风的水分输送桥。 进一步的复合分析表明，从南亚季风通过青藏高原的东南角的异常向东（西）带水汽输送在夏季长江流域中引起更多（少）降水。

关键词：湿度输送，青藏高原，旋转分量，发散分量，长江流域，降水

1 引言

青藏高原（青藏高原），通常被称为世界第三极，对全球气候非常重要。 覆盖约四分之一的中国陆地区并且升到中对流层中，青藏高原对大气环流，降水和生态条件产生巨大影响。 在中国，长江流域夏季降水（长江中下游）吸引了相当多的关注，居住在该地区及其周围的居民非常重视。由于该地区的人口和经济活动较多，人们在遭受夏季干旱和洪涝灾害时面临更大损失（Ding和Hu，2003; Arndt等，2014）。气候系统对水文过程高度敏感（Webster，1994）。 水汽输送及其异常与降雨条件密切相关。 在东亚季风地区，来自索马里急流，孟加拉湾，南海和西太平洋副热带高压的夏季湿气通量将水蒸汽从海洋带到华东。 这些传输特征的分析已经相当广泛（例如，Tao和Chen，1987; Nino-miya和Kobayashi，1999; Ding和Sun，2001; Ding和Hu，2003）。

同时，考虑到青藏高原也是非常重要的，因为它在该地区有相当大的物理影响。 大量的水被保存在青藏高原中，它是在全球范围内吸引和偏转水蒸气的“全球水塔”（Xu等人，2008a）。在总体循环方面，东亚季风主要负责向长江流域夏季降水的水分输送，受青藏高原的热力和动力强迫的影响（Wu and Zhang，1998; Wu et al。，2007，2012）。 青藏高原与热带海洋相互作用，并作为东亚和印度季风区之间水蒸气传输的“转移平台”（Xu et al。，2002）。 由高原转移，夏季水汽传输对华东地区长期多雨天气有贡献（Zhou et al。，2005; Shi and Shi，2008）。 围绕青藏高原，地球系统的组成部分显示出彼此复杂的相互作用，并影响区域降水（Lau和Li，1984; Liu和Yin，2001; Sato和Kimura，2007; Lau，2016）。

这项研究的主要目的是调查青藏高原周围水分通量在调节长江流域夏季降水的作用。 湿气通量分为两部分：旋转（非发散）和发散（非旋转）。 如水汽收支所示，局部水文平衡（蒸发和降水之间）仅受辐散的水分通量的影响。 另一方面，正是旋转水分输送将水蒸汽从远处供应到降水区域。 以前对水汽输送的研究主要把整个情况作为整体处理（Simmonds等，1999; Zhou和Yu，2005），即不分离两个角色。 因此，系统地研究青藏高原周围的水分通量以区分这两种组分是一个值得研究的途径。

在此研究中，再分析数据用于详细探讨 青藏高原 水汽输送特征和其对长江流域降水的影响。对气候变化和异常状态进行检验，以及分析和讨论 青藏高原 的东南角的水分供应的相对重要性。

2 资料和方法

2.1 资料

用于计算水汽输送的数据来自ERA-Interim(Dee et al., 2011; ht青藏高原: //apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-daily/)，月平均垂直积分水蒸气通量由ECMWF计算的日平均通量导出。对于中对流层，在02时，08时，14时和20时BT（北京时间）收集500 hPa的风和比湿度场。 据认为，与旧一代再分析数据，如ERA-40和NCEP-NCAR相比，该数据集代表了显著的改进，特别是对于关于年际变异性的青藏高原上的多个参数（Wang和Zeng，2012; Bao和Zhang ，2013; Lin et al。，2014）。此外，ERA-Interim中的水蒸气显示出同50°S和50°N之间的卫星和无线电探空仪的观测的相似特征（Kishore et al。，2011）。地区降水重建（PREC / L）产品，由气候预测中心从观测资料（Chen et al。，2004）产生，也用于夏季（6 - 8月）的月尺度。 该数据集由NOAA / OAR / ESRL PSD，Boulder，Colorado，USA（ht青藏高原//www.esrl.noaa.gov/psd/）提供。 两个数据集在1985 - 2014年期间的分辨率为1◦（纬度）times;1◦（经度）。 长江流域由（27.5°-32.5°N，110°-122.5°E）的网格面积表示。

2.2 方法

垂直整合的水分平衡方程描述了水文循环的大气分支，

式中，

E是蒸发，q是比湿度，g是重力，P是降水，p是压力，下标“t”和“s”是指顶部和表面，V是速度场。根据Chen（1985），水汽通量可以分为旋转和发散分量，可以表示为流函数（psi;Q）和速度势函数（chi;Q）的形式，

水分平衡方程则可以写成：

或者

如公式所示，只有水蒸气通量的发散部分调节局部降水和蒸发的平衡，旋转分量供应持续降雨所必需的水蒸气。

3 水汽输送在青藏高原周围的气候学

3.1 总体垂直积分通量

为了识别和验证季节性过渡期间水汽输送的特征，首先在图1中描绘了4月和7月的气候垂直积分水汽输送（以下总水分通量）。 水蒸汽通量围绕青藏高原的两侧旋转，其主体位于西风中。 由于其高度和所得的空气的低比湿度，高原本身上的通量量值相对较弱。 4月（图1a），西太平洋副热带高压在南海占主导地位，导致相对较大的水汽通量流向华南。 索马里急流没有受到副高的作用，4月份的阿拉伯海和孟加拉湾的水汽运输相当弱。在缅甸喜马拉雅山以南的波谷东部的水汽通量相对较强（Yin，1949）。 反气旋模式控制着阿拉伯海。 7月，中低纬度地区的流量大幅度变化（图1b）。 输送整体加强。 很明显，He等人称为“大湿河”的强水汽带 （2007年），源自南半球，通过索马里急流冲入北半球，然后连续流经阿拉伯海，南印度半岛和孟加拉湾。 另一个潮湿带来自南中国海和西太平洋。 这两条分支构成了“大三角”，其动力和热力学信号显著影响亚洲水文（Xu et al。，2002）。 气旋环流出现在喜马拉雅山南部，对应于印度低涡（He et al。，2007）。 青藏高原的影响清楚地反映在来自孟加拉湾的南向流的偏转上。 在围绕青藏高原的东南角后，“大河”与南海西太平洋副热带高压的通量合并，几乎直角地转向东亚季风区，并到达40°N 或甚至更远的北部。 南亚和东亚季风的区别是明显的（Huang et al。，1998）; 并且由于大多数水蒸汽集中在大气的最低层2-3km中，低层循环（图中省略）指示了柱状积分水汽输送的方向和大小。

图 1.基于ERA-Interim资料1985年至2014年的（a）4月和（b）7月垂直积分湿度通量（向量; kg m-1 s-1）及其幅度（阴影; kg m-1 s-1）的气候分布 。实粗黑色曲线表示海拔高于1500米的区域。

3.2 垂直积分通量的旋转和发散分量

单独观察，垂直积分的水蒸气通量的平均旋转分量大体上类似于整个部分的平均旋转分量（图2）。 旋转部分的大小略小于总通量，表明其构成总水分通量的大部分。 从旋转部分的角度看，青藏高原对潮湿空气运动的涡度的影响更具代表性。 在7月，当孟加拉湾的北部通量遇到喜马拉雅山的陡峭地形时，它在两个方向上偏转（图2b）。 西向分支远离山脉，导致青藏高原南部的气旋性路径（响应于位势涡度守恒的相对涡度增加）。 东向分支流经相对较低的山脉，使其连续传播通过东南青藏高原，并进一步到东亚。

虽然高原西部的总输送向东运输水汽，向下流向东，旋转通量使水汽向西移出高原。 旋转输送只能提供水蒸气，发散部分影响当地水源和水蒸气下沉。 因此，总体和旋转通量之间的传输方向的对比表明，西部高原上的通量仅调节局部降水和蒸发收支（其中发散通量起主要作用）。 这些方面可以在图3中更清楚地看到：在中部和西部青藏高原上，旋转流沿与总水分通量的方向相反的方向流动。 从水平衡方程可以推断，发散部分以比总体和旋转部分更强的强度向东流动。 青藏高原的南部和东部的水蒸气输送供应远程降水并调整其当地水文条件。 如下面部分所示，旋转部分不仅传输水蒸汽，而且还显着影响长江中下游夏季降雨。

发散通量（图4）通常比旋转部分小一个数量级，并且从春季到夏季加强。 指示水蒸气的源和汇，发散的通量大致地反映了海陆的配置：热带海洋是主要的蒸发供应，而海洋和季风区大陆作为水蒸气汇。 与总水汽通量模式不同，青藏高原上的发散部分的强度与低纬度的相当。 7月，青藏高原的东南角与长江中下游和亚热带西太平洋同是汇合中心的位置，表示水蒸气汇。 季节转变主要体现在汇聚中心从西太平洋转移到华东及其相邻海洋，Chen等人指出，（1988），显示与梅雨雨季相关的30-50天振荡。

图 2.垂直积分旋转湿通量（向量; kg m-1 s-1），其大小（阴影; kg m-1 s-1）和相应的流函数（线条：106 kg s-1）（a）4月和（b）7月。线条间距：108 kg s-1。

图3.气候夏季分布（a）总水分输送，（b）旋转部分和（c）发散部分（向量; kg m-1 s-1），它们的大小（阴影; kgm-1 s-1）在中部和西部青藏高原区域中的流函数/速度势（平行或垂直于矢量的线条; 106kg s -1）。 线条间隔：2times;107 kg s-1。 黑色曲线描绘了青藏高原（海拔1500米以上）。

3.3 对流层中层水汽通量的旋转和发散分量

虽然垂直积分的水汽通量表示对柱状降水和蒸发之间的平衡的总影响，但对研究青藏高原的表面附近的主要流量和会聚及其对下游降雨的影响也有意义。 Xu et al.（2003年，2008年b）表明，长江中下游西部边界的通量，主要来自对流层中部的青藏高原，对下游降水也是重要的。 在本节中，选择500 hPa作为中对流层的代表层，以调查水汽输送对青藏高原及其周围环境的状况和影响。 积分区间为单位厚度（1 hPa），假定该层附近是均一的。

在500hPa的30°N以南的旋转分量的气候夏季模式（6--8月;下同）在很大程度上类似于其垂直积分的对应物（图5a）。 主要的差别发生在青藏高原和其北部。 这与以下事实是一致的：热带中的天气系统主要是正压的，并且主要在中纬度和高纬度发展。 青藏高原和北部地区的东部水蒸气通量与低纬度地区的水汽通量相当。 长江中下游上的东向水分输送不仅来自“大三角”，而且来自西风（Wu和Zhang，1998）。 涡流（Lin，2015）比中心青藏高原占优势。

与垂直积分模式不同，青藏高原上500 hPa处的发散部分在空间上分布不均匀（图5b）。 汇合区仍然沿亚热带西太平洋。 沿南部喜马拉雅山的外围，发散通量达到其最大值。 集中汇合覆盖青藏高原的中部和西部附近的高的表面，而显著的中层辐散主要在印度北部和喜马拉雅南部。 在青藏高原上，对流层中间的总水分通量表现出与发散部分类似的模式（图略）。 对南部边缘的最大值可以追溯到青藏高原上的最大水蒸气特征池（Xu et al。，2008b）。 值得一提的是，在垂直积分的旋转和发散部分之间的差为一个数量级，在500hPa的两个分量大致相同。 可以推断，比湿的不均匀性主要对发散分量有贡献。

亚洲季风在降水方面表现出很大的变化，这是该地区社会经济学的一个重要因素（Lau和Li，1984; Tao和Chen，1987）。 在以下两个部分中，依据每年平均夏季数据去除了降水和水汽通量的线性趋势。 通过detrending，从数据集中提出年代际变化，只留下年际变化。 讨论了水分通量在青藏高原上对年际时间尺度上长江中下游夏季降雨量的作用和意义。

图4. 如图2所示，但对于垂直积分的发散水分通量（向量; kg m-1 s-1），其大小（阴影; kg m-1 s-1）和相应的速度势函数（线条：106 kg s- 1） 线条间隔：4times;107 kg s-1。

图5.气候夏季分布（a）旋转湿通量（向量; 10-4 kg m-1 s-1）和流函数（线条：kg s-1） 对于500hPa单位厚度的柱，其速度势（线条： kg s-1）以及它们的大小（阴影：10-4kg m -1 s -1）：400kg s -1。

4 在长江流域旱涝期的夏季青藏高原水汽输送

通过使用PREC / L数据集，基于以下标准来选择长江中下游涝/旱夏季：在极端年份，总长江中下游的趋势夏季降水异常应大于一个标准偏差。 这样，1985，1990，2001和2013年被选为长江中下游干旱夏季，而1993年，1996年，1997年，1998年和1999年被选为长江中下游洪涝夏季。

在涝年，异常水汽从西

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