黃天福，謝佳君，劉 鵬

(貴州省六盤水市氣象局，貴州 六盤水 553001)

1 引言

降水是常見的天氣現(xiàn)象，同時也是重要的氣象要素之一。降水在天氣和氣候的研究中占有十分重要位置。降水日變化的研究，不僅可以增強對區(qū)域氣候特征與降水演變規(guī)律的認識，同時也為檢驗和評估數(shù)值模式的物理過程提供科學依據(jù)。近年來，隨著高時間分辨率降水資料的出現(xiàn)和積累，國內降水日變化的研究也日益受到關注。呂炯［1］利用川西氣象站自記降水30 a的觀測資料分析了“巴山夜雨”的特征，認為西部高原與盆地之間存在一種類似于山谷風的機制。Chen 等［2］分析了對流層低層風場的日變化特征，發(fā)現(xiàn)其與高原至長江下游持續(xù)性夜雨的日峰值位相向東滯后密切相關。白愛娟等［3］對青藏高原及其周邊地區(qū)夏季降水日變化的研究表明，青藏高原地區(qū)夏季降水具有顯著的日變化特征，高原中部降水量最大值多集中在傍晚前后，高原以東的四川盆地通常在夜晚，尤其是在后半夜達到最大值，而長江上游和中下游地區(qū)對流活動則分別在上午和下午最為活躍。

中國四季天氣變化明顯，各地降水日變化的空間、時間分布差異較大，考慮到夏秋兩季是中國降水最為頻繁的時節(jié)，因此本文將利用1998—2010年期間的多衛(wèi)星降水資料(3B42)分析中國夏秋兩季降水的日變化特征。

2 資料與方法

2.1 資料

熱帶降水測量(TRMM)衛(wèi)星是1997年美國NASA(National Aeronautical and Space Administ ration)和日本NASDA (National Space Development Agency)聯(lián)合發(fā)射的氣象衛(wèi)星，目的是測量熱帶和亞熱帶地區(qū)的降水和能量交換，它攜帶的降水雷達(PR)和微波成像儀(TMI)等探測儀器，向陸地發(fā)回了多種高分辨率的探測數(shù)據(jù)，為分析降水、閃電、云量等天氣現(xiàn)象提供了最詳細最直接的信息。

TRMM 測雨產品3B42 是TRMM 衛(wèi)星與其他衛(wèi)星聯(lián)合反演的降水產品，提供全球格點降水資料。3B42 算法是結合了2B31、2A12、微波成像專用傳感器(SSMI)、改進的微波掃描輻射計(AMSR)、高級微波探測器(AMSU)等多種被認為是高質量的降水估計算法，并對地球同步紅外觀測系統(tǒng)獲得的紅外輻射資料進行了校準。該產品的水平分辨率為0.25° ×0.25°經緯度，時間分辨率為3 h 一次，每天共8 個時次。本文研究范圍是:70°～140°E，0°～50°N，資料最北是50°N，最南端包括了南沙群島。包括了中國大陸除東北最北外大部，和南沙群島廣闊區(qū)域，研究時段為1998年1月—2010年12月共13 a。為了更好的分析中國不同地區(qū)降水日變化，將中國劃分為4 個區(qū)域。青藏地區(qū):包括西藏自治區(qū)、青海省和四川省西部。南方地區(qū):秦嶺淮河以南，青藏高原以東。西北地區(qū):西北5 省。北方地區(qū):內蒙古東部，秦嶺淮河以北，包括東北3 省。

2.2 方法

由于本文主要關注中國夏季秋兩季降水日變化特征，因而將1998—2010年共計13 個夏季和秋季每日的TRMM 3B42 降水率分別對各觀測時次(8個時次/天)求平均，從而得到各網(wǎng)格點上平均的逐時次降水率。并且將降水率資料由世界時轉換為相應的當?shù)貢r間。這樣，可以突出降水日變化的地區(qū)差異，更便于比較和揭示日變化差異的物理機制。

即逐時次降水率定義為:

其中，R(x，y，t，d)表示(x，y)格點上第d天t 時(t=1，3，6，…，24)的每小時降水量，day是夏季和秋季觀測資料的總天數(shù)，R(x，y，t)是格點(x，y)在t 時的平均降水量，即逐時次降水率。

平均降水率為各網(wǎng)格點8 個逐時次降水率作平均。用來反映降水強度。

降水日變化振幅的定義為日內最大與最小降水率之差，即

A=Rmax–Rmin

其中，A 表示絕對日變化振幅，Rmax 為日內最大降水率，Rmin 是日內最小降水率。

分區(qū)域的降水日變化曲線為分別在8 個時間點對分區(qū)域內所有網(wǎng)格點降水率值作平均。

3 中國夏秋兩季降水量的日變化特征

3.1 中國區(qū)域整體降水量的日變化分析

圖1 中國夏(左)、秋(右)兩季平均降水率分布

圖1 給出了1998—2010 中國區(qū)域夏季和秋季平均降水率分布情況，反映了中國區(qū)域夏秋兩季平均降水強度的空間分布。從圖上明顯看出，不管夏季還是秋季，降水率強度大致呈東南—西北走向，從東南到西北平均降水率減少。夏季各地的平均降水率明顯高出秋季，特別是在東南沿海地區(qū)顯得更明顯。這主要是由于夏季是我國受到季風影響最強烈的季節(jié)。并且季風影響從中國東南到西北逐漸減弱，所以使得降水強度也呈東南—西北走向的分布。秋季，中國大部降水強度明顯減弱，大陸大部平均降水率在0.2 mm/h 以下。

降水日變化最重要的2 個統(tǒng)計量是日內降水率大值出現(xiàn)的時間和降水日變化振幅。在夏季，中國大部分地區(qū)，降水率最大值出現(xiàn)時間在下午至傍晚。在華南、華東、華北、東北西部、青藏高原中部降水率最大值出現(xiàn)時間在15－18 時。在東北東部地區(qū)、青藏高原東部和南部地區(qū)，降水率最大值出現(xiàn)時間在18－21 時。在四川盆地、云貴高原、青藏高原南部邊緣以及新疆部分地區(qū)，降水率最大值在00－06 時。秋季，降水率最大值出現(xiàn)時間分布和夏季相比有很大變化。東部沿海地區(qū)仍在午后15－18 時達到最大值。在青藏地區(qū)周圍變化明顯，在西南、華中、西北大部最大值出現(xiàn)時間都在00－06 時。值得注意的是，在秋季，從青藏高原中部往東至東部沿海，降水率最大值出現(xiàn)時間出現(xiàn)一個在時間上的傳播特征?？赡苁侵袊鞲邧|低的地形造成。從午后15－18 時到傍晚18－19 時到凌晨00－03時再逐漸過渡到午后15－18 時。在夏季也存在最大值出現(xiàn)時間往東的傳播特征，但沒有秋季明顯。

圖2 中國夏季分區(qū)域平均降水率日變化曲線

3.2 中國分區(qū)域降水量的日變化分析

為了更細致分析中國降水日變化，將中國大致分為4 個區(qū)域，即青藏地區(qū)、南方地區(qū)、西北地區(qū)、北方地區(qū)。圖2、圖3 給出這4 個地區(qū)夏季和秋季分區(qū)域平均降水率日變化曲線圖。

再結合圖1，可以看出:在青藏地區(qū)，夏季，高原地形對降水日變化的影響明顯，使得降水日變化顯著。降水率最大值出現(xiàn)在傍晚前后18－21 時，峰值超過了0.16 mm/h。秋季，總體降水率下降，且降水日變化不明顯，降水率最大值仍出現(xiàn)在18－21 時。但降水率最大值只有0.05 mm/h。

南方地區(qū)在夏季降水率普遍較高，主要是由于夏季風和西太平洋副高對南方地區(qū)降水造成的影響。降水日變化也比較明顯。南方地區(qū)平均降水率最大值出現(xiàn)在傍晚18－21 時。且最大值超過了0.3 mm/h。特別值得注意的是，在四川盆地和云貴高原局部，日降水最大值出現(xiàn)在03－04 時。這和前人已做了較多研究的“夜雨”現(xiàn)象相符合。由于西南地區(qū)多為山區(qū)，地形復雜多變。葉篤正和高由禧［4］及徐裕華等［5］都提出，地形作用所造成的山谷風環(huán)流、夜間云頂輻射冷卻等，可能是導致“夜雨”形成的重要過程。秋季，南方地區(qū)降水率雖然比夏季總體下降。降水率日變化曲線呈波狀分布。降水日變化不明顯。平均降水率在0.1 mm/h 左右。

由于西北地區(qū)處于中國大陸最深處，受季風影響甚微，因此，不論夏秋都是4 個分區(qū)中降水最少的區(qū)域，同時也是降水日變化最不明顯的區(qū)域。夏季，降水率最大值出現(xiàn)在18 時左右，最大值超過0.1 mm/h。秋季，最大值出現(xiàn)時間稍往往后移在21時左右，且低于0.03 mm/h。

北方地區(qū)降水日變化夏秋兩季相差較大。在夏季，北方地區(qū)總體平均降水率在0.15 mm/h 左右。在東北地區(qū)南部，華北地區(qū)局部降水日變化較明顯。降水率最大值出現(xiàn)在下午18 點偏后，超過0.16 mm/h。到了秋季，北方地區(qū)整體平均降水率明顯偏低。平均降水率在0.05～0.06 mm/h 之間。降水日變化不明顯，呈波狀分布。

4 結論

本文基于1998—2010年間的TRMM 3B42 衛(wèi)星降水資料，根據(jù)對比夏秋兩季平均降水率，降水率最大值出現(xiàn)時間和降水日變化振幅的空間分布，結合分區(qū)域的降水日變化曲線，分析中國地區(qū)夏秋兩季降水日變化的特征。主要結論如下:

圖3 中國秋季分區(qū)域平均降水率日變化曲線

①平均降水率的空間分布表明，夏季和秋季，中國大陸降水強度大致從東南沿海地區(qū)到西北地區(qū)逐漸遞減。南方地區(qū)降水強度最大，青藏地區(qū)次之，北方地區(qū)再次，西北地區(qū)最小。夏季全國范圍降水強度普遍明顯高于秋季。

②降水量最大值出現(xiàn)時間表明，夏季，中國區(qū)域內大多地方降水率最大值出現(xiàn)時間在午后至傍晚。4 個地區(qū)的平均狀況均是在18 時左右達到最大值。但在青藏高原南部，四川盆地周圍，云貴高原局部降水率在00－06 時達到最大值。秋季，在深夜至凌晨到達降水最大值的地區(qū)增至青藏地區(qū)周圍的華中大部，云貴高原大部以及西北廣大地區(qū)。在除青藏地區(qū)外，其余3 各地區(qū)降水率最大值均往后延遲至深夜至凌晨。

③降水日變化振幅的空間分布表明，夏季，中國青藏地區(qū)和南方地區(qū)整體降水日變化顯著，而西北地區(qū)和北方地區(qū)日變化并不明顯，特別是在華南地區(qū)、東南地區(qū)、青藏高原南部地區(qū)。秋季，中國大陸范圍降水日變化不明顯，降水日變化振幅在青藏高原以東部分區(qū)域稍高。

［1］呂炯.巴山夜雨［J］.氣象學報，1942，16:36－53.

［2］Chen H M，Li J，Yuan W H，et al.Why Nocturnal Long－Duration rainfall Presents an Eastward－Delayed Diurnal Phase ofRainfall down the Yangtze River Valley［J］.Journal of Climate，2010，23:905－917.

［3］白愛娟，劉長海，劉曉東.TRMM 多衛(wèi)星降水分析資料揭示的青藏高原及其周邊地區(qū)夏季降水日變化［J］.地球物理學報，2008，51(3):704－714.

［4］葉篤正，高由禧.青藏高原氣象學［M］.北京:科學出版社，1979.

［5］徐裕華.西南氣候［M］.北京:氣象出版社，1991.

［6］張霞，王新敏，王金蓮，等.2011年＂7.3＂暴雨過程的衛(wèi)星云圖特征和濕位渦分析［J］.氣象與環(huán)境科學，2012，35(4):1－7.

［7］李廣霞，陳傳雷，才奎志.遼寧夏季降水變化特征分析［J］.氣象與環(huán)境科學，2008，31(2):31－34.

［8］張云霞.1954－2010年商丘降水變化趨勢及突變分析［J］.氣象與環(huán)境科學，2011，34(3):67－73.