在汛期西风急流的降雨/径流长江源区的影响

摘要

基于在Zhimenda站收集的径流资料，从环境预测的国家中心再分析资料/大气研究（NCEP / NCAR），并从中国地面站观测数据的国家中心，该研究分析了变化的特点，径流在汛期（七月至九月），长江（SRYR）的源区，径流和前期降雨之间的关系，以及西风急流（WJ）的降雨在SRYR的沿海区域的影响。结果显示如下。在SRYR径流显示显著的年际和年代际变化。汛期在SRYR径流最密切相关的15天（6月16日至9月15日）前期降雨在SRYR的沿海地带。反过来，在SRYR的沿海地区的前期降雨主要受同时WJ超过一个关键区（55-85°E，45-55°N）的强度。当WJ在关键区域的强度大于（小于）正常_,急流位置向北(南)移动，SRYR以西地区上空东风(西风)异常对水汽从高纬度地区输送到SRYR不利(有利)。此外，赤道地区的南风不容易向北推进，不利于水汽从低纬度海洋向北输送。因此，这些条件导致了SRYR中水蒸气含量的减少(增加)。此外，上层辐合(辐散)异常和下层辐合(辐散)异常导致了SRYR的下降(上升)运动。这些因素减少(增加)了降雨量，从而减少(增加)了洪水期的径流。

1.介绍

长江发源于青海省唐古拉山中段格拉丹洞山冰川的终点站。源头主要由三条河流组成，分别是:荡渠河(南源)、沱沱河(主源)和楚玛河(北源)。沱沱河与党曲河汇合形成通天河，通天河向东南流，与青海省玉树县附近的巴塘河汇合形成金沙江。在水文上，支门达水文站上游地区一般被认为是长江源区。径流的变化不仅影响区域生态环境，而且对长江中下游的水资源产生重要影响。因此，许多学者对SRYR的径流特性进行了研究[1- - - - - -5]。径流主要集中在5月至9月之间。从20世纪60年代到90年代，小流域径流总体呈下降趋势，主要有四个阶段，即湿期、干期、湿期和干期。20世纪90年代是一个相对特别干燥的时期[6- - - - - -8]。该SRYR在大约2005年进入湿阶段[9]。然而，这些研究只考察了相对较短的时间。秦等人通过重建自1485年以来的通天河径流[10]分析了其变化的长期特性。许多因素可能在SRYR影响径流。例如，沉淀增加可能导致SRYR以增加径流，而蒸发的增加可能会导致在SRYR径流降低。青藏高原（TP），增强高原季风，以及增强的冰川融化的加热也可以增加径流在SRYR [2,5,11- - - - - -13]。然而，降水是影响径流[的主要因素14,15]。径流在SRYR沉淀和周期性波动之间的关系是比温度和径流之间更显著;此外，年径流量也相当于年降水量在际变化和年计算时突然变化发生[16,17]。因此，降水是影响在SRYR径流的主要因素。

高空西风急流(WJ)是对流层上层的一个行星尺度大气环流系统，是影响东亚地区天气和气候的重要环流系统[18- - - - - -23]。因此，许多研究者研究了WJ [24- - - - - -三十]。WJ中的位置和强度的变化显著影响中国的天气和气候。对于WJ中的位置变化的影响，大多数研究都强调了子午运动的影响。在一方面，WJ的子午运动可以影响梅雨发生。例如，Tao等人[31]研究发现，东亚梅雨的开始和结束都与两次北跳六月和七月间的WJ在亚洲南部分公司。在WJ南支的第二个北跳在中国[江淮梅雨区域之前发生32]。另一方面，夏季副热带WJ南北向的跳跃也影响雨带的位置。6月降水异常主要发生在日本南部海面上空。7月，当WJ向北移动时，雨带从长江中下游向北移动至淮河及其以北地区[33,34]。副热带西太平洋经向运动对我国夏季降水有显著影响。夏季，副热带WJ向南移动，导致江淮流域和江南地区降水增加[18,20,23,26,35]和中国东北地区[降雨量减少，36,37]。副热带西太平洋的纬向运动对梅雨也有影响。Zhang等指出，副热带WJ的东移和西移影响了梅雨期的开始和结束[38]。此外，副热带WJ在东西两个方向的形状变化也影响了梅雨期长江中下游降水的空间分布[39]。如果东亚副热带WJ的中心在1月份相对偏西，其轴在4 - 5月份相对偏南，那么今年可能是梅雨丰年[40]。此外，许多研究人员已经研究了亚热带WJ的强度变化的影响。梁，刘[41]发现当WJ冬季南支较强(弱)时，华南春季降水相对较多，华北夏季降水相对较多。Li和Zhang指出，强副热带WJ可增加梅雨期降水[42]。王祚进一步指出，一个强大的亚热带WJ降低了长江流域在盛夏降水（7月16日至8月14日）19]。显然，亚热带WJ对沉淀在中国特别是中国东部一个显著的影响。该SRYR位于受西风带影响的地区，但相对较少的研究已经进行审查WJ对在SRYR降水的影响。鉴于此，本研究旨在探讨WJ的降雨在SRYR的影响，并分析其对径流的影响在SRYR，与该SRYR生态环境的保护提供了一定的基础的目标。

本文组织如下。数据和方法的简要描述载于第二节。在SRYR径流变化的特点在科分析3.。文中还对该水库汛期径流与降雨进行了相关分析4。就在SRYR降雨WJ的影响在科分析5。在WJ的强度在关键区域的大气环流模式的影响在科调查6。对WJ的强度随关键区上的水蒸汽输送的影响在科研究7。部分8讨论本研究的主要结论。

2.数据与方法

2.1。数据

本研究使用的水文资料为1956年至2012年在枝达站收集的月径流观测资料。此外，径流在直达站(图)1)被视为SRYR中的径流。本研究使用的降水数据为109个站点的完整日观测数据(图)1）在中国的85和105 25〜40°E°E之间°N°N一九六一年至2012年由中国国家气象局的国家气象信息中心提供。每日再分析数据，包括表面压力，纬向风（u)、经向风( ）垂直速度（ ）和特定湿度（问)，是来自国家环境预测中心/国家大气研究中心(NCEP/NCAR)的再分析数据，水平分辨率为2.5°。方等人[43,44注意到1958-1967年东亚地区的NCEP/NCAR数据存在大量质量问题。因此，本研究选取1971-2012年作为分析时间段。

2.2。方法

垂直一体化的水汽通量矢量可以被表示为

纬向组件:

经向组件:

在上述等式中，是重力加速度，值为9.80665 m·s吗⁻²在这个研究中;Ps为表面压力;Pt is the top level pressure (300 hPa in this study);问是具体的湿度;和u和是纬向和经向风，分别。

Pearson相关系数[45是最常用的统计工具之一，用来衡量两个给定变量之间的线性相关程度。两个变量之间的相关系数x₁,x₂，...，x_n和y₁,y₂，...，y_n-可计算如下:

横杠代表气候平均值。在相关计算中，汛期径流为7 - 9月月径流之和，降雨为6月16日- 9月15日日雨量之和，环流为6月16日- 9月15日日数据的平均值。相关系数值位于- 1到1之间。与大于0的值的正相关意味着两个变量的变化方向相似(即，两个变量都增加或减少)。此外，数值小于0的负相关意味着两个变量表现出相反的变化(即，当一个变量增加时，另一个变量减少)。

由克雷斯曼内插技术的站数据进行内插，以网格数据[46]。多遍通过网格的影响力越来越小半径做。在每遍，一个新值被计算为基于被通过观察影响的半径范围内的每个站所确定的校正因子的每个网格点。对于每个这样的站，误差被定义为站值，并从电网到该站通过内插到达一个值之间的差。然后，将距离加权公式适用于所有这样的误差的网格点的影响的范围内，以在该网格点的修正值到达。校正因数被应用到所有网格点由下一个前传。最接近的网格点意见携带最重。随着距离的增加，观察携带重量以下。在英格丽的克雷斯曼函数计算如下权重： 哪里W是影响半径r是车站和网格点之间的距离。

3.变化特征径流在SRYR

3.1。SRYR的年径流分布

数字2显示了枝达站月径流的变化情况。如图所示2在美国，6月至10月间的径流量相对较大。特别是，最高的径流发生在7月和9月之间。这三个月的总径流量占全年总径流量的59.6%。相比之下，在1月至3月和12月期间，直达站的径流量明显较低。在汛期(即,from July and September) directly affect the annual changes, and the changes also have a significant impact on the regional ecological environment. Hence, this study focuses mainly on analyzing the runoff in the SRYR between July and September.

3.2。洪涝季节SRYR径流的变化

数字3.显示了在2071至12年的时间序列在汛期Zhimenda站径流。总体而言，在汛期的Zhimenda站径流显示略有增加，虽然微不足道，趋势。在汛期的Zhimenda站径流在70年代初增加，在70年代末期下降，普遍在80年代和90年代中期之间的高。径流90年代中期（约1994）和2012年间增加了显著自2005年以来新高，在2009年达到最高水平显然，有很多径流在SRYR际和年代际变化显着的趋势。

汛期在SRYR降雨径流的4.相关性分析

有研究表明，在东部TP气候变化对水资源长江上游和年径流量在长江随着降水上游东部TP上涨的影响显著[47]。因此，降雨对径流显著的影响。因此，这部分主要介绍了研究降雨径流在SRYR汛期的影响。

径流不仅受降雨的同时，但也受前期降雨[48]。因此，计算出降水和径流与15天（对于6月16日至9月15日）每日降雨导致径流之间的滞后相关（图4)。从图4从图中可以看出，青海省中部和南部地区，从格尔木市东部到果洛族自治州西部和海南藏族自治州西部的广大地区，以及四川省西北部，存在显著的正相关关系。相关系数大于0.6的相关区域主要分布在直达站上游SRYR的海岸带以及沱沱江地区和库马列布上的两个中心。注意，降雨和径流与其他领先时间(如30、25、20、10和5天)之间的滞后相关性也被计算出来(没有显示出来)。结果表明，显著正相关区域与图高度相似4的，但相关系数更大的大于0.7的区域范围明显比图较小4。上述证据表明，15天领先径流降雨是合理的。因此，研究降雨径流在SRYR汛期的影响时更应重视，以15天的前期降雨。在大气环流模式对降雨量SRYR影响的分析的以下部分，被检查6月16日和9月15日（径流量的15天前因期）之间的时间段的数据。

在降雨的WJ 5.影响在SRYR

上述分析表明在SRYR和径流的变化在SRYR的沿海地带15天的前期降雨之间的相关性显著。所述SRYR坐落在WJ-受影响的区域。是否有WJ在SRYR的海岸带降雨的影响？本节主要侧重于分析WJ的降雨在SRYR的影响。

为了分析西风带海区降水与WJ的关系，本文选取了5个台站(即、五道梁、沱沱河、瞿马来、玉树、清水河)被选中(图中的黑色圆形点)4)。我们定义一个雨量指数(我_r为5个站点的汛期平均降雨量，其计算公式如下: 哪里n车站的数量和x为汛期雨量，定义为6月16日至9月15日的雨量之和。数字5displays the correlation pattern of the 200 hPa zonal winds with我_r。从伊朗高原到中国河套平原以西，约30°N ~ 40°N之间存在显著正相关关系，中心相对于西部TP的相关系数大于0.6，东向中部和北部TP。在这个显著正相关区域的北部，从东欧平原到西伯利亚西部平原，存在显著的负相关关系，中心(相关系数小于- 0.6)位于西伯利亚中部平原之上。另一个显著的负相关区域位于孟加拉湾北部，东至华南。这表明当有正(负)异常的200 hPa纬向风在伊朗高原向东延伸向中国的河套平原和负(正)200 hPa纬向风异常在东欧和西西伯利亚平原,导致增加(减少)SRYR的降雨在沿海地区。因此，高空WJ与SRYR海岸带降水关系密切。

高空WJ的南北向跳跃对雨量有显著影响[23,34,35]。林(49]注意，上级射流的跳跃都与射流的西风北的强度。因此，WJ强度指数（我_W) is defined as the area-mean 200 hPa zonal winds over 45–55°N and 55–85°E. In addition, the jet position index (我_l) is defined as the latitude averaged within 55–85°E, and the latitude is the location of the maximum 200 hPa zonal winds every 2.5° of longitude. A small (large)我_l表示该射流是在相对低（高）的位置。之间的相关系数我_W和我_l达到0.904，这是在99％的置信水平显著。请注意，得到的结果是在各区域用来定义合理的变化非常相似我_W和我_l。很明显，的大小我_W可以令人满意反映向南和WJ向北移动。换句话说，当在WJ的关键区域是比较强的（弱）时，WJ位于相对向北（南）。因此，冲击我_W下面主要对降雨进行分析。

在选定的重点区域在WJ强度的变化将影响SRYR的沿海地区降水异常？数字6显示的归一化时间序列的我_W和我_r。它们之间的时间相关性系数是高达-0.6和是在99％的置信水平显著。显然，当我_W相对较低,我_r是比较高的，这表明相对强降雨，特别是在1981年，1989年和2009年相反，当我_W是相对较高的,我_r雨量较低，显示雨量异常少，特别是在1973年、1978年、1984年、1990年及1997年。

之间同时相关系数我_W并进一步计算降雨量(图)图7（a）)。从图图7（a），显著负相关分布在长江上游沿岸，以沱沱江附近区域为中心(相关系数小于- 0.5)。此外,高收入我_W（低-我_W)年定义为归一化后的年份我_W大于（小于）1（-1）。基于这些标准，六年，包括1973年，1978年，1984年，1990年，1994，和1997年，被确定为高我_W多年来，另有六年，即1981年，1982年，1989年，2003年，2009年，和2010年，被确定为低我_W年。数字7 (b)显示了强降水与强降水之间的复合异常我_W和低- - - - - -我_W年。Pronounced negative rainfall anomalies are observed over the coastal zone in the upper reaches of the Yangtze River, with an amplitude of approximately 90 mm. The results are similar to those in Figure图7（a）。上述证据表明，当高于正常发生在关键区域（低于正常）纬向风，在SRYR的沿海区域降雨减少（增加）。因此，改变了WJ在关键区域的强度确实有在SRYR的海岸带降雨的影响。

6.WJ在关键区域的强度对大气环流模式的影响

前一节的分析表明，关键区域WJ强度的变化对SRYR海岸带降水异常有重要影响。影响的机制是什么?本节主要分析关键区域WJ强度变化对纬向和经向垂直环流模式的影响。

6.1。重点区域WJ强度对纬向垂直环流的影响

数字8(一个)示之间的相关性的同时我_W纬向环流平均大于30-37.5°N。如图所示8(一个)， SRYR主要是由下降的空气运动。此外，在SRYR以西的地区，有明显的东风从海面吹至百百帕。然而，在SRYR以东的区域没有观察到明显的相关性。此外,图图8（b）示出了纬向垂直环流的复合异常所述高之间平均超过30-37.5°N我_W和低- - - - - -我_W年。从图图8（b）， SRYR上空出现明显的下降运动异常，SRYR以西地区出现明显的东风异常。结果类似于在图8(一个)。上述证据表明，当我_W大于正常值（少）时，WJ位置移动向北（南），其结果在显著向东（西风）风异常的区域到SRYR和显著下降（上升）动作异常在SRYR西边。

6.2。在经向垂直环流的重点地区WJ强度的影响

数字图9（a）示之间的相关性的同时我_W经向垂直环流平均大于90-100°E。如图所示图9（a），有超过25°N和35°N之间的区域显著经向环流，其降支位于在SRYR，这将导致在SRYR偏北风的显著下降运动。有在所述赤道区域中的另一巨大经向环流，以及其与经向环流的超过25°N和35°N之间的区域中的升支升支一致，从而在5之间的空气流过该区域显著上升运动°N和27°N。因此，大多数在超过赤道区域中的下经向环流的南风向北行进，因此可以不再继续北移时变换到上升气流;只有这些南风的一小部分继续移动向北。然而，因为一个小的经向环流的在低层大气中存在20°N和25°N，这些之间的向北移动南风达到约25°N时转变成下降气流，因此可以不再向北移动。这种循环模式不利于向SRYR的偏南风继续向北移动。此外,图9 (b)表明经向垂直环流的复合异常平均在90 ~ 100°E之间我_W和低- - - - - -我_W多年来，其结果类似于图图9（a）。因此,当我_W大于(小于)正常值时，赤道地区的南风不能(能够)轻易地向北推进，在SRYR上空出现明显的下降(上升)运动异常。

6.3。可能的影响机制

数字图10（a）之间的相关性我_W以及200hpa的风和散度场。从图图10（a）， TP上空有明显的气旋环流，在TP上空有明显的辐合。同时，在较低的层次(即， 600百帕，图图10（b）），显著反气旋环流和显著分歧发生在TP。Note that the results of the composite anomalies of the winds and divergence fields at 200 hPa and 600 hPa between the high-我_W和低- - - - - -我_W年(数据图10（c）和10（d）)与数字相似图10（a）和图10（b）。上述证据暗示了喷射位置移动向北（向南）当有正（负）的异常我_W负(正)200 hPa纬向风异常范围为30°N ~ 40°N，正(负)异常范围为三江源以南(即南水北调)。，从而导致了TP上空的高空气旋性(反气旋性)切变异常。此外，对于600 hPa纬向风，三江源以北正(负)异常和三江源以南负(正)异常在TP上空形成低水平的反气旋(气旋)切变异常。因此，上层辐合(辐散)异常和下层辐合(辐散)异常分别是由气旋(反气旋)环流异常和反气旋(气旋)环流异常引起的。这些过程导致SRYR上空的下降(上升)运动异常，从而减少(增加)降雨量。因此，这些环流模式也会影响径流。由于径流与降雨关系密切，环流异常通过影响降雨间接影响径流。洪水期前期SRYR降雨减少(增加)，径流也减少(增加)。

7. WJ的在重点区域的水汽输送强度的影响

水蒸气是降雨的来源。水蒸汽通过大型空气运动输送到降雨区域和，当由一个特定的循环模式变得容易，上升并冷却以形成云，这反过来又产生降雨。该SRYR位于东部TP。水汽输送特别重要的SRYR降雨。在上一节中显示，改变了WJ在关键区域的强度分析在SRYR的沿海地区通过影响大气环流降雨影响。如何在这种流通格局的变化会影响水蒸汽？本节主要集中于分析WJ的强度随关键区上的水蒸汽输送的影响。

数字图11（a）示之间的相关性的同时我_W垂直积分水汽通量。从图图11（a），从里海向东至西侧TP的区域上空存在明显的反气旋水汽输送，西侧的南侧水汽输送不利于里海地区水汽的南侧输送。大部分西风水汽向东输送，在反气旋水汽输送的北侧转变为西风水汽，不利于高纬度水汽的南向输送。其余的西风水汽转化为西北风水汽，继续向东输送。在东移过程中，部分西北水汽经河套地区沿TP北缘输送至东北地区。其余部分转变为向东北的水蒸气和收敛的南部边缘TP与东风水蒸气从台湾运输通过中国南方省的南部TP然后送到西,这显然是不利于西风水汽输送到SRYR。在该地区还有一个重要的西风水汽输送，即从低纬度印度洋向印度支那半岛以西地区延伸，这也不利于水汽从低纬度海洋向SRYR的输送。结果，SRYR上的水蒸气含量降低了。数字11 (b)结果表明，该地区水汽通量存在复合异常我_W和低- - - - - -我_W年。如图所示11 (b)中，显著反气旋水运异常在从里海延伸的区域向东西部TP不利于从高纬度地区的水蒸汽始发的向南运输。从阿拉伯海经印度次大陆的显著西风水汽输送异常不利于水汽发起的从低纬度海洋运输向北。结果类似于在图图11（a）。因此，在WJ在关键区域的强度变化对水蒸汽输送一个显著影响。当有正（负）我_W异常时，SRYR的水汽含量减少(增加)。

上述证据表明，当我_W大于（小于）正常值时，WJ移位向北（南）。作为响应，东风（西风）风在区域到SRYR以西异常变得不利（有利），以水蒸汽的SRYR传输从高纬度地区，和西风（向东）的水蒸汽输送距平阿拉伯海也变得不利（有利）水蒸气始发的从低纬度海洋向北运输。因此，在SRYR水蒸气含量降低（增加）。此外，异常降序（升序）运动发生在SRYR。这些因素减少（增加）的SRYR的沿海地区降雨量。此外，这些因素间接通过影响降雨影响径流;例如，在前期降雨的减少（增加）减少（增加）汛期在SRYR径流。

8.结论和讨论

从Zhimenda站利用径流资料，这项研究分析了SRYR径流变化的汛期（七月至九月）的特点及其与前期降雨在SRYR关系，并进一步分析了WJ对降雨的影响该SRYR的沿海地带。从这项研究得出的主要结论概述如下。(1)洪水期SRYR径流变化表现出明显的年代际特征。在20世纪70年代初期，SRYR的径流量增加，在70年代后期下降，在80年代和90年代中期缓慢下降，在90年代中期(大约1994年)和2012年之间显著增加。(2)在SRYR（即6月16日至9月15日）的沿海地带15天前期降雨是在汛期影响了SRYR径流的主要因素。(3)SRYR海岸带降水与关键区域(55-85°E, 45-55°N) WJ强度关系密切。当关键区域WJ较强(弱)时，SRYR海岸带降水减少(增加)。(4)当有的正（负）异常我_W，在区域到SRYR西部的喷射位置移动向北（南）和向东（西风）风距平变得不利（有利），以水蒸汽的SRYR传输从高纬度地区。此外，在所述赤道区域中的南风不能（可以）容易向北行进，这导致西风（向东）的水蒸汽输送异常阿拉伯海，这是不利的（有利），以水蒸汽从向北传输低纬度海洋。因此，在这些条件下降（上升）的水蒸气含量超过SRYR。(5)当。。。的时候我_Wis greater (less) than the normal value, convergence (divergence) anomalies in the upper level (i.e., 200 hPa) and divergence (convergence) anomalies in the lower level (i.e., 600 hPa) are induced by the cyclonic (anticyclonic) and anticyclonic (cyclonic) circulation anomalies, respectively. These circulation patterns result in descending (ascending) motion anomalies over the SRYR. In addition, the water vapor content over the SRYR decreases (increases). These conditions decrease (increase) rainfall, resulting in less (more) runoff in the SRYR during the flood season.

本研究仅从统计学角度分析了WJ对SRYR降雨的影响。结果需要通过数值模拟进一步验证。此外，影响SRYR降雨的因素有很多，本研究仅重点分析WJ的影响。其他因素，如高原季风和南亚高压，也在一定程度上影响了SRYR的降雨量。因此，在某些降雨量异常大或小的年份，WJ的强度变化与SRYR的降雨量变化并不一致。因此，在今后的工作中将充分考虑到各种因素之间的相互作用。

数据可用性

支持本研究结果的数据可根据要求从通信作者处获得。

的利益冲突

作者宣称没有利益冲突。

致谢

本研究由中国科学院寒区干旱区地表过程与气候变化重点实验室(批准号:)资助。四川省高原大气环境重点实验室开放研究基金项目(批准号:PAEKL-2018-K2)、成都信息技术大学科研基金项目(批准号:LPCC2016004)。国家自然科学基金(批准号:91537214、41775079、41905008)。

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