DreamBlooms/HansPub-15000-to-45000 huggingface dataset:
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user: 1. 引言 陇南市独特的地理位置、复杂多变的气候孕育了极其丰富的中药材资源，甘肃省五大名药“红芪、当归、大黄、党参、甘草”中陇南占四大类“红芪、当归、大黄、纹党”，且均是优势独特主产区域。近年来，全市结合精准扶贫、精准脱贫，按照一村一品、一乡一业的思路，各县区大力调整和优化产业结构，依托山区生产中药材的产业优势合理规划，因势利导、科技引领，助推中药材适宜品种向优生区集中，发挥产业优势。全力推动了中药资源优势转化，促进了中药材产业全面提速，着力培育出了战略性中药材特色优势产业。 陇南市当归、纹党、红芪、大黄、半夏等道地中药材种植面积稳定在60万亩，以“企业+合作社+农户”方式加大了对天麻、猪苓、穿龙薯蓣、白芨、重楼等特色中药材的种植面积。野生中药材驯化种植技术的突破，成为脱贫攻坚中新的增长点，在培育新型产业、调整新结构，助推农民增收、具有深远而重大的意义。
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user: 2. 陇南市地理概况 陇南位于甘肃省东南部、地处秦巴山地与岷山山脉、黄土高原交汇地带，境内地貌俊秀，气候宜人，雨量充沛、光照充足，森林覆盖率高，属亚热带向暖温带过渡地区。特殊的地理位置为陇南中药材生长提供了得天独厚的自然环境，素有“陇上药仓”、“千年药乡”和“生物资源基因库”之美称。改革开放30多年来，全市中药材产业取得了长足发展，家植面积逐年增加，标准化水平逐步提升，品牌建设屡创佳绩，尤其在脱贫攻坚、产业致富方面成效显著。统计数据表明，陇南全市总人口280多万，农村人口高达87.8%，全市100多万人口从事中药材种植，在贫困地区，中药材种植收入占有很大的比重，部分地区甚至成为家庭的全部经济收入来源。
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user: 3. 陇南中药材产业现状 3.1. 规模化的药源基地 2016年，陇南市中药材种植总面积达105.88万亩；当年采挖63.1万亩，年底留床42.78万亩，采挖量达17.2万吨，产值达20.39亿元。其中党参累计种植面积27.67万亩；红芪12.3万亩，当归8.7万亩，大黄14.78万亩，半夏3.08万亩，黄芪9.93万亩，柴胡6.78万亩。目前，全市共建立中药材标准化示范点46个，100亩的红芪原种生产基地，当归、红芪、纹党参、大黄良种繁育基地1600亩，当归、大黄、纹党、半夏、天麻种苗繁育基地2120亩。 3.2. 形成农业质量导向的中药材品牌化建设 陇南市共注册中药材品牌商标15个；礼县大黄、文县纹党、西和半夏、武都红芪、宕昌党参、哈达铺当归、宕昌黄芪已取得国家地理标志产品保护认证；独一味胶囊获省级名牌产品称号。全市以红芪、纹党、当归、大黄、黄连、半夏等大宗中药材为主要原料的加工营销企业有30多户，中药材专业合作组织60多个；甘肃独一味生物制药股份有限公司、甘肃佛仁科技制药有限公司、陇南远大生物科技公司、两当县兴源中药饮片有限公司等8家公司获GMP认证，可生产准字号药50多种；甘肃佛仁科技制药有限公司、文县中寨纹党产区代元有限公司被评为甘肃省农业产业化重点龙头企业。 3.3. 中药材市场体系基本形成 主产区区域性交易市场达36个，宕昌哈达铺、武都吉石坝2个较大规模的中药材专业市场正在修建中，中药材产业化规模基本形成。 3.4. 中药材研究成效显著 3.4.1. 高产、质优、广适新品种培育 已成功选育出红芪 [ 1 ] [ 2 ] 、纹党 [ 3 ] 、大黄 [ 4 ] 等新品种9个类型(品系)，在中药材生产中发挥了显著增产作用。 3.4.2. 优质资源利用创新 陇南市与国内高等院校及科研单位建立了长期稳定的科技合作关系，与省农科院共同实施的项目“野生中药材植物穿龙薯蓣人工栽培技术研究及种苗扩繁”进展顺利，已取得了阶段性成效。陇南市中药材科技人员与兰州大学、甘肃农业大学、省中医学院、省经济作物推广站的中药领域专家共同合作，以项目建设为平台，加大产学研合作力度，先后完成了“陇南红芪优良品种选育及推广”、“穿龙薯蓣高效育苗技术研究”、“猪苓规范化栽培技术研究与示范”、“陇南板蓝根规范化种植基地建设”等项目，培育了中药科技人才，增加了技术储备，奠定了科技支撑。为了保护野生珍稀濒危中药材资源，开展了穿龙薯蓣等12个种类的野生家种驯化试验示范工作。现已建成“甘肃省中草药资源开发利用工程技术研究中心”、“甘肃省中药材种子种苗繁育工程实验室”、“陇南市中药材研究推广中心”“陇南市中药材生产力促进中心”等中药研发平台。
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user: 4. 陇南中药材创新发展的制约因素 中药材产业是陇南市既核桃、花椒、油橄榄后确立的第四大支柱产业，近年来虽然有长足的发展，但在中药材产业创新发展上还存在这许多不足。 4.1. 中药材产业创新驱动不足 尽管从国家、省、市政策层面对陇南中药材发展多有支持，但是仍然存在经费不足、科研创新平台欠缺、设备落后、高端科研人员知识层次老化等问题。近年来，中药材创新发展除各县基层艰苦奋战的工作人员外，从事中药材研究专业技术创新人员有限，基层科研人员缺少知识更新，研究设备老化问题突出。 4.2. 中药材野生驯化缺少集中连片集成发展 我市中药材野生驯化大多分散，缺少统一规划，零星的发展导致生产技术推广难度加大，无法形成统一的技术标准。
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user: 5. 陇南市中药材产业发展新驱动 5.1. 野生驯化得到全面发展 陇南市在当归、纹党、红芪、大黄、半夏等道地中药材种植面积稳定在60万亩的基础上，以“企业+合作社+农户”方式加大了对天麻、猪苓 [ 5 ] 、穿龙薯蓣 [ 6 ] 、白芨 [ 7 ] [ 8 ] 、重楼 [ 9 ] [ 10 ] 、贯叶连翘 [ 11 ] 、淫羊藿 [ 12 ] 等特色中药材的种植面积。野生中药材驯化种植技术的突破，在培育新型产业、调整新结构，助推农民增收中具有深远重大的意义。 5.1.1. 穿龙薯蓣引种驯化 2008年陇南市农科所结合全市高山阴湿地区中药材生产实际，联合中药材企业先后从河南引进穿龙薯蓣原种田300亩，现已繁育扩展到1500亩良种繁育基地，带动武都区及周边县区发展穿龙薯蓣4500亩。 5.1.2. 贯叶连翘驯化 为解决贯叶连翘野生资源不足，市场家种空白，产品供不应求问题。陇南结合当地实情，在康县通过移植栽培当地野生贯叶连翘家种驯化，2016年累计实现贯叶连翘种子种苗繁育基地500亩，带动武都、西和、文县周边县半高山地区发展贯叶连翘5000亩研究中。顺利解决了贯叶连翘种子发芽低及不发芽现状，从而使得贯叶连翘种子繁殖技术得到大面积推广应用。康县野生中药材贯叶连翘驯化繁育技术取得成功，并初步形成了种植技术规范。 5.1.3. 白芨野生驯化 为解决白芨野生资源濒危，有性繁殖率低下等问题，全市结合当地实际开展白芨野生无性移植驯化、野生切块繁育、白芨无性组培、大田温室有性繁殖，现已取得阶段性突破。先后在康县寺台镇、贾安镇，武都汉王镇、魔坝乡，成县小川镇建立白芨野生驯化繁育基地50亩，有性繁育温室大棚5座；市农科所中药材种子种苗繁育工程实验室连续两年完成白芨无性繁殖组培试验；全市共发展白芨种植基地500亩。 5.1.4. 重楼野生驯化 重楼野生资源几近枯萎，家种无性繁育周期长，种子出苗率低下、休眠期长。为陇南重楼野生变家种，全市先后通过企业(合作社)在市场征集重楼野生种茎，通过移植家栽，现已形成以武都区为中心辐射康县、成县，建立重楼种子种苗繁育基地50亩。 5.1.5. 淫羊藿野生驯化 为适应市场需求，近年来我市在高山林园地带开展淫羊藿分株移植繁育，现已在西和、康县、文县、武都建立淫羊藿繁育基地10亩。 5.1.6. 猪苓家种规模化 近年来，通过对猪苓家种技术的改进完善、技术示范推广、建立规范化示范点，现基本形成完善的猪苓栽培技术，全市包括两当、康县、武都共发展猪苓5000多窝，有效增加农民收入。 5.2. 新品系的研究推广 5.2.1. 大黄品系DH2006-1 陇南市农科所2006年在陇南礼县沙金乡发现并选出的优良单株。经2006~2012年连续6年对母株的观察、种子繁殖、对生长结果的记载分析鉴评，其优良性状稳定，直根系粗长、品质优良，同目前种植的其它品种相比，有明显的优良特性。 5.2.2. 红芪优良品系HQ06-1 陇南市农科所在《陇南红芪优良品新品系选育》项目完成中，经过课题组成员齐心协力，刻苦钻研，历经6年选育，填补了红芪优良品系选育研究的省内空白。该品系丰产、稳定性好，品质优，有效成份略高于药典规定。 5.2.3. 纹党优良品系WD2006-1 陇南市农科所2008年在文县中寨大海发现并选出纹党优良单株，经2010~2012年连续3年对母株的观察、种子繁殖、对生长结果的记载分析鉴评，其优良性状稳定，直根系粗长、同目前种植的其它品种相比，有明显的优良特性。
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user: 6. 陇南市中药材产业扶贫新模式 陇南市以中药材产业精准扶贫为契机，采用多种中药材种植、加工、销售运作模式。一是采取“公司＋基地＋农户”种植方式。药企业租赁土地作为中心种植区，雇佣农民工种植，公司经营，辐射带动周边农户扩大种植规模。农户种植前与公司签订收购协议，产品采收市场价格低于保底价时，由公司全部按保底价收购；高于保底价时，按市价收购。这种方式保证了农户种植的药材能全部卖出，也保证了最低保底收入，农户规避了种植风险。二是采取“企业＋农户”模式。企业按照市场要求向群众提供种子种苗、栽培技术，与农民签订种植合同，确定药材最低保护价，统一回收药材自行生产，降低药农的种植风险，激发农民的种植积极性。三是农户自由种植模式。按照农户要求双联单位提供技术指导，帮扶农户发展产业。通过各种中药材种植运作模式使农户受益，达到产业扶贫、产业致富。四是电商扶贫。通过阿里巴巴、微信等销售渠道，将陇南特有的中药材销往全国各地。
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user: 7. 展望 陇南市在中药材产业扶贫过程中形成的新模式将在全市精准扶贫、精准脱贫中发挥巨大作用，市场前景宽广，增收作用明显。预计到2020年底，产业带动贫困村药农人均增收1300元，人均纯收入增长120元，这将极大的增加贫困农户脱贫增收，对全市农业产业结构调整、乡村振兴起到不可替代的作用。在培育新型产业、调整新结构，助推农民增收、具有深远而重大的意义。
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user: 摘 要 近年来北极海冰快速变化，北冰洋上层海洋环流和潮流也发生变化。本文利用波弗特流涡勘探计划(Beaufort Gyre Exploration Project)的锚定实测海流数据，分析了2005~2016年间加拿大海盆的近表层潮流的变化特征。潮流类型主要为半日潮，且随海冰面积、平均流以及大气风场的变化而改变。海冰快速减退期间加拿大海盆的主要半日和全日分潮流较小，但潮流流速变化显著，潮流椭圆呈顺时针旋转，椭圆倾角则随深度逆时针旋转。融冻期会出现潮流增大的情形。本文对比分析了2012年夏季和2007/08年冬季的潮流垂直结构，发现融冻期加拿大海盆海流存在显著半月周期变化。半月MS f 分潮流和平均流均呈正压结构，垂直剪切明显偏弱，而同期半日M 2 分潮流则表现出较为明显的分层结构。融冻期近表层半月分潮流增大是受大气风场半月周期变化的影响，而半日分潮流垂直结构差异则可能与局地惯性运动有关。 关键词 :潮流，半月变化，加拿大海盆，潮流–海冰相互作用 Copyright © 2018 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 加拿大海盆(包括波弗特流涡)蕴含着45，000 km 3 的淡水 [ 1 ] ，是北冰洋八大主要河流年径流量的10~15倍，是北冰洋最主要的“淡水库”。波弗特流涡(Beaufort Gyre，简记BG)作为加拿大海盆上层海洋环流的主要特征，其流型结构和强度的变化与调整，均关系到北极淡水储存和运移，以及多年冰的变化。 北冰洋海洋变化是影响北极海冰变化的最重要因素之一 [ 2 ] 。关于北冰洋潮汐的认识，最早可以追溯到北冰洋沿岸验潮站设立之后，而Kowalik和Proshutinsky [ 3 ] 则首次系统的给出了包括深海洋盆和陆架海域的北冰洋潮汐特征，此后随着海洋潮汐模式的发展和卫星数据的应用，这一海域的海洋潮汐研究得到了迅速发展。 与海洋潮汐类似，北冰洋海冰运动也具有较为显著的潮周期。潮流运动以及潮致海冰的辐合辐散，一方面有利于冰间水道的形成 [ 4 ] 以及冰面融池的维持 [ 5 ] ，进而影响局地冰–海–气间的热量交换；另一方面在海流较弱的海域，潮流与海冰的相互作用则是北冰洋海洋混合的主要来源 [ 6 ] 。近年来利用锚系海流资料，探讨北冰洋Laptev海上层S 2 分潮流与局地海冰密集度有很好的相关关系 [ 7 ] 。数值模式结果也显示，潮汐运动会引起北极海冰冰量减少15%，并影响表面盐度的分布特征 [ 8 ] 。 基于我国第二次北极科考数据的研究发现，与主要半日和全日分潮流相比而言，夏季北冰洋海流存在较为显著的半月周期变化。白令海峡附近，这种半月分潮流(MS f )振幅约为平均流的一半，比主要半日和全日分潮流大得多 [ 9 ] [ 10 ] 。研究还发现，这种出现在白令海峡和楚科奇海的半月周期变化，不完全是由天文半月MS f 分潮引起的，还受大气因素、平均流变化以及海底地形的共同影响。 全球变暖对北极产生了持续的影响，21世纪来北极增暖的趋势明显高于全球平均水平 [ 11 ] ，与之同时发生的是北极海冰覆盖范围显著减小，2007年夏季发生了海冰面积锐减了31%的事件 [ 12 ] ，而美国国家冰雪数据中心(National Snow and Ice Data Center，简记NSIDC)监测的2012年夏季海冰面积更是打破历史观测记录。这种北极海冰快速变化引起了北极科学界的高度关注。由于北冰洋的海流实测资料相对匮乏，已有的研究又大多集中在北冰洋陆架海域，对深海洋盆(如波弗特流涡)区的上层海洋的潮流结构，以及海冰与潮流半月变化相联系的认识仍待深入。本文利用加拿大海盆内的近10余年的锚定海流数据，结合海冰数据，在对原始数据进行质量控制的基础上，探讨了该海域潮流的基本特征以及影响海流半月周期变化的可能因素。
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user: 2. 数据与方法 2.1. 数据 2.1.1. 实测海流数据 本文用于分析北冰洋加拿大海盆上层海流的变化特征的数据，来自伍兹霍尔海洋研究所提供的波弗特流涡勘探计划(Beaufort Gyre Exploration Project，简记BGEP)的锚定实测海流数据(数据网址：http://www.whoi.edu/website/beaufortgyre/data)。锚定测量系统位于加拿大海盆的波弗特流涡内。该锚定测量系统由以下几部分组成：1) 420 kHz仰视声呐环境科学测量仪，用以提供上50 m的海流以及海冰漂流信息；2) 系缆式剖面仪MMP，提供50~2050米深度范围的海流和水文数据；3) 高精度海底压力记录仪，用来获取海表面高度变化以及海底3800米处的水温。 波弗特流涡是一支控制加拿大海盆和波弗特海的反气旋式环流，这里平均水深可达3000 m (图1)，基于全球简单海洋资料同化分析系统(Simple Ocean Data Assimilation，简记SODA)的海流数据可以很好的捕捉到加拿大海盆中BG的基本特征。本文利用加拿大海盆内三个锚定系统的上30米(2米深度间隔)的逐时海流观测资料。锚定系统分别位于加拿大海盆南部的A点，中心区的B点，以及北部的C点，海流实测数据的基本信息见图1。其中南部的A站具有较连续的长时间序列，下文中分析海流和潮流变化特征的工作也主要基于该站的观测资料。 2.1.2. 海冰、风场数据 海冰密集度数据由NSIDC提供(数据网址：http://nsidc.org/data/G02202/versions/3)，是由被动微波的亮温数据，综合运用NASA Team和NASA Bootstrap两种反演算法得到的海冰数据，空间分辨率为25 km [ 13 ] 。该资料融合了SSMR、SSM/I和SSMIS多个传感器的数据，其优势是能够形成连续的海冰长期变化序列。本文选取的是其日均海冰密集度数据，时间段为2005~2015年。本文统计分析了近年来日均海冰密集度数据，计算锚定系统附近海域的海冰面积，探讨局地海冰演变与上层海洋环流、潮流变化的关系。 图1. 海冰快速减退时期北冰洋表层环流及锚定海流数据的基本信息(圆点为锚定点所在位置：A(74˚N， 140˚W)、B(75˚N， 148˚W)、C(78˚N， 148˚W)；矢量由2005~2015年SODA同化数据得到5米深处的表层环流，单位：cm/s；阴影显示北冰洋水深；图中所示区域为波弗特流涡) 大气风场数据来自欧洲中尺度天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)提供的ERA-Interim数据集(网址：http://apps.ecmwf.int/datasets/)。该数据为再分析数据，采用了ORA-S3海洋同化/再分析系统，这一系统不但能够提供实时的季节预报，还可以为气候研究提供历史数据。我们使用了10米处风场再分析数据，其空间分辨率为1/4度。 2.2. 实测资料的处理 综合分析原始锚定观测资料的数据质量、连续性审查等，对BGEP锚定数据进行了如下质量控制和筛选。为了更好的研究半月潮流变化 [ 14 ] ，本文对经过质量控制后的实测海流资料，进行了45天的滑动潮流调和分析，滑动窗口为10天。潮流调和分析后，共得到34个分潮的潮流流速、旋转率等椭圆要素，我们选择了较有代表性的半月分潮MS f 和半日分潮M 2 进行研究。 对于实测数据每1小时即测得一个数据的情形，本文假设海流数据在短时间内(考虑半日分潮M 2 的涨潮时、落潮时，这里取为6小时)应具有较好的连续性，不发生大幅度的改变，因此采用窦以文等(2008)方法审查时间序列的连续性： 其中，V i − 1 、V i 和V i +1 分别是连续三个时刻的观测值，σ为i时刻附近6小时观测值的标准偏差，如果当前时刻的测量值V i 不满足此条件，则将其作为异常值处理。
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user: 3. 表层海流特征 采用上节介绍的海流观测资料的质量控制，很好的保留了原始海流信息的同时，又提高了观测数据质量，进而分析北极海冰快速变化期间，加拿大海盆表层海流变化的基本特征。 3.1. 表层流 波弗特流涡是加拿大海盆主要的环流系统，表层环流具有较为稳定的环流系统。统计了加拿大海盆内三点的海流资料，其中A点共计82451个小时，C点共计47595个小时，资料最少的B点也有40，077个小时的观测数据。本文参照风玫瑰分布，分析了16个方位上表层海流的统计特征(图2，表1)。 与同期SODA海流同化资料结果基本一致(图1)，位于加拿大海盆核心区的三个锚定系统的海流主轴方向很好的表征了表层环流特征。南部锚系A站的海流主轴方向为南向，出现频率约占52%(表1)；在 图2. 锚定表层海流数据在16个方位上的统计特征(所在深度为3米，阴影指示不同流速区段的统计频率，流速单位：cm/s) Table 1 Statistical frequency of three mooring current systems in the upper ocea 方向 N NNW NW WNW W WSW SW SSW S SSE SE ESE E ENE NE NNE 角度(˚) 0 22.5 45 67.5 90 112.5 135 157.5 180 202.5 225 247.5 270 292.5 315 337.5 A点 2.6 2.9 3.5 4.5 5.5 6.3 8.2 10.8 12 11.5 9.6 7.5 5.2 3.9 3.2 2.7 B点 4.6 5.3 5.9 6.8 7 7.6 8.1 8.4 8.1 7.4 6.7 6 5 4.4 4.3 4.6 C点 4.2 3.1 2.8 3.3 3.3 3.4 4.1 5.3 7.1 10 11.9 11.5 9.1 7.6 7.2 6.1 表1. 三个锚定系统的表层海流统计频率(%) 主轴方向上，表层环流流速仍较小，流速大多集中在2~6 cm/s。北部锚系C站主要表现为东南方向，出现频率为50%；中心锚系B站，流速较小，没有显著占优的海流主轴方向。 表层海流的季节变化与加拿大海盆海冰面积变化密切的联系。统计结果显示，冰封期(12月-次年1月)表层流速较小，不足5 cm/s；而夏季(7~9月)海冰面积迅速减小，此时加拿大海盆表层流速明显加快，流速增大3~4倍，最大可超过20 cm/s。值得注意的是，某些年份的冬季(如2006、2008、2012和2013年的1月)，曾出现较为显著的流速增大事件，以及2007/08冬季的平均流转向(图3)。 3.2. 潮流变化 本文对质量控制后的海流锚系观测资料，进行了10天滑动的调和分析，探讨该海域上层潮流变化特征。平均流是从海流实测资料减去35个分潮流后得到的。研究发现，北冰洋的主要半日和全日分潮流较小，这与前人在楚科奇海台附近海域的研究结果相近(Li et al.， 2005)，半日分潮流显著大于全日分潮流，潮流类型为半日潮流特征。最大分潮流流速变化显著，如M 2 最大分潮流流速为1.2 ± 1.2 cm/s。加拿大海盆内潮流随海冰变化(融化–冻结)、平均流的变化而改变，在海冰快速减退期间(2006~2016)，几乎所有的融冻期均有分潮流增速的情形(图3)。这里的融冻期(融化–冻结时期)是指，局地海冰从平均海冰密集度出现低于85%，融化至年最低值后，再次冻结至平均海冰密集度高于85%所经历的时间。潮流流速增大最显著的是半月MS f 分潮流和半日M 2 分潮流。前者流速在2012年融冻期达到最大，可达8.5 cm/s，是其平均值的6倍。融冻期MS f 最大分潮流与当年局地海冰面积(71˚N~77˚N， 135˚W~145˚W范围内的海冰面积)呈负相关关系，海冰的大面积减少往往伴随着分潮流速度的增大，如2013~2015年夏季海冰面积减退，同期半月分潮流速度也明显增强。其他两个锚系数据中也有类似的现象(图略)。2009年融冻期海冰面积为7.1 × 10 4 km 2 时，明显高于夏季最低值，而同期半日M 2 分潮流却达到观测记录内的最大值。而且以上两个时段，均对应地出现了表层平均流增大的现象。这表明，大面积融冰出现，波弗特涡旋和局地海冰、大气间相互作用有利于近表层潮流明显加强。 调和分析的结果显示，加拿大海盆融冻期会出现显著的海流的半月周期变化，其最大流速要比平均流和主要潮流都大，这与前人的研究结果相似(杜凌等，2011)。但作者也发现在冬季波弗特海被大面积海冰覆盖时，如2008和2012年初，平均海冰密集度均高于85%，而同时存在半月周期潮流的增速现象。下文结合同期大气、海冰和海流数据，分析了不同海冰覆盖率情形下，加拿大海盆近表层海流的半月变化差异。
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user: 5. 结果与讨论 5.1. 结果 北极加拿大海盆的上层海洋环流结构及其变化，直接影响着北极海冰和淡水输运。本文利用BGEP计划提供的加拿大海盆锚系海流观测资料，结合同期大气风场、海冰密集度数据，分析了近表层潮流变化及其垂直结构，探讨海流低频变化的可能原因。 加拿大海盆的潮流类型主要为半日潮流特征，分析还发现显著的低频变化(半月周期)特征。分潮流流速通常在融冻期(融化–冻结时期)时显著增强。融冻期半月MS f 分潮流流速与海冰的变化存在较为显著的负相关关系，海冰的大面积减退(2008、2012、2015年夏季)往往伴随着半月MS f 分潮流速增大，如2012年夏季半月MS f 分潮流流速超过8 cm/s，是同期半日M 2 分潮流的两倍。此外，部分年份的冬季冰封期，也会出现潮流增速的现象。表层海流的季节变化与加拿大海盆海冰面积变化密切相关。16个方位上的表层海流统计特征显示，南部锚系站海流主要为南向流。 图5. 南部锚系A站附近ERA-Interim风速的小波分析 (a.2012.6.1~10.10；b.2008.1.1~2008.4.20，置信度为90%(实线)和95%(虚线)) 本文选取2012年夏季和2007/08年冬季两个时期，探讨潮流垂直结构上的变化。夏季，近表层半月MS f 分潮流和半日M 2 分潮流的垂直结构明显不同。一方面半月MS f 分潮流呈正压结构且垂直剪切较弱，而半日M 2 分潮流则表现为较为明显的分层结构；另一方面，潮流椭圆(包括半月MS f 分潮流和半日M 2 分潮流)均呈顺时针旋转(旋转率小于零)，椭圆倾角则随深度逆时针旋转。冬季潮流和平均流均减弱，呈正压结构。 结合同期大气风场、海冰密集度数据，分析了影响潮流变化的可能影响因素。加拿大海盆海流存在显著半月周期变化，其中一部分是由于天文半月分潮本身引起的，同时还包括具有与天文分潮相近周期的非潮分量，而后者则可能与临近海域大气风场、海冰变化有关。夏季，一方面海冰减退导致开阔水增加，海气相互作用增强，近表层潮流易受大气风场半月周期变化的影响；另一方面，可能与大气风场变化相关的惯性运动是影响近表层半日分潮流垂直结构差异的重要因素，在潮流的垂直结构和回转式潮流特征上均有表现。在冬季，由于海冰的隔绝作用，大气风场自身的半月周期也十分微弱，潮流在垂直方向上更趋于正压结构。 5.2. 讨论 由于北极海流观测数据相对匮乏，且时空连续性明显不足，而尽管BGEP计划提供了近年来的较连续资料，但也仅在上25 m满足分析要求，因此对于加拿大海盆海域的海洋环流结构(尤其是海洋上层)的认识还显不足。此外，本文仅初步分析了局地海冰变化、大气风场与近表层海流之间可能联系，缺乏相应的数值模拟结果的支持，这也是下一步的主要工作。
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user: 摘 要 西太平洋副热带高压(简称副高)整体强度偏弱、特征线控制范围面积偏小，但西段异常西伸、北抬，是2013年夏季我国东部高温事件发生期间大气环流的一个重要特征。本文利用ECHAM5大气环流模式，分别以月气候态海温、2013年夏季(5月~8月)全球、热带以及热带外海温异常作为下边界强迫场，进行模拟试验，研究了海温异常对副高的影响，进而分析高温的形成机制。结果显示：1) 全球海温异常有利于副高整体面积偏小、强度偏弱，这一影响主要来自热带海温异常的贡献，热带外海温的作用相反且是次要的，它部分抵消热带海温的影响。机制上，自印度洋至中东太平洋“负”–“正”–“负”的热带海温分布，激发Walker环流异常，西太平洋低层的纬向东风及其北侧的反气旋偏弱、偏东；同时西太平洋强的上升运动又向北下传，进而通过Hadley环流，影响副高前部环流，导致副热带地区虽有下沉运动，但主要位于对流层高层，不利于副高的加强、西伸。2) 尽管全球及热带海温强迫能够解释副高的整体行为，但模拟的副高异常偏东，不能解释该年副高西段的西伸、北抬。于是，我们从大气内部过程的角度，分析了不同海温背景下，副高西段西伸、北抬发生概率的差异，发现在2013年全球海温(特别是热带海温)背景下，发生极端偏西偏北的概率显著增加。表明：该年的高温事件可以解释为海温异常背景下发生的一个极端事件。 关键词 :2013年夏季高温，海表温度异常，AGCM试验，极端事件概率 Copyright © 2018 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 近几十年来，在强烈人类活动的大背景下，大范围气候异常现象不断出现，尤其是极端高温事件频繁发生，给社会、经济和人民生活造成了严重的影响 [ 1 ] 。我国近100年平均地表气温增加明显 [ 2 ] ，夏季极端高温事件出现频次呈现逐年增加的趋势 [ 3 ] [ 4 ] 。研究极端高温极端事件的成因，是防灾减灾的一个重要方面，有重要的实际意义。 2013年夏季，在长江中下游地区发生了一次极端高温事件。无论是季平均气温，还是平均最高气温和平均最低气温均破历史纪录，为近50年新高 [ 5 ] 。在去除线性趋势的情况下，部分站点的夏季平均温度异常值都超过了2˚C (图1(a)，蓝色方框)。这次高温事件不仅覆盖范围广、强度大，而且持续时间长，均为历史罕见 [ 6 ] [ 7 ] [ 8 ] [ 9 ] ，给人民生活造成了严重的影响和损失。例如，截止到当年7月底，已导致上千人中暑，其中上海因中暑死亡10人 [ 10 ] ；截止到8月18日，江苏省近600万亩在田作物受旱，湖北省受旱农田突破2500万亩，高达百万人饮水困难(http://www.js.chinanews.com/news/2013/0819/65226.html; http://news.cnhubei.com/xw/jj/201308/t2673304.shtml)。因此，分析2013年高温的成因，为极端高温事件的预报预测提供线索，进而减少其造成的气象灾害，具有重要的意义。 前人研究表明，2013年高温热浪事件发生期间，最显著的环流特征之一是西太副高的异常。该年副高偏西偏北，长时间控制长江中下游地区，是一个重要大气环流特征 [ 8 ] [ 10 ] [ 11 ] [ 12 ] 。以前的研究也揭示，海表温度(以下简称海温)异常作为影响副高的重要外强迫因子 [ 13 ] [ 14 ] [ 15 ] ，与夏季极端高温事件的 图1. 去趋势及年代际变化的2013年夏季(June-July-August)：(a) 站点温度异常，蓝色方框表示长江中下游地区(26˚N~34˚N， 105˚E~123˚E)和(b) 海温异常(填色)和850 hPa风矢量异常(箭头)，(c) 长江中下游区域平均的夏季温度与全球海温异常的相关系数，斜线表示显著性检验通过90% 发生密切相关。例如，史军等 [ 16 ] 的研究发现，前期秋冬季Niño4区的海温异常与华东地区夏季温度存在显著正相关。此外，西太平洋暖池和热带印度洋的海温异常也是重要的影响因素。例如，黄荣辉 [ 13 ] [ 17 ] 等研究表明，当热带西太平洋海温为正异常时，菲律宾–南海–中印半岛上空的对流活动增强，进而激发东亚–太平洋经向波列，我国东部夏季容易出现高温。前期冬季热带印度洋全区一致的增暖通过海气相互作用激发印度洋–西太平洋异常的Walker环流圈，进而增强副高 [ 18 ] ，有利于我国东部高温天气的发生。 就2013年个例而言，在2012/2013年冬季，赤道印度洋及其以北地区为一致偏暖的海温异常 [ 19 ] [ 20 ] ，有利于后期夏季副高偏强。前期赤道中东太平洋的海温则与夏季副高的南北位置异常有正相关关系，当海温偏冷时，副高偏北 [ 15 ] ，而2013年前期冬春季中东太平洋异常偏冷，有利于副高异常偏北。此外，2013年夏季同期的海温异常信号也较强，对此次高温事件发生起着重要作用 [ 19 ] [ 21 ] 。根据2013年夏季站点温度异常的空间分布(图1(a))，选取高温关键区(26˚N~34˚N，105˚E~123˚E)作区域平均，并与同期海温异常场做相关分析(图1(c))。结合观测的海温异常场(图1(b))，则与此次高温事件显著相关的同期海温关键区包括：热带印度洋–太平洋，北太平洋中东部地区，北大西洋中部地区和南半球中部部分地区。诊断分析显示 [ 22 ] ，北印度洋–西太平洋–中东太平洋地区“负”–“正”–“负”的海温分布，有利于激发印度洋–太平洋Walker环流异常，使得赤道西太平洋地区上升支较常年偏强、偏西，再通过Hadley环流，副热带下沉支随之增强，进而有利于副高增强西伸，我国南方地区容易发生高温事件 [ 23 ] [ 24 ] 。北太平洋西风漂流区和黑潮区的海温异常与我国中东部地区的夏季500 hPa位势高度场有显著正相关关系 [ 25 ] ，因此，2013年该地区正的海温异常(图1(b))是有利于该年夏季副高偏北、偏强。此外，也有研究表明，北大西洋中纬度地区的暖海温异常通过遥相关波列影响东亚上空的纬向西风，副热带西风急流异常偏北，有利于西太副高偏西偏强 [ 21 ] [ 26 ] ，使得我国南方容易发生高温。 上述分析表明，热带及热带外海温异常可能是2013年夏季高温异常的重要影响因子。然而，以往研究大多基于统计和诊断分析，仅仅从海温与副高周边环流的异常的关系入手，来分析2013年副高异常的原因。这些机制还缺少模式验证。此外，热带、热带外海温异常都与2013年副高有关，它们分别起到什么样的作用？这些问题还不清楚。因此，区别于以往研究，本文拟基于数值模拟的方法，对这些问题深入分析。本研究利用ECHAM5大气环流模式，从年际尺度上，分别将2013年夏季全球、热带和热带外年际海温异常作为模式下边界强迫场进行敏感性试验，通过对比分析副高及周边环流的模拟结果，探讨海温异常的影响及机制。
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user: 2. 资料、模式和试验设计 2.1. 资料 本文所用资料：1) 国家气候中心提供的中国160站逐月气温数据和74项大气环流指数，包括西太平洋副高面积指数、强度指数、北界位置指数及西伸脊点指数，时间从1951年至今；2) NCEP/NCAR提供的逐月再分析资料 [ 27 ] ，水平分辨率为2.5˚ × 2.5˚，时间从1948年至今；3) 海温资料为日本气象厅提供的COBE-SST，空间分辨率为1˚ × 1˚ [ 28 ] 。为了一致，以上资料的使用时段为1951~2015年。本研究关注年际尺度上的变化，所有资料都进行了去趋势及低通滤波(去掉10年以上的年代际信号)。气候态时段选取为1951~2015年。 2.2. 大气环流模式及试验设计 本文所用数值模式为德国马普气象研究所发展的第五代大气环流模式—ECHAM5，该模式为谱模式，主要采用三角形波普截断及高斯网格分布，详细介绍参考Roeckner等 [ 29 ] [ 30 ] 。本研究采用的水平分辨率是T42 (64 × 128，分辨率近似2.8˚ × 2.8˚)，垂直方向上采用19层的分辨率，顶层为10 hPa。研究设计了4组试验，包括一组参照试验和三组敏感性试验。每组试验有60个成员，考虑到初始场与模式协调需要一定时间，因此每个成员从2月开始，以不同的初始场分别进行试验，模拟至8月。第一组是参照试验(CLIM)，用气候态海温作为强迫场；第二组是全球海温异常试验(GLB)，考虑到大气对海温的滞后响应，在气候态海温基础上，从2013年5月~8月加上全球海温异常作为强迫场，其余与参照试验相同；第三组是热带海温异常试验(TRP)，同GLB，但加入的为南北纬30˚之间的海温异常；第四组是热带外海温异常试验(EXTR)，同GLB、TRP，但加入的为南北纬30˚以外的海温异常。第二、三、四组为敏感性试验，唯一与参照试验不同的是5月~8月的海温强迫，敏感性试验结果与参照试验结果的差值分别表示大气环流对2013年夏季全球、热带及热带外海温异常的响应。
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user: 4. 结论与讨论 本文基于ECHAM5大气环流模式，分别利用全球、热带、热带外海温异常进行敏感性试验，分析了2013年海温对长江中下游地区夏季高温事件的可能影响及机制。结果如下： 1) 2013年夏季西太副高整体面积偏小、强度偏弱。全球海温异常强迫试验基本能抓住这一特征，且主要来自于热带海温异常的影响。热带外海温异常的影响是次要的，它不利于副高整体偏弱，部分抵消热带海温的影响。 机制上，在2013年海温背景下，夏季自东印度洋至中东太平洋“负”–“正”–“负”的热带海温异常分布激发印度洋–太平洋上空Walker环流异常，西太平洋上升支异常偏强、范围偏大，伴随海洋性大陆地区低层有强的纬向西风异常，而热带西太平洋东风异常及其北侧的反气旋偏弱、偏东，使得副高偏弱东退。且配合异常偏强的对流，增强的异常上升支又向北下传，进而通过Hadley环流，导致副热带地区虽有异常下沉，但下沉支主要位于对流层高层、且偏北，不利于副高的增强和西伸。全球及热带海温模拟基本能抓住以上环流异常特征。 2) 2013年观测中，副高西端特征线异常偏西、偏北。全球海温(包括热带及热带外海温)强迫下，模拟的副高位置偏东，不能解释副高西端的观测特征。尽管如此，从概率分布的角度看，全球及热带海温异常使得副高西端偏西偏北的发生概率显著增加。因此，2013年的高温事件解释为该年海温异常背景下的一个极端事件。 前人研究结果显示，2013年副高整体异常偏强、西端异常西伸北抬。这些研究没有进行时间尺度分离。本研究进行了时间尺度的分离，发现：在年际尺度上，2013年的副高整体上强度是异常偏弱的，尽管西端位置异常与以往一致，为偏西、偏北。此外，本研究结果显示，海温强迫可以较好地解释2013年副高整体的偏弱、面积偏小，且主要来源于热带海温异常的贡献。这是本研究的一个创新点。 此外，本文从大气内部动力学的角度，分析了有无海温异常强迫下副高西端极端异常事件的概率分布型的异常，发现该年全球及热带海温强迫下副高西端位置极端偏北偏西的概率均有所增加，2013年的高温事件可解释为海温背景下的一个极端事件。这是本研究的另一个创新点。 张琼 [ 35 ] 等人的研究表明，西太副高偏弱与La Niña有很好的相关性，而2013年海温在去趋势和年代际变化后，呈现弱的La Niña型分布。这说明本文的结果可能是合理的。中高纬环流异常也是西太副高的主要影响因子 [ 36 ] [ 37 ] [ 38 ] ，本研究主要从热带环流的角度进行了分析，模拟的中高纬环流响应较弱，这可能是该模式没有模拟出副高西端西伸北抬的原因。此外，本研究中没有区分热带外不同区域海温异常的贡献，有待于今后进行更多的模拟验证。 值得指出的是，这里我们只是研究了海温的影响。除海温外，前人发现冬季北极海冰可能通过影响次年夏季7月的西太平洋副热带高压 [ 39 ] [ 40 ] [ 41 ] ，从而对高温事件的频次和强度产生影响。此外，青藏高原积雪可能也有影响，当前冬积雪异常偏多时，夏季西太副高容易偏弱 [ 42 ] [ 43 ] [ 44 ] ，中国东部夏季容易多雨，不利于高温事件的发生。反之则偏强，中国东部夏季偏旱，有利于高温事件的发生 [ 45 ] [ 46 ] 。2013年夏季之前的海冰和积雪有怎样的异常，存在怎样的影响，是否与海温存在协同作用，都是需要进一步研究的课题。
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user: 摘 要 本文采用中国自动气象站与CMORPH卫星融合的降雨量资料、NCEP FNL再分析资料以及FY-2E相当黑体亮温资料，对2014年7月四川的一次暴雨天气进行诊断分析。结果表明：1) 此次暴雨产生于高原低涡东移出高原，其南部向四川盆地分裂出低槽的过程中。主要降雨区位于低槽前部，降雨带呈西南至东北走向；2) 暴雨过程中，副热带高压西伸至四川东南部，其外围偏南风向暴雨区持续提供水汽。暴雨区处于水汽辐合区，暴雨中心低层存在的不稳定能量区为暴雨的产生与发展提供充足的水汽与能量；3) 在暴雨开始前期，高原低涡东侧和东南侧低层700 hPa存在一正涡度平流区。这表明低层的正涡度得到发展，风场的辐合增强，上升运动得到发展，从而有利于强对流活动的产生，造成降水过程。这有可能是此次四川盆地暴雨过程产生的动力原因。从视水汽汇分析可知，在暴雨过程中，暴雨区中低层视水汽汇发展明显，而在暴雨后期暴雨区低层出现视水汽汇负值分布。这表明降水过程中所释放的潜热增加，加热大气，继而大气反过来作用于系统的维持与发展。这有可能是此次暴雨过程维持的能量原因。 关键词 :高原低涡，暴雨，诊断分析 Copyright © 2018 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 高原低涡是在青藏高原的热力作用以及动力作用下生成于高原主体的一种中尺度天气系统。由于高原低涡在500 hPa上闭合等高线以及气旋性流场特征较为明显，因此常选取500 hPa为高原低涡的定义高度层 [ 1 ] 。尽管大多数高原低涡在高原主体生成并消亡，但部分高原低涡仍能够东移出高原，并导致高原下游地区产生暴雨等强天气过程 [ 2 ] 。因此，东移型高原低涡一直是学者的关注和研究重点。 对东移型高原低涡的相关研究表明，高原低涡东移过程主要发生在夏季，高层的辐散场配置是高原低涡东移的主要动力配置 [ 3 ] 。在环流形势方面，500 hPa冷空气、副热带高压、南亚高压或西风急流与高原低涡东移出高原有着密切的联系 [ 4 ] [ 5 ] 。同时，高原低涡不同类型的东移路径频次与我国长江流域、东北地区以及黄河流域等地的降水量有很好的对应关系，高原低涡的降水还受到副热带高压的位置与强度变化的影响 [ 6 ] ，同时WRF模式中不同的参数化方案对高原低涡的移动路径以及强度的模拟效果具有较大的差异 [ 7 ] 。在高原低涡东移发展机制方面，前人利用诊断分析和数值模式研究发现地面感热输送在高原低涡生成阶段起主导作用，而凝结潜热释放在其发展阶段起主导作用 [ 8 ] [ 9 ] [ 10 ] [ 11 ] 。冷性空气强度大小影响高原低涡的斜压不稳定性，从而导致低涡的移动速度及发展受到影响 [ 12 ] ，并且对流层中低层适度的冷空气对高原低涡发展起促进作用 [ 13 ] 。此外，凝结潜热与对流活动也在高原低涡东移过程中存在一种正反馈发展机制 [ 14 ] [ 15 ] 。在诊断分析方面，500 hPa低涡正涡度区东传使四川盆地低层涡度得到增强，从而加强或诱发西南低涡产生与发展，造成暴雨过程 [ 16 ] [ 17 ] [ 18 ] 。近年来，一些新型物理量被引入对高原低涡东移降水的分析中，相关研究表明，非地转湿Q矢量以及相对螺旋度的水平分布与后六小时的降水中心有一定的预报意义。湿位涡与垂直螺旋度反应降水区大气的动力特征，低层为正涡度与高层为负涡度的动力配置 [ 19 ] [ 20 ] 。 以上研究丰富了人们对高原低涡东移以及产生暴雨过程的认识。本文将以2014年7月30~31日一次东移型高原低涡对四川盆地造成的暴雨天气过程为例，对此次暴雨过程进行诊断分析，以加强人们对东移型高原低涡降水过程的认知。
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user: 2. 资料与暴雨过程概况 2.1. 资料选取 本文所用资料为美国国家环境预报中心(NCEP)提供的逐日4次的1˚ × 1˚ FNL再分析资料、中国地面自气象站与CMORPH融合的0.1˚ × 0.1˚逐时降雨量资料以及0.1˚ × 0.1˚逐时风云卫星(FY2E)相当黑体亮温资料。 2.2. 暴雨过程概况 2014年7月30~31日，受到高原低涡东移影响，四川盆地西部发生了一次暴雨天气过程，降雨带呈西南至东北走向且稳定少动，中心分别位于四川江油和眉山，24 h累积降水量分别达到210 mm和150 mm (图1(a))。从逐6 h累积降水量分布可见(图1(b)~(e))，此次强降水过程主要发生在30日18:00~31日06:00，且30日18:00~31日00:00和31日00:00~31日06:00的6小时累积降水量均达到80 mm以上。因此，本文主要以30日18:00~31日06:00强降水时间段为研究对象分析此次暴雨过程的发生发展机制。
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user: 4. 暴雨产生与维持可能存在的原因 为进一步探讨本次暴雨产生和维持的原因，我们对大气涡度平流分布进行了分析。从700 hPa上的涡度平流分布(图9)可知，暴雨开始前30日12:00 (图9(a))，高原涡已经移动至(32˚N，100.5˚E)附近。在高原涡的东部和东南部低层存在一正涡度平流区，大值中心值为0.5 × 10 −9 s −2 。该正涡度平流区位于四川盆地的西部，与降水带有着较好的对应关系。四川盆地西部地区低层为正涡度平流控制，表明暴雨区低层涡度得到发展，风场辐合增强，有利于上升运动的发展，从而产生强对流活动，造成降水过程。至暴雨开始时30日18:00 (图9(b))，随着高原涡进一步东移，四川盆地西部低层正涡度平流区发展增强，大值中心范围进一步增大，有利于低层正涡度发展。从前文的垂直速度和涡度分析也可以看出，在30日 图8. 2014年7月30~31日沿降水大值中心(32˚N)的涡度垂直剖面(单位：10 −5 s −1 )。(a) 30日12:00，(b) 31日00:00 图9. 2014年7月30~31日700 hPa大气涡度平流(单位：10 −9 s −2 )与500 hPa风场(单位：m∙s −1 )。(a) 30日12:00；(b) 30日18:00 18:00，暴雨中心垂直速度和低层涡度均较之前明显增强，这一结果与低层正涡度平流区相对应。由此可见，高原涡东部低层正涡度平流区的产生是的四川盆地低层正涡度发展增强，风场辐合增强，上升运动得到发展，这可能是本次四川盆地暴雨过程产生的原因。 进一步分析暴雨过程的维持机制。图10为暴雨过程中暴雨中心区域视水汽汇的垂直分布。由图可知，在暴雨开始前30日12:00 (图10(a))，暴雨区垂直方向上为较弱的视水汽汇正值分布。30日18:00 (图10(b))暴雨发生时，暴雨区垂直方向上的视水汽汇正值明显的增大，正值中心位于700~500 hPa之间，中心值达到12 K∙(6 h) −1 。至31日00:00 (图10(c))，暴雨区垂直方向上的视水汽汇正值较上一个时刻得到显著增强，正值区范围几乎从暴雨低层至300 hPa左右，大值区位于700~400 hPa，较上一个时刻大值中心有所向上发展。而到暴雨后期31日06:00 (图10(d))，暴雨区低层视水汽汇几乎转为负值分布，只在500 hPa以上为正值分布。由此可见，在暴雨过程中，暴雨区中低层视水汽汇发展明显，而在暴雨后期暴雨区低层出现视水汽汇负值分布。这表明降水过程中所释放的潜热增加，加热大气，继而大气反过来作用于系统的维持与发展，这有可能是此次暴雨过程维持的能量原因。 图10. 2014年7月30~31日沿降水大值中心(32˚N)的视水汽汇垂直剖面(单位：K∙(6 h) −1 )。(a) 30日12:00；(b) 30日18:00；(c) 31日00:00；(d)31日06:00
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user: 5. 结论 本文采用中国自动气象站与CMORPH卫星融合的降雨量资料、NCEP FNL再分析资料以及FY-2E相当黑体亮温资料，对2014年7月一次高原低涡东移引发的四川盆地暴雨过程进行了诊断分析。结果表明： 1) 此次暴雨过程发生在四川盆地西部地区，降水主要集中发生在7月30日18:00~31日06:00时，24小时降水量大值中心达到210 mm，降水带呈西南–东北向分布。 2) 影响此次暴雨过程的主要天气形势为：500 hPa环流场上，高原低涡东移出高原主体，低涡南部向四川盆地分裂出低槽，降水区位于低槽前部。副热带高压西伸至四川东南部，有利于副高压外围的偏南气流持续向暴雨区输送水汽。 3) 此次暴雨过程是由两个对流云团发展起来的，对流云团分布也呈西南–东北向分布，与降水带分布相似。暴雨过程中，暴雨区低层850 hPa一直处于水汽辐合区，暴雨中心低层聚集了许多的对流不稳定能量，给暴雨产生与发展提供充足的水汽和能量。 4) 暴雨过程中，暴雨区低层的正涡度得到发展与维持，垂直上升运动发展明显，这都为暴雨的发生与发展供应充分的动力条件。在暴雨产生前期，高原低涡东部和东南部低层700 hPa上存在一正涡度平流区，表明低层的正涡度得到发展，风场的辐合增强，上升运动得到发展，从而有利于强对流活动的产生，造成降水过程，这有可能是此次四川盆地暴雨过程产生的动力原因。从视水汽汇分析可知，在暴雨过程中，暴雨区中低层视水汽汇发展明显，而在暴雨后期暴雨区低层出现视水汽汇负值分布。这表明降水过程中所释放的潜热增加，加热大气，继而大气反过来作用于系统的维持与发展，这有可能是此次暴雨过程维持的能量原因。
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user: 摘 要 本文针对高空气象观测中阴雨天经常会出现的脉冲型异常增温现象，分析了射阳高空观测站2014~2017年整4年探测资料，共找出明显具备脉冲型异常增温特征的记录120余份。通过记录分析笔者认为该异常增温现象是因为过冷却水滴在温度元件上冻结为固态时释放凝结潜热所引起，并根据该类现象在高空呈现的特征状况，描述了高空过冷却水滴的分布情况，发现了高空温度低于−40˚C仍有存在过冷却水滴的可能性，同时我们根据增温幅度对过冷却水滴的体积进行了测算，测算结果与实际情况具有可比性。 关键词 :过冷却水滴，高空观测，脉冲型，增温 Copyright © 2018 by authors and Hans Publishers Inc. This work is licensed under the Creative Commons Attribution International License (CC BY). http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/
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user: 1. 引言 高空观测过程中经常会出现一些异常记录，明显违背空中气象要素变化规律，长期以来气象工作者对一些异常记录进行了各种分析探讨，希望找出原因，并从中获取有用的气象信息。许霞、陈存根就温度元件上水分的蒸发造成的异常记录进行了研究 [ 1 ] ，提出了当探空仪从高湿区进入低湿区时，温度元件会因表面水分蒸发带走潜热使温度测值低于环境温度，并且这种影响还比较严重。而探空记录中还存在其他各种形式的异常温度记录，本次我们讨论的是脉冲型异常增温记录，高空观测过程中，有时会出现较短时间内温度快速升高几度后又很快恢复正常的记录段，升温幅度可达3˚C~4˚C，甚至6˚C~7˚C。这种记录经常出现，我们不能简单地以仪器故障、元件变性、信号差等解释来一言蔽之 [ 2 ] [ 3 ] [ 4 ] 。我们详查了2014~2017年射阳站所有探空资料，出现具备此类明显特征的记录有120多份，最高增温幅度达7˚C以上(2016年12月05日19:00)；记录出现的可以确定的环境最低温度为−26.3˚C，相应高度为7700 m [ 5 ] (2014年7月25日07:00)；另外我们还发现一些疑似记录，环境温度可以低至−40˚C以下(2016年6月3日13:00)，甚至−50˚C以下(2016年7月1日13:00)。我们对这种记录的成因进行了分析，希望找出原因，并为气象工作者提供一些有用的信息。
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user: 2. 问题记录实例及说明 图1 (本文图均为彩页)为 2014 年 8 月 17 日 13:00探空记录部分段原始记录，图左侧纵坐标为时间轴(注意时间轴与湿度线几乎重合，高空湿度经常低且稳定少变)，代表意义为“分分：秒秒”，以高空观测探空仪施放瞬间为00 min 00 s开始计时，整份记录近80分钟，本图截取的是19 min至20 min 30 s记录；横坐标有三项：气压坐标(兰线)、温度坐标(红线)、湿度坐标(绿线)；3条曲线分别为探空仪实测气压(兰)、温度(红)、湿度(绿)数据曲线。图2为该段记录放大10倍温度区记录图，由于是横向放大，因此图1被展宽10倍，记录中的气压、湿度曲线超出了图2能截取的范围，图2只截取了温度曲线区域(以下放大10倍图同理)。本段记录出现两个脉冲型异常增温段，第一个异常增温段始于放球后19 min 12 s，相应位置气压为454 hPa，相对湿度2%，温度从−11.0˚C上升至19 min 17 s的−8.5˚C，再下降至19 min 30 s趋于 图1. 2014 年8 月17 日 13:00探空记录19 min~20 min 30 s原始图 图2. 2014 年8 月17 日 13:00探空记录19 min~20 min 30 s放大10倍温度区记录图 正常，异常记录行经距离约100 m。第二个异常增温段始于放球后19 min 59 s，相应位置气压为439 hPa，相对湿度2%，温度从−12.6˚C上升至−11.4˚C，再下降至20 min 12 s趋于正常，行经距离约70 m，两段记录持续时间均为10多秒。该类记录的出现和状态特征呈现出相当的规律性，产生这种记录必定有其合理的原因。
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user: 3. 成因分析 3.1. 成因分析 我们对4年里120余份记录进行统计分析，发现类似记录全部出现在温度低于0˚C区域，以低于−10˚C居多，占74%，见表1。该120多份记录中，17份记录空中总云量为10 − ，其余均为10，也就是说这种记录都产生于阴雨天。 我们通过分析最终认为这是因为空中过冷却水滴沾附上温度元件后迅速凝结成冰，并释放凝结潜热加热温度元件造成了温度测值的脉冲增温异常现象 [ 6 ] [ 7 ] 。虽然还可能存在其他原因，但过冷却水滴沾附凝结应该是主要原因。因为低温，所以沾在温度元件上的冻结成冰的水分蒸发缓慢，未导致水分升华过程中降温段明显的温度偏低测值产生 [ 1 ] 。一个普通的经验可以说明这现象：冬季温度低于0˚C地区使用阿斯曼通风干湿表进行过湿度测量的气象观测员都知道：湿球温度低于0˚C时湿球球部经常不结冰，甚至湿球温度低至−4˚C~−5˚C时也存在不结冰现象，而当我们用小铁丝之类物件触碰湿球球部判断是否结冰时有时湿球温度会一下升到0˚C，有经验的老观测员立即知道原来球部没结冰，现在结冰了，因为铁丝触碰已经结冰的球部不会导致温度突变，未结冰的碰了以后没结冰则温度也基本不变。阿斯曼温度表球部体积远远大于探空仪温度感应元件，因此过冷却水滴结冰导致探空仪温度测值上升几度是可能的。这是过冷却水滴沾上温度元件发生的特殊情况，如果不是过冷却水滴，是冰晶或者是温度高于0˚C的水，那么当它们沾上温度元件时就不会发生凝结放热升温现象，相反地由于这些水分要蒸发，会导致出现温度测值偏低过程 [ 1 ] 。 3.2. 其它理由剖析 是否可能还存在其他原因会形成本类型脉冲增温记录呢？我们也考虑了其他各种可能原因并进行了分析，但最终都被否定。 1) 不会是空中存在类似图1记录中的脉冲增温大气结构区域。因为这样的区域在高空难以存在，几十米的高度范围内温度下降几度不符合大气层结结构原理。 2) 不会是上升热气流影响造成 [ 8 ] 。探空仪进入热气流中元件测值会受到影响，但探空仪升速通常每秒只有6~7 m，有些强烈的上升气流升速可达每秒几十米，就目前GTS1型探空仪的探测精度而言，如果仪器进入上升气流，探空仪升速会发生变化，气压曲线会变形，实际情况是绝大部分记录升速基本不变。另外，射阳局地不稳定对流性天气多发生在下午，而脉冲型增温记录早晚都有，从探空仪施放瞬间地面气象要素记录看，发生脉冲型增温120余份记录只有4次出现Cb云，其它以As、Fn、Sc、Ns等云为主 [ 9 ] ，因此即使上升气流有可能形成类似脉冲增温记录，也不是主要原因。 3) 也不会是气球、绳索上的水分掉落在温度元件上造成。因为过冷却水遇到物体易冻结，低温下绳索、球皮等物体上只存在冰晶之类水分，掉落凑巧碰上温度元件不会产生凝结增温。 Table 1 The statistical table of temperature range in the area where the super-cooled water droplets appearing and ending in upper-air sounding records from 2014 to 2017 in Sheyan 温度段(˚C) >−5 −5~−9.9 −10~−19.9 −20~−27 过冷却水滴出现初始区域温度统计(次) 13 29 77 4 过冷却水滴消失终止区域温度统计(次) 6 16 58 43 合计百分比(%) 8 18 55 19 表1. 射阳2014~2017年高空气象观测记录中过冷却水滴出现和终止区域温度范围统计表 由上述分析可见，考虑各种因素，过冷却水滴碰上温度元件凝结增温造成脉冲型增温记录的解释是最合理的。