重庆发生的一次暴雨过程诊断分析外文翻译资料

 2022-12-09 10:12

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重庆发生的一次暴雨过程诊断分析

在中国，暴雨灾害严重，每年会造成成千上万的损失。因此，暴雨研究和预报受到政府和气象部门高度重视。四川和重庆的地形是复杂的。由于其特殊的地理结构和气候特征，持续暴雨造成的洪水和突然的暴雨造成的泥石流频繁发生。同时，作为长江上游地区，其暴雨对长江大峰形成有很大的影响。

四川和重庆产生暴雨的中尺度天气系统包括西南涡，高原低槽（低涡），低空急流等，但西南涡流发生频率最高。研究四川盆地西南涡影响暴雨的物理机制。 Kuo分析了1981年7月四川盆地的强降水，并指出稳定的中尺度涡流（西南涡）滞留在盆地和保持在低层的准稳定会聚区，导致了强降水。西南涡和高原低涡的合并可能导致暴雨，如1981年7月11日至15日四川盆地的暴雨。热带气旋和西南涡的相互作用也可能造成西南低涡的强烈发展和区域性大暴雨的发生。高青云研究了青藏高原东侧高低空急流的情况。结果表明，西南低空急流和暖平流的协调产生了中尺度对流复合体的热力学和动力学机制，与高空急流叠加形成了深厚的上升运动，使MCC和暴雨的发展和维持。与华南暴雨发生时高空急流和低空急流的耦合情况有明显差异。 Kang Lan 等人还分析了高原地形对强降水的影响。地形的显着变化对循环背景，低空急流和冷空气运动具有重要影响，进一步改变了降水范围和中心强度。此外，亚热带高压也是影响西南地区降水的重要系统。 Xiao Hongyu 等人分析了1980〜1998年四川亚热带高压特征与暴雨的关系，指出四川亚热带高压暴雨对西南不连续向北延伸现象，突然加强向西延伸或向北前进，突然东向复治。总之，暴雨的产生原因较多，但主要物理条件是水汽充足，强烈持久的上升运动和不稳定的大气层结构。

2012年5月11日至12日，重庆发生的暴雨过程对农业、交通运输和水利造成严重影响。采用0.25°times;0.25°的中国每日电网实时分析系统（1.0版） 数据集，小时降雨网格数据集（1.0版）0.1°times;0.1°中国自动站与CMORPH降水产品和1°times;1°NCEP网格点每6 h再分析数据，从大气环流状况和暴雨过程中物理量的角度看，对动力场、水汽条件和大气不稳定性进行了分析和研究，发现了暴雨的发生原因和机制，为未来在四川和重庆的暴雨过程的研究和预测提供了参考依据。

1降水数据

中国日电网降雨实时分析系统（1.0版）数据集是国家卫星气象中心制定的高精度实时降雨网格点产品，覆盖范围为72°-136°E，18°-54° °N，空间分辨率为0。 25°times;0。 25°。通过在国家气象观测台，国家气象观测站，二级国家气象观测站，数据质量控制2419个站点获取日均降水观测数据，在考虑气候背景的前提下，采用最优差异产生了中国降雨网格点场。 ShenYan等人的数据集的误差分析结果显示90％数据的绝对误差低于0.1 mm / d [13]。中国自动化站与CMORPH降水产品的小时降雨网格数据集（1.0版）由国家卫星气象中心制定。根据中国自动站观测降雨量和CMORPH卫星检索降雨资料，通过PDF增加OI两步融合方法产生1 h 0.1°times;0.1°融合降水产物，ShenYan等人的数据综合评估结果表明，融合降水产品有效利用了地面观测和卫星降水的优势，在降雨和空间分布上更为合理，可以准确掌握大雨过程。以上两个数据集可以从中国气象数据共享服务网（http://cdc.cma.gov.cn /）获得。

2降水和天气背景的一般情况

2.1降水总体情况

2012年5月11日至12日，重庆发生区域性暴雨。暴雨主要集中在重庆南部，12日14时以后逐渐减弱至中雨。如图1所示，11日20时到12日20时，21个县199个镇的累计降水均超过50毫米.

图 1：2012年5月11日20时-12日20时累计降雨量分布

2.2天气背景

从图2a可以看出，从蒙古和河套地区到青藏高原中部有一东北-西南向冷槽，在中纬度为西风下，冷槽连续向东移动。四川盆地北部产生短波槽，向东输送冷空气的同时也向南加深。此时，重庆处于短波槽前方，短波槽向东移动。由于正涡度平流处于槽底和山脊后方，有利于地面上升运动。同时，连续强劲的西南暖湿气流不断向北向贵州和重庆，提供充足的水水汽和能源进行降水。5月12日08时，500 h Pa图（图2b），高空短波分为三个分支北四川盆地北支较弱，呈东北西南方向。南分支从重庆南部到贵州南部，呈垂直形状。中部短波槽转向，从重庆北部延伸至湖南西北部，呈西北向东移动，700 hPa（图2c）分别位于重庆和贵州北部两个低压中心，低压强度在重庆比较强。从12日02时的高空700 h Pa看，西南涡东移产生低压，西南暖湿气流向东移动向北移动加强。在850 h Pa（图2d），两个低压中心分别位于重庆北部和贵州北部。重庆东北部的低压形成了向南的冷空气。一些暖湿西南气流向西北方向运送到重庆，遇到南方向南的冷空气，继续向东运送，导致重庆南部和贵州北部严重降水。低压中心在湖北西部，500 hPa冷槽延伸至湖南中部。低压中心700 h Pa在湖南，低压中心850 hPa也向东移动到湖南中部，暴雨也基本完成。从天气情况分析，重庆暴雨过程是常见的东北西南大槽向西移动，西南涡向东移动向北推动的短波槽分裂效应。红庆槽前脊后有水平气流。西北涡低压系统向北进展促进了暴雨事件。

图3是11月12日20时700 h Pa高度场。11日20时（图3a），重庆西部有一个辐合中心，南中国西南部的干湿空气向南延伸，辐合中心在东经向南移动的过程中不断发展，12日08时返回重庆和贵州北部（图3b），并加强了气流汇合。

注：a为11日20时500百帕高度场;b为12日08时500百帕高度场; C为12日08时700百帕高度场;d为12日08时850百帕高度场。

图2：2012年5月11日至12日期间的位势高度场（单位：gpm）

图3:2012年5月11日20时（a）和12日20时（b）700百帕高度场

3物理量诊断

3.1动态因素和水汽条件

3.1.1常规诊断物理量

动力提升是引起垂直向上运动的主要机制，气体条件是对流发生和维护的重要条件之一。通过动态提升效果，低层水水汽和能量大量升高，导致对流不断发生和发展。作为一种强对流运动，暴雨不可避免地需要强大的动力提升效应和足够的水汽来保持其对流运动发生与发展。

在2012年5月12日08时，重庆地区30°N（106.5°〜108.5°E）观察到的6小时内的累积降水量主要集中在107. 0° E- 108.5°E，最强降水量为108°E（图4a）。在雨区，垂直上升运动非常强，上升区在900〜300hPa。最大上升垂直速度500hPa，达到-2.1 Pa / s。是降雨区东西侧对流层地层到中层的上升带。东侧升幅较强，西侧较弱，雨区西侧850-600hPa处有倾斜的弱下沉面积。 雨区的水汽通量主要集中在850-650hPa（图4b），中心接近700hPa。较高的水汽通量位于雨区两侧。西侧水汽通量在对流层低层和中层有两个高值中心，低层低层高中心值较高。东侧水汽通量主要集中在对流层低层，较低。

从垂直涡度的垂直分布可以看出，在降雨区域，地层深度为250hPa，气旋深度为250hPa（图4c），中心处于700 hPa附近。 在雨中高层对流层是弱反气旋涡度区，中心近200 h Pa。 雨区西侧低层对流层弱，反应强烈。雨区东侧垂直涡度的配置情况与西侧相反，强度相等。

从垂直分布的水平分布看（图4d），大面积收敛区从地面倾斜到500 hPa，雨区东侧为500 hPa，强度大于500 hPa。辐合和辐散中心分别接近650和350 h Pa。雨区西侧地面接近弱辐合带，中低层倾斜弱辐散区。中下高层雨区为弱辐散区。考虑水汽后（图4e），与水平发散的垂直分布一致。它是雨区东侧地面强烈的倾斜水汽通量辐合带，雨区东侧为500 hPa，雨区西侧为弱倾斜水汽通量辐散带。因为对流层高层的水汽含量很少，水汽通量分散非常弱。

注：黑色直方图是前6小时累积降水。

图4：2012年5月12日08时30°N的垂直速度(a，Pa / s)，水汽通量[b，g /(hPa·cm·s)]，

垂直涡度(c，10 -5 s-1)，水平发散(d，10-5 s-1)和水汽通量散度[e，10-7g /(hPa·cm2·s)]

在上述物理量中，垂直速度，垂直涡度和水平辐散进行了诊断和分析，水汽通量主要分析了水汽条件。从水汽通量分布的分析可以看出，水汽对垂直涡度和水平辐散作用，对流层和非降水区高层动态场结构减弱，突出了雨区低层对流层的动力学特征。此外，重庆以外6 h以内累计降水量较大的地区，以上物理量也有较好的对应关系。

3.1.2水汽散度和水汽通量散度

上述分析的物理量被广泛应用于每个过程的诊断，并且通过这些物理量分析的动态场的垂直结构特征和水汽分布也是大量降水的常见典型特征，与地表降水密切相关。在充分的水汽条件下，当大气动力场呈现垂直分布，经常发生地面降水。从动态场和水汽条件，暴雨过程只从水平和垂直方向进行分析，实际对流系统具有旋转特性，螺旋刚刚结合旋转特性与上升运动。

国内气象学家研究了散度的理论，性质和应用，并应用于实际天气预报。雷暴，龙卷风，大风暴，沙尘暴的分析预报具有一定的指示作用。在等压坐标中，z散度可以写为： (1)

这里，，，分别为等压坐标中，和垂直方向的速度。-散度代表垂直方向上相对垂直涡度的传递，Ran Lingkun等人将垂直速度和水平发散度的乘积定义为发散通量。

(2)

公式表示水平散度的垂直通量。但是z-散度和散度通量都是物理量在大气动力场，并且在暴雨过程中不能体现水汽效应。因此，水汽效应引入上述两种物理量，分别获得水汽散度和水汽散度通量。考虑加权因子---强度，使高层处的-散度的对流层强化。

(3)

(4)

以上三个新物理量用于研究暴雨情况。研究发现，它们与地面沉积具有非常好的对应关系，对重降沉降带和降水系统的发展有很好的指导意义。 Luo Kai等人使用定义分析了水汽散度变化与降水强度和下沉气流之间的关系。发现水汽螺旋性体现了暖湿空气的旋转和沿相应层处旋转轴的运动强度，水汽通量散度实现了辐合和辐散的暖湿空气和沿着旋转轴在相应层的运动强度。根据以前对水汽通量和水汽通量散度的分析，暴雨过程中的水汽主要集中在对流层低层，在高层很少。因此，我们调整加权因子-强度以加强对流层低层的水汽散度和水汽发散通量，并获得局部笛卡尔坐标系。

(5)

(6)

这里，是水汽螺旋性，是水汽发散通量，是在相应高度的空气强度（kg /m3），，和分别为纬向风速，子午线和垂直方向（m/s），和是水汽比湿度（g / kg）。如图所示。图5a是2012年5月12日8时的重庆的水汽散度非常重要。正值区在900 - 400 h Pa的雨带，和中心最大的接近700 h Pa，表示低涡水汽通量涡度的垂直向上传输。它是正值区在东部对流层低层的弱水汽螺旋性雨区，有垂直向上运输弱气旋通量涡度，高值水汽螺旋带与位置和大小有很好的对应关系观测前6 h累积降雨量。水汽通量散度的负值区（图5b）是在900 - 450 h Pa的雨带。并从东延伸到地面，综合表示垂直方向的收敛效应，保持运动和水汽通量。弱阳性值区在450 - 300 h Pa内与强上升运动有关弱水汽通量散度。

注意：黑色直方图是前6小时累积降水。

图5：2012年5月12日30°N 08时水汽散度的区域垂直分布[a，10-7kg /（m2·s2）]和水汽通量散度[b，10-7kg /（m2·s2）]

从图5和图6可以看出，发生时间最大水汽散度和水汽通量散度滞后3 h比最大每小时累积降雨量多。因为大部分降水集中在04：00-07:00，NCEP再分析数据的时间分辨率,是6小时，沉淀的集中时间仅仅在NCEP再分析数据的02:00-08:00，虽然它不能准确地描述在降水浓度期间水汽散度和水汽发散通量的时间演变。但考虑到中低层西南气流，水汽散度和水汽通量散度的时间强度变化在一定程度上仍然对降水系统强度有一定的引导作用。

注意：黑色直方图是小时累积降水。

图6：2012年5月11日20时-至12日08时等压表面高度处水汽散度的时间变化[a,10-7 kg /(m2·s2)]和水汽通量散度[b，10-7 kg /（m2·s2）]

3.2 辛格分析

根据以前的分析每个诊断物理量，降水强度和每个物理量在30°N，108°E显着。然后，我们使用假相当温度，垂直速度，水汽通量散度和z-散度来分析现场的降水过程。假相当温度是表示大气的综合特征量温度，压力和湿度并逐渐上升等值线和预测的垂直速度的显着增加暴雨发生。从图7可以看出，随着高度的增加，在5月11日8:00对流层低层的减小，在800 - 650 h Pa时较高，在650 - 450 h Pa时较低，说明在800 - 650 h Pa时是暖湿输送带。在650-450h Pa期间有冷平流，说明它是潜在的不稳定状态。到12日02时因为垂直上升速度逐渐增大，低层暖湿空气开始上升，与冷空气交汇，引发暴雨。强烈的上升速度不断提升大量的水汽，保持暴雨发展。到12日04时，垂直上升速度逐渐减弱，等

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