出现于梅雨锋低压西部的一次强降水的机制外文翻译资料

 2022-12-11 08:12

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出现于梅雨锋低压西部的一次强降水的机制

张云，张理峰，王春明，谢艳琼，向杰

气象和海洋大学，解放军理工大学，中国，南京

摘要：暴雨通常出现在梅雨锋低压的东南部。由于暴雨的形成机制还未被很好地解释，因此，出现在梅雨锋低压西部的暴雨很难被预测。2010年3月13日，中国安徽省安庆市，在梅雨锋低压西部产生了一次特大暴雨，这场特大暴雨没有被很好地预报出来。基于观测数据，NCEP/NCAR再分析资料和高分辨率数值模式输出，本文分析了此次大暴雨的机制。结果显示，向东移动的中alpha;尺度低压是导致暴雨的中尺度对流系统形成的主要天气系统。随着低压的东移和加强，向北的气流加强，向南的潮湿气流在低压的西部形成了一条狭长的东西向辐合线（锋区）。当低压移到沿海地带，它的强度增强，移速减慢，使辐合线和准静止锋仍存在于安庆附近的前部。此外，安庆位于大别山和皖南山之间的峡谷地带；在安庆地区，向北的气流沿着大别山进入峡谷，发生风场的辐合和锋生作用。在有足够水汽和不稳定环境条件下，加之当地对流性系统的维持，形成了安庆有史以来最强的降水。

关键词：低涡暴雨 梅雨锋低压 锋生 地形

  1. 引言

梅雨锋是一个准静止锋，在夏季它从中国东部伸展到日本南部，它是影响东亚地区水循环的最主要的降水系统之一。暴雨伴随着梅雨（在日本被称作“Baiu”)，是东亚地区最具破坏性的天气之一。（e.g,Akiyama,1973；Tao et al.,1980,1981,1987；Kato,1985；Ninomiya and Muraki,1986；Nagata and Ogura,1991；Chen et al.,1998；Zhang et al.,2004；Ding et al.,2005).Tao(1996)认为，最适合形成梅雨期暴雨的天气系统主要有西太平洋副热带高压（WPSH),南海夏季风爆发，来自中高纬度的冷空气，来自青藏高原的中尺度对流系统。他认为，南海夏季风将暖湿气流输送至长江流域，为持续性暴雨提供充足的水汽和不稳定能量。

尽管不稳定条件为对流的发展提供了必要的环境条件，不稳定能量的释放仍需要一个触发机制（e.g.,Schultz,1990；Doswell,1996；Johnson,2003；Schumacher et al.,2008).大暴雨沿着梅雨锋的非均匀分布预示着大暴雨的位置主要取决于触发机制（Kato,2001,Johnson and Makes,2003；Ding,2004；Zhang and Zhang,2012).许多研究发现，触发梅雨锋暴雨的机制有许多，比如高空急流和低空急流，地形升降，低层辐合，锋生作用等。Schumacher et al.,(2008)认为低空急流（LLJ）和中尺度对流涡的相互作用产生的升降作用有利于对流的产生和维持。

实际上，这些机制通常与梅雨期的梅雨锋低压相联系（e.g.,Ninomiya and Muraki,1986；Gao and Xu,2001；Sun et al.,(2004)；Ding et al.,2005).比如，Sun et al.(2004)指出低空急流及其辐合作用与低压加深相关联是梅雨期大暴雨主要的触发机制。

先前的研究也发现梅雨锋低压导致了暴雨降水过程（e.g.,Tao,1980；Gao and Xu,2001；Bei et al.,2002；Sun et al.,2004；Qian et al.,2005；Kato,2006).大暴雨过程通常出现在长江流域梅雨锋低压的东南部（e.g.,Tao,1980；Gao and Xu,2001；Bei et al.,2002；Sun et al.,2004；Qian et al.,2005；Kato,2006；Yang et al.,2010；Pan et al.,2011).Yang et al.(2010)分析了1998年到2005年沿着长江流域的32个和梅雨锋低压相关联的大暴雨过程，发现出现在低压东部强的中尺度对流系统比低压西部的更频繁。

2010年3月13日一次剧烈的梅雨锋大暴雨出现在中国安徽省安庆市，（此后被称为“7.13”大暴雨）。这次大暴雨出现在梅雨锋低压的西部。为了提高对这类大暴雨的认识，本论文基于观测和数值实验，分析了“7.13”大暴雨的产生机制。

图1 .（a)2010年7月12日20时-2010年7月13日20时24小时累计降水量观测（b）安庆站2010年7月13日每小时降水量（mm·h-1）

  1. 强降水和天气类型
  2. 强降水

窗体顶端

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自1999年以来,最强的降水过程于2010年7月8-14日发生在大别山和长江流域，最大降水位于安庆站（以下简称安庆），量达657.2毫米。连续七天累积降水量是1950年以来安庆降雨量最大。安庆的此次过程中，最强的降水发生在7月13日。 2000年北京时间标准规定的24小时累计降水为300.5毫米（BST； BST = UTC 8小时）。从2000年7月12日至2000年7月13日（图1a），这个记录高于1954年6月24日的降水量262.3毫米。据观测，从7月13日的05时到15时，10小时降水量280.6毫米。最大小时降水量为92.6 mm，从06时到07时。（图1b）。极端降水造成了洪涝和生命财产的重大损失。

b.大概天气模式

国家环境中心的全球预测系统（NCEP-GFS）使用26个垂直层次和水平分辨率为0.5°times;0.5°的资料来诊断大气环流特征。资料表明，7月12日08时至7 月13日20时，200 hPa的南亚高压控制长江流域。7月13日，安庆地区位于南亚高亚高压脊的东北部（未显示）。在500hPa，高纬地区呈两槽一脊形势。其中两个槽位于巴尔喀什湖和亚洲东北部，脊位于贝加尔湖附近的两槽之间。 7月13日05时，在中纬度地区，有一个槽位于江苏省和安徽省上空，安庆位于槽底部（图2a，c）。 7月13日08时，安庆位于槽后部（图2e）。

与500 hPa的中纬度低压槽相对应，850 hPa低压系统位于江苏省沿海地区，槽在东移过程中加强（图2b，d，f）。7月13日05时后，极地高压位于山东省上空并不断加强，向西南方延伸；北风连同发展中的低压在不断移动着的低压东部辐合加强（图2f）。很显然，安庆位于975 hPa向东移动中alpha;尺度气旋性环流的西部的辐合线处（图3a-c）。

表面看来7月12日08时至7月13日20时，狭长的准静止梅雨锋前沿从长江中游延伸至日本地区（未示出）。在7月13日08时，安庆位于发展中的中alpha;尺度的梅雨锋低压的西部（图4）。

c. 中尺度对流云团

强降水是通过对流直接产生的。云顶红外黑体温度（TBB）数据从气象卫星FY2-E（图5）和雷达提供的资料中获取。从合肥雷达站的雷达回波图像（图6）可以看到演变过程中的对流云，这个对流云系引发了此次安庆的强降水。

我们发现几个中尺度对流云团嵌入了梅雨锋云系，不断发展并向东移动。 7月13日04时，在安庆附近有两个对流云团（A1和A2；图5a），水平尺度约为50公里，云顶温度约为-64℃。 这两个对流云团（A1和A2）合并变成一个较大的中尺度对流云团（A或Storm A）

，其继续发展为具有明确定义的MCS（中尺度对流云），在05时最低亮度温度达到-78℃（图5b）。然后，安庆附近的MCS保持静止，降水开始加强。到07时，TBB小于-60℃的区域扩大到近10万公里。风暴A到了成熟阶段与最强的小时降水92.6mm相联系（图5d，也见图1b）。 11时后，对流云开始逐渐减弱，并缓慢东移（图5e，f）。以上分析表明，在安庆附近生成的中尺度对流云团（即MCS）几个小时内在当地迅速发展，并保持准静止状态，造成了安庆有史以来最强的持续性降水。

图2 .2010年7月13日500hPa位势高度场，温度场和风场；850hPa:（a,b)02时，(c,d)05时和(e,f)08时的位势高度场，温度场和风场。星号代表安庆站，粗黑线代表槽线。

雷达图中可以明显地看到很强的对流回波。从合肥雷达站（图6）雷达回波的演变可以看出，7月13日02时在安庆西南部有一组对流回波向东北方移动（未显示）。23时，安庆位于向东北方向移动并不断增强的对流回波的边缘（图6a）。 7月13日04时，安庆位于两个强的的回波之间，一个回波在安庆东部，另一个在西部（图6c）。许多对流单体嵌入到强对流回波中。这时候，在安庆站只看到毛毛雨。到04时36分，强对流回波云团（含最大回波强度超过45 dBZ）移至安庆（图6d，e）。在05时30 分，在回波云团西部的对流单体呈东西向（E-W）细长的形态，最大回波强度为50 dBZ，回波顶高度接近12-14公里。同时，安庆的降雨也开始加强。从05时30分到08时48 分，回波强度超过45 dBZ的强对流单体首先出现安庆上游地区。这些具有东西向狭长结构的后来引发的对流单体顺利移出安庆，显示出所谓的回波波列（例如，Doswell等人，1996；戴维斯，2001年；舒马赫和约翰逊，2005年； Huang等，2010； Jiang et al。，2011； Luo等，2013）。在这期间，最大回波强度大于55 dBZ，回波顶高达17公里（未显示）。由此可见，引发此次安庆暴雨的直接原因是准静态MCS，体现了强烈的对流单体不断移出安庆。

图3 .2010年7月13日975hPa风场：(a)02时，(b)05时，(c)08时。星号代表安庆站。

图4 .2010年7月13日08时地面天气图。星号代表安庆站。

3.模拟暴雨

为了揭示MCS背后的发展机制，对“7·13”暴雨的模拟使用高级研究版本的WRF模型（WRF-ARW）。3.2版本模拟从7月12日08时至7月13日20时的这36小时。该模型使用NCEP FNL 1°times;1°再分析数据的初始和横向边界条件。双向的三个嵌套模型域横向分辨率分别为30,10和3.33公里（图7）；相应的时间步长分别为180,60和20s。它们在垂直方向上分为28层，最高一层是50 hPa。所使用的物理参数化方案如下：莫里森双的双层云粒子物理方案（Morrison et al。，2005； Morrison and Gettelman，2008），更新的Kain-Fritsch积分参数化方案（Kain，2004），快速辐射传递模型（RRTM）长波辐射方案（Mlawer等，1997），Dudhia（1989）短波辐射方案和YSU PBL边界层方案（Hong et al.，2006）。在以下各节中，所有对中尺度系统的讨论将基于具有3.33公里的网格间距的域3的模拟，，以及那些具有30公里网格间距的域1的天气系统。

模式（图8a）与自动观测气象站（图1a）的24小时累积降雨量相比可以看出，模式模拟的降雨是可以接受的，虽然有一些差异；在安庆尤其是模拟降水分布和暴雨中心的演变与观察结果有很好的一致性。。模拟的雷达回波与合肥雷达站的综合反射率的强度和分布（图9a，b）很相近。显然，通过模拟，可以很好地再现事件，并且其模拟结果可以用于研究涉及的物理过程。Doswell等（1987，1996）指出产生潮湿的深对流有三个必要条件：不稳定条件，水汽条件和垂直运动。同时他也强调，“去除”这三个必要条件中的任何一个也可能产生一些重要的天气现象，但过程不再像潮湿的深对流那样。因此，以下分析侧重于不稳定条件，水汽条件和抬升机制，并探查引发的暴雨的MCS的产生和维持。

4.不稳定环境和水汽条件

图10显示了7月12日20时和7月13日08时安庆站的无线电探空观测 。安庆探测显示，在暴雨之前，400 hPa（图10a）以下西南风带来了相当大的对流有效位能（CAPE）,高达1,412 J·kg-1，高相对湿度（RHgt; 90％低于400 hPa；未显示）出现在2010年7月12日20时。安庆地区有高相对湿度的深厚潮湿层可以看出安庆的高度可降水（未显示）。 到7月13日08时 ，CAPE几乎完全释放。无线电探空仪的观测代表真正的环境，但并不是每个小时的观测都可用。同时，对流不稳定也在中层的对流性不稳定也在减弱，稳定性接近中性。

图5 .2010年7月13日云顶红外亮温（TBB）:(a)04时，(b)05时，(c)06时，(d)07时，(e)09时和(f)11时。单位：°C。红圆圈是低压西部的中尺度对流系统。

在暴雨发生之前，西南气流将丰富的水汽输送到到长江流域（未显示）。7月13日06时，在安庆附近地区，850 hPa（图12a，b）水汽混合比达到17g/ kg，水汽通量达到20 g·cm-1·hPa-1·s-1。值得注意的是，850hPa图（图12c）上出现在安庆地区的最大水汽辐散通量达到-2times;10-3g·cm-1·hPa-1·s-1。在975hPa（图12d）这些特点更明显更加明显。到7月13

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