2012年7月我國中東部持續性強降水形成機制分析

田澤蕓 李麗平 胡振菊

摘要 利用NCEP/NCAR再分析資料，通過對2012年7月中旬我國中東部地區持續性強降水過程中東亞夏季風系統中主要成員的時空變化特征進行分析。結果表明，此次持續性強降水期間，副高北界、南亞高壓脊線及中緯度鋒區位置相對穩定，長江中下游地區一直處于南亞高壓反氣旋環流東側偏北風與西風槽前偏南風之間的風向開口輻散區中；副高南撤時，強降水主要位于584 dagpm線北側，副高北抬時，強降水主要位于584 dagpm線南側；此次持續性強降水發生前期，大氣為上干下濕不穩定層結，當西風帶低槽頻頻攜帶冷空氣南下影響，同時低空西南急流反復加強，其出口區左側較強的風速梯度為暴雨的發生發展提供了動力條件；低層干空氣的不斷侵入，低槽和低渦間的垂直正反環流促使垂直上升運動維持或發展，進而造成持續性強降水；高空西風急流加強（減弱）超前低空西南急流加強（減弱）2～5 d，對持續性強降水有超前指示意義。

關鍵詞 持續性強降水；形成機制；高、低空急流；冷空氣；垂直環流

中圖分類號 S161.6 文獻標識碼 A 文章編號 0517-6611（2014）31-11028-05

The Formation Mechanism Analysis of Continuity Strong Precipitation at the Middle East Area of China in July 2012

TIAN Zeyun1，2， LI Liping1， HU Zhenju2

（1. School of Atmospheric Sciences， NUIST， Nanjing， Jiangsu 210044； 2. Changde Meteorological Bureau of Hunan Province， Changde， Hunan 415000）

Abstract Using the NCEP/NCAR reanalysis data， the temporal and spatial variation features of the leading members of the East Asian summer monsoon system during the durative heavy precipitation at the middle east area of China in midJuly 2012 was analyzed. The results showed that， the position of North boundary of subtropical high， the south ridge line and the midlatitude frontal zone were relatively stable during the persistent heavy rainfall. Middle and lower reaches of the Yangtze River has been in the divergence zone of the northerly wind of the South and the southerly wind of the trough. When the subtropical high moving southwrad， the heavy precipitation often occured the north of the 584 line； while the subtropical high moving northwrad， the heavy precipitation often occured the south of the 584 dagpm line. Before the persistent heavy rainfall occured， the atmosphere was unstable stratification.The cold air of westerly trough frequently carried and the warm air of the Southwest Jet at low altitude repeatedly carried， which the strong wind speed gradient of the left of exit region has provided the impetus for the development of storm conditions.The intrusion of dry air at lowlevel， the front and back vertical circulation of the trough and the Vortex maintained the upward vertical movement， and the persistent heavy rainfall had developed. Upperlevel westerly jet strengthened （weakened） before Southwest Jet at low altitude to strengthened （weakened） for 2-5 d， that had a ahead of significance for durative heavy precipitation.

Key words Persistent heavy rain； Formation mechanism； Upper and lowerlevel jets； Cold air； Vertical circulation

強降水引發的城市內澇、山體滑坡及泥石流等，給人們的生活生產均造成了一定的危害，而持續性強降水天氣對社會的影響更大。不少學者對各類強降水天氣過程進行了歸納總結，楊荊安等分別對2008～2013年汛期全國當年主要暴雨過程進行了總體概述^[1-7]。許多學者也分別從強降水產生機制、物理量特征以及預報指標探討等方面進行了一定的研究^[8-9]，尤其是對于持續性強降水研究^[10-13]，如徐雙柱等通過分析一次湖北省持續性暴雨發現，中尺度對流回波或云團一般發生在多個天氣尺度系統的匯合處^[10]；尹潔等對江西一次持續暴雨過程進行了天氣動力學診斷分析和中尺度分析^[13]。

筆者對2012年7月我國中東部持續性強降水期間東亞夏季風系統主要成員的時空演變特征進行分析，討論了其影響機制，以期為進一步提高我國中東部地區持續性強降水的預報能力提供參考。

1 資料與方法

1.1 資料來源

所用資料為2012年7月7～20日NCEP/NCAR標準等壓面一日4次的再分析資料，水平分辨率為1°×1°，以及同時期國家氣象中心實時預報業務數據庫逐日08：00 24 h降水量加密觀測資料，全國共計2 418站。

1.2 持續性強降水指標定義 某區域內強降水過程（區域性中到大雨及以上等級）頻發并超過3次以上；相鄰2次強降水過程之間的降水連續間斷日數（區域平均日降水量<6 mm日數）<3 d^[14]。

1.3 高低空急流面積指數 參照《中國夏季旱澇及環境場》計算大尺度關鍵影響系統特征指數^[15]，如南方西南急流面積指數為20°～32.5° N、100°～122.5° E范圍內850 hPa西南風速不低于12 m/s的網格點數，根據譚杰麗等研究^[16]，在此采用低空西南急流面積指數為20°～30° N、100°～122° E范圍內850 hPa全風速不低于12 m/s的網格點數，高空西風急流面積指數為35°～45° N、100°～122° E范圍內200 hPa全風速不低于30 m/s的網格點數。

2 結果與分析

2.1 持續性強降水特征

2012年7月12～19日我國中東部地區出現2012年最強降水過程。在此期間，黃淮、江南大部以及湖北東部等地累計降水量較常年同期偏多5成至2倍，部分地區偏多2倍以上。強降水雨帶位于27°～32° N的江南，降水量超過200 mm，強降水中心位于湖南中西部至江西中西部，降水量超過300 mm，期間接連不斷出現了強降水過程，其中以暴雨到大暴雨降水過程強度最強（圖1a）。

從圖1b可以看出，此次降水過程具有明顯的季節性南北擺動特征，期間有2次主要的強降雨時段，即12～14和15～19日。7月10日雨帶位于華北，12～14日隨著西太平洋副熱帶高壓（簡稱副高）向東撤退，雨帶逐漸自華北向黃淮、江南移動。12～14日，江漢、江淮南部、江南北部以及貴州等地出現暴雨到大暴雨，江蘇中部、安徽中部、湖北東南部降水

量達100～250 mm，湖北局部地區超過300 mm；15～19日副高西伸北抬，同時四川東部高空槽、黃淮氣旋及中低層西南渦和切變線共同影響，江南大部出現暴雨到大暴雨，江西中部、湖南中部、貴州中南部、四川中部降水量達100～250 mm，局部地區超過300 mm。

受持續降雨影響，湖南湘水部分支流、資水干流下游出現超警水位，沅水干流中下游及東南洞庭湖全面超警，全省有1 233座水庫一度溢洪；江西贛江中游支流袁河、錦江以及撫河等均發生超警戒洪水，全省7座大型水庫超汛限水位，其中4座水庫開閘泄流；長江上游干流和部分支流發生超保證水位洪水。

2.2 西太平洋副熱帶高壓先南撤后振蕩北抬

2012年7月9～19日我國中東部持續性強降水期間，西太平洋副熱帶高壓主體位于西太平洋洋面上，平均脊線在30°N附近，平均西脊點在130°E附近，鄂霍次克海為平均冷渦區，我國東亞沿海、中西伯利亞和青藏高原西部為平均低槽區。我國中東部上空584 dagpm線較平直，平均位置在30°N附近，強降水區正好在584 dagpm線附近擺動（圖2）。從暴雨區平均的副高北界特征線（500 hPa為584 dagpm，700 hPa為312 dagpm）的時間演變（圖3）來看，副高北界經歷了一次先南退再振蕩北抬的過程，即7月9日其北界584 dagpm線位于35°N附近，隨后的3～4 d緩慢南退，至14日其北界退至28°N附近，隨后其北界振蕩北抬。在副高南撤的過程中，強降水帶主要位于584 dagpm線北側，副高在增強北抬的過程中，強降水帶主要在584 dagpm線南側，且集中在500 hPa 584 dagpm線和700 hPa 312 dagpm線之間，副高北側垂直上升運動較深厚區域與強降水區對應。總體而言，此持續性強降水期間副高北界位置相對平穩，多在27°～32°N之間擺動，我國中東部的強降水在其北側區域頻繁出現。在副高南撤時，強降水帶主要在584 dagpm線北側，在副高北抬時，強降水帶主要在584 dagpm線南側。

2.3 南亞高壓和高空急流的影響

分析強降雨期間200 hPa平均高度場（圖4）發現，南亞高壓一直穩定維持在青藏高原至印度半島上空，其向東伸展的近東西向的高壓脊線在此期間也一直穩定維持在30°N附近并向東延伸至長江下游地區，南北振蕩幅度小。南亞高壓北側從東北地區南部至長江中游維持一個平均槽區，使得長江中下游地區一直處于南亞高壓反氣旋環流東側偏北風與西風槽前偏南風之間的風向開口輻散區中，有利于對流層高層輻散的維持，從圖4可以看出，長江中下游地區維持一條較強的輻散帶，從而有利于該地區降水的穩定和發展。另外從高空急流的演變發現（圖5），高空急流早在強降水發生前就已經建立，長江中下游地區一直處在高空急流入口區南側的輻散區，雖然過程后期高空急流核東移，但強降水區仍然位于高空急流核后部的風速輻散區中。而當19日后高空西風帶低槽向北收縮，高空急流減弱北撤，中東部降水過程隨之結束。可見高空急流入口區右側或急流核后部的風速輻散和南亞高壓反氣旋環流東側偏北風與西風槽前偏南風之間的風向輻散疊加，造成了長江中下游地區強輻散帶的維持。

分析預報經驗指出，較大范圍暴雨的發生與對流層700～850 hPa低空急流的出現有密切的關系。通過數值模擬和個例分析得出，對流層低空急流的出現并不是孤立的，它常與200～300 hPa的高空急流相耦合而存在^[17]。低空急流區的動能是由高空向低空傳輸的，低空急流區上空動能的下傳有利于急流的加強，加強的急流將大量的暖濕氣流輸送到我國長江中下游地區^[18]。從高空西風急流面積指數和低空西南急流面積指數超前滯后相關分析（圖6）可看出，高空西風急流面積指數較低空急流面積指數超前2～5 d，呈波動性，且為正相關關系，相關系數通過了0.05水平的顯著性檢驗，說明在這次持續性強降水過程中，高空西風急流的加強（減弱）較低空西南急流的加強（減弱）超前2～5 d。

2.4 冷空氣頻頻南下影響

長江中下游地區降水的出現與中高緯干冷空氣的活動密切相關，干冷空氣的入侵對降水的產生發展起著重要的動力作用^[19]，而東亞西風槽的南擺常帶來不同程度的冷空氣，給當地或下游地區帶來陰雨甚至雷暴天氣^[20]。因此，分析西風帶低槽演變特征來追蹤冷空氣南下影響特征。縱觀2012年7月7～19日對流層高層200 hPa平均位勢高度時間-緯度剖面（圖7）分析，我國中東部地區上空西風帶低槽以1 d的頻率不斷東移。從500 hPa北風分布可以看到，對流層中層的冷空氣主要在30°～55° N活動，隨著對流層高層西風帶低槽一次次東移，500 hPa冷空氣也一次次向南影響，且200 hPa西風帶低槽的維持或東移比500 hPa冷空氣南下影響早約0.5 d。低槽頻繁帶來的冷空氣與副高北側邊緣的暖濕氣流交匯產生了強降水，東亞中緯度鋒區位置基本穩定在32°～38°N，強降水帶位于中緯度鋒區南側暖區內。

2.5 低空急流的影響

低空急流作為一種動量、熱量和水汽的高度集中帶，是給中緯度暴雨提供水汽和動量的最重要的機制。分析過程期間沿湖南西部的暴雨中心（110° E）風速的經向時間剖面圖發現（圖9a），低空急流經歷了一次先南撤再緩慢北抬的過程，其南北進退演變類似西太平洋副熱帶高壓的南北擺動變化。第1次強降水過程前（12日20：00），低空急流已經建立，位于29°N附近，隨后低空急流緩慢南撤，14日南撤至27°N附近并最終減弱消失。強降雨主要位于急流北側風速梯度大值區并隨急流的南撤緩慢南移。15日開始低空急流發展加強并振蕩北抬，隨著急流的加強北抬，第2次強降水又開始發展加強。低空急流建立和加強一方面有利于水汽和不穩定能量向暴雨區的輸送。從圖9b可以看出，過程期間我國南方地區850 hPa水汽通量的位置演變與低空急流南北進退密切相關，水汽通量的強弱也隨低空急流強弱而變化，充沛的水汽輸送保證了暴雨所需的水汽條件。另一方面，低空急流出口區左側較強的風速梯度為暴雨的發生發展提供了動力條件。低空急流加強有利于急流北側氣旋性風速切變的加強，產生正渦度，導致低渦的形成和發展，從圖9c可以發現，正渦度區位于低空急流北側，其發展變化與低空急流的演變同步。同時，低空急流出口區左側較強的風速梯度有利于低層輻合的發展，從而在急流北側維持一條輻合帶，有利于水汽和不穩定能量的輻合以及垂直上升運動的發展（圖9d）。

2.6 不穩定能量的蓄積

在相同的水汽條件和天氣系統相近的情況下，暴雨的產生及強度主要依靠大氣中的不穩定能量釋放產生的垂直上升運動^[21]。不穩定能量的蓄積對強降水的發生有一定的預示意義。用溫度露點差來分析大氣濕度場的分布特征結構，并以4 ℃為干濕空氣交界。在持續性強降水發生前期（7月8～10日），我國中東部地區上空的大氣層結為上干下濕，大氣層結極不穩定（圖10a）；降水發生后，對流層中層濕度略有增大，但在12、14～15和18～19日有干空氣入侵。從500 hPa平均溫度露點差時序變化曲線上（圖10b）也可以看到，在此期間有3次峰值，意味著對流層中層形成干層使得不穩定能量蓄積，有利于強降水維持。在持續性強降水期間，700 hPa的溫度露點差均≤4 ℃（圖10b），空氣濕度較大，與活躍的低空西南急流相關。此外，在14～19日期間，對流層低層不斷地有干空氣入侵，在850 hPa溫度露點差的時序變化曲線圖上（圖10b），也分別在14、15和16日有3次峰值。低層干空氣入侵使濕空氣抬升，有利于強降水的維持或發展。在強降水趨于結束時，對流層中高層空氣變干，低層空氣濕度變大，為下一次降水過程開始蓄積不穩定能量。

在持續性強降水期間，對流層中層干空氣的入侵有利于形成干層，使得大氣不穩定能量不斷得到蓄積，不穩定能量的釋放又有利于強降水的維持或發展；對流層低層干空氣的入侵，迫使濕空氣抬升，同樣有利于強降水的維持或發展。

2.7 垂直環流

充沛的水汽是暴雨產生的物理基礎，強烈輻合上升運動是形成暴雨的主要機制^[21]。在此次強降水期間出現了強烈的垂直上升運動，大值中心位于對流層中層300～600 hPa，中心值達-60×10^-2Pa/s，強烈的上升運動將低層高溫、高濕空氣向上輸送，在強降水區上空形成了凸起的高比濕舌；近地層至600 hPa儲備的對流不穩定能量更是

3 小結

（1）在持續性強降水期間，副高北界位置、南亞高壓脊線位置及中緯度鋒區相對平穩；高空急流入口區右側或急流核后部的風速輻散和南亞高壓反氣旋環流東側偏北風與西風槽前偏南風之間的風向輻散疊加，造成了長江中下游地區強輻散帶的維持；副高在南撤時，強降水主要發生在584 dagpm線北側，副高在北抬時，強降水主要發生在584 dagpm線南側。東亞高空急流在持續性強降水前建立，高空西風急流的加強（減弱）較低空西南氣流的加強（減弱）超前2～5 d，對我國中東部強降水形成與維持具有超前指示意義。

（2）由于西風帶低槽不斷東移發展，對流層冷空氣頻繁南下影響，西南低空急流一次次向北脈動，使得冷暖空氣在30°N附近對峙，觸發了持續性強降水天氣。低空急流建立和加強不僅有利于水汽和不穩定能量向暴雨區的輸送，其出口區左側較強的風速梯度為暴雨的發生發展提供了動力條件。持續性強降水發生之前，大氣層結上干下濕極不穩定，蓄積了大量不穩定能量，且在強降水發生期間，對流層中層不斷形成干層有利于不穩定能量的蓄積，低層干空氣的入侵，迫使濕空氣抬升凝結，對強降水的維持或發展有促進作用。

（3）在持續性強降水期間，垂直上升運動主要集中在300～600 hPa，強度達-60×10^-2Pa/s。沿海低槽與西南地區附近的垂直正反環流將冷暖空氣輸送到我國中東部地區上空，冷暖空氣在此輻合抬升，同時對應高層強輻散區，它們之間的相互作用使得垂直上升運動維持或發展。因此在預報分析時，還應要注重分析天氣系統其相互間的影響聯系。

（4）強降水帶位于東亞低空西南急流軸北側南風經向強梯度輻合帶、副高北側區域的對流層中層垂直上升運動大值帶、南亞高壓脊線北側的強輻散區及中緯度鋒區南側。

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