一次暴雨過程中湖北西北部和東北部降水差異的成因分析

舒斯,韓芳蓉,許建玉

(1.湖北省氣象服務中心,湖北 武漢 430074;2.武漢中心氣象臺,湖北 武漢 430074;3.中國氣象局 武漢暴雨研究所,湖北 武漢 430074)

?

一次暴雨過程中湖北西北部和東北部降水差異的成因分析

舒斯1,韓芳蓉2,許建玉3

(1.湖北省氣象服務中心,湖北 武漢 430074;2.武漢中心氣象臺,湖北 武漢 430074;3.中國氣象局 武漢暴雨研究所,湖北 武漢 430074)

利用地面自動站資料和NCEP提供的0.5°×0.5°高時空分辨率GFS(Global Forecast System)再分析資料,對2008年7月1—2日一次暴雨過程中,湖北西北部與東北部降水差異的成因進行分析。結果表明:1)湖北西北部的降水發生在高低空急流發展時期,且西北部很快處于后一個高空急流的右前方,不利于西北部降水持續發生;東北部降水發生在高空急流穩定期與低空急流發展期,高低空急流耦合,誘發中尺度低渦形成,導致持續性強降水。2)水汽輸送在西北部集中的時間短,提供的水汽有限;在東北部集中的時間長,提供的水汽充足。3)西北部不穩定能量釋放得快;東北部一直存在不穩定能量釋放,導致該地區天氣尺度系統猛烈發展,激發重力波,造成強降水。4)西北部鋒生位于隨高度向北傾斜的鋒區中,隨著冷空氣的南下,強降水很快結束;東北部鋒生位于隨高度向南傾斜的暖區鋒區中,冷空氣與穩定的副熱帶高壓外圍西南暖濕氣流對峙,產生較強的傾斜項鋒生,有利于東北部的長時間強降水。

暴雨;高空急流;低空急流;鋒生

0 引言

針對我國江淮流域梅雨期暴雨,學界已做了大量的研究,得出了許多有意義的結論(史小康等,2007;韓桂榮等,2008;趙嫻婷等,2011;張瑞萍等,2014;苗春生等,2015)。關于梅雨暴雨的成因,朱乾根等(2001)認為邊界層南風急流、低空西風急流和高空西風急流上下的耦合作用是強暴雨發生的重要原因。王小曼等(2002)指出梅雨暴雨與高空急流關系密切,暴雨多出現在西北風高空急流的右前方或西南風高空急流的右后方。姚秀萍和于玉斌(2005)發現干冷空氣侵入是梅雨濕度鋒形成和維持的一個重要的動力和熱力原因。徐雙柱等(2005)揭示出由于急流區的強輻合與強切變,在對流層低層形成正渦度中心和強散度中心相耦合的動力結構,并極易在低空急流左側強正渦度中心附近產生中尺度渦旋。陳麗芳和高坤(2006)指出梅雨鋒呈現明顯的中層鋒和邊界層鋒兩段鋒的特征,中層梅雨鋒區對降水的影響比邊界層鋒更為關鍵,中層鋒的加強、鋒坡增大趨于垂直、鋒區垂直環流的加強和與高空急流鋒區的上下貫通,有利于梅雨鋒降水的加強。錢傳海等(2007)發現強對流天氣發生前高層的干冷空氣傾斜狀向下侵入到對流層中低層附近,對強對流天氣的發生發展起了非常重要的作用。李世剛等(2007)揭示出強降水主要是由逐漸發展的強回波造成的。王芹等(2009)指出低空急流建立為暴雨發生發展直接輸送了大量的暖濕空氣,提供了有利的水汽條件。王海燕等(2009)得出中低層能量鋒區鋒生,觸發對流不穩定能量釋放,鋒區上不斷產生多個對流云團和強回波,是大暴雨重要原因之一。錢鵬等(2012)指出,高空急流的位置對暴雨的落區有明顯的指示作用。

湖北省梅雨期暴雨過程頻繁,前人研究表明,影響湖北暴雨的主要系統是西風槽、切變線、中尺度低渦、輻合線與低空急流等,這些系統導致低層輻合與高層輻散相配合產生強烈上升運動,引起對流不穩定能量釋放,從而形成有利于強降水的觸發條件。2008年7月1—2日的一次暴雨過程中,湖北西北部和東北部降水差異明顯,給預報造成很大難度。為進一步提高類似暴雨過程的預報水平,利用地面自動站資料和NCEP提供的高時空分辨率的GFS(Global Forecast System)0.5°×0.5°再分析資料,對這次暴雨過程中西北部和東北部降水差異成因進行了分析。

1 降水概況

2008年7月1日08時—2日08時(北京時,下同),受西風槽東移影響,湖北北部出現一次大暴雨天氣過程,其中紅安出現有氣象記錄以來最強的一次特大暴雨。該過程從湖北西北部開始,然后東移并不斷加強。7月1日08時—2日08時湖北24 h雨量超過50 mm的有10個站,其中安陸、孝昌、紅安、麻城出現了大暴雨(圖1)。

湖北省自動雨量站資料顯示,這次強降水過程于1日15時從房縣開始發生,1 h雨量為21.9 mm,然后向東發展,強度加強。1日16—18時,襄陽累計降水67.5 mm,襄陽降水強度大,但持續時間較短,只持續了2 h的強降水。2日02—08時,紅安累計雨量為201.9 mm,紅安不僅降水強度大,持續時間也較長。2日12時以后降水區向東移動,強度減弱。這次暴雨過程湖北西北部降水小,持續時間短,湖北東北部降水強,持續時間長,西北部和東北部降水差異產生的原因是本文研究的主要問題。

圖1 7月1日08時至2日08時湖北24 h降水分布(單位:mm)Fig.1 Rainfall distribution in Hubei from 08:00 BST 1 to 08:00 BST 2 July(units:mm)

圖2 2008年7月1日14時(a)、20時(b)、2日02時(c)、08時(d)200 hPa高空急流(單位:m·s-1)Fig.2 Upper-level jet stream at 200 hPa at (a)14:00 BST 1,(b)20:00 BST 1,(c)02:00 BST 2,and (d)08:00 BT 2 July 2008(units:m·s-1)

2 高低空急流分析

2.1 高空急流

暴雨與高空急流關系密切,暴雨多出現在高空急流的入口區的右側或是出口區的左側。分析此次過程高空急流的配置(圖2),可以看出,7月1日14時(圖2a),河南地區有高空急流生成,湖北西北部位于高空急流軸右后側,由于高空急流右后側空氣強烈輻散,使低層空氣強烈輻合上升,從而鄂西北降水開始發生;1日20時(圖2b),高空急流東移發展加強,降水區向東移動到襄陽附近,降水強度有所增強,而湖北西北處在后一個高空急流右前方,不利于降水形成,降水減弱;2日02時(圖2c),前一個高空急流繼續東移,湖北東北部位于高空急流右后側,強降水發生,后一個高空急流加強,西北部位于此高空急流右前方,引起西北部高層輻合,低層輻散,產生下沉運動,不利于西北部降水持續發生,因此湖北西北部降水很快結束;2日08時(圖2d),前一個高空急流位置穩定,湖北東北部一直在高空急流軸的右后側,這使湖北東北部一直處在高層輻散,低層輻合的上升區,從而在湖北東北產生長時間的強降水。

圖3 2008年7月1日14時(a)、20時(b)、2日02時(c)、08時(d)850 hPa流場(流線)和風速(陰影區表示風速大小;等值線為風速大于20 m·s-1的低空急流,單位:m·s-1)Fig.3 Flow field(streamline) and wind speed(shadings;units:m/s) at 850 hPa at (a)14:00 BST 1,(b)20:00 BST 1,(c)02:00 BST 2,and (d)08:00 BST 2 July 2008(isolines represent the low-level jet stream with the wind velocity greater than 20 m·s-1;units:m·s-1)

2.2 低空急流

分析850 hPa流場和低空急流可以發現,7月1日14時(圖3a),在湖北西北部偏北風和偏南風交匯,形成低層輻合線,降水發生在南北風輻合處;1日20時(圖3b),輻合線東移,降水隨之東移;另外,西南急流加強,降水區位于急流左側;2日02時(圖3c),冷空氣東移南下,西南急流加強,急流核中心風速達到24 m·s-1,安徽北部與河南交界的地方形成了一個中尺度低渦,在低渦底部形成水平方向的切變,東北部強降水開始;2日08時(圖3d),中尺度低渦消失,但西南急流進一步加強,中心達到28 m·s-1,湖北東北部仍處在西南急流中,降水持續。

以上分析表明,此次湖北北部自西向東的降水過程與低空急流的生成、發展密切相關。西北部的降水發生在低空急流發展前期,主要是由于北面冷空氣南下和西南暖濕氣流交匯產生的短時的降水,降水時間短,當冷空氣南下控制湖北西北時,降水就結束了;而東北部的降水發生在低空急流加強時,強的低空急流為東北部的降水提供了動力和水汽條件,使降水持續時間較長,強度強。另外,湖北東北部的強降水發生與低層中尺度低渦的形成密切相關,低渦形成后,在低渦底部形成水平方向的切變,風場輻合,造成東北部強降水。

2.3 高空急流與低空急流耦合關系

分析經向環流可以發現,7月1日14時(圖4a),湖北西北部位于高低空急流右后側,在襄陽附近形成強上升氣流,暴雨發展;到了20時(圖4b),由于前一個高空急流東移,湖北西北部位于后一個高空急流右前方,高層輻合,低層輻散,在襄陽上空形成下沉氣流,強降水很快結束。當高低空急流在湖北東北部耦合時(圖4c),在31～35°N形成一個次級環流,紅安及其北部形成一個明顯的上升氣流,強降水在湖北東北發生;當低空急流加強(圖4d)在紅安地區出現了強的上升運動,強降水持續發生。

圖4說明湖北西北部降水僅有高空急流的作用,但當高空急流東移,襄陽的強降水隨之結束,而湖北東北部強降水是在高低空急流耦合下發生發展的,耦合持續時間長,在耦合過程中,低層低空急流以及低渦相應發展。

圖4 經向風(單位:m·s-1)和垂直速度(單位:10-2 m·s-1)的垂直剖面 a.7月1日14時沿襄陽(112°E);b.7月1日20時沿襄陽(112°E);c.7月2日02時沿紅安(114.5°E);d.7月2日08時沿紅安(114.5°E)Fig.4 Vertical sections of meridional wind(units:m·s-1) and vertical velocity(units:10-2 m·s-1) a.along Xiangyang(112°E) at 14:00 BST 1 July;b.along Xiangyang(112°E) at 20:00 BST 1 July;c.along Hongan(114.5°E) at 02:00 BST 2 July;d.along Hongan(114.5°E) at 08:00 BST 2 July

3 物理量診斷分析

3.1 水汽通量散度

分析925 hPa水汽通量散度可以發現,7月1日14時(圖5a),水汽通量散度輻合區位于房縣到襄陽一帶,與強降水落區一致;到了1日20時(圖5b),輻合區東移南壓到鐘祥、隨州一帶,強降水區隨之東移南壓,而湖北西北部轉變為輻散區,降水迅速減弱結束;2日02時(圖5c),水汽通量散度輻合區控制湖北東北部,東北部強降水開始發生;2日08時(圖5d),紅安附近水汽通量散度輻合區維持,且中心強度增強,因此,水汽在紅安地區集中,為該地區強降水提供了充足的水汽條件。

圖5 2008年7月1日14時(a)、20時(b)、2日02時(c)、08時(d)925 hPa的水汽通量散度(單位:10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1)Fig.5 Moisture flux divergence at 925 hPa at (a)14:00 BST 1,(b)20:00 BST 1,(c)02:00 BST 2,and (d)08:00 BST 2 July 2008(units:10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1)

3.2 對流有效位能

對流有效位能(CAPE)對強對流的發生有較好的指示意義,分析暴雨過程的CAPE變化可知,7月1日14時(圖6a),湖北西北部房縣—襄陽一帶存在CAPE值大值帶,中心值達到了1 800 J·kg-1,到了1日20時(圖6b),西北部CAPE大值帶迅速減小,隨著不穩定能量的釋放,在湖北西北部產生短時的強降水,20時以后,西北部CAPE值很小,說明再沒有不穩定能量的堆積,因此,西北部的強降水很快就結束了,維持時間較短;而湖北東北部一直存在CAPE高值區,1日14—20時,不穩定能量積累,CAPE值有所增加,2日02時(圖6c),CAPE開始下降,不穩定能量釋放,湖北東北部暴雨開始,到了2日08時(圖6d),東北部CAPE值繼續下降,但仍然存在一個高值帶,說明東北部從2日02—08時一直有不穩定能量釋放,為長時間的暴雨提供了有利條件。

圖6 2008年7月1日14時(a)、20時(b)、2日02時(c)、08時(d)地面對流有效位能(單位:J·kg-1)Fig.6 Surface CAPE(convective available potential energy) at (a)14:00 BST 1,(b)20:00 BST 1,(c)02:00 BST 2,and (d)08:00 BST 2 July 2008(units:J·kg-1)

3.3 散度和渦度

強降水發生高層是有明顯的輻散,在其動力作用下會產生強烈的大氣上升運動,有利于云團和強降水的發生、發展和維持。7月1日14時(圖略),在湖北西北部高空有正的輻散區,對應西北部的降水;20時,高空正的輻散區東移到湖北中部,對應鐘祥附近產生強降水;2日02時,正的輻散區繼續東移到湖北東北部,且輻散區中心移動到東北部,中心強度達到15×10-5s-1,對應紅安附近的強降水,并且一直穩定維持在紅安地區,使紅安地區不斷有強烈上升運動,強降水維持。

圖7 2008年7月1日14時(a)、20時(b)、2日02時(c)、08時(d)925 hPa散度(等值線;單位:10-5 s-1)和渦度(陰影區;單位:10-5 s-1)Fig.7 Divergence(isolines;units:10-5 s-1) and vorticity(shadings;units:10-5 s-1) at 925 hPa at (a)14:00 BST 1,(b)20:00 BST 1,(c)02:00 BST 2,and (d)08:00 BST 2 July 2008

4 鋒生函數分析

為更好地了解此次東西部降水差異的成因,計算了鋒生函數(公式略)。考慮到假相當位溫在濕絕熱過程中的特性,這里取假相當位溫為氣象參數,經典的鋒生函數(Hoskins and Bretherton,1972；Kato,1989)包括非絕熱項(F1)、水平輻散項(F2)、水平變形項(F3)和與垂直運動有關的傾斜項(F4),由于F1難以精確計算,故沒有考慮(夏茹娣等,2006;丁治英等,2010)。當鋒生函數各項大于零時,有利于鋒生。而鋒生的結果是鋒區加強,從而有利于輻合上升運動的加強,促使降水產生。

圖8a為7月1日14時沿著112°E(襄陽)的F2場,圖中假相當位溫線在32～36°N隨高度向北傾斜,500 hPa附近存在假相當位溫線密集帶,低層有鋒區,鋒區的南緣位于32°N附近,F2在中層500 hPa有一個大值中心,相對于前一個時次(圖略)明顯加大,低層有鋒區,中層有鋒生,房縣附近降水隨之加強,降水主要位于假相當位溫鋒區的南部。圖8b為7月2日02時沿114.5°E(紅安)的F2場,圖中500 hPa附近有兩處假相當位溫密集帶,一處在29～31°N隨高度向南傾斜,鋒區的北緣在31°N附近,F2在中層鋒區有一個大值中心,相對于前一個時次(圖略)加大,鋒區北緣降水隨之加強,降水主要位于假相當位溫鋒區的北部暖區中,這時的強降水主要為暖區降水;另一處在32～36°N隨高度向北傾斜,鋒區的南緣在32°N附近,鋒區中鋒生不明顯,降水位于鋒區的南方。F3場(圖略)與F2場存在類似的分布。向北傾斜的鋒區與高空槽后冷空南下有關,在西北部降水中,使500 hPa產生鋒生,降水隨之增強,而較強的冷空氣使鋒面移動加速,所以西北部強降水很快就結束了。東北部主要是在南部的鋒區存在鋒生,這與南部的西南氣流和副熱帶高壓有關,西南氣流的加強和副熱帶高壓穩定少動,使東北部冷暖空氣長時間對峙,在暖區產生了長時間的強降水。

圖8c、d分別為7月1日14時沿著112°E(襄陽)、2日02時沿著114.5°E(紅安)的F4場,1日14時F4場沒有明顯的鋒生中心,2日02時F4場與F2場存在類似的分布,但在數值上比F2和F3大的多,說明在東北部降水中,中層鋒區中存在一個強的F4鋒生中心,這是東北部強降水關鍵。

綜上所述,西北部和東北部的差異主要是體現在中層鋒生的位置和傾斜項的差異。西北部鋒生位于隨高度向北傾斜的鋒區中,冷空氣南下,強降水很快結束;東北部鋒生位于隨高度向南傾斜的鋒區中,冷空氣和穩定的副熱帶高壓外圍西南暖濕氣流對峙,并且產生強的傾斜項鋒生,有利于長時間強降水。

圖8 2008年7月假相當位溫的垂直剖面(等值線,單位:℃;圖a、b中陰影區為水平輻散項F2,圖c、d中陰影區為傾斜項F4,單位:10-10 K·m-1·s-1;圖a、c中黑色三角表示襄陽緯度;圖b、d中黑色三角表示紅安緯度) a.1日14時沿112°E;b.2日02時沿114.5°E;c.1日14時沿112°E;d.2日02時沿114.5°EFig.8 Vertical sections of pseudo-equivalent potential temperature(isolines,units:℃) in July 2008(Shadings denote the horizontal divergence term F2 in (a) and (b),and shadings denote the tilting term F4 in (c) and (d) with the unit of 10-10 K·m-1·s-1.Black triangles represent the latitude of Xiangyang in (a) and (c),and black triangles represent the latitude of Hongan in (b) and (d)) a.along 112°E at 14:00 BST 1;b.along 114.5°E at 02:00 BST 2;c.along 112°E at 14:00 BST 1;d.along 114.5°E at 02:00 BST 2

5 結論與討論

本文通過對2008年7月1—2日一次暴雨過程中湖北東北部和西北部降水差異成因分析,主要得出了以下結論:

1)降水差異與高低空急流配置有關。西北部的降水發生在高、低空急流發展時期,急流強度較弱,移動較快,因此西北部降水強度不強,并且又由于西北部位于后一個高空急流的右前方,高層輻合,低層輻散,產生下沉運動,不利于西北部降水持續發生,導致湖北西北部降水很快結束,降水時間短,強度弱;東北部降水發生在高、低空急流穩定時期,高空急流為東北部降水提供了輻合上升運動的條件,低空急流為東北部降水提供了動力和水汽條件,使降水持續時間長。且湖北東北部降水是在高低空急流耦合下發生發展的,降水時間長,強度大。另外,湖北東北部的強降水發生與低層中尺度低渦的形成密切相關,低渦形成后,在低渦底部形成水平方向的切變,風場輻合,造成東北部強降水。

2)降水差異與925 hPa水汽通量散度演變有關。由于,水汽輸送在湖北西北部集中的時間短,提供的水汽有限,所以,強降水在西北部持續時間較短;而在東北部集中地時間長,為東北部降水源源不斷的提供水汽,使東北部出現長時間的強降水。

3)降水差異與不穩定能量演變有關。在湖北西北部,不穩定能量釋放的快,強降水的時間短;而在東北部,一直存在不穩定能量釋放,強降水持續時間長。另外,東北部天氣尺系統猛烈發展,激發起強的重力波,重力波激發了上升運動的發展,有利于紅安的強降水發生。

4)降水差異與鋒生有關。分析鋒生函數發現湖北西北部和東北部的中層鋒生位置和傾斜項存在差異。西北部鋒生位于隨高度向北傾斜的鋒區中,隨著冷空氣南下,強降水很快結束;東北部鋒生位于隨高度向南傾斜的鋒區中,冷空氣和穩定的副熱帶高壓外圍西南暖濕氣流對峙,并且產生強的傾斜項鋒生,有利于東北部長時間強降水。

陳麗芳,高坤.2006.梅雨鋒結構的數值模擬[J].氣象學報,64(2):164-179. Chen Lifang,Gao Kun.2006.The simulation of the uneven characteristics of Meiyu front structure[J].Acta Meteor Sinica,64(2):164-179.(in Chinese).

丁治英,王慧,沈新勇,等.2010.一次梅雨期暴雨與中層鋒生、β中尺度小高壓的關系[J].大氣科學學報,33(2):142-152. Ding Zhiying,Wang Hui,Sheng Xinyong,et al.2010.Relationship between the middle layer frontogenesis,a meso-β-scale high and a heavy rain during Meiyu season[J].Trans Atmos Sci,33(2):142-152.(in Chinese).

韓桂榮,何金海,梅偉.2008.2003年江淮梅雨期一次特大暴雨的研究——中尺度對流和水汽條件分析[J].氣象科學,28(6):649-654. Han Guirong,He Jinhai and Mei Wei.2008.MCS and moisture analysis on a torrential rain during the Meiyu season of the Yangtze-Huaihe River Basin in 2003[J].Scientia Meteorologica Sinica,28(6):649-654.(in Chinese).

Hoskins B J,Bretherton F P.1972.Atmospheric frontgenesis model:Mathematical formulation and solution[J].J Atmos Sci,29:11-37.

Kato K.1989.Seasonal transition of the lower-level circulation systems around the Baiu Front in China in 1979 and its relation to the northern summer monsoon[J].J Meteor Soc Japan,67(2):249-265.

李麥村.1978.重力波對特大暴雨的觸發作用[J].大氣科學,2(3):201-209. Li Maicun.1978.Studies on the gravity wave initiation of the excessively heavy rainfall[J].Chinese J Atmos Sci,2(3):201-209.(in Chinese).

李世剛,梁濤,彭盼盼,等.2007.“07.5”湖北大暴雨的中尺度系統及降水成因分析[J].暴雨災害,26(3):40-45. Li Shigang,Liang Tao,Peng Panpan,et al.2007.Analysis of the Hubei downpour mesoscale system and the causality of precitation in May[J].Torrential Rain and Disasters,26(3):40-45.(in Chinese).

苗春生,李婷,王堅紅,等.2015.江淮流域梅雨鋒暴雨南北雨帶干冷空氣侵入作用的對比研究[J].大氣科學學報,38(1):76-84. Miao Chunsheng,Li Ting,Wang Jianhong,et al.2015.Comparison of dry-cold intrusions in north and south heavy rainfall zones during Meiyu front rainstorms in Changjiang-Huaihe valleys[J].Trans Atmos Sci,38 (1):76-84.(in Chinese).

錢傳海,張金艷,應冬梅,等.2007.2003年4月江西一次強對流天氣過程的診斷分析[J].應用氣象學報,18(4):460-467. Qian Chuanhai,Zhang Jinyan,Ying Dongmei,et al.2007.A severe convection weather of Jiangxi in April 2003[J].J Appl Meteor Sci,18(4):460-467.(in Chinese).

錢鵬,蔣薇,孔啟亮,等.2012.一次持續大范圍暴雨過程診斷分析[J].氣象科學,32(2):188-193. Qian Peng,Jiang Wei,Kong Qiliang,et al.2012.Diagnostic analysis on a widespread persistent rainstorm[J].J Meteor Sci,32(2):188-193.(in Chinese).

史小康,李耀東,高守亭,等.2007.一次江淮暴雨的數值模擬及暴雨落區的診斷分析[J].氣象科學,27(1):26-34. Shi Xiaokang,Li Yaodong,Gao Shouting,et al.2007.Numerical simulation and diagnostic analysis of rainstorm over Jianghuai region[J].Scientia Meteorologica Sinica,27(1):26-34.(in Chinese).

王海燕,張文,王玨,等.2009.2009年6月28—30日湖北區域性大暴雨診斷分析[J].暴雨災害,28(3):25-31. Wang Haiyan,Zhang Wen,Wang Jue,et al.2009.Diagnostic analysis of Hubei regional extra heavy rain in June 28—30[J].Torrential Rain and Disasters,28(3):25-31.(in Chinese).

王芹,喻威,王成,等.2009.“08.7”襄樊罕見特大暴雨的中尺度觀測特征與物理機制分析[J].暴雨災害,28(1):45-52. Wang Qin,Yu Wei,Wang Cheng,et al.2009.Mesoscale features and dynamic mechanisms of an infrequent torrential rain in Xiangfan[J].Torrential Rain and Disasters,28(1):45-52.(in Chinese).

王小曼,丁治英,張興強.2002.梅雨暴雨與高空急流的統計與動力分析[J].南京氣象學院學報,25(1):111-117. Wang Xiaoman,Ding Zhiying,Zhang Xingqiang.2002.Statistic and dynamic analysis to the relation between Meiyu storm and high level jet[J].J Nanjing Inst Meteor,25(1):111-117.(in Chinese).

夏茹娣,趙思雄,孫建華.2006.一類華南鋒前暖區暴雨β中尺度系統環境特征的分析研究[J].大氣科學,30(5):988-1008. Xia Rudi,Zhao Sixiong,Sun Jianhua.2006.A study of circumstances of meso-β-scale systems of strong heavy rainfall in warm sector ahead of fronts in South China[J].Chinese J Atmos Sci,30(5):988-1008.(in Chinese).

徐雙柱,沈玉偉,王仁喬,等.2005.長江中游一次大暴雨的中尺度分析[J].氣象,31(9):24-29. Xu Shuangzhu,Shen Yuwei,Wang Renqiao,et al.2005.Mesoanalysis of a heavy rainfall in the middle reaches of the Changjiang[J].Meteorological Monthly,31(9):24-29.(in Chinese).

姚秀萍,于玉斌.2005.2003年梅雨期干冷空氣的活動及其對梅雨降水的作用[J].大氣科學,29(6):973-985. Yao Xiuping,YU Yubin.2005.Activity of dry cold air and its impacts on Meiyu rain during 2003 Meiyu period[J].Chinese J Atmos Sci,29(6):973-985.(in Chinese).

張瑞萍,馬旭林,盛文斌,等.2014.2011年6月江淮梅雨暴雨主要影響系統特征[J].大氣科學學報,37(3):366-377. Zhang Ruiping,Ma Xulin,Sheng Wenbin,et al.2014.Characteristics of the main influential system of Jianghuai Meiyu Storm in June 2011[J].Trans Atmos Sci,37(3):366-377.(in Chinese).

趙嫻婷,魏建蘇,朱定真.2011.急流在梅雨期持續暴雨過程中的作用[J].氣象科學,31(2):211-216. Zhao Xianting,Wei Jiansu,Zhu Dingzhen.2011.Analysis about function of jet for the persistent Meiyu rainstorm[J].J Meteor Sci,31(2):211-216.(in Chinese).

朱乾根,周偉燦,張海霞.2001.高低空急流耦合對長江中游強暴雨形成的機理研究[J].南京氣象學院學報,24(3):308-314. Zhu Qiangen,Zhou Weican,Zhang Haixia.2001.Mechanism of the formation of torrential raim by coupled high/low level jets over the middle reaches of the Yangtze river[J].J Nanjing Inst Meteor,24(3):308-314.(in Chinese).

(責任編輯：孫寧)

Cause analysis of precipitation difference between northwest and northeast Hubei in a torrential rain process

SHU Si1,HAN Fang-rong2,XU Jian-yu3

(1.Hubei Meteorological Service Center,Wuhan 430074,China;2.Wuhan Central Meteorological Observatory,Wuhan 430074,China;3.Wuhan Institute of Heavy Rain,Chinese Meteorological Administration,Wuhan 430074,China)

By using the automatic weather station data and the GFS(Global Forecast System) reanalysis data with high spatial(0.5°×0.5°) and temporal resolutions from NCEP,this paper analyzes the causes of precipitation difference between the northwest and northeast Hubei in a torrential rain process during 1—2 July 2008.Results show that:1)The impermanent precipitation in the northwest Hubei severely occurred in the development of upper and lower-level jets,and located in the right front of a later upper-level jet quickly,which goes against continuous rainfall.The precipitation in the northeast occurred in the stationary stage of upper-level jet and the development period of lower-level jet,and the coupled upper-lower jets induced the formation of mesoscale vortex at the lower level,so the rainfall was heavy and sustaining.2)Moisture transport concentrated in a short time in the northwest,so it was finitely offered.In the northeast,the moisture transport concentrated in a long time,so it was abundantly offered.3)The unstable energy was released faster in the northwest.In the northeast,the unstable energy was always released,meanwhile,the synoptic scale system developed violently and inspired gravitational waves,which were conductive to the precipitation.4)The frontogenesis in the northwest located in the frontal zone,which sloped northward with height,and the heavy rainfall ended soon when the cold air moved southward.In the northeast,the frontogenesis located in the warm frontal zone sloping to the south with height,which was also beneficial to the long-time heavy precipitation,when the confrontation between the cold air and the southwest warm moist air outside the subtropical high led to the strong declination term frontogenesis.

rainstorm;upper-level jet;low-level jet;frontogenesis

2014-01-02；改回日期：2015-03-01

國家自然科學基金資助項目(41105073)

舒斯,工程師,研究方向為中短期天氣預報,shusi1985516@163.com.

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140102001.

1674-7097(2015)02-0249-10

P4

A

10.13878/j.cnki.dqkxxb.20140102001

舒斯,韓芳蓉,許建玉.2015.一次暴雨過程中湖北西北部和東北部降水差異的成因分析[J].大氣科學學報,38(2):249-258.

Shu Si,Han Fang-rong,Xu Jian-yu.2015.Cause analysis of precipitation difference between northwest and northeast Hubei in a torrential rain process[J].Trans Atmos Sci,38(2):249-258.(in Chinese).