发生在梅雨锋前低压西侧的暴雨机制外文翻译资料

 2022-12-10 15:53:46

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发生在梅雨锋前低压西侧的暴雨机制

摘要：大暴雨通常发生在梅雨锋前低压的东南侧。而这次发生在梅雨锋前低压西侧的暴雨的预报是非常困难的，因为这次暴雨的形成机制不好理解。本篇文献研究的是2010年7月13日发生在中国安徽省安庆市一次梅雨锋前低压西侧的极端暴雨事件。对于这次事件的预报效果较差。这篇文章以观测数据，NCEP/NCAP再分析数据和高分辨率的数值模拟输出为基础。分析结果表明向东移动的中alpha;尺度的低压是造成这次暴雨的关键天气系统。随着这个低压的向东移动和加强，北方气流和南方的暖湿气流也逐渐增加，在低压西侧形成了扩大的水汽辐合带（锋前区域）， 当低压移到沿海地区时，低压强度增加但移动速度减小。所以，辐合带和锋前区域仍然在安庆市附近保持准静止。而且，安庆市位于大别山和皖南山之间，来自北方的气流到大别山附近并进入到山谷中，造成安庆地区产生较强的地形辐合和锋生。因为有充足的水汽供应，所以地形强烈锋生引起强烈的辐合，在安庆地区维持着的准静止中尺度对流系统造成了大暴雨。

关键字：大暴雨，梅雨锋前低压，锋生，地形

  1. 引言

梅雨锋是准静止锋，在夏天时从中国的东部伸入到日本的南部，它是影响东亚季风区域水汽循环的最重要的降水系统之一，和梅雨有关的暴雨是东亚地区最具有破坏力的天气系统之一。Tao指出造成梅雨的天气系统包括西太平洋副热带高压，南海夏季风风涌，来自于中高纬度的冷空气和来自于青藏高原的中尺度对流系统。注意南海的夏季风涌动能带来来自于江淮流域的暖湿空气，为暴雨提供充足的水汽和不稳定能量。

尽管不稳定能量为对流发展提供了必要的条件，但是不稳定能量的释放要求触发机制。降水量在梅雨锋前分布不均主要取决于触发机制的不同。许多研究表明梅雨锋前暴雨有几种触发机制，比如高低空急流，地形抬升，低层辐合，锋生等。舒马赫发现高低空耦合和中尺度对流涡有助于对流的触发和维持。

事实上，这些机制通常和梅雨期间的锋前低压有关。比如，苏指出低空急流和辐合引起低压的发展是梅雨主要的触发机制。以前的研究还检测了由梅雨锋前低压造成的大暴雨的过程。这类暴雨经常发生在江淮流域的东南部，杨分析了从1998年到2005年之间的32次和梅雨锋前低压有关的暴雨，发现在低压东部的中尺度对流系统比发生在低压西部的系统更容易引起暴雨。

2010年7月13日发生在中国安徽省安庆市的暴雨，这次暴雨发生在梅雨锋前低压的西部，为了有助于理解这次大暴雨，在本篇文章中的“7-13“暴雨机制是以观察和数学经验为基础的。

  1. 强降水和天气模式
  2. 强降水

1999年之后发生的最强的降水过程是2010年7月8-14日发生在大别山和江淮流域地区的暴雨。这次暴雨最大的降水量发生在安庆站，可达657.2mm。安庆站7天以来的累积降水量是从1950年以来最大的降水量。在安庆站最大的降水量发生在7月13日，按照2000年的北京标准时间这天的24小时累积降水量达到了300.5mm，7月12日到7月13的降水量打破了1954年6月24的降水量263.3的记录。研究表明7月13日的降水量在10个小时之内达到了280.6mm，从06时到07时内的一小时最大降水量是92.6mm。这次极端的降水导致了洪水和生命财产的严重损失。

b.天气模式

本文采用NCEP-GFS的输出资料是26*26的形式，其分辨率是0.5*0.5,用于天气环流特征的诊断分析。它表明从7月12日08时到7月13日20时江淮流域被200hPa的南亚高压所控制，安庆地区位于南亚高压的东北侧，在500hPa的高纬度地区，呈现两槽一脊的环流形势，两个槽分别位于贝加尔湖地区和亚洲东北部，脊位于两个槽之间，在贝加尔湖的北部。在7月13日05时，在中纬度地区，江苏和安徽省有一个槽，安庆地区位于槽的顶部。在7月13日08时，安庆位于槽的后部。850hPa位于江苏省沿岸地区低压系统的槽向东移动并加强。

在7月13日 05时之后，在山东省顶部的北方高压系统增强并向南伸展。伴随着低压的发展，向东移动的低压后部的北方气流和辐合区加强。从975hPa环流形势上可以明显的看出，安庆位于向东移动的中alpha;尺度的水汽环流西侧的辐合带中。

在地面图上，我们可以看出，从7月12日08时到7月13日 20时的江淮流域的中部地区到日本有一狭长的准静止梅雨锋。从7月13日08时可以看出，安庆位于发展中的中alpha;尺度梅雨锋低压的西侧。

c.中尺度对流云团

本次大暴雨是由对流直接引起的。云顶红外线黑体温度数据来自于气象卫星云图，来自于合肥雷达站的雷达回波揭示了引起安庆站发生大暴雨的对流发展过程。

研究发现重要的中尺度对流云团包括梅雨锋云团，不断地向东移动并发展。在7月13日04时，在安庆附近有两个对流云团，这两个云团水平范围为50km，云顶温度为-64℃。这两个云团产生于更大的中尺度对流云团中，云团加强并入发展完整的中尺度对流系统中，在05时的最低亮度温度达到了-78℃。然后，这个中尺度对流系统在安庆地区附近仍然保持静止状态且雨量开始加强。截止到07时，TBB小于-60℃的区域已经扩展到大约.风暴A达到成熟阶段时，降水最强烈时可每小时达到92.6mm。在11时之后，云团开始逐渐减弱并向东移动缓慢。以上分析表明中尺度对流云团在当地产生且发展迅速，在安庆地区保持几个小时的准静止状态，造成了安庆地区的可持续的暴雨。

从雷达回波图可以清楚地看到强对流，来自于合肥雷达站的雷达回波的演变显示了7月13日02时在安庆地区的对流回波云团向东北方向移动（未显示出）。在02时30分，安庆位于对流回波群的边缘，对流回波云团向东北方向移动并不断增强。在7月13日04时，安庆位于两个强回波群之间，一个回波向东移，一个回波向西移。这些回波云团中包含着许多强烈的小的对流云核。当时，安庆地区只观察到毛毛雨。在04时36 分时，在回波群西侧的强的对流核移到了安庆。到05时30 分时，在回波群西侧的对流核呈现出东西向的扩大形状，最大回波强度为50dBZ，回波顶的高度接近 12-14公里。同时，在安庆地区的降水开始加强。从05时30分到08时48 分，大于45dBZ的对流核首先出现在安庆的上游。呈东西向形状在对流群后部的形成的对流核先后通过安庆，展示出所谓的回波列。在这期间，回波最大强度大于55dBZ的回波，其高度可达17km(未标出)。因此，引起暴雨的最直接的系统是准静止的MCS，包括不断通过安庆地区的强的对流核。

  1. 暴雨的模拟

为了揭示MCS发展机制，“7.13”暴雨研究模拟采用WRF模型的高级研究版本，版本3.2。从2000年7月12日08时到2010年7月13日进行模拟，一共模拟36个小时。这个模式采用精确度为times;的NCEP再分析资料用于初始和侧边界条件。双向的，三个嵌套模型分别具有30,10和3.33km的水平分辨率。相应的时间步长为180,60和20秒。他们有28个垂直网格，模型顶部为50hPa。使用的物理参数化方案如下：莫里森双力矩云粒子物理方案，Kain-Fritsch积分参数化方案，快速辐射传递方案，长波辐射方案，Dudhia短波辐射方案和YSU PBL边界层方案。在下面的部分中，所有对中尺度系统结构的讨论都是以3.33km网格间距的Domain3模拟为基础的，天气系统结构都是以30km网格间距的Domain 1为基础的。在模拟和自动天气站的观测的24小时累计降水量之间的比较显示尽管两者之间有一些不同，但是模拟的雨带是可用的。特别在安庆地区的暴雨中心模拟的降水分布和演变与观测值具有一致性。模拟的雷达回波和合肥的雷达站的组合反射率也较匹配，其输出结果可以用于调查所涉及到的物理过程中。Doswell指出不稳定能量、湿空气和抬升作用是产生强对流的必要条件。若缺少这些条件中的任何一个条件可能也会产生一些重要的天气现象，但不能产生强烈的强对流。因此以下的分析的侧重点是不稳定条件、水汽和抬升机制和造成暴雨的MCS的触发和维持机制。

  1. 不稳定条件和水汽条件

图10显示了2000年7月12日和2010年7月13日08时在安庆市的无线电探空仪观测结果。在暴雨之前，安庆市的观测仪显示了在400hPa以下呈西南风,带来了高达1412JKg的对流位势能和高相对湿度。在2010年7月12日20时，具有高的RH湿度水平表明在安庆地区有强降水。7月13日08时，CAPE几乎完全释放。无线电探空观测到了可以真正代表环流形势的时次，不是每个时次都是可用的。图11提供了当时在暴雨中心的模拟的CAPE值和对流不稳定性的演变。暴雨前，安徽的CAPE值高于1000kj，在400hPa和950hPa之间的对流不稳定层结间累计了足够多的不稳定能量。暴雨开始后，CAPE值在7月13日上午6时快速下降。同时，在中层的不稳定性减弱，稳定性接近中性。在暴雨来临之前，西南风携带大量的水汽来到长江流域（未显示）。在7月13日6时，水汽混合比达到17g/kg，在安庆850hPa水汽通量达到20g/cm 。注意最大水汽通量出现在安庆，在850hPa达到minus;2 times; 10minus;3 g cm/minus;2hPa /sminus;1，更明显的特点还出现在975hPa。截止到7月13日12点，强烈的水汽汇合带在安庆地区维持了7个小时。上述分析表明有合适的不稳定能量和充足的水汽产生了这次暴雨。事实上，在其他地区有非常高的RH和CAPE值，但没有造成强对流和大暴雨。为什么在安庆地区的强烈的水汽汇合只维持了几个小时呢？什么是触发和维持MCS的机制呢？下面的分析主要关注的是造成暴雨的MCS的触发和维持机制。

  1. 暴雨的触发和维持机制

a 中尺度低压西部的辐合

从500hPa（图2）可以看出，槽前的负涡度平流和在槽后的正涡度平流有利于江苏省附近的低压和在对流层低层的山东省附近的高压发展。在7月13日00时，在850hPa的安庆地区被南风控制，最大的辐合区在低压的东南部。在7月13日06时，低压发展并且移到了江苏省沿海地区东部。低压中心的位势高度较少到1440gpm，在六个小时之内下降了20gpm。随着低压的加强，气旋也随之发展。同时，低压西北部的高值区得到了加强。同时，在低压部的高低空耦合有助于低压北部的气流的增强。而安庆地区位于E-W耦合线附近。当低压移到海岸时，它的强度增加并且移动速度减小了，导致在安庆地区的E-W耦合线持续了几个小时，所以安庆地区强烈的耦合也持续了很久。这种机制有利于低压前部的强对流的触发和组织机制。

b锋生

在5a部分，我们指出随着7月13日的高低压的发展，北部的气流加强。来自于低压西北部的伴随有低的潜热温度的北部气流和来自于副热带高压的有高的潜热能的偏南气流的辐合也增加了。这种天气模式有利于锋生。图14给出了潜热能的分布和它在975hPa的梯度趋势。在7月13日04时（MCS的初始阶段），伴随着低温的北部气流向南移动。在安庆地区的温度梯度变得更大，最大的潜在的温度梯度达到了20k，导致大别山和皖南山之间强的锋生。当冷空气向南移动时，最大温度梯度带（锋生带）和E-W伸长带在06时在安庆地区形成。为了探索锋生机制，我们使用数值模式计算锋生函数。锋生函数的表达式为：

F=|nabla;theta;|= F1 F2 F3 F4

这里的F代表锋生函数，Fgt;0时为锋生，Flt;0时为锋消，F1，F2，F3，F4代表水平辐合项，水平变形项，和垂直运动相联系的倾向项以及绝对加热项。图15提供了锋生函数的垂直分布。在04时（图15a）,最强的锋生发生在北纬31度的低层，这有F1和F2的高值区。 F1和F2的高值区几乎一致，最大值为10K/(100km h)，这表明了有利于锋生的水平流场。然后，随着F1和F2增加，在低层的高值区向南缓慢的移动。在06时，随着对流的发展，在850hPa以上，垂直运动和绝热加热为锋生做贡献。这是对流的结果。然而，F1和F2为850hPa以下锋生做贡献。F1和F2的最大值达到了15K/(100Km h),F在低层也达到了最大值。一个小时以后，降水发生。因此，我们得出结论，在低层暴雨发展期间，风的汇合和变形对锋生有重要作用。发生在暴雨（图16）之前的经向环流中，沿着锋生带有一个倾斜的前倾侧环流。在7月13日04时，辐合带和前倾区伴随这低层正在加强的北风逐渐的向南移动，大于0.5m/s的上升气流位于低层锋生带之上。同时，对流触发和前倾的侧环流变得不明显。因为前倾的侧循环发生在充分潮湿的不稳定环境里，当潮湿的空气抬升时，达到饱和并且发展成强对流。在7月13日06时，辐合带和表面的前倾区移动了安庆地区（图16）。上升气流伸展到200hPa,最大垂直速度达到14m/s，产生更充分的垂直热循环和形成极端降水MCS。强对流循环覆盖了初始的前倾的循环，同时，强对流循环将有抽吸效果，反过来加强低层的辐合，维持低层的前部。这个观点与丁（2005）的观点一致。因此，强烈的辐合在触发和组织MCS时对强烈的锋生有重要作用。在5a和5b的部分，我们看大对流带和前部的区域从梅雨前低压伸展了西部，但是，辐合的强度和锋生是不均匀的（图13和14）。在大别山和皖南山之间的辐合和锋生加强了，意味着地形在加强地区辐合和锋生中有重要影响。自动气象观测站的结果显示暴雨来临之前谷中主要的风为山谷风，风向和谷的地形方向一致。在7月12日02时，安庆地区的北部50Km处出现了中尺度对流辐合线（图17a）。北部的气流逐渐侵入谷中并加强，对流线缓缓的向南移动。北部的气流到达大别山，在大别山附近流动，并且比大别山周围的气流更强（图17b）。可以推断

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