一次暴雨过程中湖北西北部和东北部降水差异的成因分析

舒斯,韩芳蓉,许建玉

(1.湖北省气象服务中心,湖北 武汉 430074;2.武汉中心气象台,湖北 武汉 430074;3.中国气象局 武汉暴雨研究所,湖北 武汉 430074)



一次暴雨过程中湖北西北部和东北部降水差异的成因分析

舒斯1,韩芳蓉2,许建玉3

(1.湖北省气象服务中心,湖北 武汉 430074;2.武汉中心气象台,湖北 武汉 430074;3.中国气象局 武汉暴雨研究所,湖北 武汉 430074)

利用地面自动站资料和NCEP提供的0.5°×0.5°高时空分辨率GFS(Global Forecast System)再分析资料,对2008年7月1—2日一次暴雨过程中,湖北西北部与东北部降水差异的成因进行分析。结果表明:1)湖北西北部的降水发生在高低空急流发展时期,且西北部很快处于后一个高空急流的右前方,不利于西北部降水持续发生;东北部降水发生在高空急流稳定期与低空急流发展期,高低空急流耦合,诱发中尺度低涡形成,导致持续性强降水。2)水汽输送在西北部集中的时间短,提供的水汽有限;在东北部集中的时间长,提供的水汽充足。3)西北部不稳定能量释放得快;东北部一直存在不稳定能量释放,导致该地区天气尺度系统猛烈发展,激发重力波,造成强降水。4)西北部锋生位于随高度向北倾斜的锋区中,随着冷空气的南下,强降水很快结束;东北部锋生位于随高度向南倾斜的暖区锋区中,冷空气与稳定的副热带高压外围西南暖湿气流对峙,产生较强的倾斜项锋生,有利于东北部的长时间强降水。

暴雨;高空急流;低空急流;锋生

0 引言

针对我国江淮流域梅雨期暴雨,学界已做了大量的研究,得出了许多有意义的结论(史小康等,2007;韩桂荣等,2008;赵娴婷等,2011;张瑞萍等,2014;苗春生等,2015)。关于梅雨暴雨的成因,朱乾根等(2001)认为边界层南风急流、低空西风急流和高空西风急流上下的耦合作用是强暴雨发生的重要原因。王小曼等(2002)指出梅雨暴雨与高空急流关系密切,暴雨多出现在西北风高空急流的右前方或西南风高空急流的右后方。姚秀萍和于玉斌(2005)发现干冷空气侵入是梅雨湿度锋形成和维持的一个重要的动力和热力原因。徐双柱等(2005)揭示出由于急流区的强辐合与强切变,在对流层低层形成正涡度中心和强散度中心相耦合的动力结构,并极易在低空急流左侧强正涡度中心附近产生中尺度涡旋。陈丽芳和高坤(2006)指出梅雨锋呈现明显的中层锋和边界层锋两段锋的特征,中层梅雨锋区对降水的影响比边界层锋更为关键,中层锋的加强、锋坡增大趋于垂直、锋区垂直环流的加强和与高空急流锋区的上下贯通,有利于梅雨锋降水的加强。钱传海等(2007)发现强对流天气发生前高层的干冷空气倾斜状向下侵入到对流层中低层附近,对强对流天气的发生发展起了非常重要的作用。李世刚等(2007)揭示出强降水主要是由逐渐发展的强回波造成的。王芹等(2009)指出低空急流建立为暴雨发生发展直接输送了大量的暖湿空气,提供了有利的水汽条件。王海燕等(2009)得出中低层能量锋区锋生,触发对流不稳定能量释放,锋区上不断产生多个对流云团和强回波,是大暴雨重要原因之一。钱鹏等(2012)指出,高空急流的位置对暴雨的落区有明显的指示作用。

湖北省梅雨期暴雨过程频繁,前人研究表明,影响湖北暴雨的主要系统是西风槽、切变线、中尺度低涡、辐合线与低空急流等,这些系统导致低层辐合与高层辐散相配合产生强烈上升运动,引起对流不稳定能量释放,从而形成有利于强降水的触发条件。2008年7月1—2日的一次暴雨过程中,湖北西北部和东北部降水差异明显,给预报造成很大难度。为进一步提高类似暴雨过程的预报水平,利用地面自动站资料和NCEP提供的高时空分辨率的GFS(Global Forecast System)0.5°×0.5°再分析资料,对这次暴雨过程中西北部和东北部降水差异成因进行了分析。

1 降水概况

2008年7月1日08时—2日08时(北京时,下同),受西风槽东移影响,湖北北部出现一次大暴雨天气过程,其中红安出现有气象记录以来最强的一次特大暴雨。该过程从湖北西北部开始,然后东移并不断加强。7月1日08时—2日08时湖北24 h雨量超过50 mm的有10个站,其中安陆、孝昌、红安、麻城出现了大暴雨(图1)。

湖北省自动雨量站资料显示,这次强降水过程于1日15时从房县开始发生,1 h雨量为21.9 mm,然后向东发展,强度加强。1日16—18时,襄阳累计降水67.5 mm,襄阳降水强度大,但持续时间较短,只持续了2 h的强降水。2日02—08时,红安累计雨量为201.9 mm,红安不仅降水强度大,持续时间也较长。2日12时以后降水区向东移动,强度减弱。这次暴雨过程湖北西北部降水小,持续时间短,湖北东北部降水强,持续时间长,西北部和东北部降水差异产生的原因是本文研究的主要问题。

图1 7月1日08时至2日08时湖北24 h降水分布(单位:mm)Fig.1 Rainfall distribution in Hubei from 08:00 BST 1 to 08:00 BST 2 July(units:mm)

图2 2008年7月1日14时(a)、20时(b)、2日02时(c)、08时(d)200 hPa高空急流(单位: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

暴雨与高空急流关系密切,暴雨多出现在高空急流的入口区的右侧或是出口区的左侧。分析此次过程高空急流的配置(图2),可以看出,7月1日14时(图2a),河南地区有高空急流生成,湖北西北部位于高空急流轴右后侧,由于高空急流右后侧空气强烈辐散,使低层空气强烈辐合上升,从而鄂西北降水开始发生;1日20时(图2b),高空急流东移发展加强,降水区向东移动到襄阳附近,降水强度有所增强,而湖北西北处在后一个高空急流右前方,不利于降水形成,降水减弱;2日02时(图2c),前一个高空急流继续东移,湖北东北部位于高空急流右后侧,强降水发生,后一个高空急流加强,西北部位于此高空急流右前方,引起西北部高层辐合,低层辐散,产生下沉运动,不利于西北部降水持续发生,因此湖北西北部降水很快结束;2日08时(图2d),前一个高空急流位置稳定,湖北东北部一直在高空急流轴的右后侧,这使湖北东北部一直处在高层辐散,低层辐合的上升区,从而在湖北东北产生长时间的强降水。

图3 2008年7月1日14时(a)、20时(b)、2日02时(c)、08时(d)850 hPa流场(流线)和风速(阴影区表示风速大小;等值线为风速大于20 m·s-1的低空急流,单位: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流场和低空急流可以发现,7月1日14时(图3a),在湖北西北部偏北风和偏南风交汇,形成低层辐合线,降水发生在南北风辐合处;1日20时(图3b),辐合线东移,降水随之东移;另外,西南急流加强,降水区位于急流左侧;2日02时(图3c),冷空气东移南下,西南急流加强,急流核中心风速达到24 m·s-1,安徽北部与河南交界的地方形成了一个中尺度低涡,在低涡底部形成水平方向的切变,东北部强降水开始;2日08时(图3d),中尺度低涡消失,但西南急流进一步加强,中心达到28 m·s-1,湖北东北部仍处在西南急流中,降水持续。

以上分析表明,此次湖北北部自西向东的降水过程与低空急流的生成、发展密切相关。西北部的降水发生在低空急流发展前期,主要是由于北面冷空气南下和西南暖湿气流交汇产生的短时的降水,降水时间短,当冷空气南下控制湖北西北时,降水就结束了;而东北部的降水发生在低空急流加强时,强的低空急流为东北部的降水提供了动力和水汽条件,使降水持续时间较长,强度强。另外,湖北东北部的强降水发生与低层中尺度低涡的形成密切相关,低涡形成后,在低涡底部形成水平方向的切变,风场辐合,造成东北部强降水。

2.3 高空急流与低空急流耦合关系

分析经向环流可以发现,7月1日14时(图4a),湖北西北部位于高低空急流右后侧,在襄阳附近形成强上升气流,暴雨发展;到了20时(图4b),由于前一个高空急流东移,湖北西北部位于后一个高空急流右前方,高层辐合,低层辐散,在襄阳上空形成下沉气流,强降水很快结束。当高低空急流在湖北东北部耦合时(图4c),在31～35°N形成一个次级环流,红安及其北部形成一个明显的上升气流,强降水在湖北东北发生;当低空急流加强(图4d)在红安地区出现了强的上升运动,强降水持续发生。

图4说明湖北西北部降水仅有高空急流的作用,但当高空急流东移,襄阳的强降水随之结束,而湖北东北部强降水是在高低空急流耦合下发生发展的,耦合持续时间长,在耦合过程中,低层低空急流以及低涡相应发展。

图4 经向风(单位:m·s-1)和垂直速度(单位:10-2 m·s-1)的垂直剖面 a.7月1日14时沿襄阳(112°E);b.7月1日20时沿襄阳(112°E);c.7月2日02时沿红安(114.5°E);d.7月2日08时沿红安(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 物理量诊断分析

3.1 水汽通量散度

分析925 hPa水汽通量散度可以发现,7月1日14时(图5a),水汽通量散度辐合区位于房县到襄阳一带,与强降水落区一致;到了1日20时(图5b),辐合区东移南压到钟祥、随州一带,强降水区随之东移南压,而湖北西北部转变为辐散区,降水迅速减弱结束;2日02时(图5c),水汽通量散度辐合区控制湖北东北部,东北部强降水开始发生;2日08时(图5d),红安附近水汽通量散度辐合区维持,且中心强度增强,因此,水汽在红安地区集中,为该地区强降水提供了充足的水汽条件。

图5 2008年7月1日14时(a)、20时(b)、2日02时(c)、08时(d)925 hPa的水汽通量散度(单位: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 对流有效位能

对流有效位能(CAPE)对强对流的发生有较好的指示意义,分析暴雨过程的CAPE变化可知,7月1日14时(图6a),湖北西北部房县—襄阳一带存在CAPE值大值带,中心值达到了1 800 J·kg-1,到了1日20时(图6b),西北部CAPE大值带迅速减小,随着不稳定能量的释放,在湖北西北部产生短时的强降水,20时以后,西北部CAPE值很小,说明再没有不稳定能量的堆积,因此,西北部的强降水很快就结束了,维持时间较短;而湖北东北部一直存在CAPE高值区,1日14—20时,不稳定能量积累,CAPE值有所增加,2日02时(图6c),CAPE开始下降,不稳定能量释放,湖北东北部暴雨开始,到了2日08时(图6d),东北部CAPE值继续下降,但仍然存在一个高值带,说明东北部从2日02—08时一直有不稳定能量释放,为长时间的暴雨提供了有利条件。

图6 2008年7月1日14时(a)、20时(b)、2日02时(c)、08时(d)地面对流有效位能(单位: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 散度和涡度

强降水发生高层是有明显的辐散,在其动力作用下会产生强烈的大气上升运动,有利于云团和强降水的发生、发展和维持。7月1日14时(图略),在湖北西北部高空有正的辐散区,对应西北部的降水;20时,高空正的辐散区东移到湖北中部,对应钟祥附近产生强降水;2日02时,正的辐散区继续东移到湖北东北部,且辐散区中心移动到东北部,中心强度达到15×10-5s-1,对应红安附近的强降水,并且一直稳定维持在红安地区,使红安地区不断有强烈上升运动,强降水维持。

图7 2008年7月1日14时(a)、20时(b)、2日02时(c)、08时(d)925 hPa散度(等值线;单位:10-5 s-1)和涡度(阴影区;单位: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 锋生函数分析

为更好地了解此次东西部降水差异的成因,计算了锋生函数(公式略)。考虑到假相当位温在湿绝热过程中的特性,这里取假相当位温为气象参数,经典的锋生函数(Hoskins and Bretherton,1972；Kato,1989)包括非绝热项(F1)、水平辐散项(F2)、水平变形项(F3)和与垂直运动有关的倾斜项(F4),由于F1难以精确计算,故没有考虑(夏茹娣等,2006;丁治英等,2010)。当锋生函数各项大于零时,有利于锋生。而锋生的结果是锋区加强,从而有利于辐合上升运动的加强,促使降水产生。

图8a为7月1日14时沿着112°E(襄阳)的F2场,图中假相当位温线在32～36°N随高度向北倾斜,500 hPa附近存在假相当位温线密集带,低层有锋区,锋区的南缘位于32°N附近,F2在中层500 hPa有一个大值中心,相对于前一个时次(图略)明显加大,低层有锋区,中层有锋生,房县附近降水随之加强,降水主要位于假相当位温锋区的南部。图8b为7月2日02时沿114.5°E(红安)的F2场,图中500 hPa附近有两处假相当位温密集带,一处在29～31°N随高度向南倾斜,锋区的北缘在31°N附近,F2在中层锋区有一个大值中心,相对于前一个时次(图略)加大,锋区北缘降水随之加强,降水主要位于假相当位温锋区的北部暖区中,这时的强降水主要为暖区降水;另一处在32～36°N随高度向北倾斜,锋区的南缘在32°N附近,锋区中锋生不明显,降水位于锋区的南方。F3场(图略)与F2场存在类似的分布。向北倾斜的锋区与高空槽后冷空南下有关,在西北部降水中,使500 hPa产生锋生,降水随之增强,而较强的冷空气使锋面移动加速,所以西北部强降水很快就结束了。东北部主要是在南部的锋区存在锋生,这与南部的西南气流和副热带高压有关,西南气流的加强和副热带高压稳定少动,使东北部冷暖空气长时间对峙,在暖区产生了长时间的强降水。

图8c、d分别为7月1日14时沿着112°E(襄阳)、2日02时沿着114.5°E(红安)的F4场,1日14时F4场没有明显的锋生中心,2日02时F4场与F2场存在类似的分布,但在数值上比F2和F3大的多,说明在东北部降水中,中层锋区中存在一个强的F4锋生中心,这是东北部强降水关键。

综上所述,西北部和东北部的差异主要是体现在中层锋生的位置和倾斜项的差异。西北部锋生位于随高度向北倾斜的锋区中,冷空气南下,强降水很快结束;东北部锋生位于随高度向南倾斜的锋区中,冷空气和稳定的副热带高压外围西南暖湿气流对峙,并且产生强的倾斜项锋生,有利于长时间强降水。

图8 2008年7月假相当位温的垂直剖面(等值线,单位:℃;图a、b中阴影区为水平辐散项F2,图c、d中阴影区为倾斜项F4,单位:10-10 K·m-1·s-1;图a、c中黑色三角表示襄阳纬度;图b、d中黑色三角表示红安纬度) a.1日14时沿112°E;b.2日02时沿114.5°E;c.1日14时沿112°E;d.2日02时沿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 结论与讨论

本文通过对2008年7月1—2日一次暴雨过程中湖北东北部和西北部降水差异成因分析,主要得出了以下结论:

1)降水差异与高低空急流配置有关。西北部的降水发生在高、低空急流发展时期,急流强度较弱,移动较快,因此西北部降水强度不强,并且又由于西北部位于后一个高空急流的右前方,高层辐合,低层辐散,产生下沉运动,不利于西北部降水持续发生,导致湖北西北部降水很快结束,降水时间短,强度弱;东北部降水发生在高、低空急流稳定时期,高空急流为东北部降水提供了辐合上升运动的条件,低空急流为东北部降水提供了动力和水汽条件,使降水持续时间长。且湖北东北部降水是在高低空急流耦合下发生发展的,降水时间长,强度大。另外,湖北东北部的强降水发生与低层中尺度低涡的形成密切相关,低涡形成后,在低涡底部形成水平方向的切变,风场辐合,造成东北部强降水。

2)降水差异与925 hPa水汽通量散度演变有关。由于,水汽输送在湖北西北部集中的时间短,提供的水汽有限,所以,强降水在西北部持续时间较短;而在东北部集中地时间长,为东北部降水源源不断的提供水汽,使东北部出现长时间的强降水。

3)降水差异与不稳定能量演变有关。在湖北西北部,不稳定能量释放的快,强降水的时间短;而在东北部,一直存在不稳定能量释放,强降水持续时间长。另外,东北部天气尺系统猛烈发展,激发起强的重力波,重力波激发了上升运动的发展,有利于红安的强降水发生。

4)降水差异与锋生有关。分析锋生函数发现湖北西北部和东北部的中层锋生位置和倾斜项存在差异。西北部锋生位于随高度向北倾斜的锋区中,随着冷空气南下,强降水很快结束;东北部锋生位于随高度向南倾斜的锋区中,冷空气和稳定的副热带高压外围西南暖湿气流对峙,并且产生强的倾斜项锋生,有利于东北部长时间强降水。

陈丽芳,高坤.2006.梅雨锋结构的数值模拟[J].气象学报,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.2010.一次梅雨期暴雨与中层锋生、β中尺度小高压的关系[J].大气科学学报,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).

韩桂荣,何金海,梅伟.2008.2003年江淮梅雨期一次特大暴雨的研究——中尺度对流和水汽条件分析[J].气象科学,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.

李麦村.1978.重力波对特大暴雨的触发作用[J].大气科学,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).

李世刚,梁涛,彭盼盼,等.2007.“07.5”湖北大暴雨的中尺度系统及降水成因分析[J].暴雨灾害,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,王坚红,等.2015.江淮流域梅雨锋暴雨南北雨带干冷空气侵入作用的对比研究[J].大气科学学报,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).

钱传海,张金艳,应冬梅,等.2007.2003年4月江西一次强对流天气过程的诊断分析[J].应用气象学报,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).

钱鹏,蒋薇,孔启亮,等.2012.一次持续大范围暴雨过程诊断分析[J].气象科学,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,李耀东,高守亭,等.2007.一次江淮暴雨的数值模拟及暴雨落区的诊断分析[J].气象科学,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,张文,王珏,等.2009.2009年6月28—30日湖北区域性大暴雨诊断分析[J].暴雨灾害,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”襄樊罕见特大暴雨的中尺度观测特征与物理机制分析[J].暴雨灾害,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,张兴强.2002.梅雨暴雨与高空急流的统计与动力分析[J].南京气象学院学报,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,赵思雄,孙建华.2006.一类华南锋前暖区暴雨β中尺度系统环境特征的分析研究[J].大气科学,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).

徐双柱,沈玉伟,王仁乔,等.2005.长江中游一次大暴雨的中尺度分析[J].气象,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年梅雨期干冷空气的活动及其对梅雨降水的作用[J].大气科学,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).

张瑞萍,马旭林,盛文斌,等.2014.2011年6月江淮梅雨暴雨主要影响系统特征[J].大气科学学报,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).

赵娴婷,魏建苏,朱定真.2011.急流在梅雨期持续暴雨过程中的作用[J].气象科学,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,周伟灿,张海霞.2001.高低空急流耦合对长江中游强暴雨形成的机理研究[J].南京气象学院学报,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).

(责任编辑：孙宁)

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

国家自然科学基金资助项目(41105073)

舒斯,工程师,研究方向为中短期天气预报,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,韩芳蓉,许建玉.2015.一次暴雨过程中湖北西北部和东北部降水差异的成因分析[J].大气科学学报,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).