罗建英[1]2003年在《梅雨锋急流暴雨日变化的地理原因研究及地形对低空急流日变化影响的数值模拟》文中研究说明包括急流暴雨在内的梅雨降水存在显着的日变化。过去曾从低空急流日变化等一些梅雨系统的内部联系寻求解释。本文通过实例分析、气候比较和数值模拟认为：梅雨降水日变化的根本原因是东亚低层大气温度场日变化的区域性差异，造成这种差异的基本原因又包括两个方面，一是东亚特殊的地形构造，二是梅雨期内特殊的云区分布。由于梅雨云带的存在，梅雨锋低压槽内温度日变化很微弱；由于梅雨系统四围高大地形的存在，梅雨锋低压槽南北两侧温度日变化非常明显，使南海副高和中纬度变性高压在夜间增强，梅雨锋低压槽也在夜间变深、变窄，改变了早、晚时刻梅雨系统的相对强度和降水功能，导致降水日变化。低空急流等系统的日变化是梅雨天气系统内，低层气压场形势出现日变化后发生的众多中间变化过程之一。气候分析表明低层温度场日变化的区域性差异是东亚梅雨季节经常存在的一种气候现象。利用非静力中尺度数值模式MM5V3.5成功地模拟了“98．7”持续性暴雨过程中气压场形势的变化和降水现象以及低空急流的日变化现象。模拟结果表明，当模式中考虑了南岭山脉地形时，低空急流在05时达到最强盛状态，在14时达到最弱状态。而当模式中仅仅去掉南岭和武夷山山脉地形后，低层大气温度场日变化的区域性差异明显变弱，梅雨低压带南侧原南岭山脉所在地的温度日较差明显减小，使得梅雨低压槽与华南地区之间的南北向水平温度梯度和水平气压梯度的日较差显着变小，导致华南低空急流日变化的显着减弱。说明南岭山脉的存在对华南低空急流的日变化具有非常明显的推动作用。
赵玉春[2]2007年在《热带扰动引发华南前汛期暴雨的机理研究》文中研究表明利用多种观测资料，通过天气学分析、位涡反演、动力学和热力学诊断，并结合中尺度数值模式WRF进行数值模拟和敏感性试验，对一次热带扰动引发的华南前汛期暴雨典型个例进行了细致的研究，探讨了热带扰动及其伴随着的深厚湿对流系统的动力热力结构、热带扰动发展的物理原因以及暴雨的形成机制。结果发现：(1)热带扰动中心为高假相当位温结构、辐合和涡旋特征主要位于对流层低层、正涡度柱和非绝热加热柱向北倾斜，加热柱两侧存在热力直接或间接的中尺度次级环流，低层辐合区和上升运动区位于热带扰动的北侧或东北侧。深厚湿对流发生在扰动系统的北侧或东北侧，强上升气流在对流层中下层从东南向西北倾斜上升，达到对流层高层之后以西南气流的形式向外辐散。湿对流系统在700-400hPa平均气流的动力引导下向下游移动。(2)大气内部动力过程并不能导致热带扰动快速发展，而非绝热加热才是热带扰动和暴雨中尺度系统发展的主要物理机制。降水凝结加热反馈对热带扰动系统发展和暴雨的形成最为重要，其次为边界层过程加热，地面热通量的作用次之，辐射的直接加热作用最小。(3)非绝热物理过程对热带扰动发展影响的主要物理途径为：非绝热加热制造了对流层中、低层(边界层)的位涡，使对流层中、低层高度场降低，对流层中高层高度场升高，形成对流层中低层中尺度低压和中高层中尺度高压的耦合发展，中低层辐合的气旋性环流和中高层辐散的反气旋性环流相配合，在对流降水区强迫出上升运动，使热带扰动系统进一步发生发展。(4)热带扰动引发华南前汛期暴雨的物理机制为：在有利的天气尺度背景条件下，对流层低层南支槽区的正涡度分离影响南海热带洋面(或南海热带洋面有残留的正涡度扰动)，在南海北部洋面形成弱的气旋性扰动。之后在南海洋面潜热、感热通量以及边界层的热通量作用下，热带扰动进一步发展，天气尺度强迫加强，促使热带扰动区爆发深厚的湿对流，对流爆发后对热带扰动存在正反馈效应。热带扰动增强后在对流层中层引导气流的作用下快速向北推进影响华南地区，此时低空急流增强、水汽输送加大，天气尺度强迫的上升运动使中尺度对流发生、发展和维持，从而引发华南暴雨。当暴雨中尺度对流系统移动到华南中尺度地形上空时，地形迎风坡的动力强迫抬升以及喇叭口地形的机械夹挤作用形成的地形性辐合增强暴雨，降水凝结加热对热带扰动和中尺度暴雨系统存在正反馈作用。(5)热带扰动引发华南暖湿区暴雨短期预报的着眼点如下：首先要关注华南以南低纬地区低层的气旋性风向和风速扰动，扰动系统的大风轴是否与大气可降水量高值带相重合；其次分析天气尺度环境场是否有利于扰动系统快速发展，警惕扰动系统在伴随有深厚对流系统活动时可能快速增强；最后分析对流层中层环境气流的方向，了解是否存在热带扰动和深厚湿对流系统北上影响华南的引导机制。湿对流暴雨发生在低层扰动系统大风轴前端的辐合区中。
闫冠华[3]2013年在《太行山脉对华北暴雨影响的研究》文中研究说明本文基于中国台站逐日降水观测资料及再分析资料,对华北地区夏季降水的时空分布及平均环流特征进行了分析,对比了太行山脉两侧暴雨量级、频次及水汽收支等的差异。根据太行山暴雨落区、强度及移动等特征,结合暴雨天气预报经验,对太行山影响下华北地区暴雨过程进行了分型和典型个例挑选。对分型典型暴雨个例进行了诊断,分析了不同型态下暴雨过程中环流形势及演变特征,找出了主要的影响天气系统,建立了不同分型暴雨的天气学模型,为不同分型暴雨预报提供了预报着眼点。利用中尺度模式(wRF)和区域气候模式(RegCM3),对不同分型下典型暴雨个例进行了数值模拟,设计了多种地形敏感性试验方案,分析了地形变化后天气系统物理量场的变化以及降水强度、落区、移动等特征。得到的主要结论如下：(1)华北地区夏季降水经历了相对湿润期、过渡期和干旱期,太行山脉以西地区降水量明显小于山脉以东地区,暴雨发生频次也明显低于山脉以东。(2)根据太行山暴雨落区、强度及移动等特征,将华北夏季暴雨分为太行山以东暴雨型、太行山以西暴雨型、太行山区暴雨型、太行山两侧暴雨型、暴雨过山时减弱型五种型态。典型个例排查表明,太行山以东暴雨型出现概率最高。(3)不同暴雨分型下天气形势配置各不相同：太行山以东暴雨型A类一般发生在副热带高压偏东偏南,西北地区有冷槽或低涡东移的背景下,且低层切变线、急流等系统在过太行山后明显增强,由于偏东气流向西流动的过程中受太行山的阻挡,在地面形成中尺度辐合线或切变线；太行山以东暴雨型B类暴雨发生在块状副高控制华北东部的背景下,副高脊线位置偏北,副高底部的中低层有东南急流向华北输送水汽并沿太行山东坡强迫抬升而形成暴雨；太行山以西型暴雨发生在副高位置偏西偏北,而西风槽东移受阻的背景下,山西大部分地区不稳定能量大,受地面中尺度系统和地形的强迫抬升而产生暴雨天气；太行山区型暴雨发生在副高非常强大,我国西北到东南均受高压控制,华北处于高压北侧,西风带有槽东移的情况下,以山区局地对流性暴雨为主；太行山两侧型暴雨过程一般发生在东西带状的副高较强,中高纬西风槽多波动,中低层西南或东南急流强盛且太行山东坡对东南急流强迫抬升的背景下；过山时减弱型暴雨发生在副高位置偏强、偏西,并且不断向西向北移动,而西风槽在东移时减弱北收的背景下。(4)数值试验表明,太行山等地形在暴雨天气过程中起着非常重要作用,改变了天气系统中各种物理量场,从而影响暴雨的落区、强度和移动等。对于不同型态暴雨过程,地形的作用有不同的体现,在太行山以东型A型和B型暴雨过程中,山脉的抬升作用导致垂直环流发生变化,上升运动及低层辐合的强度发生变化,从而影响了降水的强度,山脉的阻挡作用减慢了降水系统的移动速度,从而改变了暴雨中心的落区。太行山地形是山区型暴雨形成的主要原因。
汪会[4]2014年在《华南和江淮地区夏季风期间降水和对流的一些统计特征和个例研究》文中指出以往关于亚洲-太平洋夏季风的研究主要集中于大尺度环流、天气系统和降水分布，而对其降水和对流特征的研究很少，尤其对东亚夏季风降水和对流特征的研究更少。本研究是对东亚夏季风降水特征和对流特性的研究的一个补充，以东亚夏季风区内南北相邻的两个子区域——中国东南部的华南和江淮地区为研究区域，利用多年的热带测雨卫星（TRMM）资料、地面降水资料对比分析了华南和江淮地区季风降水活跃期的降水特征和对流特性来揭示东亚夏季风季节性北进时季风降水系统的变化特点，并且还分别对比了两个地区从季风降水前期、活跃期、停滞期到后期的降水特征和对流特征的季节内变化来研究降水系统的季节内变化特点。同时也研究了夏季风影响下华南和江淮地区极端对流的特征，基于多年TRMM资料统计了中国东南部地区极端对流的地理分布和日变化特征，并对重点区域江淮平原地区的极端宽对流（相邻的高于40dBZ且有近地面降水的回波面积1000km2）的天气形势分类和地面强对流天气现象特征。最后利用华南季风降水试验（SCMREX）收集的丰富观测数据分析了2013年5月10日发生在广东西部沿海地区的一次极端强降水过程的发生发展过程和机制、以及对流特性。主要结论如下：（1）通过对比分析1998-2010年华南季风降水活跃期和江淮梅雨活跃期的降水特征和对流特性可知，华南季风降水活跃期和江淮梅雨活跃期的降水特征和对流特性的差异与这两个地区的地形特征、环境大气条件和主要天气系统有密切的关系。一方面，江淮梅雨活跃期降水系统的对流强度更强是与该地区降水系统发生时伴随着更多和更强的地面锋面和850hPa低涡是一致的。另一方面，华南季风降水活跃期降水系统的发生频率和总累积降水量更多，这主要是由于华南地区内有更多山脉地形和更临近海洋的原因。（2）通过对比分析1998-2010年华南和江淮地区从季风降水前期、活跃期、停滞期到后期的降水特征和对流特性的季节内变化特征，发现华南和江淮地区这四个时期的降水在形成机制上存在着尺度差异：季风降水活跃期和前期降水系统的形成更多地与大尺度天气系统（动力驱动）有关，而季风降水后期和停滞期降水系统的形成则更多地决定于太阳加热造成的局地不稳定（热力驱动）。这种形成机制的尺度差异可以用来解释季风降水后期和停滞期降水系统的面积比其他两个时期较小，以及季风降水后期的对流系统的日变化有明显的午后峰值。（3）利用1998-2010年TRMM资料定义了两种类型的极端对流：基于对流强度因子和基于对流叁维回波结构（深对流、宽对流和宽广层云）的极端对流，并分析了中国东南部地区极端对流的地理分布和日变化，发现江淮平原地区是中国东南部地区夏季风期间各种类型极端对流（宽对流层云除外）最大面积的发生频率极大值中心。从日变化来看，极端深对流和基于对流强度因子定义的极端对流都有一个明显的午后峰值，而极端宽对流有凌晨和午后两个峰值，说明它们有着不同的形成机制。对比极端深对流，极端宽对流有更大的面积和更强的降水强度，这主要是由于极端宽对流对应有更有利于大面积强降水发展的大气环流条件，但深对流有更强的对流不稳定条件。（4）基于ERA-interim资料提供的500hPa高度场资料，并利用客观分析方法将1998-2010年夏季风期间江淮平原地区的极端宽对流的天气形势分为叁类：深槽控制型、副高维持型和台风影响型，其中副高维持型是最常见的。深槽控制型出现最早（5月），副高维持型在7月上半月出现最频繁，台风影响型主要在7-8月。几乎所有的极端宽对流都对应有雷暴出现，这主要是与CAPE大和水汽充足有关。在这叁种天气型中，深槽控制型出现时江淮平原地区大气最干冷，因此造成了其短时强降水发生最少。大风在深槽控制型发生最频繁，这主要是与该天气型的中、低层的空气湿度差异最大有关。冰雹在这叁种天气型中很少发生，这是由于叁种天气型的江淮平原地区太湿润，以及副高维持型的零度层高度过高（>5km）造成的。（5）对SCMREX期间2013年5月10日造成广东西部沿海地区的极端降水（19小时累积降水量为451mm）的一次长生命史的中尺度对流系统发生发展过程进行研究表明：该暴雨发生的天气条件特征是小对流抑制能量、中等对流有效位能、中等可降水量、低抬升凝结高度以及缺少来自热带洋面的低空急流。在中尺度对流发展的早期和成熟阶段都是重复的对流后向建立和持续地向东北方向移动的对流单体回波火车列。然而这两个阶段对流触发和维持的机制以及对流的组织形态是有差异的：在对流发展的早期阶段（午夜到清晨），近地层的东南风和南风受到龙高山和鹅凰嶂（最高海拔高度分别为800和1300m左右）东侧的抬升作用而持续地触发对流，对流产生后向东北方向移动，因此形成了两条准静止的雨带；在对流发展的成熟阶段（清晨到下午），降水造成的冷池出流边界上一直重复触发产生新对流，并形成了几条雨带，这些雨带最开始是准静止的，几个小时后向东移动。每条雨带都是由向东北方向移动的对流单体火车列和在东北方向的层状性降水区组成的。在对流消散阶段，一条从西边移来的强盛飑线系统自西向东影响广东西部沿海地区，历经3.5个小时，但是对总降水量的贡献只有10%-15%。总体来说，地形、近地面风场和降水产生的冷池出流在这次暴雨中尺度对流系统的初生和维持过程中起着重要的作用。
慕建利[5]2009年在《陕西关中强暴雨中尺度对流系统研究》文中研究表明暴雨一直是业务天气预报服务重点,更是预报难点,在陕西汛期日常预报中暴雨预报就有失败或不理想的状况,因为受特定地理环境影响,陕西暴雨具有历时短、强度大、局地性和突发性强的特征,大气环流表现为不同的形势。所以,要做好陕西的暴雨预报,不仅要研究其普遍性,还要研究其特殊性,加强预报的针对性和预见性,有助于做好防灾减灾等预报服务。2007年8月8—9日陕西关中暴雨天气过程历时短、强度大、突发性强为历史罕见,暴雨发生前影响系统不明显,关中处于中纬度高压坝控制之中,南部没有急流存在,没有明显的水汽和能量输送,给暴雨的预报带来极大的困难,加之对该类暴雨研究极少,预报员很难找到暴雨预报的着眼点,从而使暴雨的预报出现了较大的误差。为了揭示该类暴雨的发生发展规律,提高该类暴雨的预报准确率,本文以此暴雨个例做为研究对象。在过去研究和实际业务天气预报中发现,研究中NCEP资料等虽然有较好的预报能力,但在时效和获取方面有时存在问题,难于在实际中及时应用,影响研究的应用效果,T213资料对陕西暴雨是有一定的预报能力,产品及时有效,在实时业务天气预报中使用方便。所以,本文综合利用T213(0.5625°×0.5625°)资料和近年来高时空分辨率观测资料(包括地面区域逐时加密观测资料、分钟降水资料、FY—2C卫星、多普勒雷达资料以及分钟地闪等资料),通过天气学分析、动力和热力诊断、数值模拟等方法,对上述个例进行了细致的分析研究,总结了该类强暴雨发生发展的有利环境背景,分析了其形成的可能原因,揭示了强暴雨中小尺度对流系统的发生发展规律、叁维结构,特别是暴雨过程中叁个大暴雨中心的MβCS(MγCS)的细微结构特征,为该类强暴雨的短时临近预报预警提供思路和预报着眼点。主要结论有:1、“07.8”关中强暴雨是在高中低空有利的环流配置下,不同纬度天气系统共同作用的结果,对流层中层青藏高原高压和西太平洋副热带高压形成的高压坝在陕西中部断裂对暴雨的形成至关重要,它与低层东西向切变线和高层西风急流入口区右侧发散场的相互配合为强暴雨的形成提供了有利的大尺度环流背景。2、关中周围水汽的集中为暴雨形成提供了水汽和位势不稳定条件,水汽的聚集是通过偏东气流的输送实现的,而水汽的快速变化形成关中暴雨的突发性和历时短而强的特征;强降水的发生和减弱与水汽的局地变化、水汽平流和近地层水汽的增加和减少密切关联。高空反气旋涡度的发展形成强烈的“抽吸作用”和次级环流圈是暴雨形成的动力机制。3、关中强暴雨过程的东西向雨带与秦岭山脉和关中地区喇叭口地形有关,雨带上的降水非均匀分布,强暴雨集中在岐山、礼泉和高陵叁个中心,它们是由一个MαCS的发生发展产生的,MαCS又是由2个MβCS合并发展而成,其内部对流单体的发展合并和独立加强形成不同的降水中心,这些对流单体的发展是由地面中尺度辐合系统产生的,强降水落区与地面中尺度辐合系统有很好的对应关系。4、地闪的发生和急剧增加对暴雨发生和发展加强有很好指示意义,初闪的发生提前于强降水发生,地闪急剧增加与降水强度猛增密切关联,负地闪发生密集区是未来强降水发生区。5、非静力中尺度WRF模式能成功地模拟出关中地区的突发性强暴雨过程。模拟结果表明,此次强暴雨与一个中α尺度低涡的生成密切相关,其内部强烈发展的中β(或中γ)尺度对流系统直接产生了岐山、礼泉、高陵强暴雨中心的对流降水。产生这3个强暴雨中心的MβCS有不同的流场、动力、热力垂直结构。在日常天气预报中,把握这些结构特征,为预报提供参考。垂直结构上,中低层不同的方向和不同层次的气流流入中β尺度降水云塔,在不同高度上形成了不同的垂直环流支,云塔中的上升气流一直伸展到200 hPa(或150 hPa)后向东南、东北流出。动力、热力垂直结构上,歧山暴雨中心450 hPa以上为强辐散,450 hPa以下暴雨中心南、北两侧结构相反,南侧为弱辐散、辐合,北侧为辐合、弱辐散。垂直上升运动先向南、后向北倾斜、再直至对流层顶;涡度柱与相当位温的双高能、双重不稳定层结柱和中层两个暖心、上下冷心的温度柱互相耦合。礼泉和高陵暴雨中心:整层强上升运动柱与强散度柱和正涡度柱耦合;礼泉上升运动柱是一个高、低层冷而中上层强暖心的近饱和水汽柱,具有典型“鞍”型场的不稳定层结结构;高陵暴雨中心南缘550 hPa以下是强能量和温度离差锋区,其上空400 hPa以下为近饱和的水汽柱。根据上述研究结果,可以得出关中该类强暴雨短时临近预报预警的着眼点:1)500hPa上空,中纬度地区为青藏高原高压和副热带高压形成的高压坝控制时,高压坝能否断裂形成切变线是暴雨预报的关键;高空南亚高压东北侧发散流场的形成对暴雨的发生有指示意义。2)水汽的局地变化、水汽平流和近地层水汽的增加和减少对该类暴雨的发生发展和减弱消亡有较好的指示意义。3)根据初闪发生的时间、负地闪发生密集区和地闪的急剧增加可估计未来强降水可能发生的时间、地点和强度。4)将卫星、地闪和雷达资料以及NWP与引导气流和地面中尺度系统等结合起来,分析推断未来MCS的发展演变,可以提前短时临近预报预警的时效。今后还应当不断地对产生陕西暴雨的特殊个例进行分析研究,使预报人员对暴雨发生发展的规律有更多的认识,从而提高暴雨预报的准确率。
周静, 郑永骏, 苗春生, 罗亚丽[6]2017年在《梅雨锋强降水与低空急流日变化的观测分析和数值模拟》文中指出利用地面加密自动站逐小时观测资料和ERA-Interim再分析资料,分析了2011年6月江淮流域的5次强降水过程和西南低空急流的日变化特征。发现强降水的日变化与西南低空急流的日变化一致:02—08时增强,14时减弱。这主要是由于夜间边界层内的惯性振荡,导致西南低空急流增强从而使得梅雨锋水汽通量辐合增强,降水增强;而白天由于边界层混合摩擦力增大,致使西南低空急流减弱或消失,降水减弱。WRF数值模拟试验不仅重现了观测的日变化特征,而且证实了江淮暴雨和西南低空急流的日变化主要是由非地转风的日变化造成:白天边界层混合强,风为次地转;而夜间边界层混合消失,气压梯度力和科氏力平衡的惯性振荡使得风为超地转。
谌芸[7]2004年在《青藏高原东北部地区大到暴雨天气过程的研究》文中研究指明青藏高原东北部地区位于高原东北侧边坡地带，是地形高度陡然下降的地区，也是高原天气系统与西风带天气系统较多发生相互作用的地区，由于特殊的地理位置、地形和下垫面条件，产生的大到暴雨天气突发性强、时效短，具有独特的高原特征。传统的天气学和统计方法对这样的突发事件的发生发展机制难以确定，找不到这些突发性灾害天气形成的相应判据，令预报员十分困惑，至今高原地区大到暴雨的预报准确率都很低。本论文试图采用诊断方法、诊断和天气动力学理论相结合的方法、数值模拟等方法对高原地区大到暴雨的天气、气候特征，暴雨产生时的物理量场特征、产生暴雨的中尺度系统的发生机理和结构特征等方面进行研究，对迭加在高原上的中尺度地形、高原东北部特殊的外流河谷地形及复杂下垫面性质对暴雨的可能影响进行数值试验，以揭示高原暴雨发生发展的物理机制。论文中高原地区的大到暴雨是指24h降水量≥25.0mm的降水，若同日有3个或3个以上站点出现大到暴雨时则称为1次区域性大到暴雨。 本文首先利用NCEP时间间隔为6小时的1°×1°的格点资料、更全面、更为完整的常规探测资料和高原地区布设的自动气象站资料、新一代多卜勒天气雷达资料、卫星云图资料等对高原东北部地区大到暴雨的天气、气候特征及大尺度环流背景进行分析，形成对高原暴雨的整体认识，并为以后的数值模拟提供大尺度环流背景及依据，分析中发现： 1、高原东北部地区大到暴雨的分布明显受到地形影响，年降水量和大到暴雨次数自东向西呈阶梯性递减趋势，分别在高原东北部的外流河谷地区和四川北部地区存在大值中心。四川北部地区的暴雨容易理解，高原东北部外流河谷多暴雨的原因值得研究。外流河谷地区两侧山脉的年降雨量较大，年均大到暴雨日数较多，河源处相对较小，具有河谷地形的特点。 2、高原东北部地区大到暴雨的特点是单站暴雨多，落点分散，很少有成片的大范围的暴雨发生，局地性强，时间短，强度大。出现时段集中在6～9月，7、8月最多。大到暴雨日数和站数具有明显的年代际变化特征，近十年来区域性大到暴雨次数增加，具有夜发性的特点且暴雨的相对强度较大，也是暴雨灾害频发的地区。 3、西太平洋副高、南亚高压、低纬系统、高空急流、低空大风速轴；西风槽和高原槽、低涡、冷锋、青海湖锢囚锋以及中尺度低压、青海热低压、切变线与辐合线、中尺度云团等系统是高原东北部地区大到暴雨的主要相关系统。100hPa上的南亚高压中心强度加强，位置东西摆动预示高原地区将有降水产生，中心强度减弱，降水过程结束。南亚高压西部副型是高原东北部地区大到暴雨的主要流型。低纬系统如台风等在有利的大尺度环流背景下主要通过间接影响(环流调整等)和直接影响(水汽和热量的供给、输送等)对高原暴雨产生作用，高原东北部地区的大到暴雨几乎都伴有天气系统停滞现象。 4、高原东北部地区大到暴雨的云图特征大都为不同性质云系的迭置，可为高原及其邻近地区的暴雨预报提供重要的依据。云系的迭置可分为中、高层云系和低云云系的盛置:不同纬度云系的迭置:不同尺度云系的迭置等。在迭置区出现较强的由平流引起的非热成风涡度倾向(一2犷.v叽)，造成上升运动加大，相应的低层辐合也加大，容易满足惯性重力波不稳定发展条件(?’凡:<一4.72xl0一’“in’妈，激发暴雨系统的发生发展，产生大到暴雨。 5、过渡季节产生的大到暴雨过程大都为混合云系造成，混合云系移速慢，位置少动，强回波顶高度skm左右，强回波的水平距离在10km以内。混合云团与东移的高空槽云系相遇并迭置的大到暴雨过程，镶嵌于回波中的对流单体是造成强降水的直接系统，其尺度只有10~20km。最强回波强度达50dBz，回波顶高达12km以上，回波强度较长江流域梅雨锋暴雨及华南准静止锋降雨的回波弱，但回波顶高度略高。 然后利用全物理过程的中尺度气象模式MMS对高原的大到暴雨过程进行数值模拟，通过对暴雨过程中低层60OhPa的环境背景、降水量、降水生命期和降水总体分布随时间演变的趋势以及中尺度对流系统的雷达回波特征等方面的检验，发现MMS模式对高原大到暴雨具有一定的模拟能力。利用高分辨率模式输出结果对高原暴雨产生时的流场和物理量场特征、水汽条件等、造成高原暴雨的中一日尺度云团的发生机理和结构特征进行了分析，并针对影响暴雨的高原上的中尺度地形及高原东北部特殊的外流河谷地形进行了模拟试验，得到的结论主要有以下几个方面，预报员可以根据以下内容把握高原东北部地区大到暴雨的发生发展的特点，找到预报的着眼点，提高预报准确率。 l、高原东北部地区的大到暴雨产生时低层600hPa的流场特征是叁股气流的辐合，水汽来源有叁条。叁股气流中一股是沿阿尔金山和祁连山南下，经柴达木盆地向东移动的湿冷空气，这股气流含有一定的水汽，是高原暴雨的西北水汽源;一股是绕过祁连山在37“N附近沿河谷流域向西移动的回流冷空气;第叁股是南边的暖湿气流，其中包括高原暴雨的直接水汽源(从东部、南部洋面向雨区输送的暖湿空气)，还包括陆地水汽?
李德帅[8]2016年在《基于逐小时资料的华南地区汛期降水时空变化特征及其成因研究》文中进行了进一步梳理降水的时空变化特征及其形成机理是天气气候研究中的一个热点问题,也是深入理解洪涝灾害成因的基础。本论文针对以往日降水资料时间分辨率的局限性,利用1982-2012年高分辨率的逐小时降水资料,分区域研究了降水量、降水频数及强度、降水过程及其持续时间的时空分布特征,对比了强度与频数因子在降水量变化中的贡献;然后重点分析了华南地区(该地区降水增加最明显)降水异常变化的可能原因;进而对比了华南前汛期与后汛期的降水特征,尤其是日变化特征的差异,并进一步利用再分析数据及日循环降水模拟试验的结果,探究了华南地区降水日变化差异的可能机制。最后基于对降水发生发展机制的理解,探索构造了一个具有预报意义的综合物理指数。论文的主要研究内容及结论如下:(1)我国逐小时降水资料较完整的站点主要位于东部地区,通过对东部地区汛期(5-9月)降水时空变化特征的研究发现,大部分地区呈现出强降水增多、弱降水减少的趋势,但降水量在各强度等级的变化存在明显的区域差异,其中降水量增加最显着的区域是华南地区(因此本文选择该地区进行重点研究)。通过对比影响降水量变化的强度及频数因子发现,降水频数的变化对降水量变化起主导作用,其贡献率超过了95%,在频数变化中,又以强降水频数变化的贡献最大,这将增大洪涝灾害发生的概率。(2)为了探讨华南地区降水增加的可能原因,统计对比了20个常用物理因子与逐小时降水量的相关系数,发现逐小时降水与850 hPa涡度的相关性最强,而在影响涡度变化的各因子中,辐合辐散项的贡献最大。然后通过对气候背景场的分析,探明了华南地区降水增加的一种可能原因:即近年来西太平洋副热带高压的西伸脊点偏西,使得华南地区高层辐散加强,低层辐合及水汽输送也加强,导致对流层低层涡度增加,有利于触发更多、更强的对流,从而导致华南地区降水增加。(3)华南地区降水的集中期可分为前汛期与后汛期,研究结果表明,前、后汛期的逐小时降水特征存在较大差异,尤其是降水的日变化及持续时间:前汛期降水量的日变化呈双峰型,峰值分别出现在凌晨与午后,其中凌晨峰值的区域主要位于华南西部,这也是华南前汛期降水的一个独特之处,降水强度较小,持续时间较长,且降水的峰值时刻存在自西向东的位相延迟特征(主要位于112°E以西);而具有午后峰值的区域主要位于华南东部,降水强度较大,持续时间短;后汛期降水在华南西部与东部地区均出现午后峰值,虽然在110°E以西依然具有峰值时刻的位相延迟特征,但比前汛期明显偏弱。(4)为了研究华南地区降水日变化的原因,利用再分析数据和中尺度模式WRF日循环试验模拟实验的结果进行了诊断分析,其中日循环试验选取2006-2010年4-6月0000UTC的平均值作为初始条件,以平均的0000、0600、1200及1800UTC作为循环的边界条件。结果表明,日循环试验成功地模拟了华南地区降水日变化的主要特征;在华南地区的西部及东部,降水日变化的形成原因有所不同,其中华南西部降水峰值位相自西向东的延迟,与从云贵高原至广西盆地对流发展的日变化以及低空急流发展的日变化密切相关,该区域的低空急流主要是位于900-850 hPa的西南风急流,发生时间主要在夜间至清晨(1500-2300UTC);相比而言,华南东部的午后热对流发展显着,与午后降水峰值(0600-1200UTC)的出现相对应。(5)强降水是在多种因素的综合作用下产生的,本文基于对强降水发生发展机制的理解,尝试性地构造了一个新的综合物理指数THP。THP指数将热力、动力和水汽条件进行了集成,使有利于强降水出现的前期强信号得到迭加与放大,其稳定性明显优于同类单一物理量指数。实践检验表明,THP指数不仅在华南地区,而且在我国东部地区盛夏期间均具有良好的适用性;THP指数的大值区与未来6h的降水中心基本对应,其变化可以有效表征强降水过程的发展和移动;对于降水发生时刻的预报,THP指数的位相变化超前于地面降水的变化,具有较好的预报指示性。
宝兴华[9]2011年在《中国青藏高原以东地区和华北地区暖季降水日变化特征与机制分析》文中提出本论文利用2003-2009年5月15日-8月15日高时空分辨率的CMORPH降水资料以及NCEP GFS分析资料详细分析了中国青藏高原以东地区和华北地区暖季降水日变化的特征及其可能机制。以前已经有一些工作分别采用了地面观测资料,卫星资料,雷达资料研究了中国东部地区暖季降水日变化特征。本研究发现,青藏高原以东地区和华北地区的暖季降水均具有显着的日变化特征。在暖季叁个不同时期之间：梅雨前期(5月15日-6月15日),梅雨期(6月15日-7月15日),梅雨后期(7月15日-8月15日),降水日变化特征具有明显的差异和区别。青藏高原以东地区,降水日循环与3个热力驱动的局地环流有着紧密的联系。这3个热力环流是由于青藏高原与山地之间、山地与平原之间、陆地与海洋之间非绝热加热不均而引起。暖季叁个时期内的局地日变化降水峰值信号均自青藏高原东部开始向东传播,但传播速度和距离均有较大的差别。与梅雨期的降水日变化特征相比,梅雨前期(梅雨后期)日变化降水峰值信号具有较快(较慢)的向东传播速度,较长(较短)的持续传播时间,因而,向东传播更远(略近)的距离。叁个时期内日变化降水峰值信号传播速度和传播距离的差异主要与中纬度平均西风气流的强度以及西太平洋副热带高压(WPSH)的位置和强度变化有关。华北地区包括燕山-太行山山脉以及其邻近的华北平原地区。总体而言,暖季叁个时期内,局地日变化降水峰值信号于午后(太阳辐射最强时刻)在山脉地区开始活跃,随后向东南方向的平原地区传播。日变化降水峰值在午夜和清晨到达华北平原的中部地区,对应着华北平原大范围的夜间降水峰值。日变化降水峰值与山地-平原环流的上升支具有一致性和匹配性,两者几乎同步向东南方向传播。另外,山地平原环流的上升支和夜间西南低空急流均是引发平原地区夜间降水峰值的主要机制。与青藏高原以东地区类似,华北地区叁个时期内局地降水日变化特征也存在明显的差别。与梅雨前期和梅雨期日变化降水峰值信号清晰、明显的传播形态相比,梅雨后期日变化降水信号最为模糊并且传播速度最慢。这些差异与由于西太平洋副热带高压的西进北跳而导致梅雨后期的大气环流形势与前两个时期明显不同有关。为了分析热力驱动的山地-平原环流对华北地区暖季降水日循环的影响,本研究工作还利用中尺度数值预报模式WRF进行了降水日循环试验,模式选用的资料为NCEP GFS分析资料。日循环控制试验选取2004年6月17日-24日这一时段作为模式的基础时段,以八天平均的0000UTC作为初始条件,八天平均的0000UTC.0600UTC、1200UTC、1800UTC循环,作为侧边界条件,进行15天的积分。尽管在降水强度和落区方面与观测有一些差别,日循环控制试验成功的模拟出了暖季降水的日变化特征：日变化降水峰值信号在午后自燕山-太行山山脉开始向东南方向的华北平原地区传播。山地-平原环流的主上升支随时间向东南移动是日变化降水峰值东南传播的主要原因。假-干敏感性试验的结果与控制试验相对比发现,潜热的释放和蒸发冷却对山地-平原环流的维持和发展起着重要的作用。降水的蒸发冷却作用在山地-平原环流主上升支后方的对流层低层形成一“冷池”,“冷池”加强了对流的发生发展并且推动主上升支向东南方向移动。
宫宇[10]2013年在《梅雨锋前线状中尺度对流系统的观测及模拟研究》文中研究指明2007年7月8日0000-1400时（北京时间BST；下同），一个线状中尺度对流系统（MCS）在梅雨锋前生成并发展，造成淮河流域特大暴雨。本文运用ERA-interim再分析资料和多种高分辨率观测资料分析了此次暴雨过程的天气背景、中尺度结构及演变特征；采用WRF模式实施1.1km分辨率的一系列数值模拟试验，通过与观测对比检验了控制试验的结果，进而研究造成此次暴雨过程的线状MCS的触发和发展机制、衰亡原因、大别山地形的影响以及MCS内部的空气垂直运动。主要结论如下：（1）此次暴雨过程中，对流层低层具有典型的梅雨锋暴雨的大尺度天气系统的配置形势：准东西向梅雨锋位于34oN左右，其南北两侧有明显的干湿对比和水平风切变，而温度对比不明显；暴雨发生在梅雨锋南侧大气垂直累积可降水量（PW）达60mm的湿空气中，高温高湿空气沿西太平洋副热带高压西北边缘被源源不断地输送至暴雨区。对流层中层温度水平平流和高层辐散都比较弱。（2）地基雷达观测显示，在MCS发展和维持过程中，具有两种不同尺度的对流组织结构：约6-8条WSW-ENE向的中-β尺度对流带依次排列成约400km×100km的准东西向的强对流带，中-β尺度对流带沿着强对流带以12-15m s-1的速度向东南移动，形成“雨带火车列（rainband training）”现象；组成中-β尺度对流带的中-γ尺度对流单体向西南方向传播，并在中层环境西风气流的引导下向东移动，形成“回波火车列（echo-training）”现象。这两种不同尺度的对流组织形式导致地面强降水带的产生。（3）分析地面加密观测资料发现，MCS成熟阶段（0700-1200BST），WNW-ESE向带状分布的地面降水位于梅雨锋以南约30-100km处，强降水位置上有地面冷高压和辐散的地面出流风产生，出流风与西南季风气流对峙形成了等温线密集带，即伪冷锋。（4）对比观测和模拟的累积降水、MCS雷达回波结构和地面中尺度特征的演变发现，观测和模拟的新生对流均在地面冷空气堆上空持续产生和东移，形成了中-β尺度对流带的后向建立（backbuilding）的发展方式，证明了模拟结果的合理性。进而利用模拟数据研究了对流触发和发展机制，结果显示夜间加强的低空急流持续向暴雨关键区输送高温高湿（高e）空气，在梅雨锋前大约100km处遇到7日午后至夜晚的降水系统在地面遗留的冷空气堆，高e空气被强迫抬升沿着等熵面运动，在到达暴雨区西部附近时，高e空气被抬升达到其自由对流高度（HLFC），产生对流。新生对流在中层西风引导气流的作用下东移，而持续维持的强低空急流继续为冷堆上空的对流产生提供能量，从而又在东移的对流上游持续生成新的对流，产生了中-β尺度对流带―后向建立‖的发展方式。（5）分析低空急流的变化发现，减弱的低空急流难以提供MCS维持所需要的能量，是导致MCS衰亡的大尺度因素；而从中尺度过程的角度研究分析线状MCS南侧环境大气层结稳定度、MCS内部的结构变化、及两组雨滴蒸发冷却敏感性试验，发现降水产生的地面出流的强度和厚度也可以影响线状MCS的维持和衰亡。（6）将大别山地形降低至49m的地形敏感性试验表明：大别山地形对模拟的此次线状MCS的形成演变及地面降水的影响都比较弱。（7）利用控制试验的模拟结果，研究MCS成熟阶段深对流（DC）和层云降水（RST）区域空气垂直运动及其预报方程倾向项的垂直分布，初步探究了不同性质降水区域内部的动力物理过程。发现：DC区域内以强空气上升运动为主，最强上升运动在对流层中层（~6km），在低层（<1.5km）空气上升和下沉运动并存；RST区域中高层弱上升、低层（4-5km以下）弱下沉。w预报方程各项中，空气扰动密度浮力项（B1）、扰动气压梯度力项（PGA）和水凝物拖曳项（B2）起着主要作用：（a）在DC区域，低层（1.5km以下）B1项有助于高e空气上升和低e空气下沉，PGA有助于空气上升运动，即热力和动力作用共同影响着新的对流的形成；2-10km高度，水物质的相变造成的热力作用支持着DC区域内强烈的上升运动；云顶附近B1为负、PGA为正，这可能是因为空气弱的上升运动导致绝热冷却和长波辐射的冷却作用。(b)与DC区域相比，RST区域内各项的强度比较弱，在~5km高度以下，雨滴蒸发冷却作用是导致空气下沉运动的最重要的因子；5-12km高度，从DC区域卷出到RST区域的暖湿空气及凝华所释放的潜热是造成正的浮力作用（B1>0）的主要原因；云顶附近则与DC的情况类似。
参考文献：
[1]. 梅雨锋急流暴雨日变化的地理原因研究及地形对低空急流日变化影响的数值模拟[D]. 罗建英. 南京气象学院. 2003
[2]. 热带扰动引发华南前汛期暴雨的机理研究[D]. 赵玉春. 南京信息工程大学. 2007
[3]. 太行山脉对华北暴雨影响的研究[D]. 闫冠华. 南京信息工程大学. 2013
[4]. 华南和江淮地区夏季风期间降水和对流的一些统计特征和个例研究[D]. 汪会. 中国气象科学研究院. 2014
[5]. 陕西关中强暴雨中尺度对流系统研究[D]. 慕建利. 南京信息工程大学. 2009
[6]. 梅雨锋强降水与低空急流日变化的观测分析和数值模拟[J]. 周静, 郑永骏, 苗春生, 罗亚丽. 热带气象学报. 2017
[7]. 青藏高原东北部地区大到暴雨天气过程的研究[D]. 谌芸. 南京气象学院. 2004
[8]. 基于逐小时资料的华南地区汛期降水时空变化特征及其成因研究[D]. 李德帅. 兰州大学. 2016
[9]. 中国青藏高原以东地区和华北地区暖季降水日变化特征与机制分析[D]. 宝兴华. 南京大学. 2011
[10]. 梅雨锋前线状中尺度对流系统的观测及模拟研究[D]. 宫宇. 中国气象科学研究院. 2013
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