文摘

在梅雨期间,洪水是容易发生在长江的中下游,因为高度集中和强降雨,造成巨大的生命和经济损失。基于数值模拟的同化多普勒雷达、无线电探空仪,和地面气象观测,起始的进化机制,开发和腐烂的梅雨锋暴雨的发生从4日到2014年7月5日进行了分析。实验结果表明,该数值可以繁殖颞可变性强降水并成功模拟累计降水及其进化在暴雨的关键区域。模拟“rainbelt培训”是一致的观察“回声培训”空间结构和时间演化。对流细胞中尺度对流带传播从西南到东北各地暴雨的关键区域,导致大的累积沉淀在这一领域。存在对流不稳定在低水平高于关键暴雨区,而在暴雨过程中强烈的上升运动发达。结合丰富的水汽供应,以上条件有利于强暴雨的形成和发展。低空急流(LLJ)为暴雨提供了足够的能量系统,和低级收敛加剧,这是重要的降水系统的维护及其最终强化暴雨。在其成熟阶段,暴雨系统演示了垂直倾斜结构关键暴雨地区具有较强的上升运动,有利于暴雨的发生。在衰减阶段,不稳定的能源减少和暴雨不再有足够的能量来维持。 The rapid weakening of LLJ resulted in smaller energy supply to the convective system, and the stratification tended to be stable in the middle and lower levels. The ascending motion weakened correspondingly, which made it hard for the convective system to maintain.

1。介绍

当东亚夏季季风向北发展,每年从6月中旬到7月初经常存在一段时间的连续阴雨天气在江淮流域28至34°N在中国宜昌以东。因为这是李子的季节,降水在这一时期被称为“梅雨”(“Baiu”在日本和韩国“Changma”)。梅雨雨带向东延伸数千公里的长江流域在中国对日本(1- - - - - -3]。在梅雨期间,洪水是容易发生在长江的中下游由于高度集中和强降雨。严重的洪水发生在1954年,1991年,1998年,1999年、2003年和2016年造成巨大的经济损失(4]。水分运输西南流沿西部边缘的北太平洋副热带高压(汽蚀余量)提要雨带[5,6]。Meiyu-Baiurainband可以被锋利的梯度比湿度和等效势温度(7)和水平风切变线(5]。与水分,低温度梯度是日本对中国和温和的弱。梅雨锋是有别于传统的温暖/冷锋之间温暖和寒冷的空气质量。尽管它的重要性和社会经济影响,Meiyu-Baiu暴雨的机制和特点是知之甚少。

梅雨天气现象在meso-synoptic尺度已被广泛的研究。许多研究从各种角度调查了梅雨降水像天气尺度的物理机制梅雨锋暴雨(8),梅雨系统在全球变暖的变化(9),预测的不确定性引发梅雨暴雨的中尺度对流系统(10,城市化对梅雨降水的影响11),在暴雨和对流云团的合并(12]。TRMM观测也被分析探索云的特点(13和梅雨降水的时空特征14- - - - - -16]。样品,谢17)调查了大规模的特性和环境迫使梅雨rainbelt基于再分析产品和建议西风急流是梅雨rainbelt形成的主要原因。佐藤et al。18]分析了黑潮的影响目前在梅雨锋中尺度对流系统区域,发现黑潮海流的蒸发加剧导致含水率的增加空气质量在梅雨锋区,这是有利于维护低对流层的对流不稳定在梅雨锋附近。subkilometer结果模拟torrential-rain-producing中尺度对流系统在梅雨季节表明,该模型可以复制的演变消散中尺度对流系统(MCS) [19]。在数值模拟基础上,沈et al。20.]研究了梅雨暴雨之间的关系和中尺度涡扰动来自行星边界层(PBL)。经营和Ogura21]分析了暴雨和低空急流之间的互动在梅雨季节在日本。上述研究使用再分析产品,进行实时观测和数值模拟,可以逼真地再现观测。内部对流反馈和外部的物理理解大规模环境导致梅雨锋暴雨可能通过这样的方法确定。

为了更好地理解梅雨锋暴雨的特点和机制,有必要开展数值模拟与高分辨率观测数据同化。本研究调查的特点和机制的梅雨锋暴雨发生在长江流域与当地的分析和预测系统(圈)同化系统和气象研究和预测(WRF)作为预测模型。

圈,发达国家和由美国国家海洋和大气管理局(NOAA)地球系统研究实验室在博尔德科罗拉多州,是中尺度气象数据同化的工具,采用了一套观察(气象网络、雷达、卫星、试探和飞机)来生成一个现实,空间分布,的事,三维表征大气特性和过程(22- - - - - -26]。圈可以作为一种工具来初始化局部范围和中尺度天气预报模型对当地区域域(27- - - - - -30.]。研究所的大雨(《国际卫生条例》)已经与NOAA合作/ ESRL(地球系统研究实验室)开发应用程序的方法,从2006年到2014年在中国圈(31日]。云计算领域与同化大大提高多普勒雷达数据圈(32]。李、徐(33)开发了一种修正的方法来正确的雷达反射率根据每小时雨量计表面的观察,这有助于提高暴雨预报。Gregow et al。34]研究了四种不同方法的适当性产生沉淀积累领域使用雷达数据单独或结合雨量计的数据。

梅雨暴雨使用这个回调方法的数值模拟,和强降雨模拟接近观察的位置、强度和演化[35]。在目前的研究中使用这个数值模拟的结果,梅雨暴雨的演变进行了分析探索《创世纪》的物理机制,开发和暴雨系统的衰减。节2,我们描述数值实验和比较模拟与观测降水。节3,天气背景和暴雨系统的演化特征进行了分析。部分4介绍了暴雨系统的启动和发展机制。部分5介绍了在其成熟阶段暴雨系统的结构特点及其衰减的机制。摘要和结论部分6。

2。数值实验和比较分析

2.1。实验设计

图1显示了模型域和地点83多普勒雷达的场所,79年无线电探空仪网站,和2049年地表气象站点在这个研究。操作多普勒雷达的观测变量在中国包括雷达反射率、径向速度和广泛。无线电探空仪观测的变量包括压力、高度、温度、露点,风向,风速在每个站点在显著水平。垂直水平包括1000 hPa 925 hPa, 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa, 400 hPa, 300 hPa, 250 hPa, 200 hPa, 150 hPa, 100 hPa。地面气象观测的变量包括压力、温度、露点,风向和风速。面雨量计观测将被内插到0.1×0.1°网格点通过客观分析和用于模型仿真结果的验证。确保质量的这些观察,single-radar测量,如雷达反射率和径向速度法,经历了严格的质量控制包括校准、nonmeteorological返回过滤,和速度dealiasing自动由恶劣天气的短时预测系统(天鹅)需要美国所有企业提供由中国气象局,运营多个雷达实时观测和产品的收益,灾害性天气短时预测(36- - - - - -38]。

新的校正方法(33)采用正确的三维雷达反射率数据基于每小时雨量计观测表面。圈是用来吸收校正雷达反射率数据,无线电探空仪观测和地面气象观测35]。中尺度nonhydrostatic气象研究和预测(WRFV3.4.1)模型集成24小时从UTC 4 00 00 UTC时间2014年7月5日。水平网格分辨率9公里。模型域占地面积2000公里×2000公里。有45的垂直和水平最高是50 hPa模型。重要的物理方案用于本研究包括WSM6微观物理学计划,Kain-Fritsch积云参数化方案,YSU行星边界层方案,Dudhia短波辐射方案,快速辐射传输模型长波辐射方案。初始和侧边界提取领域的国家环境预报中心(NCEP)全球数据同化系统(广义)最终操作全球分析(1×0.1°)。

2.2。案例概述和比较分析

期间观察到的24小时累计降水UTC 4日00 00 UTC时间2014年7月5日呈现在图2(一个),这表明northeast-southwest-oriented大雨带长700多公里,宽约200公里。暴雨中心位于安徽省中南部(用白色的框架,以下的关键区域暴雨),约长150公里,宽100公里,沿东西方向延伸。最大降水量297.9毫米,达到了极其沉重的暴雨级别。24小时累计降水数值模拟与观测一致的最大降水量301.3毫米,模拟雨带也面向northeast-southwest(图2 (b))。

每小时降水演化的关键区域暴雨(图3(一个))表明,模拟降水演变和大小都同意与观察。的极端降水观测表明,存在三个时期,即01-08 UTC,第13 - UTC,和18 - 23 UTC,和降水发生在06年的三个高峰值,分别为15和21 UTC,。模拟暴雨时期期间01-11 13-23和降水的高峰值7毫米·h⁻¹和10毫米·h⁻¹分别,这类似于观察。关键领域内的降水强度分为三类(数字3 (b)- - - - - -3 (d))计算每小时沉淀在每个类别,它可以代表降水在不同大小的时间演化。在这里,数据的曲线3 (b)- - - - - -3 (d)这些图3(一个)。图3 (b)表明,观测降水,小于5毫米·h⁻¹,每小时降水的时间演化是温柔的大小小于2毫米·h⁻¹;然而,模拟每小时降水变化很大程度上与一个更大的大小与观察。大型模拟之间的区别是发现和观察弱降水、进化和模型高估了弱降水。图3 (c)表明,降水强度范围内的5 - 15毫米·h⁻¹进化,他们的时间每小时降水观测和模拟之间是一致的,但模型低估了降水强度在这个范围内。如图3 (d),与之相比,模拟降水在前面的两类,模型执行最好的模拟降水大于15毫米·h⁻¹,area-averaged小时降水模拟与观测一致的大小和时间进化,除了峰值略有偏差。这一结果表明,该模型可以模拟的极端降水的时间演化。

虽然数值实验成功地再现了累计降水量和暴雨的时间演化的关键领域,仍然存在一定的缺陷模拟。例如,暴雨的期间保持略有不同,显示的回声;降水峰值的出现时间也不同。尽管有这些缺陷,该模型可以复制的三个主要时期降水。暴雨的特点和其进化的机制将在以下部分中分析了基于数值模拟的结果。

3所示。综观循环,暴雨系统的演化特征

3.1。综观循环

暴雨已经开始在2014年7月4日0000 UTC的关键区域东南部湖北、安徽中南部位于前一个深槽。在上层,northeast-southwest-oriented辐散区发生的西方槽(图4(一)),散度大于15×10⁻⁵年代⁻¹。mid-troposphere,西南盛行(图4 (b))具有较强的冷平流,表示强烈的大气quasi-geostrophic迫使。对流层天气背景下展示了梅雨锋暴雨的大背景的典型特征。的等值线= 345 K大致表示梅雨锋的位置(16]。quasi-west-east-extending乐队的密度轮廓相当于潜在的温度出现近30°N的值在337 - 347 K。显著水平风切变、湿度大的对比和相对较小的温差存在之间的北部和南部的梅雨锋。关键区域的暴雨是位于潮湿的乐队在梅雨锋的前面,在垂直整合可沉淀的水超过60毫米,和强大的西南航空(图中存在相同的区域4 (c))。850 hPa,大量水分通量似乎西南的关键区域的暴雨,由于强烈的水汽由西南交通。结束的关键领域是位于强southwest-northeast-oriented水蒸气运输带(图4 (d))。

垂直截面沿着116.5°E在暴雨区(图5)表明之间的关键区域位于30°N和31°N(用红色三角形图5)。相当于潜力高温度控制这个地区从表面到900 hPa和相当于潜在表面附近温度超过354 K,而密集的地带,几乎垂直的轮廓似乎从900 hPa 600 hPa的大型垂直梯度两边的皮带。随高度增加而降低从表面到800 hPa在30°N的密集的南部带,表明一个不稳定的大气分层。沿33°N向北的密度带,随高度增加而降低从表面到700 hPa,这表明大气不稳定甚至强于南方。从地面到对流层上层关键区域的暴雨,常压塔是潮湿的相对湿度超过60%在列,从表面和相对湿度高于90%到400 hPa。相对湿度高于60%,北部的关键区域和低于800 hPa南方。形成的等温平流垂直皮带接口的寒冷和温暖的空气质量的关键区域暴雨,强冷平流在地区之间29°N和31°N和暖平流的北部和南部地区。上述分析表明,在暴雨的开始,存在足够的水蒸气在关键区域的暴雨而大气分层两边是不稳定的。这种模式提供的天气天气系统不稳定的能量,足够的水汽,动态提升后续暴雨的形成。

3.2。暴雨系统的演化特征

雷达回波(图3公里6)实现分析暴雨系统的演变。从7月3日白天到2014年7月4日上午,强降水主要发生在湖北东南部。在安徽南部,中部的极端降水主要发生在白天7月4日到2014年7月5日夜间。雷达回波显示连续的中尺度对流系统,传播向关键领域从西南到东北。在0300 UTC(图7月46(一)),强回波中心位于湖北省东南部,而小规模的雷达回波中心还发现在关键领域和维护在随后的三个小时。0600 UTC(图6 (b))、湖北东南部雷达回波弱和强回波中心约20 - 50公里的大小是位于关键区域的暴雨。大面积的弱回声北部被发现的关键区域,表明在00-06 UTC 7月4日,暴雨主要由深对流降水在南部和层积云降水在北方。强回声不断传播向东北在随后的三个小时,和中尺度对流系统搬到东部的关键区域的暴雨UTC时间0900年7月4日(图6 (c))。与此同时,湖北西南部新的对流系统形成和加剧在其向东北移动。UTC时间1200年7月4日,新生成的对流系统搬到西部的暴雨区(图的关键6 (d))。同时,新的对流系统也形成关键暴雨的东南地区。1500 UTC(图6 (e)),东南的对流系统蓬勃发展,而弱回声不断形成西部的关键领域。1800 UTC(图6 (f)),新开发的回声西部的关键领域愈演愈烈,向东走去。2100 UTC(图6 (g)),一些对流细胞约20 - 50公里的规模被发现在关键领域,和回声强度大于45 dBZ。从那时起,对流系统衰退并最终消失。UTC时间0000年7月5日,只有弱回声关键区域的暴雨中被发现。

对流系统的关键区域暴雨显然经历了三个阶段。在第一阶段,对流细胞主要是分发给西方的关键领域和维护从0000 UTC时间5 - 6小时到0600 UTC 7月4日;在第二阶段,新的弱回声不断发展和加强在向东移动,直到他们搬出去的关键区域。这一阶段从0700年到1700年持续了大约10小时UTC时间7月4日;在第三阶段,强烈的对流细胞不断形成的中部和东南部部分地区的关键。这些强烈的对流细胞维持大约5个小时从1700 UTC 2200 UTC 7月4日。对流细胞形成中尺度对流带传播从西南到东北各地暴雨的关键区域,导致大的累积沉淀在这一领域。这是这个地区的暴雨发生的主要原因。这种现象通常被称为回声培训(20.]。第三阶段是暴雨的成熟阶段,和最大降水发生在大约1800 UTC。

每小时降水时距分布在暴雨区如图的关键7,这表明在整个暴雨过程中,存在三个大雨腰带从西南到东北沿暴雨轴EF(如图2)。三个大雨带对应于meso-β降水系统的水平扩展20 - 250公里,从西南到东北。它的时间范围是1 - 8小时。第一个暴雨系统发生在第一个5个小时,和暴雨中心位于1.5°关键暴雨区西部的平均每小时降水量大于16毫米。最大降水发生在4小时,和降水强度强于20毫米·h⁻¹。第二个暴雨系统发生在4-16小时降水时相对较弱,但持续时间。该系统覆盖整个关键暴雨区在其移动。第三个暴雨系统发生在5小时,当降雨强度是最强的,系统在大区域和持续时间比前两个系统。降水在此期间证明了所谓的“rainbelt培训”的现象。每小时降水的分布和演化非常类似于雷达回波的观察(图6),这表明修正后的雷达反射率同化圈可以提供最佳的初始条件的数值模型。模拟“rainbelt培训”类似于观察到的“回声训练。”

4所示。暴雨系统的启动和发展机制

4.1。大气稳定

Domain-averaged对流可用势能(角)和对流抑制暴雨地区(CIN)计算每一层(图8)来分析大气能量的分布。图8显示在第一个6个小时,小角和下降随着时间的推移,而最大角发生在约500在较低的水平。从370年J·kg角降低⁻¹在0300 UTC - 300 J·公斤⁻¹0600 UTC时间7月4日,对应于弱降水在第一阶段(6小时)如图3。从那时起,最大角保持在大约1公里的高度,其价值从300增加J·公斤⁻¹650 J·公斤⁻¹在1500 UTC时间7月4日,然后减少到150 J·公斤⁻¹在utc时间0000年7月5日。低水平的小角在整个过程。在暴雨期间比较角1300 UTC - 2300 UTC,最大降雨时间的1900 UTC 7月4日;发现暴雨发生前角逐渐增加。角最大降雨发生时被释放,然后逐渐下降。CIN的分布与角是相一致的。CIN保持在较低水平,超过1公里的高度小,表明小角稳定在较低水平和气氛。总体而言,大气稳定在低水平角较低但不稳定的高层与暴雨过程中不断增加角。

垂直的横截面等效潜在的温度,特定的湿度,垂直速度沿着暴雨中心(∼31°N)在不同时期都显示在图9,这显示了等效潜力高的中心温度850 hPa在暴雨面积116°E - 118°E自1000年以来UTC 7月4日。相当于潜在温度从低水平上升到850 hPa减少,相应的大气不稳定低于850 hPa在这个地区。这种模式有利于维护的对流不稳定在较低水平保持稳定在暴雨区除了等效潜力高的中心温度慢慢向东移动,暴雨面积由2200 UTC。最重的降水发生在1900 UTC(图3(一个))。1900年前12小时UTC,轮廓相当于潜在的人口分布低于900 hPa大梯度温度高于西部边缘的关键暴雨面积在116°E,和上升运动发生从900 hPa 350 hPa(图9(一个))。对流降水开始在暴雨的关键区域。五个小时后,最强烈的上升气流搬到117°E和垂直速度增加(图9 (b))。特定的湿度超过16 g·kg⁻¹低于850 hPa在整个降雨过程,显示良好的降水的水汽条件。

上述分析表明,在暴雨区,对流不稳定在较低水平,在暴雨期间强烈的上升运动,和丰富的水汽共存,导致暴雨的各种有利条件。对流不稳定是一种潜在的不稳定性,需要外部隆起迫使触发机制。有必要研究底层如何触发不稳定能量释放,随后在暴雨过程中导致暴雨。

4.2。低空急流

LLJ被认为是最重要的机制,为中间纬度暴雨提供水分和能量。LLJ可以快速传输温暖、潮湿的空气质量和导致强烈的水分收敛。动量、水汽和热量通量经常积累在行星边界层的影响由于LLJ向上运输。

图4 (c)表明,在最初的时候,西南LLJ 700 hPa位于西南的关键暴雨区与射流轴区(29 - 30°N, 113 - 115°E)。这西南LLJ输送水汽暴雨区下游的关键。许多以前的研究已经表明西南LLJ梅雨锋暴雨密切相关。水汽通量和水平风的垂直截面沿着29°N在不同时期在图所示10,用于分析的变化LLJ西南的降水系统在暴雨过程。

模拟最大降雨量的关键暴雨面积发生在1900 UTC(图7月43(一个))。横截面沿29°N(图10)表明LLJ保持上游关键暴雨区,西南和LLJ慢慢向东移动。图10 ()下面显示低空风和水汽通量3公里八小时(1100 UTC)第二阶段之前的强降雨。发现水平风速1.6公里至3公里,超过16 m·s⁻¹主要分布在113°E - 117°E,高水汽通量大于90 g·公斤⁻¹·m·s⁻¹也发生了。在随后的几个小时,LLJ不断加剧和向东移动,而水蒸气通量大的面积扩大的同时达到120°E和向下扩展到600米的高度(图10 (b))。

时间演化的垂直整合的水汽通量从表面到平均850 hPa / LLJ域南部暴雨区(图的关键11)表明,低层水汽减少的时间前10小时623 g·公斤⁻¹·m·s⁻¹330 g·公斤⁻¹·m·s⁻¹。这是因为第一阶段的极端降水是腐烂的这一时期。从那时起,LLJ加剧和水蒸气通量增加,提供充足的水汽条件的极端降水的发展阶段。水蒸气运输逐渐加剧10 h期内从1000 UTC到2000 UTC时间7月4日,值增加到565 g·公斤⁻¹·m·s⁻¹。这一时期与暴雨发展和成熟阶段的关键暴雨区,这表明LLJ为暴雨提供了足够的能量系统。低级收敛的强化是一个关键原因降水达到最大的暴雨的关键地区。

4.3。操舵流在中层

天气转向流分析基于domain-averaged水平风随高度的变化的西半部,暴雨区(图的关键12)在不同时期的发展阶段期间暴雨系统。在1400 - 1800 UTC时间7月4日暴雨时发展,东风与速度小于10 m·s⁻¹盛行低水平从975 hPa - 925 hPa,而经向风是相对较弱的风速在1至7 m·s⁻¹。从850 hPa - 200 hPa,西风盛行的风速随高度增加2 m·s⁻¹20 m·s⁻¹,经向风速大约10 m·s⁻¹。风速在5个小时,700 hPa仍然几乎不变,西风风速大约10 m·s⁻¹。以上结果表明,对流地区暴雨系统移向东北西南大风后,中层主要转向流动。

5。在其成熟阶段暴雨系统的结构特点及其衰减的机制

5.1。在成熟阶段水平分布的垂直运动

垂直运动是高度相关的触发和释放不稳定能量暴雨系统和降水。分析垂直速度( )和其特点的变化将有助于揭示暴雨系统的物理和动力学过程。水平分布的垂直速度提出了在不同高度图13,这也显示出强烈的上升运动是在关键领域的成熟阶段暴雨和扩展到上游水平。提升运动在其他方面很弱。在1公里(图的高度(13日)),垂直运动是整个体系薄弱的最大时间平均约为0.4 m·s⁻¹,上升运动在很大程度上是在暴风雨的中心关键领域。在3公里(图的高度13 (b)),上升运动是相对强劲的最大时间平均1 m·s⁻¹。在5公里(图的高度13 (c)),上升运动明显加剧的价格相比低对流层。时间平均的垂直速度超过2 m·s⁻¹和强大的垂直运动主要分布在中央关键领域。在10公里(图的上层13 (d)),上升运动略弱于中间水平,和最大值约为1.2 m·s⁻¹位于东北部的关键区域。显然,在暴雨系统的成熟阶段,上升运动不断发生从低级别到上层高于关键领域最大的垂直运动在中间水平。随高度上升运动的区域倾斜向东北,表明暴雨系统的垂直倾斜结构在其成熟阶段。关键区域上方的强上升运动是有利于的极端降水的形成。

5.2。大气环境变化的稳定性

垂直的斗篷和CIN平均值的关键区域在衰退期间暴雨是显示在图14,表明系统的衰减后,最大角在1.5公里的高度从350年J·公斤下降⁻¹在2000 UTC - 170 J·公斤⁻¹2300 UTC。大气分层的低水平变得更加稳定,但CIN低于500米都维持在一个大的过程。稳定大气分层低水平表明,不稳定的能源减少在衰减阶段和暴雨不能保持没有足够的能量。

5.3。暴雨结构的进化

雷达回波垂直的横截面,相当于潜在温度,风在不同的时间轴的最大降雨(EF如图2(一个)在暴雨区如图的关键15差异分析的回声结构,热结构和循环之间的成熟和衰减阶段暴雨系统。图15表明,中尺度对流系统的规模20 - 50公里形成暴雨的关键地区,强化在向东北移动,最终削弱,搬了出去。图(15日)展示了这一情况在1400 UTC,五个小时之前最重的降水的发生。此时Area-averaged降雨强度约为4毫米·h⁻¹,主要由弱降水。低3至6公里以上的面积和降低高度低于4公里,展示对流不稳定的结构。流场是相对平坦的,一个新的对流细胞形成的西南地区。两个小时后,这个对流细胞移动缓慢,愈演愈烈。与此同时,空气质量高由西南LLJ运送到对流层较低,导致强烈的上升运动低于5公里。对流细胞强化和雷达回波到达40 dBZ(图15 (b))。在1700 UTC,对流细胞进一步加剧并继续向东北移动。与此同时,高发生在整个大气列,伴随着强烈的上升运动,可能达到12公里的高度和大型超出45 dBZ回声。回声从7公里增加到11公里。低中心还发现4公里以下双方的对流细胞,表明那里仍然存在不稳定的分层。LLJ和丰富的水汽输送的发展后,暴雨区(图的关键15 (c)),新对流细胞继续之前形式而形成对流加剧和扩大。在1800 UTC,回声最高达到13公里,上升运动进一步加剧。下级发生上升气流的南面对流细胞和垂直延伸到北部13公里的高度,这有效地输送水汽上升。大量的水蒸气冷凝成雨水在上升期间,准备最有利条件降水发生在1900 UTC(图15 (d))。1900 UTC最重的降水发生时,三个对流细胞同时开发和顺序向东北移动,形成所谓的“rainbelt培训。”与此同时,连续能量释放在这个过程中突破了不稳定的中间分层和较低的水平,和高成为主导整个暴雨系统(图15 (e))。在这个时候,每小时降水量10毫米·h⁻¹(如图3(一个)),area-average小时降水雨量> 15毫米·h⁻¹是8毫米·h⁻¹(图3 (d)),这表明降水主要是对流降水。自那时以来,暴雨的关键地区的对流系统减弱,向东北移动。2100 UTC,对流系统坏了整个区域和层积云降水占了上风。较低的中游和下游对流层(图15 (f))。

最大降雨发生后1900 UTC, LLJ迅速减少和水蒸气运输LLJ变得小得多。改变LLJ是高度相关的开发和维护本地区暴雨。LLJ的快速贬值导致较低的能量供应,和中间的分层和低水平变得稳定,上升运动减弱。因此,对流系统无法维持了,最终消失了。

6。摘要和结论

基于数值模拟和雷达数据同化,本研究分析了初始化的特征,发展和腐烂的梅雨锋暴雨的发生在2014年7月4 - 5。

结果表明,模拟时间每小时降水同意与观测的进化。与此同时,模拟之间的差异被发现和观察弱降水,和模型高估了弱降水但低估了中等强度的降水。然而,它可以复制颞可变性强降水并成功模拟累计降水和降水演变的关键暴雨区。模拟“rainbelt培训”是一致的观察“回声培训”空间结构和时间演化。尽管模拟之间的细微差别和观测降水峰值出现时间和维修时间的沉淀和回声之间的区别,该模型能够逼真地模拟降水的三个关键阶段。

在低对流层天气背景展示了典型的梅雨锋暴雨天气天气特性。显著水平风剪、大湿度和相对较弱的温度对比可以发现之间的北部和南部的梅雨锋。关键暴雨区位于梅雨锋前,可沉淀的水超过60毫米。此外,大量的水蒸气被强西南LLJ运送到这个地区。

雷达回波显示,中尺度对流系统不断形成和传播向暴雨区从西南到东北的关键。对流细胞中尺度对流带传播从西南到东北各地暴雨的关键区域,导致这个地区大型累计降水量和暴雨。

在这暴雨过程,大气垂直结构的特点是低能量、稳定分层低层次重叠的不断加强与不稳定的高能气团分层。存在对流不稳定在低水平高于关键暴雨区,而强烈的上升运动发达的强降雨期间。结合丰富的水汽供应,以上条件有利于暴雨的形成和发展。暴雨的LLJ提供足够的能量系统和加剧了低层次的融合,这是一个重要原因降水系统的维护及其最终强化暴雨。大规模转向流西南风盛行在中间偏上的水平,将降雨系统向东北移动。

在其成熟阶段,暴雨系统演示了垂直倾斜结构关键暴雨地区具有较强的上升运动,有利于暴雨的发生。中尺度对流系统20 - 50公里的规模不断形成和传播向东北暴雨的关键地区,最终削弱,搬了出去。最大降雨的时候,三个连续的对流细胞形成的同时,不断向东北移动,导致所谓的“rainbelt训练。“连续能量释放冲破中间的不稳定分层和较低的水平,和沉重的对流降水主导整个暴雨过程。

在衰减阶段,不稳定的能量减少,暴雨不再有足够的能量来维持。对流系统减弱和向东北移动,最终成为一个层积云降水系统,搬出去的关键暴雨区。LLJ导致较小的能源供应的快速减弱对流系统,和中间的分层倾向于稳定和更低的水平。相应地上升运动减弱,使对流系统难以维护。因此,对流系统最终消失了。

我们这里的结论主要是在梅雨锋暴雨的情况。也许,最令人鼓舞的整个研究的方面是,数值实验可以繁殖的极端降水的时间演化的关键暴雨区与修正雷达反射率数据同化,这样我们可以研究的特征梅雨锋暴雨的进化。这进一步促使我们积极追求更多的梅雨锋暴雨情况下使用实时定量降水预报这里描述相似。

数据可用性

本文的数据用于生产结果可从相应的作者。

的利益冲突

作者宣称他们没有利益冲突有关的出版。

确认

本研究共同支持的关键项目的中国国际科技合作项目(批准号2016 yfe0109400),中国国家自然科学基金(批准号41620104009和41620104009),《国际卫生条例》的基本研究基金会(批准号IHRKYYW201805)和重点工程科学技术发展基金会的湖北省气象局(批准号2018 z05)。