论文部分内容阅读
摘要 利用NCEP/NCAR再分析資料，通过对2012年7月中旬我国中东部地区持续性强降水过程中东亚夏季风系统中主要成员的时空变化特征进行分析。结果表明，此次持续性强降水期间，副高北界、南亚高压脊线及中纬度锋区位置相对稳定，长江中下游地区一直处于南亚高压反气旋环流东侧偏北风与西风槽前偏南风之间的风向开口辐散区中；副高南撤时，强降水主要位于584 dagpm线北侧，副高北抬时，强降水主要位于584 dagpm线南侧；此次持续性强降水发生前期，大气为上干下湿不稳定层结，当西风带低槽频频携带冷空气南下影响，同时低空西南急流反复加强，其出口区左侧较强的风速梯度为暴雨的发生发展提供了动力条件；低层干空气的不断侵入，低槽和低涡间的垂直正反环流促使垂直上升运动维持或发展，进而造成持续性强降水；高空西风急流加强（减弱）超前低空西南急流加强（减弱）2～5 d，对持续性强降水有超前指示意义。
关键词 持续性强降水；形成机制；高、低空急流；冷空气；垂直环流
中图分类号 S161.6 文献标识码 A 文章编号 0517-6611（2014）31-11028-05
The Formation Mechanism Analysis of Continuity Strong Precipitation at the Middle East Area of China in July 2012
TIAN Zeyun1，2， LI Liping1， HU Zhenju2
（1. School of Atmospheric Sciences， NUIST， Nanjing， Jiangsu 210044； 2. Changde Meteorological Bureau of Hunan Province， Changde， Hunan 415000）
Abstract Using the NCEP/NCAR reanalysis data， the temporal and spatial variation features of the leading members of the East Asian summer monsoon system during the durative heavy precipitation at the middle east area of China in midJuly 2012 was analyzed. The results showed that， the position of North boundary of subtropical high， the south ridge line and the midlatitude frontal zone were relatively stable during the persistent heavy rainfall. Middle and lower reaches of the Yangtze River has been in the divergence zone of the northerly wind of the South and the southerly wind of the trough. When the subtropical high moving southwrad， the heavy precipitation often occured the north of the 584 line； while the subtropical high moving northwrad， the heavy precipitation often occured the south of the 584 dagpm line. Before the persistent heavy rainfall occured， the atmosphere was unstable stratification.The cold air of westerly trough frequently carried and the warm air of the Southwest Jet at low altitude repeatedly carried， which the strong wind speed gradient of the left of exit region has provided the impetus for the development of storm conditions.The intrusion of dry air at lowlevel， the front and back vertical circulation of the trough and the Vortex maintained the upward vertical movement， and the persistent heavy rainfall had developed. Upperlevel westerly jet strengthened （weakened） before Southwest Jet at low altitude to strengthened （weakened） for 2-5 d， that had a ahead of significance for durative heavy precipitation.
Key words Persistent heavy rain； Formation mechanism； Upper and lowerlevel jets； Cold air； Vertical circulation 强降水引发的城市内涝、山体滑坡及泥石流等，给人们的生活生产均造成了一定的危害，而持续性强降水天气对社会的影响更大。不少学者对各类强降水天气过程进行了归纳总结，杨荆安等分别对2008～2013年汛期全国当年主要暴雨过程进行了总体概述[1-7]。许多学者也分别从强降水产生机制、物理量特征以及预报指标探讨等方面进行了一定的研究[8-9]，尤其是对于持续性强降水研究[10-13]，如徐双柱等通过分析一次湖北省持续性暴雨发现，中尺度对流回波或云团一般发生在多个天气尺度系统的汇合处[10]；尹洁等对江西一次持续暴雨过程进行了天气动力学诊断分析和中尺度分析[13]。
笔者对2012年7月我国中东部持续性强降水期间东亚夏季风系统主要成员的时空演变特征进行分析，讨论了其影响机制，以期为进一步提高我国中东部地区持续性强降水的预报能力提供参考。
1 资料与方法
1.1 资料来源
所用资料为2012年7月7～20日NCEP/NCAR标准等压面一日4次的再分析资料，水平分辨率为1°×1°，以及同时期国家气象中心实时预报业务数据库逐日08：00 24 h降水量加密观测资料，全国共计2 418站。
1.2 持续性强降水指标定义 某区域内强降水过程（区域性中到大雨及以上等级）频发并超过3次以上；相邻2次强降水过程之间的降水连续间断日数（区域平均日降水量<6 mm日数）<3 d[14]。
1.3 高低空急流面积指数 参照《中国夏季旱涝及环境场》计算大尺度关键影响系统特征指数[15]，如南方西南急流面積指数为20°～32.5° N、100°～122.5° E范围内850 hPa西南风速不低于12 m/s的网格点数，根据谭杰丽等研究[16]，在此采用低空西南急流面积指数为20°～30° N、100°～122° E范围内850 hPa全风速不低于12 m/s的网格点数，高空西风急流面积指数为35°～45° N、100°～122° E范围内200 hPa全风速不低于30 m/s的网格点数。
2 结果与分析
2.1 持续性强降水特征
2012年7月12～19日我国中东部地区出现2012年最强降水过程。在此期间，黄淮、江南大部以及湖北东部等地累计降水量较常年同期偏多5成至2倍，部分地区偏多2倍以上。强降水雨带位于27°～32° N的江南，降水量超过200 mm，强降水中心位于湖南中西部至江西中西部，降水量超过300 mm，期间接连不断出现了强降水过程，其中以暴雨到大暴雨降水过程强度最强（图1a）。
从图1b可以看出，此次降水过程具有明显的季节性南北摆动特征，期间有2次主要的强降雨时段，即12～14和15～19日。7月10日雨带位于华北，12～14日随着西太平洋副热带高压（简称副高）向东撤退，雨带逐渐自华北向黄淮、江南移动。12～14日，江汉、江淮南部、江南北部以及贵州等地出现暴雨到大暴雨，江苏中部、安徽中部、湖北东南部降水
量达100～250 mm，湖北局部地区超过300 mm；15～19日副高西伸北抬，同时四川东部高空槽、黄淮气旋及中低层西南涡和切变线共同影响，江南大部出现暴雨到大暴雨，江西中部、湖南中部、贵州中南部、四川中部降水量达100～250 mm，局部地区超过300 mm。
受持续降雨影响，湖南湘水部分支流、资水干流下游出现超警水位，沅水干流中下游及东南洞庭湖全面超警，全省有1 233座水库一度溢洪；江西赣江中游支流袁河、锦江以及抚河等均发生超警戒洪水，全省7座大型水库超汛限水位，其中4座水库开闸泄流；长江上游干流和部分支流发生超保证水位洪水。
2.2 西太平洋副热带高压先南撤后振荡北抬
2012年7月9～19日我国中东部持续性强降水期间，西太平洋副热带高压主体位于西太平洋洋面上，平均脊线在30°N附近，平均西脊点在130°E附近，鄂霍次克海为平均冷涡区，我国东亚沿海、中西伯利亚和青藏高原西部为平均低槽区。我国中东部上空584 dagpm线较平直，平均位置在30°N附近，强降水区正好在584 dagpm线附近摆动（图2）。从暴雨区平均的副高北界特征线（500 hPa为584 dagpm，700 hPa为312 dagpm）的时间演变（图3）来看，副高北界经历了一次先南退再振荡北抬的过程，即7月9日其北界584 dagpm线位于35°N附近，随后的3～4 d缓慢南退，至14日其北界退至28°N附近，随后其北界振荡北抬。在副高南撤的过程中，强降水带主要位于584 dagpm线北侧，副高在增强北抬的过程中，强降水带主要在584 dagpm线南侧，且集中在500 hPa 584 dagpm线和700 hPa 312 dagpm线之间，副高北侧垂直上升运动较深厚区域与强降水区对应。总体而言，此持续性强降水期间副高北界位置相对平稳，多在27°～32°N之间摆动，我国中东部的强降水在其北侧区域频繁出现。在副高南撤时，强降水带主要在584 dagpm线北侧，在副高北抬时，强降水带主要在584 dagpm线南侧。
2.3 南亚高压和高空急流的影响
分析强降雨期间200 hPa平均高度场（图4）发现，南亚高压一直稳定维持在青藏高原至印度半岛上空，其向东伸展的近东西向的高压脊线在此期间也一直稳定维持在30°N附近并向东延伸至长江下游地区，南北振荡幅度小。南亚高压北侧从东北地区南部至长江中游维持一个平均槽区，使得长江中下游地区一直处于南亚高压反气旋环流东侧偏北风与西风槽前偏南风之间的风向开口辐散区中，有利于对流层高层辐散的维持，从图4可以看出，长江中下游地区维持一条较强的辐散带，从而有利于该地区降水的稳定和发展。另外从高空急流的演变发现（图5），高空急流早在强降水发生前就已经建立，长江中下游地区一直处在高空急流入口区南侧的辐散区，虽然过程后期高空急流核东移，但强降水区仍然位于高空急流核后部的风速辐散区中。而当19日后高空西风带低槽向北收缩，高空急流减弱北撤，中东部降水过程随之结束。可见高空急流入口区右侧或急流核后部的风速辐散和南亚高压反气旋环流东侧偏北风与西风槽前偏南风之间的风向辐散叠加，造成了长江中下游地区强辐散带的维持。 分析预报经验指出，较大范围暴雨的发生与对流层700～850 hPa低空急流的出现有密切的关系。通过数值模拟和个例分析得出，对流层低空急流的出现并不是孤立的，它常与200～300 hPa的高空急流相耦合而存在[17]。低空急流区的动能是由高空向低空传输的，低空急流区上空动能的下传有利于急流的加强，加强的急流将大量的暖湿气流输送到我国长江中下游地区[18]。从高空西风急流面积指数和低空西南急流面积指数超前滞后相关分析（图6）可看出，高空西风急流面积指数较低空急流面积指数超前2～5 d，呈波动性，且为正相关关系，相关系数通过了0.05水平的显著性检验，说明在这次持续性强降水过程中，高空西风急流的加强（减弱）较低空西南急流的加强（减弱）超前2～5 d。
2.4 冷空气频频南下影响
长江中下游地区降水的出现与中高纬干冷空气的活动密切相关，干冷空气的入侵对降水的产生发展起着重要的动力作用[19]，而东亚西风槽的南摆常带来不同程度的冷空气，给当地或下游地区带来阴雨甚至雷暴天气[20]。因此，分析西风带低槽演变特征来追踪冷空气南下影响特征。纵观2012年7月7～19日对流层高层200 hPa平均位势高度时间-纬度剖面（图7）分析，我国中东部地区上空西风带低槽以1 d的频率不断东移。从500 hPa北风分布可以看到，对流层中层的冷空气主要在30°～55° N活动，随着对流层高层西风带低槽一次次东移，500 hPa冷空气也一次次向南影响，且200 hPa西风带低槽的维持或东移比500 hPa冷空氣南下影响早约0.5 d。低槽频繁带来的冷空气与副高北侧边缘的暖湿气流交汇产生了强降水，东亚中纬度锋区位置基本稳定在32°～38°N，强降水带位于中纬度锋区南侧暖区内。
2.5 低空急流的影响
低空急流作为一种动量、热量和水汽的高度集中带，是给中纬度暴雨提供水汽和动量的最重要的机制。分析过程期间沿湖南西部的暴雨中心（110° E）风速的经向时间剖面图发现（图9a），低空急流经历了一次先南撤再缓慢北抬的过程，其南北进退演变类似西太平洋副热带高压的南北摆动变化。第1次强降水过程前（12日20：00），低空急流已经建立，位于29°N附近，随后低空急流缓慢南撤，14日南撤至27°N附近并最终减弱消失。强降雨主要位于急流北侧风速梯度大值区并随急流的南撤缓慢南移。15日开始低空急流发展加强并振荡北抬，随着急流的加强北抬，第2次强降水又开始发展加强。低空急流建立和加强一方面有利于水汽和不稳定能量向暴雨区的输送。从图9b可以看出，过程期间我国南方地区850 hPa水汽通量的位置演变与低空急流南北进退密切相关，水汽通量的强弱也随低空急流强弱而变化，充沛的水汽输送保证了暴雨所需的水汽条件。另一方面，低空急流出口区左侧较强的风速梯度为暴雨的发生发展提供了动力条件。低空急流加强有利于急流北侧气旋性风速切变的加强，产生正涡度，导致低涡的形成和发展，从图9c可以发现，正涡度区位于低空急流北侧，其发展变化与低空急流的演变同步。同时，低空急流出口区左侧较强的风速梯度有利于低层辐合的发展，从而在急流北侧维持一条辐合带，有利于水汽和不稳定能量的辐合以及垂直上升运动的发展（图9d）。
2.6 不稳定能量的蓄积
在相同的水汽条件和天气系统相近的情况下，暴雨的产生及强度主要依靠大气中的不稳定能量释放产生的垂直上升运动[21]。不稳定能量的蓄积对强降水的发生有一定的预示意义。用温度露点差来分析大气湿度场的分布特征结构，并以4 ℃为干湿空气交界。在持续性强降水发生前期（7月8～10日），我国中东部地区上空的大气层结为上干下湿，大气层结极不稳定（图10a）；降水发生后，对流层中层湿度略有增大，但在12、14～15和18～19日有干空气入侵。从500 hPa平均温度露点差时序变化曲线上（图10b）也可以看到，在此期间有3次峰值，意味着对流层中层形成干层使得不稳定能量蓄积，有利于强降水维持。在持续性强降水期间，700 hPa的温度露点差均≤4 ℃（图10b），空气湿度较大，与活跃的低空西南急流相关。此外，在14～19日期间，对流层低层不断地有干空气入侵，在850 hPa温度露点差的时序变化曲线图上（图10b），也分别在14、15和16日有3次峰值。低层干空气入侵使湿空气抬升，有利于强降水的维持或发展。在强降水趋于结束时，对流层中高层空气变干，低层空气湿度变大，为下一次降水过程开始蓄积不稳定能量。
在持续性强降水期间，对流层中层干空气的入侵有利于形成干层，使得大气不稳定能量不断得到蓄积，不稳定能量的释放又有利于强降水的维持或发展；对流层低层干空气的入侵，迫使湿空气抬升，同样有利于强降水的维持或发展。
2.7 垂直环流
充沛的水汽是暴雨产生的物理基础，强烈辐合上升运动是形成暴雨的主要机制[21]。在此次强降水期间出现了强烈的垂直上升运动，大值中心位于对流层中层300～600 hPa，中心值达-60×10-2Pa/s，强烈的上升运动将低层高温、高湿空气向上输送，在强降水区上空形成了凸起的高比湿舌；近地层至600 hPa储备的对流不稳定能量更是
3 小结
（1）在持续性强降水期间，副高北界位置、南亚高压脊线位置及中纬度锋区相对平稳；高空急流入口区右侧或急流核后部的风速辐散和南亚高压反气旋环流东侧偏北风与西风槽前偏南风之间的风向辐散叠加，造成了长江中下游地区强辐散带的维持；副高在南撤时，强降水主要发生在584 dagpm线北侧，副高在北抬时，强降水主要发生在584 dagpm线南侧。东亚高空急流在持续性强降水前建立，高空西风急流的加强（减弱）较低空西南气流的加强（减弱）超前2～5 d，对我国中东部强降水形成与维持具有超前指示意义。 （2）由于西风带低槽不断东移发展，对流层冷空气频繁南下影响，西南低空急流一次次向北脉动，使得冷暖空气在30°N附近对峙，触发了持续性强降水天气。低空急流建立和加强不仅有利于水汽和不稳定能量向暴雨区的输送，其出口区左侧较强的风速梯度为暴雨的发生发展提供了动力条件。持续性强降水发生之前，大气层结上干下湿极不稳定，蓄积了大量不稳定能量，且在强降水发生期间，对流层中层不断形成干层有利于不稳定能量的蓄积，低层干空气的入侵，迫使湿空气抬升凝结，对强降水的维持或发展有促进作用。
（3）在持续性强降水期间，垂直上升运动主要集中在300～600 hPa，强度达-60×10-2Pa/s。沿海低槽与西南地区附近的垂直正反环流将冷暖空气输送到我国中东部地区上空，冷暖空气在此辐合抬升，同时对应高层强辐散区，它们之间的相互作用使得垂直上升运动维持或发展。因此在预报分析时，还应要注重分析天气系统其相互间的影响联系。
（4）强降水带位于东亚低空西南急流轴北侧南风经向强梯度辐合带、副高北侧区域的对流层中层垂直上升运动大值带、南亚高压脊线北侧的强辐散区及中纬度锋区南侧。
参考文献
[1] 杨荆安，孟英杰.2008年5—9月我国主要暴雨天气过程[J].暴雨灾害，2008，27（4）：378-382.
[2] 杨荆安，孟英杰.2008年5—9月我国主要暴雨天气过程（续）[J].暴雨灾害，2009，28（1）：92-95.
[3] 杨荆安，闵爱荣，廖移山.2011年4—10月我国主要暴雨天气过程简述[J].暴雨灾害，2012，31（1）：87-95.
[4] 廖移山，闵爱荣，杨荆安，等.2009年4—9月我国暴雨天气概述及重要过程浅析[J].暴雨灾害，2010，29（1）：96-103.
[5] 闵爱荣，廖移山，杨荆安.2010年4—10月我国主要暴雨天气过程简述[J].暴雨灾害，2011，30（1）：90-96.
[6] 邓雯，闵爱荣，廖移山，等.2012年4—10月我国主要暴雨天氣过程简述[J].暴雨灾害，2013，32（1）：88-96.
[7] 张芳华，陈涛，徐珺，等.2013年4—10月我国主要暴雨天气过程简述[J].暴雨灾害，2014，33（1）：87-95.
[8] 孙明生，李国旺，尹青，等.“7·21”北京特大暴雨成因分析（I）天气特征、层结与水汽条件[J].暴雨灾害，2013，32（3）：210-217.
[9] 孙明生，李国旺，尹青，等.“7·21”北京特大暴雨成因分析（II）垂直运动、风垂直切变与地形影响[J].暴雨灾害，2013，32（3）：218-223.
[10] 徐双柱，吴涛，王艳.2010年7月7—15日湖北省持续性暴雨分析[J].暴雨灾害报，2012，31（1）：35-43.
[11] 邹海波，单九生，吴珊珊，等.江西持续性暴雨的典型大尺度环流模型[J].暴雨灾害，2013，32（2）：126-131.
[12] 王艳兰，刘国忠，唐桥义，等.桂东北5—8月持续性暴雨过程分析与预报[J].暴雨灾害，2013，32（3）：235-241.
[13] 尹洁，何拥凤，陈云辉，等.2013年6月江西一次持续性暴雨过程分析[J].暴雨灾害，2013，32（4）：314-323.
[14] 牛若芸，张志刚，金荣花.2010年我国南方两次持续性强降水的环流特征[J].应用气象学报，2012，23（4）：385-394.
[15] 赵振国，王永光，陈桂英，等.中国夏季旱涝及环境场[M].北京：气象出版社，1999：10-11.
[16] 谭杰丽，江静，袁俊鹏.副热带高空急流各中心强度时间变化及分析[J].气象科学，2009，29（4）：482-489.
[17] 黄安丽，高坤.对流层高、低空急流耦合作用的动力学分析[J].浙江大学学报：理学版，1982，9（3）：256-364.
[18] 周兵，韩桂荣，何金海.高空西风急流对长江中下游暴雨影响的数值试验[J].南京气象学院学报，2003，26（5）：595-604.
[19] 司东，柳艳菊，马丽娟，等.2011年初夏我国长江中下游降水的气候特征及成因[J].气象，2012，38（5）：601-607.
[20] 鲍名.近50年我国持续性暴雨的统计分析及其大尺度环流背景[J].大气科学，2007，31（5）：779-792.
[21] 黎清才，杨晓霞.鲁中暴雨不稳定能量积累和释放的研究[J].山东师大学报：自然科学版，1998，13（1）：48-52.
关键词 持续性强降水；形成机制；高、低空急流；冷空气；垂直环流
中图分类号 S161.6 文献标识码 A 文章编号 0517-6611（2014）31-11028-05
The Formation Mechanism Analysis of Continuity Strong Precipitation at the Middle East Area of China in July 2012
TIAN Zeyun1，2， LI Liping1， HU Zhenju2
（1. School of Atmospheric Sciences， NUIST， Nanjing， Jiangsu 210044； 2. Changde Meteorological Bureau of Hunan Province， Changde， Hunan 415000）
Abstract Using the NCEP/NCAR reanalysis data， the temporal and spatial variation features of the leading members of the East Asian summer monsoon system during the durative heavy precipitation at the middle east area of China in midJuly 2012 was analyzed. The results showed that， the position of North boundary of subtropical high， the south ridge line and the midlatitude frontal zone were relatively stable during the persistent heavy rainfall. Middle and lower reaches of the Yangtze River has been in the divergence zone of the northerly wind of the South and the southerly wind of the trough. When the subtropical high moving southwrad， the heavy precipitation often occured the north of the 584 line； while the subtropical high moving northwrad， the heavy precipitation often occured the south of the 584 dagpm line. Before the persistent heavy rainfall occured， the atmosphere was unstable stratification.The cold air of westerly trough frequently carried and the warm air of the Southwest Jet at low altitude repeatedly carried， which the strong wind speed gradient of the left of exit region has provided the impetus for the development of storm conditions.The intrusion of dry air at lowlevel， the front and back vertical circulation of the trough and the Vortex maintained the upward vertical movement， and the persistent heavy rainfall had developed. Upperlevel westerly jet strengthened （weakened） before Southwest Jet at low altitude to strengthened （weakened） for 2-5 d， that had a ahead of significance for durative heavy precipitation.
Key words Persistent heavy rain； Formation mechanism； Upper and lowerlevel jets； Cold air； Vertical circulation 强降水引发的城市内涝、山体滑坡及泥石流等，给人们的生活生产均造成了一定的危害，而持续性强降水天气对社会的影响更大。不少学者对各类强降水天气过程进行了归纳总结，杨荆安等分别对2008～2013年汛期全国当年主要暴雨过程进行了总体概述[1-7]。许多学者也分别从强降水产生机制、物理量特征以及预报指标探讨等方面进行了一定的研究[8-9]，尤其是对于持续性强降水研究[10-13]，如徐双柱等通过分析一次湖北省持续性暴雨发现，中尺度对流回波或云团一般发生在多个天气尺度系统的汇合处[10]；尹洁等对江西一次持续暴雨过程进行了天气动力学诊断分析和中尺度分析[13]。
笔者对2012年7月我国中东部持续性强降水期间东亚夏季风系统主要成员的时空演变特征进行分析，讨论了其影响机制，以期为进一步提高我国中东部地区持续性强降水的预报能力提供参考。
1 资料与方法
1.1 资料来源
所用资料为2012年7月7～20日NCEP/NCAR标准等压面一日4次的再分析资料，水平分辨率为1°×1°，以及同时期国家气象中心实时预报业务数据库逐日08：00 24 h降水量加密观测资料，全国共计2 418站。
1.2 持续性强降水指标定义 某区域内强降水过程（区域性中到大雨及以上等级）频发并超过3次以上；相邻2次强降水过程之间的降水连续间断日数（区域平均日降水量<6 mm日数）<3 d[14]。
1.3 高低空急流面积指数 参照《中国夏季旱涝及环境场》计算大尺度关键影响系统特征指数[15]，如南方西南急流面積指数为20°～32.5° N、100°～122.5° E范围内850 hPa西南风速不低于12 m/s的网格点数，根据谭杰丽等研究[16]，在此采用低空西南急流面积指数为20°～30° N、100°～122° E范围内850 hPa全风速不低于12 m/s的网格点数，高空西风急流面积指数为35°～45° N、100°～122° E范围内200 hPa全风速不低于30 m/s的网格点数。
2 结果与分析
2.1 持续性强降水特征
2012年7月12～19日我国中东部地区出现2012年最强降水过程。在此期间，黄淮、江南大部以及湖北东部等地累计降水量较常年同期偏多5成至2倍，部分地区偏多2倍以上。强降水雨带位于27°～32° N的江南，降水量超过200 mm，强降水中心位于湖南中西部至江西中西部，降水量超过300 mm，期间接连不断出现了强降水过程，其中以暴雨到大暴雨降水过程强度最强（图1a）。
从图1b可以看出，此次降水过程具有明显的季节性南北摆动特征，期间有2次主要的强降雨时段，即12～14和15～19日。7月10日雨带位于华北，12～14日随着西太平洋副热带高压（简称副高）向东撤退，雨带逐渐自华北向黄淮、江南移动。12～14日，江汉、江淮南部、江南北部以及贵州等地出现暴雨到大暴雨，江苏中部、安徽中部、湖北东南部降水
量达100～250 mm，湖北局部地区超过300 mm；15～19日副高西伸北抬，同时四川东部高空槽、黄淮气旋及中低层西南涡和切变线共同影响，江南大部出现暴雨到大暴雨，江西中部、湖南中部、贵州中南部、四川中部降水量达100～250 mm，局部地区超过300 mm。
受持续降雨影响，湖南湘水部分支流、资水干流下游出现超警水位，沅水干流中下游及东南洞庭湖全面超警，全省有1 233座水库一度溢洪；江西赣江中游支流袁河、锦江以及抚河等均发生超警戒洪水，全省7座大型水库超汛限水位，其中4座水库开闸泄流；长江上游干流和部分支流发生超保证水位洪水。
2.2 西太平洋副热带高压先南撤后振荡北抬
2012年7月9～19日我国中东部持续性强降水期间，西太平洋副热带高压主体位于西太平洋洋面上，平均脊线在30°N附近，平均西脊点在130°E附近，鄂霍次克海为平均冷涡区，我国东亚沿海、中西伯利亚和青藏高原西部为平均低槽区。我国中东部上空584 dagpm线较平直，平均位置在30°N附近，强降水区正好在584 dagpm线附近摆动（图2）。从暴雨区平均的副高北界特征线（500 hPa为584 dagpm，700 hPa为312 dagpm）的时间演变（图3）来看，副高北界经历了一次先南退再振荡北抬的过程，即7月9日其北界584 dagpm线位于35°N附近，随后的3～4 d缓慢南退，至14日其北界退至28°N附近，随后其北界振荡北抬。在副高南撤的过程中，强降水带主要位于584 dagpm线北侧，副高在增强北抬的过程中，强降水带主要在584 dagpm线南侧，且集中在500 hPa 584 dagpm线和700 hPa 312 dagpm线之间，副高北侧垂直上升运动较深厚区域与强降水区对应。总体而言，此持续性强降水期间副高北界位置相对平稳，多在27°～32°N之间摆动，我国中东部的强降水在其北侧区域频繁出现。在副高南撤时，强降水带主要在584 dagpm线北侧，在副高北抬时，强降水带主要在584 dagpm线南侧。
2.3 南亚高压和高空急流的影响
分析强降雨期间200 hPa平均高度场（图4）发现，南亚高压一直稳定维持在青藏高原至印度半岛上空，其向东伸展的近东西向的高压脊线在此期间也一直稳定维持在30°N附近并向东延伸至长江下游地区，南北振荡幅度小。南亚高压北侧从东北地区南部至长江中游维持一个平均槽区，使得长江中下游地区一直处于南亚高压反气旋环流东侧偏北风与西风槽前偏南风之间的风向开口辐散区中，有利于对流层高层辐散的维持，从图4可以看出，长江中下游地区维持一条较强的辐散带，从而有利于该地区降水的稳定和发展。另外从高空急流的演变发现（图5），高空急流早在强降水发生前就已经建立，长江中下游地区一直处在高空急流入口区南侧的辐散区，虽然过程后期高空急流核东移，但强降水区仍然位于高空急流核后部的风速辐散区中。而当19日后高空西风带低槽向北收缩，高空急流减弱北撤，中东部降水过程随之结束。可见高空急流入口区右侧或急流核后部的风速辐散和南亚高压反气旋环流东侧偏北风与西风槽前偏南风之间的风向辐散叠加，造成了长江中下游地区强辐散带的维持。 分析预报经验指出，较大范围暴雨的发生与对流层700～850 hPa低空急流的出现有密切的关系。通过数值模拟和个例分析得出，对流层低空急流的出现并不是孤立的，它常与200～300 hPa的高空急流相耦合而存在[17]。低空急流区的动能是由高空向低空传输的，低空急流区上空动能的下传有利于急流的加强，加强的急流将大量的暖湿气流输送到我国长江中下游地区[18]。从高空西风急流面积指数和低空西南急流面积指数超前滞后相关分析（图6）可看出，高空西风急流面积指数较低空急流面积指数超前2～5 d，呈波动性，且为正相关关系，相关系数通过了0.05水平的显著性检验，说明在这次持续性强降水过程中，高空西风急流的加强（减弱）较低空西南急流的加强（减弱）超前2～5 d。
2.4 冷空气频频南下影响
长江中下游地区降水的出现与中高纬干冷空气的活动密切相关，干冷空气的入侵对降水的产生发展起着重要的动力作用[19]，而东亚西风槽的南摆常带来不同程度的冷空气，给当地或下游地区带来阴雨甚至雷暴天气[20]。因此，分析西风带低槽演变特征来追踪冷空气南下影响特征。纵观2012年7月7～19日对流层高层200 hPa平均位势高度时间-纬度剖面（图7）分析，我国中东部地区上空西风带低槽以1 d的频率不断东移。从500 hPa北风分布可以看到，对流层中层的冷空气主要在30°～55° N活动，随着对流层高层西风带低槽一次次东移，500 hPa冷空气也一次次向南影响，且200 hPa西风带低槽的维持或东移比500 hPa冷空氣南下影响早约0.5 d。低槽频繁带来的冷空气与副高北侧边缘的暖湿气流交汇产生了强降水，东亚中纬度锋区位置基本稳定在32°～38°N，强降水带位于中纬度锋区南侧暖区内。
2.5 低空急流的影响
低空急流作为一种动量、热量和水汽的高度集中带，是给中纬度暴雨提供水汽和动量的最重要的机制。分析过程期间沿湖南西部的暴雨中心（110° E）风速的经向时间剖面图发现（图9a），低空急流经历了一次先南撤再缓慢北抬的过程，其南北进退演变类似西太平洋副热带高压的南北摆动变化。第1次强降水过程前（12日20：00），低空急流已经建立，位于29°N附近，随后低空急流缓慢南撤，14日南撤至27°N附近并最终减弱消失。强降雨主要位于急流北侧风速梯度大值区并随急流的南撤缓慢南移。15日开始低空急流发展加强并振荡北抬，随着急流的加强北抬，第2次强降水又开始发展加强。低空急流建立和加强一方面有利于水汽和不稳定能量向暴雨区的输送。从图9b可以看出，过程期间我国南方地区850 hPa水汽通量的位置演变与低空急流南北进退密切相关，水汽通量的强弱也随低空急流强弱而变化，充沛的水汽输送保证了暴雨所需的水汽条件。另一方面，低空急流出口区左侧较强的风速梯度为暴雨的发生发展提供了动力条件。低空急流加强有利于急流北侧气旋性风速切变的加强，产生正涡度，导致低涡的形成和发展，从图9c可以发现，正涡度区位于低空急流北侧，其发展变化与低空急流的演变同步。同时，低空急流出口区左侧较强的风速梯度有利于低层辐合的发展，从而在急流北侧维持一条辐合带，有利于水汽和不稳定能量的辐合以及垂直上升运动的发展（图9d）。
2.6 不稳定能量的蓄积
在相同的水汽条件和天气系统相近的情况下，暴雨的产生及强度主要依靠大气中的不稳定能量释放产生的垂直上升运动[21]。不稳定能量的蓄积对强降水的发生有一定的预示意义。用温度露点差来分析大气湿度场的分布特征结构，并以4 ℃为干湿空气交界。在持续性强降水发生前期（7月8～10日），我国中东部地区上空的大气层结为上干下湿，大气层结极不稳定（图10a）；降水发生后，对流层中层湿度略有增大，但在12、14～15和18～19日有干空气入侵。从500 hPa平均温度露点差时序变化曲线上（图10b）也可以看到，在此期间有3次峰值，意味着对流层中层形成干层使得不稳定能量蓄积，有利于强降水维持。在持续性强降水期间，700 hPa的温度露点差均≤4 ℃（图10b），空气湿度较大，与活跃的低空西南急流相关。此外，在14～19日期间，对流层低层不断地有干空气入侵，在850 hPa温度露点差的时序变化曲线图上（图10b），也分别在14、15和16日有3次峰值。低层干空气入侵使湿空气抬升，有利于强降水的维持或发展。在强降水趋于结束时，对流层中高层空气变干，低层空气湿度变大，为下一次降水过程开始蓄积不稳定能量。
在持续性强降水期间，对流层中层干空气的入侵有利于形成干层，使得大气不稳定能量不断得到蓄积，不稳定能量的释放又有利于强降水的维持或发展；对流层低层干空气的入侵，迫使湿空气抬升，同样有利于强降水的维持或发展。
2.7 垂直环流
充沛的水汽是暴雨产生的物理基础，强烈辐合上升运动是形成暴雨的主要机制[21]。在此次强降水期间出现了强烈的垂直上升运动，大值中心位于对流层中层300～600 hPa，中心值达-60×10-2Pa/s，强烈的上升运动将低层高温、高湿空气向上输送，在强降水区上空形成了凸起的高比湿舌；近地层至600 hPa储备的对流不稳定能量更是
3 小结
（1）在持续性强降水期间，副高北界位置、南亚高压脊线位置及中纬度锋区相对平稳；高空急流入口区右侧或急流核后部的风速辐散和南亚高压反气旋环流东侧偏北风与西风槽前偏南风之间的风向辐散叠加，造成了长江中下游地区强辐散带的维持；副高在南撤时，强降水主要发生在584 dagpm线北侧，副高在北抬时，强降水主要发生在584 dagpm线南侧。东亚高空急流在持续性强降水前建立，高空西风急流的加强（减弱）较低空西南气流的加强（减弱）超前2～5 d，对我国中东部强降水形成与维持具有超前指示意义。 （2）由于西风带低槽不断东移发展，对流层冷空气频繁南下影响，西南低空急流一次次向北脉动，使得冷暖空气在30°N附近对峙，触发了持续性强降水天气。低空急流建立和加强不仅有利于水汽和不稳定能量向暴雨区的输送，其出口区左侧较强的风速梯度为暴雨的发生发展提供了动力条件。持续性强降水发生之前，大气层结上干下湿极不稳定，蓄积了大量不稳定能量，且在强降水发生期间，对流层中层不断形成干层有利于不稳定能量的蓄积，低层干空气的入侵，迫使湿空气抬升凝结，对强降水的维持或发展有促进作用。
（3）在持续性强降水期间，垂直上升运动主要集中在300～600 hPa，强度达-60×10-2Pa/s。沿海低槽与西南地区附近的垂直正反环流将冷暖空气输送到我国中东部地区上空，冷暖空气在此辐合抬升，同时对应高层强辐散区，它们之间的相互作用使得垂直上升运动维持或发展。因此在预报分析时，还应要注重分析天气系统其相互间的影响联系。
（4）强降水带位于东亚低空西南急流轴北侧南风经向强梯度辐合带、副高北侧区域的对流层中层垂直上升运动大值带、南亚高压脊线北侧的强辐散区及中纬度锋区南侧。
参考文献
[1] 杨荆安，孟英杰.2008年5—9月我国主要暴雨天气过程[J].暴雨灾害，2008，27（4）：378-382.
[2] 杨荆安，孟英杰.2008年5—9月我国主要暴雨天气过程（续）[J].暴雨灾害，2009，28（1）：92-95.
[3] 杨荆安，闵爱荣，廖移山.2011年4—10月我国主要暴雨天气过程简述[J].暴雨灾害，2012，31（1）：87-95.
[4] 廖移山，闵爱荣，杨荆安，等.2009年4—9月我国暴雨天气概述及重要过程浅析[J].暴雨灾害，2010，29（1）：96-103.
[5] 闵爱荣，廖移山，杨荆安.2010年4—10月我国主要暴雨天气过程简述[J].暴雨灾害，2011，30（1）：90-96.
[6] 邓雯，闵爱荣，廖移山，等.2012年4—10月我国主要暴雨天氣过程简述[J].暴雨灾害，2013，32（1）：88-96.
[7] 张芳华，陈涛，徐珺，等.2013年4—10月我国主要暴雨天气过程简述[J].暴雨灾害，2014，33（1）：87-95.
[8] 孙明生，李国旺，尹青，等.“7·21”北京特大暴雨成因分析（I）天气特征、层结与水汽条件[J].暴雨灾害，2013，32（3）：210-217.
[9] 孙明生，李国旺，尹青，等.“7·21”北京特大暴雨成因分析（II）垂直运动、风垂直切变与地形影响[J].暴雨灾害，2013，32（3）：218-223.
[10] 徐双柱，吴涛，王艳.2010年7月7—15日湖北省持续性暴雨分析[J].暴雨灾害报，2012，31（1）：35-43.
[11] 邹海波，单九生，吴珊珊，等.江西持续性暴雨的典型大尺度环流模型[J].暴雨灾害，2013，32（2）：126-131.
[12] 王艳兰，刘国忠，唐桥义，等.桂东北5—8月持续性暴雨过程分析与预报[J].暴雨灾害，2013，32（3）：235-241.
[13] 尹洁，何拥凤，陈云辉，等.2013年6月江西一次持续性暴雨过程分析[J].暴雨灾害，2013，32（4）：314-323.
[14] 牛若芸，张志刚，金荣花.2010年我国南方两次持续性强降水的环流特征[J].应用气象学报，2012，23（4）：385-394.
[15] 赵振国，王永光，陈桂英，等.中国夏季旱涝及环境场[M].北京：气象出版社，1999：10-11.
[16] 谭杰丽，江静，袁俊鹏.副热带高空急流各中心强度时间变化及分析[J].气象科学，2009，29（4）：482-489.
[17] 黄安丽，高坤.对流层高、低空急流耦合作用的动力学分析[J].浙江大学学报：理学版，1982，9（3）：256-364.
[18] 周兵，韩桂荣，何金海.高空西风急流对长江中下游暴雨影响的数值试验[J].南京气象学院学报，2003，26（5）：595-604.
[19] 司东，柳艳菊，马丽娟，等.2011年初夏我国长江中下游降水的气候特征及成因[J].气象，2012，38（5）：601-607.
[20] 鲍名.近50年我国持续性暴雨的统计分析及其大尺度环流背景[J].大气科学，2007，31（5）：779-792.
[21] 黎清才，杨晓霞.鲁中暴雨不稳定能量积累和释放的研究[J].山东师大学报：自然科学版，1998，13（1）：48-52.