第４６卷第３期 ２Ｏｌ８年６月 气 象科技 Ｖｏ１．４６，ＮＯ．３ ＭＥＴＥｏＲＯＬＯＧＩＣＡＬ ＳＣＩＥＮＣＥ ＡＮＤ ＴＥＣＨＮｏＬｏＧＹ Ｊｕｎ．２０ｌ８ 大别山区地形降水特征分析 倪婷 黄勇 凌新锋 黄国贵 李景安 （１南京大学大气科学学院，南京２１００００；２安徽省寿县国家气候观象台，寿县２３２２００； ３安徽省气象科学研究所大气科学与卫星遥感重点实验室，合肥２３００３１） 摘要利用２０１２－－２０１４年地面自动站与中国区域ＣＭＯＲＰＨ（Ｃｌｉｍａｔｅ Ｐｒｅｄｉｃｔｉｏｎ Ｃｅｎｔｅｒ Ｍｏｒｐｈｉｎｇ）多卫星降水数据相 融合的逐时降水量数据集，分析大别山区的降水时空分布特征。２０１２－－２０１４年大别山区年平均降水量９７８．５ ｉｎｔｏ，降 水大值区出现在大别山主峰的东南侧，降水主要集中在５ ７月，且呈现明显的地形降水特征。从时间变化情况 看，降水量呈现单峰的特征，７月降水量最大。从空间分布情况看，大别山及其东部地区是强降水的频发区，出现暴 雨日数最多的区域位于主峰及其东侧。降水中心表现出显著的季节变化特征，冬季降水中心位于大别山区的东南 部，进入春季以后降水中心向西北方向移动，北抬至大别山主峰北侧，进入秋季（９月以后）以后降水中心逐渐向南 回落。大别山区大气环流的季节性变化及其与地形的相互作用是造成大别山区出现明显地形降水（与降水随海拔 先增加后减小）和降水季节性变化的主要原因。 关键词大别山区；降水特征；多源降水融合产品 中图分类号：Ｐ４２６ ＤＯｌ：１０．１９５１７ １６７１ ６３４５．２０１７０２８０ 文献标识码：Ａ 引言 布。董美莹等ｌ７］采用ＷＲＦＶ２．２模式研究了热带气 旋“泰利”（０５１３）降水增幅过程中的大别山地形效 应。这些研究从数值模拟试验、经验公式等方面研 究了大别山区地形对区域降水的影响。但是，受到 地面雨量站点分布不均匀、高海拔地区站点稀少、冬 季可用性差等方面的影响Ｉ８ ，难以从观测的角度 大别山位于中徽省、湖北省、河南省交界 处，是长江与淮河水系的分水岭，平均海拔５００～ ８００ ｍ，主峰部分海拔１５００ ｍ左右。该区域地形复 杂，降水的空间分布和时间分布变化较大，是暴雨和 地质灾害的多发区。例如：２０１３年６月３０日安徽 省南部山区出现的局地短时强降水口 ；２００５年１３ 号热带气旋“泰利”造成福建、浙江、江西、安徽和湖 北５省的部分地区出现了暴雨到大暴雨，局部特大 来分析大别山区地形与降水之间的关系。 近年来，国家气象信息中心研制出融合了地面 自动站与ＣＭＯＲＰＨ卫星降水产品的逐时降水量数 据集（１．０版）（简称降水量融合产品）。该产品融合 ＣＭＯＲＰＨ卫星反演降水和全国地面自动气象站资 料，形成分辨率为０．１。×０．１。的逐小时降水产 品ｌ＿１ ］。许多学者利用ＣＭＯＲＰＨ及其与地面观 测雨量相融合的产品分析地区降水特征，得到了良 好的效果。江志红ｌ１ 等利用ＣＭＯＲＰＨ卫星降水 资料和ＮＣＥＰ风场资料，综合分析了长三角地区城 市化对降水分布特征的影响。周璇口 等利用 暴雨，强降水导致了严重洪涝、山体滑坡和泥石流等 灾害，造成了经济损失和人员伤亡。何立富等［２ 的 分析表明“泰利”（０５１３）强降水与大别山地形有关。 许多学者对大别山区的降水做了大量的研究工 作＿＿ ｊ，郭蕊等 通过一系列敏感性试验，详细分析 ］了大别山地形对一次梅雨锋暴雨的影响。张宏群 等ｌｌ６ 利用ＧＩＳ技术，引用风向效应指数，建立大别 山区东段的雨季降水分布模型，模拟降水的空间分 ＣＭＯＲＰＨ融合降水数据分析了中国南方地区短时 ｈｔｔｐ：／／ｗｗｗ．ｑｘｋｊ．ｎｅｔ．ｃｎ气象科技 国家自然科学基金项目（４１２７５０３０），公益性行业（气象）科研专项ＧＹＨＹ２０１３０６０４０，安徽省自然科学基金（１５０８０８５ＭＤ６４），中国气象局项 目（ＣＭＡＧＪ２０１５Ｍ２８）共同资助 作者简介：倪婷，女，１９８６年生，工程师，主要从事地面气象观测和降水资料分析，Ｅｍａｉｌ：２７６７６９２６４＠ｑｑ．ｃｏｒｎ 收稿日期：２ｏ１ ７年５月８日；定稿日期：２０１８年１月ｌ１日 第３期 倪婷等：大别山区地形降水特征分析 强降水的时空分布特征。王皓［１ ６３等利用ＣＭＯＲＰＨ 融合降水数据和地面观测雨量资料估算了淮河流域 的面雨量，对比分析认为ＣＭＯＲＰＨ融合降水数据 在资料稀缺的地区有较好的应用前景。这些研究均 表明，ＣＭｏＲＰＨ融合降水产品能够有效地应用于 区域降水的分析研究中。本文则利用这一产品，对 大别山区的降水特征进行分析，总结地形对降水的 影响，并探讨降水特征的主要形成原因。 １ 资料 所用资料包括两部分：①２０１２－－２０１４年降水量 融合产品，时空分辨率分别为１ ｈ、０．１。×０．１。，选取 区域（３０．１５。～３２．３５。Ｎ，１１５．２５。～ｌ１７．１５。Ｅ），资料 来源于中国气象科学数据共享服务网。②２０１４年 ５—１０月１５个国家级自动气象站和７８个区域自动 气象站小时雨量数据。 为分析降水量融合产品和地面自动气象站观测 降水的差异，选用２０１４年５—１Ｏ月１５个国家级自 动气象站、７８个区域自动气象站及相应格点内降水 量融合产品资料进行分析。以降水量≥０．１ ｍｍ为 标准，进行有效降水样本的筛选，以区分降水融合产 品和地面自动站观测数据之间的差异。从差异的概 率分布（图１）可以看出，两者差异在（～０．５，０．５）区 间内占５７ ，差异在（一１．０，１．０）区间内占７０ ，总 体上差异较小。 Ｌ ｔ ● １ ０ 】 ｌＯ ２０ 降水差异／ｌａ 图１ ２０１４年５—１ｏ月地面自动站观测降水和 ＣＭＯＲＰＨ融合产品降水差异频次 进一步分析降水量融合产品和地面自动气象站 观测降水的差异，将地面自动气象站小时降水量≥ ２５ ｍｍ、１６～２５ ｍｍ、８～１６ １－ｉｔｍ、＜８ ｍｍ分成４个 等级，各等级分别出现了１２３次、２４０次、９９７次、６８２２ 次，并分别计算了与ＣＭ（）ＲＰＨ融合产品的差异。从 图２可以看出，小时降水量≥２５ ｆｉｌｍ、１６～２５ ｒｆｌＩＴＩ、 ８４１６ ｍｍ、＜８ ＩＴｌＩｎ的差异中心值越来越小，并逐 渐接近于０。总体上来看，降水量融合产品能替代 地面自动气象站的降水来反映区域的降水特征。 ２ 降水特征 统计结果表明，２０１２—２Ｏ１４年大别山区年平均 降水量为９７８．５ ｍｍ，降水中心最大的年平均降水 量达１３９９．８ ｍｍ，而降水最小地区仅为３７７．５ ｍｍ。 对于整个区域来说，年平均降水量≥１０００ ｍｍ的区 域占整个研究区域的５５ ，年均降水量＜８００ ｍｍ 的区域占整个研究区域的２５ ，降水量介于８００～ １０００ ＩＴｉｎｌ之问的占２５ 。 从降水量空间分布（图３ａ，彩页）来看，大别山 区的降水与地形之间有较好的对应关系。降水最大 值出现在大别山主峰的东南侧。另外，大别山主峰 及东南侧、次峰东部的年降水量均大于１２００ ｎ１．ＩＴＩ， 形成一个“西西北一东东南”向分布的降水大值带， 并与山脉走向相近。在降水大值带的北侧，降水量 随着纬度的升高而递减。降水大值带的南侧有一个 降水低值中心，年平均降水量最小约７００ ｍｍ。在 从降水量随海拔高度变化上看（图３ｂ，彩页），随海 拔升高，降水量有先增大而后减小的趋势。 图４是逐月降水量最大、最小和平均的变化图。 从逐月变化情况来看，平均降水量在１—７月随着月 份的增大也逐渐增大，８月以后降水量迅速减小。 降水主要集中在５—７月，其中７月降水量最大，平 均约２００ ｍｍ，高值可达３６２ ｍｍ；１２月降水量最小， 平均约３０ ｍｍ。不论是最大降水量、最小降水量还 是平均降水量，７月到８月均出现了锐减的现象。 另外，虽然４月的月平均降水量要比３月大，但最大 降水量是３月大。这表示３月大别山区极端强降水 的强度大或者极端强降水次数要比４月多。 ５５８ 气 象 科 技 第４６卷 ５．０ ４．Ｏ ３Ｏ ３．Ｏ 曝 ２ ０ ２Ｏ １．０ ０ ０ ０ ２０ ４０ ６０ ８０ —５ 哪０ 一 ５ １０ １５ ２０ －－ 降水差异／ｎ （ｂ） ２５０ ２０００ 降水差异／ｕ ２００ ｌ１５００ １５０ １０００ １００ ５ＯＯ Ｏ Ｏ 一．．＿··＿ｌ ｌ＿．．．一 ９ —７ —５ —３ 一ｌ １ ３ ５ ７ １０ —５ ０ ５ １０ １５ ２０ ２５ １１ 降水差异／ｍｍ 降水差异／ 图２ ２０１４年５＿．１０月地面自动站观测降水和ＣＭＯＲＰＨ融合产品降水分等级差异频次：（ａ） 动站小时降水量≥２５ Ｈ１ｉ＇１＂１ （ｂ）自动站小时降水量１６～２５ １１１１３３，（ｃ）自动，２￣／／Ｊ，时降水量８～１６ ｍｍ，（ｄ）自动站小时降水量＜８ Ｉｎ１１１ 来统计大雨、暴雨和大暴雨目的出现天数。从大雨、 ４００．０ ３５０．０ 暴雨和大暴雨出现日数的空间分布（图６，彩页）来 看，均在海拔较高的区域呈现出一个高值。大别山 及其东部地区是大雨、暴雨和大暴雨的频发区，出现 ３００．０ 鑫２ ５ｏ＿ｏ ２００．０ 世 １５Ｏ．Ｏ ｌＯ０．０ ５０．０ ０．Ｏ 天数最多的区域位于主峰及其东侧。从时间分布来 看（图７），入春以后（３月开始），日降水量≥２５ ｍｉｌｌ 的大雨出现频率开始升高，最大值出现在７月；８月 ０１ ０２ ０３ ０４ ０５ ０６ ０７ ０８ ０９ １０ １１ １２ ０．００８ ０．００７ 月份 图４大别山区月最小、月最大及月平均降水量时间变化 ０．００６ ｉ，；｛ｒ ０·００５ 从大别山区逐月降水量的空间分布（图５，彩 页）来看：①１—５月，降水中心出现在大别山区东南 ０．Ｏ０４ ０．００３ ０．００２ ０．ＯＯｌ Ｏ 部；６月开始，降水中心逐渐向西北方向移动，８月降 水中心位置北抬至大别山主峰北侧（３１．５。Ｎ）；９月 开始，降水中心又逐渐南压，１２月降水中心回至大 ０１ ０２ ０３ ０４ ０５ ０６ ０７ ０８ ０９ １０ １ｌ ｌ２ 别山区东南部。②７月平均降水量最大，且降水中 心与大别山高海拔地区重合。 分别以日降水量≥２５ １＂Ｉ１１３３＿、≥５０ ｍｍ、≥１００ ｎ１ｍ， 罔７ ２Ｏ１２ ２０１４年大别山区小同强度日降水量 出现频率的月变化 第３期 倪婷等：大别山区地形降水特征分析 开始，大雨出现频率呈降低的趋势，但１Ｏ月出现了 一个弱的峰值。日降水量≥５０ ｍｍ、≥１００ ｍｍ的事 件多发生在５～７月，其中７月出现次数最多。 以１小时降水量大于８ ｍｍ为阈值来划分对流 性降水和稳定性降水，以１ ｈ雨量≥８ ｍｍ、≥１６ ｍｍ 为标准，来判断短时大雨和暴雨。从不同强度降水 出现概率的空间分布（图８，彩页）来看，稳定性降水 总体上呈西北少、东南多的特点，其中在大别山主峰 周边有条大值带，在主峰西南侧有极值中心。而强 降水的空间分布也与地形呈现较好的对应关系。主 要表现为：高海拔地区及山区东部是短时大雨出现 概率最大的区域，其中极值中心出现在主峰东侧（图 ８ａ）；短时暴雨出现概率较大的区域是大别山的次峰 和主峰的东南侧（图８ｂ）。 ｅｄ，的来说，大别山高海拔 地区及其东侧易出现短时的强降水（短时大雨和暴 雨）。 ３成因分析 以上分析结果表明，大别山区的降水存在显著 的时空分布特征。地形和大气环流的共同作用，是 造成大别山区降水时空特征的主要原因。 一方面，山地边界层的扰动作用对大别山区降 水分布有明显的影响。已有研究表明［１ ７３，大别山区 暴雨日比重以及平均降水量的空间分布上存在着高 值中心与低值中心相邻的现象，地形的作用是造成 这一分布特征的主要因素。大别山的中尺度地形对 局地中尺度天气系统具有“阻滞”作用，是形成中尺 度扰动的一种外强迫＿１ 。中尺度系统在经过大别 山地区时经常停滞发展，使得降水较大，可能形成暴 雨。利用ＮＣＥＰ再分析资料，对２０１２—２０１４年８５０ ｈＰａ风和相对湿度的逐月特征进行分析。对大别山 区内的ＮＣＥＰ数据做纬向平均，并制作径向剖面， 结果如图９（彩页）所示。从图９中可以看出， 风分 量在每年的７月出现一个正的极大值。６月开始 风由负转为正，７月达到极值，西风增强。７月以后 风变为负值，西风逐渐转为东风。从水汽的分布 来看，虽然７月水汽没有达到极值，但水汽仍然较为 充沛。充沛的水汽，配合西向风，使得水汽在大别山 区的南麓遇到地形抬升，从而在大别山的南侧造成 大降水。进入８月以后“风分量由正变为负，表示 风向由偏西风转为偏东风。而此时低层大气的水汽 依然充沛，这就使得东风携带充沛的水汽在大别山 的北侧遇到地形抬升，在大别山的西北侧形成大降 水中心。 另一方面，大气环流的季节变化对降水的时间 分布有着显著影响。暴雨多发生在暖季，主要与我 国位于亚洲季风区有关，夏季带来充沛的水汽和层 结不稳定有利于暴雨的形成。而大别山地形会强迫 底层西南暖湿气流绕流和抬升，形成扰动并使其所 含水汽和不稳定能量沿途释放，有利于降水的发生 发展。冬季，大别山区主要以偏北风为主，受蒙古冷 高压控制影响，气温较低，降水较少；从春季３月开 始到夏季７月，大别山区由东南风逐渐转受西南风 控制，副高位置逐渐北抬西伸，西南暖湿气流变得活 跃起来，大别山区降水也逐渐增多，雨区位置也呈现 北抬西伸的特点。尤其是在６月中下旬到７月上 旬，大别山区进入梅雨期，降水量较为集中。８月大 别山区主要受副高控制，以高温天气为主，降水也多 为局地性强的对流天气。９～１１月，副热带高压势 力减弱，脊线南退，地面为冷高压控制，降水逐渐 减少。 以上分析结果表明，在大别山区，地形和大气环 流季节变化是造成区域降水出现显著时空特征的主 要原因。 ４ 结论 本文利用ＣＭＯＲＰＨ降水量融合产品，对大别 山区降水的时空特征进行了统计分析。结果表明， 大别山区的降水存在着显著的时空分布特征，地形 和大气环流的共同作用，是造成这些特征的主要原 因。分析的主要结论如下： （１）在空间分布上，大别山区的年降水量与海拔 高度之间有着较好的对应关系，高海拔地区年降水 量大。降水大值带呈“西西北东东南”向分布，与 山脉走向相近，表现出明显的地形降水特征。此外， 高海拔地区及其东南侧也是大雨、暴雨和大暴雨频 发的区域。 （２）在时间分布上，大别山区降水主要集中在 ５—７月，７月降水量最大，暴雨日数最多。１ ７月 降水量逐渐增加，８月开始减小，降水中心落区随时 间从大别山区东南部向西北方向移动北抬至大别山 主峰北侧（３１．５。Ｎ），然后逐渐向南回落。地形和大 气环流的共同作用，是造成季节变化的主要因素。 ５６ 气 象 科 技 第４６卷 ３２．２。Ｎ ３２。 ３１．８ 。 。。·。］（ｂ） １４ｏｏ．ｏ １２ｏｏ．ｏ ．Ｌ ·· ｙ：一０ｏｏｏ４￣＋０．７６２３ ＋８６５ ．． ３１．６ ３Ｌ ４。 ３１．２ ３ｌ。 ：１ｏｏｏ．ｏ ８００·０ 盘６００ ｏ ４００．ｏ ２００．ｏ ３Ｏ．８。 ３Ｏ．６。 ３０．４ ３０．２。 ３０。 ｏ．ｏ— ——一广］————Ｔ一———— ｏ Ｉ】５．６ ｌ１６。 １１６．４。 １１６．８ Ｅ ２００ ４００ ６００ ８００ ｌｏｏｏ １２００ Ｉｌ５．２。 海拔高度／Ⅲ 图３ ２０１２ ２Ｏ１４年年平均降水量空间分布（ａ）及与海拔高度天系（Ｉ】） （图ａ中．色斑图为降水量．等值线为海拔高度（ｍ）） １月 ３２．２。Ｎ ３【．８。 ３２．２。Ｎ ３ｌ＿８。 ３Ｉ．４。 ３１。 ３０．６。 ３０．２。 ２月 ３２．２。Ｎ ３１．８。 ３Ｉ．４。 ３月 ¨ ３１．４。 ３ｌ ３Ｏ．６。 ３０．２。 ●■■目口［曰吲日日】］［目 黜黜黜黜 黜 ３ｌ。 ３０．６。 ３０．２。 ３２．２。Ｎ ３１．８。 ３２．２。Ｎ ３１．８。 ３２．２。Ｎ ３１．８。 ３１．４。 ３１。 ３１．４。 ３ｌ。 ３１．４。 ３１。 ３０．６。 ３０．６。 ３０．２。 ３０．６。 ３０．２。 ３０．２。 ３２．２。Ｎ ３１．８ ３２．２ Ｎ ３１．８。 ３２．２。Ｎ ｎ ３１．８。 ３１．４。 ３ｌ。 ３０．６。 啪 瑚 毛言 … 舳 印 蚰 ３１．４ ３１。 ３０．６。 ３０．２ ３１．４。 ３１。 ３０．６。 ３Ｏ．２。 ３０．２ ３２．２。Ｎ ３１．８。 ３２．２。Ｎ ３１．８。 ３１．４。 ３１。 ３Ｏ．６。 ３０．２。 ３２．２。Ｎ ３【．８。 ３１．４。 ３ｌ。 ３０．６。 ３０．２。 ３Ｉ＿４。 ３ｌ ３０．６ ３０．２。 １１５．４ １１５．８‘１１６．２。１１６．６。１１ ７。Ｅ １１５．４ １１５．８。１１６．２。１１６．６。１１７。Ｅ ｌ１５．４。１１５．８。１１６．２。１１６．６。ｔ１７ Ｅ 图５ ２０１２ ２Ｏ１４年１—１２月平均降水量空间分布 （色斑图为降水量．等值线为海拔高度（ｍ）） ５６２ 气 象 科 技 第４６卷 ［１１］沈艳，潘呖，宇婧婧，等．中国区域小时降水量融合产品的质量 参考文献 ［１］周后福，郭品文，翟菁，等．ＬＡＰＳ分析场资料在暴雨中尺度分 析中的作用ＥＪ］．高原气象，２ＯｌＯ，２９（２）：４６１－４７０． ［２］张家国，周金莲，谌伟，等．大别山西侧极端降水中尺度对流系 统结构与传播特征［Ｊ１．气象学报，２ｏ１ ５，７３（２）：２９ｉ ３０４． 评估［Ｊ］．大气科学学报，２０１３，３６（１）：３７ ４６． ［１２］张蒙蒙，江志红．我国高分辨率降水融合资料的适用性评估 ［Ｊ］．气候与环境研究，２ｏＩ３，１８（４）：４６１ ４７１． ［１３］廖杰，徐宾，张洪政．地面站点观测降水资料与ＣＭＯＲＩ Ｈ卫 星反演降水产品融合的试验效果评估［Ｊ］．热带气象学报， ２Ｏ１ ３，２９（５）：８６５－８７３． ［３］陈潜，赵鸣．地形对降水影响的数值试验［Ｊ］．气象科学，２００６， ２６（５）：４８４ ４９３． ［１４］江志红，唐振飞．基于ＣＭＯＲＰＨ资料的长三角城市化对降水 Ｅ４］苗春生，刘维鑫，王坚红，等．梅雨期经大别山两侧暴雨中尺度 低涡对比分析口］．高原气象，２０１４，３３（２）：３９４—４０６． ［５］郭蕊，苗春生．张楠．一次淮河流域梅雨锋暴雨的大别山地形 敏感性试验［Ｊ］．大气科学学报，２０１ ３，３６（５）：６２６—６３４． 分布特征影响的观测研究［ｊ］．气象科学，２０１１，３１（４）： ３５５－３６４． Ｅ１５］周璇，罗亚丽，郭学良．ＣＭ（）ＲＰＨ卫星一地面自动站融合降水 数据在中国南方短时强降水分析中的应用［Ｊ］．热带气象学报， ２ｏ１ ５，３ｌ（３）：３３３ ３４４． ［６］ 张宏群，马晓群，范伟，等．基于ＧＩＳ的大别山区东段雨季降水 空问分布模拟［Ｊ］．水土保持通报，２０１０，３Ｏ（５）；１５２ １ ５７． ［７］ 董美莹，陈联寿，程正泉，等．地形影响热带气旋“泰利”降水增 幅的数值研究ＥＪ］．高原气象，２Ｏ１ｌ。３ｏ（３）：７００—７１ ０． ［８］李锐锋，陈苏婷，张晋．ｓｉ ３型双翻斗雨量传感器翻斗协调性 误差分析［Ｊ］．气象科技，２０１６，４４（４）：５７６—５８０． ［９］曾杨，莫月琴。王志成，等．几种雨量观测方式比对试验分析 ［Ｊ］．气象科技，２Ｏ１７，４５（２）：２２８ ２３３． ［１ｏ］廖荣伟，曹丽娟，张冬斌，等．中国地面气温和降水网格化数据 精度比较［Ｊ］．气象科技，２０１７，４５（２）：３６４—３７４． ［１６］王皓，罗静，叶金印，等．ＣＭＯＲＰＨ融合降水产品与地面观测 雨量资料估算淮河流域面雨量对比分析［Ｊ］．河海大学学报（ｆｊ 然科学版），２０１４，４２（３）：１８９一ｌ９４． ［１７］冯强，叶汝杰，王昂生，等．中尺度地形对暴雨降水影响的数值 模拟研究［ｊ］．中围农业气象，２００４，２５（４）：１ ４． ［１８］黄勇，张红，冯妍，等．近３８年安徽省夏季降水日数和强度的分 布与变化特征［Ｊ］．跃江流域资源与环境，２０１２，２１（２）： ３２—４２． Ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓ ｏｆ Ｏｒｏｇｒａｐｈｉｃ Ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｉｎ Ｄａｂｉｅ Ｍｏｕｎｔａｉｎ Ｎｉ Ｔｉｎｇ ｔ Ｈｕａｎｇ Ｙｏｎｇ ＇。Ｌｉｎｇ Ｘｉｎｆｅｎｇ Ｈｕａｎｇ Ｇｕｏｇｕｉ Ｌｉ Ｊｉｎｇａｎ （１ Ｄｅｐａｒｔｍｅｎｔ ｏｆ Ａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃ Ｓｃｉｅｎｃｅ，Ｎａｎｊｉｎｇ Ｕｎｉｖｅｒｓｉｔｙ，Ｎａｎｊｉｎｇ ２１００００；２ Ｓｈｏｕｘｉａｎ Ｎａｔｉｏｎａｌ Ｃｌｉｍａｔｉｃａｌｌｙ Ｏｂｓｅｒｖａｔｏｒｙ，Ｓｈｏｕｘｉａｎ Ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａ１ Ｓｅｒｖｉｃｅ，Ｓｈｏｕｘｉａｎ ２３２２００；３ Ａｎｈｕｉ Ｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｙ Ｉｎｓｔｉｔｕｔｅ Ａｎｈｕｉ Ｋｅｙ Ｉ ａｂ ｏｆ Ａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃ Ｓｃｉｅｎｃｅ ａｎｄ Ｓａｔｅｌｌｉｔｅ Ｒｅｍｏｔｅ Ｓｅｎｓｉｎｇ，Ｈｅｆｅｉ ２ ３００ ３ １） Ａｂｓｔｒａｃｔ：Ｔｈｅ ｈｏｕｒｌｙ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｄａｔａ ｓｅｔｓ ｗｉｔｈ ａ ｓｐａｔｉａｌ ｒｅｓｏｌｕｔｉｏｎ ｏｆ ０．１。×０．１。．ｗｈｉｃｈ ｉｓ ｔｈｅ ｉｎｔｅｇｒａｔｅｄ ＣＭＯＲＰＨ（Ｃｌｉｍａｔｅ Ｐｒｅｄｉｃｔｉｏｎ Ｃｅｎｔｅｒ Ｍｏｒｐｈｉｎｇ）ｒａｉｎｆａｌｌ ｐｒｏｄｕｃｔｓ，ａｒｅ ｕｓｅｄ ｔｏ ａｎａｌｙｚｅ ｔｈｅ ｔｅｍｐｏｒａｌ ａｎｄ ｓｐａｔｉａｌ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ ｏｆ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｉｎ ｔｈｅ Ｄａｂｉｅ Ｍｏｕｎｔａｉｎ ｒｅｇｉｏｎ ｆｒｏｍ ２０１２ ｔｏ ２０１４．Ｔｈｅ ａｖｅｒａｇｅ ｏｆ ａｎｎｕａｌ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｗａｓ ９７８．５ ｍｍ ｏｖｅｒ ｔｈｅ Ｄａｂｉｅ Ｍｏｕｎｔａｉｎ ｒｅｇｉｏｎ，ａｎｄ ｔｈｅ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎ ｃｅｎｔｅｒ ｗａｓ ｌｏｃａｔｅｄ ａｔ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈｅａｓｔ ｏｆ ｔｈｅ Ｄａｂｉｅ Ｍｏｕｎｔａｉｎ ｐｅａｋ．Ｔｈｅ ｍａｉｎ ｒａｉｎｆａｌｌ ｓｅａｓｏｎ ｗａｓ ｆｒｏｍ Ｍａｙ ｔｏ Ｊｕｌｙ，ｗｉｔｈ ｏｂｖｉｏｕｓ ｔｏｐｏｇｒａｐｈｉｃ ｃｈａｒａｃｔｅｒ．Ｔｈｅｒｅ ｉｓ ａ ｓｉｎｇｌｅ ｐｅａｋ ｉｎ ｔｈｅ ｔｉｍｅ ｓｅｒｉｅｓ ｏｆ ｍｏｎｔｈｌｙ ｒａｉｎｆａｌｌ，ａｎｄ ｔｈｅ ｍｏｎｔｈｌｙ ａｖｅｒａｇｅ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｉｓ ｔｈｅ ｍｏｓｔ ｉｎ Ｊｕｌｙ ｉｎ １２ ｍｏｎｔｈｓ．Ａｓ ｔｏ ｔｈｅ ｓｐａｔｉａ１ ｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎ．Ｄａｂｉｅ Ｍｏｕｎｔａｉｎ ａｎｄ ｔｈｅ ａｒｅａ ｔｏ ｔｈｅ Ｅａｓｔ ｈａｄ ｔｈｅ ｍｏｒｅ ｒａｉｎｆａｌ１．Ｔｈｅ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎ ａｎｄ ｓｔｏｒｍ ｒａｉｎｆａｌＩ ｏｃｃｕｒｒｅｄ ｍｏｒｅ ｆｒｅｑｕｅｎｔｌｙ ｉｎ ｔｈｅｓｅ ｒｅｇｉｏｎｓ，ａｎｄ ｉｎ ｔｈｅ ｃｅｎｔｒａｌ ｐｅａｋ ａｒｅａ ａｎｄ ｔｈｅ ｅａｓｔｅｒｎ ｐａｒｔ，ｔｈｅｒｅ ｗｅｒｅ ｍｏｓｔ ｈｅａｖｙ ｒａｉｎ ｄａｙｓ， ｉｎｃｒｅａｓｉｎｇ ｗｉｔｈ ａｌｔｉｔｕｄｅ．Ｔｈｅ ｌｏｃａｔｉｏｎ ｏｆ ｔｈｅ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｃｅｎｔｅｒ ｍｏｖｅｄ ｗｉｔｈ ｓｅａｓｏｎｓ．Ｉｎ ｗｉｎｔｅｒ．ｔｈｅ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｃｅｎｔｅｒ ｗａｓ ｌｏｃａｔｅｄ ａｔ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈｅａｓｔｅｒｎ ｐａｒｔ ｏｆ ｔｈｅ ｐｅａｋ，ａｎｄ ｉｎ ｓｐｒｉｎｇ ｉｔ ｍｏｖｅｄ ｎｏｒｔｈｗｅｓｔｗａｒｄ ａｎｄ ｗａｓ ｌｏｃａｔｅｄ ａｔ ｔｈｅ ｎｏｒｔｈ ｏｆ ｔｈｅ ｍａｉｎ ｐｅａｋ．Ｆｔｏｍ Ｓｅｐｔｅｍｂｅｒ，ｔｈｅ ｃｅｎｔｅｒ ｃａｍｅ ｂａｃｋ ｔｏ ｔｈｅ ｓｏｕｔｈ ｏｆ ｔｈｅ ｍａｉｎ ｐｅａｋ．Ｉｔ ｉｓ ｃｏｎｃｌｕｄｅｄ ｔｈａｔ ｔｈｅ ｅｖｏｌｖｅｍｅｎｔ ｏｆ ａｔｍｏｓｐｈｅｒｉｃ ｃｉｒｃｕｌａｔｉｏｎ ａｎｄ ｔｈｅ ｉｎｔｅｒａｃｔｉｏｎ ｗｉｔｈ ｔｅｒｒａｉｎ ｗｅｒｅ ｔｈｅ ｍａｉｎ ｃａｕｓｅｓ ｆｏｒ ｔｈｅ ｏｒｏｇｒａｐｈｉｃ ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ（ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｉｎｃｒｅａｓｉｎｇ ｗｉｔｈ ｔｈｅ ｅｌｅｖａｔｉｏｎ）ａｎｄ ｓｅａｓｏｎａ１ ｖａｒｊａｔ ｏｎ． Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：Ｄａｂｉｅ Ｍｏｕｎｔａｉｎ；ｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃ；ＣＭＯＲＰＨ
