馬嚴(yán)枝，趙桂香，郝婧宇，閆　慧，張　磊

(山西省氣象臺(tái)，山西　太原　030006)

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“8.19”華北區(qū)域暴雨的數(shù)值模擬與診斷分析

馬嚴(yán)枝，趙桂香，郝婧宇，閆慧，張磊

(山西省氣象臺(tái)，山西太原030006)

摘要：利用中尺度數(shù)值預(yù)報(bào)模式WRF3.2和NCEP 1°×1°再分析資料，對(duì)2010年8月18—19日發(fā)生在華北地區(qū)的暴雨天氣過程進(jìn)行了數(shù)值模擬，基于模擬結(jié)果，著重分析產(chǎn)生此次暴雨的動(dòng)力、熱力條件以及中尺度天氣系統(tǒng)之間的相互作用。結(jié)果表明，此次暴雨過程是在有利的高、中、低層系統(tǒng)配置下，由高空冷渦帶動(dòng)干冷空氣南下，與副熱帶高壓外圍的暖濕氣流在華北地區(qū)上空交匯而形成；高低空急流的適宜配置，產(chǎn)生了動(dòng)力場的耦合作用，形成深厚、強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)，是大暴雨發(fā)生發(fā)展的主要?jiǎng)恿l件；低空急流是主要的水汽輸送通道，水汽主要來自南海和孟加拉灣；暴雨強(qiáng)盛時(shí)期，650 hPa以下大氣表現(xiàn)為對(duì)流不穩(wěn)定，此時(shí)華北地區(qū)上空的K指數(shù)>35 ℃，強(qiáng)降水時(shí)段出現(xiàn)在K指數(shù)梯度明顯增大的過程中；對(duì)流層高層的干冷空氣不斷侵入觸發(fā)對(duì)流層低層不穩(wěn)定能量釋放，強(qiáng)降水發(fā)生在低層暖平流向上抬升、高空冷平流向下侵入的時(shí)段。

關(guān)鍵詞：華北暴雨；數(shù)值模擬；急流；干侵入；動(dòng)力場耦合

引言

由于暴雨形成的物理機(jī)制較為復(fù)雜，加之華北地形特殊，目前華北暴雨的定點(diǎn)預(yù)報(bào)難度仍較大。對(duì)于暴雨的研究，主要基于實(shí)測資料和數(shù)值模擬2種途徑[1-4]，而數(shù)值模擬是研究大氣動(dòng)力學(xué)過程的主要方法之一[5-6]。隨著數(shù)值模式性能的不斷改進(jìn)和探測資料的日益豐富，近年來，已有很多研究[7-10]利用多種模式輸出資料和各種探測資料，對(duì)華北暴雨天氣過程進(jìn)行了數(shù)值模擬和診斷，獲得了許多認(rèn)識(shí)。楊帥[11]、王志超[12]等對(duì)華北暴雨的干侵入特征進(jìn)行了診斷分析，認(rèn)為高層干冷空氣的入侵對(duì)暴雨的發(fā)生、發(fā)展有重要作用；閆昕旸等[13]對(duì)2011年6月23日北京局地大暴雨的局地性、高雨強(qiáng)和短歷時(shí)等特點(diǎn)進(jìn)行了描述，揭示了蒙古冷渦和阻高形勢是造成局地大暴雨過程的大尺度環(huán)流背景場，并對(duì)其動(dòng)力條件和水汽條件進(jìn)行了討論。趙桂香等[14]利用實(shí)況資料和FY-2C衛(wèi)星產(chǎn)品對(duì)山西中南部局地暴雨進(jìn)行綜合分析，指出500 hPa切斷低壓、槽線和副熱帶高壓共同影響，副高邊緣不斷生成和消亡的中小尺度對(duì)流云團(tuán)是導(dǎo)致暴雨的直接系統(tǒng)。張文龍等[15]較為系統(tǒng)地總結(jié)了近50 a華北暴雨的大尺度環(huán)流背景、中低緯度系統(tǒng)的相互作用、水汽輸送、高低空急流等特征。但一些研究[16-17]也表明，華北暴雨的發(fā)生發(fā)展具有很強(qiáng)的突發(fā)性和局地性，如河北“96.8”大暴雨、“7.21”北京特大暴雨、張家界“6.8”大暴雨等。近幾年氣象工作者利用WRF中尺度模式輸出的高分辨率資料，對(duì)暴雨發(fā)生發(fā)展的精細(xì)特征進(jìn)行了診斷分析[18-19]。2010年8月18—19日，華北出現(xiàn)區(qū)域性暴雨過程，降水持續(xù)時(shí)間短、強(qiáng)度大、范圍廣，但暴雨中心分布分散，具有明顯的中尺度特征，并伴有短時(shí)雷雨大風(fēng)等強(qiáng)對(duì)流天氣，此次過程造成了部分地市發(fā)生嚴(yán)重的城市內(nèi)澇，尤其是山西晉城等地房屋進(jìn)水、道路沖毀、部分路段封閉交通、通訊中斷[20]。因此，有必要對(duì)其進(jìn)行深入分析，以認(rèn)識(shí)華北暴雨形成原因，為暴雨的精細(xì)預(yù)報(bào)服務(wù)提供參考。

1資料和方法

利用1°× 1°的NCEP/NCAR再分析資料、自動(dòng)站觀測資料以及非靜力中尺度數(shù)值模式WRF(V3.2版本)，采用網(wǎng)格嵌套技術(shù)，在36 km、12 km和4 km 3種水平分辨率條件下，以NCEP格點(diǎn)資料作為初始場，對(duì)2010年8月18—19日發(fā)生在華北地區(qū)的暴雨過程(以下簡稱“8.19”過程)進(jìn)行模擬，在模擬的基礎(chǔ)上，利用模式輸出的高時(shí)空分辨率資料，從降水過程的熱力、動(dòng)力和水汽等方面對(duì)“8.19”過程的中尺度結(jié)構(gòu)特征進(jìn)行天氣學(xué)和動(dòng)力學(xué)診斷分析。

2天氣實(shí)況及模式設(shè)計(jì)

2.1降雨實(shí)況

2010年8月18日00:00—19日00:00(世界時(shí)，下同)，受副熱帶高壓外圍云系及蒙古渦旋云系的共同影響，華北地區(qū)出現(xiàn)了大范圍暴雨天氣過程，降水主要集中在18日夜間，有41個(gè)縣(市)24 h降水量超過50 mm，其中有3站超過100 mm，最大為淇縣(138 mm)。圖1給出此次過程的降水實(shí)況(由常規(guī)地面觀測資料經(jīng)過插值處理后得到)?？梢钥闯觯褐饔陰С蕱|北—西南走向，其中40°N以南雨區(qū)鑲嵌著2條東北—西南向的狹長強(qiáng)降水分布帶，其中雨帶一的范圍為：35.2°N—40°N、110°E—118°E，雨帶二的范圍為：35°N—38°N、111.7°E—118°E；超過30 mm的雨區(qū)覆蓋整個(gè)華北區(qū)域(包括河南北部和山東北部)，強(qiáng)降水中心零散分布于山西中部和河北中北部，其中中陽縣95 mm，吉縣95 mm，武鄉(xiāng)64 mm，太原65 mm，鶴壁125 mm，彘縣87 mm，大興縣94 mm，臨邑縣74 mm，最強(qiáng)降水中心位于36°N、114°E，降雨量達(dá)到130 mm以上。此次華北區(qū)域性暴雨過程，降水持續(xù)時(shí)間短、強(qiáng)度大，強(qiáng)降水中心分布分散，表現(xiàn)出明顯的中尺度特征。

圖1　2010年8月18日00:00—19日00:00華北地區(qū)

2.2暴雨主要影響系統(tǒng)及其演變

分析此次暴雨發(fā)生發(fā)展時(shí)的500 hPa高空?qǐng)D可知，8月18 日00:00(圖2a)，歐亞大陸中高緯上空維持“一槽兩脊”型，槽位于貝加爾湖—內(nèi)蒙中部，脊線分別位于我國的新疆西部及東北東部。位于貝加爾湖南部的高空冷渦攜帶冷空氣東移南下影響華北地區(qū)，而位于低緯地區(qū)的副熱帶高壓呈東西向塊狀分布，此時(shí) 5 880 gpm線已北抬至華北地區(qū)南部，對(duì)應(yīng)700 hPa低空急流沿副熱帶高壓外圍向華北地區(qū)輸送暖濕氣流；18日12:00(圖2b)，槽線南壓東移，華北地區(qū)位于槽前，副熱帶高壓強(qiáng)盛且穩(wěn)定維持，850 hPa高濕區(qū)(相對(duì)濕度>80%)覆蓋整個(gè)華北地區(qū)，副高外圍的暖濕氣流和冷渦底部分裂出的冷空氣在華北地區(qū)南部交匯，造成強(qiáng)降水發(fā)生；18 日18:00(圖2c)，兩脊向北發(fā)展，環(huán)流徑向度加大，槽加深，閉合冷渦范圍擴(kuò)大，此時(shí)華北地區(qū)仍位于槽前，而5 880 gpm線西伸穿過臨汾—長治—邯鄲一線橫跨整個(gè)低緯地區(qū)，副高外圍的暖濕氣流源源不斷地匯入華北地區(qū)，此時(shí)暴雨強(qiáng)度達(dá)到最大，最大雨強(qiáng)達(dá)30 mm·h-1；19 日00:00(圖2d)，高空冷渦加深東移，槽線位于山西東部到河北西部，5 880 gpm線繼續(xù)北伸至山西中部。整個(gè)暴雨階段，華北地區(qū)一直處于高濕區(qū)和5 880 gpm線的控制之下，暴雨首先從華北南部(山西南部和河南北部)開始，并向北擴(kuò)張，雨區(qū)在副高西部北上的暖濕空氣與中緯度南下的冷空氣相交綏的地帶。隨著500 hPa槽脊緩慢東移出華北地區(qū)，強(qiáng)降水趨于結(jié)束。

2.3模式設(shè)計(jì)方案

以中尺度數(shù)值模式WRF3.2為基礎(chǔ)，NCEP再分析格點(diǎn)資料作為模式的初始場和預(yù)報(bào)背景場，試驗(yàn)設(shè)計(jì)采用三重雙向嵌套，D1、D2、D3水平分辨率分別為36 km、12 km和4 km，水平格點(diǎn)數(shù)分別為D1(130×110)、D2(181×181)、D3(277×277)，模擬中心為38°N、115°E，時(shí)間間隔為6 h，垂直分為28層等σ面，模式層頂為50 hPa，模式積分時(shí)間為2010年8月17日18:00—19日00:00，每3 h輸出一次結(jié)果，共積分30 h，模式的積分步長為180 s，模擬區(qū)域如圖3所示，試驗(yàn)包含的物理參數(shù)化方案見表1。

圖2　2010年8月18日00:00(a)、12:00(b)、18:00(c)和19日00:00(d)高低空環(huán)流形勢

分辨率模擬區(qū)域微物理方案積云參數(shù)化邊界層陸面過程長波輻射短波輻射近地面層方案36kmD1WSM-5GDYSUNoahRRTMDudhiaMonin-Obukhov12kmD2WSM-5GDYSUNoahRRTMDudhiaMonin-Obukhov4kmD3WSM-5/YSUNoahRRTMDudhiaMonin-Obukhov

圖3　模擬區(qū)域示意圖

3模擬結(jié)果分析

對(duì)于中尺度數(shù)值模式高分辨率輸出結(jié)果的優(yōu)選，主要看它對(duì)降水的預(yù)報(bào)能力以及降水影響系統(tǒng)的模擬能力[21-22]。圖4是模式各區(qū)域模擬的24 h累計(jì)降水量分布?？梢钥闯?，模式模擬的2條東北—西南向雨帶及范圍總體上與實(shí)況(圖1)比較接近，只是雨帶范圍和強(qiáng)度不同。其中，36 km分辨率(圖4a)模擬的雨帶范圍偏大、雨強(qiáng)偏小，110°E—112°E范圍只模擬出一個(gè)降水中心，112°E—115°E范圍內(nèi)雨強(qiáng)偏大，115°E—118°E雨帶范圍偏小、強(qiáng)度偏大。從圖4b看出，12 km分辨率模擬的2條雨帶均與實(shí)況較一致，雨帶一內(nèi)的降水中心位置(36°N、111°E)與實(shí)況基本吻合，但范圍偏大，強(qiáng)度也偏大40 mm左右，112°E—114.5°E內(nèi)的雨帶范圍和強(qiáng)度均偏大，114.5°E—118°E內(nèi)的雨帶范圍略偏??；雨帶二模擬較好。4 km分辨率(圖4c)模擬的雨帶范圍偏窄，尤其是110°E—113.5°E區(qū)域內(nèi)的雨區(qū)范圍明顯偏小，雨帶一中，115°E—118°E雨帶范圍和強(qiáng)度模擬較好，雨帶二中的強(qiáng)降水中心(36°N、114°E)雨量偏大30 mm，范圍偏大，有3個(gè)中心。這是由于試驗(yàn)中細(xì)網(wǎng)格區(qū)域沒有采用積云對(duì)流參數(shù)化方案，因此4 km分辨率模擬的降水量實(shí)際就是格點(diǎn)尺度產(chǎn)生的降水。隨著分辨率的提高，模式模擬的雨帶結(jié)構(gòu)更加精細(xì)化，降水強(qiáng)度隨之增大，同時(shí)一定程度上存在虛假中心。

圖4　36 km(a)、12 km(b)、4 km(c)水平分辨率模擬的2010年8月18日

利用模擬結(jié)果得到的500 hPa風(fēng)場和高度場疊加圖與再分析場(圖略)進(jìn)行對(duì)比發(fā)現(xiàn)，模擬的500 hPa副熱帶高壓強(qiáng)度和脊線位置與再分析場基本相同；對(duì)造成此次華北暴雨的對(duì)流層低層的西南急流和切變線以及中尺度低渦，尤其是低空急流和低層中尺度低渦的發(fā)展和移動(dòng)，在模擬結(jié)果中有比較清晰的體現(xiàn)。

總的來說，模式較為成功地描述了此次強(qiáng)降水發(fā)生發(fā)展的過程，雖然對(duì)強(qiáng)降水中心位置和強(qiáng)度的模擬存在部分偏差，但基本反映出了此次暴雨過程的降水量分布特點(diǎn)，模擬結(jié)果具有可信性，因此，利用模擬輸出結(jié)果對(duì)此次強(qiáng)降水過程進(jìn)行深入分析是合理的。

4物理量診斷

通過高時(shí)空分辨率的數(shù)值模擬結(jié)果對(duì)產(chǎn)生暴雨的各個(gè)中尺度系統(tǒng)及其相互作用機(jī)制進(jìn)行深入研究?？紤]到模式的運(yùn)行速度和對(duì)比分析暴雨過程中的系統(tǒng)演變，選用12 km水平網(wǎng)格距模擬結(jié)果進(jìn)行分析對(duì)比。首先，利用模式輸出的間隔為3 h的模擬結(jié)果，分析這次強(qiáng)降水期間有關(guān)物理量場的時(shí)空演變和分布特征，以便了解中尺度暴雨系統(tǒng)更為細(xì)微的結(jié)構(gòu)。

4.1水汽條件

4.1.1水汽通量

暴雨的產(chǎn)生需要源源不斷的水汽輸送和本地上空大量的水汽輻合[23]，空中水汽含量高的地區(qū)，地面降水量也相對(duì)較大[24]。圖5是模擬的850 hPa水汽通量的大值區(qū)(>12 g·hPa-1·cm-1·s-1)及風(fēng)場分布?？梢钥闯?，降水開始前12 h(圖5a)，水汽通量高值區(qū)主體偏南；隨著天氣系統(tǒng)發(fā)展移動(dòng)，水汽通量高值區(qū)向東北伸展，于18日12:00(圖5b)開始進(jìn)入河北地區(qū)，并持續(xù)增強(qiáng)，形成了東北—西南向的水汽通量軸，對(duì)應(yīng)風(fēng)場上，西南風(fēng)速有增大趨勢，而在水汽通量軸的西北側(cè)，存在明顯的風(fēng)輻合；之后(圖5c)，水汽通量持續(xù)增大，最大值達(dá)到24 g·hPa-1·cm-1·s-1，同時(shí)，風(fēng)場輻合也在持續(xù)加強(qiáng)。

850 hPa水汽通道的建立及風(fēng)場的加強(qiáng)，使得西南氣流源源不斷地將水汽輸送到高緯地區(qū)，給華北帶來了充足水汽，而風(fēng)場的輻合使得低層動(dòng)力抬升不斷加強(qiáng)，將水汽輸送到高層，濕層厚度不斷加大，為強(qiáng)降水的持續(xù)提供了有利條件。

850 hPa水汽通量高值區(qū)出現(xiàn)時(shí)間和水汽輻合開始時(shí)間(18日12:00)要先于降水峰值出現(xiàn)時(shí)間(18日18:00)，這對(duì)暴雨預(yù)報(bào)具有一定的指示意義。

另外此次暴雨過程的主要水汽源地為南海和孟加拉灣，水汽沿著低空急流東北向進(jìn)入華北地區(qū)，因此，此次過程水汽輸送以西南入、東北出為主。

4.1.2低空急流對(duì)水汽的輸送

低空急流既是暴雨區(qū)水汽的提供者，又是對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)的建立者和維持者[12]。另外，在有利的環(huán)流背景條件下，高空急流的加強(qiáng)和動(dòng)量下傳能夠促進(jìn)低空急流的建立和維持[25]，對(duì)暴雨的爆發(fā)和維持起到促進(jìn)作用。圖6給出2010年8月18—19日850 hPa和200 hPa急流配置情況，其中陰影區(qū)表示850 hPa高度上風(fēng)速>12 m·s-1的低空急流區(qū)，點(diǎn)線箭頭代表低空急流的方向，等值線表示200 hPa高度上風(fēng)速>30 m·s-1的高空急流區(qū)，實(shí)線箭頭代表高空急流的方向?？梢钥闯?，在所選的時(shí)間點(diǎn)上，高空急流區(qū)的位置變化較小，都位于36°N以北、東西向分布；而低空急流位置18日12:00之后開始有較大變化，低空急流范圍較小且位置偏南，主要位于重慶至河南一線，急流中心位于重慶市境內(nèi)，中心強(qiáng)度約為16 m·s-1；18日18:00(圖6c)，低空急流范圍明顯擴(kuò)大，12 m·s-1的等風(fēng)速線已經(jīng)北抬至河北省境內(nèi)，并且在河南省內(nèi)出現(xiàn)多個(gè)急流中心，急流軸為東北—西南走向，此時(shí)華北地區(qū)處于低空急流區(qū)的北側(cè)和高空急流區(qū)的南側(cè)，暴雨產(chǎn)生在低空急流

圖5　2010年8月18日00:00(a)、12:00(b)、18:00(c)和19日00:00(d)850 hPa

圖6　2010年8月18日00:00(a)、12:00(b)、18:00(c)和19日00:00(d)850 hPa

的左前方。低空急流的加強(qiáng)北抬，一方面使得來自南海海面的暖濕空氣得以向華北地區(qū)輸送，為此次華北暴雨創(chuàng)造了良好的水汽條件；而另一方面，此時(shí)高低空急流的配置，有利于華北地區(qū)上空形成低層輻合、高層輻散的動(dòng)力場結(jié)構(gòu)，進(jìn)而加強(qiáng)低層暖濕氣流抬升，有利于強(qiáng)降水形成；19日00:00(圖6d)，高低空急流的配置和強(qiáng)度與18日18:00相似，暴雨過程維持。

4.2動(dòng)力條件

4.2.1垂直運(yùn)動(dòng)

垂直運(yùn)動(dòng)會(huì)引起水汽、熱量、動(dòng)量、渦度等垂直輸送，使大氣中的能量轉(zhuǎn)換得以實(shí)現(xiàn)，對(duì)天氣系統(tǒng)的發(fā)生發(fā)展有很大影響。一般而言，上升運(yùn)動(dòng)區(qū)與暴雨區(qū)配合較好，暴雨多發(fā)生在大范圍深厚的上升運(yùn)動(dòng)區(qū)內(nèi)[26]。此次華北暴雨的雨帶呈東北—西南走向，所以著重分析暴雨產(chǎn)生發(fā)展階段35.5°N，110°E—40.2°N，118°E的垂直運(yùn)動(dòng)(圖7)。可以看出，強(qiáng)降水開始前(圖7a)，降水區(qū)上空350～600 hPa出現(xiàn)上升運(yùn)動(dòng)中心，最大中心強(qiáng)度為0.21 m·s-1，隨著西南暖濕氣流的北抬加強(qiáng)，上升運(yùn)動(dòng)發(fā)展迅速；18日12:00(圖7b)，上升運(yùn)動(dòng)延伸至整個(gè)對(duì)流層，500 hPa、600 hPa均存在上升中心，最大上升速度達(dá)到0.35 m·s-1；6 h后(圖7c)，上升運(yùn)動(dòng)中心位于500 hPa附近，中心強(qiáng)度進(jìn)一步增大到1.5 m·s-1，從低層一直到200 hPa高空，均為垂直上升運(yùn)動(dòng)，強(qiáng)烈的抬升必然造成強(qiáng)對(duì)流的產(chǎn)生，使得凝結(jié)潛熱釋放。之后(圖7d)，上升運(yùn)動(dòng)中心下降至700 hPa附近，強(qiáng)中心值一直維持在0.4～0.6 m·s-1，600 hPa以下轉(zhuǎn)為下沉氣流，降水也隨之減弱，強(qiáng)降水向東向北發(fā)展。過程最強(qiáng)降水出現(xiàn)在上升氣流最強(qiáng)階段，上升運(yùn)動(dòng)中心基本維持在500～550 hPa。對(duì)流層強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)移動(dòng)路徑和華北地區(qū)強(qiáng)降水的移動(dòng)路徑一致，均為東北—西南向?？梢姡瑥?qiáng)降水區(qū)上空具有強(qiáng)而深厚的上升運(yùn)動(dòng)，這對(duì)強(qiáng)降水的強(qiáng)度和落區(qū)預(yù)報(bào)有較好的指示意義。

4.2.2渦度場

上升運(yùn)動(dòng)是形成暴雨的關(guān)鍵因子，上升運(yùn)動(dòng)的大小反映了水汽凝結(jié)的速度[27]。圖8為35.5°N，110°E—40.2°N，118°E的渦度垂直剖面，可以看出，華北暴雨區(qū)上空始終處于正渦度區(qū)，且正渦度中心自西向東緩慢移動(dòng)，與低渦演變十分吻合。強(qiáng)降水開始前(圖8a)，在36°N—39°N上空(對(duì)應(yīng)暴雨區(qū))650 hPa存在一個(gè)正渦度中心，中心值為1. 5×10-4s-1。500 hPa以上為負(fù)渦度區(qū)，中心在300 hPa附近，中心值為-1. 5×10-4s-1；隨著時(shí)間推移，正渦度加強(qiáng)向高層擴(kuò)展，之后(圖8b)，正渦度中心抬升到500～550 hPa附近，在35. 5°N形成一個(gè)氣旋性渦度柱，同時(shí)高層負(fù)渦度也進(jìn)一步加強(qiáng)；在38°N附近，正負(fù)渦度中心同時(shí)出現(xiàn)在500 hPa，數(shù)值均為4×10-4s-1。隨著系統(tǒng)的發(fā)展加強(qiáng)，正、負(fù)渦度中心強(qiáng)度不斷加強(qiáng)，于18日18:00(圖8c)分別達(dá)到6×10-4s-1和-4.5×10-4s-1。這種高層負(fù)渦度、低層正渦度的傾斜垂直結(jié)構(gòu)，使得上升運(yùn)動(dòng)及低層輻合強(qiáng)烈發(fā)展，有利于低空急流形成，進(jìn)而為暴雨區(qū)不斷地提供水汽，造成強(qiáng)降水的發(fā)展。隨著正負(fù)渦度范圍和強(qiáng)度減弱(圖8d)，強(qiáng)渦度區(qū)北抬至39°N以北，輻合輻散區(qū)從800 hPa延伸至200 hPa，并且正負(fù)渦度處于平衡狀態(tài)，強(qiáng)的高層輻散、低層輻合結(jié)構(gòu)消失，同時(shí)對(duì)應(yīng)上升運(yùn)動(dòng)也開始減弱，降水趨于結(jié)束。

圖7　2010年8月18日00:00(a)、12:00(b)、18:00(c)和19日00:00(d)

圖8　2010年8月18日00：00(a)、12：00(b)、18:00(c)和19日

綜上所述，18日18:00—21:00，暴雨區(qū)上空，中低層有強(qiáng)烈輻合，高層有強(qiáng)烈輻散，上升運(yùn)動(dòng)不斷加強(qiáng)，造成強(qiáng)降水持續(xù)，21:00之后，輻合、輻散減弱，降水也趨于減弱。

4.3熱力條件

假相當(dāng)位溫是大氣溫度、壓力、濕度的綜合特征量，表征著大氣的暖濕能量特征，其水平和垂直分布均與對(duì)流天氣的發(fā)生發(fā)展有極大關(guān)系，也反映了大氣中能量的分布，并且一般暴雨發(fā)生在假相當(dāng)位溫大值中心或高能密集處[28]。利用中尺度數(shù)值模式模擬結(jié)果，分析了此次過程的變化，可以看出暴雨過程中能量的聚集和釋放與暴雨的產(chǎn)生及減弱密切相關(guān)。強(qiáng)降水開始前，河北南部和山東北部形成一個(gè)325 K的干冷中心，同時(shí)在陜西南部的高濕舌向北伸展，高空冷渦帶動(dòng)冷空氣侵入華北地區(qū)，有利于能量的釋放，使對(duì)流得到發(fā)展；隨著時(shí)間積分的增加，θse逐漸增大，18日06:00，高能舌呈東北—西南向經(jīng)陜西北部、河南大部伸展至山西南部，積分到18日18:00(圖9a)θse大值區(qū)覆蓋山西東南部，華北暴雨區(qū)的θse在345 K以上，并且中心位于河南北部，與模擬的最大降雨量相對(duì)應(yīng)；之后θse逐漸減小，雨勢也相應(yīng)減弱。

從暴雨區(qū)上空θse沿114°E的緯度—高度剖面(圖9b)可以看出，強(qiáng)降水開始前，整個(gè)氣層的θse隨高度增加，大氣處于穩(wěn)定狀態(tài)；18日03:00，850 hPa以下θse隨高度降低，大氣開始出現(xiàn)微弱的不穩(wěn)定性，隨著時(shí)間推移，輻合層不斷抬高，暖濕氣流向上擴(kuò)展，不穩(wěn)定的高能高濕厚度逐漸增大，18日06:00，500 hPa以下，37°N以北(暴雨區(qū))地區(qū)大氣不穩(wěn)定性強(qiáng)烈發(fā)展。強(qiáng)降水即將開始時(shí)，650 hPa以下為對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)，降水主要發(fā)生在中低層，而650 hPa以上，大氣處于對(duì)流穩(wěn)定狀態(tài)，阻擋了暖濕氣流向上擴(kuò)散，使不穩(wěn)定能量在低層不斷積累，為強(qiáng)降水的發(fā)生集聚了能量。隨著降水的發(fā)生，不穩(wěn)定能量逐步得到釋放，不穩(wěn)定層降低。

圖9　2010年8月18日18:00 850 hPa假相當(dāng)位溫分布(a)及θse沿114°E的緯度—高度剖面(b)(單位：K)

4.4干侵入機(jī)制

干侵入是指從平流層底層或者對(duì)流層頂附近下沉至低層的干空氣[29]，姚秀萍等[30]指出干侵入源地和機(jī)制可以用位渦和假相當(dāng)位溫表征，并定義了干侵入強(qiáng)度指數(shù)。趙桂香等[31]指出干侵入可以用濕度場和位渦場來表示，對(duì)流層中高層的干區(qū)范圍和強(qiáng)度均較大，強(qiáng)降水伴隨干侵入的逐步減弱而結(jié)束。吳迪等[32]進(jìn)一步分析表明干侵入強(qiáng)度指數(shù)的分布與溫度平流的分布十分相似，強(qiáng)降水發(fā)生在高空冷平流向下侵入的時(shí)段。

從溫度平流沿35.5°N，110°E—40.2°N，118°E的垂直剖面(圖10)可以看出，18日00:00(圖10a)，在降水區(qū)對(duì)應(yīng)的300 hPa以上高空存在弱的冷平流，對(duì)流層中高層有暖平流，低層為冷平流，氣層比較穩(wěn)定，不利于對(duì)流發(fā)展。強(qiáng)降水開始時(shí)(圖10b)，對(duì)流層中高層(500 hPa以上)的冷平流范圍擴(kuò)大，表明高空冷渦后部的冷空氣首先從高層南下侵入華北地區(qū)，并在35.5°N—37°N之間形成等溫度平流密集帶，暖濕空氣沿著等溫線密集帶向上爬升；強(qiáng)降水發(fā)展階段(圖10c)，高層36°N—41°N有一高值冷平流柱向下伸展，冷空氣勢力從對(duì)流層頂延伸至600 hPa附近，同時(shí)，低層的暖平流向上延伸，形成冷暖平流對(duì)峙的形勢，此時(shí)暖平流中心值達(dá)到4×10-4K·s-1，冷暖氣團(tuán)的交界處對(duì)應(yīng)著強(qiáng)降水落區(qū)。之后(圖10d)，隨著冷平流不斷向下延伸，冷暖平流強(qiáng)度減弱，但暖平流強(qiáng)度大于冷平流強(qiáng)度，山西南部的降水趨于減弱。

由此可見，對(duì)流層高層的冷空氣不斷向?qū)α鲗又邢聦忧秩?，造成“上干冷、下暖濕”的垂直結(jié)構(gòu)，促使低層冷渦中心上空出現(xiàn)對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)，這種對(duì)流不穩(wěn)定的發(fā)展為暴雨的增強(qiáng)創(chuàng)造了有利條件，而強(qiáng)降水正發(fā)生在低層暖平流向上抬升，高空冷平流柱向下侵入的時(shí)段。

圖10　2010年8月18日00:00(a)、12:00(b)、18:00(c)和19日00:00(d)

5結(jié)論

(1)此次暴雨天氣過程由副熱帶高壓邊緣暖濕氣流與蒙古冷渦分裂出的短波槽攜帶冷空氣南下共同影響造成；低空急流打開了來自南海和孟加拉灣的偏南水汽通道，將水汽源源不斷地輸送到華北地區(qū)，此外高空風(fēng)的動(dòng)量下傳，使得低空急流得以維持，并且加大了低空急流的風(fēng)速脈動(dòng)，對(duì)暴雨的發(fā)生起到觸發(fā)作用；高低空急流的適宜配置，產(chǎn)生了動(dòng)力場的耦合作用，形成深厚、強(qiáng)烈的上升運(yùn)動(dòng)，是大暴雨發(fā)生發(fā)展的主要?jiǎng)恿l件，暴雨出現(xiàn)在低空急流的左前方。

(2)動(dòng)力條件分析表明，高低空急流的耦合加強(qiáng)了對(duì)流的發(fā)展，雨區(qū)低層到高層都出現(xiàn)了較為強(qiáng)烈的垂直上升運(yùn)動(dòng)，使得大氣層結(jié)不穩(wěn)定能量快速釋放，致使對(duì)流天氣增強(qiáng)并得以維系。暴雨區(qū)低層輻合、高層輻散，低空為正渦度、高空為負(fù)渦度，且前期隨著降水的增強(qiáng)，低空正渦度逐漸增強(qiáng)，輻合層逐漸加厚、輻合中心加強(qiáng)。

(3)低層不穩(wěn)定能量持續(xù)增大，大氣層結(jié)不穩(wěn)定度持續(xù)加大，是強(qiáng)降水開始的先兆，暴雨區(qū)位于低層800 hPa假相當(dāng)位溫θse>345 K的高能舌軸前方的能量鋒區(qū)附近，并且出現(xiàn)在K指數(shù)梯度明顯增大的過程中。

(4)此次暴雨過程中，對(duì)流層高層的冷空氣不斷向?qū)α鲗又邢聦忧秩?，使得冷渦中心上空出現(xiàn)對(duì)流不穩(wěn)定層結(jié)并發(fā)展，這種對(duì)流不穩(wěn)定的發(fā)展為暴雨的增強(qiáng)創(chuàng)造了有利條件，而強(qiáng)降水正發(fā)生在低層暖平流向上抬升、高空冷平流柱向下侵入時(shí)段。

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Numerical Simulation and Diagnostic Analysis About a Heavy Rainstorm Process in North China Based on WRF Model

MA Yanzhi, ZHAO Guixiang, HAO Jingyu,YAN Hui, ZHANG Lei

(ShanxiMeteorologicalObservatory,Taiyuan, 030006,China)

Abstract:A heavy rainstorm occurring in North China during 18-19 August 2010 was simulated by using WRF3.2 (Weather Research and Forecasting Model for version 3.2) and NCEP reanalyzed meteorological data with 1° × 1° grid. Based on reasonable simulation results, the dynamical, thermal mechanism of the heavy rain formation and the interaction of the mesoscale weather systems were analyzed. Results show that under the beneficial circumstance of the high, medium and low system configuration, the northern cold air driven by high altitude vortex met with warm wet air from the edge of the subtropical high in North China, which provided the favorable weather conditions for the heavy rain. The strong rainfall took place on the left front side of the low jet, and the low jet played an important role in this case. The strengthening of a high-level jet stream and its momentum downward spreading made the maintenance of the low level jet, and the coupling of the high and low-level jets provided a proper dynamical condition for the occurrence and development of the torrential rain process. The atmospheric air presented convective instability below 650 hPa during the period of heavy rainfall, at the same time theKindex was more than 35 ℃ in North China, strong precipitation appeared in the process ofKindex gradient increasing significantly. The cold air from upper troposphere invasion in the middle and lower layer was one of the reason causing the strong precipitation, and the strong precipitation occurred when the low-level warm advection was upward and upper-level cold advection was downward.

Key words:heavy rainfall in North China; numerical simulation; jet; dry invasion; coupling of dynamic field

收稿日期：2015-08-27；改回日期：2016-03-03

基金項(xiàng)目：國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目“黃河中游地區(qū)突發(fā)性大暴雨MCC結(jié)構(gòu)特征研究”(41475050)資助

作者簡介：馬嚴(yán)枝(1983-)，女，碩士，工程師，主要從事華北暴雨數(shù)值模擬研究與診斷分析. E-mail:370433235@qq.com

文章編號(hào)：1006-7639(2016)-03-11-0511

DOI:10.11755/j.issn.1006-7639(2016)-03-0511

中圖分類號(hào)：P458

文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A

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