“8.19”华北区域暴雨的数值模拟与诊断分析

马严枝，赵桂香，郝婧宇，闫　慧，张　磊

(山西省气象台，山西　太原　030006)



“8.19”华北区域暴雨的数值模拟与诊断分析

马严枝，赵桂香，郝婧宇，闫慧，张磊

(山西省气象台，山西太原030006)

摘要：利用中尺度数值预报模式WRF3.2和NCEP 1°×1°再分析资料，对2010年8月18—19日发生在华北地区的暴雨天气过程进行了数值模拟，基于模拟结果，着重分析产生此次暴雨的动力、热力条件以及中尺度天气系统之间的相互作用。结果表明，此次暴雨过程是在有利的高、中、低层系统配置下，由高空冷涡带动干冷空气南下，与副热带高压外围的暖湿气流在华北地区上空交汇而形成；高低空急流的适宜配置，产生了动力场的耦合作用，形成深厚、强烈的上升运动，是大暴雨发生发展的主要动力条件；低空急流是主要的水汽输送通道，水汽主要来自南海和孟加拉湾；暴雨强盛时期，650 hPa以下大气表现为对流不稳定，此时华北地区上空的K指数>35 ℃，强降水时段出现在K指数梯度明显增大的过程中；对流层高层的干冷空气不断侵入触发对流层低层不稳定能量释放，强降水发生在低层暖平流向上抬升、高空冷平流向下侵入的时段。

关键词：华北暴雨；数值模拟；急流；干侵入；动力场耦合

引言

由于暴雨形成的物理机制较为复杂，加之华北地形特殊，目前华北暴雨的定点预报难度仍较大。对于暴雨的研究，主要基于实测资料和数值模拟2种途径[1-4]，而数值模拟是研究大气动力学过程的主要方法之一[5-6]。随着数值模式性能的不断改进和探测资料的日益丰富，近年来，已有很多研究[7-10]利用多种模式输出资料和各种探测资料，对华北暴雨天气过程进行了数值模拟和诊断，获得了许多认识。杨帅[11]、王志超[12]等对华北暴雨的干侵入特征进行了诊断分析，认为高层干冷空气的入侵对暴雨的发生、发展有重要作用；闫昕旸等[13]对2011年6月23日北京局地大暴雨的局地性、高雨强和短历时等特点进行了描述，揭示了蒙古冷涡和阻高形势是造成局地大暴雨过程的大尺度环流背景场，并对其动力条件和水汽条件进行了讨论。赵桂香等[14]利用实况资料和FY-2C卫星产品对山西中南部局地暴雨进行综合分析，指出500 hPa切断低压、槽线和副热带高压共同影响，副高边缘不断生成和消亡的中小尺度对流云团是导致暴雨的直接系统。张文龙等[15]较为系统地总结了近50 a华北暴雨的大尺度环流背景、中低纬度系统的相互作用、水汽输送、高低空急流等特征。但一些研究[16-17]也表明，华北暴雨的发生发展具有很强的突发性和局地性，如河北“96.8”大暴雨、“7.21”北京特大暴雨、张家界“6.8”大暴雨等。近几年气象工作者利用WRF中尺度模式输出的高分辨率资料，对暴雨发生发展的精细特征进行了诊断分析[18-19]。2010年8月18—19日，华北出现区域性暴雨过程，降水持续时间短、强度大、范围广，但暴雨中心分布分散，具有明显的中尺度特征，并伴有短时雷雨大风等强对流天气，此次过程造成了部分地市发生严重的城市内涝，尤其是山西晋城等地房屋进水、道路冲毁、部分路段封闭交通、通讯中断[20]。因此，有必要对其进行深入分析，以认识华北暴雨形成原因，为暴雨的精细预报服务提供参考。

1资料和方法

利用1°× 1°的NCEP/NCAR再分析资料、自动站观测资料以及非静力中尺度数值模式WRF(V3.2版本)，采用网格嵌套技术，在36 km、12 km和4 km 3种水平分辨率条件下，以NCEP格点资料作为初始场，对2010年8月18—19日发生在华北地区的暴雨过程(以下简称“8.19”过程)进行模拟，在模拟的基础上，利用模式输出的高时空分辨率资料，从降水过程的热力、动力和水汽等方面对“8.19”过程的中尺度结构特征进行天气学和动力学诊断分析。

2天气实况及模式设计

2.1降雨实况

2010年8月18日00:00—19日00:00(世界时，下同)，受副热带高压外围云系及蒙古涡旋云系的共同影响，华北地区出现了大范围暴雨天气过程，降水主要集中在18日夜间，有41个县(市)24 h降水量超过50 mm，其中有3站超过100 mm，最大为淇县(138 mm)。图1给出此次过程的降水实况(由常规地面观测资料经过插值处理后得到)。可以看出：主雨带呈东北—西南走向，其中40°N以南雨区镶嵌着2条东北—西南向的狭长强降水分布带，其中雨带一的范围为：35.2°N—40°N、110°E—118°E，雨带二的范围为：35°N—38°N、111.7°E—118°E；超过30 mm的雨区覆盖整个华北区域(包括河南北部和山东北部)，强降水中心零散分布于山西中部和河北中北部，其中中阳县95 mm，吉县95 mm，武乡64 mm，太原65 mm，鹤壁125 mm，彘县87 mm，大兴县94 mm，临邑县74 mm，最强降水中心位于36°N、114°E，降雨量达到130 mm以上。此次华北区域性暴雨过程，降水持续时间短、强度大，强降水中心分布分散，表现出明显的中尺度特征。

图1　2010年8月18日00:00—19日00:00华北地区

2.2暴雨主要影响系统及其演变

分析此次暴雨发生发展时的500 hPa高空图可知，8月18 日00:00(图2a)，欧亚大陆中高纬上空维持“一槽两脊”型，槽位于贝加尔湖—内蒙中部，脊线分别位于我国的新疆西部及东北东部。位于贝加尔湖南部的高空冷涡携带冷空气东移南下影响华北地区，而位于低纬地区的副热带高压呈东西向块状分布，此时 5 880 gpm线已北抬至华北地区南部，对应700 hPa低空急流沿副热带高压外围向华北地区输送暖湿气流；18日12:00(图2b)，槽线南压东移，华北地区位于槽前，副热带高压强盛且稳定维持，850 hPa高湿区(相对湿度>80%)覆盖整个华北地区，副高外围的暖湿气流和冷涡底部分裂出的冷空气在华北地区南部交汇，造成强降水发生；18 日18:00(图2c)，两脊向北发展，环流径向度加大，槽加深，闭合冷涡范围扩大，此时华北地区仍位于槽前，而5 880 gpm线西伸穿过临汾—长治—邯郸一线横跨整个低纬地区，副高外围的暖湿气流源源不断地汇入华北地区，此时暴雨强度达到最大，最大雨强达30 mm·h-1；19 日00:00(图2d)，高空冷涡加深东移，槽线位于山西东部到河北西部，5 880 gpm线继续北伸至山西中部。整个暴雨阶段，华北地区一直处于高湿区和5 880 gpm线的控制之下，暴雨首先从华北南部(山西南部和河南北部)开始，并向北扩张，雨区在副高西部北上的暖湿空气与中纬度南下的冷空气相交绥的地带。随着500 hPa槽脊缓慢东移出华北地区，强降水趋于结束。

2.3模式设计方案

以中尺度数值模式WRF3.2为基础，NCEP再分析格点资料作为模式的初始场和预报背景场，试验设计采用三重双向嵌套，D1、D2、D3水平分辨率分别为36 km、12 km和4 km，水平格点数分别为D1(130×110)、D2(181×181)、D3(277×277)，模拟中心为38°N、115°E，时间间隔为6 h，垂直分为28层等σ面，模式层顶为50 hPa，模式积分时间为2010年8月17日18:00—19日00:00，每3 h输出一次结果，共积分30 h，模式的积分步长为180 s，模拟区域如图3所示，试验包含的物理参数化方案见表1。

图2　2010年8月18日00:00(a)、12:00(b)、18:00(c)和19日00:00(d)高低空环流形势

分辨率模拟区域微物理方案积云参数化边界层陆面过程长波辐射短波辐射近地面层方案36kmD1WSM-5GDYSUNoahRRTMDudhiaMonin-Obukhov12kmD2WSM-5GDYSUNoahRRTMDudhiaMonin-Obukhov4kmD3WSM-5/YSUNoahRRTMDudhiaMonin-Obukhov

图3　模拟区域示意图

3模拟结果分析

对于中尺度数值模式高分辨率输出结果的优选，主要看它对降水的预报能力以及降水影响系统的模拟能力[21-22]。图4是模式各区域模拟的24 h累计降水量分布。可以看出，模式模拟的2条东北—西南向雨带及范围总体上与实况(图1)比较接近，只是雨带范围和强度不同。其中，36 km分辨率(图4a)模拟的雨带范围偏大、雨强偏小，110°E—112°E范围只模拟出一个降水中心，112°E—115°E范围内雨强偏大，115°E—118°E雨带范围偏小、强度偏大。从图4b看出，12 km分辨率模拟的2条雨带均与实况较一致，雨带一内的降水中心位置(36°N、111°E)与实况基本吻合，但范围偏大，强度也偏大40 mm左右，112°E—114.5°E内的雨带范围和强度均偏大，114.5°E—118°E内的雨带范围略偏小；雨带二模拟较好。4 km分辨率(图4c)模拟的雨带范围偏窄，尤其是110°E—113.5°E区域内的雨区范围明显偏小，雨带一中，115°E—118°E雨带范围和强度模拟较好，雨带二中的强降水中心(36°N、114°E)雨量偏大30 mm，范围偏大，有3个中心。这是由于试验中细网格区域没有采用积云对流参数化方案，因此4 km分辨率模拟的降水量实际就是格点尺度产生的降水。随着分辨率的提高，模式模拟的雨带结构更加精细化，降水强度随之增大，同时一定程度上存在虚假中心。

图4　36 km(a)、12 km(b)、4 km(c)水平分辨率模拟的2010年8月18日

利用模拟结果得到的500 hPa风场和高度场叠加图与再分析场(图略)进行对比发现，模拟的500 hPa副热带高压强度和脊线位置与再分析场基本相同；对造成此次华北暴雨的对流层低层的西南急流和切变线以及中尺度低涡，尤其是低空急流和低层中尺度低涡的发展和移动，在模拟结果中有比较清晰的体现。

总的来说，模式较为成功地描述了此次强降水发生发展的过程，虽然对强降水中心位置和强度的模拟存在部分偏差，但基本反映出了此次暴雨过程的降水量分布特点，模拟结果具有可信性，因此，利用模拟输出结果对此次强降水过程进行深入分析是合理的。

4物理量诊断

通过高时空分辨率的数值模拟结果对产生暴雨的各个中尺度系统及其相互作用机制进行深入研究。考虑到模式的运行速度和对比分析暴雨过程中的系统演变，选用12 km水平网格距模拟结果进行分析对比。首先，利用模式输出的间隔为3 h的模拟结果，分析这次强降水期间有关物理量场的时空演变和分布特征，以便了解中尺度暴雨系统更为细微的结构。

4.1水汽条件

4.1.1水汽通量

暴雨的产生需要源源不断的水汽输送和本地上空大量的水汽辐合[23]，空中水汽含量高的地区，地面降水量也相对较大[24]。图5是模拟的850 hPa水汽通量的大值区(>12 g·hPa-1·cm-1·s-1)及风场分布。可以看出，降水开始前12 h(图5a)，水汽通量高值区主体偏南；随着天气系统发展移动，水汽通量高值区向东北伸展，于18日12:00(图5b)开始进入河北地区，并持续增强，形成了东北—西南向的水汽通量轴，对应风场上，西南风速有增大趋势，而在水汽通量轴的西北侧，存在明显的风辐合；之后(图5c)，水汽通量持续增大，最大值达到24 g·hPa-1·cm-1·s-1，同时，风场辐合也在持续加强。

850 hPa水汽通道的建立及风场的加强，使得西南气流源源不断地将水汽输送到高纬地区，给华北带来了充足水汽，而风场的辐合使得低层动力抬升不断加强，将水汽输送到高层，湿层厚度不断加大，为强降水的持续提供了有利条件。

850 hPa水汽通量高值区出现时间和水汽辐合开始时间(18日12:00)要先于降水峰值出现时间(18日18:00)，这对暴雨预报具有一定的指示意义。

另外此次暴雨过程的主要水汽源地为南海和孟加拉湾，水汽沿着低空急流东北向进入华北地区，因此，此次过程水汽输送以西南入、东北出为主。

4.1.2低空急流对水汽的输送

低空急流既是暴雨区水汽的提供者，又是对流不稳定层结的建立者和维持者[12]。另外，在有利的环流背景条件下，高空急流的加强和动量下传能够促进低空急流的建立和维持[25]，对暴雨的爆发和维持起到促进作用。图6给出2010年8月18—19日850 hPa和200 hPa急流配置情况，其中阴影区表示850 hPa高度上风速>12 m·s-1的低空急流区，点线箭头代表低空急流的方向，等值线表示200 hPa高度上风速>30 m·s-1的高空急流区，实线箭头代表高空急流的方向。可以看出，在所选的时间点上，高空急流区的位置变化较小，都位于36°N以北、东西向分布；而低空急流位置18日12:00之后开始有较大变化，低空急流范围较小且位置偏南，主要位于重庆至河南一线，急流中心位于重庆市境内，中心强度约为16 m·s-1；18日18:00(图6c)，低空急流范围明显扩大，12 m·s-1的等风速线已经北抬至河北省境内，并且在河南省内出现多个急流中心，急流轴为东北—西南走向，此时华北地区处于低空急流区的北侧和高空急流区的南侧，暴雨产生在低空急流

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

图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。低空急流的加强北抬，一方面使得来自南海海面的暖湿空气得以向华北地区输送，为此次华北暴雨创造了良好的水汽条件；而另一方面，此时高低空急流的配置，有利于华北地区上空形成低层辐合、高层辐散的动力场结构，进而加强低层暖湿气流抬升，有利于强降水形成；19日00:00(图6d)，高低空急流的配置和强度与18日18:00相似，暴雨过程维持。

4.2动力条件

4.2.1垂直运动

垂直运动会引起水汽、热量、动量、涡度等垂直输送，使大气中的能量转换得以实现，对天气系统的发生发展有很大影响。一般而言，上升运动区与暴雨区配合较好，暴雨多发生在大范围深厚的上升运动区内[26]。此次华北暴雨的雨带呈东北—西南走向，所以着重分析暴雨产生发展阶段35.5°N，110°E—40.2°N，118°E的垂直运动(图7)。可以看出，强降水开始前(图7a)，降水区上空350～600 hPa出现上升运动中心，最大中心强度为0.21 m·s-1，随着西南暖湿气流的北抬加强，上升运动发展迅速；18日12:00(图7b)，上升运动延伸至整个对流层，500 hPa、600 hPa均存在上升中心，最大上升速度达到0.35 m·s-1；6 h后(图7c)，上升运动中心位于500 hPa附近，中心强度进一步增大到1.5 m·s-1，从低层一直到200 hPa高空，均为垂直上升运动，强烈的抬升必然造成强对流的产生，使得凝结潜热释放。之后(图7d)，上升运动中心下降至700 hPa附近，强中心值一直维持在0.4～0.6 m·s-1，600 hPa以下转为下沉气流，降水也随之减弱，强降水向东向北发展。过程最强降水出现在上升气流最强阶段，上升运动中心基本维持在500～550 hPa。对流层强烈的上升运动移动路径和华北地区强降水的移动路径一致，均为东北—西南向。可见，强降水区上空具有强而深厚的上升运动，这对强降水的强度和落区预报有较好的指示意义。

4.2.2涡度场

上升运动是形成暴雨的关键因子，上升运动的大小反映了水汽凝结的速度[27]。图8为35.5°N，110°E—40.2°N，118°E的涡度垂直剖面，可以看出，华北暴雨区上空始终处于正涡度区，且正涡度中心自西向东缓慢移动，与低涡演变十分吻合。强降水开始前(图8a)，在36°N—39°N上空(对应暴雨区)650 hPa存在一个正涡度中心，中心值为1. 5×10-4s-1。500 hPa以上为负涡度区，中心在300 hPa附近，中心值为-1. 5×10-4s-1；随着时间推移，正涡度加强向高层扩展，之后(图8b)，正涡度中心抬升到500～550 hPa附近，在35. 5°N形成一个气旋性涡度柱，同时高层负涡度也进一步加强；在38°N附近，正负涡度中心同时出现在500 hPa，数值均为4×10-4s-1。随着系统的发展加强，正、负涡度中心强度不断加强，于18日18:00(图8c)分别达到6×10-4s-1和-4.5×10-4s-1。这种高层负涡度、低层正涡度的倾斜垂直结构，使得上升运动及低层辐合强烈发展，有利于低空急流形成，进而为暴雨区不断地提供水汽，造成强降水的发展。随着正负涡度范围和强度减弱(图8d)，强涡度区北抬至39°N以北，辐合辐散区从800 hPa延伸至200 hPa，并且正负涡度处于平衡状态，强的高层辐散、低层辐合结构消失，同时对应上升运动也开始减弱，降水趋于结束。

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

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

综上所述，18日18:00—21:00，暴雨区上空，中低层有强烈辐合，高层有强烈辐散，上升运动不断加强，造成强降水持续，21:00之后，辐合、辐散减弱，降水也趋于减弱。

4.3热力条件

假相当位温是大气温度、压力、湿度的综合特征量，表征着大气的暖湿能量特征，其水平和垂直分布均与对流天气的发生发展有极大关系，也反映了大气中能量的分布，并且一般暴雨发生在假相当位温大值中心或高能密集处[28]。利用中尺度数值模式模拟结果，分析了此次过程的变化，可以看出暴雨过程中能量的聚集和释放与暴雨的产生及减弱密切相关。强降水开始前，河北南部和山东北部形成一个325 K的干冷中心，同时在陕西南部的高湿舌向北伸展，高空冷涡带动冷空气侵入华北地区，有利于能量的释放，使对流得到发展；随着时间积分的增加，θse逐渐增大，18日06:00，高能舌呈东北—西南向经陕西北部、河南大部伸展至山西南部，积分到18日18:00(图9a)θse大值区覆盖山西东南部，华北暴雨区的θse在345 K以上，并且中心位于河南北部，与模拟的最大降雨量相对应；之后θse逐渐减小，雨势也相应减弱。

从暴雨区上空θse沿114°E的纬度—高度剖面(图9b)可以看出，强降水开始前，整个气层的θse随高度增加，大气处于稳定状态；18日03:00，850 hPa以下θse随高度降低，大气开始出现微弱的不稳定性，随着时间推移，辐合层不断抬高，暖湿气流向上扩展，不稳定的高能高湿厚度逐渐增大，18日06:00，500 hPa以下，37°N以北(暴雨区)地区大气不稳定性强烈发展。强降水即将开始时，650 hPa以下为对流不稳定层结，降水主要发生在中低层，而650 hPa以上，大气处于对流稳定状态，阻挡了暖湿气流向上扩散，使不稳定能量在低层不断积累，为强降水的发生集聚了能量。随着降水的发生，不稳定能量逐步得到释放，不稳定层降低。

图9　2010年8月18日18:00 850 hPa假相当位温分布(a)及θse沿114°E的纬度—高度剖面(b)(单位：K)

4.4干侵入机制

干侵入是指从平流层底层或者对流层顶附近下沉至低层的干空气[29]，姚秀萍等[30]指出干侵入源地和机制可以用位涡和假相当位温表征，并定义了干侵入强度指数。赵桂香等[31]指出干侵入可以用湿度场和位涡场来表示，对流层中高层的干区范围和强度均较大，强降水伴随干侵入的逐步减弱而结束。吴迪等[32]进一步分析表明干侵入强度指数的分布与温度平流的分布十分相似，强降水发生在高空冷平流向下侵入的时段。

从温度平流沿35.5°N，110°E—40.2°N，118°E的垂直剖面(图10)可以看出，18日00:00(图10a)，在降水区对应的300 hPa以上高空存在弱的冷平流，对流层中高层有暖平流，低层为冷平流，气层比较稳定，不利于对流发展。强降水开始时(图10b)，对流层中高层(500 hPa以上)的冷平流范围扩大，表明高空冷涡后部的冷空气首先从高层南下侵入华北地区，并在35.5°N—37°N之间形成等温度平流密集带，暖湿空气沿着等温线密集带向上爬升；强降水发展阶段(图10c)，高层36°N—41°N有一高值冷平流柱向下伸展，冷空气势力从对流层顶延伸至600 hPa附近，同时，低层的暖平流向上延伸，形成冷暖平流对峙的形势，此时暖平流中心值达到4×10-4K·s-1，冷暖气团的交界处对应着强降水落区。之后(图10d)，随着冷平流不断向下延伸，冷暖平流强度减弱，但暖平流强度大于冷平流强度，山西南部的降水趋于减弱。

由此可见，对流层高层的冷空气不断向对流层中下层侵入，造成“上干冷、下暖湿”的垂直结构，促使低层冷涡中心上空出现对流不稳定层结，这种对流不稳定的发展为暴雨的增强创造了有利条件，而强降水正发生在低层暖平流向上抬升，高空冷平流柱向下侵入的时段。

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

5结论

(1)此次暴雨天气过程由副热带高压边缘暖湿气流与蒙古冷涡分裂出的短波槽携带冷空气南下共同影响造成；低空急流打开了来自南海和孟加拉湾的偏南水汽通道，将水汽源源不断地输送到华北地区，此外高空风的动量下传，使得低空急流得以维持，并且加大了低空急流的风速脉动，对暴雨的发生起到触发作用；高低空急流的适宜配置，产生了动力场的耦合作用，形成深厚、强烈的上升运动，是大暴雨发生发展的主要动力条件，暴雨出现在低空急流的左前方。

(2)动力条件分析表明，高低空急流的耦合加强了对流的发展，雨区低层到高层都出现了较为强烈的垂直上升运动，使得大气层结不稳定能量快速释放，致使对流天气增强并得以维系。暴雨区低层辐合、高层辐散，低空为正涡度、高空为负涡度，且前期随着降水的增强，低空正涡度逐渐增强，辐合层逐渐加厚、辐合中心加强。

(3)低层不稳定能量持续增大，大气层结不稳定度持续加大，是强降水开始的先兆，暴雨区位于低层800 hPa假相当位温θse>345 K的高能舌轴前方的能量锋区附近，并且出现在K指数梯度明显增大的过程中。

(4)此次暴雨过程中，对流层高层的冷空气不断向对流层中下层侵入，使得冷涡中心上空出现对流不稳定层结并发展，这种对流不稳定的发展为暴雨的增强创造了有利条件，而强降水正发生在低层暖平流向上抬升、高空冷平流柱向下侵入时段。

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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

基金项目：国家自然科学基金项目“黄河中游地区突发性大暴雨MCC结构特征研究”(41475050)资助

作者简介：马严枝(1983-)，女，硕士，工程师，主要从事华北暴雨数值模拟研究与诊断分析. E-mail:370433235@qq.com

文章编号：1006-7639(2016)-03-11-0511

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

中图分类号：P458

文献标识码：A

马严枝，赵桂香，郝婧宇，等.“8.19”华北区域暴雨的数值模拟与诊断分析[J].干旱气象，2016，34(3)：511-521, [MA Yanzhi, ZHAO Guixiang, HAO Jingyu, et al. Numerical Simulation and Diagnostic Analysis About a Heavy Rainstorm Process in North China Based on WRF Model [J]. Journal of Arid Meteorology, 2016, 34(3):511-521], DOI:10.11755/j.issn.1006-7639(2016)-03-0511