一次江淮气旋大暴雨的诊断分析和数值模拟

2021-03-20吴琼陈圣劼白杨夏露汪婵娟

气象科学 2021年1期

吴琼陈圣劼白杨夏露汪婵娟

(1 扬州市气象局，江苏扬州 225000； 2 江苏省气象台，南京 210008)

引言

江淮气旋是对我国影响较大，较常见的天气系统，易引发灾害性天气。国内外学者均对其进行了大量的研究[1-6]。马雷鸣等[7]通过研究垂直切变与入海江淮气旋初期发展的关系，揭示了大气斜压性对气旋发展的重要作用。李柏等[8]利用MM5模式模拟江淮气旋发现，700 hPa以下的低层温压场的斜压结构是气旋发展的重要因素。吴海英等[9]通过对等压面位涡的垂直结构演变分析发现，高层位涡的下传，促进了对流层低层及地面的气旋发展，凝结潜热释放与气旋的发展机制之间存在着正反馈作用。赵兵科等[10]利用拉格朗日方法和位涡收支诊断对一次强气旋的发展演变过程进行了诊断分析，且ZHAO， et al[11]进一步运用位涡反演的方法验证了凝结潜热加热对该次气旋发展所起的重要作用。Ahmadr-Givi, et al[12]揭示了在一些个例中，非绝热加热作用对气旋的发生起主要贡献，能促进高低层位涡异常锁相并共同增幅发展。

围绕江淮气旋暴雨，学者们也做了一系列研究。张晓红等[13]在诊断分析一次春季江淮气旋暴雨时发现，暴雨区主要位于高空槽前以及地面气旋的左前方。陈筱秋等[14]基于NCEP资料对一次东移且引发暴雨的江淮气旋进行了结构特征分析发现，500 hPa高空槽前中低层低涡、切变线、气旋等天气系统引起了强上升运动，暴雨区南北两支次级环流圈的存在有利于上升运动的维持，地形的抬升作用也使降水得以加强。魏建苏等[15]在用WRF模式对江苏一次强降水过程模拟分析后发现，WRF模式对中小尺度天气过程有较强的模拟和预报能力。

前人的研究多集中于江淮气旋气候特征分析和江淮气旋发展机理研究，或是针对江淮气旋造成的暴雨个例中较大尺度的动力学及热力学特征，针对江淮气旋暴雨过程里中小尺度系统动力特征的研究相对较少。因此本文根据历史江淮气旋个例中降水强度和小时雨强的情况选择了2011年6月9—10日发生在湘鄂赣交界处山区的一次江淮气旋大暴雨天气过程，进行了天气尺度的诊断分析，而对于过程中的中小尺度系统因为常规资料的时空分辨率不足，引入WRF v3.9数值模式对其中的强降水时段进行模拟，利用模式输出的高时空分辨率资料进一步诊断分析中小尺度系统在本次大暴雨过程中造成强降水时段的原因，以期为日后江淮气旋暴雨预报工作提供一定的参考。

1 资料和方法

(1)利用中国自动站与CMORPH[16]降水产品融合的逐小时降水量网格数据(空间分辨率为0.1°×0.1°，时间间隔为1 h)作为本文中降水量实况；

(2)利用ERA Interim Daily的0.5°×0.5°资料，对本次大暴雨天气过程进行天气尺度分析；

(3)运用WRF v3.9对选取个例进行模拟，模式采用的初始场资料为NCEP FNL全球分析资料(水平分辨率为1°×1°，时间间隔6 h)，时间段为2011年6月9日00时(世界时，下同)—2013年6月10日12时，模式运行时间为36 h。

试验具体设置如下：采用双向双重嵌套网格，母网格的区域范围为(10°～50°N，90°～130°E)，中心位置在(30°N，110°E)，子网格的区域范围为(20°～40°N，100°～125°E)。母网格网格距为12 km×12 km，子网格的网格距为4 km×4 km。母网格的积分步长是90′，子网格积分步长为30′。母网格数据输出时间为1 h，子网格数据输出时间为10 min。母网格和子网格的垂直分层均为50层，模式层顶达到50 hPa。微物理过程采用WSM3类简单冰方案、边界层参数方案为YSU方案、陆面过程采用了Noah方案、积云参数采取Kain-Fritsch方案、短波辐射采用的是Dudhia方案、长波辐射方案为RRTM方案。

2 过程概况

2011年6月9—10日，500 hPa西风槽东移，低层西南涡移出，东移略北抬(图1a)，移动过程中发展出明显冷暖锋结构，产生气旋波降水，在江淮气旋移动路径沿线的湖北南部、湖南东北部、江西北部、安徽东南部，浙江北部、江苏南部地区先后出现暴雨到大暴雨天气(图1b)。10日，此次江淮气旋暴雨过程雨带呈东西向分布，降水量中心出现在安徽东南部和鄂湘赣交界(29°N，114°E)附近，日降水量中心分别达到100～150 mm及200 mm以上。根据逐小时降水演变情况来看， 9日22时至10日04时为降水最强时段，湘鄂赣三省交界处部分站点小时雨强超过40 mm·h-1(图略)，随后减弱，10日午后降水在东移至安徽南部再次增强，中心小时雨强超过20 mm·h-1。此次暴雨过程伴有雷电、短时强降水等对流性天气，湖南、湖北等省多处发生暴雨洪涝灾害，另有多地出现山体滑坡、泥石流等次生地质灾害，死亡41人，失踪33人，紧急转移安置11.1万人，对生命安全和社会经济造成了极大的损失。

图1 (a)9日08时—10日20时逐6 h地面气旋移动路径；(b)10日24 h累积降水量(单位：mm)Fig.1 (a)The moving path of cyclone from 0800 UTC on 9 to 2000 UTC on 10; (b)accumulative rainfall of 24 hours on 10(unit: mm)

3 天气学分析

3.1 环流背景分析

9日20时—10日20时，500 hPa副热带高压位于海上(图2a、c)，其脊线位置位于23°N附近，副热带高压西北侧为西南暖湿气流；中纬河套槽东移，槽后冷空气东移南压，冷暖空气相持在长江流域附近。中高空槽前暖平流有利于低层减压，高空槽前正涡度平流的输送也有利于低层低值系统的发生发展。

9日20时在对流层中低层850 hPa(图2b)的重庆以东，湖南北部存在低值中心，其移动路径与地面气旋路径一致，为东北偏东，低压中心位置自地面向对流层中低层向冷区倾斜，冷暖空气的强烈对峙造成大气斜压性增强，有利于中低层气旋性波动的发生发展(图2d)。10日夜间，气旋东移北抬入海后(图略)，由江淮气旋造成的本次降水过程也趋于结束。

3.2 高低空急流分析

分析200 hPa风场(图3a、b)可以看出，9日20时—10日02时，200 hPa急流分流区位于暴雨区上空，高空分流有利于高层辐散抽吸作用的增强。为了进一步观察垂直方向上的运动，沿暴雨中心114°E做纬向垂直剖面(图3c、d)，可以看到，在高空急流北侧有下沉气流在46°～48°N附近。在急流南侧，下沉气流与上升气流交汇于300～400 hPa之间，上升气流最强支处于28°～32°N之间，与暴雨带对应较好，高空急流北侧下沉支和南侧上升气流构成了闭合环流，闭合次级环流的上升支有利于对强降水区上升气流的增强。

图3 200 hPa风场和沿114°E剖面的纬向垂直剖面(阴影，单位：m·s-1)：(a、c)9日20时；(b、d)10日02时Fig.3 The flow field at 200 hPa and the profile of flow field along 114°E (shadow, unit: m·s-1) at: (a, c)2000 UTC on 9; (b, d)0200 UTC on 10

低空急流是中纬暴雨天气发生的重要影响系统，观察850 hPa急流分布，9日20时(图4a)，急流并不显著，从10日02时开始，急流开始增强(图4b)，范围有所扩大，出现大片12 m·s-1以上的急流带，急流范围主要在30°N以南，覆盖湘、赣、浙大部分范围，急流中心风速随后进一步增强，10日08时和14时分别达到18 m·s-1和21 m·s-1以上(图4c、d)。急流核随时间东移北抬，10日08时，位于30°N鄂湘皖浙交界一带，增强的西南急流位于强降水带的南侧，为本次大暴雨过程在低层输送暖湿气流，也为大气不稳定层结提供能量。

图4 850 hPa流场和全风速(阴影，单位：m·s-1)(a)9日20时；(b)10日02时；(c)10日08时；(d)10日14时Fig.4 The flow field and total wind speed (shadow, unit: m·s-1) at 850 hPa at:(a)2000 UTC on 9; (b)0200 UTC on 10; (c)0800 UTC on 10; (d)1400 UTC on 10

3.3 水汽条件分析

对于一个地区的强降水预报，除水汽的分布情况还必须考虑各个方向输送来的水汽能否在此集中[17]，分析本次过程水汽通量情况可以发现(图5a、d)，本次大暴雨过程的水汽通量输送来自孟加拉湾的西南暖湿气流，阴影负值区对应水汽通量辐合，在降水中心附近存在水汽通量辐合中心，其中10日02时前后，也就是本次过程小时降水量最强时段前后，水汽通量辐合中心数值可达-8×10-8s-1以上(图5b)。10日08时之后西南水汽通量输送减小，水汽通量辐合也有所减弱，水汽供应的减弱也造成了降水随之减小(图5c、d)。

图5 850 hPa水汽通量(箭矢，单位：g·cm-2·hPa-1)和水汽通量散度(阴影，单位：10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1)：(a)9日20时；(b)10日02时；(c)10日08时；(d)10日20时Fig.5 The 850 hPa water vapor flux (arrow， unit: g·cm-2·hPa-1)and water vapor flux divergence (shadow， unit: 10-8 g·cm-2·hPa-1·s-1) at： (a) 2000 UTC on 9; (b)0200 UTC on 10; (c)0800 UTC on 10; (d)2000 UTC on 10

3.4 湿位涡分析

湿位涡(Moist Potential Vorticity，MPV)作为综合反映大气动力和热力性质的物理量，被广泛使用在暴雨天气的诊断分析中[18]。MPV在等压面上展开可得，

(1)

其中：ζp是相对涡度；f是科氏参数，是假相当位温；g是重力加速度，位涡的单位是PVU(1 PVU=10-6m2·K·kg-1·s-1)；MPV1是空气块绝对涡度的垂直分量与湿相当位温垂直梯度的乘积，是湿位涡的正压项；MPV2是风的垂直切变和湿相当位温水平梯度的乘积，表示湿位涡的斜压项[19]。

沿112°～114°E的平均范围内做经向的垂直剖面(图6a—c)发现，MPV1和MPV的分布特征接近，MPV2比MPV1小一个量级，大气的斜压性作用远小于对流不稳定性的作用。强降水发生在MPV1或MPV2的正负值过渡的等值线密集带附近，在此处冷暖空气交汇，同时还是对流不稳定和斜压不稳定相结合的区域，有利于水汽的辐合和垂直涡度的剧烈发展。

图6 10日02时沿112°～114°E的平均经向垂直剖面：(a)MPV(单位：PVU);(b)MPV1(单位：PVU);(c)MPV2(单位：10-1PVU);(d)MPV在850 hPa的水平分布(单位：PVU)Fig.6 Average vertical section along 112°-114°E at 0200 UTC on 10: (a)MPV(unit: PVU); (b)MPV1(unit：PVU); (c)MPV2(unit:10-1 PVU); (d)the distribution of MPV at 850 hPa

4 数值模拟

4.1 数值模拟结果验证

为了检验数值模式实验的模拟效果，分别从主要影响系统气旋与急流的模拟情况，以及降水的模拟等方面将模拟结果与实况进行比较。

实况中江淮气旋的路径是先东移后东移北上，整体是向东北方向移动(图7a)，从模拟结果来看(图7b)，试验对于气旋的移动路径进行了较好的模拟。在9日夜间强降水时段，试验对江淮气旋中心位置、移速和路径均有较好模拟。

从急流模拟情况来看，急流范围大致相同，对比10日02时急流强度和风场分布情况，实况风速在14 m·s-1左右，模式为12～16 m·s-1。在(29°～32°N，109°～115°E)区域内，风场呈气旋式环流，为东北西南向的低压中心(图7c)，而模拟的同区域内风场呈气旋式环流切变，并包含3个独立气旋式环流(图7d)，整体风场的模拟较成功，急流强度比实况略强。

图7 09日08时—10日20时逐6 h气旋中心位置：(a)实况、(b)模式；850 hPa风杆(单位：m·s-1)和全风速(阴影，单位：m·s-1):(c)实况、(d)模式；10日00—06时的6 h降水(单位：mm):(e)CMORPH、(f)模式Fig.7 The location of cyclone center by 6 h from 0800 UTC on 9 to 2000 UTC on 10: (a)observation, (b)simulation; the wind(unit: m·s-1)and total wind speed (shadow, unit: m·s-1) at 850 hPa: (c)observation,(d)simulation; the precipitation from 0000 UTC to 0600 UTC on 10(unit: mm): (e)observation,(f)simulation

10日00—06时的6 h降水实况来看，降水中心主要有3个(图7e)，自西向东分别位于：(1)湖南中部(28°N，111°E)附近，中心雨量150～200 mm；(2)湘鄂赣交界处(29°N，114°E)附近，中心雨量达到200～250 mm；(3)最东侧雨量中心位于皖赣浙交界处，中心雨量在40～80 mm。在模拟对应的时段内，模式比较好的模拟出了3个降水中心，雨带位置和雨量中心位置模拟结果与实况相比略偏南(图7f)，对于湘鄂赣交界处(29°N，114°E)的雨量中心而言，6 h的控制试验模拟降水效果与实况量级相当，超过80 mm的降水范围略扩大，这与前面分析的急流模拟也略偏强的结论吻合。

4.2 中尺度对流系统发展过程

9日后半夜到10日凌晨产生多个侧向排列的对流单体，呈带状分布，长宽比大于5∶1，形成飑线[20]。由于飑线维持时间较长，且移动路径稳定，降水回波不断经过(28°N，114°E)附近，造成了该区域的强降水发生。飑线结构在遇到江南丘陵幕阜山、九岭山附近地形(图8a)迎风坡时增强(图8b)，在经过山脉后回波逐渐破碎，在10日白天反射率迅速减弱。

图8 (a)地形(单位：m；框区为湘鄂赣交界附近九岭山、幕阜山地形)；(b)10日00时30分组合反射率(单位：dBZ)Fig.8 (a) The topographic map(unit: m; the frame area is located at Jiuling mountain and Mufu mountain near border area ofHunan, Hubei and Jiangxi); (b) the combined reflectivity at 0030 UTC on 10(unit: dBZ)

将影响降水中心的回波单体进行编号(图9)，分别为中-β尺度单体1(绿色圆圈)、中-β尺度单体2(蓝色圆圈)，如图9a所示，单体1逐渐离开丘陵下垫面，进入洞庭湖附近地势较为开阔平坦地区，其组织化程度逐渐转好，单体范围扩大，9日23时30分(图9b)，单体1进入幕阜山、九岭山地形的迎风坡，地形抬升作用加强，其强度加强，单体2逐渐缩小与单体1的距离，逐渐与单体1合并连成一条带状飑线(图9c—f)。本次飑线过程有较长生命史，其从发生、发展到逐渐减弱破碎生命史约9 h，在其稳定东移过程中，对(28°～29°N，114°E)范围内造成较长时间的连续强降水，导致了此地大暴雨天气的发生。

图9 组合反射率(单位:dBZ): (a)9日21时30分;(b)9日23时30分;(c)10日01时30分;(d)10日02时;(e)10日02时30分;(f)10日03时Fig.9 The combined reflectivity (unit: dBZ) at:(a) 2130 UTC on 9; (b) 2330 UTC on 9; (c) 0130 UTC on 10; (d) 0200 UTC on 10; (e) 0230 UTC on 10; (f) 0300 UTC on 10

4.3 飑线的发展演变机理

利用模式输出空间分辨率为4 km×4 km的较为精细数据来对此次飑线过程从不稳定能量、垂直风切变、垂直结构和冷池等方面着手，研究其发生发展的机制。

4.3.1 不稳定能量

对比CAPE值的模拟结果和实况可以看出，模式较好地模拟出9日午后具有较大CAPE值，和降水发生后CAPE值的迅速减小的情况。可以看出，9日20时(图10a)在(26.6°～28.8°N，113.6°～115.4°E)范围内，也是对流发展的前沿拥有较大的CPAE值，中心值达到3 000 J·kg-1以上，对流能量积聚，但对流降水发生后，CAPE值快速下降，到10日02时(图10b)，中心只有1 500 J·kg-1左右。CIN值在整个过程中比较稳定，基本在10～100 J·kg-1，CAPE值远大于CIN值，有利于对流的发生(图10c)，而降水发生后CIN则略有回升(图10d)。

例7 (2013湖北卷·文17)在平面直角坐标系中，若点P(x,y)的坐标x,y均为整数，则称点P为格点.若一个多边形的顶点全是格点，则称该多边形为格点多边形.格点多边形的面积记为S，其内部的格点数记为N，边界上的格点数记为L.例如图3中△ABC是格点三角形，对应的S=1,N=0,L=4.

图10 模式CAPE (单位：J·kg-1)：(a)9日20时、(b)10日02时；CIN值 (单位：J·kg-1) :(c)9日20时、(d)10日02时； CAPE值实况 (单位：J·kg-1):(e)9日20时、(f)10日02时Fig.10 The model CAPE (unit: J·kg-1) at: (a) 2000 UTC on 9, (b) 0200 UTC on 10; the CIN (unit: J·kg-1) at:(c) 2000 UTC on 9, (d) 0200 UTC on 10; the actual CAPE (unit: J·kg-1) at: (e) 2000 UTC on 9, (f) 0200 UTC on 10

在图10方框所示范围内求CAPE和CIN的平均值(方框位置选取在回波发展的上游)，做垂直方向的剖面。结果如图11所示，分别显示了9日16时(空心圆线条)，10日07时(实心圆线条)，10日07时(叉号线条)的CAPE和CIN的空间分布，可以看到高值区基本都在700 hPa以下区域，对流是从较低层积聚能量发展起来的，对流有效位能集中在低层。

在9日上午(图11a)，CAPE高值在900 J·kg-1左右，到了9日16时逐渐增加到2 000 J·kg-1左右，但是随着对流降水的发生又快速减弱， 10日07时已经降至250 J·kg-1左右，CAPE值有一个先累积增大，再释放减小的过程，很好地解释了对流能量的累积和释放过程。CIN(图11b)在整个过程中均小于CAPE值，并且在CAPE增加过程中CIN值逐步减小。9日08时为60 J·kg-1，之后有所下降，9日16时降至10 J·kg-1左右，在对流发生以后，又有所增加，达到23 J·kg-1左右。

图11 (a)CAPE 值(单位：J·kg-1)；(b)CIN值 (单位：J·kg-1) Fig.11 (a) CAPE (unit: J·kg-1); (b) CIN (unit: J·kg-1)

CAPE和CIN值的变化较好的体现了对流发生前能量的积累过程和对流发生后能量的释放减弱。较强的CAPE和较弱的CIN是本次飑线可以维持较长生命史的一个重要原因。

4.3.2 垂直风切变

Rotunno, et al[21]提出了描述飑线发展传播的“RKW理论”，指出低层风垂直切变与地面冷池的动力平衡是飑线维持发展的重要因子。垂直于飑线的低层切变越强[22]，飑线的强度也越大，生命史也越长。

对比模式输出0～3 km风切变(图12a—c)和实况(图12d)可知：9日20时0～3 km垂直风切变的模式输出数据和实况数据均显示为西北气流，量级相近，具有较高可信度。

图12 0～3 km垂直风切变(矢量为风矢；阴影为全风速(单位：m·s-1))：(a)9日20时30分；(b)9日21时30分；(c)9日22时30分；(d)9日20时实况(框区为垂直风切变与飑线垂直区域)Fig.12 0-3 km vertical wind shear(vector is wind; shadow is total wind speed (unit: m·s-1)) at： (a) 2030 UTC on 9；(b) 2130 UTC on 9；(c) 2230 UTC on 9；(d) the actual at 2000 UTC on 9 (the frame is the region vertical wind shear and the squall line perpendicular to each other)

通过观察0～3 km垂直风切变分布可以看出，从中尺度对流单体1和单体2开始逐步靠近、合并，发展为带状飑线时(9日夜间)开始一直到飑线结构逐渐松散(10日白天)，均存在较强的垂直风切变，在飑线发生前，9日20时以后，在飑线发展的前部区域可达10～20 m·s-1以上。

从垂直风切变的方向来看，飑线是东北—西南走向的，在飑线加强发展前，9日20时后，在飑线前部存在和飑线走向相垂直的垂直风切变，呈西北—东南向。垂直于飑线的低层切变越强，飑线的强度也越大，生命史也越长[22]。由于强的垂直风切变产生较强的水平涡度，从而有利于飑线的发展和维持。

4.3.3 飑线的垂直结构和冷池

沿着图9d—f中垂直于飑线方向的黑色虚线所在位置做垂直剖面，对飑线的垂直结构和冷池进行分析，从垂直结构中可以看出两支气流(图13a)，一支是飑前指向飑后的斜升气流，另一支为飑后指向飑前的气流(即后部入流急流)。近地面冷池是飑线风暴的一个重要特征，冷池是由于风暴中降水蒸发冷却导致的冷空气不断下沉扩散而形成的近地面冷空气堆。10日02时(图13a)，强烈的上升运动发生在冷池前部，冷池向外辐散的冷空气与环境暖湿入流辐合形成了支持飑线发展的动力[23]。至03时(图13e)，随着大量降水的发生，冷空气持续下沉，飑线后部的低层冷却更加明显，冷池范围也随之扩大，上升运动区逐渐移至冷池上空。

图13 相对风暴速度(流线，单位：m·s-1)和反射率(阴影，单位：dBZ)：(a)10日02时、(c)10日02时30分、(e)10日03时；相对风暴速度(流线，单位：m·s-1)和扰动位温(阴影，单位：K)：(b)10日02时、(d)10日02时30分、(f)10日03时Fig.13 Relative storm speed (stream, unit: m·s-1) and reflectivity (shadow, unit: dBZ) at: (a) 0200 UTC on 10, (c) 0230 UTC on 10, (e) 0300 UTC on 10; relative storm speed (stream, unit:m·s-1) and perturbed potential temperature (shadow, unit: K) at:(b) 0200 UTC on 10, (d) 0230 UTC on 10, (f) 0300 UTC on 10

但是整体而言，冷池均比较浅薄(图13b、d、f)，仅在925 hPa以下显示。主要考虑是因为环境较为湿润，不利于强烈的蒸发，因此蒸发冷却的作用并没有那么显著，就相对比较浅薄。

Rotunno, et al[21]和Weisman， et al[24]通过理想数值模式试验，并在分析已有的观测研究后，首次提出了描述飑线发展传播的“RKW理论”，理论指出低层风垂直切变与地面冷池的动力平衡是飑线维持发展的重要因子。结合多时次的冷池分布来看，本次飑线过程冷池均较浅薄，并不能和垂直风切变的强度相当。根据RKW理论，当冷池弱于低层垂直风切变时，冷池产生的负涡度小于低层垂直风切变产生的正涡度，冷池前沿的上升气流向前略倾斜，并不利于沿着出流边界形成新的对流单体。而本次飑线过程维持较长时间主要考虑是因为对流有效位能大值分布在低层，冷池虽然浅薄，无法提供深厚的垂直抬升，但是低层冷池的抬升作用还是较容易触发对流不稳定的发生；另一方面，飑线发生在复杂下垫面附近，地形的作用也会促进不稳定上升运动。