一次东北冷涡暴雨过程中尺度及云物理特征分析

任 丽，马国忠，孙 琪

（黑龙江省气象台，黑龙江 哈尔滨150030）

东北冷涡是有深厚冷空气的高空气旋性涡旋，在我国东北附近地区活动，东北冷涡具有不稳定的特点，与其相伴的天气通常为阵性降水[1-2]。东北冷涡活动时除了冷涡本身能给东北地区带来突发性强降水[3-4]外，冷涡与中纬度其它天气系统[5-6]，甚至与台风[7-8]相互作用会给东北地区带来更强的降水。东北冷涡还会给华北、黄淮甚至江南带来暴雨天气[9-12]。东北冷涡具有非对称结构特征，在其东南部，有西北干冷平流叠加在西南暖湿平流上，加上午后晴空辐射增温作用，造成对流不稳定迅速增长，而此处的上升运动为对流有效位能的释放提供了有利条件[13]。暴雨通常是由MCS活动造成的，中国东北地区每年夏季平均出现MCS的次数为101次[14]，其中MCC又是主要的暴雨云团。根据实际统计分析发现若完全按照Maddox定义的MCC的标准，东北地区的MCC次数极少，如果将标准中的偏心率调整为＞0.6，平均每年至少可以出现5次[15-16]。可见东北地区MCS出现的频次较高，尽管其中MCC出现的次数较少，但只要出现就会造成暴雨，而关于东北地区MCS和MCC的研究较少。

数值模拟已经成为研究暴雨形成和发展的重要手段，通过数值模拟可以获取暴雨发生发展过程中时空分辨率更高的资料，从而展开暴雨中小尺度[17-18]、云物理[19-21]等方面更细致的研究。2019年7月16日黑龙江省出现突发性暴雨，由于降水时间集中，雨强大，导致部分农田被淹，个别路段道路桥涵被冲毁，甚至影响列车通行，造成较大经济损失。利用WRF数值模式对此次发生在东北冷涡底部的暴雨过程进行数值模拟，使用常规观测资料、卫星云图和数值模拟结果分析此次暴雨过程发生的环流特征和有利于对流发展的环境条件，云系演变特征及云物理特征，为冷涡暴雨预报业务提供有价值的参考和借鉴。

1 东北冷涡暴雨实况分析

1.1 暴雨概况

受东北冷涡影响，2019年7月16日黑龙江省中西部地区出现中到大雨、局部暴雨天气。从7月16日08时—17日08时（北京时，下同）累积降水量图（图1a）上可知，降水分布不均匀，有东西2个暴雨区。降水具有很大的阵性，西部暴雨区强降水出现在16日下午（图1b），13—14时克山站连续2 h出现小时雨量超过20 mm/h的短时强降水，最大雨强为29.5 mm/h（16日13时），东部暴雨区强降水出现在16日夜间，21—22时巴彦站连续2 h出现短时强降水，最大雨强为49.3 mm/h（16日22时）。东部暴雨区范围和雨强均大于西部，强降水持续时间更长，雨量更大。

图1 2019年7月16日08时—17日08时累积降水量（a）及克山和巴彦站小时雨量（b）

1.2 中尺度对流云团特征

从FY-2G的TBB分布图（图2）上，可以发现黑龙江省东西2个暴雨区分别是由MCC和MCS活动造成的。造成西部暴雨区的MCS生消和移动均较快，7月16日11时，MCS在内蒙古新生，移入黑龙江省迅速发展加强。12—13时MCS云团范围迅速扩大，呈密实的团状结构，克山站位于MCS南侧亮温梯度最大处（图2a，2b），雨强增大到29.5 mm/h（16日13时）。14时MCS东移（图2c），云团范围继续扩大，尽管云顶亮温一直＜-57℃，但是对应的雨强开始减小。之后在内蒙古东北部有多个对流云团新生，合并加强形成近圆形云团。16时移动到黑吉蒙交界（图2d），-32℃冷云面积为1.1×105km2，-52℃冷云面积为7×104km2，达到MCC标准。MCC生成后一直缓慢向东偏北方向移动，移入黑龙江省。北部减弱的MCS云团逐渐合并到MCC中，促使MCC进一步加强。21时MCC强度达到最大（图2e），-32℃冷云面积达1.7×105km2，-52℃冷云面积为9.5×104km2，其中有尺度更小（TBB＜-62℃）的中尺度单元活动，对应更大的雨强，形成东部暴雨区，巴彦站连续2 h雨强超过30 mm/h。之后的2 h内MCC逐渐减弱，表现为＜-52℃的冷云范围迅速减小，地面雨强也随之减小。17日00时，-52℃冷云面积减小到3.6×104km2，不满足MCC标准（图2f）。本次MCC生命史为8 h，由于移动缓慢，给黑龙江省南部地区带来较大降水天气。

图2 2019年7月16日FY-2G TBB分布

1.3 探空分析

分析东西2个暴雨区上游强降水发生前的探空站曲线，发现2个暴雨区环境特征的差异。MCS发生的环境特征是大气具有深厚的湿层（地面～500 hPa），高层有较干空气活动，CAPE为750 J/kg，K指数为34℃，沙氏指数为-0.2℃，抬升指数为-2.5℃，0～6 km垂直风切变为2.7×10-3/s（表1）。即对流发生前大气层结不稳定，这样的环境条件有利于以短时强降水为主的风暴发展。

表1 嫩江和哈尔滨探空站物理量特征对比

MCC发生的环境特征：中低层（850～600 hPa）为饱和层，中高层（500～300 hPa）有干空气活动，低层更湿、高层更干使大气的对流不稳定更强。CAPE为1 000 J/kg，K指数为42℃，沙氏指数为-5.1℃，抬升指数为-5.2℃。大气整层风速均增大，0～6 km风随高度顺转，垂直风切变达4×10-3/s。有利于MCC发展的环境条件有利于酝酿更强的风暴。

2 数值模拟

2.1 模拟方案设计

本文使用WRF3.6数值模拟，采用欧拉质量坐标，Runge-Kutta 3阶时间积分方案，模拟时段为2019年7月15日20时—17日20时。模式初始场选用美国国家环境预报中心（NCEP）提供的2019年7月15日20时—17日20时FNL全球再分析资料（Final Operational Global Analysis，以下简称FNL资料），时间分辨率6 h，空间分辨率1°×1°，采用三层双向网格区域嵌套设计（图3），模式模拟主要参数设置见表2。

图3 WRF模式三层嵌套模拟区域

表2 WRF-ARW模式模拟参数设置

2.2 模拟结果检验

通过24 h累积降水量对比（图4），可见模式模拟的降水落区、范围和量级与实况较为一致，并且基本模拟出了东西2个暴雨区。但细节上还是存在一定不足：西部暴雨区较实况偏西；东部暴雨区范围和强度均比实况大。这可能与模式模拟的初始时间、模式与实际的地形精度等差异及地面测站密度低且分布不均匀等因素有关。分别对东西2个暴雨区主要降水时段的6 h累计降水量对比发现，模式可以较好地模拟出这2个时段的强降水。16日10—16时模式模拟的西部暴雨区强降水时段、范围和量级与实况基本吻合，只是偏西1～2个纬度。16日19时—17日01时模式能够模拟出东部雨带走向及雨带中2个强中心，只是模拟降水范围略小、强度偏大。尽管模式模拟结果与实况在细节上存在一定差异，但模式对于过程雨量、强降水时段及落区等体现本次暴雨过程的主要特征与实况较为一致。

图4 2019年7月16日08时—17日08时24 h累积降水量（a，d）及16日10—16时（b，e）、16日19时—17日01时（c，f）6 h累积降水量

本次冷涡暴雨的大尺度环流背景：河套地区短波槽（16日20时切断成冷涡）向东北冷涡输送水汽；东北冷涡低层东南侧出现中尺度西南低空急流，向北输送的暖湿空气在急流前侧强烈辐合，形成西部暴雨区；200 hPa上逐渐形成中尺度高空急流，高空辐散增强，上升运动增大，雨强更大，形成东部暴雨区；地面上有低压活动，低压内有东西向中尺度地面辐合线，触发对流，对流沿着辐合线的方向自西向东移动，从而在辐合线附近产生暴雨。

通过模拟结果与FNL资料的对比，可见模式可以较好地模拟出主要大尺度影响系统的位置、形态和强度，以及这些影响系统的演变过程。但是模式对中尺度风场模拟稍显不足：模拟的东北地区中南部的强风速带水平尺度更长；而模拟的16日20时黑龙江南部与强降水相伴出现的中尺度高空急流水平尺度和强度均偏小。模式模拟结果与实况除了在细节上存在一定差异外，基本对本次暴雨过程给出了较为满意的再现。

3 模拟结果分析

从模拟的雷达组合反射率因子演变可知，给黑龙江省带来暴雨的东西两块强回波均是从内蒙古移入黑龙江，并在黑龙江获得发展的。7月16日10时（图5a）回波开始移入黑龙江，回波前侧反射率因子大梯度区呈弓形，回波后侧弱回波区风场向四周辐散，特别是向回波前侧的偏北风，风力较大。较大的偏北风与东南风形成的辐合线位于回波前侧反射率因子大梯度区附近。较大的偏北风推动辐合线向东南方向移动，回波随之向东南方向移动。11时（图5b）回波呈带状结构，主体移入黑龙江，因其南侧和东侧不断有对流新生而一直维持高反射率因子，回波北侧反射率因子强度逐渐减弱。回波前东南风的偏南分量逐渐加大，风速增加，这样在回波东侧辐合加强，对流活跃。12时（图5c）随着南侧和北侧对流的减弱消失，回波演变为块状。西部暴雨区位于回波东侧辐合最强、对流最活跃的区域，只是模拟回波演变比实况早1～2 h。

16日19时在黑龙江西南部沿着地面辐合线有南北两块回波新生并迅速发展加强。20时（图5d）两块回波相连，在回波的东侧和南侧有偏南风与偏北风的辐合，两者风力相当，使得地面辐合线长时间在此停留，这样降水回波在此维持超过4 h。两块回波缓慢东移，南侧回波在东移过程中后侧不断有对流新生，逐渐变为东西带状；北侧回波则向南北2个方向伸展，形成东北—西南带状结构（图5e），东部暴雨区与南侧回波后向传播形成列车效应有关。之后南侧回波后部风场由辐合转为辐散，回波减弱，与北侧回波合并（图5f），加速东移。

图5 2019年7月16日10—12时（a，b，c，间隔1 h）、16日20时—17日00时（d，e，f，间隔2 h）模拟的雷达组合反射率因子（阴影，单位：dBZ）和地面10 m风场（箭矢，单位：m/s）

可见造成东西两个暴雨区的降水回波与地面辐合线同时出现，共同移动，两者有正反馈作用。与西部回波相对应的辐合线辐合更强，北侧偏北风风速更大，移动更快，对应的强降水范围更小、时段更集中。而东部暴雨区相对应的辐合线两侧风速均较小，呈准静止态，回波长时间在辐合线附近维持，列车效应形成暴雨，对应的强降水范围较大、持续时间更长。

沿东西2个暴雨中心做各物理量的垂直剖面图（图6）来研究暴雨发生前后的动力、热力结构特征。假相当位温θse沿西部暴雨中心的纬向剖面上可见，对流出现前，大气表现为对流不稳定。16日10时，124°～124.5°E，为较弱的上升运动（上升速度1 m/s）区，大气低层表现为弱对流不稳定，中层为对流中性，这是上升运动将低层的水汽和热量向上输送的结果，对应深厚的湿层。上升气流后侧（西侧）中低层为较强的下沉运动区，加强的下沉气流通过强迫抬升促使其前侧的暖湿空气更加强烈的辐合上升，上升气流迅速加强。11时，上升运动区东移至124.5°～125.5°E，上升运动强度迅速增大到4 m/s，大气中低层对流中性，是强上升运动促使大气充分混合的结果。上升气流后侧的下沉气流强度和范围减小，强迫抬升作用减弱，上升运动开始减小。12时，随着上升运动的减弱，上升运动区由对流中性变为对流稳定；前侧为较大的下沉气流，切断了暖湿空气的输送，对流迅速减弱。

东侧暴雨区位置更偏南，低层有θse超过340 K，比湿达14 g/kg的更强暖湿空气。16日20时（图6a、6c），600 hPa有冷空气活动，叠加在低层暖湿空气之上，形成低层对流不稳定。由于东侧暴雨区低层大气比西侧暴雨区更暖湿，低层大气对流不稳定更强。特别是在125.5°E和126.5°E附近，冷空气随下沉气流嵌入低层，此处大气最不稳定。125°E整个对流层均为上升气流，最大上升运动超过4 m/s，位于对流层中上层，上升气流的混合作用，使此处中层大气趋于对流中性。之后，对流向着最不稳定区移动并获得发展。22时（图6b、6d），125.5°～127.5°E间隔100 km左右分别有3个对流发展，西侧的2个对流发展到强盛阶段，上升运动占据整个对流层，最大上升速度均可达4 m/s，位于对流层中上层。东侧的为新生对流，上升运动位于中上层，最大上升速度为2 m/s，位于400 hPa。除了对流区域受上升气流的混合作用，大气层结接近中性外，其他区域依然维持较大的对流不稳定。125.5°E以西，大气低层受持续暖湿空气输送影响，暖湿层增厚；而中层有冷空气向下伸展，使得此处维持强对流不稳定，所以持续有对流新生。126.5°E对流逐渐减弱消失，127.5°E对流东移发展。17日00时，大气中低层仅在125.5°E和128°E维持较弱的上升运动，其他区域的对流均减弱消散，中低层以下沉运动为主。受降水影响126.5°～128°E大气低层对流不稳定大幅减小。东部强降水区东移减弱。

图6 2019年7月16日20时（a，c）、22时（b，d）比湿（阴影，单位：g/kg）和假相当位温（等值线；单位：K）（a，b），垂直速度（阴影，单位：m/s）和垂直流场（ω放大10倍）（c，d）沿46.8°N的垂直剖面

两处暴雨区强降水前大气低层均为对流不稳定，而东部暴雨区低层大气更暖湿，对流不稳定更强。西部暴雨区对流生消、移动较快；东部暴雨区增厚的暖湿层之上有冷空气向下伸展，有强对流不稳定，持续有对流新生，从而使回波后向传播，回波呈准静止态，形成列车效应，降水时间长，形成暴雨。

4 微物理结构特征

图7给出沿西部强降水中心水凝物粒子比含水量和气温的剖面图。16日10时（图7a）降水刚开始时上升运动还不强，水凝物粒子分布在200 hPa以下，0℃层高度在650 hPa，-40℃层高度在300 hPa，云内负温度层深厚。自然云降水过程中0℃以下为暖云降水，-40～0℃为冷云增长层，低于-40℃仅存冰雪粒子。此时水凝物粒子主要集中在冷云增长层。随着对流的发展，11时（图7b）云中上升气流迅速增强并贯穿整个对流层，水凝物粒子遍布整个对流层，水凝物含量高值区位于对流层高层，集中在冷云增长层。200 hPa以上有向上突起的针状水凝物比含水量，同时高层等温线也向上突起，此处为强上升气流将水凝物带到平流层而形成的上冲云顶。12时（图7c）对流减弱东移，水凝物粒子大值中心下移到中层，依然集中在冷云增长层。可见西部暴雨区对流云是以冷云增长为主的。

由强降水中心（48°～49.5°N，124.5°～126°N）水凝物含量平均垂直廓线图可知，降水开始时对流云冷云增长层内有霰、雪、冰晶及过冷云水4种粒子存在（图7d）。其中又以霰和雪花含量最高，其含量极大值分别达到0.72、0.35 g/kg，分别出现在500、400 hPa高度上。在极大值高度下霰和雪随高度降低而减小，同时云水含量开始增加，在暖云层顶达到最高。暖云层内霰和雪随高度的减小而迅速融化直至消失，雨水的含量急剧增加。在霰和雪完全融化（含量减小到0）时对应雨水含量的极大值，可见霰和雪的融化对雨水的形成有正贡献。随着对流云的发展，降水的加强，霰和雪含量的极大值分别增加到0.92和0.65 g/kg。霰和雪含量增加，在暖云内的融化亦增加，雨水和云水含量也随之增加（图7e）。对流云减弱时段（图7f）霰含量减小，而雪含量继续增加，极大值高度均下降，霰和雪含量极大值分别为0.85、0.89 g/kg，所在高度分别下降至600和500 hPa。云水含量减小，雨水含量达到最大。

图7 2019年7月16日10—12时水凝物粒子比含水量（阴影，单位：g/kg）和温度（等值线；单位：℃）沿48.8°N的垂直剖面（a，b，c），强降水中心（48°～49.5°N，124.5°～126°N）水凝物含量（单位：Pa/s）平均垂直廓线（d，e，f）

此次降水过程中霰和雪是对流云中主要的降水粒子，并通过冷云增长，雨水的增长主要依赖于霰和雪的融化，其次还有暖云中云水的碰并增长。

由东部强降水中心水凝物粒子分布的高度更高，可达100 hPa。-40～0℃层高度均比西部强降水区高，低于-50℃的等温层高度比西部强降水区低，东部暴雨区对流发展更旺盛，小时雨强更强，对流云的范围更大，持续时间更长。水凝物粒子大值中心在对流云发展、强盛和减弱阶段逐渐下降。强降水中心（46.5°～47.5°N，126°～127.5°N），各种降水粒子分布和变化趋势与西部暴雨区相同，只是霰、雪和冰晶粒子还出现在200～100 hPa高度上。对流最强盛阶段霰含量极大值超过1.1 g/kg，位于500 hPa，霰含量最高时雨水含量也达到最高。对流云减弱阶段，霰含量大幅减小，雨水含量也减小。由于暖层更厚，雨水含量极大值所在高度较高。

5 结论

利用WRF数值模式对2019年7月16日发生在东北冷涡底部的暴雨过程进行数值模拟，使用常规观测资料、卫星云图和数值模拟结果对此次暴雨过程的中尺度及云物理特征进行分析，得到以下结论：

（1）本次暴雨天气有东西2个暴雨区分别由MCC和MCS活动造成。2个暴雨区强降水发生前大气表现为较强的对流不稳定，这样的环境条件有利于以短时强降水为主的风暴发展。MCC发展的环境具有低层更湿、高层更干，对流不稳定更强，0～6 km风随高度顺转，有更大的垂直风切变等特点，有利于酝酿更强的风暴。

（2）造成东西2个暴雨区的降水回波与地面辐合线同时出现，共同移动，两者有正反馈作用。与西部回波相对应的辐合线辐合更强，北侧偏北风风速更大，移动更快，对应的强降水范围更小、时段更集中。而东部暴雨区相对应的辐合线两侧风速均较小，呈准静止态，回波长时间在辐合线附近维持，列车效应形成暴雨，对应的强降水范围较大、持续时间更长。

（3）两处暴雨区强降水前大气低层均为对流不稳定，而东部暴雨区低层大气更暖湿，对流不稳定更强。西部暴雨区对流生消、移动较快；东部暴雨区增厚的暖湿层之上有冷空气向下伸展，有强对流不稳定，持续有对流新生。后向传播使回波呈准静止态，形成列车效应，降水时间长，形成暴雨。

（4）降水过程中霰和雪是对流云中主要的降水粒子，并通过冷云增长；雨水的增长主要依赖于霰和雪的融化，其次还有暖云中云水的碰并增长。

以上仅为一次东北冷涡突发性暴雨个例研究的结论，缺乏更多的个例来验证结论的普适性。未来将会选取更多的个例，更加深入具体地研究此类型暴雨过程的中小尺度特征及云物理机制等问题。