“7.27”陕北暴雨数值模拟与诊断分析

王文，程攀，2

(1．气象灾害教育部重点实验室(南京信息工程大学)，江苏南京210044;2．中国人民解放军94906部队气象台，江苏 苏州215157)

0 引言

陕西省由于其独特的地理位置经常有暴雨发生。诸多研究表明，西太平洋副热带高压西边缘带来的暖湿空气与贝加尔湖冷涡分裂南下的冷空气交汇对峙，在相对稳定的环流形势下提供了有利的大尺度环流背景，暴雨往往具有局地性和突发性的特点(毕宝贵等，2004;胡淑兰等，2009;张宏等，2011;梁俊生和马晓华，2012)。除此之外，郭大梅等(2008)对一次陕西暴雨过程分析认为，500 hPa中尺度切变线、700 hPa低涡是该次暴雨产生的直接原因。许新田等(2012)对2006年6月陕西一次持续性强对流天气过程分析时指出，β中尺度雹暴云团和α中尺度飑线云团是其产生的主要原因。纪晓玲等(2010)指出，在“西高东低”的环流背景下，对流单体合并发展也可以引起短时暴雨。段昌辉和武麦凤(2012)认为，高空西风风速脉动与低层南风风速脉动耦合形成的中尺度次级环流圈的上升支，可以为强降水提供足够的动力抬升条件。

中尺度重力波常与雨带、飑线、强雹暴和暴雪等天气现象相伴;对流、密度脉动、地转调整、地形强迫等是大振幅中尺度重力波产生的重要机制和波能来源。Uccellini and Koch(1987)发现重力波对降水强度和分布有明显影响。另外，对流运动对重力波的激发、维持和发展至关重要(Schneider，1990;Powers and Reed，1993)。许小峰和孙照渤(2003)对2000年6月一次梅雨锋暴雨过程分析时指出，西太平洋副热带高压的西伸北跳可以造成局部地转平衡被破坏，引起环流的适应调整，以建立新的平衡，在此过程中会出现与之相适应、配合的低空急流和重力波发生，导致西南低空急流增幅和水汽通量辐合增强，从而加强梅雨锋暴雨。刘峰等(2009)发现，在静力稳定的大气层结中，由明显风速垂直切变造成的扰动产生气块的上下振荡，在浮力和重力的共同作用下可以产生重力波。肖天贵等(2010)指出，强降水过程产生于波包扰动能量积累的高值时段或处于高位相阶段。王文等(2011)指出，中尺度重力波能够促进对流发展并对暴雨的发生起到主要作用。钱鹏等(2012)指出，高空急流的位置对暴雨的落区有明显的指示作用。由于重力波和对流运动之间的关系复杂，高空急流与重力波的配置在个例分析中的结果不尽相同，重力波在暴雨发生发展过程中扮演何种角色，目前尚不完全明确，所以值得进一步研究。

2012年7月26—27日陕北遭遇暴雨袭击，从开始到结束只有十几个小时，降水区域集中，降水强度大，具有明显的中小尺度天气系统特征。本文利用新一代中尺度数值模式WRF(Weather Research Forecasting)输出的精细化资料、NCEP/NCAR 1°×1°再分析资料以及FY-2E相当黑体温度，进行动力诊断分析，对此次暴雨的发生发展机制进行深入探讨。

图17月26日18时—27日12时累计降水量(a;单位:mm)以及暴雨中心附近(110.6°E，38.1°N)逐时降水量变化(b)Fig．1 (a)Distribution of observed accumulated precipitation(units:mm)and(b)hourly precipitation variation at storm center(38.1°N，110.6°E)from 18:00 BST 26 to 12:00 BST 27 July 2012

1 暴雨过程及环流背景

1.1 暴雨过程

2012年7月26日晚至27日白天，陕西北部出现了历时短、强度高、量级大的暴雨过程(图1a)，榆阳、横山、靖边、神木、佳县、米脂、子洲等7县区56个乡镇降雨超过50 mm，21个乡镇超过100 mm，暴雨中心区24 h降雨量达到200 a一遇。仅榆林市，就造成12县区41.3万人受灾，因灾死亡18人、失踪12人，农作物受灾面积54 372 hm2，倒塌房屋1 507间，直接经济损失达6.33亿元。

由图1a可见，7月26日18时—27日12时(北京时间，下同)降水集中在 109 ～112°E、37 ～39°N之间，强降水主要呈东西走向，在主降水区西北及东南方向也有零星降水。在暴雨中心附近(110.6°E，38.1°N)，由中国自动站与CMORPH降水产品融合的逐时降水量可看出，降水从27日02时开始，05时达到顶峰，12时基本停止(图1b)。

1.2 环流背景

暴雨的形成离不开有利的大尺度环流形势。从500 hPa高度场可看出，暴雨期间亚洲中高纬度受两槽一低压控制(图2a、b)。两槽分别位于巴尔喀什湖以西及东亚地区，低压位于贝加尔湖。暴雨区处于西太平洋副热带高压西北边缘带与贝加尔湖低压之间，贝加尔湖至河套地区以纬向环流为主。

从700 hPa流场可看出，27日02时贝加尔湖低压带来的偏西气流与西太平洋副热带高压带来的西南气流在暴雨区东北部汇合，陕北处于副高边缘的西南气流中(图2c)。这种大尺度环流系统稳定少动，西南气流在暴雨区占主导地位，一直持续到暴雨后期(图2d)。

图27 月 27 日02 时(a，c)、08 时(b，d)500 hPa高度场(a，b;单位:dagpm)和700 hPa流场(c，d)Fig．2 (a，b)Distributions of geopotential height(units:dagpm)at 500 hPa and(c，d)flow fields at 700 hPa at(a，c)02:00 BST and(b，d)08:00 BST 27 July 2012

2 中尺度对流云团分析

相当黑体温度(black-body temperature，TBB;tbb)可以较为直观地展示出中尺度对流系统的发生、发展过程。图3为此次暴雨过程中FY-2E气象卫星TBB演变实况。27日02时，暴雨中心附近出现两个中尺度对流云团，tbb≤－10℃，此时有降水开始产生，降水强度在10 mm·h－1以下(图3a);03时，这两个对流云团汇合，形成西北—东南走向的带状云团，系统开始剧烈发展，tbb≤－42℃，降水量却没有明显增大(图3b);04时，云团进一步发展，由带状发展为近似圆形，中心tbb≤－52℃，降水也迅速增强，为30 mm·h－1(图3c);05—07时，云团开始向东伸展，tbb≤－52℃的区域随之增大，当出现tbb≤ －60 ℃时，降水强度达 70 mm·h－1(图 3d、e、f);08时开始，云团开始消亡，tbb≤－52℃的范围逐渐收缩(图3g);至10时基本消失，降水强度迅速减少到10 mm·h－1(图3i)。10时之后云团进一步消散，降水逐渐停止(图略)。

图32012 年 7 月 27 日 TBB 演变图(单位:℃) a．02:00;b．03:00;c．04:00;d．05:00;e．06:00;f．07:00;g．08:00;h．09:00;i．10:00Fig．3 TBB evolution on 27 July 2012(units:℃) a．02:00 BST;b．03:00 BST;c．04:00 BST;d．05:00 BST;e．06:00 BST;f．07:00 BST;g．08:00 BST;h．09:00 BST;i．10:00 BST

从以上分析可以看出，暴雨过程存在云团自组织现象。随着小云团合并，中尺度对流系统迅速有组织地进行发展，当形成较为规则的圆形后，系统剧烈发展，持续时间在6 h以上。云团中心出现tbb≤－52℃后，降水显著增强;当tbb≤－60℃时，降水强度达到极大值。云团从自组织开始发展到圆形约为3 h，降水强度最大值出现在自组织完成前1 h。自组织完成后，强降水持续时间约为7 h。云团从初始生成到消亡，整个过程(生命史)约为10 h，其中从生成到自组织开始约为5 h，完成自组织到消亡约为6 h。终态自组织云团面积约为10万km2。TBB能够较好地反映出暴雨区域和强度的变化，可作为暴雨未来趋势预报的重要参考指标。

3 数值模拟与检验

为了探究本次暴雨形成原因，下面对暴雨过程进行数值模拟，并利用其输出的高分辨率资料进行诊断分析。

3.1 数据及模式设计

使用了NCEP/NCAR 1°×1°再分析资料，选取2012年7月26日08时作为初始时间，模拟时段为2012年7月26日08:00—27日14:00，共30 h，时间步长选取 180 s。模式区域中心为 109.3°E、38.7°N，垂直方向分为28层。使用中尺度数值模式WRF(V3.3)，采用三层嵌套方案进行模拟。经过多次模拟实验，选取较优结果，具体方案如表1所示。

表1 数值模拟的参数设置Table 1 The parameter settings of numerical simulation

3.2 模拟结果分析

图4a为7月26日18时—27日12时模拟累计降水量。可以看出，降水落区主要在108～112°E、37.5～39°N之间，以东西向为主。与实况相比，降水量基本相当，降水落区略微偏南偏西，降水量略大。

由模拟的7月27日02时500 hPa高度场及700 hPa风场(图4b)可看出，暴雨区处于西太平洋副热带高压西北边缘带上，受西南气流影响，北部等高线为纬向型，较平直;低空急流向暴雨区的东北方向汇合。模拟的天气形势与实况基本相符，因此认为模拟较真实，可以利用输出结果进行诊断分析。

4 诊断分析

4.1 水汽通量

26日23时前，陕北上空水汽通量较小，小于0.1 g·cm－1·hPa－1·s－1。来自孟加拉湾的水汽向东向北输送时，经云贵地区向西北方向转折，分别造成青藏高原东南部和东部两处的水汽通量较大(图5a)。沿 105°E作水汽通量的垂直剖面(图5c)，可以看出，青藏高原东南部与东部之间在700 hPa以下有一条明显的水汽输送通道，25～30°N有一大值区，在经向风的作用下向北输送，由于地形抬升作用，在甘肃东部累积增大。在西南气流的引导下，水汽不断向陕北地区输送。

图4 2012年7月26日18时—27日12时模拟的累计降水量(a;单位:mm)以及27日02时500 hPa高度场(等值线;单位:dagpm)和700 hPa风场(箭矢;单位:m·s－1)(b)Fig．4 (a)Distribution of simulated accumulated precipitation(units:mm)from 18:00 BST 26 to 12:00 BST 27 July 2012 and(b)geopotential height field(units:dagpm)at 500 hPa and wind field(units:m·s－1)at 700 hPa at 02:00 BST 27 July 2012

7月27日05时陕北地区出现了水汽通量大于0.1 g·cm－1·hPa－1·s－1的区域，部分地区甚至超过了0.2 g·cm－1·hPa－1·s－1，由此形成了充足的水汽供应(图5b)。此时，由孟加拉湾向青藏高原东南转折输送的水汽减小，从水汽通量的垂直剖面(图5d)可看出，原来在25～30°N的水汽通量大值区已经移到了30°N以北，30°N以南的水汽通量基本小于 0.1 g·cm－1·hPa－1·s－1，从青藏高原东南部向东部的水汽输送开始减弱，从而导致陕北的水汽供应减少，强降水也随之迅速减弱(图1b)。

图5 2012年7月26日23时(a，c)、27日05时(b，d)700 hPa水汽通量分布(a，b;黑色阴影表示大于3 km的地形)以及沿105°E的水汽通量垂直剖面(c，d)(图中箭头表示水汽输送方向和大小;单位:g·cm－1·hPa－1·s－1)Fig．5 (a，b)Distributions of water vapor flux at 700 hPa and(c，d)vertical profiles of water vapor flux along 105°E at(a，c)23:00 BST 26 and(b，d)05:00 BST 27 July 2012(The black shandings in Fig．5a-b show the terrain more than 3 km．The arrows show the water vapor transport direction and size．Units:g·cm －1·hPa－1·s－1)

上述分析表明，700 hPa附近的水汽输送为本次暴雨提供了充足的水汽来源，在大尺度环流作用下，孟加拉湾对青藏高原东南部水汽输送的变化，会导致青藏高原东部水汽输送的改变，从而影响到本次陕北暴雨的发展演变。所以，只有综合考虑孟加拉湾对青藏高原东南部及东部水汽输送的变化，才能更好地掌握本次陕北暴雨的发展趋势。

4.2 散度、涡度

散度场与涡度场的水平结构分布能够较为直观地判断重力波的存在(朱莉等，2010)。在强降水开始前3 h(26日23时)，200 hPa高空散度场出现一条东北—西南走向的链式结构(图6a，黑粗线表示);比较涡度场(图6b)可看出，沿散度链式结构一带，正涡度和正散度的位置存在半个位相差涡度零线处于辐合中心。根据重力波的散度、涡度结构分布特征，可初步判断重力波的存在(寿绍文等，2003)。

沿37.85°N作散度场的垂直剖面，可见，26日23时(图6c)，200 hPa高空在 109.6°E 和 110.1°E有两个散度正值区，向下则负值、正值交替排列，并向西倾斜，低层多为辐合区;而高空重力波未到达的地区(110.5°E以东)，则没有明显的对流辐合发生。27日00时(图6d)，200 hPa的正值区已经向东略向下移动，变为4个正值中心，110.5°E以东的两中心下方多处开始出现辐合区。从散度场的垂直剖面可看出，200 hPa的重力波能量下传，使下层辐合发展，引起对流运动，触发暴雨生成。

4.3 稳定度及云水含量分析

图7为假相当位温、云水含量沿110.9°E的垂直剖面。27日01时前，大气处于稳定层结状态，没有形成大于0.1 g·kg－1的云水柱。随着重力波东移，低层辐合开始增强，到了27日01时(图7a)，高层重力波影响到暴雨中心上空，辐合上升运动使云水含量增多，在37.7°N附近出现了两个较强的云水柱，具有明显的中γ尺度系统结构特征，并且云水产生了明显的振荡(图7b、c)，对流系统进一步发展，云水高度达到400 hPa;在暴雨中心，假相当位温曲线出现倒V型，低层已转为不稳定层结。

图6 2012年7月26日23时200 hPa散度场(a;粗线表示重力波的链式分布;单位:10－5s－1)、涡度场(b;单位:10－5s－1)以及26日23时(c)和27日00时(d)散度场沿37.85°N 的垂直剖面(单位:10－5s－1)Fig．6 Distributions of(a)divergence(the thick line represents its chain distribution;units:10 －5s－1)and(b)vorticity(units:10 －5s－1)at 200 hPa at 23:00 BST 26 July 2012，and vertical profiles of divergence(units:10 －5s－1)along 37.85°N at(c)23:00 BST 26 and(d)00:00 BST 27 July 2012

图72012年7月27日01:00(a)、02:00(b)、03:00(c)和05:00(d)假相当位温(等值线;单位:K)、云水含量(阴影;单位:g·kg－1)沿110.9°E 的垂直剖面Fig．7 Distributions of pseudo-equivalent potential temperature(contour;units:K)and cloud water content(shadings;units:g·kg－1)along 110.9°E at(a)01:00 BST，(b)02:00 BST，(c)03:00 BST，and(d)05:00 BST 27 July 2012

对流发展之后，大气层结转为不稳定状态，两个中γ尺度系统相连接，形成了中β尺度对流系统，暴雨开始。

4.4 波导作用

26日23时(图8a)，Td曲线呈现出波动性，除在700 hPa和450 hPa层T－Td数值较小外，其他高度均较大;近地面的对流有效位能(convective available potential energy，CAPE)为零，抬升指数(lifting index，LI)为1，数值较小，为弱稳定层结，而上空750 hPa为不稳定层结，说明近地面比750 hPa更接近中性。27日00时(图8b)，由于上层不稳定层结的辐合作用，水汽向上混合，T－Td逐渐减小，500 hPa达到饱和，近地面CAPE增加到19 J，LI为零，大气为中性层结，没有明显对流混合。根据Lindzen and Tung(1976)的波导理论，当大气层结基本接近于中性时，气层将会更有效地拦截重力波能量的垂直传播。从高空下传的重力波能，被近地面的中性层结吸收，导致近地面大气的对流有效位能迅速增加到709 J，LI为－2，激发对流发展(图8c)。到了02 时(图8d)，CAPE 已经到了843 J，LI为 －3，对流运动使400 hPa以下水汽达到饱和，形成强降水。4.5 高空急流对重力波的作用

引起重力波的因素很多，其中因对流引起的重力波最常见。从上述稳定度及云水含量的分析中可以看出，重力波出现之前大气基本处于稳定层结，但没有显著的云水产生。所以，重力波先于对流发生。在高空急流的出口区往往由于非地转平衡产生重力波(Ferretti et al．，1988)，可使用非线性平衡方程(nonlinear balance equation，NBE)对气流运动的非地转平衡特征进行表示，并作为分析气流不平衡的定量指标，由此可诊断是否有大振幅的重力波发生(李麦村，1978)。

非线性平衡方程的表达式为

图82012年7 月 26日23:00(a)、27日00:00(b)、01:00(c)、02:00(d)暴雨中心附近(110.9°E，37.85°N)T-lnp图(图中左侧曲线为露点，右侧曲线为温度)Fig．8 The T-lnp maps at storm center(37.85°N，110.9°E)at(a)23:00 BST 26，(b)00:00 BST 27，(c)01:00 BST 27，and(d)02:00 BST 27 July 2012(The dew point curve line is on the left and the temperature curve line is on the right)

其中:Φ为位势高度;▽2为二维拉普拉斯算子;u、v为风速分量;J为雅可比算子;f为地转参数;ζ为相对涡度;β=∂f/∂y。在强烈辐散的高空急流出口区，可以根据非线性平衡方程左边四项之和是否有明显的非零值(单位:10－8s－2)，来判断有无可能产生大振幅的重力波。为便于分析说明，以下将非线性平衡方程左边四项之和称为NBE。

由4.2节中散度场的分析可初步判断200 hPa重力波存在，下面使用NBE方程等对其作进一步确定。图9为7月26日23时200 hPa高度场、风场及NBE数值的分布。可以看出，等高线在陕北有气旋性弯曲，槽线处于暴雨区上空;对应散度场分布的重力波波列，位于NBE正值区的北部与负值区之间，与零线有较好的对应关系;而NBE正值区的西南侧也有负值区相连，在此之间却没有明显的重力波波列出现。通过风场的分析可看出，风场在NBE正值区北部零线上有较明显的正交性，在NBE正值区的西南侧零线上相切。正是由于急流出口区这种大风的作用，造成动量和质量失衡，激发出了中尺度重力波。这与Uccellini and Koch(1987)提出的中尺度重力波发生的天气学概念模型中的重力波产生的位置有所差异。在Uccellini and Koch(1987)模型中，重力波出现在槽前急流大风出口区右侧，而从上述分析可看出，槽线上急流大风出口区的右侧也能激发出中尺度重力波。

5 结论

1)此次陕北局地暴雨发生在大尺度环流形势稳定的基础上。暴雨区处于西太平洋副热带高压西北边缘带与贝加尔湖低压南部之间，受西南气流影响。水汽由孟加拉湾经青藏高原东部向陕北输送。

2)FY-2E的相当黑体温度(TBB)直观地展示了中尺度对流系统的发生发展。系统从两个无规则小云团合并，之后自组织形成圆形并向四周扩散。云团从自组织开始到成形约需3 h，最强降水出现在自组织完成前的1 h，自组织完成后强降水持续时间约为7 h。

3)暴雨开始之前，近地面大气层结始终处于中性状态，有效拦截了重力波能量，并在低层产生重力波;随着高空重力波能量下传，低层不断吸收能量，对流有效位能(CAPE)数值增大，抬升指数(LI)由正值转为负值，大气转为不稳定状态，对流加强，短时间内触发了历时短、强度高、量级大的暴雨。

4)200 hPa高空急流是产生重力波的主要因素。在高空槽线对应的急流大风出口区右侧，大风与NBE数值零线的正交处，由于动量和质量失衡，激发出了中尺度重力波。由高空急流产生的重力波先于低层的强对流发生，因此可以根据高空急流和NBE的分布，判断重力波可能存在的区域，提前对暴雨发生的区域和时间作出预报。

图92012年7月26日23时200 hPa高度场(实线;单位:gpm)、风场(箭矢;单位:m·s－1)和NBE分布(阴影表示NBE为正，虚线表示NBE为负;单位:10－8s－2)Fig．9 Distributions of geopotential height(solid lines;units:gpm)，wind field(arrows;units:m·s－1)and NBE(shadings show positive NBE and dashed lines denote negative NBE;units:10 －8s－2)at 200 hPa at 23:00 BST 26 July 2012

5)在前人提出的高空急流重力波发生的天气学概念模型中，中尺度重力波产生于高空槽前急流大风出口区右侧，而本文个例的中尺度重力波却产生于槽线附近大风出口区的右侧。所以，高空急流在槽线上对中尺度重力波的触发作用也值得关注。

毕宝贵，刘月巍，李泽椿．2004.2002年6月8～9日陕南大暴雨系统的中尺度分析［J］．大气科学，28(5):747-761．

段昌辉，武麦凤．2012．渭河流域一次致洪暴雨过程的中尺度滤波分析［J］．气象科学，32(1):110-117．

郭大梅，许新田，刘勇，等．2008．陕西中南部一次突发性大暴雨过程分析［J］．气象，34(9):40-46．

胡淑兰，李社宏，武麦凤，等．2009．陕西中北部一次大暴雨天气过程分析［J］．干旱区研究，2(2):287-293．

纪晓玲，冯建民，穆建华，等．2010．宁夏北部一次短时暴雨中尺度对流系统的特征分析［J］．大气科学学报，33(6):711-718．

李麦村．1978．重力波对特大暴雨的触发作用［J］．大气科学，2(3):201-209．

梁俊生，马晓华．2012．西北地区东部两次典型大暴雨个例对比分析［J］．气象，38(7):804-813．

刘峰，赵琳，田军，等．2009．“2007．7．6”飞机颠簸事件数值模拟与成因分析［J］．气象，35(10):40-49．

钱鹏，蒋薇，孔启亮，等．2012．一次持续大范围暴雨过程诊断分析［J］．气象科学，32(2):188-193．

寿绍文，励申申，姚秀萍．2003．中尺度气象学［M］．北京:气象出版社:61-70．

王文，刘佳，蔡晓军．2011．重力波对青藏高原东侧一次暴雨过程的影响［J］．大气科学学报，34(6):737-747．

肖天贵，孙照渤，葛非．2010．四川“9.22”暴雨过程的波包分布及传播特征［J］．气象科学，30(2):185-192．

许小峰，孙照渤．2003．非地转平衡流激发的重力惯性波对梅雨锋暴雨影响的动力学研究［J］．气象学报，61(6):655-660．

许新田，刘瑞芳，郭大梅，等．2012．陕西一次持续性强对流天气过程的成因分析［J］．气象，38(5):533-542．

张宏，侯建忠，乔娟．2011．陕西暴雨若干特征的综合分析［J］．灾害学，26(1):70-74．

朱莉，丁治英，张腾飞，等．2010．重力波与低纬高原地区 MβCSS地域特征的关系［J］．大气科学学报，33(5):561-568．

Ferretti R，Einaudi F，Uccellini L W．1988．Wave disturbances associated with the Red River Valley severe weather outbreak of 10—11 April 1979［J］．Meteor Atmos Phys，39:132-168．

Lindzen R S，Tung K K．1976．Banded convective activity and ducted gravity waves［J］．Mon Wea Rev，104:1602-1617．

Powers J G，Reed R J．1993．Numerical simulation of the large-amplitude mesoscale gravity wave of 15 December 1987 in the central U-nited States［J］．Mon Wea Rev，121:2285-2308．

Schneider R S．1990．Large-amplitude gravity wave disturbances within the intense midwest extratropical cyclone of 15 December 1987［J］．Wea Forecasting，5:533-558．

Uccellini L W，Koch S E．1987．The synoptic setting and possible energy sources for mesoscale wave disturbances［J］．Mon Wea Rev，115(3):721-729．