2017年苏南一次特大暴雨高分辨率模拟及特征分析

张冰 郑媛媛 沈菲菲 曾明剑 王元直

(1 中国气象局交通气象重点开放实验室，南京 210009；2 南京大气科学联合研究中心，南京 210009；3 南京气象科技创新研究院，南京 210009；4 江苏省气象科学研究所，南京 210009；5 南京信息工程大学 气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心，南京 210044)

引 言

江淮流域处在中纬度东亚季风气候区，每年汛期特别是梅雨期多伴有暴雨过程。针对梅雨期江淮暴雨已有诸多研究[1-2]。梅雨期暴雨通常是在有利的大尺度形势下，低空急流输送水汽和不稳定能量，镶嵌在云带中的中尺度对流系统(Mesoscale Convective System， MCS)是暴雨的直接制造者[3]，大暴雨的产生通常与梅雨锋上α、β中尺度对流系统发展有关[4]。

暴雨尤其是特大暴雨的产生由多尺度多因素共同作用。中尺度对流系统是水平尺度在10～2 000 km的具有旺盛对流运动的天气系统，中尺度对流复合体(Mesoscale Convective Complex， MCC)由于包含了多个β中尺度对流系统，并常引发“列车效应”，易造成持续强降水，累积降水量较大[5]。针对锋面气旋以及中尺度对流系统相互作用，吴芳芳等[6]通过个例研究发现MCC在地面可位于锋面气旋暖区内，其中高层由于水汽凝结潜热释放加热形成暖心结构；王坚红等[7]认为地形作用加强了锋面气旋斜压性和旋转风强度，可对暴雨产生持续影响。另有研究表明，低空急流不仅为暴雨区输送水汽，且其所带来的辐合和不稳定能量也是造成强降水的重要原因[8]，低空急流强低层风能够将暖湿空气向中尺度对流系统发生区推进，在与降水导致的冷空气出流的相互作用下，通过强低层辐合促使暖湿空气抬升，有利于对流和强降水的发生、增强和维持[9-10]。

针对典型梅雨期暴雨和非典型梅雨期暴雨也有过不少研究，通常认为梅雨锋正压结构明显，其垂直动力、热力结构有准热带系统的特征[11]，梅雨锋暴雨雨带中存在有许多β中尺度或γ中尺度强回波带或回波团[12]。姚学祥等[13]通过对34 a的5—7月江淮流域非典型和典型梅雨分析表明，非典型梅雨和典型梅雨的大尺度环流特征有一定的差别。隆霄等[14]通过一次非典型梅雨锋暴雨过程分析发现，此次过程江淮地区的暖式切变线不太明显，与通常的梅雨锋暴雨江淮切边线不同。郑婧等[15]研究了江西一次梅雨锋短时暴雨过程，认为此次短时暴雨锋面坡度小，锋区强度强，对流层低层锋面两侧存在明显的温度对比，与典型梅雨锋斜压性弱、坡度陡直、以湿度对比为主的结构明显不同。尹东屏等[16]分析了2011年江苏梅雨期的典型和非典型梅雨锋暴雨的特征对比，认为非典型梅雨锋暴雨近地面锋生明显弱于典型梅雨锋暴雨，对流层中层大气斜压性较强。陈旭等[17]分析认为1960—2012 年无论时间尺度还是空间尺度，江淮梅雨的典型特征(高湿高温多雨)均愈来愈弱，而非典型特征(尤其是低湿高温少雨)则愈加显著。

何时进入梅雨期是根据入梅环流调整日指标并配合有无明显降水来确定的，因此入梅前暴雨和典型梅雨期暴雨的首要区别就在于它们所处的环流背景不尽相同，然而在某种程度上它们又有相同或相似之处。由于人们更注重出入梅标准的确定以及何时出入梅，而对其本身过程特点的异同关注不多，所以对入梅前暴雨和典型梅雨期暴雨的区别和联系需要进一步研究。此外，利用数值预报模式对暴雨机理有许多研究[18-20]，然而基于高分辨模式针对特大暴雨过程的模拟分析较少。本文利用模拟区域范围大(可把握天气尺度的系统性变化)、水平分辨率高(可分辨对流尺度过程)的数值模式，对2017年6月10日江苏省沿江及苏南出现的一次入梅前特大暴雨过程的对流系统演变、结构及其触发维持机制进行分析，并讨论了本次特大暴雨与典型梅雨期暴雨的特征异同。

1 资料与模拟方案

采用资料包括：区域地面加密自动站观测资料、南京及周边地区21部多普勒雷达基数据、FNL 0.25°×0.25°全球分析和预报场格点资料、FNL 1°×1°全球分析场格点资料以及FY-2G 黑体辐射亮温(Blackbody Brightness Temperature， TBB)资料。

采用江苏省精细化天气分析和预报系统(Precision Weather Analysis and Forecasting System， PWAFS)。该系统由WRFv3.5.1模式和同化模块ARPS3DVAR 5.3.6组成，采用双重嵌套(图1)，外区域(D01)格距9 km，内区域(D02)格距3 km，水平格点数分别为760×600、960×960；垂直层数为51层，积分步长分别为50 s和18 s。模式云微物理过程采用WAM6方案、长短波辐射采用RRTMG方案、近地面层选用MM5 Monin-Obukhov方案、陆面过程采用Unified Noah Land-surface方案、边界层过程采用YSU方案、外区域采用Kain-Fritsch积云参数化方案、内区域无积云参数化方案。

图1 模式模拟范围(外层为9 km格距的大区域，内层为3 km格距的嵌套区域)

模式初始场和侧边界条件采用FNL 0.25°×0.25°全球分析和预报场资料，模拟过程中同化了江苏省及周边加密自动站观测资料以及21部雷达观测资料。模式起报时间为2017年6月9日20时(北京时，下同)，每半小时输出一次预报结果。

2 特大暴雨过程的降水和大尺度环流背景

2.1 降水时空分布

2017年6月9日20时—11日02时，安徽和江苏出现了大范围强降水，强降水落区主要在沿江和苏南一带。对逐小时降水分布情况进行分析(图略)可见，10日02时，降水雨团已从皖南移到苏皖沿江地区，04时降水中心在南京东南部，并继续往东南方向移动，07时到太湖一带同时在南京北部又产生了新的中尺度雨团。08时位于南京的雨团迅速增大，而太湖一带的雨团继续往东南方向移动，12时东移入海。之后，在雨带往东南方向移动并消亡的过程中，其后部不断有新的雨团生成，“列车效应”导致了超强降水。图2为10日02时—11日02时实况降水分布。可见，强降水带呈东西走向，其中由9日20时—10日20时累积降水统计可知，句容站(259.9 mm)和金坛站(265.3 mm)出现了特大暴雨，南京站(245.3 mm)和常州站(234.1 mm)为大暴雨，降水量6月历史同期分别排名为第1、第2、第1和第2。加密自动站有7站达到250 mm，其中常州的北港街道站达313.7 mm，南京江宁服务区站达484.4 mm。

图2 2017年6月10日02时—11日02时24 h累积降水实况(单位: mm)

句容站和常州站分别位于此次暴雨过程的两个强降水中心附近，由这两站逐小时实况可知此次过程降水的东移倾向。图3为2017年6月10日01—20时句容、常州观测站逐小时降水情况。可见，句容站10日07时小时降水量为8.3 mm，08时迅速增大到26 mm，09时达到高峰43.7 mm，14时仍达到18.8 mm。常州站强降水时间稍迟于句容站，08时小时降水量为7.7 mm，09时达到31.3 mm，15时减弱到12.2 mm。15时之后两站又开始新强降水过程。

图3 2017年6月10日01—20时句容、常州逐时降水(单位: mm)

2.2 大尺度环流背景

2017年6月22日江苏省淮河以南地区进入梅雨期，入梅日较常年略偏晚，且梅雨季降水总量少、强度小。本次暴雨过程并非梅雨期降水，而是发生在梅雨季节前受江淮气旋影响导致的一次特大暴雨过程。9日20时，200 hPa南亚高压反气旋中心位于(23°N，90°E)，1 252北缘线在28°N附近，脊线位置在23°N，较典型梅雨期位置偏南，贝加尔湖以西有深厚的低槽(图略)，之后逐渐发展成闭合涡旋，并向东南倾斜延伸到中低层，有利于冷空气南下和中低层西南气流维持并交汇于长江中下游一带。由2017年6月9日20时500 hPa形势(图4a)可见，中高纬有3个低涡，分别为巴尔喀什湖以北的西部冷涡、东蒙冷涡和东北冷涡。低涡之间有两个阻塞高压，一个位于巴尔喀什湖以东，另一个位于贝加尔湖附近，由此形成了类似华南前汛期降水的多波型形势。副热带高压呈东西走向，120°E处的脊线位置在23°N附近，588线西北边缘在浙江南部、江西中部和湖南南部一线，584线在苏皖南部及湖北中南部。东蒙冷涡逐步加深形成切断低压，其南部的低槽东移发展。中纬度地区西风带较为平直，并伴有高原槽东移。850 hPa重庆、湖北一带有低涡沿江淮切变线向东北移动，并发展成江淮气旋。10日08时(图4b)，江淮气旋位于河南、安徽一带，并继续东移入海。此次过程中副热带高压稳定维持，江淮气旋沿切变线东移导致该区域特大暴雨。

图4 (a)2017年6月9日20时、(b)6月10日08时500 hPa高度场(等值线，单位: dagpm)、850 hPa风场(凤羽，单位: m·s-1)

3 模式模拟的降水和风场

图5给出了10日14时、11日02时的实况和模式模拟的12 h累积降水分布。从实况(图5a)和模式模拟(图5b)的10日02—14时12 h累积降水对比可以看出，模式模拟雨带偏东南走势和实况基本一致，模拟的降水量级也达到了实况大暴雨的级别，但雨带中心位置比实况略偏西。模式的10日14时—11日02时12 h累积降水模拟雨带走势(图5d)和实况(图5c)类似，但模拟落区偏南及量级偏大。模式水平3 km格距具有较高分辨率，能对降水过程模拟有较好的刻画，但强降水中心量级偏大，这可能和中尺度模式精细化预报降水特点有关，如相关研究分析显示GRAPES-Meso4.0_3 km模式具有对强降水的强度预报总体偏强的特征[21]。从雷达组合反射率实况和小时累积降水的模拟比较(图略)看，雷达回波和降水模拟的大值区比实况略偏南，其趋势和实况接近，模拟效果较好。为了定量描述模式降水模拟效果，使用MET (Model Evaluation Tools)检验工具，利用加密自动站资料对降水模拟进行了检验，检验的范围是(30°～36°N，115.5°～122.5°E)。检验结果显示：0～24 h的24 h≥0.1 mm、≥10 mm、≥25 mm、≥50 mm和≥100 mm累加降水TS评分分别为0.91、0.66、0.57、0.47和0.24，ETS评分分别为0.06、0.20、0.31、0.32和0.17，说明模式24 h内暴雨和大暴雨模拟效果较好，并且也具有较好的预报技巧。

图5 2017年6月10日02时—11日02时实况和模拟的12 h累积降水(单位：mm)：(a)10日02—14时实况；(b)10日02—14时模拟；(c)10日14时—11日02时实况；(d)10日14时—11日02时模拟

高分辨率模式的特点表现在对中小尺度系统的模拟上，在一定程度能反映中小尺度系统的生消过程，也是模式模拟能力的体现。图6中的观测场(图6a、d)是将加密自动站的10 m风2 min平均观测值通过Cressman插值生成10日08、14时的格点风场，分析场(图6b、e)是取自FNL 0.25°×0.25° 10日08、14时的分析资料。模式12 h模拟10日08时的10 m风场(图6c)显示在安徽中西部有明显风向辐合，与自动站实况相吻合，其流场走向和分析场相符。10日14时，自动站实况显示在安徽中西部有一地面涡旋，江苏南部有东西向的地面辐合线，而FNL分析场显示安徽中部有地面涡旋，江苏南部无明显风向辐合线存在。模式18 h预报10日14时风场(图6f)模拟出了安徽中部的地面涡旋和江苏区域的东西向地面风向辐合线，但辐合线较观测偏北。10日00时，江苏沿江和苏南处于降水区的下游，模拟和实况的地面风场均为一致的偏南风，无明显辐合(图略)。从模式模拟10 m风场和这两类实况风场分析显示，模式地面风场预报能力较好。

图6 2017年6月10日 08时和14时 10 m风场(凤羽，单位: m·s-1)：(a)08时自动站观测；(b)08时FNL分析；(c)08时12 h模拟；(d)14时自动站观测；(e)14时FNL分析；(f)14时12 h模拟(红色双实线为中尺度辐合线)

模式模拟的500 hPa、700 hPa形势场与客观分析场(FNL 1°×1°全球分析场格点资料)一致性好(图略)，再从12 h、1 h降水、雷达组合反射率、地面风场模拟以及定量降水评分可知此次模式对该过程模拟和实况较为相符，模式模拟结果可信。而模式对过程描述比单一资料(自动站、分析场)对过程的描述具有更细致、整体和系统的特点。

上述分析了本次高分辨模式预报效果，作为对比，常用模式和主观预报的情况如何，也值得关注。在业务上经常使用的如EC细网格、GFS和Grapes中尺度模式在9日20时起报的10日08时—11日08时24 h累积降水，从量级上看EC较好，Grapes次之，大暴雨量级范围较小，GFS最弱，没有达到大暴雨量级。从降水中心落区看各预报易偏北。对EC细网格预报的稳定性分析，随着预报时效的减小，降水预报有逐渐往南调整的趋势。本次特大暴雨过程，主观预报为沿江及江淮之间暴雨，局部大暴雨，但预报落区仍然偏北。从可预报性分析，各模式对过程雨带存在较大的差异，预报调整难度较大。此外针对江淮气旋造成的强降水与系统位置关系、降水持续性、气旋发展情况等等也都是在实际预报中关心的问题。

4 特大暴雨过程的对流系统及维持机制

4.1 锋面气旋和中尺度对流系统的演变

9日20时，700 hPa河南北部至江苏东南部存在西北—东南向的锋区(等假相当位温θse线密集区)(图7)，其西南侧的西风和西南风穿过锋区与东北冷涡后部的东北风交汇，锋区向上延伸至500 hPa，并向北倾斜；这时期的锋区位置比典型梅雨锋位置偏北，不同于典型梅雨锋准东西走向的形态。由于处于湖北西北部的气旋东移形成的锋面气旋和强盛的西南风导致850 hPa以下低层锋区并不明显。气旋东移过程中锋面南侧的西南风逐步加大，形成风向和风速的辐合。从垂直层上看，20时气旋从925 hPa延伸至700 hPa，500 hPa未形成闭合涡旋，气旋下层闭合程度好于上层，上下层位置倾斜度小，处于陡直状态。以TBB温度≤-52 ℃作为深对流的标准，这时深对流中心在河南南部，范围较小，位于低涡中心的偏东方向。

图7 锋面气旋和中尺度对流系统演变

10日08时，700 hPa气旋中心在34°N(图8)，850 hPa和925 hPa气旋中心分别在32.5°N和32.2°N。气旋在向偏东方向移动的同时存在自低层向高层向北倾斜，同时东移使得锋区呈现南北摆动，其低层暖湿空气沿锋区向北推进。由图9可以看出，低层垂直风切变(700～925 hPa)大值区位置比中低层垂直风切变(500～700 hPa)大值区偏南，在降水区域附近，低层垂直风切变达到了12 m·s-1以上，大于中低层垂直风切变值，大气斜压性增强，存在对称不稳定，而有研究显示对称不稳定对江淮暴雨的生成机制影响极大[22]。此时，深对流强中心(TBB≤-72 ℃)位于气旋东南方向，且TBB≤-52 ℃范围扩大达到1×105km2，属于MCC范畴。安徽中南部700 hPa低空急流达到了25 m·s-1，在急流前方，深对流中心东南侧产生了强降水。

图8 10日08时700 hPa风场(风矢，单位：m·s-1) 、假相当位温(等值线，单位: K)及相当黑体亮温TBB(阴影区，单位: ℃)

图9 10日08时700～925 hPa风切变(阴影区，单位:m·s-1)和500～700 hPa风切变(等值线，单位:m·s-1)

10日14日，气旋继续东移发展，700 hPa气旋中心至苏北一带，而925 hPa气旋中心位于安徽中部且闭合性好，气旋垂直方向上向东北倾斜，大气维持斜压性。气旋北侧的锋区随着气旋东移其西侧锋区逐步南压。此时，深对流区域移至江苏东南，仍属于MCC。降水中心区域的低层垂直风切变(700～925 hPa)在12 m·s-1以上，中低层垂直风切变(500～700 hPa)强度明显弱于低层。对降水过程分析可知，中尺度对流系统发生发展区和低层垂直风切变(700～925 hPa)有较好的对应。10日22时，气旋东移入海，锋区西侧继续南压(图7)，形成了西南—东北向的类似典型梅雨锋区的走向。

可以看出，中低层的锋面气旋东移过程中在垂直层上倾斜发展，以及中低层风速风向辐合增强了中尺度对流系统的斜压性，大气对称不稳定，气旋东移使得锋区南北摆动，期间深对流中心维持在气旋的东南方向，说明此次中尺度对流系统的演变过程和锋面气旋的倾斜移动发展有着密切联系。

4.2 上升运动和能量场的耦合作用

一般认为，当对流层中层为低的假相当位温，上层和下层为高的假相当位温，这种垂直结构有利于对流的发生发展[23]。暴雨的形成、强对流的发展有足够的垂直上升运动是其必要条件。图10为暴雨发生前期、旺盛、持续和消亡阶段的假相当位温和垂直速度的沿119°E剖面。10日00时是强降水发生前期，图10a显示锋区在700 hPa以上，低层到中高层以偏南风主导的暖湿气流向锋区推进，锋区下方有冷空气向低层侵入，850 hPa以下是一致的偏南风。31.5°N附近(未来强降水区域)，中高层上升速度0.5 m·s-1左右，600 hPa为较低假相当位温区(340 K)，850、500 hPa为较高假相当位温区(均为344 K左右)，大气层结位势不稳定。

图10 假相当位温(等值线，单位: K)、垂直速度(阴影，单位: 10-1 m·s-1)和风场(风矢，单位: m·s-1)沿119°E的垂直剖面：(a)10日00时；(b)10日09时；(c)10日14时；(d)10日20时

09时是本次强对流发生的旺盛阶段。由图10b可见，强对流区域中低层是假相当位温的密集区，低层北侧有较低的θse区，值为342 K，而600 hPa为348 K，450 hPa为344 K。中层为相对较高的假相当位温区，呈暖心结构，这与上升运动导致不稳定能量释放有关。垂直上升速度在600～700 hPa达到最大，超过3 m·s-1。上升运动区的南北向均有较弱的下沉气流和较低θse区，而非大范围一致的上升运动，上升和下沉运动相配合形成了中小尺度次级环流。此时的锋区已经整体下移，前缘接近近地层，强降水落区在锋前暖区位置。暖湿空气处于锋区上方，在800 hPa以上沿着锋区向北推进，近地面层有偏南风穿过锋区，锋面坡度小并向北倾斜，这与典型梅雨锋坡度大呈现陡直情况结构有明显不同。

14时是强对流最旺盛阶段后的维持阶段，降水强度较大但不如09时，降水中心稍北移。由图10c显示，假相当位温有两处密集区，一处是在31.6°N附近的中高层密集区，也是强降水落区位置，另一处是32.4°N附近的中低层密集区，位于中低层锋前。强降水上空假相当位温整体高于09时，850 hPa为350 K，500 hPa为352 K，500 hPa以上值继续偏高，700 hPa以上存在暖心结构，500～200 hPa暖心结构非常明显，θse水平梯度大、垂直梯度小，对流有效位能很大程度上得到释放，导致暖心带为弱位势不稳定。暖心强对流带和锋区之间呈漏斗状，中低层偏南风沿锋面上升与锋面北侧冷空气交汇，中上层北风指向暖心区。从垂直上升运动看，400 hPa以上为大值区，达到5 m·s-1以上，而中下层兼有上升和下沉运动。垂直上升运动大值区位置比09时高，是强对流系统持续发展的结果。

20时是系统发展的消亡阶段，119°E除江苏东南部有较强降水外，其他基本为弱降水。由图10d可见，中低层受一致的偏北风控制，高、低层都出现了较高的假相当位温，中层为较低的假相当位温区，大气重新恢复了位势不稳定状况。但各层垂直运动无论上升或下沉，都较弱。

从上升运动和能量场的垂直结构分析，当强对流发展的前期，大气整层处于位势不稳定状态，垂直上升速度不大。当对流处于旺盛阶段时，不稳定能量持续释放，中层是相对较高的假相当位温区，存在暖心结构，其垂直上升运动最大，上升运动区的南北向均有下沉气流，形成中小尺度次级环流。旺盛阶段后的持续阶段，整层假相当位温增高，且中层仍处于较高的区域，有明显的暖心结构，不稳定能量继续释放，位势不稳定层结减弱。垂直上升运动的大值区位置较最强时段偏高，是强对流持续发展的结果。强对流的消亡阶段，大气层结又重新恢复了位势不稳定状态，但垂直运动较弱。强对流能否再次发生取决于位势不稳定能量能否再次释放。

4.3 特大暴雨不同发展阶段的大气辐合辐散与次级环流

图11为沿119°E作散度和反射率因子(由模拟得到)的垂直剖面，用来分析此次特大暴雨的动力结构与系统强度特征关系。暴雨前期10日00时(图11a)，32.1°～32.2°N 550 hPa以下有反射率因子为40 dBZ以上的区域，700 hPa存在散度为-5×10-4s-1的辐合区A(红色椭圆形标注散度辐合，下同)和600 hPa以上有5×10-4s-1散度的辐散区B(蓝色椭圆形标注散度辐散，下同)，700 hPa辐合区A的南北两侧分别有辐散区C、D。辐合区A和辐散区B形成了中层和中高层的辐合辐散配置；辐合区A和辐散区C、D形成了中尺度次级环流。10日00时对流系统还没有发展到一定高度，但这种辐合辐散结构有利于系统强度的维持和增强。

图11 散度(等值线，单位：10-4 s-1)和模拟反射率(阴影区，单位: dBZ)沿119°E的垂直剖面:(a)10日00时；(b)10日14时

10日14时为对流发展旺盛的持续阶段(图11b)，31.5°～31.8°N 从低层到300 hPa反射率因子在45 dBZ以上，其中600 hPa附近有60 dBZ以上区域，对流发展到200 hPa，其对流系统发展的高度和强度都远大于10日00时。在400 hPa处有-15×10-4s-1的散度辐合区A，200 hPa附近有20×10-4s-1的散度辐散区B，对流层顶的辐散强于其下层的辐合，产生“抽吸”作用，促使对流系统强烈发展。辐合区A的南北两侧分别有辐散区C和D，在对流层形成了中尺度次级环流。此外31.7°N处700 hPa南北向分别有辐散区G、辐合区F相耦合形成中尺度次级环流。这种强烈的中低层辐合高层辐散以及错综复杂的中尺度次级环流，是旺盛对流系统能够维持的动力特征。

4.4 大气边界层内的中尺度系统活跃

特大暴雨的产生除了需要具备中尺度对流系统维持以及上升运动和大气能量场的耦合机制，大气边界层系统对暴雨的发生发展也具有重要作用。边界层内风场的辐合辐散影响着降水的生消，超低空急流配合低空急流加强了低层的水汽输送和辐合，有利于强对流的触发和强降水的产生。另一方面，低层辐合区的厚度对强降水起着决定作用，低层辐合区发展越深厚，越容易将暖湿空气抬升到自由对流高度( Level of Free Convection， LFC)以上，有效阻止边界层内对流有效位能(Convective Available Potential Energy， CAPE)的减少，从而非常有利于强降水的发生发展[24]。

9日21时暴雨发生前，安徽中东部、江苏中南部100 m等高面上为大范围的南风，500 m高度安徽中东部风向出现顺转，800 m等高面上安徽中东部由10～12 m·s-1西南风控制，1 600 m至2 000 m高度层风向继续顺转，苏皖中南部主要被西南偏西风控制(图略)。苏南强对流发展初期，由10日03时800 m等高面风场(图12a)可见，江苏西南部有风速辐合，安徽中部有切变线延伸至南京。切变线南侧有12 m·s-1以上的超低空急流，使得急流前方辐合加强。从边界层风的垂直层看，500 m等高面上南风风速在10 m·s-1以下，100 m层并没有南风出现；随着高度的增加，1 200 m等高面上风向顺转至偏南风，且超低空急流区范围增大、前移，风速增大到15 m·s-1以上，2 000 m等高面上急流前方已达到南京中部，并在此有风速辐合。这次超低空急流底层出现在500 m以上、接近800 m处，急流随高度增加而增强，其前方的辐合位置随高度增加向北倾斜，且04时有涡旋出现(图12b)，说明超低空急流的增强加强了大气的斜压性，促进了低涡的发展[25]。

图12 模拟的800 m高度风场(风矢，单位: m·s-1) 、风速(阴影区，单位: m·s-1) 和实况小时累积降水(等值线，紫色粗实线：10 mm，红色粗实线：20 mm，单位: mm)：(a)10日03时；(b)10日04时；(c)10日12时；(d)10日22时

10日04时，南京中部出现了20 mm·h-1的强降水，800 m等高面上超低空急流较前一时次范围增大、强度更强。在急流前方、降水中心附近对应着γ中尺度低涡发展，中尺度对流系统(MCS)发展到苏南一带。500 m等高面低涡不明显，100 m等高面风场甚至出现了反气旋的状态，这可能是由于强降水拖曳作用以及近地面摩擦层效应所引起的。800 m至2 000 m高度层急流持续增强，风向切变加强，低层辐合区较为深厚，有利于暖湿空气的抬升。05时，切变线东段的γ中尺度低涡东移，降水中心随之移到金坛、常州一带。06时500 m等高面上切变线西起安徽中南部附近，东至江苏南部。800 m等高面上切变线较500 m切变线偏北，东段延伸至南通，大气斜压性明显。强降水中心在800 m等高面切变线以南、γ中尺度涡旋偏东处。之后，沿低层切变线上不断有γ中尺度涡旋伴随对流单体生成且导致降水，并在持续东移过程中发展、消亡。

10日12时，沿江有4个强中尺度雨团(图12c)，800 m等高面上，切变线西段位于β中尺度涡旋东侧，气旋性辐合导致了安徽东部的中尺度雨团生成。在江苏沿江，风速和风向辐合强烈，安徽南部是一致的超低空西南急流，风速大值达到25 m·s-1以上，而苏北地区是东南风。沿江、苏南地区有强烈的上升运动，导致暖湿空气集聚，不稳定能量大量释放，配合γ中尺度涡旋的对流单体东移发展、消亡，“列车效应”明显，苏南地区发生了特大暴雨。

10日22时，800 m等高面上，江苏沿江一带呈现一致的东北风，安徽中部是偏北风，安徽东南部和浙江北边是一致的南风，由此形成了β中尺度的单一涡旋(图12d)。除江苏南部存在辐合有降水外，大范围的强降水已经结束。

可见，超低空急流是此次特大暴雨的触发机制。超低空急流的持续增强，沿低层切变线上不断有γ中尺度涡旋生成和足够的低层辐合区厚度是导致这次特大暴雨过程的关键因素。

5 结论

利用FNL 0.25°×0.25°全球分析和预报场资料、地面加密自动站观测资料和21部多普勒雷达资料对2017年6月9—10日苏南一次特大暴雨过程进行了高分辨率数值模拟。对模拟结果进行了降水、地面风场等检验，分析显示模拟结果能较客观反映这次暴雨过程。利用数值模拟结果以及各类观测和分析资料，对这次特大暴雨过程的对流系统演变、结构及其触发维持机制进行了深入分析，且为了揭示入梅前暴雨过程可能具有的一般特征，讨论了与典型梅雨期暴雨的异同。主要结论如下：

(1)此次特大暴雨过程中，锋面气旋东移并在垂直层上倾斜发展，以及中低层风速风向辐合增强了中尺度对流系统的斜压性。初期，锋区位置比典型梅雨锋位置偏北，气旋东移使得锋区南北摆动，后期形成了西南—东北向的类似梅雨锋区的走向，期间深对流中心维持在气旋的东南方向，分析表明锋面气旋移动对中尺度对流系统发生发展有着重要影响。

(2)强对流发展的初期，大气层结处于位势不稳定状态，假相当位温和垂直上升速度都不是很大，但符合对流层中层为低的假相当位温、上层和下层为高的假相当位温的这种有利于对流发生发展的垂直结构。强对流发展的旺盛阶段，不稳定能量持续释放，中层是相对较高的假相当位温区，存在暖心结构，其垂直上升运动最大，上升运动的南北向均有下沉气流，形成中尺度次级环流。强对流持续阶段，垂直运动的上升大值区较最强时段位置偏高，有明显的暖心结构，是强对流持续发展的结果。过程中，锋面坡度小并向北倾斜，这与典型梅雨锋坡度大呈现陡直情况结构有明显不同。

(3)边界层中尺度系统演变特征分析表明，超低空急流是这次特大暴雨的触发机制，特大暴雨的形成与超低空急流的持续增强、沿低层切变线上不断有γ中尺度涡旋生成和足够的低层辐合区厚度密切相关。

本文仅对江淮流域的一次特大暴雨过程进行了初步的分析，其结论的普适性还需进一步观测检验和理论证明。但利用高分辨率数值模拟并结合多源观测数据，为对天气过程的机理深入分析提供了条件和可能，同时其成果也可反馈到数值模式中去，如物理参数化过程的改进等等，这些在今后的工作中有待进一步讨论。