导致航班延误的暴雨研究——以2018年7月11日四川盆地暴雨为例

刘海文，侯劭禹，毛江南，巩远发

（1.中国民航大学空中交通管理学院，天津 300300；2.河北省人工影响天气办公室，石家庄 050021；3.成都信息工程大学大气科学学院，成都 610225）

暴雨是威胁航空安全和影响民航运行效率的主要恶劣天气之一。 暴雨发生时伴随的雷暴大风、强降水、低空风切变、积冰、冰雹、低云等天气现象会对飞行造成恶劣影响[1]。 四川盆地的特殊地理位置和地质条件使其成为中国暴雨频发地区之一[2]。 2018年7月11日四川盆地发生了一次强降水过程（简称7.11 暴雨）。 受其影响，四川彭州站测量数据显示日降水量达到253.4 mm，突破当地历史极值[3]。 同时，这场暴雨导致四川双流国际机场发生大面积航班延误[4]。

西南低涡、切变线、高原低涡之间的相互作用[5-8]是四川盆地产生暴雨的主要天气系统。受四川盆地上空持续强烈的西南低涡影响，1981年7月11日—15日四川盆地发生了特大暴雨，引起了很多学者的讨论[9]。2013年6月28日—7月2日发生在四川盆地的暴雨是由高原低涡和西南低涡相互作用而产生的[10]。此外，台风、低空急流及四川盆地特殊的地形也是导致盆地区域性暴雨发生的原因之一[11]。WRF（weather research forecast）模式系统[12-13]是由美国国家大气研究中心（NCAR，National Center for Atmospheric Research）和美国环境预报中心（NCEP，National Centers for Environmental Prediction）等单位联合开发的新一代高分辨率、集科研和业务预报的中尺度预报和资料同化模式，被中国学者广泛应用于四川盆地的研究中。 廖文超等[2]采用WRF 中尺度数值模式， 对2013年7月18日四川盆地内的区域性暴雨进行了分析， 认为WRF 模式对夜雨的模拟要好于白天的。

以上研究大都采用天气学诊断或数值模式方法对四川盆地暴雨进行研究，本研究将综合利用数值模式、天气学诊断及台风分析等方法对四川盆地暴雨进行研究，从而加深对四川盆地暴雨产生机制的认识，并可为空管部门和机场应对暴雨等恶劣天气提供理论支持。

1 资料和方法

降水资料为中国气象局提供的2018年7月10日—7月11日（北京时，下同）四川省156 个气象台站的逐小时降水加密资料。 天气形势数据选自于NCEP空间分辨率为1°×1°的逐6 h 再分析数据（FNL，final reanalysis data）全球分析资料。 此外，红外云图由中国气象局国家卫星气象中心的FY-2E 卫星提供。

为了研究7.11 暴雨的时间变化特征，将四川省境内所有气象台站在某一时刻的降水总量作为该时刻四川盆地的降水量；将WRF 模式模拟结果中28°N～34°N和98°E～108°E 范围内所有格点在某一时刻的降水总量作为该时刻模拟的四川盆地降水量。

2 7.11 暴雨的降水特征和天气形式

2018年7月10日—7月11日陕西汉中至四川盆地出现了一次区域性暴雨，如图1 所示。

图1 2018年7月10日四川盆地20：00—11日20：00 累计降水量Fig.1 Cumulative precipitation of Sichuan Basin from 20:00 pm,July 10 to 20:00 pm,July 11,2018

整个雨带呈东北—西南走向，24 h 降水量达到暴雨量级的雨区由陕西汉中延伸至四川盆地，其中降水量达到大暴雨量级的区域主要位于绵阳、德阳及成都附近。 雨带中心在四川盆地内部形成3 个相互独立的雨团。为了进一步分析此次暴雨的时间演变特征，给出2018年7月10日20 时—7月11日20 时四川盆地的逐小时降水实况，如图2 所示。

图2 2018年7月10日20 时—7月11日20 时四川省逐小时降水量时间演变Fig.2 Precipitation evolution in Sichuan Province from 20:00 pm,July 10 to 20:00 pm,July 11,2018

由图2 可见7月10日20 时四川盆地已有降水产生，随着时间的推移，在7月11日02 时降水量达到峰值，总降水量在400 mm 左右，此后总降水量有所减弱；但是，7月11日08 时降水量又出现了一个次峰值，其后全省降水量开始逐渐减小。可见，此次强降水主要发生在两个时段：7月11日02 时（属于夜间降水）和7月11日08 时（属于白天降水）。

暴雨是在有利的大尺度环流条件下产生的[5]。7月10日20 时—7月11日14 时500 hPa 位势高度场如图3 所示（单位：gpm）。由图3（a）可见，在7月10日20时，东亚地区中高纬环流形势表现为“两脊一槽”型，其中巴尔克什湖北部和中国东北地区为脊，贝加尔湖地区为一低涡，贝加尔湖低涡南部的槽线向南延伸至四川盆地；在中纬度，西太平洋副热带高压（简称副高）呈带状分布，西脊点大概位于108°E 附近；位于四川盆地的西风槽在副高的阻挡下，缓慢西行；副高的南部是台风“玛莉亚”。 由图3（b）可见，7月11日02 时，贝加尔湖低涡南部的西风槽稳定少变，其在副高的阻挡下，依然滞留在四川盆地上空，受此西风槽的影响，四川盆地在该时段降水达到了最大值。 由图3（c）可见，7月11日08 时， 四川盆地上空的西风槽明显东移，副高有所减退；此时台风“玛莉亚”已在福建省连江县登陆，四川盆地降水强度又出现了次大值；因此，7月11日08 时的强降水应与台风登陆有关。 由图3（d）可见，到了7月11日14 时，先前影响四川盆地降水的西风槽已经明显减弱，槽线向四川盆地东北方向移动，四川盆地在槽后偏北气流的影响下，降水强度明显减小； 此时副高并没有出现明显东移， 和前6 h 相比，5880线进一步西伸，其脊点延伸至四川盆地境内；中心位于福建省南平市的台风“玛莉亚”强度明显减弱。由此可见，7月10日20 时—7月11日20 时在四川盆地发生两次强降水，但导致其发生的天气系统明显不同：7月11日02 时的夜雨主要是由四川盆地上空的西风槽受副高阻挡滞留而引发；7月11日08 时的强降水则受台风登陆影响，台风通过远距离作用导致四川盆地的强降水。

图3 500 hPa 位势高度场（gpm）Tab.3 Geopotential height field（gpm）at 500 hPa

7.11 暴雨发生时典型的“北槽南涡”天气形势下700 hPa 位势场高度（单位：gpm）和水平风场（单位：m/s）如图4 所示。 由图4（a）可见，在7月10日20 时，四川盆地北部存在一个小低涡，该低涡6 h 以后向东北方向移动，减弱为槽，但其并未进入四川盆地；受四川盆地西侧地形的影响，在其附近只能看到一个没有闭合的西南低涡。 由图4（b）可见，7月11日02 时，四川盆地北部偏北气流持续进入四川盆地，冷空气入侵是导致西南低涡加强的一个重要原因[4]，因此，四川盆地附近的西南低涡进一步加强，表现为没有闭合的低涡范围变大，随着该低涡范围不断变大，其中尺度气旋性环流也清晰可见。 因此，西南涡的发展加强，再加上充沛的水汽供应，此时四川盆地的降水达到峰值。 由图4（c）可见，7月11日08 时，虽然闭合的西南涡可见，但是其强度已经减弱，西南低涡外围的等值线高度在变高，强度在减弱。由图4（d）可见，7月11日14时，虽然西南低涡的影响范围在变大，但由于南风影响， 此时降雨相比7月11日08 时已经明显减小，从而导致四川盆地的降水量减少。

图4 700 hPa 位势高度场和水平风场Tab.4 Geopotential height field and horizontal wind field at 700 hPa

7.11 暴雨的FY-2E 卫星红外云图如图5 所示。 由图5（a）可见，在7月10日20 时，从河套地区到四川盆地，有一个东北—西南走向且呈带状分布的西风槽云系；在四川盆地南部，有一对流云团A。这显然是500 hPa和700 hPa 西风槽前上升运动的结果。 由图5（b）可见，6 h 后，台风“玛莉亚”位于台湾地区以东的西太平洋洋面上，其螺旋结构明显；整个东北—西南向的云系移动缓慢，在四川盆地的东北部出现对流云团B，云团B 的云顶温度低，色彩偏白，表明其对流旺盛，正是其使得7月11日02 时四川盆地降水达到了最大值。由图5（c）可见，7月11日08 时，对流云团B 的对流强度开始减弱，影响范围要比7月11日02 时的小，但云团中心仍然为白色区域，表明仍存在一定强度的对流云团，因此，在该时刻出现了次最大值的降水。 由图5（d）可见，7月11日14 时，呈东北—西南向的西风槽仍然维持， 但是中尺度对流云团已经不复存在，四川盆地受稳定降水的影响，降水强度开始减弱。

图5 FY-2E 卫星红外云图Tab.5 Infrared cloud image from FY-2E satellite

3 7.11 暴雨的水汽来源

源源不断的水汽供应是产生暴雨的必要条件之一[14]。 700 hPa 水汽通量（单位：1 kg·hPa-1·m-2·s-1）及其散度如图6 所示（白色区域为高于700 hPa 的高原地形）。 由图6（a）可见,在7月10日20 时，位于海南附近热带气旋北部的偏东气流和来自孟加拉湾的季风环流经过云贵高原，并和来自台风“玛莉亚”北部的偏东气流一起进入四川盆地，这3 股水汽为7.11 暴雨的形成提供了较好的水汽条件。 由图6（b）可见，7月11日02 时，台风“玛莉亚”西移北上，四川盆地的水汽条件和7月10日20 时相比变化不大，但是副高外围暖湿气流和来自四川盆地北部的干冷气流在四川盆地相遇，导致该时刻降水强度明显增大。由图6（c）可见，7月11日08 时，随着台风“玛莉亚”逐渐向西移动，其北部的偏东气流沿副高边缘将暖湿水汽输送到四川盆地，并在盆地西部产生一条东北—西南向的水汽辐合带。由图6（d）可见，6 h 后，台风“玛莉亚”强度减弱，表现为其与海南附近热带气旋北部的偏东气流均明显减小；此时副高北抬，输送至四川盆地的暖湿水汽减少。

图6 700 hPa 水汽通量及其散度Tab.6 Water vapour flux and divergence at 700 hPa

7月10日20 时—7月11日14 时沿104°E 假相当位温θse和垂直速度的纬度-气压剖面图如图7 所示。 由图7（a）可见，7月10日20 时，在30°N～33°N附近，四川盆地上空θse的垂直分布特征为∂θse/∂Z ＞0，其中Z 为垂直方向高度，表明此时大气属于稳定层结；在500 hPa 高度以下，存在一个弱的上升运动区。由图7（b）可见，7月11日02 时，在30 °N～33 °N 附近，400 hPa 高度以下的等θse线近乎垂直分布，表明此时四川盆地上空大气处于中性层结（研究表明，在暴雨发生时刻，大气常常表现为中性层结[14]；在400 hPa高度以上，大气也表现为对流稳定状态）；33 °N 附近存在的强烈的上升运动，为7月11日02 时强降水的发生提供了动力条件，强烈的上升运动区和此次降水的雨量数大值的落区一致。 由图7（c）可见，6 h后，700 hPa 高度以下大气的中性层结已被破坏，500 hPa 高度以上的大气为对流稳定状态； 在30°N～33°N 附近存在的强烈上升运动明显减弱，与7月11日02时相比， 对流中心的高度已经降低到500～400 hPa，由于上升运动的中心值仍然在-1.2 Pa/s 以下，其为此时一定强度的降水提供了大气动力条件。由图7（d）可见，7月11日14 时，大气的中性层结继续被破坏，在30 °N～33 °N 附近，虽仍有一定的上升运动，但由于其上升运动的绝对值开始减小，此时的降水强度明显减弱。

图7 沿104°E 假相当位温和垂直速度的纬度-高度剖面Tab.7 Latitude-air pressure profile along 104°E with pseudo-equivalent potential temperature and vertical velocity

4 7.11 暴雨的中尺度数值模拟

为了研究7.11 暴雨的降水特征，选用中尺度数值模式WRFV3.9.1 对此次暴雨过程进行数值模拟，如图8 所示。模式采用双向两重嵌套网格，其中D01 为外层嵌套网格，D02 为内层嵌套网格，模拟区域中心的经纬度为31 °N，104.5 °E， 模式水平分辨率为18 km 和6 km，对应网格格点数分别为496×318 和955×600，垂直方向50 层，模式顶层气压为50 hPa。 模拟的初始边界条件采用FNL 1°×1°逐6 h 的分析资料。 连续积分42 h，逐时输出模拟结果。

图8 数值模拟的两层嵌套区域示意图Tab.8 Regional diagram of two-dimensional numerical simulation

WRF 模式中两层嵌套区域采用相同的参数化方案，包括：Thompson 云微物理过程方案、Kain-Fritsch积云对流参数化方案、NOAH 陆面过程方案、Mellor-Yamada-Janjic（MYJ）行星边界层方案和RRTMG 长短波辐射方案。模拟结果全部来自于第2 层嵌套网格的模拟。WRF 模式能够较好地模拟此次区域性降水过程，尽管在四川盆地西南部也出现了虚假的降水区域，但还是很好地模拟出了暴雨过程中东北—西南向的雨带分布，如图9 所示。与实况相比（图1），模拟的大于25 mm的区域范围大且位置偏西；大于100 mm 区域的范围要小；虽然模拟出了175 mm 以上的降水，但是不能够完全模拟出3 个小尺度雨团。 从WRF 模式模拟的降水量逐小时演变来看（图10），该模式不能够完全模拟出此次降水的两个强降水时段，虽然其模拟出了发生在夜间的强降水，但比实际的发生时间偏后1 h。 WRF模式并没有模拟出7月11日08 时的次降水高峰。

图9 2018年7月10日20 时—11日20 时WRF 模式模拟的四川盆地累计降水量Tab.9 Cumulative precipitation in Sichuan Basin simulated by WRF model from 20:00 pm,July 10 to 20:00 pm,July 11,2018

图10 2018年7月10日20 时至7月11日20 时WRF 模式模拟的四川盆地逐时降水量时间演变Tab.10 Precipitation evolution in Sichuan Basin simulated by WRF model from 20:00 pm,July 10 to 20:00 pm,July 11,2018

图11 反映了7月10日20 时—7月11日14 时D02 范围内700 hPa 位势高度场（单位：gpm）和涡度场的空间分布情况。

图11 D02 范围内700 hPa 位势高度场和涡度场的叠加Tab.11 Superposition of geopotential height field and vorticity field within D02 at 700 hPa

由图11（a）可见，7月10日20 时，在四川盆地有一个未闭合的西南低涡，正涡度中心位于西南低涡的北部。 由图11（b）可见，到了7月11日02 时，D02 中西南低涡的范围要比分析资料中的小，正涡度中心和西南低涡、降水中心的位置与分析资料中的位置基本一致。 由图11（c）可见，6 h 后，WRF 模式模拟结果在四川盆地没有出现西南低涡，这也与WRF模式模拟的该时段降水强度相对应，即WRF 模式模拟的降水在7月11日03 时以后没有再出现次降水高峰。 由图11（d） 可见，7月11日14 时，D02 中的西南低涡基本不再存在，整个四川盆地处于环流调整时段。 综上，WRF模式能够再现中小尺度的天气系统，但是其模拟的西南低涡要比分析资料中西南低涡维持的时间短。

5 结语

利用中国气象局提供的逐小时降水加密观测资料、NCEP 的FNL 全球分析资料以及FY-2E 卫星红外云图，通过中尺度数值模式WRF 研究了2018年7月11日的四川盆地暴雨，所得结论如下。

（1）7.11 暴雨过程主要集中在两个时段： 一个降水时段出现在7月11日02 时，表现为夜间降水；另一个降水时段发生在7月11日08 时，属于白天降水。

（2）“北槽南涡”和冷空气入侵四川盆地是7.11 暴雨产生的最大特点。 受副热带高压的阻挡作用，由贝加尔湖低涡向南延伸至四川盆地的西风槽向东缓慢移动，四川盆地在500 hPa 槽前西南气流和700 hPa西南低涡的共同影响下，其上空出现中尺度对流云团，导致7月11日02 时发生了峰值降水；受台风“玛莉亚”在福建登陆的影响，使得位于四川盆地的西南低涡产生了11日08 时的次峰值降水时段。

（3）来自海南附近热带气旋北部的偏东气流和来自孟加拉湾的季风环流及来自台风“玛莉亚”北部的偏东气流，为7.11 暴雨的形成提供了较好的水汽条件。整个降水过程，暴雨区上空θse的漏斗状特征明显，在强降水时段7月11日02 时和08 时， 四川盆地上空都表现为中性层结特征。

（4）WRF 模式能够较好地模拟此次暴雨过程中东北—西南向的雨带分布，但对小尺度雨团的模拟能力尚需加强。对于此次降水过程中的两个强降水时段，WRF 模式大致能够模拟出发生在夜间的强降水，但不能够模拟出白天的次降水高峰， 表明WRF 模式模拟盆地夜间降水的能力强于白天。

（5）WRF 模式能够模拟出西南低涡的中尺度结构，但是该模式模拟的西南低涡维持时间要比实际情况短。