2016年7月新乡持续性暴雨天气模拟分析

朱晓彤 姚 凯 涂 钢 冯喜媛

（1.吉林省气象科学研究所，吉林长春 130062；2.中高纬度环流系统与东亚季风研究开放实验室，吉林长春 130062；3.长白山气象与气候变化吉林省重点实验室，吉林长春 130062；4.吉林省气象台，吉林长春 130062）

1 引言

2016年7月8日夜间至9日凌晨，新乡地区遭受了百年一遇的暴雨袭击。 此次过程持续时间长、小时雨强大，是一次典型的华北暴雨[1]。河南北部地区、太行山东侧大部分地区出现暴雨，新乡、鹤壁等地出现大暴雨。 新乡局地出现特大暴雨，12h 最大降水量达447.3mm， 这相当于2015年新乡10 个月的降水总和。 最大小时降雨量132.7mm，强降水持续了9h，大部分站点雨强大于20mm/h，部分站点大于50mm/h。受此影响，新乡地区出现了交通瘫痪、城市内涝、房屋坍塌、农作物绝收。

大尺度环流系统的相互作用， 特别是中低纬系统的相互作用对于华北暴雨的产生发展十分重要，前人研究[2-3]认为有利于华北暴雨发生的天气系统包括冷锋、台风、热低压、阻塞高压与冷涡、暖锋等， 而在降水过程中冷暖空气的交汇可以看作是中低纬度天气系统的相互作用。在孙建华等[4]的研究中，与台风相关的华北暴雨个例占到了74%，即在31 个大暴雨个例中， 有23 个与登陆台风或者台风远距离相互作用有关。对于登陆台风，边清河等[5]通过统计1949—2000年的台风暴雨得出结论：台风强度与暴雨强度没有正比关系，有时候比较弱的台风也能引起较强的暴雨； 而台风的远距离影响也往往会给华北或者东北带来100mm 以上的特大暴雨[6-10]。

此外，华北暴雨的产生与中尺度系统，特别是和低空急流、边界层急流也有十分密切的联系。研究表明[11]，中尺度急流除去加强水汽的输送与提供上升运动外， 其风速轴上的中小尺度扰动对于中尺度雨团的形成至关重要， 这种中小尺度扰动比急流本身对暴雨的作用更加重要。 并且暴雨与边界层急流之间存在正反馈关系， 这种关系会使得降水进一步加强。 本文针对此次新乡持续性暴雨进行研究， 着重分析暴雨过程中多尺度共同作用对此次过程的影响。

2 资料与方法

本文再分析资料使用的是美国国家环境预报中 心 （NCEP） 提 供 的Final Operational Global Analysis（FNL）资料，空间分辨率为1°×1°，时间间隔为6h， 总共有26 个标准等气压层（1000—50hPa）。 逐时降水资料是中国国家气象信息中心提供的卫星—站点融合格点降水资料， 其分辨率为0.1°×0.1°，具有较高的可信度[12]。 雷达使用的数据为郑州雷达（Z9371）数据，郑州雷达为CINRAD WSR-98D 多普勒天气雷达， 雷达波束宽度为1°，每次体扫时间为6min，探测范围半径230km。

数值模式采用WRF-NJU 模式， 在此模式中主要使用的参数化方案有：Morrison 2-moment 微物理方案、ACM2 边界层方案、Pleim-Xiu 地表方案、CAM 长、短波方案[13]。 模式使用FNL 资料提供初始条件和边界条件，模式水平分辨率为1km，共有900×900 个格点，垂直方向上共50 层，模拟从北京时间2016年7月8日08 时开始至7月9日20 时结束，模拟结果每20min 输出一次。

3 过程成因分析

3.1 大尺度环境背景分析

2016年7月9日02 时， 新乡地区高层被200hPa 急流控制，新乡位于高空急流的显著分流区。 在此次过程中，急流几乎没有移动，新乡地区高空长期处于辐散状态，与其对应位置的500hPa低涡、700hPa 切变线一起提供了天气尺度的时间较长的上升运动。 在850hPa 上，台风“尼伯特”位于台湾海峡，并且由于入海而再次加强；渤海高压位于山东半岛的北侧并有加强的趋势。 这种天气形势有利于台风和高压之间的偏东气流的加强和维持。

通过计算低层（1 000m）和中层（3 000m）空气质点的后向轨迹发现， 低层的水汽输送可以分为两支。一支水汽由东南气流输送，从黄海西部输送到内陆，之后受到太行山脉的抬升，直接参与到对流的发展，这支水汽输送通道主要是受到台风“尼伯特”外围气流的影响；另一支水汽输送通道则是起源于渤海中北部， 水汽由偏东风输送到新乡北部地区。 中层的气块轨迹主要受到台风外围偏东气流的影响，空气先向西运动，之后受到700hPa偏南引导气流的影响向北运动到达新乡地区。

3.2 模式结果评估

在降水空间分布上，WRF-NJU 对于这次主体降水（图1 黑框）的位置、形态与量级模拟得非常好（图1），成功地模拟出了降水极值区沿太行山脉的分布。在组合反射率模拟上（图2），WRF-NJU模式成功模拟出了自9日02 时MCS 受到500hPa高空引导气流的作用下坡加强至10 时MCS 开始减弱南移的强降水时段的变化过程。 在此阶段， 模拟再现的对流系统下山时间与实际基本相符（图2a、图2b）。 下山后，对流系统稳定维持在太行山脚下， 模拟与观测的对流系统位置差距不大， 模拟的位置较观测略偏西。 同时值得注意的是， 模式成功模拟出了大于55dBz 的雷达反射率高值区， 说明此次模拟对于对流的极端性有较好的再现（图2c、图2d）。此后，对流系统在维持了近9h 后，逐渐减弱南移，模拟与观测的南移时间较为一致，模拟的对流系统较观测偏西。

图1 2016年7月8日17 时—9日17 时观测（a）与模拟（b）的24 h 累计降水分布（粗实线代表省界；细实线代表地形等高线；黑色方框为关注的主要降水地区；单位：mm）

图2 2016年7月9日02 时20 分（a）、04 时40 分（c）、09 时（e）观测雷达回波，9日02 时20 分（b）、07 时（d）、10 时（f）模拟雷达回波（绘图范围为图1 的黑框区域；在模拟雷达回波图中另外叠加950 hPa 矢量风场箭头；黑色实线为地形等高线；单位：dBz）

对于关注区域（图1 黑框）内逐时格点平均降水（区域内逐小时总格点降水量与格点数的比值，由于格点降水实况资料与模式输出分辨率不同，实况降水插值至模式网格后计算比值，下同）的时间变化来说， 观测的格点平均小时降水从7月8日22 时开始有明显增长，9日02 时，MCS 下山快速增强后，在05 时达到此次过程中的最大格点平均小时降水，约为5.57mm/h。 对于模拟来说，增长趋势与实况较为一致， 至9日07 时达到最大值，为5.89mm/h（图3a 红、蓝实线，数值参考左侧垂直坐标轴）。 对于格点平均的过程累计降水来说，观测与模拟的结果十分相近，模拟的70.2mm 格点平均总降水量与67.3mm 的观测相差无几（图3b 红、蓝实线，数值参考左侧垂直坐标轴），并且观测与模拟的变化曲线较为一致， 说明模拟有能力对此次暴雨的持续时间进行很好地再现。

对于关注区域内最大累计降水点的降水时间变化来说， 模拟的最大累计降水点的逐时降水时间序列在9日00 时与05 时分别存在两个峰值，而观测大值点出现在9日06 时（图3a 红、 蓝虚线，数值参考右侧垂直坐标轴）。 观测的最大累计降水点位于113.9°E、35.3°N， 而模拟的最大累计降水点位于113.46°E、35.4°N，两者之间的距离约为54km。 虽然观测的最大累计降水点在9日06时的124mm/h 雨强要大于模拟中的分别出现在00 时和05 时的80.68mm/h 与70.3mm/h， 但由于模拟最大值降水点的持续时间更长， 所以模拟最大累计降水点的累计降水619.5mm 要大于观测的447.3mm（图3b 红、蓝虚线，数值参考右侧垂直坐标轴）。最大累计降水点的比较说明模拟有能力对此次暴雨的极值进行较好地再现。

图3 格点平均（a）、格点累计（b）降水时间序列（观测和模拟分别用红线和蓝线表示；实线代表格点平均降水数据；虚线代表24h 最大累计格点降水数据）

3.3 长持续时间的成因

长的降水时间意味着较慢的相对风暴移动速度， 而这既可以通过速度相当的环境入流与对流出流实现，也可以通过入流强迫对流系统（特别是降水导致的冷池[14]）停滞在不可翻越的障碍（如地形等）前实现，下面着重讨论此次新乡暴雨长时间维持的原因。

新乡附近位于太行山脚下， 太行山脉从西南到东北纵贯了主要降水区域，强降水阶段，MCS 位于山脚下，山脉使得MCS 产生的冷池无法向西北传播，这提供了西侧阻碍条件，研究证明地形的阻挡十分有利于长时间暴雨的产生[15]。 除去地形，另一个重要的大尺度阻碍——水平相当位温（θe）梯度自东南至西北横跨整个主要降水区域，MCS 位于高θe 一侧。 在此次过程中，沿MCS 移动路径的剖面显示出在MCS 的下游地区低层存在一个高的θe 舌， 且满足可以受到充足的不稳定能量的供给从而维持。 高的θe 梯度可以看作是两个不同性质气团的交界面。 由大尺度的水汽源地分析可以得知， 此次暴雨中的两股不同性质气体分别来自台风北侧的东南气流和渤海南侧的偏东气流，两者在向西运动的同时沿着1 460gpm等高线辐合， 并最终在新乡附近地区形成了水平θe 梯度高值区。 MCS 刚下山时，水平θe 梯度并不十分强（图4a），但台风的北移与高压的加强向新乡及其附近地区输送了更多不同属性的气团，水平θe 梯度明显增强（图4b）。两个天气系统强度变化会引起梯度高值区的移动， 同时也能够强迫MCS 移动，但是自9日02—10 时，梯度大值区移动幅度非常小，台风与高压（即高θe 气团与低θe气团） 实力相当， 这为对流维持提供了大尺度条件。 地形与水平θe 梯度带呈“人”字型相交，MCS稳定维持在“人”字型的开口处，而700hPa 的引导气流为偏南风，其与“人”字型阻碍的夹角较小，引导气流迫使MCS 停留在开口处无法移动，从而有利于MCS 在原地的长时间维持。 10 时之后，随着台风的减弱和渤海高压的继续加强水平θe 梯度开始快速南压，在引导气流无明显变化的情况下，MCS 开始被迫向南移动。

此次过程主要发生在夜间并且伴有较为明显的边界层急流。 夜间边界层急流一般被考虑是中尺度系统且是惯性振荡的结果， 特别是当风向随时间呈顺时针变化的时候[16]。图5a 给出了MCS 上风向， 边界层东南气流中以114.2°E、34.8°N 为中心的，9×9 个格点的平均风廓线随时间的变化。 7月8日下午，由于混合均匀，风廓线接近垂直；入夜之后，边界层的湍流混合减弱，摩擦作用对近地面的影响逐渐变小， 风廓线低层开始向外凸起；9日04 时，风速大值出现在950hPa，模拟最强小时降水的出现有1 小时滞后， 这说明惯性振荡对于加强小时降水率也有十分重要的作用。 之后最大风速开始减小， 并最终由于日出后的湍流混合加强而消失。 矢端曲线（图5b）显示在950hPa 风向存在明显的顺时针变化， 说明夜间边界层急流主要是由于惯性振荡而产生的。 这股边界层急流加强了低层的水汽输送，水汽通量的大值区与800m处的风速大值区几乎一致， 急流同样输送了更多的暖湿空气与出流边界辐合，加强了抬升，从而引起了最强小时降水的产生。但在此次暴雨中，边界层急流更重要的作用是加强了低层的入流， 阻碍了冷池的南移， 从而带来了更长的停滞时间。950hPa 地转风速在9日04 时为9.9m/s，而总风速为15.3m/s，这说明低空入流通过非地转风加强了约5.4m/s，而出流边界的平均风速为14.2m/s。 很明显， 边界层急流的参与对于入流和对流出流的平衡十分重要， 这种平衡为对流原地维持提供了中尺度条件。 当日出之后，边界层急流减弱，近地层的平衡被打破，冷池南移，进入MCS 的入流被切断，MCS 减弱，此次过程逐渐结束。

图5 MCS 上风向附近平均风廓线（a）及950hPa 平均的风向矢端曲线（b）

4 结语

2016年新乡暴雨持续时间久，影响大，WRFNJU 模式能够很好地再现此次强降水过程。 从降水的空间分布上看， 模拟累计降水与观测累计降水的分布形态、位置与降水极值较为一致，对于强降水阶段组合反射率的形态、 位置与持续时间也有很好的再现能力；从降水的时间分布上看，模式对于区域格点平均小时降水与累计降水的时间变化以及最大累计降水点降水的时间变化有很好的把握能力， 通过分析大尺度再分析资料与模拟结果发现，此次过程的长持续时间是多尺度、中低纬系统共同作用的结果。

（1）台风“尼伯特”与渤海高压的共同作用使得两者中间的偏东气流加强发展， 为此次过程低层输送了大量水汽， 同时由于台风与高压间输送的气团性质差异使得新乡附近存在水平相当位温梯度大值区，两个大尺度系统稳定少动，不利于强迫MCS 运动， 从而为系统维持提供了大尺度条件。

（2）MCS 位于水平相当位温梯度大值区与地形“人”字型开口处，而700hPa 偏南引导气流与“人”字型近乎垂直，水平相当位温梯度大值区与地形的阻碍使得MCS 无法北向移动，最终导致了系统的长时间维持。

（3） 惯性振荡加强的边界层低空急流入流在量级上与冷池出流强度相仿，方向相反，冷池出流边界无法南移， 且边界层入流持续不断的进入MCS 中，补充降水维持所需要的能量与水汽，这为系统的长时间维持提供了有利的中尺度条件。

（4）随着台风的减弱和渤海高压的加强，水平相当位温梯度大值区南压，MCS 被迫南移，同时由于边界层湍流混合的加强，边界层入流减弱，入流与出流不再平衡，进入MCS 的入流被切断，最终MCS 逐渐减弱消散。

（5）此次研究重点指出了多尺度、中低纬系统共同作用对于华北暴雨的重要性。对于华北暴雨，特别是有台风参与的夜间暴雨， 要重点关注台风与其他系统共同作用以及惯性振荡对于降水长时间维持与高降水率的影响。