长江流域梅雨期大范围持续性强降水事件的自维持机制：2020年一次暴雨过程的个例分析

马骄 魏科 陈文

1 中国科学院大气物理研究所季风系统研究中心(CMSR), 北京 100029

2 中国科学院大学, 北京 100049

1 引言

潜热加热是大气非绝热加热的重要组成部分，对于维持和调节大气的宏观和微观过程有着重要的作用。冬季全球潜热热源主要位于热带西太平洋、非洲中部和南美亚马孙雨林地区，夏季全球潜热热源主要位于亚洲季风区、赤道太平洋和非洲中部，是驱动全球大尺度环流的主要热源（Rao, 1969; Li and Yanai, 1996; Bhide et al., 1997; Ishizaki and Ueda,2006）。潜热加热还可以通过波—流相互作用产生遥 相 关（Rao, 1969; Subrahmanyam and Kumar,2016），对北太平洋风暴轴和中高纬天气形成有重要 影 响（Nakamura et al., 2002; Chang and Guo,2007; Steinfeld and Pfahl, 2019）。东亚季风区强降水产生的凝结潜热在长时间尺度上有利于加强其高层西侧的南亚高压（SAH）和中层东侧的西太平洋副热带高压（WPSH）（Liu, 1998; 刘屹岷等, 1999a,1999b），是形成稳定季风的重要因子（Jin et al.,2013; Steinfeld and Pfahl, 2019）。

潜热加热决定天气系统能否维持和加强（Nasuno and Yamasaki, 2001; Sugimoto and Ueno,2010; Li et al., 2016）。例如，根据第二类条件不稳定理论，台风的能量来自对流凝结潜热的释放，台风中凝结潜热释放不仅可以影响其自身的强度和结构，对自身的移动路径也有重要的作用（李崇银和 钮 学 新, 1988; Yue et al., 2009; Li et al., 2013a,2013b）。潜热加热对中小尺度涡旋发展和增强的影响，也有类似于台风中的正反馈机制（Luo et al.,2006）。

我国处于著名的亚洲季风雨带上，夏季风期间极易发生强降水事件（Li and Zhou, 2015; Chen and Zhai, 2016; Chen et al., 2019）。降水的潜热释放不仅维持和加强了季风雨带上小尺度系统（Rao,1969），同时对夏季风中的大尺度系统也有调制作用（温敏和施晓晖, 2006; 姚秀萍等, 2019）。当梅雨期发生大范围长时间的降水过程时，其降水的空间尺度和量级可与台风期相比。因此梅雨雨带上大范围持续强降水所释放的凝结潜热对于环流的反馈和调制作用需要更加深入的讨论。

2020年长江流域中下游出现了超长的“暴力梅”和严重洪涝灾害。梅雨区平均降水量为753.9 mm（王永光等, 2020）。其中7月5～9日的长江中下游地区降水过程持续性时间长、强度大，暴雨站次和区域平均雨量均为2020年度最强的梅雨暴雨过程（陈涛等, 2020）。6日，荆州3小时累积降水达178.5mm，24小时累积降水达502 mm；武汉6小时累积降水量309.4 mm，24小时累积降水量436 mm；黄冈24小时累积降水量993.9 mm，三站的累积降水量都突破了建站以来的历史记录（Cui et al., 2021）。本次大尺度持续性降水过程的灾害性极强，需要对其维持机制进行深入的讨论。

因此，本文以2020年夏季长江流域最强的一次大范围持续性强降水过程为例，通过数值模拟分析凝结潜热释放对于降水过程和环流系统演变的作用。第二部分介绍数据、数值模式以及试验设计，第三部分简述本次降水事件，第四部分验证试验模拟效果，第五部分介绍试验的对比结果，并提出一个梅雨期大范围持续性强降水事件的自维持机制。第六部分为总结和讨论。

2 资料方法与试验设计

2.1 数据

日降水量数据使用中国地面降水日值0.5°×0.5°格点数据集（DGPC；赵煜飞等, 2014; 赵煜飞和朱江, 2015），该数据集整编了中国地面高密度台站（2472个国家级气象观测站）的降水资料，引入数字高程资料以尽可能消除中国区域复杂地形对降水空间插值精度的影响，DGPC数据对江淮地区梅雨降水的日变化特征有很好的描述（肖志祥和谭江红, 2018; 车彦军等, 2020）。

本文使用欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的第五代全球大气再分析数据（ERA5）分析本次降水的环流形势和水汽条件并驱动WRF（Weather Research and Forecast）模式进行数值模拟。该数据集提供水平分辨率0.25°×0.25°、时间分辨率逐小时、垂直38层、从1979年至今的多个气象变量场，可以替换由该中心提供的ERA-interim再分析数据集。ERA5数据已经被众多的学者应用于国内外各个地区的降水事件的分析和数值模拟（Gevorgyan,2018; Varga and Breuer, 2020; Yun et al., 2020）。

2.2 模式和潜热释放试验设计

WRF模式由美国国家海洋和大气管理局、美国空军、美国海军研究实验室、俄克拉荷马大学和联邦航空管理局共同研发，被广泛地用于科学研究和数值天气预报中。该模式对我国降水的模拟有较好的适用性（Li et al., 2020; Ragi et al., 2020; Zhou et al., 2020）。本文使用WRF模式的最新4.2版本，WRF4.2对多个参数化方案做了改善和更新（Valmassoi et al., 2020）。

本次降水过程中日降水量大于25 mm的连续面积超过13.9×104km2，相邻两天的降水型重合率超过20%（汪汇洁等, 2014），降水过程持续5天。所有试验采用双向三层嵌套，模拟区域如图1所示。模拟时间范围设为2020年7月4日00:00（协调世界时，下同）至2020年7月10日00:00。为说明凝结潜热释放对于天气系统的作用，设计潜热敏感性试验：LH试验和noLH试验。LH试验设计如表1，其中D01和D02区域中使用Kain-Fritsch积 云 参 数 化 方 案（Kain and Fritsch, 1990;Kain, 2004）。D03由于分辨率较高（格距小于10 km）不使用积云参数化方案（Molinari and Dudek, 1992;Li et al., 2016）。noLH试验关闭微物理参数化方案中的凝结潜热释放，同时关闭积云参数化方案，即关闭了凝结潜热释放对于环流的影响，其他参数化方案和试验设置与LH试验完全相同。

表1 LH试验方案设置Table 1 Details of the LH experiment setup

图1 数值模拟嵌套（D01、D02和D03）区域和地形高度（填色，单位：m）示意图。D01格距为45 km，格点数为100×85；D02格距为15 km，格点数为208×169；D03格距为5 km，格点数为442×388。黑色虚线区域为本研究关注区域Fig. 1 Topography of the nested mode grid domains (D01, D02, and D03) and terrain height (shaded, units: m). The D01 grid has a 45-km resolution with a grid number of 100×85; the grid resolution of the D02 grid is 15 km, and the grid number is 208×169; the D03 grid resolution is 5 km, and the grid number is 442×388. The black dotted box denotes the study area of the Yangtze River’s middle and lower reaches

3 2020年7月持续性暴雨过程

3.1 降水过程

2020年梅雨季的特点是入梅时间偏早，出梅时间偏晚，梅雨期长，降水量大（Liu et al., 2020;蔡芗宁等, 2020; 陈涛等, 2020; 刘芸芸和丁一汇,2020; 杨梦兮等, 2020）。梅雨季江淮流域累积降水量普遍达到500 mm以上，梅雨持续时间长达62天。安徽中南部、浙江西部、江西北部、湖北东部等地降水量达到800～1200 mm，局部地区甚至超过1400 mm（蔡芗宁等, 2020）。长期维持的雨带可以分为两个阶段：第一阶段为6月12～25日，长江流域北侧降水量异常偏多；第二阶段为6月30日至7月13日，长江流域南侧降水量异常偏多。在7月末，梅雨减弱并维持在长江流域以北的位置（Liu et al., 2020）。第二阶段最强的两次过程出现在7月4～9日和7月15～19日，分别对应长江中下游和淮河流域的最强降水过程（陈涛等, 2020）。本文模拟试验讨论的是7月5～9日的降水过程，雨带维持在长江中下游，降水结束后雨带由长江流域北跳到沿淮河到淮河以北。

分析7月5～9日的过程总降水量，DGPC数据在湖北东南部有一过程总降水量大值中心，与湖北的极端降水位置对应；另一个中心位于贵州东北和湘鄂渝交界处（图2a）。根据日降水量可以将此降水过程分为两个阶段：5～7日降水维持在长江流域（图3a1–c1），降水中心位于安徽与江西交界处以及湖北和湖南交界处；8～9日降水从长江流域略向南移动，中心位置移动到江西境内（图3d1–e1）。

图2 2020年7月5～9日中国东部区域的过程总降水量（ 单位：mm）分布：（a）DGPC数据;（b）LH试验;（c）noLH试验。虚线区域为本研究关注区域Fig. 2 Distributions of accumulated precipitation (units: mm) from July 5 to July 9, 2020: (a) DGPC data; (b) LH simulation; (c) noLH simulation.The dotted boxes denote the study area of the Yangtze River’s middle and lower reaches

图3 2020年7月5～9日的日降水量（单位：mm）：（a1–e1）DGPC观测数据；（a2–e2）LH试验；（a3–e3）noLH试验。虚线区域为本研究关注区域Fig. 3 Daily precipitation (units: mm) from July 5 to July 9, 2020, for (a1–e1) DGPC data, (a2–e3) LH simulation, and (a3–e3) noLH simulations.The dotted boxes denote the study area of the Yangtze River’s middle and lower reaches

3.2 环流系统演变

在2020年梅雨季，6月份环流特征以中高纬双阻型为主，而7月则多短波活动。7月中高纬冷空气活动频繁，冷涡中心位于我国北方（杨梦兮等, 2020）。WPSH发生了两次显著的准双周振荡，分别发生在7月9～13日和7月17～29日。7月3～4日、7月6～7日WPSH有两次小振荡过程（刘芸芸和丁一汇, 2020）。7月在长江中下游地区出现明显的水汽通量辐合，存在孟加拉湾—中南半岛和南海的两条水汽通道，在华北高压和副高之间形成稳定的东西向江淮低空切变线（陈涛等,2020）。

在7月5～9日的强降水过程中：高层SAH东伸，高空急流经向度加深，中层WPSH西伸；东北到华北存在槽区，西南地区为浅槽（图4a1–c1）；长江流域为气流辐合区，有利于该地区的上升运动（图4a2–b2）。南海的水汽被西南气流输送到长江流域及其以南区域（图4a3–e3），使得长江流域及其以南地区成为比湿大值区（图4a2–e2），为降水系统提供了充足的水汽。8～9日SAH西退，高空急流断裂，WPSH东退（图4d1–e1），低层低涡从长江流域中游向下游移动（图4d2–e2）、水汽来源逐步转移到孟加拉湾—中南半岛水汽通道，长江流域水汽辐合减弱（图4d3–e3）。

图4 2020年7月5～9日环流场和水汽场配置。（a1–e1）500 hPa等压面上的位势高度场（填色，单位：dagpm）、西太平洋副热带高压（500 hPa，588 dagpm蓝色实线）、高空西风急流（矢量，200 hPa，|V|≥32 m s−1）和南亚高压（200 hPa，1252 dagpm红色实线）分布；（a2–e2）850 hPa的比湿场（填色，单位：kg kg−1）和流场分布；（a3–e3）850 hPa水汽通量散度（填色，单位：10−7 s−1 kg kg−1）和水汽通量（矢量≥0.05 QUV；1 QUV=1 m s−1 kg kg−1）分布。长方形区域为本研究关注区域，下同Fig. 4 Configuration of the atmospheric circulation and water vapor transport from July 5 to July 9, 2020. (a1–e1) Geopotential height at 500 hPa(shaded, units: dagpm), WPSH (blue lines, 500 hPa, 588 dagpm), the high-level jet at 200 hPa (vector, |V|≥32 m s−1) and SAH (red lines, 200 hPa,1252 dagpm); (a2–e2) specific humidity (contours, units: kg kg−1) and streamlines at 850 hPa; (a3–e3) divergence of water vapor flux (contours, units:10−7 s−1 kg kg−1) and water vapor flux (vectors≥0.05 QUV; 1 QUV＝1 m s−1 kg kg−1) at 850 hPa. The boxes denote the study area of the Yangtze River’s middle and lower reaches, the same below

4 模式模拟能力的验证

LH试验的日降水量演变和降水空间分布特征与观测基本一致（对比图3a1–e1与图3a2–e2）。在降水事件的两个阶段，5～7日雨带维持在长江流域中下游（图3a1–c1，图3a2–c2），8～9日降水带从长江流域中下游向南移动（图3d1–e1，图3d2–e2）。LH试验的环流特征与ERA5再分析资料的环流特征也基本一致，并与雨带的移动特征对应，降水的两个阶段特征比较明显。在LH试验结果中，5～7日SAH东伸，高空急流经向度加深，且长江流域上空有较强的辐散（图5a1–c1）；WPSH西伸，110°E，30°N附近有低涡存在（图6b1），低层水汽主要来自于我国南海，并在长江流域上空辐合（图7a1–c1）。8～9日SAH西退，高空西风急流断裂（图5d1–e1）；WPSH东退，同时低涡东移（图6d1–e1）；水汽主要来自孟加拉湾，水汽辐合区也减弱南移（图7d1–e1）。

图6 2020年7月5～9日500 hPa位势高度场（填色，单位：dagpm）和850 hPa流场（流线）分布：（a1–e1）LH试验；（a2–e2）noLH试验Fig. 6 Geopotential height (shaded, units: dagpm) at 500 hPa and the streamlines at 850 hPa from July 5 to 9, 2020, for LH (a1–e1) and noLH (a2–e2)simulations

图7 2020年7月5～9日850 hPa水汽通量散度（填色，单位： 10−7 s−1 kg kg−1）和水汽通量（矢量≥0.1 QUV）分布：（a1–e1）LH试验；（a2–e2）noLH试验Fig. 7 Distributions of water vapor flux (vectors≥0.1 QUV) and its divergence (shaded, units: 10−7 s−1 kg kg−1) at 850 hPa from July 5 to July 9,2020, for (a1–e1) LH and (a2–e2) no LH simulations

5 凝结潜热释放对环流的影响

5.1 凝结潜热与降水强度

锋面降水过程中存在水汽正反馈过程：潜热释放会产生正位涡异常，增强局地的上升运动，继而导致或者增强积云对流，积云对流则进一步产生潜热释放（Cho and Chen, 1995; Luo et al., 2018）。本研究选择此次过程最大降水点（30°N，115°E）的经向垂直剖面来说明雨带上的凝结潜热特征和垂直环流特征。LH试验中凝结潜热释放强且深厚（图8），大值区分布于850～300 hPa，加热中心位于500～400 hPa附近（图8b）。垂直速度中心位于凝结潜热加热大值中心的上空400～200 hPa处，与强凝结潜热释放和强上升运动对应（图9a）有较强的过程总降水量（图2b）。雨带的其他经度上也有相同的特征（如112.5°E，图略）。而noLH试验中雨带上的垂直速度较小（图9b），过程降水量也很小（图2c），表明雨带上强的凝结潜热释放可以增强雨带的强度。

图8 （a）LH试验中2020年7月5～9日期间过程累积降水量（等值线，单位：mm）与500 hPa凝结潜热加热（填色，单位：K）分布；（b）沿着115°E累积凝结潜热加热量垂直—经向剖面，（b）中黑色实心点为过程最大降水量的纬度（30°N）Fig. 8 (a) Accumulated precipitation (shaded, units: mm) and condensation latent heat (shading, units: K) from July 5 to 9, 2020, for the LH simulation. (b) The meridional section of the accumulated condensation latent heat (shading, units: K) along 115°E from July 5 to 9, 2020, the dot in(b) is the latitude (30°N) of the maximum process precipitation

5.2 凝结潜热释放与雨带位置

从试验结果来看，LH试验和noLH试验不仅雨带强度不同，雨带的位置也有不同。在LH试验中，降水带5～7日位于长江流域（图3a2–c2），8～9日降水带从长江流域向南移动（图3d2–e2）。而noLH试验中的降水雨带不仅弱，而且持续向北移动（图3a3–e3），雨带北移的速度较大，5日雨带在长江流域，7～9日向北推动到黄河中下游区域，雨带中心达到35°N附近（图3d3）。因此，在实际降雨过程中，由于凝结潜热释放对环流的反馈作用，造成了降水系统的稳定和维持，从而迟滞了夏季风演变过程中的雨带北推的过程。

5.3 凝结潜热释放与大尺度环流

LH试验中SAH东伸，WPSH西伸（图5a1–c1和图6a1–c1）；而noLH试验中SAH稳定，WPSH增强西伸（图5a2–c2；图6a2–c2）。LH试验与noLH试验差值场中显示长江流域高层存在正位势高度场异常，呈反气旋式环流异常（图10a1–e1）；中低层存在负位势高度场异常，呈气旋式异常，华南西部地区中低层存在正位势高度场异常（图10a2–e2）。垂直环流差值场显示降水区上空有强上升异常（200～400 hPa），15°N左右有下沉异常（200～850 hPa；图9c）。

图9 2020年7月5～9日过程平均（a）LH试验和（b）noLH试验沿着115°E的经向—垂直环流（v、w×5000，单位：m s−1）以及（c）两者的差值Fig. 9 Process average meridional cross section of the meridional–vertical circulation (v，w×5000, units: m s−1) along 115°E for (a) LH and (b) no LH simulations and (c) their differences from July 5 to 9, 2020

图10 2020年7月5～9日（a1–e1）LH试验与noLH试验在200 hPa和（a2–e2）500 hPa的位势高度场差值（填色，单位：dagpm）和风场差值（矢量箭头，单位：m s−1）Fig. 10 Daily geopotential height shaded, units: dagpm) and wind differences (vectors, units: m s−1) at 200 hPa (a1–e1) and 500 hPa (a2–e2) between LH and noLH simulations from July 5 to 9, 2020

本文使用全型垂直涡度方程来讨论凝结潜热对于环流场的影响，其表达式如下（刘屹岷等,1999b）：

其中，ξ表示相对涡度的垂直分量，V为水平风速，β为地转参数随纬度的变化，ν表示纬向风，f表示地转参数，ω表示垂直速度（单位：Pa s−1），p为气压，θz=∂θ/∂z。Q表示非绝热加热率，本文两个数值试验的差别主要体现为非绝热加热中凝结潜热释放（the diabatic heating due to latent heat,QLH）的作用。等式左端与传统的涡度方程相似，等式右端第一项是对流运动的作用，第二项为热源强迫的作用。由于水平非均匀加热的影响要比垂直非均匀加热的影响小一个量级以上（刘屹岷等, 1999b），因此着重考虑凝结潜热释放在垂直方向上的分布，即(f+ξz)/θz∙∂(QLH)/∂z项的影响。

深对流系统凝结潜热（QLH）加热中心的特征尺度在7 km左右，LH试验的凝结潜热加热区深厚，加热中心位于400～500 hPa左右（图8）。在加热中心以上，(∂ξz/∂t)LH∝(f+ξz)/θz∙∂(QLH)/∂z＜ 0，将产生负涡度异常，导致反气旋环流异常（图10a1–e1）。从而有助于LH试验中SAH加强东伸，使1258 dagpm东界超过130°E（图5c1）。而noLH试验中SAH稳定偏弱，1258 dagpm东界没有超过106°E（图5a2–e2）。因此，由于凝结潜热的作用，高层在高空急流和SAH的配合下，长江流域高空形成有利于降水的高空辐散（图5a1–e1），而在缺乏凝结潜热时，在长江流域缺乏有利于降水的辐散形势（图5a2–d2）。

南亚高压通过下沉运动在中层副高区产生辐散，同时下沉运动伴随的绝热加热效应将加强WPSH（任荣彩等, 2007）。LH试验中在20°N以南中高层的下沉运动与此南亚高压有关。LH试验中SAH东伸（图5a1–c1），WPSH西伸（图6a1–c1）；而noLH试验中SAH没有东伸（图5a2–c2），WPSH也出现了增强西伸的特征（图6a2–c2），这一特征说明本次天气过程中WPSH本身存在增强西伸，LH试验中SAH东伸的作用使得我国华南西部地区位势高度场出现正异常（图10b2–c2），对WPSH西伸起到加强作用。

在凝结潜热加热中心下方，(∂ξ/∂t)LH∝(f+ξ)/θz∙∂(QLH)/∂z> 0，会产生正涡度异常，从而在凝结潜热中心下方加强气旋环流的发展。LH试验中，长江流域及其以北的区域处于凝结潜热释放的下层，低层位置有正涡度异常，产生气旋式环流异常和位势高度场负异常（图10a2–e2）。该气旋式环流异常位于WPSH北侧，不利于WPSH发展和北上。这也解释了为什么WPSH在LH试验中西伸但没有北推（图6a1–e1）。LH试验中WPSH脊线较为稳定，位于长江流域以南（图6a1–e1）；而noLH试验中WPSH北界5日位于长江流域南侧（图6a2），7日位于黄淮地区（图6c2）。西伸WPSH初期将加强西侧南风，也为雨带提供充足的水汽（图7a1–c1），后期过度西伸的WPSH切断南海的水汽通道，水汽辐合中心南移（图7d1–e1），雨带也南移。

将凝结潜热与环流系统的相互作用总结为以下过程：强降水发生后凝结潜热使得中高层凝结潜热强而深厚，在凝结潜热加热中心上空(∂ξz/∂t)LH∝(f+ξz)/θz∙∂(QLH)/∂z＜0。在高层形成反气旋式环流异常，SAH加强东伸，降水区上空的辐散加强，有利于雨带中的上升运动。东伸的SAH通过负涡度平流的动力强迫，在中层副高区域西侧导致下沉运动，并通过下沉运动的绝热加热效应加强WPSH西伸。凝结潜热加热中心的下方(∂ξz/∂t)LH∝(f+ξz)/θz∙∂(QLH)/∂z>0，形成气旋式环流异常阻碍WPSH北推，从而使得WPSH相对稳定地维持在长江流域以南。LH试验中加强西伸的WPSH初期有利于来自南海的水汽辐合到长江流域中下游，后期由于WPSH的过度西伸，南海的水汽通道被切断。水汽辐合区向南移动，最终大范围持续性强降水结束。

6 总结与讨论

2020年7月5～9日长江流域降水覆盖范围大、强度强、持续时间长。降水初期，由于凝结潜热释放，使得高层SAH增强东伸，从而在高空产生有利于降水的辐散异常。东伸的SAH通过下沉运动增强WPSH，有助于WPSH西伸。在凝结潜热加热中心的下方，WPSH北侧有气旋式异常，该异常阻挡了WPSH北推，因此，WPSH较为稳定地维持在长江流域以南并增强西伸。稳定的WPSH使得雨带的位置也相对稳定，增强的WPSH西侧南风为长江流域的降水提供有利的水汽条件。凝结潜热的释放通过调节环流本身，以及环流之间的相互作用为雨带提供稳定而有利于降水的背景场（图11）。因此，在有利的背景场下，雨带可以通过大尺度凝结潜热释放与大尺度环流相互作用，形成一种自维持机制（图11）。

图11 大尺度梅雨雨带的自我维持机理图。红色区域为反气旋异常，蓝色区域为气旋异常；SAH为南亚高压，WPSH为西太平洋副热带高压Fig. 11 Self-maintaining mechanism of a heavy rainfall system in the Mei-yu rain belt. The red and blue circles represent the anticyclonic anomaly at higher levels and the cyclonic anomaly at lower levels, respectively. SAH stands for South Asia high, and WPSH is the Western Pacific Subtropical high

以往的研究中多将SAH，WPSH，高低空急流和西南气流等因素作为影响雨带的外部条件研究其对于雨带的作用。本文认为对于此次大范围持续性强降水事件而言，其内部强大而深厚的凝结潜热释放足以影响到环流系统，从而在短期内通过调节环流系统形成一个有利于降水的环流场，并通过潜热释放—环流的正反馈机制增加自身强度。

大范围持续性强降水事件形成后，该自维持机制有可能是使得该类事件能强而稳定地维持在一个相对固定位置的重要原因。在本次试验中雨带上强而深厚的凝结潜热的释放在短时间尺度上阻挡了季风雨带的北跳。而当缺乏凝结潜热释放时，雨带会迅速北跳。因此梅雨雨带上大范围持续性强降水所释放的潜热可能是梅雨雨带稳定维持的一个重要因素。在研究持续时间长、洪涝严重的“暴力梅”过程时，也应当关注大范围持续性强降水事件对于大尺度环流系统的反馈作用，尤其在临近雨带北跳前，大范围强降水通过潜热释放的自维持会推迟东亚雨带的北进过程，使得洪涝更为严重。