长江中游一次强对流暴雨过程数值模拟及分析

长江中游一次强对流暴雨过程数值模拟及分析
作者：卢炳夫吴旻刘维鑫
来源：《农家科技下旬刊》2014年第05期
摘要：本文利用NCEP再分析资料和Micaps的常规资料对2011年6月9日-10日发生在长江中游地区的突发性强对流暴雨进行初步诊断，并用WRF3.2进行数值模拟，在模拟结果与实况基本吻合的前提下，利用模式输出的时空分辨率较高的资料，分析此次强对流天气过程的中尺度特征及演变过程。

关键词：强对流降水；假相当位温；湿位涡；Q矢量
一、引言
强对流天气是在有利的大尺度环流背景下产生的中小尺度天气系统的产物，这些中小尺度系统有雷暴群、飑线等，常带来灾害性的大风和局地暴雨，有时还伴有雷暴、雷雨大风、冰雹、龙卷、飑线，是一种具有短时巨大破坏力的天气，具有空间尺度小、生命期短的特点。

本文以2011年6月9日-10日，发生在长江中游的一次突发性强对流暴雨进行数值模拟分析，从中得出其形成机制，以提高此类强对流天气的预报水平。

二、天气实况及环流形势
1.天气实况
2011年6月9日-10日，湖北、湖南两省遭遇强降雨天气过程，湖北东南部20个县市出现暴雨，其中崇阳、赤壁等7个县市的24小时降水量达百毫米以上，局部地区降水量已达到200年一遇水平。

湖南省湘北、湘西北、湘中以北发生了一次明显的强降水过程，雨带呈东西向分布，主要集中岳阳市、益阳市、张家界、怀化市、娄底市等地，全省降雨200毫米以上笼罩面积1500平方公里，200毫米以上的区域主要集中在洞庭湖区的岳阳市。

从6月9日8时至10日8时的24小时过程累计降水图（图2a）来看，此次强降雨带呈东北—西南走向，降水中心位于湖北的东南部，临近湖北、湖南和江西三省交界处，多站24小时累计降水量在160mm以上，其中通城县累计降水量达到256mm。

分析逐六小时降水量和逐时加密降水观测资料，此次长江中游强降水主要集中在6月9日20时至6月10日8时的12
小时内。

2.天气形势分析
从6月09日08时-10日08时500hPa平均位势高度图（图1a）可以看出，中高纬为两槽一脊，两槽分别位于巴尔喀什湖西侧和我国东北地区，脊位于巴尔喀什湖附近。

高层伴随着东北冷涡的东移和副高的东退，中纬地区短波槽发展东移南压，北方冷空气沿着槽后脊前的的西北气流输到长江中游。

由于高原槽的发展东移，在西南地区形成低涡、切变线，并向东北移动影响长江中游地区，从700hPa上高度场和风场图来看，6月9日08时四川盆地有一西南低涡，其前方沿长江北侧向东伸出切变线，其底部出现了偏北气流和偏西气流构成的冷式切变，低涡中心沿着前侧切变线东移；至6月9日20时（图b），低涡中心北压东移至长江中游北侧，冷式切变线随之东移影响长江中游；6月10日8时后逐渐东移山东半岛入海，切变线不再影响长江中游；850hPa上与700hPa形势较相似，长江中游受冷式切变线影响。

同时在副高、南海发展中热带低压倒槽和季风槽的共同作用下，中低层出现西南急流，将暖湿气流输送到长江中游；地面图上，四川盆地东部的低压逐渐东移，长江中下游处于准静止锋附近。

图1 （a）500hPa平均高度场（b） 6月9日14时700hPa上高度场和风场
在高低空系统共同的影响下，冷暖空气在长江中游交汇，形成上冷下暖的高低空配置，形成不稳定，有利于强对流天气的产生，湖北、湖南、江西等地出现了一次区域性暴雨-大暴雨过程。

三、数值模拟方案
本文利用中尺度模式WRF3.2，选择取非静力平衡动力框架，并采用双向两层嵌套方案。

积分区域中心为32°N，116°E，粗网格区域网格点数为100*100，细网格区域网格点数为
136*127，水平分辨率分别为30km和10km，垂直分辨率为不等距50层，时间步长为120s。

模式初始条件和侧边界条件下均采用NCEP每6h一次全球再分析格点资料，模拟时间从2011年6月9日08时-10日08时。

模拟结果每3小时和1小时输出一次。

物理过程选用如下：微物理过程采用Ferrier（New Eta）微物理方案，同时采用RRTM长波辐射方案、Dudhia短波辐射方案，边界层方案选择YSU方案，陆面过程方案选择热量扩散方案，积云参数化方案采用Betts-Miller-Janjic方案。

四、模拟结果检验
1.降水
对比9日08时到10日08时降水量的模拟结果和实况（图2a、b）可见，模拟的强降水落区与实况基本一致。

模式较成功地模拟出此次和长江中游区域强对流降水过程的分布特点。

实况降水的两个强中心分别位于（111.2°E、28.5°N）和（113.8°E、29.3°N），与此对应，模拟降水的强中心分别位于（111.2°E、28.1°N）和（113.6°E、28.9°N）。

对比两者，两个强降水中心较实况向西南方偏移0.4°，模拟的强中心降水量均大于实况，这可能与实况降水量图由常
规气象观测资料绘制得到，站点较稀疏有关。

总的来说，WRF模式对这次强对流降水过程具有较强的模拟能力。

图2 6月9日08时-10日08时观测（a）和模拟（b）的降水分布（单位：mm）以及10日02时观测（c）和模拟（d）的500hPa位势高度分布（单位：gpm）
2.环流形势场
图2c、d分别给出了6月10日02时NCEP/NCAR再分析资料的500hPa高度场和同时次模式输出的500hPa高度场。

对比发现，长江中游地区的短波槽的位置和强度，都与实况较接近，强降水中心受西北气流的影响得到较好的模拟。

由此表明，WRF模拟对此次强对流降水过程的环流形势具有很好的模拟能力。

五、物理量诊断分析
1.水汽条件分析
分析6月9日20时至10日14时850hPa逐时水汽通量和水汽通量散度场发现，10日00时（图3a），湖南东部有一东北-西南走向的水汽通量输送带，水汽通量中心值为30g/（cm·hPa·s），位于水汽通量中心的前方区域，存在一个量值为-8×10-4 g/（cm-·hPa·s）的水汽辐合中心，伴随着西南气流的作用，水汽通量输送带向东北运动，为强降水中心提供水汽条件；10日03时（图3b），水汽通量中心北压东移逐渐加强，中心值为35 g/（cm·hPa·s），附近对应一个量值为-14×10-4 g/（cm2·hPa·s）的水汽通量辐合中心。

强降水中心正位于水汽通量中左前方和辐合中心区域，且1h 降水达最大。

可以看出，水汽通量中心和辐合中心并不重叠，水汽通量辐合中心对强降水的落区有很好的指示意义。

随后，水汽通量辐合区减弱，强降水中心逐渐转为辐散，降水逐渐减少并趋于结束。

图3、 2011年6月10日00（a）、03时（b）850水汽通量（等值线）、水汽通量散度（阴影）和风场（矢量箭头）叠加图
2.假相当位温分析
假相当位温是表征大气温度、压力、温度的综合特征量，表示了大气的温湿特征和垂直运动。

其水平分布和垂直分布与对流天气的发生发展有极大关系，也反映了大气中能量的分布。

从取强降水中心假相当位温的时间垂直剖面图（图略）可以看出，从9日08时到10日08时，强降水中心中低层一直有不稳定层（）的存在，表明此次强降水过程不稳定能量的累积是十分丰厚的。

从沿113.6°E所作的经向垂直剖面图上可看出，10日02时（图4a），28-29°N 由低层到650hPa有一高值舌向高层扩展，其北侧为一低值区，有弱冷空气活动，强降水开始。

10日3时（图4b）高值舌向高层扩展，且梯度加大，形成高值中心354K，强降水中心上空650-900hPa的假相当位温线几乎与等压面近似垂直，说明该层的对流稳定度变得很小（）。

由MPV的公式可知，当等熵面与等压面近似平行时，▽pθse近似为零，湿位涡的斜压
项可以忽略不计，湿位涡的正压项是其主要部分，在湿位涡守恒的制约下，当等θse面发生倾斜时，对流稳定度的减小会导致气旋性涡度显著增长，随着湿等熵面倾斜增大，气旋性增长亦愈剧烈，这种涡度增长称为倾斜涡度发展，强降水中心附近气旋性涡度的激烈增长，促使上升运动显著增强，强烈的上升运动非常有利于强降水的产生，强降水就产生在等θse线陡立密集区。

强降水中心低层处于高温高湿（对流）不稳定状态，北侧低值区向下伸展，冷空气入侵不稳定能量释放，降水强度加强，达到极值。

图4 2011年6月10日02（a）、03时（b）沿113.6°E假相当位温经向垂直剖面图
3. 湿位涡
湿位涡正压项的垂直分布，从沿强降水中心MPV1的纬向剖面图中看到，10日03时（图5a），750hPa以下强降水中心区为正值区，中心值为0.5PVU，其以上到550hPa为负值区，低于-3PVU的中心位于650hPa为对流不稳定区，500hPa存在一弱正值区，中心值为0.5PVU，有弱冷空气向下入侵。

这种“正负值区垂直迭加”的配置是暴雨发生发展的有利形式，强降水强度加强达到极值。

随着不稳定能量的释放， 10日05时（图5b），对流层中层负值区减弱，中心值变为-1PVU，对流不稳定性减弱，降水强度逐渐减小。

图5 2011年6月10日03（a）、05时（b）湿位涡正压项MPV1沿28.9°N纬向垂直剖面
湿位涡斜压项的垂直分布。

湿位涡斜压项的大小决定于水平风的垂直切变和相当位温的水平梯度，所以负值越大表明大气的斜压性越强。

从沿强降水中心MPV2的纬向剖面图中看到，10日03时（图6a），强降水中心区上空至400hPa为负值区，呈现分别为于800hPa和500hPa 两个中心，中心值小于-0.9PVU和-0.6PVU，斜压性很强，有利于强降水。

10日05时（图
6b），强降水中心区上空负值区两中心合并为小于-0.8PVU，中心上升至500hPa，对流层低层转为正值区，强降水强度减弱。

图6 2011年6月10日03（a）、05时（b）湿位涡斜压项MPV2沿28.9°N纬向垂直剖面
对比湿位涡垂直分布图（图6a、b），可以发现，MPV1和MPV2对MPV都有贡献，MPV1的变化对湿位涡的变化影响较大，与强降水有更为密切的关系。

MPV2的数值虽说比MPV1小，但MPV2数值越大说明大气的斜压性越强，大气的斜压性可转化成正压位涡扰动，有利于气旋涡度发展，有利于暴雨的产生。

因此湿位涡的正压项与斜压项综合反映了强降水区对流不稳定和斜压不稳定状况。

图7、 2011年6月10日03（a）、05时（b）湿位涡MPV沿28.9°N纬向垂直剖面
4.非地转湿Q矢量分析
与暴雨等强对流天气相联系的次天气尺度系统具有很强的非地转特性，Q矢量散度作为非地转上升运动的强迫机制，对次天气系统的活动有所体现。

分析各层的非地转湿Q矢量散度
的时间演变图发现，在反映锋区强弱的能力上，低层优越于高层，700 hPa的非地转湿Q矢量散度场（图7）的指示意义最为明显。

10日01时（图7a），非地转Q矢量散度辐合大值区在（112.8-113.8°E，28.4-29.2°N），中心强度达到-2×10-10hPa-1s-3，与此时刻的降水相比，辐合区域与强降水降水区基本相同，中心点有所错位，降水强度不大。

10日03时（图7b），Q矢量散度辐合区向东北移动加强，强度进一步加强，达到-3×10-10hPa-1s-3，中心位于
（113.6°E，28.9°N），与强降水中心位置一致，相对应的中尺度雨团也进一步加强，降水强度度达到极大值（71mm/h）。

10日05时（图7c），Q矢量散度辐合区继续移动，辐合范围与降水范围一致，但是强度已经开始减弱，对应着降水强度减弱，07时（图7d）辐合区移出强降水中心，降水停止。

图8、 2011年6月10日01（a）、03时（b）、05（c）、07时（d）Q矢量散度和逐时降水水平分布图
六、结论
（1）在高空槽、中低空低涡切变线和地面准静止锋共同影响下，冷暖空气在长江中游交汇，形成上冷下暖的高低空配置，造成此次强对流暴雨。

（2）中尺度模式WRF3.2较好的模拟出此次区域性强降水过程，模式能较好地模拟雨量场，还能较好地模拟出本次过程的主要影响系统，如500hPa冷槽等天气系统，有利于进一步认识本次过程的可能物理机制。

（3）此次过程中，较强的水汽输送带给降水提供了充足的水汽条件，水汽通量中心和辐合中心并不重叠，但水汽通量辐合中心对强降水的落区有很好的指示意义。

（4）湿位涡正压项MPV1和斜压项MPV2对湿位涡都有贡献，正压项MPV1的变化对湿位涡的变化影响较大，“正负值区垂直迭加”的配置是暴雨发生发展的有利形式；斜压项MPV2数值虽比正压项MPV1小，但MPV2数值说明大气斜压性较强。

湿位涡正压项MPV1和斜压项MPV2综合反映了强降水区对流不稳定和斜压不稳定的状况。

（5）对非地转湿Q矢量的分析表明，700hPa湿Q矢量散度场辐合区的存在位置、强度与强降水的产生落区、强度具有很好的对应关系。

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