“6.29”淮河暴雨中β尺度系统发生发展过程的数值模拟[1]

廖移山  李武阶  闵爱荣  王叶红

（中国气象局武汉暴雨研究所， 武汉  430074）

摘    要

利用“973”（中国暴雨）项目研制开发的暴雨中尺度预报系统，对2003年6月29日~30日发生在淮河流域的一次大暴雨过程进行了数值模拟分析，结果表明：随着西太平洋副热带高压加强，低空急流轴迅速向北推进，加强了其北侧的风速梯度和气旋性切变，使涡度场发生了强烈变化，强正涡度柱的发展导致了低层中β尺度低压和气旋的新生；而对流层中高层中β尺度高压的发展所引起的地转偏差使得中β尺度高压附近的风场发生明显变化，并导致中β尺度强辐散中心强烈发展，最终造成强烈的上升运动。强上升运动出现在低层θse强锋区的紧南侧。

关键词：淮河暴雨，中β尺度低压和气旋，中β尺度高压，数值模拟

1   引  言

2003年汛期淮河流域出现了罕见的暴雨洪涝灾害，6月底至7月上旬连续的暴雨和大暴雨袭击使淮河被迫分洪，损失极其严重。准确及时的暴雨预报对于国家社会经济的发展和人民生命财产的安全日显重要，并已成为重大气象服务中最直接、最迫切的需要。

近几十年我国暴雨预报和研究取得了长足的进步。近十年来，丁一汇^[1]、赵思雄^[2]、高守亭等^[3]比较全面地回顾和总结了国内暴雨研究尤其是中尺度暴雨研究的最新进展。近年来，随着中尺度暴雨数值模式的不断深入发展，利用模式高时空分辨率的输出结果已有可能分析出目前探测资料难以获取的中小尺度系统的空间结构及其发生发展过程。崔波、李泽椿等^[4]用5km内层格距的MM5模拟了北京延庆地区的一次暴雨过程，正确地模拟出了因地形影响形成的小气旋，它是触发这次暴雨的直接原因。王建捷，李泽椿^[5]等对1998年6月的一次梅雨锋暴雨过程中β尺度对流系统（中β尺度云塔）进行了数值模拟和诊断分析。王智等^[6]最近用细网格达到10km的MM5模式成功地模拟出了在α中尺度低涡的东南部边界层所激发出的β中尺度涡旋，正是它造成了远离α中尺度低涡的一个突发的中尺度强降水区。姜勇强等^[7]则用η坐标模式模拟了一次台风倒槽内β中尺度低涡发生发展的过程及其空间结构。这些研究正在不断加深我们对暴雨过程的认识以及对暴雨中小尺度对流系统发生机理、空间结构的了解。

但是，由于暴雨过程的极度复杂性、多样性以及中小尺度对流系统的强地域性，加之探测资料的局限性，因此目前暴雨的预报和研究还远远不能满足国民经济发展和汛期防洪决策的需求，要真正揭示各类暴雨形成的复杂机理并加以准确预报还需要不断深入的发现和研究。本文旨在通过对淮河流域一次大暴雨过程的分析和数值模拟，来进一步揭示暴雨中尺度对流系统发生发展的物理过程及其空间结构，通过研究寻找对预报有益的思路，最终改进暴雨预报。

2   降水实况与环流形势

2.1  降水过程

图1是2003年6月29日08时（北京时间，以下同）至30日08时我国中东部地区24小时累计降水量分布图。由图可见，从西北到东南方向有三条平行的近于E—W向分布的暴雨带。其中主雨带位于整个淮河流域，两个大暴雨区分别位于安徽的颖上（155mm）和苏北的宿迁（103 mm）；另外在皖南东部到苏南西部还有一条暴雨带，最强中心出现在芜湖（159 mm）附近，上海崇明也出现了70 mm暴雨中心；在河南北部还有一条范围更小的暴雨带，其中心位于开封，强度为91 mm。

 图1  2003年6月29日08时~30日08时24实况雨量       图2  2003年6月29日08时FY-2卫星云图及

（单位：mm）                                           700hPa形势示意图

从每6小时降雨量（图略）可以大致看出这次暴雨过程中三条暴雨带形成的时间变化特征。29日上午，暴雨首先在皖南东部至苏南西部开始产生，过程持续到29日傍晚；崇明的暴雨区主要集中出现在29日上午；河南北部的暴雨主要集中出现在29日下午；淮河流域的暴雨则从29日下午一直持续到29日晚上，强降水首先在淮河流域西段即河南南部开始生成，此后沿淮河流域不断向东扩展到苏北地区，并造成覆盖整个淮河流域的暴雨带。

2.2  环流形势

“6.29”淮河暴雨过程是在有利的大尺度环流形势下，由于西太平洋副热带高压西伸北进，导致中低层切变线北移至淮河流域而产生的。

2003年6月29日08时500hPa图上（图略），甘肃中部到四川盆地东部有一支近南北向的高空低槽，我国中东部地区处于槽前的西南暖湿气流之中，该槽南段稳定少动，北段缓慢向东移动，西太平洋副热带高压则明显加强西伸北抬。

从同一时刻FY-2卫星云图及700hPa形势示意图（图2）可以看出，在30N、100~105E间有一个304agpm的低涡，由低涡向东伸展出一条准东西向的暖式切变线，经四川东部、湖北中部、安徽南部到江苏南部，切变线南北两侧湿度锋区明显，一支风速为16~20m/s的SW低空急流位于桂林、郴州、南昌到安庆一线，在切变线东段气旋性曲率最大处（即安徽南部）形成明显的风速辐合。到29日20时(图略)，川西低涡缓慢东移到川东地区，与低涡相伴的切变线由于受到副高西伸北进的影响而北抬到淮河流域，位于河南中部、安徽北部到江苏中部一线，湿度锋区也相应北移，SW低空急流进一步加强北进到安庆、南京一线，风速达到18~22m/s。850hPa的环流形势的演变特征与700hPa类似。

3   模式简介及降水模拟结果

3.1  模式简介

本文的模式系统采用“973”（中国暴雨）项目研制开发的暴雨中尺度预报系统，该系统是在中科院大气物理研究所宇如聪、曾庆存等人^[8，9]设计完成的η坐标有限区域暴雨预报模式AREM的基础上开发研制的，并进行了完善，主要包括：（1）将模式层顶由原来的100hPa抬高到50hPa；（2）将模式侧边界由原来的固定边界改为时变边界，用 T₂₁₃每隔6小时的预报场为模式提供侧边界。（3）在模式的初值分析系统中加入三维变分同化分析模块。本文所采用的同化方案是以T₂₁₃的12小时预报场作为背景场，以常规探空资料作为观测场进行三维变分同化，形成模式的初始场。

模式变量的水平分布采用E网格，水平分辨率平均约37km，对应E网格的两个子C网格水平分辨率为0.5×0.5°，模式在垂直方向上等距分为28层。

3.2  降水模拟结果

以2003年6月29日08时作为初始时刻，模拟24h降水，模拟结果见图3。从图中可以看出，模拟的主雨带与实况主雨带分布较为一致，雨带呈近E—W向分布，其上有多个大暴雨中心，雨带的东段比实况略为偏南，雨量偏大。另外在河南北部还模拟出一条暴雨带，其范围和强度与实况基本吻合。需要指出的是，模式没有模拟出皖南附近的暴雨带，而在上海附近模拟出了一个独立的强度达到200mm的雨区。从模式逐小时的预报降水看，上海附近的强降水主要集中在2~7h之内，与实际降水出现的时段是一致的；

而淮河流域的主雨带主要出现在5~17h之内，降水首先在淮河流域的西段生成，然后沿淮河流域不断向东扩展到江苏的中部地区，这与实际降水发展的过程也较为一致。

图3   模式积分24h的累积降水量（单位：mm）

4   中β尺度系统的数值模拟

从模式预报的雨带分布及主要降水出现的时段看，这是一次比较成功的模拟。在降水模拟的基础上，根据模式每小时的输出结果来深入分析造成这次暴雨过程的中尺度系统发生发展的物理过程和三维空间结构变化特征。本文重点分析淮河流域主雨带的发展演变过程。

2003年6月29日08时，川西低涡向东的切变线沿32N一直伸展到江苏南部，沿切变线为低压区，其上的涡度值在5×10^-5S^-1左右。积分1~3h后，并不明显处于切变线中的上海及其附近，在对流层低层首先出现低压扰动，并迅速发展成中β尺度低压；在中β尺度低压形成的同时，在流场上开始出现气旋性扰动，并很快发展成中β尺度气旋，这些中β尺度系统形成后略为向西北方向移动，生命史约5~6h，由此形成了上海附近的局地强降水。

积分3~4h后，处于切变线上的淮河流域西段也开始有中尺度低压扰动出现，同时在流场上开始出现气旋性曲率加强；积分5h后，从850hPa（图4）可以清楚地看到，沿32N，在116E和118E处分别发生发展出一对中β尺度低压和气旋，上海附近的中β尺度低压和气旋配合完整，从随后一个小时的预报降水分布看，它们与中β尺度系统的配合极为密切。

图4  模式积分5h后850hPa流场、高度场及5~6h预报降水

（矢线为流场；虚线为高度场，间隔4gpm；阴影区为10mm、25mm/1h的降水区）

在随后的12个小时之内，淮河流域的中β尺度低压扰动带略向北移，同时低压中心不断沿切变线向东扩展，但并非每个时刻都有完整的中β尺度气旋与中β尺度低压相配合，在切变线流场上主要表现为气旋性曲率的不断加强，沿切变线的强涡度带上不断有强涡度中心发展，它们的量值常常能达到40~50×10^-5S^-1。强涡度中心与中β尺度低压有较好的对应关系，而未来雨团的发展与它们紧密结合，最终形成了一条沿淮河流域的强暴雨带。

5   中β尺度系统的发生发展

5.1  低空急流的演变

根据模式每小时的输出结果分析发现，西南低空急流在这次过程中发生了明显变化，分别可以从等压面和经向垂直剖面上看出。图5首先给出了850hPa上沿118E 风速u分量随时间的演变，正值表示西风（可近似代表西南低空急流），负值表示东风。从图中可以看出，初始时刻，低空急流轴线位于30N以南，随着西太平洋副热带高压加强北进，低空急流轴迅速向北推进，中心强度也在不断加强，积分5h后急流中心已推进到31N，急流轴北侧的风速梯度明显加强，同时涡度场也发生了强烈的变化，在强风速梯度处发展出强的正涡度。随后，急流中心和强涡度区继续北移，积分8~9h后出现的第二个强涡度中心则是上节所述切变线涡度带上强涡度中心东移的表现。

图6是积分5h后沿118E涡度和全风速等值线垂直剖面。此时，低空急流中心已推进到31N，高度位于850hPa，强度达到20m/s。从低空急流轴在空间的变化过程看，急流轴所在的高度一直位于850hPa附近，这与我们在另一次模拟中*所发现的急流轴高度随时间明显向上抬升的趋势不同。从图6中可以清楚看到，随着急流中心的向北推进，伴随着急流轴北侧风速梯度的明显加强，在32N处发展出一支强的正涡度柱，从近地层向上垂直伸展到600hPa，涡度柱中最强的涡度中心出现在急流轴所在的高度，涡度值达到50×10^-5S^-1。从此时散度场的水平分布和垂直分布来看，与正涡度发展相配合的是明显的辐合区，两者的量级是一致的。

图5  850hPa上沿118E u分量和涡度随时间的演变        图6  模式积分5h后沿118E涡度和等风速线垂直剖面

（实线为u分量等值线，间隔2m/s；阴影区为涡度值，                 （实线为等风速线，间隔2m/s；阴影区为涡度场，

单位：10^-5S^-1；纵坐标为积分时间）                                  正涡度最大中心值为50×10^-5S^-1）

5.2  高空风场的变化

随着低层正涡度柱（带）及辐合场的强烈发展，中β尺度低压和气旋迅速生成，与此同时，对流层中高层形势也开始发生变化。从初始时刻400hPa（图7）中可以看到，在副热带高压外围天气尺度的SW流场中，风速沿气流方向均匀增大。此时，辐散量值仅达到1×10^-5S^-1。积分3h后，在31N~32N纬度带上开始出现气压扰动并略向东偏北方向移动；积分5h后（图8），在气压扰动带上新生出了中β尺度高压（脊），但在流场上并没有中β尺度反气旋与之配合。由新生的中β尺度高压（脊）所引起的地转偏差（变压风）使得中尺度高压的东北侧SW风速加大并有强风中心形成，而中尺度高压西南侧的风速减小并有弱风中心出现，这种风场的变化特征在116E、118E、121E等处都是类似的。它们所导致的结果就是在中β尺度高压（脊）范围内出现了中β尺度的强辐散中心，其量值可以达到50×10^-5S^-1以上。从此时涡度场的水平分布和垂直分布来看，在中β尺度强辐散区的发展过程中，由SW风速切变造成的负涡度区比散度场要小半个量级，约为10×10^-5S^-1（对应图6中32N上空的负涡度区）。

图7  初始时刻400hPa风场、高度场和等风速线       图8  模式积分5h后400hPa高度场、等风速线和散度场

（虚线为高度场，间隔4gpm；实线为等风速线，间隔2m/s）         （虚线为高度场，间隔4gpm；实线为等风速线，间隔2m/s；

                                                                阴影区为散度场，辐散最大中心值为57×10^-5S^-1）

5.3  垂直环流的发展

随着低层辐合和高层辐散的强烈发展，大气垂直运动也随之发生了明显变化。从垂直运动场的水平分布看，在31N~32N纬度带上发展出的上升运动带积分5h后北抬到了32N，此时上升运动区表现出明显的中β尺度特征（图略）。与图6一样选取118E的经向剖面来分析经向垂直环流的变化特征。图9、图10分别给出了初始时刻和积分5h后沿118E的经向垂直环流，同时还给出了θse分布和≤-10×10^-3 hPa /s上升运动区。从图9中可以看到，32N附近有一支近于垂直的狭窄的θse强锋区，其高度可以伸展到600hPa附近，它是由低层伴随着暖式切变线的湿度锋所造成的。θse强锋区南侧2~3个纬距内是副热带高压外围较宽广的暖湿气流，在这一区域内500hPa层以下大气具有明显的对流不稳定。

    图9   初始时刻沿118Eθse分布和垂直环流剖面      图10   模式积分5h后沿118Eθse分布和垂直环流剖面

（虚线为θse，间隔2ºK；矢线为经向流线；阴影区为≤-10×10^-3 hPa /s上升运动区，中心最大值为-120×10^-3 hPa /s）

随着副热带高压的北进，θse强锋区及其南侧的暖湿气流也不断北移。积分3h后（图略），在θse强锋区的紧南侧发展出上升运动带，同时在9250hPa层跨越θse锋区开始有次级环流发展；积分5h后（图10），θse锋区已经推进到33N附近，而在它紧邻的南侧32N上空，一支狭窄的强上升气流从边界层内一直垂直伸展到300hPa高度，最强上升运动出现在600~550hPa高度，中心最大值为-120×10^-3 hPa/s，相当于2m/s。胡伯威^[10]分析了

与这种低层湿度锋（θse锋区）耦合的带状CISK，指出湿度锋南界附近最有利于发生第二类条件不稳定。而且一个值得注意的事实是：梅雨锋暴雨大多出现在这一区域，而不是距湿度锋较远的具有明显对流不稳定的副热带高压外围较宽广的暖湿气流中，本例中其它经向剖面上都有类似的特征。在图10中还可以看到，在925hPa层跨越θse锋区发展出的次级环流缓慢向上抬升到了850hPa，环流范围有所扩大，此后这一经圈环流仅维持在这个高度上。

6   中β尺度系统的空间结构特征

从前面的分析已经看到，积分5h后850hPa发展出了中β尺度低压和气旋，同时400hPa也有中β尺度高压发展。为了表征这些中β尺度系统在空间结构上的分布特征，图11给出了积分5h后沿118E高度距平和风速u剖面，其中实线是高度距平值，计算方法是用各网格点值减去该等压面的平均高度值。从图中可以看到，中β尺度低值距平区中心轴线在32N上空垂直发展到了650hPa，在650hPa及以下各等压面上均可分析出闭合的中β尺度低压中心；而中β尺度高值距平区从500hPa向上伸展到300hPa，其间各层均可分析出闭合的中β尺度高压中心。从风速u的分布可以看到，32N上空850hPa以上都是西风，在流场上没有中β尺度气旋或反气旋与中β尺度低压或高压配合；但是在850hPa及以下各层32N附近出现了负的u值即东风，分析各层流场发现均有中β尺度气旋与中β尺度低压相配合；从u值0线分布可以看出，850hPa及以下各层的中β尺度气旋略向北倾斜，而850hPa至700hPa向北倾斜的零风速线表明低层切变线是北倾的。分析发现600~550hPa没有出现中β尺度高度距平区，是中β尺度低压和高压的过渡层。

图11  模式积分5h后沿118E高度距平和风速u剖面

（实线为高度距平，间隔4gpm；虚线为u，正值表示西风，负值表示东风，单位：m/s）

结合图10进一步分析发现，水平的中β尺度气旋与跨越θse锋区的经向次级环流都发生在850hPa及以下层次内，从它们发生的时间看，经向次级环流在积分3h后首先出现在边界层中，在它缓慢向上发展的过程中，环绕其上升支形成了水平的中β尺度气旋。这两种环流在边界层中的耦合机制尚需作进一步的研究。

从该剖面上比湿的垂直分布和它随时间的演变也可以清楚地看到（图12），随着低层中尺度辐合系统和高层中尺度辐散系统的发生发展，低层水汽迅速向中尺度对流系统活动的区域集中并形成狭窄的水汽辐合带，同时水汽还有向上输送的趋势。

图13给出了[32N,118E]格点上空散度和垂直速度随时间的演变，从中可以看出低层辐合中心与高层辐散中心在积分4~5h后迅速上抬，辐合层厚度明显加大，强度急剧增加，尤其是对流层高层400hPa出现了57×10^-5S^-1强辐散中心（与图8中118E的阴影区相对应），从而造成了强烈的上升运动。这种高度场、湿度场、散度场和垂直运动的空间变化特征实质上反映了中尺度系统的发展演变过程。

图12  沿118E比湿的垂直分布和它随时间的演变         图13  32N,118E上空散度和垂直速度随时间的演变

（虚线为初始时刻的比湿，实线为积分5h后的比湿，单位：g/kg）             （实线为辐散，虚线为辐合，间隔5×10^-5S^-1；

阴影区表示垂直运动，最强上升速度为-120×10^-3hPa/s）

7   结  论

通过对“6.29”淮河流域大暴雨过程中β尺度低涡发展的数值模拟，可以得到如下几点结论：

（1）虽然西南低涡不是这次暴雨过程的直接影响系统，但是从低涡伸展出的切变线和低压槽区为中β尺度系统的发生发展提供了有利的背景条件。

（2）西南低空急流的发展变化是造成这次过程的重要原因。随着西太平洋副热带高压加强北进，低空急流轴迅速向北推进，加强了其北侧的风速梯度和气旋性切变，使涡度场发生了强烈变化，强正涡度柱的发展导致了低层中β尺度低压和中β尺度气旋的新生。

（3）对流层中高层中β尺度高压的发展所引起的地转偏差使得中高压周围的风场发生明显变化，并导致中β尺度辐散中心强烈发展，配合低层的强辐合，最终造成强烈的上升运动。

（4）强上升运动出现在低层θse强锋区的紧南侧，跨越θse强锋区的经向垂直环流首先在边界层中形成并缓慢向上发展，环绕其上升支形成了水平的中β尺度气旋。

（5）随着低层中β尺度辐合系统和高层中β尺度辐散系统的发生发展，低层水汽迅速向中β尺度系统活动的区域集中并形成狭窄的水汽辐合带，在强上升运动作用下产生强降水。

8   讨  论

模式对皖南附近暴雨带的模拟是失败的，分析可以发现这与模式的初值场有直接关系：29日08时700hPa观测场16m/s的SW急流已越过30N，安庆甚至出现了20m/s的急流中心；但模式给出的初值场安庆附近仅为12m/s的SW风，虽然积分5h后急流中心推进到31N，850hPa的风速也达到了20m/s，但此时强正涡度柱却已出现在32N，从而使雨带跳过31N。另外，模拟出的河南北部暴雨带，虽然其范围和强度与实况基本吻合，但降水集中出现在积分的后5个小时（30日凌晨），与实际降水出现的时间（29日下午）相差太远，已不是由同一个中尺度系统所造成的降水。这给我们两点启示：①模式的初值场能否更真实、更细致地反映实际大气的各种信息（包括一些接近中尺度的信息）可能对强降水的落区、落时、强度有着非常重要的影响；②模式在一定时段内（24h或48h）预报正确的降水不一定都能真实反映实际降水过程，只有通过深入细致的分析才能揭示暴雨的真正成因。

参  考  文  献

1           丁一汇.暴雨和中尺度气象学问题.气象学报，1994，52（3）:274~284

2           赵思雄.中尺度动力学与暴雨等灾害性天气预测理论的研究.大气科学，1998，22（4）:503~510

3           高守亭，赵思雄等.次天气尺度及中尺度暴雨系统研究进展.大气科学，2003，27（4）:618~627

4           崔波，李泽椿，郭肖荣，刘志远．对北京地区一次灾害性暴雨的数值模拟分析．暴雨·灾害，1997，1（1）：79～90

5           王建捷，李泽椿.1998年一次梅雨锋暴雨中尺度对流系统的模拟与诊断分析.气象学报，2002，60（2）:146~155

6           王智，翟国庆，高坤.长江中游一次β中尺度低涡的数值模拟.气象学报，2003，61（1）:66~77

7           姜勇强，王昌雨等.台风倒槽内β中尺度低涡及特大暴雨的数值模拟.气象学报，2003，61（3）:312~322

8           宇如聪.陡峭地形有限区域数值预报模式设计.大气科学，1989，13（2）:139～149

9           宇如聪，曾庆存等.“雅安天漏”研究Ⅱ，数值预报试验. 大气科学，1994，18（5）:535～551

10        胡伯威.与低层“湿度锋”藕合的带状CISK和暖切变型梅雨锋的产生.大气科学，1997，21(6):679~686

numerical simulation of the occurrence and development of

meso-β-scale systems of a heavy rain in the huai river

Liao Yishan   Li Wujie   Min Airong   Wang Yehong

(Institute of Heavy Rain,CMA ,Wuhan,430074)

Abstract

A heavy rain occurred in the Huai River during 29~30 June 2003 is simulated by using AREM model which is the advanced LASGη-coordinates limited-area mesoscale model improved under the support of 973 item. The simulation results indicate that the fast movement of the axis of Southwest Low-level jet stream enhance the gradient of the wind and the cyclonic shear in north of the axis of low level jet, bringing acute development of the vorticity. A strong column of positive vorticity let to the occurrence and development of the meso-β-scale depression and cyclone at lower level near the vorticity column, whereas a meso-β-scale high pressure developed at the middle-high level of the troposphere without the assorted mesoscale anticyclone. The geostrophic departure caused by the new meso-high changed the wind field near the meso-high and produced the strong meso-β-scale divergence center around the high. Such resulted in the development of a strong updrought combining the powerful convergence at lower layer. The strong updrought occur near the south boundary of strong frontal zone of θse at lower layer

Key words: Heavy rain in Huai River, Meso-β-scale depression and cyclone, Meso-β-scale high pressure, Numerical simulation