2010年6月江西省特大暴雨數值模擬及濕位渦分析

摘要：為了探討特大暴雨的形成機制，提高暴雨預報能力，采用常規報文資料作為初始場，運用中尺度暴雨模式，對2010年6月19～20日的江西省一次特大暴雨過程進行了數值模擬和濕位渦（MPV）分析。結果表明，此次特大暴雨是一次典型的梅雨鋒暴雨，華北低渦后冷空氣與強盛穩定的副高西北側西南暖濕空氣匯合，導致梅雨鋒在江南北部穩定少動；中尺度暴雨模式對降水場模擬結果同實況基本接近，模式對暴雨的位置、強度、中心都有較好的模擬；濕位渦的分布對梅雨鋒暴雨的發生、落區有較強的指示性作用。

關鍵詞：特大暴雨；降水預報；數值模擬；濕位渦（MPV）

中圖分類號：P458 文獻標識碼：A 文章編號：0439-8114（2013）18-4371-04

梅雨鋒是東亞夏季一個重要的天氣系統，梅雨鋒及其引起的降水一直是氣象專家關心的問題[1-9]。由于中β尺度對流性暴雨具有局地性、突發性、多發性等特點，到目前為止，這類降水的形成機理問題尚未徹底解決。2010年6月，江西省中北部出現了一次有記錄以來罕見的連續暴雨過程，最強降水出現在19日。從19日8：00至20日8：00（北京時間，下同），江西、福建等地多個觀測站出現大暴雨，部分觀測站出現特大暴雨，江西省進賢縣24 h累積觀測降水量為329 mm，南昌縣為278 mm。罕見的強降雨致使贛北地區出現嚴重洪澇災害，并導致撫州市唱凱堤決堤[10]，下游臨川區5個鄉鎮14.5萬人及京福高速、316國道等均受到嚴重威脅。尹潔等[9]用WRF模式對此次過程進行了數值模擬，并指出中β尺度低渦對此次特大暴雨有重要的影響。吳國雄等[11]證明絕熱無摩擦的飽和濕空氣具有濕位渦守恒特性，并在此基礎上提出傾斜渦度發展理論，指出在濕位渦守恒制約下，由于濕等熵面傾斜，大氣水平風垂直切變增加或水平濕斜壓增加引起垂直渦度增長從而導致暴雨發生。李耀輝等[12]應用濕位渦理論分析了一次江淮暴雨過程并指出了濕位渦分布特征同對流層低層造成暴雨的天氣系統有良好的對應關系。姜勇強等[13]用濕位渦守恒原理分析表明，低層對流穩定度絕對值迅速減小造成垂直渦度急劇增大從而形成中β尺度低渦。高萬泉等[14]對華北一次強對流暴雨的濕位渦進行診斷分析發現濕位渦的垂直分量“正負值區垂直疊加”的配置是強對流暴雨發生發展的有利形勢，暴雨出現在850 hPa上濕位渦的垂直分量、水平分量正負值過渡帶附近。梅雨鋒暴雨是否具有相似的特征？到目前為止，這方面研究工作尚不多見。

本研究采用中尺度暴雨模式 （Mesoscale rainstorm model，簡稱為MRM）[4-7]對2010年6月19～20日江西省特大暴雨過程進行了數值模擬和濕位渦分析，以進一步探討此次特大暴雨的形成機制，揭示特大暴雨的形成原因，為提高暴雨預報能力提供參考。模式的計算范圍取東經90°～130°，北緯15°～50°，水平分辨率約18 km，初始場資料來自日常業務使用的地面、高空報文資料。

1 特大暴雨降水數值模擬

1.1 天氣形勢分析

此次暴雨過程是在有利的大尺度環流和天氣系統共同影響下發生的。在500 hPa高空，從16日20：00至19日8：00，華北上空維持一個穩定的低渦，華北低渦在整個暴雨過程中緩慢東移，直到19日20：00才開始逐漸東移入海。而在華北低渦底部30°N附近，多短波槽東移，槽后冷平流引導冷空氣南下至長江中下游地區，提供冷空氣來源。與此同時，西太平洋副熱帶高壓自太平洋中部向西延伸至中南半島，呈帶狀分布，強大且穩定，副高脊線位于20°N附近，是江西省北部汛期出現暴雨帶的有利脊線位置。副高北側盛行強盛西南氣流，暖濕氣流將水汽向江南北部輸送。中低層切變線在江南中北部維持，暴雨帶位于切變線附近，地面上表現為近東西向的梅雨鋒。對流層中低層700 hPa和850 hPa上有一個西南渦明顯的東移活動。

1.2 降水模擬及分析

24 h地面累積觀測降水與模式模擬降水的分布見圖1。從圖1中可以看出，中尺度暴雨模式模擬的雨帶分布同湖南省、江西省地區降水實況基本相似，對暴雨的位置、強度、中心都有較好的模擬。為了客觀定量地檢驗降水等級預報效果，實際計算中對24 h累積降雨量，按小雨（1～10 mm）、中雨（≥10～25 mm）、大雨（25～50 mm）、暴雨（50～100 mm）和大暴雨（≥100 mm）5個級別進行TS評分統計檢驗[6，7]，小雨量級的TS值為0.70，暴雨量級的TS值為0.45，大暴雨量級的TS值為0.22。雖然個別地方模擬的暴雨中心位置同實況有一定的偏差，但無論是降水帶分布和降水強度預報，還是按照TS評分統計檢驗，MRM模式對本次暴雨過程均表現出較好的預報能力。

2 濕位渦分析

2.1 濕位渦水平分布

在p坐標系，濕位渦的定義為：

2010年6月19日8：00客觀分析場濕位渦分量的水平分布（圖2）。從圖2中可以看出，整個降水區850 hPa等壓面上MPV1均為負值區，表明大氣低層是對流不穩定的，并且在湖南省岳陽市、江西省九江市附近存在小于-10 PVU的兩個MPV1負值中心。特大暴雨主要發生在MPV1負值中心以南的等值線相對密集的區域附近，此處正是冷暖空氣交匯的地帶，有利于水汽輻合、垂直渦度劇烈發展，進而使中尺度對流系統強烈發展，850 hPa上MPV1的分布對強降水的落區有較好的指示作用。強降水主要發生在MPV2負值區及其零線附近，表明大氣低層存在著較弱的大氣濕斜壓性，這與梅雨鋒的特征密切相關。MPV1絕對值明顯比MPV2大，MPV1分布大致代表了MPV的分布。暴雨區北部為濕位渦的強負值區，南側為濕位渦的弱負值區，特大暴雨主要發生在MPV弱負值區內。濕位渦的正壓項與斜壓項反映了大氣層的對流不穩定、對稱不穩定和斜壓不穩定狀況。這次強對流暴雨主要發生在對流不穩定較強與弱斜壓不穩定的位置，這與華北暴雨個例所得結果[14]有一定的差異。

2.2 濕位渦MPV1和θse時空演變

2010年6月19日8：00～20日8：00南昌市附近（28.7°N，116°E）濕位渦MPV1和θse時空演變（圖3）。從圖3 a可以看到，19日8：00～20日3：00在特大暴雨發生地區，在600 hPa 以下MPV1 均為負值區，并且在800 hPa附近形成-4 PVU的負值中心，表明南昌市附近低空對流不穩定在增強。同時500 hPa以上的MPV1除19日12：00～14：00 200 hPa附近存在-2 PVU負值中心外，其他均為正值區，高位渦區呈漏斗狀從平流層向下伸展，在300 hPa層附近有一大值中心達到8 PVU，表明對流層高層為對流穩定區，冷空氣以高值位渦柱的形式向下入侵。20日3：00以后，由于西南渦東移和冷空氣向下入侵，高位渦區呈漏斗狀從高層強烈向下伸展，在300 hPa層附近形成一大值中心達到14 PVU，高位渦舌伸展到700 hPa。這個地區存在著大氣的斜壓性、弱對流不穩定和高層的正位渦下傳，非常有利于垂直渦度的增長，符合渦度增長理論。上述分析表明，濕位渦的分布對強對流暴雨的發生、落區有較強的指示性作用，MPV1“正負值區垂直疊加”的配置形勢有利于強對流暴雨發生和發展。為進一步揭示此次強對流暴雨的降水機制，在強降水中心附近，制作θse時間演變圖（圖3b）。暴雨區上空，400～700 hPa附近有一個θse相對低值區，表明有冷空氣從中層侵入。20日3：00時是θse等值線呈上下垂直分布的時刻，也就是冷暖空氣交匯處，θse垂直梯度接近于零，大氣斜壓性增大，垂直穩定度接近于零。暖濕氣流在等θse的鋒面附近沿等θse線上升。根據濕位渦守恒原理[11]，θse垂直梯度減小必然導致垂直渦度猛烈增大，以保持濕位渦守恒。垂直渦度增大導致上升速度增強。由于垂直渦度快速發展，觸發強對流發生，有利于強降水發生或加劇。濕位渦理論較好地解釋了這次特大暴雨的形成機制，對于梅雨鋒暴雨預報有重要的意義。

3 小結與結論

本研究對江西省一次特大暴雨過程進行了數值模擬和濕位渦分析。根據數值模擬和濕位渦分析結果，此次特大暴雨是一次典型的梅雨鋒暴雨，華北低渦后冷平流與強盛穩定的副高西北側西南氣流匯合，導致梅雨鋒在江南北部維持穩定少動。中尺度暴雨模式對降水場模擬結果同實況接近，模式對暴雨的位置、強度、中心都有較好的模擬。850 hPa上MPV、MPV1的分布與暴雨區有較好的對應關系。暴雨區的北部為濕位渦的強負值區，南側為濕位渦的弱負值區，特大暴雨主要發生在MPV的弱負值區內。濕位渦的分布對強對流暴雨的發生、落區有較強的指示性作用。

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