引言

暴雨是我国长江流域的主要灾害性天气之一，其分析与预报历来是气象工作者关注的重点。目前，对暴雨的研究已经取得长足的进步，但是由于暴雨过程多尺度活动的复杂性、中尺度系统强的地域性和观测资料时空分辨率的局限性，使得暴雨的研究主要集中在大尺度环流和α中尺度的天气系统，而对于引发暴雨的直接影响系统β(γ)中小尺度的分析诊断研究还较少，也是预报员的关心所在。

中尺度数值模拟技术已成为研究中小尺度暴雨影响系统、三维结构、触发机制的重要方法。气象工作者利用中尺度数值模拟对我国重大暴雨过程进行了广泛研究，并取得许多有价值的结果(陈敏等，2000；冯伍虎等，2001；寿绍文等，2003；唐永兰等，2011；Liu，2012)。王建捷和李泽椿(2002)、徐双柱和邹立维(2008)和周玉淑等(2014)分别对1998年赣闽浙沿武夷山北麓梅雨锋暴雨、湖北2005年梅雨期暴雨、2012年北京“7·21”特大暴雨进行了中尺度数值模拟研究。苏爱芳等(2016)对一次暴雨云团的组织结构和触发机制进行研究。常煜(2016)对内蒙古7次典型暴雨过程进行中尺度雨团观测分析。庆涛等(2015)利用中尺度模式结合流涡度矢量方程对一次暴雨过程进行诊断分析。孔凡超等(2016)对冀中一次特大暴雨中尺度系统特征和环境条件进行研究分析。陈鹏等(2015)对重庆一次特大暴雨过程进行中尺度分析。孙建华和赵思雄(2000)研究指出，大尺度观测网的初始资料不具备中尺度系统信息，但在模式模拟中能够描述所激发的中尺度系统及呈现中尺度结构特征。刘燕飞等(2015)对陕西中西部一次中尺度系统暴雨进行数值模拟和诊断研究。郝丽萍等(2016)对四川盆地一次持续性暴雨天气过程进行观测分析、理论机制探讨和数值模拟试验。贝耐芳等(2003)对“98·7”武汉、黄石突发性强暴雨的中尺度系统进行诊断和模拟研究，指出“98·7”大暴雨是由β中尺度系统所造成。张家国等(2015)分析了一次大别山西南侧极端强降水型中尺度对流系统的发生发展过程、结构和传播特征等。罗娟和陈忠明(2014)对一次湖南β中尺度系统做模拟分析认为，在有利的大尺度环境条件下，存在多个β中尺度系统，新的β中尺度系统总是在母体对流云团前被激发出来并存在向下游传播及合并现象。辜旭赞等(2014)对一次华南—江南特大暴雨做模拟与诊断分析认为，现阶段对于中尺度对流天气分析，主要是对暴雨的定性诊断分析，例如，区别不清10~20 mm·h^-1暴雨和50~100 mm·h^-1特大暴雨，但随模式时空分辨率提高，模拟的凝结函数降水率可以逼近于模式的显式降水物理过程，即可以模拟出β(γ)中尺度的雨团。

因各暴雨过程的天气背景、中尺度系统发展过程等都有所不同，使得中尺度模式的模拟能力和水平也不尽相同，且模拟的β(γ)中尺度对流系统产生的降水中心(值)通常仍然较小，准确模拟与预报强降水的量级和落区也是气象上一个非常重要且困难的问题。

2013年7月5—7日强降水过程引发了鄂东暴雨洪涝灾害，共造成210.16万人受灾，因灾死亡4人，紧急转移安置13.45万人；农作物受灾面积160190 hm²，绝收面积13300 hm²；倒塌农房1295户4191间；直接经济损失约13.46亿元，为当年气象灾害直接经济损失之最。

本文以2013年7月5—7日发生在湖北东部的强降水过程为例，利用常规和地面加密观测资料、NCEP/GFS 0.5°×0.5°分析场资料及卫星TBB资料，对这次大范围暴雨过程与β中尺度系统活动特征进行研究，同时利用以T639资料做初值场的中尺度WRF模式模拟输出的高时空分辨率预报产品做诊断分析。以期寻求合适的物理诊断量定性、定量分析形成短时强降水的天气学成因，并有望后期能够提高从全球模式到中尺度模式对β(γ)中小尺度对流降水的解释应用能力和预报水平，为雷达临近预报提供可释用产品。

1 暴雨特点及环流形势演变

2013年7月5—7日，自我国西南至长江中下游雨带上的贵州、重庆、湖北中南部、湖南北部、安徽和江苏南部出现了暴雨和大暴雨，部分地区出现特大暴雨(图 1a)。此次过程是2013年湖北省入梅以来最强降水过程，具有范围广、强度大、持续时间长等特点。7月5—6日，湖北江汉平原南部至鄂东北一带普降暴雨，雨量超过300 mm的有15站，其中黄冈团风总路咀609 mm、黄冈英山石头咀410 mm、武汉吴家山400 mm、江夏316 mm等。乡镇加密观测站中34站最大小时降水量超过50 mm，最大值出现在仙桃的西流河6日06时71.7 mm。由鄂东强降水中心代表站江夏站逐小时降水演变可知(图 1b)，强降水过程主要集中在两个时段，分别是6日00—05时和7日00—08时。5日夜间连续3 h雨强均达20 mm·h^-1以上，6日23时至7日00时1 h突发降水量达48.9 mm。

大尺度环流背景有利于长江中下游强降水的持续。由NCEP/GFS 0.5°×0.5°分析资料分析可知(图略)，此次强降水过程中200 hPa青藏高压主体稳定少动，长江中下游处于青藏高压外围的辐散气流区，川西低槽缓慢移至湖北中部地区并长时间停滞，槽前正涡度平流区使得中低层辐合加强，低纬副热带高压脊线在华南22°N附近南北摆动并维持，副热带高压外围西南暖湿气流不断地向长江中下游地区输送水汽。前期7月1—4日，湖北以及安徽南部一直处在地面偏南风暖区中，日最高气温超过35℃，积累了大量不稳定能量。

中低层系统分析，6日08时500 hPa川西低槽移至重庆东部地区，虽然此时湖北西部境内低层低涡已经形成，但由于低槽较低涡位置偏西，且位于高空急流出口区右侧，因此不利于强对流的发生。由图 2a可见，至7日02时随着川西低槽东移至湖北西部，与低层中尺度低涡相重合，槽前西南急流也开始加强，850 hPa急流核风速达20 m·s^-1，说明这期间低空暖湿平流加强，有利于条件性不稳定大气层结的维持和加强。同时强降水落区处于高空200 hPa急流入口区右侧强的高空辐散场下，散度大值中心值达26×10^-6 s^-1，使得湖北嘉鱼到江夏至新洲一线出现了短时强降水天气。图 2b给出7月6日20时武汉站T-logp图，由图可见，武汉上空从地面至450 hPa整层湿度较大。同时出现非常低的抬升凝结高度(LCL)约在0.4 km处，而融化层高度(0℃层高度)约为5.2 km，两者之间的暖云层厚度较厚，配合较大的对流有效位能CAPE值2418.6 J·kg^-1(表略)，如此延长了气块通过暖云过程形成的降水时间，有利于高效率降水的发生。从层结稳定度角度考虑，气块从自由对流高度(LFC)约0.5 km处伸至非常高的平衡高度(EL)14.6 km附近，不稳定区非常瘦长，即气团可以较长时间处于不稳定状态，同时有抬升指数(LI)值为-6.3℃，沙氏指数SI值为-4.1，看出此次过程对流不稳定特征非常明显，有利于对流性短时强降水发生。

综上所述，此次强降水是在适宜的水汽和热力条件配置下触发了对流的发生发展。大暴雨区发生在低涡右前方急流核附近、高空强辐散气流以及不稳定能量重合区域之下。

2 雨团和对流云团的演变特征

尽管从大尺度天气形势分析有利于强降水发生的天气流型配置，但并不意味着一定会出现比较极端的强降水(俞小鼎，2012)。有必要从高时空分辨率的气象卫星观测资料来更清晰地分析造成暴雨的中尺度对流系统(李玉兰等，1989；叶成志等，2007；蒙伟光等，2007；杨引明和朱雪松，2010；汪汇洁等，2014)。将水平尺度在20~250 km、生命史2 h或以上、云顶亮温(TBB)≤-40℃的中尺度对流云团定义为β中尺度对流系统(MβCS)。由于中尺度雨团演变与中尺度对流云团活动密切相关，因此中尺度雨团的活动规律可从侧面揭示β中尺度天气系统的活动特点。以小时雨强划分中尺度雨团：5~9.9 mm·h^-1为弱雨团、10~29.9 mm·h^-1为中雨团、30~50 mm·h^-1为强雨团和≥50 mm·h^-1为特强雨团(吴翠红等，2011；蓝渝等，2013)。

通过综合分析卫星TBB资料和地面加密雨量演变特征发现，7月5日18时至7日14时湖北中东部在地面辐合线触发下存在3个明显的β中尺度对流系统(MβCS)和中尺度雨团活动(图 3)。以下重点分析这3个对流系统的发生、发展以及消亡特征。

5日18时，湖北潜江附近有对流云团发展，与中尺度A雨团对应，随着低涡切变线前侧南风气流东移并加强，相应对流云团向偏东方向移动并发展。至22时，云团(TBB≤-40℃)水平尺度约110 km，呈准椭圆形结构，并伴有明显的γ中尺度强冷云团核(TBB≤-60℃)，其西北侧梯度非常大(图 4a₁)，此时雨团位于汉川附近，其雨强高达50 mm·h^-1。6日00时，中尺度云团继续发展加强，在武汉附近形成致密的近圆形结构且冷云团核心面积增大(图 4a₂)，此时云团最具有组织性，结构最完整。相应实况出现成片强雨团或特强雨团，最大雨强达到61 mm·h^-1。6日01时对流云团东移并维持在鄂州、黄冈市境内，强雨团也在此维持3 h，最高雨强达52 mm·h^-1，至02时以后致密的对流云团逐渐变得松散，相应降水也逐渐减弱消失(图 4a₃)。

6日08时开始，700和850 hPa低层系统分别在荆门和荆州北部发展加强成低涡并缓慢向东北方向移动。到13时左右，初始较弱的对流云团在低涡切变线南部约20 km处的京山附近发展(图 4b₁)，相应中尺度B雨团开始出现。随着南风气流东移加强，对流云团冷中心(TBB≤-40℃)继续东移加强且呈带状(图 4b₂)，15时区域内出现了66 mm·h^-1的短时强降水。至18时，随着低涡系统消散，该云系减弱，强降水在麻城附近也趋于减弱(图 4b₃)。

6日20时，500 hPa低槽逐渐东移到襄阳—宜昌一带，低槽与中低层低涡切变线位置重合，在鄂东形成强的西南急流，系统也再次增强。至22时，对流云团(TBB≤-40℃)在急流核附近发展强盛并向东北方向缓慢移动(图 4c₁)，相应的C雨团在石首附近开始发展。7日02—09时，急流大值中心北推到嘉鱼—武汉—新洲一带并稳定维持，7日02时850 hPa武汉附近的急流核最大风速达到了20 m·s^-1，γ中尺度的对流云团(TBB≤-60℃)在这一带不断产生特强雨团，08时左右武汉附近最大雨强达64 mm·h^-1(图 4c₃)。期间β中尺度云团经历了合并、加强以及分散过程，到7日11时以后低槽快速东移北进，风速减小，C雨团也北移至英山附近减弱消失。

综上得出，此次鄂东强降水的直接原因是由3个不同时间不同地域生成且为近圆形的β中尺度对流系统先后发展、移动经过造成。

3 中尺度数值模拟及诊断分析

为进一步认识本次强降水过程中尺度系统发展演变规律，利用WRF模式进行数值模拟，并采用高分辨率模式输出，计算总水物质通量降水率和最大可能对流可降水率两个诊断物理量，做小时雨强的定量诊断分析。

3.1 降水过程数值模拟

WRF采用中尺度非静力动力框架和地形追随静力气压(质量)欧拉坐标、水平Arakawa C格式与双向嵌套。模拟区域网格结构采用三重嵌套，水平分辨率分别为36 km(DOM1)、12 km(DOM2) 和4 km(DOM3)，格点数分别为201×201、187×187和187×187，垂直分层均为35层，时间步长分别为120、40和12.33 s(图 5)。其中DOM1和DOM2区域采用Ferrier(new Eta)云微物理方案、Betts-Miller-Janjic积云对流参数化方案的混合降水方案；DOM3区域采用Ferrier云微物理显式降水方案；均采用Dudhia云辐射短波辐射方案，RRMM长波辐射方案，YSU边界层方案和热量扩散陆面过程方案等。以7月5日08和20时的T639资料做初值场，分别积分36 h，模拟时间分别为5日08时至6日20时和5日20时至7日08时做中尺度数值模拟输出物理量诊断分析之前，需要确认降水模拟结果的合理性(王建捷和李泽春，2002)。图 6给出WRF模式DOM3模拟4 km分辨率7月5日08时至7日08时48 h累积降水量。对比图 1a降水实况可见，主雨带分布和强度模拟方面较好，尤其湖北省内200 mm以上强降水与实况较为接近，但强降水中心位置向南偏差几十千米，对湖南北部强降水中心预报偏强。从总的降水落区和量级看，考虑到高分辨率对模式降水方案带来的误差影响，模式对此次强降水过程的模拟比较理想。

3.2 物理量诊断计算 3.2.1 水汽通量散度降水率和总水物质通量散度降水率

按天气学，气柱可降水量(H_q)、水汽通量(S_q)和水汽通量散度降水率(I_q)计算式分别为：

${H_q} = - \int_{{p_s}}^{{p_0}} q \frac{{{\rm{d}}p}}{g}$

(1)

${S_q} = \int_{{p_s}}^{{p_0}} V q\frac{{{\rm{d}}p}}{g}$

(2)

${I_q} = \int_{{p_s}}^{{p_0}} \nabla \cdot (\mathit{\boldsymbol{V}}{q_s})\frac{{{\rm{d}}p}}{g}$

(3)

上面q(q_s)为(饱和)比湿，V=(u, v)为气块水平风速，V为水平全风速，V=(u²+v²) ^{$\frac{1}{2}$} ，g为地球重力加速度，p为气压，并设积分下限为地面气压p_s、积分上限p₀取到100 hPa。

这里由式(1) 和式(2)，容易定义气柱的水汽权重平均风速(V_q)为：

${V_q} = \frac{{{S_q}}}{{{H_q}}}$

(4)

因水汽大部分都存在于大气低层，故V_q大值可以反映所谓“低空(湿)急流”的基本特征。

上面式(3) 只对相对湿度＞90%的近饱和层做积分，故I_q是由近饱和气层的水汽通量散度决定，且只在水汽辐合时，I_q为“正”降水。

同理比照式(3)，基于模式还输出云水(q_c)、云冰(q_i)和雨水(q_l)3种水物质，从而可以计算总水物质(设为q_r, q_r=q_s+q_c+q_i+q_l)通量散度降水率(I_Q)为：

${I_Q} = \int_{{p_s}}^{{p_0}} \nabla \cdot (\mathit{\boldsymbol{V}}{q_r})\frac{{{\rm{d}}p}}{g}$

(5)

则总水物质通量散度降水率I_Q物理机制除水汽通量散度降水率I_q外，还包括：近饱和气层在辐合/辐散运动中, 因云水、云冰及雨水密度(饱和度)的变化而发生了“正”/“负”碰并增长或混合碰并增长。

3.2.2 理想对流可降水量和最大可能对流可降水率

大气中存在所谓的“条件不稳定”气块，可因气块的层结不稳定能量(E_p)释放，造成该气块的上升运动与对流降水。因：

${E_p} = - {R_d}\int_p^{{p_t}} {({T_v} - {{\bar T}_v})} {\rm{dln}}p$

(6)

式中，T_v是气块(湿绝热上升运动)状态曲线上的虚温，T_v是层结大气虚温，R_d是干空气比气体常数，p为气块初始状态高度的气压，p_t为气块最终状态高度的气压，这里也取p_t=100 hPa。从而可以定义与气块层结不稳定能量E_p相对应的对流可降水量(H_e，因水汽主要存在于大气中低层，故积分仅取气压差p_s-400 hPa)为：

${H_e} = - \int_s^{{p_{400}}} \delta (q - {q_s})\frac{{{\rm{d}}p}}{g}$

(7)

式中，q_s为气块在上升运动状态曲线上的饱和比湿，q为其初值，则q-q_s＞0。且式(7) 诊断计算是在气块层结不稳定能量为正(E_p＞0) 并可以理想完全释放条件下，才相应取δ=1，否则取δ=0。则可将H_e称为理想对流可降水量，显然它只是式(1) 可降水量H_q中的一部分(水汽)。

这里由理想对流可降水量H_e，还可以估算一个中尺度雨团的最大可能对流可降水率(I_e)为：

${I_e} = \frac{{{H_e}}}{S} = \frac{{{H_e}\cdot{V_q}}}{L}$

(8)

因H_e是与时间无关量，而中尺度雨团降水应伴随一个水汽输送过程。可因MβCS尺度范围为20~250 km，而取雨团平均直径L=20~250 km，即这里L为水汽权重平均风速V_q(其与各层水平全风速V和比湿q有关)要“走”的距离，则可以以V_q穿过L所需时间，作为重建MβCS(中尺度雨团)湿度场的水汽权重平均时间(S，S=L/V_q)。理想状态下，若式(8) 取β中尺度雨团的最小尺度：L=20 km，则是将20 km当作该雨团的平均直径，这时I_e为“充分上升运动和完全层结不稳定能量释放”条件下，该雨团的(气柱)对流可降水量全部作为降水之降水率。例如，设某个暖湿气团平均对流可降水量H_e为40~50 mm，水汽权重平均风速V_q为8~16 m·s^-1，对应于最小中尺度雨团L=20 km，则其最大可能对流可降水率I_e为57.6~144.0 mm·h^-1。显然，这里是将暴雨描述为有湿急流(核)配合、出现在层结不稳定气团中的理想(平均直径20 km)中尺度雨团的对流降水强度，从而可以解释中尺度雨团中发生的短时特大暴雨。因此，对最大可能对流可降水率(降水强度)做诊断分析，可以寻求中尺度雨团内部水汽条件和热力条件与降水量之间的关系。

3.3 降水定量诊断分析

最强降水时段主要出现在7月5日及6日夜间，对5日21时至6日00时鄂东短时强降水进行诊断分析。

图 7给出7月5日21时至6日00时逐小时总水物质水汽通量散度降水率场(IQ)分布及地面加密观测小时雨量。7月5日21时，在应城(A)、孝昌(B)附近模拟出两个40~80 mm·h^-1的IQ大值中心，相应在应城、汉川附近出现了实况30 mm·h^-1以上的两个分散雨团，其量级与实况接近。22时，IQ大值中心东移至武汉附近并逐渐增强，实况雨团强度也增强并变得紧密(图 7b)。23时在A、B雨团上风方又有两个新生成的IQ大值中心(图 7c)。至6日00时A、B两个雨团物理量大值中心合并，此时实况小时雨强也达到最强(图 7d)。由此可见，5日夜间不断有IQ为40~100 mm·h^-1的串状大值中心生成与演变，其演变结果也可近似认为强降水过程在β中尺度对流系统内还出现了γ小尺度对流雨团。

为了很好地验证数值模拟对中小尺度系统的识别能力，图 7e~7h给出了7月5日22:48和23:55两个时刻的0.5°仰角基本反射率和3.4°速度图。由图看出，22:48在西南气流的强对流云中出现一对径向速度的正值和负值中心A，这一中尺度涡旋的两个径向速度极值区相距约5 km，两中心的径向速度切变为9 m·s^-1。这一中尺度气旋正好与最强的55 dBz对应。随后回波带逐步发展并往东方向移动。在这一过程中, 有一新的中尺度气旋在老回波后侧生成，其尺度比第一次的稍大，两个速度极值中心不是特别明显。另外，23:55左右在武昌南部新生成一γ尺度强回波中心B，强度与A回波接近。以上讨论说明此次强降水对流系统中确实存有更小的γ中尺度系统。

由上面分析看出，总水物质水汽通量散度降水率一定程度上可以反映雨团的活动路径以及强度(估算出小时雨强)。另一方面，还可直接判断造成此次暴雨过程的β中尺度对流系统内存在多个γ小尺度对流单体的活动。

5日夜间随着系统东移，低涡切变线前部南风气流内不断发生短时强降水。图 8给出WRF模式输出的5日21时至6日00时逐小时最大可能对流可降水率(I_e)，发现所估算的中尺度雨团I_e值在20~80 mm·h^-1左右，与实况降水在量级以及中心位置上均相接近，但是大部实况降水值只能达到I_e值的一半左右，这与I_e定义是在各种理想状态下、尤其设定为最小尺度的处理方法有关。但因最大可能对流可降水率用于定量诊断中尺度雨团的对流可降水量有一定的合理性，将来可尝试性释用于雷达临近预报。

4 结论

本文通过地面加密自动站资料、FY-2E卫星TBB和GFS 0.5°×0.5°分析场资料，对2013年7月5—6日发生在湖北鄂东的大范围暴雨过程β中尺度系统活动特征进行了研究，并利用WRF中尺度模式做数值模拟，输出的高分辨率资料进行诊断分析，主要得到以下结论：

(1) 2013年7月5—6日湖北鄂东大暴雨过程发生在有利的大尺度环流背景下，在地面中尺度辐合线触发下，强对流发生于槽前正涡度、中低层急流核附近、高空强辐散气流以及不稳定能量重合区域下。

(2) 此次过程暴雨区上空整层湿度较大，且不稳定特征明显，同时抬升凝结高度非常低，有利于出现高效率的短时强降水。TBB分析表明，暴雨的直接原因是由3个不同时间、不同地域生成且近圆形β尺度对流系统先后移动、经过造成。

(3) 考虑到云水、云冰和雨水的碰并增长或混合碰并增长，WRF模式模拟诊断更加有效的总水物质(水汽+云水+云冰+雨水)通量散度降水率场，分析出7月5日夜间鄂东大暴雨雨带上存在β中尺度对流系统，其中又有多个γ小尺度对流单体活动，其物理量值一定程度上可定量估算β-γ尺度雨团的小时雨强。

(4) WRF模式模拟诊断的最大可能对流可降水率可以反映中尺度雨团内部水汽、热力条件与降水量之间关系，用于定量诊断中尺度雨团的对流可降水量有一定的合理性，将来可以尝试性释用于雷达临近预报。