2019, Vol. 45 
2. 天津市气候中心，天津 300074
2. Tianjin Climate Centre, Tianjin 300074
随着全球变暖的加剧，极端降水普遍呈现增加的趋势(Goswami et al, 2006)。持续时间长的极端降水易引发城市内涝、山洪地质灾害，其危害异常严重。极端降水多是由于对流系统在某区域长期维持，或者系统中的对流单体连续经过同一地区产生(Doswell Ⅲ et al, 1996)。局地极端降水通常与“后向建立/准静止”对流系统有关，这种对流系统由线状或者簇状深厚湿对流组成，新生对流单体会不断从旧单体上风方生成(Schumacher and Johnson, 2005)。由于在上风方的特定区域内持续有对流发展，这不仅需要向该地区提供不稳定能量和水汽，还需要在这个相对小的区域内有触发深厚对流的机制，触发或者维持机制通常包括锋面抬升、地形作用、垂直风切、出流边界或者密度流等(Houston and Wilhelmson, 2011；Coniglio et al, 2012；郑淋淋和孙建华, 2016；黄小刚等, 2017；王丛梅等, 2017；尉英华等, 2019；李超等, 2018)。
Hane et al(1987)指出中尺度对流系统内由于蒸发和融化作用形成的降温会产生近地面冷池，冷池内的蒸发冷却可以增加空气密度进而加剧下沉，下沉的同时常常伴随着低层入流(Corfidi, 2003)。新的对流单体常常沿着冷池和环境风场之间出流边界生成。人们已经通过数值模拟证明了冷池是对流系统主要的维持机制(Fovell and Tan, 1998；郑淋淋等, 2019)。
大量研究表明冷池在极端降水中的重要性。冷池形成的自维持机制可以导致雨带的长期维持(Ishihara et al, 1995)；冷池出流促进地面辐合气流形成(何斌等，2015)；冷池与周边暖湿气流相互作用不断触发新的雷暴(张楠等，2018)，导致强降水持续(Davis and Lee, 2012)；冷池会增加低层大气斜压性(廖移山等，2011)，增强局地锋生(Nagata and Ogura, 1991)；由前期对流产生的冷池边界还可以补偿另一个列车型对流系统的线性对流区域，例如“弓箭效应”(Keene and Schumacher, 2013)、ROD(rearward off boundary development)(Peters and Schumacher, 2015)。由此可见，冷池在极端降水过程中并不少见，且它们维持降水系统的方式迥异。
2017年7月9日，新乡地区出现特大暴雨过程，小时雨强和累积降水量均打破历史极值，强降水造成城区内涝严重，交通瘫痪，电力通信中断，农作物被淹，直接经济损失超23亿，但不管是提前12 h还是6 h，国家级和省级气象台站均对特大暴雨区存在漏报(漆梁波和徐珺，2018)，这次暴雨局地性、突发性强，预报难度大，是一次非常值得研究和分析的过程，因此本文利用多种观测资料对导致此次暴雨的中尺度对流系统的发展演变以及冷池对特大暴雨的触发作用进行分析，以期加深对此类局地极端降水事件的理解，为之后类似过程的预报和预警提供参考。
1 降水实况与环流背景分析 1.1 降水实况2016年7月8—9日，内蒙古东南部、陕西北部、山西中部、河南西北部依次出现了一次大范围的强降水过程，雨带整体呈西北—东南向分布，河南北部新乡地区出现了439.9 mm的特大暴雨中心。从该地区的雨量分布(图 1)和逐时雨量(图 2)可以看出，河南西北部的林州从8日20时出现降水，一直持续到9日11时，逐时雨强都在20 mm·h-1以下，以稳定性降水为主；林州偏东南方向的淇县，强降水时段集中在8日23时到9日01时，最大雨强达60.2 mm·h-1，此后为混合型降水；特大暴雨中心的辉县和新乡强降水集中出现在9日03—10时，逐时雨强都在20 mm·h-1以上，最大雨强分别达到了111.1和101.1 mm·h-1，7 h累积雨量达到420.1和392.7 mm，占总雨量的95%。此次暴雨过程的特点是降水强度大、范围小、降水时段集中，具有明显的中尺度特征。
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图 1 2016年7月8日20时至9日20时的雨量(单位：mm)分布和地形(阴影)叠加 (△辉县；□新乡；○林州；◇淇县；方框标注≥400 mm降水区) Fig. 1 Accumulated rainfall (unit: mm) and terrain (shaded area) from 20:00 BT 8 to 20:00 BT 9 July 2016 (△ Huixian; □ Xinxiang; ○ Linzhou; ◇ Qixian; Box denotes precipitation center ≥ 400 mm) |
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图 2 2016年7月8日20时至9日20时豫北4个站点逐时降水量 Fig. 2 Evolutions of hourly precipitation of four stations in northern Henan from 20:00 BT 8 to 20:00 BT 9 July 2016 |
高空图中(图 3)，500 hPa中河套低涡位于陕蒙交界处，低涡东南象限有明显的正涡度平流，到9日02时，豫北正好位于低涡东南象限的辐合上升区内；超强台风尼伯特位于台湾海峡，副热带高压呈南北向块状分布，主体位于海上，高压北侧伸展至日本海南部，850 hPa上台风与其东侧副热带高压之间存在风速为8 m·s-1的显著东南气流，将水汽从南海输送到太行山南麓，水汽通量中心值达到20 g·cm-1·hPa-1·s-1以上，并随着时间推移向西北方向移动靠近新乡地区，使新乡处在水汽通量中心下游方的辐合区内。
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图 3 2016年7月8日20时(a)、9日02时(b)高空500 hPa高度场(黑色等值线，单位：gpm)、500 hPa涡度平流(橙色等值线，单位：10-9 s-2)、850 hPa高度场(黑色虚线，单位：gpm)、850 hPa风场(>6 m·s-1用蓝色风向杆表示)、850 hPa水汽通量(阴影，单位：g·cm-1·hPa-1·s-1)、观测到的最大降水落区(红色三角)和(c)8日20时郑州探空曲线 Fig. 3 Geopotential height (black solid line, unit: gpm) and cyclonic vorticity advection at 500 hPa (orange solid line, unit: 10-9 s-2), geopotential height (dotted black line, unit: gpm), wind field (>6 m·s-1, blue barb), and moisture flux at 850 hPa (shaded area, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1), the location of maximum observed rainfall (red triangle) at 20:00 BT 8 (a), 02:00 BT 9 (b) and sounding curves at Zhengzhou at 20:00 BT 8 (c) July 2016 |
为了解强降水发生前的大气环境特征，选取8日20时郑州探空进行分析(图 3c)。强降水发生前对流有效位能达到2718.2 J·kg-1，而对流抑制能量只有16.6 J·kg-1，基本可以忽略。抬升凝结高度在950 hPa附近，自由对流高度也低至910 hPa，20时的地面露点温度达到25℃，大气可降水量达到57.2 mm，这表明沿着台风外围从南海输送过来的东南气流不仅为中尺度对流系统的发展提供了有力的条件不稳定环境，还为此次降水提供了水汽。
2 中尺度系统的发生发展虽然7月8日夜间的天气形势和中尺度环境特征都有利于豫北强降水的发生，但特大暴雨只发生在新乡地区，而局地的强降水一般都是中小尺度系统造成的，因此进一步利用雷达、卫星资料对中尺度系统的发生发展过程进行分析。
发生发展阶段(8日23时至9日02时) 23时，对流系统初生时，云盖较暖，TBB均高于-52℃。雷达回波图上(图略)，沿着太行山分散着一些弱回波，这些回波与太行山脉走向一致，呈东北—西南向，降水强度在1 mm·h-1左右，回波可能是由于地形抬升作用引起。单纯由太行山地形引起的降水，一般不会超过10 mm· h-1(王丽荣等，2013)。在这些弱回波东北侧的鹤壁地区，由于地面西北和东南辐合线作用对流云团MβCS-A触发并迅速发展。00时(图 4a)，云盖向东偏南方向扩展，-42℃范围扩大，雷达回波中，MβCS-A略往南压，受其影响，淇县出现了60 mm·h-1的强降水，在MβCS-A的西南侧，原来沿山的弱回波地区有对流系统MβCS-B生成；02时(图 4b)，MβCS-A减弱消散，众多MγCS从西南、偏南、偏东方向汇入了MβCS-B，MβCS-B面积增大，回波增强，中心强度达到52 dBz，云系由松散的云团逐渐发展成为密实的团状结构，云团中出现小于-52℃的云顶亮温。
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图 4 2016年7月9日00—09时雷达组合反射率(阴影)与同时刻云图TBB(等值线，单位：℃)叠加 (a)00时，(b)02时，(c)03时，(d)04时，(e)05时，(f)07时，(g)08时，(h)09时(箭头代表新生单体) Fig. 4 Composite reflectivity (shaded area) and the FY-2D satellite TBB (contour, unit: ℃) at the same time from 00:00 BT to 09:00 BT 9 July 2016 (a) 00:00 BT, (b) 02:00 BT, (c) 03:00 BT, (d) 04:00 BT, (e) 05:00 BT, (f) 07:00 BT, (g) 08:00 BT, (h) 09:00 BT (arrow: newly-generated cell) |
成熟阶段(9日03—08时)云团发展面积增大，小于-52℃的面积也随之增加，云团演变成圆形，随着时间推移，云团缓慢向东南方向移动，这种云形结构是导致河南出现对流性暴雨的中尺度对流系统的常见类型(苏爱芳等，2013)。从雷达回波看(图 4c，4d，4e，4f)，对流回波带被大片层状云降水回波所包裹，反射率因子大值区从冷云盖中心移到其左后方，即从TBB低值中心移动到TBB梯度大值区，而层状云降水区由系统移动方向的后方转移到系统移动方向的前方，即由尾随层状云转变成前导层状云降水型，这是产生极端强降水的后向传播中尺度对流系统(后向建立中尺度对流系统)的典型特征之一(张家国等，2015)。结合环境流场分析，风暴承载层为东南风，新单体不断从强回波上风方生成并入MβCS-B，表明中尺度对流系统以后向传播为主，整个对流系统移动开始变得缓慢，甚至处于准静止状态。
从回波演变来看强回波开始呈现涡旋状旋转。03时，MβCS-B中40 dBz的回波已经出现涡旋状，在40 dBz的回波区域内凌乱地散落着一些45 dBz的γ中尺度小对流单体(图 4c)，这些小的单体回波尺度在5 km左右；04时，涡旋状回波北端和南端45 dBz的回波分别出现了东西向排列的迹象(图 4d)，从剖面图(图 5a)可以看出，这些γ尺度的对流基本还是独立发展的，水平尺度达到10 km，较前一时刻有所增长，对流高度在3 km以下；05时，对流单体开始合并，并且有组织地涡旋状旋转，涡旋的开口由西南向逆时针旋转为正南向(图 4e)，合并后的MβCS-B进一步加强(图 5b)，45 dBz的回波高度发展到3 km以上，还出现了大于50 dBz的强回波；到07时MβCS-B的涡旋结构最为明显(图 4f)，涡旋回波带后部有类似缺口的弱回波区，弱回波区出现的同时，对流发展到最旺盛阶段，强回波主体都达到4 km(图 5c)，弱回波区与涡旋回波前端交汇处出现一个强度达到57 dBz的回波中心，造成新乡地区出现了本次降水过程的最强雨强111.1 mm·h-1。08时，弱回波区伸入到MβCS-B内部，受其影响涡旋回波带出现了断裂，断裂后的南北两支回波带强度均减弱(图 4g)，45 dBz的回波均降到了3 km以下，北支回波带还出现了分裂(图 5d)。
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图 5 2016年7月9日04时沿图 4d中A-A′-A′′-A′′′(a)，05时沿图 4e中B-B′-B′′-B′′′(b)，07时沿图 4f中C-C′-C′′-C′′′-C′′′′(c)，08时沿图 4g中D-D′-D′′-D′′′做反射率垂直剖面 Fig. 5 Vertical cross-sections of reflectivities along the A-A′-A′′-A′′′ direction in Fig. 4d at 04:00 BT (a), along the B-B′-B′′-B′′′ direction in Fig. 4e at 05:00 BT (b), along the C-C′-C′′-C′′′-C′′′′ direction in Fig. 4f at 07:00 BT (c) and along the C-C′-C′′-C′′′-C′′′′ direction in Fig. 4g at 08:00 BT 9 July 2016 |
由图 5可以看出，整个降水过程中，40 dBz以上的强回波都集中在5 km以下，质心位置低，结合郑州站的探空(图 3c)可知，8日20时的0℃高度约5300 m，抬升凝结高度约950 m，云体的主要部分均在0℃以下，为对流暖云主导型降水，而且暖云层厚度达4350 m，非常有利于高降水效率的产生，从而造成了本次强降水过程。
消散阶段(9日09时以后)(图 4h)圆形云盖解体，-52℃面积消失。回波图中，弱回波区不断向前伸展、扩大，MβCS-B强度继续减弱。虽然10时(图略)，回波在南压过程中经过水源地黄河时略有增强，但维持时间短，影响区域小，并没有阻止整个系统走向消亡。11时，大片层状云回波出现了断裂，结构变得松散，降水减弱，12时以后，豫北降水基本结束。
从造成豫北部强降水的MβCS特征来看，卫星云图中表现为一个圆形的云团，云团移动速度缓慢，强降水出现在TBB低值中心以及TBB梯度大值区；雷达图中，后向传播方式的中尺度对流系统移动缓慢处于准静止状态，涡旋状回波带中的对流单体之间合并导致对流不断加强，随着弱回波区的建立表现出明显的冷暖锋结构，而涡旋状旋转造成的列车效应则导致强降水在新乡地区长时间维持；整个过程冷云盖的TBB最低值也只有-59℃，对应雷达剖面中强回波也主要集中在4 km以下，属于降水效率高的“低质心”对流暖云主导型降水。
3 冷池的形成与演变自动站资料分析显示，由于前期局地对流降水影响，在河南西北部出现了4℃以上的降温(图 6a)，在该地区形成一冷池。后期由于对流云团后部尾随层状云降水影响，冷池稳定维持。利用地面24℃特征温度线和地面冷出流边界随时间的变化代表冷池的动态演变。从图 6b可以看到，从8日22时到9日08时，冷出流边界和特征温度线缓慢向南移动，这与中尺度对流系统在云图及雷达图中移动特征一致。
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图 6 2016年7月8日20时(a)地面过去3 h变温分布，(b)8日22时至9日08时地面24℃特征温度线(红色等值线)和地面冷出流边界演变(黑色星划线) Fig. 6 Distribution of 3 h air temperature change at 20:00 BT 8 (a), evolution in the 24℃ characteristic line (red contour) and the boundary of cold outflow (black star dashed line) from 22:00 BT 8 to 08:00 BT 9 (b) July 2016 |
大尺度天气形势和环境场为中尺度对流系统的生成提供了有利的环境条件，但是中尺度对流系统发生最关键的因素是触发条件。统计表明(王丽荣等，2013)，虽然夜间至09时在太行山东麓由于地形造成的地面辐合比较明显，但是，对应的降水过程并不多，这主要是由于这一阶段低层辐射逆温比较强，大气层结相对稳定，以至于地形引起的弱地面辐合无法触发对流。
由地面温度场(图 7)发现，由于冷平流的输送，导致MβCS-B所在的区域地面气温较两侧明显偏高，形成中尺度温度梯度。从温度平流和风场的分布来看，有两股冷空气分别沿着西北路径和东北路径南下：B1是从西北部南下的中尺度冷性气流，在MβCS-B上游的晋冀豫交接地区由于前期局地对流降水和后期对流云团后部尾随层状云降水影响，该地区形成温度低于18℃的冷空气堆，以林州站为例(图 2)，该地区自20时出现层状云降水，雨滴从云底落至地面过程中因蒸发对环境温度冷却作用，产生了中尺度冷性气流B1；B2是MβCS-A对流性强降水产生的冷池出流，云梦山东侧的淇县在00时产生了60 mm·h-1的短时暴雨(图 2)，其出流为偏东风，受云梦山阻挡后转为与沿云梦山东侧地形一致东北风进入新乡地区。B1和B2进入新乡地区后，MβCS-B形成的地区较周边地区气温明显偏高，引起地面气压下降，温压场不平衡，在气压梯度力的作用下，该处地面空气辐合出现γ中尺度辐合线，随后触发MβCS-B(图 4a)，因此，由层状云和对流性降水产生的冷池出流形成的中尺度温度梯度导致地面辐合可能是触发对流发展的重要原因。
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图 7 2016年7月9日00时地面温度平流(阴影，单位：10-6 K·s-1)、温度场(红虚线等值线，单位：℃)和风场叠加图 (“B”：MβCS-B的位置；B1、B2：地面风场流线；红实线：γ中尺度辐合线) Fig. 7 Surface temperature advection (shaded area, unit: 10-6 K·s-1), temperature field (red dashed contour, unit: ℃) and wind overlay chart at 00:00 BT 9 July 2016 ("B": position of MβCS-B; B1, B2: surface wind stream; solid red line: position of meso-γ scale surface convergence line) |
从θse分布图(图 8)中可以明显看到冷池贯穿了对流发展的整个过程，冷池出流与来自黄海、渤海的高能暖湿气流形成了一条东北—西南走向的θse密集带，Parker and Johnson(2004)指出层云降水的蒸发冷却作用，会导致低层大气变冷、变湿，使低层温度梯度增大、大气不稳定增强。结合相同时刻的回波分布(图 4)可以看到，在强回波对应的位置为θse的密集区，表明此处大气极不稳定，易造成强降水。03—08时，θse的密集区的位置稳定少动，有研究表明，对流产生的冷池出流产生类似重力波的作用(Simpson，1997)，将逆流而上的东南入流向相反方向缓慢推进，而这个过程是影响对流系统缓慢移动甚至保持静止的重要因素。
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图 8 2016年7月9日03—08时假相当位温(阴影)、锋生函数(等值线，单位：10-10 K·s-1·m-1)风场叠加图 (a)03时，(b)04时，(c)05时，(d)06时，(e)07时，(f)08时 Fig. 8 The potential pseudo-equivalent temperature (shaded area), frontogenesis function (counter, unit: 10-10 K·s-1·m-1) the wind field (barb) from 03:00 BT to 08:00 BT 9 July (a) 03:00 BT, (b) 04:00 BT, (c) 05:00 BT, (d) 06:00 BT, (e) 07:00 BT, (f) 08:00 BT |
θse水平梯度随时间增大为锋生过程，反之为锋消过程(段旭等，2018)。为了定量衡量θse水平梯度随时间的变化，采用锋生公式(陶诗言等，2008)
| $ \begin{align} & F=-\frac{1}{\left| \nabla {{\theta }_{\text{se}}} \right|}\left[ {{\left(\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x} \right)}^{2}}\frac{\partial u}{\partial x}+{{\left(\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y} \right)}^{2}}\frac{\partial v}{\partial y}+ \right. \\ & \left. \frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x}\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y}\left(\frac{\partial v}{\partial x}+\frac{\partial u}{\partial y} \right) \right]- \\ & \frac{1}{\left| \nabla {{\theta }_{\text{se}}} \right|}\left(\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial x}\frac{\partial \omega }{\partial x}+\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial y}\frac{\partial \omega }{\partial y} \right)\frac{\partial {{\theta }_{\text{se}}}}{\partial p} \\ \end{align} $ |
式中，F表示总锋生，右侧两项分别为水平锋生项和垂直锋生项，由于地面垂直速度无观测资料，文中仅计算水平锋生项。
图 8中显示锋生函数与θse水平梯度密集区相对应，锋生区呈西南—东北向带状分布，随着冷池向南渗透，锋生也逐渐加强，对应回波演变来看，无论是中尺度对流系统的发展阶段还是成熟阶段，在对流系统的南侧都有新单体生成并入，水平锋生主要由水平风场汇合造成，水平锋生一方面提供水汽输送，另一方面加强辐合抬升，这种锋生抬升作用可以将高能暖湿气流抬升并触发深对流，对流不断合并使得中尺度对流系统能维持和发展。此外，研究表明，强降水必然产生强烈的潜热释放，由地面降水资料估算的对流潜热加热率中心最大值甚至可以达到大尺度的2倍(雷蕾等，2017)，强降水的潜热释放可增强该地区的热力不连续性，广义位温的水平梯度加大，产生明显的锋生(赵强等，2017)，而锋生又有利于雨强的加强(郭英莲等，2014)，这种强降水与锋生的正反馈过程也可能是本次强降水过程得以长时间维持的重要机制之一。08时以后，冷池继续南移，且速度快于中尺度对流主体，进而阻断暖湿气流抬升，最终导致对流减弱。
以上分析可以看到，冷池贯穿了对流发展的整个过程，且冷池出流与环境风场形成的假相当位温密集带为对流系统提供不稳定能量；冷池出流可能产生类似重力波的作用，导致θse密集区的位置稳定少动；而中尺度对流系统的上风方即冷池出流南侧由于锋生作用将暖湿空气抬升并不断触发新对流，这种后向传播方式导致中尺度对流系统移动缓慢处于准静止状态。
5 对流单体组织化发展原因分析地面风场观测资料发现，从9日03时(图 9a)，新乡地区有一个中尺度涡旋流场出现，随后的5 h里，该流场稳定维持。对应相同时刻的回波演变来看，9日03—08时，众多γ中尺度对流单体从凌乱散落的状态(图 4c)发展成有组织的涡旋状旋转(图 4e)，将回波与地面风场分布进行对比可知，涡旋状MCS与该中尺度涡旋流场在位置上有很好的对应关系，因此，该地面流场很可能导致了对流单体有组织的涡旋状排列。为进一步确认二者在强度上的关系，用涡度衡量该流场的旋转程度，用小时降水量代表回波强度，由图 9g看出，涡度的强度与降水强度变化趋势一致，这些证据表明，在地面观测中看到的中尺度涡旋流场使得对流单体组织化并发展成为涡旋状对流系统。
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图 9 2016年7月9日03—08时(a—f)地面涡度(实线，单位：10-5·s-1)与其后1 h降水量(阴影)、地面风场的叠加、涡度与其后1 h最大降水量逐时演变(g)(a)03时，(b)04时，(c)05时，(d)06时，(e)07时，(f)08时 (A1，A2，B1，B2：地面风场流线；虚线方框：中尺度涡旋流场中心区) Fig. 9 Surface vorticity (solid line, unit: 10-5·s-1), the wind field (barb) and subsequent precipitation (shaded area) after 1 h from 03:00 BT to 08:00 BT 9 July 2016 (a-f), time-variation of surface vorticity and subsequent maximum precipitation after one hour (g) (a) 03:00 BT, (b) 04:00 BT, (c) 05:00 BT, (d) 06:00 BT, (e) 07:00 BT, (f) 08:00 BT (A1, A2, B1, B2: surface wind stream; dotted box: mesoscale vortex) |
这个涡旋流场是如何生成的呢？8日20时地面图(图略)中高压位于东海北部，A1是一支来自高压底部的偏东气流，从黄海北部进入华北平原，A2则是来自黄海南部的东南气流(图 9a)；由前面的分析可知，B1和B2是由降水产生并受地形影响的两支中尺度气流。与B1和B2相比，A1和A2均为暖性，其中A2来自黄海南部温度略高于来自黄海北部的A1，在地面大尺度环境流场、前期降水中尺度气流以及复杂地形共同作用下，多支边界层气流的交汇是地面中尺度涡旋流场形成的可能原因。
6 水汽输送特征分析产生暴雨的条件之一是要有充足的水汽供应，而地面水汽通量能直观地反映低层水汽输送等中小尺度特征(王国荣等，2010)。水汽通量的分布(图 10)反映了本次过程边界层的水汽输送有三条通道：偏北、偏东以及东南路径，偏东以及东南路径都是来自洋面的暖湿气流，而偏北路径是由于上游层云降水的蒸发冷却作用导致低层大气变湿，也成为本次强降水过程的水汽来源地之一。多条水汽通道输送加上小尺度气旋性涡度环流发展导致输送过来的水汽更容易在新乡地区汇合集结，在新乡地区形成了水汽通量辐合中心。不同时刻，各水汽通道的贡献也不一样：05—07时(图 10a、10b、10c)，三条通道同时输送水汽至新乡地区，其中05和07时，水汽通量散度中心值最大，达到-80×10-7 g·cm-2·hPa-1·s-1，其后1 h对应的降水分别为111.1和101.1 mm·h-1，而这两个时刻，偏北路径的水汽通量是最大的，说明湿冷的冷池也是本次过程的重要水汽来源；08时(图 10d)，随着冷堆的扩散，水汽通量散度中心也分裂成两个，偏东风成了北边辐合中心，也就是图 5 d中DD′区域的水汽来源，偏东风和东南风共同成为南边辐合中心，即图 5d中D′′D′′′区域的水汽来源。
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图 10 2016年7月9日05—08时地面水汽通量(矢量，单位：g·cm-1·hPa-1·s-1)和水汽通量散度(阴影，单位：10-6 g·cm-2·hPa-1·s-1)的空间分布 (a)05时，(b)06时，(c)07时，(d)08时 Fig. 10 Spatial distribution of vapor flux (vector, unit: g·cm-1·hPa-1·s-1) and divergence of vapor flux (shaded area, unit: 10-6 g·cm-2·hPa-1·s-1) on the surface from 05:00 BT to 08:00 BT 9 July 2016 (a) 05:00 BT, (b) 06:00 BT, (c) 07:00 BT, (d) 08:00 BT |
当特殊地形对冷池的移动产生影响时，中尺度对流系统结构、传播也将发生变化。张文龙等(2014)研究表明复杂地形与冷池出流作用相结合，影响了γ中尺度强降水中心的变化；张家国等(2015)发现大别山山脉对雷暴冷池的阻挡导致冷空气在山前堆积并形成回流，回流使中尺度对流系统传播方向发生改变。一般而言，雷暴的移动方向与风暴承载层平均风方向有关，由8日夜间雷达风廓线得知，风暴承载层平均风大致为东南风，而冷出流边界向东南偏南方向移动，这与平移方向有很大偏差，分析发现主要是由于太行山和环境风的共同阻挡，使得冷池得以在山前积聚并沿山向南移动(图 6b)，导致对流单体也随之后向传播，后向传播与平移抵消结果是中尺度对流系统处于缓慢移动甚至准静止状态。
另外，山体之间的谷地对本次降水的形成也很重要。新乡左侧云台山主峰1308 m，右侧云梦山主峰577 m，两山之间地势相对较低，特殊地形形成狭管效应，构成地面中尺度冷堆南下的重要通道(图 11)。由于峡谷效应，经过山谷的风发生了变化，风向与峡谷走向一致，由西北偏西风(WNW)转为西北偏北风(NNW)(图 11a)，风速也明显增大(图 11b)，一方面有助于冷池南移，另一方面这支气流也是促成了地面中尺度涡旋环流形成的重要因素。
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图 11 2016年7月9日04时西北风、与地形(阴影)叠加图(a)、区域A与区域B中|v|随时间变化曲线(b) Fig. 11 Northwest wind and terrain (shaded area) (a) at 04:00 BT 9 July 2016, time-variation of the average |v| of area A and area B (b) |
本文利用常规观测、新一代天气雷达、FY-2E卫星云图、地面加密观测资料等分析新乡地区持续强降水的发生发展机制，得到以下主要结论：
(1) 豫北部位于低涡东南象限，属于深厚的辐合上升区，台风尼伯特与其东侧副热带高压之间的东南气流不仅为此次降水提供了水汽，还为中尺度对流系统的发展提供了有力的条件不稳定环境。
(2) 成熟阶段的MβCS在卫星云图中表现为一个圆形的云团，云团移动速度缓慢，强降水出现在TBB低值中心以及TBB梯度大值区；雷达图中，后向传播方式的中尺度对流系统移动缓慢处于准静止状态，涡旋状回波带中的对流单体之间合并导致对流不断加强，组织化的涡旋状旋转则导致强降水在新乡地区长时间维持，属于降水效率高的“低质心”对流暖云主导型降水。
(3) 由层状云和对流性降水产生的冷池出流形成的中尺度温度梯度导致γ中尺度辐合线出现，进而触发了对流。冷池贯穿了对流发展的整个过程，且冷池出流与环境风场形成的假相当位温密集带为对流系统提供不稳定能量；冷池出流可能产生类似重力波的作用，导致θse密集区的位置稳定少动；而中尺度对流系统的上风方即冷池出流南侧由于锋生作用将暖湿空气抬升并不断触发新对流，这种后向传播方式导致中尺度对流系统移动缓慢处于准静止状态。湿冷的冷池是本次强降水过程近地层水汽来源地之一。
(4) 中尺度涡旋环流使得对流单体组织化并发展成为涡旋状对流系统。地面大尺度环境流场、前期降水中尺度气流以及复杂地形共同作用下，多支边界层气流的强烈辐合是中尺度涡旋环流的可能成因。
(5) 由于太行山的阻挡作用，导致冷池朝着承载层平流相反的方向运动，中尺度对流系统一直沿着冷池边界朝着上风方传播，后向传播与平移抵消结果是中尺度对流系统处于准静止或缓慢移动状态，导致不同生命阶段的单体移到新乡地区，产生持续性强降水。山体之间的谷地对本次降水的形成也很重要，一方面有利于冷池南移，另一方面也成为地面中尺度涡旋环流提供了不可或缺的一支西北气流。
地形抬升成云致雨有利于山脉附近降水的增大，而由于地形阻挡，雷暴冷池向上风方运动导致的最大降水不一定落在山脉附近，大多数情况下可能落在离山脉更远的地方，这与之前人们对地形抬升的认识有所不同(张家国等，2015)，本次过程亦是如此，强降水落在了距离太行山大概40 km远的新乡地区。Xu et al(2012)在研究台湾西南部一次极端暴雨过程中发现，最大降水出现在海岸线附近，而不是中央山脉附近，最后证明是冷池造成的地形延伸效应，本次过程中的冷池是否具有相同的效应还需进一步研究。另外本文仅为个例研究，虽然新乡附近强降水过程较多，但局地小地形的谷地效应对强降水到底产生多大的作用还有待今后更多统计个例或者要通过细致的敏感性模拟试验进一步研究。
地面加密自动站能很好地捕捉中小尺度天气系统，本研究重点利用地面加密自动站资料从观测角度详细分析了此次极端降水冷池对中尺度对流系统触发维持机制，但尚缺乏对地形影响下中尺度对流系统发生、发展过程三维中尺度动力和热力结构特征的研究，该部分工作有望将来通过中尺度模式模拟的方式进一步开展。
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