2021, Vol. 47 
2. 上海市嘉定区气象局, 上海 201800；
3. 江苏省气象服务中心, 南京 210008；
4. 南京信息工程大学, 南京 210044；
5. 江苏省气象台, 南京 210008
2. Jiading District Weather Station of Shanghai, Shanghai 201800;
3. Jiangsu Meteorological Service Center, Nanjing 210008;
4. Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044;
5. Jiangsu Meteorological Observatory, Nanjing 210008
热带低压倒槽暴雨或热带气旋远距离暴雨的产生和发展除了与暖湿气流息息相关外，干冷空气作用也很重要。暖湿气流的抬升是触发台风暴雨的重要因素(尹东屏等，2011；任丽等，2019；陈博宇等，2020)。与西风槽相伴随的冷空气与暖湿气流之间形成流场辐合切变线，触发辐合线上的中尺度扰动(李志楠等，2000；张经珍等，2000；赵宇等，2005；2011；2016；陈有利等，2019)，干冷空气入侵不仅引发中小尺度对流发展，使降水加强，还会延长降水时间(Browning and Golding, 1995；Browning，1997；仇永炎，1997；朱洪岩等，2000；崔晶和张丰启，2002；濮梅娟等，2002；郭英莲和徐海明，2010；王丽芳等，2013a)。冷空气与台风结合后往往通过影响台风的热力和动力结构，进而导致暴雨(程正泉等，2005；朱佩君等，2003；李英等，2006；董美莹等，2009)。台风或台风倒槽受冷空气影响，往往有利于降水增幅(于玉斌和姚秀萍，2000；吴海英等，2014；陈鹏等，2017；王丽芳，2013)。热带低压倒槽大暴雨发生在E指数能量锋区南侧高温高湿的对流不稳定区，低层湿位涡分布能较好指示高低纬冷暖空气的活动和暴雨区的湿斜压性，大暴雨发生在MPV1零等值线靠近负值区一侧，MPV2负值强弱与降水强弱成正比(王丛梅等，2005；王丽芳等，2013b)。
江苏地处中纬度沿海，遭受台风正面登陆袭击不多，但受台风倒槽的影响比较多(钱维宏等，1990)。当台风或热带低压中心位置还在华南沿海时，北伸倒槽就开始影响华东地区北部，引发降水，特别是与西风槽或冷空气结合时，能够诱发更强的降水(张芹等，2008)，给人民生命财产造成了严重的影响。受2000年台风派比安倒槽影响，江苏淮北地区出现大暴雨、部分地区特大暴雨，大暴雨中心盐城市响水县24 h雨量达到830.3 mm。2012年台风海葵倒槽与冷空气结合，江苏淮北地区再次出现大暴雨、局部特大暴雨，大暴雨中心响水县24 h雨量达到507.8 mm(潘婧茹等，2016)。由于热带低压倒槽暴雨或台风暴雨受中低纬多个系统相互作用，影响机理复杂，一直是预报业务中的难点(于玉斌和姚秀萍，2003；高拴柱等，2018；徐道生等，2020；危国飞等，2021)。本文利用WRF v3.3系统对2011年7月11—13日江苏淮河以南地区热带低压倒槽大暴雨过程进行多种敏感性试验，旨在揭示中纬度干冷空气对热带低压倒槽暴雨的影响机制，为此类暴雨预报提供有益的参考。
1 天气实况 1.1 降水实况2011年7月11—13日，受南海热带低压倒槽和西风带槽后干冷空气的共同影响，苏皖两省淮河以南地区出现持续性大暴雨，江苏大暴雨区域位于江淮之间和沿江地区(图 1a)，部分地区累计雨量在200 mm以上，部分县市达到250 mm以上，其中海安县达到301.9 mm。连日强降水使江苏江淮之间和沿江江河湖库水位暴涨，大部分城镇出现严重内涝，给工农业生产和人民生活造成了严重影响。
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图 1 2011年7月(a)11日08时至14日08时累计降水量分布, (b)12日20时环流综合图 (图 1b中等值线代表500 hPa高度场, 单位: dagpm；黑色粗实线表示500 hPa槽线；风向标和阴影分别代表850 hPa风场和急流；粗虚线表示850 hPa倒槽辐合线；D表示热带低压及中尺度低涡中心) Fig. 1 (a) Accumulated precipitation distribution from 08:00 BT 11 to 08:00 BT 14 July, (b) atmospheric circulation at 20:00 BT 12 July 2011 (In Fig. 1b contour represents height field at 500 hPa, unit: dagpm; thick black solid line denotes trough line at 500 hPa; wind barbs and shaded areas represent wind field and LLJ at 850 hPa, respectively, unit: m·s-1; thick dashed line represents inverted trough convergence line at 850 hPa; D sign represents the center of tropical depression and mesoscale vortex) |
暴雨产生在有利的环流背景下，在500 hPa上蒙古冷涡维持，南侧不断有低槽发展东移，带动干冷空气持续自贝加尔湖扩散南下，影响江淮地区(图 1b)。850 hPa上南海热带低压受赤道东风气流引导缓慢西行，倒槽自广东、江西、安徽伸向江苏北部。副热带高压偏北偏东，热带低压与副热带高压之间存在偏南风低空急流，淮河以南地区处在副热带高压西南侧的偏南气流中，冷暖空气在倒槽顶部附近交汇。200 hPa高空偏西急流核不断向东部沿海传递，急流南侧的风场辐散使低层倒槽稳定在江苏沿淮地区，低空急流增强并缓慢向北移动。12日副热带高压加强西伸，倒槽顶部有中尺度低涡生成(王丽芳等，2013b)，随着低涡加强，降水增强。所以，本次大暴雨过程是在高低空有利的环流背景下发生的。
2 模式及试验方案设计 2.1 模式简介运用WRF v3.3模式系统，采用双向两层嵌套网格，粗、细网格水平分辨率分别为30 km、10 km，粗网格格点数为129×115，细网格格点数为184× 154，模拟区域中心位置为33°N、120°E，垂直方向为27层。模式初始场和侧边界条件使用NCEP/NCAR(1°×1°)全球客观再分析资料。微物理过程使用Ferrier(new Eta)方案，积云参数化方案为浅对流Kain-Fritsch方案，陆面过程采用Noah方案，边界层方案为YSU方案，大气长波辐射选用RRTM方案，太阳短波辐射采用Dudhia方案，近地面层采用Monin-Obukhov方案。模式从11日20时开始积分，积分时间为48 h，积分步长为180 s。模拟过程中粗网格3 h输出一次结果，细网格1 h输出一次结果。
2.2 控制试验模拟结果模式控制试验预报的降水场和环流场与实况场基本一致。模式较好地模拟出11日20时至13日20时的强降水区域和雨带走向，模拟48 h江苏境内雨量最大值为220 mm，中心位于32.4°N、120.6°E，与实况48 h累计降水大值中心沿江地区靖江(220.7 mm)、如皋(205.8 mm) 对应。环流场上，对于低层热带低压倒槽及其顶部中尺度低涡、低空急流、中层蒙古冷槽和副热带高压、高空西风急流等主要影响系统，模式模拟结果与实况场基本吻合，各系统的发展演变过程也能够较好地再现。总体而言，模式预报能力较强，在此基础上进行敏感性试验研究，对本次暴雨过程进行分析。
2.3 敏感性试验方案设计干冷空气对暴雨影响的敏感性试验有关模式参数与控制试验一致。干冷空气的热力学属性包括湿度和温度两个方面，一般而言，中纬度西风槽后携带来自中高纬度的干冷空气，温度和湿度均相对较低，降温和降湿作用有利于暴雨区对流不稳定和斜压性增强(姚秀萍和于玉斌，2005)。以往研究大多通过改变初始场温度模拟分析不同强度冷空气对台风暴雨的影响(梁军等，2008；姚晨等，2019)，对于干冷空气湿度变化作用的研究相对较少。本文主要选取改变初始场相对湿度，模拟干冷空气湿度变化对于暴雨发生发展的作用，探讨不同强度的干冷空气对降水的影响。将相对湿度(RH)低于60%的区域作为干冷区，选择200~400、400~600和600~800 hPa分别代表对流层高层、中层和低层，将初始场不同层次干冷空气的相对湿度分别乘以系数0.5、0.2和1.5(相对湿度分别降低50%、80%和升高50%)，分别对应初始场干冷空气增强、大幅增强和减弱，敏感性试验设计了9种方案(表 1：试验编号为2~10)，以此分析不同层次干冷空气增强和减弱对应降水落区和强度的变化。
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表 1 2011年7月12日20时至13日20时数值试验江苏最大降水量比较 Table 1 Comparison of maximum accumulated precipitation in Jiangsu Province in the numerical experiments from 20:00 BT 12 to 20:00 BT 13 July 2011 |
干冷空气湿度的敏感性试验重点分析12日20时至13日20时江苏东部强降水时段，对流层高层、中层和低层干冷空气强度变化对暴雨的影响。
3.1 高层干冷空气对暴雨影响的数值试验高层干冷空气湿度变化敏感性试验2、3、4，分别将高层干冷空气相对湿度乘以系数0.5、0.2和1.5，试验结果与控制试验相比(图 2a)，雨带均为西南—东北走向，试验2和试验3雨量大于25 mm的区域位置基本相同，试验4大雨区北界稍偏南、范围略缩小。降水强度和位置变化不同，与控制试验相比，试验2相对湿度下降50%，干冷空气增强，暴雨中心雨量为120 mm，减小40 mm，中心位置东北移0.05经距、0.05纬距(图 2b)；试验3高层相对湿度下降80%，干冷空气大幅增强，暴雨中心雨量减小40 mm(图 2c)，中心位置东北移0.05经距、0.15纬距；试验4高层相对湿度升高50%，干冷空气减弱，暴雨中心雨量为170 mm，比控制试验增大10 mm，中心位置西北移0.55经距、0.35纬距(图 2d)。因此，对流层高层干冷空气湿度降低，暴雨中心强度明显减弱，中心位置稍向东北移动；干冷空气相对湿度升高，暴雨中心强度略有增大，中心位置明显向西北移动。表明对流层高层干冷空气加强不利于降水加强，一定湿度的干冷空气对降水有利。
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图 2 2011年7月12日20时至13日20时降水量分布 (a)试验1, (b)试验2, (c)试验3, (d)试验4, (e)试验5, (f)试验6, (g)试验7, (h)试验8, (i)试验9, (j)试验10 Fig. 2 The 24 h accumulated precipitation distributions from 20:00 BT 12 to 20:00 BT 13 July 2011 (a) Experiment 1, (b) Experiment 2, (c) Experiment 3, (d) Experiment 4, (e) Experiment 5, (f) Experiment 6, (g) Experiment 7, (h) Experiment 8, (i) Experiment 9, (j) Experiment 10 |
中层干冷空气湿度变化敏感性试验5、6、7，分别将中层干冷空气的相对湿度乘以系数0.5、0.2和1.5，试验结果与控制试验相比，雨带位置和走向基本一致，但暴雨强度和位置变化明显。试验5中层相对湿度下降50%，暴雨中心雨量为230 mm，比控制试验增大70 mm，中心位置东北移0.1经距、0.2纬距(图 2e)；试验6中层相对湿度下降80%，暴雨中心雨量为190 mm，比控制试验增大30 mm，但比试验5减小40 mm，中心位置东北移0.15经距、0.1纬距(图 2f)；试验7中层相对湿度升高50%，暴雨中心雨量比控制试验减小10 mm，中心位置西北移0.05经距、0.95纬距(图 2g)。可见，对流层干冷空气增强有利于降水增强，暴雨中心稍向东北移，但湿度过低，不利于暴雨中心雨量继续增幅。中层干冷空气减弱，暴雨中心强度略有减弱，中心位置明显西北移。
3.3 低层干冷空气对暴雨影响的数值试验低层干冷空气湿度变化敏感性试验8、9、10，分别将低层干冷空气的相对湿度乘以系数0.5、0.2和1.5。试验结果与控制试验相比，雨带走向基本一致，位置有所变化。试验8、9干冷空气增强，120°E处大雨区北界位于33.3°N，比控制试验偏南0.3纬距。试验10干冷空气减弱，120°E处大雨区北界在33.9°N，比控制试验偏北0.3纬距。从暴雨中心强度和位置来看，试验8低层干冷空气增强，暴雨中心雨量为190 mm，比控制试验大30 mm，中心位置东南移0.1经距、0.1纬距(图 2h)；试验9低层干冷空气大幅增强，暴雨中心雨量为230 mm，比控制试验增大70 mm，比试验8增大40 mm，小时雨强显著增大，1 h最大雨量达到68 mm，暴雨中心位置东南移0.25经距、0.1纬距(图 2i)；试验10干冷空气明显减弱，暖湿空气势力加强，暴雨中心雨量为120 mm，比控制试验减小40 mm，中心位置西北移0.1经距、0.85纬距(图 2j)。可见对流层低层干冷空气增强，雨带南压，暴雨中心东南移，降水增强，干冷空气愈强，暴雨增幅愈大；干冷空气减弱，雨带北抬，暴雨中心西北移，降水减弱。
通过上述分析可知，对流层高层干冷空气加强，对降水不利，一定湿度的干冷空气对降水有利；对流层中低层干冷空气增强有利于降水增强，但中层干冷空气湿度过低不利于暴雨继续增幅；低层干冷空气愈强降水愈强。低层干冷空气变化还影响雨带的南北摆动，干冷空气增强，雨带南移，暴雨中心东南移；干冷空气减弱，雨带北抬，暴雨中心西北移。
4 干冷空气对暴雨影响的动力热力机制探讨 4.1 干冷空气对高低空散度的影响分析低层辐合上升、高层辐散抽吸对于强降水的形成具有十分重要的作用。不同数值试验雨带位置和暴雨中心强度不同，可能与冷空气强度改变后高低空散度动力配置(以下简称动力配置)不同有关，下文通过分析强降水时段高低空散度场和垂直运动场，探讨干冷空气湿度变化对暴雨影响的动力机制。
控制试验，降水变化与高低空散度和垂直运动密切相关，随着高低空散度动力配置形成，降水不断增强。13日05时之前，暴雨区上空500 hPa附近为辐散，700 hPa附近为弱的辐合，降水很弱，06时出现带状的辐散辐合带，但强度较弱，对应雨强小于10 mm·h-1。07时550 hPa以下辐合增强为-60×10-5 s-1，其正上方辐散增强为75×10-5 s-1，动力配置逐渐形成，垂直上升区速度超过3.0 m·s-1，雨强增大为36 mm·h-1。08时低层辐合和高层辐散中心继续增强为-90×10-5 s-1和90×10-5 s-1 (图 3a)，动力配置达到最强，狭长的垂直上升区加强中心为3.5 m·s-1，对应雨强也达到最大52 mm·h-1。之后，动力配置逐渐减弱，800 hPa 以下转为辐散，降水逐渐减弱，09时雨强减弱为27 mm·h-1，10时减弱为13 mm·h-1，11时以后减弱至5 mm·h-1以下。07—09时，25 mm·h-1以上的短时强降水(以下简称强降水)维持了3 h。可见，高层辐散和低层辐合动力配置的形成，持续的高层辐散抽吸作用使低层辐合和垂直上升运动持续增强，为强降水的产生和暴雨增幅提供了动力条件。
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图 3 同图 2，但为13日08时沿暴雨中心所在经度的散度(等值线，单位：10-5 s-1)和垂直速度(填色)垂直剖面 Fig. 3 Same as Fig. 2, but for the vertical cross sections of divergence (contour, unit: 10-5 s-1) and vertical velocity (colored) along the longitude of heavy rain center in different experiments at 08:00 BT 13 July 2011 |
对应强降水时段，各种敏感性试验暴雨区上空基本都形成了高层辐散、低层辐合耦合的动力配置，但动力配置的位置和强度存在一定差异。改变高层干冷空气强度与控制试验比较分析，试验2高层干冷空气相对湿度降低50%，动力配置形成时间滞后1 h、位置北移至32.45°N，低层辐合比控制试验弱，13日08时辐合中心为-60×10-5 s-1(图 3b)，强降水共维持了2 h(08—09时)，最大雨强为32 mm·h-1，累计降水量比控制试验小；试验3将干冷空气湿度降低80%，低层辐合减弱和位置北移更明显，辐合中心维持在-45×10-5 s-1(图 3c)，位于32.6°N，尽管强降水也维持了3 h(07—09时)，但最大小时雨强为42 mm·h-1，累计降水量比控制试验小，累计降水量也比控制试验小；试验4将干冷空气湿度提升50%，动力配置形成时间提前1 h、位置略南移，辐合、辐散中心分别为-60×10-5 s-1和60×10-5 s-1(图 3d)，强降水共维持了4 h(06—09时)，累计降水量比控制试验大，但最大雨强(38 mm·h-1)比控制试验小。
改变中层干冷空气强度，试验5、6分别将中层干冷空气相对湿度降低50%和80%，与控制试验相比，动力配置位置略北移、形成时间提前1 h，垂直上升运动分别增强1 m·s-1和2 m·s-1，且上升区更宽、垂直伸展更高。13日08时，试验5高层辐散中心为75×10-5 s-1，强于低层辐合中心(-60×10-5 s-1，图 3e)，动力配置有利于强降水持续，07—10时连续4 h雨强超过30 mm·h-1，其中07—09时连续3 h雨强达到40 mm·h-1以上，最大小时雨强为52 mm·h-1，强降水持续时间和累计降水量均大于控制试验。试验6低层辐合和高层辐散均较强，中心值分别达-90×10-5 s-1和75×10-5 s-1(图 3f)，07—09时连续3 h雨强超过40 mm·h-1，最大为53 mm·h-1，累计降水量大于控制试验。与试验5相比，试验6相对湿度减弱幅度更大，干冷空气更强，对应动力配置和垂直上升速度更强，小时雨强更大，但强降水持续时间短，故累计降水量小于试验5。表明对流层中层干冷空气湿度太低，不利于强降水持续增幅。若入侵冷空气过强，虽然对流系统中能发展出强的垂直运动，但垂直运动维持时间短，不利于产生持续性强降水(姚晨等，2019)。试验7中层干冷空气相对湿度上升50%，动力配置略南移(图 3g)、形成时间滞后1 h，强度偏弱，对应降水强度也减弱，仅09时雨强为35 mm·h-1，其余均小于15 mm·h-1。
改变低层干冷空气强度，试验8、9分别将低层干冷空气湿度降低50%和80%，与控制试验相比，动力配置提前1 h形成、位置略南移，低层辐合维持在-75×10-5 s-1以上，高层辐散均大于75×10-5 s-1 (图 3h，3i)，高层辐散的抽吸作用有利于动力配置的维持，垂直上升速度大于4 m·s-1，降水明显增幅。试验9强降水维持了4 h，其中07—09时连续3 h雨强超过40 mm·h-1，13日08时达到68 mm·h-1，累计降水量和雨强均明显大于控制试验，同时也大于试验8。试验10干冷空气相对湿度上升50%，动力配置滞后1 h形成、位置北移至33°N、强度显著减弱，辐合中心最大值为-30×10-5 s-1，辐散中心小于15×10-5 s-1，垂直上升运动仅1 m·s-1，对应雨强明显减弱，最大为19 mm·h-1(10时)，其余均小于11 mm·h-1(图 3j)。
由上述分析可知，暴雨发生在低层辐合与高层辐散垂直叠加的狭长垂直上升运动区，暴雨强度不仅与高低空散度动力配置的强度有关，还与其维持时间有关。高层辐散强于低层辐合，较强的高层抽吸效应有利于动力配置的增强和维持，有利于垂直上升运动增强，触发短时强降水，造成累计降水量增大。高层干冷空气增强，动力配置减弱，对应强降水持续时间和雨强减弱，累计雨量减小，暴雨中心略东北移；中层干冷空气增强，动力配置和上升运动增强、位置北移、形成时间提前，对应降水增强，暴雨中心东北移；但中层相对湿度太低，不利于强降水持续增幅；低层干冷空气增强(减弱)，动力配置南移(北抬)、形成时间提前(滞后)，对应降水增强(减弱)，暴雨中心东南(西北)移。
4.2 干冷空气对能量锋的影响分析各数值试验能量锋区(假相当位温等值线密集区)均为东北—西南走向，位于江苏江淮地区，但锋区的位置和强度有所不同。暴雨出现在能量锋区东南侧高温高湿不稳定区，雨带走向与锋区走向一致。横穿控制试验和各敏感性试验能量锋区制作假相当位温垂直剖面图，分析干冷空气影响能量锋区的情况。
蒙古低槽携带干冷空气南下，能量锋区前缘不断向东南扩展，12日20时，控制试验假相当位温336 K以下的干冷气团位于34°N、118°E西北侧，324 K的冷中心位于700 hPa上空，348 K以上的暖湿气团位于33°N以南，能量锋区与等压面近乎垂直(图略)。13日08时，336 K等值线前缘南推到达33°N、119°E上空(图 4a)，324 K的冷中心移至35°N、117°E，对应降水也达到了最强。
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图 4 2011年7月13日08时假相当位温垂直剖面(单位：K) (a)试验1, (b)试验6, (c)试验9, (d)试验10 Fig. 4 Vertical cross-sections of pseudo-equivalent potential temperature (unit: K) in different experiments at 08:00 BT 13 (a) Experiment 1, (b) Experiment 6, (c) Experiment 9, (d) Experiment 10 |
各种敏感性试验改变干冷空气相对湿度，不同程度上影响能量锋的强度和位置。试验2、3、4改变高层干冷空气相对湿度，锋区强度和位置变化不明显(图略)。试验5、6中层干冷空气加强，冷中心假相当位温分别降低到322 K和320 K，冷空气前缘向东向南扩展，低层能量锋区增强(图 4b)，对应降水增强；试验7中层干冷空气相对湿度升高，冷空气主体北缩，低层能量锋区略减弱，对应降水减弱。试验8、9低层干冷空气增强，冷中心加强，假相当位温降至320 K以下，高度降至800 hPa，336 K等值线前缘明显比控制试验偏东偏南。强盛的干冷气团向东南入侵，叠加到低层暖湿气团之上，锋区强度和位置比控制试验明显增强和南移(图 4c)，对应小时雨强比控制试验显著增强，暴雨中心位置东南移；试验10低层干冷空气减弱，暖湿气团范围显著向西北扩展，低层锋区减弱北缩，对应降水减弱，暴雨中心位置西北移(图 4d)。
从上述分析可知，能量锋区受高层干冷空气影响不明显；能量锋区随中层干冷空气增强而增强，对应降水也增强；低层干冷空气加强南侵，能量锋区增强南移，对应降水增强，雨带南压，暴雨中心东南移；当干冷空气减弱北缩，低层暖湿空气主导，能量锋区减弱北抬，对应降水减弱，雨带北抬，暴雨中心西北移。
4.3 干冷空气对湿位涡的影响分析湿位涡(MPV)是表征了大气动力、热力和水汽作用的综合物理量，分析湿位涡的时空分布，可以较好地探讨强降水发生发展的物理机制。将湿位涡在等压面上展开为MPV1(湿正压项)和MPV2(湿斜压项)，一般绝对涡度为正值，当MPV1为负值，表示大气为对流不稳定，反之则为大气对流稳定；MPV2表征大气的湿斜压性。湿位涡单位为PVU(1 PVU=10-6 m2·s-1·K·kg-1)。MPV1正值可表征干冷空气活动(李耀辉和寿绍文，2000)，MPV2负值绝对值越大表明大气的斜压性越强，越有利于降水的产生(刘峰等，2011；钟利华等，2016；李静楠等，2016)。对流层高层MPV1正值区与低层MPV2负值区相互作用，有利于不稳定能量积累和释放(范学峰和席世平，2012)。下文利用模拟结果分析暴雨中心逐小时500 hPa的MPV1和800 hPa的MPV2变化与小时雨强的关系，揭示湿位涡对暴雨发生发展的影响机制。
控制试验对应强降水时段，暴雨中心上空中层(500 hPa)MPV1为正值，低层(800 hPa)MPV2为负值，分别代表对流层中层为对流稳定，低层为斜压不稳定，这种“上正下负”的垂直配置，有利于暴雨发生发展。12日22时开始，随着MPV1增大和MPV2减小，降水逐渐增大，至13日07时，MPV1和MPV2分别出现正、负峰值(以下简称峰值)，分别达到3.2 PVU和-0.9 PVU(图 5a)，对应降水显著增强，雨强达到36 mm·h-1，比06时增大了25 mm，13日08时，雨强出现最大值达到52 mm·h-1。MPV1和MPV2的峰值比雨强最大值提前1 h出现，表明受随着干冷空气影响，大气斜压性增强，降水增强，09时开始，随着MPV1和MPV2强度减弱，对应降水也减弱。
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图 5 同图 2，但为12日22时至13日12时暴雨中心逐时降水量(直方柱)，500 hPa MPV1(实线)和800 hPa MPV2(虚线)的时间变化 Fig. 5 Same as Fig. 2, but for time series of hourly precipitation (gray column), MPV1 at 500 hPa (solid line) and MPV2 at 800 hPa (dashed line) of heavy rain center from 22:00 BT 12 to 12:00 BT 13 July 2011 |
敏感性试验改变各层干冷空气相对湿度，暴雨中心湿位涡强度和演变趋势与控制试验不同。试验2和试验3高层干冷空气增强，MPV1和MPV2强度均比控制试验减弱(图 5b，5c)，表明中层对流稳定性和低层斜压性均减弱，对应小时雨强明显减弱，累计降水量也减小。中层和低层干冷空气增强(图 5e, 5f, 5h, 5i)，MPV1上升和MPV2下降趋势剧烈，中层对流稳定性和低层斜压性显著增强，对应降水显著增强，雨强和累计降水量均明显大于控制试验。如试验9低层干冷空气大幅增强，MPV1和MPV2于13日06时和08时先后出现峰值，分别达到3.6 PVU和-1.3 PVU，同时，降水强度显著增强，07时雨强达43 mm·h-1，08时雨强出现最大值达到68 mm·h-1(图 5i)，累计降水量和小时雨强均比控制试验显著增大。相比试验8(图 5h)，试验9的MPV1和MPV2峰值更大，且MPV1正的高值和MPV2负的低值持续的时间更长，故对应小时雨强更大，强降水持续时间更长，累计降水量也更大。而干冷空气减弱(图 5d, 5g, 5j)，湿位涡强度减弱，对应小时雨强和累计降水量均小于控制试验。
上述分析表明，湿位涡的变化与干冷空气变化具有较好的对应关系。高层干冷空气增强，MPV1和MPV2强度均减弱，中层对流稳定性和低层斜压性均减弱，对应降水强度减弱。中层和低层干冷空气增强，MPV1和MPV2强度显著增强，中层对流稳定性和低层斜压性显著增强，对应降水强度显著增强。各层干冷空气减弱，MPV1和MPV2强度减弱，对应降水强度减弱。从变化趋势看，高层和中层干冷空气加强时，MPV1和MPV2峰值基本都先于降水最大值出现，对降水的增强具有先导性作用。低层干冷空气加强，MPV1峰值先于降水最大值出现，对降水增强有先导性作用，而MPV2峰值与小时最大降水量同时出现，即暴雨区低层斜压性和降水同时达到最强，对降水有增幅效果，MPV1和MPV2的峰值愈大，降水愈强。
5 结论与讨论本文通过对2013年7月11—13日发生在江苏淮河以南地区的一次热带低压倒槽大暴雨过程的数值试验，揭示了干冷空气强度变化对暴雨分布和强度影响的动力热力机制，主要得出如下结论：
(1) 对流层高层干冷空气加强，不利于降水增强，一定湿度的干冷空气对降水有利；中层干冷空气增强有助于暴雨增强，但湿度过低不利于降水持续增幅；低层干冷空气越强，越有助于暴雨增幅。同时，低层干冷空气活动还对雨带的南北摆动有影响，干冷空气增强(减弱)，雨带南压(北抬)，暴雨中心向东南(西北)移动。
(2) 暴雨强度不仅与低层辐合与高层辐散动力配置的强度有关，还与其维持时间有关，较强的高层辐散抽吸效应有利于垂直上升运动增强，触发短时强降水，造成降水增幅。高层干冷空气增强，动力配置减弱，对应降水减弱。中层干冷空气增强，动力配置增强，对应垂直上升运动增强，降水增强。低层干冷空气增强(减弱)，动力配置南移(北抬)，形成时间提前(滞后)，垂直上升运动增强(减弱)，降水增强(减弱)，暴雨中心东南(西北)移。
(3) 能量锋受高层干冷空气影响不明显。中层干冷空气增强，能量锋区有所增强，对应降水增强。能量锋位置和强度受低层干冷空气活动影响较明显，低层干冷空气加强南侵，能量锋区增强并南移，对应降水增强，雨带南压，暴雨中心东南移；干冷空气减弱北缩，低层暖湿空气主导，能量锋区减弱北抬，对应降水减弱，雨带北抬，暴雨中心明显西北移。
(4) 暴雨中心中层MPV1(500 hPa)和低层MPV2(800 hPa)维持“上正下负”配置，对应中层对流稳定、低层斜压不稳定，有利于降水增强。高层干冷空气增强，中层对流稳定性和低层斜压性减弱，降水减小；中低层干冷空气增强，中层对流稳定性和低层斜压性明显增强，暴雨明显加强；各层干冷空气减弱，均对应中层对流稳定性和低层斜压性减弱，暴雨减弱。高层和中层干冷空气加强时，MPV1和MPV2峰值先于降水最大值出现，对降水的增强具有先导性作用；低层干冷空气加强，MPV1峰值先于降水最大值出现，MPV2峰值与降水最大值同时出现，对降水增强有先导性和增幅效果，MPV1和MPV2的峰值愈大，降水愈强。
实际大气中干冷空气对热带低压倒槽暴雨的影响问题十分复杂，干冷空气强度及分布的变化可以改变暴雨发生发展动力、热力因子的强度和分布，干冷空气的强度及与热带低压倒槽结合的位置直接影响暴雨的落区和强度。一般情况，预报员比较关注干冷空气降温的作用，预报过程中常常低估降水的量级。本文通过对流层不同层次干冷空气相对湿度变化对热带低压倒槽暴雨过程进行数值试验，初步探讨了干冷空气相对湿度变化对暴雨落区和强度的影响机理，对这类暴雨的预报具有参考意义。但这些结论仅模拟分析了一次个例，结论有待进一步验证。下一步还将通过改变干冷空气温度，以及同时改变干冷空气的相对湿度和温度等数值试验，对影响暴雨落区和强度的物理机制，及对直接造成暴雨的中小尺度系统活动等，进行进一步深入研究。
致谢：感谢江苏省气象局“海洋天气预报技术”培育团队在研究过程中的帮助支持。
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