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一次梅雨锋暴雨过程的模拟实例研究

陈寿君*，应英华，魏巍，俞玉涛，崔波

国家大气研究中心，科罗拉多州博尔德市

（手稿于1996年11月20日收到，最终形式为1997年12月1日）

摘要

1991年6月12日至13日，一系列对流暴雨（定义为中尺度降水系统，降雨量超过10毫米/h）在梅雨锋上逐步形成。在此期间，在前方暴雨的东部大约300-400km形成新暴雨。这些暴雨的连续发展和向东传播在中国东部的江淮流域产生了强降雨，最大24小时累积234毫米。本研究报告使用Penn State-NCAR Mesoscale Model Version 5(MM5)，水平分辨率为54 km，对这次强降水事件进行数值模拟。

尽管MM5水平分辨率相对较粗糙，但在使用它制定显式方案，运用Grell积云参数化方案等湿物理包，依然可以模拟暴雨的连续发展过程。在大小和强度方面，模拟的暴雨与观测系统对比的比较好。而另外一个敏感性试验表明，潜热释放对于暴雨发展、mLLJ、中尺度低压(mesolow)、涡度骤增以及梅雨锋生是至关重要的。弱没有潜热释放，暴雨相关的最大垂直运动从70cm/s减少到6cm/s。

另外两个检验模式敏感度的实验分别用54km和18 km网格分辨率的Kain-Fritsch积云参数化方案进行，其结果和54 km分辨率Grell方案控制实验的结果非常相似。这表明，梅雨锋暴雨、mLLJ和mesolow的模拟对对流参数化和网格分辨率不太敏感。在所有的全物理实验中，模式降雨量都以可解析尺度的降水为主。这是因为梅雨锋附近相对湿度高，对流有效位能低。模拟结果表明，梅雨锋对流暴雨与梅雨锋本身有较强的相互作用和正反馈。梅雨锋为这样的暴雨发展提供了良好的环境，暴雨又反过来加剧了梅雨锋。

1. 介绍

东亚雨季（5月至7月）与中国的梅雨相联系，在日本叫做Baiu。 在此期间，中国东部江淮流域的梅子成熟，并常有降雨现象发生。 此季节里，有准静止锋从中国东部延伸到日本南部，称为梅雨锋。而梅雨锋是东亚季风区水文循环最重要的环流系统之一。

梅雨锋的天气结构不同于典型的中纬度锋面。前者温度梯度较小，但伴又强的湿度梯度和相当位温（）梯度（Ding,1992）。在对流层低层（850-700 hPa），在风场中梅雨锋比在热场中更明显。梅雨锋非常薄，且随高度迅速倾斜。低空气旋性风切变线位于地表锋面以北约200-300km处。有一明确的天气尺度大小的低空急流（LLJ）出现在切变线南侧。有人表示，低空急流在下层向北输送暖湿空气从而产生了对流不稳定层（Chen,1983）;并在低空急流北端引起了次生环流抬升（Chen,1982），有利于强降水的形成。 Ding（1992）和Ninomiya和Murakami（1987）回顾了中国与日本低空急流的天气学动态研究。

强烈而集中的降雨事件，即梅雨季暴雨，通常与有组织的中尺度扰动和对流云团有关，这些云团嵌入在梅雨锋中并沿着锋面传播（Fang,1985）。 1991年6月12日至16日，江淮地区发生严重洪水，Feng等（1995）基于卫星云顶红外（IR）黑体温度（Tbb）和雨量计网格，确定了梅雨锋上的13个中alpha;尺度云团和暴雨。 这些中尺度云系和暴雨的范围从100km到500km不等，这一时段内的降水量达到了415毫米。一旧云团东侧有一新云团形成，就像重力波在下游传播一样。 这些中尺度暴雨无法通过标准的原始探空网络来识别。

Ninomiya等（1984）利用42km分辨率的流体静力学原始方程数值模式，对沿Baiu中尺度暴雨进行了模拟研究。 该模式既能预测中尺对流抑郁的发展，又能预测降水的集中程度，虽然它们比分析结果弱得多。 Nagata和Ogura（1991年，以下简称NO91）研究了同一个案例。他们的模拟结果捕捉到与强降水有关的局部地面暖锋、低空急流和mesolow的形成，从强调了非绝热加热过程在低空急流发展中的作用。 Chen等（1997）对台湾地区梅雨锋上发展的中尺度对流系统（MCS）进行了数值实例研究，发现低空急流的发展对对流过程非常敏感。

由于常规的无线电探空数据没有足够的时空分辨率来解析中尺度暴雨，因此可以使用中尺度数值模式模拟梅雨锋暴雨。以更高的时空分辨率成功模拟输出动态一致的结果，将有助于对暴雨的结构和演变进行更详细和定量的研究，从而弥补观测资料的不足。

本文对1991年6月12日至13日发生的一场强降雨事件进行了模拟研究。Dong（1991）简要描述了此次事件的天气情况。从6月12日00时到13日00时的24小时期间，降雨区沿着江淮流域呈东西走向（图1a）。 两站在24小时内降雨量超过200毫米，一站为175毫米。 大部分降雨集中在后12小时内（6月12日12时至13日00时），而12日12时至18时期间观测到降雨量最大，为72.5毫米（图1e）。 这次强降水事件是1950年以来该地区第三严重的洪水事件。

图 1：（a）1991年6月12日00时至6月13日00时24小时观测降水。（b）与（a）相同，但为控制实验模拟的24 h降水。（c）控制实验实验中由积云参数化方案（虚线）和显式方案（实线）产生的24小时降雨。 （d）KF实验中的24小时降雨。 （e）1991年6月12日12时-18时6小时观测降水。（f）与（e）相同，但为控制实验模拟的6小时降水。 降雨等高线以mm为单位。 降雨量超过100mm的地区用阴影表示。

本模拟研究主要有以下目的：

1）在水平分辨率与大多数运行模式相当的情况下，测试宾夕法尼亚州立大学-NCAR中尺度模式第5版（MM5）性能，用于为模拟梅雨锋对流暴雨提供参考;

2）检验模式中模拟的暴雨的中尺度风，温度和压力结构;

3）研究暴雨的治理动态及其与梅雨锋的关系。

第2节给出本研究中使用的MM5模式的描述。 第3节描述天气情况。 第4节给出模拟结果的概述。模拟的暴雨中尺度结构，低空急流和mesolow在第5节中进行分析，第6节给出总结。

2.中尺度模式

用于本研究的MM5是一个具有地形垂直坐标的非静力原始方程模式。对此案共进行四次实验，控制实验（CNTL）中使用的降水物理参数化方案包括Reisner等人（1998）的混合相微物理方案，其中的五个预报方程用于表示水汽、云水、雨水、云冰和雪的可分辨尺度运动，亚尺度对流采用Grell积云参数化方案（Grell等.1994）。Blackadar的高分辨率行星边界层（PBL）方案（Zhang and Anthes.1982）用于计算PBL中的显热、潜热，动量和湍流混合垂直通量。MM5的详细描述可以在Dudhia（1993）和Grell等（1994）的文章中找到。

图2a给出了模式区域网格信息，由18km精度网格（D03，网格尺寸为97times;100），54km精度网格（D02，网格尺寸为79times;85）和162km精度网格（D01，网格尺寸为62times;82）组成。 所有网格垂直方向23层。 控制实验仅激活54km和162km精度网格（双向交互）。 控制实现的结果集中表现在54km网格中。 图2b中给出本文提及的相关地理位置的具体方位。

图 2：（a）模拟区域。 （b）D3中的地理位置，用实心圆点标出无线电探空仪位置。 等高线的间隔为300米。

模式初始条件通过采用连续校正方案客观分析无线电探空资料和地表观测资料获得。 第一个猜测采用2.5°分辨率的国家环境预测中心全球再分析资料。中国的运行无线电探空网络平均站距约300 km（D03区域内的台站在图2b中标注出来），这应该能让模式初始条件解析出一些中尺度特征量。在这种情况下，大多数降水发生在后12小时内。因此，让MM5仅依靠常规资料来模拟暴雨和强降水的演变有一定难度。过去的数值研究表明，中尺度的特征量可以在使用常规观测资料初始化的中尺度模式中发展起来（例如Anthes等，1982; Zhang等,1989）。

第二个实验是一个“假干”实验（FDR），该试验忽略可分辨尺度和亚尺度降水参数化下的凝结潜热。除此之外模式初始条件和模式配置与控制实验相同。为了测试模式模拟的暴雨对对流参数化的敏感性，我们在第三个实验（称为KF54）中用Kain- Fritsch方案（Kain和Fritsch， 1993）取代控制实验中的Grell方案。 KF18除了18km网格（D03）被激活之外，其他地方与KF54相同。比较KF54和KF18可以看出网格分辨率对模拟结果的影响。

3.天气状况

在500 hPa，1991年6月12日00时（图3a），强的西太平洋副热带高压（WPSH）脊线位于22°~25°N之间。中国气象学家经常用来确定WPSH边界的5880 gpm等高线延伸到110°E,22°N。WPSH西部和西北部有强西南风。在中纬度地区，中国东北部和黄海有一大槽。槽南部呈现东东北-西西南走向，沿江淮流域形成弱的气旋性切变线。再往西，105°E又有一短波槽，后部有冷平流。江淮切变线在850 hpa更加明显（图3c），在切变线以南，有一西南方向移动的天气尺度低空急流，最大风速超过12 m/s，从中国南海延伸至江淮流域。在接下来的24小时内（图3b），短波槽移动缓慢，基部向东南延伸与切变线合并。在中国中部形成一个天气尺度的Omega;图案，黄河流域（35°N,113°E）有反气旋生成，其东西两侧各有一个槽。北部的黄河反气旋与南部的WPSH之间切变线增强（图3d）。这是梅雨季强降水事件的典型天气模式（Ding.1992）。

图4a为6月12日00时850hpa基于模式初始条件的流线和风速等值线图。 西南气流表现为大的天气尺度低空急流，风速超过12m/s并从中国南部延展到到日本南部。 切变线北侧的反气旋和南侧的副高有助于产生利于低层锋生的变形场。梅雨锋沿切变线发展起来，梯度约为8 K/(100 km)（图4b）。 340-K等线可表示梅雨锋南边界，锋线南侧非常温暖潮湿（＞340K）且潜在不稳定（）的空气为强降水的发生提供了有利的环境。 然而，此时梅雨锋没有中尺度的扰动。切变线上相对涡度（）相当弱（图4c），一般在3-5times;10-5 s-1范围内

中国西南部（32°N,106°E;图3c）存在天气尺度涡旋。此涡旋在中国叫做西南（SW）涡，是梅雨季节的一个重要的降水系统（Kuo等.1986; Ding.1992）。在这种情况下，SW涡从1991年6月12日00时到6月13日00时几乎保持不变（图3d）。SW涡附近的对流云团东移，造成江淮流域强降水。

Li et al（1993）分析了这一时段观测到的中尺度对流云团。图5揭示了沿25°-35°N纬向带云团的时间演变。 6月12日00时，一个主要中尺度对流系统（MCS，标记为D，直径5.58个纬距）在29°-34°N，104°-109°E范围内出现并在SW涡内发展。众所周知，西南涡是夏季梅雨锋对流系统的触发因子。涡旋中产生的对流云团往往沿梅雨锋向东移动，在下游造成强降雨（Zhu等.1981）。在6月12日00 时的中尺度对流系统D以东观测到4个小对流系统，但6月12日04时仅有一个云团Arsquo;开始向D的东北方向发展。云团Arsquo;东移，并在12时前强化为MCS。Tbb（黑体温度）低于-54℃的区域达到近105平方km。第二个云团Brsquo;在12时距离Arsquo;东部150km的地方生成，在20时达到最大强度。在Arsquo;和Brsquo;的发展过程中，D逐渐变弱，最终在18时消散。与此同时，新的云团Drsquo;开始在SW涡南侧组织起来并向东移动。

6月12日12时卫星图（图6）显示了位于20°~30°N以及位于梅雨锋云团D，Alsquo;和Brsquo;的南侧的一系列云带。 这些云带起源于中国南海，与850 hPa的强西南风有关（图3c和3d）。 随着Arsquo;云团在6月12日12时达到成熟阶段，Arsquo;东侧150km处的云团Brsquo;正在组织生成。这两个东移的中尺度对流系统是造成江淮流域严重洪水的原因。

图 3：等高线（间隔20 gpm）与等温线（间隔2℃）手动分析图，（a）500 hPa，1991年6月12日00时;（b）500 hPa，1991年6月13日00时;（c）850 hPa，1991年6月12日00时; （d）850 hPa，1991年6月13日00时。粗实线表示槽脊线（WPSH），双点划线表示切变线。绘制了观测风。（d）中对16 m/s以上的风速区域用阴影表示，以验证图7所示的模型结果。

到6月13日00时，850 hPa江淮流域上空形成一mesolow（32°N，118°E）（图3d）。 低压东南部发生了强降水。 在长江下游流域观测到一个风速超过16m/s的低空急流。另一最高时速为24m/s的低空急流位于日本南部。 由于东海缺乏高空观测资料，目前还不清楚海洋上是否存在其他低空急流。

从上述天气描述来看，这次强降雨事件的主要特点可以归纳为以下几点：

1. 梅雨锋暴雨连续发展，
2. 暴雨以南mLLJ发展
3. 与暴雨相关的中a尺度低压发展
4. 由中尺度对流系统的连续向东传播引起的江淮流域强降水

4.模拟结果概述

图1b给出54km网格中控制实验模拟的江淮流域24小时累积降雨量。一般来讲，此次模拟可以反应观测到的强降雨在位置和强度方面的主要特征。模式中降雨集中在观测区域以北约100km的地区，覆盖面长1000km，宽250km。雨带上模拟出三个强降水中心。西中心（32°N，112°E）在观测到的中心以北约150km处，强度相似。模拟出的降雨中心(32.5°N，113.5°E)

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