丁治英　王爽　高松

摘要利用实况资料和WRF中尺度数值模式对2008年6月12日18时—14日00时的华南双雨带暴雨过程进行了数值模拟与诊断分析。结果表明：随着锋面的南压，在锋面的西南方向（广西沿海）生成一低涡，该低涡作为位涡源在中高层表现稳定，分别为锋面雨带（北雨带）与暖区雨带（南雨带）提供正位涡。南雨带对北雨带的作用主要体现在中层（112～114°E附近），南雨带中有位涡的大值向北输送，其输送过程导致两条雨带在该处相连，而在115°E以东的南雨带则无明显的输送过程。同时，北部高空槽中也有大值位涡向北雨带输送，以维持北雨带。研究还发现，本次过程中暖区暴雨与锋面暴雨雨带的结构差异明显，锋面雨带的结构与传统雨带的结构比较一致；有利于暖区暴雨降水的形势主要表现在中高层。RIP轨迹模式的结果也表明，质点在运动过程中位涡的输送源是位于广西沿海的低涡，可见该位涡源对双雨带形成有重要的作用。

关键词暖区暴雨；等熵位涡；质点轨迹；华南；低涡

华南位于我国最南端，每年汛期开始早，持续时间长，暴雨频繁发生，是我国的一个季节性雨带。前汛期不仅存在锋面暴雨（华南准静止锋暴雨），而且在锋前暖区往往有强度更大的降水发生，即所谓的锋前暖区暴雨，一般发生在地面锋面系统前200～300 km的位置，有时发生在西南风和东南风的汇合气流中无明显切变的西南气流里（黄士松等，1986；薛纪善，1999）。陶诗言（1980）指出，华南前汛期暴雨中有相当一部分出现在冷锋前的暖区内，这个区域湿度大、位势不稳定，满足暴雨发生的条件。我国从20世纪70年代就开始了对南方暴雨的科学试验（黄士松等，1986），2004—2009年我国进行了南方暴雨野外科学试验（SCHeREX计划），得到了大量的试验数据及研究结果，对南方暴雨有了进一步的认识。丁治英等（2008，2011）利用相当位温场与暖区暴雨的配置将华南暖区暴雨分为三种类型，并指出我国长江以南6月的连续性暴雨中，在江南与华南多存在两支雨带，南亚高压与高空急流的稳定维持是双雨带产生的主要原因。赵玉春等（2008）研究发现，双雨带中的梅雨暴雨带和锋前暖区暴雨带不仅在中尺度雨团活动、系统动力结构、大气不稳定机制和大气加热结构等方面存在明显的差异，而且在水汽输送、中尺度环境以及与暴雨有关的垂直环流之间也存在不同。张恒德等（2011）给出了梅雨期暴雨产生的主要条件为水汽输送。夏茹娣等（2006）对华南锋前暖区暴雨研究中亦指出水汽输送起到了非常明显的作用。

位涡是一个既包含热力因子又包含动力因子的物理量，能够更全面有效地描述暴雨发生发展的过程（王建中等，1996）。徐晶等（2004）对2003年7月淮河流域特大暴雨进行等熵位涡的研究分析指出，等熵位涡高值区与强暴雨有较好的对应关系，具有预报指示意义。陆尔等（1994）应用等熵面位涡研究了1991年江淮特大暴雨过程中的冷空气活动。

我国华南地区地形复杂，经常受东风波、季风槽等低纬度系统的影响，但造成较大灾害的暖区暴雨在发生时大多与冷锋相配合，因此中纬度系统的影响也非常显著。对这种类型的暖区暴雨的形成机制及其与中纬度锋面系统的关系，仍然研究不多。本文在华南暴雨试验结果的基础上，利用精细分析资料和数值模拟结果对一次双雨带暴雨過程中的位涡活动进行了研究，主要剖析本次暖区暴雨的中尺度结构、形成机制及其与双雨带的关系，以加强对华南暖区暴雨的认识。

1资料、模式方案与天气过程简介

11资料和模式方案

本文使用的资料包括：NCEP的1°×1°再分析资料（间隔6 h）、气象台站常规地面雨量资料、2008年6月SCHeREX中尺度气象分析场（崔春光等，2011）（LAPS局地分析资料，5 km×5 km）。

采用WRF（Weather Research and Forecasting）模式（版本为WRFV33）对2008年6月12日18时—14日00时（世界时，下同）的暴雨过程进行数值模拟。模拟采用双层嵌套方案，格距分别为30 km、10 km，垂直分成28层。模式区域的网格中心为（114°E，22°N），积分30 h。模拟中的微物理过程采用Lin方案，长波辐射方案采用rrtm方案，短波辐射方案采用Dudhia方案，积云参数化方案采用New Grell方案。模式的初始场与边界条件由NCEP再分析资料提供。

12暴雨天气过程

图1a、1b中显示在112～114°E、22～25°N附近，大于25 mm的冷锋雨带与暖区雨带连接，且锋面雨带与暖区雨带交汇于广西境内。这种雨带间的联系可能与何种因子有关是本文研究的主要问题之一。

分析沿双雨带的相当位温剖面（图略），本次过程为伴有双暴雨带的二型暖区暴雨（丁治英等，2011），在雨带的上空是相当位温高值区，雨带的两侧分别有相当位温的密集带，密集带随着高度倾斜，南部一支随高度向南倾斜到300 hPa以上，雨区北部为一支明显的锋区，锋区伸展到200 hPa。

实况13日00时—14日00时的平均500 hPa高度场上（图略），在中高纬度有两槽一脊，高压脊位于贝加尔湖东部，在贝加尔湖西面是一个深厚的长波槽，日本海上空存在闭合的低压中心，副热带高压的位置偏东。低纬地区两广上空有一浅槽为这次过程的主要影响系统。

13日00时—14日00时的平均850 hPa流场（图略）显示，低空急流主要在广西、福建东部，急流中心风速大于16 m/s，北雨带主要位于风速的辐合区中，南雨带最强降水中心位于最大风速中心的南部。在（115°E，28°N）处有一个低涡，从低涡中心向西南方向至广西境内有切变线存在，与地面锋面对应。13日00时的200 hPa风速场（图略）显示，在我国的东部和西部均有中心风速大于45 m/s的高空急流。地面双雨带降水区位于东部高急流的入口区右侧的辐散场中。

2实况与模拟结果对比

利用实况降水资料、LAPS系统（Local Analysis and Prediction System）得到的中尺度气象分析场与数值模拟结果进行对比分析。LAPS系统（李红莉等，2008）由美国NOAA下属的ESRL（Earth System Research Laboratory）实验室研究开发。中国南方暴雨野外科学试验（SCHeREX）受国家“973”项目—“中国南方致洪暴雨监测理论和方法研究”支持，对2008及2009年5—7月“灾害天气国家重点实验室”的4个外场观测基地的野外试验加密观测资料使用LAPS系统生成高时空分辨率的中尺度分析场（崔春光等，2011），其空间分辨率为5 km×5 km，时间分辨率为3 h，垂直层次为20层。

虽然LAPS资料更加精细，但该资料为各种资料的融合，有些时次中的某些资料会缺失，并且时间间隔为3 h，资料的连续性较差，不利于中尺度系统演变分析，但数值模拟结果与该资料接近，模拟结果的连续性可较好地分析中尺度系统的演变过程。

21降水对比

对比模拟降水量（图2a、2b）与实况（图1a、1b），模拟能够得到与实况接近的暖区雨带与锋面雨带，但锋面雨带的降水比实况大。强降水的中心位置与实况对应较好，如广东沿海的暖区暴雨中心、江西的锋面暴雨中心、广西南部的暴雨中心等。但在12 h累计降水图上（图2a），汕头大于150 mm的降水未能模拟出来。由24 h累计降水（图2b）可见，虽然在112～114°E、22～25°N附近的南北两支雨带的连接状态也模拟出来，但连接处的降水偏大。

22850 hPa系统演变对比

对比850 hPa风场可见（图3a、3b），13日00时模拟的低空急流和风场、广西东北部低涡的分布与实况基本一致。实况的广西东北部低涡东部主要有两个急流中心，最大风速均大于20 m/s。但模拟的紧邻低涡东部的急流偏弱，之后急流与低涡向东北方向移动。同时在模拟的13日06时在广西南部出现了另一低涡（实况中该低涡出现在13日09时），该低涡在广西南部少动（图略），在13日15时的模拟（图3d）与实况（图3c）图上均有反映，但模拟图上的表现更为完整。从低空急流的位置对比可见模拟与实况也较接近，但实况中广西低涡的东部有一小的扰动，而模拟图上表现得不够清楚。总体上模拟结果与实况较为接近。

23等熵位涡对比

位涡是“位势涡度”的简称，是一个既包含热力因子又包含动力因子的物理量（Hoskins，1977；Hoskins et al.，1985），位涡具有两个重要特性，守恒性和可反演性（Davis and Emanuel，1991）。位涡有多种分析方法（Jordanovska and Trojko，1998），最常用的方法之一是等熵位涡（IPV）分析法（寿绍文，2003）。

图4分别是13日12时实况与模拟的305 K、325 K（分别相当于850 hPa、500 hPa）等熵面上的位涡分布。由305 K等熵面的流场可见（图4a、4b），实况在江西境内的低涡模拟得较为清楚，模拟的广西南部低涡较实况略偏南。低值系统模拟的比较好，在低涡附近的位涡模拟整体较实况偏强，但大值区的走向及位置与实况基本一致，有暖区暴雨发生的广东与福建沿海也模拟出了位涡带。与低涡伴随的大值带与锋面降水配合，沿海大值帶与暖区暴雨配合（图略）。在325 K等熵面上（图4c、4d），模拟的流场与实况接近，位涡场上主要有3个大值中心分别位于雷州半岛附近、广东沿海、江西的中北部。模拟的位涡除广东沿海较实况弱外，其他均较实况值强。345 K等熵面上（图略）的模拟流场分布与实况也较为一致。图4显示，暖区雨带上空等熵位涡的大值主要出现在325 K以上，锋面雨带的大值区主要出现在305 K以下。总体来看，模拟的位涡和降水量分布与实况均较接近，可以用来作进一步的分析。

3双雨带的发展与等熵位涡的结构演变

31等熵位涡的水平传播

图5a是13日00时的前1 h累计降水，图中可见广东省的北部至广西的南部已经形成一条东北—西南向的锋面雨带，有多个降水的大值中心，1 h累计降水大于30 mm。广东南部暖区虽然出现大于5 mm的降水，但是还没有形成雨带。305 K等熵面上（图5b），带状分布的位涡正值区呈东北—西南向，主要位于锋面附近，在这条正的位涡带上分布着多个位涡中心，最大值中心强度大于5 PVU，位于（111°E，255°N）附近。在广西的西南方向有另一大值中心与较强的气旋性曲率配合，在暖区暴雨的发生地—广东沿海没有大于05 PVU的位涡值出现。在325 K图上（图5c），沿低层的低涡切变线也对应一较强的位涡大值带。与低层相比，在广东以及广西沿海出现了大范围大于05 PVU的位涡区。海上（雷州半岛的东部）有大值位涡向暖区暴雨处输送。可见在暖区暴雨初期中层的大值位涡对降水的形成有较大的贡献。之后，锋面大值位涡伴随冷锋东移，沿海大值位涡在低层开始发展加强，高层大值位涡始终大于低层（图略）。

13日04时暖区雨带开始出现（图略），09时（图5d）两支雨带仍然维持。此时的两条雨带位置较之前向东发展，南雨带的降水量增加，出现了大于30 mm的降水中心。305 K（图5e）上冷锋大值位涡带向东北方向伸展，低层广东沿海出现了大片大于05 PVU的位涡区，原来在广西西部的大值位涡已经发展并移至广西沿海以及海上。在广东沿海的中层位涡（325 K等熵面）发展的最大值已达4 PVU左右（图5f），而广西沿海的低涡上空的大值位涡也进一步加强。低涡东部有西风气流向下游输送到暖区雨带中，在其东北方向有西南气流输送到锋面雨带中。海上位涡大值区东移强度加大，暖区降水加强。

13日15时锋面雨带继续东移（图5g），降水强度有所减弱，暖区降水小于20 mm/h。305 K（图5h）和325 K（图5i）等熵面图上，伴随广西南部低涡的位涡大值区及与暖区降水有关的高低层位涡大值维持，形势与13日09时相似，暖区的中层大值位涡远大于低层，暖区雨带维持。同时与锋面降水伴随的位涡大值依然存在，但强度大大减弱。

由以上分析可见，与暖区暴雨雨带有关的位涡，一部分来自广西沿海低涡，另一部分来自海上，而海上的大值位涡主要出自与广西低涡相连的雷州半岛附近，随低涡的东移而东移。广西低涡生成在与锋面相连的切变线上，低涡附近的降水为锋面雨带降水（图略）。锋面雨带相伴随的位涡一部分来自高空槽，一部分来自暖区暴雨的大值位涡带的输送，另一部分来自广西沿海的低涡，均在中层表现明显。可见广西沿海的低涡作为位涡源，对双雨带的形成与维持可能有重要影响，同时也显示出暖区雨带与锋面雨带的结构差异。

32位涡的传播与暖区暴雨

在305 K等熵面沿215°N的剖面（图6a）上，从13日00时开始，108°E以西的大值位涡由西向东传播，主要传播至111°E，位涡最大值大于4 PVU。该处的位涡主要来自广西南部的低涡环流；03时起，在110°E附近，有一支大值位涡向东输送，一直到115°E。这条输送带起自雷州半岛附近的大值位涡区，为广东沿海的降水提供了低层的气旋式环流。

由图2b可见，23°N与25°N附近分别为南北雨带的位置，13日09时（图6b），在南雨带附近出现比较弱的向北的位涡输送，正位涡值小于1 PVU。在北雨带附近有较大的正位涡值，但是输送不是很明显。325 K等熵面上（图6c）明显可看出，在低涡附近（108～110°E）有正位涡带的向东传递，这与低层的输送是一致的。另外在113°E，存在不断地正位涡带的东传，该正位涡带可向西追溯到雷州半岛附近。随着正位涡的东传，降水一般也表现出东传的形式（图略）。沿114°E的位涡随时间演变的剖面图上（图6d），在13日09时之后可明显看出22°N附近的大值位涡北传，其值远大于低层，这可能是在该处两支雨带相连的主要原因。在北雨带的北部也有西风槽配合的大值位涡带不断南压，为北雨带的维持提供能量。在高层355 K的等熵面与325 K等熵面基本一致（图略）。

在325 K等熵面沿1155°E的剖面（图7a）上，13日00时—14日00时，在23°N附近存在明显的大值位涡带，此位涡区明显不是来自南方，且与北部的大值位涡也有明显的分界线，南雨带也位于其上（图7b），同时不向北雨带输送大值位涡，可见该处的大值位涡主要来自西部。

由上面的分析可得，在中高层广西南部以及雷州半岛附近的低涡是位涡源。该位涡源分成两支，一支向东北方向传播，为北雨带的加强提供了正位涡；一支由西向东传播，提供了激发暖区雨带的正位涡，显示出北雨带对暖区暴雨的生成及维持的重要性。在中层114°E附近，南雨带中位涡大值的向北输送体现了南雨带对北雨带的作用；低层位涡源以向北输送为主。中层115°E以东的南雨带的位涡主要来自西部，对北雨带影响较小；在中高层高空槽携带的大值位涡对北雨带以及位涡源的维持有很大的作用。

33质点在移动过程中位涡的演变

本节通过不同层面作为起始位置，讨论质点运动的轨迹以及质点在运动过程中位涡的变化，进一步讨论位涡与两支雨带形成发展的原因以及两支雨带之间的联系。RIP（Read Interpolate Plot）轨迹模式可以利用WRF模式输出的wrfout文件直接画图，还可以计算格点向前和向后的轨迹。本文利用WRFV31输出的1 h间隔的资料来分析此次降水过程中不同位置质点的运动轨迹。

由上节的讨论得知，廣西南部以及雷州半岛附近是位涡源之一，因此图8a上选取广西南部的低涡附近、以及雷州半岛附近的质点，轨迹1—4运动的起点分别在950、850、550、200 hPa，轨迹5的运动起点在550 hPa。

13日06时（图8a）之后，在低层低涡附近（950 hPa、850 hPa）质点1和2随着时间向东北方向的北雨带运动；中层（550 hPa）的质点3运动轨迹偏南，但仍然是向北雨带运动；质点4起于200 hPa高层，由于受南亚高压的影响，轨迹呈顺时针旋转；质点5起于（550 hPa）雷州半岛，一直沿着暖区雨带的中心运动，在13日21时运动到了海上。可见在低涡附近的中低层质点多向北雨带移动，在中层雷州半岛附近的质点多向暖区暴雨带移动，雷州半岛附近为暖区暴雨的位涡源地。

图8b—8f显示，质点在运动过程中受环境的影响很大。质点1、2在低层运动轨迹随着时间升高，低层的位涡大于高层，不超过2 km；质点3也是如此，在运动过程中位涡变化平稳；质点4位涡值先增加后减小，随200 hPa位涡的环境变化而变化；质点5位涡随高度的增加而增加，到达10 km高度后，位涡快速减小，但一直都是正位涡。

位于雷州半岛位涡源附近的质点（图略），运动4h到达暖区雨带之后质点向北面雨带运动，轨迹高度随着时间升高，同时位涡值也增大到了35 PVU，位涡有从南向北的输送。针对115°E以东的低层质点的分析（图略）所得到的结果与115°E以西的结果类似，但质点在运动过程中位涡偏小，在05～10 PVU之间，当其越过南雨带时位涡迅速减小。

总体看来，质点在运动过程中，通过雨带时一般有一个位涡的增加过程，在高度较高时，位涡在运动轨迹顺时针旋转时有一个减小过程，表现出不守恒性。同时可见，在115°E以西，位涡自西输送明显，当越过南雨带时位涡有增加的过程；在115°E以东，越过南雨带时位涡明显减小，显示出南雨带的位涡对北雨带的影响减弱。这与前面提到的位涡主要自西向东传播一致。

4结论

1）本次过程是三类华南暖区暴雨中的第二种类型，在这次降水过程中有两条雨带，南面暖区降水和北面锋面降水。雨带位于高空急流入口区的右侧，高空急流处于地面锋和低空急流的上方，这种高、低空急流的配置为降水提供了良好的背景。

2）针对等熵位涡的分析发现，在中高层广西南部以及雷州半岛附近的与低涡相伴的正位涡是位涡源，分别为南北两条雨带提供了维持发展的动力。该大值位涡的形成是锋面以及伴随的高空槽南压的结果。北雨带的位涡输送主要在低层，南雨带主要在中高层。南北两条雨带在112—114°E附近相连，主要与中层南雨带有大值位涡向北雨带的输送有关。中层115°E以东，南北雨带的位涡相对独立，相互影响较小。

3）本次过程中暖区暴雨与锋面暴雨带的结构差异明显，锋面雨带的结构与传统雨带的结构比较一致。有利于暖区暴雨的降水形势主要表现在中高层，在700 hPa左右有一个位涡、垂直速度等物理量的小值区以及辐散的大值区，暖区降水处在南风辐散场中，低空急流主要出现在北雨带的南侧，低层850 hPa以下有弱辐合。

4）分析质点运动轨迹发现，质点在穿过雨带时一般有一个位涡的增加过程，在高度较高时，位涡顺时针旋转有一个减小过程，表现出其不守恒性。同时，在115°E以西，位涡向西输送明显，当越过南雨带时位涡有增加的过程；115°E以东，越过南雨带时位涡明显减小，显示出南雨带的位涡对北雨带的影响减弱。质点轨迹分析的结果与前面位涡输送的分析结果一致。

参考文献（References）

崔春光，倪允琪，李红莉，等，2011.中国南方暴雨野外试验中尺度气象分析场的建立及其质量评估[J].气象学报，69（1）：2640.Cui C G，Ni Y Q，Li H L，et al.，2011.The establishment and quality evaluation of the mesoscale analysis field based on the southern China torrential experiment[J].Acta Meteorologica Sinica，69（1）：2640.（in Chinese）.

Davis C，Emanuel K，1991.Potential vorticity diagnostics of cyclongenesis[J].Mon Wea Rev，119：19231953.

丁治英，常越，朱莉，等，20081958—2000年6月连续性暴雨的特征分析[J].热带气象学报，24（4）：117126.Ding Z Y，Chang Y，Zhu L，et al.，2008.Analysis of the characteristics of sustained torrential rains in Junes during 1958—2000[J].J Trop Meteor，24（4）：117126.（in Chinese）.

丁治英，刘彩虹，沈新勇，20112005—2008年5、6月华南暖区暴雨与高、低空急流和南亚高压关系的统计分析[J].热带气象学报，27（3）：307316.Ding Z Y，Liu C H，Shen X Y，2011.Statistical analysis of the relationship among warm sector heavy rainfall，upper and lower tropospheric jet stream and south Asia high in May and June from 2005 to 2008[J].J Trop Meteor，27（3）：307316.（in Chinese）.

Hoskins B J，1977.A potential vorticity view of synoptic development[J].Meteor Appl，4（4）：325334.

Hoskins B J，McIntyre M E，Robertson A W，1985.On the use and significance of isentropic potential vorticity maps[J].Quart J Roy Meteor Soc，111（470）：877946.

黄士松，李真光，包澄澜，等，1986.华南前汛期暴雨[M].广州：广东科技出版社.Huang S S，Li Z G，Bao C L，et al.，1986.Heavy rainfalls in the preflood season in South China[M].Guangzhou：Guangdong Science and Technology Press.（in Chinese）.

Jordanovska V，Trojko R，1998.Potential vorticity analysis of tropical cyclone intensification[J].J Atmos Sci，55（16）：26322644.

李紅莉，张兵，陈波，2008.局地分析和预报系统（LAPS）及其应用[J].气象科技，36（1）：2024.Li H L，Zhang B，Chen B，2008.Local analysis and prediction system（LAPS） and its localization[J].Meteorological Science and Technology，36（1）：2024.（in Chinese）.

陆尔，丁一汇，李月洪，19941991年江淮特大暴雨的位涡分析与冷空气活动[J].应用气象学报，6（3）：266274.Lu E，Ding Y H，Li Y H，1994.Isentropic potential vorticity analysis and cold air activity during the period of excessively heavy rain over ChangjiangHuaihe river basin in 1991[J].Quarterly Journal of Applied Meteorological Science，6（3）：266274.（in Chinese）.

寿绍文，2003.中尺度气象学[M].北京：气象出版社.Shou S W，2003.Mesoscale meteorology[M].Beijing：China Meteorological Press.（in Chinese）.

陶诗言，1980.中国之暴雨[M].北京：科学出版社.Tao S Y，1980.Heavy rainstorm in China[M].Beijing：Science Press.（in Chinese）.

王建中，马淑芬，丁一汇，1996.位涡在暴雨成因分析中的应用[J].应用气象学报，7（1）：1927.Wang J Z，Ma S F，Ding Y H，1996.Application of potential vorticity theory to analysis of formative machanism of torrential rain[J].Quarterly Journal of Applied Meteorological Science，7（1）：1927.（in Chinese）.

夏茹娣，赵思雄，孙建华，2006.一类华南锋前暖区暴雨β中尺度系统环境特征的分析研究[J].大气科学，30（5）：9881008.Xia R D，Zhao S X，Sun J H，2006.A study of circumstances of meso β scale systems of strong heavy rainfall in warm sector ahead of fronts in South China[J].Chin J Atmos Sci，30（5）：9881008.（in Chinese）.

徐晶，王东生，杨克明，20042003年7月4—7日淮河流域特大暴雨等熵位涡分析[J].气象，30（1）：3337.Xu J，Wang D S，Yang K M，2004.Isentropic potential vorticity analysis of heavy rain in the Huaihe River Valley during 4—7 July 2003[J].Meteor Mon，30（1）：3337.（in Chinese）.

薛纪善，19991994年华南夏季特大暴雨研究[M].北京：气象出版社.Xue J S，1999.A study on heavy rainfall in South China in 1994[M].Beijing：China Meteorological Press.（in Chinese）.

張恒德，宗志平，张友姝，20112005年7月一次大暴雨过程的模拟和诊断分析[J].大气科学学报，34（1）：8592.Zhang H D，Zong Z P，Zhang Y S，2011.Simulation and diagnosis of a heavy rainfall event in July 2005[J].Trans Atmos Sci，34（1）：8592.（in Chinese）.

赵玉春，李泽椿，肖子牛，2008.华南锋面与暖区暴雨个例对比分析[J].气象科技，36（1）：4754.Zhao Y C，Li Z C，Xiao Z N，2008.Comparison of SouthChina front and warmsector rainstorm[J].Meteorological Science and Technology，36（1）：4754.（in Chinese）.