一次秋季台风倒槽大暴雨过程诊断及中尺度分析

2021-05-15王丽芳张雪蓉廖一帆濮梅娟

气象科学 2021年2期

王丽芳张雪蓉廖一帆濮梅娟，5

(1 嘉定区气象局，上海 201800；2 中国气象局交通气象重点开放实验室，南京 210009；3 南京气象科技创新研究院，南京 210009；4 南京信息工程大学，南京 210044；5 江苏省气象台，南京 210008)

引言

台风暴雨是我国台风灾害的重要部分，包括台风环流直接引起的暴雨和台风与周围系统相互作用造成的暴雨[1-4]。华东地处中纬度沿海，遭受台风环流直接影响不多，但受台风远距离影响比较多。当台风中心位置还在较远的南方，如浙南、福建或广东时，其北伸倒槽已经可以使距离较远的华东北部(30°N以北)开始降水，特别是同时有中纬度冷槽或冷空气活动时，能够引起更强更集中的暴雨，这类暴雨属于典型的台风与中纬度系统相互作用产生的暴雨。近10 a来，华东地区台风倒槽暴雨时有发生，而且往往雨量大、雨势猛。如2000年台风“派比安”在浙江舟山近海掠过、2012年台风“海葵”在浙江象山登陆减弱过程中，台风倒槽与冷空气结合，给江苏淮北带去罕见特大暴雨，两次过程的最大降水中心响水24 h降水量分别达到830.3 mm和507.8 mm，前者甚至接近当地一年的降水量。

对于台风与中纬度系统相互作用产生的暴雨，很多专家开展了研究。游景炎等[5]基于过程建立了台风外围暴雨概念模型，强调了台风本身及其与周围系统共同引起的低空急流对特大暴雨的作用。张少林等[6]指出0418号热带气旋北伸倒槽与西风带弱冷空气结合造成大暴雨，具有明显中低纬系统相互作用特征。台风倒槽外围的东南急流为台风艾利造成河南东部大暴雨提供了水汽和热力条件，台风倒槽顶部的强辐合作用是暴雨发生发展的动力机制[7]。闫淑莲等[8]认为热带低压倒槽辐合线是山东威海特大暴雨的初始上升运动，高低空急流耦合及高层强辐散为对流云团产生提供了有利的环境流场。北方扩散南下冷空气与台风北侧外围的东风急流汇合使得辐合抬升得到加强[9]。在台风登陆后西移过程中，西风带冷槽为台风倒槽降水提供低层辐合、高层辐散，激发强烈上升运动的大尺度背景[10]。陈德花等[11]表明台风倒槽内暖湿切变线上的中尺度对流云团是台风外围暴雨产生的直接原因。热带低压与冷空气之间中尺度辐合线长时间维持，系统耦合产生强烈上升运动，不稳定能量释放产生大暴雨[12]。以上研究从关键影响系统、暴雨发生发展条件和中小尺度系统特征等不同角度揭示了台风与中纬度系统相互作用产生暴雨、尤其是远距离台风倒槽暴雨的成因，但由于中低纬度系统相互作用过程非常复杂，且倒槽暴雨通常局地性很强，雨势又极其猛烈，很难精准预报，一直以来都是台风暴雨分析预报中的难点之一，因此仍有必要通过不同的个例进一步研究，提高此类暴雨的预报服务能力。

9月处于夏秋季节转换时段，冷空气势力逐渐加强，冷暖气团交汇是华东台风倒槽暴雨的重要原因。2018年第22号台风“山竹”在太平洋洋面生成后，稳定西行，强度逐渐增强，16日傍晚在广东江门沿海登陆。受其北伸倒槽影响，9月16—17日长三角地区出现猛烈的小范围大暴雨、局地特大暴雨天气，24 h雨量最大出现在常熟(297 mm)，超过“山竹”台风本体在珠三角的雨量最大值(阳江255 mm)。尽管台风远在广东，但其倒槽与中纬度西风槽结合给数千公里外的长三角带来强烈降水，属于典型的远距离台风倒槽暴雨。此次大暴雨过程短期预报误差较大。本文利用FNL再分析资料，结合加密自动站、雷达、卫星等非常规观测资料和数值模式预报产品，分析造成此次大暴雨的中尺度系统活动特征、环境条件和触发机制，探讨数值模式可预报性，旨在提高对此类远距离台风倒槽暴雨的认识，为今后业务预报和模式订正提供一定借鉴。

1 暴雨特点

2018年9月16—17日，受“山竹”台风远距离倒槽和北方冷空气共同影响，长三角出现了强暴雨天气，大暴雨主要位于苏南东部和皖东南部(图1a)。其中16日14—20时(北京时，下同)暴雨集中在长江口区通州、海门和常熟一带，局地性明显(图1b)；16日20时—17日02时暴雨位于无锡—常熟—如皋一线，皖东南也出现局地暴雨(图1c)；17日02—08时暴雨东移到常熟—太仓—启东一线(图1d)；17日08时以后暴雨区南压到杭州湾以南，苏南和上海的降水明显减弱。

此次台风倒槽大暴雨中尺度特征明显，具有突发性强、局地性强、短时降水量极大和持续时间长的特点，强降水从16日傍晚持续到17日早晨，长达15 h，伴有强烈的短时强降水(最大小时降水量超过130 mm)和雷电活动。过程可分两个时段：16日16—22时(以下简称第一阶段)和16日23时—17日06时(以下简称第二阶段)(图2)。通过分析各站点降水量峰值出现时间发现，第一阶段小时降水量峰值依次为南通63.7 mm(16日18时)、海门92.8 mm(16日20时)和崇明明珠湖131.2 mm(16日21时)，反映了中尺度对流系统在长江口区稳定少动、快速增强的过程；第二阶段降水量峰值常熟80.5 mm(16日23时)、太仓62.6 mm(17日03时)、启东56.5 mm(17日04时)，表明此阶段暴雨是由中尺度对流系统自西向东移动造成。

图1 累积降水分布(单位:mm)：(a) 16日08时—17日08时；(b)16日14—20时；(c)16日20时—17日02时；(d)17日02—08时Fig.1 Accumulated precipitation distribution (units:mm): (a) from 08∶00 BST on 16 to 08∶00 BST on 17;(b)from 14∶00 BST to 20∶00 BST on 16;(c)from 20∶00 BST on 16 to 02∶00 BST on 17;(d)from 02∶00 BST to 08∶00 BST on 17

图2 大暴雨代表站的小时降水量时间演变Fig.2 Temporal evolution of 1 h accumulated precipitation at typical stations in rainstorm area

2 环流背景和影响系统

暴雨发生前，500 hPa中高纬环流西高东低，东北亚冷涡缓慢东移，冷涡南侧低槽伸向华北北部，其后不断有冷空气补充。河套以西有短波槽活动，温度槽落后于高度槽。副热带高压(简称“副高”)强盛，控制我国华东和华中大部。700 hPa高空槽位于山东中部—河南北部一线(图3a)。低层台风倒槽经广东、江西、安徽伸向江苏北部，倒槽两侧温度梯度大，冷暖平流显著，冷空气经渤海—山东半岛向西回流到苏皖北部，长三角地区处在倒槽南侧的东南暖湿气流中(图3c)。

图3 (a—b)500 hPa高度场(实线，单位：dagpm)和温度场(虚线，单位：℃，其中粗实线和粗虚线分别表示500 hPa和700 hPa低槽)；(c—d) 850 hPa风场和温度场(虚线，单位：℃，粗实线表示台风倒槽辐合线)：(a、c)16日08时；(b、d)16日20时Fig.3 (a-b) height field(solid line，unit:dagpm) and temperature field(dotted lines，unit:℃) at 500 hPa (thick solid line and dotted lineindicate height trough at 500 hPa and 700 hPa); (c-d)wind field and temperature field at 850 hPa (dotted lines，unit:℃; thick solid line represents inverted trough convergence line): (a，c)08∶00 BST on 16; (b，d)20∶00 BST on 16

16日20时副高加强北抬，592 dagpm线西伸控制上海和浙江大部，副高与台风环流之间形成低空东南急流。河套短波槽东移发展，冷空气持续向南扩散，冷舌伸到浙东海面，700 hPa槽线南压到山东南部—河南中部(图3b)。低层东北气流扩展到江苏中部，等温线密集带加强锋生。倒槽南压到江苏沿江，顶端气旋性辐合增强。大陆冷高压、副高及北槽南涡构成了稳定的鞍型场形势，冷暖空气在倒槽顶端持续交汇，造成长三角大暴雨、局地特大暴雨天气(图3d)。因此，台风倒槽及其东侧低空急流、高空槽是此次台风倒槽大暴雨主要的天气尺度影响系统，台风、冷涡、大陆冷高压及副高的稳定为冷暖空气持续交汇提供了有利的环流背景条件。

3 中尺度特征分析

中小尺度系统是暴雨的直接制造者，暴雨的强度、落区、出现时间与中小尺度系统的活动及特点密切相关。本次台风倒槽大暴雨过程中尺度特征明显，利用逐时地面加密自动站资料、FY-2E卫星黑体亮度温度(Black Body Temperature, TBB)资料和上海南汇多普勒雷达产品对其中尺度特征进行分析。

3.1 中尺度云团演变特征

TBB是表征对流云强度的参数，可较好反映中尺度对流云团发展情况。TBB≤-32 ℃的区域表示活跃对流区，TBB≤-52 ℃的对流云团与MCS有较好的对应关系[13-17]。此次大暴雨过程由4个中尺度对流云团活动产生，第一阶段长江口区暴雨受3号对流云团局地发展影响，第二阶段苏南东部—上海北部暴雨由4号对流云团东移发展造成。

图4 FY-2E卫星TBB分布(单位：℃)：(a)16日16时30分；(b) 16日17时30分；(c)16日18时30分；(d)16日19时30分；(e)16日20时30分；(f)16日21时30分；(g)16日22时30分；(h)16日23时30分；(i)17日00时30分Fig.4 TBB derived from FY-2E distribution(unit:℃) at: (a)16∶30 BST on 16; (b)17∶30 BST on 16; (c)18∶30 BST on 16;(d)19∶30 BST on 16; (e)20∶30 BST on 16; (f)21∶30 BST on 16; (g)22∶30 BST on 16; (h)23∶30 BST on 16; (i)00∶30 BST on 17

16日傍晚浙江中北部1号和2号对流云团发展合并，缓慢向西北移动(图4a)，长江口区和皖东南部先后有小云团快速发展为3号和4号对流云团，1 h内云顶温度由-52 ℃降到-67 ℃，云团北侧形成了TBB等值线梯度大值区(图4b、c)。1号和2号云团北移与原地发展的3号和4号云团合并，形成了东北西南向的强对流云带，4个云团-67 ℃的冷中心彼此独立(图4d)。之后1号和2号冷中心并入使3号和4号云团进一步发展增强，20时30分，-67 ℃冷云面积显著增大，云顶温度进一步降低到-72 ℃，云团发展达到最盛阶段(图4e)，该小时出现了此次过程的最强降水(图2)。18—21时3号云团在长江口区快速发展，南通(17—18时，64 mm)、海门(19—20时，93 mm)和崇明北部(20—21时，明珠湖131 mm，庙镇生态园110 mm)的强暴雨发生在其快速增强期间，暴雨出现在云团北侧TBB梯度大值区中，雨强随云顶温度降低快速增强，崇明北部100 mm·h-1以上的极端强降水与云团发展到-72 ℃相对应。21时以后3号云团近海维持，4号云团在太湖以东再度发展、缓慢东移(图4f、g)，期间云顶温度保持在-67 ℃以下，先后给常熟、昆山太仓、崇明和启东带去40～80 mm·h-1的短时强降水(图4h、i)。两个阶段的降水累积效应使长江口区雨量进一步加大，局地达到特大暴雨。

3.2 中尺度雨团与中尺度风场分析

利用地面逐小时加密自动站观测资料分析中尺度雨团及地面中尺度风场特征，考虑到本次过程强对流特征显著，将1 h降水量大于等于20 mm且范围达到或超过几十公里的雨区定义为中尺度雨团(以下简称为雨团)。

图5 16日逐时地面中尺度风场和降水量(单位：mm；粗实线为地面中尺度辐合线，圈内为南通、通州和海门站所在位置)：(a)16时；(b) 17时；(c)18时；(d)20时Fig.5 The hourly ground mesoscale wind field and precipitation distribution on 16 (unit:mm; thick solid line represents groundmesoscale convergence line; the circle indicates the location of Nantong，Tongzhou and Haimen station) at: (a)16∶00 BST;(b)17∶00 BST;(c)18∶00 BST;(d)20∶00 BST

东北风(偏北风)与东南风(偏东风)之间形成的地面中尺度辐合线是此次过程的关键触发机制。16日16时东北气流前沿位于苏南西部，苏南东部—上海北部以偏东风为主，中尺度辐合线偏西偏北，且辐合较弱，降水也较弱(图5a)。1 h后，冷空气向东扩散，南通和通州由偏东风逆转为东北风，辐合线东移南压到长江口区(北端界于通州和海门之间)触发雨团，南通出现48 mm·h-1的短时强降水(图5b)。18时暖湿气流增强，海门和通州转为东南风，辐合线西移到通州和南通之间，两站仅相距数十公里，地面辐合增强，雨团沿辐合线发展，南通小时雨强增加到64 mm·h-1(图5c)。之后冷空气继续向东南扩散，太仓逐渐转为西北风，同时暖湿气流也进一步深入，通州和海门南风分量增大，南通也转为东南风；20时长江口区南北两侧西北风与东南风之间形成气旋性辐合中心，地面辐合进一步加强，雨团发展增强，海门和崇明北部先后出现93 mm·h-1(19—20时)和131 mm·h-1(20—21时)的极端暴雨(图5d)。21时以后，辐合线被冷空气切断，北段减弱消失，南段稳定在苏南南部—上海北部，触发新雨团沿辐合线缓慢东移，造成第二阶段强降水(图略)。因此，地面中尺度辐合线是此次过程的关键触发机制，长江口区站点风向的转变可较好地反映地面辐合的位置和强度，气旋性辐合中心的形成对雨团增幅具有重要作用。

3.3 多普勒雷达回波演变特征

图6 16日南汇雷达0.5°仰角反射率因子(a—c)和径向速度(d—f):(a、d)17时49分；(b、e)19时03分；(c、f)19时26分Fig.6 (a-c)Radar reflectivity and (d-f)radial velocity of Nanhui Radar at the elevation of 0.5°on16 at: (a，d)17∶49 BST; (b，e)19∶03 BST; (c，f)19∶26 BST

利用上海南汇雷达产品，重点分析第一阶段长江口区极端暴雨期间的雷达回波和径向速度场演变特征。16日下午开始长三角有分散对流发展，17时49分崇明北部55 dBZ的钩状回波南侧有明显的入流缺口，对应18 m·s-1的大风速扰动中心(图6a、d中圆圈)。强回波出现在零速度区及大风速中心北侧，反映了风向辐合及风速扰动对于中小尺度系统的触发作用。之后在东路冷空气扩散南下和低空东南急流增强北抬的共同作用下，正负速度同时增强向长江口区集中，19时03分崇明北部18 m·s-1的正速度中心与其西北侧-5 m·s-1的负速度中心构成了明显的气旋性辐合形势。回波在移动过程中合并发展，其中镶嵌多个60 dBZ的强对流中心，海门19—20时出现93 mm·h-1的短时暴雨(图6b、e)。19时26分正负速度进一步增强，-13 m·s-1的负速度中心向南越过长江口，与25 m·s-1的正速度中心形成了垂直于径向的正负速度对(图6c、f)，表明有中气旋形成，气旋性辐合得到显著加强。冷暖空气持续交汇，最强反射率因子维持在60 dBZ以上，20—21时崇明北部最大小时雨强增加到131 mm(图2)。即中气旋的形成提前于强暴雨增幅约半个小时，具有良好的先兆性和预报预警意义。20时25分负速度中心扩展到崇明中部，气旋性辐合形势被破坏，逐步转为气旋性辐散，不利于强回波继续维持，对应21时以后崇明北部降水快速减弱。

4 暴雨发生发展的有利条件

4.1 冷暖空气相互作用

为进一步了解冷暖空气持续交汇对暴雨发生发展的影响，分析1 000 hPa温度平流及风场变化发现，此次过程暴雨区存在“暖—冷—暖”的温度平流变化过程。暴雨发生前，暖平流自东海海面伸到江淮北部，冷平流位于山东半岛—黄海北部，东南风与东北风形成的辐合线与温度平流零线对应，长三角处在辐合线南侧暖平流中，为暴雨储备充足能量。午后冷空气南下，黄海北部—苏皖中北部东北风加大，冷平流增强、范围增大，中心值由-6×10-5℃·s-1增加到-12×10-5℃·s-1，长三角转为冷平流控制；辐合线东移南压到长江口区—太湖一线(图略)，冷空气侵入暖湿气团触发不稳定能量释放，激发中尺度对流系统，暴雨发生发展。20时低空急流增强北抬，暖平流再度北上控制长三角东部，北侧冷平流有所减弱，中心退回黄海北部；期间辐合线稳定少动，冷暖空气持续交汇，暴雨沿辐合线发展，长江口区出现100 mm·h-1以上的极端强降水。半夜以后暖平流进一步加强北顶，为第二阶段暴雨维持提供必要的水汽和能量。

4.2 水汽条件

充分的水汽供应是强降水形成的重要条件，低空急流是暴雨过程中输送水汽的重要载体[18]。16日20时西伸加强的副高与台风环流之间梯度加大，长三角低层东南风增大。宝山站850 hPa和925 hPa东南风分别由08时的6 m·s-1和10 m·s-1增加到12 m·s-1和14 m·s-1，比湿由9 g·kg-1和15 g·kg-1分别增加到13 g·kg-1和17 g·kg-1，满足出现暴雨的必要条件。据统计，当大气可降水量达到50 mm时上海可产生强对流天气，在60 mm时会产生30 mm·h-1的短时强降水[19]。本次过程前，暴雨区大气可降水量持续增加，强降水期间(16日14时—17日08时)PWV始终维持在60 mm以上。

图7 975 hPa水汽通量(实线，单位：g·cm-1·hPa-1·s-1，箭头为风矢)及水汽通量散度(阴影，单位：10-5 g·cm-2·hPa-1·s-1)：(a) 16日14时；(b) 16日20时Fig.7 Vapor flux (solid line， unit:g·cm-1·hPa-1·s-1；arrows represent wind vector) and vapor flux divergence(shaded area，unit:10-5g·cm-2·hPa-1·s-1) at 975 hPa at:(a)14∶00 BST on 16;(b)20∶00 BST on 16

大暴雨(局地特大暴雨)的产生除局地水汽外，还需要外界持续的水汽输送和局地辐合。16日14时长三角水汽通量较弱，但沿着倒槽辐合线已经形成中心值-6×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1的水汽辐合带(图7a)，傍晚前后强降水沿辐合线发生发展，即水汽辐合提前于强降水出现。之后伴随东南急流增强北抬和东路冷空气扩散南下，东海和黄海的两支水汽共同输向长三角，暴雨区水汽通量和水汽辐合都迅速增大，16日20时两者中心值分别增加到16 g·cm-1·hPa-1·s-1和-9×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1(图7b)，苏南东部和皖东南部的两个辐合中心与图1a中大暴雨落区对应较好。因此，(超)低空东南急流是此次过程的重要水汽来源，东路冷空气携带的北支水汽加强了暴雨区低层的水汽输送和辐合，异常的高比湿和大气可降水量为中尺度暴雨云团的形成和维持提供了充分的水汽条件。与倒槽辐合线对应的水汽辐合带先于强降水出现，其上辐合中心的位置和强度对暴雨的落区和强度预报有较好的指示意义。

4.3 动力抬升条件

除了充足的水汽供应外，强烈的上升运动是暴雨发生发展的另一必要条件。16日20时，(超)低空东南急流出口区的风速辐合及倒槽辐合线两侧东南风和东北风的风向辐合，在长三角形成了东北西南向的风场辐合带，中心值-4×10-5s-1(图8a)。同时，200 hPa上高空槽前急流南压，长三角处在急流入口区右侧，同样是东北西南向的辐散大值区，垂直叠加在低层辐合区之上，构成了低层辐合、高层辐散的有利配置；且高层辐散中心值达到14×10-5s-1，显著强于低层辐合，强烈的高空辐散抽吸有利于低层辐合和上升运动的进一步增强和伸展(图8b)。

图8 16日20时925 hPa(a)和200 hPa(b)急流(实线，单位：m·s-1)和散度(阴影，单位：10-5s-1)及沿32°N垂直速度(单位：Pa·s-1)剖面：(c)16日20时；(d)17日02时Fig.8 (a) 925 hPa and (b)200 hPa level jet(solid line，unit:m·s-1) and divergence(shaded area，unit:10-5s-1) at 20∶00 BST on 16; vertical velocity(unit: Pa·s-1) along 32°N at: (c) 20∶00 BST on 16; (d) 02∶00 BST on 17

在高低空急流耦合作用下，暴雨区上空形成了直立且充满整层的上升运动，300 hPa和600 hPa上两个-1.2 Pa·s-1的中心叠置，为第一阶段长江口区强暴雨的产生提供了良好的动力抬升条件(图8c)。之后冷空气向低层侵入，冷暖空气剧烈交汇，高层上升运动中心增强到-3 Pa·s-1；暴雨区500 hPa以下转为下沉运动，与倾斜的上升支构成了闭合垂直环流圈，有助于强上升运动的维持，为第二阶段苏南东部到上海北部强降水的持续创造了有利的动力维持机制(图8d)。

4.4 层结不稳定条件

假相当位温数值的大小和变化能较好的反映出大气的温湿条件、能量高低及变化和对流不稳定性。沿大暴雨中心的假相当位温剖面图上(图9a)，15日夜间开始暴雨区低层持续增温增湿，348 K等位温线自近地层逐渐向上伸展，与高空槽相联系的冷空气集中在800 hPa以上层。到16日14时强降水开始前，暴雨区近地层位温已经增加到356 K，能量不断积聚；850 hPa以下位温随高度减小，形成了上冷下暖的对流不稳定层结；其上有冷空气渗透叠加，加剧了层结不稳定。在冷空气不断向低层侵入的过程中，逐渐形成冷舌切入近地层，暖湿空气被迫抬升，348 K线上凸，暴雨发生在冷空气向低层侵入、暖湿空气抬升，冷暖气团剧烈交汇期间。

图9 (a)大暴雨中心(32°N，121°E)假相当位温时间—高度剖面(单位：K)和(b)16日14时宝山站探空Fig.9 (a) Time-height cross section of heavy rain center(32°N，121°E) pseudo equivalent potential temperature(unit:K) and (b)T-lnP diagram of Baoshan station at 14∶00 BST on 16

探空图上，16日08时杭州站K指数37 ℃，SI指数-0.7 ℃，已经形成弱不稳定。此时宝山站K指数仅26 ℃，SI指数6.3 ℃，气层稳定；但700 hPa以下风向随高度顺转，表明低层已经有暖平流输送(图略)。14时宝山站K指数增加到36 ℃，SI指数变为-0.78 ℃，转变为不稳定层结；CAPE值由1 626 J·kg-1增加到3 068 J·kg-1，暴雨区不稳定能量持续积聚，为第一阶段3号云团的快速增强提供了充足的能量储备；自由对流高度(Level of Free Convection， LFC)由966 hPa降低到1 012 hPa，在地面中尺度辐合触发下，气块突破自由对流高度获取能量自由上升；探空曲线呈上干下湿分布，湿层位于700 hPa以下，云中以液态水为主，有利于降水效率高的暖云暴雨产生(图9b)。20时伴随低空急流增强北抬，宝山站K指数进一步升高到41 ℃，SI指数降低到-2.3 ℃，大气不稳定进一步增强，前期积聚的能量快速释放产生了强暴雨(表1)。

表1 宝山站探空物理量Table 1 Sounding parameters at Baoshan station

5 数值模式预报检验

本次大暴雨由冷暖空气持续交汇触发中尺度对流系统产生，近地层冷暖湿空气结合的位置决定了强降水主要落区。以欧洲中期天气预报中心全球模式(以下简称EC模式)和上海新一代区域中尺度数值模式(以下简称WRF模式)不同预报时效的预报产品为主要检验对象，将其与模式零场(实况零场)进行对比，了解冷暖空气活动对模式预报的影响，分析产生预报偏差的可能原因。

EC模式对于第一阶段长江口区的强暴雨始终漏报，选取临近过程的16日08时起报产品进行分析(图10a)。模式预报对于杭州湾到上海南部的东南风、江淮西部的东北风和实况较为一致，但对长江口区到太湖一线的风场预报出现较大偏差，尤其是长江口区北侧差异更显著，预报通州、海门和崇明北部都以偏东风为主，偏东风与东北风辐合偏西偏北，位于宜兴—张家港—如东一线(黑色双实线)，预报最大降水量仅20 mm；实况16日20时冷空气前沿已到达太湖，长江口区南北两侧为一致的东北风，辐合线位于吴中—太仓—吕泗一线(紫色双实线)。模式预报的降水落区与实况暴雨区相差近百公里，且雨量显著偏小，一定程度上反映了全球模式对局地强暴雨的预报能力较弱。

一般来说，区域模式对强暴雨的预报能力往往要高于全球模式。连续5个时次跟踪发现，WRF模式仅15日08时起报与实况较一致，其余时次(包括16日08时临近起报)均预报无降水或弱降水，即模式预报跳跃性大，预报员参考性较差，未引起足够重视。对比15日08时和16日08时起报形势场发现，模式预报的地面辐合线位置是强降水落区是否成功预报的关键因素，15日08时起报16日17时地面冷空气前沿已经到达太湖地区，辐合位于长江口区附近(图10b)；而16日08时起报暖湿气流偏强，暴雨区为一致的东南风，辐合线位置偏西偏北，模式预报暴雨区也偏北(图略)。

图10 (a)EC模式16日08时起报16日20时1 000 hPa风场(单位：m·s-1，其中蓝色和红色风杆代表预报和实况风场，黑色和紫色双实线分别表示预报和实况辐合线)及16日14—20时降水量(阴影，单位：mm)；(b)WRF模式15日08时起报的16日17时地面风场(阴影表示风速，单位：m·s-1，棕色实线为地面辐合线)Fig.10 (a)1 000 hPa wind field at 20∶00 BST on 16 (the blue and red wind barb indicate forecast and reanalysis wind field， unit: m·s-1;the black and purple double solid lines respectively represent convergence line of forecast and reanalysis) and precipitation distribution from 14∶00 BST to 20∶00 BST on 16 (shaded area， unit:mm) of EC model initiated at 08∶00 BST on 16;(b)wind field at 17∶00 BST on 16(shaded area indicates wind speed，unit: m·s-1; brown solid line represents ground convergence line) of WRF model initiated at 08∶00 BST on 15

可见，全球和区域模式都未能很好地把握此次台风倒槽大暴雨，未准确预报出表征冷暖空气交汇的地面辐合线位置是暴雨落区预报失误的主要原因。对于类似的台风倒槽暴雨过程，要特别关注北方冷空气的活动对于倒槽暴雨的触发和增幅作用，并根据实况监测资料及时订正模式预报结论。