豫北“7·9”特大暴雨的形成与极端性探析

司福意， 张一平， 赵海青， 李社宗， 王 迪

(1．中国气象局·河南省农业气象保障与应用技术重点开放实验室，郑州 450003； 2．焦作市气象局，河南 焦作 454003；3.河南省气象台，郑州 450003； 4.郑州市气象局，郑州 450005)

引 言

我国是多暴雨国家，频繁发生的暴雨往往给当地带来不同程度的灾害。因此，对暴雨形成机制和预报方法研究，一直都是天气预报工作的重点，并已取得了大量科研成果。早在20世纪80年代，陶诗言[1]对中国暴雨的物理条件、地形影响、各种尺度天气系统与暴雨的关系等方面进行了系统研究。陶诗言等[2]还指出，华北大暴雨常与中低纬度系统的相互作用有关。孙建华等[3]对20世纪90 年代华北大暴雨过程的统计结果表明，约74 %的华北大暴雨个例有台风直接或间接影响。在台风远距离影响下，华北暴雨往往强度大、效率高，累积雨量大，如2012年7月21日北京特大暴雨，多站降水量超过了历史极值。北京“7·21”特大暴雨引起了很多气象工作者的高度重视[4-6]，并从特大暴雨的极端性、形成原因、动力因子、水汽输送及河套气旋发展东移与暴雨的关系等不同角度对其进行了深入研究。由此可见，一次极端暴雨的发生往往是多种因素综合影响的结果，可根据关注点的不同从多角度进行探讨分析，从而更深刻地揭示暴雨过程的形成机理，增强人们对极端灾害天气的认识，提高预报水平。

暖区暴雨的定义最早针对的是华南前汛期暴雨，由黄士松[7]提出。此类暴雨具有强度大、降水时段集中、对流性质明显等特征。华北暴雨[8-12]具有鲜明的季节和地域特征，其降水强度大，局地性强，且往往与地形关系密切。王丛梅等[13]针对2015 年8月2日和2011年8月9日两种不同天气系统背景下发生在太行山东麓的短时强降水过程开展了研究，结果表明,太行山地形通过增强辐合上升运动、增大垂直风切变,进而使降水强度增大。

在超强台风“尼伯特”登陆的背景下，2016年7月9日河南北部出现了一场区域性暴雨天气过程(简称“7·9”暴雨)，其中新乡和辉县国家基本站日雨量突破400 mm，是河南省气象观测记录中仅逊于“75·8”特大暴雨日雨量的次高值，而且其小时雨强与强降水持续时长也刷新了当地历史气象记录。极端强降水给人民生命财产造成重大损失，仅新乡市就有50多万人受灾, 1人死亡，直接经济损失超过17亿元。针对此次过程，漆梁波等[14]指出，作为重要业务参考的全球模式，均未能提前对此次暴雨过程做出有效预报或提示，高分辨率区域模式和快速同化更新系统则表现出更好的预报能力。马月枝[15]和顾佳佳[16]等在中尺度环流特征方面对这次特大暴雨过程进行了分析。

本次天气过程的影响系统偏弱且各层无急流，缺少预报大暴雨的充分理由。本文侧重对引发此过程的天气尺度系统——华北冷涡所处大气环境场的特征、远距离登陆台风影响及太行山地形的助推作用进行探讨，期望能为同类非典型极端降水事件的预判提供一些参考。

1 资料的选取和降水实况

1.1 资料的选取

本文所用资料包括MICAPS常规高空和地面分析图、区域自动站观测资料、FY-2E卫星云图和郑州多普勒天气雷达资料，物理量场由EC-ERA5(0.25°×0.25°)再分析资料计算得到。

1.2 强降水的时空特征

2016年7月8日20时-9日20时，豫北出现了一次特大暴雨天气过程，强降水主要集中在太行山东麓(图1a)。从图中可见，两个国家气象观测站辉县和新乡24 h雨量分别达440 mm和414 mm，均超过了当地有气象记录以来的极值。区域站的累积降水量有156站≥50 mm、96站≥100 mm、16站≥250 mm，最大出现在新乡市区的平原乡，达450 mm。过程降水可分为三个阶段: 8日21时-9日02时为降水初期，降水在安阳西北部启动并逐渐沿太行山东麓发展南下，相对较弱；9日03-09时为降水强盛期，≥30 mm/h的强降水主要集中在该阶段；10时后进入衰退期。位于暴雨中心的辉县和新乡站(图1b)均连续7 h降水强度超过对流性暴雨的雨强标准(≥20 mm/h)，辉县站9日07-08时雨强达111.1 mm/h，新乡站9日04-05时、05-06时雨强分别达95.9 mm/h和101.1 mm/h。强降水雨强之大、持续时间之长,均突破当地气象记录，具有极端性。

图1 2016年7月8日20时-9日20时豫北降雨总量分布(a)及特大暴雨站点逐小时雨量演变(b)

2 冷涡背景下的环境场配置特征

在高空冷涡[17-20]背景下，河南强对流天气[21-22]多为快速移动的短历时雷雨大风天气，引发持续性的区域暴雨非常罕见。本次过程中华北冷涡有着不可或缺的重要作用，与通常冷涡系统不同的是,本次过程的高空冷涡居于副热带高压西北方向宽广的弱脊中，表现为一个单圈闭合环流和一条冷温槽线，其作用极易被忽视。

2.1 适宜的高低空环流配置

本过程的高空冷涡整体偏弱，系统仅从250 hPa发展至500 hPa(属于浅薄型)。图2(a)(c)分别为2016年7月9日08时250 hPa和500 hPa天气形势图。图2(a)中标注了从8日08时至10日20时间隔12 h的500 hPa和250 hPa上的低涡移动情况。从图中可见，在对流层中上部的冷涡中心，轴线从下至上呈现出向北—东北方向倾斜的特征。500 hPa上冷涡8日08时在地处河套北端的临河附近生成，20时移到东胜南侧，9日08时移至石家庄附近。

从图2(c)中可见，低涡的东北部有冷槽和明显的负变温，西南方有一支显著的西北风大风速带，郑州站风速达到14 m·s-1；东南沿海当年1号超强台风即将登陆，台风低压北侧有暖倒槽伸向内陆，与冷涡南部低压槽接近打通。图2(b)为9日08时的高低空形势配置综合分析图，从中可见,暴雨中心恰好位于地面辐合线的辐合中心附近，925 hPa上有来自东南方向(10 m·s-1)的显著气流，700 hPa暖切变线过其上空，500 hPa上有来自西北方向的大风速轴(14 m·s-1)穿过其西南侧，对流层上部200 hPa处于高空急流的分流区上空。源源不断的水汽输送、中等强度的垂直风切变、低空辐合高空辐散的持续抽吸作用，为对流性暴雨的形成和维持提供了十分有利的天气尺度环境条件。

图2 2016年7月9日08时250 hPa天气形势图(a)、中尺度综合分析图(b)、500 hPa天气形势图(c)及郑州站8日20时与9日08时探空图(d)

2.2 中低层极高的温度、湿度条件的形成

丛春华等[23]研究表明:远距离台风暴雨的落区主要有两个类型，Ⅰ型位于环渤海地区(包括河南大部)，Ⅱ型位于川陕地区；台风远距离暴雨能否产生的关键在于热带气旋东侧环流能否将水汽输送到中纬度槽前。从图2(c)中可见,此次过程台风与中纬度系统间没有高气压或偏北气流阻断。在台风倒槽的东北侧，沿副高边缘从925 hPa到850 hPa形成了一条完整的伸向华北南部的东南风暖湿气流输送带。东南气流进入豫东后，逐渐形成一个水汽辐合带，辐合带随着气流由东南向西北推进。

降雨过程之前，豫北已处于副热带高压西侧的高温、高湿环境中。台风外围暖湿气流的移入，加剧了华北南部对流层中低层高温、高湿环境场的发展，有利于对流性不稳定能量储备和累积。8日14时900 hPa和925 hPa上假相当位温高能舌均已接近辉县附近，在地面天气图上豫北测站的露点温度均已达到23 ℃以上。图2(d)为最接近豫北暴雨中心的探空站——郑州站8日20时和9日08时的探空图，从中可见，豫北暴雨发生前对流层中低层700 hPa以下已维持着深厚的高温、高湿层结，各层的t-td均≤2 ℃，近地面露点温度td甚至高达26 ℃。9日20时代表湿对流有效位能储备的CAPE值已达到2718.2 J/kg，9日08时CAPE能量虽已有释放，但其强度仍达到1609.4 J/kg。追踪系统的动态发现，随着冷涡系统的东移，8日夜间冷涡所携带的高空干冷平流叠加在处于其东南、南部象限的豫北平原高温、高湿环境场之上，形成了超强的位势和动力不稳定。随即巨大的不稳定能量在地面辐合线附近被激发和释放。

3 台风和地形对强降水极端性的影响

太行山迎风坡喇叭口地形对台风外围东南暖湿气流有着阻挡、抬升和汇聚作用，主要体现在三个方面：一是极强水汽辐合中心的形成和超长时间摆动维持，二是中等以上强上升运动的形成和持续，三是强辐合、上升运动中心恰好落在地形喇叭口迎风坡处，彰显着喇叭口地形的汇聚作用。

3.1 台风外围水汽输送在太行山东麓引发强水汽辐合

远距离台风外围东南暖湿气流带把沿海的水汽源源不断地向华北南部输送。利用EC-ERA5再分析资料,获取了台风外围东南风场向内陆的推进情况：925 hPa上，≥6 m·s-1的东南风及其相伴的水汽辐合带于8日08时进入豫东商丘附近，14时越过开封靠近黄河一带(图略)。8日20时东南风速已加大至8 m·s-1,且过商丘南部经开封到新乡东南部已显现出一条东南—西北向的大风速轴；相伴的水汽辐合带前沿也已越过黄河进入豫北，中心强度为6×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1(图3a)。到9日02时,风场中大风速轴线更加清晰，由苏皖南部过豫东伸向豫北，周口和商丘间风速已达10 m·s-1，且风的偏南分量也在加大；水汽辐合中心已到达太行山东麓，强度达15×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1(图3b)；08时辐合区域范围虽有明显扩大，部分已进入山西高原，但中心仍滞留在太行山麓上空，强度仍达8×10-5g·cm-2·hPa-1·s-1。

参考栗晗等[24]对1980-2016年71个豫北日雨量≥100 mm的大暴雨个例的850 hPa水汽辐合强度范围的统计结果及司福意等[25]所做的强降水个例分析结果，可以确定本次过程的水汽辐合强度在当地属于极强类别。对比图3(b)(c)和(f)可见,水汽辐合中心恰好位于太行山东麓地形喇叭口的迎风坡处，并在其附近维持时间超过6 h之久。

3.2 太行山地抬升作用分析

地形的抬升作用促成了中等强度以上的上升运动形成。图4 (a)(b)为9日02时、08时沿35.4°N(暴雨中心)所做的垂直速度纬向空间剖面图。在图4(a)中，-10×10-2hPa·s-1的上升运动伸展到300 hPa以上，有两个上升强度大值中心：一个在850 hPa附近，强度达-40×10-2hPa·s-1，轴线随高度向西倾斜，大致与山脉坡度倾斜方向一致;另一个在500 hPa附近，强度达-60×10-2hPa·s-1，轴线基本与地面垂直。从图4(b)中可见，对流层中上部的上升运动随高空风明显东移，远离暴雨中心，500 hPa附近的上升运动中心已消失，而对流层低层的上升运动中心却稳定维持，虽然高度下降至925 hPa附近，但强度却增加到-50×10-2hPa·s-1以上。对比分析表明，暴雨中心区域，在对流发展的前期，地形的抬升作用和热力不稳定能量释放对系统的发展均有贡献，前期热力不稳定能量释放作用占主导地位，从而使对流发展十分旺盛。在强降水中后期，上升运动的维持主要得益于地形对迎面而来的暖湿气流阻挡和动力抬升作用，上升运动中心高度已明显降低。02、08两个时次的上升运动强度均达到-50×10-2hPa·s-1以上，在豫北71个日雨量≥100 mm的大暴雨个例上升运动强度统计中，位列中位数附近[18]。

顾佳佳等[16]还通过中尺度分析指出，在暴雨中心上空600-925 hPa存在着一个垂直运动次级环流圈。图4(a)中对流层低层上升运动中心的东西两侧各有一个接地的下沉区，东侧的强度达10×10-2hPa·s-1。这表明在强对流发展前期，对流层下部强对流中心的东西两侧各有一个垂直运动环流圈，彰显出强降水过程初期对流有效位能所释放的热力作用占主导地位。相邻的上升、下沉气流区同时存在，昭示着对流层下部次级环流圈的存在，为强对流系统长时间维持提供了有力支撑。图4(b)中仅在上升区的东侧有下沉气流，说明仅有一个环流圈，也展现出在强降水后期地形抬升作用占主导地位。

3.3 太行山东麓喇叭口的汇聚作用

图3(f)为豫西北地形与气象测站分布。图3中呈东北-西南走向的太行山主脉位于辉县西部(海拔约1500 m)，辉县北部分布着海拔500-1000 m的余脉，二者之间形成了一个面向东南的喇叭口，新乡和辉县依次位于喇叭口东南侧。对比图3中(a)(b)(c)三个时次水汽辐合带的位移和强度变化，有两个显著特征清晰可见：一是狭长的带状辐合线聚拢成圆型辐合中心，且中心落在了山前喇叭口地形入口处；二是近地面水汽辐合中心强度从平原(图3a)到山前(图3b)增强了2.5倍之多。水汽辐合中心的形成和强度变化固然有湿热能的热力作用，但地形的抬升汇聚作用更为突出。

地面辐合线动态与强降水落区的集中,也能体现出喇叭口地形的汇聚作用。8日14时地面气压场上，华北南部处于副热带高压西侧高温、高湿环境中，有两条地面辐合线：一条位于山西高原，与冷涡主体云系相对应，由太原过榆次伸向榆社西侧；另一条位于太行山东麓，从温县经新乡、浚县伸至内黄附近。随着冷涡主体云系的东移，20时高原上的地面辐合线已东移南压至涉县、陵川和高平一线，而豫北平原上辐合线北端却随东南风的加强西进到汤阴西北侧，向太行山东麓靠近。区域自动站监测显示：21时前后，上述两条辐合线在安阳西部交汇，林州站由20时的西南风转为东北风。之后，冷涡主体对流云系后侧雷暴高压(冷池)所携带的冷空气沿着山麓向东南扩散，先后在安阳与鹤壁境内触发强对流，出现了20～40 mm·h-1的强降水。9日凌晨,位于辐合线南端的焦作辖区对流性降水也得到了启动和发展，并沿辐合线向北推进，而此时辐合线北段已顺时针旋转至内黄、滑县至卫辉一线(图3d)。到03时前后，辐合线北段已在鹤壁附近逐渐转横，并与正在加强西进的低空东南暖湿气流相交汇，鹤壁境内出现了大片50～60 mm·h-1的对流性强降水。04时位于辐合线中部的辉县附近出现了一个气旋性辐合中心，大暴雨中心在此不断地增强和维持。图3(e)为9日04:30的地面风场分析图。

图3 2016年7月8日20时(a)、9日02时(b)、9日08时(c)925 hPa风矢与水汽通量散度场及9日00:00(d)、04:30(e)豫北区域地面风场和豫北地形与气象测站分布图(f)

图4 2016年7月9日02时(a)和08时(b)沿 35.4°N的垂直速度纬向空间剖面图

4 豫北暴雨的对流条件和发生机制分析

4.1 具有暖区持续暴雨的温湿条件

利用EC-ERA5再分析资料,获取了反映大气湿热条件分布的假相当位温θse分布情况。在925 hPa和900 hPa上，8日14时和20时豫北均已处于不断加强的高温、高湿大气环境场中，对应θse>351 K的高能舌已伸至安阳境内(图略)。20时之后，随着冷涡南部弱冷空气的扩散南下，沿着太行山东麓出现了一条东北-西南走向的能量锋区。图5(a)为9日02时925 hPa上的θse分布情况，从中可见豫北正处于太行山东麓等值线密集的能量锋区上，锋区强度达到每纬度相差6 K。图5(b)为9日02时沿暴雨中心(35.4°N、113.5°E)所做的θse纬向剖面图。从图中可见，在对流性暴雨发生前期，暴雨中心上空在900 hPa高度上有一θse>350 K的高能中心， 900 hPa到800 hPa间θse直减率最大，达到5 K/100 hPa。这说明暴雨中心上空也是位势不稳定区。许爱华等[26]对江西暖区暴雨的能量场分析结果与上述分析情况相类似，只是其能量锋区多以东-西方向为主，所统计的不稳定层结高度多在850 hPa与500 hPa 间。本次过程的不稳定层结更接近对流层底层。

图5 2016年7月9日02时假相当位温925 hPa分布(a)及沿 35.4°N的纬向剖面图(b)

4.2 强对流天气的发生机制

“7·9”豫北暴雨过程发生前夕，588 dagpm线虽已退至海上，584 dagpm线位置变动不大,且高空冷涡处于其控制区域内；700 hPa上,312 dagpm线已由高原东侧退至郑州以东地区。中低空各层等压面上等位势高度线均相对稀疏，并无代表明显的冷空气入侵的斜压锋区出现，风速亦相对较弱(700、850 hPa无低空急流)，仅在925 hPa高度上有一支风速达8～10 m·s-1的东南风显著气流。进一步追踪分析发现，8日08时500 hPa上位于冷涡东北部的东胜站已出现了一个强度达-4 ℃的24 h变温区，并伴随有冷舌随冷涡向其下游方向移动。8日20时太原、石家庄和郑州三站均出现了-3 ℃的24 h变温，在涡的东北侧从北京伸向邢台有一气温低于-5 ℃的冷温槽，9日08时冷槽已伸至涡的中心部位(图2c)。对流层中上层较强的负变温加大了垂直方向上的热力不稳定，再加上 “中低层高湿、上层相对干”，具备了显著位势不稳定条件。这次强对流天气的发生机制归属于准正压类，与许爱华等[27]所论述的准正压类强对流天气发生的环境条件相近似。

5 临近监测分析

红外云图上，8日22:30,豫北沿太行山东麓辉县附近开始有对流云团发展，称之为辉县暴雨云团。在辉县暴雨云团上游山西境内，冷涡主体云系南侧也有两个新激发的对流云团(MβCS)形成，并有合并态势，称为冷涡暴雨云团(图6a)。9日01:30,辉县暴雨云团和冷涡暴雨云团均得到强烈发展，且后者正向前者移近(图6b)；02:30,两个暴雨云团已相接合并发展(图6c)，辉县和新乡附近的强降水开始。合并后的暴雨云团逐渐扩展成近似圆形的中尺度对流复合体，尺度介于α与β之间。暴雨落区正处于此MCC云系覆盖和经过的区域。图6(d) 为05:30的红外云图，该时次辉县和新乡已在暴雨云团后侧云顶亮温梯度最大处。苏爱芳等[28]指出,这种云形结构是导致河南出现对流性暴雨的常见类型。

利用郑州站雷达对引发此次特大暴雨的对流云系的生成和发展演变进行了追踪分析，监测显示，9日00时(图6e)辉县附近已有强降水云团生成，而在其东北、西南和西北三个方向上也均有对流云系发展。西北侧是山西高原上空冷涡云系南端新激发的对流回波，东北侧是在安阳北部生成经鹤壁旺盛发展南下的对流云团，西南方是焦作附近新发展起来的层积混合云团。01 时(图 6f)，上述对流云团已在辉县附近相接，回波还呈现出东南-西北向的纹理结构(与低层风向一致)，并不断向山麓推进，呈现出与主要天气影响系统移动方向相反的发展态势，也就是后向传播。04:21,对流正处于旺盛发展时段(图 6g)：从焦作北上的回波已完全并入到辉县和新乡附近的强回波中，北方南下的强回波带在并入新乡附近强回波后,其北界也在逐渐南缩。强回波中心在辉县和新乡间摆动，其反射率因子普遍为40～55 dBZ(多个时次)，最大接近60 dBZ。图6(h)是沿图3(g)中白色直线位置处做的反射率因子垂直剖面，从图中可见，在暖云层(700-5300 m)区间密布着大量大于35 dBZ的回波，大于40 dBZ的回波主要集中在0 ℃层(5.2 km)以下, 回波质心低于3 km,表现为低质心结构的暖区暴雨特征。这表明反射率因子主要由液态雨滴产生，而仅由液态雨滴形成的回波强度就高达55 dBZ，表明降水强度非常高。

图7(a)-(d)为围绕着新乡和辉县附近最强回波所做的垂直剖面图。其中，图7(a)为发展鼎盛期(03:00)的剖面，该时刻前后地闪频次也最高[11]。图7(b)(c)(d)分别对应图1(b)中小时雨强接近或超过100 mm的强降水时段(04-05、05-06、07-08时)沿最强回波所做剖面。从图中可见，03:00回波顶有明显的隆起，高度达到12 km，而后虽然降水在持续增强，但回波顶逐渐变得平整且高度不断降低，08时最高回波顶已在10 km以下。回波高度的下降与前文中上升运动高度的降低一致。

6 结论与讨论

(1)华北冷涡是本次特大暴雨过程的主要天气影响系统。虽然天气系统整体偏弱且各层均无急流，但地面极高的温湿环境场和适宜的高低空环流配置，有利于对流性暴雨发生发展。

(2)超强台风登陆促成一条完整的暖湿气流输带伸向豫北，并在太行山东麓迎风坡喇叭口处汇聚，形成了超强的水汽辐合倾斜上升运动。强辐合上升运动维持长达6 h以上，导致了暴雨中心极端强降水的产生。

(3)华北冷涡所携带的干冷空气叠加到豫北上空后，中低纬度系统开始交汇。低空暖湿、高空相对干冷，具备了超强的位势和动力不稳定的能量，并在地面辐合线附近得到激发和释放。对流系统的暴发机制归属于南方暖区暴雨的准正压类。

(4)卫星和雷达图像更直观地展现了特大暴雨形成的机理。“7·9”暴雨云系为尺度介于α与β间的近圆形中尺度对流复合体(MCC)，由上下游多个较小尺度的强对流云团(MβCS)合并发展而成；其回波发展由来自东北、西南、西北三个方向的对流性回波汇聚和发展而来，并呈现出后向传播特性，表现出低质心结构的暖区暴雨特征。

本文仅分析了高空冷涡系统所处的特殊大气环境条件、台风外围低空水汽输送和地形影响等有利于豫北“7.9”极端降水事件发生发展的多种因素及其综合作用，揭示了特大暴雨的形成机制。持续性强降水引发的高空潜热释放及其对降水维持的正反馈作用仍需进一步研究。