1 引言
2016年7月19日凌晨至21日凌晨， 华北等地发生了1963年8月8 -9日极端降水事件以来影响范围最广、 强度最大的一次强降雨过程。受强降雨影响河北部分地区受灾严重， 造成省内部分地区遭受洪涝灾害， 并引发多起滑坡和泥石流灾害， 受灾人口743.3万人， 因灾死亡36人、 失踪77人， 倒塌房屋29098间， 农作物受灾面积604.1千公顷， 绝收面积18.1千公顷， 因灾造成直接经济损失已达89.73亿元。北京多站24 h降水超历史极值， 降雨总量超过了2012年“7·21”北京特大暴雨， 过程持续时间超过55 h， 远超2012年“7·21”的近20 h（俞小鼎， 2012； 符娇兰， 2017）。此次降雨持续时间长、 总量大、 范围广， 给经济社会、 人民生命和财产造成了严重损失。
黄河气旋是华北暴雨的主要影响系统之一， 通常生成于河套及黄河下游地区， 其路径大体沿黄河东移进入渤海湾或黄海北部， 再向东北进入朝鲜和日本海， 或偏北移动进入松辽平原。陶诗言（1980）根据移动路径将黄河气旋分为3类， 并分析了气旋内中尺度雨带的活动； 蒋尚城（1990）、 李修芳（1997）研究表明在黄河气旋的发生发展过程中， 伴随有大尺度斜压不稳定和水汽凝结潜热释放两种不同尺度的相互作用， 并常伴有沿低空急流带状MCC的发生发展； 梁丰等（2006）对1991年6月一次黄河气旋研究发现， 气旋的垂直环流具有不对称性， 这种不对称结构可使云中雨滴快速增长， 是气旋暴雨的一种产生机制； 苗春生等（2015）对2008 -2012年春夏季黄河气旋进行统计， 指出夏季黄河气旋伸展高度偏低， 生成后基本沿西北路径经过渤海再进入我国东北， 斜压性较弱。一系列的研究成果对预报黄河气旋的生成及相关天气有一定的参考价值。
Rogers and Bosart（1986）对大西洋爆发性气旋的研究强调斜压性和对流凝结潜热加热的作用， 指出气旋生成初期为弱浅薄斜压系统， 高空槽到达气旋上空时， 气旋得以迅速发展。Hoskins（1991）对位涡理论进行深入研究后指出， 对流层上部或平流层的位涡扰动可以下传到对流层低层及地面， 影响气旋发展。Browning et al（1994， 1997）把这种从对流层顶附近下沉至低层的具有高位势涡度的干空气称为干侵入， 干侵入在气旋发展过程中起着重要作用。在国内， 以往关于黄河气旋的研究中， 对气旋发生发展过程中强度变化及其所带来的天气关注较多， 国内有学者（杨贵名， 2006； 易明建等， 2009； 黎惠金等， 2010， 刘硕， 2019； 裴坤宁等， 2019）利用位涡、 水汽图像上暗区和气旋云型变化特征， 分析了我国冰冻雨雪灾害及梅雨锋上干侵入与强降水的关系， 而从干侵入、 位涡理论和卫星图像来研究温带气旋（黄彬等， 2011）， 尤其是黄河气旋的却很少。熊秋芬等（2016）从准地转理论的角度对一次温带气旋移动路径进行了研究， 指出地面气旋中心总是沿中低层暖平流和其下游高低层微差涡度平流较大的区域移动。研究者对黄河气旋的移动路径关注较少， 然而黄河气旋的移动有时会发生异常， 模式对其路径的预报往往不准确， 预报员在预报中也不易把握。因此， 研究黄河气旋发生发展尤其是其移动路径， 对提高黄河气旋路径以及与气旋相伴随的强降水的预报准确率也具有重要意义。
2016年7月19 -21日的华北区域性大暴雨主要由一个深厚的华北低涡及其相联系的西风槽， 尤其是该深厚低涡在河南北部诱发出的黄河气旋逐渐发展北移造成。而且此次黄河气旋的移动路径以北上为主并2次呈现逆时针旋转路径， 发展深厚， 造成了河北、 北京等地极端强降水， 类似过程少见。本文利用多种常规和非常规观测资料， 以及NCEP 1°×1°再分析资料， 通过诊断和天气动力学相结合的方法， 探讨黄河气旋移动和持续发展的原因。文中涉及的地图基于国家测绘地理信息局标准地图服务网站下载的审图号为GS（2016）2891的中国地图制作。
2 过程概况
2016年7月19日凌晨至21日凌晨， 河南、 山西中东部、 河北、 北京、 天津、 山东中西部、 辽宁西部等14省及直辖市出现了大范围暴雨或大暴雨， 尤其是河南北部， 河北中南部沿山和东北部、 北京及沿山出现了特大暴雨。河北石家庄市平山、 井陉和赞皇、 邢台市临城和内邱、 邯郸涉县和磁县、 河南安阳林州等局地降雨400~616 mm， 上述局地1 h最大降雨100~140 mm。河北井陉（379.7 mm）、 武安（374.3 mm）、 邢台（295.1 mm）、 内邱（291.6 mm）、 石家庄（276.9 mm）、 峰峰（250.4 mm）、 青龙（270.7 mm）， 北京海淀（258.9 mm）， 房山（253.1 mm）等多个站点日降雨量达250 mm以上特大暴雨量级（图1）。本次降水过程自西向东、 自南向北加强， 具有分布范围广、 强度强、 持续时间长及灾害重的特点。
3 强降雨的大尺度环流特征
3.1 天气形势
2016年7月16日20:00（北京时， 下同）起， 南亚高压中心东移至青藏高原， 东伸过程中逐渐加强， 持续至21日20:00。17日08:00起， 副高西伸北抬， 588 dagpm线北界越过35°N。18日08:00我国500 hPa为两槽两脊形势， 其中北支西风槽由巴尔喀什湖的低涡分裂南下， 位于甘肃省中东部， 南支高原槽位于云南省中部。西风槽东移过程中持续加深， 南支高原槽在此过程中与西风槽同位相东移（图略）。
19日14:00， 西风槽穿过了蒙古高原和南支槽在山西省中南部同位相叠加， 形成横跨南北的大槽。地面由于暖气团势力强大， 位于长江流域南部的准静止锋逐渐北抬至湖北、 安徽中部及江苏南部， 有低压倒槽向北伸入河南省中北部， 强度为1000 hPa［图2（a）］。19日20:00后， 500 hPa大槽切断为深厚的低涡， 对应地面位于河南省北部出现闭合等压线， 伴有冷暖锋的锋面气旋在东北-西南向的锋区中生成， 中心气压为995.9 hPa［图2（b）］。黄河气旋形成后， 低压中心自下而上呈现明显的西倾结构。西伸副高的北部与日本海大陆高压合并形成强大经向型高压脊， 副高以西的500 hPa低涡中心稳定少移， 一直位于山西中部偏南， 较地面气旋位置偏西偏北。整个气旋系统发展深厚， 延伸至200 hPa。20日02:00， 随着低涡和高压脊发展， 使得环流经向分布不断加强， 850 hPa和925 hPa存在逐步加强的低空和超低空西南急流和偏东风急流。20日08:00， 气旋发展最强， 500 hPa低涡位势高度为575 dagpm， 地面气旋中心气压为991.4 hPa［图2（c）］， 高低空急流均达到最强。此后高层低涡从远离地面气旋中心的西北方向逐渐接近地面气旋中心， 21日02:00， 低涡移入河北西南部［图2（d）］， 之后逐渐向东北方向移动并填塞， 地面气旋消亡。
3.2 黄河气旋及周边主要天气系统的三维结构
地面气旋7月20日08:00在河北南部发展至最强， 气压降至最低991.4 hPa。925 hPa和850 hPa低涡与地面气旋同步至最强， 850 hPa位势高度低达1345 gpm， 涡度中心值33.2×10-5 s-1。从图3中可以看出， 925 hPa和850 hPa的切变线位置接近重合， 呈现“人”字形特征， 低涡切变线与地面冷暖锋对应， 冷切从山西中东部至河南中部呈南北走向， 暖切位于河北中南部至渤海湾， 有利于边界层的暖湿空气辐合抬升， 尤其在河北中南部， 低层的切变线与地面暖锋附近的辐合线相汇， 在重叠区附近非常有利于对流单体生成和加强； 此外， 925 hPa和850 hPa有沿经向的西南风与沿纬向的偏东风低空和超低空急流， 低层强暖湿气流有利于条件不能稳定层结以及适当大小的对流有效位能（CAPE）的建立和维持， 同时输送大量水汽， 整层大气可降水量明显增加， 为强降水的产生提供了非常有利的条件。河北位于东南急流和西南急流的交汇处， 利于强降水的形成， 北京及附近地区位于东风急流风速辐合区， 暖湿空气在房山至门头沟等地西部的太行山东侧山坡被强迫抬升， 激发出山前对流性降雨。
20日08:00， 500 hPa发展加强为切断低涡， 位势高度为575 dagpm， 低涡中心最大正涡度数值为19.3×10-5 s-1。同时， 低涡东侧副高与日本海大陆高压合并形成的经向型高压脊导致低涡移动缓慢， 并且在低涡东侧至北侧形成强大气压梯度大值区， 强风速区与之对应。低涡系统移动缓慢以及低涡东侧至北侧的大气压梯度为对应地区提供了持续有利的动力抬升条件。500 hPa的急流较前一时次显著增强， 分别呈西南—东北走向和东南-西北走向， 与地面气旋冷锋和暖锋走向一致， 对流云团易在低层辐合线附近生成并发展， 沿着中层500 hPa急流的方向移动。200 hPa高空槽在山西中部附近加深发展并切断生成低涡， 维持超过24 h以上。低涡中心对应正涡度大值区29.6×10-5 s-1， 低涡东侧对应正涡度平流的大值中心4.0×10-9 s-2。
此次华北暴雨主要出现在19日凌晨至21日凌晨， 由上述深厚低涡诱发的黄河气旋（初生至发展成熟）、 低空西南急流和偏东风急流共同影响， 将副高外围的水汽和黄海、 渤海的水汽向华北地区输送， 有利于华北地区水汽辐合和持续补充。另外， 由于副高的阻挡及其分布不均匀， 黄河气旋在华北移动相当缓慢， 这是造成华北大暴雨的主要原因之一。
4 气旋发展演变
4.1 气旋移动路径
进一步分析地面气旋移动路径发现（图4）， 2016年7月19日20:00气旋生成后中心气压缓慢下降， 向东北方向移动。20日02:00气旋开始转西北偏北方向移动， 08:00气旋中心移至河北省南部； 此后， 地面气旋再次转向东北方向， 14:00气旋重新向西北方向移动， 至20:00在河北省中部又一次转向东北方向移动， 直至21日02:00后在天津一带闭合的等压线消失（图略）， 气旋减弱填塞。气旋发展并沿太行山东麓北上缓慢移动过程中， 两次呈现出逆时针旋转路径。
陶祖钰等（2012）和周小刚等（2013）通过准地转垂直运动方程来判断地面气旋移动。指出地面气旋的移动是从下沉运动区移向上升运动区， 移向暖平流更大的区域， 移向下游正涡度平流随高度愈加气旋式区域即高低层正涡度平流之差较大的区域。周小刚等（2013）又指出气旋移动还需要考虑凝结潜热的作用， 或移向非绝热加热更大的区域。为便于解释黄河气旋的移动原因， 运用准地转理论展开探讨。
选取19日20:00、 20日02:00、 08:00、 14:00、 20:00垂直剖面［图5（a）~（e）］， 代表气旋中心东北向、 西北-北向、 东北向、 西北向和东北向移动过程中温度平流、 涡度平流和垂直上升速度的对应关系， 剖面基线见图5（f）。19日20:00［图5（a）］地面气旋生成时， 气旋中心前侧东北方向中低空有暖平流， 后部西南侧有冷平流， 同时300 hPa涡度平流最强， 低层涡度平流小， 高低层涡度平流之差大， 两种因子共同作用， 对应气旋下游从低层到高层存在整层上升运动， 使得黄河气旋向东北偏北方向移动的同时加深发展。20日02:00［图5（b）］， 地面气旋下游（西北方向）中低层暖平流较上一时次明显加强， 此区域高层正涡度平流加强， 高低层涡度平流之差大， 二者共同作用促使低层上升运动愈加强烈， 气旋向西北方向移动。20日08:00［图5（c）］， 气旋中心北偏东方向低层和中层暖平流持续加强区域与垂直速度上升区对应， 高低层正涡度平流微差不显著， 表明主要是热力因子使黄河气旋前部减压， 因此对流层中低层的暖平流对气旋的移动有引导作用， 未来气旋将快速向东北方向移动。一旦对流层中低层暖平流减弱， 导致相应高度的垂直上升运动随之减弱， 气旋将停止发展。20日14:00［图5（d）］， 气旋中心西北侧对流层中层存在暖平流， 高、 低层涡度平流之差大值区也位于地面气旋中心的下游西北侧， 对流层低层和中高层均对应出现上升运动， 气旋向西北方向移动。20日20:00［图5（e）］， 气旋中心下游东北方向对流层中层暖平流明显减弱， 低层暖平流较之前减弱， 但依然存在， 气旋西南侧对流层中低层有冷平流、 东北侧有暖平流， 气旋东北侧伴有减弱的高低层涡度平流差， 引导地面气旋向东北方向移动。
图5 2016年7月19 -20日沿气旋中心的温度平流（红色等值线, 单位: ×10-4 K·s-1）、 涡度平流（灰色等值线, 单位: ×10-10 s-2）和垂直上升速度（彩色区, 单位: ×10-4 hPa·s-1）垂直剖面和(a)~(e)中的剖面基线D为地面气旋中心 Fig.5 Cross sections of thermal advection (red contour, unit: ×10-4 K·s-1), vorticity advection (gray contour, unit: ×10-10 s-2) and vertical velocity (color area, unit: ×10-4 hPa·s-1) along lines in (f) from 19 to 20 July 2016.D is the center of surface cyclone |
强降水发生过程中地面感热和潜热通量很小， 整层相对高湿环境下蒸发通常也很小， 气旋附近的非绝热加热大部分来自降水凝结潜热的释放和对流云顶的长波辐射降温。利用丁一汇（1989）的方法计算得到的凝结潜热加热率。凝结潜热加热率可写为
式中： 为水汽压（单位： K·h-1）； 2.5×106 m2·s-2为凝结潜热； cp=1004.5 J·（kg·K）-1为空气定压比热容； 为垂直速度（单位： hPa·s-1）。计算气旋移动过程中不同高度各个时次的凝结潜热加热率表明， 凝结潜热加热率从700 hPa明显增大， 向上伸展至500 hPa。这里分析700 hPa凝结潜热加热率， 19日20:00［图6（a）］， 气旋北侧出现 大值区， 此前主要降水位于河南北部至河北省南部沿太行山东麓， 强降水会引发潜热的释放。20日02:00［图6（b）］， 大值区出现在气旋东北侧， 呈西南-东北走向， 主要降水也集中在河北南部。08:00［图6（c）］， 气旋中心西侧和东北方向分别存在 大值区， 随着气旋东北侧气压梯度力加大， 气旋性涡旋不断增强， 螺旋雨带进一步朝气旋东北部发展蔓延， 比较之前6 h降雨量， 河北中南部偏东地区即气旋东北方向有大范围降水， 配合之前的分析， 气旋接下来会朝东北方向移动。20:00［图6（e）］， 气旋东北方向即河北东北部产生了强降水， 此时虽然气旋趋于衰减， 高低层正涡度平流差不明显， 但是此区域出现了大的凝结潜热释放， 同时对流层中低层暖平流依然显著， 气旋向东北方向移动。
气旋移动过程中一直伴随强降水， 降水产生的凝结潜热释放由上升运动引起， 强降水凝结潜热的释放在中低层加热区附近导致气压降低， 气压降低进一步促使气旋性环流加强， 气旋性环流的加强进一步引起上升运动， 这种正反馈作用在对流层中层达到最大， 降水越大， 这种作用越强。由图5注意到此次气旋移动过程中， 对流层中低层暖平流一直较强， 潜热加热除了导致气旋性环流加强， 也可能同时进一步加强暖平流强度。而对流云顶的长波辐射降温与低层暖湿平流一起维持着大气的条件不稳定， 使得深厚湿对流和强降水得以持续。
由上述分析可知， 对气旋移动影响最大的三个因素是对流层中层正涡度平流、 对流层中低层暖平流和凝结潜热释放。一方面地面气旋中心下游的暖平流、 高低层微差涡度平流引起的上升运动区对气旋有引导作用， 另一方面要考虑气旋移动过程中前侧强降水造成的凝结潜热释放引起的上升运动， 其共同作用可以解释本次黄河气旋北上移动的原因。
4.2 位涡与气旋的发展
在这一小节， 试着用位涡观点解释黄河气旋的发展（Hoskins et al， 1985）。为了研究气旋发生发展过程中结构的变化， 用气旋发展阶段沿500 hPa低涡中心至气旋中心的垂直剖面图代表气旋初生阶段、 发展阶段， 成熟阶段， 剖面基线（图7）。来揭示位涡与地面气旋发展的关系。
图7 2016年7月19 -20日气旋发展阶段沿500 hPa低涡中心和气旋中心连线的位涡（蓝色等值线, 单位: PVU）、 位温（紫色等值线, 单位: K）和相对湿度（彩色区, 单位: %）纬向垂直剖面(a~d)和(a)~(d)中的剖面基线(e)D为地面气旋中心 Fig.7 Cross sections (a~d) of potential vorticity (blue contour, unit: PUV), potential temperature (purple contour, unit: K) and relative humidity (color area, unit: %) along the connection of the center of the 500 hPa vortex and the center of cyclone (e) at different stages from 19 to 20 July 2016.D is the center of surface cyclone |
在18日20:00黄河气旋生成前24 h， 对流层高层等位涡线开始呈现波状分布， 对应高空槽在陕西中部出现向下伸展的大位涡舌（位涡异常）。此后， 高位涡缓慢向东向南发展， 0.5 PVU已下伸至600 hPa。19日20:00， 200 hPa大位涡舌向南传递至34°N， 前沿位于山西和河南西北部交界处（图略）。位涡场高层有“漏斗状”大值位涡区［图7（a）］， 即呈现出对流层顶折叠现象。对流层顶折叠的位涡大值区对应500 hPa低涡区， 气旋在位涡舌区的东南象限生成。同时注意到， 地面气旋附近的中低层大气存在由于降水潜热释放导致的2 PVU位涡大值区。20日02:00［图7（b）］位涡舌区显著加强并东移， 伸入气旋中心斜压区， 110°E附近1 PVU位涡区向地面伸长， 出现了高低层位涡上下打通的趋势， 其中2 PVU等值线沿着等熵面下传到400 hPa附近， 在115°E的近地面层存在2 PVU的高位涡区， 1 PVU等值线接近地面气旋， 气旋强烈发展。正如于玉斌和姚秀萍（2003）有关研究指出当高层位涡大值区凌驾于低层斜压区时， 高低空出现耦合效应， 气旋出现快速生成和发展。20日08:00， 200 hPa高值位涡舌朝东南快速延伸， 位涡区向东北方向翘起（图略）， 高层位涡大值区（位涡异常区）进一步下传， 高、 中、 低层的高位涡区完全打通， 连为一体形成柱状正位涡异常， 1 PVU的等值线已经覆盖地面气旋上空［图7（c）］， 气旋发展至最强盛阶段。20日14:00气旋发展成熟阶段［图7（d）］， 干位涡柱被湿空气切断， 对应气旋发展减弱。
Davis and Emanuel（1991）对气旋生成的位涡反演诊断分析指出高低层位涡的叠置对气旋生成和发展的重要性， 高层的位涡异常是平流的结果， 低层的位涡异常是非绝热效应的结果。Martin（2006）给出位涡变化和非绝热加热率的关系。
从图8可见， 上述分析从位涡的观点解释了本次气旋的发生发展。强降水造成的潜热反馈对低层位涡增长起了重要的作用， 同时高空携带的高位涡异常下传与上述低空位涡异常在斜压区耦合， 并与低层暖平流形成正反馈作用， 使得地面气旋迅速发展。
水汽图像中的暗区即干侵入由地面气旋中心的西北偏北部逐渐进入气旋的西南部、 南部， 之后逐步向北卷入气旋中心。干空气进入气旋中心湿区形成干缝对气旋有明显的影响。干侵入视为高位涡气流， 根据位涡的变化理论， 当位于平流层下层和对流层上层的高位涡侵入， 携带高层干冷空气， 在低层遇到暖输送带高湿球位温大气时相互作用， 在干侵入前部高、 低层大气系统性辐合、 辐散有利于低层大气抬升， 干侵入可能是促使此次暴雨发展的动力条件之一。
5 结论与讨论
2016年7月19日凌晨至21日凌晨， 华北出现了“63.8”以来最强降雨过程， 本文利用地面自动气象站、 气象卫星云图及NCEP再分析等资料对导致此次特大暴雨的深厚华北低涡、 与其相联系的西风槽， 尤其是华北低涡诱发的黄河气旋形成和发展进行了分析， 得到如下结论：
（1） 形成此次华北特大暴雨的主要影响系统是深厚的华北低涡及其相联系的低压槽、 副热带高压， 以及低涡诱发的黄河气旋； 其中黄河气旋与华北地形影响是此次特大暴雨过程的最直接成因。
（2） 用准地转垂直运动方程结合降水非绝热加热可以解释这次黄河气旋的移动。气旋中心上空的对流层中层暖平流和高层正涡度平流使得垂直上升运动增强， 地面气旋中心总是沿暖平流和其下游高低空正涡度平流之差较大的区域移动， 气旋前侧的强降水产生的凝结潜热释放对上升运动有正反馈作用， 引导气旋向上升运动更强的地方移动。
（3） 用位涡的观点解释黄河气旋的发生发展。对流层上层高值位涡（高空位涡异常）从高层沿着等熵面下传与低空斜压区和低空由降水潜热释放导致的高位涡（低层位涡异常）系统构成的耦合， 引发地面黄河气旋得以生成和发展。
（4） 卫星水汽图像体现了高层天气尺度强迫特征， 水汽暗区与高位涡相对应， 是活跃的动力干带， 将卫星水汽图像和高层位涡场结合进行分析， 有助于从水汽图像上判别高空动力特征的演变， 为温带气旋暴雨监测提供参考。
此次强降水过程与黄河气旋的发展及移动关系密切， 降水所产生的凝结潜热或蒸发冷却等都会对气旋的发展和路径产生影响， 需要进一步探讨。