山東省2009年5月9-10日大暴雨成因分析

趙 鋼，楊瑞峰，王升國，張 艷，許長山，王兆華

(泰安市氣象局，山東 泰安 271000)

0 引言

2009年5月9日上午開始至12日，山東省自北向南出現大范圍的降雨過程，部分地區伴有雷電及短時大風。此次降水過程具有以下幾個特點:一是降水持續時間長，從9日10時開始，山東省部分地區出現降水，一直持續到12日下午降水才基本結束;二是強降水時段集中，強降水主要出現在9日夜間到10日上午這10多個小時內，所以造成的影響較大;三是區域集中，強降水主要出現在魯西北和魯中北部區域，多個縣市出現了100 mm以上的降水，其他區域降水很小;四是降水量大，全省有20個站點超過歷史上5月份日最大降水量極值，主要分布在濟南、淄博、聊城、德州、濱州、東營等市。在5月的理論重現期為70～200年一遇，區域日降水量約為100年一遇。此次強降水導致我省中北部地區出現大面積小麥倒伏、棉田積水，并造成城市內澇，嚴重影響市內交通。截止到12日上午，直接經濟損失約8億元。為探討本次強降水產生的成因，本文利用常規天氣圖、衛星云圖、新一代天氣雷達回波、區域自動氣象站等觀測資料進行了分析。通過對這次強降雨天氣過程的成因分析，對進一步提高致洪暴雨的預警預報具有重要的意義。

1 影響天氣系統

1.1 高空環流形勢特點

8日08時500hPa中緯度歐亞環流形勢(圖1)為兩高一低型，在烏拉爾山以東為一阻塞高壓，在巴爾喀什湖東部有一個高空低渦，往南為一個寬廣的低壓帶，在高原東部有南支槽波動發展，在東亞地區沿東經120°E是一個高壓脊。這種兩高一低的環流形勢有利于極地冷空氣不斷沿阻高東側的西北氣流擴散南下。

圖1 8日08時500 hPa環流形勢Figure 1500 hPa circulation situation at 8:00 on May 8，2009

從9日08時到20時，巴湖前的低渦橫槽緩慢東移南壓，高原槽波動發展，另外一個顯著特點是西太平洋副熱帶高壓加強北抬，9日20時副高脊線位于20°N附近，584線與120°E的交點在32°N，其西側的西南暖濕氣流也隨著北抬至華北南部。至10日08時，副高達到最強，脊線北跳至23°N附近，根據副高的常年活動規律，5月份副高脊線平均在15°N以南，像這樣北跳至23°N附近是很少見的，從10日20時到11日08時副高減弱，脊線撤至20°N以南。在這種副高增強穩定的形勢下，制約了中低層的切變線系統在一固定地區活動，為這次持續較長時間的降水創造了條件［1］。副高的穩定也為大暴雨的區域不斷的輸送水汽。

1.2 中低層切變線和急流

天氣尺度的環流形勢為區域性降水提供了必要的環流條件，強降水發生的直接原因是中小尺度系統。暴雨發生前的24h，在8日08時850hPa(圖2)上，在河套頂部有一個低渦，從低渦向西南有一個淺槽，在我省中西部向西南方向為一個大于16℃的暖中心，前期低層溫度較高，為暴雨的產生創造了熱力條件。9日08時，隨著低渦的東北移，其南側的淺槽受南部沿海高壓的阻擋，形成了一個東北、西南向的徑向冷式切變線，切變線沿山東、河北交界到山西的南部，我省位于切變線南側的低空西南急流帶內。從9日08時至10日08時，由于副高強盛穩定，所以這個切變線在我省西北部穩定存在，同時，從西南地區到我省的中南部有一支低空急流存在，急流軸在徐州-鄭州-武漢一線，急流中心大于16m/s，我省的魯西北、魯中北部正位于這支急流帶的左前方，風速風向輻合明顯，為大暴雨的產生提供了充沛的水汽來源。9日20時在切變的西南部還形成了一個低渦環流，低渦的蝸旋作用加大了輻合上升運動，促使低空西南急流加強。低空急流源源不斷地將南海的暖濕水汽輸送至暴雨區，為以上地區出現百年一遇的強降水提供了充足的水汽條件。10日20時，隨著副高的南撤，切變線逐步撤至我省中部，中北部的強降水基本結束。

圖2 8日08時850 hPa低空急流Figure 2850 hPa low-altitude jet at 8:00 on May 8，2009

1.3 高低空急流的耦合作用

分析9日20時的高空急流和700hPa低空急流圖，在高空急流入口區的南側的輻散區和700hPa低空急流軸的右前方的輻合區耦合(圖3)，這樣產生了高低空正的次級環流，有利于對流的發展，暴雨區正好在高空急流軸的右后方和低空急流軸的左前方。

圖3 高低空急流耦合效果圖Figure 3 Coupling of high and low altitude jets

1.4 地面冷鋒觸發不穩定能量的釋放

從9日08時地面圖(圖略)看出，氣壓場是一個南北高中間低的“鞍“型場，從我國西南向東北為一低壓倒槽，在倒槽內的華北南部有一個弱的氣旋。由于南北兩個高壓的勢力相當(中心氣壓相差5.0 hPa)，整個氣壓場相對穩定，近似東西向的弱冷鋒移動很慢。9日14-20時，北面的冷空氣沿東北路徑南下，冷鋒主體南壓，在20時冷鋒從東往西貫穿山東中部，地面風場氣旋式切變明顯，因此，是地面冷鋒的輻合觸發了不穩定能量的釋放。

2 造成暴雨的水汽條件

2.1 水汽通量

決定雨強的因子主要有水汽含量和上升速度的大小，水汽含量主要集中在低空700hPa以下［2］。為此，重點分析850hPa等壓面上水汽通量的情況。從8日08時在850hPa上從西南向東北有一個水汽通量大于100 g﹒cm-1﹒hPa-1﹒s-1的高值區，到8日20時(圖4)，水汽通量突然增大并且迅速向東北伸展，中心數值在220 g﹒cm-1﹒hPa-1﹒s-1以上，我省的魯西北在140-180 g﹒cm-1﹒hPa-1﹒s-1高值區控制，這個水汽通道的建立，為大暴雨的產生創造了良好的水汽條件。

圖4 8日20時850hPa水汽通量Figure 4850 hPa water vapor flux at 20:00 on May 8，2009

9日08時，水汽通量大值帶略往東南壓，我省中北部位于大于140g﹒cm-1﹒hPa-1﹒s-1區內，特別是在濟南、淄博、濱州、東營沿黃地區在180-200 g﹒cm-1﹒hPa-1﹒s-1之間，這與暴雨區的分布基本一致。可見850hPa水汽通量的高值區，對大暴雨的預報具有一定的指示意義。

2.2 水汽通量散度

水汽通量散度表示大氣在該地區水汽的輻合輻散情況。因為大暴雨落區主要集中在36-38°N、116-118°E之間，所以選擇沿36.6°N作水汽通量散度的空間剖面圖(圖5)，從圖中看出，9日08時，在低層750hPa以下114°E附件有一個小于 -12 g﹒ cm-2﹒ hPa-1﹒ s-1輻合區域，中心值 -42 g﹒cm-2﹒hPa-1﹒ s-1在 850hPa 層。

圖5 9日8時水汽通量散度的空間剖面圖Figure 5 Spatial sectional drawing of water vapor flux divergence at 8:00 on May 9，2009

9日20時，低層的強輻合中心向東移至116-118°E之間，小于-12 g﹒cm-2﹒hPa-1﹒s-1強輻合中心集中在800hPa以下，在850hPa的中心值為-36g﹒cm-2﹒hPa-1﹒s-1，低空水汽強輻合區的時間空間上的演變和大暴雨落區在時間空間上很一致。10日08-20時，116-118°E地區的中低層全部為水汽通量輻散場控制，強降水結束。

2.3 流場分析

水汽的輸送和輻合主要靠風的輻合來來實現，分析850hPa和925hPa流場發現，本次大暴雨的水汽主要來自南海(孟加拉灣的水汽只到達我國的西南部)，當大暴雨發生時大的輻合區就在山東中北部，從9日08時至10日08時，流場的低空輻合就集中在我省的中北部。在10日08時在850hPa和925hPa的流場上在我省的沿黃地區具有十分明顯的氣旋式輻合，促進了低層上升運動的發展和維持。

3 動力熱力條件

3.1 散度

散度指流體運動時單位體積的改變率。當大氣散度值為負時為輻合，有利于天氣系統的的發展和增強。9日20時850hPa散度場分析，在我省中北部為一負值區控制，中心位于魯中山區約為-100*10-8﹒s-1，也就是說低層大氣有強烈的輻合上升運動。

3.2 渦度

渦度是衡量空氣質塊旋轉強度的物理量，可以用來分析氣壓場的發展變化。850hPa渦度場從9日08時開始，由北向南有一個正的渦度區逐漸控制我省大部分地區，9日20時，正的渦度中心位于魯西北和魯中的部分地區，10日08時，正渦度區繼續加大南壓，中心區(大于10*10-5﹒s-1)的主體控制了沿黃地區，說明這里氣旋強度和上升氣流旺盛，這一時段正是該地區強降水發生時段。

3.3 垂直速度

上升運動是形成暴雨的關鍵因子，上升運動的大小反映了水汽凝結的速度。仍然分析沿36.6°N的大氣垂直速度剖面圖，在9日20時，在114.7-117.3°E的范圍內是-64*10-3hPa﹒s的垂直運動區，而且上升運動到達300hPa以上，上下有兩個中心值，分別在500hPa層(-80*10-3hPa﹒s)和700hPa以下(-112*10-3hPa﹒s)，可見對流層低層上升運動強烈，這一地區正是位于山東省的德州、聊城、濟南、淄博境內。10日08時，對流層(500hPa以下)低層的強上升區進一步東移到了116.6-119.0°E，中心大值區在650hPa附近(-90*10-3hPa﹒s)，這一地區正是我省的淄博、濱州、東營地區。對流層低層強烈的上升運動移動和我省大暴雨的自西向東移動一致。

3.4 假相當位溫Qse

假相當位溫Qse是氣壓、水汽壓和溫度的函數，表征著大氣的暖濕能量特征。實踐表明:850hPa的能量形勢對暴雨預報有一定的參考作用。分析850hPa從8日08時到10日20時的Qse場明顯看出，有一個高能舌由西南伸向東北并隨著系統的移動逐步南下，其中在9日20時Qse達到最強，850hPa圖上沿黃河有一個大于70℃的高值區控制，可見850hPa圖上的Qse大值區與大暴雨的落區對應比較好。

3.5 K指數

K指數是對大氣不穩定層結的描述，當K≥35℃時，出現對流性天氣和暴雨的可能性較大。9日08時在魯西北、魯中北部地區為一個大于34℃的區域，至20時，K指數迅速增大，全省大部分地區的K指數大于34℃，魯中、魯西北和魯西南的部分地區被K指數大于38℃的高值區所覆蓋，從9日傍晚到夜間正是強降水由西向東南發展的過程，K指數的大值區與大暴雨的落區配置較好。

4 衛星云圖和雷達回波

4.1 衛星云圖

造成本次大暴雨的云系主要是由多個對流單體結合成一個發展旺盛的中尺度對流系統(MCS)［3］造成的，在高空引導氣流下向東北移動，使我省自西向東沿黃地區先后產生了大暴雨。

圖6 9日19時、10日0時、10日3時FY-2衛星紅外云圖演變Figure 6 The evolution of IR images of FY-2 satellite at 19:00 on May 9 and 0:00，3:00 on May 10，2009

4.2 雷達回波

降水回波自15時前后開始加強。從14:04CR和0.5度V27產品可以看出，魯西北地區近地層基本是西南風。到17時東北方向基本轉為東北風，輻合區位于南部50 km處，此時回波已經加強，強回波區呈東北西南向帶狀分布，主體東北方向移動。18:05輻合區仍在50km處，穩定少動。回波在輻合區東北向發展加強，影響齊河、濟南。到21:02，輻合區東移并逐漸靠近濟南，使得濟南降水強度加大(35mm/h左右)并持續不斷。23:30以后，回波進一步發展，范圍增大，但還是基本呈東北西南向帶狀分布，主體向東北方向移動，在魯西北及魯中北部造成區域性暴雨。

5 結語

本次山東大暴雨天氣過程主要是在穩定大尺度環流下，低層中尺度切變線在華北南部穩定少動造成的，低空西南急流在山東中北部的強風速風向輻合為大暴雨的產生輸送了充足的水汽，從流場分析這次大暴雨的水汽主要來自南海，地面冷鋒是本次大暴雨不穩定能量釋放的啟動機制，高低空急流的耦合加強了對流的發展，持續時間長是形成大暴雨的一個主要原因。850 hPa低空大氣散度、渦度的強輻合區和空間垂直速度強上升區正是大暴雨發生地區，且在時間尺度上對應良好。低層850hPa假相當位溫θse大于64℃和K指數大于38℃的區域和大暴雨落區對應較好。從云圖來看，造成這次強降水是由多個對流云團發展成一個中尺度對流系統自西向東先后影響造成。雷達回波顯示，強降水回波軸從9日15時至23時從西向東移動，回波以混合云降水［4］為主，造成了魯西北西部和魯中北部的暴雨;23時以后，回波主體向東北移動，造成了我省魯西北東部的大暴雨。

［1］ 曹鋼鋒，張善君，朱官忠，等.山東天氣分析與預報［M］.北京:氣象出版社，1988.144-150

［2］ 朱乾根，林錦瑞，壽紹文，等.天氣學原理與方法(第三版)［M］.北京:氣象出版社，2000.637-638

［3］ 陳渭民.衛星氣象學［M］.北京:氣象出版社，2005.275-276

［4］ 余小鼎，姚秀萍，熊廷南，等.新一代天氣雷達原理與應用講義［D］.北京:中國氣象局培訓中心科學技術培訓部，2000.47-51