切變線冷區和暖區暴雨落區分析

侯淑梅，孫興池，范蘇丹，肖明靜

(1．山東省氣象臺，山東 濟南 250031;2．山東省氣象科學研究所，山東 濟南 250031)

切變線冷區和暖區暴雨落區分析

侯淑梅1，孫興池1，范蘇丹2，肖明靜2

(1．山東省氣象臺，山東 濟南 250031;2．山東省氣象科學研究所，山東 濟南 250031)

利用常規、自動氣象站、NCEP/NCAR再分析資料(1°×1°，逐6 h)和WRF模式逐小時資料，對2010年6月30日—7月2日山東省暴雨過程的落區進行了分析。結果表明:本次暴雨過程具有暖區暴雨和冷區暴雨兩種特征。暖區暴雨強度強、范圍廣、落區集中，位于925 hPa經向切變線右側或者低渦的東南象限“人”字型切變線內、暖溫度脊后部、地面低壓前部南風區內;冷區暴雨區強度弱、范圍小、落區分散，位于925 hPa經向切變線左側、冷溫度槽前、地面低壓后部北風區內。冷區和暖區暴雨均位于大氣可降水量大于70 kg/m2的區域、低空急流頂端的左側。低空急流與強降水同時開始或者低空急流提前1 h開始，降水強度最大時段出現在850 hPa風速躍增后1～3 h。只有冷區暴雨時，冷空氣較弱，冷鋒伸展高度較低，暴雨區位于冷鋒后部θse鋒區前沿、θse暖脊脊線頂點、強上升運動中心。冷區與暖區暴雨共存時，冷暖空氣勢力均比只有冷區暴雨時強，冷鋒伸展高度較高，冷區與暖區暴雨均位于強上升運動中心南側1個緯距內風速輻合處。只有暖區暴雨時，冷空氣較強，冷鋒伸展高度較高，暴雨區位于冷鋒前1個緯距內、θse暖脊脊線與地面交點、上升運動中心。低層向北傾斜鋒區的南北跨度與中層向南傾斜鋒區的南北跨度的差值大小，直接影響上升運動的強度和暴雨區的分布。

切變線;冷區暴雨;暖區暴雨;干侵入;大氣空間結構

0 引言

切變線是影響山東夏季降水的一種重要天氣系統，其產生的降水持續時間較長，降水區穩定，有時可在同一地區造成連續性暴雨(曹鋼鋒等，1988)。近年來，有關切變線暴雨的研究較多，取得了許多有益的成果。方翀等(2012)對北京“7.21”特大暴雨中尺度對流條件的研究表明，低層切變線與地面輻合線相交的地區，是對流單體初生和強烈發展的區域;根據中層風的風向風速及地面輻合線的位置和走向，可以大致判斷對流單體的移動方向及是否存在列車效應。張少林等(2009)對山東“7.18”致災暴雨的分析表明，弱冷空氣的低層侵入對暖濕空氣具有抬升作用，促使對流發展和不穩定能量釋放產生暴雨;地面存在中尺度輻合中心或輻合線的生成和發展，是此次大暴雨產生的啟動機制，大暴雨的分布與地面輻合線的走向基本一致。孫興池等(2012)對緯向切變線的落區進行了精細化的分析，認為影響系統的空間結構及冷暖空氣的相互作用對暴雨落區的精細化預報至關重要。上述研究表明，切變線降水造成的暴雨落區不僅與切變線的位置和走向有關，而且與地面輻合線、弱冷空氣的侵入等多種因素有關，影響暴雨的因子仍有許多不確定性，落區預報仍然是預報的難點。因此研究切變線暴雨過程中大氣空間結構的不同配置特點與暴雨落區的關系，進而分析暴雨產生的機制，對暴雨落區精細化預報有很大幫助。

2010年6月30日下午到7月2日，山東省出現全省性降雨過程，全省平均降雨量為45.3 mm，其中魯西北的西部、魯西南、魯中和半島的部分地區出現暴雨，局部大暴雨。此次降水時間長、范圍廣，不同地區產生暴雨的機制不盡相同。本文根據暴雨落區位置，將此次暴雨過程分為暖區暴雨和冷區暴雨，分別從水汽條件、低空急流、空間結構等方面分析不同階段的要素分布特征，從動力特征方面分析了暴雨的產生成因。

1 資料和方法

采用分辨率為1°×1°、間隔為6 h的 NCEP/NCAR再分析資料(Kalnay et al.，1996)以及山東省區域自動氣象站資料和常規觀測資料。

WRF-RUC模式采用36 km、12 km、4 km三層雙向嵌套網格，每3 h循環啟動。該模式采用0.5°×0.5°的 GFS資料作為初始場和邊界條件，通過WRF3dvar將常規地面和探空、省內自動站、船舶、浮標、GPS/MET水汽等實況資料同化到模式中(閻麗鳳等，2013)。本文使用其分辨率為12 km、時間間隔為1 h的850 hPa風場輸出產品。

根據暴雨落區位置分為冷區暴雨和暖區暴雨:暴雨區位于地面低壓后部北風區定義為冷區暴雨，位于低壓前部南風區為暖區暴雨。采用診斷分析和天氣動力學理論相結合的方法，對這次大范圍暴雨的落區進行分析。

2 天氣實況

2010年6月30日下午到7月1日夜間，受切變線影響，山東省出現大范圍暴雨天氣過程，降水持續時間長、范圍廣、強度大。過程降水量(6月30日10時至7月2日08時)在全省共有3個暴雨片區(圖1a)，主要分布在魯西北的西部、魯中的南部和魯西南、膠東半島。強降水時段主要集中在30日夜間，暴雨區主要位于魯西南地區;7月1日白天暴雨區東移，范圍縮小，由大片、連續暴雨區轉為帶狀、分散暴雨區，降水強度減弱。過程降水量大于50 mm的有511個站(占全省區域站的1/3)，大于100 mm的有282個站，大于200 mm的有101個站。過程最大降水量為274.2 mm，出現在菏澤鄄城的紅船站，該站主要降水時段為7月1日00—04時(圖1b)，5 h降水量為245 mm，其中01時1 h降水量高達75.7 mm。

圖1 2010年6月30日10時—7月2日08時累計降水量分布(a;單位:mm)以及菏澤紅船站6月30日17時—7月1日10時逐時降水量(b;單位:mm)Fig.1 (a)Accumulated precipitation distribution from 10:00 BST 30 June to 08:00 BST 2 July 2010 and(b)hourly precipitation from 17:00 BST 30 June to 10:00 BST 1 July at Hongchuan station(units:mm)

3 環流形勢

3.1 高空形勢

6月30日08時500 hPa高空圖上中支槽位于100°E附近，副熱帶高壓與華北高壓脊同位相疊加，山東受暖高壓脊控制;700、850 hPa切變線位于山西到陜西一帶，山東受切變線前部的西南氣流控制。20時，系統穩定少動，850 hPa(圖2a)切變線仍然位于山西東部到陜西南部，切變線的西側山西、陜西一帶是冷中心;925 hPa(圖2d)切變線位于山東西部，濟南與邢臺吹對頭風，輻合較強，冷溫度槽位于切變線西側，從河北省北部伸到山西省中部，切變線以東是暖溫度脊，28℃暖舌控制山東大部地區。30日下午暴雨區位于925 hPa切變線左側、冷溫度槽前脊后。

7月1日08時，500 hPa上山東仍然受中支槽前西南氣流控制。850 hPa(圖2b)切變線東移到山東與河北交界處，切變以西為冷溫度槽，以東為暖溫度脊。西南低空急流從廣西經湖南、湖北、河南、安徽到達山東中部，風速為14～20 m/s，山東中部為風速輻合區;925 hPa(圖2e)上，河北與山東的交界處是一個低渦中心，從低渦中心向西南有一條冷式切變線，向東有一條暖式切變線，二者構成“人”字型切變線，850 hPa上相同位置是低空西南急流，風速為14～20 m/s。暖溫度脊強度減弱并東移到山東省中東部地區。暴雨區位于925 hPa經向切變線的兩側、低空急流軸頂端的左側、暖溫度脊后部，切變線右側南風區內暴雨區范圍大，降水強度大。

1日20時，500 hPa槽分為南北兩段，40°N以北槽位于內蒙古東部到渤海西海岸，山東境內槽位于青島與成山頭之間。850 hPa(圖2c)切變線東移到山東中部，冷溫度槽控制山東北部，低空急流東移并向北伸到青島—大連一帶，風速為12～18 m/s。925 hPa(圖2f)低渦中心移到山東北部，暖溫度脊東移到山東省東部到黃海，魯西北受冷溫度槽控制。低空急流在山東半島東部有氣旋式彎曲。暴雨區位于925 hPa低渦的東南象限“人”字型切變內、暖溫度脊后部、低空急流氣旋式彎曲左側，暴雨區分散，不連續。

綜上所述，30日下午暴雨區位于925 hPa切變線左側、溫度槽前脊后，30日夜間暴雨區位于925 hPa經向切變線的兩側、低空急流軸頂端的左側、暖溫度脊后部，1日白天暴雨區位于925 hPa低渦的東南象限“人”字型切變線內、暖溫度脊后部、低空急流氣旋式彎曲左側。

3.2 地面形勢

從6月27日開始，山東省一直受蒙古氣旋前部的西南風控制，天氣晴朗，氣溫較高，29—30日內陸最高氣溫高達37～38℃，能量充足。30日17時，魯西南地區受倒槽控制，黃河以西處于倒槽后部，為偏北風，此時聊城和菏澤已開始有降水。20時(圖2g)地面形勢變化不大，1 000 hPa倒槽仍然控制著魯西南地區，輻合線呈東北—西南向由魯中山區伸向魯西南地區。暴雨區位于倒槽頂端輻合線左側的偏北風內，為冷區暴雨，暴雨區范圍小，略分散。

圖2 2010 年6 月30 日20 時(a，d，g)、7 月1 日08 時(b，e，h)、20 時(c，f，i)850 hPa(a，b，c)、925 hPa(d，e，f)高空圖和地面圖(g，h，i)( 高空圖為高度場，地面圖為氣壓場， 溫度場， 切變線，低空急流， 地面輻合線，R12h≥30 mm的雨區)Fig.2 (a，b，c)The 850 hPa and(d，e，f)925 hPa high charts，and(g，h，i)surface charts at(a，d，g)20:00 BST 30 June，(b，e，h)08:00 BST 1 July，and(c，f，i)20:00 BST 1 July 2010( height in high，pressure in surface， temperature，shear，low level jet， convergence line，area of 12-hr rainfall≥30 mm)

1日08時(圖2h)倒槽北上加強形成一個1 000 hPa閉合低壓，控制山東省中西部地區。輻合線呈東西向從德州南部經淄博伸向濰坊。暴雨區分為兩部分，一部分在魯西南，位于低壓前沿、輻合線南側的南風內，為暖區暴雨，另一部分在魯西北，位于輻合線北側的北風區內，為冷區暴雨。冷區暴雨范圍小、強度弱，暖區暴雨區范圍大、強度強。

20時(圖2i)1 000 hPa低壓控制山東全省，山東省境內有兩個997.5 hPa的閉合低壓中心，一個位于濰坊和煙臺地區，另一個位于菏澤到棗莊交界處。兩個低壓中心附近分別有輻合線，一條從煙臺北部經東營南部、濟南伸向泰安西部，另一條從棗莊中部伸向菏澤南部。暴雨區主要位于低壓東南側、輻合線右側的南風區內，為暖區暴雨，暴雨區分散、不連續，輻合線左側北風區有零星暴雨點。

綜上所述，30日下午主要為冷區暴雨，30日夜間為冷區暴雨和暖區暴雨共存，1日白天主要為暖區暴雨。冷區暴雨主要在魯西北地區，位于925 hPa經向切變線左側，暖區暴雨則從魯西南逐漸向東移動到魯中和半島地區，位于925 hPa經向切變線右側。

4 水汽條件

暴雨的產生首先要有充足的水汽(朱乾根等，2009)322，本次暴雨過程中水汽含量豐富，濕層深厚，暴雨區上空700 hPa以下比濕均大于13 g/kg，850 hPa比濕大于15 g/kg(圖略)。暴雨區的移動方向與850 hPa上大于16 g/kg的比濕的移動方向相同，但比濕大的地方并沒有全部出現暴雨。

大氣可降水量是指將一單位面積地區上空整層大氣的水汽全部凝結并降至地面的降水量，一個地區的可降水量的大小表示了該地區整層大氣的水汽含量(朱乾根等，2009)329。此次暴雨過程的可降水量分布表明，30日20時(圖3e)，呈現出由南向北伸展的可降水量高值區，其長軸為準南北向，位于菏澤西部到聊城西部，高值區西側是鋒區，暴雨區位于長軸右側大于70 kg/m2的區域內(圖3a，e)。1日02時(圖3f)，可降水量大值區長軸呈現“L”型，準南北向的長軸位置與方向沒有明顯變化，長軸在聊城南部向東南折向山東南部，從魯中山區有一個低值區伸向“L”型大值區的拐點處。此低值區剛好成為冷區暴雨與暖區暴雨的分界線，黃河以北的冷區暴雨仍然位于準南北向長軸右側大于70 kg/m2的區域內，黃河以南的暖區暴雨則位于“L”型大值區的拐點以東準東西向大于70 kg/m2的區域(圖3b，f)。1日08時(圖3g)，可降水量大值區長軸仍然呈“L”型，大于70 kg/m2的范圍擴大，準南北向大值區內大于75 kg/m2的范圍向北擴展，冷區暴雨也隨之向北擴展，位于其長軸的右側大于75 kg/m2的區域內，大于70 kg/m2的范圍略大于暴雨區(圖3c)。魯中的低值區向東南移到棗莊一帶，其西南側大于70 kg/m2的范圍為暖區暴雨。之后可降水量大值區繼續東移，由西側鋒區伸出一低值區延向大值區中部，沖斷原來準南北向的大值區。1日20時(圖3h)山東境內大于70 kg/m2的長軸位于東營、濰坊到日照一帶，長軸由原來的東北—西南向演變為西北—東南向，低值區從魯西北伸向魯中，由圖2c可見，此低值區的位置正是850 hPa冷溫度槽所在處，暴雨區位于低值區以東大于70 kg/m2的大值區內(圖3d)。

由此可見，可降水量準南北向的大值區長軸左側有鋒區時，長軸右側大于70 kg/m2的區域為冷區暴雨;“L”型大值區拐點以東準東西向大于70 kg/m2的大值區為暖區暴雨;當鋒區內有低值區向大值區侵入時，低值區以東大于70 kg/m2的大值區為暖區暴雨。無論是暖區還是冷區暴雨，大于70 kg/m2的大值區均比暴雨區范圍大，或者說大于70 kg/m2的大值區并不是充滿了暴雨;因此，水汽條件只是暴雨的一個物質條件，這些水要真正變成地面有效降水，還需滿足其他條件。

圖3 2010 年6 月30 日20 時(a，e)、7 月1 日02 時(b，f)、08 時(c，g)、20 時(d，h)6 h降水量大于30 mm 的區域(a，b，c，d)及大氣可降水量(e，f，g，h;單位:kg/m2)Fig.3 (a，b，c，d)Area of 6-hr rainfall≥30 mm and(e，f，g，h)atmospheric precipitable water(kg/m2)at(a，e)20:00 BST 30 June，(b，f)02:00 BST，(c，g)08:00 BST，and(d，h)20:00 BST 1 July 2010

5 低空急流

從高空形勢來看，暴雨均出現在低空急流頂端的左側。國內許多學者在低空急流與暴雨的關系方面做了大量研究(孫淑清和翟國慶，1980;朱乾根等，2000;苗愛梅等，2010)。孫淑清和翟國慶(1980)提出，低空急流有很強的超地轉性和極不穩定性，不僅為暴雨區輸送水汽，而且還因其極不穩定經常在急流軸上產生中尺度對流脈動，對暴雨有觸發作用。單磊等(2014)研究發現，臺風遠距離暴雨的水汽輸送主要存在于700 hPa以下，水汽來源于東海上空。可見，低空東南急流對暴雨區的水汽輸送起到非常重要的作用。朱乾根等(2000)指出，邊界層急流是暴雨區所需水汽的最大提供者，它在暴雨區形成輻合上升運動，是暴雨區對流不穩定能量釋放的觸發者。

肖遞祥等(2013)對四川盆地西部的一次暴雨過程的研究表明，降雨強度隨南風氣流的增強而增強，850 hPa上3 h風速演變對中尺度對流系統的發展具有很好的指示意義。本次暴雨過程中，過程降水量最大的3個站均位于菏澤境內，這3個站的過程降水量均超過270 mm。利用WRF-RUC模式每小時輸出的850 hPa風場資料表示低空急流，選取3個站的上游格點(116°E，35°N)850 hPa 風速，對比分析3個自動站的逐時降水量及該格點850 hPa逐小時風速。由圖4可見，6月30日22時以前，850 hPa風速均在6 m/s以下，23時風速由6 m/s突然躍增到10 m/s，此時黃安站(98006)的1 h降水量達22.6 mm，引馬站(98105)和紅船站(98104)7月1日00時1 h降水量分別為53 mm、67.4 mm。850 hPa風速在7月1日00時升到12 m/s，持續了4 h后降到10 m/s。對比降水量可見，850 hPa風速達12 m/s時，3站逐時降水量一般在30 mm/h以上，7月1日05時風速降到10 m/s時，3站降水量均突降到10 mm/h以下，之后持續了2 h大于10 mm/h的降水，降水強度減弱至停止。

可見，低空急流與強降水同時開始或者低空急流提前1 h開始，降水強度最大時段出現在850 hPa風速躍增后1～3 h，低空急流維持期，降水強度一般在30 mm/h以上，當低空急流風速減弱到10 m/s時，降水強度隨之減弱，強度大于10 mm/h的降水持續2 h后趨于停止。

6 大氣空間結構

上述分析表明，此次降水分為冷區和暖區暴雨兩個部分，兩部分暴雨出現的時段和強度不同，暴雨落區與天氣形勢和物理量的配置關系也不相同，說明兩種暴雨產生的物理機制是有差別的。那么兩部分暴雨區上空的大氣空間結構有什么差別呢?暴雨落區到底在哪呢?下面分別對30日下午的冷區暴雨、30日夜間共存的冷區暴雨和暖區暴雨以及1日白天的暖區暴雨進行對比，分析不同階段冷區和暖區暴雨的空間結構特征，以期對今后的預報提供參考。

6.1 6月30日下午冷區暴雨

圖4 自動站逐時降水量(單位:mm)與850 hPa逐時風速(單位:m/s)的比較Fig.4 Comparison of hourly AWS precipitation(units:mm)and hourly 850 hPa wind speed(units:m/s)

由6月30日20時沿116°E的剖面(圖5a)可見，θse在37 ～38°N 有明顯的鋒區結構(θse密集區，以下鋒區均指θse鋒區)，鋒區以南是暖濕空氣，鋒區以北是干冷空氣(圖中冷、暖中心分別指溫度的低、高中心，干、濕中心分別指θse的低、高中心，下同)。冷鋒位于θse鋒區前1～2個緯距內，隨高度向北傾斜，傾角較小，伸展高度為900 hPa，冷鋒上空900 hPa以上仍為南風，說明冷空氣勢力較弱。冷鋒后部為弱的西—西北風，鋒前為較強的南風，南風較大的區域位于900 hPa以下的35°N以南區域。等溫線從 θse鋒前2個緯距(35°N)到鋒后2個緯距(40°N)處觸地，弱冷空氣堆位于θse鋒后1～2個緯距(39～40°N)，說明冷空氣從θse鋒后邊界層由北向南擴散，并伸展到θse鋒前1～2個緯距。鋒前θse暖脊脊線隨高度向北傾斜，傾角較小，小于45°。暖脊伸展高度為500 hPa，其頂點位于37°N。

θse鋒區垂直方向存在四層鋒區結構:第一層鋒區在1 000～950 hPa附近，鋒區與地面準垂直。根據傾斜渦度發展理論，θse面的陡立使得大氣濕斜壓性增加，導致對流層低層氣旋性渦度顯著發展，且入侵的冷空氣通過降低低層穩定度和強迫中層較暖空氣抬升，觸發不穩定能量釋放，促進了該地區垂直上升運動顯著增長(吳君等，2007);第二層鋒區位于950～800 hPa，鋒區由南向北傾斜，表明在這一層大氣中干冷空氣低層的移動速度大于高層;第三層鋒區在800～700 hPa之間向南傾斜的濕斜壓鋒區，是干冷空氣主體與暖濕氣流交綏區，說明在對流層中層有干空氣侵入;第四層鋒區為700～500 hPa向北傾斜的鋒區。

干侵入的深入研究是在20世紀90年代以后，干侵入被定義為來源于對流層頂附近的氣流侵入到低層的現象(劉會榮和李崇銀，2010)。姚秀萍和于玉斌(2005)認為，干侵入除了與對流層中高層氣流的下沉有關外，還與中高緯度氣流的南下有關。James and Clark(2003)的研究表明，無論是中緯度還是熱帶地區，干侵入在調節降水結構中都起到了非常重要的作用。由圖5a可見，干冷空氣主體(θse低值區)位于第三層和第四層鋒區北側，40°N上空700～600 hPa上，干空氣的前沿是θse暖脊的頂端，二者之間正是鋒區梯度最強的濕斜壓鋒區，梯度達16 K/(1°lat)。鋒前θse隨高度減小，氣層為對流性不穩定層結。鋒前暖濕空氣在北上過程中沿鋒面抬升，在對流層中層與干空氣相遇，激發強烈的垂直上升運動。上升運動中心(-20×10-3hPa·s-1)剛好位于濕斜壓鋒區的頂端(圖5b)。18—20時風云2E 的衛星云圖(圖略)顯示，在 116°E、36.5 ～37°N維持著一塊MCC，相當黑體亮溫在-60℃以下，最低值達-70.2℃(18時)。在20時700 hPa的高空圖(圖略)上，暴雨區上空是西北—東南向的干鋒，鋒區兩側的露點差達7℃，暴雨區正好位于干鋒鋒區內。Browning and Golding(1995)研究指出，雖然干冷空氣的入侵使得寬廣鋒面降水受到抑制，但是有利于強對流性降水的產生。吳翠紅和王珊珊(2012)認為，受對流層500 hPa干侵入的影響，槽后干空氣不斷穿過露點鋒侵入到槽前暖濕氣團中，這是導致觸發形成中尺度雨團的主要原因。本次降水過程中，30日20時冷區暴雨區均為對流性降水，山東境內暴雨區內站點均有雷暴，說明來自中高緯度對流層中層干冷空氣的侵入在此次暴雨過程中起到了非常重要的作用，與上述研究成果吻合。

四層鋒區呈反“S”形，近地層鋒區坡度較大，鋒面抬升產生上升運動，在中層遇到向暖區傾斜的濕斜壓鋒區，干濕空氣相遇，激發更強烈的上升運動(圖5b)。冷區暴雨位于上升速度中心附近、濕斜壓鋒區頂端、冷鋒后部 θse鋒區前沿、θse暖脊脊線的頂點。

由圖5b還可以發現，在暴雨區附近有兩個次級環流圈。暴雨區上空有兩支氣流，900 hPa以上是上升運動區，上升運動向上一直伸展到200 hPa，在700～600 hPa附近是一個-20×10-3hPa·s-1的強上升速度中心，該處是θse的暖脊頂點、濕斜壓鋒區的頂端。暴雨區上空700 hPa以下θse為352 K，是暖濕空氣向上發展最強的層次。900 hPa以下是θse鋒后弱冷空氣擴散和降水造成的弱下沉氣流，位于上升運動中心偏南一側，即37～36°N。暴雨區以北，39°N附近的鋒區上空，有一支弱的下沉氣流，下沉運動中心位于700 hPa干冷空氣中心的下方，即濕斜壓鋒區的下方偏北一側，與圖5a的弱冷空氣堆相對應，這是鋒后弱冷空氣下沉造成的。這兩支弱下沉氣流與暴雨區上空的上升氣流構成次級垂直環流圈，加劇了暴雨區上空的垂直上升運動。

綜上所述，冷鋒位于θse鋒區前1～2個緯距內，冷空氣較弱，鋒面抬升是觸發垂直運動的主要機制，中層干冷空氣入侵加劇了垂直運動，冷鋒及鋒前θse暖脊脊線隨高度向北傾斜，傾角較小，冷區暴雨位于冷鋒后部θse鋒區前沿、θse暖脊頂點、強上升運動中心所在處。

6.2 6月30日夜間冷區與暖區暴雨

6月30日夜間魯西北和魯西南地區分別出現冷區暴雨和暖區暴雨，冷區暴雨零散、范圍小、強度弱，暖區暴雨范圍大、強度大，后半夜降水強度大于前半夜。

7月1日08時沿116°E的剖面(圖6a)顯示，與圖5a相類似，θse仍然有明顯的鋒區，鋒前2個緯距到鋒后有弱冷空氣堆觸地。θse鋒區有兩層結構:近地面層1 000～950 hPa之間的鋒區仍然是與地面準垂直，950～700 hPa鋒區位于37～40°N向北傾斜，700 hPa以上雖然θse等值線轉為向南傾斜，但等值線稀疏，鋒區不明顯。對比圖5a，中層干冷空氣減弱且高度升高，濕斜壓鋒區減弱，干濕空氣對暴雨的影響逐漸減弱。θse鋒區前沿是冷鋒，向上高度達700 hPa，冷鋒在950 hPa以下垂直地面，950 hPa以上隨高度向北傾斜，傾角較大。冷鋒與θse鋒區呈準平行。冷鋒兩側風速均比圖5a增大，但上空700 hPa以上仍為南風，說明冷鋒強度有所增強，但冷空氣勢力仍然較弱。鋒前θse暖脊向上發展，與地面的傾角較大，大于45°，脊線頂點位于37°N，與地面交點為35°N。鋒面抬升仍然是產生上升運動的主要動力。由于冷鋒與θse鋒區準平行，暖濕空氣的上升距離縮短，在抬升到700 hPa時與干空氣相遇，中層干空氣勢力雖然減弱，但暖濕空氣抬升到此，上升運動受阻，一方面在鋒區上空700 hPa以下形成了第一個上升速度中心(圖6b)，中心值 -12×10-3hPa·s-1位于冷鋒上空(38°N)800 ～700 hPa，另一方面干濕空氣相遇，會加強上升運動，一部分濕空氣受阻后繼續上升，在干空氣頂端處達到第二個上升速度中心，中心值為-14×10-3hPa·s-1，位于36°N的600 hPa左右。對比圖5a發現，由于冷鋒位于θse鋒前1～2個緯距，且坡度較緩，相當于延長了θse第二層鋒區，暖濕空氣向北移動過程中，首先被冷鋒抬升，在35°N就開始出現上升運動，并沒有像圖6一樣上升到濕斜壓鋒區的底部，而是剛好上升到濕斜壓鋒區的頂端與干空氣相遇，并在此處產生最強的上升運動，因此，其上升運動中心只有一個，沒有像圖6b那個出現兩個中心。圖5a中第二層鋒區加上冷鋒延長的部分其南北跨度達3個緯距，第三層鋒區的南北跨度只有1個緯距，二者相差2個緯距，使暖濕空氣有足夠的抬升距離達到濕斜壓鋒區的頂端。圖6a中θse第二層鋒區的南北跨度為1.5個緯距，對流層中層向南傾斜的干空氣南北跨度也是1.5個緯距，因此，暖濕空氣抬升后沿鋒面上升，只能上升到干空氣的下方，導致對流層出現兩全上升運動中心的情況。冷區暴雨位于冷鋒及θse鋒區前沿、θse暖脊頂點、上升運動中心南側1個緯距內。

由圖6a還可以發現，θse鋒前暖舌增強并向上發展，352 K的θse等值線由30日20時(圖5a)的700 hPa升到600 hPa，使得30日20時位于對流層中層700～500 hPa的干區(θse低值區)斷裂，分別向南北兩側退縮，斷裂處即是干濕空氣交綏最激烈的地方，南側的干區頂端退到35.5°N上空600 hPa。干區斷裂處也是南北風的轉換層，36°N上空，600 hPa以下是強盛的西南風，600～500 hPa是偏西風，500 hPa以上是強勁的西北風。36°N以南，無論是南風還是北風風速均比圖5a大，高空槽為前傾槽，強度增強，一方面低層暖濕、高層干冷的差值增大，增強了大氣的不穩定，另一方面，增大了中層的干冷空氣強度，斷裂點以南的干區強度增強，出現小于344 K的干中心。強的西南低空急流將南方暖濕空氣向北輸送，與中層干空氣相遇，在干區斷裂處產生強上升運動(圖6b)，上升運動中心為 -14×10-3hPa·s-1，位于36°N上空600 hPa左右。暖區暴雨位于干濕交綏區干區頂點南側1個緯距內、強上升運動中心南側1個緯距內、θse暖脊脊線與地面交點，500 hPa高空槽前。

θse鋒前西南風風速較大，36～32°N由30日20時的南風轉為西南風，且風速明顯增大，925～700 hPa風速為12～20 m/s，達急流強度。900～700 hPa各層風速在 36°N 均大于 35°N 和 37°N，32～35°N風速則逐漸減小，尤其是900 hPa風速由20 m/s減小為12 m/s。可見，風速在37°N和35°N輻合，暴雨即出現在風速輻合處。

綜上所述，暖濕空氣增強，冷鋒位于θse鋒區前沿，冷空氣較弱，冷區暴雨由鋒面抬升造成，暴雨區位于冷鋒及θse鋒區前沿、θse暖脊脊線頂點;暖濕空氣向上發展，θse暖脊與地面傾角增大，暖濕空氣與對流層中層干空氣交綏是產生暖區暴雨的主要機制，暴雨區位于干濕空氣交綏區干區頂點附近、θse暖脊脊線與地面交點。低層向北傾斜的θse鋒區的南北跨度大于對流層中層向南傾斜的鋒區南北跨度時，中層干空氣會加劇上升運動，對流層只有一個上升運動中心，且強度較強，暴雨區即位于上升運動中心下方;當二者跨度相當時，中層干空氣會阻礙上升運動向上發展，導致對流層同一氣柱不同高度出現南北兩個上升運動中心，且強度減弱，暴雨區位于強上升運動中心南側1個緯距。無論是冷區暴雨還是暖區暴雨，暴雨區均位于強上升運動中心南側1個緯距內風速輻合處。

6.3 7月1日白天暖區暴雨

7月1日白天，低層切變線和地面低壓逐漸東移，降水區也隨之東移。魯西北地區有冷空氣入侵，山東省中東部大部分地區仍受暖溫度脊控制。1日白天暴雨區主要位于地面低壓東南象限的南風內，零星暴雨分布在輻合線附近。由7月1日14時沿116°E的垂直剖面(圖7a)可見，溫度和θse均有明顯的鋒區結構:θse鋒區位于37～39°N，鋒區為雙層結構，900 hPa以下鋒區與地面準垂直，900～600 hPa向北傾斜。鋒前是θse暖脊，暖脊在800 hPa以下垂直向上伸展，800 hPa以上分別向北、向南傾斜，向南傾斜的暖脊與其上空的干空氣交綏，加劇了上升運動，脊線與地面交點為35°N，即暖區暴雨所在地。30日白天和夜間有冷區暴雨出現時，θse暖舌從地面開始向北傾斜，這是二者的不同之處。等溫線在θse鋒區內有明顯的折角，θse鋒前2個緯距到鋒后有明顯的冷空氣堆觸地，說明鋒后冷空氣已到達地面。鋒區以南900 hPa以下等溫線密集，說明低層暖濕空氣非常強盛。冷鋒位于θse鋒區前1～2個緯距內(35 ～36°N)，垂直高度達 700 hPa，850 hPa以下垂直地面，850 hPa以上隨高度向南傾斜。冷空氣勢力較強，冷鋒北側整層均為西北風，這也是與之前有冷區暴雨時的不同之處。鋒面輻合抬升，暖濕空氣向上運動并與中層干空氣相遇，增強了上升運動，上升運動貫穿整個對流層，上升運動中心 -8×10-3hPa·s-1位于35°N 上空 500 ～400 hPa(圖 7b)，是θse暖舌脊線與地面的交點，該處850 hPa以下是西南風、θse濕中心，850 hPa以上是西北風、θse低值區，為下暖濕上干冷的不穩定大氣層結。暴雨區位于冷鋒前1個緯距內南風區、θse暖舌脊線與地面交點、上升運動中心所在處。

綜上所述，7月1日白天暖區暴雨發生時，溫度和θse均有明顯的鋒區結構，冷鋒位于θse鋒前1～2個緯距內，低層垂直地面，上層隨高度向南傾斜，冷空氣較強，鋒后整層大氣被冷空氣控制，冷區暴雨停止。鋒前是強盛的暖濕空氣，θse暖脊脊線低層垂直于地面，上層向南發展與對流層中層干空氣交綏。鋒面輻合抬升及干濕空氣交綏是產生暴雨的主要動力因素，暴雨區位于冷鋒前1個緯距內、θse暖舌脊線與地面交點、上升運動中心所在處。

7 結論

1)冷區暴雨強度弱、范圍小、落區分散，位于925 hPa經向切變線左側、溫度槽前脊后;暖區暴雨強度強、范圍廣、落區集中，位于925 hPa經向切變線右側或者低渦的東南象限“人”字型切變線內、暖溫度脊后部。無論是冷區暴雨還是暖區暴雨均位于低空急流軸頂端的左側。

2)冷區暴雨位于可降水量準南北向大值區長軸右側大于70 kg/m2的區域內;暖區暴雨位于“L”型大值區拐點以東準東西向大于70 kg/m2的區域，當鋒區內有低值區向大值區侵入時，暖區暴雨位于低值區以東大于70 kg/m2的大值區內。

3)低空急流與強降水同時開始或者低空急流提前1 h開始，降水強度最大時段出現在850 hPa風速躍增后1～3 h;低空急流維持期，降水強度一般在30 mm/h以上，當低空急流風速減弱到10 m/s時，降水強度隨之減弱，強度大于10 mm/h的降水持續2 h后，趨于停止。

4)冷區暴雨發生時，冷空氣較弱，冷鋒位于θse鋒區前1～2緯距內，伸展高度較低。鋒面抬升是觸發垂直運動的主要機制，中層有干冷空氣入侵時會加劇垂直運動。暴雨區位于冷鋒后部θse鋒區前沿、θse暖脊脊線頂點、強上升運動中心所在處。

5)冷區與暖區暴雨同時存在時，冷鋒位于θse鋒區前沿，伸展高度至700 hPa。冷區暴雨仍然由鋒面抬升造成，暴雨區位于冷鋒及θse鋒區前沿、θse暖脊脊線頂點;暖區暴雨則是暖濕空氣與對流層中層干空氣交綏激發產生，暴雨區位于干濕空氣交綏區干區頂點附近、θse暖脊脊線與地面交點。冷區與暖區暴雨均位于強上升運動中心南側1個緯距內風速輻合處。

6)暖區暴雨發生時，冷鋒位于θse鋒前1～2個緯距內，伸展高度至700 hPa。冷空氣較強，鋒后整層大氣被冷空氣控制，鋒前是強盛的暖濕空氣。冷鋒及θse暖脊脊線低層垂直地面，上層隨高度向南傾斜，傾角較大。鋒面輻合抬升和干濕空氣交綏是產生暴雨的主要動力因素，暴雨區位于冷鋒前1個緯距內、θse暖舌脊線與地面交點、上升運動中心所在處。

7)低層向北傾斜的θse鋒區的南北跨度大于對流層中層向南傾斜的鋒區南北跨度時，中層干空氣會加劇上升運動，對流層只有一個上升運動中心，且強度較強，暴雨區位于上升運動中心下方;當二者跨度相當時，中層干空氣會阻礙上升運動向上發展，導致對流層同一氣柱不同高度出現南北兩個上升運動中心，且強度減弱，暴雨區位于強上升運動中心南側1個緯距。

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(責任編輯:倪東鴻)

Analysis on cold and warm sector heavy rain area of shear line

HOU Shu-mei1，SUN Xing-chi1，FAN Su-dan2，XIAO Ming-jing2
(1.Shandong Meteorological Observatory，Ji'nan 250031，China;2.Shandong Institute of Meteorological Sciences，Ji'nan 250031，China)

Based on the conventional，AWS，NCEP/NCAR(1°×1°，interval of 6 h)reanalysis and WRF hourly data，the falling area of a heavy rain process in Shandong Province from 30 June to 2 July 2010 was analyzed.Results show that the warm sector and cold sector heavy rain are two features of the rainfall process.The warm sector heavy rain is stronger，wider，more concentrated than the cold sector，locating on the right of the 925 hPa meridional shear line or in the southeastern quadrant of low vortex，the rear of warm temperature ridge，and the southerly region in front of surface low pressure.The cold sector heavy rain is weak and scattered，locating on the left of 925 hPa meridional shear line，in front of cold temperature trough，and in the northerly region behind surface low pressure.The warm and cold sector heavy rain both lie in the area where the atmospheric precipitable water(APW)greater than 70 kg/m2，and on the left to LLJ(low level jet)top.LLJ begins with the heavy rain simultaneously or one hour ahead，and precipitation intensity maximum period appears one to three hours after 850 hPa wind speed jumped.When only the cold sector heavy rain，the cold air is weak with lower height，and the rainstorm lies behind thecold front and in front of the θsefrontal zone，at the top of θsewarm ridge and the center of strong upward motion.When the cold and warm sector heavy rain coexist，the intensity of warm and cold air are stronger than that of only cold sector，and the rainstorm locates in wind speed convergence region，a latitude distance south of the strong upward motion center.When only the warm sector heavy rain，cold air is stronger with higher altitude，and the rainstorm is situated in one latitude distance ahead of cold front，the intersection of θsewarm ridge and ground，and the center of the strong upward motion.The difference value in the north-south span between the lower frontal area which slants northward with height and the middle frontal area which slants southward with height，directly affect the strength of upward motion and the distribution of heavy rain.

shear line;cold sector heavy rain;warm sector heavy rain;dry air intrusion;spatial structure of atmosphere

P458.3

A

1674-7097(2014)03-0333-11

侯淑梅，孫興池，范蘇丹，等.2014.切變線冷區和暖區暴雨落區分析［J］.大氣科學學報，37(3):333-343.

Hou Shu-mei，Sun Xing-chi，Fan Su-dan，et al.2014.Analysis on cold and warm sector heavy rain area of shear line［J］.Trans Atmos Sci，37(3):333-343.(in Chinese)

2013-09-18;改回日期:2013-12-19

山東省氣象局重點課題(2012sdqxz04);山東省氣象局課題(2012sdqx04)

侯淑梅，高級工程師，研究方向為天氣預報及天氣氣候學，shmh0808@163.com.