北京“7.21”特大暴雨云降水結構及云雨轉化特征

周毓荃,蔣元華,蔡淼

(1.南京信息工程大學,江蘇 南京 210044;2.中國氣象科學研究院,北京 100081)

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北京“7.21”特大暴雨云降水結構及云雨轉化特征

周毓荃1,2,蔣元華1,蔡淼2

(1.南京信息工程大學,江蘇 南京 210044;2.中國氣象科學研究院,北京 100081)

摘要：利用多普勒雷達資料、FY-2E靜止衛星和MODIS極軌衛星反演產品,研究2012年7月21日北京特大暴雨的云降水結構及云雨轉化特征。結果表明:降水過程三階段的云降水垂直結構不同。1)在暖區對流降水階段,降水以暖雨機制啟動,雨滴在暖區存在深厚的碰并增長過程,暖雨過程對降水起主要貢獻。隨著云體的發展,冷雨過程加劇。T-Re分析表明,-10 ℃層以下云滴凝結碰并顯著,-10 ℃層以上為深厚的冰相增長帶,云頂以冰相大粒子為主,云水向雨水轉化迅速。2)在鋒面對流降水階段,降水系統為高度組織化的“低質心”強降水液態MCC(Mesoscale Convective Complex)系統。回波強度在冰水混合層增長較快,凍結層是此階段成雨微物理的關鍵層。降水粒子在暖云區碰并增長較快,而蒸發或破碎過程并不顯著。3)在鋒后降水階段,0 ℃層附近冰晶粒子與云水的碰并增長較為明顯。前期降水存在明顯的雨滴蒸發過程。隨著云體的發展,暖區云水含量較少,降水粒子不能有效碰并增長。

關鍵詞：特大暴雨;云降水結構特征;多普勒雷達;衛星反演云參數

0引言

中尺度暴雨是導致中國洪澇災害的主要天氣過程之一,環流背景、天氣系統和垂直環流是影響暴雨的重要因素(陶詩言等,1979;陶詩言,1980;丁一匯,1993)。姜學恭等(2010)將蒙貝低渦導致的環北京暴雨過程劃分成三種類型,并給出相應的天氣學概念模型。對流層底層的中尺度低渦是暴雨天氣的直接制造者(吳翠紅和王珊珊,2012;趙宇等,2013),中尺度復合體是暴雨的直接影響系統(馬紅等,2010)。

2012年7月21日,北京經歷了一次罕見的特大暴雨,全市平均降水量達190.3 mm,房山區最大降水量達到460 mm(諶蕓等,2012)。多位學者對此次過程進行了研究(諶蕓等,2012;俞小鼎,2012;孫建華等,2013),研究多聚焦在暴雨發生的天氣和動力方面,關于此次暴雨的云降水結構和云雨轉化特征尚未見系統闡述。云降水垂直結構能一定程度上反映降水云團的熱力和動力結構,以及云團中降水的微物理特征(Szoke et al.,1986;Hobbs,1989;Zipser and Lutz,1994)。高分辨率的雷達資料是研究云降水結構的重要手段。多位學者利用雷達資料分析了暴雨的回波結構及降水特征(杜秉玉等,1999;陳明軒等,2006)。一些研究表明,降水回波隨高度向地表的增加(或減小)能反映降水粒子經歷的增長(或蒸發)微物理過程(Hobbs,1989;傅云飛等,2003)。此外,TITAN(Thunderstorm Identification,Tracking,Analysis and Nowcasting)系統(Dixon and Wiener,1993)采用加權線性外推的方法對雷暴進行追蹤分析,便于分析回波的結構特征。

隨著衛星技術發展,衛星資料在研究云結構方面發揮了重要作用。Rosenfeld and Lensky(1998)提出了利用衛星資料反演云物理參數、結合云頂溫度與云頂粒子有效半徑關系分析云微物理特征的方法,并據此分析了對流云的垂直結構和云降水的物理過程(Lensky and Rosenfeld,2003a,2003b;戴進等,2010)。周毓荃等(2008)基于FY-2C/D衛星資料研發了近10種云物理特性參量。蔡淼和周毓荃(2010)、蔡淼等(2011)提出云參數的演變優先于地面降水,即云的發展先于降水。

本文利用多普勒雷達資料、衛星資料反演云物理參數、極軌衛星反演及云微物理分析方法,分析本次暴雨降水云系結構和云雨轉化特征。

1天氣背景和降水實況

“7.21”暴雨是在西太平洋副高、貝蒙低渦低槽、“韋森特”臺風、西南季風以及低層低渦等不同尺度系統之間的有利配置作用下造成的。從7月21日10時—22日03時(北京時間,下同)降水時段的總雨量分布(圖1)來看,雨帶呈梯度明顯的西南—東北向分布,全市平均雨量170 mm,城區平均雨量達到215 mm,暴雨中心的房山區降水達到350 mm以上。

圖1　2012年7月21日10時—22日03時總雨量分布(單位:mm)Fig.1　Distribution of accumulated precipitation from 10:00 BST 21 to 03:00 BST 22 July 2012(units:mm)

根據多位學者的研究(諶蕓等,2012;俞小鼎,2012)以及冷鋒系統的移動,將北京特大暴雨過程劃分為三階段:暖區對流降水階段(21日10—16時);鋒面對流降水階段(21日17—21時);21日22時之后為鋒后降水階段。圖2為2012年7月21日10時—22日03時逐小時降水量和冷鋒位置分布圖。

圖2　2012年7月21日10時—22日03時逐小時雨量演變(暖區對流階段:10—16時;鋒面線狀對流階段:17—21時;鋒后降水階段:22時之后為鋒后降水;白色曲線表示鋒面位置;單位:mm/h)Fig.2　Evolution of hourly rainfall observed around Beijing from 10:00 BST 21 to 03:00 BST 22 July 2012(the warm area convective stage:from 10:00 BST to16:00 BST;the front liner convective stage:17:00 BST to 21:00 BST;the behind front precipitation stage:after 22:00 BST;white curves stand for front systems;units:mm/h)

21日10—16時,北京地區主要降水位于鋒面東側,以暖區對流降水為主,鋒面降水較弱。21日10時,雨團進入北京西南地區,并向東北向發展移動,雨強和降水范圍增加。15時,西南地區有新雨團移入,雨帶呈西南—東北向。16時,形成一條雨強大于30 mm/h的強降水帶。

21日17—21時,冷鋒移入北京,北京地區以鋒面強降水為主。17時雨帶中,雨帶西南部的雨核雨強達到70 mm/h以上,雨核強度和范圍逐漸增加,但移動緩慢,維持在西南地區。至21時,形成一條雨強大于50 mm/h的強降水帶。

21日22時之后,強降水帶隨冷鋒移出北京。同時鋒后西側出現降水強度較弱的雨帶,并于22日00時移入北京,雨核雨強大于10 mm/h,22日03時北京降水基本結束。

從圖2逐小時雨量演變來看,三個降水階段的明顯降水過程基本發生在北京地區,造成北京暴雨,強降水雨核基本是依次由北京西南地區進入,后期維持少動,造成房山區雨強大,降水持續時間長,成為暴雨中心。

2云降水結構特征分析

2.1　暖區對流云結構特征

利用TITAN系統對回波進行追蹤,發現河北境內不斷有新生云體沿地面中尺度輻合線向東北傳播、發展形成“列車效應”(俞小鼎,2012)。此階段處于衛星反演光學厚度的最優時段,同時MODIS極軌衛星在21日13:30經過北京上空,可以同時結合雷達、衛星對云降水結構和云雨轉化特征進行分析。

2.1.1降水云系水平演變特征

利用石家莊和北京雷達拼圖(圖3)發現,21日06:11,北京雷達站西西南100 km處有多個尺度較小,發展迅速的新生對流單體群1,在向東北移動過程中合并成強回波團a。10時,強回波團a進入北京,沿其路徑上造成局地強降水。11時左右,在強回波團a的右后側,不斷出現新生發展的對流單體,并逐漸發展成一條線狀對流單體群2,向主體回波區靠近合并。12:30,兩者彌合形成一條西北—東南向的強降水回波帶。同時在強回波團a后有多個中等強度回波發展彌合成一條回波帶,此回波帶逐漸追上前方回波群,形成大范圍強降水回波區,為北京地區第一次大范圍強降水回波。

圖3　2012年7月21日06—16時石家莊和北京站雷達組合反射率拼圖(白色曲線表示鋒面位置)Fig.3　Composite reflectivity of Shijiazhuang and Beijing radars from 06:00 BST to 16:00 BST 21 July 2012(white curves stand for front systems)

21日09時,石家莊雷達站西南90 km有弱回波團3發展。10時,在石家莊雷達站偏南120 km處,不斷出現新生對流回波,形成東南—西北走向的帶狀回波4,隨偏南主導氣流向東北北移動過程中發展合并。15時,不斷發展的回波團3與線狀對流回波群4彌合,形成大范圍強回波團b,并開始進入房山地區,為北京的二次強降水回波。16時,強回波團a和b逐漸彌合,形成西南—東北向的強回波帶。回波緩慢向東北移動過程中,回波帶尾部不斷有新生回波向主體回波靠近,造成回波整體形態基本處于靜止狀態。

從21日10—16時地面風場來看(圖略),由于太行山地形強迫作用,山前維持一條由平原東南風和山區偏北風形成的中尺度輻合線。回波在中尺度輻合線附近不斷初生,進入中尺度輻合帶后迅速發展增強,并依次向東北移動,形成“列車效應”。由于輻合線的存在,非常有利于邊界層暖濕空氣輻合抬升,這是暖區產生深對流的重要原因。

2012年7月21日11—16時,利用FY-2E衛星資料和反演光學厚度(周毓荃等,2008)、雷達回波和地面降水進一步分析云物理特征,其中整點降水量表示該時刻前1 h累積降水,例如12:00的降水量表示11:00—12:00的累積降水量。圖4顯示11時北京和河北境內,存在不斷發展的對流云體,出現大面積云頂黑體亮溫Tbb<-50 ℃的低值區。隨著對流云體發展,光學厚度相應增加。14時,強回波帶移入北京西南地區,強回波團有合并的趨勢,Tbb<-60 ℃,光學厚度顯著增加,說明云體內含有多個零散的高值液水云團,與強回波的位置基本一致。15時,兩個強回波帶彌合形成西南—東北走向的強回波帶,形成一條液水豐富的云帶。

圖4　2012年7月21日11—16時(a)Tbb、(b)光學厚度、(c)組合反射率以及(d)12—17時地面降水量的演變Fig.4　Evolutions of Tbb(a),optical thickness(b) and composite reflectivity(c) from 11:00 BST to 16:00 BST,and precipitation(d) from 12:00 BST to 17:00 BST 21 July 2012

從圖4中可見,Tbb的強度能一定程度上表征云體的發展強弱,但是與強降水落區的匹配關系一般。而光學厚度能很好地表現云體內部含有多個液水含量豐富的對流云體,云中液水分布不均勻。光學厚度高值區與強回波區和強降水區的時空有很好的一致性,三者呈正相關,時間上基本無滯后,說明云水向雨水的轉化迅速。結合光學厚度有助于了解云內液水含量的分布狀況,對判斷降水強度和落區有很好的指示意義。

2.1.2降水垂直結構和云雨轉化特征

為揭示云降水結構和云雨轉化特征,結合回波的垂直剖面、垂直廓線和衛星反演云微物理參數分析云垂直結構的方法來討論。

初始回波對了解云降水機制和云雨轉化特征具有重要意義,故針對影響北京降水的初始回波進行了觀測,由于這些回波特征十分相似,所以對25塊產生降水的初始回波的頂高(0 dBz)、中心高度、中心強度、回波頂升速進行了統計(表1)。

表1初期降水回波特征的統計平均值

Table 1Characteristic statistics of initial precipitation echo

個數/個0℃層高度/km回波頂高/km回波中心高度/km回波中心強度/dBz回波頂升速/(m·s-1)255.14.82.5312.1

從表1可見,初始回波是在暖區形成,降水以暖云降水啟動。回波頂高較低,升速較慢,回波中心很低,比一般的對流云形成暖雨的初始回波高度偏低(胡志晉,1979),同時這些初始回波基本出現在地形中尺度輻合線附近,很可能是由于地形抬升和擾動形成的云體。云底溫度基本大于20 ℃,回波在暖云區增長明顯,回波極值出現在暖區,強度達到30 dBz以上,說明低層較暖的云具有豐沛的液水,降水粒子在暖云區的凝結—碰并過程顯著,暖雨過程在此時段具有重要作用。

選取第一次影響北京降水的對流云團重點分析,圖5為目標云體的水平演變和垂直剖面,圖6為回波垂直廓線。08時探空顯示,0 ℃層高度約為5.1 km,14時約為5.4 km,。

圖5　2012年7月21日對流性回波的組合反射率(a)及其垂直剖面(b)的發展演變Fig.5　Development and evolution of (a)composite reflectivity and its (b)vertical section for the developed convective echo on 21 July 2012

圖6　2012年7月21日07—16時對流云體回波強度的垂直廓線Fig.6　Vertical profiles of echo intensity of convective cloud from 07:00 BST to 16:00 BST 21 July 2012

21日06:12,目標云體的主體回波位于暖區,回波質心位于3 km,強度達到38 dBz。06:24—07:00,回波中心強度迅速增長至50 dBz,回波頂高逐漸抬升至8 km左右,冷雨過程開始發展,但是強回波主體基本位于暖區,回波在暖區增長較快,暖雨過程占主導。07:18,云體并合增長,從回波頂到0 ℃層,回波強度由0 dBz迅速增長至40 dBz,梯度達到8 dBz/km,說明雨滴在凍結層下落過程中經歷了明顯的碰并增長過程,冷雨過程加劇;回波梯度最大值出現在0 ℃層至2.5 km高度處,說明雨滴下落到暖云區經歷了更為深厚有效地碰并增長過程。08—14時,雨強很大,冷區回波梯度較大,0 ℃層上方2 km區域,回波梯度較高,此層為冰晶過冷水混合層,雨滴增長較快。暖區回波依然有明顯的增長,主體回波位于暖區,說明雨滴下落至暖區經歷了深厚有效地碰并增長過程,此階段冷雨和暖雨過程共同起到了重要作用。15—16時,云體處于減弱階段,回波頂較為平緩,回波在暖區依然維持增長至極大值50 dBz,2 km以下回波逐漸遞減,可能雨滴在下降過程中有蒸發或大雨滴發生破碎。

2.1.3云微物理特征分析

21日13:30NOAA極軌衛星過境,利用NOAA衛星反演云粒子有效半徑和云頂溫度(Rosenfeld and Lensky,1998),對云微物理特征進行了分析。

圖7a為MODIS衛星多光譜圖像,區域2為北京地區,圖像主體為紅色,云頂溫度基本低于-40 ℃(冰化高度上限),Re基本達到閾值40 μm(圖7c),云系表現為深厚的降水云,云頂粒子為大冰相粒子。區域1包含了多個不同發展高度的對流云體,能較好地體現各態歷經的假設(Rosenfeld and Lensky,1998),選其為T-Re分析代表云區。圖7b中不同顏色的曲線分別表示不同比例樣本的Re隨溫度的變化曲線,以第50%(深綠色)的T-Re曲線代表云的整體情況。

由圖7b可見,云底10～-10 ℃區間,為凝結碰并增長帶,Re值由4 μm迅速增長至14 μm,云滴有效半徑達到14 μm降水閾值。-dRe/dT值較大,說明水汽和液水條件充足,凝結—碰并作用較強。-20～-10 ℃為混合相增長帶,Re快速增長,由14 μm增長至閾值40 μm,說明冰水轉化過程非常快,碰并作用顯著。-20 ℃以上為冰化過程,云滴粒子半徑達到最大閾值40 μm,基本為冰相粒子,維持一個深厚的冰化增長帶,高空大粒徑的冰相粒子的下落,有利于降水的增強。

圖7　2012年7月21日13:30的MODIS衛星GRB合成圖(a;白色方框為T-Re圖所選的云區)和對應的T-Re圖(b,c;不同顏色的曲線表示不同比例樣本的Re隨T的變化)Fig.7　 (a)RGB composite images of MODIS(the white panes stand for the cloud areas used for the T-Reimages) and (b,c)corresponding T-Reimages for cloud(the curves with different colors stand for variations of Rewith temperature for the corresponding samples with different proportion) at 13:00 BST 21 July 2012

因此,云體在-10 ℃以上存在一個深厚的冰相增長帶,云頂基本以冰相的大粒子為主,冰相過程為優勢的云物理過程。在-10 ℃以下,云滴的凝結碰并作用顯著,云滴增長較快。這種云滴增長的垂直結構與前文利用雷達回波垂直廓線得出的結論較一致,回波在暖區和冰水混合區有明顯的增長,說明暖區和過冷層的液水充沛,有利于降水粒子的碰并增長,同時也符合云滴在-10 ℃以下存在深厚的凝結碰并增長帶。

2.2　鋒面對流云結構特征

21日17—21時,為鋒面線狀對流階段,北京以雨強大的高度組織化線狀對流云降水為主。結合FY-2E衛星和雷達資料對云系特征和回波結構演變進行分析。

2.2.1云場Tbb特征

從Tbb特征演變來看(圖8),17時開始,Tbb≤-52 ℃的冷云蓋面積迅速增長,呈西西南—東東北走向。19時,逐漸形成一個橢圓狀的Tbb≤-52 ℃的冷云蓋,隨后冷云蓋面積迅速增加。20時,Tbb≤-52 ℃的內部冷云罩面積超過5×104km2,形成明顯的橢圓形冷云區,偏心率大于0.7,成為典型的MCC(Mesoscale Convective Complex)系統,內部出現對沖對流云頂,最大降水強度出現在此階段。在此階段,對流云團的Tbb<-52 ℃的云砧出現顯著擴張,根據流體水平散度的定義計算的云團單位面積膨脹速度,在20時達到1.84×10-4s-1,達到中尺度散度的量級。根據云蓋面積膨脹速度、云頂亮溫與垂直運動之間的關系,說明云團內部形成有序的上升運動,同時在19—22時,出現明顯的上沖云頂,位置與線狀對流群的位置匹配。22時之后,冷云區面積持續增加,但移速加快,雨帶迅速移出北京地區。

圖8　2012年7月21日19—22時北京地區FY-2E衛星的Tbb演變Fig.8　Evolution of Tbbbased on FY-2E satellite over Beijing region from 19:00 BST to 22:00 BST 21 July 2012

MCC發展階段,最強位置移動緩慢,基本位于北京偏南地區,云蓋向東北方向顯著擴展。云團西南部Tbb等值線較為密集,同時也是對流云體發展最為旺盛,降水強度最大的區域;東北向云體邊緣的Tbb等值線較稀疏,對流云體處于消亡階段。

2.2.2回波結構特征

結合回波水平分布和垂直剖面以及徑向速度的演變來看(圖9),鋒面對流回波帶主要由線狀對流云體構成,回波強度大,移動緩慢,且移向與回波走向一致,造成局地累積降水時間長。21日17時,回波帶由多個強回波團組成,并逐漸對流組織化,19時,演變成直線形對流強回波帶,回波帶向東東北移動。20—21時,回波帶中前段向東偏南加速移動,南端回波帶的尾部不斷出現多個新生對流單體,向主體回波移動、發展,導致南段回波帶的回波強度和形態基本維持,移速較緩,逐漸演變成“弓形”回波結構。21時之后,強回波帶基本移出北京,北京強降水結束。1 km高度的徑向速度場顯示,17—20時,低空存在徑向風速超過20 m/s的偏南急流,對后期暴雨的水汽輸送起著重要作用。同時偏南低空急流與強回波帶的夾角較大,容易形成抬升氣流。在強回波帶的西南段,在負速度區出現帶狀的正速度逆風區,可能是由于強降水造成的西北向冷出流,同時與平原地區偏南急流形成中尺度輻合帶,形成強烈的輻合抬升,維持云體的發展。中高層風向轉為西南氣流,由于強回波帶的走向與主導西南氣流夾角很小,導致回波帶整體移速較小。21時之后,低空急流南撤,強回波帶迅速東移。

圖9　2012年7月21日17—21時北京地區組合反射率(a)、回波剖面(b)和1 km高度徑向速度(c)的分布Fig.9　Distributions of (a)composite reflectivity,(b)cross sectron of echo and (c)radial velocity at 1 km altitude in Beijing region from 17:00 BST to 21:00 BST 21 July 2012

圖10為剖線處回波垂直廓線,0 ℃層高度約為5.5 km。21日17—21時,回波頂高達到14 km,冷層厚度超過9 km,回波頂高到0 ℃層,回波增長至40 dBz,說明冷云深厚且含水量充沛,降水粒子在冷層中增長較快,含有大量的冰晶、雪、霰等固態大降水粒子,冷雨過程顯著。5.5 km(0 ℃層)至4.5 km處,回波強度略有增長,可能是由于冷云區固態降水粒子下落至暖云區,融化碰并過程造成的。4.5 km以下,回波基本維持不變,說明暖區云水含量減弱,降水粒子不能明顯碰并增長。此階段在0 ℃層以下,基本表現為雨滴的碰并增長過程,而雨滴的破碎或蒸發過程并不明顯,也是此階段雨強大的原因。

圖10　2012年7月21日17—21時對流云體回波強度的垂直廓線Fig.10　Vertical profile of echo intensity of convective cloud from 17:00 BST to 21:00 BST 21 July 2012

2.3　鋒后云系結構特征

21日21時之后,鋒后西北風速加大,強回波帶加速移出北京地區。圖11給出了鋒后和鋒上兩條云系的組合反射率及垂直剖面。22時,在冷鋒后有一發展的帶狀回波逐漸東移,于22日00時形成一條回波強度40 dBz的回波帶,進入北京并向東北移動。22日02時,回波帶逐漸消亡,北京降水基本結束。

圖12表示鋒后云系回波強度垂直廓線,剖面位置見圖11。結合圖11、12可見,21日22時,鋒后云系回波中心出現在0 ℃層附近,相對于前兩階段明顯升高。隨著云體發展,21日23時—22日01時,回波強度逐漸增強,強回波區逐漸由0 ℃層附近向上下擴展延伸,回波頂高達到11 km以上。22日02時,回波強度明顯減弱,回波頂高下降,說明對流云體處于消散階段。

圖11　2012年7月21日22時—22日02時北京地區組合反射率(a)和回波剖面(b)分布Fig.11　Distributions of (a)composite reflectivity and (b)cross section of echo in Beijing region from 22:00 BST 21 to 02:00 BST 22 July 2012

圖12　2012年7月21日22時—22日02時對流云體回波強度的垂直廓線Fig.12　Vertical profile of echo intensity of convective cloud from 22:00 BST 21 to 02:00 BST 22 July 2012

鋒后降水回波結構相對于鋒面云系有明顯的不同,鋒面云系對流旺盛,回波頂較高,回波主體位于0 ℃層以下。鋒后云系初期回波主體基本位于0 ℃層附近,回波強度在0 ℃層附近增長較快,說明在此處冰晶粒子與云水的碰并作用較為顯著,降水粒子出現明顯增長。降水粒子下落到暖區,回波基本維持不變,說明暖區云水含量較少,降水粒子不能有效碰并增長。

3結論

綜合利用多普勒雷達資料、FY-2E靜止衛星反演云參數、MODIS極軌衛星反演產品,對北京2012年7月21日特大暴雨三階段的云降水結構及云雨轉化特征進行分析,得出以下結論:

1)暖區對流降水階段(21日10—16時),初始回波和回波主體位于暖云區,降水以暖雨降水機制啟動,暖雨過程起主要貢獻。回波廓線表明,雨滴在暖區存在深厚有效的碰并增長過程。隨著云體的發展,凍結層以上降水粒子凝結碰并加強,冷雨過程加劇。T-Re分析表明云底至-10 ℃高度,云滴的凝結碰并作用顯著,云滴增長較快。-10 ℃層以上為深厚的冰相增長帶,云頂以冰相大粒子為主。光學厚度與回波強度和降水強度呈正相關,利用光學厚度能很好地判定地面降水強度和落區。云水向雨水轉化迅速。

2)鋒面線狀對流階段(21日17—21時),云系發展為高度組織化的“低質心”液態MCC系統,地面降水強度很大。回波強度在冰水混合層增長明顯,說明降水粒子在凍結層有明顯增長。從0 ℃層至下方1.5 km區間,回波增長至極大值,往下回波強度基本維持,反映了降水粒子下落至暖云區存在碰并增長過程,而雨滴的蒸發或破碎過程并不顯著。

3)鋒后降水階段(21日22時之后),初期回波主體基本位于0 ℃層附近,回波強度在0 ℃層附近增長較快,說明在此處冰晶粒子與云水的碰并作用較為顯。降水回波廓線表現前期降水粒子下落,存在明顯的雨滴蒸發過程。隨著云體發展,降水粒子下落到暖區,回波基本維持不變,說明暖區云水含量較少,降水粒子不能有效碰并增長。

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(責任編輯：孫寧)

Characteristics and transformation of cloud and precipitation of the extreme torrential rain in Beijing on 21 July 2012

ZHOU Yu-quan1,2,JIANG Yuan-hua1,CAI Miao2

(1.Nanjing University of Information Science and Technology,Nanjing 210044,China; 2.China Academy of Meteorological Sciences,Beijing 100081,China)

Abstract:Using the data of Doppler radar and the cloud paramters products retrieved from FY-2E geostationary satellite data and MODIS Polar-orbiting satellite data,this paper analyzes the structure and transformation of cloud and precipitation in the extreme torrential rain process in Beijing on 21 July 2012.It shows that three stages of the precipitation process have different vertical structures of cloud and precipitation.1)In the warm area convective precipitation stage,the precipitation starts with the warm rain process.The rain drops grow quickly with significant coagulation in the warm cloud area,and the warm rain process is important for precipitation.With the development of cloud,the cold rain process is intensified.T-Re analysis shows that cloud droplets grow quickly below -10 ℃ level with significant condensation-coagulation.There is a deep zone of mixed phase above -10 ℃ level,with the top of cloud dominated by ice particles,and cloud water converts to rainfall quickly.2)In the front convective precipitation stage,the liquid MCC(Mesoscale Convective Complex) system with highly organization and low centroid is the main precipitation system with high rainfall intensity.The echo intensity increases quickly at ice-water mixed layer,and the freezing layer is the key area of rain microphysical process.The rain drops grow quickly with significant coagulation in the warm cloud area,but the broken or evaporation is not obvious.3)In the backward front precipitation stage,the ice particles increase quickly at near 0 ℃ level by coagulating cloud water.There is obvious evaporation in the early precipitation process.With the development of cloud,cloud water is less in the warm cloud area,and the rain drops can not grow without effective coagulation.

Key words:extreme torrential rain;characteristics of cloud and precipitation;Doppler radar;cloud parameters retrieved from satellite data

doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20141201001

文章編號：1674-7097(2015)03-0321-12

中圖分類號：P458.3

文獻標志碼：A

通信作者：周毓荃,博士,正研級高工,研究方向為云降水物理、人工影響天氣和遙感反演,zhouyq05@163.com.

基金項目:國家高技術研究發展計劃(863計劃)項目(2012AA120902)

收稿日期：2014-12-01；改回日期：2015-03-31

周毓荃,蔣元華,蔡淼.2015.北京“7.21”特大暴雨云降水結構及云雨轉化特征[J].大氣科學學報,38(3):321-332.doi：10.13878/j.cnki.dqkxxb.20141201001.

Zhou Yu-quan,Jiang Yuan-hua,Cai Miao.2015.Characteristics and transformation of cloud and precipitation of the extreme torrential rain in Beijing on 21 July 2012[J].Trans Atmos Sci,38(3):321-332.(in Chinese).