“7 .19”暴雨成因分析

祝玉梅,周顯偉,朱春濤,梁 爽

（齊齊哈爾市氣象局，黑龍江 齊齊哈爾161006）

1 引言

暴雨是齊齊哈爾市夏季主要災害性天氣， 很多人對暴雨過程進行了分析，如胡燕平[1]等分析得出當對流層高層有“干侵入”向對流層低層傾斜到暴雨區附近時，有利于強降水發生；張晨暉[2]等分析指出暴雨一般出現θse 等值線最陡峭且密集的區域內，陡峭密集區內有利于氣旋性渦度發展。 鋒區南側不穩定能量發展高度越高，降水強度越強。 本文利用常規氣象資料、國家氣象衛星中心FY-2E 衛星資料、九三農場雷達回波資料綜合分析了2014年7月19日夜里發生在齊齊哈爾北部的一次暴雨天氣過程， 試圖找出一些具有參考意義的預報著眼點。

2 降水實況

2014年7月19-20日齊齊哈爾市出現較大降水，全市平均降雨量為49.0 mm。 降水較大的區域位于齊齊哈爾市北部的訥河、克山、克東、依安和拜泉等地， 平均雨量分別為59.1 mm、106.1 mm、64 mm、87.2 mm,和104.1 mm，其中有51 個鄉鎮的雨量超過50.0 mm，21 個鄉鎮的雨量超過100.0 mm。 由于降雨區域集中， 江河水位上漲迅猛，140 個水庫超汛限的有50 個。 據統計，截至21日12時，洪澇災害造成全市5 個縣（市）36 個鄉鎮受災。 受災人口26.73 萬人，死亡2 人。 農作物受災面積15.68 萬公頃，成災面積12.57 萬公頃，絕收面積2.74 萬公頃，倒塌房屋252戶、596 間，直接經濟損失6.51 億元。

3 環流背景分析

7月19日20時(圖1)500 hPa 高度場上歐亞中高緯地區為多波動型， 貝加爾湖以東大興安嶺地區受淺槽控制，有弱冷空氣滑下；而副高588 線北跳到46°N 左右，使得暴雨區高層等壓線密集，風力較大，高層抽吸作用明顯。 從700 hPa 和850 hPa 的槽位置上看， 暴雨區上空淺槽隨著高度的降低深度逐漸加大；暖平流越來越明顯，低層急流把水汽從渤海灣一直輸送到暴雨區，700 hPa 和850 hPa 存在風場輻合，為降水區提供了充沛的水汽和不穩定能量的堆積。

19日17時(圖略)地面圖上，暴雨區位于地面冷鋒前部暖區中，處于低壓橫軸的前部，恰好處于西南氣流與東南氣流的交匯處， 地面風力較小， 擾動較弱，有利于地面氣流的輻合堆積。 19日20時海平面氣壓場東移并開始北收，觸發暴雨區開始降水，地面風力較小，暴雨區轉為南風和東風的輻合。 19日23時，低壓趨于成熟，冷鋒壓到暴雨區，暴雨區風速及水汽輻合均明顯加強，地面風速達到10 m/s，地面輻合觸發不穩定能量，促使不穩定能量迅速釋放，上升運動發展強烈。

圖1 19日20時500 hPa 高度場和風場

4 物理量場分析

4.1 假相當位溫

500 hPa 上θse 低能舌自大興安嶺伸向齊齊哈爾地區北部，700 hPa 上θse 場高能舌自吉林伸向齊齊哈爾，850 hPa 上θse 場等溫線密集，西南氣流源源不斷地把暖濕氣流輸送到齊齊哈爾地區， 形成該地區的高能中心， 這表明低層增溫增濕， 高層冷空氣南下， 這種疊加在低層高能舌上的高層低能舌的形勢加大了大氣的不穩定度，有利于形成強對流天氣。 假相當位溫空間垂直剖面圖 （圖2） 上, 地面到700 hPaθse 隨高度升高而減小， 自地面向上伸展的舌狀高值區在122.5°E-127°E, 該區域為上升運動區；且θse500-θse850 負值區與θse700 ，θse850 高值區重合，滿足高溫、高濕的不穩定條件，利于暴雨生成[3]。這說明， 齊齊哈爾暴雨區常發生在中低層是高溫高濕的有利環境下，同時，暖濕氣流的輻合抬升也促使了不穩定能量的釋放，形成降水。

圖2 19日20時沿47.8°N 的θse 垂直剖面(單位℃)

4.2 渦度

分析19日20時沿47.8°N 的渦度垂直剖面圖（圖3）， 齊齊哈爾市上空1000-850 hPa 為正渦度，700 hPa 以上為負渦度， 最大負渦度中心出現在200 hPa 高空，其值為-80×10-5s-1，最大正渦度中心出現在925 hPa 高空，其值為20×10-5s-1，這種配置說明中低層有正渦度有利于氣旋加強， 高層有負渦度有利于反氣旋加強，且高層反氣旋加強作用更強，低層輻合高層輻散有利于對流系統進一步發展， 使系統維持和加強。

圖3 19日20時沿47.8°N 的渦度垂直剖面圖(單位℃)

4.3 水汽通量和水汽通量散度

暴雨的產生需要有充足的水汽， 西南氣流是本次暴雨的主要水汽輸送載體。 但暴雨的發生更重要的是這些水汽能否在此地匯集， 特別是底層的水汽匯集。 為此計算了此次暴雨上空的水汽通量和水汽通量散度。 19日20時925-700 hPa 黑龍江省西部地區都為水汽通量大值區，且850 hPa 上有兩個閉合的水汽通量大值中心， 中心值都為16×10-2g·cm-2·s-1，暴雨區位于兩個大值中心的鞍型場內，850 hPa 上水汽通量最大值達到14×10-2g·cm-2·s-1。 在850 hPa 有水汽通量散度負大值中心（輻合），中心值為-20×10-2g·hPa-1·cm-2·s-1， 且大值中心位于暴雨區上空。 可以看到水汽通量中心和水汽通量輻合中心并不重疊，水汽通量輻合中心對本次暴雨的落區有很好的指示意義。 因此，低層大的水汽通量以及水汽通量散度說明， 齊齊哈爾地區不僅有大的水汽輸送而且還有水汽的強烈輻合， 為該地區暴雨的產生提供了充沛的水汽條件。

4.4 “上干下濕”的濕度層結

19日20時的齊齊哈爾探空圖的物理量場 （圖略）可知，700 hPa 以下相對濕度都維持在80%以上，溫度露點差<3 ℃，700 hPa 以上相對濕度迅速減小；嫩江站600 hPa 以下相對濕度大于65%，600 hPa 以上相對濕度也迅速減小， 這表明黑龍江省西部地區對流層低層濕度大， 且濕層較深厚，700-500 hPa 有干冷空氣存在，“上干下濕” 的濕度層結對短時暴雨的形成有利。

5 探空資料分析

降水開始前，齊齊哈爾北部受暖濕氣團控制，有較大的不穩定能量， 大興安嶺北部新生槽的尾部不斷有冷空氣下滑導致不穩定能量的觸發。19日20時齊齊哈爾探空圖 （圖4a） 上， 濕層已經擴展到700 hPa，700 hPa 以下風向隨高度順轉，有暖平流，風向風速隨高度快速轉變， 因此風的垂直切變較大，CAPE 值達到2535 J/kg，CIN 值僅為35 J/kg 對流抑制弱， 潛在不穩定能量大，K 指數>34 ℃達到齊齊哈爾市暴雨K 指數的閾值。 嫩江探空圖（圖4b）上，對流有效位能大于對流抑制能，K 指數為33 ℃,風速的垂直變化比齊齊哈爾更劇烈， 且上干下濕的層結不穩定更加明顯。 這說明齊齊哈爾北部大氣層結不穩定劇烈，為對流天氣的發生、發展提供較大的不穩定能量、水汽條件和觸發條件。

圖4 19日20時(a)齊齊哈爾探空圖和(b)嫩江探空圖

6 衛星云圖分析

利用氣象衛星云圖能夠直觀地看到各種天氣系統下產生的云系演變情況， 同時也可以幫助識別云系對應的天氣系統[4]。 本文利用每小時一次的FY-2C衛星資料， 對影響2014年7月19日夜齊齊哈爾北部地區暴雨的對流混合體進行初步分析。

(1)生成、發展階段。 19日19時在齊齊哈爾市偏北方向開始出現對流云團，尺度較小，強度不強。 20時冷云區范圍迅速增大，云團呈現圓形，強度梯度較大，云頂溫度迅速降低色調變紅，邊界清晰，此時齊齊哈爾北部訥河市19-20時1 h 降雨量達到72.5 mm，強降水出現在云團的第二象限（西偏西北方向，下同）的邊緣強度梯度大的區域。

(2)成熟階段。21-22時云團由圓形逐漸趨于半圓形，后界變成為“<”形，面積較前一個時次增大近兩倍，亮溫梯度加大，冷云頂繼續膨脹，且冷云區覆蓋整個云頂色調變淺白， 云團邊緣整齊光滑， 克山縣21-22時1 h 降雨量達到59.6 mm， 強降水出現在云團的第二象限，冷云梯度大的區域。23時-次日01時由于西南氣流向暴雨區不斷輸送大量的水汽和不穩定能量致使對流云團發展達到旺盛階段， 云頂發展得更高，但發展速度減慢，后界少動呈現“(”，且后界的強度梯度仍然很強，依安縣19日23時至20日00時1 h 降雨量達到88.4 mm，拜泉縣20日00-01時1 h 降雨量達到47.3 mm，強降水依舊出現在云團的第二象限。 此后，云團維持旺盛階段移出齊齊哈爾市轄區。

以上分析可知， 19日19時-20日01時，由于低空暖濕氣流的堆積、抬升作用，云團在齊齊哈爾市上空迅速膨脹發展，呈現明顯的團（塊）形式，強對流中心（CB 云）的形成，為齊齊哈爾市的強降水提供了云物理條件。 云圖上可以清楚的看出強降水的落區，是短時臨近預報的重要依據。

7 雷達回波

7.1 反射率產品分析

分析這次暴雨過程的反射率產品發現，強度大、移動速度緩慢的混合性降水回波是造成這次齊齊哈爾北部地區暴雨過程的主要因素。 19日18時00 分（圖略）在九三分局西南距離測站80-100 km 之間有對流單體生成，中心強度在50 dBz 附近，回波主體向東南方向移動，移動過程中迅速加強，影響范圍不斷擴大。19時46 分回波主體移到雷達探測范圍的西南方向形成強度中心為50-60 dBz 的混合性回波，強回波頂高在10 km 左右。 平均徑向速度出現中尺度氣旋式輻合流場[5]，此時降雨強度和面積開始迅速增大，到20時訥河本站1 h 降雨量達72.5 mm。22時19 分回波處于發展旺盛期， 大于50 dBz 的強回波帶位于測站正南方， 對應的低仰角0.5°、1.5°的PPI 反射率因子圖上均有明顯的“V”型缺口，通過多層次顯示可以看到弱回波區。

19日21時-20日01時前側的混合型回波移到測站東南方向， 尾部不斷有強對流單體生成逐漸合并成強回波帶， 強回波帶的強降水單體依次通過同一地點，產生了“列車效應”，使累計雨量達到最大。依安縣19日23時-20日00時1 h 降雨量達到88.4 mm，就是“列車效應”的結果。

7.2 雷達回波徑向風場特征

從19時19 分雷達徑向速度圖上看“零”速度線呈西北東南向直線型分布，整層為西南風，距離雷達60-90 km 處出現速度大值區，負速度中心值為25 m/s，西南風為系統的發展提供充沛的水汽，且西南-東北走向的暖濕氣流碰上冷鋒不斷觸發新的對流回波生成。 21時03 分“零”速度線呈“s”型，曲率變化大，各層次均為偏南風，本站南70 km 處出現輻合區，有利于對流發展，從而使得降水得以維持。

8 結論

（1）高空冷空氣、低空暖濕氣流與地面低壓配合，為短時強降水的發生提供了動力和水汽條件。

（2）850 hPa 切變線的存在為降水區提供了充沛的水汽和不穩定能量的堆積， 在地面輻合的觸發下不穩定能量得以釋放是產生暴雨的主要原因。

（3）近地層偏南氣流與低空東南氣流為系統提供充沛的水汽，加強了對流的發展，使暴雨得以維持。

（4）強對流云團的生成、移動與強降水的發生密切相關。 本次暴雨發生在低層高能舌與高層低能舌的疊加區域，這種形勢加大了大氣的不穩定度；水汽通量散度比較好地反映本次暴雨的強度和落區。

（5）回波中出現“V”型缺口、中尺度氣旋式輻合等特征，這可作為短時、臨近預報的一個著眼點。

[1] 胡燕平，田秀霞，趙規劃，等．沙澧河流域兩場大暴雨過程的對比分析[J]．氣象，21108，34(8)：95-103．

[2] 張晨暉，劉靜，張程明，等．寧波一次特大暴雨過程的診斷分析[J]．暴雨災害，2010，29(2)：166-170．

[3] 姚學祥.天氣預報技術與方法[M]，北京：氣象出版社，2011。

[4] 呂江津，王慶元，楊曉君．海河流域一次大到暴雨天氣過程的預報分析［J］．氣象，2007，33（10）：52-60．

[5] 俞小鼎，姚秀萍，熊廷南，等．多普勒天氣雷達原理與業務應用［M］．氣象出版社，2006：53-61．